اخبار و اعلانات

 آمار

تعداد نشریات43
تعداد شماره‌ها1,686
تعداد مقالات13,789
تعداد مشاهده مقاله32,374,993
تعداد دریافت فایل اصل مقاله12,788,603
شهبازی, حسین, بهمن پور, امین, نورمحمدی, محمد, دهداری, علی, آلیانی, فرهاد, ترکیان, اشرف, ایزدی کیان, لیلی. (1397). سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و شیمی کانی سنگ‌های نفوذی آلموقولاق (همدان، ایران): شواهدی بر جایگزینی ژرفای کم آنها. , 9(3), 1-26. doi: 10.22108/ijp.2017.105492.1042
حسین شهبازی; امین بهمن پور; محمد نورمحمدی; علی دهداری; فرهاد آلیانی; اشرف ترکیان; لیلی ایزدی کیان. "سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و شیمی کانی سنگ‌های نفوذی آلموقولاق (همدان، ایران): شواهدی بر جایگزینی ژرفای کم آنها". , 9, 3, 1397, 1-26. doi: 10.22108/ijp.2017.105492.1042
شهبازی, حسین, بهمن پور, امین, نورمحمدی, محمد, دهداری, علی, آلیانی, فرهاد, ترکیان, اشرف, ایزدی کیان, لیلی. (1397). 'سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و شیمی کانی سنگ‌های نفوذی آلموقولاق (همدان، ایران): شواهدی بر جایگزینی ژرفای کم آنها', , 9(3), pp. 1-26. doi: 10.22108/ijp.2017.105492.1042
شهبازی, حسین, بهمن پور, امین, نورمحمدی, محمد, دهداری, علی, آلیانی, فرهاد, ترکیان, اشرف, ایزدی کیان, لیلی. سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و شیمی کانی سنگ‌های نفوذی آلموقولاق (همدان، ایران): شواهدی بر جایگزینی ژرفای کم آنها. , 1397; 9(3): 1-26. doi: 10.22108/ijp.2017.105492.1042

سنگ‌نگاری، زمین‌شیمی و شیمی کانی سنگ‌های نفوذی آلموقولاق (همدان، ایران): شواهدی بر جایگزینی ژرفای کم آنها

پترولوژی
مقاله 2، دوره 9، شماره 3 - شماره پیاپی 35، آذر 1397، صفحه 1-26    اصل مقاله (4.56 M)
نوع مقاله: مقاله پژوهشی
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.105492.1042
نویسندگان
حسین شهبازی* 1؛ امین بهمن پور2؛ محمد نورمحمدی1؛ علی دهداری1؛ فرهاد آلیانی3؛ اشرف ترکیان1؛ لیلی ایزدی کیان1
1گروه زمین‌‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایران
2گروه زمین‌‌شناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان، ایرانن
3گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران
چکیده
توده پلوتونیک آلموقولاق با وسعت نزدیک به 10 کیلومتر مربع در 15 کیلومتری باختر شهرستان همدان و در پهنه سنندج- سیرجان جای دارد. توده پلوتونیک آلموقولاق از دیوریت و گابرودیوریت، مونزودیوریت، کوارتزمونزودیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت، سینیت، کوارتزسینیت و آلکالی‏‌گرانیت تشکیل شده است. اینترگرانولار و گرانولار از بافت‌های متداول این سنگ‌ها هستند. سنگ‌های آذرین توده پلوتونیک آلموقولاق در دو مرحله در کرتاسه (در فاصله زمانی 138 تا 95 میلیون سال پیش) تزریق شده‌اند. سینیت‌ها، کوارتزسینیت‌ها و آلکالی‏‌گرانیت‌ها در فاز دوم تزریق شده‌اند و سنگ‌های دیگر در مرحله نخست پدید آمده‌‌اند. سنگ‌های آذرین توده پلوتونیک آلموقولاق ویژگی گرانیتوییدهای نوع A را دارند. ماگمای سازندة این توده از ذوب‌بخشی درجه کم (%7 ~) گوشته تهی‌شده با ترکیب گارنت- اسپینل لرزولیت پدید آمده است. داده‌های به‌دست‌آمده از دمافشارسنجی آمفیبول و پلاژیوکلاز در کوارتزسینیت و کوارتزمونزونیت نشان می‌دهند میانگین دمای پیدایش توده پلوتونیک آلموقولاق 715~ درجه سانتیگراد و میانگین فشار پیدایش آن 18/2~ کیلوبار است. ویژگی‌های بافتی و دمافشارسنجی نشان‌دهندة جایگیری ژرفای کم (5 ~ کیلومتر) توده پلوتونیک آلموقولاق است.
کلیدواژه‌ها
ترموبارومتری؛ مونزونیت؛ آلموقولاق؛ همدان؛ پهنه سنندج–سیرجان
اصل مقاله

توده پلوتونیک آلموقولاق در 15 کیلومتری باختر شهرستان همدان و در میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری ″20 '10º48 تا ″25 '09º48 و عرض‌های جغرافیــایی شمــالی ″25 '55º34 تا ″05 '54º34 جای دارد (شکل 1). واحدهای سنگ‏‌شناسی سازندة این توده ترکیب حد واسط تا فلسیک دارند. توده پلوتونیک آلموقولاق در بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان جای گرفته است.

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی توده پلوتونیک (استوک) آلموقولاق و نمایش جایگاه نمونه‌های تجزیه‌شده روی آن

 

 

به باور برخی پژوهشگران این پهنه بخشی از کمربند کوهزایی زاگرس است (مانند: Ricou et al., 1977; Berberian and King, 1981). تا کنون بسیاری از پژوهشگران سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق را از دیدگاه‏‌های گوناگون بررسی کرده‌اند. به گفتة Valizadeh و Zarian (1976)، توده پلوتونیک آلموقولاق احتمالاً از نوع استوک یا لاکولیت است و سن جایگزینی بخش دیوریتی از بخش سینیتی بیشتر است. همچنین، بخش دیوریتی توده پیامد جدایش بلوریِ ماگمایی با خاستگاه گوشته بالایی است. برپایة سن‌سنجی به روش Rb- Sr سنگ کل، پژوهشگران یادشده سن این بخش را 17±144 میلیون سال پیش برآورد کرده‌اند.

برپایة بررسی‌های Mohajjel و Izadi Kian (2007)، چهار مرحله دگرریختی در منطقه آلموقولاق رخ داده است که در سه مرحله نخست، دگرریختی همراه با چین‌خوردگی بوده است و در مرحله چهارم همراه دگرریختی گسل‌ها پدید آمده‌اند. در گزارش نقشه زمین‌شناسی 100000/1 منطقه (Eshraghi and Mohammadi Gharai, 2003)، سنگ‌های منطقه آلموقولاق دست‌کم دچار دو مرحله دگرگونی شده‌اند و در سنگ‌های میزبان توده پلوتونیک آلموقولاق واحد‌هایی از سنگ‌های نفوذی کم‌ژرفا دیده می‌شوند که ارتباط ژنتیکی با این توده دارند. Shahbazi و همکاران (2015) با بررسی زمین‌شیمی و ایزوتوپ‌های Sr-Nd روی سنگ‌های مونزونیت و مونزودیوریت و ایزوتوپ‌های U-(Th)-Pb روی کانی‌های تیتانیت دریافته‌اند که سنگ‌های سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق از گرانیتویید‌های نوع A بوده‌اند و خاستگاه آنها گوشته بالایی تهی‌شده بوده است. تیتانیت درون آنها دو خاستگاه اولیه (آذرین) و ثانویه (دگرگونی) دارد و در فاصله زمانی 138 تا 95 میلیون سال پیش پدید آمده‌اند. برپایة دماسنجی پیروکسن- آمفیبول و فشارسنجی آمفیبول، Jamshidibadr (2015) دمای پیدایش سنگ‌های سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق را 900- 750 درجه سانتیگراد و فشار پیدایش آنها را 7- 6 کیلوبار (ژرفای 22- 19 کیلومتر) برآورده کرده است. برپایة دمافشارسنجی آمفیبول و پلاژیوکلاز، Amiri و همکاران (2016) دمای پیدایش سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق را 719- 714 درجه سانتیگراد، فشار پیدایش آنها را 5/7- 5/6 کیلوبار و ژرفای پیدایش آنها را 28- 24 کیلومتر به‌دست آورده‌اند. Amiri و همکاران (2017) توده پلوتونیک آلموقولاق را توده‌ای باتولیتی بزرگی (مساحت بیشتر از Km2 100) دانسته‌اند که از گرانیتویید‌های نوع A ساخته شده است و در پی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحه ایران پدید آمده است. در این پژوهش، برپایة بررسی‌های صحرایی، میکروسکوپی، زمین‌شیمیایی و شیمی کانی‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز، نقشه زمین‌شناسی جدیدی از چگونگی گسترش واحدهای سنگی توده پلوتونیک آلموقولاق رسم شده است. همچنین، مقدارهای جدیدی برای دما، فشار و ژرفایِ پیدایش این توده پلوتونیکی به‌دست آورده شده‌اند. افزون براین، در این پژوهش، بزرگی و گسترش این توده و ژرفای جایگیری آن بررسی می‌شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

توده پلوتونیکی آلموقولاق به‌صورت استوکی به گستردگی ‍10~‍ کیلومترمربع، در 15 کیلومتری باختر شهرستان همدان جای دارد (شکل 1). این توده از دیدگاه رده‌بندی زمین‌شناسی ساختاری ایران پیشنهادیِ Stöcklin (1968)، در بخش شمالی پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان جای گرفته است. پهنه سنندج- سیرجان بخشی از کمربند کوهزایی زاگرس به‌شمار می‌رود. کمربند کوهزایی زاگرس با درازای بیشتر از 2000 کیلومتر و روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری، از کشور ترکیه تا دریای عمان در جنوب‌باختری ایران امتداد دارد. این پهنه بخشی از کمربند کوهزایی آلپ- هیمالیا و پیامد بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در میان ورقه‌های زمین‌ساختی ایران مرکزی و عربستان است (مانند: Ricou et al., 1977; Berberian and King, 1981; Mohajjel et al., 2003). در پالئوزوییک بالایی بسیاری از بخش‌های ایران (مانند: پهنه سنندج- سیرجان، ارومیه- دختر، زاگرس و صفحه عربستان) بخشی از سپر خشکی گندوانا بوده‌اند. از پرمین زیرین تا تریاس زیرین، پهنه‌های ارومیه- دختر و سنندج- سیرجان به‌صورت بخشی از خشکی اوراسیا از صفحه عربستان با اقیانوس نئوتتیس جدا شده‌اند (e. g., Fazlnia,et al., 2009; Mohajjel et al., 2003). در تریاس تا ژوراسیک، فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوسته اوراسیا آغاز شده است (مانند: Shahabpour, 2005; Mohajjel et al., 2003). در طول ترشیری مراحل پایانی بسته‌شدن نئوتتیس سپری می‌شود و در پی برخورد صفحه عربی و صفحه اوراسیا کمربند کوهزایی زاگرس پدید می‌آید (Berberian, et al., 1982). پهنه سنندج سیرجان در منطقه گلپایگان دربردارندة دو بخش شمالی و جنوبی است: بخش شمالی آن دربردارندة توده‌های نفوذی فراوانی (مانند: آلموقولاق، الوند، بروجرد، اراک و سامن ملایر) است (Eftekharnejad, 1981). توده پلوتونیک آلموقولاق درون مجموعه‌ای از سنگ‌های متاپلیتیک و متاکربنات‌های دارای متاولکانیک‌های بازیک تا حد واسط با سن قدیمی (ژوراسیک- تریاس) نفوذ کرده است. در حاشیه شمالی توده پلوتونیک آلموقولاق، کانسار اسکارنی آهن باباعلی پدید آمده است. سنگ‌های میزبان این توده دست‌کم دچار دو رویداد دگرگونی ناحیه‌ای از رخسارة شیست سبز تا مرز رخساره آمفیبولیت شده‌اند. برپایة یافته‌های چینه‌شناسی، زمان پیدایش سنگ‌های میزبان و دگرگونی ناحیه‌ای آنها پیش از ژوراسیک بوده است (Eshraghi and Mohammadi Gharai, 2003). تکتونیت‌های منطقه آلموقولاق چهار مرحله دگرریختی از خود نشان می‌دهند. سه مرحلة نخست با چین‌خوردگی و مرحله چهارم با پیدایش شکستگی و گسل‌ها همراه بوده‌اند (Mohajjel and Izadi Kian, 2007). دگرریختی نسل نخست همراه با دگرگونی تا رخساره شیست‌سبز، دگرریختی نسل دوم همراه با میلونیتی‌شدن و در محیطی شکل‌پذیر رخ داده‌اند. دگرریختی نسل سوم نیز در دمای کمتر از دگرریختی نسل دوم و در محیطی شکل‌پذیر- شکننده و همراه با پدیده خمش و لغزش روی داده است. در پایان، دگرریختی نسل چهارم نیز با پیدایش درزه‌ها و گسل‌ها و در محیطی شکننده رخ داده‌ است (Mohajjel and Izadi Kian, 2007).

 

روش انجام پژوهش

در این پژوهش، شمار 200 نمونه از واحدهای سنگی گوناگون از توده پلوتونیک آلموقولاق نمونه‌برداری شده است. از میان آنها، شمار 125 مقطع نازک میکروسکوپی در کارگاه مقطع‌گیری گروه زمین‌شناسی دانشگاه بوعلی‌سینا ساخته و با میکروسکوپ Zeiss در این دانشگاه بررسی کانی‌شناسی و بافتی شدند.

پس از بررسی میکروسکوپی، شمار 4 نمونه در دانشگاه توبینگن آلمان و شمار 6 نمونه در آزمایشگاه موسسه تحقیقاتی کانساران بینالود عنصرهای اصلی به روش ذوب قلیایی و عنصرهای فرعی به روش‌های طیف‌سنجی‌ جرمی (ICP- MS و XRF) تجزیه شدند. برای بررسی دمافشارسنجی توده پلوتونیک آلموقولاق، شمار 20 نقطه از کانی‌های آمفیبول و 20 نقطه از کانی‌های پلاژیوکلاز از شمار چهار نمونه سنگی گوناگون با دستگاه ریزکاو الکترونی (EPMA) در آزمایشگاه موسسه تحقیقاتی کانساران بینالود برای عنصرهای اصلی تجزیه شدند. دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی به‌کارگرفته‌شده از نوع HORIBA XGT- 7200 است و تجزیه در شرایط ولتاژ شتاب‌دهندة kv 50، جریان ریزکاو mA 000/1 و زمان 80 ثانیه انجام شد.

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه‌ها با نرم‌افزارهای GCDkit، Excel و APG2 (Sayari, 2016) تجزیه و بررسی شدند. نقشه زمین‌شناسی توده با نرم‌افزار ArcGIS 9.3 رسم شد. نام‌های اختصاری به‌کاررفته برپایة پیشنهاد Whitney و Evans (2010) هستند.

 

سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری، سنگ‌های آذرین سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق در دو گروه اصلی هستند:

(1) دیوریت و گابرودیوریت، مونزودیوریت، کوارتزمونزودیوریت، مونزونیت و کوارتزمونزونیت؛

(2) سینیت، کوارتزسینیت و آلکالی‏‌گرانیت.

گروه نخست معمولاً درون سنگ‌های کهن‏‌تر با ترکیب متاپلیتیک و متاکربنات‌های دارای متاولکانیک‌های بازیک تا حد واسط با سن ژوراسیک نفوذ کرده‌اند. گروه دوم درون سنگ‌های گروه نخست و سنگ‌های کهن‏‌تر متاپلیتیک و متاکربنات‌ها نفوذ کرده‌اند.

 

دیوریت و گابرودیوریت: دیوریت‌ها و گابرودیوریت‌های توده پلوتونیک آلموقولاق سازندة نزدیک به یک پنجم حجم توده و مرتفع‌ترین بخش توده هستند. این سنگ‌ها در بخش جنوب و جنوب‌خاوری توده رخنمون دارند (شکل 2- a). این بخش از توده، ساخت توده‌ای دارد و از دیدگاه ضریب رنگینی ملانوکراتیک تا مزوکراتیک است. این گروه سنگی درون مجموعه از سنگ‌های متاپلیتیک و متاکربنات‌هایی نفوذ کرده‌اند که دربرگیرندة متاولکانیک‌های بازیک تا حد واسط به سن ژوراسیک (مانند اپیدوت- آمفیبول- کلریت‌شیست) هستند (شکل 2- b). دیوریت‌ها و گابرودیوریت‌ها دانه متوسط ( فانریتیک با قطر میانگین 8/0 میلیمتر) هستند و از کانی‌های اصلی (پلاژیوکلاز با 40 تا 50 درصدحجمی، آمفیبول با 15 تا 35 درصدحجمی و کلینوپیروکسن احتمالاً از نوع اوژیت با 5 تا 10 درصدحجمی)، کانی‌های فرعی (مانند: تورمالین، آپاتیت، تیتانیت و کانی‌های کدر) و کانی‌های ثانویه (مانند: کلسیت، اپیدوت) ساخته شده‌اند. کوارتز به مقدار بسیار کم در برخی از این سنگ‌ها دیده می‌شود و در بیشتر موارد بی‌شکل است و فضای میان کانی‌های دیگر را پر می‌کند. در برخی از این سنگ‌ها کانی‌های پیروکسن و هورنبلند با کانی‌های اکتینولیت و کلریت، و کانی پلاژیوکلاز با سریسیت، کلسیت و کانی‌های گروه اپیدوت جانشین شده‌اند و گاه جانشینی آنها به دو یا چند کانی ثانویه یادشده با هم روی داده است (سوسوریتی شده‌اند). بافت‌های درون این سنگ‌ها اینترگرانولار و نیمه‌شکل‌دار گرانولار هستند (شکل 2- c).

 

مونزودیوریت- کوارتز مونزودیوریت: این گروه از سنگ‌ها مزوکراتیک هستند و درون سنگ‌های کهن‏‌تر متاپلیتیک و متاکربنات ژوراسیک نفوذ کرده‌اند. دانه متوسط و فانریتیک هستند و میانگین اندازه آنها 9/0 میلیمتر است. ترکیب کانی‌شناسی آنها شامل زیر است:

- پلاژیوکلاز: نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی این سنگ‌ها را می‌سازد و بیشتر نیمه‌شکل‌دار است. پتاسیم‌فلدسپار، به میزان 10 تا 15 درصدحجمی مونزودیوریت‌ها را در برگرفته است.

- آمفیبول، 30 تا 35 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد و از نوع هورنبلند و اکتینولیت است.

- کانی‌های فرعی و ثانویه (مانند: کوارتز، تیتانیت (اسفن)، اپیدوت، تورمالین و کلریت).

بافت‌های مونزودیوریت‌های توده پلوتونیک آلموقولاق اینترگرانولار و نیمه‌شکل‌دار گرانولار هستند (شکل 2- d).

 

مونزونیت- کوارتزمونزونیت: این گروه فراوان‌ترین واحدهای سنگی توده پلوتونیک آلموقولاق و همانند مونزودیوریت‌ها توده‌ای و مزوکراتیک هستند. این سنگ‌ها درون سنگ‌های کهن‏‌تر با ترکیب متاپلیتیک و متاکربنات‌های ژوراسیک نفوذ کرده‌اند. همچنین، دانه متوسط و فانریتیک (با قطر میانگین mm 7/0) هستند. ترکیب کانی‌شناسی آنها عبارت است از:

- پتاسیم‌فلدسپار، بیشتر به‌صورت ارتوکلاز با ماکل کارلسباد و به‌میزان کمتر به‌صورت میکروکلین هستند و 40 تا 60 درصدحجمی سنگ را می‌سازند.

- پلاژیوکلاز، 40- 25 درصدحجمی مونزونیت‌ها را دربرمی‌گیرد و در بیشتر موارد سریسیتی و گاه سوسوریتی (جایگزینی پلاژیوکلاز با مجموعه‌ای از کانی‌های ثانویه مانند اپیدوت، کلسیت، سریسیت و ...) شده‌ است.

- آمفیبول، بیشتر از نوع اکتینولیت است و 10 تا 30 درصد از حجم این سنگ‌ها را دربرمی‌گیرد.

- کانی‌های فرعی و ثانویه (مانند: کوارتز، تیتانیت (اسفن)، اپیدوت، تورمالین و کلریت) از دیگر کانی‌های سازندة مونزونیت‌ها منطقه هستند.

بافت‌های درون مونزونیت‌های توده پلوتونیک آلموقولاق نیمه‌شکل‌دار گرانولار، اینترگرانولار و پورفیرویید هستند (شکل 2- e).

 

گروه سینیت- کوارتزسینیت- آلکالی‏‌گرانیت: سینیت‌ها، کوارتزسینیت‌ها و آلکالی‏‌گرانیت‌ها بیشتر در بخش مرکزی و شمال‌خاوری توده پلوتونیک آلموقولاق رخنمون دارند (شکل 1). این گروه از سنگ‌ها در برخی بخش‌ها در محیطی شکل‌پذیر و برشی، بسیار دگرریختی خمیری پیدا کرده‌اند و کانی‌های آنها، به‌ویژه کوارتز، با زمینه زیردانه (ساب‌گرین) جایگزین شده‌اند و میلونیت‌ها و الترامیلونیت‌های منطقه را پدید آورده‌اند (شکل‌های 3- b و 3- a).


 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگ‌های سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق (همدان): a) تصویر صحرایی از توده پلوتونیک آلموقولاق و نمایش مرز میان دیوریت‌ها و سنگ‌های دیگر؛ b) تصویر میکروسکوپی از سنگ میزبان اپیدوت- آمفیبول- کلریت شیست (نمونه MN6)؛ c) تصویر میکروسکوپی از دیوریت توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه ALM32)؛ d) تصویر میکروسکوپی از کوارتز- مونزودیوریت توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه SH267)؛ e) تصویر میکروسکوپی از مونزونیت توده پلوتونیک آلموقولاق، جانشینی هورنبلند با اکتینولیت در حاشیه بلور در شکل دیده می‌شود (نمونه SH257) (همه تصویرهای میکروسکوپی (مگر b) در نور XPL گرفته شده‌اند)

 

 

شکل 3- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگ‌های سازندة توده پلوتونیک آلموقولاق (همدان). a) تصویر صحرایی از دگرریختی و چین‌خوردگی میلونیت‌های آلموقولاق؛ b) تصویر میکروسکوپی از آلکالی‏‌گرانیت میلونیتی‌شده توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه MN12)؛ c) تصویر میکروسکوپی از نفوذ کوارتزسینیت درون مونزونیت در توده پلوتونیک آلموقولاق (نمونه SH254)؛ d) تصویر میکروسکوپی از کوارتزسینیت پلوتونیک آلموقولاق (نمونه SH253) (همه تصویرها در نور XPL گرفته شده‌اند)

 

 

سینیت‌ها و آلکالی‏‌گرانیت‌های منطقه درون سنگ‌های گروه 1 (دیوریت‌ها و مونزونیت‌ها) و سنگ‌های کهن‏‌تر (متاپلیتیک و متاکربنات‌های ژوراسیک) نفوذ کرده‌اند (شکل 3- c). سنگ‌های سالم و دگرریخت‌نشدة این گروه به‌صورت توده ای، فانریتیک (با قطر میانگین mm 2/1) و مزوکراتیک دیده می‌شوند. آلکالی‏‌فلدسپار (پرتیتی) با فراوانی 60 تا 80 درصدحجمی، پلاژیوکلاز با 5 تا 25 درصدحجمی و کوارتز با 5 تا 35 درصدحجمی از کانی‌های اصلی این سنگ‌ها هستند. کانی‌هایی مانند آمفیبول، تورمالین، آپاتیت، کلسیت، اپیدوت و تیتانیت نیز از کانی‌های فرعی و ثانویه هستند. بافت‌های گرانولار و نیمه‌شکل‌دارِ گرانولار از بافت‌های درون این سنگ‌ها هستند (شکل 3- d). در برخی از این سنگ‌ها، کانی‌های هورنبلند با اکتینولیت، آلکالی‌فلدسپار با سریسیت و کانی‌های رسی و پلا‍‍ژیوکلاز با کلسیت و کانی‌های گروه اپیدوت جایگزین شده‌اند.

 

شیمی سنگ کل

فراوانی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادر به‌دست‌آمده از تجزیه نمونه‌های مورد پژوهش در جدول 1 آورده شده است.

مقدار SiO2 نمونه‌ها از 68/53 تا 18/78 درصدوزنی است و برپایة رده‌بندی Le Maitre (2002) در محدوده سنگ‌های حد واسط تا اسیدی جای می‌گیرند. نمودارهای Harker (1909) نشان می‌دهند، در سنگ‌های منطقه، تغییر فراوانی عنصرهای اصلی Al2O3، MgO، FeO، TiO2، CaO، K2O و P2O5 با افزایش SiO2 روند کاهشی داشته‌اند؛ اما Na2O نخست روند افزایشی دارد و از غلظت سیلیسیم بیشتر از 72 درصدوزنی (زمان پیدایش سنگ‌های گرانیتی منطقه) روند کاهشی پیدا کرده است (شکل 4).


 

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی (برپایة wt.%) و عنصرهای کمیاب و خاکی نادر (برپایة ppm) در سنگ‌های سازندة توده آلموقولاق (همدان)

Lithology

Gabbro diorite

Monzonite

Quartz

syenite

Quartz

monzonite

 

Mylonitized

granite

Locations

34°54'26.29"N

48°09'47.56"E

34°54'18.80"N

48°09'56.70"E

34°54'24.27"N

48°09'49.72"E

34°54'20.30"N

48°09'58.50"E

34°54'35.35"N

48°10'12.82"E

34°54'55.01"N

48°10'08.48"E

34°54'16.16"N

48°10'05.32"E

34°54'55.08"N

48°09'53.31"E

34°54'52.70"N

48°09'50.70"E

34°54'50.00"N

48°09'51.90"E

Sample No.

ALM3

SH286

ALM7

SH257

ALM36

ALM47

ALM21

ALM44

SH267

SH268

SiO2

53.68

53.73

53.75

57.98

59.24

65.52

61.35

65.87

69.11

78.18

TiO2

0.97

1.08

1.03

1.90

0.87

0.51

0.98

0.77

0.86

0.39

Al2O3

17.11

17.61

16.98

16.86

16.87

16.54

15.87

16.11

15.77

13.35

Fe2O3 (t)

8.35

8.57

8.35

3.19

5.34

2.64

6.67

1.99

1.41

0.43

MnO

0.11

0.17

0.11

0.09

0.08

0.03

0.12

0.02

0.03

0.01

MgO

4.32

4.62

4.15

3.73

3.12

0.84

1.56

0.96

1.37

0.09

CaO

6.98

8.19

7.94

8.84

5.26

3.41

3.45

3.52

3.01

0.75

Na2O

5.12

4.19

4.12

6.93

7.52

8.96

5.48

8.52

8.96

7.73

K2O

0.75

1.34

1.24

0.21

0.05

0.14

2.42

0.24

0.06

0.09

P2O5

0.15

0.18

0.144

0.63

0.134

0.096

0.197

0.158

0.24

0.05

L.O.I.

2.17

1.06

1.8

0.04

1.18

1.08

1.6

1.5

1.23

0.06

SUM

99.71

100.74

99.61

100.77

99.67

99.77

99.69

99.66

102.04

101.67

Mg#

50.62

51.66

49.61

69.87

53.65

38.66

31.66

48.87

65.76

29.77

V

119

155

112

193

102

46

102

42

59

21

Cr

61

102

65

0

48

6

63

5

0

0

Co

17

24

19

5

8

5

11

5

0

0

Ni

29

97

31

45

16

9

6

8

116

151

Zn

46

45

37

48

59

31

42

19

1

0

Rb

22

58

46

6

5

5

52

11

0

0

Sr

288

331

286

293

165

132

175

41

59

43

Y

28

35

33

46

39

39

43

43

66

124

Zr

193

193

212

187

296

543

355

506

530

941

Nb

8

0

9

17

11

13

9

14

41

76

Ba

439

250

408

60

204

388

503

254

16

21

La

15

19

16

13

22

21

27

17

24

24

Ce

33

48

32

68

51

51

60

42

82

128

Pr

5.13

-

5.29

-

7.05

5.92

6.99

6.75

-

-

Nd

21.6

38

22.5

30

28.6

23.8

29

27.4

43

62

Sm

4.24

4.4

4.48

5.6

5.44

4.55

5.74

5.26

5.6

9.8

Eu

1.33

1.2

1.27

1.2

1.49

0.83

1.35

0.9

0.6

0.9

Gd

4.02

-

4.22

-

4.96

4.12

5.05

4.78

-

-

Tb

0.8

-

0.86

-

0.98

0.89

1.06

0.98

-

-

Dy

5.15

-

5.52

-

6.15

6.14

7.07

6.82

-

-

Er

3.57

-

3.79

-

4.35

4.75

5.21

5.12

-

-

Tm

0.35

-

0.4

-

0.43

0.52

0.55

0.53

-

-

Yb

2.3

2.9

2.5

4.2

2.7

3.8

3.6

3.7

5.7

10.8

Lu

0.39

-

0.42

-

0.42

0.56

0.55

0.53

-

-

Hf

<0.5

20

<0.5

22

0.66

0.93

0.5

0.52

33

47

 

 

شکل 4- نمودارهای تغییر فراوانی عنصرها دربرابر SiO2 (برگرفته از Harker، 1909) برای عنصرهای اصلی و کمیاب در سنگ‌های سازندة توده آلموقولاق (همدان)

 

 

این پدیده‌ها پیامد تبلور و جدایش بلوری کانی‌های با عنصرهای یادشده (مانند: پیروکسن، آمفیبول، پلاژیوکلاز کلسیک، آلکالی‏‌فلدسپارها، تیتانیت و آپاتیت) در هنگام فرایند تبلور و جدایش بلوری ماگما، همچنین، افزوده‌د‌شدن Na به شبکه بلوری فلدسپارها در سنگ‌های اسیدی هستند. نمودارهای هارکر عنصرهای کمیاب نشان می‌دهند مقدار عنصرهای Cr، Ba، Sr و Rb با افزایش SiO2و پیشرفت فرایند جدایش بلوری و تبلور ماگما، روند کاهشی و عنصرهای Zr، Y، La و Ce روند افزایشی داشته‌اند (شکل 4). این پدیده پیامد جایگزینی Cr به‌جای Mg در کانی‌های سرشار از Mg (مانند: پیروکسن‌ها و آمفیبول‌ها)، جایگزینی Sr به‌جای Ca در کانی‌های سرشار از Ca (مانند: پلاژیوکلاز)، جایگزینی Rb و Ba به‌جای K در آلکالی‏‌فلدسپارها و تبلور و جدایش بلوری آنها در هنگام فرایند تبلور ماگماست. روند افزایشی Zr پیامد به اشباع‌نرسیدن این عنصر در ماگما و پدیدنیامدن کانی زیرکن است. به‌همین‌رو، Shahbazi و همکاران (2015)، U(Th)-Pb درون تیتانیت را برای سن‌سنجی به‌کار برده‌اند. چه‌بسا روند افزایشی Y و عنصرهای خاکی نادر سبکِ La و Ce پیامد شعاع یونی کمابیش بالای آنها و جایگزین‌نشدن آنها در شبکه کانی‌ها در غلظت‌های کم است. پراکندگی بالای Rb و Ba در این نمودارها نیز پیامد آلایش پوسته‌ای است.

 

رده‌بندی سنگ‌ها: سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق در نمودار رده‌بندی سنگ‌ها برپایة فراوانی وزنی SiO2- (Na2O+K2O) (شکل 5- a)، در محدوده گابرودیوریت، مونزودیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت و گرانیت جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 5- ترکیب سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار رده‌بندی Middlemost و همکاران (1994)؛ b) نمودار رده‌بندی De la Roche و همکاران (1980)؛ c) نمودار AFM پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971)؛ d) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)


 

 

در نمودار تغییرات R1=4Si- 11 (Na+K)- 2 (Fe+Ti) دربرابر R2=6Ca+2Mg+Al (شکل 5- b)، سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق در محدوده گابرودیوریت، مونزونیت، کوارتزمونزونیت، کوارتزسینیت و آلکالی‏‌گرانیت جای گرفته‌اند. درنمودار AFM (شکل 5- c)، نمونه‌های آلموقولاق در محدوده سری کالک‌آلکالن جای گرفته‌اند. در نمودار A/CNK- A/NK (شکل 5- c)، نمونه‌ها در بخش متاآلومین‌ها جای گرفته‌اند.

شیمی آمفیبول‌ها: آمفیبول‌ها در ترکیب شیمیایی و ساختار بلوری تنوع دارند و در شرایط دما و فشار گسترده‌ای (از کمتر از 1 کیلوبار تا 23 کیلوبار و 400 تا 1150 درجه سانتیگراد) در سنگ‌های آذرین و دگرگونی پدید می‌آیند (Blundy and Holland, 1990). کمترین ژرفای پیدایش آمفیبول 4/0 ± 6/3 کیلومتر است که با ژرفای پهنه زمین‌لرزه‌ای متداول زمین همخوانی دارد (Ridolfi et al. 2010a). در سنگ‌های گرانیتوییدی، در دمای کمتر از850 درجه سانتیگراد و میزان آب بالاتر از wt% 5/3، آمفیبول به‌جای ارتوپیروکسن، پدید می‌آید (Naney and Swanson, 1980; Naney, 1983). فرمول استاندارد آمفیبول به‌صورت [A0- 1 B2C5 T8 O22 (OH)2] است. اگر H2O و هالوژن‌ها به‌صورت مشخص و پایدار در ترکیب شبکه بلوری آمفیبول شرکت کنند، فرمول آن به‌صورت 24(O,OH,F,Cl) به‌دست‌آورده می‌شود؛ وگرنه فرمول آمفیبول به‌صورت 23 (O) و 2(OH,F,Cl) به‌دست‌آورده می‌شود (Mogessie et al., 2001). در سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق، آمفیبول هم به‌صورت نخستین و هم به‌صورت ثانویه، به رنگ سبز و بیشتر به‌صورت نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود (شکل‌های 2 و 3). حضور آمفیبول در سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق در بررسی دمافشارسنجی این توده اهمیت ویژه‌ای دارد. ترکیب شیمیایی، و نام هرکدام از آمفیبول‌های تجزیه‌شده درون پلوتونیک آلموقولاق در جدول 2 آورده شده است. محتوای عنصر Si در واحد فرمولی (apfu= atoms per formula unit) و نیز Mg# (Mg/(Mg+Fe)) در این آمفیبول‌های به‌ترتیب برابراست با: 15/50 تا 15/65 و 66/0 تا 83/0 (جدول 2).

در نمودار Si دربرابر (Na+Ca+K) (شکل 6- a)، شمار سه نمونه در محدوده آمفیبول‌های آذرین و نمونه‌های دیگر در محدوده دگرگونی جای گرفته‌اند. در نمودار Si در برابر Mg/(Mg+Fe) (شکل 6- b)، شمار چهار نمونه از آمفیبول‌های تجزیه‌شده در محدوده مگنزیوهورنبلند و نمونه‌های دیگر در محدوده اکتینولیت جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 6- ترکیب آمفیبول‌های درون تودة پلوتونیک آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار Si دربرابر Mg/(Mg+Fe) (Leake et al., 1997)؛ b) نمودار Si دربرابر Na+Ca+K (Sial et al., 1998)



شیمی فلدسپارها: ترکیب شیمیایی و نام هرکدام از پلاژیوکلازهای تجزیه‌شده درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق در جدول 3 آورده شده است. دو نمونه از پلاژیوکلازهای درون کوارتز دیوریت‌ها و دو نمونه در کوارتزسینیت‌ها در محدوده الیگوکلاز، و نمونه‌های دیگر در محدوده آلبیت جای گرفته‌اند ( جدول 3).

 

 

جدول 2- داده‌های تجزیه عنصرهای اصلی به‌روش ریزکاو الکترونی برای آمفیبول‌های درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق (همدان) به‌همراه فرمول ساختاریِ به‌دست‌آمده برپایة 23 a.p.f.u. اکسیژن

Sample No.

ADN126-1

ADN126-2

ADN126-3

ADN126-4

ADN126-7

ADN126-8

ADN134-11

ADN134-12

ADN134-15

ADN134-16

Rock type

Quartz Syenite

Quartz Monzonite

Geographic coordinates

N34° 54' 59.49", E48° 09' 54.62"

N34° 54' 52.55", E48° 09' 49.34"

SiO2

53.07

56.84

50.15

54.84

53.70

53.20

51.52

55.28

58.35

60.95

TiO2

0.95

0.77

0.37

0.15

0.70

0.52

0.59

0.62

0.43

0.41

Al2O3

5.36

6.85

6.76

7.61

8.51

7.23

7.32

6.61

1.70

1.47

FeO

11.23

9.96

11.92

9.79

10.76

9.96

12.52

11.19

6.57

6.11

MnO

0.55

0.51

0.50

0.56

0.71

0.52

0.61

0.50

0.15

0.15

MgO

13.81

12.36

15.34

13.36

12.55

15.26

14.05

13.01

18.56

17.54

CaO

11.59

9.84

12.03

10.45

10.27

11.28

10.34

9.88

12.43

11.91

Na2O

0.93

0.87

1.17

1.63

1.20

0.49

1.01

1.19

0.94

0.57

K2O

0.43

0.65

0.23

0.50

0.21

0.23

0.39

0.26

0.07

0.09

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

SUM

97.92

98.65

98.47

98.89

98.61

98.69

98.35

98.54

99.20

99.20

Si

7.620

7.973

7.114

7.707

7.542

7.387

7.239

7.752

8.073

8.396

Ti

0.103

0.081

0.039

0.016

0.074

0.054

0.062

0.065

0.045

0.042

Al

0.907

1.133

1.130

1.261

1.409

1.183

1.212

1.093

0.277

0.239

Fe

1.348

1.168

1.414

1.151

1.264

1.156

1.471

1.312

0.760

0.704

Mn

0.067

0.061

0.060

0.067

0.084

0.061

0.073

0.059

0.017

0.018

Mg

2.955

2.584

3.243

2.799

2.627

3.158

2.942

2.719

3.827

3.601

Ca

1.783

1.479

1.828

1.573

1.545

1.678

1.557

1.484

1.842

1.758

Na

0.259

0.237

0.322

0.444

0.327

0.132

0.275

0.324

0.252

0.152

K

0.079

0.116

0.042

0.090

0.038

0.041

0.070

0.047

0.012

0.016

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

SUM

15.120

14.832

15.191

15.107

14.910

14.851

14.902

14.854

15.107

14.926

T Site

Si

7.620

7.973

7.114

7.707

7.542

7.387

7.239

7.752

8.073

8.396

AlIV

0.380

0.027

0.886

0.293

0.458

0.613

0.761

0.248

0.000

0.000

ΣT (T-Site)

8.000

8.000

8.000

8.000

8.000

8.000

8.000

8.000

8.073

8.396

C Site

AlVI

0.527

1.106

0.244

0.968

0.951

0.570

0.451

0.844

0.277

0.239

Ti

0.103

0.081

0.039

0.016

0.074

0.054

0.062

0.065

0.045

0.042

Fe3+

0.000

0.000

0.544

0.000

0.000

0.406

0.727

0.000

0.000

0.000

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mg

2.955

2.584

3.243

2.799

2.627

3.158

2.942

2.719

3.827

3.601

Fe2+

1.348

1.168

0.870

1.151

1.264

0.750

0.744

1.312

0.760

0.704

Mn

0.067

0.061

0.060

0.067

0.084

0.061

0.073

0.059

0.017

0.018

Ca

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.073

0.396

ΣC (C-Site)

5.000

5.000

5.000

5.000

5.000

5.000

5.000

5.000

5.000

5.000

B Site

Ca

1.783

1.479

1.828

1.573

1.545

1.678

1.557

1.484

1.769

1.362

Na

0.217

0.237

0.172

0.427

0.327

0.132

0.275

0.324

0.231

0.152

ΣB (B-Site)

2.000

1.715

2.000

2.000

1.872

1.810

1.832

1.808

2.000

1.514

A Site

Na

0.042

0.000

0.150

0.018

0.000

0.000

0.000

0.000

0.021

0.000

K

0.079

0.116

0.042

0.090

0.038

0.041

0.070

0.047

0.012

0.016

ΣA (A-Site)

0.120

0.116

0.191

0.107

0.038

0.041

0.070

0.047

0.034

0.016

Mg#

0.687

0.689

0.789

0.709

0.675

0.808

0.798

0.675

0.834

0.837

Nomenclatures

Actinolite

Actinolite

Magnesio-hornblende

Actinolite

Actinolite

Magnesio-hornblende

Magnesio-hornblende

Actinolite

Actinolite

Actinolite

 

جدول 2- ادامه

Sample No.

ADN134-19

ADN134-20

MN41-P4-1

MN41-P4-2

MN41-P4-3

ADN138-P3-6

ADN138-P3-7

ADN138-P4-11

ADN138-P4-12

ADN138-P4-13

Rock type

Quartz Monzonite

Quartz Monzonite

Monzonite

Geographic coordinates

N34° 54' 52.55"

E48° 09' 49.34"

N34° 54' 36.28"

E48° 09' 51.44"

N34° 55' 05.49"

E48° 10' 04.18"

SiO2

63.55

57.85

59.52

66.28

57.85

64.70

59.35

61.48

68.15

61.21

TiO2

1.75

0.57

0.19

0.12

0.57

0.00

0.00

0.06

2.32

0.00

Al2O3

9.28

5.23

7.32

6.61

5.23

0.77

2.75

1.63

1.78

2.60

FeO

4.48

7.92

6.22

4.89

7.92

8.76

8.76

10.72

5.61

10.04

MnO

0.07

0.15

0.12

0.09

0.15

0.17

0.19

0.17

0.07

0.17

MgO

6.13

13.66

13.05

9.88

13.66

13.19

10.60

11.77

9.05

13.10

CaO

8.80

10.75

9.34

9.02

10.75

11.24

13.59

11.77

11.11

11.35

Na2O

5.12

1.91

3.21

2.29

1.91

0.01

3.53

0.97

1.14

0.01

K2O

0.14

0.21

0.19

0.16

0.21

0.04

0.07

0.03

0.01

0.05

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.12

SUM

99.32

98.25

99.16

99.34

98.25

98.88

98.84

98.60

99.24

98.65

Si

9.31

8.21

8.32

9.26

8.21

9.07

8.99

8.87

9.82

8.61

Ti

0.19

0.06

0.02

0.01

0.06

0.00

0.00

0.01

0.25

0.00

Al

1.60

0.88

1.21

1.09

0.88

0.13

0.49

0.28

0.30

0.43

Fe

0.55

0.94

0.73

0.57

0.94

1.03

1.11

1.29

0.68

1.18

Mn

0.01

0.02

0.01

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

Mg

1.34

2.89

2.72

2.06

2.89

2.76

2.39

2.53

1.94

2.75

Ca

1.38

1.64

1.40

1.35

1.64

1.69

2.20

1.82

1.72

1.71

Na

1.45

0.53

0.87

0.62

0.53

0.00

1.04

0.27

0.32

0.00

K

0.03

0.04

0.03

0.03

0.04

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

SUM

15.86

15.20

15.30

15.00

15.20

14.70

16.25

15.10

15.04

14.72

T Site

Si

9.31

8.21

8.32

9.26

8.21

9.07

8.99

8.87

9.82

8.61

AlIV

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

ΣT (T-Site)

9.31

8.21

8.32

9.26

8.21

9.07

8.99

8.87

9.82

8.61

C Site

AlVI

1.60

0.88

1.21

1.09

0.88

0.13

0.49

0.28

0.30

0.43

Ti

0.19

0.06

0.02

0.01

0.06

0.00

0.00

0.01

0.25

0.00

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Mg

1.34

2.89

2.72

2.06

2.89

2.76

2.39

2.53

1.94

2.75

Fe2+

0.55

0.94

0.73

0.57

0.94

1.03

1.11

1.29

0.68

1.18

Mn

0.01

0.02

0.01

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

Ca

1.31

0.21

0.32

1.26

0.21

1.07

0.99

0.87

1.82

0.61

ΣC (C-Site)

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

5.00

B Site

Ca

0.07

1.42

1.08

0.09

1.42

0.62

1.22

0.95

0.00

1.10

Na

1.45

0.53

0.87

0.62

0.53

0.00

0.78

0.27

0.32

0.00

ΣB (B-Site)

1.53

1.95

1.95

0.71

1.95

0.62

2.00

1.22

0.32

1.11

A Site

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.26

0.00

0.00

0.00

K

0.03

0.04

0.03

0.03

0.04

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

ΣA (A-Site)

0.03

0.04

0.03

0.03

0.04

0.01

0.27

0.01

0.00

0.01

Mg#

0.71

0.76

0.79

0.78

0.76

0.73

0.68

0.66

0.74

0.70

Nomenclatures

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

 

جدول 3- داده‌های تجزیه عنصرهای اصلی به‌روش ریزکاو الکترونی برای فلدسپارهای درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق (همدان) به‌همراه فرمول ساختاریِ به‌دست‌آمده برپایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آنها

Sample No.

ADN126-5

ADN126-6

ADN126-9

ADN126-10

ADN126-23

ADN126-24

ADN134-13

ADN134-14

ADN134-17

ADN134-18

Rock type

Quartz-Syenite

Quartz-Monzonite

Geographic coordinates

N34° 54' 59.49"

E48° 09' 54.62"

N34° 54' 52.55"

E48° 09' 49.34"

SiO2

72.11

72.21

72.87

73.38

72.90

72.34

73.80

77.83

74.07

73.43

TiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.04

Al2O3

16.84

16.53

16.90

16.34

16.37

16.52

17.28

12.56

16.30

16.40

FeO

0.17

0.18

0.07

0.07

0.17

0.10

0.06

0.11

0.11

0.07

MgO

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.16

0.00

0.00

CaO

0.50

0.58

0.37

0.40

0.67

0.55

0.61

1.16

0.28

0.34

Na2O

9.53

8.23

9.62

9.51

9.59

10.36

7.86

6.80

8.65

9.56

K2O

0.73

2.19

0.10

0.17

0.25

0.10

0.06

0.05

0.06

0.05

SUM

99.89

99.93

99.94

99.88

99.95

99.97

99.68

98.67

99.76

99.89

Si

3.13

3.14

3.14

3.17

3.15

3.13

3.17

3.35

3.18

3.16

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.86

0.85

0.86

0.83

0.83

0.84

0.87

0.64

0.26

0.83

Fe

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

Ca

0.02

0.03

0.02

0.02

0.03

0.03

0.03

0.05

0.01

0.02

Na

0.80

0.69

0.80

0.80

0.80

0.87

0.65

0.57

0.72

0.80

K

0.04

0.12

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

SUM

4.86

4.84

4.83

4.82

4.84

4.88

4.73

4.62

4.76

4.82

Albite

0.93

0.85

0.97

0.97

0.95

0.97

0.95

0.91

0.98

0.98

Anorthite

0.03

0.03

0.02

0.02

0.04

0.03

0.04

0.09

0.02

0.02

Orthose

0.04

0.13

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

SUM

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

Nomenclatures

Albite

Anorthoclase

Albite

Albite

Albite

Albite

Albite

Albite

Albite

Albite

 

 

 

جدول 3- ادامه

Sample No.

ADN134-21

ADN134-22

MN41-P1-2

MN41-P1-3

MN41-P1-4

ADN138-P3-8

ADN138-P3-9

ADN138-P3-10

ADN138-P4-14

ADN138-P4-15

Rock type

Quartz-Monzonite

Quartz-Monzonite

Monzonite

Geographic coordinates

N34° 54' 52.55"

E48° 09' 49.34"

N34° 54' 36.28"

E48° 09' 51.44"

N34° 55' 05.49"

E48° 10' 04.18"

SiO2

74.37

89.02

67.13

64.66

67.90

70.38

75.16

77.33

72.93

78.54

TiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

12.79

5.84

20.14

19.49

19.96

16.75

17.25

17.26

15.78

15.84

FeO

0.06

0.19

0.21

0.15

0.09

0.09

0.11

0.05

0.08

0.10

MgO

0.02

0.22

0.09

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.27

0.01

CaO

4.88

0.77

0.05

0.10

0.05

0.81

2.39

0.39

0.34

0.65

Na2O

7.65

3.75

10.86

11.01

10.69

11.72

4.96

4.89

10.51

4.70

K2O

0.11

0.10

0.53

0.11

0.09

0.02

0.04

0.03

0.03

0.03

SUM

99.88

99.89

99.01

95.54

98.73

99.77

99.91

99.95

99.94

99.87

Si

3.23

3.68

2.97

2.96

2.99

3.08

3.19

3.25

3.16

3.30

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.66

0.29

1.05

1.05

1.04

0.87

0.86

0.86

0.81

0.78

Fe

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

Ca

0.23

0.03

0.00

0.01

0.00

0.04

0.11

0.02

0.02

0.03

Na

0.64

0.30

0.93

0.98

0.91

1.00

0.41

0.40

0.88

0.38

K

0.01

0.01

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

SUM

4.77

4.33

4.99

5.01

4.95

4.98

4.58

4.52

4.88

4.50

Albite

0.74

0.89

0.93

0.95

0.96

0.96

0.79

0.95

0.98

0.93

Anorthite

0.26

0.10

0.04

0.05

0.03

0.04

0.21

0.04

0.02

0.07

Orthose

0.01

0.02

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

SUM

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

Nomenclatures

Oligoclase

Oligoclase

Albite

Albite

Albite

Albite

Oligoclase

Albite

Albite

Albite

 

 

 

 

بحث

(الف) عنصرهای خاکی نادر و کمیاب:

نمودارهای فراوانی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده دربرابر ترکیب‌های کندریت (Boyton, 1984) و گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) برای نمونه‌های تودة پلوتونیک آلموقولاق در شکل 7 نشان داده شد‌ه‌اند.

 

الگوی روند تغییر فراوانی عنصرهای خاکی نادر در نمونه‌های بررسی‌شده کمابیش موازی هم است. این نکته نشان‌دهندة همانندیِ فرایند‌های ماگمایی و خاستگاه یکسان نمونه‌هاست (Kharbish, 2010). در این نمودارها، غنی‌شدگی عمومی از LREE دربرابر HREE دیده می‌شود (شکل 7).

 

 

 

شکل 7- نمودارهای به‌هنجارشده عنصرهای خاکی نادر سنگ‌های آذرین‌ درونی آلموقولاق دربرابر: a) ترکیب کندریت (Boyton, 1984)؛ b) ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)

 

 

غنی‌شدگی از LREE دربرابر HREE ویژگیِ پهنه‌های فرورانش است (Fitton et al., 1988). حضور کانی گارنت در سنگ خاستگاه (Kampunzo et al., 2003)، درجه کم ذوب‌بخشی و آلایش ماگما به مواد پوسته‌ای (Almeida et al., 2007)، تبلور و جدایش بلوریِ آمفیبول و پلاژیوکلاز (Tankut et al., 1998) در فرایندهای ماگمایی عوامل غنی‌شدگی کلی LREE دربرابر HREE هستند (شکل 7). تفریق و تبلور پلاژیوکلاز و آمفیبول نقش اساسی در غنی‌شدگی LREE دربرابر MREE و HREE و آنومالی منفی Eu دارد (Tankut et al., 1998). الگویی شیب‌دار REE وابستگی سنگ‌ها را دربرابر سری کالک‌آلکالن نشان می‌دهد (Machado et al., 2005). آنومالی Eu در سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق منفی است (شکل 7). فلدسپارها به‌علت جایگزینی Eu به‌جای Ca در شبکه بلوری آنها نقش بنیادی در کنترل آنومالی Eu دارند. اگر در هنگام فرایند تبلور ماگما، فلدسپار تبلور و جدایش بلوری پیدا کند و یا در هنگام فرایند ذوب‌بخشی به‌علت کم‌بودن فعالیت H2O، فلدسپار وارد فاز مذاب نشود و در سنگ خاستگاه به‌جای بماند، آنگاه آنومالی Eu در ماگما و سنگ پـدیـدآمـده از آن مـنـفـی می‌شود (Tepper et al., 1993). آنـومالـی منفی بالاتـرِ Eu در کـوارتـزمونـزونـیت‌ها (Eu/Eu*=0/55) و کـوارتزسینیت‌های (Eu/Eu*=0/59) منطقه دربـرابـر دیـوریـت و گـابـرودیـوریـت‌هـا (89/0 تا 98/=0Eu/Eu*) و مونزونیت‌ها (Eu/Eu*=0/88) (شکل 7)، پیامد تبلور و جدایش بلوری فلدسپارهای کلسیک و تمرکز Eu در دیوریت‌ها و مونزونیت‌ها و به‌دنبال آن، تهی‌شدگی نسبی آن در ماگمای بجاماندة کوارتزمونزونیت‌ها و کوارتزسینیت‌هاست. آنومالی Yb در دیوریت‌ها و مونزونیت‌های منطقه دربرابر کوارتزمونزونیت‌ها و کوارتزسینیت‌ها کمتر است (شکل 7). Yb در ترکیب گارنت سازگار است و اگر گارنت در سنگ خاستگاه باشد، Yb جذب آن می‌شود و در مذاب پدیدآمده آنومالی آن کاهش پیدا می‌کند (Kampunzo et al., 2003). آنومالی کم Yb در دیوریت‌ها و مونزونیت‌ها چه‌بسا پیامد گارنت‌داربودن سنگ خاستگاه است. الگوی MREE سنگ‌های منطقه تقعر اندکی دارد (شکل 7). برپایة پیشنهاد Hoskin و همکاران (2000)، تقعر در MREE و آنومالی کم Gd در این گروه از عنصرها، پیامد جدایش بلوری هورنبلند و اسفن است. همچنین، الگوی HREE سنگ‌های منطقه مسطح است (شکل 7). الگوی مسطح در HREE سنگ‌ها را می‌تواند پیامد وجود آمفیبول در سنگ خاستگاه بجامانده هنگام فرایند ذوب‌بخشی باشد (Zhao et al., 2007).

 

(ب) محیط زمین‌ساختی:

نمودار تغییرات Rb دربرابر Y+Nb (شکل 8- a) نشان می‌دهد بیشتر سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق در محدوده گرانیتویید‌های قوس حاشیه فعال قاره‌ای واقع شده‌اند. پراکندگی نسبی نمونه‏‌ها در این نمودار پیامد آلایش پوسته‌ای است. در نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeO/MgO (شکل 8- b)، نمونه‌های پلوتونیک آلموقولاق (مگر دیوریت‌ها) در محدوده گرانیتویید‌های نوع A جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 8- نمودارهای‌های شناسایی پهنه زمین‌ساختیِ پیدایش سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ b) نمودار Zr+Nb+Ce+Y دربرابر FeO/MgO (Whalen et al., 1987)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(پ) ذوب‌بخشی و ترکیب سنگ خاستگاه:

نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 9- a) نشان می‌دهد بیشتر سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق از ذوب‌بخشی گوشته‌ای گارنت‌اسپینل‌لرزولیتی با درجه ذوب‌بخشی نزدیک به 10 درصد پدید آمده‌اند. نمونه گرانیتیِ SH267 و نمونه کوارتزمونزونیتیِ SH268 که درصدوزنی SiO2 آنها بیشتر از 69 درصدوزنی است، از ذوب‌بخشی اسپینل‌لرزولیتی بی‌ گارنت پدید آمده‌اند.

 

 

 

شکل 9- عنصرهای خاکی نادر برای شناسایی ترکیب و درجة ذوب‌بخشی ماگمای خاستگاه سنگ‌های توده آلموقولاق (همدان) در: a) نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000)؛ b) نمودار LaN/SmN دربرابر SmN/YbN (Jourdan et al., 2007; Lei Wang et al., 2011)


 

 

به باور Morata و همکاران (2005)، مقدار YbN (Yb دربرابر گوشته‏‌‏‌ی اولیه بهنجار شده است) در شناسایی خاستگاه ماگمای اولیه کارایی است. به باور این پژوهشگران، با حضور گارنت که فاز بجامانده در گوشتة اولیه است، مقدار YbNدر سنگ‌ها کمتر از 10 می‌شود. مقدار YbN در بیشتر سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق کمتر از 10 است و میانگین آن برابر با 29/7 است (مگر نمونه گرانیتیSH267 و نمونه‌ای از کوارتزمونزونیت SH268 که اسیدی تر هستند و SiO2 آنها بیشتر از 69 درصدوزنی است). ازاین‌رو، می‌توان گفت که گارنت به‌عنوان فاز بجامانده در خاستگاه بیشتر این سنگ‌ها حضور دارد و عنصر Yb را در خود جذب و نگهداری می‌کند. در نمودار شکل 9- B، سه عنصر La (عنصر خاکی نادر سبک)، Sm (عنصر خاکی نادر متوسط) و Yb (عنصر خاکی نادر سنگین) برای بررسی ترکیب سنگ خاستگاه ماگمای سازندة سنگ‌های منطقه و درجه ذوب‌بخشی آنها به‌کار برده شده‌اند. نمودار تغییر LaN/SmN دربرابر SmN/YbN (شکل 9- b) نشان می‌دهد بیشتر سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق از ذوب‌بخشی گوشته گارنت‌اسپینل‌لرزولیت با نزدیک به 2 درصد گارنت و 2 درصد اسپینل و درجه ذوب‌بخشی نزدیک به 5 درصد پدید آمده‌اند (شکل 9- b). همان‌گونه‌که در این نمودار نیز دیده می‌شود، نمونه گرانیتی SH267 و نمونه‌ای از کوارتزمونزونیتِ SH268 که SiO2آنها بیشتر از 69 درصدوزنی است در محدوده اسپینل‌لرزولیتِ بی گارنت جای گرفته‌اند (شکل 9- b).

 

(ت) دمافشارسنجی

دمافشارسنجی آمفیبول: مقدار Al(total) در ترکیب آمفیبول‌ها پایة دمافشارسنجی آنهاست. مقدار Al(total) با افزایش فشار در ترکیب آمفیبول‌ها افزایش می‌یابد (Hammarstrom and Zen., 1986). شماری از پژوهشگران معادله‌های بسیاری را برپایة مقدار Al(total)‌ در ترکیب آمفیبول‌ها برای ارزیابی دما و فشار حاکم بر محیط پیدایش سنگ‌های آذرین پیشنهاد کرده‌اند (مانند: Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Blundy and Holland, 1990; Vynhal and McSween, 1991; Schmidt, 1992; Holland and Blundy, 1994; Anderson and Smith, 1995; Ridolfi et al. 2010; Putirka, 2016).

در این پژوهش، نمونه‌های مگنزیوهورنبلندهای با خاستگاه آذرین (نمونه‌های: ADN126-3، ADN126-8 و ADN134-11) همزیست با نمونه‌های پلاژیوکلاز (به‌ترتیب با نمونه‌های: ADN126-5، ADN126-9 و ADN134-14) برای دمافشارسنجی در سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق به‌کار برده‌ شدند (جدول‌های 2 و 3؛ شکل 6). همچنین، برنامه کاربردی APG2 (Sayari, 2016) برای ارزیابی شرایط فشار و دمای پیدایش مگنزیوهورنبلندهای با خاستگاه آذرین در سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق به‌کار برده شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 4 و شکل 10 آورده شده‌اند.

فشارسنجی آمفیبول: شماری از پژوهشگران به بررسی شرایط فشار پیدایش آمفیبول پرداخته‌اند. در این پژوهش، معادله‌های 1 تا 5 برای سنجش فشارِ پیدایش آمفیبول‌های درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق به‌کار برده شده‌ و داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 4 آورده شده‌اند.

(1) Hammarstrom and Zen (1986): P (±3kb) =- 3.92+5.03Al (tot)

(2) Hollister et al. (1987): P (±1kb) =- 4.76+5.64Al (tot)

(3) Johnson and Rutherford (1989): P (±1kb) =- 3.46+4.23Al (tot)

(4) Anderson and Smith (1995):

 

(5) Ridolfi et al. (2010): P (Mpa) = 19.209e (1.438Al (tot)) , R2=0.99

 

دماسنجی آمفیبول: برای سنجش دمای پیدایش آمفیبول‌های درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق، معادله 6 پیشنهادیِ Ridolfi و همکاران (2010) و معادله 7 پیشنهادیِ Putirka (2016) که در زیر آورده شده‌اند به‌کار برده شدند. داده‌های آنها در جدول 4 آورده شده‌اند.

(6) T (°C)=- 151.487Si* +2, 041Si*= Si+[4]Al/15- 2[4]Ti- [6]Al/2- [6]Ti/1.8+ Fe3+/9+ Fe+2/3.3+ Mg/26+ BCa/5+ BNa/1.3ANa/15+ A[]/2.3

(7) T (±30°C) = 1781- 132.74Si+116.6Ti- 69.41Fe+101.62Na

 

دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز: (Blundy and Holland, 1990)، برای دماسنجی پلاژیوکلاز– هورنبلندِ همزیست در سنگ‌های آذرین اشباع از سیلیس، واکنش‌های 1 و 2 به‌کار برده می‌شوند. برپایة این واکنش‌ها و معادلة 9، دماهای 500 تا 1100 درجه سانتیگراد به‌دست‌آورده شده‌ و داده‌های آن در جدول 4 آورده شده‌اند.

(1) Edenite + 4 Quartz = Termolite + Albite

NaCa2Mg5Si4 (Si3Al)O22 (OH)2+4 SiO2=Ca2 (Mg5.0- 4.5Fe2+0.0- 0.5)Si8O22 (OH)2+NaAlSi3O8

(2) Pargasite + 4 Quartz = Hornblende + Albite

NaCa2 (Mg4Al) (Si6Al2)O22 (OH)2+4 SiO2= (Ca,Na)2–3 (Mg,Fe,Al)5 (Al,Si)8O22 (OH,F)2+NaAlSi3O8

(9)

 

 

 

 

جدول 4- داده‌های دمافشارسنجی آمفیبول‌های درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق (همدان)

Samples (Spots)

ADN126- 3

ADN126- 8

ADN134- 11

برآورد فشار برپایة تک‌کانی آمفیبول به‌روش شماری از کالیبراسیون‌های گوناگون

P (Kb) (Hammarstrom and Zen, 1986)

1.765

2.032

2.178

P (Kb) (Hollister, 1987)

1.615

1.914

2.078

P (Kb) (Johnson and Rutherford, 1989)

1.321

1.545

1.668

P (Kb) ) (Ridolfi et al., 2010)

0.976

1.053

1.098

برآورد دما برپایة تک‌کانی آمفیبول به‌روش شماری از کالیبراسیون‌های گوناگون

T (°C) (Ridolfi et al., 2010)

778.345

771.817

767.501

T (°C) (Putirka, 2016) A

775.902

739.958

753.202

برآورد دما برپایة تک‌کانی آمفیبول و فشار به‌دست‌آمده از کالیبراسیون (Ridolfi et al., 2010)

T (°C) (Putirka, 2016) B

776.746

748.487

757.032

برآورد فشار برپایة تک‌کانی آمفیبول و دمای به‌دست‌آمده از کالیبراسیون (Ridolfi et al., 2010)

P (Kb) (Anderson and Smith, 1995)

0.977

1.324

1.529

برآورد فشار برپایة تک‌کانی آمفیبول و دمای به‌دست‌آمده از کالیبراسیون (Putirka, 2016)

P (Kb) (Anderson and Smith, 1995)

1.025

1.880

1.789

برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار به‌دست‌آمده از کالیبراسیون (Hammarstrom and Zen, 1986)

T (°C) (Blundy and Holland, 1990)

633.615

563.576

603.937

برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار به‌دست‌آمده از کالیبراسیون (Hollister, 1987)

T (°C) (Blundy and Holland, 1990)

635.551

565.006

605.211

برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار به‌دست‌آمده از کالیبراسیون (Johnson and Rutherford, 1989)

T (°C) (Blundy and Holland, 1990)

639.319

569.334

610.286

برآورد دما برپایة زوج کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز و فشار به‌دست‌آمده از کالیبراسیون (Ridolfi et al., 2010)

Total average of presser in the Almogholagh igneous rocks

28/1~ kb

Total average of temperature in the Almogholagh igneous rocks

715~ °C

Emplacement depth of the Almogholagh igneous rocks

6/4~ Km
         

 

 

 

شکل 10- نمودار نمایش ترسیمی دما– فشار پیدایش پلاژیوکلاز– هورنبلند همزیست در سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق با برنامه کاربردی APG2 (Sayari, 2016)

 

 

در معادله 8، برای مقدارهای XAb>0.5، مقدار Y=0 و برای مقدارهای XAb<0.5، مقدارY=-8.06+25.5(1- XAb)2 است. دمای (T) تعادل برپایة کلوین، فشار (P) برپایة کیلوبار، Si شمار کاتیون‌های سیلیس در فرمول ساختاری آمفیبول و  میزان درصد مولی آلبیت در پلاژیوکلاز هستند. داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی پلاژیوکلاز– هورنبلند همزیست درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق در جدول 4 و شکل 10 آورده شد‌ه‌اند. در مجموع میانگین دمای کل پیدایش آمفیبول‌های درون سنگ‌های پلوتونیک آلموقولاق 715 درجه سانتیگراد و فشار پیدایش آنها 28/1 کیلوبار است. برپایة اینکه گرادیان فشار در پوسته زمین برابر 28/0 بار بر متر (6/3~ کیلومتر بر کیلوبار) و در گوشته بالایی برابر 33/0 بار بر متر (3~ کیلومتر بر کیلوبار) است (Ghent et al., 1991). پس ژرفای پیدایش سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق (برپایة فشار 28/1~ کیلوبار پیدایش آنها) 6/4~ کیلومتر است.

دما، فشار و ژرفای پیدایش توده پلوتونیک آلموقولاق به‌دست‌آمده از این پژوهش، اختلاف معنی‌داری با داده‌های به‌دست‌آمده از برخی بررسی‌های پیشین روی توده پلوتونیک آلموقولاق دارد؛ به‌گونه‌ای‌که Jamshidibadr (1394)، دمای پیدایش سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق را 900- 750 درجه سانتیگراد و فشار پیدایش آنها را 7- 6 کیلوبار (ژرفای 22- 19 کیلومتر) برآورد کرده است و Amiri و همکاران (2016)، دمای پیدایش سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق را 719- 714 درجه سانتیگراد، فشار پیدایش آنها را 5/7- 5/6 کیلوبار و ژرفای پیدایش آنها را 28- 24 کیلومتر به‌دست آورده‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری با شمار کمابیش فراوان (200~ نمونه) از این توده و رسم دقیق چگونگی گسترش واحدهای گوناگون سنگ این توده با نرم‌افزار ArcGIS-9.3 نشان می‌دهند گسترش سطحی توده پلوتونیک آلموقولاق بسیار کمتر از حجم یک توده باتولیتی (100 km2) است که در برخی بررسی‌های پیشین (مانند: Amiri et al., 2016) گفته شده است. همان‌گونه‌که در برخی بررسی‌های پیشین نیز (مانند: Valizadeh and Zarian, 1976) گفته شده است، اندازه این توده به‌اندازة یک استوک (10~ کیلومترمربع) است. همچنین، اندازه کمابیش کوچک دانه‌های سازندة سنگ‌های این توده (mm 1~) و بافت‌هایی مانند اینترگرانولار، سرعت سردشدگی بالا، حجم کوچک و ژرفای جایگزینی کم این توده را نشان می‌دهند.

 

نتیجه‌گیری

توده پلوتونیک آلموقولاق به مساحت تقریبی 10 کیلومترمربع و به‌صورت استوک در دو مرحله و در ژرفای کم پوسته جایگزین شده ‏‌است. دیوریت و گابرودیوریت، مونزودیوریت، کوارتزمونزودیوریت، مونزونیت و کوارتزمونزونیت از سنگ‌های مرحله نخست جایگیری هستند. این سنگ‌ها درون سنگ‌های کهن‏‌تر با ترکیب متاپلیتیک و متاکربنات نفوذ کرده‌اند. سینیت، کوارتزسینیت و آلکالی‏‌گرانیت از سنگ‌های مرحله دوم جایگیری هستند و درون سنگ‌های گروه نخست و سنگ‌های کهن‏‌تر نفوذ کرده‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده از دمافشارسنجی روی آمفیبول و پلاژیوکلاز نشان می‌دهند میانگین دمای پیدایش توده پلوتونیک آلموقولاق 715~ درجه سانتیگراد و میانگین فشار پیدایش آن 18/2~ کیلوبار است. ویژگی‌های بافتی و دمافشارسنجی نشان‌دهندة جایگیری این توده در ژرفای کم (5~ کیلومتر) است. ماگمای سازندة سنگ‌های توده پلوتونیک آلموقولاق از ذوب‌بخشی گارنت‌اسپینل‌لرزولیت گوشتة تهی‌شده در درجة کم ذوب‌بخشی (%7~) پدید آمده است.

 

سپاس‌گزاری

هزینه‌های انجام این پژوهش از پژوهانة نگارندة نخست پرداخت شده است. از همکاری معاونت گرامی پژوهشی دانشگاه بوعلی‌سینا همدان برای پرداخت هزینه‌ها سپاس‌گزاری می‌شود.

مراجع

 

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102(1-2): 67-95.

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155(1-2): 69-97.

Amiri, M., Akmadi Khalaji, A., Tahmasbi, Z., Santos, J. F., Zarei Sahamieh, R. and Zamanian, H. (2017) Geochemistry, petrogenesis, and tectonic setting of the Almogholagh batholith in the Sanandaj–Sirjan zone, Western Iran. Journal of African Earth Sciences 134: 113-133.

Amiri, M., Akmadi Khalaji, A., Tahmasbi, Z., Zarei Sahamieh, R. and Zamanian, H. (2016) Geothermobarometry of amphiboles in intermediate to basic rocks from the Almogholagh pluton in Western Iran. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences 111(5): 337-350.

Anderson, J. L. and Smith D. R. (1995) The effects of temperature and fO2 on the Al-in hornblende barometer. American Mineralogist 80(5-6): 549-559.

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 of London 139(5): 605-614.

Berberian, M. and King, G. C. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(11): 210-265.

Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104(2): 208-224.

Boyton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63–114.Elsevier, New York, US.

De La Roche, H., Leterrier, P., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagram and major element analyses. Its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29(1-4): 183-210.

Eftekharnejad, J. (1981) Tectonic division of Iran with respect to sedimentary basins. Journal of Iranian Petroleum Society 82(1): 19-28 (in Persian).

Eshraghi, S. A. and Mohammadi Gharai, M. (2003) Geological Map of Tuyserkan 1/100000, Geological Survey and Mineral exploration of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Fazlnia, A., Schenk, V., Straaten, F. and Mirmohammadi, M. (2009) Petrology, geochemistry and geochronology of trondhjemites from the Qori Complex, Neyriz, Iran. Lithos 112(3-4): 413-433.

Fitton, J. G., James, D., Kempton, P. D., Ormerod, D. S. and Leeman, W. P. (1988) The role of lithospheric mantle in the generation of Late Cenozoic basic magmas in the western United States. Journal of Petrology 1(Special Lithosphere Issue): 331–349.

Ghent, E. D., Nicholls, J., Simony, P. S., Sevigny, J. H. and Stout, M. Z. (1991) Hornblende barometry of the Nelson batholith, southeastern British Columbia: Tectonic implications. Canadian Journal of Earth Science 28(12): 1982-1991.

Hammarstrom, J. M. and Zen, E. A. N. (1986) Aluminum in hornblende: An empirical igneous geobarometer. American Mineralogist 71(11-12): 1297-1313.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, UK.

Holland, T. J. B. and Blundy, J. D. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116(4): 433–447.

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.

Hoskin, P. W. O., Kinny, P. D., Wyborn, D. and Chappell, B. W. (2000) Identitifying accessory mineral saturation during differentiation in granitoid magmas: An integrated approach. Journal of Petrology 41(9): 1365-1395.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Guide to the chemical classification on the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8(5): 484-523.

Jamshidibadr, M. (2015) Geochemistry and thermobarometry of mafic igneous rocks in the Almobolagh complexes (North West of Iran). Geology New Finding 2(1):137-154 (in Persian).

Johnson, M. C. and Rutherfurd, M. J. (1989) Experimental calibration of the aluminum-in hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks. Geology 17(9): 837-841.

Jourdan, F., Bertrand, H., Scharer, J., Blichert-Toft, J., Feraud, G. and Kampunzu, A. B. (2007) Major and trace element and Sr, Nd, Hf, and Pb isotope compositions of the Karoo large igneous province, Botswana-Zimbabwe: Lithosphere vs. mantle plume contribution. Journal of Petrology 48(6): 1043-1077.

Kampunzo, A. B., Tombale, A. R., Zhai, M., Bagai, Z., Majaule, T. and Modisi, M. P. (2003) Major and trace element geochemistry of plutonic rocks from Francistown, NE Botswana: evidence for a Neoarchaean continental active margin in the Zimbabwe craton. Lithos 71(2-4): 431-460.

Kharbish, S. (2010) Geochemistry and magmatic setting of Wadi El-Markh island-arc gabbro–diorite suite, central Eastern Desert, Egypt. Chemie der Erde/Geochemistry 70(3): 257–266.

Le Maitre, R. W. (2002) Igneous rocks: a classification and glossary of terms. Recommendations of the IUGS subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge, Cambridge University Press, New York, US.

Leake, B. E., Wooliey, A. R. and Arps, C. E. S. (1997) Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Mineral Names. The Canadian Mineralogist 35(1): 219–46.

Lei Wang, X., Jiang, S. T., Daia, B. Z., Griffin, W. L., Dai, M. N. and Yang, Y. H. (2011) Age, geochemistry and tectonic setting of the Neoproterozoic (ca. 830 Ma) gabbros on the southern margin of the North China Craton. Precambrian Research 190(1-4): 35-47.

Machado, A., Lima, E. F., Chemale, J. F., Morta, D., Oteiza, O., Almeida, D. P. M., Figueiredo, A. M. G., Alexandre, F. M. and Urrutia, J. L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic-Cenozoic calk-alkaline magmatism in the South Shetland arc, Antarctica. Journal of South American Earth Sciences 18(3-4): 407-425.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120(3-4): 223-253.

Middlemost, E. A. K. T (1994) Naming materials in the magma/igneous rocks system. Earth-Science Reviews 37(3-4): 215-224.

Mogessie, A., Ettinger, K., Leake, B. E. and Tessadri, K. (2001) A hypercard program to determine the name of an amphibole from electron microprobe and wet chemical analyses. Computers & Geosciences 27(10): 1169–1178.

Mohajjel, M. and Izadi Kian, L. (2007) Poly-deformed tectonites in dome structure of the Almogholagh region, West of Hamedan. Geosciences Scientific Journal 66(17): 116-133 (in Persian).

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21(4): 397-412.

Morata, D., Claudia, O., Cruz, R. and Manuel, S. (2005) The Bandurrias gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian Cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18(2): 147–162.

Naney, M. T. (1983) Phase equilibria of rock forming ferromagnesian silicates in granitic system. American Journal of Science 283(10): 993-1033.

Naney, M. T. and Swanson, S. (1980) The effect of Fe an Mg on crystallization in granitic systems. American mineralogist 65(7-8): 639-653.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagram for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of Petrology 25(4): 956-983.

Putirka, K. (2016) Amphibole thermometers and barometers for igneous systems and barometers for igneous systems and some implications for eruption mechanisms of felsic magmas at arc volcanoes. American Mineralogist 101(4): 841–858.

Ricou, L. E., Braud, J. and Brunn, J. A. (1977) Le Zagros. Memoire Societe Geologique de France. Hors-Serie 8(2): 33-52.

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. Contributions to Mineralogy and Petrology 160(1): 45–66.

Sayari, M. (2016) A new version of APG, an Application for Amphibole-Plagioclase Geothermobarometry. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 27(2): 161-167.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: An experimental calibration of the AI-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110(2-3): 304–310.

Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences 24(4): 405-417.

Shahbazi, H., Siebel, W., Ghorbani, M., Pourmoafee, M., Sepahi, A. A., Vousoughi Abedini, M. and Shang, C. K. (2015) The Almogholagh pluton, Sanandaj-Sirjan zone, Iran: geochemistry, U-(Th)-Pb titanite geochronology an implication for its tectonic evolution. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen (Journal of Mineralogy and Geochemistry) 192(1): 85-99.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. Teir genesis, composition, classification, and their relation to ore-deposites with a chapter on meteorite. John Wiley & Sons, New York, US.

Sial, A. N., Ferreira, V. P., Fallick, A. E., Jeronimo, M. and Cruz, M. (1998) Amphibole-rich clots in calc-alkalie granitoids in the Borborema Province, northeastern Brazil. Journal South American Earth Sciences 11(5): 457-471.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229-1258.

Tankut, A., Wilson, M. and Yihunie, T. (1998) Geochemistry and tectonic setting of Tertiary volcanism in the Guvem area, Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85(1-4): 285–301.

Tepper, J. H., Nelson, B. K., Bergantz, G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, North Cascades, Washington: generation of calc-alkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113(3): 333-351.

Valizadeh, M. V. and Zarian, S. (1976) A petrological study of the Almogholagh (Asadabad, Hamedan). Journal of Sciences (University of Tehran) 8(1): 49-59 (in Persian).

Vynhal, C. R. and McSween, H. Y. Jr. (1991) Hornblende chemistry in southern Appalachian granitoids Implications for aluminum hornblende thermobarometry and magmatic epidote stability. American Mineralogist 76(1-2): 176-188.

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and petrology 95(4): 407-419.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187.

Zhao Z. F., Zheng Y. F., Wei C. S. and Wu, Y. B. (2007) Post-collisional granitoids from the Dabie orogen in China: Zircon U-Pb age, element and O isotope evidence for recycling of subducted continental crust. Lithos 93(3-4): 248-272.

آمار
تعداد مشاهده مقاله: 656
تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 814


سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب