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

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 استاد یار - گروه ژئوشیمی- دانشکده علوم زمین - دانشگاه خوارزمی- تهران - ایران

2 کارشناسی ارشدپترولوژی -گروه پترولوژی-دانشکده زمین شناسی - دانشگاه زنجان- زنجان- ایران

3 ااستاد یار پترولوژی -گروه پترولوژی-دانشکده زمین شناسی - دانشگاه زنجان- زنجان- ایرا

چکیده

مجموعة افیولیتی گرماب در شمال‏‏‌خاوری کامیاران جای دارد و بخشی از مجموعة معروف‌به پهنة افیولیت- رادیولاریت کرمانشاه است. از دیدگاه پهنه‏‌های زمین‏‌ساختاری ایران، این مجموعه در میان پهنة سنندج- سیرجان و پهنة راندگی زاگرس جای گرفته است. برپایة بررسی‌های صحرایی، دایک‏‌های با ترکیب گابرو (گابروی پگماتوییدی، میکروگابرو و گابرونوریت) و دیاباز، پریدوتیت‏‌های مجموعة افیولیتی یادشده را قطع کرده‏‌اند. پلاژیوکلاز (از نوع آندزین و گاه آنورتیت در گابروی پگماتوییدی و الیگوکلاز تا آلبیت در میکروگابرو و کلینوپیروکسن (از نوع دیوپسید- اوژیت) از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌های گابرویی هستند. آمفیبول‏‌ها نیز در گروه آمفیبول‏‌های کلسیم‏‌دار و از نوع مگنزیوهورنبلند و اکتینولیت هستند. بررسی‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌دماسنجی کلینوپیروکسن، آمفیبول و پلاژیوکلازهای دایک‏‌های گابروی پگماتوییدی نشان می‌دهند این سنگ‏‌ها در دمای 800 تا 1200 درجه سانتیگراد پدید آمده‏‌اند. زمین‏‌فشارسنجی برپایة میزان آلومینیمِ آمفیبول‏‌ها نیز نشان‌دهندة فشارهای 5 تا 7 کیلوبار برای تعادل نهایی این کانی‏‌هاست. ترکیب شیمیایی کانی‏‌های کلینوپیروکسن و آمفیبول نشان‌دهندة تبلور آنها از ماگمایی ساب‏‌آلکالن است. محیط پیدایش این ماگما نیز به جزیره‌های کمانی یا کمان آتشفشانی (IAT) وابسته است. همچنین، خاستگاه دایک‏‌های گابرویی خاستگاهی گوشته‏‌ای در پهنة فرورانش بوده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Mineral chemistry and geothermobarometry of gabbroic dykes ‎of the Garmab Ophiolite sequence ‎‎(Northeast of Kamyaran)‎

نویسندگان [English]

  • shahryar Mahmoudi 1
  • Ayob Vaisy Nya 2
  • Mir Ali Asghar Mokhtari 3
1 Assistant professor-geochemistry department- Faculty of earth sciences-kharazmi university Tehran - Iran
2 Msc petrology-Department of petrology - Faculty of geology - zanjan university-Zanjan-Iran
3 Assistant professor in petrology-Department of petrology - Faculty of geology - zanjan university-Zanjan-Iran
چکیده [English]

The Garmab ophiolite complex, a part of the Ophiolite-Radiolithic zone of Kermanshah, is located in the northeast of Kamyaran. In view of the Iranian geo-structural zones, this complex is situated between the Sanandaj-Sirjan Zone and the Zagros thrust Zone. Field studies demonstrate that the dykes with gabbro (pegmatoidic gabbro, microgabbro and gabbronorite) and diabasic composition have crosscut the peridotites of the ophiolite complex. The main minerals of gabbroic rocks include plagioclase (andesine and occasionally anorthite in pegmatoidic gabbros and oligoclase to andesine in microgabbros) and clinopyroxene (diopside-augite). The amphiboles belong to calcic amphiboles group (magnesio-hornblende and actinolite). Mineralogical and geothermometry studies of the clinopyroxene, amphibole and the plagioclase from the pegmatoidic gabbro reveal that these rocks have originated at 800 to 1200 OC. Moreover, geobarometric measurements, based on aluminum content within the amphiboles, indicate pressures between 5 to 7 kbar for the final equilibrium of the minerals studied.  The chemical compositions of the clinopyroxene and the amphiboles indicate that the aforementioned minerals have crystallized from a sub-alkaline magma in an island arc or volcanic arc (IAT) tectonomagmatic setting. In addition, the gabbroic dikes formed from a mantle source in a subduction zone.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mineral Chemistry
  • Oxygen Fugacity
  • Subduction
  • Gabbro
  • Garmab Ophiolitic Complex
  • Zagros

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

Pegmatoid

Micro

Pegmatoid

Rock Type

30- 1- R

30- 1- C

29- 4

29- 3

29- 2

29- 1

25- 1

25

25- 1- R

14a- 2- C

14a- 3- R

14a- 1- R

14

14- 3

Sample No.

53.73

53.30

52.34

51.73

53.41

52.60

51.09

51.87

52.38

54.51

54.19

54.58

53.834

54.31

SiO2

0.16

0.07

0.63

0.67

0.25

0.67

0.81

0.09

0.00

0.00

0.11

0.00

0.31

0.06

TiO2

2.37

1.51

1.66

1.92

1.15

1.86

1.87

0.67

0.43

0.21

1.11

0.27

1.22

0.40

Al2O3

0.00

0.01

0.01

0.02

0.04

0.04

0.00

0.01

0.00

0.01

0.08

0.02

0.09

0.00

Cr2O3

10.95

9.43

8.99

8.62

8.38

8.79

9.12

10.02

8.53

4.00

3.92

3.91

5.12

5.12

FeOt

0.16

0.19

0.33

0.27

0.30

0.29

0.23

0.42

0.21

0.05

0.05

0.02

0.07

0.07

MnO

16.45

14.60

14.43

14.15

14.73

14.27

16.50

11.11

12.95

16.14

16.15

15.87

17.051

16.26

MgO

12.68

18.93

21.70

21.99

21.89

20.91

18.53

24.20

23.44

26.03

25.87

25.46

25.576

24.95

CaO

0.45

0.26

0.42

0.46

0.45

0.30

0.33

0.25

0.15

0.05

0.08

0.05

0.04

0.17

Na2O

0.04

0.04

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.03

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.06

0.02

0.05

0.10

0.00

NiO

96.99

98.33

100.52

99.84

100.60

99.74

98.48

98.64

98.13

101.05

101.57

100.24

100.902

101.35

Total

2.02

2.02

1.93

1.93

1.97

1.96

1.91

1.99

2.00

1.98

1.95

2.00

1.91

1.97

Si

0.01

0.00

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

Ti

0.00

0.00

0.07

0.08

0.03

0.04

0.08

0.01

0.00

0.01

0.05

0.00

0.05

0.02

Al IV

0.10

0.07

0.01

0.01

0.02

0.05

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

Al VI

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

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.04

0.02

T Fe3+

0.00

0.00

0.06

0.06

0.03

0.00

0.07

0.01

0.00

0.03

0.04

0.00

0.08

0.04

M1Fe3+

0.35

0.19

0.22

0.21

0.23

0.28

0.22

0.31

0.27

0.08

0.08

0.12

0.04

0.12

Fe2+

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.94

0.82

0.78

0.79

0.81

0.79

0.91

0.63

0.74

0.87

0.87

0.87

0.96

0.88

Mg

0.52

0.77

0.86

0.88

0.86

0.84

0.74

0.99

0.96

1.01

1.00

1.00

0.97

0.97

Ca

0.03

0.02

0.03

0.03

0.03

0.02

0.02

0.02

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

Na

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

K

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

Ni

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Total

0.73

0.82

0.78

0.79

0.81

0.74

0.81

0.66

0.73

0.92

0.92

0.88

0.96

0.88

Mg#

28.65

40.49

44.24

45.23

44.535

43.69

37.97

50.62

48.54

50.40

50.29

50.30

47. 93

48.33

Wollastonite

51.74

43.46

40.93

40.49

41.69

41.49

47.07

32.34

37.32

43.49

43.69

43.65

44.48

43.83

Enstatite

19.61

16.06

14.84

14.28

13.79

14.82

14.96

17.04

14.14

6.11

6.02

6.06

7.59

7.84

Ferrosillite

2.65

2.01

0.34

0.43

1.20

2.22

0.00

1.19

1.07

0.00

0.53

0.37

0.00

0.00

Jadeite

0.00

0.00

3.04

2.99

2.06

0.00

2.50

0.69

0.07

0.33

0.00

0.00

0.29

1.19

Aegirine

Aug

Aug

Di

Di

Di

Di

Aug

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Cpx Name

 

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 AlIV 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 Fs6.02-19.61En40.49-51.74Wo28.65-50.40و Fs16.06-19.61En43.46-51.74Wo28.65-40.49 هستند. مولفه‌های یادشده برای کلینوپیروکسن‏‌های دیوپسیدی و اوژیتی میکروگابروها نیز به‌ترتیب به‌صورت Fs14.14- 17.04 En32.34- 37.32Wo48.54- 50.62 و Fs14.96 En47.07Wo37.97 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 (AlIV) 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 (AlVI) ندارد. خطی که نشان‌دهندة جانشینی ایده‌ال Ti-AlIV در نمودار Ti-AlIV 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

Pegmatoid gabbro

Microgabbro

Pegmatoid gabbro

Rock Type

29-6

29-5

29-4

29-3

29-2

29-1

25-5-R

25-1-C

25-1-C

25-1-1-R

25-5-C

25-R

14-C

Sample No.

57.96

57.88

55.96

56.60

57.48

59.84

63.75

61.89

61.45

65.81

64.36

63.40

37.67

SiO2

0.06

0.07

0.09

0.08

0.08

0.05

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.06

TiO2

26.31

26.76

27.03

27.50

26.35

24.72

20.48

23.50

23.11

21.24

23.18

22.12

22.36

Al2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.03

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

Cr2O3

0.29

0.22

0.32

0.30

0.28

0.21

0.18

0.08

0.09

0.06

0.07

0.11

0.25

FeOt

0.01

0.02

0.05

0.04

0.02

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.02

0.03

MnO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.016

0.01

0.00

0.08

0.03

MgO

8.67

8.96

9.52

9.64

8.64

6.49

2.89

2.99

0.286

0.18

0.95

0.84

38.35

CaO

6.52

6.43

5.77

5.82

6.54

7.52

10.09

8.00

8.876

10.88

10.41

9.63

0.04

Na2O

0.28

0.25

0.23

0.24

0.32

0.10

0.12

0.10

0.091

0.08

0.46

0.06

0.00

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

0.00

NiO

100.10

100.50

98.97

100.22

99.71

98.96

97.54

96.63

93.92

98.26

99.47

96.26

98.79

Total

5.21

5.18

5.08

5.09

5.19

5.38

5.80

5.67

5.55

5.80

5.62

5.53

4.71

Si

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Ti

2.79

2.82

2.92

2.91

2.81

2.62

2.20

2.33

2.46

2.20

2.38

2.47

3.29

Al

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

Cr

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

Fe3+

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.03

Fe2+

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

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Mg

0.84

0.86

0.96

0.93

0.84

0.63

0.28

0.08

0.03

0.02

0.09

0.29

5.14

Ca

1.14

1.12

1.06

1.02

1.15

1.31

1.78

1.67

1.55

1.86

1.76

1.39

0.01

Na

0.03

0.03

0.04

0.03

0.04

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.05

0.01

0.00

K

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

Ni

10.03

10.03

10.07

10.00

10.05

9.97

10.09

9.78

9.60

9.89

9.91

9.69

13.19

Total

56.7

55.7

51.8

51.5

56.8

67.3

85.8

95.0

97.6

98.6

92.6

82.4

0.20

Albite

41.7

42.9

47.2

47.1

41.4

32.1

13.6

4.6

1.8

0.9

4.7

17.0

99.8

Anorthite

1.6

1.4

1.0

1.4

1.8

0.6

0.6

0.4

0.6

0.5

2.7

0.7

0.00

Orthoclase

 

 

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 AlIV+Na دربرابر AlVI+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 AlIV 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

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Gb

Rock type

29- 4

آمفیبول

29- 3

آمفیبول

29- 2

آمفیبول

29- 1

آمفیبول

14a- 4- 2

ایلمنیت

14a- 4- 1

ایلمنیت

14a- 5- R

ایلمنیت

14a- 5- C

ایلمنیت

14a- 1- 1

ایلمنیت

14a- 1- 1

ایلمنیت

30- 1- 2

ایلمنیت

30- 1- 1

ایلمنیت

Sample No.

43.93

42.81

55.25

48.23

0.08

0.04

0.00

0.00

0.00

0.01

0.03

0.02

SiO2

2.85

3.43

0.04

0.04

53.58

54.52

53.03

54.04

52.73

53.21

52.48

50.03

TiO2

9.46

9.39

0.63

7.09

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

Al2O3

0.02

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.007

0.00

0.00

0.04

0.09

Cr2O3

13.70

13.91

10.18

15.18

44.01

44.29

44.25

43.92

44.03

44.09

45.74

45.82

FeOt

0.22

0.20

0.21

0.30

1.98

1.45

1.95

2.03

1.54

1.57

1.35

1.24

MnO

13.46

13.02

17.72

13.11

1.18

1.34

1.10

1.11

1.314

1.244

0.60

0.58

MgO

11.42

10.89

12.75

11.44

0.10

0.16

0.03

0.08

0.01

0.07

0.03

0.00

CaO

2.30

2.50

0.08

1.31

0.04

0.00

0.021

0.025

0.033

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.51

0.46

0.03

0.07

0.00

0.012

0.018

0.00

0.00

0.015

0.00

0.00

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.07

0.00

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

NiO

97.87

96.48

97.9

96.78

100.98

101.89

100.39

101.21

99.68

100.22

100.29

97.77

Total

6.50

6.44

7.96

7.13

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Si

0.32

0.34

0.00

0.05

1.15

1.14

1.14

1.15

1.14

1.14

1.14

1.11

Ti

1.50

1.57

0.04

0.88

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

AlIV

0.15

0.10

0.06

0.36

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

AlVI

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

1.70

1.75

1.21

1.88

1.85

1.86

1.86

1.85

1.85

1.86

1.89

1.89

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

0.03

0.03

0.03

0.04

0.04

0.03

0.04

0.05

0.04

0.04

0.03

0.03

Mn

2.97

2.92

3.74

2.89

0.04

0.05

0.04

0.05

0.06

0.05

0.04

0.03

Mg

1.81

1.75

1.93

1.80

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.66

0.73

0.02

0.38

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.10

0.09

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

15.73

15.75

15.00

15.41

3.08

3.08

3.05

3.10

3.09

3.06

3.10

3.06

Total

64

63

76

61

-

-

-

-

-

-

-

-

Mg #

 

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 AlVI+2Ti+Cr دربرابر AlIV+Na (Schweitzer et al., 1979)؛ B) جایگاه هورنبلندهای این سنگ‌ها روی نمودار AlIV 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 (AlIV*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)، نسبتAlIV AlVI/ با فشار در هنگام تبلور کلینوپیروکسن رابطة مستقیمی دارد؛ بدین‌گونه‌که هرچه میزان AlVI در کلینوپیروکسن‏‌ها بیشتر باشد، این کانی در فشار بالاتری پدید آمده است. همچنین، میزان AlIV با افزایش مقدار آب در محیط تبلور پیروکسن‏‌ها کاهش می‏‌یابد. پس، کم‌بودن نسبت AlIV AlVI/ (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 (AlIV*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(XFeOliq) – 47.7(XCaTscpx) + 0.676(XH2Oliq) – 153(XCaO0.5liq XSiO2liq) + 6.89[XAlcpx / XAl2O31.5liq]

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

XAlcpx = 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 Altot دربرابر Fet/(Mg+Fet) 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 Altot دربرابر Fet/(Mg + Fet) (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)

 

 

بحث

Azizi و همکاران (2011) سن ماگماتیسم گابرویی- دیوریتی منطقه کامیاران را با روش U/Pb برابربا 36 تا 54 میلیون سال پیش و خاستگاه ماگماتیسم را گوشته تهی‏‌شده پیشنهاد کرده‏‌اند. Moinevaziri و همکاران (2008) نیز سن رادیومتری توده‏‌های آذرین محور صحنه- مریوان را با روش K/Ar برابربا 27 تا 34 میلیون سال پیش و ماگماتیسم این محور را پیامد دور دوم فرورانش نئوتتیس در الیگوسن دانسته‌اند. این پژوهشگران سنگ‏‌های آذرین در این دوره زمانی محور صحنه- پینجوین را به جزیره‌های کمانی و پهنه فرافرورانش نسبت داده‏‌اند. به باور Azizi و همکاران (2011) و Moinevaziri و همکاران (2008)، در پالئوژن سیستم فرورانشی میان‌ پوستة اقیانوسی نئوتتیس و پهنة سنندج- سیرجان در منطقه کردستان بوده است که کمان ماگمایی در الیگومیوسن را پدید آورده است. توده‏‌های گابرویی- گرانیتی (مانند: گابروی مروارید، گابروی طا- بیساران (Allen et al., 2013)، گرانیت برده رشه (Ranin, 2008) و گرانیت نژمار) در این کمان ماگماییِ پس از پیدایش افیولیت در پالئوژن نفوذ کرده‏‌اند. برپایة پژوهش‏‌های پیشین و بررسی‏‌های صحرایی گمان می‌رود افزون‌بر توده‏‌های نفوذی کمان ماگمایی مرتبط با دور دوم فرورانش، توده‏‌های گابرویی با ویژگی‌های توله‏‌ایتی که مرتبط با افیولیت هستند، در مجاورت این کمان و همراه دیگر واحدهای افیولیتی پدید آمده باشند. گابروهای پینجوین (Al-Hassan and Hubbard, 1985)، گابروی قه‏‌لاجی (Ranin, 2008)، استوک‏‌های مجموعة افیولیتی سه‏‌ولآوا و گابروهای محور دینور- کامیاران از این گروه از گابروها هستند. نزدیکی توده‏‌های مرتبط با کمان ماگمایی پالئوژن و توده‏‌های گابرویی مرتبط با افیولیت‏‌های کردستان شاید پیامد راندگی زیاد مجموعة افیولیتی با صفحه عربی باشد (Rahimzadeh et al., 2014). در منطقة کامیاران، واحدهای افیولیتی از یکدیگر گسیخته (Dismembered) هستند. ازاین‌رو، گابروهای این منطقه در توالی افیولیتی در موقعیت خویش نیستند و در بررسی‏‌های پیشین با نام گابروی افیولیتی از آنها یاد نشده‏‌ است (Rahimzadeh et al., 2014).

برپایة آنچه گفته شد و یافته‌های به‏‌دست‌آمده از شیمی کانی‌ها، سری ماگمایی ماگمای سازندة دایک‏‌های گابرویی، کالک‏‌آلکالن است و در پهنة زمین‏‌ساختی کمان‏‌های آتشفشانی پدید آمده است؛ زیرا ماگماهای کالک‏‌آلکالن ویژة پهنه‌های فرورانش هستند (Moeinvaziri and Ahmadi, 2004). ازاین‌رو، پیدایش دایک‏‌های گابرویی در مجموعة افیولیتی گرماب همزمان با فرورانش دوم نئوتتیس و مرتبط با توده‏‌های گابرویی بزرگ در جنوب مجموعة افیولیتی گرماب دانسته می‌شود.

 

نتیجه‌گیری

افیولیت‏‌های شمال‏‏‌خاوری کامیاران بخشی از افیولیت‏‌های کرمانشاه در بخش شمالی زمین‏‌درز زاگرس هستند. در مجموعة افیولیتی شمال‏‏‌خاوری کامیاران (گرماب)، توالی کامل افیولیتی دیده نمی‏‌شود و مجموعة افیولیتی بیشتر دربردارندة بلوک‏‌های پریدوتیت سرپانتینی‏‌شده و دایک‏‌های گابرویی و دیابازی است که با آهک‏‌های پلاژیک ائوسن پوشیده شده‌اند. سنگ‏‌های سازندة دایک‏‌های بازیک در این پژوهش برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری در دو گروه با گسترة ترکیبی گابرویی (گابروی پگماتوییدی، میکروگابرو و گابرونوریت) و دیاباز جای می‏‌گیرند. بررسی شیمی کانی‏‌ها در دایک‏‌های گابرویی نشان می‏‌دهد ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها از نوع دیوپسید- اوژیت است. در گابروهای پگماتوییدی، بیشتر پلاژیوکلازها از نوع آندزین و گاه آنورتیت و در میکروگابروها از نوع آلبیت- الیگوکلاز هستند. آمفیبول‏‌های بررسی‌شده نیز ترکیب مگنزیوهورنبلند و اکتینولیت دارند. دماسنجی برپایة روش‏‌های گوناگون، دامنة حرارتی تبلور دایک‏‌های گابرویی را از 800 تا 1100 درجه سانتیگراد و فشار جایگیری آنها را 5 تا 7 کیلوبار در پهنه‌ای با فوگاسیتة بالای اکسیژن نشان می‏‌دهند. داده‏‌های شیمی کانی کلینوپیروکسن و آمفیبول نشان می‏‌دهند سری ماگمایی ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها کالک‏‌آلکالن و محیط پیدایش آنها کمان ماگمایی وابسته به فرورانش بوده است.

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از سردبیر و داوران گرامی مجله که با پیشنهادهای ارزنده علمی خود موجب غنای بیشتر نوشتار شدند، بسیار سپاس‌گزارند.

Abbasi, H. and Torabi, G. (2013) Petrography and mineral chemistry of Eocene dykes from Kuh- e- Kam Khashak (North of Khur, Isfahan province). Iranian Journal of Petrology 4: 19- 32 (in Persian).
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation, Institute Journal of Earth Science (Geol. Rundsch) 95: 401- 419.
Alavi, M. (1994) Tectonics of Zagros Orogenic belt of Iran, new data and interpretation. Tectonophysics 229: 144- 149.
Al- Hassan, M. E. and Hubbard, F. H. (1985) Magma segregations in a tectonic remnant of basalt ophiolite, Penjwin, NE Iraq. Ofioliti 10: 139- 145.
Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A type Hasanrobat granite, Sanandaj- Sirjan belt: A new record of the Gondwana break- up in Iran. Lithos 151: 122- 134.
Allahyari, K., Saccani, E., Pourmoafi, M., Beccaluva, L. and Masoudi, F. (2010) Petrology of mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophiolitic complex (Zagros belt, Iran): implications for the geodynamic evolution of the Neo- Tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti 35: 71–90.
Allahyari, K., Saccani, E., Rahimzadeh, B. and Zeda, O. (2014) Mineral chemistry and petrology of highly magnesian ultramafic cumulates from the Sarve- Abad (Sawlava) ophiolites (Kurdistan, NW Iran): new evidence for boninitic magmatism in intra- oceanic fore- arc setting in the Neo- Tethys between Arabia and Iran. Journal of Asian Earth Sciences 79: 312–328.
Allen, M. B., Kheirkhah, M., Neill, I., Emami, M. H. and Mcleod, C. L. (2013) Generation of Arc and Within- plate Chemical Signatures in Collision Zone Magmatism: Quaternary Lavas from Kurdistan Province, Iran. Journal of Petrology 54(5): 887–911.
Anderson, A. T. (1968) Oxidation of the La Blache lake titaniferous magnetite deposit. Quebec. Journal of Geology 76: 528- 547.
Anderson, J. L. (1996) Statuse of thermo- barometry in granitic batholiths. Earth Science Review 87: 125- 138.
Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effect of temperature and oxygen fugacity on Al- in- hornblende barometry. American Mineralogist 80: 549- 559.
Asiabanha, A. (2008) A Manual for drawing and interpreting of Petrological and Geochemical Plots. Imam Khomeini International University, Qazvin (in Persian).
Aswad, K. J., Aziz, N. R. and Koyi H. A. (2011) Cr- spinel compositions in serpentinites and their implications for the petrotectonic history of the Zagros Suture Zone, Kurdistan Region, Iraq. Geological Magazine 148(5- 6): 802- 818.
Azizi, H. and Moinevaziri, H. (2009) Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics 47: 167- 179.
Azizi, H., Tanaka, T., Asahara, Y., Chung, S. L. and Zarrinkoub, M. H. (2011) Discrimination of the age and tectonic setting for magmatic rocks along the Zagros thrust zone, northwest Iran, using the zircon U- Pb age and Sr–Nd isotopes. Journal of Geodynamics 52: 304- 320.
Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology 77: 165- 182.
Bence, A. E., Papike, J. J. and Ayuso, R. A. (1975) Petrology of Atlantic island arcs. Bulletin of Volcanology 32: 189- 206.
Blundy J., Cashman K.andHumphreys M.(2006)Magma heating by decompression- driven crystallization beneath andesite volcanoes. Nature443:7680.
Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole- plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104: 208- 224.
Braud, J. (1970) Les formations du Zagros dans la region de Kermanshah (Iran). et leurs rapports structuraux Imp. Jouve.
Braud, J. (1987) La suture du Zagros au niveau de Kermanshah (Kurdistan Iranien): reconstitution paléogéographique, Évolution Géodynamique, Magmatique et Structurale. Thèse Doctorat d'État, Paris, Géodiffusion Mémoire 5.
Braud, J. and Bellon, H. (1974) Donnes nouvelles sur le domaine metamorphique du Zagros (zone de Sanandaj- Sirjan) au niveau de Kermanshah- Hamadan; nature, age et interpretation des series métamorphiques et des intrusions évolution structural. Faculté des Sciences d'Orsay, Université Paris, France.
Cameron, M. and Papike, J. J. (1981) Structural and chemical variations. American Mineralogist 66: 1- 50.
Chauvet, F., Lapierre, H., Maury, R. C., Bosch, D., Basile, C., Cotton, J., Brunet, P., Campillo, S. (2011) Triassic alkaline magmatism of the Hawasina Nappes: post- breakup melting of the Oman lithospheric mantle modified by the Permian Neotethyan Plume. Lithos 122: 122–136.
Coltorti, M., Bonadiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O'Reilly, S. Y. and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos 99: 68- 84.
Cosca, M. A., Essene, E. J. and Bowman, J. R. (1991) Complete chemical analyses of metamorphic hornblendes: Implications for normalizations, calculated H2O activities, and thermobarometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 108: 472- 484.
Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the rock forming minerals, 2nd edition, Longman, London, UK.
Delaloye, M. and Desmons, J. (1980) Ophiolites and melange terranes in Iran: a geochronological study and its paleotectonic implications. Tectonophysics 68: 83–111.
Droop G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses using stoichiometric criteri. Mineralogical Magazine 51(361): 431- 435.
Fabien, H. (2005) Les ophiolites de Kermanshah (Iran): Naissance dun arc intra- oceanique Eocene en fin de subduction de la Neotethys. Memori de stage de Recherche Master.
Ghazi, A. M. and Hassanipak, A. A. (1999) Geochemistry of subalkaline and alkaline extrusives from the Kermanshah ophiolite, Zagros Suture Zone, Western Iran: implications for Tethyan plate tectonics. Journal of Asian Earth Sciences 17: 319- 332.
Ghiorso, M. S. and Sack, R. O. (1995) Chemical mass transfer in magmatic processes, IV. a revised and internally consistent thermodynamic model for the interpolation of liquid- solid equilibrium in magmatic systems at elevated temperatures and pressures. Contributions to Mineralogy and Petrology 119: 197- 212.
Ginibre, C., Kronz, A. and Worner, G. (2002) Minor and trace- element zoning in plagioclase: implications for magma chamber processes at Parinacota volcano, northern Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology 143: 300- 315.
Giret, A., Bonin, B. and Leger, J. M. (1980) Amphibole compositional trends in oversaturated and undersaturated alkaline plutonic ring- complexes. Canadian Mineralogist 18: 481–495
Kamenetsky, V. S., Maas, R., Sushchevskaya, N. M., Norman, M. D., Cartwright, I. and Peyve, A. A. (2001) Remnants of Gondwana continental lithosphere in oceanic upper mantle: Evidence from the South Atlantic Ridge. Geology 29: 243–246.
Kavassnes, A. J. S., Strand, H. A., Moen Eikeland, H. and Pedersen, R. B. (2004) The Lyngen gabbro: the lower crust of Ordovician incipient arc. Contributions to Mineralogy and Petrology 148: 358- 379.
Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J. A., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. American Mineralogist 82: 1019- 1037.
Leterrier, J. (1985) Mineralogical, geochemical and isotopic evolution of two Miocene mafic intrusions from the Zagros (Iran). Lithos 18: 311–329.
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 geothermometry. American Mineralogist 68: 477- 493.
Loucks, R. R. (1990) Discrimination of ophiolitic from nonophiolitic ultramafic- mafic allochthons in orogenic belts by the Al/Ti ratio in clinopyroxene. Geology 18: 346- 349.
Mahood, G. A. and Baker, D. R. (1986) Experimental constraints on depths of fractionation of mildly alkalic basalts and associated felsic rocks: Pantelleria, strait of Sicily. Contribution to Mineralogy and Petrology 93: 251- 264.
Moeinvaziri, H. and Ahmadi, A. (1991) Petrography and petrology of igneous rocks. Tehran University Press, Tehran (in Persian).
Moeinvaziri, H., Azizi, B., Mehrabi, and Izadi, F. (2008) Oligocene Magmatism in the Zagros Thrust Zone (Sahneh- Marivan Area): Evidences for the second Neotethyan Subduction Occurrence in the Paleogene. Journal of Science of University of Tehran 34: 113- 122.
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous- Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj- Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397- 412.
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.
Mordick, B. E. and Glazner, A. F. (2006) Clinopyroxene thermobarometry of basalts from the Coso and Big Pine volcanic fields, California. Contributions to Mineralogy and Petrology 152: 111- 124.
Morimoto, N. (1998) Nomenclature of pyroxenes. Canadian Mineralogist 27: 143- 156.
Nadimi, A. (2002) Mantle flow patterns at the Neyriz Paleo- spreading centre, Iran. Earth and Planetary Science Letters 203: 93- 104.
Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieved- texture plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242.
Nisbet, E. G. and Pearce, I. A. (1977) Clinopyroxene compositions in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 62: 149- 160.
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.
Pepiper, G. (1984) Zoned Pyroxenes from Shoshonite Lavas of esbos, Greece: Inferences concerning Shoshonite Petrogenesis. Journal of Petrology 25: 453- 472.
Putirka, K. D. (2008) Thermometers and barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69: 61- 120.
Rafia, R. and Shahidi, A. (1999) Geological Map of Mianrahan, scale: 1:100000. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Rahimzadeh, B., Hasanzadeh, J. and Masoudi, F. (2014) Geochemistry and dating of gabbros associated with Sawlava ophiolites- NW Iran. Materials and Energy. 13: 877- 896.
Rahimzadeh, B., Masoudi, F. and Allahyari, K. (2012) Geochemistry and Petrology of Sawlava massive in Kurdistan ophiolite: Implication for the Neo- Tethyan magmatism at the Zagros belt, Iran. The 22nd V. M. Goldschmidt Conference: 24- 29 June, Montreal, Canada.
Ranin, A. (2008) Petrology and metamorphism of the plutonic rocks of the Marivan region. MSc thesis, University of Bu- Ali Sina, Hamadan, Iran (in Persian).
Ricou, L., Braud, J., and Brunn J. H. (1977) Le Zagros. Mémoires hors Série de la Société Géologique de France 8: 33–52.
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.
Saccani, E., Allahyari, K. and Rahimzadeh, B. (2014) Petrology and geochemistry of mafic magmatic rocks from the Sarve- Abad ophiolites (Kurdistan region, Iran): evidence for interaction between MORB- type asthenosphere and OIB- type components in the southern Neo- Tethys Ocean. Tectonophysics 621: 132–147.
Saccani, E., Allahyari, K., Beccaluva, L. and Bianchini, G. (2013) Geochemistry and petrology of the Kermanshah ophiolites (Iran): Implication for the interaction between passive rifting, oceanic accretion, and OIB- type components in the Southern Neo- Tethys Ocean. Gondwana Research 24(1): 392- 411.
Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the AI- in- hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 304- 310.
Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxene from deep sea basalts. American Mineralogist 64: 501- 513.
Shafaii Moghadam, H. and Stern, S. (2011) Geodynamic evolution of Upper Cretaceous Zagros ophiolites, formation of oceanic lithosphere above a nascent subduction zone. Geological Magazine 148(5–6): 762–801.
Shahidi, M. and Nazari, H. (1997) Geological map of Harsin, 1/100.000 scale. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Shelly, D. (1993) Igneous and Metamorphic Rocks under the Microscope. Chapman and Hall, London, UK.
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.
Sudi Ajirlu, M., Hajialioghli, R. and Moazzen, M. (2017) Mineral chemistry and Tectonic setting of diabasic dykes of Kamyaran ophiolite complex, Western Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 25: 609- 618.
Thompson, R. N. (1974) Some high- pressure pyroxenes. Mineralogical Magazine 39: 768- 787.
Veisinia, A., Ebrahimi, M., Mokhtari, M. A., Amadian, J. and Azimzadeh, A. M. (2018) Mineral chemistry and tectonic setting of mantle peridotites of the Garmab ophiolitic sequence, NE Kamyaran. Kharazmi Journal of Earth Sciences 3(2).
Veisinia, A. (2017) Petrology, Geochemistry and Tectonic Setting peridotite complex Garmab, Kermanshah ophiolite, North East Kamyaran. MSc thesis, University of Zanjan, Zanjan, Iran (in Persian).
Waight, T. E., Maas, R. and Nicholls, I. A. (2000) Fingerprinting feldspar phenocrysts using crystal isotopic composition stratigraphy: implications for crystal transfer and magma mingling in S- type granites. Contributions to Mineralogy and Petrology 139: 227- 239.
Wass, S. Y. (1979) Multiple origins of clinopyrocxenes in alkali basaltic rock. Lithos 121: 15- 132.
Whitechurch, H., Omrani, J., Agard, P., Humbert, F., Montigny, R. and Jolivet, L. (2013) Evidence for Paleocene–Eocene evolution of the foot of the Eurasian margin (Kermanshah ophiolite, SW Iran) from back–arc to arc: implications for regional geodynamics and obduction. Lithos 182- 183: 11–32.