شرایط نفوذ و محیط تکتونوماگمایی باتولیت گرانیتی تخت، سیرجان

فضل‌نیا, عبدالناصر; جامعی, سوسن; جعفری, امین

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,724
تعداد مقالات	14,114
تعداد مشاهده مقاله	34,451,871
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,795,085

شرایط نفوذ و محیط تکتونوماگمایی باتولیت گرانیتی تخت، سیرجان

پترولوژی

مقاله 4، دوره 5، شماره 17، فروردین 1393، صفحه 33-50 اصل مقاله (1.5 M)

نویسندگان

عبدالناصر فضل‌نیا^* ؛ سوسن جامعی؛ امین جعفری

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران

چکیده

باتولیت گرانیتی تخت سیرجان با ترکیب گابرودیوریت تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت با سن الیگومیوسن در عمق بین 5/5 تا 5/10 کیلومتر و حرارت‌های بین 750 تا 900 درجه سانتیگراد در جنوب پهنه ماگمایی ارومیه-دختر تفوذ نموده است. این شرایط تبلوری سنگ‌ها به وسیله ترکیب شیمیایی کانی‌های مناسب در نمودارهای توصیفی و ترمومترها و بارومترهای ارایه شده توسط پژوهشگران قبلی پیش‌بینی شده است. بلورهای آبدار بیوتیت و آمفیبول توانسته‌اند تحت شرایط ساب‌سالیدوس همراه با بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز، کلینوپیروکسن، تیتانیت، آپاتیت و مگنتیت متبلور شود. ماهیت این باتولیت کالک‌آلکالن متاآلومینوس و از نوع I کردیلریای است. تبلور تفریقی باعث تنوع سنگ‌شناسی شده است. نفوذ این باتولیت در ارتباط با آخرین مراحل فعالیت فرورانشی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی بوده است. فرورانش به صورت مایل به زیر ایران مرکزی باعث ایجاد فضا‌های مناسب در لبه ایران مرکزی شده است و در نتیجه کاهش فشار و ذوب بخشی در گوه گوشته‌ای یا در قاعده پوسته زیرین، مذاب‌های گابرودیوریتی تا گرانیتی به این فضاها تزریق شده است.

کلیدواژه‌ها

بیوتیت؛ هورنبلند؛ ترموبارومتری؛ گرانیتوئید متاآلومینوس؛ فرورانش مایل؛ تخت؛ سیرجان

اصل مقاله

مقدمه

بیشتر گرانیتوئیدهای ایران در صفحه ایران مرکزی و پهنه دگرگونی سنندج-سیرجان نفوذ کرده است. در ایران جایگزینی سنگ‌های گرانیتوئیدی بیشتر در طول مزوزوئیک (ژوراسیک و کرتاسه) و ترسیری (الیگومیوسن و میوسن) انجام شده است. اما در مقادیر بسیار کمتر در طول پالئوزوئیک و پرکامبرین در این پهنه‌ها تزریق شده‌اند (Berberian and King, 1981). در مناطقی که در حال حاضر فرآیند فرورانش در آنها انجام می‌شود (نوع کردیلریا) گرانیتوئیدهایی که وابسته به گوشته‌اند فراوانترند و بر عکس، در انواع حواشی تصادمی (نوع هرسی‌نین)، گرانیتوئیدهایی با منشأ پوسته‌ای فراوان‌تر است (Chappell and White, 1974؛ Castro et al., 1991؛ Harris et al., 1995؛ Pitcher, 1997؛ Best, 2003؛ Raymond, 2007؛ Tabatabaiemanesh et al., 2011). گرانیتوئیدها در حواشی قاره‌ای فعال در هر عمقی قابل نفوذ هستند و بیشتر وابستگی به تکتونیک منطقه دارد. در مناطقی که فرورانش مایل انجام می‌شود، تنش‌ها و واتنش‌های شدیدی در پوسته بالایی رخ می‌دهد و شکستگی‌های عمیقی در محیط تکتونیکی فرورانشی فرا پوسته‌ای ایجاد می‌شود. این فرآیند باعث می‌شود تا کاهش فشاری در این بخش‌ها ایجاد شود تا مذاب‌های عمیق‌تر بتواند در این بخش‌ها و فضاها تزریق شود (Delteil et al., 2003؛ Elmas and Yilmaz, 2003؛ Chen and Chen, 2004؛ McClay et al., 2004؛ Maggi and Priestly, 2005؛ Molinaro et al., 2005؛ Niwa, 2006). فرورانش مایل (اریب) نئوتتیس به زیر ایران مرکزی باعث شد تا پهنه‌های برشی بزرگ مقیاس در لبه جنوبی ایران مرکزی ایجاد شود (Jackson, et al., 2002؛ Maggi and Priestly, 2005؛ Shahabpour, 2005؛ Omrani et al., 2008؛ Dargahi et al., 2010؛ Agard et al., 2011؛ Alaminia et al., 2013). این فرآیند محل‌های مناسبی برای نفوذ توده‌های ماگمایی ایجاد نمود. بنابراین، عملکرد تکتونیک جهانی و در نتیجه آن عملکرد گسل‌های بزرگ مقیاس باعث نفوذ ماگماهای عمیق پوسته‌ای یا گوشته‌ای به این بخش از پوسته قاره‌ای ایران شده است.

در مناطق فرورانشی گرانیتوئیدها بیشتر از نوع I است و ترکیب کالک‌آلکالن را نشان می‌دهد. در این سنگ‌ها کانی‌های اصلی شامل: پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت و کلینوپیروکسن است. آپاتیت، تیتانیت و مگنتیت و گاه ایلمنیت جزو کانی‌های فرعی محسوب می‌شود. تغییرات در مقدار آلومینیوم، تیتانیوم و سدیم هورنبلندها و بیوتیت‌ها می‌تواند متأثر از تغییرات شرایط تبلوری مانند حرارت و فشار باشد. این تغییرات می‌تواند به وسیله حرارت‌سنج‌ها، فشارسنج‌ها و همچنین، نمودارهای توصیفی تعیین شود، در نتیجه، می‌توان بر اساس این تغییرات شرایط تبلوری را تعیین نمود.

زمین‌شناسی منطقه

بیشتر گرانیتوئیدهای ایران در صفحه ایران مرکزی در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر جایگزین شده‌اند. شواهدی که نشانگر آن است که گرانیتوئیدها با سن ترسیری درپهنه ارومیه-دختر به قوس حاشیه قاره‌ای تعلق دارد شامل موارد زیر است: وجود آندزیت و داسیت در حجم‌های بالا، سنگ‌های گرانیتی از دیوریت تا آلکالی‌فلدسپارگرانیت نوع I، باتولیت‌های خطی نامنظم در ارتباط با آتشفشان‌های بالا، مس پورفیری حاوی مولیبدن، وجود استراتوولکان‌های بزرگ بیدخوان، مساهیم و قلعه خرگوشی، برتری بیش از پیش سنگ‌های ماگمایی کالک‌آلکالن، مجموعه‌های پیروکلاستیک کالدرادار، وجود سنگ‌های شوشونیتی، وجود کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان، گسل‌های راستگردی که رسوب‌گذاری در حوضه‌های حاشیه‌ای جدا شده به وسیله آنها انجام می‌شود و وجود شواهدی از عملکرد نیروهای برشی بزرگ مقیاس که توده‌های نفوذی در راستای عملکرد آنها تزریق شده‌اند Dimitrijevic, 1973)؛Berberian and King, 1981؛ Pourhosseini, 1983؛ Pitcher, 1997؛Fazlnia and Moradian, 2002؛ Arvin et al., 2007؛ (Dargahi et al., 2010. به تازگی از یافت شدن گرانیتوئیدهای نوع A در نزدیکی محدوده بررسی شده و در داخل تشکیلات آتشفشانی آندزیتی-داسیتی ائوسن گزارشی شده است که این نوع گرانیت‌ها را به نوع کوهزایی بعد از تصادم نسبت داده است (Dargahi et al., 2010).

منطقه‌ای که گرانیتوئیدهای تخت در آن نفوذ کرده است آتشفشان‌های با ترکیب آندزیت، داسیت و تا حدودی آندزیت‌بازالت با سن ائوسن است. سن این گرانیتوئیدهای اواخر ترسیری (الیگومیوسن و میوسن) تشخیص داده شده است Dimitrijevic, 1973)؛ Berberian and King, 1981؛ (Pourhosseini, 1983. با توجه به اینکه در بخش‌هایی از حواشی گرانتیوئیدهای بالا سنگ‌های آهکی به سن الیگوسن دگرگون مجاورتی ناشی از تزریق این گرانتیوئیدهای را تحمل نموده‌اند (Dimitrijevic, 1973) بنابراین، چنین سنی محتمل به نظر می‌رسد.

تنوع سنگی توده بررسی شده از حواشی به مرکز توده با مرزی تدریجی از دیوریت گابرویی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت تغییر می‌کند. اما حجم اصلی آن گرانودیوریت و مونزوگرانیت است (Fazlnia and Moradian, 2002). گرانیتوئیدهای بررسی شده از نوع I است. فراوانی بلورهای هورنبلند همراه با بیوتیت، وجود مگنتیت در نورم سنگ‌ها، تنوع سنگی از دیوریت گابرویی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت، وجود زنولیت‌های آندزیتی-داسیتی و فراوانی آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک و ماهیت کالک‌آلکالن نمونه‌های بررسی شده (Fazlnia and Moradian, 2002) که این شواهد علاوه بر شواهد ذکر شده در ابتدای این بخش، دلیل بر نوع I بودن سنگ‌های بالا است. این سنگ‌ها در داخل داسیت‌ها و آندزیت‌ها نفوذ نموده و در حواشی آنها را دگرگونی کرده است.

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری منظم از حاشیه به مرکز و مطالعات پتروگرافی، متنوع‌ترین و تازه‌ترین نمونه‌ها برای تجزیه شیمیایی توسط دستگاه XRF
X-ray Florescence Instrument) مدل Philips PW 1480) در دانشگاه کیل آلمان انجام شد. مقدار LOI (Loss Of Ignition) نمونه‌ها با حرارت دادن پودر تهیه شده در 1000 درجه سانتیگراد طی دو ساعت به دست آمد (جدول 1). سپس، از همه انواع سنگی، تازه‌ترین نمونه‌ها انتخاب و تجزیه‌های شیمیایی ریزکاو الکترونی (مدل Jeol JXA 8900) بر روی کانی‌های آنها در دانشگاه کیل آلمان انجام شد. سپس بر اساس معادلات و نمودارهای توصیفی، حرارت‌سنجی و فشارسنجی‌ها ارایه شده است. این حرارت‌سنج‌ها و فشارسنج‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی بلورهای آمفیبول، بیوتیت و پلاژیوکلاز انجام شد. عمق و حرارت توده‌های ماگمایی گرانیتی تخت می‌تواند بر اساس حرارت‌سنج‌ها و فشارسنج‌های تجربی آمفیبول-پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت در حضور کوارتز، تعیین شود. به این منظور، ابتدا شیمی کانی‌های آمفیبول، بیوتیت و پلاژیوکلاز مورد بررسی قرار می‌گیرد و سپس بر اساس آنها شرایط حرارت و فشار جایگزینی و تبلور تعیین می‌شود.

نحوه انتخاب بلورهای مناسب برای حرارت‌سنجی و فشارسنجی بر اساس زوج کانی هورنبلند-پلاژیوکلاز همزیست ماگمایی است که به صورت بافت گرانولار در کنار هم رخ داده‌اند. بلورهای پیروکسن که اورالیتی شده بود بر اساس شواهد پتروگرافی و ترکیب متفاوت شیمیایی (که بیشتر ترکیب مشابه ترمولیت-اکتینولیت داشت) از بلورهای هورنبلند ماگمایی تفکیک شد. بلورهای پلاژیوکلازی که دگرسان بود مورد بررسی قرار نگرفت. علاوه بر این، در نمونه‌هایی که آنکلاوهایی وجود داشت، سعی شد تا محل انتخاب دانه‌های بلوری برای تجزیه در حداکثر فاصله قرار گرفته باشد. بلورهای بیوتیت انتخابی از نمونه‌های کاملاً تازه بدون دگرسانی که بافت گرانولار داشت انتخاب شد.

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی تخت و مناطق اطراف (با تغییرات از Khan Nazer and Emami, 1997).

جدول 1- تجزیه شیمیایی عناصر اصلی و نورم CIPW آنها برای متوسط کلیه نمونه‌ها (داده‌ها از Fazlnia و Moradian (2002))

Rock type	Granite	Qtz monzonite	Diorite	Granodiorite	monzonite	Diorite Gabbro
	no. 9	no. 1	no. 3	no. 4	no. 1	no. 2
SiO2	73.32	66.09	60.76	64.93	61.50	55.52
TiO2	0.28	0.78	0.66	0.52	0.73	0.76
Al2O3	14.46	12.80	17.23	16.21	16.82	17.66
FeO	1.57	6.02	5.34	4.67	5.73	7.25
MgO	0.49	0.81	2.78	2.13	2.39	4.12
MnO	0.03	0.07	0.13	0.13	0.25	0.13
CaO	1.87	4.52	6.51	4.81	5.07	7.12
Na2O	4.31	2.92	4.15	3.91	4.63	3.09
K2O	2.86	5.00	1.14	1.37	2.11	1.36
P2O5	0.14	0.13	0.12	0.12	0.15	0.16
TOTAL	99.33	99.14	98.83	98.80	99.38	97.17
LOI	0.61	0.55	0.95	1.04	0.71	2.45
CIPW norm
Qtz	32.96	20.65	14.26	22.55	11.70	9.20
Or	16.90	29.55	6.74	8.10	12.47	8.04
Ab	36.47	24.71	35.12	33.09	39.18	26.15
An	8.36	7.05	25.02	22.63	18.88	30.30
Di	-	12.32	5.26	0.36	4.33	3.25
Hy	1.22	0.01	7.98	8.08	8.08	15.38
Mgt	-	3.31	3.13	2.93	3.23	3.28
Ilm	0.06	1.48	1.25	0.99	1.39	1.44
Ap	0.32	0.30	0.28	0.28	0.35	0.37
Crn	1.21	-	-	-	-	-
Hem	1.74	-	-	-	-	-
Ru	0.31	-	-	-	-	-

شواهد صحرایی و پتروگرافی

باتولیت تخت دارای تنوع ترکیبی فراوانی بوده و از نظر سنگ‌شناسی از توده‌های گابروی دیوریتی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت تشکیل شده است (شکل 2). در هر حال، رخنمون‌های اصلی در باتولیت تخت ترکیب گرانودیوریتی و مونزوگرانیتی دارد. این سنگ‌ها بیشتر بافت دانه‌شکری نشان می‌دهد (شکل 3). سنگ‌های با ترکیب سینوگرانیت و آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت (شکل 2-A) در بخش‌های مرکزی باتولیت قابل مشاهده است و از ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت، تیتانیت و مگنتیت تشکیل شده‌اند (شکل 3). انواع گرانودیوریتی (شکل 2-B) دانه درشت‌تر بوده و از نظر کانی‌شناسی مشابه با انواع قبلی است. اما بلورهای پلاژیوکلاز فراوان‌تر و درصد مودال کانی‌های فرومنیزین بیشتر است. سنگ‌های مافیک‌تر شامل: کوارتز‌مونزودیوریت، کوارتز‌دیوریت، دیوریت و گابروی دیوریتی (شکل 2-C) دارای رنگی تیره‌تر و درصد مودال هورنبلند و کلینوپیروکسن بیشتر است. این سنگ‌ها بیشتر از پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند، بیوتیت و مقادیر کمی ارتوکلاز و کوارتز تشکیل شده‌اند. بلورهای کدر بیشتر شامل مگنتیت است. بافت دانه‌شکری در آنها به مانند گرانودیوریت‌ها مشاهده می‌شود که این مؤید تبلور یک مرحله در یک آشیانه عمیق است.

آثار تبلور تفریقی در برخی قسمت‌های باتولیت تخت مشاهده می‌شود (شکل‌های 2-D و 4). در این سنگ‌های گرانیتی بخش‌های تیره‌تر که حرارتی به نسبت بالاتر دارد از بخش‌های فلسیک جدا می‌شود. بنابراین، آثار تبلور تفریقی در آشیانه ماگمایی شامل جدایش فازهای کانیایی مختلف با دماهای گوناگون است. بنابراین، مهم‌ترین واقعه در توده‌های گرانیتوئیدی منطقه فرآیند تبلور تفریقی برای تولید سنگ‌های گابروی دیوریتی تا آلکلی‌فلدسپار‌گرانیتی است. تغییرات عناصر اصلی در نمودارهای هارکر (شکل 4) نشان تأییدی بر تبلور تفریقی در توده ماگمایی بالا است (به ژئوشیمی سنگ و شیمی کانی مراجعه شود). بافت دانه‌ای در این سنگ‌ها نشانگر توقف ماگما در یک آشیانه عمیق است که به آرامی سرد شده است.

در همه انواع سنگی، تیتانیت و آپاتیت‌های سوزنی و منشوری در مقادیر متفاوتی مشاهده می‌شود. وجود این دو کانی به همراه بلورهای مگنتیت نشانگر گرانیتوئیدهای نوع I کالک‌آلکالن است (شکل 3).

وجود عدسی‌های فراوانی از تجمعات کانی‌های مافیک و کدر به صورت آنکلاوهای مافیک میکروگرانولار می‌تواند یا نشانگر تبلور زودرس یا بخش‌های دیرگدازتر سنگ مادر یا حاصل اختلاط بخش‌های مافیک و فلسیک باشد. مشابه بودن ترکیب کانی‌شناسی آنها با توده اصلی و گرد بودن این آنکلاوها، همراه با شواهد تبلور تفریقی (شکل‌های 2-D و 4) نشانگر این است که این آنکلاوها حاصل تبلور تفریقی و تجمع بلورهای دیرگداز است که شاید در مراحل تزریق بعدی به داخل توده سقوط نموده‌اند.

شکل 2- تصاویری از نمونه‌های دستی انواع سنگ‌های موجود در باتولیت تخت: (A آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت؛ (B گرانودیوریت؛ (C گابروی دیوریتی؛ (D تبلور تفریقی و جدایش بلورهای مختلف

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی انتخابی از رخنمون‌های مختلف سنگی: (A تصویر میکروسکوپی از مونزوگرانیت؛ (B تصویر میکروسکوپی از سنگ‌های گرانودیوریت. بلورهای آپاتیت سوزنی و منشوری همراه با تیتانیت و مگنتیت مشاهده می‌شود؛ (C تصویر میکروسکوپی از گرانودیوریت همراه با بلورهای سوزنی آپاتیت و بلورهای تیتانیت؛ (D آنکلاو میکروگرانولار مافیک با تجمعی از بلورهای بیوتیت، هورنبلند، کلینوپیروکسن و مگنتیت. اختصارات کانی‌ها از Kretz (1983) است.

شکل 4- نمودارهای تغییرات اکسید سیلیسیوم در مقابل اکسید عناصر اصلی. در این شکل از متوسط داده‌های شیمیایی سنگ کل (جدول 1) سود برده شده است. چنین روندهایی نشانگر یک تبلور تفریقی محتمل در آشیانه ماگمایی بوده است. محور عمودی درصد وزنی اکسیدها است.

ژئوشیمی سنگ و شیمی کانی

بررسی شیمی سنگ کل نشان می‌دهد که نمونه‌های بررسی شده همگی سنگ‌های گرانیتی I با ماهیت کالک‌آلکالن است (جدول 1 و شکل 5).

بالا بودن نورم هیپرستن و مگنتیت نشانگر بالا بودن فشار بخشی اکسیژن و ماهیت کالک‌آلکالن است. همچنین، نمونه‌های بررسی شده متاآلومینوس تا پرآلومینوس ضعیف بوده (شکل 5-A) و مشاهده نورم مگنتیت و ایلمنیت چنین استدلال‌هایی را تأیید می‌نماید. بسیاری از مجموعه‌های گرانیتی نوع I کوردیلریایی ویژگی‌های متاآلومینوس تا پرآلومینوس ضعیف دارد Chappell and White, 1974)؛ Healy et al., 2004). به همین علت، برخی نمونه‌ها به ویژه انواع اسیدی‌تر نزدیک به محدوده پرآلومینوس ترسیم می‌شود. روند کاهش اکسیدهای اصلی Al₂O₃، CaO، FeO و MgO در مقابل افزایش SiO₂ و افزایش اکسیدهای اصلی K₂O و Na₂O نشانگر هم‌منشأ بودن سنگ‌های متنوع باتولیت تخت است و بیان می‌دارد که عامل اصلی تنوع ترکیبی، تبلور تفریقی در یک آشیانه ماگمایی است (شکل 4).

تغییرات این اکسیدها با تغییرات مودال کانی‌های روشن و تیره در این سنگ‌ها در تطابق کامل است. به طوری که نمونه‌های با درصد مودال کانی‌های تیره بیشتر در سمت چپ نمودار و نمونه‌هایی با درصد مودال کانی‌های روشن بیشتر در سمت راست نمودار ترسیم می‌شود.

شکل 5- نمودارهای توصیفی برای نمونه‌های گرانیتوئیدی باتولیت تخت. (A نمودار ACF برای گرانیتوئیدها (Healy et al., 2004). نمونه‌های بررسی شده مشابه گرانیتوئیدهای نوع I کمربند چین‌خورده لاکلن استرالیا است؛ (B نمودار AFM برای تعیین سری ماگمایی نمونه‌های بررسی شده (Kuno, 1968 ؛Irvine and Baragar, 1971).

پلاژیوکلاز و فلدسپار پتاسیم

بلورهای پلاژیوکلاز در انواع سنگ‌های مختلف دارای محدوده ترکیبی به نسبت وسیعی از Ca و Na است (جدول 2). پلاژیوکلاز در نمونه‌های اسیدی‌تر مانند C-6 (آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت) و
D-12 و I-9 (گرانودیوریت-تونالیت) غنی از Na (بین 52 و 83 درصد آلبیت) است. مقدار Ca به سمت حاشیه کاهش ملایمی می‌یابد. پلاژیوکلاز در نمونه‌های با کوارتز کمتر مانند B-10 و I-10 (دیوریت) و E-10 (کوارتز‌دیوریت) غنی از Ca (بین 45 و 58 درصد آنورتیت) است. مقدار Ca به سمت حاشیه کاهش ملایمی می‌یابد. این کاهش ملایم در مقدار کلسیم به سمت حواشی بلورهای پلاژیوکلاز نشان می‌دهد که تبلور تفریقی در آشیانه ماگمایی بدون اختلاط ماگمایی رخ داده است. بنابراین، نتیجه می‌شود که آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک نتیجه تبلور زود هنگام بخش‌های دیرگداز بوده که در مراحل تزریق بعدی به صورت آنکلاو درون توده اصلی گسترش دارد. بلورهای فلدسپار پتاسیم از نمونه آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت تجزیه نقطه‌ای شد. این بلورها به شدت غنی از ارتوکلاز بوده و حدود 80 تا 85 درصد ارتوکلاز دارد. در همین نمونه پلاژیوکلازها به شدت غنی از جزو آلبیت (حدود 83 درصد آلبیت) است که این امر تخلیه شدن ماگمای باقی‌مانده در Ca در طول تبلور تفریقی در آشیانه ماگمایی را نشان می‌دهد.

آمفیبول

کلیه آمفیبول‌های تجزیه شده به غیر از یک نمونه، ویژگی مگنزیوهورنبلند دارد (جدول 3). در نمونه‌های D-10 و D-12 بالا بودن مقدار آهن در نمونه‌ها باعث شده تا آمفیبول‌ها ویژگی فری یا فرو-مگنزیو هورنبلند را نشان دهد. در نمونه E-10 آمفیبول‌ها ویژگی اکتینولیتیک هورنبلند تا اکتینولیت نشان می‌دهد. ممکن است این آمفیبول‌ها حاصل دگرسانی کلینوپیروکسن باشد که اکنون ویژگی یک آمفیبول آب‌دار (شاید اورالیت) را نشان می‌دهد. این بلورها ترکیب اکتینولیت-ترمولیت دارد که در این پژوهش مد نظر قرار نگرفته‌اند. بلورهای هورنبلند که بالاترین مقادیر TiO₂ (مانند نمونه I-10)، Na₂O(A) (مقدار Na₂O در موقعیت استیکیومتری A: مانند نمونه I-10 و B-10)، MgO/(MgO+FeO) (مانند نمونه I-10 و E-10) و Al^IV (مانند نمونه I-10 و D-10) را در یک نقطه تجزیه شده دارد، حرارت بالاتری را نشان می‌دهد. نقطه‌های تجزیه شده‌ای از هورنبلند که بالاترین مقدار اکسیدها و ترکیبات TiO₂، XFe، Na₂O(A) و Al^IV را دارد در محدوده مگنزیوهورنبلند قرار می‌گیرد.

جدول 2- تجزیه نقطه‌ای بلورهای پلاژیوکلاز و فلدسپار پتاسیم از سنگ‌های گرانیتی با ترکیب مختلف

E-10-Pl	I-10-Pl	I-10-Pl	I-9-Pl	I-9-Pl	D-12-Pl	D-12-Pl	Comment
57.05	54.13	54.69	57.76	57.91	62.74	62.74	SiO2
27.28	28.69	28.13	25.69	25.77	23.18	23.24	Al2O3
0.24	0.51	0.51	0.63	0.68	0.17	0.14	Fe2O3
9.39	11.47	10.55	7.65	7.72	4.56	4.47	CaO
6.02	4.91	5.19	6.58	6.56	8.34	8.33	Na2O
0.33	0.27	0.28	0.82	0.80	0.66	0.68	K2O
0.02	0.09	0.06	0.01	0.03	0.08	0.07	BaO
100.34	100.07	99.41	99.14	99.47	99.73	99.68	Total
Structural formulae on the basis of 8 oxygens
2.55	2.45	2.48	2.61	2.61	2.54	2.45	Si
1.44	1.53	1.51	1.37	1.37	1.45	1.55	Al
0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.01	Fe
0.45	0.56	0.51	0.37	0.37	0.46	0.54	Ca
0.52	0.43	0.46	0.58	0.57	0.52	0.41	Na
0.02	0.02	0.02	0.05	0.05	0.02	0.01	K
0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	Ba
4.99	5.00	4.99	5.00	5.00	5.00	4.98	Total
0.45	0.55	0.52	0.37	0.38	0.46	0.56	An
0.53	0.43	0.46	0.58	0.58	0.52	0.42	Ab
0.02	0.02	0.02	0.05	0.05	0.02	0.01	Or

ادامه جدول 2- ...
Comment	E-10-Pl		B-10-Pl	B-10-Pl	C-6-Pl	C-6-Pl	C-6-Kfs	C-6-Kfs
SiO2	57.33		54.49	56.83	66.10	65.86	64.95	65.15
Al2O3	27.35		28.57	27.16	21.67	21.82	18.74	18.66
Fe2O3	0.31		0.46	0.37	0.11	0.21	0.12	0.13
CaO	9.20		11.11	9.33	2.57	2.74	0.02	0.04
Na2O	6.22		5.03	6.05	9.72	9.47	1.78	2.12
K2O	0.29		0.21	0.33	0.56	0.59	14.21	13.93
BaO	0.04		0.05	0.07	0.02	0.00	0.43	0.39
Total	100.74		99.93	100.14	100.74	100.69	100.25	100.43
		Structural formulae on the basis of 8 oxygens
Si	2.56		2.46	2.55	2.89	2.88	2.98	2.99
Al	1.44		1.52	1.44	1.12	1.12	1.02	1.01
Fe	0.01		0.02	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00
Ca	0.44		0.54	0.45	0.12	0.13	0.00	0.00
Na	0.54		0.44	0.53	0.82	0.80	0.16	0.19
K	0.02		0.01	0.02	0.03	0.03	0.83	0.81
Ba	0.00		0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01
Total	5.00		4.99	5.00	4.98	4.97	5.00	5.01
An	0.44		0.54	0.45	0.12	0.13	0.00	0.00
Ab	0.54		0.44	0.53	0.84	0.83	0.16	0.19
Or	0.02		0.01	0.02	0.03	0.03	0.84	0.81

جدول 3- تجزیه نقطه‌ای بلورهای آمفیبول از سنگ‌های گرانیتی تخت با ترکیب مختلف

E-10	E-10	I-9	I-9	I-10	I-10	Sample
Hbl	Hbl	Hbl	Hbl	Hbl	Hbl	Mineral
Qtz Di.	Qtz Di.	Gab. Di	Gab. Di	Gab. Di	Gab. Di	Type of rock
47.66	47.50	45.24	45.52	44.55	44.38	SiO2
1.19	1.17	1.20	1.70	2.26	2.36	TiO2
6.63	6.59	10.22	8.06	10.26	10.36	Al2O3
16.64	16.44	10.47	16.55	11.63	11.00	FeO*
0.67	0.65	0.21	0.54	0.15	0.17	MnO
12.34	12.39	15.04	11.71	13.80	14.35	MgO
10.70	10.68	11.79	10.63	11.60	11.79	CaO
1.43	1.46	1.99	1.94	1.86	1.88	Na2O
0.36	0.38	0.50	0.44	0.77	0.87	K2O
0.02	0.01	0.10	0.03	0.13	0.15	BaO
-	-	0.00	-	0.01	0.01	Cl
97.64	97.27	96.75	97.11	97.01	97.32	Total
Sructural formulae on the basis of 23 oxygens
6.941	6.944	6.568	6.720	6.525	6.475	Si
1.059	1.056	1.432	1.280	1.475	1.525	Al (IV)
0.079	0.079	0.317	0.122	0.295	0.257	Al (VI)
0.131	0.129	0.131	0.189	0.249	0.259	Ti
0.893	0.871	0.522	0.753	0.355	0.353	Fe (III)
1.133	1.139	0.749	1.290	1.069	0.989	Fe (II)
0.083	0.080	0.026	0.067	0.018	0.021	Mn
2.679	2.700	3.255	2.577	3.013	3.121	Mg
1.670	1.673	1.834	1.681	1.820	1.843	Ca
0.404	0.414	0.560	0.555	0.528	0.532	Na
0.067	0.070	0.092	0.082	0.143	0.162	K
0.001	0.001	0.006	0.001	0.008	0.008	Ba
-	-	0.000	-	0.002	0.002	Cl
15.148	15.166	15.492	15.332	15.501	15.547	Total
2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	OH*
2.000	2.000	2.000	2.000	2.000	2.000	(Ca+Na) (B)
0.324	0.319	0.166	0.307	0.180	0.157	Na (B)
0.147	0.165	0.486	0.330	0.492	0.537	(Na+K) (A)
0.703	0.703	0.813	0.666	0.738	0.759	Mg/(Mg+Fe(II))
0.918	0.916	0.622	0.860	0.546	0.579	Fe(III)/(Fe(III)+Al(VI))
1.322	1.343	2.561	1.261	2.115	2.325	Mg/(Mg+Fe*)
Calsic	Calsic	Calsic	Calsic	Calsic	Calsic	Amphibole group
magnesio-hornblende	magnesio-hornblende	magnesio-hornblende	magnesio-hornblende	magnesio-hornblende	Mag-Tsch. Hbl	Amphibole names
						P (kbar)
1.9	1.8	4.9	2.3	5.0	5.0	Hammarstrom & Zen 86
1.8	1.7	5.1	2.2	5.2	5.3	Hollister et al., 87
1.5	1.4	3.9	1.7	4.0	4.1	Johnson & Rutherford 89
2.5	2.4	5.3	2.8	5.4	5.5	Schmidt 92

ادامه جدول 3- ...
Sample	B-10		B-10	D-12	D-12	C-6		C-6
Mineral	Hbl		Hbl	Hbl	Hbl	Act		Act
Type of rock	Diorite		Diorite	Granodi	Granodi	Granite		Granite
SiO2	46.21		46.29	48.23	48.54	50.73			51.26
TiO2	2.06		2.01	1.07	0.96	0.71			0.72
Al2O3	7.59		7.57	6.46	6.19	4.47			4.00
FeO*	14.13		14.62	15.34	14.89	13.86			13.86
MnO	0.32		0.33	0.53	0.50	0.64			0.63
MgO	13.29		13.31	13.63	13.75	14.48			14.69
CaO	11.01		11.00	10.62	10.50	11.39			11.17
Na2O	1.62		1.64	1.31	1.27	0.85			0.83
K2O	0.66		0.66	0.34	0.32	0.45			0.37
BaO	0.03		0.00	0.01	0.04	0.03			0.02
Cl	-		-	-	-	0.38			0.40
Total	96.92		97.43	97.54	96.96	97.98			97.95
Sructural formulae on the basis of 23 oxygen
Si	6.778	6.754		6.948	7.016		7.307		7.360
Al (IV)	1.222	1.246		1.052	0.984		0.693		0.640
Al (VI)	0.090	0.056		0.044	0.070		0.066		0.037
Ti	0.227	0.221		0.116	0.104		0.077		0.078
Fe (III)	0.617	0.712		1.053	1.018		0.636		0.711
Fe (II)	1.117	1.072		0.795	0.782		1.033		0.954
Mn	0.040	0.040		0.065	0.062		0.078		0.077
Mg	2.906	2.895		2.927	2.963		3.109		3.144
Ca	1.730	1.720		1.639	1.626		1.758		1.718
Na	0.461	0.464		0.366	0.356		0.236		0.230
K	0.124	0.123		0.062	0.059		0.082		0.068
Ba	0.002	0.000		0.000	0.002		0.002		0.001
Cl
Total	15.321	15.310		15.076	15.051		15.170		15.114
OH*	2.00	2.00		2.00	2.00		1.91		1.90
(Ca+Na) (B)	2.000	2.000		2.000	1.990		1.994		1.948
Na (B)	0.265	0.277		0.354	0.356		0.236		0.230
(Na+K) (A)	0.320	0.310		0.075	0.059		0.082		0.068
Mg/(Mg+Fe(II))	0.722	0.730		0.787	0.791		0.751		0.767
Fe(III)/(Fe(III)+Al(VI))	0.872	0.927		0.960	0.935		0.906		0.951
Mg/(Mg+Fe*)	1.677	1.623		1.584	1.646		1.862		1.889
Amphibole group	Calsic	Calsic		Calsic	Calsic
Amphibole names	magnesio-hornblende	magnesio-hornblende		magnesio-hornblende	magnesio-hornblende		actinolitic hornblende		actinolitic hornblende
P (kbar)
Hammarstrom & Zen 86	2.6	3.2		1.4	2.1
Hollister et al., 87	2.6	3.2		1.2	2.0
Johnson & Rutherford 89	2.0	2.5		1.0	1.6
Schmidt 92	3.2	3.7		2.0	2.7

هورنبلندهای زمینه به لحاظ کانی‌شناسی همگی دارای TiO2 تقریباً یکنواختی از هسته به سمت حاشیه است. اما مقدار آن از گابروی دیوریتی به سمت آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت کاهش می‌یابد. این کاهش همراه با کاهش Fe₂O₃، MgO، Na₂O و SiO₂ و افزایش Al_total، Al^VI، Al^IV و FeO است. دلایل این کاهش و افزایش در عناصر به علت تبلور تفریقی و کاهش حرارت در مذاب باقی‌مانده است. به علت کاهش عناصر بالا در طول تبلور، کاتیون‌های غیر متحرک Al^VI و Al^IV و آلومینیم کل Al_tot افزایش می‌یابد. زیرا در هورنبلند Al^VI می‌تواند جانشین Fe⁺³ شود، به همین دلیل مقادیر Fe⁺³ در قسمت‌های تفریق یافته (مانند آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت) به شدت افزایش می‌یابد.

بیوتیت

دانه‌های بیوتیت در کلیه انواع سنگی دارای محدوده ترکیبی وسیعی از نظر TiO₂ و FeO/(FeO+MgO) است. گابروهای دیوریتی و دیوریت‌ها دارای بیوتیت‌های غنی از TiO₂ است (جدول 4 و شکل 6). چنین سنگ‌هایی دارای بیوتیت‌های دانه‌ریزتر و دارای مقدار Mg بالایی است. در مقابل بیوتیت‌هایی تونالیتی-گرانودیوریتی-مونزوگرانیتی دارای دانه‌های فقیرتر از نظر TiO₂ است. بنابراین، سنگ‌هایی که بیوتیت آنها دارای TiO2 کم‌تری است، دماهای تبلوری کمتری را تحمل کرده‌اند. چنین مطلبی در مورد نمونه‌های گرانیتی پرآلومینوس ضعیف نیز صادق است. در هر حال، ترکیب بیوتیت‌ها در سنگ‌های مختلف تحت تأثیر شرایط حرارتی و ترکیب مذابی است که چنین بلورهایی از آن متبلور می‌شود.

ژئوترموبارومتری

در این مطالعه از دو حرارت‌سنج پلاژیوکلاز-آمفیبول و پلاژیوکلاز-ارتوکلاز و نمودارهای توصیفی آمفیبول و بیوتیت برای تعیین دما در حین جایگزینی باتولیت تخت استفاده شد و برای تعیین عمق جایگزینی از مقدار Al در بلورهای آمفیبول در حضور بیوتیت، پلاژیوکلاز و کوارتز و چندین نمودار توصیفی بلورهای آمفیبول سود برده شد. جدول 3 فشارسنجی‌های انجام شده بر روی بلورهای آمفیبول را به نمایش می‌گذارد و جدول 5 دماهای تعیین شده به وسیله حرارت‌سنج‌ها را نشان می‌دهد.

بررسی نمودارهای توصیفی بیوتیت به منظور تعیین دمای تبلور بلورهای بیوتیت و در نتیجه دمای تشکیل سنگ (شکل 7-A) نشان می‌دهد که بیوتیت‌های سنگ‌های گابروی دیوریتی و دیوریتی در دماهای بیش از 800 درجه سانتیگراد متبلور شده‌اند. در مقابل، دمای تبلور بیوتیت‌های سنگ‌های گرانودیوریتی-مونزوگرانیتی و سینوگرانیتی-آلکلی‌فلدسپار‌گرانیتی به ترتیب در دماهای بین 750 تا 800 درجه سانتیگراد و 650 تا 700 درجه سانتیگراد است. همچنین، نمودارها توصیفی حرارت‌سنجی آمفیبول‌ها (شکل‌های 7-B، C و D) نشان می‌دهد که بیوتیت انواع گابروی دیوریتی و دیوریتی در دماهای بالاتر از انواع سنگی حدواسط (گرانودیوریت) و فلسیک (آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت) متبلور شده است.

بررسی نمودارهای توصیفی آمفیبول برای تعیین فشار حاکم در زمان تبلور بلورهای آمفیبول و در نتیجه سنگ (شکل 7-B) نشان می‌دهد که فشارهایی بین 2 تا 4 کیلوبار بر آشیانه ماگمایی حاکم بوده است. نتیجه کلی بر اساس حرارت‌سنج‌ها و فشارسنج‌ها نشان می‌دهد که شرایط عمق جایگزینی فشارهایی بین 5/1 و 5/3 کیلوبار (اعماق بین 5/5 و 5/10 کیلومتر) و حرارت‌هایی بین 650 و 900 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهد. چنین شرایطی گویای نفوذ باتولیت تخت به پوسته بالایی قاره‌ای کمربند ماگمایی ارومیه-دختر در زمان الیگومیوسن است.

جدول 4- تجزیه نقطه‌ای بلورهای بیوتیت از سنگ‌های گرانیتی تخت با ترکیب مختلف

Sample	I-9	I-9	I-10	I-10	B-10	B-10	D-12	D-12	E-10	E-10	C-6	C-6
Mineral	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt	Bt
Type of rock	Gab. Di	Gab. Di	Gab. Di	Gab. Di	Diorite	Diorite	Granodi	Granodi	Qtz Di	Qtz Di	Granite	Granite
SiO2	38.64	38.69	37.69	37.87	38.27	38.09	37.90	38.09	38.05	38.05	39.65	39.04
TiO2	7.36	7.43	7.43	7.39	4.85	4.93	5.30	5.11	4.69	4.76	3.10	3.05
Al2O3	13.21	13.05	13.35	13.47	13.09	12.91	13.20	13.04	13.08	13.31	14.65	14.56
FeO	9.91	9.46	10.71	9.79	15.53	15.54	16.93	17.13	16.58	16.67	21.03	21.78
MgO	15.76	16.40	16.17	16.42	13.95	13.68	12.55	12.90	12.85	13.04	7.46	7.29
MnO	0.17	0.11	0.08	0.12	0.24	0.14	0.24	0.19	0.24	0.22	1.13	1.09
Na2O	0.32	0.33	0.27	0.30	0.21	0.29	0.15	0.09	0.11	0.10	0.14	0.13
K2O	10.20	10.32	9.58	9.70	9.78	9.62	9.99	9.98	9.31	9.13	8.13	7.78
Total	95.58	95.79	95.28	95.06	95.92	95.20	96.25	96.53	94.91	95.28	95.29	94.72
				Sructural formulae on the basis of 23 oxygens
Si	5.650	5.638	5.540	5.558	5.712	5.726	5.684	5.697	5.751	5.723	6.021	5.985
AlIV	2.277	2.241	2.314	2.330	2.288	2.274	2.316	2.303	2.249	2.277	1.979	2.015
TiIV	0.073	0.121	0.146	0.112	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000
AlVI	7.927	7.879	7.854	7.888	0.015	0.013	0.017	-0.004	0.082	0.082	0.644	0.616
Ti	0.737	0.693	0.676	0.704	0.545	0.557	0.598	0.575	0.533	0.538	0.354	0.352
Fe2+	1.212	1.153	1.316	1.201	1.938	1.954	2.124	2.143	2.096	2.097	2.671	2.792
Mg	3.434	3.562	3.543	3.592	3.103	3.066	2.807	2.876	2.894	2.924	1.690	1.667
Mn	0.021	0.014	0.010	0.014	0.030	0.018	0.030	0.024	0.031	0.028	0.146	0.141
Na	0.092	0.093	0.077	0.085	0.062	0.085	0.042	0.025	0.033	0.029	0.042	0.039
K	1.902	1.919	1.797	1.815	1.862	1.845	1.912	1.904	1.794	1.753	1.575	1.521
Total	15.39	15.43	15.41	15.41	15.555	15.537	15.530	15.544	15.46	15.45	15.122	15.128
XFe	0.26	0.24	0.27	0.25	0.38	0.39	0.43	0.43	0.42	0.42	0.61	0.63

شکل 6- نمودارهای توصیفی برای بیوتیت. ترسیم Ti (بر اساس اکسیژن 11) در مقابل XFe (Robinson, 1991) بلورهای بیوتیت

جدول 5- ترمومتری بر اساس هورنبلند-پلاژیوکلاز سنگ‌های گرانیتی با ترکیب مختلف

Sample	D-12	I-10	B-10	E-10
T (kbar)
Holland and Blundy, 94	815	850	818	820
Blundy and Holland, 90	725	721	642	602

محیط تکتونیکی

فرورانش مایل (اریب) به زیر ایران مرکزی Berberian and King, 1981)؛ Elmas and Yilmaz, 2003؛ Mohajjel et al., 2003؛ McClay et al., 2004؛ (Molinaro et al., 2005 باعث شد تا در لبه جنوب‌غربی آن تنش‌هایی از نوع برشی توسعه یابد (McClay et al., 2004) و در نتیجه آن فضاهایی در اثر این نیروهای برشی در قسمت‌های بالایی پوسته حاصل شد. چنین شرایطی دو اثر را در این بخش از سرزمین ایران به جا گذاشت: الف) با ایجاد چنین فضاهایی، فشارهای لیتواستاتیک کاهش یافته، در نتیجه این فرآیند، ذوب کاهش فشاری در قاعده پوسته رو قرار گرفته (supra subduction zone) یا در گوه گوشته‌ای زیر این قسمت صورت گرفته، باعث تولید مذاب‌های نوع I شده است. ب) عملکرد نیروهای برشی باعث فعال شدن سیستم‌های گسلی شده و در نتیجه آن مسیرهای مناسب برای انتقال این مذاب‌ها به بخش‌های بالایی پوسته فراهم شده است.

در نهایت مذاب‌های متحرک در آشیانه‌های پوسته قاره‌ای بالایی لبه کمربند ماگمایی ارومیه-دختر متوقف و با تبلور تفریقی، توده‌های گرانیتوئیدی نوع I را ایجاد نمود. این گرانیتوئیدها ماهیت کالک‌آلکالن داشته، همراه با داسیت‌ها-آندزیت‌ها و کانسارهای مس-مولیبدن و شواهد دیگر ذکر شده در ابتدای قسمت بحث، ویژگی پهنه فرورانشی دارد.

فرورانش نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در طول ائوسن (شکل 8-A) باعث شد تا سنگ‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن حدواسط در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر توسعه یابد. شاید در طول زمان‌های اواخر الیگوسن و در طول میوسن (Berberian and King, 1981) فرآیند فرورانش به اتمام رسیده باشد. سن توده‌های نفوذی تخت سیرجان نیز همین زمان‌ها را نشان می‌دهد (Dimitrijevic, 1973). در ادامه، گسیختگی لیتوسفر اقیانوسی فرورو (Molinaro et al., 2005؛ Ghasemi and Talbot, 2006؛ Hafkenscheid et al., 2006؛ Jahangiri, 2007؛ Omrani et al., 2008؛ Arfania and Shahriari, 2009؛ Kheirkhah et al., 2009؛ Dargahi et al., 2010؛ Dilek et al., 2010؛ Mirnejad et al., 2010؛ Agard et al., 2011؛ Ghorbani and Bezenjani, 2011؛ Rezaei-Kahkhaei et al., 2011) باعث صعود گنبد گوشته‌ای (mantle plume) و در نتیجه، فرآیند برخاستگی حرارتی در استنوسفر شده است. این فرآیند باعث برخاستگی در گوشته بالایی شد. زیرا این شکست باعث کاهش فشار به صورت آدیاباتیک می‌شده است (شکل 8-B). همچنین، کنده شدن و فرو رفتن تیغه در گوشته باعث رها شدن سیستم کشش به گوشته شده است. در نتیجه، لبه باقی‌مانده لیتوسفر فرو رو و پهنه بالای فرورانش به سمت بالا منتقل شده‌ و این انتقال باعث کاهش فشار به صورت آدیاباتیک بوده است. چنین کاهش فشاری خود باعث ذوب جزیی در منتل بالایی و بالا آمدن این بخش‌ها شده است. با کاهش بیشتر عمق بخش‌های برخاسته، فرآیند ذوب شدیدتر انجام شده و مذاب تولیدی توانسته است همراه بخش‌های دیرگدازتر به سمت بالا به صورت پلام‌های کوچک گوشته‌ای حرکت نماید (برخاستگی حرارتی). در نتیجه، امکان جدایش تدریجی مذاب‌ها از این گنبدهای گوشته‌ای فراهم شده است. توسعه گسل‌های حاصل از این تنش خود باعث کاهش بیشتر فشار و جدایش راحت‌تر مذاب‌های بخشی می‌شده است. البته ممکن است که ورود این مذاب‌ها به قاعده پوسته قاره‌ای پهنه ارومیه-دختر نیز عامل دیگری برای تولید مذاب‌های باتولیت تخت بوده باشد. به هر حال یکی از این دو فرآیند یا هر دو به طور همزمان باعث تولید مذاب‌های گرانیتی کالک‌آلکالن نوع I کردیلریایی تخت سیرجان شده است.

شکل 7- نمودارهای حرارت‌سنج و فشارسنج توصیفی بر اساس ترکیب شیمیایی بیوتیت و آمفیبول: (A مقدار Ti در فرمول شیمیایی بیوتیت در مقابل مقدار XFe (Henry and Guidotti, 2002). (B تعیین مقدار فشار و حرارت بر اساس منحنی‌های هم‌ترکیبی TiO2 و Al2O3 بلورهای آمفیبول (Ernst and Liu, 1998). (C و (D تعیین دمای تشکیل آمفیبول‌ها بر اساس مقدار Ti و Al [4]) (Ernst and Liu, 1998.

نتیجه‌گیری

باتولیت تخت سیرجان یک توده با ماهیت گرانیتی نوع I کالک‌آلکالن کردیلریایی است که در زمان الیگومیوسن در اثر فرورانش مایل (oblique subduction) نئوتتیس به زیر لبه جنوب‌غرب ایران مرکزی (کمربند ماگمایی ارومیه-دختر) ایجاد شده است. این باتولیت در اثر ذوب کاهش فشاری قاعده پوسته قاره‌ای رو قرار گرفته (supra subduction zone) یا گوه گوشته‌ای زیر این پهنه، ناشی از فرورانش مایل، ایجاد شده است و سپس در اثر عملکرد گسل‌های عمیق مرتبط با این فرورانش مایل به داخل پوسته قاره‌ای بالایی تزریق شده است. این آشیانه، در دماهای بین 650 تا 900 درجه سانتیگراد، تبلور تفریقی تحت شرایط عمق حدود 5/5 تا 5/10 کیلومتر را تحمل نموده و مجموعه سنگی از گابروی دیوریتی تا آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت را ایجاد نموده است. بخش‌های تیره‌تر (گابروهای دیوریتی-دیوریت) در دماهایی بین 800 تا 900 درجه سانتیگراد و بخش‌های روشن‌تر (گرانودیوریت-گرانیت) در دماهایی بین 650 تا 800 درجه سانتیگراد متبلور شده است.

شکل 8- مدل تکتونیکی تشکیل باتولیت تخت در بخش جنوبی کمربند ماگمایی ارومیه-دختر. فرورانش مایل نه تنها باعث ذوب بخشی بلکه باعث ایجاد فضای لازم برای تزریق این باتولیت شده است.

سپاسگزاری

نگارندگان از جناب آقای پروفسور دکتر فولکر شنک و جناب آقای پیتر اپل که شرایط لازم برای انجام آزمایش‌های مختلف را در دانشگاه کیل آلمان فراهم نمودند سپاسگزاری می‌نمایند. از سرکار خانم آستروئید واینکاف و آقای آندریاس فیلر به خاطر آماده‌سازی نمونه‌های سنگی برای آزمایش الکترون میکروپروب و تهیه مقاطع نازک تشکر می‌شود. همچنین، از جناب آقای دکتر عباس مرادیان شهربابکی از دانشگاه شهید باهنر کرمان به خاطر ارائه پیشنهادات ارزنده در جهت بهبود مطالب و جناب آقای دکتر علیرضا شاکر اردکانی به خاطر مساعدت در نمونه‌برداری صحرایی قدردانی می‌شود. در پایان، از وزارت علوم، تحقیقات و فناوری جمهوری اسلامی ایران، دانشگاه‌های ارومیه، شهید باهنر کرمان و کیل آلمان به خاطر همکاری در انجام این پژوهش سپاسگزاری می‌شود.

مراجع

منابع

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Mineralogical Magazine 148: 692-725.

Alaminia, Z., Karimpour, M. H., Homan, S. M. and Finger, F. (2013) Geochemisry and geochronology of Upper Cretaceous, magnetite series granitoids, Arghash-GhasemAbad, NE Iran. Petrology 3(12): 103-118 (in Persian).

Arfania, R. and Shahriari, S. (2009) Role of southeastern Sanandaj–Sirjan zone in the tectonic evolution of Zagros orogenic belt, Iran. Island Arc 18: 555-576.

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: 474-489.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and Tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Sciences 20: 163-183.

Best, M. G. (2003) Igneous and metamorphic petrology. 2^nd edition, Blackwell Publication, Oxford.

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

Castro, A., Moreno-Ventas, I. and De La Rosa, J. D. (1991) H-type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granitic-type classification and nomenclature. Earth Science Review 31: 237-253.

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

Chen, W-P. and Chen, C-Y. (2004) Seismogenic structures along continental convergent zones: from oblique subduction to mature collision. Tectonophysics 385: 105-120.

Dargahi, S., Arvin, M., Pan, Y. and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh–Dokhtar magmatic assemblage, southwestern Kerman, Iran: Constraints on the Arabian–Eurasian continental collision. Lithos 115: 190-204.

Delteil, J., Stéphan, J-F., Mercier de Lépinay, B. and Ruellan, É. (2003) Wrench tectonics flip at oblique subduction. A model from New Zealand. Comptes Rendus Geosciences 335: 743-750.

Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S. (2010) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review 52: 536-578.

Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of Kerman region.. Report no Yu/52. Geological Survey of Iran.

Elmas, A. and Yilmaz, Y. (2003) Development of an oblique subduction zone-Tectonic evolution of the Tethys suture zone in southeast Turkey. International Geology Review 45: 827-840.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 660

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 506

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

شرایط نفوذ و محیط تکتونوماگمایی باتولیت گرانیتی تخت، سیرجان