کاربرد شیمی پیروکسن در ارزیابی دما و فشار مجموعه نفوذی کوه‌دم

سرجوقیان, فاطمه; کنعانیان, علی; احمدیان, جمشید

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,638
تعداد مقالات	13,318
تعداد مشاهده مقاله	29,871,705
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	11,945,202

کاربرد شیمی پیروکسن در ارزیابی دما و فشار مجموعه نفوذی کوه‌دم

پترولوژی

مقاله 7، دوره 3، شماره 11، آذر 1391، صفحه 97-110 اصل مقاله (750.28 K)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

فاطمه سرجوقیان¹؛ علی کنعانیان^* ²؛ جمشید احمدیان³

¹دانشکده زمین‌شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران، ‌تهران،‌ ایران گروه علوم زمین، دانشکده علوم، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران

²دانشکده زمین‌شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران، ‌تهران،‌ ایران

³گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، ٣٦٩٧-١٩٣٩٥، ج. ا. ایران

چکیده

توده نفوذی کوه‌دم در شمال شرق اردستان، با سن ائوسن بالایی در قسمت مرکزی نوار ماگمایی ارومیه- دختر قرار گرفته است. این توده نفوذی از سنگ‌های گابرویی تا گرانیتی تشکیل شده و میزبان دایک‌های متعدد اسیدی و بازیک است. آنالیزهای نقطه‌ای انجام شده بر روی پیروکسن‌های گابروها بیانگر حضور دو نوع پیروکسن در این سنگ‌هاست: ارتوپیروکسن با ترکیب هیپرستن- فروهیپرستن و کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت- دیوپسید. دایک‌های تراکی‌بازالت حاوی کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت- دیوپسید هستند. ترکیب شیمیایی پیروکسن‌ها بیانگر شکل‌گیری آن‌ها در محیط مرتبط با فرورانش است. میانگین دمای تبلور پیروکسن‌ها در گابروها حدود ١٠٧٠ درجه‌سانتیگراد ارزیابی ‌شده و به نظر می‌رسد که کلینوپیروکسن‌ها در دمای پایین‌تری نسبت به ارتوپیروکسن‌ها شکل گرفته باشند. در حالی‌که میانگین دمای تبلور پیروکسن در دایک‌های بازیک حدود ١١٣٠ درجه‌سانتیگراد برآورد شده است. فشار تخمین زده شده برای تشکیل کلینوپیروکسن‌ در گابرو‌ها کمتر از ٢ کیلوبار و برای تبلور ارتوپیروکسن‌ها بین ٢ تا ٥ کیلوبار محاسبه شد. این داده‌ها بیانگر تشکیل کلینوپیروکسن‌ها در اعماق کمتر از ٧/٧ کیلومتر و ارتوپیروکسن‌ها در عمق حدود ١٠ کیلومتر است. فشار تبلور کلینوپیروکسن‌ها در دایک‌های بازیک حدود ٧/٢ تا ٨/٢ کیلوبار برآورد شده که با تشکیل آن‌ها در عمق حدود ١٠ کیلومتر مطابقت دارد.

کلیدواژه‌ها

پیروکسن؛ دماسنجی؛ فشارسنجی؛ فرورانش؛ کوه‌دم؛ اردستان

اصل مقاله

مقدمه

مجموعه نفوذی کوه‌دم، شمال شرق اردستان، واقع در نوار آتشفشانی ارومیه- دختر، بین طول‌های جغرافیایی ¢48° 52 تا ¢54° 52 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ¢54° 33 تا ¢10° 34 شمالی قرار دارد. این توده نفوذی از دو بخش اسیدی و بخش حدواسط- بازیک تشکیل شده است. توده یاد شده و سنگ‌های در برگیرنده‌ آن، میزبان دایک‌های متعدد اسیدی تا بازیک هستند و بر اساس مطالعات سن‌سنجی با روش K-Ar، سن این مجموعه نفوذی، ائوسن بالایی تعیین شده است (Technoexport, 1981). با توجه به این نکته که پیروکسن‌ها یکی از مهم‌ترین کانی‌های موجود در سنگ‌های آذرین بازیک هستند و بررسی ترکیب شیمیایی آن‌ها اطلاعات بسیار مهمی از خاستگاه ماگمایی (Leterrier et al., 1982) و شرایط فیزیکوشیمیایی از قبیل دما، فشار و فوگاسیته اکسیژن را در اختیار قرار می‌دهد، این پژوهش به بررسی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی کانی پیروکسن اختصاص داده شده است.

پیروکسن به گروه سیلیکات‌های زنجیره‌ای تعلق دار که با فرمول M2M1T₂O₆ تعریف می‌شود و شامل یک موضع تتراهدری و دو موضع اکتاهدری است. به پیشنهاد Morimoto و همکاران (١٩٨٨) قرارگیری کاتیون‌ها در فرمول به صورت: ١) کاتیون‌های Si⁴⁺ و Al³⁺ و سپس Fe³⁺ در مکان ‏T جایگزین می‌شوند و مجموع کاتیون‌های مکان T برابر ٢ است. ٢) مجموع مکان M1 برابر ١ است و کاتیون‌هایی Al³⁺ و Fe³⁺ باقی‌مانده از مکان T در این مکان قرار می‌گیرند. در صورتی‌که Al³⁺ و Fe³⁺ کافی برای پر شدن مکان M1 نباشد، کاتیون‌هایی مانند Ti⁴⁺، Cr³⁺، V³⁺، Ti³⁺، Zr⁴⁺، Sc³⁺، Zn²⁺، Mg²⁺، Fe²⁺ و سپس Mn²⁺ می‌توانند در این موضع قرار گیرند. ٣) کاتیون‌های باقی‌مانده از مکان M1 مانند Mg²⁺، Fe²⁺ و Mn²⁺ در این موضع جایگیر شده و در مرحله بعد کاتیون‌های Li⁺، Ca²⁺ و Na⁺ در مکان M2 قرار می‌گیرند و ظرفیت آن حدود ١ است. محققین متعددی (Le Bas, 1962; Leterrier et al., 1982; Beccaluva et al., 1989) بر وابستگی ترکیب شیمیایی پیروکسن‌ها به ترکیب شیمیایی ماگمای میزبان تأکید کرده‌اند و این امر سبب اهمیت کلینوپیروکسن‌ها در تعیین سری ماگمایی سنگ میزبان و تعیین موقعیت تکتونو ماگمایی شده است. از طرف دیگر ترکیب شیمیایی پیروکسن به شرایط فیزیکوشیمیایی ماگما از قبیل دما، فشار و فوگاسیته اکسیژن وابسته است و ابزار ارزشمندی برای سنجش شرایط فیزیکوشیمیایی ماگماست.

از جمله مطالعات قبلی که در توده نفوذی کوه‌دم انجام شده است، می‌توان به مطالعات زمین‌شیمیایی توده نفوذی کوه‌دم و شیمی کانی‌های آمفیبول، پلاژیوکلاز و بیوتیت (سرجوقیان، ١٣٨٦) و مطالعاتی مرتبط با کانی‌سازی طلا (ربیعی، ١٣٨٥) اشاره نمود. این مطالعات نشان می‌دهد که توده نفوذی کوه‌دم ماهیت کالک‌آلکالن پتاسیم‌دار دارد و از اختلاط ماگماهای مشتق از پوسته و گوشته به‌وجود آمده است (Sarjoughian et al., 2012). در حالی‌که دایک‌های حدواسط- بازیک، ماهیت شوشونیتی دارند و از گوشته فلوگوپیت‌دار منشاء گرفته‌اند (سرجوقیان، ١٣٩١). در این نوشتار با توجه به فراوانی پیروکسن در گابرو‌ها و دایک‌های‌ تراکی‌بازالتی، به کمک ترکیب شیمیایی پیروکسن، اقدام به بررسی محیط‌ زمین‌ساختاری و شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر شکل‌گیری پیروکسن‌های سنگ‌های نفوذی بازیک کوه‌دم و دایک‌های بازیک منطقه شده است.

زمین شناسی منطقه

مجموعه نفوذی کوه‌دم با سن ائوسن بالایی، شامل طیف ترکیبی متنوعی از گابرو تا گرانیت می‌شود و توسط دایک‌های اسیدی و بازیک قطع شده‌اند. به طور کلی واحدهای نفوذی این منطقه با ساخت توده‌ای به دو گروه قابل تقسیم هستند: ١) سنگ‌های اسیدی با ترکیب مونزوگرانیت، گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت و کوارتزمونزودیوریت و ٢) سنگ‌های حدواسط- بازیک با ترکیب گابرو، دیوریت، کوارتز دیوریت، مونزودیوریت و مونزونیت. شواهد صحرایی بیانگر آن است که توده اسیدی بعد از جایگزینی توده بازیک- حدواسط تزریق شده است (سرجوقیان، ١٣٨٦). این واحد درون شیست‌های پالئوزوئیک، آهک‌های کرتاسه و آندزیت‌های ائوسن زیرین تزریق شده و آثار خردشدگی شیست‌‌ها و دگرسانی سنگ‌های میزبان را می‌توان در آهک‌های کرتاسه و آندزیت‌ها مشاهده نمود. لازم به ذکر است، سنگ‌های حدواسط- بازیک عمدتاً ترکیب دیوریتی دارند ولی در محدوده شمال‌غرب توده نفوذی کوه‌دم به تدریج به گابرو پیروکسن‌دار نیز تبدیل می‌شوند.

دایک‌های اسیدی شامل کوارتز پورفیری، میکروگرانیت پورفیری، میکروگرانودیوریت پورفیری و آپلیت‌ها هستند در حالی‌که دایک‌های حدواسط- بازیک ترکیب سنگ‌‌شناسی تراکی‌آندزیت، تراکی‌آندزیت‌بازالت و تراکی‌بازالت دارند. دایک‌های حدواسط- بازیک با ضخامت حدود ١ متر، به‌طور پراکنده و با فراوانی کم،‌ اکثراً در جهت غربی- شرقی به درون سنگ‌های توده نفوذی تزریق شده‌اند. تزریق دایک‌ها به درون توده نفوذی بیانگر آن است که دایک‌ها از لحاظ سنی جوان‌تر از سنگ میزبان هستند. اکثر دایک‌ها،‌ متحمل دگرسانی گرمابی شده و در داخل آن‌ها رگه‌های کلسیتی و اپیدوتی ظاهر شده است. در این پژوهش علاوه بر گابروهای پیروکسن‌دار، دایک‌های تراکی‌بازالتی حاوی پیروکسن نیز مورد مطالعه قرار گرفته‌اند.

روش انجام پژوهش

به‌منظور تعیین محیط تکتونیکی و شرایط فیزیکوشیمیایی گابرو و دایک‌های تراکی بازالتی کوه‌‌دم با استفاده از ترکیب شیمیایی پیروکسن، پس از مطالعات صحرایی و پتروگرافی دقیق، تعدادی نمونه جهت آنالیز نقطه‌ای به آزمایشگاه دانشگاه اکلاهاما آمریکا ارسال شدند. حدود ٥٤ نقطه از کانی‌های پیروکسن در سنگ‌های گابرویی و دایک‌‌های تراکی‌بازالتی با دستگاه مایکروپروب Cameca-SX50، با قطر باریکه الکترونی mm ٢، با ولتاژ شتاب‌دهنده kV٢٠، شدت جریان nA٢٠ و زمان شمارش ٣٠ ثانیه آنالیز شد (جدول ١). تصحیحات زمینه با استفاده از الگوریتم PAP (Pouchou and Pichoir, 1985) انجام شده و مواد استاندارد از بلورهای طبیعی حاوی همه عناصر، به‌منظور تهیه شیشه NIST (K309) استفاده شده است.

در مرحله آخر داده‌های حاصل از این آنالیزها به کمک نرم‌افزارهای PTMafic و Minpet تحلیل و تفسیر شدند. برای تخمین میزان Fe²⁺ و Fe³⁺ از روی مقدار Fe اندازه‌گیری شده توسط دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب، از روش پیشنهادی دروپ (Droop, 1987) استفاده شده است.

پتروگرافی

سنگ‌های گابرویی با بافت گرانولار و اینترگرانولار، دارای کانی‌های پیروکسن (19 تا ٣4 درصد)، پلاژیوکلاز (58 تا ٨٣ درصد)، ارتوکلاز (2 تا 6 درصد)، هورنبلند (7 تا 15 درصد) و بیوتیت (4 تا 8 درصد) هستند. کانی‌های پلاژیوکلاز و پیروکسن از عمده‌ترین کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها هستند. پیروکسن از مهم‌ترین کانی‌های مافیک در گابرو بوده و به دو گروه ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن قابل تقسیم‌ هستند. چنانچه در شکل ١ ملاحظه می‌شود، بلور شکل‌دار ارتوپیروکسن ابتدا توسط کلینوپیروکسن احاطه شده و سپس مجموعاً توسط بلورهای پلاژیوکلاز در بر گرفته ‌شده‌اند و بافت اینترگرانولار نشان می‌دهند. این کانی‌ها دارای ادخال‌های فراوان از پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر از کانی‌‌های دیگر هستند و بافت پوئی‌کیلیتیک نشان می‌دهند و در برخی موارد پیروکسن‌ها به‌صورت انکلوزیون درون کانی‌های دیگر از جمله پلاژیوکلازها به دام افتاده‌اند (شکل 2). برخی از پیروکسن‌ها در حاشیه، متحمل دگرسانی به اکتینولیت، کلریت، تیتانیت و اکسیدهای آهن شده‌اند.

جدول ١- نتایج آنالیز نقطه‌ای پیروکسن در سنگ‌های گابرویی و دایک‌های تراکی‌بازالتی gb: Gabbro) (Dik: Dike,

Sample	S35-2C1	S35-2M1	S35-2M2	S35-2R1	S35-3C1	S35-3R1	S35-4C1	S35-4R1	S35-5C2	S35-5CR1	S35-5R3	S35-6M1	S35-6M2
Analysis	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik
SiO₂	52.69	52.35	51.55	53.14	52.89	51.84	52.82	52.96	51.65	52.40	52.79	49.02	52.21
TiO₂	0.19	0.27	0.60	0.13	0.23	0.40	0.12	0.11	0.20	0.23	0.17	0.78	0.11
Al₂O₃	0.86	1.59	3.09	0.73	0.94	2.46	0.84	0.70	1.80	1.09	0.98	4.94	0.55
FeO	10.42	9.49	8.65	10.50	9.54	9.10	10.36	10.42	11.39	10.16	10.19	10.17	11.19
Cr₂O₃	0.02	0.01	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00
MnO	0.62	0.54	0.38	0.71	0.46	0.41	0.63	0.70	0.58	0.65	0.61	0.28	0.81
MgO	13.79	14.77	14.84	13.91	14.50	14.74	13.83	13.81	13.36	13.77	13.93	13.61	11.10
CaO	21.20	20.64	20.68	21.25	21.17	20.91	21.31	21.30	20.37	20.94	21.10	20.51	23.81
Na₂O	0.24	0.30	0.28	0.24	0.22	0.29	0.23	0.22	0.21	0.30	0.24	0.28	0.10
K2O	0.00	0.02	0.02	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.04	0.11
Total	100.03	99.98	100.10	100.61	99.96	100.16	100.15	100.22	99.59	99.55	100.01	99.63	99.99

TSi	1.97	1.95	1.91	1.98	1.97	1.92	1.98	1.98	1.95	1.97	1.97	1.83	1.98
TAl	0.03	0.05	0.09	0.02	0.03	0.08	0.03	0.02	0.05	0.03	0.03	0.17	0.02
TFe3	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M1Al	0.01	0.02	0.04	0.01	0.01	0.03	0.01	0.01	0.03	0.02	0.02	0.05	0.01
M1Ti	0.01	0.01	0.02	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	0.02	0.00
M1Fe3	0.02	0.04	0.04	0.02	0.02	0.05	0.02	0.02	0.03	0.02	0.02	0.10	0.02
M1Fe2	0.19	0.11	0.09	0.19	0.16	0.10	0.19	0.20	0.19	0.18	0.19	0.07	0.34
M1Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M1Mg	0.77	0.82	0.82	0.77	0.81	0.81	0.77	0.77	0.75	0.77	0.78	0.76	0.63
M2Mg	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M2Fe2	0.11	0.14	0.15	0.11	0.12	0.14	0.11	0.11	0.14	0.11	0.12	0.15	0.00
M2Mn	0.02	0.02	0.01	0.02	0.02	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.03
M2Ca	0.85	0.82	0.82	0.85	0.85	0.83	0.85	0.85	0.82	0.84	0.85	0.82	0.97
M2Na	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01
M2K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01

Sample	S35-6M3	S35-7CR1	S35-7Cr1b	S35-7CR2	S35-7Cr2b	S35-7CR3	S35-7Cr3b	S35-7CR4	S35-7Cr4b	S52-1C1	S52-1C2	S52-1C3	S52-1R1
Analysis	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	Dik	gb	gb	gb	gb
SiO₂	51.64	52.65	52.65	52.95	52.86	52.24	52.18	52.70	52.15	52.90	50.88	50.51	53.79
TiO₂	0.54	0.14	0.07	0.12	0.12	0.25	0.29	0.33	0.33	0.35	1.07	0.92	0.26
Al₂O₃	2.64	0.98	0.58	0.85	0.75	1.43	1.91	1.60	1.75	1.08	3.12	3.44	0.11
FeO	9.39	10.47	10.71	10.07	9.84	9.11	8.91	8.74	8.52	8.86	9.93	10.63	8.00
Cr₂O₃	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.02	0.00	0.02	0.04	0.04	0.00
MnO	0.30	0.64	0.86	0.64	0.59	0.45	0.41	0.38	0.36	0.30	0.30	0.30	0.29
MgO	16.30	13.92	13.40	14.07	14.20	14.69	15.03	15.41	15.03	13.91	13.65	13.91	14.38
CaO	19.14	21.16	21.33	21.22	21.26	21.11	20.91	21.08	21.20	22.68	19.54	17.90	23.61
Na₂O	0.15	0.26	0.23	0.25	0.27	0.29	0.29	0.28	0.31	0.15	0.59	0.67	0.04
K2O	0.02	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01	0.01	0.04	0.00
Total	100.12	100.22	99.84	100.18	99.89	99.57	99.94	100.55	99.65	100.26	99.13	98.36	100.48

TSi	1.91	1.97	1.98	1.98	1.98	1.95	1.94	1.94	1.94	1.97	1.91	1.91	2.00
TAl	0.09	0.03	0.02	0.02	0.03	0.05	0.06	0.06	0.06	0.03	0.09	0.09	0.01
TFe3	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M1Al	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.02	0.02	0.05	0.07	0.00
M1Ti	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.03	0.03	0.01
M1Fe3	0.06	0.04	0.03	0.02	0.03	0.05	0.05	0.05	0.05	0.01	0.02	0.02	0.00
M1Fe2	0.01	0.18	0.21	0.18	0.17	0.12	0.09	0.08	0.09	0.20	0.14	0.10	0.20
M1Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M1Mg	0.90	0.78	0.75	0.78	0.79	0.82	0.83	0.85	0.83	0.77	0.77	0.79	0.80
M2Mg	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M2Fe2	0.22	0.12	0.10	0.11	0.11	0.12	0.14	0.14	0.12	0.08	0.16	0.21	0.05
M2Mn	0.01	0.02	0.03	0.02	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
M2Ca	0.76	0.85	0.86	0.85	0.85	0.84	0.83	0.83	0.84	0.90	0.79	0.73	0.94
M2Na	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.04	0.05	0.00
M2K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00

Sample	S52-1R2	S52-1R4	S52-1R5	S52-2CR1	S52-2CR2	S52-2CR3	S52-4C1	S52-4C2	S52-4R1	S52-4R2	S52-4R3	S52-5CR1	S52-5CR1	S52-5CR2
Analysis	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb
SiO₂	52.60	53.85	52.17	52.14	51.53	51.54	51.60	51.59	52.54	52.17	51.89	52.56	52.15	51.96
TiO₂	0.20	0.11	0.29	0.58	0.69	0.77	0.79	0.86	0.47	0.59	0.38	0.27	0.32	0.50
Al₂O₃	0.63	0.08	0.93	1.88	2.28	2.26	2.53	2.47	1.24	1.41	0.66	0.92	1.44	1.55
FeO	11.35	7.89	12.49	11.07	10.23	11.00	11.31	11.47	11.86	12.88	25.62	10.75	9.16	10.92
Cr₂O₃	0.01	0.01	0.01	0.04	0.02	0.02	0.02	0.03	0.02	0.00	0.00	0.02	0.00	0.03
MnO	0.36	0.31	0.32	0.34	0.33	0.35	0.34	0.38	0.33	0.38	0.65	0.32	0.34	0.34
MgO	12.97	14.28	12.82	14.29	14.00	14.09	14.37	14.54	13.29	13.38	19.28	12.98	13.90	13.49
CaO	21.55	23.54	20.27	19.54	20.47	19.49	18.76	18.45	19.80	19.35	1.69	21.43	21.60	20.45
Na₂O	0.14	0.03	0.21	0.22	0.28	0.26	0.27	0.26	0.22	0.24	0.00	0.20	0.16	0.31
K2O	0.01	0.00	0.04	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00	0.00	0.03	0.01
Total	99.82	100.10	99.55	100.10	99.83	99.78	100.00	100.06	99.78	100.41	100.17	99.45	99.10	99.56

TSi	1.99	2.00	1.98	1.95	1.93	1.93	1.93	1.93	1.98	1.96	1.97	1.99	1.96	1.96
TAl	0.02	0.00	0.02	0.05	0.07	0.07	0.07	0.07	0.02	0.04	0.03	0.01	0.04	0.04
TFe3	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M1Al	0.01	0.00	0.02	0.03	0.03	0.03	0.04	0.04	0.04	0.02	0.00	0.03	0.03	0.03
M1Ti	0.01	0.00	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01
M1Fe3	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03	0.01	0.01	0.01	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.01
M1Fe2	0.25	0.20	0.24	0.15	0.15	0.15	0.13	0.12	0.20	0.21	0.00	0.23	0.18	0.19
M1Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M1Mg	0.73	0.79	0.73	0.80	0.78	0.79	0.80	0.81	0.75	0.75	0.98	0.73	0.78	0.76
M2Mg	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.11	0.00	0.00	0.00
M2Fe2	0.11	0.05	0.15	0.19	0.15	0.19	0.22	0.23	0.17	0.19	0.80	0.11	0.11	0.14
M2Mn	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01
M2Ca	0.87	0.94	0.82	0.78	0.82	0.78	0.75	0.74	0.80	0.78	0.07	0.87	0.87	0.83
M2Na	0.01	0.00	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.00	0.02	0.01	0.02
M2K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00

Sample	S52-5CR2	S52-5CR3	S52-5CR3	S52-7R1	S52-7R2	S52-1C6	S52-1C7	S52-1R6	S52-1R7	S52-5CR1b	S52-5CR2b	S52-5CR3b	S52-8R1	S52-8R2
Analysis	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb	gb
SiO₂	51.10	51.35	51.24	52.09	51.99	52.00	51.78	51.58	51.58	51.71	51.07	50.27	51.95	51.81
TiO₂	0.97	0.45	0.65	0.35	0.36	0.42	0.37	0.32	0.40	0.29	0.26	0.26	0.21	0.01
Al₂O₃	2.45	1.12	1.48	0.97	0.96	0.71	0.63	0.60	0.67	0.49	0.48	0.44	0.44	0.19
FeO	11.98	12.27	12.11	12.98	12.81	26.25	26.16	26.11	26.95	28.87	29.43	29.45	27.20	28.54
Cr₂O₃	0.04	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00
MnO	0.31	0.36	0.38	0.38	0.34	0.67	0.64	0.68	0.67	0.63	0.67	0.66	0.64	0.78
MgO	14.18	12.93	13.99	13.19	12.83	18.84	18.85	18.89	17.82	17.20	16.44	16.48	18.39	17.93
CaO	18.74	20.08	18.89	19.55	20.02	1.90	1.71	1.31	1.52	1.60	1.56	1.51	1.03	0.71
Na₂O	0.27	0.23	0.22	0.19	0.24	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
K2O	0.00	0.01	0.00	0.03	0.03	0.01	0.01	0.01	0.00	0.02	0.02	0.00	0.01	0.00
Total	100.04	98.80	98.97	99.73	99.59	100.80	100.16	99.50	99.61	100.82	99.93	99.07	99.87	99.97

TSi	1.91	1.96	1.94	1.97	1.97	1.97	1.97	1.97	1.98	1.98	1.98	1.96	1.99	1.99
TAl	0.09	0.04	0.06	0.03	0.03	0.03	0.03	0.03	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.01
TFe3	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00
M1Al	0.02	0.01	0.01	0.02	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00
M1Ti	0.03	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00
M1Fe3	0.03	0.02	0.03	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00	0.01	0.01	0.02	0.00	0.01
M1Fe2	0.13	0.22	0.16	0.22	0.24	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.04	0.01	0.00	0.00
M1Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M1Mg	0.79	0.74	0.79	0.74	0.73	0.98	0.98	0.98	0.97	0.98	0.95	0.96	0.99	0.99
M2Mg	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.09	0.09	0.10	0.05	0.00	0.00	0.00	0.07	0.04
M2Fe2	0.22	0.15	0.20	0.18	0.16	0.82	0.82	0.83	0.87	0.91	0.91	0.92	0.87	0.91
M2Mn	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0.03
M2Ca	0.75	0.82	0.77	0.79	0.81	0.08	0.07	0.05	0.06	0.07	0.07	0.06	0.04	0.03
M2Na	0.02	0.02	0.02	0.01	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
M2K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00

بافت غالب در دایک‌های بازیک، پورفیری است و در برخی دایک‌ها، بافت‌ میکرولیتی دیده می‌شود. از لحاظ کانی‌شناسی عمدتاً از درشت‌‌بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز با حجم تقریبی ٦٠ تا ٧٠ درصد تشکیل شده‌اند. این فنوکریست‌ها درون زمینه‌ای از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و یا ریزبلورهایی از کانی‌های پیروکسن، پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و ارتوکلاز قرار گرفته‌اند. بلورهای پلاژیوکلاز غالباً درشت‌بلور بوده و در کناره‌ها خوردگی خلیجی نشان می‌دهند به‌طوری‌که گاهی خوردگی آن‌ها تا مرکز بلور پیش رفته است. این بلورها ماکل پلی‌سنتتیک و یا ساختمان منطقه‌ای دارند و گاهی بافت غربالی نشان می‌دهند و در اثر دگرسانی، به سوسوریت تجزیه شده‌اند. از کانی‌‌‌های‌ مافیک غالب در دایک‌ تراکی‌بازالتی می‌توان به کلینوپیروکسن اشاره کرد. این بلورها دارای انکلوزیون‌هایی از پلاژیوکلازها و کانی‌های تیره هستند که بافت پوئی‌کیلیتیک تشکیل می‌دهند. برخی از دایک‌ها دگرسانی گسترده‌ای را متحمل شده‌اند به‌طوری‌که گاه، پیروکسن‌ها تقریباً به طور کامل اورالیتی و کربناتی شده‌اند. وجود شواهد بافتی از قبیل حضور ادخال‌های پلاژیوکلاز در پیروکسن‌ها و بالعکس، بیانگر تبلور هم‌زمان این دو کانی است.


شکل ١- ارتوپیروکسن شکل‌دار محصور در کلینوپیروکسن که مجموعاً توسط پلاژیوکلازها در بر گرفته ‌شده‌اند.	شکل ٢- بلور پیروکسن حاوی ادخال‌های فراوان با بافت پوئی‌کیلیتیک

شیمی کانی پیروکسن

طبقه‌بندی پیروکسن‌ها با توجه به قرارگیری کاتیون‌ها در مکان M1 و M2 صورت می‌گیرد و در طبقه‌بندی گسترده‌ای به ٤ گروه: ١- پیروکسن‌های Ca-Mg-Fe (Quad)، ٢- پیروکسن‌های Ca-Na، ٣- پیروکسن‌های Na و ٤- دیگر پیروکسن‌ها (Other) تقسیم‌بندی می‌شوند (Morimoto et al., 1988). با توجه به نمودار شکل ٢، پیروکسن‌های مورد مطالعه در نمودار Q-J (Morimoto et al., 1988) در محدوده آهن- منیزیم- کلسیم (Quad) قرار گرفته‌اند. در این نمودار شاخص‌های J و Q مطابق رابطه زیر محاسبه می‌شوند:

Q=Ca+Mg+Fe²⁺

J=2Na±R⁺(R: Al, Fe³⁺, Cr³⁺, Sc³⁺

برای تفکیک پیروکسن‌های گروه Ca-Mg-Fe نمونه‌ها از نمودار شکل ٣ استفاده شد. چنانچه در این نمودار ملاحظه می‌شود پیروکسن‌ها در گابروها دو ترکیب ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن دارند. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها در گابرو و دایک‌ تراکی‌بازالتی در نمودار Wo-En-Fs (Morimoto et al., 1988) در محدوده دیوپسید و اوژیت قرار گرفته‌اند. در حالی‌که ارتوپیروکسن‌ها با میزان آهن و منیزیم تقریباً برابر با گستره ترکیبی 47.7-54=EN، ترکیب حدواسط میان انستاتیت و فروسیلیت (هیپرستن تا فروهیپرستن) را نشان می‌دهند.

محیط زمین‌ساختاری

ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها تابعی از ترکیب شیمیایی و محیط تشکیل ماگمای سازنده آن‌هاست و می‌تواند اطلاعات ارزشمندی را در مورد سری ماگمایی و محیط تکتونیکی تشکیل سنگ‌ها در اختیار قرار دهد (Le Bas, 1962). در ترکیب شیمیایی پیروکسن، فراوانی عناصری مانند Ti، Al، Na و Cr و به‌ویژه Si نشانگر ماهیت و محیط تکتونیکی تشکیل‌دهنده آن‌هاست (Le Base, 1962; Leterrier et al., 1982; Sun and Bertrand, 1991).

Le Bas (١٩٦٢) عقیده دارد که مقادیر Si، Al و ‏Ti درون شبکه ساختاری پیروکسن به درجه آلکالینیته بستگی داشته و با استفاده از این مشخصه، سری‌های ماگمایی از هم قابل تفکیک هستند. وی با استفاده از مقادیر SiO₂ و Al₂O₃ در ترکیب شیمیایی پیروکسن‌ها، سری‌های ماگمایی پرآلکالن، آلکالن و ساب‌آلکالن را از هم متمایز نموده است (شکل ٤- الف). ترکیب شیمیایی پیروکسن‌های مورد مطالعه در مقایسه با انواع موجود در سنگ‌های آلکالن از Si غنی‌تر هستند و در محدوده ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند.

شکل ٢- طبقه‌بندی پیروکسن‌های گابروها و دایک‌های تراکی‌بازالتی کوه‌دم در نمودار Q-J (Morimoto et al., 1988). لوزی آبی توپر معرف کلینوپیروکسن گابروها و لوزی صورتی نیمه‌پر نماینده ارتوپیروکسن واقع در گابرو و مثلث بیانگر کلینوپیروکسن دایک تراکی‌بازالت است.

شکل ٣- نمایش ترکیب پیروکسن‌های مجموعه نفوذی مورد مطالعه در نمودار En-Fs-Wo (Morimoto et al., 1988)، علائم مشابه شکل ١ است.

با توجه به شکل ٤- ب، اکثر نمونه‌ها به دلیل کمبود TiO₂، از قلمرو سنگ‌های آلکالن دور شده و اکثراً در محدوده سنگ‌های کالک‌آلکالن واقع شده‌اند (LeBas, 1962). پایین بودن میزان Ti در فرمول ساختمانی پیروکسن‌های مورد مطالعه از یک سو (شکل٤- ج) و بالا بودن میزان SiO₂ نمونه‌ها از سوی دیگر (شکل٤- د) ویژگی پیروکسن‌های موجود در سنگ‌های آذرین کمان‌های آتشفشانی (Beccaluva et al., 1989) را تداعی می‌کند.

تعیین شاخص‌های فیزیکوشیمیایی

ترکیب کانی‌های موجود در سنگ‌های آذرین ارتباط مستقیم با ترکیب ماگمای مولد سازنده آن‌ها دارد. بنابراین با استفاده از ترکیب شیمیایی پیروکسن می‌توان به ارزیابی شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر نمونه‌ها نظیر فشار، دما و فوگاسیته اکسیژن ماگما پرداخت.

دماسنجی

ترکیب شیمیایی پیروکسن‌ها ابزار مهمی برای سنجش دما در سنگ‌های آذرین محسوب می‌شود. به‌خصوص هنگامی که دو نوع پیروکسن یعنی ارتوپیروکسن فقیر از کلسیم و کلینوپیروکسن غنی از کلسیم با هم هم‌زیست باشند. برای بررسی دمای تشکیل پیروکسن‌ها از دماسنجی‌های زیر استفاده شده است:

الف) بر اساس شاخص‌های XPT و YPT (شکل ٥) که بر اساس روابط زیر محاسبه می‌شوند (Soesoo, 1997):

XpT= 0.446 SiO₂ + 0.187 TiO₂ - 0.404 Al₂O₃ + 0.346 FeO^(tot) - 0.052 MnO + 0.309 MgO + 0.431 CaO - 0.446 Na₂O

YpT= - 0.369 SiO₂ + 0.535 TiO₂ - 0.317 Al₂O₃ + 0.323 FeO^(tot) + 0.235 MnO - 0.516 MgO - 0.167 CaO - 0.153 Na₂O

طبق این روش دمای تشکیل ارتوپیروکسن‌ها در گابرو و کلینوپیروکسن‌ها در دایک تراکی بازالتی حدوداً ١١٥٠ تا ١٢٠٠ درجه‌سانتیگراد و دمای تشکیل کلینوپیروکسن‌ها در گابرو ازکمتر از١٠٥٠ تا١١٠٠ درجه‌سانتیگراد به‌دست می‌آید.

الف)	ب)

ج)	د)

شکل ٤- تعیین سری ماگمایی و موقعیت تکتونیکی نمونه‌ها با استفاده از ترکیب شیمیایی پیروکسن، الف- نمودار تغییرات SiO₂ -Al₂O₃ (Le Base, 1962)، ب- Al₂O₃ در برابر TiO₂ (Le Base, 1962)، ج- ‌Ti در برابر TAl (Beccaluva et al., 1989) و د) نمودار سه متغیره SiO₂-TiO2-Na₂O (Beccaluva et al., 1989).
	شکل ٥- تعیین دمای پیروکسن با استفاده از روش Soesoo (1997) علائم مشابه شکل ١ است.

ب) دماسنجی با استفاده از روش پیشنهادی Kretz (1994) که از روی فراوانی کاتیون‌های دو ظرفیتیFe²⁺، Mg و Ca می‌توان به ارزیابی دمای تبلور پیروکسن‌ها اقدام نمود. رابطه زیر بر اساس این دماسنجی پیشنهاد شده است.

T°C={1000/(0.054+0.608X^Cpx-0.304Ln(1-2[Ca]^Cpx))}-273

در رابطه فوق X^Cpx برابر است با:

X^Cpx=[Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)]^Cpx

این دماسنجی برای کلینوپیروکسن‌هایی که با ارتوپیروکسن‌ها هم‌زیست نباشند، نتایج قابل قبولی ارائه می‌دهد. با استفاده از این روش میانگین دمای تشکیل کلینوپیروکسن‌ها در گابرو حدود ١٠١٣ درجه‌سانتیگراد ارزیابی شده است.

ج) دماسنجی بر اساس رابطه پیشنهادی Bertrand و Mercier (1985)‌ نیز طبق رابطه زیر تعریف شده است:

T^Cpx=(33696+45.45P)/(17.61-8.314Ln[(1-X)/0.95]-12.13[X]²

X: M2 میزان کلسیم در مکان

در این رابطه از میانگین فشار تشکیل پیروکسن (بحث خواهد شد) بر حسب کیلوبار استفاده شده است. مطابق با این معادله دمای به‌دست آمده از دماسنجی پیروکسن‌ها در گابرو، حدود ١٠٤٠ درجه‌سانتیگراد است.

د) بر اساس تعادل مذاب بلور ارتوپیروکسن (Putirka, 2008) که بر اساس رابطه زیر محاسبه ‌می‌شود:

XFm₂Si₂O₆: mole fraction of Fm₂Si₂O₆ (enstatite + ferrosilite, EnFs)

Fm=Fe+Mn+Mg;

XFe opx: تعداد کاتیون‌ آهن در ارتوپیروکسن بر اساس ٦ اکسیژن

میانگین دمای تبلور ارتوپیروکسن‌ها در نمونه‌های گابرویی مورد مطالعه حدود ١٠١٣ درجه‌سانتیگراد به‌دست می‌آید.

ه) دمای تشکیل کلینوپیروکسن‌ دایک‌های بازیک را می‌توان از رابطه زیر به‌دست آورد. تغییرات Jd-DiHd موجب افزایش خطا تا 52-60 ± درجه‌سانتیگراد می‌شود (Putirka et al., 1996, 2003).

در این رابطه میانگین دمای تشکیل کلینوپیروکسن در دایک‌های بازیک حدود ١٠٨٩ درجه‌سانتیگراد به دست می‌آید.

فشارسنجی

به‌منظور تعیین فشار با استفاده از نمودار (Soesoo) (1997) و با استفاده از مقادیر XPT و YPT مطابق شکل ٦، میزان فشار تبلور کلینوپیروکسن در گابرو کمتر از ٢ کیلوبار و فشار تبلور ارتوپیروکسن در گابرو و کلینوپیروکسن در دایک‌های بازیک حدود ٢ تا ٥ کیلوبار برآورد می‌شود.

شکل 6- تعیین فشار تبلور پیروکسن با استفاده از نمودار Soesoo (1997)، علائم مشابه شکل ١ است.

به‌منظور کنترل این روش از معادله Putirka و همکاران (2003) نیز برای محاسبه فشار تبلور پیروکسن به‌صورت زیر استفاده شده است.

مقدار فشار محاسبه شده طبق این روش ٧/٢ کیلوبار در دایک‌های بازیک برآورد می‌شود.

در تأیید داده‌های فوق از روش Nimis (1995) که در محدوده فشارهای ٠٠١/0 تا ٨٠ کیلوبار بازنگری شده است نیز، مطابق با معادله زیر استفاده شده است.

بر اساس این رابطه، فشار تبلور پیروکسن‌ در دایک‌های بازیک حدود ٨/٢ کیلوبار به‌دست می‌آید. بنابراین با فرض آن‌که چگالی پوسته حدود ٦٥/٢ گرم بر سانتی‌متر مکعب باشد، عمق تشکیل کلینوپیروکسن‌ها در گابرو‌ها کمتر از ٧/٧ کیلومتر و در دایک بازیک و ارتوپیروکسن‌های گابرو حدود ١٠ کیلومتر ارزیابی می‌شود.

تخمین فوگاسیته اکسیژن

فوگاسیته اکسیژن تأثیر ویژه‌ای در تغییر دمای لیکیدوس و ترکیب مذاب و بلور دارد (France et al., 2010) و عامل مؤثری در کنترل فرآیندهای ماگمایی است (Kilinc et al., 1983; Kress and Carmichael, 1991; Ottonello et al., 2001; Moretti, 2005; Botcharnikov et al., 2005) و بر توالی تبلور و نوع کانی‌های تبلور یافته تأثیرگذار است.

به کمک نمودار مجموع Al^VI+2Ti+Cr در برابر Na+Al^IV (Schweitzer et al., 1979) که خود تابعی از میزان آهن سه ظرفیتی پیروکسن‌هاست، می‌توان میزان فوگاسیته اکسیژن را به‌دست آورد. این نمودار بر اساس موازنه Al موجود در موقعیت تتراهدری با Al و Cr³⁺ در موقعیت اکتاهدری تنظیم شده است. در ترکیب پیروکسن‌ها عنصر Fe³⁺ می‌تواند جانشین عناصر ٣ ظرفیتی مانند Al^VI، ‏Ti و Cr در موقعیت هشت وجهی شود، بنابراین فراوانی Fe³⁺ در پیروکسن‌ها بستگی به میزان Al^VI دارد و به‌عبارت دیگر، تابع موازنه آلومینیوم در موقعیت چهاروجهی و هشت‌وجهی است. بنابراین هر چه Al بیشتری وارد موقعیت چهار وجهی شود، امکان ورود عناصر سه ظرفیتی دیگر به جز آلومینیوم، مانند Fe³⁺ به موقعیت هشت وجهی فراهم‌تر می‌شود. بدین صورت که نمونه‌هایی که در بالای خط Fe³⁺=0 قرار گرفته‌اند، پیروکسن‌هایی هستند که در فوگاسیته اکسیژن بالا متبلور شده‌اند و نمونه‌هایی که در پایین این خط قرار گرفته‌اند نشانگر فوگاسیته اکسیژن هستند و در عین حال Cameron و Papike (١٩٨١) به فاصله نمونه‌ها از خط Fe³⁺ اشاره کرده و یادآور شده‌اند که هر چه فاصله نمونه‌ها از این خط بیشتر باشد مقدار فوگاسیته اکسیژن در محیط تشکیل آ‌ن‌ها بیشتر بوده است. همان‌طور که در شکل ٧ ملاحظه می‌شود، ارتوپیروکسن‌ها در گابرو‌ها زیر خط Fe³⁺=0 و کلینوپیروکسن‌ها در گابروها و دایک‌های بازیک در بالای خط یاد شده قرار گرفته‌اند. این وضعیت نشان می‌دهد که ارتوپیروکسن‌ها نسبت به کلینوپیروکسن‌ها در فوگاسیته اکسیژن پایین‌تری متبلور شده‌اند.

شکل ٧- تخمین فوگاسیته اکسیژن در محیط تشکیل کلینوپیروکسن‌ها با استفاده از ترکیب شیمیایی پیروکسن (Schweitzer, 1979).

بحث و نتیجه‌گیری

مجموعه نفوذی کوه‌دم طیف وسیعی از سنگ‌های آذرین اسیدی تا بازیک را در بر می‌گیرد و میزبان دایک‌های متعدد اسیدی و بازیک است. پیروکسن در گابروها به دو صورت ارتوپیروکسن با ترکیب هیپرستن- فروهیپرستن و کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت- دیوپسید حضور دارد، در صورتی که در دایک‌های بازیک با ترکیب تراکی‌بازالت تنها کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت- دیوپسید دیده می‌شود. نمودارهای متمایز کننده محیط تکتونیکی تشکیل پیروکسن‌ها در تأیید نتایج حاصل از مطالعات زمین‌شیمی سنگ کل (سرجوقیان، ١٣٨٦ و ١٣٩١) گویای ارتباط نمونه‌ها با فرآیند فرورانش و شکل‌‌گیری توده نفوذی کوه‌دم در حاشیه فعال قاره‌ای است. دماهای محاسبه‌شده با استفاده از روش‌های متعدد، بیانگر آن است که پیروکسن‌ها در گابروها در حداقل دمای حدود ١٠٠٠ درجه‌سانتیگراد تا حداکثر ١٢٠٠ درجه‌سانتیگراد متبلور شده‌اند. یادآور می‌شود دماهای حداقل مرتبط با دمای تشکیل کلینوپیروکسن‌ها و دماهای حداکثر بیانگر دمای شکل‌گیری ارتوپیروکسن‌هاست. به‌نظر می‌رسد طیف دمایی مشاهده شده گویای تغییرات دما در هنگام تبلور پیروکسن است. تغییرات درجه‌حرارت در دایک‌های بازیک محدودتر بوده و از ١٠٩٠ تا ١٢٠٠ درجه‌سانتیگراد متغیر است. با توجه به نمودار فشارسنجی (Soesoo, 1997) فشار به‌دست آمده برای تشکیل کلینوپیروکسن‌ها در گابروها کمتر از ٢ کیلوبار و برای ارتوپیروکسن‌ها در گابروها ٢ تا ٥ کیلوبار ارزیابی می‌شود. فشار تشکیل کلینوپیروکسن در دایک‌های بازیک نیز بین ٢ تا ٥ کیلوبار تخمین زده شده است. این نتایج با داده‌های حاصل از Putirka و همکاران (٢٠٠٣) که فشار را حدود ٧/٢ تا ٨/٢ کیلوبار نشان می‌دهد، هماهنگی دارد. احاطه شدن بلور ارتوپیروکسن توسط کلینوپیروکسن که بیانگر تبلور اولیه ارتوپیروکسن نسبت به کلینوپیروکسن است، با نتایج دما- فشارسنجی هم‌خوانی دارد. شکل ٧ نشان می‌دهد، فوگاسیته اکسیژن از میزان تقریباً حدواسط تا بالا برخوردار است. سنگ‌های گابرویی و دایک‌های تراکی‌بازالت از ماگمای کم تحول یافته‌تر نسبت به ماگمای سازنده توده نفوذی کوه‌دم سرچشمه گرفته‌اند. بنابراین می‌توان پایین‌تر بودن فوگاسیته اکسیژن را به منشاء آن‌ها و تشکیل این سنگ‌ها در مراحل اولیه تکامل ماگمایی و مؤثر نبودن فرآیند تبلور در این سنگ‌ها نسبت داد. زیرا در طی تکامل ماگمایی و افزایش میزان آب ماگما، فوگاسیته اکسیژن نیز افزایش می‌یابد. همچنین ارتوپیروکسن‌ها فوگاسیته اکسیژن پایین‌تری نسبت به کلینوپیروکسن‌ها دارند که این امر کاملاً منطبق بر تأخیری‌تر بودن کلینوپیروکسن‌ها نسبت به ارتوپیروکسن‌ها در سری تبلور ماگمایی است. به‌عبارت دیگر در نمونه‌های مورد بررسی، ابتدا ارتوپیروکسن‌ها تشکیل شده و سپس با افزایش فوگاسیته اکسیژن به دنبال آن‌ها کلینوپیروکسن‌ها متبلور شده‌اند.

سپاسگزاری

این پژوهش، بخشی از طرح تحقیقاتی "ماهیت پلوتونیسم کوه‌دم (شمال شرق اردستان)، سرگذشت زمین‌شناسی و تحولات ماگمایی آن" است که با استفاده از امکانات پژوهشی دانشگاه تهران و دانشگاه پیام‌نور مرکز اصفهان انجام شده است. از حوزه معاونت‌های پژوهشی این دو دانشگاه تشکر و قدردانی می‌شود.

مراجع

ربیعی، ا. (١٣٨5) اکتشاف زمین‌شیمیایی ناحیه کوه‌دم و بررسی ژنز اندیس طلای آن، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت معلم (خوارزمی)، تهران، ایران.

سرجوقیان، ف. (١٣٨٦) پترولوژی و زمین‌شیمی توده نفودی کوه‌دم (شمال اردستان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، تهران، ایران.

سرجوقیان، ف. (١٣٩١)، ماهیت پلوتونیسم کوه‌دم (شمال‌شرق اردستان)، سرگذشت زمین‌شناسی و تحولات ماگمایی آن. رساله دکتری، دانشگاه تهران، تهران، ایران.

Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology 77: 165-182.

Bertrand, P. and Mercier, J. C. (1985) The mutual solubility of coexisting ortho- and clinopyroxene: toward an absolute geothermometer for natural system? Earth and Planetary Science Letters 76: 109-122.

Botcharnikov, R. E., Koepke, J., Holtz, F., McCammon, C. and Wilke, M. (2005) The effect of water activity on the oxidation and structural state of Fe in a ferro-basaltic melt. Geochimica et Cosmochimica Acta 69: 5071-5085.

Cameron, M. and Papike, J. J. (1981) Structural and chemical variations. American Mineralogist 66: 1-50.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe³⁺ in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analysis, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-437.

France, L., Ildefonse, B., Koepke, J. and Bech, F. (2010) A new method to estimate the oxidation state of basaltic series from microprobe analyses. Journal of Volcanology and Geothermal Research 189: 340-346.

Kilinc, A., Carmichael, I. S. E., Rivers, M. L. and Sack, R. O. (1983) The ferric-ferrous ratio of natural silicate liquids equilibrated in air. Contributionsto Mineralogy andPetrology 83: 136-140.

Kress, V. C. and Carmichael, I. S. E. (1991) The compressibility of silicate liquids containing Fe₂O₃ and the effect of composition, temperature, oxygen fugacity and pressure on their redox states. Contributionsto Mineralogy andPetrology 108: 82-92.

Kretz, R. (1994) Metamorphic Crystallization. John Wiley and Sons, Chichester and New York.

Le Base, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260: 267-288.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of Paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59:139-154.

Moretti, R. (2005) Polymerization, basicity, oxidation state and their role in ionic modelling of silicate melts. Geophysics 48: 583-608.

Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Fortschr mineral 66: 237-252.

Nimis, P. (1995) A clinopyroxene geobarometer for basaltic systems based on crystals-structure modeling. Contributionsto Mineralogy andPetrology 121: 115-125.

Ottonello, G. Moretti, R. Marini, L. and Zuccolini, M. V. (2001) Oxidation state of iron in silicate glasses and melts: a thermochemical model. Chemical Geology 174: 157-179.

Pouchou, J. L. and Pichoir, F. (1985) PAP correction procedure for improved microanalysis. In: J. T., Armstrong (Ed.): Microbeam analysis. San Francisco Press, San Francisco.

Putirka, K. D. (2008) Thermometers and barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69: 61-120.

Putirka, K. D., Mikaelian, H., Ryerson, F. and Shaw, H. (2003) New clinopyroxene-liquid thermobarometers for mafic, evolved, and volatile-bearing lava compositions, with applications to lavas from Tibet and the Snake River Plain, Idaho. American Mineralogist 88: 1542-1554.

Putirka, K., Johnson, M., Kinzler, R. and Walker, D. (1996) Thermobarometry of mafic igneous rocks based on clinopyroxene-liquid equilibria, 0-30 kbar. Contributionsto Mineralogy andPetrology 123: 92-108.

Sarjoughian, F., Kananian, A., Haschke, M., Ahmadian, J., Ling, W. and Keqing, Z. (2012) Magma mingling and hybridization in the Kuh-e Dom pluton, Central Iran. Journal of Asian Earth Science 54-55: 49-63.

Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and bence, A. E. (1979) Statitical analysis of clinopyroxenes from deepsea basalts. American Mineralogist 64: 501-513.

Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallisation PT-estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Föreningen) 119: 55-60.

Sun, C. M. and Bertrand, J. (1991) Geochemistry of clinopyroxenes in plutonic and volcanic sequences from the Yanbian Proterozoic ophiolites (Sichuan Province, China): petrogenetic and geotectonic implications. Schweiz Mineralogische Petrologische Mitteilungen 71: 243-259.

Technoexport (1981) Detail geology prospecting in the Anarak Area, Central Iran. Geological Survey of Iran, Report No 9.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,775

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 742

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

کاربرد شیمی پیروکسن در ارزیابی دما و فشار مجموعه نفوذی کوه‌دم