مطالعه شیمی‌کانی، دما- فشارسنجی و جایگاه تکتونیکی سنگ‌های نفوذی منطقه سرابی تویسرکان (استان همدان)

سپاهی گرو, علی‌اصغر; برزویی, کاظم; سلامی, صدیقه

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,638
تعداد مقالات	13,316
تعداد مشاهده مقاله	29,871,077
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	11,944,996

مطالعه شیمی‌کانی، دما- فشارسنجی و جایگاه تکتونیکی سنگ‌های نفوذی منطقه سرابی تویسرکان (استان همدان)

پترولوژی

مقاله 4، دوره 3، شماره 11، آذر 1391، صفحه 39-58 اصل مقاله (1.71 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

علی‌اصغر سپاهی گرو^* ؛ کاظم برزویی؛ صدیقه سلامی

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی‌سینا، همدان،‌ ایران

چکیده

منطقه سرابی تویسرکان در استان همدان، بخشی از پهنه سنندج- سیرجان است. سنگ‌های این منطقه شامل سنگ‌های آذرین و دگرگونی است که سنگ‌های آذرین دارای طیفی از گابرو تا گرانیت هستند. سنگ‌های گابرویی منطقه شامل الیوین‌گابرو، گابرونوریت، نوریت و گابرو هستند. با توجه به دماسنجی‌هایی که به روش‌های مختلف بر روی گابرو‌ها انجام شد، بیش‌ترین دمای تبلور مربوط به الیوین گابروها و در حدود 1300 درجه‌سانتی‌گراد و کم‌ترین دما مربوط به گابروها، در حدود 950 درجه‌سانتی‌گراد است. فشار محاسبه شده با استفاده از کانی کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز حدود 6 کیلوبار تخمین زده شد. برای تعیین سرشت ماگما و محیط تکتونیکی از کانی‌های کلینوپیروکسن، بیوتیت و آمفیبول استفاده شده. با توجه به ترکیب این کانی‌ها، به‌ویژه آمفیبول، سرشت ماگما از نوع کالک‌آلکالن تا تولئیتی، دارای فوگاسیته اکسیژن نسبتاً بالا در زمان تبلور و محیط تشکیل آن، قوس آتشفشانی است.

کلیدواژه‌ها

گابرو؛ شیمی‌کانی؛ دما- فشارسنجی؛ قوس آتشفشانی؛ سرابی تویسرکان

اصل مقاله

مقدمه

امروزه با مطالعه شیمی کانی‌های مختلف سنگ‌های تشکیل‌دهنده یک توده نفوذی می‌توان شرایط دما و فشار (عمق) تشکیل آن را تخمین زد. زمین‌شناسانی مانند Lindsley (1983) از روی ترکیب پیروکسن‌ها و Anderson (1997) از روی زوج‌کانی‌های آمفیبول- کلینوپیروکسن، دمای تشکیل سنگ‌ها را تخمین زده‌اند. همچنین از روی ترکیب کلینوپیروکسن و زوج‌کانی کلینوپیروکسن- پلاژیوکلاز می‌توان فشار (عمق) تشکیل سنگ‌های پلوتونیک را به‌دست آورد (Wass, 1979; Liu et al., 2000). برای تعیین سری ماگمایی و محیط تکتونیکی از ترکیب کانی‌هایی مانند کلینوپیروکسن، بیوتیت و آمفیبول بهره گرفته شده است (Leterrier et al., 1982; Nachite, 1986; Abdel Rahman, 1994). در این نوشتار نیز، ترکیب شیمیایی کانی‌هایی مانند الیوین، کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و پلاژیوکلاز برای تخمین شرایط دما- فشارسنجی زمان تشکیل توده به‌کار برده شده است.

تاکنون مطالعات قابل توجهی درباره سنگ‌شناسی مجموعه نفوذی الوند که منطقه مورد مطالعه هم قسمتی از آن است، انجام شده است، اما شیمی کانی‌ها و دما- فشارسنجی سنگ‌ها کمتر مطالعه شده است. از جمله مطالعات سنگ‌شناسی پیشین می‌توان به زرعیان و همکاران (1353-1350)، ولی‌زاده (1353)، Valizadeh و Cantagral (1975)، ایرانی (1372)، هادی‌پور جهرمی (1373)، ترکیان (1374)، سپاهی‌گرو (1378) و شهبازی (1389) اشاره کرد. هدف از این مطالعه، بررسی شیمی کانی‌ها به‌منظور تعیین شرایط دما- فشار، در زمان تشکیل گابروهای منطقه سرابی تویسرکان است.

موقعیت جغرافیایی و زمین‌شناسی

منطقه مورد مطالعه در شمال‌شرق تویسرکان، استان همدان، واقع شده است (شکل 1). این منطقه بخشی از نوار دگرگونی- ماگمایی پهنه سنندج- سیرجان است که به‌صورت نواری طولانی در امتداد روراندگی زاگرس، از سنندج در شمال‌غربی تا سیرجان در جنوب‌شرقی ایران گسترش دارد. این پهنه حدود 1500 کیلومتر درازا و حدود 200 کیلومتر پهنا دارد. پهنه سنندج- سیرجان را برخی محققین مانند Alavi (1994 و 2004) جزیی از کوه‌زاد زاگرس در نظر گرفته و آن را پهنه زاگرس فلس‌مانند می‌نامند. بر طبق نظر Mohajjel و همکاران (2003)، منطقه مورد مطالعه در زیرپهنه با دگرشکلی پیچیده قرار دارد که شامل سنگ‌های آذرین و دگرگونی است.

مطالعات صحرایی در منطقه طی دو ماه، با استفاده از نقشه‌های زمین‌شناسی 1:250000 همدان (Amidi and Majidi, 1977)، 1:100000 تویسرکان (اشراقی و محمودی،‌ 1382) و نقشه‌های توپوگرافی 1:50000 (سازمان جغرافیایی ارتش، 1354) انجام شد. بر اساس این مطالعات، سنگ‌های آذرین منطقه را می‌توان به‌طور کلی در سه دسته سنگ‌های آذرین بازیک و حد واسط، گرانیتوییدها و رگه‌های نفوذی تقسیم‌بندی نمود. سنگ‌های آذرین بازیک و حدواسط شامل گابرو، الیوین‌گابرو، میکروگابرو، گابرونوریت، میکرودیوریت، دیوریت، کوارتز دیوریت و دلریت است که از نظر پتروگرافی و زمین‌شیمیایی قرابت نشان می‌دهند و ماهیت تولئیتی دارند. این سنگ‌ها، قدیمی‌ترین سنگ‌های نفوذی این مجموعه را تشکیل می‌دهند (سپاهی‌گرو، 1378). این سنگ‌ها، عمدتاً در بخش‌های شمال‌شرقی توده الوند، در حوالی روستاهای چشمه قصابان، چایان و نیز در جنوب توده، در حوالی سرابی مشاهده می‌شوند. بخش‌هایی نیز به‌صورت انکلاو در داخل توده قرار دارند که از دیوریت‌ها و گابروهای عباس‌آباد و حوالی پیست اسکی می‌توان نام برد. سنگ‌های گرانیتوییدی شامل مونزوگرانیت، گرانودیوریت و مقدار کمی سینوگرانیت و آلکالی‌فلدسپارگرانیت است. ترکیب شیمیایی این سنگ‌ها کالک‌آلکالن است. گرانیتوییدهای روشن، شامل لوکوتونالیت، لوکوگرانودیوریت، لوکوکوارتز دیوریت و لوکوکوارتز مونزودیوریت هستند که در داخل دیگر گرانیت‌ها قرار دارند. رگه‌های آپلیت و پگماتیت به‌صورت پراکنده، توده‌های نفوذی و سنگ‌های دگرگونی منطقه را قطع کرده‌اند.

آپلیت‌ها دارای بلورهای گارنت و پگماتیت‌ها دارای تورمالین فراوان، کمی مسکویت و گارنت هستند. رگه‌های دیگری شامل رگه‌های کوارتز- آلومینوسیلیکات، کوارتز- اسفن، کوارتز- روتیل، کوارتز- اکتینولیت، کوارتز- آپاتیت و کوارتز- اپیدوت و نیز رگه‌های نازکی از سنگ‌های مافیک تا حدواسط در حد میکروکوارتز دیوریت تا دلریت، گرانیت‌های پورفیروئید و سنگ‌های درون‌گیر را قطع کرده است (سپاهی‌گرو، 1378). سن رادیومتری (U-Pb) گابروها در توده نفوذی الوند 8/1±5/166 میلیون سال گزارش شده است (شهبازی، 1389؛ Shahbazi et al., 2010). سن رادیومتری (U-Pb) برای گرانیت‌های الوند بین 9/0±9/163 و 6/0±7/161 و برای گرانیتوییدهای لوکوکراتیک بین 3/1±4/154 و 7/2±3/153 میلیون سال گزارش شده است (Shahbazi et al., 2010).

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه، الف) موقعیت پهنه سنندج- سیرجان، ب) موقعیت زمین‌شناسی منطقه همدان (با تغییرات از Amidi و Majidi (1977)) و پ) موقعیت منطقه مورد مطالعه (با تغییرات از Amidi و Majidi (1977))

پتروگرافی

مطالعه پتروگرافی بر روی 50 مقطع نازک انجام شد. بر اساس این مطالعات، سنگ‌های نفوذی منطقه شامل سنگ‌های مافیک تا فلسیک است. گرانیت‌های منطقه دارای درشت بلورهای فلدسپار بوده و بافت پورفیروئید نشان می‌دهند. کانی‌های تشکیل‌دهنده آن‌ها شامل کوارتز، فلدسپار پتاسیم، پلاژیوکلاز، بیوتیت و مسکویت است. از جمله ویژگی‌های این دسته از سنگ‌ها وجود بیگانه‌بلورهای گارنت و آندالوزیت در آن‌هاست
(شکل 2- الف و ب). تصویر میکروسکوپی گرانیت در شکل 2- ج آمده است.

شکل 2- الف و ب) تصاویر ماکروسکوپی از گرانیت‌های منطقه، الف) بیگانه‌بلور‌های آندالوزیت درون گرانیت و ب) بیگانه‌بلورهای گارنت درون گرانیت، ج) تصویر میکروسکوپی گرانیت در نور XPL، علائم اختصاری کانی‌ها از (Kretz, 1983)

سنگ‌های مافیک منطقه شامل انواع گابروها از جمله الیوین‌گابرو، گابرو، نوریت و گابرو نوریت است.

الیوین‌گابرو

بافت سنگ گرانولار تا اینترگرانولار است. کانی‌های اصلی شامل الیوین، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز و کانی‌های فرعی شامل آمفیبول، بیوتیت و ارتوپیروکسن است (شکل 3). از مهم‌ترین ویژگی‌های این دسته از سنگ‌ها، وجود کرونای ارتوپیروکسن به دور الیوین است که حاصل واکنش بین الیوین و مذاب غنی از سیلیس است که با انجام واکنش زیر به‌وجود آمده است:

الیوین + سیلیس موجود در مذاب = ارتوپیروکسن

نوریت

بافت این سنگ، گرانولار است. کانی‌های اصلی آن را ارتوپیروکسن و پلاژیوکلاز تشکیل می‌دهند و کانی‌های فرعی سنگ شامل الیوین، آپاتیت و کوارتز است. از جمله ویژگی‌های این سنگ‌ها، وجود حلقه‌ای از هورنبلند به دور ارتوپیروکسن‌هاست (شکل 4).

گابرو

بافت این سنگ اینترگرانولار و افیتیک تا ساب‌افیتیک است (شکل 5). کانی‌های اصلی شامل کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز و کانی‌های فرعی آن الیوین، هورنبلند و ایلمنیت است.

شیمی کانی‌ها

آنالیزها در شرکت فرآوری و مواد معدنی ایران (کرج) با دستگاه آنالیز نقطه‌ای مدل SX100، ساخت شرکت Cameca فرانسه، در شرایط ولتاژ Kev 15، فشار Torr ^7-10× 4 و شدت جریان nA 20 انجام شده است. این آنالیزها بر روی 7 مقطع میکروسکپی تهیه شده از 5 نمونه سنگ مختلف انجام شد. کانی‌های الیوین (7 نقطه)،‌ کلینوپیروکسن (9 نقطه)،‌ ارتوپیروکسن (20 نقطه)، آمفیبول (12 نقطه)، بیوتیت (10 نقطه) و پلاژیوکلاز (20 نقطه) آنالیز نقطه‌ای شدند. با استفاده از نرم افزارهای رایانه‌ای AX، Minpet و Thermocalc نمودارهای لازم ترسیم و تفسیر شدند.

شکل 3- تصویر میکروسکوپی نمونه‌ای از الیوین‌گابرو در نور XPL

شکل 4- تصویر میکروسکوپی از نوریت‌های منطقه در نور XPL که در آن ارتوپیروکسن با کرونایی از هورنبلند دیده می‌شود.

شکل 5- تصویر میکروسکوپی نمونه گابرو با بافت افیتیک در نور XPL

الیوین

الیوین در سنگ‌های منطقه از نوع کریزولیت است (شکل 6). با توجه به داده‌های جدول 1 مقدار SiO₂ (9/37-95/39(، مقدار FeO (4/23-45/26)، مقدار MgO (4/36- 88/36) و مقدار Al₂O₃ (0/0-02/0) بر حسب درصد وزنی متغیر است. فرمول ساختاری کانی‌ها بر اساس 4 اتم اکسیژن محاسبه شد که بر این اساس مقدار Mg آن بین 433/1 تا 4388/1 و مقدار Mg# آن (707/0- 724/0) متغیر است. با توجه به این که مقدار آهن و منیزیوم در آن تغییر چندانی نکرده است در الیوین‌های مورد مطالعه منطقه‌بندی دیده نمی‌شود که نشان‌دهنده شرایط متعادل در زمان تشکیل است.

کلینوپیروکسن

کلینوپیروکسن‌های منطقه از نوع کلسیک هستند و در نمودار سه‌تایی ولاستونیت- انستاتیت- فروسیلیت، ترکیب آن‌ها از نوع اوژیت است (شکل 7)، که دارای مقدار #Mg 71-88 درصد است (جدول 2). همان‌طور که در شکل 7 مشخص است، کلینوپیروکسن‌ها دو سری هستند، یک سری متعلق به الیوین گابرو‌ها و سری دیگر متعلق به گابرو‌ها که مقدار آهن، کلسیم و منیزیم موجود در آن‌ها تغییر کرده است.

ارتوپیروکسن

در مطالعات میکروسکوپی ارتوپیروکسن به دو صورت کرونا به دور الیوین و دیگری در زمینه سنگ دیده می‌شود. ارتوپیروکسن‌های منطقه دارای ترکیب برونزیت، هیپرستن و فروهیپرستن هستند (شکل 8). مقدار #Mg 44-80 درصد است (جدول 3). همان‌طور که مشخص است، ارتوپیروکسن‌ها دارای سه ترکیب شیمیایی هستند. دسته اول با ترکیب برونزیت به صورت کرونا به دور الیوین تشکیل شده‌اند و دسته دوم و سوم که دارای ترکیب هیپرستن و فروهیپرستن هستند، در زمینه سنگ وجود دارند. ارتوپیروکسن‌های موجود در نوریت‌ و گابرونوریت، هیپرستن است و ارتوپیروکسن‌های موجود در نوریت‌های کوارتزدار، فروهیپرستن هستند.


شکل 6- تقسیم‌بندی الیوین‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی (Cornelis and Cornelius, 1985)	شکل 7- ترکیب کلینوپیروکسن‌ها بر روی نمودار مثلثی انستاتیت (En)، ولاستونیت (Wo) و فروسیلیت (Fs) (Deer et al., 1992)

شکل 8- تقسیم‌بندی ارتوپیروکسن‌ها بر حسب ترکیب شیمیایی (Deer et al., 1992)

جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای الیوین‌های موجود در سنگ‌های پلوتونیک مافیک منطقه به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Olivine-gabbro (HNT1)							Sample
38.20	38.03	38.24	37.90	38.54	39.59	38.99	SiO₂
0.00	0.00	0.002	0.00	0.01	0.02	0.00	TiO₂
0.01	0.02	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	Al₂O₃
0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	Cr₂O₃
25.52	25.82	26.54	25.50	25.99	23.40	25.15	FeO
0.64	0.89	0.88	0.25	0.25	0.76	0.51	MnO
36.88	36.73	36.67	36.45	36.45	36.60	36.40	MgO
0.03	0.03	0.03	0.01	0.01	0.04	0.04	CaO
0.00	0.01	0.00	0.05	0.05	0.04	0.02	Na₂O
0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	K₂O
101.28	101.53	100.39	100.16	101.31	100.46	101.11	Total
O# 4
0.996	0.990	0.990	0.998	1.006	1.037	1.019	Si
0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	Ti
0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	Al
0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	Cr
0.548	0.543	0.555	0.556	0.577	0.585	0.586	Fe
0.014	0.020	0.019	0.006	0.006	0.017	0.011	Mn
1.433	1.426	1.415	1.431	1.418	1.429	1.418	Mg
0.001	0.001	0.001	0.000	0.000	0.001	0.001	Ca
0.000	0.001	0.000	0.003	0.003	0.002	0.001	Na
0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	K
3.000	3.000	3.000	3.000	3.000	3.000	3.000	Total
72.34	72.42	71.82	72.01	71.07	70.95	70.75	Fo %
27.66	27.58	28.18	27.99	28.93	29.05	29.25	Fa %

جدول 2- نتایج آنالیز نقطه‌ای کلینوپیروکسن‌هایموجود در سنگ‌های پلوتونیک مافیک منطقه به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Gabbro (HGT2)						Olivine-gabbro (HNT1)				Sample
50.90	52.55	53.40		51.54	53.18	52.43	51.84	51.67	52.51	SiO₂
0.40	0.35	0.41		0.31	0.52	0.36	0.42	0.45	0.46	TiO₂
3.30	1.69	2.19		2.07	2.58	2.94	3.36	3.54	2.78	Al₂O₃
0.02	0.02	0.01		0.00	0.02	0.96	0.96	1.01	0.80	Cr₂O₃
9.83	8.42	7.94		7.97	5.82	4.11	5.35	4.40	4.57	FeO
1.74	1.49	1.40		1.41	1.02	0.73	0.94	0.77	0.81	Fe₂O₃
0.51	0.12	0.39		0.08	0.26	0.51	0.67	0.64	0.73	MnO
13.95	14.10	15.21		14.35	17.02	16.73	18.96	17.78	17.77	MgO
17.87	20.98	19.43		20.62	20.17	21.83	18.21	20.52	20.12	CaO
0.61	0.33	0.46		0.31	0.30	0.19	0.28	0.33	0.23	Na₂O
0.07	0.01	0.03		0.01	0.01	0.00	0.00	0.01	0.02	K₂O
99.20	100.06	100.87		98.67	100.90	100.79	100.99	101.12	100.80	Total
			O# 6
1.913	1.958	1.962		1.941	1.931	1.905	1.868	1.862	1.902	Si
0.011	0.010	0.011		0.009	0.014	0.010	0.011	0.012	0.013	Ti
0.146	0.074	0.095		0.092	0.110	0.126	0.143	0.150	0.119	Al
0.001	0.001	0.000		0.000	0.001	0.028	0.027	0.029	0.023	Cr
0.309	0.262	0.243		0.250	0.177	0.124	0.161	0.132	0.138	Fe⁺²
0.055	0.047	0.044		0.045	0.031	0.023	0.029	0.024	0.025	Fe⁺³
0.016	0.004	0.012		0.003	0.008	0.016	0.020	0.020	0.022	Mn
0.781	0.783	0.833		0.805	0.921	0.906	1.018	0.955	0.960	Mg
0.720	0.837	0.765		0.832	0.785	0.850	0.703	0.792	0.781	Ca
0.044	0.024	0.033		0.023	0.021	0.013	0.020	0.023	0.016	Na
0.003	0.000	0.001		0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	K
4.000	4.000	4.000		4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	Total
71.65	74.93	77.41		77.30	83.88	87.97	86.34	88.43	87.43	Mg#
43.15	41.62	45.25		42.66	48.91	48.19	54.09	50.82	51.09	En %
17.07	13.87	13.20		13.24	9.40	6.60	8.55	7.02	7.34	Fs %
39.78	44.51	41.55		44.10	41.69	45.21	37.36	42.16	41.57	Wo %

جدول 3- نتایج آنالیز نقطه‌ای ارتوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های پلوتونیک مافیک منطقه به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Olivine-gabbro (HNT1)				Quartz-norite (N1)						Sample
54.30	54.20	54.00	54.50	55.30	48.97	49.23	48.98	49.30	49.72	SiO₂
0.09	0.08	0.07	0.07	0.09	0.14	0.10	0.00	0.61	0.003	TiO₂
1.52	1.49	1.05	1.50	1.52	0.42	0.43	0.42	0.40	0.40	Al₂O₃
0.00	0.00	0.02	0.00	0.01	0.00	0.00	0.02	0.06	0.00	Cr₂O₃
12.58	12.62	12.20	13.02	12.80	27.90	28.18	28.62	28.53	28.50	FeO
2.22	2.23	2.16	2.30	2.22	4.93	4.97	5.04	5.03	5.02	Fe₂O₃
0.90	0.92	0.99	0.81	0.30	0.70	0.72	0.66	0.70	0.71	MnO
28.20	28.00	28.24	27.74	28.02	12.94	12.70	12.72	12.88	12.56	MgO
0.70	0.75	0.89	0.60	0.57	1.30	1.21	1.08	0.81	1.10	CaO
0.01	0.02	0.04	0.00	0.03	0.00	0.20	0.01	0.04	0.40	Na₂O
0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	K₂O
100.52	100.31	99.66	100.54	100.86	97.30	97.74	97.55	98.36	98.44	Total
O# 6
1.938	1.939	1.941	1.950	1.968	1.993	1.994	1.992	1.990	1.998	Si
0.002	0.002	0.002	0.002	0.002	0.004	0.003	0.000	0.019	0.001	Ti
0.064	0.063	0.044	0.063	0.064	0.020	0.021	0.020	0.019	0.019	Al
0.000	0.000	0.001	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	0.002	0.000	Cr
1.22	1.22	1.21	1.23	1.22	0.94	0.95	0.97	0.96	0.95	Fe⁺²
0.222	0.224	0.222	0.228	0.227	0.177	0.173	0.175	0.173	0.177	Fe⁺³
0.027	0.028	0.030	0.025	0.009	0.024	0.025	0.023	0.024	0.024	Mn
1.500	1.493	1.513	1.479	1.486	0.785	0.767	0.771	0.775	0.752	Mg
0.027	0.029	0.034	0.023	0.022	0.057	0.053	0.047	0.035	0.047	Ca
0.001	0.001	0.003	0.000	0.002	0.000	0.016	0.001	0.003	0.031	Na
0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	K
4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	Total
55.14	55.09	55.56	54.59	55.03	45.50	44.67	44.28	44.66	44.18	Mg#
54.60	54.44	54.87	54.13	54.47	44.05	43.33	43.12	43.78	42.99	En %
44.41	44.49	43.88	45.02	44.72	52.74	53.67	54.25	54.23	54.31	Fs %
0.99	1.07	1.25	0.85	0.81	3.21	3.00	2.63	1.99	2.70	Wo %

ادامه جدول 3.

Olivine-gabbro (HNT1)				Quartz-norite (N1)						Sample
52.68	53.57	52.91	52.78	55.32	52.90	53.11	52.63	53.48	53.09	SiO₂
0.66	0.70	0.44	0.50	0.01	0.52	0.70	0.75	0.49	0.54	TiO₂
1.26	1.43	1.83	1.59	0.26	1.02	1.05	1.03	1.05	0.58	Al₂O₃
0.03	0.04	0.02	0.00	0.05	0.00	0.08	0.11	0.06	0.06	Cr₂O₃
24.54	24.45	24.35	24.75	17.31	18.44	17.94	17.24	17.49	16.77	FeO
4.34	4.32	4.30	4.38	3.06	3.25	3.17	3.05	3.09	2.96	Fe₂O₃
0.69	0.65	0.57	0.52	0.37	0.52	0.89	0.64	0.58	0.47	MnO
12.30	12.97	12.55	12.30	20.07	21.50	22.38	23.03	22.35	22.75	MgO
1.33	0.74	1.00	1.14	0.85	2.02	1.97	1.99	1.99	2.13	CaO
0.01	0.00	0.01	0.05	0.02	0.08	0.06	0.03	0.08	0.04	Na₂O
0.21	0.21	0.04	0.09	0.01	0.04	0.02	0.02	0.00	0.02	K₂O
98.05	99.08	98.02	98.09	97.33	100.29	101.37	100.52	100.66	99.41	Total
O# 6
2.119	2.126	2.123	2.120	2.130	1.969	1.950	1.939	1.973	1.977	Si
0.020	0.021	0.013	0.015	0.000	0.015	0.019	0.021	0.014	0.015	Ti
0.006	0.067	0.087	0.075	0.012	0.045	0.045	0.045	0.046	0.025	Al
0.001	0.001	0.001	0.000	0.002	0.000	0.002	0.003	0.002	0.002	Cr
0.82	0.81	0.81	0.83	0.55	0.57	0.55	0.53	0.53	0.52	Fe⁺²
0.151	0.145	0.151	0.148	0.106	0.105	0.098	0.095	0.105	0.094	Fe⁺³
0.024	0.022	0.019	0.018	0.012	0.016	0.028	0.020	0.018	0.015	Mn
0.737	0.767	0.750	0.736	1.152	0.193	1.225	1.265	1.229	1.263	Mg
0.057	0.031	0.043	0.049	0.035	0.081	0.077	0.079	1.079	0.085	Ca
0.001	0.000	0.001	0.004	0.001	0.006	0.004	0.002	0.006	0.003	Na
0.011	0.011	0.002	0.005	0.000	0.002	0.001	0.001	0.000	0.001	K
4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	Total
47.33	48.63	48.07	46.99	67.68	67.66	69.01	70.47	69.86	70.83	Mg#
45.66	47.69	46.78	45.57	66.32	64.69	66.14	67.50	66.86	67.61	En %
50.80	50.37	50.53	51.39	31.66	30.91	29.69	28.28	28.83	27.83	Fs %
3.54	1.94	2.69	3.04	2.02	4.4	4.17	4.22	4.31	4.56	Wo %

گروه آمفیبول

این کانی در مطالعات میکروسکوپی به دو صورت دیده می‌شود، به‌صورت کرونا به دور ارتوپیروکسن و دیگری در زمینه سنگ. با توجه به نمودارهای تقسیم‌بندی آمفیبول‌ها که بر اساس Ti در مقابلAl^IV (شکل 9- الف)، Na+K در مقابل Si (شکل9- ب) و Na+K در مقابل Al^IV (شکل9-پ) است، آمفیبول‌های منطقه در سه گروه قرار می‌گیرند. سری یک، آمفیبول نوع کرونا با ترکیب کانی‌شناسی ترمولیت، سری دو با ترکیب کانی‌شناسی ترمولیت- هورنبلند در سنگ‌های نوریتی و گابرویی و سری سه با ترکیب کانی‌شناسی هورنبلند در سنگ‌های نوریت کوارتزدار وجود دارند. با توجه به ترکیب شیمیایی در موقعیت تترائدری آمفیبول‌ها، مقدار اندکی از Si توسط Al جانشین شده است. در حدود 27/0 تا 59/0 از Si توسط Al جانشین شده است، همچنین Fe⁺³ نیز به مقدار کم از 0 تا 085/0 و Ti نیز هیچ جانشینی با Si در موقعیت تترائدری ندارد. در موقعیت C نیز مقدار Al کم بوده و در بیشتر نمونه‌ها صفر است، ولی در بعضی از آن‌ها مقدار آن کم و محدوده‌ای بین 039/0 تا 11/0 را شامل می‌شود، که در مقایسه با Al موقعیت تترائدر مقدار آن کم است ولی مقدار Fe⁺³ در موقعیت C بیشتر از موقعیت تترائدری است و محدوده‌ای بین 599/0 تا 017/1 دارد (جدول 4). همچنین Ti نیز تمایل به قرارگیری در موقعیت C نسبت به موقعیت تترائدری دارد و محدوده‌ای بین 025/0 تا 54/0 را شامل می‌شود. Na و Ca نیز به‌طور کامل در موقعیت B قرارمی‌گیرند، ولی K در موقعیت A قرار گرفته است.

بیوتیت

بیوتیت‌های موجود در سنگ‌های مافیک منطقه با توجه به نمودار شکل 10- الف که بر اساس مقدار Al^IV در برابر Fe/Fe+Mg است، دارای ترکیب سیدروفیلیت تا ایستونیت است. همچنین در نمودار Mg- Al⁶+Fe⁺³+Ti- Fe⁺²+Mn (شکل 10- ب) دارای ترکیب Mg-Fe بیوتیت هستند. نتایج آنالیز نقطه‌ای بیوتیت‌ها در جدول 5 آمده است.


شکل 9- تقسیم‌بندی آمفیبول‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی آن‌ها (Leake et al., 1997)


شکل 10- تقسیم‌بندی بیوتیت‌ها بر اساس ترکیب شیمیایی به‌روش الف) Deer و همکاران (1992) و ب) Foster (1960)

جدول 4- نتایج آنالیز نقطه‌ای آمفیبول‌های موجود در سنگ‌های پلوتونیک مافیک منطقه به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Gabbro (HGT2)				Quartz-norite (N1)					Norite (HK5)			Sample
54.47	54.67	53.12	54.88	48.99	48.96	49.24	48.78	48.78	52.57	52.63	52.37	SiO₂
0.37	0.30	0.51	0.29	0.73	0.60	0.51	0.74	0.56	0.39	0.38	0. 24	TiO₂
2.76	2.37	2.68	2.40	4.41	4.88	4.80	4.68	4.87	3.47	3.48	3.58	Al₂O₃
0.16	0.00	0.12	0.06	0.00	0.00	0.02	0.71	0.04	0.00	0.00	0.01	Cr₂O₃
9.248	8.415	9.494	8.109	17.093	16.388	16.974	17.535	16.158	11.696	11.857	11.891	FeO
1.632	1.485	1.676	1.431	3.017	2.892	2.996	2.525	2.852	2.064	2.093	2.098	Fe₂O₃
0.61	0.30	0.28	0.78	0.19	0.26	0.26	0.34	0.28	1.06	0.52	0.96	MnO
17.83	17.30	17.10	18.86	10.88	10.64	10.79	10.68	11.18	15.37	15.18	15.87	MgO
11.72	11.24	11.47	11.19	9.79	10.18	9.90	9.45	10.00	11.44	11.31	11.56	CaO
0.35	0.23	0.30	0.25	0.59	0.60	0.66	0.58	0.58	0.44	0.42	0.47	Na₂O
0.18	0.15	0.31	0.16	0.28	0.26	0.25	0.21	0.29	0.25	0.23	0.23	K₂O
0.55	0.53	0.47	0.32	0.85	0.75	0.46	0.64	0.6	1.02	0.75	0.4	F
99.17	96.46	96.94	98.35	97.97	95.66	96.38	95.82	95.45	98.75	98.10	99.27	Total
O# 23
7.645	7.881	7.653	7.714	7.468	7.473	7.468	7.408	7.441	7.544	7.601	7.458	Si
0.039	0.033	0.055	0.031	0.084	0.069	0.058	0.085	0.064	0.042	0.041	0.026	Ti
0.457	0.403	0.455	0.398	0.792	0.878	0.858	0.838	0.876	0.587	0.592	0.601	Al
0.019	0.00	0.014	0.07	0.00	0.00	0.003	0.09	0.005	0.00	0.00	0.01	Cr
1.085	1.014	1.144	0.952	2.178	2.091	2.153	2.198	2.061	1.403	1.432	1.416	Fe⁺²
0.192	0.179	0.202	0.169	0.385	0.369	0.380	0.383	0.364	0.248	0.252	0.250	Fe⁺³
0.073	0.037	0.034	0.093	0.025	0.034	0.033	0.044	0.036	0.129	0.064	0.116	Mn
3.730	3.717	3.672	2.951	2.472	2.421	2.439	2.417	2.519	3.288	3.267	3.369	Mg
1.762	1.736	1.770	1.685	1.599	1.665	1.609	1.583	1.643	1.759	1.750	1.764	Ca
0.095	0.064	0.084	0.068	0.174	0.178	0.194	0.171	0.172	0.122	0.118	0.130	Na
0.032	0.028	0.057	0.029	0.054	0.051	0.048	0.041	0.056	0.046	0.042	0.042	K
15.127	15.092	15.141	15.097	15.229	15.228	15.242	15.211	15.228	15.168	15.160	15.172	Total
0.25	0.27	0.26	0.56	0.54	0.55	0.54	0.55	0.34	0.33	0.32	0.33	Fe/(Fe+Mg)
77.46	78.56	76.25	75.61	53.16	53.65	53.12	52.37	55	70.09	69.52	70.40	Mg #

جدول 5- نتایج آنالیز نقطه‌ای بیوتیت‌های موجود در سنگ‌های پلوتونیک مافیک منطقه به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Gabbro (HGT2)					Norite (HK5)					Sample
36.72	36.55	36.97	37.11	36.83	36.59	36.57	36.98	36.25	36.47	SiO₂
3.74	3.55	3.60	3.20	3.46	3.71	3.57	4.17	4.20	3.89	TiO₂
14.20	14.33	14.42	14.98	14.92	14.63	14.40	14.63	14.46	14.38	Al₂O₃
17.909	17.994	15.274	15.215	15.028	16.456	16.838	16.49	16.617	16.362	FeO
3.161	3.176	2.696	2.685	2.652	2.904	2.972	2.910	2.933	2.888	Fe₂O₃
0.23	0.20	0.33	0.46	0.30	0.00	0.28	0.00	0.00	0.00	MnO
9.66	9.46	12.20	12.26	11.97	11.30	9.81	11.54	11.72	11.22	MgO
0.26	0.25	0.09	0.05	0.04	0.03	0.28	0.00	0.03	0.06	CaO
0.04	0.06	0.06	0.14	0.13	0.10	0.13	0.06	0.06	0.08	Na₂O
9.14	9.06	10.26	10.11	10.19	10.05	8.81	10.22	10.10	9.95	K₂O
0.44	1.02	1.45	1.44	1.17	1.00	1.50	1.01	1.17	1.13	F
95.42	93.65	95.90	96.21	95.52	95.77	93.66	97.00	96.38	95.30	Total
O# 22
5.68	5.70	5.61	5.60	5.60	5.58	5.69	5.57	5.51	5.59	Si
0.89	0.42	0.41	0.36	0.40	0.43	0.42	0.47	0.48	0.45	Ti
2.30	2.63	2.58	2.66	2.67	2.63	2.64	2.60	2.59	2.60	Al
2.193	2.235	1.938	1.921	1.192	2.099	2.193	2.074	2.108	2.099	Fe⁺²
0.387	0.395	0.342	0.339	0.338	0.371	0.387	0.366	0.372	0.371	Fe⁺³
0.06	0.03	0.04	0.06	0.04	0.00	0.04	0.00	0.00	0.00	Mn
2.56	2.20	2.76	2.79	2.71	2.57	2.27	2.59	2.66	2.56	Mg
0.09	0.04	0.01	0.01	0.01	0.00	0.05	0.00	0.00	0.01	Ca
0.25	0.02	0.02	0.04	0.04	0.03	0.04	0.02	0.02	0.02	Na
1.69	1.80	1.99	1.95	1.98	1.96	1.75	1.96	1.96	1.95	K
15.43	15.48	15.69	15.70	15.68	15.67	15.47	15.65	15.70	15.65	Total
0.55	0.54	0.45	0.45	0.45	0.49	0.53	0.49	0.48	0.49	Fe/(Fe+Mg)

پلاژیوکلاز

ترکیب کانی‌شناسی پلاژیوکلازهای منطقه از بیتونیت تا آندزین متغیر است (شکل 11) که مقادیر CaO آن بین 42/8 تا 52/17، مقدار Na₂O آن نیز بین 7/1 تا 37/6 و مقدار آلومینیوم آن نیز 45/26 تا 6/32 بر حسب درصد وزنی متغیر است (جدول 6). مقادیر میانگین An 40 تا 84 درصد، Ab 15 تا 59 درصد و Or 1/0 تا 7/0 است.

فصل 1:شکل 11- تقسیم‌بندی پلاژیوکلازها بر اساس ترکیب شیمیایی (Deer et al., 1992)

جدول 6- نتایج آنالیز نقطه‌ای پلاژیوکلازهای موجود در سنگ‌های پلوتونیک مافیک منطقه به همراه محاسبه فرمول ساختاری آن‌ها

Gabbro	Gabbro (HGT2)			Olivine-gabbro (HNT1)								Sample
57.83	53.13	55.44	57.90	49.70	48.58	48.94		50.53	49.90	53.45	47.48	SiO₂
0.00	0.06	0.02	0.06	0.06	0.03	0.03		0.00	0.06	0.00	0.00	TiO₂
26.45	29.64	27.45	26.60	32.40	32.39	32.65		32.64	32.64	29.80	33.30	Al₂O₃
0.10	0.90	0.58	0.35	0.17	0.19	0.50		0.11	0.11	0.06	0.16	FeO
0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00		0.00	0.00	0.00	0.00	MnO
0.01	0.01	0.02	0.00	0.00	0.02	0.01		0.00	0.00	0.01	0.01	MgO
8.67	11.93	9.89	8.42	15.90	15.92	16.23		15.04	15.86	12.65	17.52	CaO
6.37	4.82	5.55	6.82	2.93	2.49	2.48		3.14	2.76	4.44	1.78	Na₂O
0.23	0.14	0.02	0.02	0.04	0.05	0.03		0.02	0.04	0.08	0.01	K₂O
99.67	100.63	99.33	99.20	99.58	99.68	100.88		101.48	101.39	101.03	100.27	Total
												O# 8
2.597	2.400	2.515	2.590	2.248	2.231	2.226	2.271		2.250	2.402	2.177	Si
0.000	0.002	0.001	0.002	0.002	0.002	0.001	0.001		0.000	0.000	0.000	Ti
1.400	1.579	1.468	1.402	1.729	1.754	1.750	1.729		1.735	1.579	1.800	Al
0.004	0.034	0.022	0.013	0.006	0.007	0.019	0.004		0.004	0.023	0.006	Fe
0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000		0.000	0.000	0.000	Mn
0.000	0.001	0.014	0.000	0.000	0.001	0.001	0.000		0.000	0.001	0.001	Mg
0.417	0.578	0.481	0.404	0.772	0.783	0.791	0.724		0.766	0.609	0.861	Ca
0.555	0. 422	0.488	0.591	0.257	0.222	0.219	0.274		0.241	0.387	0.158	Na
0.013	0.008	0.012	0.001	0.002	0.003	0.002	0.001		0.002	0.005	0.001	K
4.987	5.023	5.000	5.003	5.016	5.003	5.008	5.002		5.002	5.004	5.003	Total
42.33	57.34	49.03	40.56	74.87	77.67	78.16	72.47		75.91	60.83	84.41	An %
56.34	41.86	49.74	59.33	24.92	22.02	21.64	27.42		23.88	38.66	15.49	Ab %
1.33	0.8	1.23	0.11	0.21	0.3	0.2	0.11		0.21	0.51	0.1	Or %

ادامه جدول 6.

Quartz-norite (N1)					Norite (HK5)				Sample
52.04	50.80	53.60	50.20	48.42	53.34	53.33	53.44	53.49	SiO₂
0.06	0.06	0.10	0.00	0.00	0.06	0.07	0.03	0.07	TiO₂
27.79	30.42	28.30	32.60	31.41	29.48	30.15	30.34	29.82	Al₂O₃
0.15	0.10	0.05	0.10	0.12	0.10	0.00	0.00	0.04	FeO
0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.76	0.54	0.39	0.40	MnO
0.00	0.02	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	MgO
10.69	13.57	11.00	11.50	14.86	12.40	12.24	12.06	12.08	CaO
5.52	4.07	5.25	4.50	2.91	4.77	4.67	5.04	4.82	Na₂O
0.12	0.08	0.16	0.07	0.08	0.09	0.10	0.12	0.08	K₂O
98.37	99.12	98.43	99.08	97.80	101.00	101.10	101.42	100.80	Total
									O# 8
2.480	2.334	2.458	2.296	2.262	2.403	2.394	2.391	2.406	Si
0.002	0.002	0.003	0.000	0.000	0.002	0.002	0.001	0.002	Ti
1.503	1.647	1.531	1.759	1.729	1.565	1.595	1.600	1.581	Al
0.006	0.004	0.002	0.004	0.005	0.004	0.000	0.000	0.002	Fe
0.001	0.001	0.001	0.000	0.029	0.021	0.015	0.015	0.015	Mn
0.000	0.001	0.001	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	Mg
0.526	0.688	0.540	0.564	0.744	0.598	0.589	0.578	0.582	Ca
0.491	0.363	0.467	0.399	0.264	0.417	0.406	0.437	0.420	Na
0.007	0.005	0.004	0.005	0.005	0.005	0.006	0.007	0.005	K
5.015	5.024	5.011	5.026	5.008	5.023	5.012	5.030	5.013	Total
51.36	65.15	53.41	58.26	73.44	58.62	58.84	56.55	57.79	An %
47.94	34.37	46.19	41.21	26.06	40.88	40.55	42.75	41.70	Ab %
0.7	0.48	0.4	0.53	0.5	0.5	0.61	0.7	0.51	Or %

دما و فشارسنجی گابروها

سعی شده است تا به کمک نتایج حاصل از آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها به تعیین اوج فشار و دما در زمان تبلور سنگ‌ها پرداخته شود. بدین منظور نخست با بررسی‌های دقیق سنگ‌شناختی، مجموعه کانی‌های در حال تعادل این سنگ‌ها مشخص شد که خود اساس دما و فشارسنجی است. پس از این مرحله با توجه به آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها به تعیین فشار و دمای تشکیل سنگ‌ها پرداخته شد. نتایج دما و فشار از روش‌های مختلف به‌دست آمده، که به‌صورت زیر ارائه می‌شود.

فشارسنجی

فشارسنجی کلینوپیروکسن

برخی از پژوهشگران نظیر Wass (1979) پیشنهاد کرده‌اند که نسبت‌های Al^VI/Al^IV،Ti+Al^IV/Si و TiO₂/(Mg/Mg+Fe) در پیروکسن‌ها می‌تواند به‌عنوان فشارسنج به‌کار گرفته شود. در نمودار Al^VI/Al^IV نمونه‌های منطقه در گستره‌ای با فشار پایین تا فشار متوسط یعنی در گستره سنگ‌های آذرین قرار می‌گیرند (شکل 12- الف). همچنین در ساختار کلینوپیروکسن‌ها، Cr در تعادل با Al^VI است و نسبت 100*Cr/Cr + Al^VI در پیروکسن‌ها با فشار رابطه‌ای مستقیم دارد (Nimis and Taylor, 2000). به‌طوری که کلینوپیروکسن‌های غنی از Al در فشار پایین‌تر نسبت به نمونه‌های فقیر از Al تشکیل شده‌اند (Foley and Venturelli, 1989; Liu et al., 2000). با توجه به بالا بودن مقدار Al در نمونه‌های مورد بررسی می‌توان گفت که کلینوپیروکسن‌های گابروی سرابی در فشار پایین تشکیل شده‌اند. محتوای Al در کلینوپیروکسن‌ها در فشار بالا با واکنش 1 و در فشار پایین با واکنش 2 کنترل می‌شود.

NaAlSi₃O₈ = NaAlSi₂O₆ +SiO₂ (1)

CaAl₂Si₂O₈ = CaAl₂SiO₆ + SiO₂ (2)

برای تعیین عمق مخزن ماگمایی از Al موجود در ساختار پیروکسن‌ها استفاده شده است. پژوهشگرانی از جمله Helz (1973) تأکید کرده‌اند که توزیع آلومینیوم در موقعیت‌های چهار وجهی و هشت وجهی کلینوپیروکسن‌ها معیار مناسبی برای برآورد مقدار آب ماگما و میزان فشار حاکم بر محیط تشکیل سنگ‌های آذرین دارد. با این مدل، فشار 5 کیلوبار که پیروکسن‌ها در آن متبلور شده‌اند و نیز چنان‌که در شکل دیده می‌شود مقدار آب ماگما کمتر از 10 درصد است (شکل 12- ب). بنابراین می‌توان گفت کلینوپیروکسن‌ها از یک ماگمای مادر در فشار حدود 5 کیلوبار متبلور شده‌اند.

کلینوپیروکسن- پلاژیوکلاز

دو معیار مهم برای استفاده از این فشارسنج در سنگ‌های گابرویی منطقه سرابی عبارتند از الف) پاراژنز کانی‌های هم‌زیست مناسب Cpx+Qtz+Pl، ب) شرایط P-T منطبق با معیارهای استفاده شده برای کالیبراسیون فشارسنج McCarthy و Patino Douce (1998). فشار تبلور ماگما، با استفاده از کالیبراسیون Mccarthy و Patino Douce (1998) از معادله زیر محاسبه می‌شود:

P(kbar) = [5.066 ± 0.760 + ((1300 ± 800/T) - LnK) / (276±16)] .T±2.5,

یا:

P = {(6.330 [± 0.116] − lnK) / 301 [± 9]}·T [± 1.0 kbar], K= α_An(Pl)/α_Cats(Cpx)

فشار محاسبه شده کم و بیش برابر با 5/5 تا 5/6 کیلوبار است، در این صورت با جایگزینی توده نفوذی در عمق حدود 18 کیلومتر مطابقت دارد.

دماسنجی

در زیر انواع دماسنج‌های به‌کار رفته برای تعیین دمای نمونه‌های گابرویی منطقه بررسی می‌شود.

کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن

یک روش متفاوت و موفق برای دست‌یابی به دماسنج ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن توسط Lindsley (1983) پیشنهاد شده ‌است. او تعادلات فازی پیروکسن‌ها را برای محدوده دمایی 800-1200 درجه‌سانتیگراد و برای فشارهای تا حدود 15 کیلوبار تعیین نموده است. ایزوترم‌های سولووسی ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن هم‌زیست به‌صورت ترسیمی در چهار ضلعی
En-Fs-Di-Hd نشان داده شده است که تأثیر فشار به حدود کمتر از 8 درجه سانتیگراد در هر کیلوبار می‌رسد و برای روابط سولوسی تحت فشارهای یک اتمسفر و 5، 10 و 15 کیلوبار با استفاده از برون‌یابی برای فشارهای مابین این فشارها ارائه شده است. با استفاده از روش سولوس لیندسلی در فشار 5 کیلوبار برای سنگ‌های الیوین‌گابرو دمای1200 تا 1300 و برای گابروها دمای 900 تا 1100 درجه‌ سانتیگراد را می‌دهد (شکل 13).


شکل 12- نمودارهای مربوط به استفاده از شیمی کانی کلینوپیروکسن در الف) برآورد کلی فشار تبلور کلینوپیروکسن و ب) بررسی فشار و مقدار آب موجود در ماگما (Coltorti et al., 2007)

شکل 13- تعیین دمای تعادل بین کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن هم‌زیست در گابروهای منطقه (Coltorti et al., 2007)

آمفیبول- کلینوپیروکسن

یکی از روش‌های دماسنجی بر پایه تبادل کاتیون‌های Mg و Feبین کانی‌های آمفیبول و کلینوپیروکسن هم‌زیست است (Anderson, 1997). این روش، دمای تعادل این دو کانی را تخمین می‌زند. از آنجایی که به برقراری تعادل کامل ترمودینامیکی پیرامون بلور اطمینان بیشتری می‌توان داشت، بنابراین از ترکیب این کانی‌ها در حاشیه بلور استفاده شده است (شکل 14). با استفاده از این روش دمای تعادلی این دو کانی در نمونه‌های گابرویی حدود 850 تا 920 درجه‌سانتیگراد است. بر اساس دماسنجی با استفاده از کلینوپیروکسن‌ها، گابروهای منطقه محدوده دمایی از 900 تا 1300 درجه‌سانتیگراد دارند و با توجه به نوع سنگ، قابل توجیه است. بر این اساس، دمای شروع تبلور نمونه‌های گابرویی منطقه، حدود 1300 درجه‌ سانتیگراد بوده است.

شکل 14- تعیین دمای تعادل بین کلینوپیروکسن و آمفیبول هم‌زیست در نمونه گابرو (Coltorti et al., 2007)

تعیین محیط تکتونیکی و سری ماگمایی

سری ماگمایی و محیط تکتونیکی با بهره گرفتن از ترکیب کانی‌های کلینوپیروکسن، بیوتیت و آمفیبول تعیین شده است.

تعیین محیط تکتونیکی با استفاده از بیوتیت

بیوتیت‌های ماگمایی در مراحل میانی و نهایی انجماد ماگما، هم‌زمان با هورنبلند و پلاژیوکلاز (با ترکیب حد واسط) متبلور می‌شوند (Nachite, 1986). در نمودار سه‌تایی ناچیت 10*TiO₂-MgO-(FeO+MnO) گستره بیوتیت اولیه حاصل از تبلور ماگما (A)، بیوتیت‌های حاصل از دگرسانی (B) و بیوتیت‌های حاصل ازتبلور دوباره (C) از هم متمایز شده است. با توجه به شکل 15- الف، بیوتیت‌های مورد مطالعه از نوع بیوتیت‌های اولیه، حاصل تبلور ماگمایی، هستند که به ‌صورت خودشکل در مقاطع دیده می‌شوند. ترکیب بیوتیت‌ها در سنگ‌ها تابع ترکیب ماگمای مولد، فوگاسیته اکسیژن، دمای مذاب و خاستگاه ماگما است. برای برآورد کلاسیکی چگونگی شرایطی که طی آن سنگ‌های ماگمایی میزیان تشکیل می‌شوند از ترکیب بیوتیت‌ها استفاده می‌شود. بنابراین، ترکیب شیمیایی بیوتیت‌های ماگمایی بازتاب دهنده‌ شرایط تبلور ماگمایی است. برای تعیین ترکیب شیمیایی و محیط تشکیل ماگمای سازنده میکاها از دو تقسیم‌بندی Nachite (1986) و Abdel Rahman (1994) استفاده شده است (شکل 15). برای تعیین سرشت ماگمای سازنده میکاها از تقسیم‌بندی Nachite (1986) بهره گرفته شد. چنانچه مشاهده می‌شود، میکاهای منطقه در این نمودار در قلمرو نیمه‌قلیایی قرار می‌گیرند. تقسیم‌بندی Abdel Rahman (1994) تا حدی بیوتیت ماگمای پرآلومینیومی را از بیوتیت ماگماهای شبه آلومینیومی جدا می‌کند. در این رده‌بندی تمامی بیوتیت‌ها غنی از Al با نسبت بالای Fe/Mg وابسته به ماگمای پرآلومینیومی در نظر گرفته شده‌اند و مقدار Al بیوتیت متبلور شده، مشخص کننده میزان ماهیت پرآلومینیومی آبگون است. بررسی‌ها نشان می‌دهند که قلمرو پایداری بیوتیت‌های غنی از آلومینیوم در دماهای پایین بسیار گسترده است، در حالی‌که منطقه پایداری Ti و Mg با افزایش دما افزایش می‌یابد (Patino Douce, 1993). مقادیر پایین Al در بیوتیت‌ها نتیجه‌ پایداری پایین Al در بیوتیت با افزایش دماست. در شکل 15- پ و ت، بیوتیت‌های مورد مطالعه در گستره کالک‌آلکالن قرار گرفته‌اند، گستره کالک‌آلکالن معادل با دو گستره شبه قلیایی و کالک‌آلکالن است. با استفاده از این رده‌بندی می‌توان محیط زمین‌ساختی ماگمای سازنده میکاها را مشخص کرد که نمونه‌ها در گستره بیوتیت‌های کالک‌آلکالن مناطق کوه‌زایی قرار می‌گیرند.

شکل 15- الف) تعیین نوع بیوتیت‌های اولیه، با تبلور دوباره و ثانویه؛ ب) تعیین سری ماگمایی توسط روش Nachite (1986)،
پ و ت) تعیین سری ماگمایی با روش (Abdel Rahman, 1994)

تعیین محیط زمین‌ساختی و سری ماگمایی با استفاده از کلینوپیروکسن

دامنه گسترده ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها در انواع سنگ‌های آذرین می‌تواند بیانگر سرشت خاستگاه ماگمای این کانی‌ها باشد. کلینوپیروکسن مقاوم‌ترین کانی این سنگ‌ها در برابر دگرسانی است. آنالیز نقطه‌ای این کانی‌ها، نوع ماگما و محیط ژئودینامیکی آن را تعیین می‌کند. از نمودار SiO₂/Al₂O₃ از Lebas (1962) و Ti/Ca+Na از Leterrier و همکاران (1982) برای تعیین نوع ماگما استفاده شد که ماگمای موجود در منطقه از نوع ساب‌آلکالن و از نوع تولیئتی است. در نمودارهای فوق، پیشنهاد شده است که اوژیت، اوژیت کلسیک و دیوپسید دارای ویژگی‌های کالک‌آلکالن هستند. اوژیت و اوژیت کلسیم‌دار فقط در سنگ‌های با Al کم تشکیل می‌شوند. در آبگون‌های غنی از پتاسیم، نخست لابرادوریت متبلور می‌شود و با حضور لابرادوریت، فعالیت آلومینیوم کاهش می‌یابد و دیوپسید شروع به تبلور می‌کند. ولی در آبگون‌های با میزان پتاسیم پایین، نخست اوژیت و بایتونیت و سپس دیوپسید با تبلور هورنبلند و فلوگوپیت متبلور خواهد شد. در نمودار SiO₂/Al₂O₃ ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها، ماگماتیسم نیمه قلیایی را نشان می‌دهند (شکل 16- الف) در حالی که در نمودار
Ti-Ca+Na کلینوپیروکسن‌ها گرایشی به ماگمای تولئیتی را نشان می‌دهند (شکل 16- ب). با توجه به ترسیم نمونه‌های کلینوپیروکسن در نمودار (F1-F2) ازNisbet و Pearce (1977)، (شکل 16- ت) در گستره VAB و OFB قرار می‌گیرند. اما با توجه به زمین‌ساخت منطقه، محیط VAB محتمل‌تر است. مقادیر Ti و Al در ترکیب شیمی کلینوپیروکسن، رابطه مستقیم با فعالیت سیلیس ماگما تشکیل‌دهنده دارند (Lebas, 1962). کانی‌های کلینوپیروکسن، با مقادیر کم Ti از ماگمای غنی از سیلیس تشکیل شده‌اند. به نظر می‌رسد مقدار کم Ti و Al و مقادیر بالای Si در کانی کلینوپیروکسن منطقه ویژگی نیمه قلیایی این سنگ‌ها را نشان دهد، نسبت بالای Si و مقادیر کم Ti و Al در ماگماهای نیمه قلیایی در مقایسه با انواع قلیایی و فوق قلیایی به‌علت فعالیت بالای سیلیس aSiO₂ در ترکیب ماگماهای نیمه قلیایی است (Lebas, 1962) که باعث افزایش مقدار Si و کاهش Al در جایگاه چهار وجهی کلینوپیروکسن شده و در نتیجه تفاوت بار یونی توسط مقادیر کم Ti در جایگاه هشت‌وجهی جبران شده است.

شکل 16- الف) نمودار تعیین سری ماگمایی که نمونه‌ها در محدوده نیمه قلیایی قرار می‌گیرند، ب) تقسیم‌بندی نمونه‌های نیمه قلیایی، نمونه‌ها در محدوده تولئیتی قرار می‌گیرند و ت) تعیین محیط تشکیل کلینوپیروکسن با استفاده از پارامترهای F1 و F2:

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 5 0.0029 * MgO + 0.085 * CaO + 0.0160 * Na₂O

OFB: Ocean-Floor Basalts

WPA: Whthin Plate Alkalie Basalts

VAB: Volcanic Arc Basalts

WPT: Within Plate Tholeiitic Basalts

تعیین محیط تکتونوماگمایی با استفاده از آمفیبول

از ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آمفیبول‌ها که بیشتر بر پایه بررسی‌های بیگانه‌سنگ‌های گوشته‌ای حاصل شده، برای مقایسه ویژگی‌های دگرنهادی محیط تکتونوماگمایی مختلف به‌ویژه محیط‌های فرورانش (subduction) و میان‌صفحه‌ای (intraplate) است (Coltorti et al., 2007). آمفیبول‌های وابسته به فرورانش Na₂O و TiO₂ پایین‌تری نسبت به انواع میان صفحه‌ای (I-Amph) دارند. بر اساس نمودار طبقه‌بندی تکتونوماگمایی Coltorti و همکاران (2007)، آمفیبول‌های منطقه در گستره آمفیبول‌های وابسته به محیط فرورانش (S-Amph) قرار می‌گیرند (شکل 17).

نتیجه‌گیری

ترکیب الیوین موجود در سنگ‌ها، کریزولیت و کلینوپیروکسن نزدیک به اوژیت است. ترکیب ارتوپیروکسن از برونزیت تا فروهیپرستن متغیر است. ترکیب آمفیبول‌های اولیه، هورنبلند و آمفیبول‌های ثانویه، ترمولیت هستند. ترکیب میکای سیاه در حد بیوتیت و ایستونیت تا سیدروفیلیت است. ترکیب پلاژیوکلازها از بایتونیت تا آندزین متغیر است. با توجه به اینکه الیوین‌گابرو‌ها در سری تبلور بوون زودتر از گابروها متبلور می‌شوند،‌ بنابراین مقدار منیزیوم الیوین‌های گابروهای الیوین‌دار بیشتر از گابروهای معمولی است. همچنین این تغییرات در مقدار منیزیم کلینوپیروکسن‌های منطقه نیز مشاهده می‌شود. دمای تبلور گابروهای منطقه در محدوده دمایی حدود 900 تا 1300 درجه‌سانتیگراد است. این سنگ‌ها در فشار حدود 5-6 کیلوبار معادل عمق 15-20 کیلومتر متبلور شده‌اند. این سنگ‌ها دارای ماهیت کالک‌آلکالن تا تولئیتی هستند و محیط تشکیل آن‌ها یک قوس آتشفشانی است.

شکل 17- نمودار طبقه‌بندی تکتونوماگمایی آمفیبول‌ها که آمفیبول‌های منطقه در گستره آمفیبول‌های وابسته به محیط فرورانش (S-Amph) قرار می‌گیرند (Coltorti et al., 2007)

مراجع

اشراقی، ص. ع. و محمودی، م.، (1382) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 تویسرکان و گزارش حاشیه آن. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

ایرانی، م. (1372) بررسی پترولوژی توده گرانیتی الوند و هاله دگرگونی آن. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران.

ترکیان، ا. (1374) مطالعه پتروگرافی و پتروفابریکی پگماتیت‌های الوند (همدان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، ایران.

زرعیان، س.، فرقانی، ع. و فیاض، ه. (1350) توده گرانیتی الوند و هاله دگرگونی آن. نشریه دانشکده علوم دانشگاه تهران 3(4): 37-47.

زرعیان، س.، فرقانی، ع. و فیاض، ه. (1351) توده گرانیتی الوند و هاله دگرگونی آن. نشریه دانشکده علوم دانشگاه تهران 4(1): 23-28.

زرعیان، س.، فرقانی، ع. و فیاض، ه. (1351) توده گرانیتی الوند و هاله دگرگونی آن. نشریه دانشکده علوم دانشگاه تهران 4(3): 83-90.

زرعیان، س.، فرقانی، ع. و فیاض، ه. (1351) توده گرانیتی الوند و هاله دگرگونی آن. نشریه دانشکده علوم دانشگاه تهران 4(4): 97-106.

زرعیان، س.، فرقانی، ع. و فیاض، ه. (1352) توده گرانیتی الوند و هاله دگرگونی آن. نشریه دانشکده علوم دانشگاه تهران 5(3 و 4): 49-54.

زرعیان، س.، فرقانی، ع. و فیاض، ه. (1353) توده گرانیتی الوند و هاله دگرگونی آن. نشریه دانشکده علوم دانشگاه تهران 6(1): 4-33.

سازمان جغرافیایی ارتش (1354) نقشه توپوگرافی 1:50000 منطقه تویسرکان.

سپاهی‌گرو، ع. ا. (1378) پترولوژی مجموعه نفوذی الوند با نگرش ویژه بر گرانیتوییدها. رساله دکتری پترولوژی، دانشگاه تربیت معلم تهران، ایران.

شهبازی، ح. (1389) پترولوژی مجموعه سنگ‌های آذرین و میگماتیت‌های کمپلکس الوند و توده نفوذی آلموقلاغ همدان و ارتباط ژنتیکی بین آن‌ها. رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران.

ولی‌زاده، م. و. (1353) بررسی سنگ‌شناسی و شیمی کانی‌شناسی کمپلکس الوند (همدان). نشریه دانشکده علوم دانشگاه تهران 6(1): 14-29.

هادی‌پور جهرمی، م. (1373) متامورفیسم و ماگماتیسم منطقه همدان- ملایر-تویسرکان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت معلم (خوارزمی)، تهران، ایران.

Abdel Rahman, A. M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline and peraluminous magmas. Journal of Petrolology 35: 525-541.

Alavi, M. (1994) Tectonics of Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics 229: 211-238.

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science 304: 1-20.

Amidi, M. and Majidi, B. (1977) Explanatory text of Hamedan quadrangle map. 1:250000 (unpublished internal report) Geological Survey of Iran, Tehran.

Anderson, J. L. (1997) Status of thermobarometry in granitic batholiths, Transactions of Royal Society Edinburgh. Earth Science 87: 125-138.

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.

Cornelis, K. and Cornelius, S. H. (1985) Manual of mineralogy. Jonh Wiley and Sons, New York.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the rock forming minerals. Longman, London.

Foley, S. F. and Venturelli, G. (1989) High K₂O rocks with high MgO, High SiO₂ affinities. In: Crawford, A. J. (Ed.): Boninites and related rocks. Unwin Hyman London, 72-88.

Foster, M. D. (1960) Interpretation of the composition of trioctahedral micas. Geological Survey of United States 354B: 1-49.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at P_H2O= 5 kb as a function of oxygen fugacity. Journal of Petrolology 17: 139-193.

Kretz, R. (1983) Symbols for rocks forming minerals. American Mineralogist 68: 227-279.

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.

Lebas, N. J. (1962) the role of aluminous in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260: 267-88.

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 Planettary Science Letters 59: 139-154.

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

Liu, T. C., Chen, B. R. and Chen, C. H. (2000) Melting experiment of a Wannienta basalt in the Kuanyinshan area, northern Taiwan. Journal of Asian Earth Sciences 18: 519-531.

Mccarthy, T. C. and Patino Douce, A. E. (1998) Empirical calibration of the silica-Ca-tschermak’s anorthite (SCAn) geobarometer. Journal of Metamorphic Geology 16: 675-686.

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence andcontinental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397-412.

Nachite, H. (1986) Contribution an l e´ tude analytique ET experimental des biotites des granitoids applications typologiques. These de Doctorat De L’Univesite´ de Bretagne accidentale, Brest, France.

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

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene composition of mafic lavas from different tectonicsettings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63: 161-173.

Patino Douce, A. E. (1993) Titanium substitution in biotite: an empirical model with applications to thermometry, O₂ and H₂O barometries and consequences form biotite stability. Chemical Geology 108: 133-162.

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. J. and Vousoughi-Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochoronology of Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668-683.

Valizadeh, M. V. and Cantagral., J. M. (1975) Premies donne'es radiometriques (K-Ar) et (Rb-Sr) sur les micas du complex du Mont d'Alvand Pre's d'Hamadan, Iran occidental, Comptes Rudes Academic Science Paris, serie D. 281: 1083-1086.

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

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 826

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,554

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

مطالعه شیمی‌کانی، دما- فشارسنجی و جایگاه تکتونیکی سنگ‌های نفوذی منطقه سرابی تویسرکان (استان همدان)