شیمی کانی‏‌ها و دما –فشارسنجی توده‏های آذرین درونی مرزرود- نبی‌جان (جنوب‌باختری کلیبر، شمال‌باختری ایران)

صدری, صدیقه; عامل, نصیر; مؤید, محسن

doi:10.22108/ijp.2023.138455.1306

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,724
تعداد مقالات	14,098
تعداد مشاهده مقاله	34,251,989
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,708,934

شیمی کانی‏‌ها و دما –فشارسنجی توده‏های آذرین درونی مرزرود- نبی‌جان (جنوب‌باختری کلیبر، شمال‌باختری ایران)

پترولوژی

مقاله 3، دوره 15، شماره 3 - شماره پیاپی 59، مهر 1403، صفحه 23-44 اصل مقاله (1.45 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2023.138455.1306

نویسندگان

صدیقه صدری¹؛ نصیر عامل^* ²؛ محسن مؤید³

¹دانشجوی دکتری (سنگ‌شناسی)، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

²دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

³استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

توده‏های آذرین درونی نبی‌جان و مرزرود به سن الیگوسن در جنوب‌باختری شهرستان کلیبر، شمال‌باختری ایران و در پهنة البرز باختری- آذربایجان جای گرفته‌اند. توده‏های آذرین درونی منطقه درون سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی کرتاسه تزریق شده‌اند. ترکیب سنگ‌شناسی توده‏‌های منطقة مرزرود گابرو- دیوریت و مونزوگرانیت و در منطقة نبی‌جان گابرو و گرانودیوریت است. بررسی شیمی کانی‏‌ها نشان می‏‌دهد ترکیب کلینوپیروکسن توده‏‌های مافیک منطقة نبی‌جان و مرزرود از نوع دیوپسید است. آمفیبول‏‌های هر دو منطقه در گروه کلسیک جای می‏‌گیرند. آمفیبول‏‌های توده گرانودیوریتی نبی‌جان از نوع اکتینولیت، گابرو نبی‌جان هورنبلند چرماکیتی و در مونزوگرانیت‏‌های منطقة مرزرود از نوع هورنبلند اکتینولیتی هستند. در بیوتیت‏‌های گابرودیوریت مرزرود نسبت 33/0Fe/(Fe+Mg)> است و از منیزیم سرشار هستند. ترکیب فلدسپار در تودة گابرودیوریتی مرزرود، آندزین و لابرادوریت، در مونزوگرانیت مرزرود، آندزین به‌همراه ارتوکلاز، درگرانودیوریت نبی‌جان، آندزین- الیگوکلاز و درگابروی نبی‌جان، لابرادوریت تا بیتونیت است‌. با بهره‌گیری از شیمی کانی‌های کلینوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و فلدسپارها دما و فشار پیدایش گرانودیوریت نبی‌جان برابر با ℃677 و 7/0- 85/0 کیلوبار، گابرو نبی‏‌جان برابر با ℃992، مونزوگرانیت مرزرود برابر با ℃3/677 و 45/0- 5/0 کیلوبار به‌دست آمد. شیمی کانی‏‌های پیروکسن، بیوتیت و آمفیبول نشان می‌دهد توده‏های آذرین درونی منطقه به سری کالک‌آلکالن متعلق هستند و در محیط وابسته به فرورانش پدید آمده‌اند.

کلیدواژه‌ها

شیمی کان؛ مرزرود؛ نبی‌جان؛ البرز- آذربایجان؛ کلیبر

اصل مقاله

مقدمه

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

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

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

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

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

زمین‌شناسی منطقه

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

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

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

روش انجام پژوهش

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

سنگ‌نگاری

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

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

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

نامگذاری شیمیایی کانی‌ها

الف- پیروکسن

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

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

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

Rock Type	Gabbro Diorite of Marzrud
Sample No.	J-7-a	J-7- a	J-7-a	J-7 –a	J-7 –b	J-7-b	J-7-b	J-7-c	J-7-d
Location	Core	In-mantle	Out-mantle	Rim	Core	Mantle	Rim	Rim	Rim
SiO₂	53.69	52.83	53.12	52.79	54.15	53.81	53.49	52.36	52.13
TiO₂	0.21	0.41	0.26	0.32	0.23	0.21	0.22	0.25	0.29
Al₂O₃	1.11	1.59	1.19	1.36	0.88	1.01	1.05	1.01	1.15
FeO	6.57	6.74	7.03	7.36	7.32	6.88	6.69	7.27	7.24
MnO	0.56	0.52	0.67	0.58	0.67	0.69	0.62	0.7	0.61
MgO	15.62	14.9	14.83	14.69	15.11	15.14	15.06	15.23	15.15
CaO	22.34	22.41	22.75	22.12	22.34	22.3	22.47	22.3	22.31
Na₂O	0.31	0.34	0.35	0.32	0.33	0.32	0.35	0.33	0.33
K₂O	<dl*	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl
NiO	0.11	0.09	0.12	0.1	0.08	0.11	0.12	0.08	0.11
Cr₂O₃	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl
Total	100.53	99.85	100.34	99.67	101.14	100.47	100.08	99.53	99.31
Si (T)	0.986	0.979	0.981	0.982	0.928	0.932	0.931	0.973	0.97
Al (T)	0.014	0.021	0.019	0.018	0.072	0.068	0.069	0.026	0.02
Fe⁺³(T)	0	0	0	0	0	0	0	0.01	0.01
Sum T	2	2	2	2	2	2	2	2	2
Al (M1)	0.019	0.027	0.013	0.024	0.151	0.144	0.137	0	0
Fe⁺³ (M1)	0.02	0.018	0.036	0.017	0.003	0.003	0.012	0.073	0.06
Fe⁺²(M1)	0.164	0.175	0.168	0.193	0.175	0.167	0.157	0.139	0.14
Mg (M1)	0.785742	0.764158	0.76982	0.752084	0.661153	0.675068	0.682276	0.777053	0.786369
Ti (M1)	0.006	0.011	0.007	0.009	0.006	0.005	0.006	0.007	0.008
Ni (M1)	0.0055	0.0045	0.006	0.005	0.004	0.0055	0.006	0.004	0.0055
Sum (M1)	1	1	1	1	1	1	1	1	1
Fe⁺² (M2)	0.017	0.016	0.013	0.019	0.033	0.03	0.026	0.013	0.01
Mg (M2)	0.069258	0.058842	0.04618	0.062916	0.109847	0.106932	0.099724	0.065947	0.053631
Ca (M2)	0.879	0.889	0.9	0.882	0.82	0.828	0.838	0.888	0.89
Na (M2)	0.022	0.024	0.025	0.023	0.022	0.022	0.024	0.024	0.02
Mn (M2)	0.017	0.016	0.021	0.018	0.019	0.020	0.018	0.022	0.019
Sum (M2)	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.01	0.992
En	0.446	0.432	0.43	0.43	0.43	0.43	0.43	0.45	0.45
Fs	0.095	0.1	0.095	0.11	0.12	0.11	0.1	0.08	0.08
Wo	0.459	0.467	0.474	0.46	0.46	0.46	0.47	0.47	0.47

* Below the detection limit

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Rock Type	Gabbro Nabijan
Sample No.	MA-4-a	MA-4-a	MA-4-a	MA-4-b	MA-4-c	MA-4-d
Location	Core	Mantle	Rim	Core	Rim	Core
SiO₂	52.5	53.26	53.31	53.01	52.89	52.55
TiO₂	0.08	0.06	0.05	0.1	0.17	0.18
Al₂O₃	0.57	0.41	0.38	0.54	0.94	0.93
FeO	7.32	7.89	7.74	7.24	7.94	8.02
MnO	0.63	0.59	0.73	0.69	0.72	0.68
MgO	13.79	13.39	13.53	13.91	14.1	13.96
CaO	23.84	24.57	24.1	24.05	22.69	22.81
Na₂O	0.26	0.21	0.29	0.27	0.3	0.27
K₂O	<dl*	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl
NiO	0.13	0.21	0.12	0.09	0.14	0.13
Cr₂O₃	0.03	<dl	<dl	<dl	<dl
Total	99.15	100.59	100.26	99.93	99.92	99.55
Si (T)	1.986	1.99	1.992	1.99	1.99	1.984
Al (T)	0.011	0.008	0.008	0.01	0.01	0.016
Fe⁺³ (T)	0.003	0.002	0	0	0	0
Sum T	2	2	2	2	2	2
Al (M1)	0	0	0.002	0	0.01	0.008
Fe⁺³ (M1)	0.042	0.031	0.032	0.04	0.03	0.034
Fe⁺² (M1)	0.181	0.211	0.205	0.18	0.21	0.203
Mg (M1)	0.7683	0.7458	0.7537	0.7726	0.7383	0.7434
Ti (M1)	0.002	0.002	0.001	0.003	0.005	0.005
Ni (M1)	0.0065	0.0105	0.006	0.0045	0.007	0.0065
Sum (M1)	1	1	1	1	1	1
Fe⁺² (M2)	0.004	0.001	0.004	0	0.02	0.014
Mg (M2)	0.0036	0	0	0.0073	0.0516	0.0355
Ca (M2)	0.96	0.979	0.961	0.96	0.91	0.915
Na (M2)	0.019	0.015	0.021	0.02	0.02	0.02
Mn (M2)	0.020	0.019	0.023	0.022	0.023	0.022
Sum (M2)	1.00	1.01	1.00	1.00	1.02	1.00
En	0.4	0.38	0.39	0.4	0.41	0.41
Fs	0.1	0.11	0.11	0.1	0.12	0.11
Wo	0.5	0.51	0.5	0.5	0.47	0.48

* Below the detection limit

ب- بیوتیت

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

پ- آمفیبول

برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری آمفیبول‏‌ها روش (Leake et al., 1997) به‌کار برده شده است. با در نظر گرفتن فرمول عمومی آمفیبول‏‌ها به‌صورت A_0-1E₂G₅T₈O₂₂(Z)₂، جایگاه‏‌های ساختاری آمفیبول با عنصرهای زیر پر می‏‌شود (Leake et al., 1997).

A=Na, K

E=Na, Li, Ca, Mn, Fe²⁺, Mg

G=Mg, Fe²⁺, Mn, Al, Fe³⁺, Ti

T=Si, Al

Z= OH, F, CL

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

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

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

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

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

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

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

Rock Type	Gabbro diorite Marzroud
Sample	J-7	J-7	J-7	J-7	J-7	J-7
Location	Rim	Core	Core	Rim	Rim	Core
SiO₂	36.93	36.58	36.69	36.89	36.69	36.50
TiO₂	5.49	5.55	5.64	5.48	5.54	5.43
Al₂O₃	13.72	13.70	13.69	13.61	13.90	13.95
FeO^t	14.38	14.62	14.35	14.34	14.87	14.73
MnO	0.29	0.23	0.23	0.22	0.36	0.30
MgO	14.94	14.69	14.75	14.92	14.79	14.80
Na₂O	0.22	0.17	0.21	0.19	0.23	0.25
K₂O	9.64	9.65	9.68	9.56	9.48	9.41
Total	95.62	95.17	95.23	95.23	95.87	95.38
Si	5.52	5.50	5.51	5.53	5.48	5.47
Al ^IV	2.42	2.43	2.42	2.4	2.45	2.47
Ti	0.06	0.07	0.07	0.07	0.07	0.06
Sum-z	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
Al ^VI	0	0	0	0	0	0
Ti	0.56	0.56	0.57	0.55	0.55	0.55
Fe⁺²	1.8	1.84	1.8	1.8	1.86	1.85
Mn	0.04	0.03	0.03	0.03	0.04	0.04
Mg	3.33	3.29	3.3	3.33	3.29	3.31
Na	0.06	0.05	0.06	0.06	0.07	0.07
K	1.84	1.84	1.84	1.83	1.81	1.8
Total	15.61	15.61	15.6	15.59	15.61	15.62
Fe/Fe+Mg	0.35	0.36	0.35	0.35	0.36	0.358
Fe+Mg	5.13	5.13	5.1	5.13	5.15	5.16
Mg/Mg+Fe	0.65	0.64	0.647	0.65	0.64	0.641

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

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

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

شکل 8. A) تغییرات Al^IV در برابر CTi در آمفیبول‌ها؛ B) تغییراتAl^IV در برابر Si؛ C) نمودار تغییرات Fe+Mg در برابر Al^IV.

Figure 8. A) Al^IVversus CTi diagram for in amphibole; B) Al^IV versus Si diagram; C) Fe+Mg versus Al^IV diagram.

‌دست

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

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

Rock Type	Gabbro Nabijan				Granodiorite Nabijan				Monzogranite Marzruod
Sample No.	MA-4	MA-4	MA-4	MA-4	M-6-1	M-6-2	M-6-3	M-6-4	K-6	K-6
Location	Core	Inner mantle	Outer mantle	Rim	Core	Inner mantle	Outer mantle	Rim	Core	Core
SiO₂	42.63	42.30	41.78	42.06	49.91	49.56	50.31	49.94	48.65	47.29
TiO₂	3.02	3.24	3.55	3.08	0.94	0.98	0.90	0.95	0.73	1.25
Al₂O₃	11.08	11.12	11.11	10.69	4.48	4.67	4.37	4.52	3.29	4.91
FeO	12.08	12.35	11.92	13.08	11.09	11.08	11.04	10.87	11.91	10.52
MnO	0.37	0.50	0.46	0.47	1.02	1.18	0.99	1.25	1.69	0.96
MgO	12.92	13.23	13.05	12.36	16.00	15.88	16.15	16.17	9.67	10.36
CaO	12.10	11.68	11.65	12.05	11.57	11.52	11.62	11.47	22.25	22.58
Na₂O	1.77	2.07	2.02	1.74	1.04	1.03	0.97	0.98	1.11	0.85
K₂O	0.66	0.67	0.62	0.61	0.40	0.41	0.39	0.39	<dl	<dl
Cr₂O₃	0.03	0.03	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl
Total	96.76	97.27	96.32	96.33	96.60	96.42	96.90	96.73	99.41	98.86
T Si	6.323	6.226	6.218	6.304	7.218	7.18	7.244	7.194	8.018	7.775
TAl^(IV)	1.677	1.774	1.782	1.696	0.763	0.798	0.741	0.768	0.000	0.225
TFe⁺³	0.000	0.000	0.000	0.000	0.019	0.022	0.014	0.038	0.000	0.000
TTi	0.000	0.000	0.000	0.000	0	0	0	0	0.000	0.000
T-Sum	8.000	8.000	8.000	8.000	8	8	8	8	8.018	8.000
C Al^(VI)	0.260	0.154	0.167	0.192	0	0	0	0	0.640	0.727
CTi	0.336	0.359	0.397	0.348	0.102	0.106	0.097	0.103	0.091	0.154
CFe⁺³	0.261	0.502	0.408	0.320	0.626	0.665	0.633	0.714	0.000	0.000
CCr	0.004	0.004	0.000	0.000	0	0	0	0	0.000	0.000
CMg	2.857	2.902	2.895	2.761	3.45	3.428	3.466	3.473	2.375	2.539
CFe⁺²	1.237	1.018	1.075	1.319	0.696	0.655	0.682	0.558	1.641	1.446
CMn	0.046	0.062	0.058	0.060	0.125	0.145	0.121	0.152	0.235	0.133
CCa	0.000	0.000	0.000	0.000	0	0	0	0	0.018	0.000
C-Sum	5.000	5.000	5.000	5.000	5	5	5	5	5.000	5.000
B Ca	1.922	1.841	1.857	1.934	1.793	1.788	1.793	1.77	2.000	2.000
BNa	0.078	0.159	0.143	0.066	0.207	0.212	0.207	0.23	0.000	0.000
B-Sum	2.000	2.000	2.000	2.000	2	2	2	2	2.000	2.000
A Ca	0.000	0.000	0.000	0.000	0	0	0	0	1.909	1.977
ANa	0.432	0.431	0.440	0.439	0.085	0.078	0.064	0.044	0.354	0.270
AK	0.125	0.125	0.117	0.116	0.073	0.075	0.071	0.072	0.000	0.000
A-Sum	0.557	0.556	0.557	0.555	0.158	0.153	0.135	0.116	2.263	2.247
Mg/Fe(t)+Mg	0.655	0.656	0.661	0.628	0.720	0.719	0.723	0.725

ت- فلدسپارها

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

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

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

Rock Type	Gabbrodiorite Marzroud					Monzogranite Marzroud
Sample No.	J-7-1-a	J-7-2-a	J-7-3-b	J-7-b	J-7-b	K-6-a	K-6-b	K-6-c	K-6-c	K-6-c
Location	Rim	Core	Core	Mantle	Rim	Rim	Rim	Rim	Core	Rim
SiO₂	55.85	55.53	54.94	54.84	55.95	57.89	65.24	65.06	66.39	65.11
TiO₂	0.04	<dl	0.04	0.06	0.03	<dl	0.04	0.04	0.04	<dl
Al₂O₃	28.06	28.35	28.89	28.52	28.22	26.02	19.38	19.45	19.27	18.56
FeO	0.49	0.39	0.41	0.44	0.34	0.52	0.3	0.28	0.36	0.14
MnO	0.09	0.14	0.18	0.08	0.15	0.14	0.13	0.13	0.18	0.14
MgO	0.03	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl
CaO	10.43	10.83	10.94	10.64	10.03	7.78	0.57	0.47	0.52	<dl
Na₂O	5.62	5.43	5.29	5.58	5.69	7.32	4.68	4.7	4.78	0.44
K₂O	0.3	0.33	0.3	0.31	0.33	0.13	9.8	10.04	9.62	16.33
Total	100.91	101.03	101.01	100.5	100.77	99.84	100.14	100.17	101.16	100.71
Si	10.007	9.949	9.844	9.827	10.026	10.373	11.832	11.8	12.042	11.809
Ti	0.006	0	0.006	0.009	0.004	0	0.005	0.006	0.005	0
Al	5.926	5.985	6.101	6.021	5.96	5.496	4.142	4.158	4.12	3.967
Fe⁺³	0.061	0.059	0.049	0.066	0.01	0.078	0.021	0.036	0	0.02
Fe⁺²	0.013	0	0.012	0	0.041	0	0.025	0.006	0.055	0
Ca	2.002	2.079	2.099	2.043	1.926	1.494	0.11	0.092	0.1	0
Na	1.951	1.887	1.836	1.938	1.975	2.544	1.646	1.654	1.679	0.154
K	0.068	0.074	0.069	0.07	0.077	0.029	2.268	2.322	2.226	3.778
Total	20.02	20.03	20.016	19.975	20.018	20.013	20.049	20.073	20.227	19.728
An	49.79	51.46	52.43	50.44	48.42	36.73	2.74	2.26	2.5	0
Ab	48.51	46.7	45.86	47.82	49.66	62.56	40.9	40.66	41.92	3.92
Or	1.7	1.84	1.71	1.74	1.92	0.71	56.36	57.08	55.57	96.08

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Rock Type	Gabbro Nabijan					Granodiorite Nabijan
Sample No.	MA-4	MA-4	MA-4	MA-4	MA-4	M-8	M-8	M-8	M-8	M-8
Location	Rim	Core	Core	Mantle	Rim	In-Core	Out-Core	In-Mantle	Out-Mantle	Rim
SiO₂	54.83	50.61	51.42	50.20	55.71	63.14	57.77	57.75	56.81	56.77
TiO₂	0.03	0.03	<dl	0.03	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl
Al₂O₃	28.59	31.17	30.67	31.60	27.87	23.00	26.99	26.26	27.33	27.13
FeO	0.31	0.64	0.51	0.43	0.27	0.29	0.39	0.44	0.34	0.38
MnO	0.18	0.16	0.12	0.13	0.15	0.15	0.14	0.19	0.16	0.22
MgO	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl	<dl
CaO	10.61	13.71	13.29	14.14	10.06	4.41	8.75	8.13	9.06	8.87
Na₂O	5.39	3.71	4.00	3.58	5.83	8.97	6.61	6.88	6.35	6.48
K₂O	0.15	0.16	0.11	0.12	0.21	0.60	0.29	0.41	0.36	0.38
Total	100.08	100.19	100.16	100.24	100.10	100.58	100.96	100.06	100.43	100.27
Si	9.83	9.07	9.21	9.00	9.98	11.16	10.21	10.21	10.05	10.04
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	6.04	6.58	6.48	6.67	5.89	4.74	5.62	5.47	5.69	5.65
Fe⁺³	0.05	0.10	0.08	0.07	0.04	0.04	0.06	0.07	0.05	0.06
Fe⁺²	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	2.04	2.63	2.55	2.72	1.93	0.84	1.66	1.54	1.72	1.68
Na	1.87	1.29	1.39	1.25	2.02	3.08	2.27	2.36	2.18	2.22
K	0.03	0.04	0.03	0.03	0.05	0.14	0.06	0.09	0.08	0.09
Total	19.85	19.71	19.74	19.72	19.91	20.05	19.89	19.74	19.76	19.74
An	51.67	66.52	64.29	68.10	48.24	20.65	41.51	38.60	43.16	42.13
Ab	47.46	32.54	35.06	31.21	50.57	75.98	56.82	59.10	54.80	55.70
Or	0.87	0.94	0.65	0.69	1.19	3.37	1.61	2.30	2.04	2.17

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

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

تعیین سری ماگمای سنگ‏‌های منطقه بر پایة شیمی کانی‏‌ها

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

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

با بهره‌گیری از مقادیر Al₂O₃و SiO₂ در ترکیب شیمیایی پیروکسن ها، سری‏‌های ماگمایی ساب‌‌‌آلکالن، آلکالن و پرآلکالن را از هم جدا کرده است. بر پایة نمودار پیشنهادیِ لوباس ( Le Bas 1962) نمونه‏‌های منطقه در گستره ساب‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 10-C). در نمودار تغییرات Ca+Na در برابر Ti کلینوپیروکسن‏‌ها در گسترة کالک‌آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 10-D).

برآورد فشاربخشی اکسیژن در محیط پیدایش کانی‏‌های پیروکسن و آمفیبول

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

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

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

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

فشارسنجی و ژرفاسنجی

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

دماسنجی

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

بررسی پهنه‌بندی‌ کانی‌ها

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

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

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

Region		Nabi jan		Marzroud
Rock Type		Granodiorite	Gabbro	Monzogranite-
Barometry method	Fe/Fe+Mg versus Al (Schmidt, 1992)	P(Kbar)=0.7		P(Kbar)=0.5
Barometry method	Al in amphibole (Schmidt, 1992)	P(Kbar)=0.851		P(Kbar)=0.45
Thermometry method	Ti (Otten, 1984)	T(°C)=677	T(°C)=992.12	T(°C)=677.3

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

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

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

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

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

محیط زمین‌ساختی سنگ‏‌ها بر پایة شیمی کانی

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

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

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

برداشت

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

[1] subsolidus

مراجع

Abdel-Rahman, A.M. (1994) Nature of biotite from alkaline, calc-alkaline, and peraluminous magmas. Journal of Petrology, 35, 525-541. https://doi.org/10.1093/Petrology/35.2.525

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and fo₂ on the Al in hornblende barometer. American Mineralogist, 80, 549-559. https://doi.org/10.2138/am-1995-5-614

Blundy J. D. and Holland T.B. (1990) Calcic amphibole equilibrium and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 104, 208-224. https://doi.org/10.1007/BF00348957

Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1991) An introduction to the Rock-forming minerals, 528p. Longman, London.

Dobosi, G. and Fordor, F.V. (1992) magma fractionation, replenishment, and mixing as inferred from Greencore clinopyroxenes in Pliocene basanite, Southern Slovakia. Lithos, 28, 133-150. https://doi.org/10.1016/0024-4937(92)90028

Dorais, M.J., Whitney, J.A., and Roden, M.F. (1990) Compositional variations in pyroxenes and amphiboles of the Belknap Mountain Complete New Hampshire: Evidence for the origin of silica- saturated alkaline rock. American Mineralogist, 75, 1092-1105.

Hammarstrom, J. M., and Zen, E. A. (1989) Aluminum in hornblende: an empirical igneous geobarometer. American Mineralogists, 71, 1297-1313.

Helmy, H.M., Ahmed, A.F.E.I., Mahallawi, M.M., Ali, S.M. (2004) Pressure, temperature, and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids, Eastern Desert of Egypt, and tectonic implications. Journal of African Earth Science, 38, 255-268. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2004.01.002

Helz, R.T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH₂O=5KBar as a function of oxygen fugacity. Journal of Petrology, 17, 139-193. https://doi.org/10.1093/petrology/14.2.249

Ishihara, S. (1977) The Magnetite- Series and Ilmenite-Series Granitic rock. Mining Geology, 27, 293-350. https://doi.org/10.11456/shigenchishitsu1951.27.293

Le Bas, M.J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267-288. https://doi.org/10.2475/AJS.267

Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E.S., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., Krivovichev, V.G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J.A., Maresch, W.V., Nickel, E.H., Rock, N.M.S., Schumacher, J.C., Smith, D.C., Stephenson, N.C.N., Ungaretti, L., Whittaker, E.J.W., and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommitte on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. American Mineralogist, 82, 1019-1037. https://doi.org/10.1180/minmag.1997.061.405.13

Leterrier, J., Maury, R.C., Thonon, P., Girard, D., and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Sciences, 59, 139-154. https://doi.org/10.1016/0012-821X(82)90122-4

Lindsley, D.H. (1983) Pyroxene thermometry. American Mineralogist, 68, 477-493. https://doi.org/10.4236/Ojpp.2012.21003

Mehrpartou, M., Aminifazl, A., and Radfar, J. (1993) Geology mape of Varzaghan, Scale 1:100000. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.

Molina, J., Scarrow, J., Montero, P.G., and Bea, F. (2009) High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkali-hybrid melts during evolution of Variscan basic-ultrabasic magmatism of central Iberia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 158, 69-98. https://doi.org/10.1007/S00 410.008-0371-4

Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A.K., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Akoi, K., and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine, 52, 535-550. https://doi.org/10.1180/minmag.1988.052.367.15

Nabavi, M.H. (1977) Introduction of Geology of Iran. Geological Organization of Iran, Tehran, Iran.

Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E.1.H., and Ohoud, M. B. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, reequilibrated biotites and neoformed biotites. Comptes Rendus Geoscience, 337(16), 1415-1420. https://doi.org/10.1016/j.crte.2005.09.002

Otten, M.T. (1984) The origin of brown h0rnblend e in the Artssijallet gabbros and dolerites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 86, 185-199.

Rieder, M., Cavazzini, G., Yakonov, Y.D., Frank-Kanetskii, V.A., Gottardi, G., Guggenheim, S., Koval, P.V., Muller, G., Neiva, A.M.R., Radoslovich, E.W., Robert, J.L., Sassi, F.P., Takeda, H., Weiss, Z., and Wones, D.R. (1998) Nomenclature of the micas. The Canadian Mineralogist 36, 905-912. https://ijcm.ir/article-1-1332-fa.html

Schmidt, M.W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110: 304-310. https://doi.org/10.1007/BF00310745

Schweitzer, E.L., Papike, J.J., and Bence, A.E. (1979) statistical analysis of clinopyroxenes from deep sea basalts. American Mineralogist, 64, 501-13.

Sgarbi, B.A. Gaspar, J.C., and Valence, J.C. (2000) Clinopyroxene from Brazilian kamafugites. Lithos, 53, 101-116. https://doi.org/10.1016/IS0024-4937(00)00071-6

Siymyab, P. (2007) Petrography, and Petrology of south Marzroud intrusions with a reference to its economic potential). M.Sc. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran [In Persian].

Spear, F.S. (1981) An experimental study of hornblende stability and compositional variability in amphibolite. American Journal of Science, 281, 697-734. https://doi.org/10.2475/ajs.281.6.697

Stein, E. and Dietl, C. (2001) Hornblende thermobarometry of granitoids from the Central Odenwald (Germany) and their implications for the geotectonic development of the Odenwald. Mineralogy and Petrology, 72, 185-207. https://doi.org/10.1007/s007100170033

Vieten, K. and Hamm, H.M. (1978) Additional notes on the calculation of the crystal-chemical formula of clinopyroxenes and their contents of Fe³⁺ from microprobe analyses. Monatshefte, Journal of Geosciences, 71-83.

Whitney, D.L. and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187. http://dx.doi.org/10.2138/am.2010.3371

Winter, J.D. (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, 697p. Prentice Hall, Hoboken, New Jersey.

Yazdani, M. (2005) The study of Petrography and Petrology of Nabijan intrusion (SE Kaleybar). M.Sc. thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran [In Persian].

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 284

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 95

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

شیمی کانی‏‌ها و دما –فشارسنجی توده‏های آذرین درونی مرزرود- نبی‌جان (جنوب‌باختری کلیبر، شمال‌باختری ایران)