برآورد ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی و پهنة زمین‏‌ساختی توده‌های گابرویی جنوب شهرستان گرمی (استان اردبیل)‏ برپایة شیمی بلورهای کلینوپیروکسن

احمدزاده, غلامرضا; مبشرگرمی, محمد

doi:10.22108/ijp.2018.106919.1056

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,650
تعداد مقالات	13,402
تعداد مشاهده مقاله	30,206,380
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,075,281

برآورد ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی و پهنة زمین‏‌ساختی توده‌های گابرویی جنوب شهرستان گرمی (استان اردبیل)‏ برپایة شیمی بلورهای کلینوپیروکسن

پترولوژی

مقاله 6، دوره 9، شماره 3 - شماره پیاپی 35، آذر 1397، صفحه 101-120 اصل مقاله (2.47 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2018.106919.1056

نویسندگان

غلامرضا احمدزاده^* ¹؛ محمد مبشرگرمی²

¹هیئت علمی،گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه محقق اردبیلی، اردبیل، ایران

²دانشجوی دکتری پترولوژی، گروه زمین شناسی- دانشکده علوم- دانشگاه لرستان - لرستان - ایران

چکیده

گابروهای بررسی‌شده با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری، در جنوب شهرستان گرمی و در شمال‌باختری ایران برون‌زد دارند. پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین‏‌های ایدینگزیتی‌شده از کانی‌های اصلی سازندة این گابروها هستند. بررسی شیمی کانی‌های کلینوپیروکسن‌‏ نشان می‌دهد این کانی‌ها‌ از نوع اوژیت تا دیوپسید هستند و در گستره کلینوپیروکسن‏‌های کلسیم، منیزیم و آهن‌دار جای می‌گیرند. این کلینوپیروکسن‌ها سرشت آذرین دارند و از دیدگاه تکتونوماگمایی، از کلینوپیروکسن‌های سری ماگمایی آلکالن تا شوشونیتی به‌شمار می‌روند. عموماً منطقه‏‌بندی شیمیایی عادی و نوسانی در بلورهای کلینوپیروکسن منطقه ‌دیده می‌شود. بررسی‌های ترکیب شیمیایی این کانی‌ها نشان می‌دهد عواملی مانند شرایط متفاوت اکسیداسیون و فوگاسیتة اکسیژن، بیشترین تأثیر را در پیدایش منطقه‏‌بندی کلینوپیروکسن‌های منطقه داشته‌اند. بررسی‌های دماسنجی نشان‌دهندة تبلور کلینوپیروکسن‌ها در گستره دمایی نزدیک به 1200 درجه سانتیگراد هستند و برپایة مقدار < Al^VI 04/0 اتم در ساختار کانی، فشار در بازة 9 تا 13 کیلوبار برآورد شده است. دارابودن مقادیری آهن فریک، به‌ویژه در هستة کلینوپیروکسن‌ها، نشان‌دهندة فوگاسیتة بالای اکسیژن در خاستگاه ماگماست.

کلیدواژه‌ها

شیمی کانی؛ کلینوپیروکسن؛ دمافشارسنجی؛ گابرو؛ گرمی؛ پهنه تالش

اصل مقاله

مقدمه

به‌باور بسیاری از پژوهشگران، ترکیب شیمیایی کانی‌هایِ سنگ از سری ماگمایی سنگ میزبان پیروی می‌کند (Princivalle et al., 2000; Avanzinelli et al., 2004; Zhu and Ogasawara, 2004). ازاین‌رو، بررسی‌های سنگ‌نگاری و شیمی کانی‌ها از بهترین راه‌های شناخت فرایندهای ماگمایی به‌شمار می‌رود و بررسی شرایط تبلور و فرایندهای تأثیرگذار بر تبلور کانی می‌تواند با دقت بیشتری تحولات ماگمایی سنگ میزبان را توضیح دهد (Molina et al., 2009). ترکیب شیمیایی کانی‌ها، به‌ویژه کانی کلینوپیروکسن، برپایة حضور در مرحله‌های گوناگون تبلور سنگ، اطلاعات بهتری دربارة دماسنجی و پهنه زمین‏‌ساختی سنگ میزبان ارائه می‏‌دهد (Deer et al., 1992; Molina et al., 2009).

به‌باور Morimoto و همکاران (1988)، کاتیون‌های شرکت‌کننده در سایت‌های ساختمانی کانی کلینوپیروکسن، در تعادل با ماگمای میزبان هستند و می‌توانند نشان‌دهندة خاستگاه ماگمای مادر، تحولات سنگ‌شناسی، سری ماگمایی، شرایط دمافشارسنجی و جایگاه تکتونوماگمایی ماگمای میزبان باشند (Le Bas, 1962; Leterrier et al., 1982; Morimoto et al., 1988; Beccaluva et al., 1989; Bindi et al., 1999; Avanzinelli et al., 2004).

ازاین‌رو، بررسی کلینوپیروکسن‌ها برای شناسایی سری ماگمایی سنگ میزبان و نیز شناسایی جایگاه تکتونوماگمایی اهمیت پیدا کرده است (Leterrier et al., 1982). پژوهش‌های Schweitzer و همکاران (1979) نشان داده است مؤلفه‌های فیزیکوشیمیایی (مانند: فشار و فوگاسیته) را برپایة ترکیب کانی‌های پیروکسن و جایگیری کاتیون‌ها در سایت‌های بلوری، می‌توان اندازه‌‌گیری‌ کرد. بر همین پایه، Nimis و Taylor (2000) فرمولی برای به‌دست‌آوردن دمای تعادل پیدایش کلینوپیروکسن پیشنهاد کرده‌اند.

پیروکسن‌ها با فرمول عمومی M₂M₁T₂O₆ در رده سیلیکات‌های زنجیره‌ای هستند و سایت بلوری T یک جایگاه چهاروجهی و سایت‌های M1 و M2 دو جایگاه هشت‌وجهی در بلورهای پیروکسن به‌شمار می‌روند. عموماً سایت بلوری T با ظرفیت کاتیونی 2 مول پر می‌شود و اگر با کاتیون‌های Si⁺⁴، Al³⁺ پر نشد، نهایتاً با مقادیری از کاتیون Fe⁺³به ظرفیت2 مول می‌رسد. سایت M1 نیز با کاتیون‌هایAl³⁺، Fe⁺³، V³⁺، Cr³⁺، Zr⁴⁺ و Ti³⁺ و نهایتاً در صورت‌نرسیدن به ‌ظرفیتیک مول، با کاتیون‌های Fe²⁺، Mg²⁺، Zn²⁺، Sc³⁺، Ti³⁺ و Mn⁺² پر می‌شود. همچنین، سایت M2 با کاتیون‌های مشترکی از سایت M1 مانند Mg²⁺، Fe²⁺ و Mn⁺² و همچنین، کاتیون‌های Ca²⁺ و Na⁺ به ظرفیت یک مول می‌رسد و کانی شکل می‌گیرد.

بررسی‌های Akbari (2007) روی سنگ‏‌نگاری و ضریب انجماد در سنگ‌های منطقه و بررسی‌های Mobashergarmi و همکاران (2015) دربارة تحولات ماگمایی گابرو‏‌های جنوب گرمی از بررسی‌های پیشین در منطقة جنوب شهرستان گرمی هستند. نتیجة هر دو پژوهش برپایة شیمی سنگ کل در گابروها، نشان‌دهندة سرشت آلکالن، خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‌شده با متاسوماتیسم فرورانشی و ارتباط با پهنه زمین‏‌ساختی پشت کمان است.

هدف از این پژوهش بررسی سنگ‏‌نگاری و شیمی کانی‌های کلینوپیروکسن در این گابروهاست و تلاش می‌شود سری ماگمایی، دمافشارسنجی، فوگاسیته و جایگاه زمین‏‌ساختی برپایة شیمی کانی کلینوپیروکسن شناسایی شوند.

زمین‌شناسیعمومیوشواهدصحرایی

منطقة بررسی‌شده در 20 کیلومتری جنوب شهر گرمی، در میان طول‌های جغرافیایی خاوری ^´59^º47 تا ^´00º48 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ^´59^º38 تا´53º39 جای دارد (شکل 1). از پیشینة پهنه‌بندی‌های زمین‏‌ساختی برای منطقه به بررسی‌های زمین‌شناسی ساختمانی Nabavi (1976) اشاره می‌شود که در آن، منطقه تالش در پهنة البرز- آذربایجان دانسته شده است. در پهنه‌بندی Alavi (1996) نیز این منطقه در پهنة آتشفشانی ترشیری – کواترنری جای گرفته است. برپایة به‌روزترین رده‌بندی‌ها، سنگ‌های گابرویی جنوب شهرستان گرمی بخشی از پهنة ماگمایی تالش و پهنةآتشفشانی البرز – آذربایجان هستند (Masson et al., 2006; Aghazadeh et al., 2010, 2011; Castro et al., 2013) که در فاصلة میان باختر حوضه جنوب دریای خزر، شمال افیولیت اللهیارلو و خاور گسل چپگرد ارس جای دارند. این گابروها در فاز پس از فوران ائوسن، درپی رفتار گسل‌های کششی، در میان نهشته‌های ائوسن نفوذ کرده‌اند (Babakhani and Khan Nazer, 1997). توده‌های بررسی‌شده پیش از وارون‌شدگی لایه‏‌های الیگوسن و هم‌راستا با گسل‌های فعال تزریق ‌شده‌اند (Babakhani and Khan Nazer, 1997).

گسترة بررسی‌شده در بخش مرکزی نقشه 1:100000 لاهرود (Babakhani and Khan Nazer, 1997) و نقشه 1:100000 رضی Abbasi, 2005)) با نفوذی‌های الیوین‏‌گابرویی معرفی شده است. برپایة نفوذ در سنگ‌های بازالتی ائوسن پسین Mobashergarmi, 2013)) و پوشیده‌شدن با رسوب‌های الیگوسن (Babakhani and Khan Nazer, 1997)، نفوذی‌های الیوین‏‌گابرویی جنوب گرمی سن ائوسن بالایی تا الیگوسن دارند. این نفوذی‌های گابرویی 4 رخنمون با راستای تقریباً شمال‌باختری– جنوب‌خاوری دارند و در توده‌های آتشفشانی نفوذ کرده‌اند. بررسی صحرایی نشان‏‌دهندة ارتباط این نفوذی‌ها با گسل‏‌های پراکنده در راستای شمال‌باختری– جنوب‌خاوری است.

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی جنوب شهرستان گرمی، برگرفته از چهارگوش لاهرود از (Babakhani and Khan Nazer, 1997) با تصحیح و موقعیت منطقة بررسی‌شده در نقشه ساختار زمین‌شناسی پهنة قفقاز، شامل قفقاز بزرگ، قفقاز کوچک و کمربند تالش از Kazmin و Tikhonova (2006) و Vincent و همکاران (2007) با تصحیح Johnson و همکاران (2010)

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های میکروسکوپی نخستین، شمار 7 مقطع نازک صیقلی از نمونه‌های مناسب ساخته و برای تجزیه به مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شدند. در این مرکز، تجزیة یاد‌شده با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل CAMECA-SX 100 (ساخت شرکت Cameca فرانسه) انجام شد. این دستگاه مجهز به اسپکترومتر با گیرندة دیود الکترونی است و به‌‌صورت خودکار بر پایه دقت بالای 1% و عملکرد هم‌زمان چند دیتکتور دیودیو پایداری پرتوی الکترونی با پوشش کربن کار می‏‌کند. تجزیه روی کانی‌های مورد نظر در شرایط ولتاژ Kev 15، فشار Torr^7-10× 4، آمپراژ nA 20 و بزرگی طول‌موج 5/2 میکرومتر انجام گرفت. فرایند کالیبره‌شدن دستگاه نیز برپایة Al/Crn، Si/Wo، Ca/Wo، Na/Ab، K/Or، Mn/MnSiO₃، Fe/Hm، Mg/Per و Ti/Rt انجام‌گرفت. داده‌های به‌دست‌آمده با نرم‌افزارهای رایانه‏‌ای AX، Minpet بررسی و نمودارهای لازم رسم شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة به‌‌صورت اکسید هستند و مقدار اتم هر اکسید در فرمول کانی برپایة 6 اتم اکسیژن به روش Droop (1987) به‌‌دست آمده است. مقدارهای Fe³⁺ و Fe²⁺با برنامه‏های کامپیوتری برپای‌ روش Papike و همکاران (1974) به‌دست آمده‌اند.

سنگ‌نگاری

نفوذی‏‌های گابرویی منطقه جنوب شهرستان گرمی در رخنمون‌های صحرایی و نمونة دستی به‌صورت درشت و رنگ خاکستری تا خاکستری تیره هستند. بررسی سنگ‏‌نگاری که روی 50 مقطع نازک انجام شده است نشان می‌دهد بیشتر رخنمون‌ها از جنس الیوین‏‌گابرویی هستند و عموماً بافت گرانولار دارند. پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن کانی‏‌های اصلی هستند. در میان کانی‌های فرعی، الیوین بیشترین مقدار را دارد و هورنبلند قهوه‌ای، کانی کدر، میکای قهوه‌ای، آپاتیت و زیرکن از دیگر کانی‏‌های فرعی هستند. بیش از 50% حجم سنگ را کانی پلاژیوکلاز در برمی‌گیرد. همچنین، این سنگ‏‌ها 20 تا 30% کلینوپیروکسن، نزدیک‌به 10% الیوین و کمتر از 5% هورنبلند قهوه‌ای، میکای قهوه‌ای به‌همراه مقدارهای اندکی آپاتیت و زیرکن دارند که عموماً به‌صورت میانبار در پلاژیوکلاز دیده می‌شوند. همچنین، در برخی مقطع‌ها، آلکالی‌فلدسپار دیده می‏‌شود (شکل 2- A). پلاژیوکلاز به‌صورت بلورهای درشت‌دانه با ماکل پلی‌سینتتیک هستند. بلورهای درشت پیروکسن عموماً ماکل دوقلویی دارند. برخی پیروکسن‌ها میانبار‌هایی از کانی کدر دارند که هم‌زمان و یا پیش از پیدایش این بلورها پدید آمده‌اند (شکل 2- B). برخی کانی‌های کلینوپیروکسن نیز منطقه‏‌بندی دارند (شکل 2- C) که در بررسی‌های میکروسکوپی منطقه‏‌بندی عادی به‌نظر می‏‌رسند. کانی‏‌های الیوین عموماً گرد شده‌اند و گاه حاشیه ایدینگزیتی‌شده دارند (شکل 2- D). کانی‌های هورنبلند قهوه‌ای، عموماً در همجواری با میکاها پدید آمده‌اند (شکل 2- E). بلورهای میکای و آمفیبول به‌صورت همزیست و در کنار همدیگر در میان کانی‌های پلاژیوکلاز دیده می‌شوند. آپاتیت به‌صورت بلورهای تیغه‌ای شکل با فراوانی بسیار کم در میان بلورهای پلاژیوکلاز دیده می‌شوند. همچنین، بلورهای نادری از زیرکن‌های متامیکتی به‌صورت میانبار درون کانی‏‌های پلاژیوکلاز دیده می‌شوند (شکل 3- F).

شکل 2- تصورهای میکروسکوپی XPL از گابروهای گرمی: A) کانی آلکالی‌فلدسپار؛ B) کانی پیروکسن با ماکل دوقلویی و میانبار‌های کانی‌ کدر در آن؛ C) منطقه‏‌بندی در کانی کلینوپیروکسن؛ D) بلورهای الیوین با لبه‌های ایدینگزیتی‌شده، به‌همراه کانی‌های مافیک در الیوین‏‌گابرو؛ E) کانی‌های آمفیبول و میکای قهوه‌ای که در میان پلاژیوکلازها جای گرفته‌اند؛ F) حضور زیرکن و آپاتیت به‌صورت میانبار در کانی‏‌ پلاژیوکلاز (نام‌ اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

شیمی بلورپیروکسن

برپایة داده‌های جدول 1، در ترکیب شیمیایی پیروکسن‏‌های بررسی‌شده، SiO₂ از 38/48 تا 03/50، TiO₂ از 12/1 تا 59/1، Al₂O₃ از 01/5 تا 18/6، CaO از 35/18 تا 09/20 و Na₂O از 23/0 تا 91/0 درصدوزنی هستند. برپایة درصدمولی، Fs از 11% تا 13%، En از 44% تا 46% و Wo از 43% تا 45% در نمودار سه‌تایی شناسایی پیروکسن‌ها برپایة درصد مؤلفه‌های Wo-En-Fs (شکل 3- A)، کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در گسترة ترکیب اوژیت تا دیوپسید جای گرفته‏‌اند.

جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاوالکترونی برای کلینوپیروکسن در گابروهای جنوب گرمی برپایة شش اتم اکسیژن، به‌همراه سازنده‌های پایانی آنها و پارامترهای دما- و فشارسنجی آنها

Sample No.	CPX1-8	CPX1-7	CPX1-6	CPX1-5	CPX1-4	CPX1-3	CPX1-2	CPX1-1	CPX2-5	CPX2-4
SiO₂	49.27	49.22	49.21	49.15	49.08	48.97	48.88	48.56	50.03	49.85
TiO₂	1.29	1.23	1.32	1.36	1.39	1.41	1.42	1.45	1.28	1.31
Al₂O₃	5.82	5.86	5.82	5.68	5.65	5.55	5.49	5.21	5.64	5.68
Cr₂O₃	0.01	0.02	0.02	0.02	0.03	0.03	0.03	0.03	0.01	0.02
FeO	5.73	5.82	6.92	6.88	6.96	7.00	7.11	7.31	5.78	5.74
Fe₂O₃	2.79	2.73	2.82	2.86	2.89	2.91	2.92	2.95	2.78	2.81
MnO	0.19	0.19	0.21	0.21	0.22	0.24	0.26	0.27	0.26	0.26
MgO	13.94	13.98	14.07	14.16	14.18	14.21	14.27	14.36	13.94	13.91
CaO	18.53	18.81	18.92	18.92	19.01	19.04	19.12	19.24	19.04	19.03
Na₂O	0.86	0.84	0.72	0.72	0.71	0.62	0.57	0.51	0.89	0.78
K₂O	0.05	0.04	0.04	0.03	0.03	0.02	0.02	0.02	0.08	0.09
Total	98.48	98.74	100.07	99.99	100.15	100.00	100.09	99.91	99.73	99.48
Si	1.85	1.84	1.83	1.82	1.82	1.82	1.82	1.81	1.86	1.86
Ti	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04
Al	0.26	0.26	0.25	0.25	0.25	0.24	0.24	0.23	0.25	0.25
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08
Fe²⁺	0.18	0.18	0.22	0.21	0.22	0.22	0.22	0.23	0.18	0.18
Mn	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Mg	0.78	0.78	0.78	0.78	0.78	0.79	0.79	0.80	0.77	0.77
Ca	0.75	0.76	0.75	0.75	0.76	0.76	0.76	0.77	0.76	0.76
Na	0.06	0.06	0.05	0.05	0.05	0.05	0.04	0.04	0.06	0.06
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
En	0.46	0.45	0.45	0.45	0.45	0.45	0.45	0.45	0.45	0.45
Fs	0.11	0.11	0.12	0.12	0.12	0.12	0.13	0.13	0.11	0.11
Wo	0.44	0.44	0.43	0.43	0.43	0.43	0.43	0.43	0.44	0.44
XAl^IV (T)	0.15	0.157	0.175	0.176	0.181	0.18	0.184	0.192	0.144	0.144
XAl^VI (M1)	0.108	0.102	0.079	0.072	0.066	0.063	0.056	0.037	0.103	0.105
Mg/(Mg+Fe²⁺)	0.71	0.71	0.67	0.67	0.67	0.67	0.67	0.66	0.71	0.71
Y_PT	-26.96	-27.04	-26.63	-26.59	-26.53	-26.42	-26.36	-26.12	-27.25	-27.15
X_PT	34.71	34.82	35.38	35.45	35.52	35.6	35.7	35.86	35.34	35.28
T(Nimis and Taylor, 2000)	1234	1236	1216	1214	1211	1209	1207	1201	1232	1232
T(Putirka, 2008)	1224	1220	1210	1209	1208	1207	1206	1204	1220	1219
P(Putirka, 2003)	9.90	10.21	10.58	10.49	10.38	9.86	9.44	12.38	10.57	10.04
T (Kretz, 1994)	1223	1219	1213	1217	1214	1213	1209	1201	1270	1272
T(Bertrand and Mercier,1985)	1195	1267	1268	1268	1267	1265	1264	1266	1267	1265
P(Putirka, 2003)	9.90	10.22	10.58	10.49	10.38	9.86	9.44	12.38	10.57	10.04
P(Putirka, 2008)	10.39	10.7	11.07	10.98	10.87	10.35	9.93	12.87	11.06	10.53
h(Km)	36	37	39	38	38	36	35	45	39	37

جدول 1- ادامه

Sample No.	CPX2-3	CPX2-2	CPX2-1	CPX3-5	CPX3-4	CPX3-3	CPX3-2	CPX3-1	CPX4-5	CPX4-4
SiO₂	49.32	49.03	48.98	49.28	49.22	49.13	48.69	48.38	49.13	49.16
TiO₂	1.45	1.46	1.46	1.12	1.23	1.33	1.46	1.48	1.22	1.25
Al₂O₃	5.57	5.48	5.35	5.94	5.59	5.58	5.39	5.16	5.69	5.59
Cr₂O₃	0.02	0.02	0.02	0.02	0.03	0.03	0.03	0.03	0.01	0.02
FeO	6.04	6.08	6.48	6.38	6.36	6.29	6.30	6.39	6.42	6.56
Fe₂O₃	2.95	2.96	2.96	2.62	2.73	2.83	2.96	2.98	2.72	2.75
MnO	0.29	0.31	0.32	0.27	0.29	0.31	0.32	0.34	0.22	0.22
MgO	14.13	14.20	14.35	13.63	13.45	14.11	14.13	14.11	13.98	14.06
CaO	19.13	19.19	19.53	18.35	18.52	19.62	20.01	20.03	18.54	18.62
Na₂O	0.57	0.54	0.41	0.86	0.83	0.36	0.35	0.23	0.69	0.55
K₂O	0.03	0.03	0.02	0.08	0.07	0.04	0.03	0.02	0.08	0.06
Total	99.50	99.30	99.88	98.55	98.32	99.63	99.67	99.15	98.70	98.84
Si	1.84	1.83	1.82	1.85	1.86	1.83	1.82	1.82	1.85	1.85
Ti	0.04	0.04	0.04	0.03	0.04	0.04	0.04	0.04	0.03	0.04
Al	0.25	0.24	0.24	0.26	0.25	0.25	0.24	0.23	0.25	0.25
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.08	0.08	0.08	0.07	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08
Fe²⁺	0.19	0.19	0.20	0.20	0.20	0.20	0.20	0.20	0.20	0.21
Mn	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Mg	0.79	0.79	0.80	0.76	0.76	0.79	0.79	0.79	0.78	0.79
Ca	0.77	0.77	0.78	0.74	0.75	0.79	0.80	0.81	0.75	0.75
Na	0.04	0.04	0.03	0.06	0.06	0.03	0.03	0.02	0.05	0.04
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
En	0.45	0.45	0.45	0.45	0.44	0.45	0.44	0.44	0.45	0.45
Fs	0.11	0.11	0.11	0.12	0.12	0.11	0.11	0.11	0.12	0.12
Wo	0.44	0.44	0.44	0.43	0.44	0.44	0.45	0.45	0.43	0.43
XAl^IV (T)	0.16	0.167	0.177	0.148	0.142	0.167	0.182	0.182	0.155	0.154
XAl^VI (M1)	0.085	0.075	0.058	0.115	0.107	0.079	0.055	0.047	0.097	0.094
Mg/(Mg+Fe²⁺)	0.7	0.7	0.69	0.68	0.68	0.69	0.69	0.69	0.69	0.68
Y_PT	-26.79	-26.67	-26.59	-26.73	-26.43	-26.78	-26.52	-26.25	-26.69	-26.63
X_PT	35.47	35.45	35.87	34.62	34.82	35.7	35.83	35.88	34.99	35.24
T(Nimis and Taylor, 2000)	1222	1220	1215	1232	1222	1225	1215	1211	1228	1225
T(Putirka, 2008)	1213	1213	1210	1218	1215	1215	1212	1210	1215	1214
T (Kretz, 1994)	1260	1260	1242	1230	1227	1246	1246	1241	1236	1231
T(Bertrand and Mercier,1985)	1262	1260	1261	1273	1270	1259	1252	1248	1269	1267
P(Putirka, 2003)	9.16	8.76	11.65	11.16	11.25	11.30	10.78	9.93	10.09	9.43
P(Putirka, 2008)	9.65	9.25	12.14	11.65	11.74	11.79	11.27	10.42	10.58	9.92
h(Km)	34	32	42	41	41	41	39	36	37	35

همچنین، در نمودار Ti-Na-Al^IV، نمونه‌های کلینوپیروکسن درصدمولی CATS (Ca-tschermaks molecule) بیش از 50% دارند و ویژگیِ غنی‌شدگی از کلسیم (CATS) از خود نشان می‌دهند (شکل 3- B). در نمودار Q دربرابر J، نمونه‌های بررسی‌شده به‌ترتیب با مقدارهای Q از 67/1 تا 8/1 و مقدارهای J از 03/0 تا 13/0 در بازة ترکیبی پیروکسن‌های Fe و Mg و Ca دار جای می‌گیرند (شکل 3- C). تغییرات شمار اتم Al^Total در ساختار کانی‌های تجزیه‌‌شده از 22/0 تا 27/0 اتم است و مقدارهای Ti، Cr و Na به‌ترتیب از 00/0 تا 001/0، از 032/0 تا 044/0 و از 002/0 تا 066/0 هستند. برپایة این داده‏‌ها، در نمودار شمار اتم Al^Total دربرابر مجموع اتم‌های Ti+Cr+Na در ساختار کانی، کانی‌های بررسی‌شده در بازة ترکیبی کلینوپیروکسن‏‌های ماگمایی جای می‌گیرد (شکل 3- D).

جدول 1- ادامه

Sample No.	CPX4-3	CPX4-2	CPX4-1	CPX5-3	CPX5-2	CPX5-1	CPX6-4	CPX6-3	CPX6-2	CPX6-1
SiO₂	48.89	48.81	48.77	49.15	48.98	48.69	49.94	49.76	49.33	49.28
TiO₂	1.32	1.32	1.35	1.36	1.41	1.49	1.18	1.21	1.51	1.59
Al₂O₃	5.48	5.02	5.01	5.66	5.45	5.38	6.18	6.12	6.08	5.78
Cr₂O₃	0.02	0.03	0.03	0.02	0.02	0.03	0.01	0.02	0.02	0.02
FeO	6.78	7.22	7.21	6.10	6.22	6.49	5.82	5.84	5.85	6.24
Fe₂O₃	2.82	2.82	2.85	2.86	2.91	2.99	2.68	2.71	3.01	3.09
MnO	0.29	0.32	0.36	0.28	0.29	0.31	0.15	0.17	0.31	0.33
MgO	14.13	14.21	14.21	14.06	14.24	14.28	13.28	13.38	13.63	13.81
CaO	18.99	19.04	19.08	19.15	19.36	20.09	18.73	18.81	19.13	19.15
Na₂O	0.53	0.43	0.35	0.86	0.71	0.51	0.91	0.87	0.84	0.78
K₂O	0.04	0.04	0.04	0.08	0.06	0.05	0.08	0.08	0.07	0.06
Total	99.29	99.26	99.26	99.58	99.65	100.31	98.96	98.97	99.78	100.13
Si	1.83	1.83	1.83	1.83	1.82	1.80	1.87	1.86	1.83	1.83
Ti	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.03	0.03	0.04	0.04
Al	0.24	0.22	0.22	0.25	0.24	0.24	0.27	0.27	0.27	0.25
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.08	0.09
Fe²⁺	0.21	0.23	0.23	0.19	0.19	0.20	0.18	0.18	0.18	0.19
Mn	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Mg	0.79	0.80	0.80	0.78	0.79	0.79	0.74	0.75	0.76	0.76
Ca	0.76	0.77	0.77	0.76	0.77	0.80	0.75	0.75	0.76	0.76
Na	0.04	0.03	0.03	0.06	0.05	0.04	0.07	0.06	0.06	0.06
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
En	0.45	0.45	0.44	0.45	0.45	0.44	0.44	0.44	0.45	0.44
Fs	0.12	0.13	0.13	0.11	0.11	0.11	0.11	0.11	0.11	0.11
Wo	0.43	0.43	0.43	0.44	0.44	0.45	0.45	0.45	0.45	0.44
XAl^IV (T)	0.17	0.169	0.169	0.173	0.178	0.196	0.131	0.137	0.166	0.172
XAl^VI (M1)	0.071	0.053	0.053	0.075	0.061	0.039	0.142	0.133	0.1	0.081
Mg/(Mg+Fe²⁺)	0.68	0.66	0.66	0.7	0.7	0.69	0.7	0.7	0.7	0.69
Y_PT	-26.45	-26.16	-26.1	-26.83	-26.72	-26.54	-27.09	-27.03	-26.74	-26.52
X_PT	35.46	35.85	35.9	35.19	35.48	35.93	34.7	34.75	34.96	35.33
T(Nimis and Taylor, 2000)	1217	1207	1206	1223	1219	1210	1236	1235	1229	1219
T(Putirka, 2008)	1211	1207	1206	1215	1213	1210	1222	1221	1214	1209
T (Kretz, 1994)	1222	1202	1203	1205	1203	1190	1202	1203	1209	1212
T(Bertrand and Mercier,1985)	1263	1267	1266	1264	1260	1254	1270	1268	1266	1266
P(Putirka, 2003)	9.07	12.29	11.89	10.34	9.21	11.18	11.27	10.97	11.11	11.08
P(Putirka, 2008)	9.56	12.78	12.38	10.83	9.7	11.67	11.76	11.46	11.6	11.57
h(Km)	33	45	43	38	34	41	41	40	41	40

ازآنجایی‌که کلینوپیروکسن‏‌های با عدد منیزیم کمتر از 86% پیامد جدایش بلورین ماگما هستند (Lebas, 1962; Deer et al., 1992) و همة نمونه‌های بررسی‌شده Mg# از 66 تا 71% دارند، پس همة نمونه‏‌ها پیامد جدایش بلورین ماگمایی دانسته می‌شوند. با افزایش مقدار SiO₂ در پیروکسن‎ها، مقدار FeO با شیب منفی کاهش می‎یابد. از سوی دیگر، مقدارهای Na₂O و K₂O با شیب مثبت افزایش می‏یابند (شکل‏‌های 4- A، 4- B و 4- C). با اینکه مقدارهای Na و K در پیروکسن‏ها کم است، اما افزایش مقدار این دو عنصر در سنگ‌های بازیک نشان‌دهندة ترکیب مذاب اولیه آلکالن است؛ زیرا در مذاب بازالتی، با افزایش روند جدایش بلورین، مقدار عنصرهای آلکالن به‌‌سرعت افزایش می‏یابد (Berndt et al., 2005). در نمودار شمار اتم‌های Si دربرابر شمار اتم‌های Al در ساختار کانی‌های کلینوپیروکسن (شکل 4- D)، نمونه‏‌ها بالای خط اشباع جای می‌گیرند. این نمودار نشان‌دهندة کلینوپیروکسن‏‌هایی است که بخشی از موقعیت چهاروجهی ساختار آنها با کاتیون‌های Si و Al در ترکیب کلینوپیروکسن پر شده است؛ اما اگر نمونه‏‌‏‌ای زیر خط اشباع جای گرفته بود، موقعیت چهاروجهی سیستم کانی کلینوپیروکسن آن تنها با Si پر می‌شد. در این نمودار، موقعیت جایگیری بلورهای کلینوپیروکسن نشان‏‌دهندة جایگزینی بخشی از اتم‏‌های آلومینیم در سایت تترائدری است و این نکته نشان می‌دهد ماگمای مادر این کانی‌ها کم سیلیس بوده است (Papike et al., 1974).

شکل 3- ترکیب کلینوپیروکسن‏‌های گابروهای جنوب گرمی روی: A) نمودار سه‌تایی انستاتیت (En)، ولاستونیت (Wo) و فروسیلیت (Fs) (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار سه‌تایی Ti–Na-Al^IV(Papike et al., 1974)؛ C) نمودار رده‌بندی کلینوپیروکسن‏‌ها (Morimoto, 1988)؛ D) نمودار Ti+Na+Cr دربرابر Al (Berger et al., 2005)

شکل 4- ترکیب کلینوپیروکسن‏‌های گابروهای جنوب گرمی در: A، B، C) نمودارهای تغییرات SiO₂ دربرابر FeO، Na₂O و K₂O؛ D) نمودار توزیع Si دربرابر Al (Nosova et al., 2002)

همچنین، ترکیب بلورهای کلینوپیروکسن برای ارزیابی سرشت ماگما در نمودار پیشنهادیِ Leterrier و همکاران (1982) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، ترکیب ماگمای توده‌های گابرویی بررسی‌شده در محدوده آلکالن است (شکل 5- A). همچنین، در نمودار پیشنهادیِ Nisbet (1997) برای شناسایی سری ماگمایی برپایة ترکیب شیمی پیروکسن نیز نمونه‌ها در محدودة ماگمای میزبان با سرشت آلکالن هستند (شکل 5- B). وجود کانی آلکالی‌فلدسپار و همخوانی با سرشت شیمیایی سنگ کل برپایة پژوهش Mobashergarmi و همکاران (2015) نشان‌دهندة این نکته هستند.

برپایة داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی یا EPMA و محاسبه به روش پیشنهادیِ Deer و همکاران (1966) برپایة 3 اتم اکسیژن در جدول 2، کانی‌های تیره عموماً در دو گروه جای می‌گیرند. هر دو گروه FeO2 از 11/49 تا 23/56 و در گروه دوم، مقدار FeO از 21/62 تا 91/65 و مقدار TiO₂ از 34/19 تا 89/24 است و به‌ترتیب ترکیب ایلمنیت (FeTiO₃) تا تیتانومگنتیت دارند.

جدول 2- داده‌ها و محاسبه‌های انجام‌شده روی داده‌های ریزکاوالکترونی برای کانی‌های تیره برپایة 3 اتم اکسیژن در گابروهای جنوب گرمی

Mineral	Ilm	Ilm	TiMag	TiMag
SiO₂	0.07	0.00	0.13	0.22
TiO₂	49.11	56.23	24.89	19.34
Al₂O₃	1.12	0.04	6.21	7.53
FeO	45.14	39.91	62.21	65.91
MnO	1.28	0.85	0.65	0.58
MgO	0.91	2.39	4.89	5.87
CaO	0.01	0.00	0.08	0.06
Na₂O	0.00	0.00	0.00	0.08
Total	97.64	99.42	99.06	99.59
Si	0.00	0.00	0.00	0.01
Al	0.03	0.00	0.20	0.25
Ti	0.95	1.04	0.52	0.41
Fe	0.98	0.82	1.44	1.54
Mn	0.03	0.02	0.02	0.01
Mg	0.04	0.09	0.20	0.25
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00
Na	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	2.03	1.96	2.38	2.47

نمودار تغییرات Al^IVدربرابرTi نیز نشان‏‌دهندة کمبود میزان تیتانیم در کانی‌های بررسی‌شده است (شکل 5- C). به‌باور Nosava و همکاران (2002) این پدیده چه‌بسا به تبلور تیتانومگنتیت و ایلمنیت در گابروها وابسته باشد. تبلور کانی‌های کدر تیتانیم‌دار (ایلمنیت و تیتانومگنتیت) با کلینوپیروکسن به‌صورت هم‌زمان و همزیست باعث تهی‌شدن کلینوپیروکسن از تیتانیم می‏‌شود (Nosova et al., 2002).

شکل 5- ترکیب کلینوپیروکسن‏‌های گابروهای جنوب گرمی در: (A نمودار Ca+Na دربرابر Ti (Leterrier et al., 1982) برای تعیین سری ماگمایی؛ B) نمودار تعیین سری ماگمایی برپایة Al₂O₃ دربرابر SiO₂ در ترکیب شیمیایی کانی کلینوپیروکسن (Nisbet, 1997)؛ C) نمودار تغییرات Al^IVدربرابرTi (Zhu and Ogasawara, 2001)

دماسنجی

برای دماسنجی تک کانی کلینوپیروکسن، روش ترسیمی (Soesoo, 1997) با تعیین پارامترهای محاسباتی X_PT و Y_PT دما به‌دست آورده می‌شود. در این روش پارامترهای X_PT و Y_PT با فرمول 1 و 2 محاسبه می‌شوند:

1) X_PT= 0.446 SiO₂ + 0.187 TiO₂- 0.404 Al₂O₃ + 0.346 FeO^Total- 0.052 MnO + 0.309 MgO + 0.431 CaO -0.446 Na₂O.

2) Y_PT= -0.369 SiO₂ + 0.535 TiO₂-0.317 Al₂O₃ + 0.323 FeO^Total+ 0.235 MnO-0.516 MgO-0.167 CaO -0.153 Na₂O)

مقدار X_PT برای نمونه‏های بررسی‌شده در گسترة 62/34 تا 93/35 و مقدار Y_PT در گسترة 3/27- تا 1/26- است. برپایة این روش دمای پیدایش کلینوپیروکسن‏های منطقة بررسی‌شده، در بازة 1200 تا 1250 درجه سانتیگراد برآورد می‌شود (شکل 6- A). در دماسنجی پیدایش کلینوپیروکسن‏‌ها، فرمول پیشنهادیِ Nimis و Taylor (2000) برای نمونه‌های کانی کلینوپیروکسن به‌کار برده شد. این فرمول به‌صورت فرمول 3 است:

(3) T(ºK)= 23166 + 39.28 (P kbar( /13.25 + 15.35 Ti + 4.5 Fe – 1.55 (Al + Cr – Na - K) + (Ln a^Cpx_en)²

با توجه به محاسبات انجام‌شده برپایة این روش، دمای پیدایش کلینوپیروکسن‏‌ها 1201 تا 1236 درجه سانتیگراد با تغییرات 25± است (جدول 1). دماسنجی کانی کلینوپیروکسن به روش پیشنهادیِ Putirka (2008) و برپایة رابطه 4 نیز میانگین دمای تبلور کلینوپیروکسن‏ها را 1204 تا 1224 درجه سانتیگراد نشان می‌دهد (جدول 1).

(4) T(ºK)= 93100+544 P(Kbar)/61.1+ 36.6X^cpx_Ti) + 10.9(X^cpx_Fe)– 0.95 (X^cpx_Al + X^cpx_Cr –X^cpx_Na – X^cpx_K) +0.395[(lna^cpx_En)]²

فشارسنجی

برخی روش‎های دما– فشارسنجی کانی پیروکسن که تاکنون پیشنهاد ‌شده‌اند برپایة تعادل میان دو پیروکسن (ارتوپیروکسن– کلینوپیروکسن) هستند. این روش را Lindsley (1983) پیشنهاد کرده است. این نکته محدودیت‎هایی را در به‌ کارگیری این نمودار برای نمونه‏ سنگ‌های بی ارتوپیروکسن (همچون سنگ‌های گابرویی جنوب شهرستان گرمی) پدید آورده است. ازاین‌رو برای انجام بررسی‎های دما – فشارسنجی نمونه‎های بررسی‌شده، روش‎های پیشنهادشده بر پایه تعادل میان کلینوپیروکسن – مذاب و یا ترکیب تک‌بلور کلینوپیروکسن به‌کار برده می‌شوند. به باور بسیاری از پژوهشگران، در روش‎ تک‌بلور کلینوپیروکسن، نسبت Al^VI/Al^IV در پیروکسن‎ها برای سنجش فشار تبلور کاربرد دارد (Helz, 1973; Aoki and Shiba, 1973; Wass, 1979). در نمودار نسبت Al^IV دربرابر Al^VI (شکل 6- B)، نمونه‎های بررسی‌شده در منطقة فشار متوسط جای گرفته‌اند. همچنین، برای سنجش فشار محیط پیدایش کلینوپیروکسن‌های بررسی‌شده، نمودار فشارسنجی پیشنهادیِ Soesoo (1997) به‌کار برده شد. در این نمودار، فشار پیدایش بیشتر از 6-10 و کمتر از 15 کیلوبار است (شکل 6- C). همچنین، بررسی‌های جدید نشان می‎دهند ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‎ها در شرایط دما و فشار گوناگون دچار تغییر می‌شود؛ ازاین‌رو، شرایط P-T ماگما نقش مهمی در ترکیب کلینوپیروکسن‎ها دارد (Bindi et al., 1999; Aydin et al., 2009). کلینوپیروکسن‌هایِ ماگماهای بازیک هنگام تغییرات شیمیایی در ترکیب کانی‌شناسی خود در فشارهای گوناگون پایدار هستند. مدل‌سازی ساختار بلوری، روش مهمی برای برآورد تغییرات ساختمانی در کلینوپیروکسن‌هاست. Negro و همکاران (1989) نشان دادند که عامل‎های ساختاری پیروکسن‎ها در شناخت شرایط سنگ‌زایی آنها کاربرد دارد و می‌توان برای آن معادلة عددی پیشنهاد کرد. ازاین‌رو، Putirka و همکاران (2003) فرمول 5 را برای به‌دست‌آوردن فشار پیدایش کانی کلینوپیروکسن برپایة ترکیب شیمیایی آن پیشنهاد کردند. برپایة این فرمول، فشار پیدایش کانی‌های بررسی‌شده 76/8 تا 38/12 کیلوبار به‌دست آمد. برای دقت بیشتر در اندازه‌گیری فشار، معادله Putirka (2008) برپایة فرمول 6 نیز به‌کار برده شد. این معادله نشان‏‌دهندة فشار پیدایش برابربا 3/9 تا 9/12 کیلوبار است (جدول 1).

(5) P(Kbar) = -88.3+2.82×10^-3T(K) ln[(Jd^Cpx) / (Na^liq Al^liq (Si^liq)²] + 2.19 × 10^-2T(K) - 25.1ln(Ca^liqSi^liq) + 7.03 [(Mg^liq] + 12.4ln(Ca^liq)

(6) P (Kbar)= 3205 + 0.384 T (K) – 518 ln T(ºK) – 5.62 (X^cpx_Mg) + 83.2 (X^cpx_Na) + 68.2 (X^cpx_DiHd) + 2.52 ln (X^cpx_Al(VI)) – 51.1(X^cpx_DiHd)² + 34.8(X^cpx_EnFs)²

شکل 6- A) ارزیابی دمای تبلور کلینوپیروکسن‎های گابروی جنوب گرمی برپایة نمودار پیشنهادیِ Soesoo (1977)؛ B) نمودار تغییرات Al^IV دربرابر Al^VI برای ارزیابی فشارهای کلینوپیروکسن (Aoki and Shiba, 1973)؛ C) نمودار تغییرات X_PT دربرابر Y_PT برای برآورد فشارهای کلینوپیروکسن (Soesoo, 1997)؛ D) موقعیت کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار Cr+2Ti+Al^IV دربرابر Na+Al^IV

فوگاسیته

فوگاسیتة اکسیژن تأثیر ویژه‌ای در تغییر دمای لیکیدوس و ترکیب مذاب دارد (France et al., 2010) و عامل مؤثری در کنترل فرایندهای ماگمایی و توالی تبلور ماگماست (Botcharnikov et al., 2005; Moretti, 2005). برای ارزیابی فوگاسیتة اکسیژن، نمودار Al^IV+2Ti+Cr دربرابر Na+Al^IV به‌کار برده می‌شود که Schweitzer و همکاران (1979) آن را پیشنهاد کرده‌اند. این نمودار بر پایه موازنه Al در موقعیت تتراهدری و Al، Cr و Ti در موقعیت‌های اکتاهدری است. در ترکیب پیروکسن‎ها عنصر Fe جانشین عنصرهای سه‌ظرفیتی (مانند: Al و Cr) در موقعیت‌های هشت‌وجهی می‌شود. پس فراوانی Fe در پیروکسن‎ها به موازنه Al^IV در موقعیت چهاروجهی و هشت‌وجهی ساختمان پیروکسن بستگی دارد. هرچه میزان Al^IV بیشتر باشد، امکان ورود عنصرهای سه‌ظرفیتی دیگر (مانند: Fe) به موقعیت هشت‌وجهی سیستم بیشتر فراهم می‎شود. پس نمونه‎های بالای خط Fe³⁺=0 در محیطی با فوگاسیتة اکسیژن بالا متبلور شده‎اند و نمونه‎های زیر خط در فوگاسیتة اکسیژن کمتری پدید آمده‌اند (شکل 6- D). به باور Cameron و Papike (1981)، هرچه فاصله نمونه‎ها از این خط بیشتر شود، مقدار فوگاسیتة اکسیژن در محیط پیدایش آنها بیشتر است. چنانچه در شکل (6- (D نشان داده‌شده است نمونه‎های بررسی‌شده در محدوده با فوگاسیتة اکسیژن بالا جای گرفته‌اند.

بررسی منطقه‌بندی در کلینوپیروکسن‌های منطقه و دلایل آن

کلینوپیروکسن‌های منطقه که عموماً در بخش‌های گوناگون از حاشیه تا هسته تجزیه شده‌اند، نشان می‌دهند بیشتر بخش‌های میانی ترکیب متغیر دارند و منطقه‏‌بندی نوسانی با نوارهایی از رنگ‌های تیره و روشن به ضخامت چند ده میکرون نشان می‌دهند (شکل 2- (C که به بخش‏‌ نوارهای حاشیه‌ای ختم می‌شوند. وجود منطقه‌بندی با رابطه میان درجه انتشار یون‌های شناخته‌شده در مذاب و درجة رشد بلور کنترل می‌شود (Aydin et al., 2008). مرحله‌های بعدی تبلور با تمرکز یون‌های دیگر که در مذاب پیرامون غنی هستند، همراه می‌شود (Deer et al., 1978). عموماً بلورهای بررسی‌شده روند تبلور عادی دارند و از حاشیه بلور به‌سوی گوشته و هسته، مقدار عنصرهایی مانند منیزیم، کلسیم و اکسیدهای آهن و تیتانیم روند افزایشی نشان می‌دهند و برعکس سیلیسیم و اکسیدهای آلومینیم، سدیم و پتاسیم کمتر می‌شود. این پدیده می‌تواند نشان‌دهندة تأثیر مستقیم تبلور هنگام جدایش بلورین ماگمایی باشد. برپایة شکل 7، منطقه‏‌بندی در کلینوپیروکسن‌های منطقه بیشتر پیامد نوسان در میزان اکسیدهای آهن، منیزیم، تیتانیم و تا اندازه‌ای آلومینیم بوده است. اگر کانی کلینوپیروکسن بیگانه‌‌بلورهای گوشته‌ای یا ماگمایی باشد منطقه‏‌بندی نشان می‌دهد (Vollmer et al., 1981; Barton et al., 1982). ازآنجایی‌که همة نمونه‌های منطقه از بیگانه‌‌بلور تهی هستند، پس منطقه‏‌بندیِ کلینوپیروکسن‌ها پیامد آمیختگی با بیگانه‌‌بلورهای گوشته‌ای نیست.

به‌باور برخی پژوهشگران، در منطقه‏‌بندی کلینوپیروکسن‌ها، به تغییرات فشار می‌توان توجه کرد (Dobosi and Horvath, 1988; Aydin et al., 2008). این تغییرات فشار در بخش‌های گوناگون بلور باید با کاهش مقدار آن از هستة بلور به‌سوی حاشیه بلور همراه باشد. برپایة جدول 1، دربارة بلورهای منطقه این موضوع درست نیست و مقدار فشار از هسته به حاشیه بلورها با نوسان همراه است. ازاین‌رو، تغییر فشار در بلورهای منطقه عامل مؤثری در پیدایش منطقه‏‌بندی نبوده است. شرایط متغیر حالت اکسیداسیون و فوگاسیتة اکسیژن نیز از عوامل مهم پیدایش منطقه‏‌بندی در بلورهای کلینوپیروکسن است و با به‌یادداشتن تغییرات Fe³⁺ از مرکز بلور به‌سوی حاشیه، به این مبحث می‌توان توجه کرد.

پژوهشگران بسیاری دربارة این موضوع بحث کرده‌اند (Hamilton et al., 1964; Hoskin et al., 1998; Aydin et al., 2000, 2001). تغییر در فوگاسیتة اکسیژن تغییر پرشتابِ ترکیب شیمیایی و میزان Fe³⁺ را به‌دنبال دارد. این تغییرات فوگاسیتة اکسیژن چه‌بسا در پی بالاآمدن و تأثیر سیال‌ها روی می‌دهند. در کلینوپیروکسن‌های سنگ‌های گابرویی منطقه، مقدار بالای Fe³⁺ در بخش مرکزی بلور چه‌بسا به بالابودن فوگاسیتة اکسیژن در ناحیه خاستگاه ماگما وابسته است. بالاآمدن پرشتاب ماگما در پی کاهش فشار به‌سوی بالا، تغییرات پرشتابی در فوگاسیتة اکسیژن ماگما به‌دنبال دارد (Kress and Carmicheal, 1988). کاهش Fe⁺³ از هسته به حاشیه نمونه‌ها از 085/0 تا 073/0 و همراهی تیتانومگنتیت در مودال، بالابودن فوگاسیتة اکسیژن در خاستگاه را نشان می‌دهند. پس تغییر در فوگاسیتة اکسیژن در منطقه‏‌بندی بلور، به‌ویژه در بخش هستة بلور، تأثیر بسزایی داشته است. نقش سیال‌های آزادشده از صفحه فرورونده از عواملی است که ذوب‌بخشی گوشته بالایی (ناحیه خاستگاه) را در پی دارد. این سیال‌ها از مواد فرار سرشار هستند و با داشتن این مواد چه‌بسا بسیار اکسیدکننده باشند. پس هنگام فرورانش باید به نقش رسوب‌ها، مواد فرار و ترکیب سیال‌های همراه توجه کرد. چه‌بسا چنین موادی شرایط اکسیداسیون قوی در مذاب‌های آلکالن پدید می‌آورند که در آن تبلور با ترکیب‌های آهن‌دار آغاز می‌شود (Praper and Brandon, 1996).

برپایة دارابودنِ آلکالی‌فلدسپار در مودال گابروهای بررسی‌شده (شکل 2- A) و نتایج نمودارهای (شکل‏‌های 4- C، 5-A و 5- B) و یافته‌های Mobashergarmi و همکاران (2015)، سرشت سنگ میزبان آلکالن تا شوشونیتی بوده است. همة این شرایط نشان‌دهندة این فرضیه هستند که خاستگاه گوشته‌ای این ماگماها دچار شرایط اکسیداسیون شده است که به ‌احتمال‌ بالا، همانند بررسی‌های Kress و Carmicheal (1998)، پیامد رویداد پدیده فرورانش بوده است.

به باور Ridolfi و همکاران (2010) نیز فوگاسیتة بالا و محیط اکسایشی نشان‌دهندة وابستگی به پهنة فرورانشی مرزهای فعال قاره‌ای هستند. همچنین، تیلور کلینوپیروکسن‌ها در فشارهای متوسط نشان‏ می‌دهد در سنگ‌های آلکالن منطقه هر دو عامل غنی‌شدگی (به‌ویژه فلزهای قلیایی) هنگام متاسوماتیسم سیال‌های فرورانشیِ بررسی‌شده به‌دست Mobashergarmi و همکاران (2015) و شرایط اکسیداسیون و فوگاسیتة بالای ماگمای این سنگ‌ها برپایة شکل (6- (D روی داده‌اند.

شکل 7- نمودار تغییرات ترکیبی و منطقه‏‌بندی عادی سه نمونه از کلینوپیروکسن‌های توده گابرویی جنوب گرمی از حاشیه به هستة بلور

زمین‏‌ساخت

در نمودار Al^IV*100 دربرابر TiO₂ (شکل 8- A)، روند نمونه‌ها نسبت به افزایش TiO₂ از 12/1 تا 59/1 همانندِ کمان‎های ماگمایی است. در نمودار درصدوزنی TiO₂+Cr₂O₃ دربرابر درصدوزنی Al₂O₃ (شکل 8- B) نیز همة نمونه‌ها در موقعیت متناسب با پهنه زمین‏‌ساختی پشت کمان ماگمایی (BAB) جای می‌گیرند و برپایة شیمی سنگ کل، با یافته‌های Mobashergarmi و همکاران (2015) مبنی بر پیدایش این سنگ‌ها در پهنة کششی پشت‌کمان ماگمایی همخوانی دارند.

شکل 8- ترکیب کلینوپیروکسن‌های درون گابروهای گرمی در: A) نمودار TiO₂ دربرابر Al^IV*100 (Ao et al., 2010)؛ B) نمودار TiO₂+Cr₂O₃ دربرابر Al₂O₃

نتیجه‌گیری

پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین‌ از کانی‌های اصلی سازندة گابروهای جنوب شهرستان گرمی هستند. کلینوپیروکسن‌های این گابروها از نوع اوژیت تا دیوپسید هستند و در گستره کلینوپیروکسن‌های کلسیم، منیزیم و آهن‌دار جای می‌گیرند. همچنین، سرشت آذرین دارند و از سری ماگمایی آلکالن تا شوشونیتی در پهنة کششی پشت‌کمان ماگمایی هستند. بررسی‌های دماسنجی نشان‌دهندة تبلور کلینوپیروکسن‌ها در گستره دمایی 1200 تا 1250 درجه سانتیگراد هستند. گستره یادشده نشان‌دهندة نوسان‌های دمایی هنگام تبلور کلینوپیروکسن‌هاست. برپایة نمودار و روابط فشارسنجی، فشار به‌دست‌آمده هنگام تبلور این کانی‌ها از 2/9 تا 9/12 کیلوبار به‌دست‌آمده است. برپایة افزایش 65/3 کیلوبار فشار برای هر کیلومتر ژرفا، ژرفای تبلور این کانی‌ها 34 تا 47 کیلومتر برآورد می‌شود. تبلور کلینوپیروکسن‌ها در فشار کمابیش بالایی روی داده است. حضور آهن به‌صورت Fe³⁺ در هنگام تبلور نشان‌دهندة شرایط اکسایشی ماگمای در هنگام بالاآمدن است. تبلور کانی‌های کلینوپیروکسن در محدوده با فوگاسیتة بالای اکسیژن روی داده است. همراهی با تیتانومگنتیت نشان‌دهندة فوگاسیتة ماگمای میزبان این کانی‌هاست. بررسی‌ها نشان می‌دهند در پیدایش منطقه‌بندی کلینوپیروکسن‌های بررسی‌شده با نوسان‌های میزان اکسیدهای آهن، منیزیم، تیتانیم و تا اندازه‌ای آلومینیم، عواملی مانند تغییرات فوگاسیتة اکسیژن و پیدایش شرایط اکسیدان، بیشترین نقش را داشته‌اند.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از پیشنهادهای ارزشمندان داوران و تلاش‌های هیأت تحریریه سپاس‌گزاری می‏‌کنند.

مراجع

Abbasi, S. (2005) Geological Quadrangle Map and repot 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Aghazadeh, M., Castro, A., Omrani, N. R., Emami, M. H., Moinevaziri, H. and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)-monzonite-granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences 38: 199-219.

Aghazadeh. M., Emami. M.H., Moin Vaziri. H., Rashidnezhad Omran, N. and Castro. A. (2011) Post-collisional shoshonitic, C-type adakitic and lamprophyric plutonism in the Khankandi Pluton, Arasbaran (NW Iran). Geosciences 20(80): 167-172 (in Persian).

Akbari, Z. (2007) Petrogenesis of igneous rocks in southern west of Germi in Ardebil province. M.Sc. thesis, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran (in Persian).

Alavi, M. (1996) Tectonics of Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics 229: 211-238.

Ao, S. J., Xiao, W. J., Han, C. M., Mao, Q. G. and Zhang, J. E. (2010) Geochronology and geochemistry of early Permian mafic-ultramafic complexes in the Beishan area, Xinjiang, NW China: implications for late Paleozoic tectonic evolution of the southern Altaids. Gondwana Research 18: 466-478.

Aoki, K. I. and Shiba, I. (1973) Pyroxenes from lherzolite Inclusions of Itinome-Gata, Japan. Lithos 6: 41-51.

Avanzinelli, R., Bindi, L., Menchetti, S. and Conticelli, S. (2004) Crystallization and genesis of per alkaline magmas from Pantelleria volcano, Italy: an integrated petrological and crystal-chemical. Lithos 73(1–2): 41-69.

Aydin, F., Karsli, O. and Chen, B. (2008) Petrogenesis of the Neogene alkaline volcanics with implications for post-collisional lithospheric thinning of the Eastern Pontides, NE Turkey. Lithos 104: 249-266.

Aydin, F., Karsli, O. and Sadiklar, M. B. (2000) Petrologic significance of the complexly zoned clinopyroxenes in the volcanic rocks from Eastern Pontides (NE-Turkey). Beihefte zum European Journal of Mineralogy 12: 5.

Aydin, F., KarslI, O., Sadiklar, M. B. and Altherr, R. (2001) Mineralogy and chemical characteristics of the sector and oscillatory zoned diopsides from Pliocene alkaline volcanic suites, South of Trabzon/NE-Turkey. Beihefte zum European Journal of Mineralogy 13: 17.

Babakhani, A. R. and Khan Nazer, H. (1997) Geological Quadrangle Map and repot 1:100000 Lahrud, No.5567. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Barton, M., Varekamp, J. C. and Van Bergen, M. J. (1982) Complex zoning of clinopyroxenes in the lavas of Vulsini, Latium, Italy: Evidence for Magma Mixing. Journal of Volcanology and Geothermal Research 14: 361-388.

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

Berger, J., Féménias, O., Mercier, J. C. C. and Demaiffe, D. (2005): Ocean-floor hydrothermal metamorphism in the Limousin ophiolites (western French Massif Central): evidence of a rare preserved. Journal of Metamorphic Geology 23: 795-812.

Berndt, J., Koepke, J. and Holtz, F. (2005) An experimental investigation of the influence of water and oxygen fugacity on differentiation of MORB at 200 MPa. Journal of Petrology 46: 135-167.

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.

Bindi, L., Cellai, D., Melluso, L., Conticelli, S., Morra, V. and Menchetti, S. (1999) Crystal chemistry of clinopyroxene from alkaline undersaturated rocks of the Monte Vulture Volcano, Italy. Lithos 46: 259-274.

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.

Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene-Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran: An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos 180-181: 109-127.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the Rock forming minerals. 2nd edition, single chain silicates. Longman, London, UK.

Dobosi, G. and Horváth, I. (1988) High-and low-pressure cognate clinopyroxenes from alkali lamprophyres of the Velence and Buda Mountains. Neues Jahrbuch Fur Mineralogie-Abhandlungen 158: 2-412.

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.

Hamilton, D. L., Burnham, C. W. and Osborn, E. F. (1964) The stability of water and effects of oxygen fugacity and water content crystallization of mafic magma. Journal of Petroleum Science and Engineering 4: 21-39.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH₂O= 5 kb as a function of oxygen fugacity. Journal of Petrology 17: 139-193.

Hoskin, P. W. O., Arslan, M. and Aslan, Z. (1998) Clinopyroxene phenocryst formation in an alkaline magma: Interpretations from oscillatory zoning. Goldschmidt Conference, Mineralogical Magazine Abstracts 62: 653-654.

Johnson, C. L., Hudson, S. M., Rowe, H. D. and Efendiyeva, M. A. (2010) Geochemical constraints on the Palaeocene–Miocene evolution of eastern Azerbaijan, with implications for the South Caspian Basin and eastern Paratethys. Basin Research 22: 733–750.

Kazmin, V. G. and Tikhonova, N. F. (2006) Late Cretaceous–Eocene marginal seas in the Black Sea–Caspian region: Paleotectonic reconstructions. Geotectonics 40(3): 169-182.

Kress, V. C. and Carmichael, I. S. E. (1988) Stoichiometry of the iron oxidation reaction in silicate melts. American Mineralogist 73: 1267-1274.

Kretz, R. (1994) Metamorphic Crystallization. John Wiley & Sons, New York, US.

Lebas, N. J. (1962) the role of aluminous 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.

Lindsley, D. H. (1983) Pyroxene thermometry. American Mineralogist 68: 477-493.

Masson, F., Djamour, Y., Van Gorp, S., Chéry, J., Tavakoli, F., Nankali, H. and Vernant, P. (2006) Extension in NW Iran driven by the motion of the south Caspian basin. Earth and Planetary Science Letters 252: 180-188.

Mobashergarmi, M. (2013) Petrological, petrographical and geochemical studies of basaltic rocks in south Germi (Ardabil province). MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Mobashergarmi, M., Akbari, Z. and Jamshedi Badr, M. (2015) Geochemistry, Petrogenesis and Origin Magmatic Evolution in the Olivine Gabbro Dikes of SW Germi city. Iranian Journal of Petrology 6(24): 65-86 (in Persian).

Molina, J., Scarrow, J., Montero, P. G. and Bea, F. (2009) High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkalic-hybrid melts during evolution of Variscan basic-ultrabasic magmatism of Central Iberia. Contributions to Mineralogy and Petrology 158: 69-98.

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

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Akoi, K. I. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine 52: 535-55.

Nabavi, M. H. (1976) Introduction to geology of Iran, Publication by Geological survey of Iran (in Persian).

Negro, A. D., Carbonin, S., Molin, G. M., Cundari, A., Piccirillo, E. M. (1982) Intracrystalline Cation Distribution in Natural Clinopyroxenes of Tholeiitic, Transitional, and Alkaline Basaltic Rocks. In: Advances in Physical Geochemistry. Advances in Physical Geochemistry (Ed. Saxena S. K.) Springer, New York, US.

Nimis, P. and Taylor, W. R. (2000) Single clinopyroxene thermobarometery for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of the Cr-in-Cpx barometer and an enstitite-in-Cpx thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 139: 541-554.

Nisbet, E. G., Pearce, J. A. (1997) Clinopyroxene composition of mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63: 161-173.

Nosova, A. A., Sazonova, L. V., Narkisova, V. V. and Simakin, S. G. (2002) Minor elements in clinopyroxene from Paleozoic volcanics of the Tagil Island arc in the Central Urals. Geochemistry International 40: 219-232.

Papike, J. J., Cameron, K. L. and Baldwin, K. (1974) Amphiboles and pyroxenes: characterization of other than quadrilateral components and estimates of ferric iron from microprobe data. Geology Society of America 6: 1053-1054.

Princivalle, F., Tirone, M. and Comin-Chiaramonti, P. (2000) Clinopyroxenes from metasomatized spinel-peridotite mantle xenoliths from Nemby (Paraguay): crystal chemistry and petrological implications. Mineralogy and Petrology 70: 25-35.

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 volatilebearing lava compositions, with applications to lavas from Tibet and Snake River Plain, Idaho. American Mineralogist 88: 1542–1554.

Ridolfi, F., Renzulli, A. and Puerini, M. (2010). Stability and chemical equilibrium of amphibole in calc-alkaline magmas: an overview, new thermobarometric formulations and application to subduction-related volcanoes. Contributions to Mineralogy and Petrology 160: 45-66.

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

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

Vincent, S. J., Morton, A. C., Carter, A., Gibbs, S. and Bara-badze, T. G. (2007) Oligocene uplift of the Western Greater Caucasus: an effect of initial Arabia Eurasia collision. Terra Nova 19: 160-166.

Vollmer, R., Johnston, K., Ghiara, M. R., Lirer, L. and Munno, R. (1981) Sr isotope geochemistry of megacrysts from continental rift and converging plate margin alkaline volcanism in South Italy. Journal of Volcanology and Geothermal Research 11: 317-327.

Wass, S. Y. (1979) Multiple origins of clinopyroxenes in alkali basaltic rocks. Lithos 12:115-132.

Whitney, D. L. and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist95: 185–187.

Zhu, Y. and Ogasawara, Y. (2004) Clinopyroxene phenocrysts (with green salite cores) in trachybasalts: implications for two magma chambers under the Kokchetav UHP massif, North Kazakhstan. Journal of Asian Earth Sciences 22: 517-527.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,611

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 671

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

برآورد ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی و پهنة زمین‏‌ساختی توده‌های گابرویی جنوب شهرستان گرمی (استان اردبیل)‏ برپایة شیمی بلورهای کلینوپیروکسن