مطالعه پریدوتیت‌های تکتونیتی افیولیت خوی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 * دانشگاه پیام‌نور مرکز بروجن، چهارمحال و بختیاری، ایران

2 2 سازمان آب منطقه‌ای استان اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

منطقه افیولیتی خوی در شمال‌باختری ایران واقع شده است. این پهنه دارای پی‌سنگ پرکامبرین است. پریدوتیت‌های تکتونیتی خوی به‌طور عمده از هارزبورژیت‌های کلینوپیروکسن‌دار تشکیل شده‌اند. این هارزبورژیت‌ها دارای بافت‌های پروتوگرانولار، پورفیروکلاستیک و انتقالی بوده، از الیوین )دارای band (Kink، ارتوپیروکسن (دارای خاموشی موجی و اکسولوشن کلینوپیروکسن)، اسپینل )به‌صورت Holly-Leaf و شکل‌دار) و کمتر از 10 درصد کلینوپیروکسن تشکیل شده‌اند. در این هارزبورژیت‌ها دو مرحله دگرسانی قابل مشاهده است. یک مرحله دگرسانی استاتیک و مرحله دیگر دگرسانی دینامیک است. این پریدوتیت‌ها باقی‌مانده ذوب‌بخشی لرزولیت‌های اسپینل‌دار هستند. پریدوتیت‌های تکتونیتی خوی در عناصر REE الگوهای U شکل را نشان می‌دهند. وجود این الگوها به احتمال زیاد مربوط به مراحل ذوب‌بخشی و مراحل بعد از ذوب‌بخشی از قبیل نفوذ ماگماهای فلسیک بعد از جاگیری افیولیت‌هاست.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Tectonite peridotites studies of Khoy ophiolite

نویسندگان [English]

  • Khadijeh Khalili 1
  • Reza Pahlevaninjad 2
چکیده [English]

The Khoy ophiolite with Precambrian basement rock is located in north western of Iran. The tectonite peridotites are most formed by clinopyroxene harzburgites. These harzburgites characterized by protogranular, porphyroclastic and transformation textures, and composed of olivine (with kink band), orthopyroxene (with wavy extinction and exsolution clinopyroxene), spinel (like Holly – Leaf and shaped) and less than 10% of clinopyroxene. Two stages of alteration occur in these rocks, including static and dynamic. These peridotites are partial melting residual of spinel lherzolites. The Khoy tectonite peridotites show the U-form pattern in the REEs. These patterns are probably related to the partial melting procedures and the process following the partial melting such as influence of felsic magmas after emplacement of ophiolites.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Ophiolite
  • Tectonic peridotites
  • Khoy
  • REE

منطقه افیولیتی خوی در شمال ‌باختری ایران و در محدوده ورقه 1:100000 خوی واقع شده است. این منطقه از نظر تقسیمات زمین‌شناسی با عناوین مختلف معرفی شده، به‌طوری که نبوی (1355) آن را با عنوان پهنه البرز- آذربایجان معرفی نموده است. این پهنه دارای پی‌سنگ پرکامبرین است. مطالعات قبلی صورت‌گرفته بیانگر حضور تنها یک مجموعه افیولیتی اعم از کالرد ملانژهای تکتونیکی (Kamineni and Mortimer, 1975) با مجموعه افیولیت‌های کرتاسه فوقانی است که تکتونیزه و دگرگونی (Hassanipak and Ghazi, 2000) هستند. مطالعات صورت‌گرفته توسط Khalatbari و همکاران (2003) نشان می‌دهد که دو مجموعه افیولیتی مجزا در منطقه خوی دیده می‌شود:

(1) مجموعه افیولیتی قدیمی دگرسانی با سن کرتاسه تحتانی که از قطعات تکتونیک بزرگ از تکتونیت‌های گوشته به‌همراه لنز‌ها و دایک‌هایی از متاگابروها، آمفیبولیت‌ها و متادیابازها تشکیل شده است. سنگ‌های مافیک این مجموعه در حد رخساره آمفیبولیت دگرگون شده، تعیین سن کانی‌های دگرگونی به روش 40K/40Ar، سنی معادل ژوراسیک تحتانی تا کرتاسه فوقانی را نشان می‌دهد. این قطعات افیولیتی تحول‌یافته به‌مقدار کمی همراه زون دگرگونی شرقی هستند.

(2) کمپلکس غیردگرگونی جوان با سن کرتاسه فوقانی: این افیولیت نشان‌دهنده آخرین فعالیت پشته‌اقیانوسی در حوضه خوی است که بر روی سکوی قاره عربی و یا بخشی از آن فرورانده شده است. این مجموعه، سنی مشابه سایر افیولیت‌های معروف غرب ایران، ترکیه و عمان دارد که متعلق به هلال افیولیت به دور عربستان (Pre-Arabic ophiolitic crescent) است (Ricou, 1971). بنابراین، تمامی این افیولیت‌ها که فاقد دگرگونی ناحیه‌ای هستند، بعد از بازشدن اقیانوس نئوتتیس در پرمین فوقانی، با گسترش بستر این اقیانوس توسعه یافته و در طی کرتاسه فوقانی بر روی حاشیه جنوبی اقیانوس نئوتتیس (پلاتفرم عربی- آفریقایی) و یا برروی خرده قاره‌های گندوانا که در طی زمان پرمین - تریاس از بلوک گندوانا جدا شده‌اند، رانده شده‌اند (Khalatbari et al., 2004).

افیولیت‌های مورد بحث ما متعلق به گروه دوم هستند که با سن کرتاسه فوقانی دارای ویژگی‌هایی است که مختص رشته‌های میان‌اقیانوسی با گسترش کم است. واحدهای سنگی موجود در منطقه خوی شامل نهشته‌های پلاتفرمی البرز- آذربایجان، مجموعه افیولیتی، سنگ‌های دگرگون‌شده (میلونیت)، نهشته‌های سنوزوئیک و سنگ‌های نفوذی است (شکل 1).

مجموعه افیولیتی خوی از بالا به پایین شامل سنگ آهک پلاژیک، چرت و رسوبات ولکانوسدیمنت (لایه 1)، گدازه‌های بالشی (لایه 2)، اپی‌دیوریت‌ها و گابروهای لایه‌ای (لایه 3) و سنگ‌های الترامافیک کومولیت و تکتونیتی (لایه 4) است. در این مجموعه افیولیتی دایک‌های صفحه‌ای مشاهده نمی‌شود.

سنگ‌های پریدوتیتی در نقشه خوی با روند شمال‌باختر- جنوب‌خاور به‌صورت دو توده مجزا دیده می‌شوند. توده اول از روستای چوچوک شروع شده و به‌سمت شمال‌باختر توسعه یافته است و اغلب در ارتباط با گابروهای کومولیت است. توده دوم از باختر روستای خانقاه شروع شده و به سمت شمال‌باختر توسعه یافته و با مرز گسله در مجاورت سنگ‌های دگرگونی قرار گرفته است. به‌طور عمده، توده اول دارای بافت‌های کومولیتی و توده دوم دارای بافت‌های تکتونیتی است. این پژوهش به پتروگرافی و ژئوشیمی پریدوتیت‌های تکتونیتی مجموعه می‌پردازد.

 

روش انجام پژوهش

ابتدا با بررسی‌های صحرایی در مناطق خوی و دیزج، توالی و مرزهای سنگی افیولیت خوی بررسی شد. سپس با تمرکز بر روی پریدوتیت‌های مجموعه، از آنها نمونه‌برداری و مقاطع نازک تهیه شد.

بعد از بررسی‌های مقدماتی میکروسکوپی بر اساس شواهد بافتی محل دقیق رخنمون پریدوتیت‌های تکتونیتی مشخص شد و نمونه‌برداری‌های تکمیلی از آنها به‌عمل آمد. سپس ضمن مطالعات دقیق پتروگرافی، نمونه‌هایی برای آنالیز شیمیایی انتخاب شدند، تا به روش ICP-MS در دانشگاه جورجیای آمریکا تجزیه شوند.

 

 

 

شکل 1- نقشه لیتوتکتونیک خوی (نوروزی، 1379)، هارزبورژیت‌های تکتونیتی (L4) (شمال‌باختر روستای خانقاه).

 

 

شکل 1- ادامه.

 


زمین شناسی منطقه

پریدوتیت‌های تکتونیتی مجموعه افیولیتی خوی به‌طور عمده از نوع هارزبورژیت هستند و به‌صورت گسله بر روی الترامیلونیت‌‌ها قرار گرفته‌اند (شکل 2-الف). عملکرد درزه‌های هم‌یوغ (Conjugate joint) و ایجاد فرسایش کروی (Spherical weathering) به‌همراه هوازدگی باعث ایجاد ساخت‌های قلوه‌ای در این هارزبورژیت‌ها شده است. این سنگ‌ها در نمونه‌دستی، دانه‌ای و دارای کانی‌های نسبتاً درشت الیوین و ارتوپیروکسن هستند (پهلوانی‌نژاد،1380). در بخش‌هایی از ردیف پریدوتیت‌های تکتونیتی خوی (شمال‌باختر روستای خانقاه) نوارهای ترکیبی از هارزبورژیت، دونیت و پیروکسنیت مشاهده می‌شود (شکل 2-ب).

این‌گونه ساخت‌های نواری در تکتونیت‌های افیولیت عمان نیز قابل رؤیت است که به‌عقیده Ildefonse و همکاران (1997) این نوارشدگی‌ها عموماً مربوط به گوشته اولیه ناهمگن هستند. پریدوتیت‌های تکتونیتی دارای بافت‌های میکروسکوپی متعددی هستند. این بافت‌ها توسط Mercier و همکاران (1975) طبقه‌بندی شده‌اند. بر این اساس، بافت‌های موجود در تکتونیت‌های منطقه خوی شامل بافت‌های پروتوگرانولار (Protogranular)، پورفیروکلاستیک (Porphyroclastic) و انتقالی (Transitional) (حدواسط بین بافت‌های پورفیروکلاستیک و هم‌بعد (Equigranular) هستند.

بافت پروتوگرانولار قدیمی‌ترین بافت پریدوتیت‌های تکتونیتی محسوب می‌شود. هارزبورژیت‌هایی که در منطقه مورد مطالعه دارای این بافت هستند، به‌طور عمده، شامل الیوین، انستاتیت و کمتر از 10 درصد دیوپسید هستند. الیوین‌ها و انستاتیت‌ها درشت‌دانه ~4mm)) بوده، در طول آنها یک ماکل ضعیف مکانیکی (Kink bands) ایجاد شده است. در بخش‌های پیرامونی انستاتیت‌ها، دیوپسید به‌صورت لکه‌ای مشاهده می‌شود.

 

(الف)

 

(ب)

 

شکل 2- الف) واحد هارزبورژیتی )لایه 4 از مجموعه افیولیتی) که به‌صورت گسله بر روی الترامیلونیت‌های منطقه قرار گرفته است (شمال روستای روند)، ب) نوارهای ترکیبی از هارزبورژیت، پیروکسنیت و دونیت در واحد پریدوتیت‌های تکتونیتی (شمال‌باختر روستای خانقاه).

 

اسپینل‌ها عموماً به‌صورت کرمی‌شکل اطراف انستاتیت‌ها یا بین انستاتیت‌ها و لکه‌های دیوپسید به‌وجود آمده‌اند. بر اثر تبلور مجدد، پیروکسن‌ها به‌صورت هم‌رشدی گرافیک (Graphic intergrowth) به دانه‌های ریز موزائیکی تبدیل شده‌اند. اسپینل عموماً به‌صورت کرمی‌شکل درون یا اطراف انستاتیت‌ها یا به‌صورت میان‌روزنه‌ای (Interstitial) بین دانه‌های پیروکسن باقی مانده است (شکل 3). آنورتیت موجود در ماگمای بازیک هنگام عبور از گوشته با الیوین آنها واکنش داده و رشد توﺃم مجموعه کانی‌های انستاتیت، دیوپسید و کرم‌اسپینل را موجب شده است (واکنش 1). شایان ذکر است که بافت پروتوگرانولار فقط در پریدوتیت‌های آلپی تشکیل شده (Nicolas et al, 1971) و در مجموعه‌های افیولیتی زیادی گزارش شده است.

 

واکنش 1:

CaAl2Si2O8+ 2Mg2SiO4↔ MgAl2O4+ Mg2Si2O6+ CaMgSi2O6

اسپینل+دیوپسید+انستاتیت" الیوین +آنورتیت

 

 

شکل 3- هارزبورژیت‌های پروتوگرانولار که نشان‌دهندة تعادل اسپینل‌کرم‌دار، انستاتیت و دیوپسید است (PPL) (الیوین=Ol، انستاتیت= En، اسپینل=Spl).

 

بافت پورفیروکلاستیک بر اثر افزایش جریان پلاستیک بر روی بافت پروتوگرانولار تشکیل می‌شود. هارزبورژیت‌های منطقه مورد مطالعه که دارای این بافت هستند، به‌طور عمده شامل الیوین، ارتوپیروکسن )انستاتیت( با اکسولوشن کلینوپیروکسن و اسپینل‌های قهوه‌ای (پیکوتیت) بی‌شکل )برگ راجی یا Holly Leaf) هستند (شکل 4-الف). بافت پورفیروکلاستیک دارای دو گونه بلور الیوین و انستاتیت است. یک گونه از بلورها، بزرگ وکشیده (پورفیروکلاست‌ها)، حاوی لغزش‌های درون بلوری و ماکل مکانیکی (Kink bands) است. بلورهایی که دارای لغزش‌های درون بلوری هستند بیشتر مربوط به تبلور همزمان یا بعد از تکتونیک بوده و بر اثر تغییرشکل‌های حرارت بالا به‌وجود آمده‌اند.

 

 

(الف)

(ب)

   

(پ)

(ت)

   

شکل 4- (الف) هارزبورژیت تکتونیتی دارای انستاتیت با اکسولوشن کلینوپیروکسن، نئوبلاست‌های الیوین و اسپینل‌های بی‌شکل، (ب) و (پ) دو نسل الیوین (Ol1، دارای ماکل مکانیکی و خاموشی موجی که حالت جریان‌یافتگی (Flow) و Ol2، نئوبلاست‌های الیوین که برخی زوایای 120درجه نشان می‌دهند)، (ت) هارزبورژیت پورفیروکلاستیک با انستاتیت‌های دارای ماکل مکانیکی و خاموشی موجی (XPL).

 

 

گونه دیگر، بلورهای پلی‌گونال و کوچک (نئوبلاست‌ها) هستند که لغزش‌های درون‌بلوری و ماکل مکانیکی ندارند. عبور مذاب‌های بازالتی از درون سنگ‌های گوشته موجب بازپخت بلور‌های دگرشکل‌نشده، تبلور مجدد و تشکیل نئوبلاست‌های فاقد دگرشکلی می‌شود. تشکیل مجموعه ارتوپیروکسن+کلینو پیروکسن+اسپینل که در بالا شرح داده شد نیز خود گویای این حقیقیت است که مذاب از درون این سنگ‌ها عبورکرده و اثر دیگر آن تشکیل نئوبلاست است (شکل‌های 4-ب، 4-پ و 4-ت). بافت هم‌بعد به‌وسیله تبلور مجدد بافت پورفیروکلاستیک توسعه پیدا می‌کند.

در هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی بافت هم‌بعد تیپیک مشاهده نشده است. با وجود این، بافتی در این تکتونیت‌ها قابل مشاهده است که حدواسط بافت پورفیروکلاستیک و هم‌بعد بوده، در اصطلاح بافت‌ انتقالی نامیده می‌شود.

 

 (الف)

 

(ب)

 

شکل 5- الف) هارزبورژیت دارای بافت انتقالی که در آن اسپینل‌ها خودشکل بوده و پورفیروکلاست‌های کلینوپیروکسن واجد میان بار اسپینل هستند، ب) هارزبورژیت پورفیروکلاستیک حاوی اسپینل‌های فاقد شکل (برگ راجی یا Holly Leaf) و پورفیروکلاست‌های ارتوپیروکسن که فاقد میان بار اسپینل هستند (PPL) (اسپینل = Spl، ارتوپیروکسن= Opx، الیوین= Ol).

 

در بافت انتقالی بقایای برخی از پورفیروکلاست‌ها وجود دارد که ممکن است موجب شوند این بافت با بافت پورفیروکلاستیک اشتباه شود. برای تشخیص این دو بافت از دو فاکتور زیر استفاده شد:

(1) در پورفیروکلاست‌های باقی‌مانده در تیپ انتقالی، میان‌بارهای اسپینل خودشکل و کروی وجود داشت (شکل 5- الف)، درصورتی‌که پورفیروکلاست‌های بافت پورفیروکلاستیک فاقد هر گونه میان‌بار اسپینل هستند (شکل 5- ب). تفسیر این مطلب به این‌گونه است که در بافت انتقالی به‌علت افزایش تغییرشکل، بلورهای اطراف اسپینل‌ها رشد نموده و آن‌ها را به‌دام انداخته‌اند.

2) اسپینل‌ها در بافت انتقالی شکل‌دار و پراکنده بوده (شکل 5- الف)، در صورتی‌که در بافت پورفیروکلاستیک اسپینل‌ها به‌صورت برگ راجی (Holly Leaf) هستند (شکل 5- ب).

پریدوتیت‌های نوع هارزبورژیتی منطقه عمدتاً سالم بوده و فقط به میزان کمی سرپانتینیتی شده‌اند. در مناطق برشی سرپانتینیت‌ها توسعه زیادتری پیدا نموده‌اند (واکنش‌های آب‌گیری ساب‌سولیدوس بین آب، الیوین و پیروکسن ماگمایی باعث ایجاد سرپانتینیت‌ها می‌شوند). بلورهای گروه سرپانتین شامل آنتیگوریت، لیزاردیت و کریزوتیل هستند. عموماً آنتیگوریت‌ها در درجه حرارت‌های بالا (˚C500-250~) پایداری بیشتری داشته، در صورتی‌که لیزاردیت و کریزوتیل در حرارت‌های پایین‌تر (˚C250<) دارای پایداری بیشتری هستند (Coulton,1997). همچنین آنتیگوریت به‌طور مستقیم از دگرسانی الیوین ایجاد نمی‌شود، بلکه بر اثر قرار گرفتن سرپانتین‌های گروه لیزاردیت در زون‌های میلونیتی‌شده بلور آنتیگوریت به‌وجود می‌آید.

(الف)

 

(ب)

 

شکل 6- الف) سرپانتینیت که حاوی بلورهای آنتیگوریت، رگه کریزوتیل، بقایای الیوین و اکسید آهن است (XPL) (Ol = الیوین، Srp = سرپانتین)، ب) دایک رودنگیتی‌شده درون سرپانتینیت‌ها (مکان بین روستاهای زورآباد و آق‌باش).

 

آنتیگوریت‌های میلونیتی‌شده به‌وسیله تبلور مجدد و تغییر شکل سرپانتین‌های حرارت پایین (عموماً لیزاردیت) ایجاد می‌شوند و نمی‌توانند از سرپانتینی‌شدن درجه حرارت بالای یک پریدوتیت میلونیتی به‌وجود آیند (Coulton,1997). سرپانتینیت‌های منطقه به‌طور عمده از نوع آنتیگوریت و رگه‌های کریزوتیل هستند (شکل 6- الف). همچنین درون ردیف پریدوتیت‌های هارزبورژیتی منطقه یک سری دایک‌های بازیک وجود دارند که به رودینگیت تبدیل شده‌اند (شکل6- ب). Khalathbari و همکاران (2004) علاوه بر وجود چنین دایک‌های دیابازی تکتونیزه و رودینگیتی‌شده به دایک‌های لیستونیتی که محتوی دولومیت، کوارتز، سرپانتین و اکسید‌ها و هیدروکسیدهای آهن هستند اشاره نموده‌اند. رودنگیتی‌شدن یک واکنش شیمیایی متاسوماتیک بین مجموعه بلورهای ماگماتیک سنگ‌های بازیک و سیالات حاوی یون Ca+2 بوده که در مراحل سرپانتینی‌شدن به‌وجود آمده‌اند. بر اثر پدیده سرپانتینی‌شدن پتانسیل بالایی از یون Ca+2 در سیالاتی که در حال تعادل با سرپانتینیت‌ها هستند، ایجاد می‌شود. واکنش متاسوماتیک یون H2O و Ca+2 با دایک‌های بازیک که به‌صورت بین‌لایه‌ای با سرپانتینیت‌ها قرار گرفته است، باعث ایجاد مجموعه‌های مختلف پاراژنزی کالک‌سیلیکات به‌خرج بلور‌های ماگماتیک می‌شود و نهایتاً رودینگیت‌ها به‌وجود می‌آیند (Sabzehei, 2002). به‌طورعمده رودنگیت‌های منطقه دارای دو گروه پاراژنزی هستند: (1) رودنگیت‌های گرانوبلاستی دارای پاراژنز گراسولار+ اپیدوت + پرهنیت (شکل 7-الف)؛ (2) رودنگیت‌های گرانوبلاستی دارای پاراژنز هیدروگراسولار+ اپیدوت + کلریت Mgدار (شکل 7- ب). در هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی، دو پدیده سرپانتینی‌شدن ورودنگیتی‌شدن در ارتباط با یکدیگر بوده، به‌صورت دو مرحله متفاوت قابل تشخیص هستند: (1) مرحله اول: سرپانتینی‌شدن حرارت پایین و ایجاد لیزاردیت وکریزوتیل همراه رودنگیت‌های گرانوبلاستی است. سرپانتینی‌شدن استاتیک مربوط به متامورفیسم کف اقیانوسی است و رودینگیتی‌شدن استاتیک که به‌صورت بافت‌های گرانوبلاستی ایجاد می‌شوند، در ارتباط با این‌گونه سرپانتین‌هاست (دگرسانی استاتیک) (Sabzehei, 2002) )شکل 7- الف و 7- ب)؛ (2) مرحله دوم: تبدیل سرپانتین‌های حرارت پایین لیزاردیتی به سرپانتین‌های حرارت بالای آنتیگوریتی و ایجاد رگه‌های رودینگیتی است. سرپانتینی‌شدن دینامیکی که به‌صورت چند فازی است، مربوط به جایگیری افیولیت‌هاست و در زون‌های برشی در زمان جاگیری افیولیت‌ها ایجاد شده است و با این نوع رودینگیت‌ها در ارتباط است (دگرسانی دینامیک) (Sabzehei, 2002).

 

(الف)

 

(ب)

 

شکل 7- الف) رودنگیت گرانوبلاستی حاوی گراسولار + اپیدوت + پرهنیت، ب) رودنگیت گرانوبلاستی حاوی هیدروگراسولار + اپیدوت + کلریت Mgدار (Ep = اپیدوت، Chl = کلریت، H-Grs = هیدروگراسولار، Prh = پرهنیت، Grs = گراسولار) (XPL).

 

شرایط T-P پریدوتیت‌های تکتونیتی

به‌عقیده Ildefonse و همکاران )1997) بافت‌های پورفیروکلاستیک در پریدوتیت‌های تکتونیتی شرایط لیتوسفری (°C1000-800) را نشان می‌دهند. در شرایط لیتوسفری دانه‌های الیوین دارای کشیدگی، مرزهای ساب‌گرین فراوان (وجود ماکل مکانیکی) و تیغه‌های اکسولوشن کلینوپیروکسن درون پورفیروکلاست‌های ارتوپیروکسن هستند. وجود پدیده‌های ذکر شده در هارزبورژیت‌های پورفیروکلاستیک خوی می‌تواند دلیلی بر توسعه این پریدوتیت‌ها در شرایط لیتوسفری باشد. در نمونه‌های بدون تجزیه، همبری‌های بین اسپینل‌های قهوه‌ای و الیوین یا پیروکسن به‌صورت قاطع و بدون هیچ محصول واکنشی است (شکل‌های 3، 4 و 5). این مطلب نشان‌دهندة تعادل حرارت بالا در میدان Al زیاد است (O’Hara, 1968; Anastasiou et al., 1972). همچنین وجود این‌گونه همبری‌ها نشان می‌دهد که این تکتونیت‌ها )هارزبورژیت‌های اسپینل‌دار( در میدان پایداری لرزولیت‌های اسپینل‌دار توسعه پیدا نموده‌اند. به عبارت دیگر، هارزبورژیت‌های تکتونیتی مجموعه افیولیتی خوی باقی‌مانده‌های ذوب لرزولیت‌های اسپینل‌دار هستند. بر اساس نمودار P-T لرزولیت‌ها )شکل 8)، به احتمال زیاد هارزبورژیت‌های اسپینل‌دار تکتونیتی خوی به‌علت عدم حضور فازهای Al‌دار دیگر، از قبیل گارنت و پلاژیوکلاز، در شرایط مشابه نقطه B این نمودار (شکل 8) ایجاد شده‌اند.

 

ژئوشیمی

 بر اساس نمودارهای عنکبوتی، هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی نسبت به گوشته اولیه، بازالت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی وکندریت‌ها عادی‌سازی شده‌اند (شکل 9).

 

جدول 1- داده‌های REE مربوط به هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی

ُSample

La

Ce

Nd

Sm

Eu

Gd

Dy

Er

Yb

Lu

Kh-20

0.24

0.93

0.72

0.02

-

0.02

0.31

0.08

0.24

0.05

Kh-21

0.29

0.79

0.63

0.02

-

0.04

0.34

0.08

0.32

-

Kh-22

0.23

0.65

0.63

0.03

-

0.01

0.21

0.1

0.45

0.04

 

 

 

 

 

شکل 8- نمودار P-T لرزولیت‌ها. اساس این نمودار، داده‌های ترمومتری Sachtleben و Seck (1981) و داده‌های بارومتری Mercier و Nicolaset (1975) است. (A) تبلور مجدد لرزولیت‌های گرانولار، (B) پریدوتیت‌های اسپینل‌دار تکتونیتی، (C) پریدوتیت‌های پلاژیوکلازدار میلونیتی، (D) تکتونیت‌های میلونیتی پلاژیوکلازدار، (E) پریدوتیت‌های میلونیتی هورنبلنددار، (F) پریدوتیت‌های میلونیتی کلریت‌دار، (G) سرپانتینیت‌های میلونیتی. نقطه M مربوط به ذوب‌بخشی فشار پایین است (Hoogerduijn Strating et al., 1993).

 

 

 

 (الف)

 

 

(ب)

   

(پ)

 

 

 

شکل 9- نمودارهای عنکبوتی هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی که نسبت به (الف) گوشته اولیه، (ب) بازالت‌های میان‌اقیانوسی، و (پ) کندریت‌ها، عادی‌سازی شده‌اند.

 

 

 

دراین پریدوتیت‌ها عناصر MREE (Sm-Eu-Gd) نسبت به HREEها و LREEها تهی‌شدگی بیشتری را نشان می‌دهند. این مطلب باعث پیدایش الگوهای U شکل در عناصر REE این پریدوتیت‌ها شده است. وجود الگوهای U شکل که در پریدوتیت‌های تکتونیتی مختلف گزارش شده، توسط محققان تفسیر شده که به ذکر سه مورد از آنها پرداخته می‌شود:

(1) آنومالی منفی MREEها در هارزبورژیت‌ها نشان می‌دهد که این سنگ‌ها بازمانده‌های ذوب‌بخشی هستند (Prinzhofer et al., 1985).

(2) عناصر LREE در گوشته نسبت به HREE بسیار ناسازگارتر بوده، بر اثر ذوب‌بخشی میزان LREEها در بازمانده‌های ذوب (هارزبورژیت‌ها) تهی می‌شوند. این پدیده شیب مثبت در الگوی REEهای بازمانده‌ها ایجاد می‌نماید (Downes, 2001).

)3) ایجاد الگوهای U شکل در بازمانده‌های ذوب در ارتباط با نوع ذوب‌بخشی و یا مراحل بعد از آن از قبیل دگرسانی، متاسوماتیسم و یا ورود یک ماگمای سیلیکاته (Prinzhofer et al., 1985).

در حقیقت، ابتدا بر اثر ذوب‌بخشی، الگوهای REE با شیب مثبت ایجاد شده، سپس ﺗﺄﺛﻴﺮ مراحل ثانویه از قبیل دگرسانی، متاسوماتیسم یا تله مذاب باعث غنی‌شدگی در LREE می‌شود. با توجه به مطالب گفته شده وجود الگوهای U شکل در تکتونیت‌های خوی را طی دو مرحله می‌توان توجیه نمود:

 1) به علت ناسازگاری بیشتر عناصر LREE نسبت به HREE ها، در مراحل ذوب‌بخشی گوشته بالایی، بازمانده ذوب از عناصر LREEتهی شده، در این مرحله الگوی REEها در بازمانده‌ها دارای شیب مثبت می‌شود.

 2) در مرحله بعد رورانش لیتوسفر اقیانوسی مزوزوئیک بر روی لیتوسفر قاره‌ای باعث افزایش میزان LREEها شده است. به،عبارت دیگر، عملکرد فازهای ماگمایی و متاسوماتیسم ترشیری در شمال‌غرب ایران به‌صورت جایگزینی توده‌های نفوذی یا ساب‌ولکانیکی فلسیک-حدواسط در زون آمیزه رنگی یا مجموعه افیولیتی باعث افزایش عناصر LILE و گاه LREEها شده است؛ به‌ویژه آن‌که شواهد متاسوماتیسم در منطقه سرو - خوی به‌صورت توده‌های نفوذی گرانیتی (کرتاسه پسین- پالئوسن)، میکروگرانودیوریت‌ها و گنبدهای داسیتی )پلیوسن( مشاهده می‌شود.

 

نتیجه‌گیری

 بر اساس مطالعات صورت‌گرفته می‌توان اثبات کرد که پریدوتیت‌های هارزبورژیتی خوی دارای فابریک‌های تکتونیتی و الگوهای U شکل در عناصر REE هستند. نتایج به‌دست آمده دلیلی بر گوشته‌ای بودن این پریدوتیت هاست.

همچنین با توجه به‌دلایل بحث‌شده در متن، شرایط T-P این هارزبورژیت‌ها به‌گونه‌ای است که نشان می‌دهد آنها در میدان پایداری لرزولیت‌های اسپینل دار توسعه پیدا کرده‌اند.

با استناد به مطالب ذکر شده می‌توان گفت افیولیت خوی دارای مقطع گوشته‌ای با ترکیب هارزبورژیت بوده که به‌وسیله درجه بالای ذوب‌بخشی لزولیت‌های اسپینل‌دار تهی شده است.

 

امینی، ب. و رادفر، ج. (1376) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 خوی، سازمان زمین‌شناسی کشور.

پهلوان‌نژاد، ر. (1380) بررسی پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت‌های منطقه خوی. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، پژوهشکده علوم‌زمین، تهران، ایران.

نبوی، م. (1355) دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران، سازمان زمین‌شناسی کشور، تهران، ایران.

نوروزی، م. (1379) بررسی ویژگی‌های ساختاری پهنه‌های برش نرم و ترد در گستره خوی. پایان نامه کارشناسی‌ارشد، پژوهشکده علوم‌زمین، تهران، ایران.

Anastasiou, P. and Seifert, F. (1972) Solid solubility of Al2O3 in enstatite at high temperature and 1-5 kb water pressure. Contribution to Mineralogy and Petrology 34: 272-287.

Boudier, F. and Nicolas, A. (1985) Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic environments. Earth and planetary science letters 76: 84-92

Coulton, A. J. (1997) Serpentinite mylonites from an ophiolite (Fault – Related Rocks): A photographic atlas. Snoke, Tullis and Todd 408-411.

Downes, H. (2001) Formation and modification of the shallow sub – continental lithospheric mantle: A review of geochemical evidence from ultramafic xenolith suites and tectonically emplaced ultramafic massifs of western and Central Europe. Journal of petrology42: 233-250.

Hassanipak, A.. A. and Mohamad Ghazi, A. (2000) Petrology, geochemistry and tectonite setting of the Khoy ophiolite, North west Iran: implication for Tethyan tectonics. Journal of Asian Earth Science Elsevier 18: 109-121.

Hoogerduijn strating, E. H., Rampone, E., and Piccardo, G. B., Drury, M. R. and Vissers, R. L. M (1993) Subsolidus emplacement of mantle peridotites during incipient oceanic rifting and opening of the Mesozoic Tethys (Voltri massif, NW Italy). Journal of petrology 34: 901-927.

Ildefonse, B., Boudier, F. and Nicolas, A. (1997) Asthenospheric deformation in ophiolitic peridotite (Fault – Related Rocks): A photographic atlas. Snoke, Tullis and Todd 588-589.

Ildefonse, B., Boudier, F. and Nicolas, A. (1997) Lithospheric deformation in ophiolitic peridotite (Fault – Related Rocks): A photographic atlas. Snoke, Tullis and Todd 590-593.

Kamineni, D. C. and Mortimer, C. (1975) The structural environment of Khoy region, NW Iran. International Journal Earth Science 64: 831-835.

Khalatbari, M., Juteau, T., Bellon, H., whitechurch, H., Cotton, J. and Emami, H. (2003) Discovery of two ophiolitic complex of different ages in the Khoy area (NW Iran). Geodyamics 335: 917-929.

Khalatbari, M., Juteau, T., Bellon, H., whitechurch, H., Cotton, J. and Emami, H. (2004) New geological and geochemical investigation on thee Khoy ophiolites and related formation NW Iran. Journal of Asian Earth Science 23: 507-533.

Mercier, C. J. and Nicolas, A. (1975) Textures and fabrics of upper mantle peridotites as illustrated by xenoliths from basalts. Journal of petrology 16: 454-487.

Nicolas, A., Bouchez, L., Boudier, F. and Mercier, C. J. (1971) Textures, structures and fabrics due to solid-state flow in some European lherzolites. Tectonophysics 12: 55-86.

O’Hara, M. J. (1968) The bearing of phase equilibria studies in synthetic and natural systems on the origin and evolution of basic and ultrabasic rocks. Journal of Asian Earth Science 4: 69-133.

Prinzhofer, A. and Allegre, C. J. (1985) Residual peridotites and the mechanisms of partial melting. Earth and planetary science letters 74: 251-265.

Ricou, L. E. (1971) Lecroissant ophiolitique pri-arabe: un ceinture de nappes au Cretace superieur. Rev. Giogr. Phys. Geol. Dyn 13: 327-50.

Sabzehei, M. (2003) Rodengitization of Iran basic rocks: A new interpretation. Jour of sciences Islamic Republic of Iran 13:155-160.

Sachtleben, T. and Seek, H. A. (1981) Chemical control of Al solubility in orthopyroxene and its implications. on pyroxene geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 78:157-165.

Schandle, E. S., O’Hanley, D. S. and Wicks, F. J. (1990) Fluid inclusions in rodingites: A geothermometer for serpentinization. Economic Geology 85: 1273-1276