شیمی کانی و دمافشارسنجی سنگ‌های گابرویی پرگه (شمال‌خاوری قزوین): کلیدی برای شناخت شرایط تبلور

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 ''20'15^o50 تا ''50'25^o50 خاوری و عرض جغرافیایی ''06'15^o36 تا ''48'25^o36 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 Wo_41-47En_33-41Fs_14-27 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.

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.

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%).

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 Al^VI 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.

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.

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.

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.

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 Al^IV/Al^VI شناخته می‌شود.

نسبت Al^IV/Al^VI 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 X_PT-Y_PT برای برآورد دمای پیروکسن‏‌ها (Soesoo, 1997)؛ B) نمودار Na₂O دربرابر Mg# (Sun et al., 2020)؛ C) نمودار Al^VI دربرابر Al^IV (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) X_PT–Y_PT diagram for estimating formation temperature of pyroxenes (Soesoo, 1997); B) Na₂O versus Mg# diagram (Sun et al., 2020); C) Al ^VI versus Al^IV 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 (Al^IV) می‏‌شود، دربرابر، دمای کم و فشار بالا به دنبال نسبت بالایی از آلومینیم (Al^VI) است (Sherafat et al., 2012). این نکته دربارة کلینوپیروکسن‏‌های یادشده صدق می‏‌کند و مقدار Al^IV 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 Al^VI با افزایش فشار افزایش می‏‌یابد. در کلینوپیروکسن‌های بررسی‌شده مقدار Al^VI 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 Al^VI دربرابر Al^IV (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