ویژگی ماگمایی و شرایط تبلور گابروهای گشت- ماسوله (شمال ایران) برپایة ترکیب کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن

رضائی, لیلا; مؤذن, محسن; تیمرمن, مارتین

doi:10.22108/ijp.2020.119832.1151

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,677
تعداد مقالات	13,683
تعداد مشاهده مقاله	31,761,755
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,553,297

ویژگی ماگمایی و شرایط تبلور گابروهای گشت- ماسوله (شمال ایران) برپایة ترکیب کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن

پترولوژی

مقاله 9، دوره 10، شماره 3 - شماره پیاپی 39، آذر 1398، صفحه 131-148 اصل مقاله (2.38 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2020.119832.1151

نویسندگان

لیلا رضائی¹؛ محسن مؤذن^* ¹؛ مارتین تیمرمن²

¹گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

²انستیتو علوم زمین، دانشگاه پتسدام، پتسدام، آلمان

چکیده

رشته کوه البرز بخشی از کوهزایی آلپ- هیمالیاست که هنگام کوهزایی سیمیرین و در پی حرکت‌های رو به شمالِ میکروپلیت ایران مرکزی به‌سوی اوراسیا پدید آمده و با گذر از دوران‏‌های زمین‏‌شناسی دچار رویدادهای گوناگونِ کششی و فشارشی از زمان تریاس پایانی تا ولکانیسم‏‌های اخیر شده است. گابروهای کومولایی و ایزوتروپ منطقه گشت- ماسوله در البرز به‌صورت توده‏‌های کوچک در سنگ‏‌های رسوبی دگرگون‌شدة پالئوزوییک و رسوب‌های مزوزوییک در نزدیکی سه روستای چپول، گیلونده‏‌رود و زودل برونزد دارند. ماگمای سازندة این گابروها با ویژگی کالک‏‌آلکالن در یک پهنة زمین‌ساختیِ تحولی مرتبط با کمان و نیز مرتبط با کشش پدید آمده است. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در این گابروها، _9-4 Fs _49-43 En _51-47 Wo و از نوع دیوپسید است. ارتوپیروکسن نیز از نوع انستاتیت با ترکیب _28-20Fs _79-71 En _3-0Wo است. میزان TiO₂ کم در ترکیب کلینوپیروکسن نشانة تهی‏‌شدگی ماگمای مادر این سنگ‏‌ها در هنگام رویداد فرورانش‏‌های پیشین در شمال ایران است. محاسبه‌های دماسنجی به‌روش‌های گوناگون برپایة ترکیب پیروکسن نشان می‏‌دهد ماگمای مادر این گابروها در دماهای کمابیش کم (نزدیک به 800 درجة سانتیگراد) متبلور شده است. میزان کم Al₂O₃، Na₂O و Cr₂O₃ در کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن نشان می‏‌دهد تبلور ماگمای مادر این گابروها در فشار کم و در سطوح بالایی پوسته روی داده است.

کلیدواژه‌ها

پیروکسن؛ گابرو؛ گشت-ماسوله؛ البرز

اصل مقاله

رشته کوه‏‌های البرز در شمال ایران شواهدی از رخدادهای کهن زمین‏‌شناسی را در خود جای داده است. مهم‌ترین رویداد زمین‏‌شناسی در رشته کوه‏‌های البرز به فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس تتیس کهن در تریاس پایانی مربوط است (Adamia et al., 1981). در پی این رویداد، بلوک ایران به اوراسیا برخورد کرده است و رشته کوه‏‌های البرز پدید آمده‌اند (Baud et al., 1991; Saidi et al., 1997; Stampfli et al., 2002). اکلوژیت‏‌های شاندرمن در البرز از نشانه‌های بسته‌شدن این اقیانوس به‌شمار می‌روند (Moazzen et al., 2010; Omrani et al., 2013). در هنگام رویدادهای گوناگون زمین‏‌شناسی، ماگماتیسم فشارشی و کششی در البرز ادامه داشته است (Verdel et al., 2011; Shafeie et al., 2016). سنگ‏‌های گابرویی گشت- ماسوله در باختر فومن میان گشت و ماسوله در نزدیکی روستاهای چپول، گیلونده‏‌رود و زودل رخنمون دارند. برپایة اطلاعات نقشة 1:100000 بندر انزلی (Nazari et al., 2004)، این توده‌های مافیک دربردارندة سنگ‌های گابروی لایه‌ای و ایزوتروپ هستند. بررسی‌های پیشین پیدایش این سنگ‌ها را به سری توله‌ایتی در پهنة قاره‌ای (Hassanzadeh Estakhrbijari, 1997)، سری آلکالن حاشیة قاره‌ای را به بازشدگی زمان کرتاسه و حتی سنوزوییک (Kosari, 1997) و سری توله‌ایتی و وابسته به فرورانش ارتباط می‌دهند (Lashani, 2014; Khalatbari Jafari et al., 2016). بررسی‌های Rezaei و همکاران (2018) نشان می‌دهند این سنگ‏‌ها از ماگمایی با ویژگی ساب‏‌آلکالن (کالک‏‌آلکالن) در یک پهنة زمین‌ساختی وابسته به کمان و نیز وابسته به کشش پدید آمده‏‌اند. در این پژوهش، برای شناسایی نوع ماگمای مادر این سنگ‏‌ها، پهنة زمین‌شناسی پیدایش آنها و شرایط دما و فشار ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها، شیمی کانی کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن بررسی شده است.

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة گشت- ماسوله در شمال ایران در کوه‏‌های البرز باختری در طول‏‌های جغرافیایی "10'0°49 تا "10'11°49 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی "50'7°37 تا "0'11°37 شمالی جای دارد. برپایة نقشة 1:100000 بندر انزلی (Nazari et al., 2004)، توده‌های بازیک و الترابازیک در باختر فومن و میان گشت و ماسوله رخنمون دارند (شکل 1). برپایة اطلاعات این نقشه، توده‌های بازیک دربردارندة سنگ‌های گابروی کومولایی و ایزوتروپ هستند. در این نقشه، این سنگ‌ها همانند مجموعة افیولیتی دگرگون‌شدة اسالم- شاندرمن، به سن کامبرین پایانی- مزوزوییک آغازین (؟) دانسته شده‏‌اند، البته بررسی‌های صحراییِ این پژوهش نشان می‏‌دهند گابروها از سن پیشنهادی در این نقشه جوان‏‌تر هستند.

واحد فیلیتی از جنس شیل‌های نازک‌لایه و سنگ‌های ماسه‌ای متوسط‏‌لایه تا ضخیم‏‌لایه و سنگ‏‌های دگرگونی‌ از گروه‌های سنگی دربرگیرندة این توده‌ها هستند (Nazari et al., 2004). همچنین، در این نقشه، به‌ویژه در نزدیکی روستای زودل، بخشی از این توده‌های گابرویی در نزدیکی واحدهایی با سن ژوراسیک در سازند شال و شمشک رخنمون دارند. سنگ‌های ژوراسیک یادشده تناوبی از ماسه‏‌سنگ آرکوزی و کنگلومرای ناهمگن و سیلتستون به‌همراه آلکالی‌بازالت‌ها و اسپیلیت و نیز از شیل و سیلتستون و لایه‌های متوسط تا ضخیم آرنایت هستند. گمان می‌رود همبری توده‌ها با سنگ‌های ژوراسیک از نوع ناپیوستگی آذرین‌پی باشد. این توده‏‌ها در پی شرایط جوی دچار دگرسانی شده‏‌اند. دگرگونی و دگرریختی در این توده‏‌ها دیده نمی‏‌شوند؛ اما به‌دنبال رویدادهای زمین‌ساختی جوان دچار گسل‏‌خوردگی شده‏‌اند و دایک‏‌های دلریتی و دیوریتی آنها را قطع کرده‏‌اند. از آنجایی‌که پوشش گیاهی در این منطقه انبوه است، همبری این توده‌ها با واحدهای کناری دیده نمی‌شود (شکل‌های 2- A و 2- B).

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی منطقة گشت- ماسوله و جایگاه آن در نقشة ایران (برگرفته از نقشة 1:100000 بندرانزلی، سازمان زمین‏‌شناسی و اکتشافات معدنی ایران؛ Nazari و همکاران، 2004)

شکل 2- A) نمایی از رخنمون گابروها در روستای گیلونده‏‌رود؛ B) نمایی از رخنمون گابروها با لایه‏‌بندی آذرین در روستای زودل

همان‌گونه‌‌که Khalatbari Jafari و همکاران (2016) نیز به آن اشاره کرده‌اند، ازآنجایی‌که در این توده‏‌ها دگرریختی و دگرگونی دیده نمی‌شوند، پس این توده‏‌ها از سنگ‏‌های مافیکِ مجموعة اسالم- شاندرمن جوان‏‌تر هستند. از آنجایی‌که این توده‏‌ها در واحدهای شمشک و شال نیز رخنمون دارند پس چه‌بسا این توده‏‌ها از ژوراسیک جوان‏‌تر باشند.

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های نخستین و صحرایی، از نمونه‏‌هایی که دگرسانی کمتری داشتند شمار 18 مقطع نازک تهیه شد. شیمی کانی‏‌های ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن در 6 نمونه در مؤسسه علوم زمین دانشگاه پتسدام آلمان و مرکز تحقیقات علوم زمین GFZ پتسدام بررسی شد. تجزیة کانی‏‌ها در دانشگاه پتسدام با دستگاه ریزکاو الکترونی JEOL JXA-8200، برپایة ولتاژ شتاب‌دهندة kv 15، شدت جریان nA10 و پرتوی لیزر به اندازة μm 2 برای کانی کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن انجام شد. کلینوپیروکسن‏‌های تجزیه‌شده در GFZ مرکز تحقیقات علوم‌زمین پتسدام با دستگاه ریزکاو الکترونی JEOL Hyperprobe JXA-500F (ولتاژ شتاب‌دهندة kv 15، شدت جریان nA20 و پرتوی لیزر به اندازة μm 5/0) تجزیه شدند. دقت و صحت تجزیه‌ها با نمونه‏‌های استاندارد طبیعی مقایسه شدند.

سنگ‌نگاری

از دیدگاه بافتی، سنگ‏‌های گابرویی این منطقه به دو گروه کلیِ گابروهای کومولایی و گابروهای ایزوتروپ دسته‏‌بندی می‌شوند. گابروهای کومولایی بافت اورتوکومولوس دارند. در این گروه از گابروها، بیشتر کانی‏‌های کومولایی، دانه‏‌های درشت کلینوپیروکسن و الیوین هستند. ارتوپیروکسن در این سنگ‏‌ها بسیار کمیاب است و یا پدید نیامده است. پلاژیوکلاز کانی اینترکومولوس است و فضای میان کانی‏‌های کومولایی را پر می‏‌کند (شکل‌های 3- A و 3- B). همچنین، الیوین به‌صورت میانبار در کلینوپیروکسن دیده می‌شود (شکل 3- B). بیوتیت، کانی‏‌های کدر و آپاتیت از کانی‏‌های همراه به‌شمار می‌روند. شکل 2- A از تودة زودل گرفته شده است. همان‌گونه‌‌که در تصویر نمونة دستی (بخش پایین سمت راست تصویر) دیده می‏‌شود توده گابرویی زودل لایه‏‌بندی مودال نشان می‏‌دهد. در تصویر میکروسکوپی از این توده، لایه‏‌های روشن پیامد انباشتگی پلاژیوکلاز و لایه‏‌های تیره بیشتر دربردارندة کانی‏‌های کلینوپیروکسن، بیوتیت و کانی‏‌های اکسیدآهن و تیتانیم هستند (شکل 3- C). در این نمونه‏‌ها الیوین دیده نشد. برخی کلینوپیروکسن‌ها از حاشیه با آمفیبول‏‌های قهوه‏‌ای و سبز جایگزین شده‏‌اند. همچنین، آمفیبول به‌صورت ثانویه در حفره‌های کلینوپیروکسن‏‌ها پدید آمده است. الیوین‏‌ها از حاشیه و در سطح ترک‏‌ها ایدینگزیتی و نیز سرپانتینی شده‏‌اند. پلاژیوکلاز بیشتر سرسیتی و بیوتیت گاه از حاشیه با کلریت جایگزین شده است. از دیدگاه بافتی، گابروهای ایزوتروپ بافت افیتیک دارند و کانی‏‌شناسی آنها همانند نمونه‏‌های گابرویی کومولایی است. اندازة دانه‏‌ها در این نمونه‏‌ها متوسط تا درشت است (شکل 3- D).

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از: A، B) گابروی کومولایی منطقة گشت- ماسوله. پلاژیوکلاز کانی اینترکومولوس است و فضای میان دانه‏‌های درشت الیوین و کلینوپیروکسن را پر کرده است. در تصویر B، الیوین به‌صورت میانبار در کلینوپیروکسن دیده می‏‌شود؛ C) پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی در لایه‏‌های روشن است و کلینوپیروکسن، بیوتیت و اکسیدهای آهن و تیتانیم در لایه‏‌های تیره انباشته شده‌اند (گابروی سرشار از پلاژیوکلاز در روستای زودل؛ این تصویری از مقطع نازکِ نمونة دستی در شکل 2- A است)؛ D) گابروی ایزوتروپ منطقه گشت- ماسوله (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

داده‌های شیمی کانی پیروکسن

پیروکسن از فراوان‏‌ترین کانی‏‌های سازندة سنگ‏‌های ماگمایی است و ترکیب آن متناسب با ماگمایی که از آن متبلور می‏‌شود تغییر می‏‌کند. ازاین‌رو، برپایة ویژگی‏‌های یادشده، این کانی از کانی‏‌های مهم در بررسی ترکیب شیمیایی و شرایط تبلور ماگمایی است که از آن متبلور شده است (Kushiro, 1973; Bender et al., 1978). ترکیب کلینوپیروکسن برای شناسایی سری ماگمایی (Leterrier et al., 1982)، پهنة زمین‌ساختی (Nisbet and Pearce, 1977; Beccaluva et al., 1989) و دما و فشار تبلور سنگ‏‌های ماگمایی به‌کار می‏‌رود (Bertrand and Mercie, 1985; Brey and Köhler, 1990; Nimis and Taylor, 2000).

داده‏‌های ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در جدول 1 آورده شده‏‌اند. فرمول ساختاری پیروکسن برپایة 6 اتم اکسیژن و 4 کاتیون و مقدار Fe²⁺ و Fe³⁺ برپایة روش پیشنهادیِ Droop (1987) به‌دست آورده شده‌اند.

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‏‌ای با ریزکاو الکترونی برای کانی کلینوپیروکسن در گابروهای گشت- ماسوله، به‌همراه فرمول ساختاری برپایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آن. مقدار F₁ و F₂ برپایة روش پیشنهادیِ Nisbet و Pearce (1977) به‌دست آورده شده‌اند (Wo: Wollastonite؛ En: Enstatite؛ Fs: Ferrosilite؛ Mg#= Mg/(Mg+Fe²⁺)؛ n.a.: not analyzed؛ UP: University of Potsdam؛ GFZ: GeoForschungsZentrum Potsdam)

Rock Type	Cumulate gabbro									Isotropic gabbro
Location	Chapul		Gilvandehrud			Zudel				Gilvandehrud		Zudel
Sample No.	15FMN05A	16FMN66C	16FMN45A			16FMN20A				16FMN27		16FMN22D
Point No.	1	1- 2	1- L8	7	11- 1	1- L3	1- L10	2- L6	2- L9	3- L10	10	6- 2	6a- 3
Laboratory	UP	UP	UP	UP	UP	UP	UP	GFZ	GFZ	GFZ	UP	UP	UP
SiO₂	51.87	52.31	52.54	52.91	53.14	52.60	50.88	51.32	50.96	52.28	52.16	51.83	52.52
TiO₂	0.42	0.42	0.23	0.37	0.28	0.45	0.50	0.52	0.65	0.34	0.33	0.40	0.23
Al₂O₃	2.55	2.08	1.46	1.84	1.17	1.53	3.07	2.81	3.63	2.54	1.73	2.69	2.11
Cr₂O₃	0.37	0.17	0.11	0.13	0.07	0.05	0.15	0.16	0.11	0.29	0.12	0.28	0.81
FeO	5.81	6.10	6.77	5.39	6.60	5.56	5.22	4.76	5.75	5.29	7.95	4.86	4.21
MnO	0.09	0.16	0.15	0.14	0.17	0.19	0.14	0.10	0.16	0.12	0.22	0.11	0.10
MgO	15.65	15.87	15.76	16.40	15.80	15.63	15.85	15.69	14.47	15.71	14.95	16.55	16.89
CaO	23.12	23.35	22.26	23.42	22.48	23.83	23.07	23.23	23.10	22.99	22.46	22.90	23.10
Na₂O	0.32	0.19	0.42	0.18	0.39	0.21	0.22	0.19	0.33	0.23	0.31	0.22	0.22
K₂O	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	n.a.	n.a.	n.a.	0.00	0.00	0.00
NiO	0.04	0.00	0.02	0.00	0.02	0.00	0.01	n.a.	n.a.	n.a.	0.00	0.02	0.00
Sc₂O₃	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	0.02	0.04	0.03	n.a.	n.a.	n.a.
SrO	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	0.17	0.16	0.17	n.a.	n.a.	n.a.
Ce₂O₃	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	0.00	0.00	0.03	n.a.	n.a.	n.a.
Pr₂O₃	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	0.03	0.00	0.00	n.a.	n.a.	n.a.
Nd₂O₃	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	n.a.	0.03	0.04	0.03	n.a.	n.a.	n.a.
Total	100.24	100.66	99.71	100.79	100.13	100.05	99.12	99.03	99.39	100.06	100.21	99.85	100.19
Si	1.90	1.91	1.94	1.92	1.95	1.93	1.88	1.90	1.89	1.92	1.93	1.90	1.91
Ti	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01
Al	0.11	0.09	0.06	0.08	0.05	0.07	0.13	0.12	0.16	0.11	0.08	0.12	0.09
Cr	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01	0.02
Fe⁺³	0.08	0.07	0.08	0.06	0.05	0.06	0.09	0.05	0.04	0.04	0.07	0.08	0.06
Fe⁺²	0.10	0.11	0.13	0.10	0.15	0.11	0.07	0.09	0.13	0.12	0.17	0.07	0.07
Mn	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
Mg	0.85	0.86	0.87	0.89	0.87	0.86	0.87	0.87	0.80	0.86	0.82	0.90	0.92
Ca	0.91	0.91	0.88	0.91	0.88	0.94	0.91	0.92	0.92	0.90	0.89	0.90	0.90
Na	0.02	0.01	0.03	0.01	0.03	0.02	0.02	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	-	-	-	0.00	0.00	0.00
Ni	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	-	-	-	0.00	0.00	0.00
Sc	-	-	-	-	-	-	-	0.00	0.00	0.00	-	-	-
Sr	-	-	-	-	-	-	-	0.00	0.00	0.00	-	-	-
Ce	-	-	-	-	-	-	-	0.00	0.00	0.00	-	-	-
Pr	-	-	-	-	-	-	-	0.00	0.00	0.00	-	-	-
Nd	-	-	-	-	-	-	-	0.00	0.00	0.00	-	-	-
Total	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00
Mg #	82.76	82.27	80.58	84.43	81.02	83.38	84.40	85.46	81.77	84.11	77.03	85.87	87.72
Al ^IV	0.10	0.09	0.06	0.08	0.05	0.07	0.12	0.10	0.11	0.08	0.07	0.10	0.09
Al ^VI	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.02	0.05	0.03	0.00	0.01	0.00
Wo	48.72	48.37	46.82	47.91	46.61	49.14	49.17	48.99	49.56	47.90	47.14	47.93	47.82
En	45.89	45.74	46.14	46.69	45.59	44.87	47.01	46.04	43.20	45.55	43.66	48.21	48.64
Fs	5.40	5.89	7.04	5.40	7.80	5.99	3.82	4.97	7.24	6.54	9.21	3.86	3.55
F₁	- 0.83	- 0.83	- 0.82	- 0.83	- 0.83	- 0.85	- 0.82	- 0.82	- 0.85	- 0.82	- 0.83	- 0.81	- 0.81
F₂	- 2.40	- 2.42	- 2.41	- 2.44	- 2.44	- 2.43	- 2.38	- 2.39	- 2.41	- 2.42	- 2.42	- 2.41	- 2.41

F₁ =- 0.012 × SiO₂- 0.0807 × TiO₂ + 0.0026 × A1₂O₃- 0.0012 × FeO *- 0.0026 × MnO + 0.0087 × MgO- 0.0128 × CaO- 0.0419 × Na₂O

F₂ =- 0.0469 × SiO₂- 0.0818 × TiO₂- 0.0212 × A1₂O₃- 0.0041 × FeO*- 0.1435 × MnO- 0.0029 × MgO + 0.0085 × CaO + 0.0160 × Na₂O

سیلیسیم و کلسیم بالا و سدیم، آلومینیم، کروم و تیتانیم کم از ویژگی آشکار این کلینوپیروکسن‏‌ها هستند. عدد منیزیم (Mg#) این کلینوپیروکسن‏‌ها برای نمونه‏‌های کومولایی و ایزوتروپ برابربا 0/77 تا 7/87 است (جدول 1). ترکیب سازنده‌های پایانی کلینوپیروکسن در این گابروها به‌صورت _9-4 Fs _49-43 En _51-47 Wo است. تجزیة خطی (حاشیه- حاشیه) از این کلینوپیروکسن‏‌ها نشان می‏‌دهد تغییر شیمیایی روشنی از حاشیه تا مرکز و برعکس در این کانی دیده نمی‌شود و کلینوپیروکسن‏‌های این سنگ‏‌ها از دیدگاه ترکیب شیمیایی منطقه‌بندی ندارند. برپایة رده‌بندی Morimoto (1988)، این کلینوپیروکسن‏‌ها از گروه کلینوپیروکسن‏‌های Ca، Mg و Fe و فقیر از سدیم هستند و در محدودة ترکیبی دیوپسید جای دارند (شکل 4).

شکل 4- ترکیب کلینوپیروکسن‏‌های گابروهای گشت- ماسوله در نمودار رده‏‌بندی Morimoto (1988)

همان‌گونه‌‌که گفته شد، پیدایش ارتوپیروکسن در این سنگ‏‌ها بسیار کمیاب و اندازة دانه‏‌های آن کوچک است. تجزیة شیمیایی به‌صورت نقطه‏‌ای و در بخش‏‌های سالم کانی انجام شده است. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 2 آورده شده‏‌اند. عدد منیزیم (Mg#) این ارتوپیروکسن‏‌ها برای نمونه‏‌های کومولایی و ایزوتروپ برابر با 3/71 تا 8/76 است. ترکیب سازنده‌های پایانی ارتوپیروکسن در گابروهای بررسی‌شده‌ به‌صورت _28-20Fs _79-71 En _3-0Wo است. برپایة رده‏‌بندی پیشنهادیِ Morimoto (1988)، ترکیب ارتوپیروکسن‏‌های این سنگ‏‌ها انستاتیت است (شکل 4).

بحث

الف- شناسایی سری ماگمایی و پهنة زمین‌ساختی گابروها

کاربرد نمودار مقدار Al₂O₃ دربرابر SiO₂ کانی کلینوپیروکسن (Le Bas, 1962) برای شناسایی سری ماگماییِ سنگ‏‌های گابرویی گشت- ماسوله نشان می‏‌دهد این کلینوپیروکسن‏‌ها از یک ماگمای ساب‏‌آلکالن متبلور شده‏‌اند (شکل 5- A).

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای با ریزکاو الکترونی برای کانی ارتوپیروکسن گابروهای گشت- ماسوله، به‌همراه فرمول ساختاری برپایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‌های پایانی آن (UP: University of Potsdam)

Rock Type	Cumulate gabbro							Isotropic gabbro
Location	Gilvandehrud			Zudel				Gilvandehrud		Zudel
Sample No.	16FMN45A			16FMN20A				16FMN27		16FMN22D
Point No.	1 (inclusion in Cpx)	2	3	1 (Ol rim)	2	3	4	2	6	1	2
Laboratory	UP	UP	UP	UP	UP	UP	UP	UP	UP	UP	UP
SiO₂	54.12	54.35	54.00	54.64	55.30	54.30	53.82	53.51	53.64	54.19	53.93
TiO₂	0.25	0.14	0.05	0.09	0.01	0.07	0.09	0.22	0.25	0.00	0.05
Al₂O₃	1.20	1.21	1.27	0.47	0.17	0.89	1.04	1.19	1.13	0.97	0.68
Cr₂O₃	0.03	0.05	0.00	0.00	0.01	0.03	0.00	0.05	0.06	0.02	0.03
FeO	15.69	15.78	15.23	17.13	15.71	17.58	17.54	17.30	17.26	18.43	17.58
MnO	0.39	0.33	0.34	0.51	0.62	0.57	0.55	0.44	0.48	0.55	0.55
MgO	27.42	27.38	28.35	26.88	28.25	26.64	26.81	25.55	25.47	25.71	26.48
CaO	1.25	1.14	0.72	0.93	0.22	0.75	0.75	1.25	1.31	0.51	0.60
Na₂O	0.03	0.02	0.03	0.04	0.00	0.01	0.01	0.03	0.06	0.01	0.00
K₂O	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.02	0.00
NiO	0.03	0.03	0.02	0.05	0.02	0.03	0.03	0.05	0.00	0.00	0.00
Total	100.41	100.41	100.00	100.73	100.31	100.86	100.64	99.60	99.67	100.41	99.90
Si	1.94	1.95	1.93	1.97	1.98	1.95	1.94	1.95	1.96	1.97	1.96
Ti	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00
Al	0.05	0.05	0.05	0.02	0.01	0.04	0.04	0.05	0.05	0.04	0.03
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.05	0.04	0.08	0.05	0.03	0.05	0.08	0.03	0.02	0.02	0.05
Fe²⁺	0.42	0.43	0.38	0.47	0.44	0.48	0.45	0.50	0.50	0.54	0.49
Mn	0.01	0.01	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.01	0.02	0.02
Mg	1.47	1.46	1.51	1.44	1.51	1.43	1.44	1.39	1.39	1.39	1.43
Ca	0.05	0.04	0.03	0.04	0.01	0.03	0.03	0.05	0.05	0.02	0.02
Na	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ni	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00	4.00
Mg#	75.71	75.58	76.85	73.67	76.23	72.99	73.16	72.48	72.46	71.33	72.87
Wo	2.49	2.25	1.43	1.83	0.44	1.49	1.51	2.52	2.63	1.02	1.20
En	75.93	75.47	78.86	74.07	76.93	73.82	74.92	71.73	71.40	71.44	73.81
Fs	21.58	22.28	19.71	24.09	22.63	24.70	23.57	25.75	25.97	27.54	24.99

Nisbet و Pearce (1977) برپایة روش‏‌های آماری و محاسبة عددی، نمودار F₁ در برابر F₂ را برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی کلینوپیروکسن‏‌های کلسیم‏‌دار پیشنهاد کرده‏‌اند. روش به‌دست‌آوردن F₁ و F₂ در زیر جدول 1 آورده شده است. برپایة این نمودار، بیشتر کلینوپیروکسن گابروهای بررسی‌شده در محدوده بازالت‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی جای گرفته‌اند و ترکیب برخی کلینوپیروکسن‏‌ها در بخش مماس با خط جداکننده محدوده بازالت‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی و بازالت‏‌های کف اقیانوسی و نیز در محدودة مشترک میان این دو نوع بازالت است. ازاین‌رو، نمی‏‌توان با یقین پیدایش این گابروها را در پهنه‏‌های زمین‌ساختی وابسته به کمان دانست. همچنین، نمی‏‌توان به‌طور کامل تأثیر محیط‏‌های کششی در پیدایش این گابروها را نادیده گرفت (شکل 5- B).

برپایة شیمی کانی کلینوپیروکسن، نمودار TiO₂ در برابر Al_Z برای شناسایی کومولاهای برخاسته از ماگماهای آلکالن و ساب‏‌آلکالن در پهنه‏‌های زمین‌ساختی گوناگونِ کوهزایی و غیرکوهزایی پیشنهاد شده است. به پیشنهاد Le Bas (1962)، Al_Z میزان آلومینیمی است که در سایت تتراهدرال کانی کلینوپیروکسن جای می‌گیرد و برابر است با Al_z = (Al^IV × 100)/2. ازآنجایی‌که کلینوپیروکسن‏‌ها میزان TiO₂ وAl^IV کمی دارند، در این نمودار در محدوده میان کومولاهای مناطق کمانی و کومولاهای لایه‏‌های افیولیتی رسم می‏‌شوند (شکل 5- C). کم‌بودن میزان TiO₂ (23/0 تا 65/0 درصد‌وزنی) در این کلینوپیروکسن‏‌ها نشان‌دهندة تهی‌بودن ماگمای مادر این سنگ‏‌ها از TiO₂ است. این ویژگی (تهی‌شدگی از TiO₂) پیامد پیدایش این سنگ‏‌ها در پهنة زمین‌ساختی وابسته به کمان و یا پیامد تأثیر زمین‌شیمیایی سامانة فرورانشی پیشینِ ماگمای مادر این سنگ‏‌هاست (Beccaluva et al., 1989).

شکل 5- شناسایی سری ماگمایی مذاب مادر و پهنة زمین‌ساختی پیدایش گابروهای گشت- ماسوله برپایة شیمی کلینوپیروکسن در: A) نمودار Al₂O₃ دربرابر SiO₂ برپایة ترکیب شیمیایی کانی کلینوپیروکسن (Le Bas, 1962)؛ B) نمودار F₁ در برابر F (Nisbet and Pearce, 1977)؛ C) نمودار TiO₂ در برابر Al_Z (Loucks, 1990) (نماد کانی‏‌ها همانند شکل 4 است)

ب- دما و فشارسنجی

ازآنجایی‌که این سنگ‏‌ها کومولایی‌ هستند، برگزیدن روش دماسنجی و دما‌فشارسنجی برای ارزیابی دما و فشار تبلور آنها بسیار دشوار است. چندین دمافشارسنج، برپایة جانشینی یونی برپایة ترکیب کانی پیروکسن پیشنهاد شده‌اند. در این پژوهش برخی از آنها به‌کار برده شده‏‌اند. ازآنجایی‌که این دمافشارسنج‌ها برپایة ترکیب سنگ‏‌های گوشته‏‌ای گارنت ‌لرزولیت یا سیستم‏‌هایی با ترکیب سنگ‌کل شناخته‌شده پیشنهاد و کالیبره شده‏‌اند (Bertrand and Merrier, 1985; Brey and Köhler, 1990; Nimis and Taylor, 2000) نمی‏‌توان با اطمینان از آنها برای ارزیابی دمای تبلور گابروهای کومولایی بهره گرفت.

در این گابروها، برآورد فشار برپایة نمودارهای گرافیکی انجام شد. آلومینیم از فاکتورهای مهم برای برآورد فشار در کانی کلینوپیروکسن است. با افزایش فشار، میزان آلومینیم به‌همراه میزان سدیم در کلینوپیروکسن افزایش می‌یابد (Green and Ringwood, 1968). نمودار Al^IV دربرابر Al^VI (شکل 6- A) نشان می‏‌دهد تبلور کلینوپیروکسن‏‌ها در فشار کم رخ داده است. همچنین، کم‌بودن میزان Al₂O₃ در ارتوپیروکسن (DeBari and Coleman, 1989) و میزان کم Cr₂O₃ کلینوپیروکسن‏‌ها (کمتر از 75/0 درصد‌وزنی؛ Elthon، 1987) نیز گواهی بر تبلور ماگمای مادر سنگ‏‌های گابرویی در فشارهای کم است.

Schweitzer و همکاران (1974) نمودار Al^VI+2Ti+Cr دربرابر Al^IV+Na (شکل 6- B) برپایة جایگزینی کاتیون‏‌های سه ظرفیتی در سایت اکتاهدرال در کلینوپیروکسن را پیشنهاد کرده‌اند. ترکیب کلینوپیروکسن در محدودة فوگاسیته اکسیژن بالا جای می‏گیرند. این ویژگی نشان‌دهندة تبلور کلینوپیروکسن در شرایط اکسیداسیون بالا (نزدیک به سطح) است.

شکل 6- A) نمودار Al^IV دربرابر Al^VI برای ارزیابی محدودة فشار تبلور کانی کلینوپیروکسن از ماگمای مادر سنگ‏‌های گابرویی منطقة گشت- ماسوله (Aoki and Shiba, 1973)؛ B) نمودار Al^VI+2Ti+Cr دربرابر Al^IV+ Na برای ارزیابی شرایط اکسیداسیون تبلور کانی کلینوپیروکسن از ماگمای مادر گابروهای بررسی‌شده (Schweitzer et al., 1974) (نماد کانی‏‌ها همانند شکل 4 است)

دماسنج و فشارسنج پیشنهادیِ Nimis و Taylor (2000)، برای سیستم‏‌های لرزولیتی پیچیده که در آن کلینوپیروکسن از نوع کروم- دیوپسید (مقدار Cr₂O₃ بیشتر از 5/0 درصد‌وزنی) است و از گارنت پریدوتیت جدایش یافته‌اند پیشنهاد و کالیبره شده است. در این روش، سنجش فشار برپایة تبادل کروم در کلینوپیروکسنی است که در تعادل با گارنت است. همچنین، سنجش دما برپایة سازندة پایانیِ انستاتیت در کلینوپیروکسن است.

کلینوپیروکسن‏‌های گابروهای گشت- ماسوله به پیروی از ماگمای مادر، کروم بسیار کمی دارند. همچنین، در این سنگ‏‌ها گارنت در سیستم دیده نمی‌شود. با وجود این، برای آزمون در این بررسی، محاسبه‌های دماسنجی به روش Nimis و Taylor (2000) نیز انجام شدند (جدول 3). در این دماسنجی دما برپایة فرمول زیر به‌دست‌ آورده می‌شود:

در این فرمول دما برپایة درجة کلوین و فشار برپایة کیلوبار است و a_en^Cpxاز فرمول زیر به‌دست آورده می‌شود:

a_en^Cpx = (1- Ca- Na- K)× (1- (1/2)× (Al+Cr+Na+K)

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی برپایة میزان انستاتیت در کانی کلینوپیروکسن به روش پیشنهادیِ Nimis و Taylor (2000)

Rock type	Cumulate gabbro									Isotropic gabbro				Max.T(C°)	Min. T(℃)
Location	Chapul		Gilvandehrud			Zudel				Gilvandehrud		Zudel
Sample No.	15FMN05A	16FMN66C	16FMN45A			16FMN20A				16FMN27		16FMN22D
Point No.	1	1	1- L8	7	11- 1	1- L3	1- L10	2- L 6	2- L 9	3- L10	10	6- 2	6a- 3
P (kbar)					T(C°)						T(C°)
1	803	814	873	831	865	702	810	789	747	845	860	874	869	874	702
2	805	816	875	833	867	704	811	791	748	846	862	876	871	876	704
3	807	817	877	835	869	705	813	793	750	848	864	878	873	878	705
4	809	819	879	837	871	707	815	795	752	850	866	880	874	880	707
5	811	821	881	838	872	709	817	796	753	852	868	882	876	882	709
6	812	823	883	840	874	710	819	798	755	854	870	883	878	883	710
7	814	825	885	842	876	712	821	800	757	856	871	885	880	885	712
8	816	827	887	844	878	714	822	802	759	858	873	887	882	887	714
9	818	828	889	846	880	715	824	804	760	860	875	889	884	889	715
10	820	830	891	848	882	717	826	805	762	862	877	891	886	891	717

Max.: maximum; Min.: minimum

برپایة این دماسنج، بیشینه دمای به‌دست‌آمده برای کانی کلینوپیروکسن برابربا C°30±874 و C°891±30 و بیشینه فشار برابربا 1 تا 10 کیلوبار است. داده‏‌های به‌دست‌آمده برای کلینوپیروکسن‌ها در نمونة 16FMN20A (کلینوپیروکسن‌های Cpx1-L 3 و Cpx2-L6, 9) دربرابر نقطه کلینوپیروکسن دیگری که از این نمونه تجزیه شده است، دمای کمتر از کمینة شرایط کالیبراسیون دماسنج (℃ 1500- 850) نشان می‏‌دهند. این نقطه‌ها مربوط به تجزیة خطی از کلینوپیروکسن در بخش‌های نزدیک به حاشیه آن هستند. ازاین‌رو، چه‌بسا دگرسانی یا تبادل کاتیونی با کانی‏‌های دیگرِ سنگ (به‌علت نزدیکی به حاشیه)، آنها را دچار تغییر شیمیایی کرده باشد و بر دمای به‌دست‌آمده تأثیر گذاشته باشد.

دماسنج پیشنهادیِ Brey و Köhler (1990) برای سنگ‏‌های لرزولیتی با 4 فاز کانیایی گارنت، الیوین، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن پیشنهاد و کالیبره شده است. در اینجا به روش دماسنجی که برپایة میزان دیوپسید کانی ارتوپیروکسن پیشنهاد شده است دما به‌دست‌ آورده شد. ازآنجایی‌که این دماسنج‌ برای دو کانی کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن و برپایة جانشینی یونی سدیم و کلسیم (که در برابر دگرسانی‌ها متحرک هستند) پیشنهاد شده است، در گزینش داده‏‌های به‌دست‌آمده به این نکته دقت شد که کانی کلینوپیروکسن در کنار کانی ارتوپیروکسن (اما نه در همبری مستقیم) و همزیست با یکدیگر باشند. ازاین‌رو، شمار داده‏‌های تجزیه‌ای نمایش داده شده در این پژوهش به‌علت گزینش داده‏‌ها کاهش داده شده‌اند. در این دماسنج، دما از فرمول زیر به‌دست‌ آورده شده است (دما برپایة درجة کلوین و فشار برپایة کیلوبار است):

دماهای به‌دست‌آمده از این روش در جدول 4 آورده شده‏‌اند. بیشینة دمای به‌دست‌آمده از این دماسنج برای کانی ارتوپیروکسن برابربا C°19±1066 و C°1115±19 در فشار 1 تا 10 کیلوبار است.

جدول 4- دماهای به‌دست‌آمده از دماسنجی برپایة میزان دیوپسید در کانی ارتوپیروکسن به روش پیشنهادیِ Brey و Köhler (1990)

Rock Type	Cumulate gabbro							Isotropic gabbro				Max. T(℃)	Min. T(℃)
Location	Gilvandehrud			Zudel				Gilvandehrud		Zudel
Sample No.	16FMN45A			16FMN20A				16FMN27		16FMN22D
Point No.	1 (inclusion in Cpx)	2	3	1 (Ol rim)	2	3	4	2	6	1	2
P (kbar)				T(℃)					T(℃)
1	1050	1024	913	973	705	924	925	1054	1066	847	879	1066	705
2	1055	1029	918	978	709	929	930	1060	1071	852	883	1071	709
3	1060	1034	923	983	713	933	935	1065	1077	856	888	1077	713
4	1066	1040	928	988	717	938	940	1071	1082	861	893	1082	717
5	1071	1045	932	993	721	943	945	1076	1088	865	897	1088	721
6	1077	1050	937	999	725	948	950	1081	1093	870	902	1093	725
7	1082	1055	942	1004	729	953	955	1087	1099	875	907	1099	729
8	1088	1061	947	1009	733	958	960	1092	1104	879	912	1104	733
9	1093	1066	952	1014	737	963	965	1098	1110	884	916	1110	737
10	1098	1071	957	1019	741	968	969	1103	1115	888	921	1115	741

Max.: maximum; Min.: minimum

همچنین، در این بررسی دماسنج گرافیکی دو پیروکسن (Lindsley, 1983) برای سنجش دمای تبلور پیروکسن‏‌ها در فشارهای یک اتمسفر تا 15 کیلوبار به کار برده شد (شکل‌های 7- A تا 7- D). از شرایط لازم برای کاربرد این دماسنج، حضور دو نوع پیروکسن با میزان کلسیم بالا (کلینوپیروکسن) و کلسیم کم (ارتوپیروکسن) در سیستم است. این دماسنج برپایة میزان دیوپسید- انستاتیت و میزان هدنبرژیت- فروسیلیت کانی پیروکسن با ترکیب %90 Wo+En+Fs≥ برای فشارهای یک اتمسفر تا 15 کیلوبار پیشنهاد و کالیبره شده است. در این دماسنج تأثیر فشار به ازای هر کیلوبار برابربا 8 ≥ درجة سانتیگراد است. در دماسنج ترسیمی Lindsley (1983) برای فشارهای 5 کیلوبار تا 15 کیلوبار، ترکیب ارتوپیروکسن گابروها میان ایزوترم‏‌های پایدار 600 و 900 درجة سانتیگراد و ترکیب کلینوپیروکسن آنها میان ایزوترم‏‌های 500 و 800 درجة سانتیگراد است.

شکل 7- A تا D) سنجش کمترین دمای تبلور کانی ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن در گابروهای منطقة گشت- ماسوله برپایة دماسنج گرافیکی پیشنهادیِ Lindsley (1983) در فشارهای یک اتمسفر تا 15 کیلوبار (نماد کانی‏‌ها همانند شکل 4 است)

کانی پیروکسن در شرایط فشار و دمای حاکم بر پوستة زیرین و گوشتة بالایی پایدار است. ساختار و ترکیب شیمیاییِ در حال تعادلِ این کانی به دما و فشار و همچنین، اکتیویته عنصرهای سازندة آن بستگی دارد. همان‌گونه‌‌که برپایة فرمول‏‌های دماسنجی و نمودار ترسیمی دیده می‏‌شود، میزان Ca در کانی پیروکسن تأثیر مستقیم در برآورد میزان دمای تبلور این کانی دارد. میزان جایگیری Ca در پیروکسن نسبت به دما حساس است و در دماهای بالا میزان جایگیری Ca در ساختار پیروکسن کلسیم‏‌دار کم است و برعکس، در دماهای کم به میزان بیشتری وارد ساختار کانی پیروکسن می‏‌شود. البته تبادل یونی Mg و Fe میان دو نوع پیروکسن ارتباط مستقیم با افزایش دما دارد. در صورت حضور دو نوع پیروکسن غنی و تهی از کلسیم در ماگمای درحال سرد‌شدن، دو نوع واکنش میان پیروکسن‏‌های همزیست رخ می‏‌دهد. واکنش انتقالی (transfer reaction) میزان Ca در پیروکسن‏‌ها را تغییر می‌دهد و این تغییر همراه با واکنش تبادل یونی (exchange reaction) نسبت Mg و Fe⁺² در پیروکسن‏‌هاست (Kretz, 1982). هرچند با تغییر دما و فشار، توازن دوباره (re- equilibrations) میان عنصرهای سازندة کانی کلینوپیروکسن، به‌علت سرعت تبلور کم و نرخ انتشار متفاوت، به‌تأخیر می‌افتد (Dimanov and Jaoul, 1998). در مقایسه با ساختمان کانی ارتوپیروکسن، سایت M2 در ساختمان کلینوپیروکسن توانایی پذیرش کاتیون‏‌های بزرگ (مانند: Ca) را دارد (Cameron and Papike, 1980). سرعت انتشار Ca نسبت به Fe و Mg در میان کانی‏‌های مافیک بسیار کم است و توزیع Fe و Mg در میان کانی‏‌های مافیک (مانند: پیروکسن) در دماهای بالا هنگام واکنش تبادلی (Kretz, 1982) رخ می‏‌دهد و در پایان مرحله تبلور در دماهای کم، توزیع Ca در ساختمان پیروکسن‏‌ها هنگام واکنش انتقالی روی می‌دهد.

دماسنجی‌های انجام‌شده در این پژوهش، دو دمای متفاوت را نشان می‏‌دهند. ازآنجایی‌که ایزوترم‏‌های ارتوپیروکسن در نمودار Lindsley (1983) پرشیب هستند (شکل 7) پس دما را به‌درستی نمی‏‌توان مشخص کرد. ازاین‌رو، ایزوترم‏‌های کلینوپیروکسن که شیب کمتری دارند (فاصله بیشتری دارند) به‌کار برده می‏‌شوند. برپایة این ایزوترم‏‌ها، بیشترین دما نزدیک به 800 درجة سانتیگراد است. این دما با دمای به‌دست‌آمده از روش‌های دیگر سازگاری دارد. این دما را می‌توان دمای تبلور کلینوپیروکسن در سنگ‏‌های ‌بررسی‌شده دانست. دماهای کمتر نشان‌دهندة تبادل کاتیونی بعدی میان کانی‏‌ها در حالت جامد (sub-solidus) هستند و دمای تبلور از ماگما را نشان نمی‏‌دهند (Moazzen and Droop, 2005).

ازآنجایی‌که میزان آلومینیم کلینوپیروکسن کم است، در فشارِ کم تبلور، میزان آلومینیم کمتری در سایت تتراهدرال آن جایگزین می‏‌شود (Kushiro, 1960). برپایة ترکیب شیمیایی ارتوپیروکسن‏‌ها و دماسنجی‌های انجام شده، کانی‏‌های کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن در این سنگ‏‌ها در فشار و دماهای کم ماگما پایدار بوده‌اند.

ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی گابروهای گشت- ماسوله نشان می‏‌دهند این گابروها از ماگمایی کالک‏‌آلکالن و مرتبط با پهنه‏‌های کمانی متبلور شده‏‌اند (Rezaei et al., 2018). ازآنجایی‌که این گابروها کومولایی‌ هستند برپایة داده‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل به‌تنهایی نمی‏‌توان پیدایش این سنگ‏‌ها را با یقین در پهنه‏‌های کمانی دانست. همچنین، برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از شیمی کانی پیروکسن پیدایش ماگمای این سنگ‏‌ها در یک پهنة کششی را نیز نمی‏‌توان به‌طور کامل نادیده گرفت. برپایة یافته‌های این پژوهش، ماگمای مادر این سنگ‏‌ها در ژرفای کم پوسته و در فشارهای کم متبلور شده است. ازاین‌رو، گمان می‌رود ویژگی شیمیایی مرتبط به پهنه‏‌های کمان یک ویژگی به ارث رسیده باشد و ماگمای مادر گابروها در هنگام بالاآمدن در پی آلایش با مواد پوسته‏‌ای دچار تغییر شده است. ازاین‌رو، پیدایش این گابروها همانند پیدایش گابروها و بازالت‏‌های جواهردشت در خاور گابروهای گشت- ماسوله دانسته می‌شود (Haghnazar, 2012; Haghnazar et al., 2015).

برداشت

- برپایة شیمی کلینوپیروکسن گابروهای گشت- ماسوله، میزان آلومینیم کم و سیلیسیم بالا نشان‌دهندة تبلور آنها از ماگمایی ساب‏‌آلکالن با ویژگی کالک‏‌آلکالن است؛

- میزان کم‌ تیتانیم در کلینوپیروکسن این سنگ‏‌ها نشان می‏‌دهد ماگمای مادر این گابروها دچار تهی‏‌شدگی شده است؛

- پهنة زمین‌ساختی پیدایش این سنگ‏‌ها یک محیط تحولی مرتبط با محیط‏‌های کمانی و نیز کششی است. ماگماهای محیط کمان از Ti تهی هستند و کلینوپیروکسن‏‌هایی که از این ماگما متبلور می‏‌شوند Ti کمی دارند؛

- تبلور کانی‏‌های مافیک مانند پیروکسن در دماهای بالا روی می‌دهد. در دماهای بالا بیشتر تبادل یونی میان آهن و منیزیم رخ می‏‌دهد و کلسیم در دمای بالا کمتر در ساختمان کانی پیروکسن جایگزین می‏‌شود. کلینوپیروکسن گابروها در ماگما، در دمای نزدیک به 800 درجة سانتیگراد متبلور شده است و دماهای کمتر پیامد تبادل کاتیونی بعدی در حالت جامد هستند؛

- با توجه به میزان کم‌ آلومینیم، سدیم و کروم در کانی کلینوپیروکسن، تبلور این کانی در شرایط دما و فشار کمابیش کم و در پوسته روی داده است.

سپاس‌گزاری

این پژوهش برگرفته از بخشی از پایان‏‌نامه دکتری نگارندة نخست است. از وزارت محترم علوم و تحقیقات کشور برای پشتیبانی مالی بخشی از دوره فرصت مطالعاتی و از حمل و نقل دانشگاه تبریز برای حمایت عملیات صحرایی سپاس‌گزاری می‏‌شود. از خانم دکتر کریستینا گونتر از انیستیتو علوم زمین دانشگاه پتسدام، خانم دکتر فرانزیسکا ویلکه از مؤسسه تحقیقاتی علوم‌زمین پتسدام GFZ برای کمک در انجام تجزیه‌های شیمی‌ کانی‌ها و خانم کریستینه فیشر برای تهیة مقاطع نازک سپاس‌گزاری می‏‌شود. از خانم‏‌ مه‏‌لقا رضایی و زهره سلیمی برای همکاری‏‌شان در بازیدهای صحرایی سپاس‌گزاری می‏‌شود. نویسندگان از داوران گرامی برای پیشنهادهای سازنده‏‌شان سپاس‌گزاری می‏‌کنند.

مراجع

Adamia, S. A., Chkhotua, T., Kekelia, M., Lordkipanidze, M., Shavishvili, I. and Zakariadze, G. (1981) Tectonics of the Caucasus and adjoining regions: implications for the evolution of the Tethys ocean. Journal of Structural Geology 3: 437-447.

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

Baud, A., Stampfli, G. and Steen, D. (1991) The Triassic Aghdarband Group: volcanism and geological evolution. Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt 38: 125-137

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

Bender, J., Hodges, F. and Bence, A. (1978) Petrogenesis of basalts from the project FAMOUS area: experimental study from 0 to 15 kbars. Earth and Planetary Science Letters 41: 277-302.

Bertrand, P. and Mercier, J. C. C. (1985) The mutual solubility of coexisting ortho- and clinopyroxene: toward an absolute geothermometer for the natural system? Earth and Planetary Science Letters 76: 109–122.

Brey, G. and Köhler, T. (1990) Geothermobarometry in four-phase lherzolites II. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers. Journal of Petrology 31: 1353-1378.

Cameron, M. and Papike, J. J. (1980) Crystal chemistry of silicate pyroxenes. Mineralogical Society of America, Washington DC: 5-87.

DeBari, S. M. and Coleman, R. (1989) Examination of the deep levels of an island arc: Evidence from the Tonsina ultramafic‐mafic assemblage, Tonsina, Alaska. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 94(B4): 4373-4391.

Dimanov, A. and Jaoul, O. (1998) Calcium self-diffusion in diopside at high temperature: implications for transport properties. Physics and Chemistry of Minerals 26: 116-127.

Droop, G. (1987) A general equation for estimating Fe³⁺ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Elthon, D. (1987) Petrology of gabbroic rocks from the Mid-Cayman Rise spreading center. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 92: 658-682.

Green, T. H. and Ringwood, A. (1968) Genesis of the calc-alkaline igneous rock suite. Contributions to Mineralogy and Petrology 18: 105-162.

Haghnazar, S., Malakotian, S. and Alahyarii, K. (2015) Tectono-magmatic setting of Cretaceous pillow basalts in the north part of the Alborz Mountain in east of Guilan province (north of Iran): a part of ophiolite sequence or intra-continental rift? Journal of Geosciences 24(94): 171-182 (in Persian).

Haghnazar, S. (2012) Petrology, geochemistry and tectonic setting of Javaherdasht Cretaceous gabbro in the north part of Alborz Mountains, east of Guilan, north of Iran: A part of ophiolite sequence or intra-continental rift? Iranian Journal of Petrology 3(10): 79-94 (in Persian).

Hassanzadeh Estakhrbijari, M. (1997) The petrological investigation of mafic and ultramafic rocks of Masuleh. M.Sc. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Khalatbari Jafari, M., Lashani, Z. and Omrani, J. (2016) Petrology of mafic and ultramafic rocks of Masuleh area, Gilan Province. Journal of Earth Science Researches 25: 91-108 (in Persian).

Kosari, A. (2005) Petrology and geochemistry of mafic and ultramafic rocks of Masuleh. M.Sc. thesis, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Kretz, R. (1982) Transfer and exchange equilibria in a portion of the pyroxene quadrilateral as deduced from natural and experimental data. Geochimica et Cosmochimica Acta 46: 411-421.

Kushiro, I. (1960) Si-Al relation in clinopyroxenes from igneous rocks. American Journal of Science 258: 548-554.

Kushiro, I. (1973) Origin of some magmas in oceanic and circum-oceanic regions. Tectonophysics 17(3): 211-222.

Lashani, Z. (2014) Petrology of mafic and ultramafic rocks of Masuleh-Shanderman. M.Sc. thesis, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260(4): 267-288.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59: 139–154.

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

Loucks, R. R. (1990) Discrimination of ophiolitic from nonophiolitic ultramafic-mafic allochthons in orogenic belts by the Al/Ti ratio in clinopyroxene. Geology 18: 346-349.

Moazzen, M. and Droop, G. T. R. (2005) Application of mineral thermometers and barometers to granitoid igneous rocks: The Etive complex, W Scotland. Mineralogy and Petrology 83: 27-53.

Moazzen, M., Omrani, H., Oberhänsli, R., Moayyed, M., Tsujimori, T. and Bousquet, R. (2010) Shanderman eclogites from Northern Iran; PT path and Paleotethys geodynamics from subduction to exhumation, In: Tectonic Crossroads: Evolving Orogens of Eurasia-Africa-Arabia 2010, Ankara, Turkey.

Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology 39: 55-76.

Nazari, H., Omrani, J., Shahidi, A., Salamati, R. and Mousavi, A. (2004) Geological map of Bandar-e-Anzali sheet, Scale 1:100000. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran.

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.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977). Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149-160.

Omrani, H., Moazzen, M., Oberhänsli, R., Tsujimori, T., Bousquet, R. and Moayyed, M. (2013) Metamorphic history of glaucophane-paragonite-zoisite eclogites from the Shanderman area, northern Iran. Journal of Metamorphic Geology 31: 791-812.

Rezaei, L., Timmerman, M. J., Moazzen, M., Schleicher, A. M., Wilke, F. D. H. and Sudo, M. (2018) Petrology and calc-alkaline geochemistry of gabbros and gabbroic cumulates in the Gasht-Masuleh area, Alborz Range, N Iran. American Geophysical Union, Fall Meeting 2018, Washington D.C., USA.

Saidi, A., Brunet, M. F. and Ricou, L. E. (1997) Continental accretion of the Iran block to Eurasia as seen from Late Palaeozoic to Early Cretaceous subsidence curves. Geodinamica Acta 10: 189-208.

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

Shafeie, Z., Arian, M. A., Haghnazar, S. and Abedini, M. V. (2016) Geochemistry and petrogenesis of Tertiary volcanic rocks of the eastern Roodbar, Alborz Mountain, North of Iran. Open Journal of Geology 6: 1296-1311.

Stampfli, G. M., von Raumer, J. F. and Borel, G. D. (2002) Paleozoic evolution of pre-Variscan terranes: from Gondwana to the Variscan collision. Special Papers-Geological Society of America: 263-280.

Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics 30: TC3008.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 420

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 273

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

ویژگی ماگمایی و شرایط تبلور گابروهای گشت- ماسوله (شمال ایران) برپایة ترکیب کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن