شیمی کانی و زمین‏‌‌دما- فشارسنجی دایک‏‌های گابرویی مجموعة افیولیتی گرماب (شمال‏‏‌خاوری کامیاران)‏

مقدمه

گسل زاگرس محل بسته‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس به‌شمار می‏‌رود که از جنوب ترکیه و شمال‏‌باختری ایران گذشته و تا دریای عمان ادامه داشته است. اقیانوس نئوتتیس در پرمین آغاز به بازشدن کرده و در تریاس به بیشترین گسترش خود رسیده است (Moinvaziri et al., 2008; Alirezaei and Hassanzadeh, 2012). فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی، در نتیجه جابجایی رو به شمال‏‏‌خاوری قارة آفریقا، از تریاس پایانی- ژوراسیک زیرین آغاز شده و در کرتاسه بالایی (Alavi, 1994) یا ائوسن میانی (Agard et al., 2005) و یا میوسن (Azizi et al., 2011) پایان یافته است. افیولیت‏‌های کرمانشاه (Ghazi and Hassanipak, 1999; Allahyari et al., 2010)، نیریز (Nadimi, 2002) و کردستان (Rahimzadeh et al., 2012; Saccani et al., 2014) مهم‏‌ترین بخش‏‌های افیولیتی بجا‏‌مانده از نئوتتیس هستند. کمان ماگمایی ارومیه- دختر و کمان ماگمایی- دگرگونی سنندج- سیرجان نیز پیامد ماگماتیسم فرورانش نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی هستند (Mohajjel et al., 2003; Moinvaziri et al., 2008; Azizi et al., 2011).

کمان ماگمایی- دگرگونی سنندج- سیرجان در بخش شمالی متفاوت از بخش جنوبی است به‌گونه‌ای‌که در پژوهش‏‌های اخیر چند کمان ماگمایی جدا از هم در مناطق کرمانشاه- کردستان معرفی شده‏‌اند (Moinvaziri et al., 2008; Azizi et al., 2011; Allen et al., 2013).Azizi و Moinvaziri (2009) با پیشنهاد الگویی، منطقة شمال‏‌باختری ایران را به سه محور ماگمایی رده‏‌بندی کرده‌اند. ایشان گابروهای منطقة کامیاران را در محور ماگمایی صحنه- بانه رده‌بندی کرده‌اند. Moinvaziri و همکاران (2008) بیرون‏‌زدگی‏‌های اصلی گابروهای کامیاران را در راستای خط گسل مروارید و ماگمای بازیک و آلکالن منطقه را پیامد ذوب گوشتة بالایی دانسته‌اند. همچنین، برپایة پژوهش‏‌های Allahyari و همکاران (2010) و Saccani و همکاران (2013) در ناحیة صحنه- کامیاران، زمین‏‌شیمی گابروهای پگماتوییدی همانند بازالت‏‌های پشته‏‌های میان‌اقیانوسی غنی‌شده (E-MORB) را نشان می‏‌دهند؛ اما گابروهای لایه‏‌ای ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی پشته‏‌های میان‌اقیانوسی نرمال (N-MORB) را دارند. افزون‌براین، Saccani و همکاران (2013) رخدادهای گدازه‌ای و دایک‏‌هایی را گزارش کرده‏‌اند که پریدوتیت‏‌های مربوط به افیولیت‏‌ها را پوشانیده یا در آنها نفوذ کرده‏‌اند. Whitechurch و همکاران (2013) نیز پیشنهاد کرده‌اند گابروهای ائوسن کرمانشاه (دره گاماسیاب) ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی همانند کامیاران داشته‌اند و تکامل دورة گسترش پشت‌کمان را نشان می‏‌دهند. برپایة یافته‌های ایشان، در این منطقه، آمیختگی میان خاستگاه‌ گوشتة تهی‏‌شده نوع MORB و گوشتة متاسوماتیزم‌شدة نوع کمان در پهنة پشت‌کمان، پیش از تغییر به ماگماتیسم نوع کمان، روی داده است.

مجموعة افیولیتی گرماب بخشی از مجموعه شناخته‌شده‌ به‌نام افیولیت- رادیولاریت کرمانشاه در شمال‏‏‌خاوری کامیاران است. سنگ‏‌های الترامافیک بیشتر هارزبورگیت سرپانتینی‌شده هستند و گابروها به‏‌صورت دایک‏‌هایی با ضخامت‏‌های متفاوت در مجموعة افیولیتی یادشده نفوذ کرده‏‌اند. با اینکه بررسی‌های بسیاری دربارة ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی مجموعة افیولیتی کامیاران (Veisinia et al., 2018) و دایک های دیابازی (Sudi Ajirlo et al., 2017) انجام شده است، اما ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی دایک‏‌های گابرویی یادشده تا کنون بررسی نشده‌اند. بررسی دایک‏‌های گابرویی مجموعة افیولیتی گرماب افزون‌بر اینکه ارتباط این گابروها با مجموعة افیولیتی گرماب یا کمان ماگمایی را روشن می‌کند، شناخت بهتری از پیدایش کوهزایی زاگرس و زمان بسته‏‌شدن نئوتتیس به‌دست خواهد داد. در این پژوهش، رابطة صحرایی و سنگ‏‌شناسی دایک‏‌های گابرویی در مجموعة افیولیتی گرماب معرفی و برپایة شیمی کانی‏‌ها به تفسیر محیط زمین‏‌ساختی پیدایش این سنگ‏‌ها پرداخته شده است.

روش انجام پژوهش

پس از برداشت‏‌های صحرایی و نمونه‏‌برداری به شمار بیش از 65 نمونه، شمار 50 مقطع نازک از دایک‏‌های گابرویی ساخته و بررسی‌های سنگ‏‌شناسی روی آنها انجام شد. سپس، از 10 نمونه از نمونه‌های گابرویی، مقطع نازک- صیقلی ساخته و برای انجام تجزیة ریزکاو الکترونی (EPMA) به دانشگاه اسلو کشور نروژ فرستاده شد. تجزیه‌ها با دستگاه ریزکاو الکترونی Cameca مدل SX-100 در شرایط ولتاژ شتاب‏‌دهنده 15 کیلوولت، پرتو 20 نانوآمپر با قطر 1 میکرومتر و زمان شمارش 40 ثانیه و به‌کارگیری مجموعه‏‌ای از استانداردهای طبیعی و مصنوعی برای سنجه‏‌بندی درونی انجام شد. برای به‌دست‌آوردن نسبتFe²⁺/Fe³⁺ نیز روش پیشنهادی Droop (1987) به‌کار برده شد. در تجزیه و تحلیل داده‏‌ها نیز نرم‏‌افزارهای PTMAFIC و Minpet به‌کار برده شدند.

زمین‌شناسی ناحیه

مجموعة افیولیتی گرماب در شمال‏‏‌خاوری کامیاران و بخشی از مجموعة معروف به نوار افیولیت- رادیولاریت کرمانشاه است و از دیدگاه جایگاه زمین‏‌ساختاری، میان پهنة سنندج- سیرجان و پهنة راندگی زاگرس جای دارد. همچنین، این مجموعه بخشی از زمین‏‌درز نئوتتیس و محل برخورد دو صفحة ایران مرکزی و عربی است. این منطقه در محدودة نقشة 1:250000 کرمانشاه (Shahidi and Nazari, 1997) و در بخش شمال‏‌باختری نقشه‏‌ زمین‏‌شناسی 1:100000 میانراهان (Rafia and Shahidi, 1999) جای دارد (شکل 1- A). گسترة نوار افیولیتی- رادیولاریتی از منطقه صحنه- هرسین (در جنوب‏خاوری) آغاز می‌شود و با روند شمال‏‌باختری در راستای تراست زاگرس در محدوده‏‌های میانراهان، کامیاران، سه‏‌ول‏‌آوا، پیرانشهر (Ghazi and Hassanipak, 1999; Allahyari et al., 2010; Saccani et al., 2013; Whitechurch et al., 2013; Saccani et al., 2014; Allahyari et al., 2014) و پنجوین در شمال عراق (Aswad et al., 2011) ادامه می‏‌یابد. افیولیت‏‌های کرمانشاه، نیریز و اسفندقه در ایران، افیولیت‏‌های هاتای، قزل‏‌داغ و کیلو در ترکیه و افیولیت‏‌های بارباسیت در سوریه بجا‌مانده‌های پوستة اقیانوسی نئوتتیس هستند که در راستای پهنة جوش‏‌خورده زاگرس- بیتلس، افیولیت‏‌های عمان در آسیا را به افیولیت‏‌های ترودوس در مدیترانه پیوند می‌دهند (Ghazi and Hassanipak, 1999). در حقیقت، افیولیت کرمانشاه بخشی از کمربندی افیولیتی به درازای 3000 کیلومتر است که از سوریه آغاز می‌شود و پس از گذر از جنوب ترکیه و زاگرس، به عمان می‏‌رسد. مجموعة افیولیتی صحنه- کامیاران دربردارندة قلمروی ماگمایی گسترده‌ای از خاور صحنه تا شمال و شمال‏‌‏‏‌خاوری کامیاران است و رخنمون‏‌های مجموعة افیولیتی گرماب را نیز دربرمی‌گیرد. این مجموعه دربردارندة چندین ورقة رورانده  که از سرپانتینیت‏‌های برشی، جریان‏‌های گدازه و میان‏‌لایه‏‌های رسوبی به سن پالئوسن تا ائوسن میانی ساخته شده است (Braud, 1987; Shahidi and Nazari, 1997). توده‏‌های نفوذی بزرگ گابرویی و دیوریتی، رسوب‌ها و بازالت‏‌های پالئوسن- ائوسن را قطع می‏‌کنند. میان‏‌لایه‏‌های مرمر و سنگ آهک سیلیسی در میان بازالت‏‌ها نیز سن پالئوسن- ائوسن دارند (Braud, 1987).

همان‌گونه که در شکل 1- B دیده می‌شود، در منطقة صحنه- کامیاران، در راستای جنوب‏‌باختری- شمال‏‏‌خاوری، چهار واحد اصلی زیر دیده می‌شوند:

الف- واحد رادیولاریت یا زیرپهنة رادیولاریت

واحد رادیولاریت نزدیک‌ به 500 متر ستبرا دارند و بسیار چین‏‌خورده است. سن این واحد، تریاس- کرتاسه است (Braud, 1970) و از این‌رو، همانند رادیولاریت‏‌های سازند پیشاکون افیولیت نیریز (Ricou et al., 1977) و رادیولاریت‏‌های Hawasina (Chauvet et al., 2011) در عمان است.

ب- واحد سنگ آهک‏‌های ستبر بیستون

این واحد نزدیک ‌به 3000 متر ستبرا دارد به سن تریاس بالایی- کرتاسه میانی/پایانی است. افیولیت‏‌های کرمانشاه روی سنگ آهک‏‌های بیستون رانده شده‌اند. فلیش‏‌های میوسن در زیر مجموعة افیولیتی (Agard et al., 2005) نشان‏‌‏‌دهندة فعال‌شدن دوباره و برخورد راندگی اولیه بدنة افیولیت با سنگ آهک بیستون است.

پ- زیرپهنة افیولیت

این زیرپهنه دربردارندة گابروها و پریدوتیت‏‌های توالی گوشته‏‌ای و پوسته‏‌ای است و در بیشتر بخش‏‌ها سنگ‏‌های آتشفشانی ندارد (Agard et al., 2005). سن افیولیت‏‌ها برپایة کاربرد روش سن‏‌سنجی ⁴⁰K/⁴⁰Ar برابربا 6±83 تا 6±86 میلیون سال پیش برآورد شده است (Delaloye and Desmons, 1980; Braud, 1987). ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی نشان‏‌‏‌‏‌دهندة همانندیِ سنگ‏‌های آتشفشانی این مجموعة افیولیتی با توله‏‌ایت‌های جزایر کمانی و جزایر اقیانوسی است (Hassanipak and Ghazi, 1999)؛ اما گابروها همانند MORB هستند (Fabien, 2005) که در محیط‏‌ پشتة میان‌اقیانوسی پدید آمده‏‌اند (Allahyari et al., 2010; Whitechurch et al., 2013). برپایة سن قطعه‌های افیولیتی و رسوب‌های رادیولاریتی در سازند کنگلومرای امیران در کمربند چین‌خورده- تراستی زاگرس، گمان می‌رود نخستین مرحلة راندگی افیولیت کرمانشاه در مایستریشتین- پالئوسن روی داده باشد (Braud, 1987).

ت- سکانس ترشیری

این سکانس دربردارندة گدازه‏‌های بازالتی بالشی است که با سنگ آهک‏‌های پلاژیک آلوئولینادار پالئوسن- ائوسن پایینی و رسوب‌های فلیشی لوتسین ( 6/48- 4/40 میلیون سال پیش) تا پریابونین ( 2/37- 9/33 میلیون سال پیش) پوشیده شده‏‌اند (Agard et al., 2005). توالی پیش از رسوبگذاری چینه‏‌ای الیگومیوسن، روی افیولیت‏‌های کرمانشاه رانده شده است (Agard et al., 2005). نفوذی‏‌های مافیک گابرو- دیوریتی ائوسن (⁴⁰K/⁴⁰Ar: 40- 38 Ma) (Braud and Bellon, 1974) رسوب‌های فلیشی پالئوسن- ائوسن را قطع می‏‌کند (Leterrier, 1985; Braud, 1987; Agard et al., 2005)؛ اما به‏‌صورت منطقه‏‌ای از میان افیولیت‏‌ها می‏‌گذرند (Delaloye and Desmons, 1980; Fabien, 2005). نفوذی‏‌های گابرویی ائوسن گرایش زمین‏‌شیمیایی کالک‏‌آلکالن و توله‏‌ایتی دارند (Fabien, 2005). کنگلومراهای الیگوسن پسین- میوسن پیشین (با قطعه‏‌سنگ‏‌های رادیولاریتی، افیولیت و دگرگونه‏‌های پهنة سنندج- سیرجان) و سنگ‌آهک‏‌های آکی‏‌تانین- بوردیگالین (03/23- 97/16 میلیون سال پیش) به‏‌صورت ناپیوسته روی همة واحدهای یادشده جای گرفته‌اند.

شکل 1- A) پراکندگی مجموعه‌های افیولیتی در ایران (Shafaii Moghadam et al., 2011) و جایگاه مجموعة افیولیتی گرماب که با مربع زردرنگ روی این نقشه نشان داده شده است؛ B) نقشه زمین‏‌شناسی ساده‏‌‏‌شده مجموعة افیولیتی گرماب برگرفته از Rafia و Shahidi (1999)؛ C) طرح ساده شده‏‌ای که رابطة زمین‏‌ساختی میان پهنه‌های اصلی زمین‌ساختی- چینه‏‌شناسی در منطقه بررسی‌شده را نشان می‏‌دهد (Veisinia, 2017)

ویژگی های صحرایی دایک‏‌های گابرویی

در مجموعة افیولیتی شمال‏‏‌خاوری کامیاران (افیولیت گرماب)، توالی کامل افیولیتی دیده نمی‏‌شود و مجموعة افیولیتی بیشتر دربردارندة پریدوتیت‌های سرپانتینی‏‌شده‌ای‏‌ است که با دایک‏‌های گابرویی قطع شده و با آهک‏‌های پلاژیک ائوسن پوشیده شده‏‌اند (شکل 2- A). بررسی‏‌های صحرایی نشان می‏‌دهند هارزبورگیت‏‌ها گسترده‏‌ترین واحد سنگی مجموعه پریدوتیتی منطقة بررسی‌شده هستند. در نمونه‏‌های این سنگ‌ها با افزایش مقدار کلینوپیروکسن، ترکیب سنگ به‌سوی لرزولیت کشیده می‏‌شود (Veisinia, 2017). گسل مروارید در منطقه بررسی‌شده، گابروهای نزدیک این گسل را بسیار میلونیتی و حتی الترامیلونیتی کرده است. همچنین، در پی رفتار سیال‌های گرمابی، دایک‏‌های گابرویی دچار دگرسانی شدیدی شده‏‌اند (شکل 2- B). دایک‏‌های فراوانی از گابروهای پگماتوییدی، میکروگابرو، گابرونوریت و دیاباز، مجموعه پریدوتیتی را در بخش‌های گوناگون قطع کرده‏‌اند (شکل 2- C). گابروهای پگماتوییدی در منطقه بیشتر به‌صورت غلافی و انتقالی درون سنگ‏‌های دیگر (مانند: میکروگابروها) تزریق شده‏‌اند (شکل 2- D). گابروهای پگماتوییدی در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن و تیره دیده می‏‌شوند. این سنگ‏‌ها تمام‌بلورین هستند و بافت آنها دانه‏‌‌ای درشت‏‌بلور است (شکل 2- E). بیشتر دایک‏‌های دیابازی به‌صورت دایک‏‌های تأخیری با روند خاوری- باختری، پراکندگی کم، ضخامت 1 تا 2 متر و با حاشیه سرد در زمینة پریدوتیت‏‌های سرپانتینی‏‌شده تزریق شده‏‌اند (شکل 2- F). این سنگ‏‌ها دانه‏‌بندی ریز دارند و در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره تا سبز زیتونی دیده می‏‌شوند (شکل 2- G).

سنگ‏‌نگاری

برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری دایک‏‌های بازیک بررسی شده در دو گروه با طیف ترکیبی گابرو (گابروی پگماتوییدی، میکروگابرو، گابروی میلونیتی و گابرونوریت) و دیاباز دسته‏‌بندی می‌شوند. در نمونة دستی، گابروها متراکم، ریز تا درشت‏‌بلور و به رنگ خاکستری روشن تا سبز تیره هستند. دایک‏‌های دیابازی نیز در نمونة دستی دانه‏‌بندی ریز دارند و به رنگ خاکستری تیره تا سبز زیتونی دیده می‏‌شوند. رگچه‏‌های فراوان کربناتی، هم در نمونة دستی و هم در مقیاس صحرایی در دیابازها به‌خوبی شناسایی می‌شوند.

گابروهای پگماتوییدی: بافت اصلی این گابروها، پگماتوییدی و هتروگرانولار است؛ اما بافت‏‌های فرعی دیگری (مانند: افیتیک، ساب‏‌‏‌افیتیک و بافت کرونایی) نیز در آنها دیده می‌شوند. همچنین، بافت‏‌های صفحه شطرنجی و غربالی به‌ترتیب در برخی بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن دیده می‌شوند. بافت غربالی دیده‌شده به تغییر ترکیب ماگمای در حال تبلور، افزوده‌شدن ماگمای تازه به آشیانة ماگمایی، کاهش فشار لیتواستاتیک در پی بالاآمدن ماگما و افزایش فشار بخار آب در هنگام بالاآمدن ماگما وابسته است (Nelson and Montana,1992). بخش بزرگی از بلورها خاموشی موجی نشان می‏‌دهند و این نکته نشان‌دهندة رفتار تنش پس از تبلور بلورهاست (Asiabanha, 2006).

پلاژیوکلاز فراوان‏‌ترین کانی سازندة این سنگ‏‌‏‌ها است و فراوانی آن نزدیک‌به 70- 60 درصدحجمی است. بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌خود‏‌شکل تا شکل‏‌دار هستند و ماکل‏‌های نواری و دوتایی دارند (شکل 3- A). پلاژیوکلازها گاه دچار دگرسانی سریسیتی و سوسوریتی (اپیدوت، آلبیت، کلسیت، کلریت و اکتینولیت)  شدیدی شده‏‌اند (شکل 3- A).

شکل 2- A) نمای کلی از پریدوتیت‏‌های مجموعة افیولیتی کامیاران (شمال روستای مأمن) که با آهک‏‌های ائوسن پوشیده شده و با دایک‏‌های گابرویی قطع شده است (دید رو به شمال)؛ B) دایک‏‌های گابرویی دگرسان‏‌شده درون پریدوتیت‏‌ها؛ C) نمایی از دایک‏‌های گابرویی که پریدوتیت ها را قطع کرده‏‌اند (دید رو به شمال‏‌خاوری)؛ D) نفوذ گابروهای پگماتوییدی به‌صورت غلاف و انتقالی درون میکروگابروها؛ E) تصویری از گابروی پگماتوییدی در نمونة دستی؛ F) رخنمونی از دایکی دیابازی درون پریدوتیت‏‌های دگرسان‌شده (دید رو به شمال‏‌باختری)؛ G) تصویری از دیاباز در نمونة دستی که با رگچه‏‌های کربناتی قطع شده است. تصویرهای از Veisinia (2017) برگرفته شده‌اند.

بلورهای کوچکی از پلاژیوکلاز که در اطراف بلورهای کمابیش درشت پیروکسن دیده می‌شوند بافت افیتیک را پدید آورده‏‌اند (شکل 3- B). کلینوپیروکسن‏‌ها گاه به ترمولیت و اکتینولیت دگرسان شده‏‌اند. فراوانی آمفیبول‏‌ 5- 2 درصدحجمی است. این کانی به دو صورت ترمولیت- اکتینولیت پدیدآمده از دگرسانی پیروکسن‏‌ها و همچنین، هورنبلند اولیه (شکل 3- C) دیده می‌شود. سریسیت، کلریت، کلسیت، ترمولیت- اکتینولیت، اپیدوت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های ثانویه این سنگ‏‌ها هستند.

میکروگابروها: پلاژیوکلاز (70- 60 درصدحجمی) و پیروکسن (30- 20 درصدحجمی) از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‏ها هستند. بافت بیشتر این سنگ‏‌ها اینترگرانولار و میکروگرانولار است (شکل 3- D). بلورهای پلاژیوکلاز به شکل‌های تیغه‏‌ای درشت تا میکرولیتی دیده می‌شوند. این کانی ماکل‏‌های نواری دارد و منطقه‏‌بندی نشان نمی‌دهد. پیروکسن‏‌ها از نوع کلینوپیروکسن هستند و به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار تا شکل‏‌دار دیده می‌شوند. برخی بلورهای این کانی دچار دگرسانی اندکی شده‌اند و از حاشیه و در امتداد رخ‏‌ها و شکستگی‏‌ها با کانی‏‌های اکتینولیت و کلریت جانشین شده‏‌اند. فضای میان بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز با کلریت پر شده است (شکل 3- D).

گابروی میلونیتی: در بخش‏‌های نزدیک به گسل مروارید، گابروهای پگماتوییدی بسیار خرد شده‌اند و سنگ‌ها بافت میلونیتی و الترامیلونیتی پیدا کرده‌اند (شکل 3- E). در مقیاس میکروسکوپی، اثر گسلش و دگرریختی دینامیکی در این نمونه به‌خوبی دیده می‌شود. پلاژیوکلازها به‌صورت پورفیروکلاست‏‌هایی گاه به حالت دوکی‏‌شکل در جهت برآیند نیروهای زمین‏‌ساختی کشیدگی پیدا کرده‏‌اند. بخش بزرگی از بلورهای پلاژیوکلاز، خرد‏‌شده است و نشانه‌هایی از دگرریختی پلاستیک، گسیختگی (shearing)، کج‏‌شدگی و جهت‏‌یافتگی ترجیحی در آنها دیده می‏‌شود. این کانی‏‌ بسیار دچار دگرسانی به سریسیت و کانی‏‌های رسی شده است. پیروکسن دیگر کانی اصلی سنگ است. این کانی دچار شکستگی، چین‏‌خوردگی و پیچ و تاب شده است. فضای میان کانی‏‌های خردشده و شکسته‏‌شده با کلسیت و هیدروکسیدهای آهن به‌صورت ثانویه پر شده است.

گابرونوریت: پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها هستند. فراوانی مودال کانی‏‌ها شامل 60- 50 درصدحجمی پلاژیوکلاز، 30- 20 درصدحجمی ارتوییروکسن، 15- 10 درصدحجمی کلینوپیروکسن و کمتر از 5 درصدحجمی کانی‏‌های کدر و ثانویه است. بافت غالب سنگ هتروگرانولار است؛ اما بافت‏‌های افیتیک و ساب‏‌افیتیک نیز در آن دیده می‌شوند (شکل 3- F). پلاژیوکلازها به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل هستند. بلورهای کوچک پلاژیوکلازی که درون بلورهای درشت کلینوپیروکسن هستند بافت افیتیک را پدید آورده‌اند. کلینوپیروکسن‏‌ها عموماً ‏‌شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و به‏‌طور بخشی به ترمولیت- اکتینولیت دگرسان شده‏‌اند. بلورهای این کانی در برخی نمونه‏‌ها خمیدگی و خاموشی موجی دارند. بلورهای ارتوپیروکسن نیز بی‌شکل است و دگرسانی به کانی‌های ثانویه (مانند: ترمولیت- اکتینولیت) نیز در آن‌ها دیده می‌شود. کانی‏‌های کلسیت، اپیدوت، کلریت و کانی‌های کدر نیز از کانی‏‌های ثانویه سنگ هستند.

دیاباز: پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن از کانی‏‌های اصلی سازندة سنگ هستند. بافت غالب این سنگ‏‌ها اینترگرانولار است. در این بافت، تیغه‏‌های پلاژیوکلاز به‏‌طور تصادفی در جهت‌های گوناگون قرار گرفته‌اند و بلورهای کوچک پیروکسن در فضای میان آنها دیده می‌شوند (شکل 3- G). پلاژیوکلازها به‌صورت بلورهای تیغه‏‌ای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار است و تا اندازه‌ای به سریسیت و کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌اند. این بلورها منطقه‏‌بندی ندارند؛ اما ماکل‏‌های نواری و دوتایی به‌خوبی در بلورهای پلاژیو‏‌کلاز شکل‏‌دار دیده می‌شوند. کلینوپیروکسن نیز به‌صورت بلورهای بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار در میان پلاژیوکلازها دیده می‌شوند و در پی دگرسانی‌هایِ اورالیتی و کلریتی‏‌شدن، به اکتینولیت و کلریت تجزیه شده‏‌اند. کلریت، اکتینولیت، کلسیت، سریسیت و کانی‏‌های رسی از کانی‏‌های ثانویه هستند. رگه- رگچه‏‌های فراوان کلسیتی که گاه ضخامت 5/0 سانتیمتر دارند، این سنگ‏‌ها را در جهت‌های گوناگون قطع کرده‏‌اند (شکل 3- H).

شکل3- تصویرهای میکروسکوپی گابروها و دیابازهای در مجموعة افیولیتی گرماب. A) درشت بلورهای کشیدة پلاژیوکلاز ماکل نواری در همراهی با کلینوپیروکسن‏‌های اکتینولیتی و پلاژیوکلازهای سریسیتی‌شده دارند؛ B) بلورهای کوچک پلاژیوکلاز در اطراف بلورهای کمابیش درشت پیروکسن و پیدایش بافت افیتیک؛ C) درشت‏‌بلور هورنبلند با ماکل دوتایی و پیروکسن‏‌هایی که به اکتینولیت دگرسان‏‌ شده‌اند؛ D) دگرسانی ضعیف پلاژیوکلازها به کانی‏‌های رسی و پیدایش کلریت ثانویه در فضای میان کانی‏‌ها؛ E) شکستگی و دگرسانی در بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن که بافت میلونیتی در گابروها را پدید آورده است؛ F) بلورهای ناهم‌بعد پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن و پیدایش بافت هتروگرانولار؛ G) دگرسانی سریسیتی در درشت‏‌بلور پلاژیوکلاز ماکل مرکب نواری و مرکب دارند؛ H) رگه کلسیتی تأخیری قطع‏‌کننده زمینة سنگ و میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز (همه تصویرها در نور عبوری XPL گرفته شده‏‌اند؛ نام اختصاری کانی‏‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده‌اند؛ Plg: پلاژیوکلاز؛ :Opx ارتوپیروکسن؛ :Cpx کلینوپیروکسن؛ Ser: سریسیت؛ :Chl کلریت؛ Act: اکتینولیت؛ :Ilm ایلمنیت؛ Hbl: هورنبلند؛ :Cal کلسیت)

شیمی کانی‏‌ها

کلینوپیروکسن: داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از کلینوپیروکسن‏‌ها در جدول 1 آورده شد‌ه‌اند. در نمودار Q-J که برای رده‏‌بندی پیروکسن‏‌ها پیشنهاد شده است، پیروکسن‏‌های بررسی‌شده در گسترة وابسته به پیروکسن‏‌های آهن- منیزیم- کلسیم‏‌دار (Quad) جای گرفته‌اند (شکل 4- A).

جدول 1- داده‌های ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) برای کلینوپیروکسن‏‌های دایک‏‌ای گابرویی گابرویی(پگماتوییدی و میکروگابرو) در مجموعة افیولیتی گرماب (شمال‏‏‌خاوری کامیاران)، به‌همراه فرمول ساختار به‌دست‌آمده برپایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آنها

شکل 4-ترکیب کلینوپیروکسن‌های دایک‌های گابرویی افیولیت گرماب در: A) نمودار رده‏‌بندی Q- J (Morimoto, 1988) Q=Ca+Mg+Fe²⁺, J=2Na))؛ B) نمودار سه‏‌تایی En- Wo- Fs (Morimoto, 1988)؛ C) نمودار توزیع Al-Si (Nosava et al., 2002)؛ D) نمودار تغییرات Al^IV دربرابر Ti (Mahood and Baker, 1986)

در نمودار سه‏‌تایی En-Wo-Fs، کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده (گابروی پگماتوییدی و میکروگابرو) در محدودة دیوپسید تا اوژیت جای گرفته‌اند (شکل 4- B). ترکیب سازنده‌های نهایی کلینوپیروکسن‏‌های دیوپسیدی و اوژیتی در نمونه‌های پگماتوییدی به‌ترتیب برابر با Fs_6.02-19.61En_40.49-51.74Wo_28.65-50.40و Fs_16.06-19.61En_43.46-51.74Wo_28.65-40.49 هستند. مولفه‌های یادشده برای کلینوپیروکسن‏‌های دیوپسیدی و اوژیتی میکروگابروها نیز به‌ترتیب به‌صورت Fs_{14.14- 17.04} En_{32.34- 37.32}Wo_{48.54- 50.62} و Fs_14.96 En_47.07Wo_37.97 هستند. مقدار Mg# کلینوپیروکسن‏‌ها در میکروگابروها برابربا 66/0 تا 81/0 و در نمونه‏‌های پگماتوییدی برابربا 73/0 تا 92/0 است. میزان Mg# برابربا بیشتر از 70 درصد در کلینوپیروکسن‏‌ها نشان‏‌دهنده جدایش بلوری آنها از یک ماگمای اولیه در دمای بالاست (Abbasi and Torabi, 2013). میزان تغییر Al₂O₃ و CaO در پیروکسن‏‌های گابروهای پگمانوییدی به‌ترتیب برابربا 3/0 تا 9/1 و 52/12 تا 87/25 و در میکروگابروهای به‏‌ترتیب برابربا 43/0 تا 87/1 و 53/18 تا 20/24 درصدوزنی است. در کلینوپیروکسن‏‌های درون نمونه‏‌های میکروگابرو، نسبت Fe/Mg در حاشیة بلور بیشتر از مرکز آن است. این نکته نشان‏‌دهندة منطقه‏‌بندی عادی در آنهاست. این تفاوت ترکیبی میان حاشیه و هسته چه‌بسا به تغییر دما و فشار هنگام بالاآمدن مذاب وابسته است (Mordick and Glazner, 2006) یا این که پیامد جدایش بلوری در فشار ثابت و یا بالاآمدن ماگمای آبدار (در دمای ثابت) (Pepiper, 1984) و یا ترکیبی از هر دو عامل است. میزان Fe³⁺ در کلینوپیروکسن‏‌ها نیز تابعی از گریزندگی اکسیژن و میزان حضور Al در موقعیت چهاروجهی و هشت‏‌وجهی است (Bence et al., 1975; Schweitzer et al., 1979). میزان اندک Fe³⁺ نشان‌دهندة مقدار فوگاسیتة اندک ماگما در هنگام پیدایش این کانی است.

در نمودار توزیع Al و Si (Nosava et al., 2002)، کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در بالای خط اشباع در جایگاه چهاروجهی جای گرفته‌اند (شکل4- C). ازاین‌رو، موقعیت چهاروجهی این کلینوپیروکسن‏‌ها به‌طور کامل با Si و به‌طور بخشی با (Al^IV) جایگزین شده است. پس این موقعیت با کاتیون‏‌های سه ظرفیتی (مانند: Cr، Fe³⁺ و Ti) پر نشده است. Al اضافی نیز همراه با عنصرهای سه‏‌ظرفیتی دیگر به موقعیت هشت‏‌وجهی پیروکسن‏‌ها افزوده می‏‌شود. جای‌گرفتن نمونه‏‌ها در زیر خط نیز نشان‌دهندة آنست که همة کاتیون‏‌های Al و Si وارد موقیت هشت‏‌وجهی شده‌اند و ازآنجایی‌که این موقعیت پر نمی‌شود، کاتیون‏‌های سه‏‌ظرفیتی دیگر (مانند: Cr، Fe³⁺ و Ti) نیز وارد آن شده است (Cameron and Papike, 1981). ازاین‌رو، چنین پیروکسنی آلومینیم در موقعیت هشت‏‌وجهی (Al^VI) ندارد. خطی که نشان‌دهندة جانشینی ایده‌ال Ti-Al^IV در نمودار Ti-Al^IV است، در شکل 4- D نشان داده شده است (Mahood and Baker, 1986). در این نمودار همة نمونه‏‌ها (مگر نقطه 1- 29 در گابروی پگماتوییدی) در زیر خط جای گرفته‏‌اند. این نکته نشان می‏‌دهد آلومینیم در موقعیت چهاروجهی جای گرفته است تا دیگر جانشینی‏‌های دوتایی شامل Ti را جبران کند. میزان تیتانیم اندک در ترکیب این کلینوپیروکسن‏‌ها به حضور مقدار بیشتر ایلمنیت در گابروها وابسته است (Nosava et al., 2002)؛ زیرا با تبلور ایلمنیت، تیتانیمِ ماگما بیشتر وارد شبکه ایلمنیت شده است و پیروکسن‏‌های همزیست با ایلمنیت، از تیتانیم فقیر می‏‌شوند.

پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز فراوان‏‌ترین کانی روشن در گابروهای بررسی‌شده است. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از پلاژیوکلازها در جدول 2 آورده شده‌اند. در نمودار سه‏‌تایی Ab- An- Or، بیشتر پلاژیوکلازهایِ گابروهای پگماتوییدی در محدوده آندزین جای گرفته‌اند. یک نقطه نیز ترکیب آنورتیت نشان می‌دهد؛ هرچند پلاژیوکلازهای میکروگابرو ترکیب الیگوکلاز- آلبیت دارند (شکل 5- A). در گابروهای پگماتوییدی، ترکیب آنورتیت در یکی از نقطه‌های تجزیه‌شده از بخش مرکزی بلور است که از اطراف با پلاژیوکلاز با ترکیب آندزین فراگرفته شده است. برپایة شدت دگرسانی در میکروگابروها، احتمال جانشینی سدیم به‌جای کلسیم و جانشینی پلاژیوکلازهای نخستین با پلاژیوکلازهای سدیک وجود دارد. به‌غیر از اکسیدهای Na₂O و CaO که منطقه‏‌بندی نوسانی دارند (شکل 5- B)، در اکسیدهای دیگر، در نمونة میکروگابرویی، نبود تغییر سیستماتیک از مرکز به حاشیه دیده می‌شود. در نمونه‏‌های گابروی پگماتوییدی نیز این تغییرات دیده نمی‌شوند.

شکل 5- A) جایگاه ترکیبی پلاژیوکلازهای در گابروهای (گابروی پگماتوییدی و میکروگابرو) افیولیت‌ گرماب در نمودار رده‏‌بندی فلدسپارها (Deer et al, 1992)؛ B) نیم‌رخ تغییرات ترکیبی در یک بلور پلاژیوکلاز در میکروگابرو (از مرکز به‌سوی حاشیة بلور)

آمفیبول: آمفیبول از کانی‏‌های سازندة گابروهای پگماتوییدی منطقه گرماب است. حضور این کانی با فراوانی کم، نشان‏‌دهندة فقیربودن ماگمای در حال تبلور از آب است. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونیِ آمفیبول‏‌های در جدول 3 نشان داده شده‌اند. برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختمانی آمفیبول‏‌ها، روش 13 کاتیون به‌کار برده شده است (جدول 3). این روش بهترین نتیجه را برای محاسبه فرمول ساختاری آمفیبول ارائه می‏‌کند (Cosca et al., 1991). درنمودار BNa دربرابر BCa+BNa (Leake et al., 1997)، آمفیبول‏‌های بررسی‌شده در محدوده کلسیک جای گرفته‌اند (شکل 6- A). در نمودار رده‏‌بندی آمفیبول‏‌ها برپایة Si در مکان T دربرابر Mg/(Mg+Fe²⁺) (شکل 6- B)، بیشتر آمفیبول‏‌های بررسی‌شده در محدوده مگنزیوهورنبلند و یک نقطه نیز در قلمرو اکتینولیت جای گرفته‌اند. برپایة نمودار شناسایی آمفیبول ماگمایی از آمفیبول دگرگونی (Giret et al., 1980)، هورنبلندها سرشت آذرین دارند و اکتینولیت‌ها سرشت دگرگونی نشان می‌دهند (شکل6- C).

کانی‏‌های کدر: داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای شماری از کانی‏‌های کدر در گابروهای پگماتوییدی گرماب در جدول 3 آورده شده‌اند. داده‌های به‌دست آمده برای ترکیب شیمیایی کانی‏‌های یادشده روی نمودار TiO₂-FeO-Fe₂O₃ نشان می‌دهند این کانی‏‌ها ترکیب ایلمنیت دارند (شکل 6- D). در دما‏‌های بالا، تیتانیم بیشتری در مگنتیت جای می‌گیرد؛ اما در دما‏‌های کمتر، در پی کاهش انحلال‌پذیری، مقدار Ti در مگنتیت‏‌ها کاهش می‌یابد و ازاین‌رو، تیغه‏‌های ایلمنیت پدید می‌آیند (Anderson, 1968).

جدول 2- داده‌های ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) برای پلاژیوکلازهای در سنگ‏‌های گابرویی گوناگون (پگماتوییدی و میکروگابرویی) در مجموعة افیولیتی گرماب، به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (برپایة a.p.f.u.) برپایة 8 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آنها

شکل6- ترکیب شیمیایی کانی‌های دایک‏‌های گابرویی مجموعة افیولیتی گرماب (شمال‏‏‌خاوری کامیاران. A) آمفیبول‏‌های بررسی‌شده در نمودار BCa+BNa دربرابر BNa (Leake et al., 1997)؛ B) آمفیبول‏‌های بررسی‌شده نمودار TSi دربرابر Mg/(Mg+Fe²⁺) (Leake et al.,1997)؛C ) آمفیبول‏‌های بررسی‌شده نمودار شناسایی آمفیبول‌های دگرگونی از آذرین (Giret et al., 1980)؛ D) ترکیب کانی‏‌های کدر در گابروهای پگماتوییدی افیولیت گرماب روی نمودار TiO₂- FeO- Fe₂O₃ (Deer et al., 1992)

فوگاسیتة اکسیژن و ارزیابی میزان آب ماگما

فوگاسیتة اکسیژن عامل مؤثری برای کنترل فرایندهای ماگمایی است و بر توالی تبلور و نوع کانی‏‌های تبلوریافته تأثیرگذار است. میزان فوگاسیتة اکسیژن به نوع محیط زمین‏‌ساختی ماگما وابسته است. در نمودار Al^IV+Na دربرابر Al^VI+2Ti+Cr (Schweitzer et al,, 1979)، اگر نمونه‏‌ها در بالای خط Fe³⁺=0 جای گرفته باشند، پیروکسن‏‌ها در فوگاسیتة بالای اکسیژن متبلور شده‏‌اند و اگر در زیر خط جای داشته باشند، نشان‏‌دهندة فوگاسیتة کم اکسیژن است. همچنین، هرچه فاصله نمونه‏‌ها از خط بیشتر باشد، فوگاسیتة اکسیژن در محیط پیدایش پیروکسن بیشتر بوده است. در نمونه‏‌های بررسی‌شده بیشتر کلینوپیروکسن‏‌ها در بالای خط قرار گرفته‏‌اند که نشانة فوگاسیته بالای اکسیژن در محیط پیدایش این کانی است (شکل 7- A). همچنین، درصدوزنی اکسیدهای Al₂O₃ و TiO₂ در مگنزیوهورنبلندها کم است (جدول 3). بر این اساس و برپایة نمودار Al^IV دربرابر Fe/(Fe+Mg)، هورنبلندهای گابروی پگماتوییدی در شرایط فوگاسیته بالای اکسیژن پدید آمده‏‌اند (شکل 7- B).

Ridolfi و همکاران (2010) رابطه‏‌ای را پیشنهاد کرده‌اند که برپایة ترکیب شیمیایی منیزیوهورنبلند، میزان آب به‌دست آورده می‏‌شود.

جدول 3- داده‌های ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (برپایة a.p.f.u.) برای کانی‏‌های ایلمنیت و آمفیبول (به‌ترتیب برپایة 4 و 13 اتم اکسیژن) در گابروهای پگماتوییدی افیولیت گرماب

رابطة یادشده برپایة اندیس آلومینیم است:

میزان آب در گابروهای پگماتوییدی نزدیک‌به 5/1 درصدوزنی برآورده شده است که با فراوانی کم هورنبلند در این گابروها توجیه می‌شود.

نمودار تغییرات میزان آنورتیتِ (An) پلاژیوکلازها دربرابر Mg# کلینوپیروکسن‏‌ها نیز نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده تفریق خشک جای گرفته‌اند (شکل 7- C) و این نکته نشان‌دهندة میزان اندک آب در ماگمای سازندة این کانی‏‌هاست (Ghiorso and Sack, 1995; Kavassnes et al., 2004).

شکل 7- A) جایگاه کلینو پیروکسن‏‌های گابروهای افیولیت گرماب روی نمودار Al^VI+2Ti+Cr دربرابر Al^IV+Na (Schweitzer et al., 1979)؛ B) جایگاه هورنبلندهای این سنگ‌ها روی نمودار Al^IV دربرابر Fe/(Fe+Mg) (Anderson and Smith, 1995)؛ C) نمودار تغییرات میزان An پلاژیوکلازها دربرابر Mg# کلینوپیروکسن‏‌ها در گابروهای پگماتوییدی (Kavassnes et al., 2004؛ Ghiorso and Sack, 1995)

سری ماگمایی و پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما

ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌ها پیروی ترکیب شیمیایی و خاستگاه ماگمای میزبان آنهاست (Kamenetsky et al., 2001). پس، ترکیب شیمیایی پیروکسن‏‌ها، به‌ویژه فنوکریست‌های گوناگون آنها اطلاعات ارزشمندی برای شناسایی سری ماگمایی (Leterrier et al., 1982) و جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش سنگ میزبان در اختیار می‏‌گذارند (Beccaluva et al., 1989). در نمودار Al₂O₃ دربرابر SiO₂ (شکل 8- A)، کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده در محدودة ساب‏‌آلکالن جای گرفته‌اند. در نمودار TiO₂ دربرابر Al₂O₃ نیز نمونه‏‌ها در محدودة کالک‏‌آلکالن مایل به توله‏‌ایتی هستند (شکل 8- B). در نمودارهای دو متغیرة TiO₂ دربرابر Al₂O₃ و MgO (شکل‌های 8- C و 8- D)، ترکیب آمفیبول‏‌ها نشان‌دهندة سرشت ساب‏‌آلکالن سنگ‌هاست. از دیدگاه محیط پیدایش، کلینوپیروکسن‏‌های پدیدآمده در پشتة میان‌اقیانوسی و توله‏‌ایتی با کمان آتشفشانی تفاوت دارند (Leterrier et al., 1982). برپایة نمودار Ti+Cr دربرابر Ca (Leterrier et al., 1982)، همة پیروکسن‏‌های گابروهای بررسی‌شده در محیط کمان آتشفشانی جای گرفته‌اند (شکل 9- A). در نمودار سه‌تایی SiO₂/100-TiO₂-Na₂O (Beccaluva et al., 1989)، بیشتر نمونه‏‌ها در محدوده IAT جای گرفته‌اند (شکل 9- B). بالابودن میزان SiO₂ و کم‌بودن میزان Ti در فرمول ساختاری پیروکسن‏‌های گابروهای منطقه همانند ویژگی‌های شیمیایی پیروکسن‏‌های متبلورشده در مذاب‏‌های مرتبط با کمان‏‌های آتشفشانی است (Beccaluva et al., 1989). نمودار تغییرات TiO₂ دربرابر Alz (Al^IV*100/2) (شکل 9- C) برای ترکیب شیمیایی پیروکسن‏‌ها، سنگ‏‌های مرتبط با فرورانش را از سنگ‏‌های مرتبط با افیولیت و ریفت جدا می‏کند. در این نمودار، پیروکسن‏‌های گابروهای بررسی‌شده با روند مرتبط با فرورانش همخوانی دارند (شکل 9- C). برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی آمفیبول‏‌ها که برپایة بررسی بیگانه‌سنگ‏‌های گوشته‏‌ای به‌دست آمده‌اند، هورنبلند‏‌های بررسی‌شده در گسترة ترکیبی آمفیبول‏‌های وابسته به پهنه‌های فرورانشی (S-Amph) جای گرفته‌اند (Coltorti et al., 2007) (شکل 9- D).

شکل 8- ترکیب کانی‌های کلینوپیروکسن و آمفیبول‌های گابروهای افیولیت گرماب روی: A) نمودار Al₂O₃ دربرابر SiO₂ (Nisbet and Pearce ,1977) برپایة ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها برای شناسایی سرشت ماگمای سازندة گابروها؛ B) نمودار TiO₂ دربرابر Al₂O₃ (Nisbet and Pearce, 1977) برپایة ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها برای شناسایی سرشت ماگمای سازندة گابروها؛ C و D) نمودارهای TiO₂ دربرابر MgO و Al₂O₃ برپایة ترکیب شیمیایی هورنبلند (Molina et al., 2009) برای شناسایی سرشت ماگمای سازندة گابروها

دما- فشارسنجی

برای بررسی فشار و دمای پیدایش گابروهای منطقه برپایة داده‌های ریزکاو الکترونیِ کانی‏‌ها روش‏‌های گوناگونی به‌کار برده شد که در ادامه آورده می‏‌شوند:

فشارسنجی کلینوپیروکسن: جایگیری Al در موقعیت‏‌های چهاروجهی و هشت‏‌وجهی کلینوپیروکسن‏‌ها به فشار و میزان آب در محیط تبلور بستگی دارد. به باور برخی پژوهشگران (مانند: Thompson (1974)، Wass، 1979)، نسبتAl^IV Al^VI/ با فشار در هنگام تبلور کلینوپیروکسن رابطة مستقیمی دارد؛ بدین‌گونه‌که هرچه میزان Al^VI در کلینوپیروکسن‏‌ها بیشتر باشد، این کانی در فشار بالاتری پدید آمده است. همچنین، میزان Al^IV با افزایش مقدار آب در محیط تبلور پیروکسن‏‌ها کاهش می‏‌یابد. پس، کم‌بودن نسبت Al^IV Al^VI/ (01/0 - 1/0) در کلینوپیروکسن‏‌های گابروهای منطقه بررسی‌شده نشانه‌ای از فشار کم در محیط تبلور این کانی شمرده می‌شود. در نمودار پیشنهادیِ Soesoo (1997) و برپایة مقدارهای YPT و XPT، میزان فشار تبلور کلینوپیروکسن‏‌ها نزدیک ‌به 2 تا 5 کیلوبار برآورد می‏‌شود (شکل10- A).

شکل 9-A ) نمودار Ca دربرابر Ti+Cr (Leterrier et al., 1982) برای کلینوپیروکسن‏‌ها؛ B) نمودار سه‏‌تایی SiO₂/100-TiO₂-Na₂O (Beccaluva et al., 1989) برای کلینوپیروکسن‏‌ها؛ C) نمودار TiO₂ دربرابر Alz (Al^IV*100/2) (Loucks, 1990) برای کلینوپیروکسن‏‌ها؛ D) رده‏‌بندی تکتونوماگمایی آمفیبول‏‌های بررسی‌شده (S- Amph: آمفیبول‏‌های پهنه‌های فرافرورانش (سوپراسابداکشن)؛ I- Amph: آمفیبول‏‌های مرتبط با پهنه‏‌های درون‌صفحه‏‌ای (Coltorti et al., 2007))

روش فشارسنجی (Putirka et al., 2008) نیز برپایة توزیع Al میان کلینوپیروکسن و مذاب همزیست پیشنهاد شده است. در این روش نیز ترکیب سنگ کل به‌جای ترکیب مذاب فرضی به‌کار برده شده است.

P (kbar) = - 57.9 + 0.0475T(K) – 40.6(X_FeO^liq) – 47.7(X_CaTs^cpx) + 0.676(X_H2O^liq) – 153(X_CaO0.5^liq X_SiO2^liq) + 6.89[X_Al^cpx / X_Al2O31.5^liq]

در این رابطه برای هرکاتیون Al شش اتم اکسیژن در نظر گرفته شده است و X_Al^Cpx از رابطه زیر به‌دست آورده می‏‌شود:

X_Al^cpx = XAl ^(IV)cpx + XAl ^(VI)xpx

برپایة این معادله، فشار برای کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده برابربا 5/4 تا 7 کیلوبار به‌دست آمد.

فشارسنجی آمفیبول: برپایة پارامتر Al_tot دربرابر Fe_t/(Mg+Fe_t) برای آمفیبول‏‌ها (Schmidt, 1992)، آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های بررسی‌شده در بازة فشار 5 تا 7 کیلوبار متبلور شده‏‌اند (شکل10- B).

شکل 10- A) ارزیابی میزان فشار تبلور پیروکسن برپایة نمودار XPT دربرابر YPT (Soesoo, 1997)؛ B) برآورد فشار تشکیل آمفیبول‏‌ها در نمودار Al_tot دربرابر Fe_t/(Mg + Fe_t) (Schmidt, 1992)

دماسنجی

در دماسنجی با کلینوپیروکسن روش‏‌های بسیاری پیشنهاد شده‌اند که در زیر یکی از آنها آورده شده است:

در روش (Soesoo, 1997) باید مقدار XPT و YPT را به‌دست ‌آورد:

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

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

برتری مهم این روش دماسنجی این است که به حضور همزمان دو پیروکسن نیازی نیست و برای پیروکسن‏‌های Mg- Ca- Fe و Fe- Mg گوناگون نیز کاربرد دارد. برپایة نمودار ترکیبی پیشنهادشدة XPT دربرابر YPT (Soesoo, 1997)، دمای تبلور کلینوپیروکسن‏‌ها در گابروهای مجموعة افیولیتی گرماب، 1150 تا 1200 درجه سانتیگراد به‏‌دست آمد (شکل 11- A).

برخلاف روش یادشده که برپایة محاسبه است و فرمول دارد، روش دماسنجی روی کانی پیروکسن که Lindsley (1983) پیشنهاد داده، گرافیکی و تجربی است. همان‌گونه‌که در شکل 11- B دیده می‌شود، دمای پیدایش کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده از 800 تا 1200 درجه سانتیگراد است. برپایة رابطة پیشنهادی Putirka و همکاران (2008) نیز که پیشتر در بخش فشارسنجی فرمول آن آورده شد، میانگین دمای پیدایش کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده 1097 درجه سانتیگراد به‌دست آمد.

دماسنجی هورنبلند- کلینوپیروکسن: این دماسنج از روش‏‌های دماسنجی بر پایه تبادل کاتیون‏‌های Mg و Fe میان کانی‏‌های هورنبلند و کلینوپیروکسن همزیست است (Anderson, 1996). با به‌کارگیری این روش، دمای تعادلی این دو کانی در نمونه‌های گابرویی نزدیک‌ به 900 تا 1100 درجه سانتیگراد به‌دست آورده شد (شکل 11- C).

دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز در دماهای 400 تا 1000 درجه سانتیگراد و فشارهای 1 تا 15 کیلوبار نیز کابرد دارد (Blundy and Holland, 1990). در این روش دما برپایة معادله زیر به‌دست آورده می‌شود:

برپایة این روش، دمای تعادل میان دو کانی هورنبلند و پلاژیوکلاز در فشارهای 5 تا 8 کیلوبار به‌ترتیب 825 تا 931 درجه سانتیگراد برآورد شد.

شکل 11- ارزیابی دمای تبلور پیروکسن‌های دایک‌های گابرویی افیولیت گرماب برپایة: A) نمودار XPT دربرابر YPT (Soesoo, 1997)؛B ) دماسنجی پیروکسن (Lindsley, 1983)؛‌ C) ارزیابی دمای تعادل تبلور کلینوپیروکسن و هورنبلند برپایة محتوای Mg در کلینوپیروکسن و هورنبلند همزیست (Anderson, 1996)