Petrology and mineral chemistry of the Hamaneh granitoid, West of Yazd (Central Iran zone)

Document Type : Original Article

Authors

Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran

Abstract

Introduction
Mineral chemistry has a significant role in determining the stages of magma evolution. Amphiboles, Biotite, plagioclase, and chlorite are minerals whose chemical composition show the temperature and pressure conditions of magma. These minerals are often used for the petrogenesis of granitoid bodies and record the characteristics and geochemical features as well as tectonic conditions of the producing magma (Abdel-Rahman, 1994; Nachit et al., 2005). The granitoid bodies of west Yazd have wide outcrops with different compositions. These rocks are part of the volcano-plutonic belt of Central Iran (Aftabi and Atapour, 2000) with calc-alkaline nature, meta luminous, and mostly of I-type (Hassanzade et al., 2002). The Hamaneh monzogranite bodies, with light color and dark enclaves, are located in 45 km at E53°48ˊ to E53°58ˊ longitude and N31°50ˊ to N31°56ˊ latitude. This area is part of the Shirkuh Mountain in Yazd with a northeast-southwest trend. Hamaneh monzogranite belongs to the Oligocene magmatic activity. In the present research, the mineral chemistry of amphibole, biotite, plagioclase, and chlorite has been investigated to determine the origin and stages of formation and evolution of the magma.
Regional Geology
The studied area geologically located in the middle part of the Urmia-Dokhtar magmatic zonewith a wide collection of Cenozoic magmatic rocks and is characterized by a length of about 2000 km, and a width of approximately 50 to 150 km, parallel to the metamorphosed zones of Sanandaj-Sirjan and Zagros, has a wide collection of Cenozoic magmatic rocks. This area has witnessed extensive magmatic activity in the Cenozoic, especially in the Eocene, which during the Oligocene-Miocene hosted numerous intrusive masses with different ages and compositions (Hassanzadeh et al., 2002). The oldest formation in the region is the green siltstone shale and sandstone of the Kahar Formation. The dolomitic rocks of the Soltanieh Formation are unconformably on the Kaher Formation with purple and cream-colored sand shale layers. The Permian sediments (Jamal Formation) composed of limestone and dolomite layers and the Mesozoic sediments started with a dark unit of volcanic laterite rocks with the Lower Triassic followed by dolomitic rocks belonging to the Otri Formation. The shale and sandstone of the Shemshak Formation are upper Triassic sediments. Cretaceous sediments are exposed in the form of destructive rocks. Upper Triassic (Sangestan Formation) has a variety of conglomerate and conglomerate sandstones with round to semi-round pieces of sandstone and Shirkuh granite. The Paleogene begins with the Kerman Formation conglomerate. Then, there are alluvial cones, alluvial plains, and alluviums of young rivers.
Analytical methods
For the lithology and chemistry of minerals in Hamaneh monzogranite, 20 thin-section samples were selected for chemical analysis of amphibole, plagioclase, biotite, and chlorite minerals and sent to Oklahoma City University laboratory. Microprobe analyses were performed with the Cameca model SX100 device with an accelerating voltage of 15 KV and current intensity of 15 nA. The results of chemical data of amphibole, biotite, feldspar, and chlorite minerals are given in Tables 1 to 4.
Petrography and Minerals Chemistry
It is often fine to medium grain texture, granophyric and perthitic texture. The main minerals are orthoclase, plagioclase, and quartz. Orthoclase with an abundance of 25 to 32% is amorphous to semi-amorphous, and plagioclase is a frequency of 24 to 44% that was often as shaped to semi-shaped with zoning. The quartzes are often amorphous and intergranular, and some have wave extinction and fractures with a frequency of 19 to 31. The minor minerals were amphibole, biotite, sphene, zircon, and opaque minerals. Amphibole is green with an abundance of 2.5 to 4.5%, shaped to semi-shaped with a simple twinning. Biotite crystals with an abundance of 2 to 4%. Mineral chemistry of amphiboles was shown as calcic magmatic amphiboles, ranging from magneiso-hornblende and actinolite. Which formed at 530-890℃ and up to 4.3 kbars. That was shown depth 3 to 5.40 km and fO2 (0.5). <Fe#, which corresponds to the calc-alkaline nature in a subduction environment (Anderson, 1996; Rieder et al., 1998). The Hamaneh amphiboles were formed in active continental margins related to subduction. Mineral chemistry of biotites point to a primary biotites that are magmatic and emplaced between annite and phlogopite in the Mg-biotite range. The Hamaneh biotites are I-type indicating the tectonic setting of the calc-alkaline granitoid magmatic series in the subduction zone. Biotites under study were formed at 650-730°C and a pressure of 10-11 to 10-14 kbar. Also, feldspar are (An21 to An32) (Or45 to Or59) orthoclase. The feldspars are of the oligoclase-andesine type, as well as in the feldspar thermometry diagram (Elkins and Grove, 1990; Deer et al., 1991) that was formed in 700 to 800ºC. Based on mineral chemistry, the chlorites are ripidolite and pycnochlorite in composition. Regarding the relatively high iron amount, they have formed at 330 and 360 ºC by alteration of biotite and amphiboles.
Discussion and Conclusion
The Hamaneh monzogranite, with the main minerals of quartz, orthoclase, plagioclase, amphibole, biotite and secondary minerals of sphene, zircon, and apatite lies in the west of Yazd. The main textures are medium-fine-grained, granophyric, and myrmekite. This body is calc-alkaline and type I. Based on mineral chemistry data, the crystallization of minerals was according to the Bowen series. The calcic amphiboles of magnesio-hornblende to actinolite nature crystallized at 890-530 ℃. Simultaneously with this mineral, oligoclase-type plagioclase to andesine crystallized at 700-800 ℃ and magnesium biotites at 730-650 ℃. Finally, due to secondary alteration, chlorite was formed from the biotite and amphibole developed at a temperature of 330 to 360 ℃ All these minerals point to the mantle nature of the parent magma produced these mineral and have suffered crustal contamination during the ascent. This magma originated at a depth of 3 to 5.5 kilometers, pressure of 0.5 to 4.5 kbars, temperature of 530 to 890 ℃ and at oxidizing conditions. The parent magma of the rocks under study belongs to the subduction structural ground position related to the active continental margin.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

تنوع ساختاری و ترکیب شیمیایی آمفیبول موجب شده است آنها در بازة گسترده‌ای از سنگ‌های گوناگون با شرایط دما و فشار متفاوت پدیدار شوند (Esawi, 2004). ازآنجایی‌که آمفیبول عنصرهای فراوانی را در ساختمان خود جای می‌دهد، از ترکیب شیمیایی این کانی می‌توان به سرگذشت تبلور ماگمایی پی برد (Schmidt, 1992; Johnson and Rutherford, 1989; Hollister et al., 1987; Hammarstrom and Zen, 1986). همچنین، بیوتیت یک فاز فرومنیزینی است که در بسیاری از سنگ‌های آذرین فلسیک حضور دارد و ترکیب شیمیایی آن به سرشت ماگما بسیار وابسته است (Abdel-Rahman, 1994; Wones and Eugster, 1965). این کانی ویژگی‌ها و شرایط زمین‌شیمیایی، تکتونیکی ماگمای سازنده را در خود ثبت می‌کند به‌ همین علت به‌عنوان کلیدی در بررسی نوع ماگما و زمین‌شیمی گرانیتوییدها در سطحی گسترده به‌کار برده می‌شود (Abdel-Rahman, 1994; Nachit et al., 2005). ترکیب کانی بیوتیت نشان‌دهندة سرشت و شرایط فیزیکوشیمیایی ماگمای مادر است (Abdel-Rahman, 1994). همچنین، ترکیب شیمیایی کلریت در ارزیابی دمای دگرسانی و پیدایش کلریت کاربرد دارد (De Caritat et al., 1993).

توده‌های گرانیتوییدی باختر استان یزد، با طیف ترکیبی متفاوت، رخنمون‌های گسترده‌ای در منطقه دارند که تودة مونزوگرانیتی هامانه یکی از این توده‌هاست. این نوشتار نخستین بررسی جامع شیمی کانی‌های تودة آذرین درونی هامانه است و تا کنون روی این توده بررسی‌های سنگ‌شناسی و کانی‌شناسی انجام نشده است. توده‌های آذرین درونی باختر یزد بخشی از کمربند ولکانو-پلوتونیک ایران مرکزی (Aftabi and Atapour, 2000) هستند که با سرشت کالک‌آلکالن، متاآلومین و بیشتر از نوع I (Hassanzadeh et al., 2002) در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبة جنوبی ایران مرکزی در امتداد حاشیة قاره‌ای ایران مرکزی پدیده آمده‌اند (Berberian and King, 1981; Berberian et al., 1982; Alavi, 2004; Omrani et al., 2008).

تودة گرانیتوییدی هامانه با رخنمون مرتفع و رنگ روشن دیده می‌شود و انکلاوهای تیره، در اندازة کوچک تا قطر 2 سانتیمتر دارد که شامل تجمعاتی از کانی‌‎های هورنبلند، بیوتیت، کانی‌های کدر و کمی پلاژیوکلاز است. این توده در 45 کیلومتری یزد و در طــول جغرافیــایی خــاوری 48° 53 تــا 58 ° 53 و عرض‌هــای جغرافیــایی 50°31 تــا 56 °31 شــمالی جای گرفته‌ است. این منطقه بخشی از رشته کوه شیرکوه یزد است و روند شمال‌خاوری– جنوب‌باختری دارد. این تودة آذرین درونی پیامد فعالیت ماگمایی در الیگوسن است (Darvishzadeh, 2007). در این پژوهش برای بررسی خاستگاه و مراحل پیدایش و تحول ماگمای سازندة این توده به بررسی شیمی کانی‌های آمفیبول، بیوتیت، پلاژیوکلاز و کلریت پرداخته شده ‌است.

زمین‌شناسی منطقة هامانه

منطقة هامانه از دیدگاه ساختاری در پهنة زمین‌ساختاری ایران مرکزی جای گرفته است (شکل 1). این پهنه، با ‌طول نزدیک به 2000 کیلومتر، پهنای نزدیک به 50 تا 150 کیلومتر و موازی پهنة دگرگونیِ سنندج- سیرجان و زاگرس، مجموعه گسترده‌ای از سنگ‌های ماگمایی سنوزوییک دارد. این پهنه شاهد تکاپوی ماگمایی گسترده‌ای در سنوزوییک به‌ویژه در ائوسن بوده است که هنگام الیگوسن – میوسن میزبان توده‌های آذرین درونی فراوانی با سن و ترکیب متفاوت بوده‌اند (Hassanzadeh et al., 2002). به باور بیشتر زمین‌شناسان، پهنة تکتونوماگمایی ارومیه- دختر، کمان ماگمایی نوع آندی و بخشی از کمربند کوهزایی زاگرس است که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبة جنوبی ایران مرکزی پدید آمده است (Berberian and King, 1981; Berberian et al., 1982; Alavi, 2004; Shahabpour, 2005; Omrani et al., 2008).

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی پهنه‌های ساختاری ایران (Shabanian et al., 2018).

Figure 1. Geology map of structure unites of the Iran (Shabanian et al., 2018).

کهن‌ترین سازند منطقه، شیل و ماسه‌سنگ سیلستون سبز زیتونى سازند کهر است (Hajmolaali et al., 1996) (شکل 2). با نفوذ تودة مونزوگرانیتی هامانه درون سازند کهر، هاله‌ای از دگرگونی همبری هورنفلس و اسکارن در پیرامون این توده پدید آمده ‌است. گاه رخنمون‌های از دگرسانی گرمابی، اسکارن‌سازی، کانه‌زایی آهن و مس در این منطقه دیده می‌شوند.

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی منطقه مورد بررسی، اقتباس از نقشه زمین‌شناسی یزد با اندکی تغییرات (Hajmolaali et al., 1996).

Figure 2. Geological map of the studied area, adapted from the geological map of Yazd with some changes (Hajmolaali et al., 1996).

در شکل‌های 3-A و 3-B نمایی از مونزوگرانیت هامانه نمایش داده شده ‌است. نهشته‌های کواترنری بیشتر به‌صورت پادگانه‌ها و رسوب‌های رودخانه‌ای، سنگ‌های تراورتن، مخروط افکنه، کفه‌های نمکی و گلی، دشت‌های آبرفتی و آبرفت‌های مسیل‌های جوان در منطقه دیده می‌شوند.

روش انجام پژوهش

برای بررسی‌های سنگ‌شناسی و شیمی کانی‌ها در تودة مونزوگرانیت هامانه، شمار 20 نمونه مقطع نازک برای تجزیة شیمیایی کانی‌های آمفیبول، پلاژیوکلاز، بیوتیت و کلریت برگزیده شدند و به آزمایشگاه دانشگاه اُکلاهماسیتی امریکا فرستاده شدند. دستگاه ریزکاوالکترونی مدل Cameca مدل SX100 با ولتاژ شتاب‌دهندة KV15 و شدت جریان nA15 به‌کار برده شد. داده‌های شیمیایی به‌دست‌آمده برای 8 نقطه کانی‌های آمفیبول، 10 نقطة بیوتیت، 7 نقطة فلدسپار و 2 نقطة کلریت در جدول ‌های 1 تا 5 آورده شده‌اند. نام اختصاری کانی‌ها در شکل‌ها و جدول‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) بهره گرفته شده است.

شکل 3. A) نمایی از تودة مونزوگرانیت هامانه (دید رو به شمال)؛ B) رخنمون توده گرانیتوییدی (دید رو به شمال‌باختری).

Figure 3. A) The monzogranite pluton of the Hamaneh (Northward view); B) Outcrop of monzogranite pluton (Northwestward view).

سنگ‌نگاری

در بررسی مقاطع نازک تودة مونزوگرانیتی هامانه، بافت‎ بیشتر گرانولار ریز تا متوسط دانه است که در برخی بخش‌ها بافت گرانوفیری و پرتیتی نیز دیده می‌‌شود و نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‌ها در شرایط کم فشار و محیط کمابیش کم‌آب (هیپرسولوس) است (شکل‌های 4-A و 4-B). ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، کوارتز از کانی‌های اصلی سازندة این توده هستند. ارتوکلاز با فراوانی 25 تا 32 درصدحجمی به‌صورت بی‌‌شکل تا نیمه‌‌شکل‌دار، عموماً بافت پرتیتی رشته‌ای نشان می‌دهد (شکل 4-C). پلاژیوکلازها با فراوانی متغیر 24 تا 44 درصدحجمی، بیشتر به‌صورت شکل‌‌دار تا نیمه‌شکل‌‌دار با منطقه‌‌بندی ترکیبی و خاموشی غیریکنواخت دیده می‌شوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز حاشیة واکنشی، آثار خوردگی و محو‌شدگی تیغه‌‌های ماکل نشان می‌دهند. بر پایة زاویه خاموشی، پلاژیوکلاز بازة ترکیب الیگوکلاز- آندزین دارد.

کوارتزها بیشتر بی‌شکل و به‌صورت میان‌دانه‌ای هستند و برخی خاموشی موجی و شکستگی با فراوانی 19 تا 31 درصدحجمی نشان می‌دهند (شکل‌های 4-A تا 4-C). در این نمونه‌ها، آمفیبول و بیوتیت از کانی‌های مافیک و اسفن، زیرکن و کانی کدر از کانی‌های فرعی هستند. آمفیبول‌ها با فراوان 5/2 تا 5/4 درصد، شکل‌‌‌دار تا نیمه‌‌‌شکل‌‌دار با ماکل ساده دیده می‌‌شوند. گاه دگرسانی هورنبلند به کلریت و بیوتیت دیده می‌شود (شکل 4-D). بلورهای بیوتیت با فراوانی 2 تا 4 درصدحجمی، بیشتر شکل‌‌دار تا نیمه‌شکل‌‌دار، با چندرنگی قهوه‌ای تیره تا روشن دیده می‌شود. همچنین، کانی‌‌های ثانویه شامل کانی‌‌های کلریت، بیوتیت، اکسید آهن حاصل از دگرسانی آمفیبول، و کانی‌های رسی و سریسیت حاصل از دگرسانی ارتوکلاز را می‌توان شناسایی کرد. در حاشیة بیوتیت و آمفیبول‌ها، کلریت‌های فراوانی در پی دگرسانی این کانی‌ها دیده‌ می‌شوند. ترکیب کانی‌شناسی مودال به‌طور خلاصه در جدول 1 آورده شده ‌است.

شکل 4. A) بافت گرانولار و حاشیة گردشدة هورنبلند و محوشدگی تیغه‌های ماکل و منطقه‌بندی در پلاژیوکلاز تودة مونزوگرانیتی؛ B) بافت گرانولار و حضور کانی‌‌های کوارتز، ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند؛ C، D) بافت گرانولار، دگرسانی هورنبلند به بیوتیت و کلریت، ارتوکلاز پرتیتی و حضور اسفن و آپاتیت (در XPL).

Figure 4. A) Granular texture and rounded margin of the hornblende and dissipation of the twining and zoning of the plagioclase in the monzogranite; B) granular texture and quartz, plagioclase, biotite, and hornblende; C, D) granular texture, alteration of hornblende to biotite and chlorite, orthoclase perthite and the presence of sphene and apatite (in XPL).

جدول 1. ترکیب مودال تودة مونزوگرانیتی هامانه.

Table 1. Modal composition of Hamaneh Monzogranite.

Sample No.

GH.KF.6.11

GH.KF.7.1

GH.KF.7.3

GH.KF.7.7

GH.KF.7.15

GH.KF.7.26

GH.KF.7.40

Qz

31.3

31.6

28.11

29

25.1

25.46

28.82

A.F

24.2

26.4

30.92

28.1

25.1

31.12

18.76

Pl

34

36.3

34.67

38.1

24.17

37.72

43.92

Bit

4.1

1.8

2.1

2.1

2.8

2.9

2.4

Hbl

4.5

3.1

2.9

2.4

3.1

3.2

4.1

Px

-

-

-

-

-

-

-

Ap

<0.1

-

-

-

<0.1

-

<0.1

Opq

1.8

0.8

1.3

0.3

2.8

0.6

1.9

Counted points

657

605

630

632

655

656

610

Abbreviations: Qz=Quartz, A.F=Alkali Feldspar, Pl=Plagioclase, Bit=Biotite, Hbl=Hornblende, Px=Pyroxene, Ap=Apatite, Opq=Opaque mineral.

شیمی کانی‌ها

با توجه به اهمیت کانی‌های آمفیبول، پلاژیوکلاز، بیوتیت و کلریت در بررسی فرایند تحول و تکامل ماگما، (Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992; De Caritat et al., 1993; Abdel-Rahman, 1994) ، در این بخش به بررسی شیمی این کانی‌ها پرداخته شده ‌است.

الف- آمفیبول

در شکل 5 تصویر BSE از آمفیبول آورده شده ‌است. داد‌ه‌های ریزکاوالکترونیِ آمفیبول‌های تودة مونزوگرانیتی هامانه در جدول 2 آورده ‌شده‌اند. برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری این کانی‌ها از روش 13 کاتیونی و 23 اتم اکسیژن (Leake et al., 1997) بهره گرفته شده است.

شکل 5. تصویر BSE از آمفیبول تودة مونزوگرانیتی هامانه.

Figure 5. BSE image of an amphibole in the Hamaneh Monzogranite.

جدول 2. داده‌های ریزکاوالکترونی آمفیبول‌های تودة مونزوگرانیت هامانه (فرمول ساختاری بر پایة 23 اکسیژن).

Table 2. Microprobe data for amphiboles in the Hamaneh monzogranite (calculated structural formula is based on 23 oxygen atoms).

H.7.15

H.7.15

H.7.15

H.7.15

H.7.15

H. 7.3

H. 7.3

H. 7.3

Sample No.

1/5/R

1/4/M

1/3/C

1/2/M

1/1/R

4/12/R

4/11/C

4/10/R

Position

47.52

46.76

45.73

46.87

48.35

47.03

49.24

46.87

SiO2

1.37

1.33

1.72

0.78

1.12

0.62

2.31

0.25

TiO2

6.16

6.56

7.16

5.82

5.52

5.55

3.53

5.20

Al2O3

14.12

14.79

17.89

15.78

15.24

13.41

13.39

13.03

FeO

0.39

0.44

0.68

0.92

0.68

0.51

0.52

0.54

MnO

15.23

14.89

11.27

14.81

14.35

12.23

12.19

12.63

MgO

11.48

10.96

11.23

12.34

11.45

10.34

10.68

9.85

CaO

1.39

1.52

1.44

1.03

1.23

1.21

0.63

1.22

Na2O

0.49

0.47

0.60

0.37

0.47

0.53

0.17

0.49

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.85

0.14

0.46

F

99.11

98.90

98.38

99.83

99.30

92.60

92.83

91.06

Total

6.81

6.72

6.77

6.74

6.95

7.29

7.54

7.31

Si

1.04

1.11

1.23

0.99

0.94

0.71

0.46

0.69

AlIV

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.30

0.17

0.26

AlVI

1.04

1.11

1.25

0.99

0.94

1.01

0.63

0.95

AlT

0.15

0.14

0.19

0.08

0.12

0.07

0.27

0.03

Ti

1.03

1.27

0.74

1.20

0.96

0.37

0.04

0.61

Fe+3

0.66

0.51

1.48

0.70

0.87

1.37

1.68

1.09

Fe+2

0.05

0.05

0.09

0.11

0.08

0.07

0.07

0.07

Mn

3.26

3.19

2.49

3.18

3.08

2.82

2.78

2.94

Mg

1.76

1.69

1.78

1.90

1.76

1.72

1.75

1.65

Ca

0.39

0.42

0.41

0.29

0.34

0.36

0.19

0.37

Na

0.09

0.09

0.11

0.07

0.09

0.10

0.03

0.10

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.42

0.07

0.23

F

15.24

15.20

15.31

15.26

15.19

15.60

15.04

15.34

SUM

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

1.94

2.00

(Na+Ca)B

0.24

0.31

0.22

0.10

0.24

0.28

0.19

0.35

Na B

0.24

0.20

0.31

0.26

0.19

0.18

0.03

0.11

(Na+K)A

0.83

0.86

0.63

0.82

0.78

0.67

0.62

0.73

Mg/(Mg+Fe+2)

1.00

1.00

0.97

1.00

1.00

0.55

0.18

0.70

Fe+3/(Fe+3+AlVI)

Mg-Hb

Mg-Hb

Mg-Hb

Mg-Hb

Mg-Hb

Mg-Hb

Act

Mg-Hb

Name

Abbreviations: R=Rim; M=Middle; C=Core; Mg-Hb; Magnesio-hornblende; Act: Actinolite.

بررسی ترکیب شیمیایی آمفیبول‌های تودة گرانیتوییدی هامانه نشان می‌دهد این آمفیبول‌ها از نوع آمفیبول‌های کلسیک هستند که در بازة ترکیبی منیزوهورنبلند و اکتینولیت جای می‌گیرند (شکل‌های 6-A و 6-B). از شاخص‌های زمین‌شیمیایی، فرمول ساختمانی این نوع آمفیبول‌ها Si<7.5 و Ca>1.6 است که نشان‌دهندة خاستگاه آذرین آنها به‌شمار می‌روند (Pal et al., 2001). برای شناخت نوع آمفیبول منطقه از دیدگاه خاستگاه ماگمایی و دگرگونی، از نمودارهای Si در برابر مجموع کاتیون‌های Na+K+Ca و نمودار AlVI در برابر AlIV بهره گرفته شده ‌است. آمفیبول‌های یادشده در بازة آمفیبول‌های ماگمایی جای می‌گیرند (شکل‌های 7-A و 7-B).

شکل 6. A، B) ترکیب شیمیایی آمفیبول‌های مونزوگرانیت هامانه در نمودارهای رده‌بندی آمفیبول‌ها ( Leake et al., 1997 , 2004).

Figure 6. A, B) Chemical composition of amphiboles in the Hamaneh Monzogranite on the amphibole classification diagrams (Leake et al., 1997, 2004).

شکل 7. نمودارهای شناسایی آمفیبول‌های آذرین از دگرگونی A) نمودار AlVI در برابر AlIV (Fleet and Barnett, 1978)؛ B) نمودار مجموع کاتیون‌های Si در برابر Na+Ca+K (Sial et al., 1998).

Figure 7. Discriminant diagrams for igneous and metamorphic amphiboles A) AlVI versus AlIV (Fleet and Barnett, 1978); B) Si versus Na+Ca+K diagram (Sial et al., 1998).

پژوهشگران بسیاری، برای به‌دست‌آورن فشار و دما، کاربرد ترکیب شیمیایی آمفیبول را پیشنهاد کرده‌اند (Pal et al., 2001). از آنجایی‌که مقدار Al در آمفیبول‌ها به شرایط محیط و مجموعه‌ای از عواملی مانند فشار، دما، فوگاسیتة اکسیژن و ترکیب سنگ کل وابسته است، برای زمین‌فشارسنجی بر پایة محتوای AlVI در هورنبلند (فشار تبلور آمفیبول)، از روش‌های گوناگونی بهره گرفته می‌شود (Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Schmidt, 1992). در جدول 3 داده‌های دما و فشارسنجی به‌دست‌آمده آورده شده‌اند. آمفیبول‌‌های هامانه در بازة دمایی 896 - 803 درجة سانتیگراد پدید آمده‌اند (شکل 8-A). همچنین، بر پایة محاسبات انجام‌شده، میانگین بازة فشاری برابر با 81/0 تا 32/2 کیلوبار است (شکل 8-B).

بر پایة محاسبات زمین‎دماسنجی و زمین‌فشارسنجی (Holland and Blundy, 1994; Moazzen and Droop, 2005)، ژرفای پیدایش هورنبلندهای هامانه 78/2 تا 37/4 کیلومتری و در بازة فوگاسیتة اکسیژن بالا (5/0 Fe#<) است که با سرشت کالک‌آلکالن تودة آذرین درونی منطقه و پیدایش آن در پهنة فرورانش همخوانی دارد (Anderson, 1996; Rieder et al., 1998) (شکل 8-C). بر پایة تغییرات Na2O، K2O، Al2O3 و MgO در برابر TiO2 آمفیبول‌ها در سنگ‌های آذرین، می‌توان توع سری‌های ماگمایی را شناسایی کرد (Molina et al., 2009). در این نمودار، آمفیبول‌ها در گسترة ساب‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 8-D). از ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آمفیبول‌ها، ویژگی‌های دگرنهادی محیط‌های تکنوماگمایی مختلف به‌ویژه محیط‌های فرورانش (S-Amph) و درون‌صفحه‌ای (I-Amph) است (Coltorti et al., 2007). بر پایة نمودارهای مختلف Na2O در برابر SiO2 (Coltori et al., 2007)، آمفیبول‌ِ توده‌های مونزوگرانیتی باختر یزد در محدودة تکنوماگمایی وابسته به پهنه‌های فرورانش جای می‌گیرد (شکل 8-E). از آنجایی‌که مقدار AlIV آمفیبول‌ها از 5/1 کمتر است (جدول 2)، در گسترة حاشیة فعال قاره‌ای وابسته به فرورانش جای می‌گیرند.

جدول 3. فشار، دما، ژرفا و فوگاسیتة اکسیژن مونزوگرانیت هامانه بر پایة محاسبه به روش‌های گوناگون.

Table 3. Pressure, temperature. depth and fO2 of the Hamaneh Monzogranite based on various methods.

Sample No.

Point No.

Amphibole Name

Pressure (Kbar)

Temperature (˚C)

LogƒO2

(bars)

Depth (km)

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

H.7.3

4/10/R

Mg-Hbl

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

H.7.3

4/11/C

Actinolite

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

H.7.3

4/12/R

Mg-Hbl

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

H.7.15

1/1/R

Mg-Hbl

0.79

0.52

0.50

1.44

-

0.81

806

806

-11.84

2.60

2.78

H.7.15

1/2/M

Mg-Hbl

1.04

0.81

0.71

1.69

-

1.06

896

896

-10.15

2.83

3.03

H.7.15

1/3/C

Mg-Hbl

2.36

2.29

1.83

2.94

2.20

2.32

803

803

-13.24

4.09

4.37

H.7.15

1/4/M

Mg-Hbl

1.67

1.51

1.24

2.28

0.90

1.52

870

870

-10.86

3.47

3.71

H.7.15

1/5/R

Mg-Hbl

1.32

1.11

0.94

1.95

-

1.33

846

846

-10.79

3.03

3.24

Average H

-

-

1.44

1.25

1.04

2.06

1.55

1.41

844

844

-11.38

3.20

3.43

1= Hammarstrom and Zen (1986)

4= Schmidt (1992)

8= Average Temperature (˚C)

Mg-Hb=

Magnesio-Homblende

2= Hollister et al. (1987)

5= Anderson and Schmidt (1995)

9= Oceanic depth (km) (ρ=2890 kg/m3)

3= Johnson and Rutherford (1989)

6= Average Pressure

10= Continental depth (km) (ρ=2700 kg/m3)

Fe-Hb= Ferro-Hornblende

 

7= Schmidt (1992)

Tre –Act= Tremolite- Actinolite
                                 

مقدار عدد منیزیم (Mg#) در هورنبلند که فاکتور مهمی برای شناسایی خاستگاه ماگماست در آمفیبول‌های تودة هامانه 74/0 که به خاستگاه گوشته‌ای اشاره می‌کند. روند تغییرات عنصرها در آمفیبول‌های منطقه گویای روند پیشروندة تبلور ماگمایی است. در نمودار شکل 8-F، همبستگی مثبتی میان Ti و AlIV دیده می‌شود. این روند نشان می‌دهد تنوع ترکیبی در آمفیبول‌های سنگ‌های منطقه به مقدار AlIV و جانشینی کاتیون‌های Fe3+، Ti، Na، K و AlIV در جایگاه هشت‌وجهی وابسته است و می‌تواند گویای مرحلة پایانی روند پیشرفت تبلور ماگما باشد (Molina et al., 2009).

شکل 8. ترکیب آمفیبول‌های تودة مونزوگرانیتی هامانه در A) نمودار فشار در برابر AlT (Schmidt, 1992) و بازة دمایی پیدایش آمفیبول؛ B) نمودار دما در برابر AlT (Anderson and Smite, 1995) و محاسبة فشار پیدایش آمفیبول؛ C) نمودارAlIV در برابر FeT+Mg/FeT (Anderson and Smite, 1995)؛ D) جایگاه زمین‌ساختی پیدایش آمفیبول‌های هامانه؛ E) ترکیب شیمیایی آمفیبول‌ها (I-Amph : آمفیبول درون‌صفحه‌‌ای S-Amph: آمفیبول وابسته به پهنه‌های فرورانش)؛ F) روند خطی مثبت مجموع کاتیون‌های AlVI+Fe3++2Ti+Asite در برابر AlIV.

Figure 8. Composition of amphiboles in the Hamaneh monzogranite on A) Pressure versus AlT diagram (Schmidt, 1992) and the temperature range of amphibole formation; B) Temperature versus AlT diagram (Anderson and Smite, 1995) and calculated pressure of amphibole formation; C) AlIV versus FeT+Mg/FeOT diagram (Anderson and Smite, 1995); D) Tectonomagmatic setting of the amphiboles; E) Cemical composition of amphiboles (I-Amph: within-plate amphiboles, S-Amph: subduction-related amphiboles); F) Linear trend diagram of AlIV versus AlVI + Fe3+ + 2Ti+Asite cations.

ب- بیوتیت

در شکل 9 تصویر الکترون‌های برگشتی (BSE) بیوتیت هامانه آورده شده ‌است. داده‌های ریزکاوالکترونی بیوتیت‌ها پس از تفکیک مقدار Fe2+ وFe3+ بر پایة روش پیشنهادی دروپ (Droop, 1987) و محاسبة فرمول ساختاری بر پایة روش 24 اکسیژن در جدول 2 آورده شده ‌است.

شکل 9. تصویر الکترون‌های برگشتی (BSE) از بیوتیت مونزوگرانیت هامانه.

Figure 9. BSE photograph of the biotite in the monzogranite of Hamaneh.

بر پایة داده‌های ریزکاوالکترونیِ بیوتیت‌های مونزوگرانیت هامانه (جدول 3) در نموار سه‌تایی پیشنهادیِ ناچیت و همکاران (Nachit et al., 2005)، بیوتیت‌ها در محدوة A جای می‌گیرند که گویای اولیه‌بودن آنها و تبلور از ماگماست (شکل 10-A). مقدار AlVI<1 (بر پایة 24 اکسیژن) از ویژگی‌های بیوتیت‌های ماگمایی است. در این جدول Xtotal مجموع کاتیون‌های بزرگ با بار ضعیف (463/2- 969/1) و Ytotal گویای مجموع یون‌های دو تا چهارظرفیتی (943/7-293/8) با اندازه متوسط شامل می‌شود. در نمودار رده‌بندی بیوتیت نمونه‌ها در محدوة بیوتیت و در میان دو قطب آنیت و فلوگویت جای می‌گیرند (شکل 10-B) و بر پایة نمودار رده‌بندی پیشنهادیِ فورستر (Forster, 1989)، میکاهای تودة هامانه در محدودۀ منیزیو- بیوتیت جای می‌گیرند (شکل 10-C). این نوع بیوتیت نتیجة تبلور اولیة اکسیدهای آهن (مگنتیت) و تیتانیم‌دار (تیتانیت) هستند و حضور این مجموعه کانی‌های بیوتیت منیزیم‌دار، مگنتیت و تیتانیت با هم، نشان‌دهندة فوگاسیتة کمابیش بالای اکسیژن در ماگماست.

جدول 4. داده‌های ریزکاوالکترونیِ بیوتیت‌های تودة هامانه و فرمول ساختاری آنها بر پایة 24 اتم اکسیژن، به روش دروپ (Droop, 1987).

Table 4. Microprobe data of biotites in Hamaneh pluton (Calculated based on 24 oxygen atoms and Droop, 1987).

Position

1/1/R

1/2/M

1/3/C

1/4/M

1/5/R

1/2/R

2-Feb

3-Feb

4-Feb

5-Feb

SiO2

36.61

37.17

37.05

36.84

36.29

35.76

37.48

36.18

36.06

38.01

TiO2

2.33

3.15

3.26

2.77

2.26

4.86

4.89

4.22

3.95

3.87

Al2O3

12.90

12.64

12.87

13.11

11.42

13.25

13.63

13.43

13.39

12.86

FeO

21.79

21.58

22.38

22.2

21.81

19.89

18.49

19.45

19.68

17.83

MnO

0.37

0.37

0.39

0.41

0.88

0.44

0.39

0.31

0.40

0.30

MgO

10.55

10.5

10.56

10.4

10.42

12.11

11.92

12.37

12.46

10.89

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.06

0.01

0.17

0.01

0.01

0.00

Na2O

0.08

0.15

0.10

0.15

0.04

0.09

0.42

0.09

0.11

0.14

K2O

10.20

10.28

10.18

10.37

10.02

10.55

11.09

10.64

10.61

12.43

F

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.42

0.09

0.11

0.14

Total

95.23

96.48

96.95

96.79

93.56

97.05

98.90

96.79

96.78

96.47

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Position

1/1/R

1/2/M

1/3/C

1/4/M

1/5/R

1/2/R

2-Feb

3-Feb

4-Feb

5-Feb

Si

9.87

9.98

10.05

10.02

9.70

10.09

5.59

5.52

5.51

5.81

AlIV

5.74

5.75

5.70

5.71

5.82

5.46

2.39

2.41

2.41

2.20

AlVI

2.26

2.25

2.30

2.32

2.16

2.38

0.00

0.00

0.00

0.12

AlT

0.12

0.06

0.04

0.09

0.00

0.00

2.39

2.41

2.41

2.32

Ti

2.38

2.31

2.34

2.39

2.16

2.38

0.55

0.48

0.45

0.45

Fe

0.28

0.37

0.38

0.32

0.27

0.56

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

2.30

2.48

2.52

2.28

Mg

2.86

2.79

2.88

2.87

2.93

2.54

0.05

0.04

0.05

0.04

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.03

0.00

0.00

0.00

Na

0.02

0.05

0.03

0.05

0.01

0.03

0.12

0.03

0.03

0.04

K

2.04

2.03

2.00

2.05

2.05

2.05

2.11

2.07

2.07

2.42

F

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.18

0.04

0.05

0.06

SUM

22.21

22.07

22.07

22.22

22.12

22.22

22.18

22.26

22.29

22.14

YTotal

8.15

8.00

8.10

8.13

7.97

8.29

7.94

8.23

8.27

7.68

XTotal

2.06

2.07

1.97

2.09

2.07

2.08

2.26

2.10

2.10

2.46

AlTotal

2.38

2.31

2.34

2.39

2.16

2.38

2.39

2.41

2.41

2.32

Fe/Fe+Mg

0.54

0.54

0.54

0.55

0.54

0.48

0.47

0.47

0.47

0.48

Mn/Mn+Fe

0.02

0.02

0.02

0.02

0.04

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

Mg#

0.46

0.76

0.46

0.46

0.46

0.52

0.53

0.53

0.53

0.52

در نمودار تعیین خاستگاه بیوتیت‌ها (Jiang et al., 2002)، بیوتیت‌های هامانه در محدوده‌های تیپ I جای می‌گیرند (شکل 11-A). در نمودارسه‌تایی MgO، Al2O3 و FeOT، بیوتیت‌ها در محدودة زمین‌ساختی سری ماگمایی گرانیتوییدی کالک‌آلکالن (C) جای می‌گیرند (شکل 11-B) و در محیط کوهزایی مرتبط با پهنة فرورانش که در دمای 650 تا 730 درجة سانتیگراد پدید آمده‌اند (شکل‌های 11-C و 11-D) و آلودگی متوسط تا شدید پوسته‌‌ای نشان می‌دهند (شکل‌های 12-A و 12-B). کم‌بودن عدد منیزیم (Mg#<0.66) در بیوتیت‌های منطقه، را می‌توان به خاستگاه آنها از ماگمایی کالک‌آلکالن و تحول‌یافته‌تر از ماگماهای آلکالن پتاسیک نسبت داد (Yavuz, 2003).

پ- فلدسپار

برای بررسی ترکیب شیمیایی و فرایندهای فیزیکی- شیمیایی حاکم بر محیط پیدایش فلدسپارها در تود‌ة هامانه، داده‌های ریزکاوالکترونی 8 فلدسپار و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایۀ 8 اتم اکسیژن (Deer et al., 1991) در جدول 3 آورده شده‌‌اند. این داده‌ها نشان می‌دهند ترکیب پلاژیوکلازها از An21 تا An32، و ترکیب آلکالی فلدسپارها از Or45 تا Or59 در نوسان است (جدول 3). حاشیۀ پلاژیوکلازها نسبت به مرکز درصد آنورتیت بیشتری دارند و کلسیک‌تر است، پس منطقه‌بندی غیرعادی و وارونه دارند. این ویژگی از نشانه‌های نبود تعادل بلور و ماگما در پی رخداد فرایندهایی مانند آمیختگی ماگمایی و یا تغییر فشار بخار آب در هنگام تبلور پلاژیوکلازها به‌شمار می‌رود. هرچند بافت آنتی‌راپاکیوی و لخته‌های کانی‌های مافیک در این سنگ‌ها نیز چه‌بسا گویای رخداد آمیختگی ماگمایی است (Hibbard, 1995). جانمایی نمونه‌ها در نمودار سه‌تایی Or-Ab-An نشان می‌دهد فلدسپار‌ها الیگوکلاز- آندزین هستند. همچنین، در نمودار دماسنجی فلدسپارها (Elkins and Grove, 1990; Deer et al., 1991) ، دمای پیدایش فلدسپارها در بازۀ 700 تا 800 درجة سانتیگراد برآورد می‌شود (شکل‌های 13-A و 13-B).

شکل 10. ترکیب شیمیایی بیوتیت‌های تودة گرانیتوییدی هامانه در A) نمودار سه‌تایی تمایز انواع بیوتیت‌ها (Nachit et al., 2005)؛ B) نمودار سه‌تایی MgO-FeO-Al2O3 (Nockolds, 1947)؛ C) نمودار رده‌بندی شیمیایی میکاها (Forster, 1989).

Figure 10. Chemical composition of biotites in Hamaneh granitoid in A) Ternary discrimination diagram of biotites (Nachit et al., 2005); B) MgO-FeO-Al2O3 ternary diagram (Nockolds, 1947); C) Chemical classification diagram of micas (Forster, 1989).

شکل 11. ترکیب شیمیایی بیوتیت‌های تودة گرانیتوییدی هامانه در A) نمودار تغییرات (Fe+Mg)/Fe در برابر AlIV (Jiang et al., 2002)؛ B) نمودار سه‌تایی FeO-MgO-Al2O3 برای رده‌بندی سری‌‌های ماگماییِ گرانیتوییدی؛ C) نمودار دماسنجی بر پایة مقدار تیتانیم در بیوتیت‌ها (Henry et al., 2005)؛ D) نمودار تغییرات O2ƒ Log در برابر دما بر پایة درجة سانتیگراد (Wones and Eugster, 1965).

Figure 11. Chemical composition of biotites in Hamaneh granitoid in A) (Fe+Mg)/Fe versus AlIV diagram (Jiang et al., 2002); B) FeO-MgO-Al2O3 ternary diagram for magmatic series classification of granitoids; C) thermometry diagram based on titanium content of biotites (Henry et al., 2005); D) Log fO2 versus temperature (in degrees Celsius) (Wones and Eugster, 1965).

شکل 12. نمونه‌های بیوتیت‌های هامانه در A) نمودار Log(XMg/XFe) در برابر Log(XF/XOH) (Ague and Brimhall, 1988)؛ B) نمودار Log(XMg) در برابر Log(XF) (Ague and Brimhall, 1988).

Figure 12. Biotites of Hamaneh granitoid in A) Log(XMg/XFe) versus Log(XF/XOH) diagram (Ague and Brimhall, 1988); B) Log(XMg) versus Log(XF) diagram (Ague and Brimhall, 1988).

 جدول 5. داده‌های ریزکاوالکترونی فلدسپارهای مونزوگرانیت هامانه به‌همراه فرمول ساختاری بر پایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی.

Table 5. Microprobe data of feldspars in the Hamaneh monzogranite, and the calculated structural formula based on 8 oxygen, and the end members.

Sample No.

H.7.3

H.7.3

H.7.3

H.7.3

H.7.15

H.7.15

H.7.15

Position

2/6/C

2/7/M

2/8/M

2/9/R

2\6

2\7

2\8

SiO2

63.25

61.39

60.40

59.73

61.06

58.12

59.67

TiO2

0.32

1.74

1.65

1.32

0.00

0.00

0.00

Al2O3

23.65

25.62

25.46

25.69

23.45

25.12

24.98

FeO

0.29

0.22

0.22

0.22

0.00

0.12

0.05

MgO

0.10

0.03

0.01

0.02

0.00

0.13

0.00

CaO

5.00

6.54

6.67

7.47

0.00

0.00

0.00

Na2O

9.04

8.59

8.27

7.79

5.87

8.79

6.86

K2O

0.31

0.36

0.36

0.22

8.29

7.12

7.68

Total

101.11

100.93

99.74

99.90

98.67

99.40

99.25

Si

2.52

2.42

2.42

2.41

2.51

2.31

2.41

Al

1.21

1.41

1.41

1.41

1.31

1.31

1.31

Ca

0.41

0.51

0.51

0.62

0.00

0.00

0.00

Na

1.41

1.41

1.31

1.21

1.04

1.41

1.11

K

0.01

0.10

0.11

0.00

1.31

1.12

1.21

Sum

5.60

5.70

5.70

5.60

6.00

6.30

6.10

Or

2.50

2.90

3.00

1.90

58.50

44.70

52.80

Ab

76.40

70.30

69.10

66.30

41.50

55.30

47.20

An

21.10

26.80

27.90

31.80

0.00

0.00

0.00

 

شکل 13. A) ترکیب فلدسپارهای هامانه در نمودار سه‌تایی Or- Ab-An (Deer et al., 1991)؛ B) برآورد دمای پیدایش فلدسپارها در نمودار سه‌تایی Or- Ab-An همراه با ایزوترم‌های سولووس (Elkins and Grove, 1990).

Figure 13. A) Composition of the Hamaneh feldspars in the Or-Ab-An diagram (Deer et al., 1991); B) Temperature estimation of the feldspar formation in the Or-Ab-An diagram with the Solvus isotherms (Elkins and Grove, 1990).

ت- کلریت

داده‌های ریزکاوالکترونیِ کلریت‌ها به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها بر پایة 28 اتم اکسیژن در جدول 4 آورده شده‌اند.

جدول 6. داده‌های ریزکاوالکترونیِ کلریت‌های تودة هامانه (فرمول ساختاری بر پایه 28 اتم اکسیژن).

Table 6. Results of microprobe analysis of Hamaneh body chlorites (based on 28 oxygens).

Sample No.

H.7.3

H.7.3

SiO2

27.80

28.11

TiO2

0.030

0.040

Al2O3

16.12

15.50

FeO

27.10

28.60

MnO

0.890

0.700

MgO

15.12

14.68

CaO

0.040

0.030

Na2O

0.020

0.030

K2O

0.010

0.050

Total

87.15

87.72

Si

5.980

6.040

AlIV

2.020

1.960

AlVI

2.060

1.970

AlT

4.080

3.930

Ti

0.000

0.010

Fe3+

0.020

0.000

Fe2+

4.850

5.140

Mn

0.160

0.130

Mg

4.850

4.700

Ca

0.010

0.010

Na

0.020

0.030

K

0.010

0.030

SUM

28.02

28.02

Fe/Fe+Mg

0.500

0.520

برای تعیین نوع کلریت‌ها از نمودارهای گوناگونی (Deer et al., 1991, 1996) بهره گرفته شد. کلریت‌های هامانه در گسترة پیکنوکلریت جای می‌گیرند (شکل‌های 14-A و 14-B). بر پایة ترکیب شیمیایی کلریت‌ها و با توجه به مقدار کمابیش بالای آهن، این کلریت‌‌ها از دگرسانی بیوتیت‌ها پدید آمده‌اند. دانشمندان روش‌های گوناگونی برای زمین‌دماسنجی کلریت دانشمندان پیشنهاد کرده‌اند (De Caritat et al., 1993; Cathelineau and Nieva, 1985; Vidal et al., 2006; Inoue et al., 2010; Bourdelle and Cathelineau, 2015). یکی از بهترین روش‌ها برای تعیین درجة دمای پیداش کلریت را کاتلینو و نیوآ (Cathelineau and Nieva, 1985) ارائه کرده‌اند. در این روش، ترکیب شیمیایی کلریت رابطة مستقیمی با دما دارد و شمار اتم‌های Al در جایگاه تتراهدرال (AlIV) در کلریت به‌شدت به دمای پیدایش کلریت وابسته است. فرمول به‌کاررفته به‌صورت زیر است:

T (ºC) =

T=2.02+8.26*10-2/4.71*10-3=446

T=1.96+8.26*10-2/4.71*10-3=433

دمای به‌دست‌آمده برای دگرسانی بر پایة روش یادشده از 433 تا466 درجة سانتیگراد در نوسان است.

برداشت

تودة آذرین درونی هامانه با ترکیب مونزوگرانیتی در باختر استان یزد جای دارد. مجموعه کانی‌های اصلی این مونزوگرانیت شامل کوارتز، ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت است. بررسی شیمی کانی‌های آمفیبول، بیوتیت و پلاژیوکلاز گویای حضور ماگمای از نوع I با سرشت کالک‌آلکالن در منطقه است. شیمی کانی‌های آمفیبول‌ به حضور آمفیبول‌های کلسیک منیزیوهورنبلند تا اکتینولیت اشاره دارد که در دمای 803 تا 896 سانتیگراد و فشار 81/0 تا 32/2 کیلوبار و ژرفای 78/2 تا 37/4 متبلور شده‌‌اند. همچنین، بلورهای پلاژیوکلازها در دمای 700 تا 800 درجة سانتیگراد و بیوتیت‌ها‌ در دمای 650 تا 730 درجة سانتیگراد متبلورشده‌اند. پیدایش کلریت در تودة مونزوگرانیتی هامانه در پی دگرسانی‌های ثانویه کانی‌های آمفیبول و بیوتیت در دمای 433 تا 466 درجة سانتیگراد رخ داده است. بر پایة داده‌های به‌دست‌آمده، تودة مونزوگرانیتی هامانه به جایگاه زمین‌ساختاری فرورانش مرتبط با حاشیة قاره‌ای فعال تعلق دارد که هنگام صعود دچار آلایش پوسته‌ای شده ‌است.

 

 

شکل 14. ترکیب شیمیایی کلریت‌های هامانه در نمودار A) تغییرات Si در برابر Fe/ (Fe+Mg) (Deer et al., 1991)؛ B) نمودار تغییرات Si در برابرFetotal (Deer et al., 1996).

Figure 14. Chemical composition of the Hamaneh chlorites in A) Si versus Fe/ (Fe+Mg) diagram (Deer et al., 1991); B) Si versua Fetotal diagram (Deer et al., 1996).

References

Abdel- Rahman, A.M. (1994) Nature of biotites from Alkaline, Calc-alkaline and Peraluminous magmas, Journal of Petrology, 35(2), 525-541. https://doi.org/10.1093/petrology/35.2.525
Aftabi, A., and Atapour, H. (2000) Regional aspects of shoshonitic volcanism in Iran. Episodes, 23, 119-125.
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey of Iran, 582 p.
Ague, J.J., and Brimhall G.H. (1988) Regional variations in bulk chemistry, mineralogy and the compositions of mafic and accessory minerals in the batholiths of California. Geological Society of America Bulletin, 100, 891-911.
Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304, 1-20. https://doi.org/10.2475/ajs.304.1.1
Anderson, J.L. (1996) Status of thermo-barometry in granitic batholiths. Earth Science Review, 87, 125-138. https://doi.org/10.1017/S0263593300006544
Anderson, J.L., and Smith D.R. (1995) The effect of temperature and oxygen fugacity on Al-in-hornblende barometry, American Mineralogist, 80, 549-559. https://doi.org/10.2138/am-1995-5-614
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18, 210-265. https://doi.org/10.1139/e81-019
Berberian, F., Muir, I.D., Pankhurst, R.J., and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and early Miocene Andean-type plutonic activity in northern Makran and Central Iran. Journal of the Geological Society, 139, 605-614. https://doi.org/10.1144/gsjgs.139.5.0605
Bourdelle, F., and Cathelineau, M. (2015) Low-temperature chlorite geothermometry: a graphical representation based on a T–R2+–Si diagram. European Journal of Mineralogy 27, 617-626. https://doi.org/10.1127/ejm/2015/0027-2467
Cathelineau, M., and Nieva, D. (1985) A chlorite solid solution geothermometer-The Los Azufres (Mexico) geothermal system: Contribution to Mineralogy and Petrology, 91, 324-351. https://doi.org/10.1007/BF00413350
Coltorti, M., Bondaiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O’Reilly, S.Y., and Powell W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle, Lithos, 99, 68-84. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.05.009
Darvishzadeh, A (2007) Geology of Iran. 436 p. Neda Publication, Tehran.
De Caritat, P., Hutcheon, I.A.N., and Walshe, J.L. (1993) Chlorite geothermometry: a review. Clays and Clay Minerals 41, 219-239. https://doi.org/10.1346/ccmn.1993.0410210
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1991) An introduction to the rock forming minerals. 528 p. Longman Scientific and Technical, https://doi.org/10.3749/canmin.51.4.663
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1996) Rock-forming mineral. 333 p. Longman Scientific & Technical.
Droop, G.T.R. (1987) A general equation Fe3+ concentration in ferromagnesian silicates and oxygen from microprobe analysis using stoichiometric criteria", Mineralogical Magazine, 51, 431-435. https://doi.org/10.1180/minmag.1987.051.361.10
Elkins, L.T., and Grove, T.L. (1990) Ternary feldspar experiments and thermodynamic models. American Mineralogist, 75, 544-559.
Esawi, E.K. (2004) AMPH-CLASS: An excel spreadsheet for the classification and nomenclature of amphibole based on the 1997 recommendations of the international mineralogical Association, Computers Geosciences, 30, 753-760. https://doi.org/10.1016/j.cageo.2004.05.007
Fleet, M.E., and Barnett R.L. (1978) Partitioning in calciferous amphiboles from the Frood Mine Sudbury, Ontario, The Canadian Mineralogist, 16, 527–532.
Forster, H.J., and Tischendorf, G. (1989) Reconstruction of the volatile characteristics of granitoidic magmas and hydrothermal solutions on the basis of dark micas: the Hercynian Postkinematic granites and associated high-temperature mineralization of the Erzgebirge (G.D.R). Chemie der Erade (Geochemistry), 49, 7-20.
Hajmolaali, A., Ghomashi, A., Afsharian, A.M., and Hadadian, M. (1996) Geology map 1/100000 of Khezrabad. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran.
Hammarstrom, J.M., and Zen, E. (1986) Aluminium in hornblende and empirical igneous geobarmometer. American Mineralogist, 710, 1297-1313.
Hassanzadeh, J., Ghazi, A.M., Axen, G., Guest, B. (2002) Oligomiocene mafic-alkaline magmatism in north and northwest of Ira n: evidence for the separation of the Alborz from the Urumieh-Dokhtar magmatic arc. Geological Society of America, 34, 331.
Henry, D.J., Guidotti, C.V., and Thomason, J.A. (2005) The Ti-substitution surface for low-to-medium pressure metapeliticbiotites: implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms, American Mineralogist 90, 316-328. https://doi.org/10.2138/am.2005.1498
Hibbard, M.J. (1995). Petrography to petrogenesis. Prentice Hall, 587.
Holland, T., and Blundy, J. (1994) Non-Ideal Interactions in Calcic Amphiboles and Their Bearing on Amphibole-Plagioclase Thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 116(4), 1994, 433-447. https://doi.org/10.1007/BF00310910
Hollister, L.S., Grissom, G.C., Peters, E.K., Stowell, H.H., and Sisson, V.B. (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.
Inoue, A., Kurokawa, K., Hatta, T. (2010) Application of chlorite geothermometry to hydrothermal alteration in Toyoha geothermal system, Southwestern Hokkaido, Japan. Resource Geology, 60, 52–70. https://doi.org/10.1111/j.1751-3928.2010.00114.x
Jiang, Y., Jiang, S., Ling, H., Zhou, X., Rui, X., and Yang, W. (2002) Petrology and geochemistry of shoshonitic plutons from the western Kunlun orogenic belt, Xinjiang, northwestern China: Implications for granitoid geneses. Lithos, 63, 165-187. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(02)00140-8
Johnson, M.C., and Rutherford, M.J. (1989) Experimental Calibration of the aluminum in hornblende geobarometer with application to Long Valley Caldera (California) volcanic rocks. Geology, 17, 837-841.
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 Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names. European Journal of Mineralogy, 9, 623–651. https://doi.org/10.1180/minmag.1997.061.405.13
Leake, B.E., Woolley, A.R., Birch, W.D., Burke, E.A.J., Ferraris, G., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kisch, H.J., Krivovichv, 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. The Canadian Mineralogist, 41, 1355-1370. https://doi.org/10.2113/gscanmin.41.6.1355
Moazzen, M., and Droop, G.T.R. (2005) Application of mineral thermometers and barometers to granitoid igneous rocks: the Etive Complex, W Scotland. Mineralogy and Petrology, 83, 27-53. https://doi.org/10.1007/s00710-004-0059-z
Molina, J., Scarrow, J., Montero, P.G., and Bea, F. (2009) High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: Evidence for mildly alkalichybrid. https://doi.org/10.1007/s00410-008-0371-4
Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E.L.H., and Ohoud, M.B. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, C.R. Acad. Science. Paris Geoscience, 337, 1415-1420. https://doi.org/10.1016/j.crte.2005.09.002
Nockolds, S.R. (1947) The relation between chemical composition and paragenesis in the Biotite micas of igneous rocks. American Journal of Sciences, 245, 401-420, https://doi.org/10.1016/0009-2541(71)90036-2
Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G., and Jolivet, L. (2008) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: A new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos 106, 380-398. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2008.09.008
Pal, N., Pal, D.C., Mishra, B., and Meyer, F. M. (2001) The evolution of the Palim granite in the Bastar tin province, Central India. Mineralogy and Petrology, 72, 281-304. https://doi.org/10.1007/s007100170020 
Rieder, M., Cavazzini, G., Yakonov, Y., Kamenetskii, V., Gottardi, G., Guggenheim, S., Koval, P., Muller, G., Neiva, A., Radosolvich, E., Robert, J., Sassi, F., Takeda, H., Weiss, Z., and Wones, D. (1998) Nomenclature of the micas. The Canadian Mineralogist, 36, 1-8.
Schmidt, M. (1992) Amphibole composition in tonalities as a function of pressure: an experimental calibration of the Al in hornblende barmometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110, 304-310. https://doi.org/10.1007/BF00310745
Schmidt, M.W., Dardon, A., Chazot, G., and Vannucci, R. (2004) The dependence of Nb and Ta rutile-melt partitioning on melt composition and Nd/Ta fractionation during subduction processes. Earth and Planetary Science Letters, 226, 415-432. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2004.08.010
Shabanian, N., Davoudian, A.R., Dong, Y., and Liu, X. (2018) U-Pb zircon dating, geochemistry and Sr-Nd-Pb isotopic ratios from Azna-Dorud Cadomian metagranites, Sanandaj-Sirjan zone of western Iran. Precambrian Research, 306, 41-60. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2017.12.037
Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences, 24, 405-417. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2003.11.007  
Sial, A.N., Ferreira, V.P., Fallick, A.E., Jeronimo, M., and Cruz M. (1998) Amphibole- rich clots in calc-alkalic granitoids in the Borborema province northeastern Brazil. Journal of South American Earth Science, 11, 457-471. https://doi.org/10.1016/S0895-9811(98)00034-0
Vidal, O., De Andrade, V., Lewin, E., Munoz, M, Parra, T., and Pascarelli, S. (2006) P-T-deformation-Fe3+/Fe2+ mapping at the thin section scale and comparison with XANES mapping: application to a garnet-bearing metapelite from the Sambagawa metamorphic belt (Japan). Journal of Metamorphic Geology, 24(7), 669–683. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2006.00661.x
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for Names of Rock-Forming Minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Wones, D.R., and Eugster, H.P. (1965) Stability of biotite experiment, theory, and application. Am. Mineral. 50, pp.1228-1272.
Yavuz, F. (2003) Evaluating micas in petrologic and metallogenic aspect: Part II—Applications using the computer program Mica+. Computers & Geosciences, 29(10), 1215-1228. https://doi.org/10.1016/S0098-3004(03)00143-2
Zen, E. (1988) Tectonic significance of high-pressure plutonic rocks in the Western Cordillera of North America, In Ernst W.G., ed., Metamorphism and crustal evolution of the western United States. Rubey, Volume Vll: Englewood Cliffs, New Jersey, prentice Hall, 41-67.
Petrological Journal
Volume 15, Issue 2 - Serial Number 58
Petrological Journal, 15th Year, No. 58, Summer 2024
June 2024
Pages 1-20

Files

History

  • Receive Date: 10 February 2024
  • Revise Date: 29 June 2024
  • Accept Date: 06 July 2024

Share

How to cite

Statistics