Document Type : Original Article
Authors
Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran.
Abstract
Keywords
Main Subjects
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.
)