Mineral chemistry and thermobarometry of gabbroic rocks from the Pargeh area (NE Qazvin): A key for understanding the crystallization conditions

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran,

2 Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran,

3 Professor, Queen’s Facility for Isotope Research, Department of Geological Sciences and Geological Engineering, Queen’s University, Kingston, Ontario, Canada K7L 3N6,

4 Professor, Rio de Janeiro State University (UERJ), Geology Faculty, Departamento de Mineralogia e Petrologia Ígnea (DMPI), Brazil,

5 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran,

Abstract

Introduction
 Mineral chemistry data as well as petrography provide a comprehensive picture of magma crystallization conditions that support the conclusions based on geochemical data. In addition, the chemical composition of minerals such as clinopyroxene, olivine, biotite, feldspar, and Fe-Ti oxides reflect physicochemical parameters (pressure, temperature, and oxygen fugacity), crystal growth history, and melt origin. The pressure, temperature and oxygen fugacity parameters are estimated from chemical data of various rock-forming minerals to provide information regarding the crystallization of magmas. The essential purposes of present study are to determine the physicochemical conditions (temperature and pressure), to identify the tectonic environment and to propose an emplacement model for Pargeh mafic magmas formation.
Regional Geology
The Pargeh area is a part of the Central Alborz Magmatic Belt (AMB) (Figure 1). There are extensive magmatic sections in this zone including the Cenozoic calc-alkaline and alkaline (potassic) magmatism generated in an arc and back-arc setting in an extensional environment (post collision). This belt is mainly composed of Upper Precambrian to Eocene sedimentary and volcanic sequences intruded by Mesozoic to Cenozoic plutons, in the central and western parts of the belt. The igneous rocks of the north and northeast of Qazvin were formed during three volcanic phases, of which only two phases can be seen in the study area. These Late Eocene-Oligo-Miocene plutonic rocks are related to post-collisional magmatic activities originated in back-arc extensional basins and have calc-alkaline to high-potassium shoshonitic characteristics. According to U–Pb dating, the age of the syenite and monzonite rocks is Late Eocene. But the exact age of the Pargeh gabbroic rocks is not known, considering that these intrusions were injected into Eocene tuffs, they are Late Eocene and possibly Oligocene.
Analytical Methods
The main minerals were analyzed by an electron microprobe at the Queen’s Facility for Isotope Research (QFIR), Queens University, Kingston, Canada. Operating conditions were as follows: the acceleration voltage was 15 kV, the beam current was 20 nA, and the diameter of the probe was 3 µm (Tables 1 to 6).
Petrography
Field and petrographic observation show that most of the Pargeh pluton is monzogabbro and olivine gabbros make up only a small part of the pluton. Olivine gabbro is a medium- to coarse-grained mesocratic-melanocratic rock. Olivine gabbro and monzogabbro are texturally varied. In both samples, intergranular, poikilitic, sub-ophitic and granular textures were identified. Olivine gabbro are dominated by olivine (20-25%vol), clinopyroxene (15-20 %vol), plagioclase (50-55 %vol), biotite (~ 5 %vol) and K-feldspar (~ 5 %vol). Accessory minerals include apatite and Fe-Ti oxides. Monzogabbros are characterized by a high proportion of plagioclase (55-60 %vol) and clinopyroxene (20-25 %vol), biotite (5-10%vol) and K-feldspar (8-10%vol).. Fe-Ti oxides and apatite are common accessory minerals in monzogabbros.
Discussion
Based on research on the distribution of Ti in silicates and oxides of magmatic rocks, Verhoogen (1962) proposed that the crystallization temperature of clinopyroxene is positively correlated with its Ti content. Therefore, the higher clinopyroxene, crystallization temperature, the more Ti clinopyroxene likely to contain. The TiO2 content of clinopyroxenes in olivine gabbros is slightly higher than that of monzogabbros, pointing to the clinopyroxenes in olivine gabbro having a relatively higher crystallization temperature compared to that of clinopyroxenes in monzogabbro. In the 9-A and B diagram, all the samples are in the range of alkaline basalt, so the parental magma can be an alkaline magma. As mentioned above, clinopyroxenes have high amounts of Al and Ti, consistent with the evolution of an alkaline magma. High amounts of calcium in the studied clinopyroxenes indicate that the parental magma may have an alkaline nature. This tectonic setting discrimination diagram can distinguish basaltic clinopyroxenes from volcanic arc basalt (VAB), ocean floor basalt (OFB), intraplate tholeiite (WPT) and intraplate alkaline environments (WPA). In the F1-F2 tectonic environment discrimination diagram, all the study samples fall within the range of volcanic arc basalts (VAB+OFB), which shows that these rocks are probably formed in a volcanic arc and arc-related tectonic setting environment. In general, all tectonic discrimination diagrams based on clinopyroxene chemistry indicate an arc-related environment for the parental magma.
Conclusion
The mafic rocks of Pargeh are composed of olivine gabbro and monzogabbro which are characterized by the presence of olivine, plagioclase, clinopyroxene, biotite and K-feldspar. The mineral chemistry results show the role of fractional crystallization as the main process in the formation of the parental magma of the rocks under study The chemical features of clinopyroxenes point that the parental magma must belong to a silica under-saturated alkaline series, characterized by high temperature, low pressure, low Si and high Ca contents possibly formed in a volcanic arc tectonic setting environment. As the xamined thermobarometers data show, the olivine gabbros generated at higher temperature and pressure than that of monzogabbros indicating that the olivine gabbros probably crystallized at a greater depth.
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

ترکیب کانی‏‌های سنگ‌های آذرین به محیط تبلور ماگما و شیمی ماگما بسیار بستگی دارد. تغییر در ترکیب و ساختار کانی‏‌ها نشان‌دهندة تغییر در محیط پیدایش آنهاست؛ ازاین‌رو، از ویژگی کانی‏‌ها می‏‌توان برای بررسی سنگ‌زایی کانی و سازوکار تکامل ماگما بهره برد (Zhang, 2005). داده‌های شیمی کانی و همچنین، سنگ‌نگاری، تصویری جامع از شرایط تبلور ماگما ارائه می‌دهند که از یافته‌های به‌دست‌آمده بر پایة داده‌های زمین‌شیمیایی پشتیبانی می‌کند. افزون‌بر این، ترکیب شیمیایی کانی‏‌هایی مانند کلینوپیروکسن، الیوین، بیوتیت، فلدسپار و اکسیدهای Fe-Ti پارامترهای فیزیکوشیمیایی (فشار، دما و فوگاسیتة اکسیژن)، تاریخچة رشد بلورها و خاستگاه مذاب را نشان می‌دهند (Abbott, 1985; Speer, 1987). برآورد پارامترهای فشار (P)، دما (T) و فوگاسیتة اکسیژن (ƒO2) بر پایة شیمی کانی‌های گوناگون، اطلاعاتی دربارة تبلور ماگماها در اختیار می‏‌گذارند. کاربرد الگوهای دمافشارسنجی بر پایة ترکیب کانی-مذاب، کانی-کانی و تک کانی ابزار توانمندی برای بررسی رفتار سیستم‌های ماگمایی و محدودکردن تکامل آ‌نها از سطوح پوستة ژرف به سطوح کم ژرفاست (Feng and Zhu, 2018; Bardelli et al., 2023). در دهه‏‌های اخیر، بسیاری از الگوهای دمافشارسنجی برای برآورد شرایط فشار، دما و فوگاسیتة اکسیژن بر پایة ترکیب هورنبلند (Schmidt, 1992; Holland and Blundy, 1994; Ridolfi, 2010)، کلینوپیروکسن (Nimis, 1995; Nimis and Ulmer, 1998; Nimis and Taylor, 2000; Putirka, 2008 )، فلدسپار و الیوین (Putirka, 2008)، بیوتیت (Li and Zhang, 2020) پیشنهاد شده‌اند. تا کنون بررسی‌های بسیاری در ارتباط با شناخت خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی توده‏‌های آذرین درونی قزوین انجام شده است (مانند Asiabanha et al., 2009)؛ اما بررسی چندانی پیرامون ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناسی، زمین‏‌شیمی و به‌ویژه کانی‏‌شناسی سنگ‌های مافیک پرگه انجام نشده است. داده‏‌های کانی‏‌شناسی و ارزیابی زمین دمافشار-سنجی برای نخستین‌بار انجام شده است و در این پژوهش، داده‌های شیمی کانی سنگ‌های الیوین‌گابرو و مونزوگابرویی منطقة پرگه برای بررسی شرایط فیزیکوشیمیایی (دما و فشار)، تعیین محیط زمین‏‌ساختی و ارائه یک الگوی تبلور کلی برای ماگماهای مافیک بررسی شده است.

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة پرگه بخشی از کمربند ماگمایی البرز مرکزی (شکل 1) با طول جغرافیایی ''20'15o50 تا ''50'25o50 خاوری و عرض جغرافیایی ''06'15o36 تا ''48'25o36 شمالی است (شکل 2). در راستای این پهنه، فرایندهای ژئودینامیکی گوناگونی، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های ماگمایی پدیدآمده هنگام تکامل سنگ‌کره در دورة پس از برخورد را هدایت می‌کنند. پس از برخورد در تریاس، فشردگی درون‌قاره‏‌ای در امتداد اقیانوس پالئوتتیس آغاز شد و در البرز مرکزی، دوران مزوزوییک با تجمع رسوب‌های کربناته آواری آغاز شده و با رسوب‌های زغال‌دار سازند شمشک در تریاس پسین ادامه یافته است (Berberian, 1983). در البرز مرکزی، فازهای کششی، شکاف‏‌های منطقه‏‌ای را پدید آورده‌اند که فعالیت آتشفشانی و آذرین درونی را در پی داشت (Berberian, 1983). توده‏‌های آذرین درونی و بیرونی گسترده‏‌ای در این ناحیه وجود دارد (Agard, 2011). این سنگ‌های آتشفشانی و آذرین درونی سرشت کالک‏‌آلکالن و آلکالن (پتاسیک) دارند و در محیط کمان و پشت کمان و در یک محیط کششی (پس از برخورد) پدید آمده‏‌اند (Asiabanha and Foden, 2012; Castro et al., 2013). این کمربند بیشتر از توالی‌های رسوبی و آتشفشانی پرکامبرین بالایی تا ائوسن ساخته شده است که توده‌های مزوزوییک تا سنوزوییک در بخش‌های مرکزی و باختری آن نفوذ کرده‌اند (Aghazadeh et al., 2010, 2011). سنگ‌های آذرین شمال و شمال‌خاوری قزوین در سه فاز آتشفشانی پدید آمده‏‌اند که تنها دو فاز آن در منطقة مورد بررسی دیده می‏‌شوند. آنلز و همکاران (Annels et al., 1975) نخستین بررسی‌های چینه‏‌شناسی و رده‏‌بندی سنگ‌های آذرین آتشفشانی و درونی پالئوژن در البرز را در منطقة طالقان و قزوین انجام داده‌اند.

 

 

 

 

 

شکل 1. نقشة ساده‌شدة زمین‌شناسی ایران که سنگ‌های کادومین، افیولیت‌های مزوزوییک و سنگ‌های آذرین سنوزوییک و دیگر واحدهای ساختاری را نشان می‌دهد (برگرفته از Aghanabati, 1998).

Figure 1. Simplified geological map of Iran showing Cadomian basement rocks, Mesozoic ophiolites and Cenozoic igneous rocks and other structural units (modified after Aghanabati, 1998).

 

 

سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن را به سه فاز آتشفشانی مربوط می‏‌دانند و سنگ‌شناسی خاصی را برای هر یک شناسایی کرده‏‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که فاز ۱ (ائوسن) بیشتر دربردارندة توف‌های اسیدی و آندزیتی و گل‌سنگ‌های توفی است و فازهای دوم و سوم (الیگوسن) به‌ترتیب گدازه‌های بازیک و گدازه‌های حد واسط-اسیدی را دربر دارند. به گفتة آنلز و همکاران (Annels et al., 1975)، فازهای دوم و سوم در الیگوسن پدیدار شدند و در مجموع نشان‌دهندة محیط کششی و شدت فعالیت البرز در این زمان هستند. در منطقۀ پرگه، سنگ‌های آذرینِ قدیمی‏‌تر از پالئوژن رخنمون ندارند (Annels et al., 1975). ماگماتیسم در کمربند ماگمایی البرز مرکزی، به‌ویژه از ائوسن تا الیگوسن، یک رویداد شوشونیتی است که با باتولیت‌های گرانیتی-سینیتی-گابرویی شناخته می‌شود (Castro et al., 2013; Nabatian et al., 2014). در مقایسه با رخدادهای گسترده سنگ‌های کالک‌آلکالن و شوشونیتی فرااشباع ائوسن-الیگوسن، گمان می‌رود در سراسر پهنة البرز مرکزی، سنگ‌های شوشونیتی، آلکالن و زیراشباع کمیاب باشند. در آغاز الیگوسن فعالیت ماگمایی به‌صورت توده‏‌های آذرین درونی فراوان با ترکیب‌های مختلف در بیشتر بخش‌های پهنة البرز و آذربایجان (مانند توده‏‌های آذرین درونی در اطراف تهران، قزوین، تاکستان و زنجان) دیده می‏‌شوند که عموماً سنگ‌های سینیتی، مونزونیتی و گرانودیوریتی هستند. این سنگ‌های پلوتونیک ائوسن پسین-الیگوسن به فعالیت‌های ماگمایی پس از برخورد مربوط هستند که در پهنه‌های کششی پشت‌کمان پدید آمده‌اند و ویژگی‌های کالک‏‌آلکالن تا آلکالن پتاسیم بالا نشان می‌دهند (Sepidbar et al., 2021; Castro et al., 2013). به باور نباتیان و همکاران (Nabatian et al., 2016)، یک رژیم زمین‌ساختی کششی در قزوین حاکم بوده است. چندین فرایند برای این محیط کششی البرز پیشنهاد شده است، مانند پَسگرد تختة اقیانوسی فرورو[1] (Verdel, 2011)، محیط پشت‌کمان[2] و بالاآمدنِ پسابرخوردی (Asiabanha and Foden, 2012; Castro et al., 2013; Nabatian et al., 2014). بر پایة بررسی‌های نباتیان و همکاران (Nabatian et al., 2014) جدیدترین رویداد آذرین درونی وابسته به فرورانش در این پهنه نزدیک به 53 میلیون سال پیش و جدیدترین رویداد آذرین درونی پسابرخوردی نزدیک به 40 میلیون سال پیش رخ داده‌اند و نازک شدن پوسته در البرز باختری در 53 تا 40 میلیون سال پیش روی داده است. آنلز و همکاران (Annels et al., 1975) نشان دادند در شمال‌خاوری قزوین، پس از پالئوژن پسین، توده‏‌های آذرین درونی بسیاری در سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن تزریق شد که تودة پرگه نیز یکی از آنها به شمار می‌رود (شکل 2).

رخنمون این سنگ‌ها در شکل‌های 3-A و 3-B دیده می‌شود. بر پایة سن‏‌سنجی U–Pb زیرکن، سن سنگ‌های سینیت و مونزونیت این منطقه ائوسن پسین است (Sepidbar et al., 2019). تا کنون سن‏‌سنجی روی سنگ‌های مافیک پرگه انجام نشده است؛ اما از آن‌جایی‌که این تودة آذرین درونی درون توف‏‌های ائوسن تزریق شده‏‌است، چه‌بسا به سن ائوسن پسین و یا الیگوسن باشند.

روش انجام پژوهش

نزدیک به 100 نمونه از سنگ‌های الیوین‌گابرو و مونزوگابرویی منطقه پرگه گردآوری شد و مقاطع نازک آنها ساخته شد. پس از بررسی‏‌های میکروسکوپی از میان این نمونه‏‌ها، شمار 7 نمونه برای ساخت مقطع نازک صیقلی برگزیده شدند (5 مقطع از نمونه‏‌های الیوین‌گابرو و 2 مقطع از نمونه‏‌های مونزوگابرو). برای بررسی شیمی کانی‌های اصلی در این سنگ‌ها 29 نقطه الیوین، 45 نقطه پلاژیوکلاز، 43 نقطه کلینوپیروکسن، 40 نقطه بیوتیت، 44 نقطه مگنتیت و 38 نقطه ایلمنیت از هر دو نمونة سنگی با یک ریزکاوالکترونی در مرکز تحقیقات ایزوتوپی (QFIR) دانشگاه کویینز کانادا با شرایط عملیاتی، ولتاژ شتاب 15 کیلو ولت، جریان پرتو 20 نانو آمپر و قطر پروب 3 میکرون تجزیه موردی شدند. گزیده‌ای از داده‌های تجزیه ‌کانی‏‌ها در جدول‌های 1 تا 6 آورده شده است.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2. نقشة ساده‌شدة زمین‌شناسی شمال‌خاوری قزوین (نقشة 100000/1 ؛ Annels et al. (1975)) (مستطیل: منطقة پرگه؛ دایرة زرد: الیوین‌گابرو؛ دایرة سبز: مونزوگابرو).

Figure 2. Simplified geological map of NE Qazvin (1/100 000 map; Annels et al., 1975) (Rectangle: Pargeh study area; yellow circle: olivine gabbro; green circle: monzogabbro).

 

سنگ‌شناسی

بررسی‌های میدانی و سنگ‌نگاری نشان می‏‌دهند بیشتر تودة پرگه مونزوگابرویی است و الیوین‌گابروها تنها بخش کوچکی از توده را تشکیل می‏‌دهند. الیوین‌گابرو سنگی مزوکرات-ملانوکرات دانه متوسط تا درشت دانه است. الیوین‌گابرو و مونزوگابروها از دیدگاه بافتی متنوع هستند. بافت‌های اینترگرانولار، پویی‌کیلیتیک، ساب‌افیتیک (شکل 4-A) و گرانولار (شکل‌های 4-B و 4-C) در هر دو نمونه شناسایی شدند. نمونه‌های الیوین‌گابرو دربردارندة کانی‏‌های الیوین (20 تا 25 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (15 تا 20 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (50 تا 55 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 5 درصد حجمی) و پتاسیم‌فلدسپار (حدود 5 درصدحجمی) هستند. الیوین‌ها بلورهای گرد نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با شکستگی‌های نامنظم هستند (شکل‌های 4-A و 4-B) و برجستگی بالایی از خود نشان می‏‌دهند. پلاژیوکلاز نیز به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستندکه گاهی بلورهای کوچک و گرد الیوین را به‌صورت میانبار در خود نگه ‏‌داشته‏‌اند. در برخی پلاژیوکلازها منطقه‌بندی دیده می‌شود (شکل 4-D). کلینوپیروکسن به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا بی‏‌شکل با ماکل ساده و پلی‌سینتتیک دیده می‏‌شوند (شکل 4-E). افزون‌براین، پلاژیوکلازها بلورهای کلینوپیروکسن و الیوین را فراگرفته‌اند و بافت پویی‌کیلیتیک را پدید آورده‌اند.

 

 

شکل3. رخنمون صحرایی سنگ‌های گابرویی پرگه A) الیوین‌گابرو؛ B) مونزوگابرو.

Figure 3. Field outcrops of the Pargeh gabbroic rocks A) Olivine gabbro; B) Monzogabbro.

 

کانی‏‌های فرعی شامل آپاتیت و اکسیدهای آهن-تیتانیم هستند. ایلمنیت و مگنتیت در نزدیکی و در راستای مرزهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن دیده می‌شوند (شکل 4 ). مونزوگابروها با نسبت بالایی از پلاژیوکلاز (55 تا 60 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (20 تا 25 درصدحجمی)، بیوتیت (5 تا 10 درصدحجمی) و پتاسیم‌فلدسپار (8 تا 10 درصدحجمی) شناخته می‏‌شوند. بلورهای پلاژیوکلاز مونزوگابروها نیز، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، دانه متوسط (1 تا 5 میلیمتر) هستند و منطقه‌بندی نشان می‌دهند. بیوتیت کمتر از کلینوپیروکسن دیده می‌شود و نزدیک به 5 تا 10 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرد. بلورهای کلینوپیروکسن شکل‌دار (شکل 4- F) تا نیمه‌شکل‌دار (20 تا 25 درصدحجمی) با ترکیب دیوپسید، کانی مافیک اصلی در همة سنگ‌های یادشده است. در کلینوپیروکسن‌های این نمونه سنگی نیز بافت‌ پویی‌کیلیتیک و ماکل ساده دیده می‌شود. کلریتی‌شدن در بیوتیت و اورالیتی‌شدن در کلینوپیروکسن دیده می‌شود. همچنین، این سنگ‌ها پتاسیم‌فلدسپار پراکنده نیز دارند. سریسیت و اپیدوت جانشین برخی پلاژیوکلازها شده‌اند. اکسیدهای آهن- تیتانیم و آپاتیت از کانی‌های فرعی رایج در مونزوگابروها به‌شمار می‌روند. ایلمنیت و مگنتیت در فضاهای میان کانی‌های اصلی نیز یافت می‌شوند. شکل 5 هم‌رشدی ایلمنیت و مگنتیت را نشان داده است.

 

 

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های گابرویی پرگه (در XPL) A) بافت ساب‌افیتیک در الیوین‌گابروها؛ B) تجمع کانی‏‌های الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در الیوین‌گابرو با بافت گرانولار؛ C) بافت گرانولار و حضور درشت بلورهای کلینوپیروکسن در نمونة الیوین‌گابرویی؛ D) منطقه‏‌بندی پلاژیوکلاز در نمونة الیوین‌گابرو؛ E) ماکل ساده و پلی‌سینتتیک کلینوپیروکسن در نمونة الیوین‌گابرو؛ F) بافت اینترگرانولار و حضور کلینوپیروکسن‏‌های شکل‌دار در نمونه مونزوگابرو (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney and Evans (2010)).

Figure 4. Photomicrographs of the investigated Pargeh rocks (in XPL): A) Sub-ophitic texture in olivine gabbros; B) Accumulation of olivine, clinopyroxene and plagioclase minerals in olivine gabbro with granular texture; C) Granular texture and the presence of large clinopyroxene crystals in gabbroic olivine sample; D) plagioclase zoning in olivine gabbro sample; E) Clinopyroxene twinning and polysynthetic twinning in olivine gabbro sample; F) Intergranular texture and presence of euhedral clinopyroxenes in monzogabbro sample (Abbreviations from Whitney and Evans, 2010).

 

شیمی کانی

الیوین

ترکیب الیوین‌ها در سنگ‌های گابرویی در جدول 1 آورده شده است. در الیوین‌گابروها، الیوین تفاوت ترکیبی مشخصی را نشان نمی‌دهد. محتوای فورستریت (Mg2SiO4) از Fo56 تا Fo63 متغیر است. محتوای FeO از 31 تا 36 درصدوزنی و سیلیس از 42/35 تا 56/36 درصدوزنی متغیر است. بر پایة نمودار Mg/(Mg+Fe2+)) دربرابر Fe2+/(Fe2++Mg) الیوین‌ها در محدودة هیالوسیدریت جای می‏‌گیرند (شکل 6-A). الیوین‌هایِ سنگ‌های گابرویی مقدار بالایی از Mg# [100.Mg/(Mg+Fe2+)] (80/56 تا 88/63) و NiO (02/0 تا 07/0 درصدوزنی) را نشان می‌دهند با کاهش Fo از مقدار NiO کاسته شده است و بر پایة نمودار NiO دربرابر Fo (شکل 6-B)، در محدودة انباشته‌های اقیانوسی جای می‏‌گیرند. مقدار فورستریت بیشتر از 50 درصد از ویژگی‏‌های گابروهای اقیانوسی انباشتی یا توده‌ای است (Hebert, 1991). رابطة خطی فورستریتِ الیوین با MnO و NiO (شکل 6-C) در این سنگ‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة روند تبلور بخشی ماگما باشد (Yellappa et al., 2019).

کلینوپیروکسن

کلینوپیروکسن در سنگ‌های الیوین‌گابرو و مونزوگابرو تنوع ترکیبی بالایی را نشان نمی‌دهد و بیشتر در محدودة دیوپسید جای می‌گیرد. برخی از آنها نیز در محدودة اوژیت هستند (شکل 7-A) ترکیب کلینوپیروکسن‌ها در محدودة Wo41-47En33-41Fs14-27 جای دارد (جدول 2). در الیوین‌گابرو، بلورهای کلینوپیروکسن غلظت‌های متغیر Al (apfu 19/0- 09/0)، Ca (atpfu 88/0- 84/0) وTi (apfu 02/0- 03/0) نشان می‌دهند و عدد منیزیم آنها برابر با 72 تا 74 است. عدد منیزیم بلورهای کلینوپیروکسن در نمونه‌های مونزوگابرویی (53-74) از الیوین‌گابروها کمتر است. مقدار کلسیم کلینوپیروکسن‏‌های مونزوگابروها از apfu 80/0 – 87/0، مقدار Al از apfu 15/0- 02/0 و مقدار Ti از apfu 030/ - 010/ متغیر است (جدول 2). درصدوزنی کروم در بیشتر کلینوپیروکسن‌های یادشده برابر با صفر است.

 

 

شکل 5. تصویرهای BSE سنگ‌های الیوین‌گابرو و مونزوگابرو پرگه A) تجمع الیوین، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و بیوتیت در الیوین‌گابرو؛ B) کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، مگنتیت و ایلمنیت در الیوین‌گابرو؛ C) بیوتیت، کلینوپیروکسن و هم‌رشدی مگنتیت و ایلمنیت در نمونة مونزوگابرو؛ D) پلاژیوکلاز، بیوتیت، کلینوپیروکسن و مگنتیت در نمونة مونزوگابرو (شماره‌های تجزیة نقطه‌ای EPMA با نقطة سرخ رنگ نشان داده شده‌اند).

Figure 4. Back-scattered electron images of the Pargeh olivine gabbro and monzogabbro rocks: A) Accumulation of olivine, plagioclase, clinopyroxene, and biotite in the olivine gabbro; B) Clinopyroxene, plagioclase, magnetite, and ilmenite in the olivine gabbro; C) Biotite and clinopyroxene and intergrown of magnetite and ilmenite in the monzogabbro sample; D) Plagioclase, biotite, clinopyroxene, and magnetite in the monzogabbro sample (The red dots correspond to the EPMA analytical point numbers).

 

 

جدول 1. گزیده‌ای از داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) برای الیوین در سنگ‌های الیوین‌گابرویی پرگه و فرمول‌های ساختاری (بر پایة apfu) و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده بر پایة ۴ اکسیژن.

Table 1. Representative data of major element oxides for olivine in the Pargeh olivine gabbroic rocks and the calculated structural formulae (in apfu) and end members (in mole%) based on 4 oxygens.

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

SiO2

35.94

35.91

36.08

36.06

35.83

35.64

35.52

35.95

35.88

36.00

Al2O3

0.02

0.02

0.00

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.02

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO

34.05

34.22

34.69

34.10

34.20

34.88

35.07

35.28

35.62

35.07

MnO

0.78

0.74

0.78

0.77

0.82

0.79

0.80

0.81

0.79

0.83

MgO

28.68

28.29

27.68

28.29

28.69

28.11

28.13

28.03

27.57

27.82

NiO

0.07

0.03

0.03

0.03

0.03

0.04

0.02

0.02

0.06

0.05

CaO

0.17

0.17

0.15

0.17

0.14

0.13

0.10

0.13

0.12

0.16

Total

99.71

99.38

99.41

99.46

99.72

99.62

99.68

100.22

100.06

99.95

Si4+

0.998

1.001

1.007

1.004

0.996

0.995

0.992

0.998

1.000

1.002

Al3+

0.001

0.001

0.000

0.001

0.001

0.001

0.001

0.000

0.000

0.001

Cr3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe2+

0.791

0.798

0.810

0.794

0.795

0.815

0.819

0.819

0.830

0.816

Mn2+

0.018

0.017

0.018

0.018

0.019

0.019

0.019

0.019

0.019

0.020

Mg2+

1.187

1.176

1.152

1.174

1.189

1.170

1.172

1.160

1.146

1.154

Ni2+

0.002

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.000

0.001

0.001

Ca2+

0.005

0.005

0.004

0.005

0.004

0.004

0.003

0.004

0.004

0.005

Cation Sum

3.002

2.998

2.993

2.996

3.004

3.004

3.007

3.001

3.000

2.998

Fo

59.32

58.90

58.04

58.96

58.89

58.30

58.20

57.94

57.33

57.86

Fa

39.51

39.97

40.80

39.87

39.93

40.58

40.71

40.91

41.55

40.92

Mg#

60.02

59.57

58.72

59.66

59.92

58.96

58.84

58.61

57.98

58.58

 

شکل 6. ترکیب الیوین‌ها در سنگ‌های گابرویی پرگه روی A) نمودار Fe2+/(Fe2++Mg) در برابر Mg/(Mg+Fe2+) (Deer et al., 2013)؛ B) نمودار تغییرات Fo در برابر NiO (Elthon et al., 1992)؛ C) نمودار تغییرات Fo دربرابر MnO (Tamayo, 1998).

Figure 6. Composition of olivines in the Pargeh gabbroic rocks in A) Fe2+/ (Fe2++Mg) versus Mg/(Mg + Fe2+) diagram (Deer et al., 2013); B) Fo versus NiO diagram (Elthon et al., 1992); C) MnO versus Fo Diagram of (Tamayo, 1998).

 

 

 

جدول 2. گزیده‌ای از داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) کلینوپیروکسن‏‌ها در سنگ‌های گابرویی پرگه و فرمول‌های ساختاری (بر پایة apfu) و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده بر پایة 6 اتم اکسیژن.

Table 2. Representative data of major element oxides (in wt%) for clinopyroxene in the Pargeh gabbroic rocks and the calculated structural formula (in apfu) and end members (in mole%) based on 6 oxygens.

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Rock Type

Monzogabbro

Olivine gabbro

 

core

rim

core

rim

core

core

rim

core

core

Rim

SiO2

51.23

51.14

51.92

51.54

52.00

50.26

51.50

50.84

50.59

51.06

Al2O3

2.77

2.60

1.95

1.14

2.15

3.70

2.56

3.27

3.42

3.30

TiO2

0.94

0.93

0.71

0.42

0.80

1.12

0.92

1.08

1.06

1.13

Cr2O3

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.03

0.01

0.01

FeO

8.65

9.45

10.28

13.63

9.76

8.88

8.88

9.43

8.71

9.11

MnO

0.27

0.29

0.35

0.59

0.35

0.23

0.26

0.24

0.24

0.24

MgO

14.00

13.51

12.85

11.17

13.38

13.63

13.68

13.60

13.45

13.60

CaO

21.55

21.63

21.52

20.80

21.36

21.79

21.43

21.06

21.55

21.70

Na2O

0.35

0.36

0.38

0.46

0.36

0.32

0.39

0.40

0.37

0.33

K2O

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

Total

99.78

99.90

99.95

99.76

100.16

99.95

99.62

99.95

99.39

100.48

Si4+

1.915

1.917

1.949

1.969

1.942

1.880

1.928

1.901

1.899

1.899

Al3+

0.122

0.115

0.086

0.051

0.095

0.163

0.113

0.144

0.151

0.145

Ti4+

0.026

0.026

0.020

0.012

0.022

0.031

0.026

0.030

0.030

0.032

Cr3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

Fe2+

0.270

0.296

0.323

0.436

0.305

0.278

0.278

0.295

0.273

0.283

Mn2+

0.009

0.009

0.011

0.019

0.011

0.007

0.008

0.008

0.008

0.008

Mg2+

0.780

0.755

0.719

0.636

0.745

0.760

0.763

0.758

0.753

0.754

Ca2+

0.863

0.869

0.866

0.851

0.855

0.874

0.860

0.844

0.867

0.865

Na+

0.026

0.026

0.027

0.034

0.026

0.024

0.028

0.029

0.027

0.024

K+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

AlVI

0.031

0.025

0.035

0.016

0.036

0.035

0.039

0.040

0.046

0.039

AlIV

0.090

0.089

0.051

0.035

0.058

0.128

0.074

0.104

0.105

0.105

Cation Sum

4.011

4.013

4.001

4.010

4.001

4.018

4.004

4.010

4.009

4.009

Wo

45.10

45.25

45.40

44.27

44.88

45.69

45.22

44.48

45.79

45.46

En

40.77

39.32

37.72

33.08

39.12

39.77

40.16

39.97

39.76

39.64

Fs

14.13

15.43

16.88

22.65

16.01

14.54

14.62

15.55

14.45

14.90

Mg#

74.26

71.81

69.02

59.36

70.96

73.24

73.30

72.00

73.35

72.69

 

 

 

پلاژیوکلاز

پلاژیوکلاز در الیوین‌گابرو مقدار کمابیش بالایی از Al2O3 (97/34-11/27 درصدوزنی)، CaO (66/17-06/7 درصدوزنی) و مقدار کمابیش کمی K2O (44/0- 08/0 درصدوزنی) دارد. مقدار Al2O3 (68/33- 1/25 درصدوزنی) CaO (71/16- 40/6 درصدوزنی) در پلاژیوکلاز درون مونزوگابروها نسبت به الیوین‌گابروها کمتر و محتوای K2O (0.09-0.71 wt.%) آنها بیشتر هستند. مقدار Na2O در هر دو نمونة سنگی از 1 تا 7 درصدوزنی در نوسان است. ترکیب پلاژیوکلازها در سنگ‌های الیوین‌گابرو و مونزوگابرویی پرگه از آندزین تا بیتونیت متفاوت است. سازنده‌های پایانی (آلبیت- آنورتیت -ارتوکلاز) در الیوین‌گابرو متغیر است (An: 38/88- 44/17؛ Ab: 99/60- 15/11؛ Or: 52/2- 47/0) (جدول 3). ترکیب پلاژیوکلاز در سنگ‌های مونزوگابرو از آنورتیت 86/39 تا 79/82 درصدوزنی متغیر است و میزان آلبیت و ارتوکلاز به‌ترتیب برابر با 70/65 - 68/16 و 4- 53/0 است (شکل 7- B).

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7. نمودارهای رده‌بندی کانی‏‌ها در نمونة سنگ الیوین‌گابرو و مونزوگابروهای پرگه A) نمودار رده‌بندی En–Wo–Fs برای کلینوپیروکسن‌ها (Morimoto, 1988)؛ B) نمودار رده‌بندی سه‌تایی بلورهای فلدسپار (Deer et al., 1992)؛ C) نمودار رده‌بندی میکاها (Foster, 1960)؛ D) نمودار سه‌تایی 10.TiO2-(FeO(t)+MnO)-MgO برای بلورهای بیوتیت (Nachit et al., 2005)؛ E) نمودار رده‌بندی TiO2-FeO-Fe2O3 برای بلورهای ایلمنیت و مگنتیت (Parat et al., 2005).

Figure 7. Classification diagram of minerals in both samples of the Pargeh olivine gabbro and monzogabbros A) En–Wo–Fs diagram for classification of clinopyroxenes (Morimoto, 1988); B) Ternary plot for classification of feldspars (Deer et al., 1992); C) Classification diagram of micas (Foster, 1960); D) 10*TiO2 -FeO(t) +MnO - MgO ternary diagram for classification of biotites (Nachit et al., 2005); E) TiO2–FeO–Fe2O3 diagram for classification of ilmenite and magnetite (after Parat et al., 2005).

 

 

جدول 3. گزیده‌ای از داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) برای پلاژیوکلاز‏‌های درون سنگ‌های گابرویی پرگه، به‌همراه فرمول‌ ساختاری (بر پایة apfu و 8 اکسیژن) و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده بر پایة 8 اتم اکسیژن.

Table 3. Representative data of major element oxides (in wt%) for plagioclase in the Pargeh gabbroic rocks and the calculated structural formula (in apfu, based on 8 oxygens) and end members (in mole%).

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Rock Type

Monzogabbro

Olivine gabbro

 

core

rim

core

rim

core

Core

rim

core

rim

Core

SiO2

50.21

53.47

51.12

49.34

54.75

45.66

55.87

46.20

57.12

49.33

Al2O3

31.49

29.66

30.98

32.45

28.76

34.37

27.72

34.22

27.11

32.51

FeO

0.52

0.46

0.52

0.44

0.50

0.50

0.31

0.70

0.49

0.52

CaO

14.32

12.12

13.52

14.77

10.92

17.66

9.56

17.47

9.13

15.18

Na2O

3.12

4.45

3.41

2.93

4.98

1.38

5.84

1.49

6.12

2.72

K2O

0.25

0.36

0.36

0.15

0.53

0.08

0.31

0.08

0.39

0.13

Total

99.91

100.52

99.90

100.08

100.45

99.65

99.61

100.14

100.37

100.39

Si4+

2.295

2.413

2.331

2.253

2.466

2.114

2.524

2.128

2.559

2.248

Al3+

1.696

1.577

1.665

1.746

1.526

1.875

1.476

1.858

1.432

1.746

Fe2+

0.020

0.017

0.020

0.017

0.019

0.019

0.012

0.027

0.018

0.020

Ca2+

0.701

0.586

0.661

0.723

0.527

0.876

0.463

0.862

0.438

0.741

Na+

0.276

0.389

0.301

0.260

0.435

0.124

0.511

0.133

0.532

0.240

K+

0.014

0.021

0.021

0.009

0.030

0.005

0.018

0.005

0.023

0.008

Cation Sum

5.002

5.004

4.998

5.008

5.004

5.013

5.003

5.012

5.002

5.003

An

70.67

58.83

67.20

72.94

53.11

87.20

46.64

86.22

44.17

74.94

Ab

27.86

39.09

30.67

26.18

43.83

12.33

51.56

13.31

53.58

24.30

Or

1.47

2.08

2.13

0.88

3.07

0.47

1.80

0.47

2.25

0.76

 

 

بیوتیت

بیوتیت در هر دو گروه سنگیِ الیوین‌گابرو و مونزوگابروهای پرگه یافت می‌شود (شکل‌های 7-C و 7-D). فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای بیوتیت‌های الیوین‌گابرو (Si: 76/2- 88/2 apfu، Fe: 83/0- 26.1 apfu، Al: 09/1- 23/1 apfu، Mg: 41/1- 78/1 apfu، K: 84/0- 91/0 apfu) در جدول 4 آورده شده است. بیوتیت‌های مونزوگابرو روند کمابیش ثابتی از Si (75/2- 79/2 apfu) و همچنین، مقدار چشمگیری از Fe (0/1- 14/1 apfu) را نشان می‌دهند که این مقدار بیشتر از مقدار آهن بیوتیت در الیوین‌گابرو است. مقدار Mg، Al و K در مونزوگابرو تا اندازه‌ای همانند نمونه‌های الیوین‌گابرو است (جدول 4).

عدد منیزیم (Mg#) در ترکیب شیمی بیوتیت‌های مونزوگابرو برابر با 53 تا 60 است که این مقدار نسبت به عدد منیزیم در بیوتیت‌های الیوین‌گابرو (Mg#: 58-68) کمتر است. برپایة نامگذاری میکاها (Speer, 1984; Deer et al., 1992)، این بیوتیت‌ها طیفی از ترکیب‌های بیوتیت غنی از منیزیم را نشان می‌دهند (شکل 6-C). بر پایة ترکیب شیمیایی بیوتیت، ناچیت و همکاران (Nachit et al., 2005) نمودار سه‌تایی 10.TiO2-(FeO+MnO)-MgO را به‌عنوان ابزار کمی برای شناخت بیوتیت ماگمایی اولیه، بیوتیت تعادل دوباره‌یافته و بیوتیت ثانویه پیشنهاد کردند. بر پایة محتوای FeO، MnO، MgO، TiO2 و AlVI آنها، این بیوتیت‌ها، بیوتیت ماگمایی اولیه هستند. با توجه به نمودار یادشده (شکل 6- D)، بیشتر بیوتیت‌ها در گسترة ترکیبیِ بیوتیت اولیه ماگمایی جای می‌گیرند.

 

 

 

 

جدول 4. گزیده‌ای از داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) برای بیوتیت‌‏‌های درون سنگ‌های گابرویی پرگه، به‌همراه فرمول‌ ساختاری (بر پایة apfu) به‌دست‌آمده بر پایة 11 اکسیژن.

Table 4. Representative data of major element oxides (in wt%) for biotite in the Pargeh gabbroic rocks and the calculated structural formula (in apfu) based on 11 oxygens.

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Rock Type

Monzogabbro

Olivine gabbro

 

rim

core

rim

core

rim

core

rim

core

rim

Core

SiO2

36.80

36.90

37.59

37.08

37.25

37.81

37.64

37.42

37.97

37.65

Al2O3

13.30

13.38

13.33

13.60

13.49

13.50

13.62

13.66

13.44

13.56

TiO2

6.39

5.87

6.58

6.66

6.53

7.28

6.51

6.90

6.12

6.43

Cr2O3

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

FeO

18.11

16.88

17.95

17.64

17.62

15.51

14.66

15.04

14.26

14.98

MnO

0.17

0.17

0.16

0.16

0.18

0.13

0.07

0.08

0.08

0.09

MgO

11.37

12.46

11.75

11.96

11.87

13.31

14.08

13.36

14.61

14.21

CaO

0.04

0.05

0.06

0.06

0.04

0.02

0.02

0.04

0.02

0.06

BaO

0.04

0.02

0.04

0.10

0.00

0.16

0.14

0.09

0.00

0.09

Na2O

0.68

0.70

0.75

0.72

0.74

0.60

0.50

0.60

0.58

0.47

K2O

8.97

9.01

9.02

9.03

9.00

9.10

9.13

9.03

9.29

9.38

F

2.95

3.00

2.84

2.56

2.66

0.59

0.63

0.80

0.85

0.67

Cl

0.16

0.07

0.06

0.06

0.06

0.10

0.13

0.08

0.14

0.12

Si4+

2.784

2.787

2.796

2.765

2.783

2.776

2.782

2.774

2.799

2.774

Al3+

1.186

1.192

1.169

1.195

1.188

1.168

1.186

1.194

1.168

1.177

Ti4+

0.364

0.334

0.368

0.374

0.367

0.402

0.362

0.385

0.340

0.356

Cr3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

0.000

0.001

Fe2+

1.146

1.066

1.117

1.100

1.101

0.952

0.906

0.933

0.879

0.923

Mn2+

0.011

0.011

0.010

0.010

0.011

0.008

0.004

0.005

0.005

0.006

Mg2+

1.282

1.403

1.303

1.330

1.322

1.457

1.551

1.477

1.606

1.561

Ca2+

0.003

0.004

0.005

0.005

0.003

0.002

0.002

0.003

0.002

0.005

Ba2+

0.001

0.001

0.001

0.003

0.000

0.005

0.004

0.003

0.000

0.003

Na+

0.099

0.103

0.108

0.104

0.108

0.085

0.071

0.086

0.082

0.067

K+

0.866

0.869

0.856

0.860

0.857

0.852

0.861

0.854

0.874

0.882

F-

0.706

0.716

0.668

0.603

0.628

0.136

0.147

0.188

0.197

0.157

Cl-

0.021

0.008

0.008

0.008

0.007

0.013

0.016

0.010

0.017

0.015

OH-

1.273

1.275

1.324

1.389

1.365

1.851

1.836

1.802

1.786

1.828

Cation Sum

7.742

7.769

7.733

7.745

7.739

7.707

7.729

7.714

7.755

7.755

Mg#

52.80

56.82

53.85

54.72

54.57

60.47

63.12

61.30

64.62

62.83

 

 

مگنتیت

بلورهای مگنتیت و ایلمنیت متوسط تا ریزدانه هستند (شکل 5). در هر دو گروه سنگیِ الیوین‌گابرو و مونزوگابرو، همزیستیِ مگنتیت و ایلمنیت دیده می‌شود. مگنتیت در نمونه‌های مونزوگابرو مقادیر FeO (74/40- 23/46 درصدوزنی)، MnO (65/0 73/1 درصدوزنی) و TiO2 (75/12- 27/18 درصدوزنی) بیشتر و مقدار Fe2O3 (65/27- 620/39 درصدوزنی) و Al2O3 (13/1- 99/1 درصدوزنی) و MgO (01/0- 23/0 درصدوزنی) کمتری نسبت به الیوین‌گابرو دارد (جدول 5).

این مقدارها در الیوین‌گابرو به‌ترتیب عبارتند از: مقدارFeO (17/37- 00/42 درصدوزنی)، TiO2 (31/8- 19/12 درصدوزنی)، Fe2O3 (90/42- 05/50 درصدوزنی) و MgO (22/0- 24/1 درصدوزنی). مقدار Al2O3 در نمونه‌های الیوین‌گابرو برابر با 41/1 تا 60/2 درصدوزنی و MnO از 35/0 تا 01/1درصدوزنی است (شکل 7- E).

 

 

 

جدول 5. گزیده‌ای از داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) برای مگنتیت‏‌های درون سنگ‌های گابرویی پرگه، به‌همراه فرمول‌ ساختاری (بر پایة apfu) به‌دست‌آمده برپایة 4 اکسیژن.

Table 5. Representative data of major element oxides (in wt%) for magnetite in the Pargeh gabbroic rocks and the calculated structural formula (in apfu) based on 4 oxygens.

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Rock Type

Monzogabbro

Olivine gabbro

 

core

rim

core

rim

rim

core

rim

core

rim

Core

SiO2

0.06

0.07

0.06

0.05

0.14

0.05

0.05

0.03

0.06

0.04

TiO2

18.27

16.23

16.92

14.95

16.67

9.86

10.46

9.85

12.19

9.93

Al2O3

1.99

1.70

1.37

1.64

1.56

1.48

1.79

1.80

1.60

2.12

Cr2O3

0.02

0.05

0.03

0.05

0.03

0.23

0.19

0.32

0.19

0.24

V2O3

0.47

0.47

0.49

0.60

0.41

0.92

0.75

0.90

0.67

0.82

Fe2O3

28.08

32.75

31.73

35.20

31.46

46.94

45.59

46.41

42.89

46.19

FeO

46.23

44.38

45.28

43.28

44.63

38.86

39.08

38.73

40.64

38.30

MnO

0.75

0.89

0.65

0.84

0.79

0.86

0.51

0.64

0.76

0.46

MgO

0.04

0.07

0.01

0.01

0.02

0.40

0.79

0.54

0.77

0.99

ZnO

0.18

0.15

0.12

0.16

0.18

0.09

0.10

0.14

0.11

0.13

NiO

0.04

0.00

0.02

0.03

0.02

0.04

0.07

0.05

0.04

0.06

CaO

0.03

0.00

0.01

0.00

0.12

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

Total

96.15

96.75

96.70

96.81

96.04

99.74

99.38

99.43

99.93

99.30

Si4+

0.002

0.003

0.002

0.002

0.005

0.002

0.002

0.001

0.002

0.001

Ti4+

0.534

0.473

0.494

0.436

0.490

0.280

0.297

0.280

0.344

0.281

Al3+

0.091

0.078

0.063

0.075

0.072

0.066

0.080

0.080

0.071

0.094

V3+

0.015

0.015

0.015

0.019

0.013

0.028

0.023

0.027

0.020

0.025

Fe3+

0.821

0.955

0.927

1.028

0.924

1.335

1.294

1.320

1.211

1.309

Fe2+

1.502

1.438

1.470

1.405

1.457

1.228

1.233

1.224

1.275

1.206

Mn2+

0.025

0.029

0.021

0.028

0.026

0.028

0.016

0.020

0.024

0.015

Mg2+

0.002

0.004

0.000

0.000

0.001

0.022

0.045

0.030

0.043

0.055

Zn2+

0.005

0.004

0.004

0.005

0.005

0.002

0.003

0.004

0.003

0.004

Ni2+

0.001

0.000

0.001

0.001

0.001

0.001

0.002

0.002

0.001

0.002

Ca2+

0.001

0.000

0.000

0.000

0.005

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

Total

3.000

3.000

3.000

3.000

3.000

3.000

3.000

3.000

3.000

3.000

 

 

ایلمنیت

ایلمنیت در الیوین‌گابروها و مونزوگابروها بسیار رایج است (شکل 5). در ایلمنیت‌های الیوین‌گابرو مقدار TiO2 برابر با 16/47 تا 79/50 درصدوزنی، FeO برابر با 21/38 تا 93/41 درصدوزنی است. مقدار MgO و MnO آنها بالاست و به‌ترتیب برابر با 91/0 تا 94/2 درصدوزنی و 756/0 تا 1 درصدوزنی است. در مونزوگابروها نیز مقدار TiO2 برابر با 35/48 تا 43/50 درصدوزنی، مقدار FeO بالاتر (از 01/43 تا 85/40 درصدوزنی) و) MnO 77/0 تا39/1 درصدوزنی) و مقدار MgO کمتری (89/21-1/0 درصدوزنی) نسبت به الیوین‌گابرو نشان می‌دهند. محتوای Al2O3 در الیوین‌گابرو و مونزوگابرو همانند است و از 04/0 تا 08/0درصدوزنی در نوسان است (جدول 6).

 

.

 

جدول 6. گزیده‌ای از داده‌های اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و فرمول‌های ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة apfu و 3 اتم اکسیژن) برای ایلمنیت‏‌های درون سنگ‌های گابرویی پرگه.

Table 6. Representative data of major element oxides (in wt%) and calculated structural formulae (in apfu, based on 3 oxygen atoms) for the ilmenite in the Pargeh gabbroic rocks.

Point No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Sample No.

Monzogabbro

Olivine gabbro

 

rim

core

core

rim

core

core

rim

core

rim

Core

SiO2

0.02

0.02

0.02

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

TiO2

49.90

49.70

49.69

49.42

50.43

48.44

49.89

49.02

48.88

48.96

Al2O3

0.07

0.08

0.04

0.05

0.05

0.05

0.05

0.08

0.07

0.05

Cr2O3

0.02

0.00

0.00

0.01

0.02

0.04

0.05

0.03

0.01

0.05

V2O3

0.03

0.10

0.06

0.07

0.01

0.15

0.08

0.09

0.09

0.12

Fe2O3

5.17

6.11

4.95

4.91

4.00

8.35

7.31

8.64

8.97

7.38

FeO

42.59

42.46

43.01

42.75

42.92

40.64

39.56

39.20

38.37

41.44

MnO

0.93

0.87

1.05

1.39

1.25

1.35

1.04

0.85

0.90

1.01

MgO

0.84

0.82

0.42

0.21

0.77

0.91

2.42

2.29

2.69

0.95

Nb2O5

0.11

0.08

0.09

0.06

0.16

0.06

0.04

0.03

0.07

0.09

Total

99.68

100.24

99.33

98.87

99.62

99.99

100.44

100.23

100.07

100.07

Nb5+

0.001

0.001

0.001

0.001

0.002

0.001

0.000

0.000

0.001

0.001

Si4+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

Ti4+

0.947

0.938

0.950

0.950

0.958

0.917

0.929

0.916

0.913

0.926

Al3+

0.002

0.002

0.001

0.001

0.001

0.001

0.002

0.002

0.002

0.001

Cr3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

0.001

V3+

0.001

0.002

0.001

0.001

0.000

0.003

0.002

0.002

0.002

0.002

Fe3+

0.098

0.115

0.095

0.094

0.076

0.158

0.136

0.162

0.168

0.140

Fe2+

0.898

0.891

0.914

0.914

0.906

0.856

0.819

0.814

0.796

0.871

Mn2+

0.020

0.019

0.023

0.030

0.027

0.029

0.022

0.018

0.019

0.021

Mg2+

0.032

0.031

0.016

0.008

0.029

0.034

0.089

0.085

0.099

0.036

Total

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

2.000

 

 

زمین‌دمافشارسنجی

زمین‌دما-فشارسنجی‌هایی که برای ارزیابی شرایط تبلور (دما و فشار) سنگ‌های گابرویی پرگه به‌کار برده شده‌اند عبارتند از: زمین‌دما-فشارسنج‏‌های الیوین- مذاب (Putirka, 2008)، کلینوپیروکسن-مذاب (Putirka, 2008)، تک کلینوپیروکسن (Putirka, 2008)، کلینوپیروکسن (Soesoo, 1997)، فشارسنجی کلینوپیروکسن (Sun et al., 2020) و پلاژیوکلاز (Furhrman and Lindsley, 1988). زمین‌دماسنج الیوین - مذاب پیشنهادی نشان می‌دهد که دمای تبلور الیوین‏‌ها برای نمونه‌های الیوین‌گابرو نزدیک به 1393 تا 1489 درجة سانتیگراد (میانگین: 1442درجة سانتیگراد) است (جدول 7). در برآورد دما و فشار بر پایة ترکیب کانی کلینوپیروکسن، دماسنج‌ها دمای تبلور کمی یکنواخت را با فشارهای متفاوت نشان دادند (میانگین دما و فشارهای به‌دست‌آمده در جدول 7 آورده شده است). نمونه‏‌های مونزوگابرویی نیز دمای 1050 تا 1150 درجة سانتیگراد (میانگین: 1100 درجة سانتیگراد) و فشارهای 1 تا 14/4 کیلوبار (میانگین: 75/2 کیلوبار) را نشان می‌دهند. نمونه‌های الیوین‌گابرو دمای 1110 تا 1290 درجة سانتیگراد (میانگین 1200 درجة سانتیگراد) و فشارهای 3 تا 12 کیلوبار (میانگین: 9 کیلوبار) را بیان می‏‌کنند. دماها با دمای تعادل که بر پایة روش سوئسو (Soesoo, 1997) در نمودار شکل 8-A (1100 تا 1200 درجة سانتیگراد) به‌دست‌ آمده است، همخوانی دارند. فشارهای به‌دست‌آمده از روش پوتیرکا (Putirka, 2008) با نمودار شکل 8-B همخوانی دارد. افزون‌بر این، زمین‌دماسنج فلدسپار (Furhrman and Lindsley, 1988) برای ارزیابی دمای تبلور پلاژیوکلاز در نمونه‏‌های الیوین‌گابرو و مونزوگابرویی پرگه به‌کار برده شده است. نمودار زمین‌دماسنجی پلاژیوکلاز (شکل 8-D) نشان می‌دهد دمای تبلور آنها نزدیک به 700 تا 800 درجة سانتیگراد است. فشار و دمای تبلور نمونه‌های الیوین‌گابرویی نسبت به مونزوگابروها بیشتر است که چه‌بسا گویای ژرفای تبلور بسیار و یا نزدیک‌بودن به خاستگاه ماگماست.

جدول 7. مقایسة فشار (kbar) و دما (°C) به‌دست‌آمده برای مونزوگابروها و الیوین‌گابروهای پرگه.

Table 7. Comparison of calculated pressure (kbar) and temperature (°C) for the Pargeh monzogabbros and olivine gabbros.

 

Max. T (°C)

Min. T (°C)

Mean T (°C)

Clinopyroxene-only thermobarometer (Putirka, 2008)

Equation 32d (thermometer)

Olivine gabbro

1259

1188

1215

Monzogabbro

1151

1118

1136

Equation 32b (barometer)

Olivine gabbro

9.72

4.50

7.16

Monzogabbro

3.59

1

2.18

Clinopyroxene-liquid thermobarometer (Putirka, 2008)

Equation 33 (thermometer)

Olivine gabbro

1298

1117

1241

Monzogabbro

1110

1050

1092

Equation 30 (barometer)

Olivine gabbro

12.52

3.09

9.27

Monzogabbro

4.14

1.46

3.15

Olivine-liquid thermobarometer (Putirka, 2008)

Equation 22 (thermometer)

Olivine gabbro

1489

1393

1442

بررسی سرشت ماگما و جایگاه زمین‌ساختی بر پایة ترکیب کلینوپیروکسن

واس (Wass, 1979)، با توجه به ترکیب شیمیایی و ویژگی‌های ساختاری، کلینوپیروکسن‏‌ها را به چهار گروه دسته‌بندی کرد:

1) دیوپسید کروم‌دار (Cr-diopside) در بیگانه‌سنگ‌های گوشته‌ای یافت می‌شود و همیشه بافتی سازگار با خاستگاه دگرگونی دارد. مقدار SiO2 و Cr2O3 آن کمابیش بالا، TiO2 کم و Al2O3 متوسط است.

2) اوژیت Al دار (Al-augite) که در بیگانه‌سنگ‌هایی با ترکیب بازالتی دیده می‌شود و از ذوب گوشته و منطقة گوشته-پوسته پدید آمده‌‌اند. این اوژیت‏‌های Al دار، به‌علت متعادل‌شدن در درجات مختلف ساب‌سالیدوس ساختارهای گوناگونی مانند بافت‌های آذرین تغییریافته و ساختارهای دگرگونی دارند.

3) اوژیت Al دار: به‌صورت مگاکریست‏‌های جداگانه یا درون بیگانه‌سنگ‌هایی که از ماگمایی بازالتی آلکالن اولیه، در فشار بالا متبلور شده‌اند دانسته می‏‌شوند و احتمالاً همزمان با رویدادهای ماگمایی پیدایش سنگ میزبان است. حاشیه‌های واکنشی خاکستری-سفید معمولاً در پیرامون قطعات پیروکسن گرد یا زاویه‌دار پدید می‌آیند.

4) نوع چهارم کلینوپیروکسن که در فشار کم متبلور شده است، به‌آسانی از سه نوع دیگر شناخته می‌شود. این نوع کلینوپیروکسن بلورهای کوچک و شکل‌داری دارد و روابط واکنشی و حاشیه‌ای نشان نمی‌دهد. مهم‌ترین ویژگی این گروه از کلینوپیروکسن‌ها نسبت بالای Al است که در جایگاه چهار وجهی جای می‏‌گیرد و با نسبت AlIV/AlVI شناخته می‌شود.

نسبت AlIV/AlVI کلینوپیروکسن‌ها از 5/2 تا 50/6 در نوسان است. ازاین‌رو، با در نظرگرفتن این اطلاعات و ویژگی‏‌های کانی‌شناسی، کلینوپیروکسن‌های مورد بررسی احتمالاً به نوع چهارم متعلق هستند و در فشار کم-متوسط متبلور شده‏‌اند (شکل‌های 8-B و 8-C). باور بر این است که محتوای Al2O3 کلینوپیروکسن‏‌های متبلورشده از ماگما را بیشتر محتوای SiO2 ماگما کنترل می‏‌کند (Kushiro, 1968; Tang et al., 2017). کلینوپیروکسن‌های پدیدآمده از ماگماهای توله‌ایتی فرااشباع نسبت Si/Al بالایی دارند؛ اما آنهایی که از بازالت آلکالن زیراشباع (اشباع نشده) پدید آمده‌اند، نسبت Si/Al کمتری دارند ( Kushiro, 1968; Wass, 1979).

 

 

شکل 8. A) نمودار XPT-YPT برای برآورد دمای پیروکسن‏‌ها (Soesoo, 1997)؛ B) نمودار Na2O دربرابر Mg# (Sun et al., 2020)؛ C) نمودار AlVI دربرابر AlIV (Aoki and Kushiro,1968)؛ D) نمودار سه‌تایی آلبیت-ارتوز-آنورتیت برای برآورد دمای فلدسپار (Furhrman and Lindsley, 1988) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7)

Figure 8. A) XPT–YPT diagram for estimating formation temperature of pyroxenes (Soesoo, 1997); B) Na2O versus Mg# diagram (Sun et al., 2020); C) Al VI versus AlIV plot (Aoki and Kushiro,1968); D) Ab-An-Or ternary diagram (Furhrman and Lindsley, 1988) for feldspar thermometry (Symbols as in Figure 7).

 

 

 

 

در کل، محتوای Al2O3 در دیوپسید برابر با 1 تا 3 درصدوزنی است (Lai et al., 2005). در کلینوپیروکسن‌های یادشده Al2O3 (1 تا 34/4 درصدوزنی) و محتوای SiO2 کم است و این ویژگی‌ها نشان می‌دهند این کلینوپیروکسن‌ها از ماگمای بازالتی آلکالن زیراشباع پدید آمده‌اند. به باور گیب (Gibb, 1973)، هنگامی‌که ماگما از سیلیس اشباع نشده باشد، کلینوپیروکسن‌ها ‌تر از کلسیم غنی‏هستند. کلینوپیروکسن‌های بررسی‌شده نیز محتوای کلسیم بالا و نسبت Ca/(Ca+Mg+Fe) برابر با 41/0- 46/0 نشان می‏‌دهند. این نسبت‌ها نشان می‌دهد کلینوپیروکسن‌ها از ماگمایی کم سیلیس متبلور شده‏‌اند. در پیروکسن، نسبت Al وابستگی بالایی با دما و فشار دارد (Morimoto, 1988)، دمای بالا و فشار کم باعث نسبت کم آلومینیم (AlIV) می‏‌شود، دربرابر، دمای کم و فشار بالا به دنبال نسبت بالایی از آلومینیم (AlVI) است (Sherafat et al., 2012). این نکته دربارة کلینوپیروکسن‏‌های یادشده صدق می‏‌کند و مقدار AlIV این کلینوپیروکسن‌ها کم و از 03/0 تا 15/0 متغیر است و می‏‌تواند نشان‌دهندة دمای بالا و فشار کم باشد. تامپسون (Thompson, 1974) پیشنهاد کرد محتوای AlVI با افزایش فشار افزایش می‏‌یابد. در کلینوپیروکسن‌های بررسی‌شده مقدار AlVI برابر با 02/0 تا 37/0 است. در مقایسه با داده‌های تجربی تامپسون (Thompson, 1974)، این نتایج نشان‌دهند‌ة فشارهای زیر 10 کیلوبار در نمونه‌های بررسی‌شده است و در نمودارهای تمایز AlVI دربرابر AlIV (شکل‌های 8-B و 8-C)، همة نمونه‌ها در بازة فشارکم تا متوسط ترسیم می‌شوند. بر پایة تحقیقات روی توزیع Ti در سیلیکات‌ها و اکسیدهای سنگ‌های ماگمایی، ورهوگن (Verhoogen, 1962) پیشنهاد کرد دمای تبلور کلینوپیروکسن با محتوای Ti آن همبستگی مثبت دارد. ازاین‌رو، هر چه دمای تبلور کلینوپیروکسن بالاتر باشد، چه‌بسا کلینوپیروکسن تیتانیم بیشتری دارد. محتوای TiO2 در کلینوپیروکسن‏‌های الیوین‌گابروها کمی بیشتر از مونزوگابروهاست که نشان می‌دهد کلینوپیروکسن‌های سنگ‌های الیوین‌گابرو در برابر کلینوپیروکسن‌های مونزوگابرو دمای تبلور کمابیش بالایی دارند. در نمودار (شکل‌های 9-A و 9-B) همة نمونه‌ها در محدوده بازالت آلکالن جای دارند، پس ماگمای مادر می‏‌تواند ماگمایی آلکالن باشد.

همان‌گونه‌که گفته شد، کلینوپیروکسن‌ها مقدار Al و Ti بالای دارند که با روند تکامل یک ماگمای آلکالن سازگار است. نیسبت و پیرس (Nisbet and Pearce, 1977) نمودار تمایز F1-F2 کلینوپیروکسن‌ها را بر پایة ترکیب اکسیدهای اصلی کلینوپیروکسن برای تعیین جایگاه زمین‌ساختی سنگ میزبان پیشنهاد کردند. این نمودار تمایز محیط زمین‌ساختی می‏‌تواند کلینوپیروکسن‌های بازالتی را از بازالت کمان آتشفشانی (VAB)، بازالت کف اقیانوس (OFB)، توله‌ایت درون‌صفحه‌ای (WPT) و محیط‌های آلکالن درون‌صفحه‏‌ای (WPA) جدا کنند (Nisbet and Pearce, 1977). در نمودار شناسایی محیط زمین‌ساختی F1-F2 (شکل 9-C) همة نمونه‌ها در محدودة بازالت‌های کمان آتشفشانی (VAB+OFB) جای می‏‌گیرند که نشان می‏‌دهد این سنگ‌ها شاید در پهنة زمین‌ساختی همانند بازالت‌های کمان آتشفشانی و وابسته به کمان پدید آمده باشند. در کل، همة نمودارهای تمایز زمین‌ساختی بر پایة شیمی کلینوپیروکسن محیطی وابسته به کمان را برای ماگمای مادر نشان می‏‌دهند و گمان می‌رود سنگ‌های بررسی‌شده در یک محیط زمین‌ساختی کمان آتشفشانی وابسته به فرورانش پدید آمده باشند.

الگوی سنگ‌زایی برای شرایط تبلور مونزوگابروها و الیوین‌گابروهای پرگه

برای پیدایش مونزوگابروها و الیوین‌گابروهای پرگه، یک الگوی نمادین سنگ‌زایی (شکل 10) در نظر گرفته شد. احتمالاً ناهنجاری حرارتی ناشی از بالاآمدن سست‌کره باعث ذوب گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرنهاد زیر قاره‌ای[1] شده است؛ به این‌گونه‌که پسگرد تختة فرورو با نازک‌شدگی سنگ‌کره و پیدایش پنجره‏‌های زمین‌ساختی همراه بوده است و گوشته سست‌کره‌ای می‏‌تواند از راه آنها بالا بیاید.

 

 

 

 

شکل 9. A) نمودار Ca (a.p.f.u) دربرابر Al total (a.p.f.u)؛ B) نمودار Ca (a.p.f.u) دربرابر Ti (a.p.f.u.) Leterrier, 1982)؛ C) نمودار تمایز محیط زمین‌ساختی F1 دربرابر F2 (Nisbet and Pearce, 1977) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 9. A) Ca (a.p.f.u) versus Ti (a.p.f.u) plot; B) Ca (a.p.f.u) versus Al total (a.p.f.u) (Leterrier, 1982); C) F1 versus F2 tectonic setting discrimination diagram (Nisbet and Pearce, 1977) (Symbols as in Figure 7).

F1 = 0.012 × SiO2 − 0.0807 × TiO2 + 0.0026 × Al2O3 − 0.0012 × FeO* − 0.0026 × MnO + 0.0087 × MgO − 0.0128 × CaO − 0.0419 × Na2O

F2 = −0.0469 × SiO2 − 0.0818 × TiO2 − 0.0212 × Al2O3 − 0.0041 × FeO* − 0.1435 × MnO −0.0029× MgO + 0.0085 × CaO + 0.016 × Na2O

 

 

پس بالاآمدن سست‌کرة داغ، گرمای لازم برای آغاز ذوب را فراهم می‏‌کند و ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای دگرنهاد زیرقاره‏‌ای[2] (SCLM) مذاب‏‌های مافیک پرگه را پدید می‌آورد و این مذاب شاید دچار فرایندهای تکامل ماگمایی مانند تبلوربخشی شده باشد. تبلوربخشی پدیدة رایج در سیستم ماگمایی است که با آن ماگمای مافیک با خنک‌شدن تکامل می‏‌یابد و یک زنجیرۀ ترکیبی از مذاب پدید می‌آورد. در الگوی نمادین شکل 10، ماگمای حوضچه‌ای در قاعده پوسته (پوستة زیرین) پدید آمده است و توانسته است گرما را به پوسته منتقل کند و هضم بیشتر مواد پوسته‌ای و تجمع الیوین، پیروکسن، کانی‏‌های کدر و پلاژیوکلاز را برای پیدایش این سنگ‌های گابرویی اجازه دهد.

 

 

 

شکل 10. الگوی سنگ‌زایی نمادین برای ماگما‏‌های مافیک منطقة پرگه.

Figure 10. Schematic petrogenesis model for the Pargeh mafic magmas.

 

 

 

با صعود ماگما کانی‏‌هایی مانند بیوتیت، آپاتیت و در پایان پتاسیم‌فلدسپار متبلور می‏‌شوند. از سوی دیگر، با ذوب پوسته در اثر گرما و همچنین، در اثر تبلوربخشی، آشیانة ماگمای مونزونیتی نیز پدید آمده است. در پی آن، ماگمای مونزوگابرویی در شرایط تبلور کم فشار و کم دما و بی حضور الیوین پدید آمده است؛ اما ماگمای الیوین‌گابرویی در شرایط تبلور دمای بالا و فشار کم-متوسط با حضور کانی‏‌های الیوین+ کلینوپیروکسن + پلاژیوکلاز + پتاسیم‌فلدسپار+ بیوتیت+ مگنتیت+ ایلمنیت پدید آمده است (شکل 10).

برداشت

بر پایة بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی، الیوین‌گابرو و مونزوگابرو از سنگ‌های مافیک پرگه هستند. این سنگ‌ها متوسط بلور تا درشت بلور هستند و اساساً از کانی‏‌های اصلی الیوین، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، بیوتیت و پتاسیم‌فلدسپار ساخته شده‏‌اند. الیوین‏‌ها از نوع هیالوسیدریت، کلینوپیروکسن‌ها از نوع دیوپسید-اوژیت و پلاژیوکلازها از نظر ترکیبی میان آندزین تا بیتونیت هستند. داده‌های شیمی کانی نقش تبلوربخشی را به‌عنوان فرایند اصلی در پیدایش ماگمای مادر این سنگ‌ها نشان می‏‌دهد.

ویژگی‌های شیمی کلینوپیروکسن‌ها نشان می‌دهد ماگمای مادر باید به سری آلکالن زیراشباع از سیلیس تعلق داشته باشد که با دمای بالا، فشار کم، مقدار سیلیس کم و مقدار کلسیم بالا شناخته می‌شود و چه‌بسا در پهنة زمین‌ساختی کششی وابسته به کمان آتشفشانی پدید آمده است. در دمافشارسنجی‌های انجام‌شده، دما و فشار بالاتر الیوین‌گابروها نسبت به مونزوگابروها نشان‌دهندة اینست که شاید الیوین‌گابروها در ژرفای بیشتری متبلور شده باشند.

 

[1] Metasomatized subcontinental lithospheric mantle

[2] Subcontinental Lithospheric Mantle

 

 

 

 

 

 

[1] Slab roll back

[2] Back-arc

References

Abbott, R.N. (1985) Muscovite-bearing granites in the AFM liquidus projection. The Canadian Mineralogist, 23, 553–561.
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B., and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: A subduction-dominated process. Geological Magazine, 148, 692–725. http://doi.org/10.1017/S001675681100046X
Aghanabati, A. (1998) Major sedimentary and structural units of Iran (map). Geosciences Journal, 7, 29–30.
Aghazadeh, M., Castro, A., Badrzadeh, Z., and Vogt, K. (2011) Post-collisional polycyclic plutonism from the Zagros hinterland. The Shaivar-Dagh plutonic complex Alborz belt, Iran. Geological Magazine 148, 980–1008. http://doi.org/10.1017/S0016756811000380
Aghazadeh, M., Castro, A., Omran, N.R., Emami, M.H., Moinvaziri, H., and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)–mon- zonite–granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz Mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 38(5), 199-219. http://doi.org/10.1016/j.jseaes.2010.01.002
Annels. R.N., Arturton, R.S., Bazley, R.A.B., Davis, R.C., Hamedi, M., Rahimzahed, F., and Rashtian, K. (1975) Explanatory text of the Qazvin and Rasht quadrangle map, 94 pp. Geological Survey of Iran, Tehran.
Aoki, K.I., and Kushiro, I. (1968) Some clinopyroxenes from ultramafic inclusions in Dreiser Weiher, Eifel. Contributions to Mineralogy and Petrology, 18, 326-337. http://doi.org/10.1007/BF00399694
Asiabanha A., Ghasemi H., and Meshkin M. (2009) Paleogene continental-arc type volcanism in North Qazvin, North Iran: facies analysis and geochemistry. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen, 186, 201-214. http://doi.org/10.1127/0077-7757/2009/0144
Asiabanha, A., and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98–111. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2012.05.014
Bardelli, L., Suzaño, N., Arnosio, M., Báez, W., Becchio, R., Viramonte, J., and Lucci, F. (2023) Comparing the biotite and amphibole single-mineral thermobarometric models: A case study from the Cordillera de San Buenaventura volcanic rocks, Puna plateau of Central Andes (Argentina). Journal of South American Earth Sciences, 127, 104-406. http://doi.org/10.1016/j.jsames.2023.104406
Berberian, M. (1983) The southern Caspian: A compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Sciences, 20, 163–183. http://doi.org/10.1139/e83-015
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Chichorro, M. (2013) Late Eocene–Oligocene post–collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180, 109–127. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.08.003
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1992) An Introduction to the rock forming Minerals, second edition, 696 p. Pearson Prentice Hall, London.  
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (2013) An introduction to the rock forming minerals, 506 p. Longman Scientific and Technical, London. http://doi.org/10.1180/dhz
Elthon, D., Stewart, M., and Ross, D.K. (1992) Compositional trends of minerals in oceanic cumulates. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 97(B11), 15189–15199. http://doi.org/10.1029/92JB01187
Feng, W., and Zhu, Y. (2018) Decoding magma storage and pre-eruptive processes in the plumbing system beneath early Carboniferous arc volcanoes of southwestern Tianshan, Northwest China. Lithos, 322,362-375. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2018.09.030
Foster, M.D. (1960) Interpretation of the composition of trioctahedral micas., Professional Paper 354B, 1-49. Geological Survey, Washington.
Furhman, M.L., and Lindsley, D.H. (1988) Ternary feldspar modeling and thermometry. American Mineralogist, 73(3–4), 201–215.
Gibb, F.G.F. (1973) The Zoned Clinopyroxenes of the Shiant Isles Sill, Scotland. Journal of Petrology, 14, 203–230. http://doi.org/10.1093/petrology/14.2.203
Hebert, R., Constantin, M., and Robinson, P.T. (1991) Primary mineralogy of Leg 118 gabbroic rocks
and their place in the spectrum of oceanic mafic igneous rocks, 118, 3–20. Proceeding of the ocean
Drilling Program, Scientific Results.
Holland, T., and Blundy, J. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 116, 433–447. http://doi.org/10.1007/BF00310910
Kushiro, L. (1968) Si±Al relations in clinopyroxenes from igneous rocks. American Journal of Science, 258, 548-554. https://doi.org/10.2475/ajs.258.8.548
Lai, S.C., Qin, J.F., and Li, Y.F. (2005) Trace element geochemistry and classification of the clinopyroxene in Cenozoic trachybasalt from north Qiangtang area, Tibetan Plateau. Journal of Northwest University (Natural Science Edition), 25, 611–616.
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 paleovolcanic series. Earth and Planetary Science Letters, 59, 139–154. http://doi.org/10.1016/0012-821X(82)90122-4
Li, X., Zhang, C., Behrens, H., and Holtz, F. (2020) Calculating biotite formula from electron microprobe analysis data using a machine learning method based on principal components regression. Lithos, 105371, 356-357. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2020.105371
Morimoto, M., Fabries, J., Ferguson, A.K., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F.A., Zussman, J., Aoki, K., and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine, 52, 535–550. http://doi.org/10.1007/BF01226262
Nabatian, G., Ghaderi, M., Neubauer, F., Honarmand, M., Liu, X., Dong, Y., Jiang, S-Y., von Quadt, A., and Bernroider, M. (2014) Petrogenesis of Tarom high-potassic granitoids in the Alborz-Azarbaijan belt, Iran: Geochemical, U–Pb zircon and Sr–Nd–Pb isotopic constraints. Lithos, 184–187, 324–345. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.11.002
Nabatian, G., Giang, SY., Honarmand, M., and Neubauer, F. (2016) Zircon U–Pb ages, geochemical and Sr–Nd–Pb–Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Tarom–Olya pluton, Alborz magmatic belt. Lithos, 244, 43–58. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2015.11.020
Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E.A., and Ohoud, M.B. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, reequilibrated biotites and neoformed biotites. Comptes Rendus Geoscience, 337, 1415–1420. http://doi.org/10.1016/j.crte.2005.09.002
Nimis, P. (1995) A clinopyroxene geobarometer for basaltic systems based on crystal structure modeling. Contributions to Mineralogy and Petrology, 121, 115‒125. http://doi.org/10.1007/s004100050093
Nimis, P., and Taylor, W.R. (2000) Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 139, 541–554. http://doi.org/10.1007/s004100000156
Nimis, P., and Ulmer, P. (1998) Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks, Part 1: An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems: Contributions to Mineralogy and Petrology, 133, 122‒ 135. http://doi.org/10.1007/s004100050442
Nisbet, E.G., and Pearce, J.A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology, 63, 149–160. http://doi.org/10.1007/BF00398776
Parat, F., Dungan, M.A., and Lipman, P.W. (2005) Contemporaneous Trachyandesitic and Calc-alkaline Volcanism of the Huerto Andesite, San Juan Volcanic Field, Colorado, USA. Journal of Petrology, 46, 859–891. http://doi.org/10.1093/petrology/egi003
Putirka, K. (2008) Thermometers and barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69, 61‒120. http://doi.org/10.2138/rmg.2008.69.3
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. http://doi.org/10.1007/s00410-009-0465-7
Schmidt, M.W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure, An experimental calibration of the Alin-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110, 304‒310. http://doi.org/10.1007/BF00310745
Sepidbar, F., Karsli.O., Palin, R.M., and Federic Casetta, F. (2021) Cenozoic temporal variation of crustal thickness in the Urumieh-Dokhtar and Alborz magmatic belts, Iran. Lithos, 400–401, 106401. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.106401
Sepidbar, F., Shafaii Moghadam, H., Zhang, L., Li, J.W., Jinlong, M., Stern, RJ., and Lin, C. (2019) Across-arc geochemical variations in the Paleogene magmatic belt of Iran. Lithos, 344–345, 280–296. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2019.06.022
Sherafat, S., Yavuz, Y., Noorbehesht, I., and Yildirim, D.K. (2012) Mineral chemistry of Plio-Quaternary subvolcanic rocks, southwest Yazd Province, Iran. International Geology Review, 54, 1497–1531. http://doi.org/10.1080/00206814.2011.644748
Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: Empirical coordinates for the crystallization PT-estimations. GFF, 119, 55–60. http://doi.org/10.1080/11035899709546454
Speer, J.A. (1984) Micas in igneous rocks. In Bailey, S.W. Ed., Micas, 13, 299-356. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, http://doi.org/10.1515/9781501508820-013
Speer, J.A. (1987) Evolution of magmatic AFM mineral assemblages in granitoid rocks: The hornblende + melt=biotite reaction in the Liberty Hill pluton, South Carolina. American Mineralogist, 72, 863–878.
Sun, P., Niu, Y., Guo, P., Duan, M., Wang, X., Gong, H., and Xiao, Y. (2020) The lithospheric thickness control on the compositional variation of continental intraplate basalts: A demonstration using the Cenozoic basalts and clinopyroxene megacrysts from Eastern China. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 125.3, e2019JB019315. http://doi.org/10.1029/2019JB019315
Tamayo, Jr, R.A. (1998) Petrology and mineral chemistry of a back-arc upper mantle suite: Example from the Camarines Norte Ophiolite complex, South Luzon. Journal of the Geological Society of the Philippines, 51, 1–23.
Tang, D.M., Qin, K.Z., Chen, B., Ma, Y.J., Guo, H., and Evans, N.J. (2017) Mineral chemistry and genesis of the Permian Cihai and Cinan magnetite deposits, Beishan, NW China. Ore Geology Reviews, 86, 79–99. http://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2017.01.019
Thompson, R.N. (1974) Some High-Pressure Pyroxenes. Mineralogical Magazine, 39, 768–787. http://doi.org/10.1180/minmag.1974.039.307.04
Verdel, C., Wernicke, B.P., Hassanzadeh, J., and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics, 30, TC3008. http://doi.org/10.1029/2010TC002809
Verhoogen, J. (1962) Distribution of titanium between silicates and oxides in igneous rocks. American Journal of Science, 260, 211–220. http://doi.org/10.2475/ajs.260.3.211
Wass, S.Y. (1979) Multiple origins of clinopyroxenes in alkali basaltic rocks. Lithos, 12, 2, 115–132. http://doi.org/10.1016/0024-4937(79)90043-4
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. http://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Yellappa, T., Santosh, M., Manju, S. (2019) The mafic–ultramafic complex of Salem, southern India: An analogue for Neoproterozoic Alaskan‐type complex. Geological Journal, 54, 1–24. http://doi.org/10.1002/gj.3460
Zhang, Z.C., Xiao, X.C., Wang, J., and Luo, Z. (2005) Mineral chemistry of the Pulu Cenozoic volcanic rocks in the west Kunlun Mountains and its constraints on the magmatic processes. Acta Mineralogica Sinica, 25, 237–248 (In Chinese with English Abstract).

Files

History

  • Receive Date: 04 June 2023
  • Revise Date: 20 July 2023
  • Accept Date: 07 August 2023

Share

How to cite

Statistics