شرایط فیزیکوشیمیایی تبلور بر پایة ترکیب جفت آمفیبول-پلاژیوکلاز در تودة گرانیتوییدی گودحوض (سیاه‌کوه)، بافت، کرمان

با اختراع ریزکاو الکترونی برای تجزیة دقیق ترکیب کانی‏‌ها در پایان سال‏‌های 1960، کاربرد شیمی کانی‏‌ها برای برآورد شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور در آشیانه‏‌های ماگمایی و جایگزینی توده‏‌های آذرین رایج شد. در این میان، گرایش به به‌کارگیری ترکیب آمفیبول‏‌های کلسیک برای درک فرایندهای سیستم‏‌های ماگمایی ناشی از حضور گسترده آنها در طیف گسترده‌ای از سنگ‏‌های آذرین بیرونی و درونی مافیک-حد واسط- فلسیک کالک‌آلکالن پتاسیم بالای وابسته به فرورانش است که آنها را برای زمین‌دمافشارسنجی این سنگ‏‌ها مناسب می‏کند. آمفیبول‏‌ها در طیف گسترده‌ای از شرایط دمایی (400 تا 1150 درجة سانتیگراد) و فشاری (1 تا 23 کیلوبار) پایدار هستند (Blundy and Holland, 1990). در بیشتر این سنگ‏‌ها، به‌صورت فنوکریست‏‌، بلورهای پویی‏‌کیلیتیک درشت و به‌ندرت مگاکریست حضور دارند و گمان می‌رود به‌ترتیب در آشیانه‏‌های ماگمایی پوسته‏‌ای کم ژرفا، ژرف و یا در شرایط گوشته‏‌ای متبلور شده باشند. علت دیگرِ استفاده از ترکیب آمفیبول‏‌های کلسیک در برآوردهای دمافشارسنجی آنست که این کانی‏‌ها، شاخص ماگماهای بسیار آبدار (اشباع از سیال) هستند و درنتیجه برای پیشگویی انفجاری‌بودن و برآورد خطر فوران‏‌های آتشفشانی اهمیت بالایی دارند (Blundy and Holland, 1990; Molina et al., 2015; Ridolfi and Renzulli, 2012)؛ زیرا پارامترهای شدت دما، فشار و فوگاسیتة اکسیژن، میزان کاتیون‏‌های سازندة شبکه آمفیبول‏‌ها به‌ویژه، آلومینیم، تیتانیم، آهن و منیزیم را کنترل می‌کنند. ازاین‌رو، معادلات دمافشارسنجی گوناگونی بر پایة ترکیب آمفیبول‏‌های کلسیک در نیم سدة اخیر پایه‌گذاری شده‏‌اند (مانند: Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Blundy and Holland, 1990; Schmidt, 1992; Holland and Blundy, 1994; Anderson and Smith, 1995; Anderson, 1996; Stein and Dietl, 2001; Ridolfi et al., 2010; Ridolfi and Renzulli, 2012; Molina et al., 2015).

انتخاب داده‌های آمفیبول برای استفاده در معادله‌های دما‏‌فشارسنجی سنگ‌‏‌های آذرین نیازمند دانش کافی دربارة پایداری و شیمی بلور آمفیبول‏‌های کلسیم‏‌دار، فرایند‏‌های آشیانة ماگمایی و روابط ترکیبی مذاب-آمفیبول‏‌، انحلال‌پذیری گونه‏‌‌های فرار و دانستن خطا‏‌های داده‏‌های تجربی و آزمایشگاهی است (Ridolfi and Renzulli, 2012). ازاین‌رو، نمونه‏‌های آمفیبول انتخابی باید این ویژگی‏‌ها را داشته باشند (Stein and Dietl, 2001):

الف- داشتن مجموعه‏‌ای همزیست از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، ‏‌آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، آمفیبول، بیوتیت، ایلمنیت و مگنتیت؛

ب- بالابودن فوگاسیتة اکسیژن در هنگام تبلور ماگما در آشیانة ماگمایی. برای نمونه، حضور همزمان کوارتز، اکسید آهن و آمفیبول در گرانیتوییدها می‏‌تواند نشان‌دهندة بالا بودن فوگاسیتة اکسیژن در ماگمای سازندة آنها باشد (Wones et al., 1989)؛

پ- آمفیبول‏‌ها نباید منطقه‏‌بندی و دگرسانی داشته باشد؛ زیرا منطقه‏‌بندی در یک کانی نشانة نبود تعادل در آن است. همچنین، در محاسبات نباید از آمفیبول‏‌های ناشی از دگرسانی و اورالیتی‌شدن پسین پیروکسن‏‌ها و هورنبلندهای ماگمایی اولیه که ترکیب اکتینولیتی و یا حاشیة اکتینولیتی دارند، استفاده کرد (Helmy et al., 2004)؛

ت- در فرمول ساختاری آمفیبول باید شمار کاتیون‏‌های Ca≥ 1 و Si≥ 7 باشد (Hammarstrom and Zen, 1986).

گفتنی است در این پژوهش همة این شرایط در نظر گرفته شده و در محاسبات تنها از نتایج آمفیبول‏‌های با شرایط یادشده بهره گرفته شده است.

تودة گرانیتوییدی گودحوض به سن ژوراسیک پیشین در بخش جنوبی پهنة دگرگونی- ماگمایی سنندج- سیرجان در جنوب‌خاوری بافت در جنوب کرمان جای دارد و از نشانه‏‌های ماگمایی مهم برای آغاز فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس در تریاس پسین به‌شمار می‌رود (Arvin et al., 2007; Jafari et al., 2023). دربارة این توده و دایک‏‌های درون آن، افزون‌بر اشاره به آنها در نقشه‏‌های زمین‌شناسی منطقه (Sabzehei et al., 1998; Nazemzadeh and Rashid, 2006)، تنها دو بررسی به‌صورت پایان‏‌نامة کارشناسی ارشد، یکی در زمینة زمین‌شیمی و پترولوژی تودة گرانیتی سیاه‌کوه (Malekizadeh, 2000) و دیگری در زمینة زمین‌شیمی و پترولوژی دایک‏‌های اسیدیِ منطقه (Ghanbarzadeh, 2011) انجام شده است. همچنین، مقالة ارزشمند دیگری نیز به‌دست آروین و همکاران (Arvin et al., 2007) منتشر شده است. با توجه به اختلاف دیدگاه‌ها دربارة سن (تریاس یا سنوزوییک) و سرشت این توده و اهمیت بسیار بالای آن در زمین‏‌شناسی ایران (پیدایش و تکامل حوضه نئوتتیس زاگرس)، این پژوهش به بررسی دقیق آن بر پایة بررسی‌های دقیق میدانی، سنگ‌نگاری، شیمی کانی، شیمی سنگ کل، شیمی ایزوتوپی و سن‏‌سنجی دقیق به روش اورانیم- سرب روی کانی زیرکن می‌پردازد. این مقاله بخش کوچکی از یافته‏‌های رسالة دکتری نویسنده نخست و نخستین پژوهش در زمینة بررسی شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر تبلور و جایگزینی این توده بر پایة شیمی کانی‏‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز به‌شمار می‌رود.

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌ها و برداشت‏‌های دقیق میدانی، تهیة نقشة زمین‏‌شناسی، تهیة مقاطع نازک و نازک صیقلی و انجام بررسی‌های سنگ‏‌نگاری، نمونه‏‌های مناسب معرف واحدهای سنگی اصلی منطقه شامل دیوریت‏‌ها، گرانودیوریت‏‌ها و گرانیت‏‌ها برگزیده شدند و تجزیه شیمیایی کانی‏‌ها در آزمایشگاه ریزکاو الکترونی دانشگاه پتسدام کشور آلمان با به‌کارگیریِ دستگاه ریز‏کاو الکترونی مدل JEOL JXA-8230 با ولتاژ شتاب‌دهندة kV15، جریان پرتوی nA20 ، زمان شمارش 10 ثانیه برای عنصرهای Si، K، Cr، Na و P و 20 ثانیه برای عنصرهای Al، Ca، Fe، Mn، Mg، Ti، F و Cl با آستانة آشکارسازیِ 02/0 تا 9/0 درصدوزنی تجزیه شده‏‌اند (جدول‌های 1 و 2). شمار اکسیژن‏‌ها و کاتیون‏‌های به‌دست‌آمده در ترکیب آمفیبول‏‌ها به‌ترتیب برابر با 23 و 13 و در فلدسپارها به‌ترتیب برابر با 8 و 5 در نظر گرفته شده است. میزان Fe⁺³ در آمفیبول‌ها نیز بر پایة روش لیک و همکاران (Leake et al., 1997) به‌دست آورده شده است.

زمین‏‌شناسی منطقه

تودة گرانیتوییدی گودحوض یا سیاه‌کوه متشکل از دیوریت، کوارتز دیوریت، مونزونیت، کوارتز مونزونیت، گرانودیوریت، گرانیت و آلکالی‌گرانیت در 60 کیلومتری جنوب‌خاوری بافت (250 کیلومتری جنوب کرمان) و در بخش جنوبی منطقة مزار- دهسرد رخنمون دارد (شکل 1). این توده‏‌ در محدوة نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی 250000/1 حاجی‏‌آباد (Sabzehei et al., 1998 و 100000/1 دهسرد (Nazemzadeh and Rashid, 2006) جای دارد. نام این توده در نقشة حاجی‏‌آباد و از نام سیاه‌کوه در نزدیک به 20 کیلومتری جنوب‌باختری این توده برگرفته شده است. سیاه‌کوه از یک مجموعة سنگی کاملاً سیاه رنگ متشکل از آمیزه‌های افیولیتی کرتاسه پسین است که یک تودة کوچک گرانیتی به سن پس از کرتاسه نیز در آن نفوذ کرده است. با توجه به تفاوت سنی و سرشت کاملاً متفاوت تودة گودحوض با این تودة گرانیتی در سیاه‌کوه و به‌علت قرارگیری روستای گودحوض روی این تودة گرانیتی از این پس نام گودحوض برای این توده به‌کار برده می‌شود. در نقشة زمین‏‌شناسی حاجی‏‌آباد، واحدهای سنگی میزبان تودة گودحوض به سن‏‌ پالئوزوییک و سن توده نیز تریاس پسین و در نقشة دهسرد، واحدهای سنگی میزبان توده‏‌ به سن‏‌های ژوراسیک و کرتاسه پسین و سن تودة پس از کرتاسه پسین یعنی سنوزوییک گزارش شده است.

جدول 1. داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی کانی‏‌ فلدسپار در نمونه‌های انتخابیِ دیوریتی (Di)، گرانودیوریتی (Gd) و گرانیتی (Gr) در استوک گرانیتوییدی گودحوض.

Table 1. EPMA data of feldspar in the representative rock samples of diorite (Di), granodiorite (Gd) and granite (Gr) of the Gowd-e-Howz granitoid stock.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

جدول2. داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی کانی‏‌ آمفیبول در نمونه‌های سنگی انتخابیِ دیوریتی (Di)، گرانودیوریتی (Gd) و گرانیتی (Gr) استوک گرانیتوییدی گودحوض.

Table 1. EPMA data of amphibole in the representative rock samples of diorite (Di), granodiorite (Gd) and granite (Gr) of the Gowd-e-Howz granitoid stock.

\

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

شکل 1. A) موقعیت منطقة گودحوض در بخش جنوبی پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان در نقشة نمادین ایران؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی تودة گرانیتوییدی گودحوض (سیاه‌کوه) که در نرم‌افزار GIS با استفاده از تصویرهای ماهواره‏‌ای با دقت بالا، برداشت‏‌های دقیق میدانی و اطلاعات نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی ورقه‏‌های 250000/1 حاجی‏‌آباد (Sabzehei et al., 1998) و 100000/1 دهسرد (Nazemzadeh and Rashid, 2006) ترسیم شده است.

Figure 1. A) Position of the Gowd-e-Howz granitoid stock in the Sannandaj-Sirjan metamorphic zone in the Iran map; B) Geological map of the Gowd-e-Howz (Siah-Kuh) granitoid intrusion which prepared in the GIS software by using of the high precision satellite data, detailed field surveying and information of the geological map sheets of 1/250000 Hajiabad (Sabzehei et al., 1998) and 1/100000 Dehsard (Nazemzadeh and Rashid, 2006)..

برداشت‏‌های دقیق میدانی این پژوهش نشان می‏‌دهند تودة گرانیتوییدی گودحوض (سیاه‌کوه) به‌صورت استوک نسبتاً بزرگ بیضوی‌شکل کشیده با روند تقریبی خاوری- باختری در میان سنگ‏‌های دگرگونی پالئوزوییک بالایی و سنگ‏‌های آذرین- رسوبی تریاس برونزد دارد (شکل 1). در مرز جنوبی و با سطح تماس نفوذی کاملاً مشخص (شکل‌های 1، 2-A، 2-B) این توده درون مجموعه‏‌های آذرین- دگرگونی پالئوزوییک بالایی سرگز- آب‏‌شور (Sabzehei et al., 1998; Asadi et al., 2023a, 2023b) نفوذ کرده است و قطعاتی از آنها را به شکل بیگانه‌سنگ دربر گرفته است. حتی در کنار بخش‏‌های دیوریتی ذوب بخشی آمفیبولیت‏‌ها، شیست‏‌ها و گنیس‏‌ها و پیدایش رگه‏‌های پلاژیوگرانیتی را به‌دنبال داشته است. سن‏‌سنجی‏‌های ایزوتوپی به روش‏‌های پتاسیم- آرگن (Ghasemi, 2000, Ghasemi et al., 2002, 2004) و اورانیم- سرب ( Moghadam et al., 2017; Asadi et al., 2022, 2023a, 2023b) روی سنگ‏‌های آذرین و دگرگونی مجموعه‏‌های سرگز- آب‏‌شور نشان‌دهندة سن پالئوزوییک بالایی (کربونیفر) و تریاس این مجموعه‏‌ها هستند. در مرز شمالی، این توده درون گروهی از سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی از شیل، ماسه‏‌سنگ، داسیت، ریوداسیت، ریولیت و آذرآواری‏‌های تریاس نفوذ کرده است (شکل‌های 1 و 2-C و 2-D). سنگ‏‌های منسوب به تریاس با مرز عادی در زیر توالی آواری تریاس بالایی-ژوراسیک زیرین (هم‌ارز گروه شمشک) جای گرفته‌اند. سنگ‏‌های بیشتر آواری تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین (هم‌ارز گروه شمشک و بسیار همانندِ سازند شال در البرز باختری) با کنگلومرای قاعده‏‌ای، ماسه‌سنگ، سیلتستون، شیل، آهک فسیل‏‌دار، گدازه‏‌های ریولیتی/ داسیتی و آذرآواری‏‌های وابسته و دایک‏‌های ریولیتی/ داسیتی، روی سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی کمان ماگمایی تریاس که میزبان توده هستند، جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 2-E و 2-F) و برخلاف نوشته‏‌های شرح برگة زمین‏‌شناسی 100000/1 دهسرد (Nazemzadeh and Rashid, 2006)، هیچ نشانه‌ای از نفوذ تودة گرانیتی گودحوض درون سری آواریِ معادل شمشک دیده نمی‏‌شود و ازاین‌رو، از دیدگاه بررسی‏‌های میدانی نیز سن توده نمی‏‌تواند پس از ژوراسیک باشد. البته، سن‏‌سنجی ایزوتوپی به روش اورانیم- سرب روی زیرکن‏‌‏‌های جداشده از توده نیز نشان‌دهندة سن نزدیک به 180 میلیون سال پیش است (Arabzadeh Baniasadi, in press) که با یافته‏‌های میدانی کاملاً سازگار است.

برداشت‏‌های میدانی دقیق نشان می‏‌دهند این توده به‌صورت مجموعة گرانیتوییدی پیوسته واحد، اما در فازهای تزریقی متوالی و به‌هم پیوسته جایگزین شده است. نخستین فاز تزریقی شامل جایگزینی ماگمای حد واسط دیوریتی بوده است که در حاشیة جنوبی توده در محل همبری با دگرگونه های پالئوزوییک بالایی به‌صورت سنگ‏‌های تیره رنگ و با بلورهای روشن فلدسپار و جدایش‌یافته‏‌های دیوریتی- مونزودیوریتی دانه درشت رخنمون دارد (شکل 3-A). سنگ‏‌های این فاز به‌صورت مگااِنکلاو در فاز دوم گرانودیوریتی شناور هستند (شکل‌های 3-D و 3-B). دومین فاز تزریقی شامل جایگیری تودة بزرگ اصلی گرانودیوریتی گودحوض است که سرشار از اِنکلاوهای ریز و درشت میکرگرانولار (Didier, 1991) یا میکروگرانیتوییدی (Vernon, 1984) مافیک^[1] (MMEs) یعنی بخش‏‌های گسیخته شده فاز مافیک پیشین و همچنین، اِنکلاوهایی از جنس حاشیه‏‌های انجماد سریع خود توده (اتولیت) است (شکل‌های 3-D، 3-C و 3-B). سومین فاز آذرین درونی شامل تزریق توده روشن گرانیتی درون بخش گرانودیوریتی پیشین است. بخش‏‌های تفریقی ماگمای گرانیتی به‌صورت رگه- رگچه‏‌ها و دایک‏‌های صورتی روشن آپلیتی- پگماتیتی (شکل 3-E) به فراوانی در دیگر بخش‏‌ها دیده می‏‌شوند. در نهایت، چهارمین و آخرین فاز ماگمایی توده شامل تزریق دسته دایک‏‌های بزرگ و بیشتر موازی تیره‌رنگ دانه‌ریز با حاشیه‏‌های انجماد سریع شیشه‏‌ای با ترکیب کوارتز مونزونیتی است که با روند غالب شمال‌خاوری- جنوب‌باختری تودة گرانیتوییدی گودحوض را قطع کرده‏‌اند (شکل 3-F).

شکل 2. تصویرهای صحرایی از روابط تودة گرانیتوییدی گودحوض با سنگ‏‌های میزبان. A) مرز جنوبی تودة گرانیتوییدی گودحوض با دگرگونه‏‌های پالئوزوییک بالایی؛ B) نمای نزدیک از سطح همبری نفوذی تودة گرانیتوییدی با دگرگونه‏‌های پالئوزوییک بالایی؛ C) مرز شمالی تودة گرانیتوییدی گودحوض با سنگ‏‌های آذرین- رسوبی تریاس؛ D) نمایی از سنگ‏‌های رسوبی ژوراسیک (شیل‏‌، ماسه‏‌سنگ، کنگلومرا)؛ E) نمای نزدیک از کنگلومرای چندزادی ژوراسیک؛ F) نمایی دور از سنگ‏‌های آواری ژوراسیک و آهک‏‌های کرتاسة پیشین در مرز شمالی تودة گودحوض.

Figure 2. Field photographs depicting the Gowd-e-Howz granitoid and its relationships with surrounding host rocks. A) Southern contact of the Gowd-e-Howz granitoid with Upper Paleozoic metamorphic rocks; B) Close-up view of the intrusive contact between the granitoid and Upper Paleozoic metamorphic rocks; C) Northern contact of the Gowd-e-Howz granitoid with Triassic igneous-sedimentary rocks; D) Outcrop view of Jurassic sedimentary rocks (shale, sandstone, conglomerate); E) Close-up view of Jurassic polygenetic conglomerate; F) View of Jurassic terrigenous clastic rocks and Lower Cretaceous limestones at the northern boundary of the intrusion.

شکل 3. تصویرهای صحرایی از روابط فازهای نفوذی تودة گرانیتوییدی گودحوض. A) تزریق اولین فاز حد واسط دیوریتی درون مرمرهای پالئوزوییک بالایی؛ B) نمای نزدیک از تزریق فاز دوم با ترکیب گرانودیوریتی درون فاز اول با ترکیب دیوریتی؛ C) نمای نزدیک از ساخت دانه درشت فاز گرانودیوریتی؛ D) گسیخته شدن و شناوری فاز اول حد واسط دیوریتی به‌صورت اِنکلاو در فاز دوم گرانودیوریتی؛ E) نمای نزدیک از تزریق فاز سوم با ترکیب آلکالی‌فلدسپار گرانیتی به‌صورت دایک آپلیتی- پگماتیتی در فاز دوم گرانودیوریتی؛ F) نمای نزدیک از یک دایک کوارتز مونزونیتی به‌عنوان چهارمین فاز تزریق ماگمایی در تودة گرانیتوییدی گودحوض.

Figure 3. Field photographs depicting the intrusive sequence of the Gowd-e-Howz granitoid. A) Intrusion of the first intermediate dioritic phase into the Upper Paleozoic marbles; B) Close-up view of the second granodiorite phase intruding the first intermediate dioritic phase; C) Close-up view of the coarse-grained texture of the granodiorite phase; D) Disruption and buoyant rise of the first intermediate dioritic phase as enclaves within the second granodiorite phase; E) Close-up view of the third alkali granite phase intruding as aplitic-pegmatitic dikes into the second granodiorite phase; F) View of a quartz monzonitic dike representing the fourth and final magmatic intrusive phase within the Gowd-e-Howz granitoid complex.

سنگ‌نگاری

تودة گرانیتوییدی گودحوض از دیوریت، کوارتز دیوریت، مونزونیت، کوارتز مونزونیت، گرانودیوریت، گرانیت و آلکالی‌فلدسپار گرانیت ساخته شده است. دیوریت‏‌ها بافت دانه‏‌ای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار متشکل از کلینوپیروکسن (نزدیک به 15 درصدحجمی)، آمفیبول (نزدیک به 20 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 60 درصدحجمی) و مقدارهای کمتر از 5 درصدحجمی ارتوپیروکسن دارند (شکل 4-A). آنها در حاشیه‏‌ها بافت‏‌های دانه‏‌ای ریزبلور و اینترگرانولار دارند (شکل 4-B). گرانودیوریت‏‌ها بافت دانه‏‌ای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار متوسط تا درشت دانه متشکل از آمفیبول (نزدیک به 15 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 10 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 40 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (نزدیک به 15 درصدحجمی) و کوارتز (نزدیک به 20 درصدحجمی) هستند (شکل 4-C).

شکل 4. تصویرهای سنگ‌نگاری (در XPL) از نمونه‏‌های سنگی تودة گرانیتوییدی گودحوض. A) بافت دانه‏‌ای متشکل از کلینوپیروکسن (Cpx) و پلاژیوکلاز (Pl) در دیوریت‏‌ها؛ B) بافت اینترگرانولار متشکل از کلینوپیروکسن (Cpx) و تیغه‏‌های پلاژیوکلاز (Pl) در دیوریت‏‌ها؛ C) بافت دانه‏‌ای متشکل از آمفیبول (Amp)، پلاژیوکلاز (Pl) و کوارتز (Qz) در گرانودیوریت‏‌ها؛ D) بافت دانه‏‌ای و میکروگرافیک متشکل از فلدسپار (Fsp) و کوارتز (Qz) در آلکالی‌گرانیت‏‌ها.

Figure 4. Photomicrographs of the rock units of the Gowd-e-Howz granitoid in the XPL light. A) Granular texture composed of clinopyroxene (Cpx) and plagioclase (Pl) in the diorites; B) Intergranular texture composed of clinopyroxene (Cpx) and plagioclase (Pl) laths in the diorites; C) Granular texture composed of amphibole (Amp), plagioclase (Pl) and quartz (Qz) in the granodiorites; D) Granular and micrographic textures composed of feldspar (Fsp) and quartz (Qtz) in the alkali granites.

گرانیت‏‌ها نیز بافت دانه‏‌ای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار متوسط تا درشت دانه متشکل از آمفیبول (نزدیک به 10 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 15 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (نزدیک به 25 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (نزدیک به 20 درصدحجمی) و کوارتز (نزدیک به 30 درصدحجمی) دارند. نمونه‏‌های آلکالی‌فلدسپار گرانیتی (به‌ویژه آپلیت‏‌ها و پگماتیت‏‌ها) بافت‏‌های دانه‏‌ای بی‌شکل ریز تا درشت دانه، گرافیکی، گرانوفیری، پرتیتی و میرمکیتی دارند (شکل 4-D). اورالیتی‌شدن پیروکسن‏‌ها، کلریتی و اپیدوتی‌شدن آمفیبول‏‌ها، بیوتیت‏‌ها و سوسوریتی، سریسیتی و کائولینیتی‌شدن فلدسپار‏‌ها از دگرسانی‏‌های شایع در نمونه‏‌ها هستند.

بحث

الف- شیمی فلدسپار

فلدسپار از کانی‏‌های مهم سازندة سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض است. ترکیب شیمیایی این کانی در نمونه‏‌های سنگی بخش‏‌های دیوریتی، گرانودیوریتی و گرانیتی این توده در جدول 1 آمده است. ترکیب این کانی در نمودار سه‌تایی ارتوز-آلبیت-آنورتیت (Deer et al., 1992) در گسترة ترکیبی Ab_97.5An_1.5Or₁ (آلبیت) تا Ab₄₇An_51.5Or_1.5 (لابرادوریت) (میانگین: Ab₅₉An₃₉Or₂، آندزین) در دیوریت‏‌ها، Ab₉₅An₄Or₁ (آلبیت) تا Ab₄₇An₅₂Or₁ (لابرادوریت) (میانگین: Ab₇₁An₂₇Or₂، الیگوکلاز) در گرانودیوریت‏‌ها و Ab_87.5An_11.5Or₁ (آلبیت) تا Ab₃₉An_60.5Or_0.5 (لابرادوریت) (میانگین: Ab₅₂An₄₇Or₁، آندزین) در گرانیت‏‌ها در نوسان است. آلکالی‌فلدسپارِ گرانیت‏‌ها نیز ترکیب ارتوکلاز نشان می‌دهد (جدول 1، شکل 5). ترکیب بیشتر فلدسپارها در سنگ‏‌های گرانیتوییدی یادشده پلاژیوکلاز و فقیر از سازندة ارتوکلاز است (شکل 5). این ویژگی گویای خاستگاه آذرین گوشته‏‌ای و بالابودن نسبی فشاربخشی آب در سیستم ماگمایی آنها در هنگام تبلور است (Johannes, 1978).

شکل 5. ترکیب فلدسپارهای سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار سه‌تایی ارتوز- آلبیت- آنورتیت (Deer et al., 1992).

Figure 5. Feldspar compositions from the Gowd-e-Howz granitoid on the Or-Ab-An ternary diagram (Deer et al., 1992).

حضور نامتعارف سازندة لابرادوریتی در نمونه‏‌های گرانودیوریتی و گرانیتی پیامد رخداد فرایند آمیختگی ماگمایی است که با بررسی‌های میدانی (حضور اِنکلاوهای میکروگرانولار/ میکروگرانیتوییدی مافیک)، سنگ‌نگاری (حضور اِنکلاوها و بلورهای پلاِژیوکلاز بیگانه با زمینة معمول سنگ) و شیمی کانی نیز تأیید می‏‌شود.

ب- شیمی کانی آمفیبول

آمفیبول‏‌ها به‌علت ترکیب شیمیایی و ساختار کانی‏‌شناسی متنوع و محدودة پایداری دما- فشاری گسترده‏‌ از پرکاربردترین کانی‏‌ها در محاسبات زمین‏‌دما‏‌فشار‏‌سنجی هستند. پارامترهای شدت فشار، دما، فوگاسیتة اکسیژن به‌همراه ترکیب سنگ‏‌ کل و فازهای همزیست بر میزان Al درون آمفیبول‏‌ها تأثیر می‏‌گذارد (Stein and Dietl, 2001). به باور هالیستر و همکاران (Hollister et al., 1987) جانشینی چرماکیتی در آمفیبول به فشار حساس است؛ به‌گونه‏‌ای‌که با افزایش فشار، میزان Al درون شبکة بلوری آمفیبول افزایش می‏‌یابد. از سوی دیگر، واکنش‏‌های جانشینی ادنیتی و واکنش‏‌های دربردارندة Ti بیشتر با دما کنترل می‏‌شوند (Anderson and Smith, 1995)؛ به‌گونه‌ای‌که دمای بیشتر جانشینی مؤثرتر سازندة ادنیتی را در پی دارد. برخلاف Al، مقدار Si درون آمفیبول به مقدار این عنصر در ماگمای مادر وابسته است و از میزان فشار و دما پیروی نمی‌کند. افزایش دما جایگزینی Al به‏‌جای Si در جایگاه چهاروجهی آمفیبول کلسیک را به‌دنبال دارد؛ اما با افزایش فشار، جانشینی Al به‌جای Fe+Mg در جایگاه هشت‏‌وجهی روی می‌دهد (Anderson and Smith, 1995). پس با افزایش یکی از این دو پارامتر، مقدار Al کل در آمفیبول افزایش می‏‌یابد (Moody et al., 1983). با افزایش دما، Ti وارد جایگاه هشت‏‌وجهی می‏‌شود؛ زیرا شعاع یونی Ti از Al بزرگ‌تر است. ازاین‌رو، میزان Ti در آمفیبول‏‌های کلسیک رابطة مستقیمی با افزایش دما و رابطة معکوسی با افزایش فشار دارد. پس با افزایش دما، جانشینی ادنیتی افزایش پیدا می‏‌کند و ترکیب آمفیبول‏‌ها، سدیمی‏‌تر و آلومینیمی‏‌تر می‏‌شود (Thomas and Ernst, 1990). با پیشرفت فرایند جدایش بلورین ماگما و افزایش میزان Si، میزان Al^IV و همچنین، Ti در آمفیبول کاهش می‏‌یابد (Leake et al., 1997). فوگاسیتة اکسیژن، نسبت‏‌های Fe#=Fe/(Fe+Mg) و Fe³⁺/(Fe²⁺+Fe³⁺) را کنترل می‏‌کند. در فوگاسیتة اکسیژن کم، Fe²⁺ بیشتری وجود دارد. بر پایة میزان Fe²⁺# در آمفیبول، فوگاسیتة اکسیژن به مقادیر کم (8/0-0/1)، متوسط (8/0-6/0)، و بالا (6/0-0/0) دسته‌بندی شده است (Spear, 1981; Anderson and Smith, 1995). در فوگاسیتة اکسیژن کم، Fe²⁺ و در فوگاسیتة اکسیژن بالا، Fe³⁺ به‌طور ترجیحی در ساختار آمفیبول جایگزین می‏‌شوند. پس در نسبت‏‌های بالای Fe²⁺/Fe³⁺ یعنی فوگاسیتة اکسیژن کم، در هنگام جانشینی چرماکیتی، Al جانشین Mg می‏‌شود و ازاین‌رو، میزان Al در ساختار آمفیبول افزایش می‏‌یابد. اما در فوگاسیتة اکسیژن بالا که Fe³⁺ جانشین Al می‏‌شود، میزان Al در ساختار آمفیبول کاهش می‏‌یابد. ایشیهارا (Ishihara, 1977) سنگ‏‌های آذرین گرانیتی مگنتیت‌دار (سری مگنتیت یا سری I) را نشانة تبلور در فوگاسیتة اکسیژن بالا و سنگ‌های ایلمنیت‌دار (سری ایلمنیت یا سری S) را نشان‌دهندة تبلور در فوگاسیتة اکسیژن کم دانست.

آمفیبول‏‌ها در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در رده‏‌بندی‏‌های گوناگون (Leake et al., 1997; Hawthorne et al., 2012; Ridolfi et al., 2010; Hawthorne and Oberti, 2007; ) از نوع کلسیک شمرده می‌شوند و ترکیب هورنبلند نشان می‌دهند (شکل 6- A-D). آمفیبول‏‌های کلسیک، ویژگیِ توده‏‌های گرانیتوییدی نوع I به‌شمار می‌روند (Stein and Dietl, 2001). در نمودار Ca+Na+K در برابر Si که جداکنندة آمفیبول‏‌های آذرین و دگرگونی است، آمفیبول‏‌های بررسی شده از نوع آذرین هستند (شکل 6- E).

شکل 6. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای رده‏‌بندی آمفیبول‏‌ها. A) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997). B) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌های کلسیک (Hawthorne et al., 2012). C) نمودار دوتایی رده‌بندی آمفیبول‌ها (Anderson, 1996). D) نمودار سه‌تایی رده‌بندی آمفیبول‌ها (Hawthorne and Oberti, 2007). E) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌های آذرین و دگرگونی (Sial et al., 1998).

Figure 6. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz Granitoid in amphibole classification diagrams. A) Amphibole classification diagram (Leake et al., 1997); B) Classification diagram for calcic amphiboles (Hawthorne et al., 2012); C) Binary amphibole classification diagram (Anderson, 1996); D) Ternary amphibole classification diagram (Hawthorne and Oberti, 2007); E) Classification diagram for igneous and metamorphic amphiboles (Sial et al., 1998).

پ- تعیین سری ماگمایی با استفاده از شیمی آمفیبول

به‌طور کلی، شیمی کانی‏‌های گوناگونِ سنگ‏‌های آذرین، بازتابی از ترکیب ماگمای سازندة آنهاست. برای نمونه، در سری‏‌های آذرین آلکالن و زیر اشباع از سیلیس، آمفیبول‏‌ها از نوع کرسوتیت و پارگازیت با تیتانیم بالا هستند؛ اما در سری‏‌های کالک‌آلکالن از نوع آمفیبول‏‌های کلسیک به‌ویژه هورنبلند کم تیتانیم هستند (Molina et al., 2015). حضور آمفیبول‏‌های کلسیک در سنگ‏‌های گرانیتوییدی نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها به گرانیتوییدهای نوع I تعلق دارند (Stein and Dietl, 2001; Molina et al., 2015)؛ زیرا مقدار بالای CaO در گرانیت‏‌های نوع I تبلور هورنبلند را به‌دنبال دارد. مشارکت Mg، K و Ti در ساختار آمفیبول به سرشت ماگما وابسته است؛ به‌گونه‏‌ای‌که آمفیبول‏‌های سیستم ساب‏‌آلکالن در مقایسه با سیستم آلکالن مقادیر Na₂O ، TiO₂, K₂O و Al₂O₃ کمتری دارند (Molina et al., 2009). تصویر کردن شیمی آمفیبول‎های سنگ‏‌های گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای مختلف نشان‌دهندة سرشت کالک‌آلکالن نوع I برای آنها است (شکل 7).

شکل 7. A تا D) ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای تعیین سری ماگمایی (Molina et al., 2009).

Figure 7. A-D) Amphibole compositions of the Gowd-e-Howz granitoid rock samples on the magmatic series discrimination diagrams (Molina et al., 2009).

ت- تعیین منشأ و محیط زمین‏‌ساختی زایش ماگما با استفاده از شیمی آمفیبول

جیانگ و همکاران (Jiang et al., 1984) از نمودار TiO₂ در برابر Al₂O₃ (شکل 8-A) برای تعیین خاستگاه آمفیبول‏‌ها استفاده کردند. در این نمودار نمونه‏‌های آمفیبول‌هـای گرانیتوییـد گودحـوض در قلمرو خاستگاه اختلاطی پوسته- گوشته جای گرفته‏‌اند. به‌طور کلی، آمفیبـول‌هـای پهنـة فـرورانش (Amph-S) نسبت بـه آمفیبـول‌هـای درون‌صـفحه‌ای (Amph-I) میـزان TiO₂ کمتــری دارند (Coltorti et al., 2007; Molina et al., 2009). آمفیبول‌هـای گرانیتوییـد گودحـوض نیـز بـا مقـدارهای TiO₂ کمتـر از ٢ درصـدوزنی در نمـودار TiO₂ در برابر SiO₂ در محدودة آمفیبول نوع S یعنـی پهنـة فرورانش جای گرفته اند (شکل‌های 8-B و 8-C).

به‏‌طور کلی، آمفیبول‏‌های پهنة فرورانش (S-Amph) نسبت به آمفیبول‏‌های درون‌صفحه‏‌ای (I-Amph) میزان Na₂O و TiO₂ کمتری دارند (Coltorti et al., 2007; Molina et al., 2009). آمفیبول‏‌های گرانیتویید گودحوض نیز با مقدارهای Na₂O کمتر از 2 درصدوزنی در نمودار Na₂O در برابر SiO₂ در محدودة آمفیبول نوع S یعنی پهنة فرورانش جای گرفته‌‏‌اند (شکل 8-C).

شکل 8. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودارهای گوناگون برای بررسی خاستگاه و پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش آمفیبول؛ A) نمودار TiO₂ در برابر Al₂O₃ برای بررسی خاستگاه آمفیبول (Jiang et al., 1984)؛ B) نمودار SiO₂ در برابر TiO₂ (Coltorti et al., 2007)؛ C) نمودار SiO₂ در برابرNa₂O (Coltorti et al., 2007).

Figure 8. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid in various diagrams for investigating amphibole origin and tectonic setting. A) TiO₂ versus Al₂O₃ diagram for amphibole origin determination (Jiang et al., 1984); B) SiO₂ versus TiO₂ diagram (Coltorti et al., 2007); C) SiO₂ versus Na₂O diagram (Coltorti et al., 2007).

ث- زمین دمافشارسنجی سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض بر پایة شیمی آمفیبول

آمفیبول‏‌ها از بهترین کانی‏‌ها برای بررسی زمین‌دمافشارسنجی سنگ‏‌های دگرگونی و آذرین درونی کالک‏‌آلکالن با ترکیب بازی، حد واسط و اسیدی به‌شمار می‌روند؛ زیرا در همة این سنگ‏‌ها متبلور می‏‌شوند و در شرایط دما-فشاری مختلف از فشارهای 1 تا 23 کیلوبار و دماهای 400 تا 1150 درجة سانتیگراد پایدار هستند (Blundy and Holland, 1990; Stein and Dietl, 2001; Leake et al., 2004). ساختار بلوری باز و مناسب آمفیبول‏‌ها برای انجام انواع جانشینی‏‌های کاتیونی موجب شده تا با کمک مقدار Al، Ti، Mg و Fe در فرمول ساختاری آنها، بتوان شرایط تبلور آنها را در سنگ‏‌های دربردارنده‌شان ارزیابی کرد. ازاین‌رو، بسیاری از پژوهشگران برای انجام محاسبات زمین دمافشار‏‌سنجی بر پایة ترکیب شیمیایی آمفیبول‏‌ها به‌ویژه میزان آلومینیم درون آنها، روابطی را پیشنهاد کرده‏‌اند که بر پایة معادله‌های ترمودینامیکی نیز استوار هستند (Hammarstrom and Zen, 1986; Schmidt, 1992; Ernst and Liu, 1998; Ridolfi and Renzulli, 2012). در این نوشتار، این روابط هم در محیط نرم‌افزار Excel و هم در محیط نرم‌افزار WinAmptb (Yavuz and Döner, 2017) به‌کار گرفته شده‏‌اند. نکته مهم دربارة نتایج دمافشارسنجی بر پایة تبادل کاتیونی میان کانی‏‌ها آنست که این نتایج درباره سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین کم‌ژرفا مانند دایک‏‌ها که به سرعت منجمد می‏‌شوند، نشان‌دهندة دماها و فشارهای تبلور هستند؛ اما درباره توده‏‌های آذرین درونی و سنگ‏‌های دگرگونی که به آرامی و در مدت زمان درازی سرد می‏‌شوند، نشان‌دهندة دماها و فشارهای نهایی بازایستادن تبادل کاتیونی (دمای بسته‌شدن^[2])، برقراری تعادل و جایگزینی نهایی آنها در پوسته هستند.

- زمین فشارسنجی

از زمین فشارسنج‏‌های گوناگونی برای برآورد فشار تبلور آمفیبول‏‌ها (به کیلوبار) در تودة گرانیتوییدی گودحوض بهره گرفته شد که در ادامه به آنها پرداخته می‌شود.

• فشارسنج پیشنهادیِ هامارستروم و زن (Hammarstrùm and Zen, 1986) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±3 kbars) = -3.92 + 5.03Al_tot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض گویای فشارهای 18/1 تا 62/4 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 27/2 تا 24/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 19/2 تا 54/2 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

• فشارسنج پیشنهادیِ هالیستر و همکاران (Hollister et al., 1987) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±1kbars) = -4.76 + 5.6Al_tot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة فشارهای 96/0 تا 81/4 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 19/2 تا 27/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 09/2 تا 48/2 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

• فشارسنج پیشنهادیِ جانسون و راترفورد (Johnson and Rutherford, 1989) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±0.5 kbars) = -3.46 + 4.23Al_tot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض گویای فشارهای 22/1 تا 74/2 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 75/1 تا 56/2 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 68/1 تا 97/1 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

• فشارسنج پیشنهادیِ اشمیت (Schmidt, 1992) که بر پایة معادلة زیر است:

P(±0.6 kbars) = -3.01 + 4.76Al_tot

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشانة فشارهای 26/2 تا 97/3 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 85/2 تا 77/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 77/2 تا 10/3 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

• فشارسنج پیشنهادیِ آندرسون و اسمیت (Anderson and Smith, 1995) که بر پایة معادلة زیر است:

P[± 0._6kbar] = − 3.01 + 4.76Al_tot - {T[◦C] – 675/85}× {0.53Al_tot + 0.005294 × (T[◦C] − 675 )}

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض گویای فشارهای 84/0 تا 58/3 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 21/1 تا 3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 23/2 تا 97/2 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

• فشارسنج پیشنهادیِ ریدولفی و همکاران (Ridolfi et al., 2010, 2011) که بر پایة معادلة زیر است:

P(kbar) = 19.209e^1.438AlT

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة فشارهای 60/2 تا 36/4 کیلوبار در نمونة دیوریتی، 11/3 تا 52/3 کیلوبار در نمونة گرانودیوریتی و 13/3 تا 42/3 کیلوبار در نمونة گرانیتی (جدول 2) در هنگام جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است. گ

مان می‌رود این طیف فشاری از فشارهای به‌دست آمده از روش آندرسون و اسمیت (Anderson and Smith, 1995) قابل اطمینان‏‌تر باشد.

فشارسنج پیشنهادیِ لیسبوا و همکاران (Lisboa et al., 2020) از نمودارهای تغییرات مقدار آلومینیم در جایگاه چهار‏‌وجهی (Al^iv) در برابر آلومینیم کل(Al_total) و در برابر مقدار آلومینیم در جایگاه هشت‏‌وجهی (Al^vi) برای برآورد فشار پیدایش آمفیبول استفاده کرده‏‌اند. آمفیبول‏‌های در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در محدوده فشار کم این نمودارها تصویر شده‏‌اند (شکل‌های 9-A و 9-B).

شکل 9. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در A) نمودار تغییرات مقدار آلومینیم چهار‏‌وجهی(Al^iv) در برابر آلومینیم کل (بر پایة apfu)؛ B) نمودار تغییرات مقدار آلومینیم چهاروجهی(Al^iv) در برابر آلومینیم هشت‏‌وجهی (Al^vi) (بر پایة apfu) (Lisboa et al., 2020).

Figure 9. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid in A) Tetrahedral aluminum (Al^IV) versus total aluminum (in apfu) diagram; B) of tetrahedral aluminum (Al^IV) versus octahedral aluminum (Al^VI) (in apfu) diagram (Lisboa et al., 2020).

اشمیت (Schmidt, 1992) نمودار Fe/(Fe+Mg) یا همان عدد آهن (Fe#) در برابر آلومینیم کل یا مجموع Al^VI+Al^IV (شکل 10- A)، برای برآورد فشار پیدایش آمفیبول به‌کار برد. به‌کارگیری این نمودار برای سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة فشارهای برابر با 1 تا 7 کیلوبار (ژرفای 11 تا 26 کیلو‏‌متری و با تمرکز بالای نمونه‏‌ها در ژرفای 19 تا 26 کیلومتری) است. از این نمودار برای شناسایی میزان فوگاسیتة اکسیژن نیز بهره گرفته می‏‌شود که بر این پایه، فوگاسیتة اکسیژن ماگمای سازندة سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض بالا بوده است. افزایش همزمان مقادیر آلومینیم کل و منیزیم در هنگام تبلور آمفیبول‏‌ها در جریان فرایند پرشدگی (تغذیه) دوباره آشیانة ماگمایی پدیده‏‌ای رایج است. نمودار آلومینیم کل در برابر عدد منیزیم آمفیبول‏‌ها نشان می‏‌دهد فرایند پرشدگی (تغذیه) دوباره آشیانة ماگمایی با ماگمای تازه، نوسان‌های فوگاسیتة اکسیژن به همراه نوسان‌های دما نسبت به فشار در زمان تبلور آمفیبول‏‌ها رخ داده است (شکل 10- B).

شکل 10. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در A) نمودار عدد آهن (Fe#) در برابر آلومینیم کل (Schmidt, 1992). B) عدد منیزیم (Mg#) در در برابر آلومینیم کل (Kiss et al., 2014).

Figure 10. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid in A) Fe# versus Al_total diagram (Schmidt, 1992). B) Diagram of Mg# versus Al^iv (Kiss et al., 2014).

- زمین‌دماسنجی

1) زمین‌دماسنج جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990; Holland and Blundy, 1994) بر پایة واکنش ادنیت- ترمولیت (4quartz + edenite = albite + tremolite).

T(±313 K) = -76.95 + 0.79P(kbar) + 39.4X^A_Na + 22.4X^A_K + (41.5 – 2.89P(kbar))X^M2_Al /- 0.0650 – 0.0083144 ln (27X^A_vacX^T1_Si X^Plag_Ab /256X^A_NaX^T1_Al )

به‌کارگیری این معادله برای داده‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 8/675 تا 9/776 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 7/676 تا 786 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 4/257 تا 4/371 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

2) زمین‌دماسنج جفت کانی آمفیبول- پلاژیوکلاز (Blundy and Holland, 1990; Holland and Blundy, 1994) بر پایة واکنش ادنیت- ریشتریت (edenite + albite = richterite + anorthite).

T(±313 K) = 81.44 – 33.6X^M4_Na – (66.88 – 2.92P(kbar))X^M2_Al + 78.5X^T1_Al + 9.4X^A_Na / 0.0721 – 0.0083144 ln (27X^M4_Na X^T1_Si X^Plag_An /64X^M4_Ca X^T1_Al X^Plag_Ab )

به‌کارگیری این معادله برای داده‏‌های آمفیبول- پلاژیوکلاز سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 6/683 تا 9/767 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 6/731 تا 2/826 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 5/325 تا 6/407 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول با پلاژیوکلاز است.

3) زمین‌دماسنج پیشنهادیِ فمنیاس و همکاران (F´em´enias et al., 2006).

ln[Ti] _amphibole = 2603/T − 1.70

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 7/468 تا 5/753 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 2/686 تا 4/745 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 4/676 تا 1/784 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2)‏‌ برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول است.

4) زمین‌دماسنج پیشنهادیِ هامفریس و همکاران (Humphreys et al., 2006).

T=479.8(Na+K)_[A]+643.5

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 5/644 تا 3/808 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 1/884 تا 6/905 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 7/662 تا 6/843 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول است.

5) زمین‌دماسنج پاتیرکا (Putirka, 2016).

T(℃)=1781-132.74×Si_Amph+116.6×Ti_Amph-69.41×FetAmph+101.62 × Na_Amph

به‌کارگیری این روش برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض نشان‌دهندة دماهای 4/780 تا 1/867 درجة سانتیگراد در دیوریت‏‌ها، 6/780 تا 3/824 درجة سانتیگراد در گرانودیوریت‏‌ها و 8/780 تا 4/803 درجة سانتیگراد در گرانیت‏‌ها (جدول 2) برای جایگزینی نهایی توده و توقف تبادل و تعادل نهایی کانی آمفیبول است.

6) نتایج به‌کارگیری دیگر دماسنج‏‌ها مانند ریدولفی و همکاران (Ridolfi et al., 2010)، آندرسون (Anderson, 1996)، آندرسون و اشمیت (Anderson and Smith, 1995) و اشمیت (Schmidt, 1992) نیز در جدول 2 آمده است. همچنین، بر پایة نمودار دما‏‌سنجی Al^IV در برابر Ti در آمفیبول‏‌ها (Ernst and Liu, 1998)، آمفیبول‏‌ها در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض بیشتر دماهای 800 تا 900 درجة سانتیگراد را نشان می‏‌دهند (شکل 11-A). به‌طور طبیعی، دماهای بالاتر مربوط به دماهای تبلور و دماهای پایین‏‌تر مربوط به دماهای توقف تبادل و تعادل نهایی کانی‏‌ها (دماهای بسته شدن) در سنگ است. نمودارTi در برابر (Na+K) از اسکایه و اوانس (Scaillet and Evans, 1999) نیز دماهای پیدایش آمفیبول‏‌ها را در تودة گرانیتوییدی گودحوض در بازة دمایی 650 تا 750 درجة سانتیگراد‏‌ نشان می‏‌دهد (شکل 11-B).

جانمایی ترکیب فلدسپارهایِ تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار سیستم Or-Ab-An نیز نشان‌دهندة دماهای کمتر از 820 درجة سانتیگراد برای رابطة تعادلی این کانی‌ها در توده است (شکل 12).  

شکل 11. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در A) نمودار مقدار Al^IV در برابر Ti (بر پایة apfu) (Ernst and Liu, 1998). B) نمودار Na+K در برابر Ti (بر پایة apfu) (Scaillet and Evans, 1999).

Figure 11. Amphibole compositions from the Gowd-e-Howz granitoid A) Al^IV versus Ti (apfu) Plot (Ernst and Liu, 1998); B) Na+K versus Ti (apfu) Plot (Scaillet and Evans, 1999).

شکل 12. ترکیب فلدسپارهای سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار سه‌تایی Or-Ab-An (Anderson, 1997) برای بررسی دماهای تعادلی فلدسپارها.

Figure 12. Feldspar compositions of Gowd-e-Howz granitoid on the Or-Ab-An ternary diagram (Anderson, 1997) for determining feldspar equilibration temperatures.

ج- تعیین فوگاسیتة اکسیژن

مقدار فوگاسیتة اکسیژن ماگما به سرشت محل منبع و جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش آن مرتبط است. ماگما‏‌های با فوگاسیتة بالا‏‌ (اکسیدان) بیشتر با مرزهای ورقه‏‌ای همگرا (پهنة فرورانشی) و ماگماهای با فوگاسیتة کم (احیایی) با محل منبع‏‌های گوشته‏‌ای پهنه‌های کافتی درون‌صفحه‏‌ای همراه هستند. همچنین، گرانیتوییدهای I از نوع اکسیدان و گرانیتوییدهای S از نوع احیایی هستند. این ویژگی ماگماها به‌خوبی در ترکیب کانی‌شناسی و به‌ویژه ترکیب آمفیول‏‌ها بازتاب می‏‌یابد. برای نمونه، همراهی مگنتیت، اسفن و کوارتز با آمفیبول در گرانیتوییدها نشان‌دهندة بالابودن فوگاسیتة اکسیژن در ماگمای سازندة آنهاست (Wones et al., 1989; Helmy et al., 2004; Andrews et al., 2008). ریدولفی و رینزولی (Ridolfi and Renzulli, 2012) برای به‌دست‌آوردن فوگاسیتة اکسیژن بر پایة ترکیب آمفیبول‏‌ها معادلة زیر را پیشنهاد کردند:

logfO₂=25018.7/T+273.15)+12.981+0.046*(P*10-1)/(T+273.15)+-0.5117*LN(T+273. 15)+ΔNNO)

با به‌کارگیری این معادله، میزان ΔNNO در دیوریت‏‌ها از 34/0 تا 21/1 (میانگین: 86/0)، در گرانودیوریت‏‌ها از 18/0 تا 1 (میانگین: 56/0) و در گرانیت‏‌ها از 54/0 تا 82/1 (میانگین: 32/1) و مقدار logfO₂ در دیوریت‏‌ها از 17/12- تا 68/14- (میانگین: 24/13-)، در گرانودیوریت‏‌ها از 17/12- تا 40/14- (میانگین: 54/13-)، و در گرانیت‏‌ها از 70/12- تا 83/13- (میانگین: 23/13-) متغیر است. نماد منفی برای فوگاسیته نشان‌دهندة شرایط اکسیدان است. آمفیبول‏‌های غنی از منیزیم از نوع اکسیدان هستند. در فوگاسیتة اکسیژن کم، مقدار Fe²⁺ بیشتری در ساختار آمفیبول جایگزین می‏‌شود و ازاین‌رو، آمفیبول‏‌های با عدد آهن (Fe²⁺#) برابر با 1 تا 8/0 در فوگاسیتة اکسیژن کم، برابر با 8/0 تا 6/0 در فوگاسیتة اکسیژن متوسط و کمتر از 6/0 در فوگاسیتة اکسیژن بالا پدید آمده‏‌اند (Spear, 1981; Schmidt, 1992; Anderson and Smith, 1995; Helmy et al., 2004). آمفیبول‏‌ها در سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض با عدد آهن کمتر از 6/0 در فوگاسیتة اکسیژن بالا پدید آمده‏‌اند (شکل 13).

برداشت

آمفیبول‏‌ها و فلدسپارها اصلی‏‌ترین کانی‏‌های سازندة سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض هستند و دربارة شرایط تبلور، توقف تبادل‌های کاتیونی، برقراری تعادل و جایگزینی نهایی این توده اطلاعات ارزشمندی دارند. نتایج به‌دست‌آمده از به‌کارگیری داده‏‌های تجزیه نقطه‏‌ای این کانی‏‌ها نشان می‏‌دهند ترکیب فلدسپارها از الیگوکلاز (Ab_97.50An_1.50Or₁) در گرانیت‏‌ها تا لابرادوریت (Ab₃₉An_60.50Or_0.50) در گابرودیوریت‏‌ها در نوسان است.

آمفیبول‏‌ها در گروه کلسیک کم‌فشار، با ترکیب بیشتر هورنبلند، اکسیدان و متعلق به سری ماگمایی کالک‌آلکالن پهنه‌های فرورانش هستند. برآوردهای زمین‌دما‏‌فشار‏‌سنجی به روش‏‌های گوناگون نشان می‌دهد این آمفیبول‏‌ها در فوگاسیتة بالای اکسیژن پدید آمده‏‌اند و در دمای 742 تا 769 درجة سانتیگراد و فشار‏‌های کم 2 تا 8/2 کیلو‏‌بار، معادل با فشارهای ژرفای 5 تا 7 کیلو‏‌متری، با فلدسپارها به تعادل رسیده‏‌اند.

شکل 13. ترکیب آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های تودة گرانیتوییدی گودحوض در نمودار Al^iv در برابر عدد آهن (Fe#) (Anderson and Smith, 1995).

Figure 13. Amphibole compositions of Gowd-e-Howz granitoid on the Al^IV versus Fe# diagram (Anderson and Smith, 1995).

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از نتایج رسالة دکتری نگارندة نخست با عنوان «سنگ‏‌زایی تودة گرانیتوییدی گودحوض بافت، جنوب کرمان» است که با پشتیبانی معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود انجام شده است. نگارندگان مقاله از دانشگاه صنعتی شاهرود، کارکنان آزمایشگاه ریزکاو الکترونی دانشگاه Potsdam آلمان و داوران فرهیخته مجلة پترولوژی برای راهنمایی‏‌های ارزنده سپاس‌گزار هستند.

¹ Mafic microgranular/microgranitoid enclaves (MMEs)

¹ Closing Temperature