اخبار و اعلانات

 آمار

تعداد نشریات43
تعداد شماره‌ها1,682
تعداد مقالات13,763
تعداد مشاهده مقاله32,232,435
تعداد دریافت فایل اصل مقاله12,754,485
صادقیان, محمود, گوانجی, نگار, شکاری, سکینه. (1392). بررسی تغییرات ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی در توده گرانیتوئیدی ظفرقند (جنوب‌شرق اردستان). , 4(14), 65-78.
محمود صادقیان; نگار گوانجی; سکینه شکاری. "بررسی تغییرات ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی در توده گرانیتوئیدی ظفرقند (جنوب‌شرق اردستان)". , 4, 14, 1392, 65-78.
صادقیان, محمود, گوانجی, نگار, شکاری, سکینه. (1392). 'بررسی تغییرات ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی در توده گرانیتوئیدی ظفرقند (جنوب‌شرق اردستان)', , 4(14), pp. 65-78.
صادقیان, محمود, گوانجی, نگار, شکاری, سکینه. بررسی تغییرات ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی در توده گرانیتوئیدی ظفرقند (جنوب‌شرق اردستان). , 1392; 4(14): 65-78.

بررسی تغییرات ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی در توده گرانیتوئیدی ظفرقند (جنوب‌شرق اردستان)

پترولوژی
مقاله 6، دوره 4، شماره 14، تیر 1392، صفحه 65-78    اصل مقاله (1 M)
نوع مقاله: مقاله پژوهشی
نویسندگان
محمود صادقیان* ؛ نگار گوانجی؛ سکینه شکاری
گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران
چکیده
توده گرانیتوئیدی ظفرقند با وسعت تقریبی 80 کیلومتر مربع با سن اوایل تا اواسط میوسن و طیف ترکیبی گابرو تا تونالیت، در 35 کیلومتری جنوب‌شرق اردستان رخنمون دارد. این توده نفوذی درون سنگ‌های آتشفشانی و آتشفشانی-رسوبی ائوسن پهنه ساختاری ارومیه‌-دختر نفوذ کرده است. برای نخستین بار، تغییرات ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی (AMS) در توده گرانیتوئیدی ظفرقند با روش ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی بررسی شده ‌است. بر مبنای بررسی‌های انجام شده، مقادیر پذیرفتاری مغناطیسی میانگین (Km) (بر حسب µSI) گروه‌های سنگی مختلف توده ظفرقند بدین قرار است: گابروها 32536، دیوریت‌ها 23768، گرانودیوریت‌ها 18436، گرانیت‌ها 8067 و تونالیت‌ها 68. بنابراین، مقادیر Km از گابروها و دیوریت‌ها به سمت گرانودیوریت‌ها، گرانیت‌ها و تونالیت‌ها کاهش می‌یابد. گابروها دارای بیشترین و تونالیت‌ها دارای کمترین مقادیر Km هستند. مقادیر Km اندازه‌گیری شده بیانگر آن است که این توده گرانیتوئیدی در گروه گرانیتوئیدهای فرومغناطیس (معادل سری مگنتیت و گرانیتوئیدهای نوع I) جای می‌گیرد.
کلیدواژه‌ها
ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی؛ گرانیتوئیدهای فرومغناطیسی؛ ظفرقند؛ اردستان
اصل مقاله

مقدمه

پتروگرافی، ژئوشیمی، پترولوژی و پتروژنز توده‌های گرانیتوئیدی به طور متعارف کانون توجه بسیاری از پژوهشگران زمین‌شناس به ویژه پترولوژیست‌هاست. اما بررسی سازوکار جایگیری و تغییر شکل توده‌های نفوذی به ویژه گرانیتوئیدها از جمله مسایل مهمی است که کمتر به آن توجه شده است. در گذشته برای مشخص کردن نحوه جایگیری توده‌های گرانیتوئیدی از ویژگی‌های قابل مشاهده در مقیاس ماکروسکوپی و میکروسکوپی نظیر: برگوارگی و خط‌وارگی حاصل از آرایش‌یافتگی کانی‌های سازنده آنها یا همان پتروفابریک استفاده می‌شد. این روش هنوز نیز متداول است ولی در مورد توده‌هایی که از لحاظ ساختی و بافتی تا حد زیادی همگن باشند از کارآیی کمتری برخوردار است. روش بررسی ناهمگنی پذیرفتاری مغناطیسی (Anisotropy of Magnetic Susceptibility)، که به اختصار به روش AMS یا فابریک‌های مغناطیسی معروف است، یکی از روش‌های بررسی‌ جدید است که بر اساس اندازه‌گیری شاخص‌های مغناطیسی یا تحلیل فابریک‌های مغناطیسی نمونه‌های سنگی استوار است Hrouda, 1982)؛ Tarling and Hrouda, 1993). این روش، در تعیین سازوکار و مدل جایگیری توده‌های نفوذی از جایگاه ویژه‌ای برخوردار است. اکنون بیش از پنجاه سال از معرفی روش AMS می‌گذرد و کاربرد آن در شاخه‌های مختلف علوم زمین از جمله: چینه‌شناسی مغناطیسی، دیرینه مغناطیس، زمین‎ساخت، زمین‌شناسی زیست‌محیطی، زمین‌شناسی اقتصادی، کانی‌شناسی، سنگ‌شناسی (پترولوژی) و به ویژه در تعیین سازوکار جایگیری توده‌های گرانیتوئیدی، توسعه پیدا کرده است. شایان ذکر است، در این پژوهش، فقط به تفسیر کمی مقادیر میانگین پذیرفتاری مغناطیسی و ارتباط آن با سنگ‌شناسی واحدهای سنگی مختلف سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند پرداخته شده است که از بررسی 294 مغزه گرفته شده، به دست آمده است.

از سال 1386 با فراهم شدن امکانات اندازه‌گیری ویژگی‌های مغناطیسی سنگ‌ها در آزمایشگاه محیط و دیرینه مغناطیس در سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور و در آزمایشگاه ژئومغناطیس دانشکده علوم زمین دانشگاه صنعتی شاهرود، امکان انجام بررسی فابریک‌های مغناطیسی و دیرینه مغناطیس در ایران فراهم شده است. بررسی‌های اندکی که قبلاً در این زمینه در ایران و با امکانات دانشگاه‌های خارج از کشور یا با کمک آنها انجام شده عبارتند از: Ghalamghash (2002)؛ Sadeghian (2004)؛ Sadeghian و همکاران (2005)؛ Esmaeily و همکاران (2007)؛ Ghalamghash و همکاران (2009)؛ Sheibi (2009). بررسی تغییرات AMS توده‌های گرانیتوئیدی می‌تواند نتایج با ارزشی در شناخت زمین‌شناسی ایران همراه داشته باشد. شایان ذکر است توده گرانیتوئیدی ظفرقند همگام و همزمان با بررسی فابریک‌های مغناطیسی آن، از دیدگاه ژئوشیمی و پترولوژی نیز بررسی شده است (Ghaffari, 2010). نتایج به دست آمده طی این دو تحقیق به تحکیم و تأیید نتیجه‌گیری‌های انجام شده کمک شایان توجهی نموده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

توده گرانیتوئیدی ظفرقند با وسعت تقریبی 80 کیلومتر مربع، در 35 کیلومتری جنوب‌شرق اردستان و در پهنه ساختاری ارومیه-دختر (Aghanabati, 2004) واقع شده است (شکل 1-A). این توده نفوذی با روند کلی شمال‌غرب-جنوب‌شرق در بین سنگ‌های آتشفشانی و آتشفشانی-رسوبی ائوسن (Emami, 2000) نفوذ کرده است. توده گرانیتوئیدی ظفرقند دارای طیف ترکیبی گابرو، دیوریت، کوارتزدیوریت، مونزونیت، گرانودیوریت و گرانیت است (شکل 1). وجود آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و دایک‌های گسیخته شده شناور (با ترکیبات حدواسط تا اسیدی) از ویژگی‌های بارز این توده هستند (Ghaffari, 2010).

در محدوده مورد بررسی تعداد زیادی دایک آندزیتی-بازالتی رخنمون دارند که با توجه به روابط صحرایی و تقدم و تأخر زمانی آنها نسبت به توده گرانیتوئیدی ظفرقند به دو گروه تقسیم می‌شوند که عبارتند از:

1- دایک‌هایی که سنگ‌های آتشفشانی و آتشفشانی تخریبی-رسوبی میزبان توده نفوذی ظفرقند را قطع می‌کنند و بیشتر دارای روند شمال‌غرب-جنوب‌شرق هستند و توسط توده گرانیتوئیدی ظفرقند قطع شده‌اند و قطعاتی از آنها به صورت آنکلاو توسط این توده نفوذی در برگرفته شده‌اند. این دسته به عنوان دایک‌های متقدم یا پیش‌رس (نسل اول) معرفی شده‌اند، در واقع این دایک‌ها قدیمی‌تر از توده گرانیتوئیدی ظفرقند هستند.

2- دایک‌هایی که توده گرانیتوئیدی ظفرقند را قطع کرده‌اند و نسبت به آن جوانترند. با توجه به شواهد صحرایی و ویژگی‌های منحصر به فرد (حاشیه‌های سینوسی شکل، زبانه‌های مثلثی شکل، تغییر مسیر (راستا) و ضخامت دایک‌ها، جا به جایی‌های موضعی آنها، متاسوماتیسم پتاسیک موضعی (تبدیل هورنبلند سبز به بیوتیت و تحلیل رفتن پلاژیوکلازها و جایگزین ‎شدن آنها توسط ارتوز (فلدسپارزایی)، ایجاد میرمکیت در حاشیه پلاژیوکلازها، کلریت‌زایی و اپیدوت‌زایی) این دایک‌ها در گروه دایک‌های سین پلوتونیک یا همزمان با تشکیل توده نفوذی محسوب می‌شوند و در واقع در مراحل پایانی جایگزینی این توده به وجود آمده‌اند و اختلاف زمانی آنها نسبت به پیکره اصلی توده نفوذی چندان زیاد نیست. این گروه از دایک‌ها به عنوان دایک‌های متأخر یا نسل دوم در نظر گرفته شده‌اند (Ghaffari, 2010؛ (Sadeghian and Ghaffary, 2011.

 

A

 

B

 

C

 

شکل 1- (A موقعیت جغرافیایی و راه‌های ارتباطی منطقه مورد مطالعه (اقتباس از نقشه راه‌های کشور، پایگاه اینترنتی اطلس جامع راه‌های ایران)، (B نقشه تغییرات ترکیب سنگ‌شناسی در توده گرانیتوئیدی ظفرقند بر حسب تغییرات مشاهده شده در هر ایستگاه (Sadeghian, 2010)، (C نقشه زمین‌شناسی اصلاح شده مبتنی بر تلفیق نقشه‌های زمین‌شناسی منتشر شده قبلی، تصاویر ماهواره‌ای، بررسی‌های سنگ‌شناسی، مطالعه فابریک‌های مغناطیس و در نظر گرفتن کلیه ملاحظات زمین‌شناسی (Gavanji, 2010) (مختصات نقشه بر حسب UTM است).

 

 

 

 


 

 

با توجه به شواهد سنگ‌شناسی و زمین‌شناسی، ماگمای سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند، یک تفریق دو مرحله‎ای عمده را پشت سر گذاشته است:

در ابتدا سنگ‌های گابرویی تا دیوریتی-کوارتزدیوریتی حاصل شده‌اند؛ سپس، سنگ‌های گرانودیوریتی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت‌ها که فازهای تفریق یافته بعدی همان ماگمای تشکیل‎دهنده گابروها و دیوریت‌ها هستند، جایگزین شده‌اند (Ghaffari, 2010).

شایان ذکر است بر روی سنگ‌های آتشفشانی و آتشفشانی رسوبی میزبان این توده و توده‌های گرانیتوئیدی همجوار، بررسی‌های متعددی انجام شده است که در آنها بیشتر به بررسی ویژگی‌های سنگ‌شناسی و ژئوشیمیایی پرداخته شده است Emami et al., 1992)؛ Mansouri, 1992؛ Mohammadi, 1995؛ Latifi, 2000؛ Nasr Esfahani and Vahabi Moghadam, 2010).

 

روش کار

با فراهم شدن امکانات آزمایشگاهی بررسی AMS در دانشگاه صنعتی شاهرود، اندازه‎گیری شاخص‌های مغناطیسی مورد نیاز برای اجرای روش AMS امکان‌پذیر شد. تعیین فابریک مغناطیسی و اجرای روش AMS مستلزم طی مراحل مختلف و متنوعی است که در ادامه به شرح آنها پرداخته می‌شود:

ابتدا بر اساس نقشه‌های زمین‌شناسی نظیر: نقشه‌های زمین‌شناسی 250000: 1 کاشان (Zahedi and Amidi, 1975) و 100000 : 1 اردستان (Radfar, 1998)، تصاویر ماهواره‌ای، مشاهدات صحرایی و تنوع سنگ‌شناسی توده گرانیتوئیدی ظفرقند، یک الگوی نمونه برداری اولیه (تقریباً به ازای هر یک تا دو کیلومتر مربع یک ایستگاه مغزه‌گیری) طراحی شد. سپس، در 123 ایستگاه، توسط دستگاه مغزه‌گیر قابل حمل از توده گرانیتوئیدی ظفرقند با روش‌های متعارف
Bouchez, 1997)؛ Sadeghian, 2004؛ Gavanji, 2010؛ Gavanji, 2011؛ (Shekari, 2011 مغزه‌های جهت‌دار برداشت شده است.

در ضمن، مختصات جغرافیایی هر ایستگاه ثبت و در نهایت، به تهیه نقشه توزیع ایستگاه‌های مغزه‌گیری منجر شد. ویژگی‌های سنگ‌شناسی در هر ایستگاه به دقت بررسی و با توجه به بررسی‌های پتروگرافی و نتایج تحلیل‌های شیمیایی برخی نمونه‌های سنگی انتخاب شده، نقشه تنوع ترکیبات سنگ‌شناسی در هر ایستگاه نیز تهیه و ترسیم شد (شکل 2).

در مواردی که ترکیبات سنگی متفاوت در پیرامون ایستگاه نمونه‌برداری رخنمون داشتند، تعداد مغزه به تناسب تنوع واحدهای سنگی افزایش یافت (حداقل دو مغزه به ازای هر نوع ترکیب سنگ‌شناسی). تعداد کل مغزه‌های تهیه شده 294 عدد است. سپس، مغزه‌های به دست آمده به قطعاتی با ارتفاع 22 میلی‌متری برش داده شدند و از هر مغزه 2 تا 4 قطعه نمونه به دست آمد (در مجموع 1008 قطعه).

شاخص‌های مغناطیسی نمونه‌های آماده‌سازی شده توسط دستگاه کاپابریج مدل MFK1-FA (شکل 3) در آزمایشگاه ژئومغناطیس دانشکده علوم‌ زمین دانشگاه صنعتی شاهرود اندازه‌گیری شد. این دستگاه قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی را با دقت 10-8 SI اندازه‌گیری می‌کند چگونگی عملکرد این دستگاه، به طور خلاصه به شرح زیر است Ghalamghash, 2002)؛ Sadeghian, 2004؛ Sheibi, 2009؛ Gavanji, 2010؛ Badallo, 2011؛ (Shekari, 2011: نمونه آماده اندازه‌گیری در داخل محفظه نگهدارنده نمونه قرار می‌گیرد و به کمک یک نوار نقاله پلاستیکی و فاقد هر گونه خاصیت مغناطیسی، به درون یک فضای استوانه‌ای شکل فرو ‌می‌رود و در این فضا به چرخش در می‌آید. به وسیله دو سیم‌پیچ که در دو طرف این فضای استوانه‌ای شکل تعبیه شده‌اند، میدان مغناطیسی القایی با شدت معین (H) (200 میلی‌تسلا) بر آن اعمال می‌شود. پس از اعمال میدان، با توجه به ترکیب کانی‌شناسی و چگونگی حضور کانی‌های سازنده، هر نمونه، گشتاورهای مغناطیسی مربوط به کانی‌های دارای خواص مغناطیسی، در پاسخ به میدان مغناطیسی القا شده دستخوش تغییر و تحولاتی می‌شوند که به طور خلاصه مغناطیس‌شدگی گفته و با نماد M نشان داده می‌شود. باید توجه داشت که میزان مغناطیس‌شدگی به عوامل زیادی بستگی دارد Tarling and Hrouda, 1993)؛ Butler, 2004؛ Martín-Hernández et al., 2004؛ Bouchez and Nedelec, 2011) که شرح آن خارج از مجال بحث این تحقیق است.

شایان ذکر است که برای اطمینان از صحت اندازه‌گیری‌های انجام شده باید قبل از شروع اندازه‎گیری و در طی کار در چند نوبت، دستگاه کاپابریج توسط نمونه استاندارد، کالیبره شود. حاصل نسبت بین میزان مغناطیس‌شدگی ایجاد شده در نمونه و شدت میدان مغناطیسی القا شده بر آن (M/H) به صورت شاخص‌ K یا ضریب قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی تعریف می‌شود. شاخص‌ K فاقد بُعد است اما در اندازه‌گیری‌ها بر اساس µSI بیان می‌شود (SI=Standard International). شاخص‌ K مهم‌ترین شاخص‌ در سنجش فابریک‌های مغناطیسی به حساب می‌آید.

 

 

شکل 2- نقشه پراکندگی ایستگاه‌های نمونه‌برداری و نوع ترکیب سنگ‌شناسی در هر ایستگاه. ترکیبات سنگ‌شناسی مشخص شده بر اساس مشاهدات صحرایی، بررسی مقاطع نازک (پتروگرافی) و نتایج حاصل از تجزیه و تحلیل تحلیل‌های شیمیایی نمونه‌های سنگی منتخب تحلیل شده، استوار است.
 

شکل 3- تصویری از دستگاه MFK1-FA و متعلقات آن که از چپ به راست شامل قسمت‌های زیر است:

1- بخش اندازه‌گیری کننده (kappabridge)

2- ریزپردازشگر (microprocessor)

3- واحد پردازش داده یا همان کامپیوتر که نرم‌افزار SAFYR4W بر روی آن نصب شده و به ریزپردازشگر متصل است.

 

شاخص‌ K دارای دو مفهوم عددی و برداری است. مفهوم عددی آن فاقد جهت است و با میزان توانایی مغناطیس‌شدگی اجزای سازنده سنگ‌ها، در ارتباط مستقیم و در واقع کوچک و بزرگی آن، انعکاسی از ترکیب شیمیایی، فراوانی و نحوه حضور کانی‌های سازنده سنگ است. مقادیر برداری K که به صورت K1، K2 و K3 معرفی می‌شوند دارای جهت (آزیموت) و میل (پلانج) و می‌توان آنها را در یک فضای سه بُعدی به صورت یک بیضوی مغناطیسی نشان داد. این بیضوی در واقع معرف تجسم تغییرات مقادیر ضریب قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی در فضای سه بعدی نمونه سنگی مورد بررسی است. برخی از شاخص‌های مغناطیسی، براساس نسبت‌های بین مقدار عددی مطلق یا جهت و مقدار شیب محورهای بیضوی مغناطیسی تعریف و توصیف شده‌اند و می‌توانند اطلاعات ارزشمندی در مورد فابریک‌های مغناطیسی سنگ‌ها ارائه نمایند.

مقادیر مطلق یا عددی K در راستای محورهای K1، K2 و K3 نیز قابل اندازه‌گیری هستند (به ترتیب: Kmax، Kint و Kmin) و مبنای محاسبه برخی از شاخص‌های مغناطیسی نظیر: Km (میانگین قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی)، P (ناهمگنی مغناطیسی) و T (شاخص‌ شکل) قرار می‌گیرند. در این پژوهش، تنها شاخص‌ Km بررسی شده است. مقادیر Km طبق رابطه زیر و برای هر ایستگاه به طور مجزا محاسبه می‌شود:

 

K1+K2+K3

Km=

3

 

مقادیر میانگین Km محاسبه شده برای نمونه‌های سنگی مورد بررسی در جدول 1 ارائه شده است.

داده‌های خروجی حاصل از دستگاه کاپابریج ابتدا به ریزپردازشگر (microprosseour) منتقل و سپس به واحد پردازش داده یا همان کامپیوتری که نرم‌افزار Safyr4W برروی آن نصب است، منتقل می‌شود. نرم‌افزار Safyr4W ضمن کنترل عملکرد دستگاه کاپابریج به کاربر اجازه می‌دهد تا مطابق خواست خود از قابلیت‌های مختلف این دستگاه استفاده نماید. شایان ذکر است داده‌ها با فرمت RAN و ASCI ذخیره می‌شوند. فایل‌های دارای فرمت RAN ابتدا توسط نرم‌افزار Anisoft 4.2 خوانده، تغییرات لازم بر روی آن انجام می‌شود تا برای مراحل بعدی قابل استفاده باشد. نرم‌افزار Anisoft 4.2 می‌تواند بخشی از اطلاعات به دست آمده را به صورت استریونت یا استریوگرام نمایش دهد. شاخص‌های توصیف شده برخی از ابزارها مورد نیاز بررسی فابریک‌های مغناطیسی سنگ‌ها است. بررسی فابریک‌های مغناطیسی به اختصار روش AMS نامیده می‎شود.

روش AMS برای تعیین و ارزیابی فابریک‌های سنگ‌هایی که ساخت‌های مزوسکوپی آنها به خوبی توسعه نیافته و یا به عبارتی، در مقیاس صحرایی به خوبی قابل مشاهده و تفکیک نیست، بسیار مفید است (Hrouda and Lanza, 1989) و حتی می‌تواند برگ‌وارگی و خط‌وارگی مغناطیسی سنگ‌هایی را مشخص نماید که در نمونه‌های دستی و صحرایی فاقد برگوارگی و خط‌وارگی قابل مشاهده هستند. بنابراین، می‌توان با روش AMS، فابریک‌های سنگ‌های به ظاهر همگن (ایزوتروپ) را بررسی کرد و نقشه ساختاری توده‌های آذرین دارای ترکیبات سنگ‌شناسی متنوع را تهیه نمود (Bouchez, 1997). در هنگام شناخت فابریک‌های گرانیت‌ها در مقیاس صحرایی و تطابق جایگیری و دگرشکلی آنها، پیچیدگی‌ها و مشکلات زیادی وجود دارد که بررسی فابریک‌های مغناطیسی می‌تواند به حل آنها کمک نماید (López de luchi et al., 2004). AMS، متأثر از وجود انواع کانی‌های دارای رفتار مغناطیسی متفاوت (مانند دیامغناطیس، پارامغناطیس و فرومغناطیس)، سهم حجمی یا فراوانی و ویژگی‌های آنها است (Graham et al., 2004). در سنگ‌های گرانیتی دگرشکل شده فاقد مگنتیت، سیلیکات‌های پارامغناطیس آهن‌دار مانند بیوتیت و هورنبلند سبز که برگوارگی سنگ را تشکیل می‌دهند، مسؤول ناهمگنی مغناطیسی این دسته از سنگ‌ها هستند (Rochette, 1987؛ (Archanjo et al., 1994.

پس از معرفی روش کار و کلیاتی درباره آن، به تحلیل و بررسی داده‌های به دست آمده می‎پردازیم. متوسط مقادیر میانگین قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی (برحسب µSI) در گروه‌های سنگی مختلف سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند بدین قرار است: گابروها (32536)، دیوریت‌ها (23768)، گرانودیوریت‌ها (18436)، گرانیت‌ها (8067) و تونالیت‌ها (68) (شکل 4-الف). در ضمن آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک که دارای ترکیب چیره دیوریتی و کوارتزدیوریتی هستند، Km آنها بین 6412 تا 19500 متغیر است و به طور میانگین Km آنها برابر با µSI 11080 است. بدین ترتیب، گابروها دارای بیشترین و تونالیت‌ها دارای کمترین قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی هستند. تونالیت‌ها تقریباً فاقد کانی‌های سیلیکاته مافیک و اکسیدهای آهن (از جمله مگنتیت) اند. شایان ذکر است که، گرانودیوریت‌ها اصلی‌ترین سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند هستند. دیوریت‌ها و گرانیت‌ها در مرتبه بعدی اهمیت قرار می‌گیرند. سایر گروه‌های سنگی از فراوانی بسیار اندک برخوردار هستند (شکل 4-ب). مقادیر بالای قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی با حضور مگنتیت به عنوان حامل اصلی رفتار مغناطیسی، حضور مقادیر اندکی هماتیت و وجود کانی‌های سیلیکاته پارامغناطیس آهن‌دار نظیر: الیوین، پیروکسن (اوژیت)، هورنبلند سبز و بیوتیت توجیه‌پذیر است. مقادیر بالای قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی (µSI500 <) در بیشتر نمونه‌های سنگی مورد بررسی بیانگر آن است که این توده گرانیتوئیدی در گروه گرانیتوئیدهای فرومغناطیس (Bouchez, 1997) قرار می‎گیرد و معادل گرانیتوئیدهای نوع I (Chappell and White, 1974؛Chappell and White, 2001) و سری مگنتیت (Takahashi et al., 1980) است.

 

 

جدول 1- مختصات جغرافیایی ایستگاه‌های مغزه‌گیری، مقادیر میانگین قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی (Km) و ترکیب سنگ‌شناسی در هر ایستگاه مغزه‌گیری (نمونه‌برداری). Litho (Lithology)= ترکیب سنگ‌شناسی؛ X و Y= مختصات جغرافیایی بر حسب UTM؛ Km (μSI)= قابلیت پذیرفتاری مغناطیسی میانگین بر حسب μSI، Gb= گابرو، Dio= دیوریت، Grd= گرانودیوریت، Gr= گرانیت، Ton= تونالیت، Enc= آنکلاو میکروگرانولار مافیک، Dk–Ap= دایک آندزیت پورفیری

Site No.

X

Y

Litho

Km (μSI)

 

Site No.

X

Y

Litho

Km (μSI)

NZ-1

626103

3669311

Grd

7411

 

NZ-12

626240

3666800

Gr

7361

NZ-2

625608

3668883

Grd

8894

 

NZ-13

625563

3667634

Gr

6323

NZ-3

624869

3668820

Grd

5005

 

NZ-14

626002

3668800

Grd

4120

NZ-4

624162

3668647

Grd

20606

 

NZ-15

627913

3667472

Grd

20028

NZ-5

624364

3668357

Grd

1736

 

NZ-16

628028

3667578

Gb

24530

NZ-6

625280

3668919

Grd

1365

 

NZ-16c,d

628028

3667578

Grd

11782

 

Z-7

625720

366804

Grd

4245

 

NZ-17

627225

3667424

En

7305

 

Z-8

62568

367221

Gr

7318

 

NZ-18

626973

3667319

Gr

8267

NZ-9

62

982

3666884

Gr

8636

 

NZ-19

626545

3667415

Gr

8720

NZ-10

626483

3666289

Gr

11519

 

NZ-20

626292

3667999

Gr

9215

NZ-11

626694

3666712

Grd

13612

 

NZ-21

626835

3668116

Gr

2962

ادامه جدول 1

NZ-22

627691

3670933

Grd

13096

 

NZ-74

628014

3664165

Dio

6374

NZ-23

627267

3670548

Grd

12129

 

NZ-75

628144

3664012

Grd

4590

NZ-24

626886

3670161

Grd

7588

 

NZ-76

628652

3663437

Gr

6122

NZ-25

627201

3669193

Grd

26322

 

NZ-77

629105

366323

Gr

7125

NZ-26

627278

3669280

Dio

12037

 

NZ-78

628762

3662969

Grd

6137

NZ-27

627709

3669147

Grd

6185

 

NZ-79

628659

3662450

Dio

15376

NZ-28

627883

3669134

Grd

41292

 

NZ-80

627952

3662945

Grd

6343

NZ-29

626973

3669391

Dio

32164

 

NZ-81

627499

3663348

Gr

4293

NZ-30

626449

3669616

Dio

5200

 

NZ-82

628289

36

2682

Gr

3234

NZ-31

632727

3666412

Gr

14495

 

NZ-83

629864

3664313

Dio

1

471

NZ-32

632064

3666166

Dio

24065

 

NZ-84

629487

3664975

Dio

14232

NZ-33

634686

3661586

Dio

19850

 

NZ-85

628836

3666126

Grd

15790

NZ-34

635752

3660341

Grd

13533

 

NZ-86

628773

3667007

Grd

28067

NZ-35

636862

3659163

Dio

15887

 

NZ-87

628170

3667549

Dio

28521

NZ-36

636934

3657959

Grd

26897

 

NZ-88

628137

3667462

Grd

17430

NZ-37

637487

3658053

Grd

27115

 

NZ-89

629112

3666434

Dio

16795

NZ-38

63806

3657775

Dio

7411

 

NZ-90

629478

3663891

Gr

10507

NZ-39

637326

3658698

Grd

32705

 

NZ-91

630123

3663965

Dio

46286

NZ-40

636558

3659482

Dio

33372

 

NZ-92

629894

3663282

Dio

37515

NZ-41

636090

3659892

Dio

24102

 

NZ-93

631199

3664932

Grd

15165

NZ-42

635475

3661229

Grd

631

 

NZ-94

631576

3664487

Dio

21699

NZ-43

635645

3661164

Dio

12029

 

NZ-95

631440

3663824

Dio

21366

NZ-44

634336

3661145

Ton

87

 

NZ-96

632417

3661806

Grd

50301

NZ-45

634350

3661196

Af-gr

139

 

NZ-97

631566

3662254

Dio

28572

NZ-46

634108

3662319

Dio

40681

 

NZ-98

630807

3664640

Grd

13348

NZ-47

633113

3663202

Dk-Ap

42851

 

NZ-99

630473

3664885

Grd

8560

NZ-48

632819

3663197

Gr

17171

 

NZ-100

630459

3664110

Grd

21119

NZ-49

632579

3663892

Grd

11636

 

NZ-100a

630459

3664110

Gb

51711

NZ-50

632379

3665336

Grd

12730

 

NZ-101

630571

3666231

Grd

12915

NZ-51

632756

3664620

Dio

10667

 

NZ-102

630610

3665872

Gr

10539

NZ-52

631641

3660169

Grd

45817

 

NZ-103

630807

3665582

Grd

16833

NZ-53

633385

3659968

Dk-Ap

73955

 

NZ-104

630385

3665292

Grd

62516

NZ-54

634354

3659759

Dio

21701

 

NZ-105

631093

3665491

Grd

35101

NZ-55

635013

3659662

Dio

16983

 

NZ-106

632318

3663136

Grd

28932

NZ-56

634777

3659733

Grd

20226

 

NZ-107

632503

3663504

Grd

16881

NZ-57

634374

3660351

Grd

27009

 

NZ-108

633964

3661730

Grd

16204

NZ-58

634048

3659561

Grd

18246

 

NZ-109

633881

3661577

Grd

31862

NZ-59

636370

3657947

Grd

22368

 

NZ-110

635102

3660673

Grd

39230

NZ-60

634914

3657190

Gr

7486

 

NZ-111

635720

3659725

Grd

35684

NZ-61

634675

3657261

Grd

16451

 

NZ-112

635969

3659487

Grd

11648

NZ-62

633845

3658509

Dio

16629

 

NZ-113

636097

3659073

Grd

18987

NZ-63

634616

3658389

Grd

25157

 

NZ-114

636049

 

659650

Grd

14553

NZ-64

635162

3658552

Grd

21974

 

NZ-115

636612

3658831

Grd

23306

NZ-65

634324

3658368

Dio

15355

 

NZ-116

636448

3658616

Dio

15376

NZ-66

631238

3662516

Dio

18091

 

NZ-117

63572

3661173

Gr

965

NZ-67

630857

3663533

Dio

13743

 

NZ-118

635865

3661202

Gr

17638

NZ-68

632700

3661250

Dio

24166

 

NZ-119

624688

3668826

Grd

28842

NZ-69

632822

3661191

Ton

49

 

NZ-120

624582

3668901

Grd

37451

NZ-70

633377

3660897

Dio

43454

 

NZ-121

632257

3664053

Grd

16599

NZ-71

633458

3660962

Gr

163

 

NZ-122

631929

3663942

Dio

20180

NZ-72

633857

3660940

Dio

6458

 

NZ-123

631888

3663946

Dio

17701

NZ-73

633938

3660999

Gr

19028

 

 

 

 

 

 

 

 


 

 

مقاطع صیقلی تهیه شده از برخی نمونه‌های سنگی مورد بررسی نیز، وجود مگنتیت در گابروها، دیوریت‌ها و گرانودیوریت‌ها، را تأیید می‌کند (شکل 5 -الف و ب).

با توجه به این که عناصری نظیر: Fe، Mn، Ti و ... باعث بروز ویژگی‌های مغناطیسی اجسام تشکیل شده از آنها هستند، تغییرات اکسیدهای آنها یا مجموع تعدادی از اکسیدهای آنها را در مقابل Km مورد بررسی قرار می‌دهند. بر همین اساس، تغییرات میانگین مجموع FeOt+MnO+TiO2 در مقابل میانگین Km برای گروه‌های ‌سنگی اصلی سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند در قالب دو نمودار با ساختار نقطه‌ای (شکل 6 -الف) و هیستوگرام یا ستونی (شکل 6-ب) نشان داده شده است تا فهم تغییرات ‌ملموس‌‌تر باشد.

 

   

شکل 4- الف) نمودار ستونی فراوانی یا تنوع ترکیبات سنگ‌شناسی مختلف در مقابل درصد ایستگاه‌های نمونه‌برداری شده

ب) نمودار نشان‌دهنده تغییرات مقادیر Km در گروه‌های سنگی چیره سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند

 الف

 ب

شکل 5-الف) تصویر میکروسکوپی معرف حضور لخته‌هایی از کانی‌های اپاک (مگنتیت) در دیوریت‌های کوارتزدار که توسط بیوتیت و اوژیت در بر گرفته شده‌اند (XPL) (Pl= پلاژیوکلاز، Bio= بیوتیت، Aug= اوژیت). ب) تصویر میکروسکوپی معرف وجود مگنتیت در سنگ‌های مورد بررسی به ویژه گابروها (در نور منعکسه- پلاریزه عادی)

 

 الف

 ب

شکل 6- نمودارهای نشان دهنده تغییرات میانگین مجموع FeOt+MnO+TiO2 در مقابل میانگین Km برای گروه‌های سنگی اصلی سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند

 


 

 

این نمودارها به وضوح نشان می‌دهند که با افزایش مجموع FeOt+MnO+TiO2، مقدار Km نیز افزایش می‌یابد و یک رابطه یا تطابق مثبت و صعودی بین آنها وجود دارد. در شکل 6-ب به دلیل بسیار اندک بودن مقدار Km در تونالیت‌ها، قابل نمایش نبوده است و یادآوری می‌شود این امر از نبود داده یا اشتباه در ترسیم نمودار ناشی نشده است. رابطه فوق با حضور گسترده کانی‌های دارای Fe، Mn و Ti (به ویژه Fe) نظیر مگنتیت، الیوین، اوژیت، هورنبلند سبز در سنگ‌های مورد نظر تأیید می‌شود. کانی‌های دیگر نظیر کلریت، اسفن و اپیدوت نیز در این ارتباط سهیم هستند. از آنجا که این کانی‌ها بیشتر ثانویه هستند اظهار نظر در مورد آنها به تأمل و دقت بیشتر نیاز دارد. نتایج تحلیل شیمیایی بر اساس تجزیه شیمیایی 23 نمونه سنگی متعلق به گروه‌های مختلف اصلی سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند استوار است. برای ترسیم این نمودارها، از مقادیر میانگین آنها استفاده شده است. نتایج تحلیل شیمی از Ghaffari (2010) اقتباس شده است. قرارگیری موقعیت ترکیبی نمونه‌های سنگی توده گرانیتوئیدی ظفرقند در قلمرو گرانیتوئیدهای نوع I در نمودار Na2O در مقابل K2O (Chappell and White, 2001) نیز نتایج فوق را تأیید می‌کند (شکل 7).

برای تعیین حامل‌های اصلی رفتار مغناطیسی سنگ‌های مورد بررسی، 6 نمونه با ترکیب سنگ‌شناسی مختلف از ایستگاه‌های A57 (گرانیت)، B77 (گرانیت)، A94 (دیوریت)، C16 (گابرو)، B53 (گرانودیوریت) و C100 (گابرو) انتخاب و پودر شدند. سپس، این نمونه‌ها در آزمایشگاه محیط دیرینه و مغناطیس سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور با دستگاه CS3 که خود بخشی از متعلقات دستگاه اندازه‌گیری پذیرفتاری مغناطیسی است، از دمای آزمایشگاه (20 درجه سانتیگراد) تا دمای 700 تا 720 درجه سانتیگراد حرارت داده شدند. دستگاه اندازه‌گیری پذیرفتاری مغناطیسی با توجه به نرم‌افزارهایی که بر روی آن پیش‌بینی شده است، می‎تواند همزمان تغییرات مغناطیسی در مقابل دما را اندازه‌گیری و به صورت نمودار ارائه نمایدکه به آنها نمودارهای ترمومگنتیک گفته می‌شود.

با توجه به مبانی تفسیر نمودارهای ترمومگنتیک، و افت شدید مقدار پذیرفتاری مغناطیسی در حدود نقطه کوری مگنتیت (580 درجه سانتیگراد) و هماتیت (700 درجه سانتیگراد) مگنتیت عامل و حامل اصلی رفتار مغناطیسی در نمونه‌های سنگی توده گرانیتوئیدی ظفرقند است (شکل 8). در برخی نمونه‌ها اندکی هماتیت وجود دارد که غالباً حاصل دگرسانی مگنتیت است. پتروگرافی مقاطع صیقلی تهیه شده از سنگ‌های گابرویی و گرانودیوریتی این توده نفوذی، این نتایج را تأیید می‌کند. بر اساس مشاهدات صحرایی، بررسی مقطع نازک و تغییرات مقادیر Km در محدوده توده گرانیتوئیدی ظفرقند، نقشه زمین‌شناسی این توده نفوذی اصلاح و نقشه‌ای جدید و دقیق‌تر برای آن ترسیم شد (شکل 1-ج). این نقشه، در طی نمایش و تحلیل فابریک‌های مغناطیسی به عنوان نقشه مبنا استفاده شده است. برای درک بهتر تغییرات Km، مقادیر این شاخص‌ در سطح رخنمون توده گرانیتوئیدی ظفرقند به صورت یک طیف رنگی از آبی (کمترین مقدار) تا قرمز (بیشترین مقدار) بر روی نقشه معرف گسترش سطحی این توده نفوذی (شکل 9) نشان داده شده است.


 

 

 

شکل 7- نمودار Na2O در مقابل K2O (Chappell and White, 2001) که نمونه های سنگی توده گرانیتوئیدی ظفرقند بر روی آن نشان داده شده است. علائم نشان داده شده معرف گروه‌های سنگی زیر هستند: ¢ دیوریت، ˜ آلکالی فلدسپار گرانیت، ¿ کوارتزمونزونیت، p گرانودیوریت، ˜ گرانیت، T گابرودیوریت، p مونزوگابرو، à گابرو

 الف

 ب

شکل 8- نمودارهای تغییرات مقادیر پذیرفتاری مغناطیسی در مقابل افزایش (heating curve) یا کاهش دما (cooling curve). افت بسیار شدید حساسیت مغناطیسی در دمای حدود 580 درجه سانتیگراد (دمای کوری مگنتیت) معرف حضور مگنتیت در نمونه‌های سنگی است. الف) حضور پیک (نقطه اوج) اندکی متفاوت در طی مسیر کاهش دما به ویژه در دماهای بیش از 600 درجه سانتیگراد، ب) حضور مقداری هماتیت در نمونه‌های سنگی بررسی شده.
 

شکل 9- نقشه تغییرات میانگین مقادیر پذیرفتاری مغناطیسی (Km) ‌در توده گرانیتوئیدی ظفرقند (که به صورت یک طیف رنگی از آبی (کمترین) تا قرمز (بیشترین) نشان داده شده است.

 

 

مناطق دارای مقادیر کم به محدوده رخنمون گرانیت‌ها و گرانودیوریت‌ها معطوف می‌شود، در حالی که، مناطق دارای مقادیر زیاد و بسیار زیاد Km با محدوده رخنمون دیوریت‌ها، گابرودیوریت‌ها و گابروها منطبق است. شواهد میکروسکوپی از جمله: حضور گسترده مگنتیت و کانی‌‌های سیلیکاته فرومنیزین نظیر: الیوین، اوژیت، هورنبلند سبز و به مقدار کمتر بیوتیت، نیز این موضوع را تأیید می‌کند. در سمت غرب-شمال‌غرب توده گرانیتوئیدی ظفرقند، گرانودیوریت‌ها از گسترش بیشتری برخوردار هستند و معمولاً دارای مقادیر در خور توجهی آنکلاو میکروگرانولار مافیک با ترکیب چیره دیوریت- کوارتزدیوریت هستند. حضور گسترده آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک در اطراف روستای مخروبه برگهر و سد خاکی تازه تأسیس اونج معرف انجام اختلاط ماگمایی گسترده بین اعضای مافیک و فلسیک در توده گرانیتوئیدی ظفرقند است Ghaffari, 2010)؛ Sadeghian and Ghaffary, 2011).

 

نتیجه‌گیری

اندازه‌گیری Km سنگ‌های سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند نشان می‌دهد که مقادیر میانگین Km (بر حسب µSI) برای گروه‌های سنگی بارز این توده نفوذی بدین قرار است: گابروها (32536)، دیوریت‌ها (23768)، گرانودیوریت‌ها (18436)، گرانیت‌ها (8067)، تونالیت‌ها (68). بدین ترتیب، گابروها دارای بیشترین و تونالیت‌ها دارای کمترین Km هستند.

مقادیر بالای Km (به طور میانگین بیش از µSI500) بیانگر آن است که این توده گرانیتوئیدی، در گروه گرانیتوئیدهای فرومغناطیس (معادل گرانیتوئیدهای نوع I و سری مگنتیت) قرار می‌گیرد. بررسی مقاطع صیقلی و بررسی‌های نمودارهای ترمومگنتیک حضور مگنتیت در اکثر ترکیبات سنگی بررسی شده را تأیید می‌کند و در ضمن معرف آن است که مگنتیت مهم‌ترین حامل رفتار مغناطیسی در سنگ‌های مورد نظر است. شایان ذکر است که مقادیر Km با ترکیب کانی‌شناسی و سنگ‌شناسی سنگ‌های بررسی شده ارتباط بسیار جالب و تنگاتنگی نشان می‌دهند؛ منتهی تفسیر آنها باید در پرتو بررسی‌های پتروگرافی صحیح و دقیق صورت گیرد. تغییرات میانگین مجموع FeOt+MnO+TiO2 در مقابل میانگین Km برای گروه‌های سنگی اصلی سازنده توده گرانیتوئیدی ظفرقند نشان می‌دهد که با افزایش مجموع FeOt+MnO+TiO2، مقدار Km نیز افزایش می‌یابد و یک رابطه یا تطابق مثبت و صعودی بین آنها وجود دارد. رابطه فوق با حضور گسترده کانی‌های دارای Fe، Mn و Ti (به ویژه Fe) نظیر: مگنتیت، الیوین، اوژیت، هورنبلند سبز و به مقدار کمتر بیوتیت در سنگ‌های بررسی شده تأیید می‌شود. کانی‌های دیگر نظیر: کلریت، اسفن و اپیدوت نیز در این ارتباط سهیم هستند اما از آن جایی که این کانی‌ها اغلب ثانویه‌ هستند، اظهار نظر در مورد آنها به تأمل و دقت بیشتر نیاز دارد.

 

سپاسگزاری

نگارندگان از ریاست محترم دانشگاه صنعتی شاهرود دکتر علی مرادزاده و معاونت محترم اداری و مالی سابق دانشگاه دکتر حبیب‌‎اله قاسمی که طی تجهیز و راه‌اندازی آزمایشگاه ژئومغناطیس نهایت همکاری و مساعدت را مبذول نمودند صمیمانه تشکر و قدردانی می‌نمایند. همچنین، از مدیریت محترم امور زمین‌شناسی منطقه‌ای سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور دکتر جلیل قلمقاش و مسؤول محترم آزمایشگاه محیط و دیرینه‌مغناطیس دکتر حبیب علیمحمدیان تشکر می‌شود.

مراجع

Aghanabati, S. A. (2004) Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Archanjo, C. J., Bouchez, J. L., Corsini, M. and Vauchez, A. (1994) The Pombal granite pluton: magnetic fabric, emplacement and relationships with the Brasiliano strike-slip setting of NE Brazil (Paraiba State). Journal of Structure Geology 16: 323-335.

Badallo, S. (2011) Investigation on the emplacement mechanism of the Gole Zarde granitoidic pluton (north of Aligoudarz) by AMS method. MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Bouchez, J. L. (1997) Granite is never isotropic: an introduction to AMS studies in granitic rocks. In: Granite: from segregation of melt to emplacement fabrics (eds. Bouchez, J. L., Hutton, D. H. W. and Stephens, W. E.) 95-112. Kluver, Dordrecht.

Bouchez, J. l. and Nedelec, A. (2011) Petrology of granites: Structure, ecological framework, Geological Society of France, Paris (in France).

Butler, R. F. (2004) Paleomagnetism: magnetic domains to geologic terranes. Electronic edition, Department of Chemistry and Physics University of Portland, Portland.

Chappell, B. W. and White A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-174.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types, 25 years later, Australian. Journal of Earth Sciences 48: 489-499.

Emami, M. H. (2000) Magmatism of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Emami, M. H., Khalatbari Jafari, M. and Vossoughi Abdini, M. (1992) The Tertiary plutonism of Ardestan region, Central Iran. Journal of Geoscience 1(4): 1-13 (in Persian).

Esmaeily, D., Bouchez, J. L. and Siqueira, R. (2007) Magnetic fabrics and microstructures of the Jurassic Shah-Kuh granite pluton (Lut Block, Eastern Iran) and geodynamic inference. Tectonophysics 439: 149-170.

Gavanji, N. (2010) Investigation on the emplacement mechanism of the south of Zafarghand (Ardestan) granitoidic pluton by AMS method. MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Ghaffari, M. (2010) Petrology and geochemistry of Zafarghand granitoidic pluton (SE Ardestan). MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Ghalamghash, J. (2002) Petrology and emplacement of Urumieh-Oshnavieh plutons. PhD thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Ghalamghash, J., Bouchez, J. L., Vosoughi-Abedini, M. and Nédélec, A. (2009) The Urumieh plutonic complex (NW Iran): record of the geodynamic evolution of the Sanandaj-Sirjan zone during Cretaceous times- Part II: magnetic fabrics and plate tectonic reconstruction. Journal of Asian Earth Sciences 36: 303-317.

Graham, J., Borradaile, G. J. and Jackson, M. (2004) Anisotropy of magnetic susceptibility (AMS), magnetic petrofabrics of deformed rocks. In: Magnetic fabrics (Eds. Martín-Hernandez, F., Lünenburg, C. M., Aubourg, C. and Jackson, M.) 238: 299-360. Geological Society, London.

Hrouda F. and Lanza, R. (1989) Magnetic fabric in the Biella and Traversella stocks (Periadriatic Line): implications for the emplacement mode. Physics of the Earth and Planetary Interiors 56: 337-48.

Hrouda, F. (1982) Magnetic anisotropy of rocks and its application in geology and geophysics. Geophysical surveys 5: 37-82.

Latifi, R. (2000) Study of geology, petrology, petrography and geochemistry of intrusions in southern and northern west Zafarghandi. MSc thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

López de Luchi, M. G., Rapalini, A. E., Siegesmund, S. and Steenken, A. (2004) Application of magnetic fabrics to the emplacement and tectonic history of Devonian granitoids in Central Argentina. In: Magnetic fabric: methods and applications (Eds. Martín-Hernández, F., Lüneburg, C. M., Aubourg, C. and Jackson, M.) Special Publications, 553: 447-474. Geological Society, London.

Mansouri, M. (1992) Geology and petrology Gojed pluton. MSc thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Martín-Hernández, F. C., Luneburg, C., Aubourg, M. and Jackson, M. (2004) Magnetic fabric: methods and applications. Geological Society of London, London.

Mohammadi, S. (1995) Volcanism of Tertiary in Ardestan area (Central Iran). MSc thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Nasr Esfahani, A. and Vahabi Moghadam, B. (2010) Magmatice and tectonic setting of Oligocen in south of Ardestan. Petrology 1(2): 95-108.

Radfar, J. (1998) Geological map of Ardestan 1:100000. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.

Rochette, P. (1987) Magnetic susceptibility of the rock matrix related to magnetic fabric studies. Journal of Structural Geology 9: 1015-1020.

Sadeghian, M. (2004) Magmatism, metallogeny and emplacement mechanism of Zahedan granitoid pluton. PhD thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Sadeghian, M. and Ghaffary, M. (2011) The petrogenesis of Zafarghand granitoid pluton (SE of Ardestan). Petrology 2(6): 47-70 (in Persian).

Sadeghian, M., Bouchez, J. L., Nédélec, A., Siqueira, R. and Valizadeh, M. V. (2005) The granite pluton of Zahedan (SE Iran): a petrological and magnetic fabric study of a syntectonic sill emplaced in a transtensional setting. Journal of Asian Earth Sciences 25: 301-327.

Sheibi, M. (2009) petrology, geochemistry and emplacement mechanism of granitoid batholith of Shir- Kuh (SW-Yazd). PhD thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Shekari, S. (2012) Investigation of the emplacement mechanism of Darreh Bagh granitoidic pluton (NW Aligudarz) by using anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) method. MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).

Takahashi, M., Aramaki, S. and Ishihara, S. (1980) Magnetite series/ Ilmenite series vs.I type/ S type granitoids. Mining geology special issue 8: 13-28.

Tarling, D. H. and Hrouda, F. (1993) The magnetic anisotropy of rocks. Chapman & Hall, London.

Zahedi, M. and Amidi, S. M. (1975) 1:250000 geological map of Kashan. Geological surevy and minning exploration of Iran, Iran.

آمار
تعداد مشاهده مقاله: 532
تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 404


سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب