سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین، شاهین‌دژ‌، استان آذربایجان‌ غربی؛ با کمک از شیمی‌کانی‌ها

نیازی, اکرم; زارعی سهامیه, رضا; اسمعیلی, رسول; طهماسبی, زهرا; میری, میرمحمد

doi:10.22108/ijp.2025.145465.1362

تعداد نشریات	44
تعداد شماره‌ها	1,877
تعداد مقالات	15,278
تعداد مشاهده مقاله	43,731,371
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	17,563,515

سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین، شاهین‌دژ‌، استان آذربایجان‌ غربی؛ با کمک از شیمی‌کانی‌ها

پترولوژی

مقاله 5، دوره 16، شماره 2 - شماره پیاپی 62، تیر 1404، صفحه 73-96 اصل مقاله (1.29 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2025.145465.1362

نویسندگان

اکرم نیازی¹؛ رضا زارعی سهامیه^* ²؛ رسول اسمعیلی³؛ زهرا طهماسبی⁴؛ میرمحمد میری⁵

¹دانشجوی دکتری، گروه زمین‏‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، لرستان، ایران

²استاد، گروه زمین‏‌شناسی دانشکده علوم دانشگاه لرستان، لرستان، ایران

³دکتری، موسسه ژئوفیزیک، دانشگاه تهران، تهران، ایران

⁴دانشیار، گروه زمین‏‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، لرستان، ایران

⁵استادیار، گروه زمین‏‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران

چکیده

تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین که در ۵۰ کیلومتری جنوب شهر شاهین‌دژ، در استان آذربایجان‌ غربی و در پهنة سنندج- سیرجان جای دارد و از دیدگاه سنگ‏‌نگاری شامل واحدهای گرانیتی، گرانودیوریتی تا تونالیتی، دیوریتی و آپلیتی است. از مهم‌ترین بافت‌ها می‌توان بافت‌های پرتیتی، میرمکیتی، پویی‌کیلیتیک، پورفیری وگرانوفیری را نام برد. کوارتز، آلکالی‏‌فلدسپار (میکروکلین)، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مسکوویت، آمفیبول از کانی‌های اصلی و تیتانیت و زیرکن از کانی‌های فرعیِ سازندة واحد گرانیتی هستند. همچنین، (پلاژیوکلاز، کوارتز،ارتوز، بیوتیت و آمفیبول (بیشتر از نوع هورنبلند) از کانی‌های سازندة واحد گرانوادیوریتی و پلاژیوکلاز، کوارتز به مقدار کم، ارتوز، بیوتیت و آمفیبول از کانی‌های واحد دیوریتی به‌شمار می‌روند. کوارتز، آلکالی‏‌فلدسپار (میکروکلین)، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مسکوویت، آمفیبول از کانی‌های اصلی سازندة واحد آپلیتی هستند. همچنین، تیتانیت، زیرکن و تورمالین و ... از کانی‌های فرعی در همة این واحدهای سنگی هستند. محیط زمین‏‌ساختی این سنگ‌ها وابسته به کمان آتشفشانی و محیط‌های فرورانشی است. بر پایة بررسی‌های شیمی‌‌کانی‌ها، پلاژیوکلازهای این سنگ‌ها دامنة ترکیبی از الیگوکلاز تا آندزین دارند و بیوتیت‌ها از نوع بیوتیت‌های منیزیم‌دار و بازتعادل‌یافته هستند، همچنین، آمفیبول‌های این توده سنگی از نوع ادنیت و پارگازیت هستند.

کلیدواژه‌ها

شیمی‌کانی؛ پلاژیوکلاز؛ بیوتیت؛ آمفیبول؛ باغ‌پایین

اصل مقاله

مقدمه

گرانیتوییدها سازندة اصلی کمربندهای کوهزایی هستند و تنوع ترکیبی گسترده‌ای دارند (Kaygusuz et al., 2008). بنابراین شناخت گرانیتوییدها از دیدگاه ترکیبی می‌تواند به توسعه و تکمیل اطلاعات لازم در ارتباط با پوستة قاره‌ای کمک کند (Barbarin, 1999). ترکیب کانی‌ها نشان‌دهندة شرایط فشار و دما و سرشت ماگما هنگام جایگیری گرانیت‌هاست و برآورد فشار و دمای توده نقش مهمی در شناخت سنگ‌زایی و زمین‌ساخت ناحیه‌ای دارد (مانند: Abdel-Rahman, 1994).

مجموعة کانی‌ها و ترکیب آنها در سنگ‌های آذرین با ترکیب و شرایط فیزیکوشیمیایی ماگمای در برگیرندة آنها هنگام فرایند تبلور، ارتباط نزدیکی دارد. کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول از کانی‌هایی هستند که در این پژوهش بررسی می‌شوند. بررسی شیمی این کانی‌ها نتایج ارزشمندی از روند تبلور ماگمایی را مشخص می‌کند. بیوتیت و آمفیبول از کانی‌های مهم فرومنیزین در سنگ‌های فلسیک هستند. از ترکیب شیمیایی کانی‌ بیوتیت می‌توان به شرایط فیزیکوشیمیایی ماگمای سازندة آن پی برد (Wones and Eugster, 1965; Abdel-Rahman, 1994). همچنین، کانی آمفیبول به‌علت تنوع ساختاری و ترکیب شیمیایی در بازة گسترده‌ای از سنگ‌های گوناگون با فشار و دمای متفاوت پدیدار می‌شود و از لحاظ ترکیب شیمیایی نشان‌دهندة سرگذشت تبلور ماگمایی است (Johnson and Rutherford, 1989; Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Schmidt, 1992; Esawi, 2004)

تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین در پهنة سنندج-سیرجان جای دارد و از دیدگاه کانی‏‌شناسی از کانی های اصلیِ پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول ساخته شده است. هدف این مقاله تعیین خاستگاه ماگمایی بر پایة شیمی کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول است. از آنجایی‌که تودة گرانیتوییدی شاهین‌دژ که از توده‌های مهم منطقه تکاب است تا کنون از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی و سنگ‌زایی بررسی نشده است، یافته‌های این پژوهش کامل‌کنندة بررسی‌های پیشین و نظریه‌های پیشنهادی برای تحول زمین‌ساختی پهنة سنندج-سیرجان شمالی است.

زمین‌شناسی منطقه

گرانیتوییدهای باغ‌پایین در محدودة میان طـول‌هـای جغرافیــایی ۶ ′۳۵°۴۶ و ۳۳ʹ۳۶°۴۶ خاوری و عــرض‌هــای جغرافیـــایی ″۵۵ ′۲۵°۳۶ و ″۴۲ ′۲۶ °۳۶ شـــمالی در ۵۰ کیلومتری جنوب شهرستان شاهین‌دژ و ۵۰ کیلومتری شمال شهر تکاب در پهنة زمین‌ساختاری سنندج- سیرجان جای دارند (شکل ۱).

پهنة سنندج- سیرجان کمربند ماگمایی- دگرگونی شمال باختری- جنوب خاوری‌ است که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی تتیس جوان به زیر‌ خرد‌قاره ایران مرکزی و برخورد ابرقاره‌های گندوانا و اوراسیا پدید آمده است (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994). در واقع پدیدة ماگماتیسم ژوراسیک، پهنة سنندج- سیرجان را از زاگرس چین‌‌خورده و گسل تراستی جنوب آن جدا می‌کند (Hassanzadeh and Wernicke, 2016). به باور گانسـر (Gansser, 1981)، ایـران بخشـی از کمربنـد کوهزایی آلپ-هیمالیاست که متشـکل از خردقـاره‌هـایی اسـت که به وسیله گسل‌های بزرگ اصلی و یا زمین‌درزهـا از هـم جـدا می‌شوند. بیشتر این پهنه از سـنگ‌هـای دگرگـونی و تـوده‌هـای آذرین درونی ساخته شـده اسـت و از بـاختر دریاچـه ارومیـه تـا شـمال بنـدرعباس بـا درازای نزدیک به 1500 کیلـومتر و پهنـای150 تـا 250 کیلومتر با راستای شمال‌باختری-جنـوب خـاوری ادامـه مـی‌یابـد (Masoudi et al., 2012). به باور قاسمی و تالبوت (Ghasemi and Talbot, 2006)، پهنة سنندج-سیرجان بـه دو بخش شمالی و جنوبی دسته‌بندی می‌شود که چگونگی پیدایش آنهـا از هــم متفــاوت اســت. پهنــة جنــوبی شــامل ســنگ‌هــای دگرگونی و دگرریختی است که در تریاس میانی تا بالایی پدید آمده‌اند؛ اما سنگ‌هـای بخـش شـمالی آن در کرتاسة پایانی دگرریخت شده‌اند. توده‌های آذرین درونی فراوانی در بخش شمالی پهنة سنندج-سـیرجان رخنمون دارنـد کـه از میان آنها می‌توان تـوده‌هـای آذرین درونی ارومیـه (Ghalamghash et al., 2009)، اشنویه (Ghalamghash et al., 2003)، پیرانشهر (Mazhari et al., 2009)، سقز (Arian et al., 2011)، نقده (Mazhari et al., 2011)، صوفی‌آباد (Azizi et al., 2011)، ملایر (Ahadnejad et al., 2011) و کمـپلکس گرانیتوییـدی همدان (Baharifar et al., 2004) را نام برد. گرانیتوییـدهای سنندج-سـیرجان سرشت کالـک‌آلکـالن دارند کـه ایـن ویژگی با الگوی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس و پیدایش کمـان ماگمـــایی در حاشـــیة پوسـتة ایـــران مرکـــزی همخوانی دارد (Berberian and King, 1981). بیشتر گرانیتوییدهایی که در پهنة سنندج-سیرجان رخنمون دارند به سـن تریـاس بـالایی تـا ژوراسـیک (Arvin et al., 2007; Zarasvandi et al., 2019) تا ائوسن زیرین (Mazhari et al., 2009) هستند.

شکل ۱. A) نقشة ساده‌شدة پهنه‌های ساختاری ایران که در آن منطقه با ستاره نشان شده است؛ B) نقشة زمین‌شناسی 1:100000 منطقة ایرانخواه (Kholghi Khasraghi, 2008).

Figure 1. A) The simplified map of structural Zones of Iran (Yellow star study area; B) The geological map of Irankhah (1:100000) (Kholghi Khasraghi, 2008).

بر پایة نقشة زمین‌شناسی و بررسی‏‌های سن‌سنجی به روش اورانیم – سرب، سنگ‌های گرانیتوییدی منطقة باغ‌پایین، به سن کرتاسه پسین هستند و احتمالاً تحت‌تأثیر فازهای کوهزایی سیمرین پسین و لارامید پدید آمده‌اند (نقشة زمین‏‌شناسی منطقة بررسی‌شده). این سنگ‌ها از نوع کمان آتشفشانی و گرانیت نوع I هستند. در جنوب‌باختری این توده، سنگ‌های رسوبی شامل (شیل، کوارتزیت، کمی دولومیت) توف و دیاباز رخنمون دارند که هم‌سن سازند کهر (کهن‌ترین واحدهای سنگی منطقه) هستند. همچنین، سنگ‌های ریولیت، تراکی‌آندزیت و داسیت به سن پرکامبرین نیز در این منطقه دیده می‌شوند. این سنگ‌های آتشفشانی درون سنگ‌های رسوبی هم‌ارز خود نفوذ کرده‌اند. سنگ‌های رسوبی (ماسه‌سنگ، شیل، سیلتستون، مارن و ...) ژوراسیک روی سنگ‌های کهن‌تر قرار گرفته‏‌اند که هم‌ارز سازند شمشک هستند. در شمال منطقه سنگ‌های رسوبی آهکی و مارن به سن ژوراسیک و هم‌ارز سازندهای دلیچای و لار وجود دارد. دوران سوم در ناحیه با پیشروی دریا همراه بوده است و نشانه‌های آن به‏‌صورت نهشته‌های آواری و دریایی دیده می‌شود که شامل کنگلومرا همراه با لایه‌هنایی از ماسه و مارن، تراس‌های آبرفتی، نهشته‌های توده‌ای تحکیم‌نیافته که دشت شاهین‌دژ را می پوشانند و در نهایت سنگ آهک‌های تازه و تراورتن به سن پالئوژن هستند (برگرفته از نقشة زمین‌شناسی 1:100000 منطقة ایرانخواه).

مواد و روش‌ انجام پژوهش

در انجام این پژوهش، نخست در پی بازدید میدانی از منطقه شمار ۱۲۰ نمونه از همة سنگ‌های آذرین درونی برداشت شد و پس از آن سالم‌ترین نمونه‌ها از نظر هوازدگی گزینش شدند و سپس از میان آنها ۴۰ مقطع نازک در دانشگاه بوعلی سینا همدان ساخته شد و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی‏‌های سنگ‌شناسی روی آنها انجام شد. همچنین، 9 مقطع نازک با بیش از صد نقطه مشخص‌شده برای تجزیه با ریزکاوالکترونی آماده شدند. بررسی نمونه‌ها با میکروسکوپ الکترونی و تصویرهای BSE انجام شد و نمونه‏‌ها پس از انجام پوشش کربن با روش تجزیة ریزکاو الکترونی (EPMA) مدل CAMECA SX Five Electron Microprobe مجهز به کاتد انتشار میدانی و سیستم تجزیه و تحلیل پراکنده انرژی (EDX) برای تجزیه و تحلیل عنصری نیمه‌کمی سریع با پتانسیل شتاب‌دهندة 20 KeV، جریان پروب 25 نانوآمپر و قطر پرتوی 60 میکرومتر در آزمایشگاه گروه تحقیقات لیتوسفر دانشگاه وین تجزیه شدند. کاتیون‌ها با نرم افزارهای Cameca Probe for Windows و MagMin_PT به‌دست آورده شدند.

سنگ‌نگاری

با توجه به بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین در برگیرندة چهار واحد سنگی گرانیت، گرانودیوریت تا تونالیت، دیوریت و آپلیت است.

واحد گرانیتی

این سنگ‌ها بافت‌‌های گرانولار با دانه‌های متفاوت (درشت بلور و زمینه)، پرتیتی و پویی‌کیلیتیک دارند. کانی‌های اصلی سازندة آنها کوارتز (۴۰ تا ۴۵درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (۱۵تا۲۰ درصدحجمی)، ارتوکلاز (۲۰ تا ۲۵ درصدحجمی)، بیوتیت (۵ تا ۱۰درصدحجمی)، آمفیبول (۵ درصدحجمی) و مسکوویت (۵ درصدحجمی) هستند. زیرکن، تیتانیت و تورمالین از کانیهای فرعی این سنگ‌ها هستند. خاموشی موجی کوارتز در پی تنش زمین‏‌ساختی و دگرریختیِ شبکة بلورین کانی‌ها پدید آمده است. رخداد پلاژیوکلاز به‏‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار با ماکل کارلسباد و آلبیتی است. نشانه‌هایی از سوسوریتی و سریستی‌شدن در پلاژیوکلازها دیده می‌شود که چه‌بسا پیامد بی‌تحرکی Al و Si، میزان سیالات، میزان K و همچنین، ترکیب پهنه‌های دگرسان‌شده است (Shelley, 1993). ارتوکلاز با ماکل کارلسباد و میکروکلین با ماکل مشبک رخداد دارد (شکل 2-A).

واحد گرانودیوریتی

این سنگ‌ها بافت‌های گرانولار و میرمکیتی دارند. کانی‌های اصلی سازندة آنها پلاژیوکلاز (۴۵ تا ۵۰ درصدحجمی)، کوارتز (۲۰ تا ۲۵ درصدحجمی)، ارتوکلاز (۱۰ تا ۱۵ درصدحجمی)، بیوتیت (۵ تا ۱۰ درصدحجمی) و آمفیبول (۵ درصدحجمی) هستند. پلاژیوکلازها شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار هستند و ماکل پلی‌سینتتیک و منطقه‌بندی به‌خوبی در آنها دیده می‌شود و بیشتر آنها منطقه‌بندی ‌دارند (شکل 2-B).کوارتز خاموشی موجی دارد و بیشتر کوارتزها بی‌شکل هستند. تورمالین، تیتانیت، روتیل و زیرکن از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها هستند (شکل 2-B).

شکل ۲. تصویرهای میکروسکوپی (در نور XPL) سنگ‌های منطقة باغ‌پایین A) گرانیت؛ B) گرانودیوریت تا تونالیت؛ C) دیوریت؛ D) آپلیت.

Figure 2. Photomicrographs (in XPL) of Bagh Pain granitoid samples A) Granite; B) Granodirite to tonalite; C) Diorite; D) Aplite.

واحد دیوریتی

بافت شاخص آنها بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و دانه‌ای است و بافت پورفیروییدی نیز در بخش‌هایی از این گروه سنگی دیده می‌شود. کانی‌های اصلی سازندة آن پلاژیوکلاز (۴۰ تا ۴۵ درصدحجمی)، کوارتز (۵ تا ۱۰ درصدحجمی)، بیوتیت (۱۰ درصدحجمی)، آمفیبول (۱۵ تا ۲۰درصدحجمی) و ارتوز (۵ درصدحجمی) هستند و بیشتر حجم سنگ را کانی‌های پلاژیوکلاز دربر گرفته است. آمفیبول با برجستگی بالا و چندرنگی سبز تا قهوه‌ای دیده می‌شود. کانی‌های فرعی مانند روتیل، آپاتیت و تیتانیت به مقدار کم دیده می‌شود (شکل 2-C).

واحد آپلیتی

آپلیت‌ها بسیار دانه‌ریز هستند بافت غالب این گروه سنگ دانه‌شکری است و کانی‌های اصلی سازندة آن کوارتز (۴۵ تا ۵۰ درصدحجمی)، ارتوز (۳۰ تا ۴۰ درصدحجمی)، مسکوویت و بیوتیت (۱۵ تا ۲۰ درصدحجمی) هستند بیشتر آپلیت‌ها به‏‌صورت رگه‌ای یافت می‌شوند و دایک‌هایی با ضخامت‌های متغیر را پدید آورده‌اند (شکل 2-D).

شکل ۳. تصویرهای میکروسکوپی (در نور XPL) از کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول در سنگ‌های منطقة باغ‌پایین A) گرانیت؛ B) گرانودیوریت؛ C) دیوریت؛ D) گرانیت.

Figure 3. Photomicrographs (in XPL) of plagioclase, biotite and amphibole in the Bagh Pain granitoid samples A) Granite; B) Granodirite to tonalite; C) Diorite; D) Granite.

شیمی کانی‌ها

پلاژیوکلاز

پلاژیوکلاز از فراوان‌ترین کانی‌های فلسیک در سنگ‌های منطقه است که به دو صورت درشت بلور و میکرولیت در این سنگ‌ها یافت می‌شود. ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در جدول 1 آورده شده است فرمول ساختاری پلاژیوکلازها بر پایه 8 اکسیژن به دست‌ آورده شده است. شواهد سنگ‏‌نگاری گویای عملکرد متوسط دگرسانی روی این پلاژیوکلازها است. در پی دگرسانی کانی‌های ثانویة سریسیت، کلسیت، کلریت، کانی‌های رسی و نیز پدیدة سوسوریتی‌شدن (که مجموعه‌ای از کانی‌ها با اپیدوت+کلریت و زوییزیت جایگزین شده‌اند) روی آنها دیده می‌شود.

جدول 1. داده‌های ریزکاو الکترونی (بر پایة a.p.f.u.) برای کانی پلاژیوکلاز در تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای آن بر پایه 8 اتم اکسیژن.

Table 1. Microprobe data (in a.p.f.u.) of plagioclase in Bagh Pain granitoid body and the calculated structural formula based on 8 oxygen atoms.

Point No.	G73-A3	G73-A3	G73-A3	G73-A3
SiO₂	61.64	61.56	60.37	61.30
TiO₂	0.00	0.00	0.01	0.01
Al₂O₃	23.33	23.63	24.39	23.83
FeO	0.13	0.16	0.13	0.18
MgO	0.01	0.00	0.00	0.01
MnO	0.01	0.02	0.01	0.00
CaO	4.90	5.06	6.01	5.41
Na₂O	8.49	8.54	8.09	8.42
K₂O	0.59	0.41	0.34	0.39
Total	99.09	99.38	99.35	99.55
Si	2.76	2.75	2.70	2.73
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	1.23	1.24	1.29	1.25
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe²⁺	0.00	0.01	0.00	0.01
Mn	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.24	0.24	0.29	0.26
Ba	0.00	0.00	0.00	0.00
Na	0.74	0.74	0.70	0.73
K	0.03	0.02	0.02	0.02
Total	5.00	5.00	5.00	5.00
Ab	73.24	73.58	69.55	72.20
An	23.38	24.09	28.53	25.63
Or	3.38	2.33	1.91	2.17

نمودار سه‌تایی Or-Ab-An (شکل 4)، برای رده‌بندی پلاژیوکلاز سنگ‌های آذرین منطقه به‌کار برده شد که بر پایة این نمودار، پلاژیوکلازها در بازة آندزین تا الیگوکلاز (۳۳.۱۸-۱۱.۰۳%An: ) جای گرفته‏‌اند.

شکل ۴. نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1992) برای پلاژیوکلازهای درون گرانیتویید باغ‌پایین.

Figure 4. Feldspar classification diagram (Deer et al., 1992) for the plagioclases in the Bagh Pain granitoid.

عواملی مانند تغییرات فشارآب، آمیختگی ماگما، تغییر ترکیب شیمیایی ماگما، نبود تعادل شیمیایی به‌علت تغییر شرایط فیزیکی و ترمودینامیکی سیستم ماگمایی هنگام تبلور ماگما و تغییرات سرعت انتشار ترکیبات سازندة کانی نسبت به سطح بلور ناشی از منطقه‌بندی به‌ویژه منطقه‌بندی نوسانی در کانی پلاژیوکلاز است. جایگیری ماگما در پوسته فشار را کاهش می‌دهد که این امر به خروج سریع بخارها و منفی‌شدن شیب منحنی‌های انجماد و در نهایت موجب تبلور قشرهای کلسیمی و انحلال قشرهای سدیمی‌‌تر می‌انجامد. جایگاه زمین‌ساختی نمونه‌های بررسی‌شده در یک حاشیة فعال قاره‌ای بوده است و این نمونه‌ها از نوع گرانیتوییدهای وابسته به فرورانش هستند. ازاین‌رو، آزاد‌شدن آب از تختة فرورونده هنگام افزایش فشار، ترکیبات پوسته‌ای، پیشرفت واکنش‌های دگرگونی و رسوب‌‌های همراه تختة فرورونده بر شرایط فیزیکوشیمیایی محیط پیدایش بلورها موثر بوده است. با توجه به تغییرات شیمیایی ماگما و تغییرات گریزندگی اکسیژن رخ داده در این منطقه و همچنین، حضور کانی‌های آبدار می‌توان نقش آب در تغییرات ترکیب و منطقه‌بندی پلاژیوکلازها را مؤثر دانست.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Point No.	G73-A3	G73	G73-A4	G73-A4	G73-A4	G56-A2	G73	G73	G56
SiO₂	63.84	61.82	61.23	61.26	61.63	61.72	61.75	61.39	61.50
TiO₂	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al₂O₃	22.01	23.32	23.84	23.57	23.53	22.31	23.63	23.89	23.50
FeO	0.13	0.14	0.11	0.15	0.13	0.17	0.11	0.14	0.11
MgO	0.00	0.00	0.04	0.02	0.00	0.01	0.01	0.01	0.00
MnO	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00
CaO	3.26	4.89	5.22	5.13	5.02	3.58	4.90	5.40	4.94
Na₂O	9.71	3.26	4.89	6.58	3.47	2.84	5.13	4.90	2.69
K₂O	0.23	9.71	8.69	7.86	9.71	9.84	8.62	8.69	10.32
Total	99.18	99.22	99.17	99.39	99.49	99.51	99.59	98.57	99.24
Si	2.84	2.76	2.74	2.74	2.74	2.77	2.75	2.74	2.72
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	1.15	1.23	1.26	1.24	1.23	1.21	1.24	1.25	1.26
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe²⁺	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01
Mn	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	0.00	0.00
Ca	0.16	0.23	0.25	0.25	0.24	0.21	0.23	0.26	0.26
Ba	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Na	0.84	0.75	0.74	0.75	0.76	0.78	0.75	0.73	0.74
K	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.02	0.02	0.01
Total	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00
Ab	83.27	74.84	73.43	73.46	74.95	77.42	74.87	72.54	72.85
An	15.45	23.30	24.92	24.14	23.54	21.16	23.32	25.68	25.93
Or	1.27	1.86	1.64	2.40	1.50	1.42	1.81	1.79	1.22

بیوتیت

ترکیب شیمیایی بیوتیت ها در جدول 2 آورده شده است. فرمول ساختاری بر پایة 22 اتم اکسیژن به‌دست‌ آورده شده است. یکی از رده‌بندی‌های متداول برای تعیین ترکیب میکاهای هشت‌وجهی سه‌گانه، چهار ضلعی ASPE (آنیت، سیدروفیلت، فلوگوپیت و ایستونیت) است (شکل 5-A). این چهار‌ضلعی بر پایة دو متغیر Fe/Fe+Mg و Al^IV پیشنهاد شده است (Deer et al., 1992).

ترکیب میکاهای بررسی‌شده در قلمروی بیوتیت و بین قطب آنیت و سیدروفیلیت جای گرفته است و هیچ‌یک در قلمروی فلوگوپیت نیستند. فوستر (Foster, 1960) رده‌بندی میکاها را بر پایة مقدار کاتیونی Mg، Mn،Fe⁺²، Ti، Fe⁺³وAl^VI پیشنهاد و ارتباط این کاتیون‌ها با نوع میکا را تعیین کرد. بر پایة این رده‌بندی، ترکیب بیوتیت‌های تودة باغ‌پایین در محدودة بیوتیت‌های غنی از منیزیم است (شکل 5-B).

از آنجایی‌که ترکیب شیمیایی بیوتیت‌ها گویای شرایط سنگ‌های ماگمای میزبان آنهاست، بنابراین باید بررسی شود بیوتیت‌های بررسی‌شده ماگمایی و اولیه باشند تنها در این صورت ترکیب شیمیایی آنها می‌تواند بازتابی از شرایط ماگما باشد. برای تفکیک بیوتیت‌های اولیه از ثانویه از نمودار سه‌تایی FeO+MnO- MgO-10TiO₂ به‌کار برده شد. این نمودار بیوتیت‌های اولیه ماگمایی را از بیوتیت‌های که تا اندازه‌ای دچار بازتعادل شده‌اند و نیز بیوتیت‌های نوظهور جدا می‌کند.

بررسی بیوتیت‌های منطقه در نمودار یادشده نشان می‌دهد این نمونه‌ها در محدودة بیوتیت‌های بازمتعادل‌شده جای گرفته‌اند؛ اما با توجه به داده‌های جدول 2 برای بیوتیت‌ها، مقدار 1>Al^VI و همچنین، Al^IV>1 (که از ویژگی‌های بیوتیت‌های ماگمایی است)، بیوتیت‌های منطقة باغ‌پایین به‌طور ذاتی سرشت ماگمایی دارند؛ اما در هنگام سیر تکاملی سنگ میزبان خود دستخوش تغییر شده‌اند. همچنین، مقدار Al^IV>1 نشان می‌دهد بیوتیت‌های منطقه از سیال گرمابی پدید آمده‌اند که از یک ماگمای آبدار جدا شده است (شکل 5-C).

جدول 2. داده‌های ریزکاو الکترونی (بر پایة a.p.f.u.) برای کانی بیوتیت در تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای آن بر پایه 22 اتم اکسیژن.

Table 2. Microprobe data (in a.p.f.u.) of biotite in Bagh Pain granitoid body and the calculated structural formula based on 22 oxygen atoms.

Point No.	G73-A1	G73-A1	G73	G73
SiO₂	36.22	36.07	36.48	36.14
TiO₂	3.47	3.37	3.24	2.81
Al₂O₃	13.75	14.14	13.66	13.95
FeO	18.10	17.76	18.34	18.18
MnO	0.28	0.32	0.27	0.30
MgO	12.38	12.35	12.41	12.20
CaO	0.01	0.00	0.00	0.03
Na₂O	0.06	0.08	0.04	0.07
K₂O	9.39	9.41	9.33	9.11
BaO	0.55	0.60	0.47	0.50
F	0.38	0.34	0.39	0.39
Total	94.58	94.44	94.62	93.67
Si	5.59	5.56	5.62	5.62
Al^IV	2.41	2.44	2.38	2.38
Sum T	8.00	8.00	8.00	8.00
AI^VI	0.08	0.14	0.10	0.17
Ti	0.40	0.39	0.38	0.33
Fe²⁺	2.33	2.29	2.36	2.36
Mn	0.04	0.04	0.04	0.04
Mg	2.85	2.84	2.85	2.83
Sum O	5.70	5.70	5.72	5.73
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00
Na	0.02	0.02	0.01	0.02
K	1.85	1.85	1.83	1.81
Ba	0.03	0.04	0.03	0.03
Sum A	1.90	1.91	1.87	1.86
F	0.18	0.17	0.19	0.19
Total	15.60	15.61	15.59	15.59

به باور لالونده و برنارد (Lalonde and Bernard, 1993)، رنگ کانی بیوتیت‌ با میزان Mg، Fe⁺³ و Ti و نیز محیط زمین‌ساختی سنگ میزبان بیوتیت‌ها در ارتباط است؛ به‌گونه‌ای‌که بیوتیت‌های سرخ‌رنگ معمولاً در گرانیت‌های برخوردی پرآلومینوس یافت می‌شوند و Fe_total و Fe⁺² بالایی دارند؛ اما بیوتیت‌های سبز و قهوه‌ای در گرانیت‌های با کمان ماگمایی (فرورانش نئوتتیس به زیر خرد‌قارة ایران مرکزی) مرتبط هستند و از منیزیم غنی هستند (Lalonde and Bernard, 1993) که این ویژگی با بیوتیت‌های سبزرنگ منطقة باغ‌پایین و با سنگ میزبان مرتبط با محیط فرورانش آنها همخوانی دارد.

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.	G73	G73-A2	G55	G55	G55-A3	G55	G55	G55
SiO₂	36.36	36.79	36.40	35.98	36.22	36.57	36.28	36.60
TiO₂	2.72	2.61	3.27	2.43	3.12	3.34	2.76	2.77
Al₂O₃	13.89	13.99	13.57	14.23	13.82	14.34	13.81	14.21
FeO	17.86	17.96	18.92	18.33	18.64	18.10	18.79	18.30
MnO	0.28	0.24	0.30	0.33	0.34	0.28	0.32	0.29
MgO	12.66	12.70	12.19	12.05	11.80	11.80	12.17	12.35
CaO	0.01	0.01	0.01	0.02	0.00	0.00	0.03	0.00
Na₂O	0.06	0.03	0.06	0.07	0.05	0.07	0.05	0.06
K₂O	9.50	9.47	9.40	9.07	9.49	9.49	9.03	9.47
BaO	0.49	0.36	0.51	0.48	0.52	0.50	0.30	0.18
F	0.37	0.40	0.31	0.40	0.30	0.28	0.33	0.33
Total	94.20	94.55	94.93	93.37	94.28	94.76	93.85	94.55
Si	5.62	5.65	5.61	5.61	5.62	5.62	5.63	5.63
Al^IV	2.38	2.35	2.39	2.39	2.38	2.38	2.37	2.37
Sum T	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
AI^VI	0.15	0.18	0.08	0.23	0.15	0.21	0.16	0.20
Ti	0.32	0.30	0.38	0.29	0.36	0.39	0.32	0.32
Fe²⁺	2.31	2.31	2.44	2.39	2.42	2.32	2.44	2.35
Mn	0.04	0.03	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04
Mg	2.92	2.91	2.80	2.80	2.73	2.70	2.82	2.83
Sum O	5.73	5.73	5.74	5.75	5.70	5.66	5.78	5.74
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00
Na	0.02	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02
K	1.87	1.86	1.85	1.81	1.88	1.86	1.79	1.86
Ba	0.03	0.02	0.03	0.03	0.03	0.03	0.02	0.01
Sum A	1.92	1.89	1.90	1.86	1.92	1.91	1.83	1.88
F	0.18	0.19	0.15	0.20	0.15	0.14	0.16	0.16
Total	15.65	15.62	15.63	15.61	15.62	15.57	15.60	15.62

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.	G55	G56	G56	G56	G56-A1	G56-A1	G56	G56
SiO₂	35.86	36.55	36.10	36.25	36.48	36.22	36.19	36.06
TiO₂	3.15	3.00	3.21	3.09	2.70	2.67	2.68	2.81
Al₂O₃	13.59	14.15	13.96	13.94	14.55	14.50	14.18	13.84
FeO	19.02	18.40	18.95	18.81	17.68	17.88	18.17	18.71
MnO	0.32	0.29	0.33	0.31	0.34	0.38	0.30	0.29
MgO	11.94	11.79	11.83	11.96	12.21	11.98	11.78	11.85
CaO	0.02	0.04	0.00	0.01	0.00	0.00	0.06	0.08

Na₂O	0.06	0.06	0.07	0.08	0.06	0.09	0.06	0.05
K₂O	9.18	9.22	9.31	9.35	9.51	9.36	9.03	9.04
BaO	0.49	0.36	0.49	0.46	0.48	0.47	0.35	0.40
F	0.31	0.35	0.36	0.36	0.44	0.36	0.36	0.35
Total	93.92	94.90	94.58	94.64	94.43	94.43	93.91	93.55
Si	5.59	5.64	5.58	5.60	5.61	5.61	5.64	5.63
Al^IV	2.41	2.36	2.42	2.40	2.39	2.39	2.36	2.37
Sum T	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
AI^VI	0.09	0.22	0.13	0.14	0.25	0.26	0.25	0.17
Ti	0.37	0.35	0.37	0.36	0.31	0.31	0.31	0.33
Fe²⁺	2.48	2.38	2.45	2.43	2.27	2.32	2.37	2.44
Mn	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.05	0.04	0.04
Mg	2.78	2.71	2.73	2.75	2.80	2.77	2.74	2.76
Sum O	5.76	5.69	5.72	5.72	5.68	5.70	5.71	5.74
Ca	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01
Na	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.03	0.02	0.02
K	1.83	1.82	1.84	1.84	1.87	1.85	1.80	1.80
Ba	0.03	0.02	0.03	0.03	0.03	0.03	0.02	0.02
Sum A	1.88	1.86	1.89	1.90	1.91	1.90	1.85	1.85
F	0.15	0.17	0.18	0.18	0.21	0.18	0.18	0.17
Total	15.64	15.56	15.61	15.62	15.59	15.60	15.56	15.59

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.	G56	G56	G56	G56	G56	G56	G59	G59-A1
SiO₂	35.89	35.63	36.18	36.30	36.15	36.13	36.41	36.00
TiO₂	3.01	3.07	2.55	3.13	2.80	2.71	3.26	3.00
Al₂O₃	13.98	13.74	14.24	14.12	14.16	14.15	13.43	13.72
FeO	18.49	19.46	18.22	18.87	18.21	18.78	18.70	18.67
MnO	0.32	0.31	0.38	0.30	0.32	0.34	0.27	0.25
MgO	11.78	11.70	12.20	11.68	12.05	11.96	12.08	12.09
CaO	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.12	0.05	0.04
Na₂O	0.06	0.07	0.06	0.06	0.06	0.08	0.05	0.08
K₂O	9.17	9.29	9.34	9.28	9.36	8.78	9.21	9.16

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.	G56	G56	G56	G56	G56	G56	G59	G59-A1
BaO	0.54	0.55	0.53	0.61	0.38	0.37	0.34	0.52
F	0.34	0.31	0.36	0.37	0.41	0.35	0.31	0.24
Total	93.49	93.57	94.02	94.04	94.47	94.87	95.45	94.10
Si	5.60	5.57	5.61	5.60	5.61	5.61	5.64	5.61
Al^IV	2.40	2.43	2.39	2.40	2.39	2.39	2.36	2.39
Sum T	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
AI^VI	0.17	0.09	0.21	0.17	0.20	0.20	0.10	0.13
Ti	0.35	0.36	0.30	0.36	0.33	0.32	0.38	0.35
Fe²⁺	2.41	2.54	2.36	2.44	2.36	2.44	2.42	2.43
Mn	0.04	0.04	0.05	0.04	0.04	0.04	0.03	0.03
Mg	2.74	2.72	2.82	2.69	2.79	2.77	2.79	2.81
Sum O	5.72	5.76	5.74	5.70	5.72	5.77	5.73	5.76
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.01	0.01
Na	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02
K	1.83	1.85	1.85	1.83	1.85	1.74	1.82	1.82
Ba	0.03	0.03	0.03	0.04	0.02	0.02	0.02	0.03
Sum A	1.88	1.90	1.89	1.88	1.89	1.80	1.87	1.88
F	0.17	0.15	0.18	0.18	0.20	0.17	0.15	0.12
Total	15.60	15.67	15.64	15.58	15.61	15.57	15.59	15.64

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.	G59	G59	G59	G59	G59	G59	G59
SiO₂	36.03	36.43	36.51	35.90	36.05	35.98	36.56
TiO₂	3.14	3.34	3.38	3.14	2.85	3.21	3.09
Al₂O₃	13.55	13.50	13.72	13.67	13.75	13.86	13.93
FeO	18.72	18.57	18.39	18.74	18.26	18.57	18.09
MnO	0.27	0.23	0.19	0.22	0.21	0.24	0.21
MgO	12.12	12.35	12.24	11.85	12.14	11.84	12.39
CaO	0.02	0.00	0.00	0.03	0.06	0.00	0.01
Na₂O	0.05	0.06	0.09	0.05	0.05	0.09	0.08
K₂O	9.32	9.44	9.54	9.29	8.95	9.31	9.37
BaO	0.50	0.49	0.47	0.68	0.38	0.43	0.24
F	0.25	0.32	0.30	0.27	0.33	0.27	0.34
Total	93.33	93.96	94.71	94.82	93.04	93.78	94.29
Si	5.61	5.62	5.62	5.60	5.64	5.60	5.63
Al^IV	2.39	2.38	2.38	2.40	2.36	2.40	2.37
Sum T	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
AI^VI	0.10	0.07	0.11	0.12	0.17	0.15	0.16
Ti	0.37	0.39	0.39	0.37	0.34	0.38	0.36
Fe²⁺	2.44	2.40	2.37	2.45	2.39	2.42	2.33

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Point No.	G59	G59	G59	G59	G59	G59	G59
Mn	0.04	0.03	0.02	0.03	0.03	0.03	0.03
Mg	2.81	2.84	2.81	2.76	2.83	2.75	2.84
Sum O	5.75	5.72	5.70	5.72	5.75	5.72	5.72
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
Na	0.01	0.02	0.03	0.01	0.02	0.03	0.02
K	1.85	1.86	1.87	1.85	1.78	1.85	1.84
Ba	0.03	0.03	0.03	0.04	0.02	0.03	0.01
Sum A	1.90	1.90	1.93	1.91	1.83	1.90	1.88
F	0.12	0.15	0.15	0.13	0.16	0.14	0.17
Total	15.65	15.63	15.62	15.63	15.58	15.62	15.60

شکل 5. رده‌بندی بیوتیت‌های منطقة باغ‌پایین در A) نمودار دوتایی Fe/(Fe+Mg)) در برابر Al^IV (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار سه‌تایی Mg-(Fe⁺²+Mn)-Al^V4+Fe⁺³+Ti برای تفکیک بیوتیت‌های آهن‌دار و منیزیم‌دار (Foster, 1960)؛ C) نمودار سه‌تایی 10TiO₂-FeO*+MnO- MgO (Nachit, 2005).

Figure 5. Classification of biotites from the Bagh Pain area in A) Fe/(Fe+Mg) versus Al^IV binary diagram of (Deer et al., 1992); B) Mg-(Fe⁺²+Mn)-(Al^V4+Fe⁺³+Ti) ternary diagram to distinguish iron- and magnesium-bearing biotites (Foster, 1960); C) 10TiO₂ - FeO*+MnO- MgO ternary diagram (Nachit, 2005).

آمفیبول

آمفیبول‌ها از گروه اینوسیلیکات‌های دو زنجیره‌ای هستند که ترکیب شیمیایی و ساختار کانی‌شناسی متنوعی دارند. برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری این کانی‌ها روش 13 کاتیونی و 23 اتم اکسیژن (Leake et al., 1997) به‌کار برده شد. آمفیبول‌ها برای ارزیابی شرایط P-T توده‌های آذرین درونی کالک‌آلکالن جایگیرشده در کمربندهای کوهزایی مناسب هستند. برای نامگذاری آمفیبول‌ها از رده‌بندی جدید بهره گرفت شد که بر پایة فرمول شیمیایی آمفیبول و با کمک ریزکاوالکترونی یا روش‌های زمین‌شیمیایی حاوی مواد فرار اندازه‌گیری می‌شود و با افزودن داده‌های تجزیة ساختاری و طیف‌سنجی تکمیل شده است. این رده‌بندی برای نامگذاری آمفیبول‌ها در نمونة دستی یا مقاطع میکروسکوپی به‌کار برده نمی‌شود (Hawthorne et al., 2012). بر پایة این رده‌بندی نمونه‌های آمفیبول در بازة ادنیت و به مقدار کمتر پارگازیت جای می‌گیرند (شکل 6).

جدول 3. داده‌های ریزکاو الکترونی برای (بر پایة a.p.f.u.) کانی آمفیبول در تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای آن بر پایه 23 اتم اکسیژن.

Table 3. Microprobe data (in a.p.f.u.) of amphibole in Bagh Pain granitoid body and the calculated structural formula based on 23 oxygen atoms.

Point No.	G73-A1	G55-A4	G55-A4	G56-A3	G56-A3	G59-A1	G59-A1	G59
SiO₂	47.78	45.49	45.62	45.03	48.01	45.45	45.76	45.93
TiO₂	0.98	1.11	0.96	1.10	0.57	1.27	1.02	1.15
Al₂O₃	6.37	7.73	7.49	7.94	5.87	7.54	6.99	7.39
FeO	14.29	16.58	16.54	15.91	15.22	16.13	15.79	15.63
MnO	0.44	0.48	0.50	0.41	0.51	0.39	0.43	0.42
MgO	13.44	11.48	11.76	11.92	13.02	11.76	12.20	12.28
CaO	11.91	11.61	11.94	11.71	11.92	11.52	11.72	11.60
Na₂O	1.19	1.51	1.41	1.45	1.08	1.52	1.41	1.51
K₂O	0.56	0.77	0.74	0.82	0.54	0.67	0.66	0.64
Total	96.95	96.78	96.99	96.31	96.75	96.28	96.02	96.58
Si	7.10	6.88	6.89	6.83	7.17	6.89	6.95	6.92
Al	0.91	1.12	1.11	1.17	0.83	1.11	1.05	1.08
Sum T	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
Ti	0.11	0.13	0.11	0.13	0.07	0.15	0.12	0.13
Al	0.21	0.26	0.22	0.25	0.20	0.24	0.20	0.23
Fe²⁺	1.71	2.03	2.02	1.93	1.83	1.96	1.93	1.88
Mg	2.97	2.59	2.65	2.69	2.90	2.66	2.76	2.76
Sum C	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00
Mn²⁺	0.06	0.06	0.06	0.05	0.06	0.05	0.06	0.05
Fe²⁺	0.07	0.07	0.07	0.09	0.07	0.08	0.08	0.09
Ca	1.88	1.87	1.87	1.86	1.87	1.87	1.87	1.86
Sum B	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00
Ca	0.02	0.01	0.06	0.04	0.04	0.00	0.04	0.01
Li	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Na	0.34	0.44	0.41	0.43	0.31	0.45	0.42	0.44
K	0.11	0.15	0.14	0.16	0.10	0.13	0.13	0.12
Sum A	0.46	0.60	0.62	0.63	0.46	0.58	0.58	0.58
O (non-W)	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00
Total	15.46	15.60	15.62	15.63	15.46	15.58	15.58	15.58

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Point No.	G59	G59	G59	G59	G59	G59-A2	G59
SiO₂	45.22	46.24	45.56	46.10	46.24	46.14	46.07
TiO₂	1.09	1.04	1.11	1.12	1.02	1.10	1.10
Al₂O₃	7.99	7.40	7.47	7.02	6.96	7.24	7.23
FeO	16.44	15.85	15.97	15.97	15.86	15.54	15.50
MnO	0.44	0.37	0.42	0.40	0.46	0.40	0.50
MgO	11.67	12.23	11.95	12.03	12.20	12.34	12.41
CaO	11.67	11.62	11.70	11.90	11.58	11.61	11.79
Na₂O	1.48	1.56	1.44	1.31	1.43	1.49	1.40
K₂O	0.78	0.67	0.73	0.66	0.58	0.61	0.64
Total	96.79	96.99	96.38	95.51	96.36	96.51	96.65
Si	6.84	6.94	6.90	6.96	6.98	6.95	6.93
Al	1.17	1.06	1.10	1.04	1.02	1.05	1.07
Sum T	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
Ti	0.12	0.12	0.13	0.13	0.12	0.13	0.13
Al	0.26	0.24	0.23	0.21	0.22	0.23	0.21
Fe²⁺	1.99	1.90	1.95	1.96	1.92	1.87	1.88
Mg	2.63	2.74	2.70	2.71	2.75	2.77	2.78
Sum C	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00
Mn²⁺	0.06	0.05	0.05	0.05	0.06	0.05	0.06
Fe²⁺	0.09	0.09	0.08	0.06	0.09	0.09	0.07
Ca	1.85	1.87	1.87	1.89	1.86	1.86	1.86
Sum B	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00
Ca	0.04	0.00	0.03	0.03	0.02	0.01	0.04
Li	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Na	0.43	0.45	0.42	0.38	0.42	0.44	0.41
K	0.15	0.13	0.14	0.13	0.11	0.12	0.12
Sum A	0.62	0.58	0.59	0.54	0.55	0.56	0.57
O (non-W)	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00	22.00
Total	15.62	15.58	15.59	15.54	15.55	15.56	15.57

تعیین سری ماگمایی و محیط زمین‌ساختی

بیوتیت کانی فرومنیزین مهمی در بیشتر سنگ‌های آذرین حد واسط و اسیدی به‌شمار می‌رود که در تعیین ماهیت و شرایط فیزیکوشیمیایی ماگمای مادر و رده‌بندی نوع ماگمای میزبان (برای نمونه: ترکیب قلیایی، آهکی قلیایی و پرآلومین) توانایی بالایی دارد (Bell et al., 2017). همچنین، بیوتیت‌های آذرین کانی‌های با اطلاعات ارزشمند دربارة سنگ‌زایی سنگ میزبان خود هستند که برای شناسایی محیط زمین‌شناختی گرانیتوییدها به‌کار برده می‌شوند (Abdel-Rahman, 1994).

از آنجایی‌که بیوتیت‌های بررسی‌شده بسیاری از ویژگی‌های ماگمایی خود را حفظ کرده‌اند از نمودارهای پیشنهادیِ عبدالرحمن (Abdel-Rahman, 1994) (شکل‌ 7)، برای ارزیابی جایگاه زمین‌ساختی و شرایط ماگمای مادر آنها بهره گرفته شد. با کمک تجزیة اکسیدهای MgO, Al₂O₃ و FeO در کانی بیوتیت، چند نمودار برای تعیین سری ماگمای اکسید سازنده آنها پیشنهاد شده است که سنگ‌های گرانیتوییدی را در سه سری ماگمایی و در پی آن سه محدودة زمین‌ساختی رده‌بندی می‌کند که هر کدام حاصل نوع و کمیت سه عنصر آهن، منیزیم و آلومینیوم است. محدودة A شامل سنگ‌های آلکالن و غیرکوهزایی است. محدودة C شامل ماگمای کالک‌آلکالن است که در محیط کوهزایی مرتبط با فرورانش پدید آمده است و شاخص گرانیت‌های نوع I است و محدوده P شامل سنگ‌های ماگمای پرآلومین است که در محیط‌های کوهزایی برخوردی پدید آمده است و ویژگیُ گرانیت‌های نوع S است. بر پایة این نمودارها همة نمونه‌ها در محدوده C جای گرفته‌اند که نشان‌دهندة تعلق بیوتیت‌های منطقه به سنگ‌های کالک‌آلکالن فرورانشی است . همچنین، جایگاه بیوتیت‌های تودة آذرین باغ‌پایین در نمودارهای عبدالرحمن (Abdel-Rahman, 1994) در شکل 7 نشان داده شده است که بر پایه شیمی بیوتیت‌ها، این توده از یک ماگمای کالک‌آلکالن پدید آمده است که این نتیجه با ترکیب کالک‌آلکالن سنگ‌های آذرین درونی که بر پایة ترکیب سنگ کل به‌دست آمده است (Niazi et al., 2025) همخوانی دارد. در این ماگما، تجزیة آب و آزادشدن هیدروژن به غنی‌شدگی سیستم در اکسیژن در مرحلة اولیه می‌انجامد. فراهم‌بودن اکسیژن سبب تبلور زودهنگام اکسیدهای آهن (مگنتیت) می‌شود که به نوبة خود از تجمع آهن در مذاب کالک‌آلکالن جلوگیری می‌کند و بیوتیت کمابیش از منیزیم غنی متبلورمی‌شود (Abdel-Rahman, 1994)

شکل ۶. نمودار رده‌بندی آمفیبول‌های کلسیم‌دار (Hawthorne et al., 2012).

Figure 6. Classification diagram for the calcic amphiboles (Hawthorne et al., 2012).

تعیین محیط زمین‌ساختی و خاستگاه ماگمایی گرانیتویید باغ‌پایین با استفاده کانی آمفیبول

با به‌کارگیری ترکیب شیمیایی آمفیبول‌ها می‌توان محیط‌های زمین‌ساختی مختلف به‌ویژه محیط‌های درون‌صفحه‌ای مرتبط با فرورانش را بررسی کرد که با توجه به این بررسی‏‌های آمفیبول‌های مربوط به پهنه‌های فرورانش میزان Na₂O و TiO₂ کمتری نسبت به نوع درون‌صفحه‌ای دارند. با توجه به مقدار Na₂O و Al₂O₃ نسبت به TiO₂ می‌توان به سرشت آمفیبول از لحاظ قلیایی و شبه‌قلیایی‌بودن پی برد. آمفیبول‌های شبه‌قلیایی مقدار Ti، Na و Al کمتری نسبت به آمفیبول‌های قلیایی دارند. با توجه به این ویژگی، آمفیبول‌های سنگ‌های منطقه سرشت شبه‌قلیایی دارند که با بررسی‏‌های شیمی سنگ کل این سنگ‌ها (Niazi et al., 2025) همخوانی دارند (شکل 8-B). همچنین، بررسی نمودار Al₂O₃ در برابر TiO₂ نشان‌دهندة حضور ماگمای گوشته‌ای و ترکیبات پوسته‌ای در پیدایش این سنگ‌هاست (شکل 8-A).

شکل ۷. A، B، C، D) نمودارهای رده‌بندی ماگما بر پایة ترکیب شیمیایی بیوتیت (Abdel-Rahman, 1994) (محدوده‌ها: A: آلکالن؛ C: کالک‌آلکالن؛ P: پرآلومین).

Figure 7. A, B, C, D) Magma classification diagrams based on the biotite composition (Abdel-Rahman, 1994) (Fields: A: alkaline; C: calc-alkaline; P: peraluminous).

شکل ۸. A) ارتباط آمفیبول‌های منطقة باغ پایین با محیط فرورانش در نمودار Al₂O₃ در برابر TiO₂ (Goltori et al., 2007)؛ B) بررسی ترکیب ماگمای گوشته‌ای با مواد پوسته‌ای در پیدایش آمفیبول‌های منطقة باغ پایین در نمودار TiO₂ در برابر Na₂O (Jiang and An, 1984).

Figure 8. A) Relationship the amphiboles of Bagh Pain area with the subduction environment in Aal₂O₃ versus TiO₂ plot (Goltori et al., 2007); B) Mixing of mantle magma with crustal materials in the formation of amphiboles based on TiO₂ versus Na₂O diagram (Jiang and An, 1984).

برداشت

با توجه به بررسی شیمی کانی‌های بیوتیت، آمفیبول و پلاژیوکلاز، تودة گرانیتوییدی منطقة باغ‌پایین می‌توان گفت پلاژیوکلازهای سازندة این سنگ‌ها از نوع الیگوکلاز و آندزین و بیوتیت‌ها غنی از منیزیم و بازتعادل‌یافته هستند؛ اما ذاتی ماهیت ماگمایی خود را حفظ کرده‌اند و این ویژگی با رنگ سبز بیوتیت‌های بررسی‌شده و چندرنگی ضعیف آنها و همچنین، مرتبط‌بودن سنگ خاستگاه این بیوتیت‌ها با پهنه‌های فرورانش که شاخص گرانیت‌های نوع I هست، همخوانی دارد. همچنین، آمفیبول‌ها از نوع کلسیمی ادنیت و پارگازیت هستند. بر پایة بررسی‏‌های شیمی کانی، این سنگ‎‌ها در ارتباط با ماگمای کالک‌آلکالن هستند و از ماگمایی گوشته‌ای به‌همراه ترکیبات پوسته‌ای خاستگاه گرفته‌اند.

سپاس‌گزاری

این پژوهش با حمایت‌های دکتر اورس کلوتزلی پروفسور دانشگاه وین و همچنین، آقای دکتر محمد گودرزی دانش‌آموخته دکتری زمین‏‌شناسی دانشگاه لرستان انجام شده است که زحمت انجام آنالیزهای پژوهش را کشیدند. از این‌رو از همکاری و زحمات بی‌دریغ‌شان سپاس‌گزاری می‌شود.

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

Ahadnejad, V., Valizadeh, M.V., Deevsalar, R., and Rezaei-Kahkhaei, M. (2011). Age and geotectonic position of the Malayer granitoids: implication for plutonism in the SanandajSirjan zone, W Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Palaontologie, 261(1), 61–75. http://dx.doi.org/10.1127/0077-7749/2011/0149.

Alavi, M. (1994) Tectonics of Zagros Orogenic Belt of Iran, New Data and Interpretation. Tectonophysics, 229, 211-238. https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2

Arian, M.A., Emamalipour, A., and Amini, M. (2011). Petrology and geochemistry of granitic mass and those metamorphic hallow in northeast of Saghez. Quarterly Journal of the Earth, 6(19), 65–80. [In Persian].

Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A., and Babaei, A. (2007). Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: implications for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences, 30(3–4), 474–489. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2007.01.001

Azizi, H., Tanaka, T., Asahara, Y., Mehrabi, B., and Chung, S.L. (2011) Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of High-K granite from the Suffiabad area, Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran. Geochemistry, 71(4), 363–376. https://doi.org/10.1016/j.chemer.2011.06.005

Baharifar, A.A., Bellon, H., Pique, A., and MoeinVaziri, H. (2004) The crystalline complexes of Hamadan (Sanandaj-Sirjan zone, western Iran): metasedimentary Mesozoic sequences affected by late Cretaceous tectonometamorphic and plutonic events. Comptes Rendus Geoscience, 336(16), 1443–1452. https://doi.org/10.1016/j.crte.2004.09.014

Barbarin, B. (1999) A Review of the Relationships between Granitoid Types, Their Origins and Their geodynamic environments. Lithos, 46, 605-626. http://dx.doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00085-1

Bell, E.A., Boehnke P., and Harrison T.M. (2017) Applications of biotite inclusion composition to zircon provenance determination. Earth and Planetary Science Letters, 473, 37-246. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2017.06.012

Berberian, F., and Berberian, M. (1981) Tectono -plutonic episodes in Iran, In: Zagros, Hidu Kush and Himalaya Geodynamic Evolution, American Geophysical Union, Geodynamic Series, 3, 5–32. https://doi.org/10.1029/GD003p0005

Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2). https://doi.org/10.1111/J.1365-246X.2003.02145.X

Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock-forming minerals. Longman Scientific Technical, Hong Kong.

Esawi, E.K. (2004) AMPH-CLASS: An excel spreadsheet for the classification and nomenclature of amphibole based on the recommendations of the international mineralogical association. Computers Geosciences, 30, 753-760. https://doi.org/10.1016/j.cageo.2004.05.007

Foster, M.D. (1960) Interpretation of the composition of trioctahedral micas, United states geological survey professional paper354-B, 11-49. https://doi.org/10.3133/pp354B

Gansser, A. (1981) The Geodynamic History of the Himalaya. In: H.K., Gupta and F.M., Delany, Eds., Zagros Hindu Kush Himalaya Geodynamic Evolution, Vol. 3, Geodynamic Series. pp. 111–121. American Geophysical Union, Washington DC.

Ghalamghash, J., Bouchez, J.L., Vosoughi-Abedini, M., and Nedelec, A. (2009) The Urumieh Plutonic Complex (NW Iran): Record of the geodynamic evolution of Sanandaj-Sirjan zone during Cretaceous times- part II: Magnetic fabrics and plate tectonic reconstruction. Journal of Asian Earth Sciences, 36, 303-317. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2009.02.002

Ghalamghash, J., Vousoughi Abedini, M., Bellon, H., Emami, M.H., Pourmafi, M., and Rashid, H. (2003). K/Ar age dating of the Oshnavieh plutonic complex. Scientific Quarterly Geosciences Journal, 11(47–48), 16–27 [In Persian].

Ghasemi, A., and Talbot, C.J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683–693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003

Goltorti M., Bonadiman C., Faccini B., Grégoire M., O'Reilly S. Y., and Powell W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos, 99, 68-84. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.05.009

Gomes, M.E.P., and Neiva, A.M.R. (2005) Geochemistry of granitoids and their minerals from Rebordelo–Agrochao area, northern Portugal. Lithos 81, 235-254. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.11.001

Hammarstrom, J.M., and Zen, E. (1986) Aluminium in hornblende and empirical igneous geobarmometer. American Mineralogist, 710, 1297-1313.

Hassanzadeh, J., and Wernicke, B.P. (2016) The Neotethyan Sanandaj-Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin-arc transitions. Tectonics, 35, 586-621. https://doi.org/10.1002/2015TC003926

Hawthorne, F.C., Oberti, R., Harlow, G.E., Maresch, W.V., Martin, R.F., Schumacher, J.C., and Welch, M.D. (2012) IMA Report. Nomenclature of the Amphibole Supergroup. American Mineralogist, 97, 2031-2048. https://doi.org/10.2138/am.2012.4276

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 ofsolidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist, 72(3–4), 231–239. Journal of Geosciences and Geomatics, 1, 41-46. https://doi.org/10.12691/jgg-1-1-7

Jiang, C.Y., and An, S.Y. (1984) On chemical characteristics of calcic amphiboles from igneous rocks and their petrogenesis significance. Journal of Mineralogy and Petrololgy, 3, 1-9.

Johnson, M.C., and Rutherford, M.J. (1989) Experimental Calibration of the aluminum in hornblende geobarometer with application to Long Valley Caldera (California) volcanic rocks. Geology, 17, 837-841. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1989)017%3C0837:ECOTAI%3E2.3.CO;2

Kaygusuz, A., Siebel, W., Sen, C., and Satir, M. (2008) Petrochemistry and petrology of I-type granitoids in an arc setting: the composite Torul pluton, Eastern Pontides, NE Turkey, International Journal of Sciences, 97, 739-764. https://doi.org/10.19111/bulletinofmre.1529525

Khalki Khosraghi, M.H. (2008) Geological Map of Irankhah (Chapan) on a scale of 1:100000. Publications of the Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran.

Kholghi Khosraghi M.H. (2008) Geological Map of Irankhah (Chapan) on a scale of 1:100000. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran.

Lalonde, A.E., and Bernard, P. (1993) Composition and color of biotite from granites; two useful properties in characterization of plutonic suites from the Hepburn internal zone of Wopmay Orogen, Northwest Territories, The Canadian Mineralogist, 31(1), 203-217. http://dx.doi.org/10.2113/gscanmin.41.6.1381

Leake, B.C., 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., Maresch, W.V., Nickel, E.H., Rock, N.M.S., Schumacher, J.C., Smith, D.C., Stephenson, N.C.N., Ungaretti, L., Whittaker, E.J.W., and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association, commission on new minerals and mineral names. Mineralogical Magazine, 61(405), 295-310. https://doi.org/10.1180/minmag.1997.061.405.13

Masoudi, F., Masoudi, F., Mahmoodi, S., Mohajel, M. and Mehrabi, B. (2012) Dating of Arak –Borujerd granitoid intrusions in northern Sanandaj-Sirjan using U-Pb. Journal of Science Kharazmi University, 9(2), 437–446 [In Persian].

Mazhari, S.A, Amini, S., Ghalamghash, J., and Bea, F. (2011) The origin of mafic rocks in the Naqadeh intrusive complex, Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran. Arabian Journal of Geosciences, 4(7–8), 1207–1214. http://dx.doi.org/10.1007/s12517-010-0142-1

Mazhari, S.A, Bea, F., Amini, S., Ghalamghash, J., molina, J.F., Montero, P., Scarrow, J.H., and Williams, I.S. (2009) The Eocene bimodal Piranshahr massif of the Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran: a marker of the end of the collision in the Zagros orogeny. Journal of the Geological Society, 166(1), 53–69. https://doi.org/10.1144/0016-76492008-022

Mazhari, S.A., Bea, F., Amini, S., and Ghalamghash, J. (2008) Estimation of pressure and temperature of intrusive rocks crystallization: A case study of Naqadeh, Pasveh and Delkeh plutons, W Iran, Journal of Applied Sciences, 8(6), 934-945. https://doi.org/10.1144/0016-76492008-022

Moazzen, M., and Droop, G.T.R. (2005) Application of mineral thermometers and barometers to granitoid igneous rocks: the Etive Complex, W Scotland. Mineralogy and Petrology, 83, 27-53. https://doi.org/10.1007/s00710-004-0059-z

Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E.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

Niazi, A., Zarei, R., Esmaeili, R., Tahmasebi, Z., and Miri, M.M. (2025) Petrology and geochemistry granitoids of Bagh Paein, south of Shahin Dej, West Azarbaijan province. Advanced Applied Geology, 15(1), 88-107. https://doi.org/10.22055/aag.2024.47431.2464

Şahin, S.Y., Orgün, Y., Güngor, Y., Goker, A.F., Gültekin, A.H., and Karacik, Z. (2010) Mineral and whole-rock geochemistry of the Kestanbol granitoid (Ezine-Çanakkale) and its mafic microgranular enclaves in northwestern Anatolia: Evidence of felsic and mafic magma interaction. Turkish Journal of Earth Sciences 19, 101-122. https://doi.org/10.3906/yer-0809-3

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

Shabani, A.A.T, Masoudi, F., and Tecce. F. (2010) An Investigation on the Composition of Biotite from Mashhad Granitoids, NE Iran, Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 21(4), 321-331.

Shabani, A.A.T., Lalonde, A.E., and Whalen. J. (2003) Composition of biotite from granitic rocks of the Canadian Appalachian orogen: A potential tectonomagmatic indicator? The Canadian Mineralogist, 41, 1381-1396. http://dx.doi.org/10.2113/gscanmin.41.6.1381

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London. https://doi.org/10.1180/minmag.1993.057.388.25

Warr, L.N. (2021) IMA-CNMNC Approved Mineral Symbols. Mineralogical Magazine, 85, 291-320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43

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

Wones, D.R., and Eugster, H.P. (1965) Stability of biotite experiment, theory, and application. American Mineralogist, 50, 1228-1272.

Zarasvandi, A., Rezaei, M., Tashi, M., Fereydouni, Z., and Saed, M. (2019) Comparison of geochemistry and porphyry copper mineralization efficiency in granitoids of the Sanandaj-Sirjan and Urumieh-Dokhtar zones; using rare earth elements geochemistry. Journal of Economic Geology, 11(1), 1–32. [In Persian]. http://dx.doi.org/10.22067/econg.v11i1.64479

Zhang, S.H., Zhao1, Y., and Song, B. (2006) Hornblende thermobarometry of the Carboniferous granitoids from the Inner Mongolia Paleo-uplift: implications for the tectonic evolution of the northern margin of North China block. Mineralogy and Petrology, 87, 123–141. https://doi.org/10.1007/s00710-005-0116-2

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 520

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 296

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی تودة گرانیتوییدی باغ‌پایین، شاهین‌دژ‌، استان آذربایجان‌ غربی؛ با کمک از شیمی‌کانی‌ها