بررسی شیمی و شناخت جایگاه تکتونوماگمایی در پریدوتیت‌های گوشته‌ای ‏محدودة آهن و مس حیدرآباد

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه ‌شهیدچمران اهواز، اهواز، ایران

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهیدچمران اهواز، اهواز، ایران

چکیده

آمیزة افیولیتی حیدرآباد در زمین‌درز سیستان، در مرز میان بلوک‏‌های قاره‏‌ای لوت و افغان جای گرفته است. این آمیزه دربردارندة پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای و توالی پوسته‌ای است. پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای بیشتر شامل هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن هستند و در جایگاه پشته میان‌اقیانوسی پدید آمده‏‌اند. این پریدوتیت‏‌ها تحت‌تأثیر محلول‏‌های گرمابی قرار ‏‌گرفته و دگرسان شده‏‌اند. در این منطقه، کانه‏‌زایی آهن و مس در پی رفتار سیال‌های ‏‌گرمابی‏‌ روی داده است که در راستای‏‌ شکستگی‏‌ها و گسل‏‌ها در‏‌ حرکت بوده‌اند. ساخت و بافت مادة معدنی به‌صورت پرکنندة فضای خالی، دانه پراکنده، رگه‏‌رگچه و جانشینی است. دو فاز مهم برای رخداد کانه‌زایی در این محدوده شناخته شد. فاز نخست فرایندهای را دربر می‌گیرد که کانه‌زایی سولفیدی در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای را به‌دنبال داشته‌اند. فاز دوم، فرایند ورود سیال‌های اکسیدی است که کانه‌زایی مگنتیت را پدید آورده است. برپایة بررسی‌های ریزکاو الکترونی، کانی‏‌های الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و اسپینل سازنده‏‌های اصلی پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای‌اند. بیشتر الیوین‏‌های پریدوتیت‏‌های گوشته سرپانتینی شده‏‌اند؛ اما الیوین‏‌های سالم از نوع فورستریت‌اند. همچنین، ارتوپیروکسن‏‌ها از نوع انستاتیت، کلینوپیروکسن‏‌ها از نوع دیوپسید و اسپینل‏‌ها از نوع آلومینیم کروم‏‌دارند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Chemistry and determination of tectonomagmatic setting in mantle ‎peridotites from iron-copper area of the Heydarabad ‎

نویسندگان [English]

  • Houshang Pourkaseb 1
  • Alireza Zarasvandi 2
  • Mansour Adelpour 1
1 Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran.
2 Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran.
چکیده [English]

The Heydarabad ophiolitic mélange is hosted in the Sistan suture zone, which marks the boundary between the Lut and the Afghan continental blocks and comprises of mantle peridotites and crustal sequence. The studied mantle peridotites are dominated by harzburgite and clinopyroxene-rich harzburgite that formed in mid-ocean ridge (MOR) setting. These mantle peridotites, due to the effect of hydrothermal solutions, have been altered. Moreover, iron-copper mineralization developed by the influence of hydrothermal fluids moving through the fractures and the faults. The textures and structures of mineralization formed as open space filling, disseminated, vein-veinlet and replacement. Two important stages could be recognized for the mineralization in this area. The first stage includes processes, which caused the development of sulphide mineralization in the mantle peridotites. The second stage is related to oxide fluids, which led to magnetite mineralization.Based on detailed electron microprobe study, olivine, orthopyroxene, clinopyroxene and spinel are the essential rock forming-minerals of the rocks under study. Most of the olivines from the mantle peridotites are serpentinized but some, with forsterite composition, are fresh. The composition of the ortho- and clinopyroxenes is enstatite and diopside respectively and the spinels are classified as Al-rich Cr-spinel type.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Heydarabad
  • Sistan suture zone
  • mantle peridotites
  • iron-copper mineralization

مقدمه

برپایة بررسی‏‌های انجام‌شده، مجموعه‏‌های افیولیتی در جایگاه‏‌های زمین‌ساختی گوناگونی (مانند: پشته‏‌های میان‌اقیانوسی، مراکز گسترش پشت‌کمان و محیط‏‌های گسترش پهنه‌های کششی بالای منطقه فرورانش) پدید می‌آیند (Dare et al., 2007). بررسی واحدهای گوناگون سنگیِ گوشتة بالایی در مجموعه‏‌های افیولیتی، برای ارزیابی فرایندهای تأثیرگذار در پیدایش مجموعة افیولیتی و شناخت جایگاه زمین‌ساختی آنها اهمیت بسیاری دارد (Ahmad et al., 2005; Caran et al., 2010). با وجود پیچیدگی فراوان، ویژگی‏‌های زمین‏‌شناسی این سنگ‏‌ها، داده‏‌های کانی‏‌شناختی و سنگ‏‌شناختی پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای در شناخت جایگاه زمین‌ساختی مجموعه‏‌های افیولیتی اهمیت ویژه‏‌ای دارند (Gonzalez-Jimenez et al., 2011).

مجموعه‏‌های افیولیتی در گروه مجموعه سنگ‏‌های مافیک و الترامافیک رده‏‌بندی می‏‌شوند و از دیدگاه برخی اندوخته‌ها (مانند: کرومیت، مس، آهن، سرب و روی) شایان توجه‏‌اند (Mudd et al., 2013)؛ با این حال، نبود داده‏‌های دقیق برای ترکیب‌های سولفیدی، روشن‌نبودن جایگاه سنگ‏‌شناسی واحدهای سنگی میزبان کانی‏‌های سولفیدی و پیچیدگی بسیارِ سنگ‏‌شناسی در پهنه‌های افیولیتی موجب شده است که بررسی‌های علمی و اکتشافی هدفمند روی فازهای سولفیدی سابقه کمی داشته باشد. این کانسارها نخست برای استخراج فلزات پایه بهره‌برداری می‏شدند (Mudd et al., 2013). به‏‌طور کلی، این نکته پذیرفته شده است که خاستگاه این فلزها در پهنه‌های واکنشی گرمابی، در پایین‏‌ترین بخش دایک‏‌های ورقه‏‌ای، در پوستة اقیانوسی جای دارد (Patten et al., 2017). امروزه نیز نشانه‌هایی از آن در مغزه‏‌های حفاری ژرفِ پوستة اقیانوسی ردیابی می‌شود (Patten etal., 2015). این نوع کانه‏‌زایی در پهنه‏‌های اپیدوتی‌شدة درون افیولیت‏‌ها را به‌نام کانسارهای مافیک-الترامافیک دانسته و بهره‏‌برداری کرده‌اند (Anenburg et al., 2015). برای نمونه، افیولیت‏‌های ترودوس در قبرس از این دسته هستند (Vikentyev et al., 2017). افزون‌براین، کانسارهای درون افیولیت‏‌های اسماعیل- عمان (Alabaster et al., 1979) و ایران که میزبان بخش مهمی از کانسارهای سولفیدی‌اند نیز از این گروه به‌شمار می‌روند. برپایة گسترش چشمگیر مجموعه‏‌های افیولیتی در ایران، رخدادهای متنوعی از کانه‏‌زایی آهن و فلزات پایه (مانند: مس) در زمان‏‌های گوناگون به‏‌ویژه کرتاسه روی داده‌اند (Mousivand et al., 2018). کانسار نوده (Maghfouri et al, 2016)، کانسارهای شیخ‌عالی و احمدآباد (Rastad et al., 2002)، زورآباد خوی (Aftabi et al., 2006)، زاغ‌دره و رمشک (Mousivand et al., 2013)، گزیک و خلیلان (Mousivand et al., 2013) و مسگران (Agharezaei and Hezarkhani, 2016) از این کانه‏‌زایی‏‌ها هستند.

در این پژوهش، با بررسی ویژگی‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری، بررسی‏‌های میکروسکوپی، شیمی کانی‏‌ها و زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های پریدوتیت گوشته‏‌ای در‏‌ افیولیت‏‌های حیدرآباد که کانه‏‌زایی مس و آهن دارند، خاستگاه و پهنة زمین‏‌ساختی این واحدها و چگونگی کانه‏‌زایی آهن و مس در آنها بررسی می‌شود.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقه حیدرآباد در افیولیت‏‌های نهبندان، در بخش میانی پهنة زمین‌درز سیستان جای دارد (شکل 1). زمین‌درز سیستان با روند شمالی- جنوبی، با درازای بیشتر از 700 کیلومتر، در خاور ایران، میان بلوک‏‌ لوت در باختر و بلوک افغان در خاور قرار دارد (Kurzawa et al., 2017).

 

 

شکل 1- پهنه‌های اصلی رسوبی- ساختاری ایران (Berberian and King, 1981) و جایگاه محدودة حیدرآباد

 

 

این زمین‏‌درز که در پی برخورد بلوک‏‌های لوت و افغان و بسته‌شدن اقیانوس تتیس در زمان کرتاسه تا ائوسن پدید آمده است (Bayet-Goll et al., 2016) و از مهم‌ترین شاخه‏‌هاى نئوتتیس به‌شمار مى‏‌آید. این زمین‌درز که مراحل پیدایش را از پوستة اقیانوسى تا قاره‏‌اى گذرانده است، به‏‌صورت یک حوضة بجا‏‌مانده در پی برخورد بلوک‏‌های لوت و افغان است (Brocker et al., 2013). در راستای این زمین‌درز، مجموعه‏‌های افیولیتی گوناگونی به‏‌صورت ناپیوسته با روند شمالی- جنوبی، از بیرجند تا زاهدان، رخنمون دارند. مهم‏‌ترین آنها عبارتند از: 1) افیولیت‏‌های بیرجند؛ 2) افیولیت‏‌های نهبندان؛ 3) افیولیت‏‌های چهل‌کوره.

برپایة بررسی‌ها (Tirrul et al., 1983)، زمین‌درز سیستان دو واحد اصلی دارد: 1) کمپلکس نه- رتوک؛ 2) حوضة سفیدابه یا اقیانوس کهن سیستان. این تکامل زمین‌ساختی با جایگیری آمیزه‌های افیولیتی و افیولیت‏‌های کرتاسه آغاز شده و سپس با ته‏‌نشست فلیش‏‌های کرتاسه پسین- ائوسن ادامه پیدا کرده است (Fotoohi-Rad et al., 2009). مجموعة نه- رتوک که گسترة بررسی‌شدة حیدرآباد نیز در آن جای گرفته است، یک منشور برافزایشی است که از اطراف با حوضة سفیدابه همپوشانی دارد (Mohammadi et al., 2016). مجموعه نه- رتوک دربردارندة توالی بخش گوشته‏‌ای (سرپانتینیت، هارزبورژیت سرپانتینی شده، هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن) و بخش پوسته‏‌ای (Saccani et al., 2010) (توده‏‌های الترامافیک، گابرونوریت، گابروهای توده‏‌ای و لایه‌ای، به همراه دایک‏‌های پلاژیوگرانیت و بازالت-بازالت‏‌های اسپیلیتی) است (Zarrinkoub et al., 2012). واحدهای سنگی اصلی این منطقه دربردارندة واحدهای آمیزة افیولیتی به سن کرتاسه پسین (هارزبورژیت، لرزولیت، گابرو، گابرونوریت، دایک‏‌های صفحه‏‌ای، گدازه بالشی و لیستونیت)، فیلیت‏‌های منسوب به پالئوسن-ائوسن و مقدار کمی شیست و ماسه‌سنگ با دگرگونی ضعیف‌اند (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- نقشة زمین‌شناسی تهیه‌شده از محدودة حیدرآباد (مقیاس 1:5000)


 

 

پریدوتیت گوشته‏‌ای تکتونیزه (تکتونایت)، فراوان‏‌ترین واحد سنگی است و به‏‌صورت گسله در کنار فیلیت‏‌ها جای گرفته است (شکل 3- A). پریدوتیت گوشته‏‌ای بیشتر بخش‌های مرتفع منطقه را دربر می‏‌گیرند. این سنگ‌ها در پهنه‏‌های گسلی لیستونیتی شده‏‌اند و فرایند سرپانتینی‏‌شدن را با درجات گوناگونی نشان می‏‌دهند. در این مجموعه، گابروها به دو صورت گابروهای ایزوتروپ و گابروهای لایه‏‌ای دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). در این محدوده، گابرو و گابرونوریت چندین رخنمون دارند. گدازه‏‌های بالشیِ آمیزة افیولیتی بررسی‌شده بافت آفیریک، ویتروفیری تا پورفیری و اینترگرانولار دارند (شکل 3- C). میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز همراه با بلورهای ریز کلینوپیروکسن در خمیره‏‌ای از شیشه اکسیده‌شده نمایان شده‏‌اند. این میکرولیت‏‌ها نشانة تبلور سریع آنها در کف دریا هستند (Kohansal et al., 2016). رسوب‌های پلاژیکِ (آهک و چرت رادیولاریت‏‌دار) روی گدازه‏‌های بالشی به‏‌خوبی نشان‌دهندة آتشفشان دریایی و فوران‏‌های آرام در ژرفای دریا هستند. در آمیزة افیولیتی محدوده حیدرآباد، پریدوتیت گوشته‏‌ای نزدیک به 70 درصد از رخنمون افیولیتی را دربر گرفته‌ و از هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن ساخته شده است. رفتار درزه‏‌ها و رخداد فرسایش کروی به‏‌همراه هوازدگی، ساخت‏‌های قلوه‏‌ای در این هارزبورژیت‏‌ها را به‌دنبال داشته است.

این سنگ‏‌ها در مقیاس نمونة دستی، دانه‏‌ای هستند و کانی‏‌های کمابیش درشت الیوین و پیروکسن دارند (نزدیک به 3 میلیمتر) که به سنگ، رنگ سبز تیره تا سبز مایل به سیاه داده‏‌اند. بافت‏‌های مشبک، پروتوگرانولار، پورفیرو‏‌کلاستیک، هم‏‌پسو انتقالی از بافت‏‌هایِ تکتونایت‏‌های بررسی‌شده هستند. بافت پروتوگرانولار (شکل 3- D) کهن‌ترین بافت پریدوتیت‏‌های تکتونایتی به‌شمار می‌رود (Khalili and Pahlevaninjad, 2010). بافت مشبک در نمونه‏‌های بررسی‌شده پیامد تجزیه و دگرسانی الیوین به سرپانتین است (Ghaseminejad and Torabi, 2014). بیشتر الیوین‏‌ها در پی دگرسانی با سرپانتین جایگزین شده‌اند و باعث پیدایش کانه‏‌های کدر (مانند: تیتانومگنتیت) شده‏‌اند. همراهی این کانی‏‌ها با سرپانتین در حاشیه و به‌صورت رگه‏‌های نامنظم و متقاطع در الیوین، بافت مشبک یا توری را در الیوین پدید آورده است. ارتوپیروکسن و الیوین‏‌های درشت نشانه‌هایی از دگرریختی شکل‏‌پذیر (مانند: نوار شکنجی) را نشان می‏‌دهند (شکل 3- E) که چه‌بسا پیامد شرایط گوشته‏‌ای و رخداد دگرریختی کشسان دما بالا باشند (Kamenetsky et al., 2006). کروم‌اسپینل و کرومیت کانی‏‌های نخستین سنگ‏‌های الترامافیک هستند و به‌علت مقاومت بالای آنها دربرابر فرایندهای دگرسانی گرمابی و دگرگونی کمابیش سالم می‌مانند (Nasir et al., 2007). کروم‌اسپینل بیشتر به شکل‌های کاملاً بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‌دار دیده می‏‌شود که هم به‏‌صورت میان‏‌بلوری و هم به‏‌صورت میانبار درون بلورهای الیوین و پیروکسن دیده می‏‌شود (شکل 3- F). به‏‌طور خلاصه در تکتونایت گوشته‏‌ای، میزان الیوین برابربا 65 تا 85 درصدحجمی و اندازة آن 2 تا 5 میلیمتر است. همچنین، ارتوپیروکسن (بیشتر انستاتیت با ماکل مکانیکی) با فراوانی 10 تا 30 درصدحجمی و به اندازة معمولاً کمتر از 2 میلیمتر و گاه پورفیروکلاست‏‌هایی تا نزدیک به 6 میلیمتر دیده می‌شود. کلینوپیروکسن (دیوپسید) نیز فراوانی کمتر از 1 تا 5 درصدحجمی دارد و اندازة آن نزدیک به 2 میلیمتر است.

 

 

شکل 3- A) تصویر پانوراما از آمیزة افیولیتی که از اطراف با فیلیت فراگرفته شده است (دید رو به شمال)؛ B) نمایی از گابروی لایه‏‌ای در افیولیت حیدرآباد؛ C) بافت پورفیروی در بازالت‏‌ بالشی؛ D) بافت پروتوگرانولار در هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن؛ E) بافت هم‏‌بُعد در هارزبورژیت که در آن ارتوپیروکسن با ماکل مکانیکی، الیوین‏‌های کینک‌بانددار را فراگرفته است؛ F) کروم‌اسپینل نیمه‌شکل‌دار درون پیروکسن (Ol: الیوین؛ Opx: ارتوپیروکسن؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Spl: اسپینل؛ Srp: سرپانتین؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ نام اختصاری کانی‏‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است)

 

 

روش انجام پژوهش

افزون‌بر بازدیدهای صحرایی و برداشت اطلاعات گوناگون از ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی و ساختاری واحدهای سنگی، نمونه‏‌برداری سیستماتیک برای تهیه مقطع‌های نازک و صیقلی، آزمایش‏‌های تجزیة سنگ‌کل و شیمی کانی‏‌ها انجام شد. بررسی‌های آزمایشگاهی دربردارندة بررسی‌های سنگ‏‌نگاشتی مقطع‌های نازک میکروسکوپی و صیقلی برای شناخت بافت سنگ‏‌ها و ریزساختارهای آنهاست. ازاین‌رو، سنگ‌کل شمار 11 نمونه از پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای با کمترین دگرسانی برای ارزیابی اکسیدهای اصلی به روش XRF و دستگاه اسپکترومتر ARL Advant-XP تجزیه شدند. همچنین، تجزیه عنصرهای اصلی، کمیاب و عنصرهای خاکی نادر (REE) به روش طیف‌سنج جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS)، با طیف‏‌سنج حرارتی سری X-I در مؤسسه تحقیقات ذخایر معدنی و علوم‌زمین (CNR) در شهر پادوای ایتالیا انجام شد. افزون‌براین، هشت مقطع نازک ‌صیقلی برای بررسی نقطه‏‌ای کانی‏‌های اسپینل، الیوین و پیروکسن به آزمایشگاه مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران (ایمیدرو) فرستاده شدند. تجزیه این کانی‌ها با روش EPMA و دستگاه ریزکاو الکترونی مدل Cameca SX100 (با ولتاژ شتاب‌دهندة kV15،‌ شدت جریان mA20،‌ مدت زمان شمارش 15 تا 20 ثانیه و قطر باریکة الکترونی متمرکز 1 تا 3 میکرون) انجام شد.

 

داده‌های زمین‌شیمایی

1- شیمی کانی‌ها

کرم‌اسپینل: پژوهش‌ها نشان می‏‌دهند کرم‌اسپینل شاخص پتروژنتیک حساسی برای بررسی ترکیب شیمیایی ماگمای مادر به‏‌شمار می‏‌رود؛ زیرا این کانی دربرابر تغییرات شیمیایی پس از جایگیری ماگما مقاومت بالایی از خود نشان می‏‌دهد (Senda et al., 2016) و ازاین‌رو، برای بررسی سنگ‏‌های قدیمی دگرسان مناسب است. ازآنجایی‌که تبلور کرم‌اسپینل در محیط‏‌های ماگمایی همزمان با الیوین روی می‌دهد و ضریب توزیع‏‌پذیری بالای برخی عنصرها (مانند: Fe، Mg و Al) میان ماگما و اسپینل از ویژگی‏‌های مهم ترکیبی آن است، شیمی این کانی برای بررسی ترکیب مایع اولیه کارآمد است (Maurel and Maurel, 1982). برپایة داده‌های به‏‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاو الکترونی (جدول 1) اسپینل‏‌های بررسی‌شده از نوع آلومینیم-کروم‏‌دارند. در مقایسه با هارزبورژیت‏‌ها، پیکوتیت در هارزبورژیت‏‌های سرشار از کلینوپیروکسن، میزان بالاتری TiO2 (04/0 تا 1/0 درصدوزنی) و Al2O3 (5/47 تا 50 درصدوزنی) و میزان کمتری Cr2O3 (5/16 تا 19 درصدوزنی) دارد. در کروم‌اسپینل، میزان Mg# [100×Mg/(Mg+Fe2+)] در هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینو‏‌پیروکسن به‌ترتیب برابربا 4/62 تا 66 درصدوزنی و 3/64 تا 3/67 درصدوزنی است. همچنین، در این کانی، میزان Cr# [100×Cr /(Cr+Al)] در هارزبورژیت برابر با 3/31 تا 5/34 درصدوزنی و در هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن 1/18 تا 21 درصدوزنی است.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی برای اسپینل (برپایة درصدوزنی) در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای حیدرآباد، به‌همراه فرمول ساختاری و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده آنها برپایة 32 اتم اکسیژن (Cr#: 100×Cr /(Cr+Al)؛‌ Mg#: 100×Mg/(Mg+Fe2+))

Cpx-rich harzburgite

Harzburgite

Rock Type

S78-pt1

S78-pt2

S78-pt3

S78-pt4

S78-pt5

S78-pt6

S62-pt1

S62-pt2

S62-pt3

S62-pt4

S62-pt5

S62-pt6

Points No.

0.04

0.06

0.20

0.03

0.04

0.05

0.04

0.07

0.08

0.02

0.07

0.03

SiO2

0.07

0.09

0.10

0.04

0.06

0.07

0.06

0.04

0.03

0.04

0.03

0.04

TiO2

50.16

48.87

47.58

48.86

49.31

48.96

39.75

37.98

40.98

39.93

40.12

37.18

Al2O3

16.62

18.23

18.94

17.64

18.22

18.16

27.34

29.89

27.85

27.84

28.11

29.01

Cr2O3

0.88

1.09

1.13

1.12

0.83

0.71

1.41

0.94

0.57

1.13

0.49

0.89

Fe2O3

15.14

13.97

14.96

15.02

15.15

15.51

13.97

14.86

14.71

14.82

14.68

15.84

FeO

0.21

0.10

0.02

0.19

0.18

0.21

0.14

0.22

0.23

0.19

0.21

0.22

MnO

15.72

16.19

16.71

15.91

15.82

15.71

15.23

15.21

15.17

15.14

15.26

14.76

MgO

0.02

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

CaO

0.37

0.24

0.21

0.31

0.39

0.32

0.14

0.14

0.16

0.17

0.05

0.23

NiO

99.23

98.84

99.86

99.12

100.01

99.70

98.09

99.35

99.80

99.28

99.03

98.20

Total

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Si

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

1.62

1.58

1.54

1.59

1.59

1.59

1.35

1.29

1.37

1.34

1.35

1.28

Al

0.36

0.40

0.41

0.38

0.39

0.39

0.62

0.68

0.62

0.63

0.63

0.67

Cr

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.02

0.01

0.02

0.01

0.02

Fe3+

0.35

0.32

0.34

0.35

0.35

0.36

0.34

0.36

0.35

0.35

0.35

0.39

Fe2+

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mn

0.64

0.66

0.68

0.65

0.65

0.64

0.65

0.65

0.64

0.64

0.65

0.64

Mg

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

3.01

3.01

3.01

3.01

3.01

3.01

3.00

3.01

3.00

3.00

3.00

3.02

Total

18.19

20.02

21.08

19.50

19.86

19.93

31.57

34.55

31.31

31.87

31.97

34.36

Cr#

64.92

67.38

66.57

65.38

65.05

64.36

66.03

64.60

64.77

64.55

64.95

62.42

Mg#

3.02

2.68

2.51

2.77

2.71

2.70

1.45

1.27

1.47

1.43

1.43

1.28

Al2O3/Cr2O3

0.96

0.86

0.90

0.94

0.96

0.99

0.92

0.98

0.97

0.98

0.96

1.07

FeO/MgO

 


 


الیوین: با آگاهی از ترکیب شیمیایی الیوین و اسپینل ویژگی‏‌های زمین‏‌ساختی و مباحث مربوط به سنگ‏‌زایی ماگما بررسی می‌شود (Arai, 1994). این کانی از فراوان‏‌ترین کانی‏‌هایِ پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای در محدودة بررسی‌شده است. ترکیب این کانی در این سنگ‏‌ها به‏‌گونة چشمگیری یکنواخت است و در محدودة فورستریت (Fo) جای می‏‌گیرد (Deer et al., 1992). میزان فورستریت در پریدوتیت گوشته‏‌ای برپایة داده‌های به‏‌دست‌آمده از تجزیه ریزکاو الکترونی از Fo90.0تا Fo90.9و Mg# از 2/90 تا 91 تغییر می‏‌کند (جدول 2).

 

 

جدول 2- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی برای الیوین (برپایة درصدوزنی) در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای حیدرآباد، به‌همراه فرمول ساختاری و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده آنها برپایة 4 اتم اکسیژن (Fo: فورستریت؛ :Fa فایالیت؛ Mg#=100×Mg/(Mg+Fe2+))

Rock Type

Harzburgite

Cpx-rich harzburgite

Points No.

O2-pt1

O2-pt2

O2-pt3

O1-pt1

O1-pt2

O6-pt1

O6-pt2

O3-pt3

O5-pt1

O5-pt2

SiO2

40.69

40.53

40.68

40.38

40.67

41.49

41.31

41.47

41.45

41.48

TiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.04

0.00

0.03

0.02

0.00

Al2O3

0.03

0.06

0.10

0.01

0.02

0.02

0.03

0.04

0.05

0.00

Cr2O3

0.02

0.01

0.01

0.01

0.05

0.03

0.04

0.03

0.00

0.05

FeO

9.21

9.26

8.93

9.58

8.75

10.16

10.23

10.08

10.01

10.29

MnO

0.16

0.13

0.14

0.11

0.08

0.12

0.18

0.10

0.07

0.22

MgO

49.06

49.61

49.91

49.32

49.47

49.22

49.03

49.24

49.26

49.07

CaO

0.02

0.01

0.01

0.00

0.02

0.02

0.02

0.01

0.00

0.01

NiO

0.45

0.35

0.38

0.32

0.29

0.45

0.46

0.38

0.31

0.48

Na2O

0.03

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.02

0.03

0.03

0.06

Total

99.67

99.94

100.16

99.73

99.35

101.57

101.32

101.40

101.20

101.66

Si

0.94

0.94

0.94

0.94

0.94

0.94

0.94

0.94

0.94

0.94

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

1.00

Fe2+

0.18

0.18

0.17

0.18

0.17

0.18

0.17

0.18

0.17

0.18

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

1.68

1.69

1.70

1.69

1.70

1.69

1.70

1.69

1.70

1.69

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

2.81

2.82

2.82

2.81

2.81

2.82

2.82

2.81

2.81

3.82

Fo

90.32

90.41

90.75

90.07

90.90

90.07

90.90

90.07

90.90

90.07

Fa

9.68

9.59

9.25

9.93

9.10

9.93

9.10

9.93

9.10

9.93

Mg#

90.47

90.53

90.88

90.17

90.97

90.17

90.97

90.17

90.97

90.17

 

 

پیروکسن: فرمول ساختاری ارتوپیروکسن‏‌ها و کلینوپیروکسن‏‌ها برپایة 4 کاتیون به‌ازای 6 اتم اکسیژن به‏‌دست آمده است (جدول 3). در نمونه هارزبورژیت گوشته‏‌ای، پورفیروکلاست‏‌‏‌های متوسط تا درشت‌بلور ارتوپیروکسن، 8/88 تا 7/90 درصدمولی انستاتیت، 7/7 تا 7/9 درصدمولی فروسیلیت و 3/1 تا 7/1 درصدمولی ولاستونیت دارند (En88.8–90.7Fs7.7–9.7Wo1.3–1.7).

در هارزبورژیت‏‌های سرشار از کلینوپیروکسن، این مقدارها برابربا En85.3–87.3Fs5.1–10.8Wo2.5–7.5هستند. مقدار Mg# ارتوپیروکسن‏‌هایِ هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن به‌ترتیب برابر با 3/90 تا 4/92 و 1/89 تا 8/90 است (جدول 3). برپایة جدول 3، در هارزبورژیت‏‌های سرشار از کلینوپیروکسن، میزان انستاتیت برابربا 6/43 تا 3/48 درصدمولی، فروسیلیت برابربا 7/6 تا 9/8 درصدمولی و ولاستونیت برابربا 2/44 تا 6/49 درصدمولی هستند (En43.6-48.3Fs6.7-8.9Wo44.2-49.6). میزان Al2O3 برابربا 3/2 تا 8/4 درصدوزنی است. مقدار Mg# کلینوپیروکسن از 4/91 تا 1/93 در نوسان است. میزان TiO2 و Na2O نیز بسیار اندک است و به‌ترتیب از 11/0 تا 32/0 و 01/0 تا 21/0 تغییر می‏‌کند.

 

 

جدول 3- داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی برای پیروکسن‌ (برپایة درصدوزنی) در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای حیدرآباد، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی به‌دست‌آمده آنها برپایه 6 اتم اکسیژن :Wo) ولاستونیت؛ :En انستاتیت؛ :Fs فروسیلیت؛ Mg#=100*Mg/(Mg + Fe2+))

Rock Type

harzburgite

Cpx-rich harzburgite

Points No.

O6-pt1

O6-pt2

O6-pt3

06-pt4

O3-pt1

O3-pt2

O3-pt3

O3-pt4

C4-pt1

C4-pt2

C4-pt3

C4-pt4

C4-pt5

SiO2

55.89

55.85

56.31

56.19

53.21

51.34

54.25

54.29

51.32

52.29

55.71

52.60

53.21

TiO2

0.04

0.03

0.01

0.04

0.32

0.30

0.10

0.03

0.30

0.32

0.00

0.21

0.11

Al2O3

3.74

3.02

3.27

2.91

4.31

4.79

5.18

5.09

4.82

4.28

2.34

3.01

3.91

Cr2O3

0.64

0.68

0.62

0.61

0.91

0.93

0.84

0.79

0.30

0.92

0.40

0.98

0.20

FeO

5.92

6.21

6.35

5.88

2.08

2.79

6.05

6.52

2.81

2.09

2.41

2.21

2.87

MnO

0.19

0.16

0.17

0.18

0.15

0.09

0.17

0.08

0.08

0.13

0.21

0.12

0.18

MgO

32.98

33.68

33.69

33.58

16.69

16.74

31.61

32.01

16.83

15.64

18.40

16.74

17.24

CaO

0.76

0.82

0.67

0.91

23.54

21.68

1.94

1.13

22.36

24.76

23.40

24.87

22.92

Na2O

0.02

0.01

0.01

0.03

0.22

0.32

0.01

0.02

0.03

0.21

0.02

0.01

0.02

K2O

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

100.18

100.47

101.10

100.33

101.43

98.98

100.17

99.97

98.85

100.64

102.89

100.75

100.66

Si

1.85

1.84

1.84

1.85

1.87

1.84

1.80

1.80

2.46

2.49

2.57

2.50

2.50

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

Al

0.15

0.12

0.13

0.11

0.18

0.20

0.20

0.20

0.27

0.24

0.13

0.17

0.22

Cr

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.02

0.02

0.01

0.04

0.02

0.04

0.01

Fe3+

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.11

0.08

0.09

0.09

0.11

Fe2+

0.17

0.14

0.18

0.16

0.10

0.10

0.19

0.19

0.11

0.08

0.09

0.09

0.11

Mn

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

1.72

1.72

1.72

1.73

0.86

1.00

1.59

1.66

1.20

1.11

1.26

1.19

1.21

Ca

0.03

0.03

0.03

0.03

0.07

0.08

0.07

0.05

1.15

1.26

1.15

1.27

1.15

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.02

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

0.00

0.00

Total

3.95

3.87

3.92

3.91

3.13

3.29

3.89

3.92

5.33

5.33

5.32

5.35

5.33

Wo

1.60

1.48

1.29

1.66

6.50

6.66

3.82

2.53

44.52

49.63

44.21

48.10

44.48

En

88.81

90.75

88.98

89.75

83.11

84.15

85.38

87.35

46.62

43.62

48.37

45.05

46.55

Fs

9.59

7.77

9.73

8.58

10.39

9.19

10.80

10.12

8.86

6.75

7.42

6.86

8.97

Mg#

90.97

92.41

90.38

91.66

89.26

90.81

89.12

89.86

91.44

93.03

93.16

93.10

91.46

total

0.19

0.15

0.19

0.17

0.11

0.11

0.20

0.19

0.23

0.17

0.19

0.18

0.23

 

 

2- زمین‌شیمی سنگ‌کل

میزان L.O.I در نمونه‏‌های پریدوتیت‏‌ کمابیش بالاست؛ به‌گونه‌ای‌‏‌که در نمونه‏‌های هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن به‏‌ترتیب از 4 تا 6/7 درصد‏‌وزنی و 4/4 تا 5/6 درصد‏‌وزنی تغییر می‏‌کند (جدول 4). این پدیده در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای پیامد فرایند سرپانتینی‌شدن است (Malvoisin, 2015) و در پی گذر سیال‌ها از شکستگی‏‌های درون پریدوتیت‏‌ها روی داده است. میزان Mg# در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای شاخصی برای بررسی درجة ذوب‌بخشی یا میزان تهی‏‌شدگی گوشته به‌شمار می‏‌رود (Davodi et al., 2014). ازآنجایی‌که هارزبورژیت و هارزبورژیت‏‌های سرشار از کلینوپیروکسن میزان بالایی Mg# دارند، پس دچار درجة بالایی از ذوب‌بخشی شده‏‌اند (Hartmann and Wedepohl, 1993). برپایة تجزیة سنگ‌کل در نمونه‏‌های پریدوتیت گوشته‏‌ای، میزان MgO با میزان Al2O3، CaO و TiO2 ارتباط منفی نشان می‏‌دهد. ازاین‌رو،‌ برای بررسی بیشتر با پریدوتیت‏‌های کرمانشاه (Allahyari et al., 2010)، عمان (Godard et al., 2000) و میانمار (Liu et al., 2016) مقایسه شده است (شکل‌های 4-A، 4- B و 4- C).

 

 

جدول 4- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و عنصرهای خاکی نادر در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای حیدرآباد

Rock Type

Harzburgite

Cpx-rich harzburgite

Sample No.

B4-62.5

B4-43.5

B5-71.3

B5-60.3

B6-78.2

B6-60

B1-40

B1-20.4

B3-28.3

B5-24.6

B6-5.8

XRF analyses (wt.%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

41.95

43.01

43.04

42.21

41.74

42.85

43.09

43.17

42.86

42.77

42.97

TiO2

n.d.

0.02

0.01

n.d.

0.01

0.01

0.01

0.02

0.0`

0.03

0.03

Al2O3

0.94

1.26

1.17

1.11

0.95

1.58

1.88

2.01

2.16

2.03

2.02

FeO

6.51

5.57

7.81

7.49

7.29

6.82

6.13

6.79

6.29

7.59

6.71

MnO

0.13

0.11

0.14

0.13

0.12

0.11

0.11

0.14

0.13

0.13

0.12

MgO

43.29

41.63

42.72

42.26

41.14

42.51

41.72

41.28

40.36

41.03

41.09

CaO

0.85

1.07

1.08

0.71

1.01

1.08

1.72

2.03

1.65

1.67

1.76

Na2O

0.01

0.03

0.04

0.03

0.03

0.07

0.04

0.06

0.05

0.07

0.05

K2O

n.d.

0.06

0.01

n.d.

n.d.

0.02

0.05

0.02

0.03

0.03

0.03

P2O5

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

L.O.I.

6.00

7.21

4.01

6.07

7.59

5.01

5.31

4.40

6.54

4.71

5.24

Total

99.68

99.97

100.03

100.01

99.88

100.06

100.06

99.92

100.07

100.06

100.02

ICP-MS analyses (ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Zn

34

38

44

47

36

38

39

46

43

46

43

Cu

7

12

19

11

9

6

11

13

10

9

11

Sc

4

5

7

5

6

5

6

5

6

7

6

Ni

2162

1998

2224

2223

2093

2051

1915

1898

2034

2081

1982

Co

109

110

114

113

108

112

111

115

107

105

109

Cr

1683

1302

2411

2081

1803

1784

1791

2119

1627

2050

1896

V

41

51

50

22

41

42

50

52

55

57

53

Rb

0.251

1.721

2.742

0.341

0.271

0.252

0.826

0.668

0.52

0.589

1.531

Sr

4.29

1.05

6.76

0.67

1.84

1.29

3.97

6.39

2.89

2.41

3.42

Y

0.7

1.19

0.971

0.561

0.701

0.889

1.89

1.93

2.06

1.89

1.68

Zr

0.189

0.394

0.597

0.219

0.326

0.237

0.524

0.451

0.458

0.47

0.715

La

0.031

0.053

0.101

0.035

0.029

0.027

0.041

0.048

0.075

0.18

0.175

Ce

0.037

0.076

0.301

0.035

0.039

0.036

0.157

0.201

0.061

0.279

0.096

Pr

0.004

0.012

0.025

0.004

0.005

0.003

0.021

0.023

0.011

0.036

0.015

Nd

0.021

0.039

0.089

0.016

0.018

0.02

0.112

0.114

0.092

0.159

0.079

Sm

0.006

0.007

0.018

0.007

0.006

0.008

0.045

0.043

0.048

0.047

0.059

Eu

0.004

0.007

0.007

0.006

0.005

0.005

0.021

0.023

0.024

0.023

0.017

Gd

0.023

0.029

0.031

0.01

0.015

0.021

0.107

0.126

0.115

0.096

0.089

Tb

0.003

0.01

0.007

0.003

0.004

0.006

0.026

0.031

0.028

0.024

0.023

Dy

0.035

0.079

0.072

0.021

0.036

0.045

0.223

0.231

0.245

0.2

0.201

Ho

0.013

0.023

0.02

0.007

0.01

0.016

0.054

0.057

0.058

0.049

0.048

Er

0.051

0.076

0.075

0.031

0.047

0.054

0.178

0.194

0.193

0.167

0.161

Tm

0.01

0.014

0.013

0.007

0.009

0.011

0.029

0.033

0.031

0.029

0.028

Yb

0.071

0.105

0.111

0.047

0.069

0.08

0.208

0.223

0.227

0.221

0.227

Lu

0.013

0.017

0.016

0.01

0.011

0.013

0.033

0.035

0.036

0.031

0.032

Nb

0.21

0.969

0.524

0.258

0.169

0.316

0.385

0.181

0.234

0.321

0.7

Hf

0.005

0.019

0.015

0.005

0.007

0.003

0.024

0.026

0.021

0.02

0.025

Ta

0.012

0.137

0.055

0.03

0.025

0.022

0.049

0.031

0.029

0.032

0.107

Th

0.003

0.03

0.02

0.01

0.005

0.007

0.015

0.017

0.001

0.028

0.003

U

0.002

0.008

0.029

0.008

0.003

0.007

0.013

0.012

0.005

0.019

0.017

Lan/Smn

3.34

4.89

3.62

3.23

3.12

2.18

0.59

0.72

1.01

2.47

1.91

Smn/Ybn

0.09

0.07

0.17

0.16

0.09

0.11

0.23

0.21

0.23

0.23

0.28

Lan/Ybn

0.30

0.35

0.63

0.52

0.29

0.24

0.14

0.15

0.23

0.57

0.54

Nb/Y

0.30

0.81

0.54

0.46

0.24

0.36

0.20

0.09

0.11

0.17

0.42

                             

 


تغییر Al2O3دربرابر CaO در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای بررسی‌شده با رسم محدوده‏‌هایی برای پریدوتیت‏‌های پدیدآمده در کوهزایی، افیولیتی و ژرف (آبیسال) آورده شده است (Bodinier and Godard, 2003). همان‌گونه‌که دیده می‌شود، نمونه‏‌های بررسی‌شده از روند پریدوتیت‏‌‏‌های ژرف پیروی می‏‌کنند (شکل 4- D). تغییرات عنصرهای واسطه (V، Sc، Cr، Ni و Co) دربرابر MgO نیز نشان‌دهندة جایگیری پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای بررسی‌شده در محدوده پریدوتیت‏‌های ژرف هستند. برای نمونه، نمودار MgO دربرابر Ni (شکل 4- E) و نمودار MgO دربرابر Cr (شکل 4- F) نشان داده شده‌اند.

 

 

 

شکل 4- ترکیب سنگ‌کل پریدوتیت‌های گوشته‌ای محدوده آهن و مس حیدرآباد در: A) نمودار MgO دربرابر CaO؛‌ B) نمودار MgO دربرابر Al2O3؛ C) نمودار MgO دربرابر TiO2 (پریدوتیت‏‌های محدوده بررسی‌شده با پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای کرمانشاه (Allahyari et al., 2010)، عمان (Godard et al., 2000) و میانمار (Liu et al., 2016) مقایسه شده‌اند)؛ D) نمودار Al2O3 دربرابر CaO پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌‏‌ای (مقدار ترکیب گوشتة اولیه (PUM) و گوشته مورب بجا‏‌مانده (RMM) پس از 5 تا 25 درصد ذوب‌بخشی هستند (برگرفته از: Bodinierand و Godard، 2003)؛ E) نمودار MgO دربرابر Ni؛ F) نمودار MgO دربرابر Cr (محدوده پریدوتیت‏‌های ژرف (Niu, 2004) و محدوده پریدوتیت‏‌های جلوی قوس (Parkinson and Pearce, 1998) برای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی نمونه های بررسی‌شده آورده شده است)

 

 

الگوی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه در شکل 5- A نشان داده شده است. برپایة الگوهای رسم‌شده، نمونه‏‌های پریدوتیت گوشته‏‌ای، دربرابر ترکیب گوشتة اولیه، از عنصرهای Nb و Ta غنی‌شدگی نشان می‏‌دهند. از سوی دیگر، عنصرهای HFSE و REE دربرابر ترکیب گوشته مورب تهی‏‌شده (DMM: Depleted MORB Mantle; Workman and Hart, 2005) تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. با وجود این، هارزبورژیت‏‌ها در مقایسه با هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن تهی‏‌شدگی بیشتری نسبت به عنصرهای HFSE، MREE و HREE نشان می‏‌دهند. به‏‌طور دقیق‏‌تر، میزان تمرکز HREE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Ho، Er، Tm، Yb، Lu) در هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن به‌ترتیب برابر با 26/0 تا 52/0 و 93/0 تا 34/1 است (شکل 5- B). تقریباً همة نمونه‏‌های پریدوتیت گوشته‏‌ای از LREE دربرابر MREE غنی‌شدگی نشان می‌دهند (6/0 تا 88/4). عنصرهای Th و U در هارزبورژیت و هارژبورژیت‏‌های سرشار از کلینوپیروکسن تجزیه‌شده دربرابر ترکیب گوشتة مورب تهی‏‌شده، به‌ترتیب تهی‏‌شدگی و غنی‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل 5- A).

 

 

 

شکل 5- A) الگوی عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه؛ B) الگوی عنصرهای خاکی نادر (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت در هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن در آمیزة افیولیتی محدودة آهن و مس حیدرآباد (پریدوتیت‏‌هایِ افیولیت کرمانشاه (Allahyari et al., 2010) و گوشته مورب تهی‌شده یا DMM (Workman and Hart, 2005) برای مقایسه آورده شده‌اند)

 


بحث

1- کانه‌زایی و پاراژنز کانیایی

در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای منطقة حیدرآباد کانه‏‌زایی آهن و مس در پی رفتار سیال‌های ‏‌گرمابی‏‌ روی داده است که در راستای‏‌ شکستگی‏‌ها و گسل‏‌ها در‏‌ حرکت بوده‌اند (شکل 6- A). کانه‏‌زایی در این محدوده بیشتر به‏‌صورت پرکننده فضای خالی، دانه‌پراکنده‏‌، جانشینی، رگه-‏‌رگچه و پهنه‏‌های‏‌ گوسان است (شکل 6-B و C). فعالیت سیال‏‌های گرمابی کانه‏‌ساز در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای، رخداد دگرسانی‏‌های گوناگونی در سنگ‏‌های درونگیر ماد‌ة معدنی را به‌دنبال داشته است. دگرسانی کلریتی گسترده‏‌ترین نوع دگرسانی است که همراه با کانه‏‌زایی آهن و مس دیده می‏‌شود (شکل 6- C). برپایة بررسی‏‌های انجام‌شده، رویداد این دگرسانی پیامد حضور کانی‏‌های الیوین، پیروکسن و آمفیبول بوده است. دگرگونی کلینوپیروکسن‏‌ها تا رخسارة شیست‌سبز، پدیدآمدن کلریت و اپیدوت پیرامون این کانی و یا به‌صورت میانبار و پرکننده رگه‏‌ها را به‌دنبال دارد (Shirdashtzadeh et al., 2017). در محدودة بررسی‌شده پریدوتیت‏‌های سرپانتینی شده و سنگ‏‌های مافیک شدیداً دگرسان‌شده، مجموعة کانیاییِ کوارتز+ ژاسپر+ کربنات+ کلریت+ آلبیت+ اپیدوت دیده می‌شود. این مجموعة کانیایی نشان‌دهندة دگرگونی رخسارة شیست‌سبز کف اقیانوس است (Puga et al., 2017). مجموعه کانیایی و توالی پاراژنتیک به‏‌دست‌آمده در بررسی‏‌های صحرایی و میکروسکوپی نشان می‏‌دهند کانه‏‌زایی در این محدوده دربردارندة کانه‏‌های سولفیدی و اکسیدی است (شکل 6). در مرحله نخست، کانه‏‌های سولفیدی (مانند: پیریت، کالکوپیریت، اسفالریت، بورنیت و پیروتیت) ته‏‌نشست کرده‏‌اند. سپس در مرحله دوم،‌ کانه‏‌زایی آهن به‏‌صورت مگنتیت و اسپیکولاریت روی داده و کانه‏‌زایی سرشار از مگنتیت را پدید آورده است. در این کانه‌زایی، مگنتیت کانه‏‌های سولفیدیِ پدیدآمده در مرحله نخست را قطع کرده است (شکل 6- D). همچنین، در این مرحله، اسپیکولاریت در پی فراوانی فوگاسیتة اکسیژن (ƒO2) همراه با مگنتیت پدید آمده است؛ اما پیدایش کانی‏‌هایی مانند بورنیت، پیامد کاهش فوگاسیتة گوگرد (ƒS2) بوده است. برپایة بررسی‌هایی مانند Camprubi و همکاران (2006)، در کانی‏‌سازی همراه سولفیدی و اکسیدی، عامل کانی‏‌سازی، تغییرات فوگاسیتة اکسیژن و گوگرد در محیط است. در این محدوده، پیریت گسترده‏‌ترین و فراوان‏‌ترین کانی سولفیدی است و به‏‌صورت بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و شکل‏‌دار در اندازه‏‌های گوناگون (از چند میکرون تا 12 میلیمتر) به‌خوبی دیده می‏‌شود. پیریت‏‌ها منطقه‏‌بندی دارند و این پدیده نشان‌دهندة پیدایش آنها در چندین مرحله است.

بافت‏‌های دیده‌شده در پیریت‏‌های بررسی‌شده عبارتند از:

1) بافت فرامبوییدال (Framboidal texture) (شکل 2- E) که بافتی اولیه است و دربردارندة گردهمایی پیریت‏‌های ریزدانه است. در این بافت، پیریت‌ها به‌صورت خوشه‏‌ای و تمشک‌مانند در کنار هم جای گرفته و تبلور پیدا کرده‌اند (Wright et al., 2016)؛

2) بافت الحاق سه‏‌گانه (texture Triple junction) (شکل 2- F) که با زوایای 120 درجه در میان بلورهای پیریت دیده می‏‌شود (Orang et al., 2013)؛

3) پیریت‏‌های شکل‌دار که در واقع همان پیریت‏‌های گروه نخست هستند که به‌علت داشتن فضـای کافی برای رشد، شـکل‌دار شده‏‌اند (Barati and Gholi Pour, 2013)؛

4) بافت کاتاکلاستیک (شکل 2- G) که پس از پیدایش پیریت‏‌ها و به‌دنبال اعمال تنش‏‌های گوناگون و مقاومت خود پیریت‏‌ها دربرابر تنش پدید آمده است (Maanijou et al., 2016). پیریت از اطراف با مگنتیت، کالکوپیریت، اسفالریت و اسپیکولاریت و کانه‏‌های باطله دربر گرفته شده است. روابط بافتی، مانند پرکـردن فضـای خـالی پیریت با کالکوپیریت، نشان‌دهندة پیدایش این کانی پس از ته‏‌نشست پیریت هستند. کالکوپیریت از درون شکستگی‏‌ها و کناره‌ها با کالکوسیت و کوولیت جایگزین شده است. اسفالریت فراوانی کمی نسبت به پیریت، کالکوپیریت و مگنتیت دارد. گاه تکه‌هایی از کالکوپیریت درون اسفالریت دیده می‏‌شوند (شکل 2- H) که به این پدیده بیماری کالکوپیریت (Chalcopyrite disease) می‏‌گویند (Julian et al., 2014).

با توجه به مقطع‌های بررسی‌شده، کانة مگنتیت، کانه‌های پیریت، کالکوپیریت و اسفالریت را قطع کرده است. وجود مقدار فراوان پیروتیت چه‌بسا پیامد فوگاسیتة کم اکسیژن و گوگرد در سیال کانه‏‌ساز است (Marcoux et al., 2008).

مارکاسیت به‌صورت بلورهای سوزنی، تجمعات ریزدانه و گاه بلورهای بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‌دار درون پیریت دید می‏‌شود. پس از پیریت، مگنتیت فراوان‏‌ترین مادة معدنی در محدودة بررسی‌شده است. این کانی به‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و صفحه‏‌ای‏‌شکل در مقطع‌های بررسی‌شده، دیده شد. همچنین، اسپیکولاریت در مقطع‌های بررسی‌شده به‏‌صورت بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار، با تیغه‏‌های نازک دیده شد. علت حضور این کانی همراه با مگنتیت چه‌بسا پیامد افزایش فوگاسیتة اکسیژن (ƒO2) در منطقه باشد. با نفوذ سیال‌های جوی، کانه‏‌زایی روی‌داده در مرحله نخست و دوم، دچار سیال‌های جوی شده است و با کانه‏‌های ثانویه (مانند: مالاکیت، آزوریت، کوولیت، کالکوسیت، کوپریت، هماتیت و گوتیت) جایگزین شده است (شکل 7).

 

 

 

شکل 6- A) نمایی از کانه‏‌زایی آهن و مس در محدوده حیدرآباد؛ B) ترانشه حفر شده در بخش گوسان؛ C) کانه‏‌زایی پیریت، کالکوپیریت و مگنتیت به‌صورت رگه-رگچه همراه با دگرسانی کلسیتی و کلریتی؛ D) کانه‏‌زایی پیریت و کالکوپیریت که با مگنتیت فراگرفته شده است؛ E) پیریت فرامبوییدال؛ F) بافت الحاق سه‏‌گانه پیریت که در پی تبلور دوباره پدید آمده است؛ G) پیریت‏‌ با بافت کاتاکلاستیک که در پی دگرریختی شکننده، شکسته و خرد شده است؛ H) تکه‌هایی از کالکوپیریت درون اسفالریت (بیماری کالکوپیریت) (Chl: کلریت؛ Cal: کلسیت؛ Py: پیریت؛ Cpy: کالکوپیریت؛ Mgn: مگنتیت؛ Sp: اسفالریت؛ نام اختصاری کانی‏‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است)

 

 

شکل 7- توالی پاراژنتیک کانی‏‌ها در محدودة حیدرآباد

 

 

2- بررسی خاستگاه پریدوتیت‌ها

در نمودار Fs-En-Wo (Deer et al., 1992)، ترکیب ارتوپیروکسن‏‌ها و کلینوپیروکسن‏‌ها به‌ترتیب در گسترة انستاتیت و دیوپسید جای گرفته است (شکل 8- A). برپایة بررسی‌های Kornprobst و همکاران (1981) روی مقدار Cr و Na در واحد ساختاری پیروکسن‏‌هایِ پریدویت‏‌های گوشته‏‌ای، همة پریدوتیت‏‌های بررسی‌شده نیز در محیط اقیانوسی پدید آمده‌اند. کانی اسپینل از فازهای سازندة پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای است که مقاومت بالایی دربرابر دگرسانی از خود نشان می‏‌دهد (González-Jiménez et al., 2011). ازاین‌رو، ترکیب شیمیایی اسپینل برای شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی جهانی پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای کارآمد است (Pearce et al., 2000). از دیدگاه جایگاه زمین‏‌ساختی، افیولیت‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی (مانند: محیط پشتة میان‌اقیانوسی یا MOR و بالای پهنه فرورانش یا SSZ) پدید می‌آیند. هارزبورژیت‏‌های بررسی‌شده الیوین‏‌های سرشار از Mg (Fo90.0تا Fo90.9)، اسپینل‏‌های کروم‏‌دار و ارتوپیروکسن‏‌های آلومینیم‏‌دار دارند. همة این‏‌ ویژگی‏‌ها نشانة پریدوتیت‏‌های اقیانوسی (آبیسال) است (Dick and Bullen, 1984). کروم‏‌اسپینل‏‌های پراکنده در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای خاستگاه بازماندی دارند (Zhou and Robinson, 1997). در شکل 8- B، Cr# اسپینل دربرابر Mg# الیوین رسم شده است. برپایة این شکل، نمونه‏‌ها در محدودة روند OSMA جای می‏‌گیرند و این نشان می‌دهد تحول پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای بیشتر پیامد ذوب‌بخشی و خروج مذاب بوده است. همچنین، برپایة شکل 8- C، نمونه‏‌های محدوده بررسی‌شده در محدودة ترکیبی پریدوتیت‏‌های ژرف هستند (Lian et al., 2016). میزان Fe+3 در کروم‌اسپینل‏‌های درون این پریدوتیت‏‌ها بسیار کم (میانگین 02/0 درصدوزنی) است. این نکته نشان‏‌دهندة تبلور مذاب در فوگاسیتة کم اکسیژن است (Fisk and Bence, 1980).

 

 

 

شکل 8-A) ترکیب پیروکسن‌ها در نمودار سه‏‌تایی رده‌بندی پیروکسن‏‌ها (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار Mg# الیوین‏‌های همزیست به کرم‌اسپینل‏‌ها دربرابر Cr# اسپینل‏‌ها، روند گوشته ای الیوین-اسپینل (OSMA) و قلمرو مربوط به پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای در جایگاه های گوناگون زمین‌ساختی برپایة ترکیب شیمیایی الیوین و اسپینل (Lian et al., 2016)؛ C) نمودار Cr# دربرابر Mg# در کروم-اسپینل‏‌ های برجاماندة گوشته‏‌ای؛ D) تغییر ترکیب کروم‌اسپینل‏‌ها در نمودار TiO2دربرابر Al2O3؛ E) خاستگاه تهی‏‌شده پریدوتیت‏‌ها در نمودار Cr# دربرابر TiO2 (Kepezhinskas et al., 1995)

 

 

عنصرهای Al، Ti و Cr در کرم‌اسپینل، تحت‌ﺗﺄثیر تعادل دوباره فرایندهای تبلور نهایی ماگما قرار نمی‏‌گیرند (Kamenetsky et al., 2001)؛ زیرا Ti و Cr در سیلیکات‏‌ها فراوانی چندانی ندارند. عنصر Al نیز سرعت انتشار کمی دارد و مقدار آن به خاستگاه اولیه وابسته است. مقدار Ti برپایة جایگاه زمین‏‌ساختی خاستگاه تغییر می‏‌کند. این نکته وابستگی Ti را به ژرفای سنگ‏‌های الترامافیک نشان می‏‌دهد. ازاین‌رو، برای شناسایی خاستگاه ماگما و نیز شناخت جایگاه زمین‏‌ساختی کمپلکس‏‌های الترابازیک ترکیب شیمیایی کرم‌اسپینل به‌کار برده می‌شود (Kamenetsky et al., 2001). برای نمونه، برای جدایش گروه‌های ماگمایی گوناگون، موقعیت زمین‏‌ساختی و خاستگاه گوشته‏‌ای، مقدار TiO2 و Al2O3 در اسپینل‏‌های ماگمایی به‌کار برده می‌شود (Kamenetsky et al., 2001). مقدار TiO2 و Al2O3 در کرم‌اسپینل‏‌ها نشان می‌دهد پریدوتیت‏‌های بررسی‌شده در محدودة MOR جای می‏‌گیرند (شکل 8- D). بالابودن مقدار Al و کم‌بودن Ti در اسپینل‏‌ها از ویژگی‌‏‌های اسپینل‏‌های MOR است (Kamenetsky et al., 2001). عدد کرم‌اسپینل در پریدوتیت‏‌ها معیاری خوبی برای ارزیابی و شناخت خاستگاه و درجة تهی‏‌شدگی خاستگاه گوشته‏‌ای است (Arai, 1994). Cr# در پریدوتیت‏‌های ژرف، شاخص خوبی از درجة ذوب‌بخشی اسپینل‌پریدوتیت‏‌های جداشده از گوشته است (Dick and Bullen, 1984). افزایش مقدار Cr# اسپینل در پریدوتیت‏‌ها نشان‌دهندة افزایش درجة ذوب‌بخشی است (Arai, 1994). نمودار Cr# دربرابر TiO2 (Kepezhinskas et al., 1995) نشان‌دهندة تهی‏‌شدگی این سنگ‏‌ها است (شکل 8- E).

وابستگی درصد ذوب در گوشته و Cr# اسپینل برپایه معادلة پیشنهادیِ Hellebrand و همکاران (2001) به‌دست آورده می‌شود (F%=10×Ln(Cr#Spl)+24). در این رابطه F مقدار ذوب (برپایة درصد) و Cr# برابربا Cr/Cr+Al است. در کروم‌اسپینل‏‌های برجامانده در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای میزان Cr# از تا 3/12 تا 3/13 درصدوزنی در هارزبورژیت و 9/6 تا 4/8 درصدوزنی در هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن تغییر می‏‌کند. به عبارتی، نمونه‏‌های هارزبورژیت نسبت به هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن دچار درجات بالاتری از ذوب شده‏‌‌اند.

 

نتیجه‏‌گیری

مجموعه آمیزة افیولیتی حیدرآباد دربردارندة واحدهای سنگی پریدوتیت (که در بخش‏‌هایی سرپانتینی و لیستونیتی شده)، لرزولیت، گابرو، گابرونوریت، دایک‏‌های صفحه‏‌ای و گدازه بالشی است که به‏‌صورت گسله در کنار هم جای گرفته‏‌اند. پریدوتیت گوشته‏‌ای این محدوده بیشتر هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن هستند که دچار سیال‌های گرمابی شده‏‌اند. فعالیت سیال‌های گرمابی کانه‏‌ساز در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای، رخداد دگرسانی‏‌های گوناگون در سنگ‏‌های درونگیر مادة معدنی را به‌دنبال داشته است. مهم‏‌ترین آنها دگرسانی‏‌های کلریتی و کلسیتی هستند. در منطقه حیدرآباد کانه‏‌زایی آهن و مس در پی رفتار سیال‌های ‏‌گرمابی‏‌ روی داده است که در راستای‏‌ شکستگی‏‌ها و گسل‏‌ها در‏‌ حرکت بوده‌اند. کانه‏‌زایی در پریدوتیت‏‌های با کانه‏‌زایی بیشتر به‏‌صورت پرکننده فضای خالی، دانه پراکنده‏‌، جانشینی، رگه‏‌رگچه و پهنه‏‌های‏‌ گوسان است. برپایة بررسی‏‌ شیمی کانی‌ها، در هارزبورژیت و هارزبورژیت سرشار از کلینوپیروکسن بررسی‌شده، الیوین از نوع فورستریت، ارتوپیروکسن از نوع انستاتیت و کلینوپیروکسن از نـوع دیوپسید هستند. پریدوتیت‏‌‏‌های حیدرآباد الیوین‏‌های سرشار از Mg، کروم‌اسپینل‏‌ها و ارتوپیروکسن‏‌های آلومینیم‏‌دار دارند. برپایة شیمی اسپینل و الیوین، این سنگ‌ها در محدودة ترکیبی پریدوتیت‏‌های ژرف جای می‏‌گیرند. همچنین، عدد منیزیم بالا درکانی‏‌های یادشده و درصد فورستریت بالا در الیوین‏‌ها، نشان‌دهندة خاستگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌هاست. ارتوپیروکسن‏‌ها و کلینوپیروکسن‏‌ها از کروم سرشار هستند و این نکته نشان‏‌دهندة ذوب‌بخشی محدود پریدوتیت‏‌هاست. بررسی‏‌های زمین‌شیمیایی و شیمی کانی وابستگی این سنگ‏‌ها با محیط اقیانوسی را نشان می‏‌دهند. ترکیب اسپینل‏ در پریدوتیت‏‌های بررسی‌شده، نشان می‏‌دهد این کانی از نوع آلومینیم بالا با عدد منیزیم برابربا 4/62 تا 67 و عدد کروم برابربا 1/18 تا 5/34 است. ازاین‌رو، این اسپینل‌ها از گروه اسپینل‏‌های پدیدآمده در پریدوتیت‏‌های ژرف به‌شمار می‌روند. بررسی میزان گسترش نشان می‌دهد پریدوتیت‌های بررسی‌شده از دیدگاه زمین‌ساختی همانند پریدوتیت‌های نوع MOR یا پشته‌های میان‌اقیانوسی با نرخ گسترش کم هستند.

Ale-taha-Kuhbanani, B. (1994) Petrological and geochemical investigations on volcanic rocks in east of Zarand, Kerman. M. Sc. Thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Aftabi, A., Ghodrati, Z. and MacLean, W. H. (2006) Metamorphic textures and geochemistry of the Cyprus-type massive sulfide lenses at Zurabad, Khoy, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 27(4): 523-533.

Agharezaei, M. and Hezarkhani, A. (2016) Delineation of Geochemical Anomalies Based on Cu by the Boxplot as an Exploratory Data Analysis (EDA) Method and Concentration-Volume (C-V) Fractal Modeling in Mesgaran Mining Area, Eastern Iran. Open Journal of Geology 6(10): 1269-1278.

Ahmed, A. H., Arai, S., Abdel-Aziz, Y. M. and Rahimi, A. (2005) Spinel composition as a petrogenetic indicator of the mantle section in the NWeoproterozoic Bou Azzer ophiolite, Anti-Atlas, Morocco. Precambrian Research 138(3-4): 225-234.

Alabaster, T., Pearce, J. A., Mallick, D. and Elboushi, I. (1980) The volcanic stratigraphy and location of massive sulphide deposits in the Oman ophiolite. Paper presented at the Ophiolites, Proceedings International Ophiolite Symposium, Cyprus 751–757.

Allahyari, K. H., Emilio Saccani, E., Pourmoafi, M., Beccaluva, L. and Masoudi, F. (2010) Petrology of mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophiolitic complex (Zagros belt, Iran): implications for the geodynamic evolution of the Neo-Tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti 35(2): 71-90

Anenburg, M., Katzir, Y., Rhede, D., Jöns, N. and Bach, W. (2015) Rare earth element evolution and migration in plagiogranites: a record preserved in epidote and allanite of the Troodos ophiolite. Contributions to Mineralogy and Petrology 169(3): 1-16.

Arai, S. (1994) Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: review and interpretation. Chemical geology 113(2): 191-204.

Barati, M. and Gholi Pour, M. (2013) Mineralogy, geochemistry and origin of Zafar Abad iron ore deposit in Kordestan using rare and rare elements of Kantian Magnetite. Journal of Economic Geology 2(5): 235-254 (in Persian).

Bayet-Goll, A., Monaco, P., Jalili, F. and Mahmudy-Gharaie, M. H. (2016) Depositional environments and ichnology of Upper Cretaceous deep-marine deposits in the Sistan Suture Zone, Birjand, Eastern Iran. Cretaceous Research 60(1): 28-51.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18 (2): 210-265.

Bodinier, J. L. and Godard, M. (2003) Orogenic, ophiolitic, and abyssal peridotites. In: The mantle and core (Ed. Carlson, R. W.) 103-170. Elsevier Science, Amsterdam.

Brocker, M., Fotoohi Rad, G., Burgess, R., Theunissen, S., Paderin, I., Rodionov, N. and Salimi, Z. (2013) New age constraints for the geodynamic evolution of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Lithos 170-171(1): 17-34.

Camprubi, A., Chomiak, B. A., Canals, A. and Norman, D. I. (2006) Fluid sources for the La Guitarra epithermal deposit (Temascaltepec district, Mexico): Volatile and helium isotope analyses in fluid inclusions. Chemical Geology 231(3): 252-284.

Caran, S., Coban, H., Flower, M. F. J., Ottley, C. J. and Yilmaz, K. (2010) Podiform chromitites and mantle peridotites of the Antalya ophiolite, Isparta Angle (SW Turkey): Implications for partial melting and melt-rock interaction in oceanic and subduction-related settings. Lithos 114(3-4): 307-326.

Dare, S. A. S., Pearce, J. A., McDonald, I. and Styles, M. T. (2009) Tectonic discrimination of peridotites using fO2-Cr-no. and Ga-Ti-FeIII systematics in chrome-spinel. Chemical Geology 261(2): 199-216.

Davodi, Z., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2014) Geochemistry and petrogenesis of Neyriz ophiolitic complex (southwest of Iran). Iranian Journal of Petrology 19(1): 53-66 (in Persian).

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock-forming minerals. Longman Scientific and Technical, Hong Kong.

Dick, H. J. and Bullen, T. (1984) Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 86(1): 54-76.

Ebrahimi, R., Delavari, M. and Dolati, A. (2017) Geochemistry of mantle peridotites from the Sistan zone (west of Zahedan and north of Sahl Abad), eastern Iran. Kharazmi Journal of Earth Sciences 3(1): 1-24.

Fisk, M. R. and Bence, A. E. (1980) Experimental crystallization of chrome spinel in FAMUS basalt. Earth and Planetary Science Letter 48(1): 111-123.

Fotoohi-Rad, G., Droop, G. and Burgess, R. (2009) Early Cretaceous exhumation of high pressure metamorphic rocks of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Geological Journal 44(1): 104-116.

Ghaseminejad, F. and Torabi, G. (2014) Petrography and mineral chemistry of wehrlites in contact zone of gabbro intrusions and mantle peridotites of the Naein ophiolite. Economic geology 6(2): 291-304.

Godard, M., Jousselin, D. and Bodinier, J. L. (2000) Relationships between geochemistry and structure beneath a palaeo-spreading centre: a study of the mantle section in the Oman ophiolite. Earth and Planetary Science Letters 180(1): 133-148.

González-Jiménez, J. M., Proenza, J. A., Camprubí, A., Centeno-García, E., González-Partida, E., Griffin, W. L. and Pearson, N. J. (2011) Chromite deposits at Loma Baya: petrogenesis and clues for the origin of the coastal Guerrero Composite Terrane in Mexico. Proceedings of the Eleventh Biennial SGA Meeting, Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile.

Hartmann, G. and Wedepohl, K. H. (1993) The composition of peridotite tectonites from the Ivrea complex, northern Italy: residues from melt extraction. Geochimica et Coamochimica Acta 57(8): 1761-1782.

Hellebrand, E., Snow, J. E., Dick, H. J. B. and Hofmann A. W. (2001) Coupled major and trace elements as indicators of the extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites. Nature 410(1): 677-681.

Julian, A., Lockington, A., Nigel, J. C. and Cristiana L. C. (2014) Trace and minor elements in sphalerite from metamorphosed sulphide deposits. Mineralogy and Petrology 108(6): 873-890.

Kamenetsky, V. S., Crawford, A. J. and Meffre, S. (2001) Factors controlling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks. Journal of Petrology 42(1): 655-671.

Kamenetsky, V. S., Elburg, M., Arculus, R. and Thomas, R. (2006) Magmatic origin of low-Ca olivine in subduction-related magmas: co-existence of contrasting magmas. Chemical Geology 233(3): 346-357.

Kepezhinskas, P. K., Taylor, R. and Tanaka, H. (1995) Na metasomatism in the island-arc mantle by slab melt-peridotite interaction: evidence from mantle xenoliths in the North Kamchatka Arc. Journal of Petrology 36(1): 1505-1527.

Khalili, K. and Pahlevaninjad, R. (2010) Tectonite peridotites studies of Khoy ophiolite. Iranian Journal of Petrology 1(2): 31-42 (in Persian).

Kohansal, R., Ghorbani, M., Pourmafi, S. M. and Omrani, J. (2016) Petrology and petrogenesis of pillow lavas of Forumad area, Northeast Iran. Geosciences 26(101):147-158.

Kornprobst, J., Ohnenstetter, D. and Ohnenstetter, M. (1981) Na and Cr contents in clinopyroxenes from peridotites: a possible discriminant between “sub-continental” and “sub-oceanic” mantle. Earth and Planetary Science Letters 53(3): 241-254.

Kurzawa, T., Bröcker, M., Rad, G. F., Berndt, J. and Lisker, F. (2017) Cretaceous high-pressure metamorphism and low pressure overprint in the Sistan Suture Zone, eastern Iran: Additional temperature estimates for eclogites, geological significance of U-Pb zircon ages and Rb-Sr constraints on the timing of exhumation. Journal of Asian Earth Sciences 147(1): 332-344.

Lian, D., Yang, J., Robinson, P. T., Liu, F., Xiong, F., Zhang, L. and Wu, W. (2016) Tectonic evolution of the western Yarlung Zangbo Ophiolitic Belt, Tibet: implications from the petrology, mineralogy, and geochemistry of the peridotites. Journal of Geology 124(4): 353-376.

Liu, C.-Z., Zhang, C., Xu, Y., Wang, J.-G., Chen, Y., Guo, S. and Sein, K. (2016) Petrology and geochemistry of mantle peridotites from the Kalaymyo and Myitkyina ophiolites (Myanmar): implications for tectonic settings. Lithos 264(7): 495-508.

Maanijou, M., Vafaei Zad, M. and Aliani, F. (2016) Fluid inclusion and sulfur stable isotope evidence for the origin of the Ahangran Pb-Ag deposit. Journal of Economic Geology 7(2): 343-367.

Maghfouri, S., Rastada, E., Mousivand, F., Linc, Y. and Zaw, K. (2016) Geology, ore facies and sulphur isotopes geochemistry of the Nudeh Besshi- type volcanogenic massive sulphide deposit, Southwest Sabzevar basin, Iran. Asian Earth Sciences 125(1): 1-21.

Malvoisin, B. (2015) Mass transfer in the oceanic lithosphere: serpentinization is not isochemical. Earth and Planetary Science Letters 430(1): 75-85.

Marcoux, E., Belkabir, A., Gibson, H. L., Lentz, D. and Ruffet, G. (2008) Draa Sfar, Morocco: A Visean (331 Ma) pyrrhotite rich, polymetallic volcanogenic massive sulphide deposit in a Hercynian sediment-dominant terrane. Ore Geology Reviews 33(3-4): 307-328.

Maurel, C. and Maurel, P. (1982) Etude expérimentale dela distribution de laluminium entre bain silicate basique et spinelle chromifère. Implications petrogenetiques: teneur en chrome des spineless. Bulletin de Minéralogie 105(1): 197-202.

Mohammadi, A., Burg, J. P., Bouilhol, P. and Ruh, J. (2016) U–Pb geochronology and geochemistry of Zahedan and Shah Kuh plutons, southeast Iran: Implication for closure of the South Sistan suture zone. Lithos 248(4): 293-308.

Mousivand, F., Rastad, E. and Piter, J. (2013) Time spatial and spatial extent of massive volcanic sulfide deposits of VMS in Iran and their geodynamic position. 31st Earth Sciences Conference, Tehran, Iran.

Mousivand, F., Rastad, E., Peter, J. M. and Maghfouri, S. (2018) Metallogeny of volcanogenic massive sulfide deposits of Iran. Ore Geology Reviews 95(1): 974-1007.

Mudd, G. M., Weng, Z. and Jowitt, S. M. (2013) A Detailed Assessment 1022 of Global Cu Resource Trends and Endowments. Economic Geology 108(1): 1163-1183.

Naseri Esfandagheh, A., Biabangard, H. and Bagheri, S. (2016) Petrography abd geochemistry of the metabasites and metaperidotites of the Deh-Salm and Galugah metamorphic complexes, East of the Lut Block. Scientific Quarterly Journal 25(2): 363-374.

Nasir, S., Al Sayigh, A. R., Al Harthy, A., Al-Khirbash, S., Al-Jaaidi, O., Musllam, A., Al-Mishwat, A. and Al-Bu'saidi, S. (2007) Mineralogical and geochemical characterization of listwaenite from the Semail Ophiolite, Oman. Chemie der Erde-Geochemistry 67(3):213-228.

Niu, Y. (2004) Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: implications for mantle melting melt extraction and post-melting processes beneath mid-ocean ridges. Petrology 45(12): 2423-2458.

Orang, K., Mohajjel, M., Mousivand, F. and Rastad, E. (2013) Structure in the Chah Gaz Zn-Pb-Cu Massive Sulfide Deposit, South of Shahr-e-Babak. Scientific Quarterly Journal 22(86): 103-202.

Parkinson, I. J. and Pearce, J. A. (1998) Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana Forearc (ODP Leg 125): Evidence for Mantle Melting and Melt-Mantle Interaction in a Supra-Subduction Zone Setting. Petrology 39(1): 1577-1618.

Patten, C. G., Pitcairn, I. K., Teagle, D. A. H. and Harris M. (2015) Mobility of Au and related elements during the hydrothermal alteration of the oceanic crust: implications for the sources of metals in VMS deposits. Mineralium Deposita 51(2): 1-22.

Patten, C. G. C., Pitcairn, I. K. and Teagle, D. A. H. (2017) Hydrothermal mobilisation of Au and other metals in supra-subduction oceanic crust: insights from the Troodos ophiolite. Ore Geology Reviews 86(1): 487-508.

Pearce, J. A., Barker, P. F., Edwards, S. J., Parkinson, I. J. and Leat, P. T. (2000) Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic. Contributions to Mineralogy and Petrology 139(1): 36-53.

Puga, E., Díaz de Federico, A., Fanning, M., Nieto, J., Rodríguez Martínez-Conde, J., Díaz Puga, M., Lozano, J., Bianchini, G., Natali, C. and Beccaluva, L. (2017) The Betic Ophiolites and the Mesozoic Evolution of the Western Tethys. Geosciences 7(2): 1- 31.

Rastad, E., Miralipour, A. and Momenzadeh, M. (2002) Sheikh-Ali copper deposit, a Cyprus-type VMS deposit in Southeast Iran. Journal of Sciences 13(1): 51-63

Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L. and Amini, S. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): Implication for the evolution of the Sistan Ocean. Lithos 117(1-4): 209-228.

Senda, R., Shimizu, K. and Suzuki, K. (2016) Ancient depleted mantle as a source of boninites in the Izu-Bonin-Mariana arc: Evidence from Os isotopes in Cr-spinel and magnetite. Chemical Geology 439(2): 110-119.

Shirdashtzadeh, N., Torabi, G. and Samadi, R. (2017) Petrography and mineral chemistry of amphibolitic fragments in the south of Nain Ophiolite skarns, Central Iran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences 26(5): 153-164 (in Persian).

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) 42: 313-345. Geological Society, London, UK.

Tirrul, R., Bell, I., Griffis, R. and Camp, V. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94(1): 134-150.

Vikentyev, I. V., Belogub, K. E. V., Vasily, A. N. and Moloshag, P. (2017) Metamorphism of volcanogenic massive sulphide deposits in the Urals. Ore Geology Reviews 85(1): 30-63.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187.

Workman, R. K. and Hart, S. R. (2005) Major and trace element composition of the depleted MORB mantle (DMM). Earth and Planetary Science Letters 231(5): 53-72.

Wright, J., Lentz, D. R., Rossiter, S. and Garland, P. (2016) Analysis of Au-Ag Mineralization in the Caribou Base-Metal VMS Deposit, New Brunswick; Examination of Micro-Scale Inter- and Intra-Sulphide Distribution and Its Relation to Geometallurgy. Minerals 6(4): 1-25.

Yazdani, M., Jahangiri, A. and Moazen, M. (2015) Investigations on olivine and spinel mineral chemistry and tectonic setting of peridotites from northwest Piranshahr ophiolite, NW Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22(4): 557-570.

Zarrinkoub, M. H., Pang, K. N., Chung, S. L., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H. Y. and Lee, H. Y. (2012) Zircon U–Pb age and geochemical constraints on the origin of the Birjand ophiolite, Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos 154(1): 392-405.

Zhou, M. F. and Robinson, P. T. (1997) Origin and tectonic environment of podiform chromite deposits. Economic Geology 92(2): 259-262.