Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Faculty of Science, Lorestan University
2 Department of Geology, Zanjan University, Zanjan, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Earth Science, Shahid Beheshti University
Abstract
Keywords
افیولیتها پارههایی از سنگکرة اقیانوسی و نشانة بستهشدن اقیانوسها بهشمار میروند که در پی رویدادهای زمینساختی روی سطح زمین رانده شدهاند. مجموعههای افیولیتی در جایگاههای زمینساختی گوناگونی (مانند: پشتههای میاناقیانوسی، مراکز گسترش پشتکمان و پهنههای گسترش و کششی بالای پهنة فرورانش) پدید میآیند (Dare et al., 2009). بررسی دادههای کانیشناختی و سنگشناختی واحدهای گوناگون سنگی گوشتة بالایی در مجموعههای افیولیتی، برای ارزیابی فرایندهای تأثیرگذار در پیدایش مجموعة افیولیتی، ارزیابی دما و فشار تعادلی و شناخت جایگاه زمینساختی آنها اهمیت بسیاری دارد (Ahmed et al., 2005; Caran et al., 2010).
افیولیتهای زاگرس بخشی از افیولیتهای خاورمیانه هستند که از شمالباختری به افیولیتهای مدیترانة خاوری و از جنوبخاوری به افیولیتهای اسماعیل در عمان میپیوندند (Dilek and Furnes, 2009). افیولیتهای زاگرس که در بخشهایی مانند کردستان (Rahimzadeh et al., 2013; Allahyari et al., 2014)، کرمانشاه (Saccani et al., 2013)، نیریز (Rajabzadeh et al., 2013)، بافت (Shafaii Moghadam et al., 2013) و پنجوین- والاش در عراق (Aswad et al., 2011) دیده میشوند، تاریخی از همگرایی و زمینساخت اقیانوس تتیس جنوبی میان سپر عربی (گندوانا) و پهنة قارهای سنندج - سیرجان را در خود دارند (Agard et al., 2011). آغاز فرورانش پهنههای گوناگون نئوتتیس به زیر پهنة سنندج - سیرجان از تریاس تا کرتاسه روی داده است (Shahabpour, 2007) و پهنة چینخورده- راندة زاگرس که مرز شمالی سپر عربی است، پس از بستهشدن نئوتتیس در ائوسن آغازین تا میانی (Ghasemi and Talbot, 2006)، میوسن میانی و یا پس از آن (Azizi et al., 2011) به صفحة ایران برخورد کرده است. گسل معکوس زاگرس با ریشهای ژرف و پهنة افیولیتی کرمانشاه- نیریز مرز این دو منطقه بهشمار میرود. کمپلکس افیولیتی کرمانشاه بهصورت پهنهای به درازای نزدیکبه 230 کیلومتر و پهنای 60- 30 کیلومتر، در باختر ایران و در راندگی اصلی زاگرس رخنمون دارد و بخشی از پهنة افیولیتی بسیار گسیختة کرمانشاه- پنجوین شمرده میشود. به باور Shafaii Moghadam و Stern (2011)، این کمپلکس افیولیتی از افیولیتهای پهنة بیرونی زاگرس است. تا کنون بیشتر بررسیهای انجامشده روی افیولیتهای کرمانشاه در بخشهای میان هرسین و صحنه متمرکز بودهاند. برپایة دادههای زمینشیمیایی، پشتههای میاناقیانوسی- کمان اقیانوسی و جزیرههای کمانی را پهنة پیدایش الترامافیکهای تهیشدة صحنه- هرسین دانستهاند (Allahyari et al., 2010; Whitechurch et al., 2013; Moradpour et al., 2017)، اما برخی پژوهشگران دیگر (Nouri et al., 2019; Saccani et al., 2013)، از یک پهنة اقیانوسی نابالغ در منطقة صحنه- هرسین نام بردهاند که تحتتأثیر پلوم گوشتهای بوده است. برپایة دادههای زمینشیمیایی دایکهای دیابازی، Torkian و همکاران (2012) خاستگاه زمینساختی افیولیت کرمانشاه را پهنهای پشتکمانی (back-arc) یا فرافرورانشی (SSZ یا suprasubduction zone) دانستهاند.
با بررسی پریدوتیتهای گوشتهای افیولیتها اطلاعات ارزشمندی دربارة فرایندهای ذوب، پیدایش گدازه و حرکت سیال در گوة گوشتهایِ بخشهای بالایی پهنة فرورانش بهدست آوردهمیشود (Ulrich et al., 2010; Xu et al., 2012). هدف این مقاله، بررسی ویژگیهایصحرایی، سنگنگاری و شیمی کانیهایِ هارزبورژیتهای مجموعة الترامافیک نورآباد- هرسین و سرانجام، شناخت خاستگاه و پهنة زمینساختی پیدایش آنهاست. ازآنجاییکه این سنگها، حجم اصلی مجموعة نورآباد- هرسین را ساختهاند، بررسی آنها میتواند به شناخت بهتر رویدادهای سنگزایی گوشتة بالایی در این بخش از ایران کمک کند.
جایگاه زمینشناسی و ویژگیهای صحرایی منطقه
مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در شمال استان لرستان و بخشی از افیولیت کرمانشاه (با مختصات º34 تا 30º34 عرض جغرافیایی شمالی و 30º47 تا 30º48 طول جغرافیایی خاوری) در پهنة زاگرس بلند بهشمار میرود (شکل 1- A). رادیولاریتهای نامرتبط با افیولیتها (Abdi et al., 2014)، آهک بیستون- اورامان و مجموعة افیولیتی از گروههای سنگهای این پهنه هستند که همگی روی زاگرس چینخورده رانده شدهاند (Agard et al., 2005; Tahmasbi et al., 2016). برپایة نقشة زمینشناسی این منطقه (شکل 1- B)، توالی گوشتهای دربردارندة پریدوتیتهای سرپانتینی و گابروهای پگماتیتی (که بهصورت لنز درون پریدوتیتها تزریق شدهاند) (Allahyari et al., 2010) و توالی پوستهای دربردارندة گابروهای لایهای، گابروهای ایزوتروپ، مجموعة دایکهای صفحهای، گدازههای بازالتی تا آندزیتی و سنگهای رسوبی (رادیولاریت، آهکهای کرتاسه و آهکهای پلاژیک میوسن و کنگلومرای بختیاری) هستند. دونیت، هارزبورژیت و لرزولیت از پریدوتیتهای سرپانتینیتیشده بهشمار میروند.
شکل 1- A) نقشة واحدهای زمینساختی و پراکندگی افیولیتهای ایران (Stöcklin, 1968)؛ B) نقشة زمینشناسی منطقة نورآباد- هرسین (Shahidi and Nazari, 1997)
در بررسیهای صحرایی، این سنگها با ریختشناسی ملایم، تیرهرنگ و بهصورت تودههای کوچک و بزرگ در منطقه پراکندگی دارند. بزرگترین حجم آنها در خاور بخش هفتچشمه (کیلومتر 35 جاده نورآباد- هرسین) و در روستای درهکفتر رخنمون دارد. این تودهها به رنگ سبز تا خاکستری دیده میشوند و روی آنها سنگهای آهکی به سن میوسن جای گرفتهاند (شکل 2- A). سراسر مرز همبری پریدوتیتها و پریدوتیتهای سرپانتینیتیشده با دیگر سنگهایِ منطقه، گسله و زمینساختی است. فعالیتهای زمینساختی خردشدگی در این سنگها را بهدنبال داشته و دور نمایی براق و درخشنده به آنها داده است.
هارزبورژیتها، فراوانترین سنگهای مجموعة پریدوتیتی منطقة نورآباد- هرسین هستند که در پی جایگرفتن در مسیر اصلی گسل زاگرس بسیار خرد شدهاند. این سنگها سازندة بیشتر بخشهای مرتفع منطقه هستند (شکل 2- B). همچنین، در نمونة دستی سختی کمابیش بالایی دارند و رنگ آنها سبز تیره است؛ لمس صابونی دارند و در پی دگرسانی، بهطور بخشی به رنگ سیاه درآمدهاند.
شکل 2- A) نمایی کلی از پریدوتیتهای سرپانتینیتیشده و پوشیدهشدن آنها با آهک میوسن در نزدیکیِ درهکفتر (دید رو به شمالخاوری)؛ B) دگرسانی سرپانتینی در راستای گسلها و شکستگیها در هارزبورژیتهای گردنة گشور؛ C) پیدایش رگچههایی از آزبست درون هارزبورژیت ها؛ D) واحد لرزولیتی در شمالباختری روستای ملهکبود
هارزبورژیتها نسبت به دیگر سنگهای منطقه دچار هوازدگی کمتری شدهاند و درجههای گوناگونی از فرایند سرپانتینیتیشدن را نشان میدهند. همچنین، در برخی بخشها (مانند: گردنة گشور) که بیشترین حجم هارزبورژیتها دیده میشود، به دنبال دگرسانی سرپانتینیتیشدن، رگچههایی از آزبست و رگههای ثانویه آهک در راستای شکستگیهای تکتونیزه و درون آنها پدید آمدهاند (شکل 2- C). همچنین، هارزبورژیتها دچار درجههای شدید دگرسانی شده و با لاتریت جایگزین شدهاند. این لاتریتها بهصورت تودههای کوچک و بزرگ روی پریدوتیتهای منطقه دیده میشوند.
واحد لرزولیتی منطقه، در شمال روستای ملهکبود و جنوب روستای سیرکانه دیده میشود. این گروه سنگی نیز همانند دیگر واحدها دستخوش فرایندهای زمینساختی و دگرسانی شده و سرپانتینیتی شده است. لرزولیتها به رنگ سبز- آبی هستند و در پی فرایندهای زمینساختی آینة گسلی روی آنها پدید آمده است (شکل 2- D).
همانند هارزبورزیتها، دونیتها نیز پراکندگی و گستردگی کمابیش بالایی دارند. این سنگها در سطح هوازده خود به رنگ سبز مایل به آبی و در سطح تازهتر به رنگ تیره هستند. در برخی بخشها، دونیتها به رنگ سیاه و قهوهای دیده میشوند. این ویژگی پیامد آزادشدن آهن و پیدایش اکسیدهای آهن دانسته میشود. سختی دونیتها دربرابر هارزبورژیتها کمتر است و دربرابر آنها پایداری کمتری دارند؛ بهگونهایکه در برخی بخشها بهصورت تپههای فرسایشی دیده میشوند.
روش انجام پژوهش
پس از بازدید از منطقه، برای بررسی دقیق پریدوتیتهای گوشتهای و رفتار زمینشیمیایی عنصرهای اصلی در ساختار کانیها و تکمیل بررسیهای کانیشناسی، شمار 30 نمونه برداشت شد. سپس، از آنها مقطع نازک میکروسکوپی ساخته شد. شمار 100 نقطه از کانیهای پیروکسن، اسپینل، الیوین و سرپانتین در چهار مقطع نازک صیقلی در مرکز تحقیقات و فرآوری معدنی ایران با بهکارگیری دستگاه تجزیة ریزکاو الکترونی مدل Cameca SX-100 و با ولتاژ شتابدهندة KV 15و شدت جریان nA20 تجزیه و بررسی شدند. گزیدهای از دادههای بهدست آمده در جدولهای 1 تا 5 آورده شدهاند. پردازش و تفسیر دادهها نیز با نرمافزارهای Minpet، Excel و Grapher انجام شد.
سنگنگاری
هارزبورژیت: از دیدگاه ترکیب کانیایی، این سنگها دربردارندة کانیهای الیوین (60- 70 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (10- 20 درصدحجمی) و کروماسپینل (نزدیکبه 2- 5 درصدحجمی) هستند. بررسی مقطعهای میکروسکوپی نشان میدهد این سنگها بافت گرانولار (مشبک) و پورفیروکلاست دارند (شکل 3- A).
بافت نخستینِ الیوینها دانهای و به شدت شکستهشده است و در امتداد این شکستگیها سرپانتین پدید آمده است. بجاماندههای الیوین بهصورت کانیهای کمابیش دانهریز در هسته بافت غربالی دیده میشوند و گاه خاموشی موجی از خود نشان میدهند.
کلینوپیروکسن بیشکل است و بیشتر با ترمولیت- اکتینولیت جایگزین شده است. بجاماندههای این کانی بسیار کم و بهصورت میانبلوری در میان کانیهای الیوین و ارتوپیروکسنها دیده میشوند.
ارتوپیروکسنها مرزهای سینوسی دارند و بهصورت بلورهای نیمهشکلدار، خردشده و گاه دگرریخت دیده میشوند (شکل 3- B). مرزهای نامنظم پیرامون پورفیروکلاستهای ارتوپیروکسن چهبسا پیامد واکنش این کانی با مذابی در گوشتة بالایی و ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن است (Niu, 1997).
بیشتر اسپینلها بیشکل تا نیمهشکلدار هستند و به رنگ سرخ تا قهوهای دیده میشوند. همچنین، نشانههای مگنتیتیشدن در مرزهای آنها دیده میشوند. بیشتر اسپینلها مرز دندانهدار دارند که نشان میدهد برجاماندة فرایند ذوببخشی گوشتهای هستند.
حضور شکنج در الیوین (شکل 3- C)، ارتوپیروکسنهای دانه درشت و کلینوپیروکسن نشاندهندة دگرریختی پلاستیک گوشتهای در دمای بالا دانسته میشود (Juteau and Maury, 2009). این دگرریختیها هنگامی رخ میدهند که دمای سنگها بسیار به دمای سولیدوس نزدیک است (Boudier and Nicolas, 1985).
در بیشتر بخشها، در پی گسترش فرایند سرپانتینیتیشدن، کانیهای نخستینِ سازندة هارزبورژیتها (مگر اسپینل) بهطور کامل با کانیهای گروه سرپانتین جایگزین شدهاند و سنگ سرپانتینیت پدید آوردهاند. برپایة بررسیهای میکروسکوپی، کریزوتیل و لیزاردیت از کانیهای سرپانتین در این نمونهها هستند. لیزاردیت چندریخت کمدما و رایجترین نوع سرپانتین است (Paladri and Reed, 2004). جایگزینی الیوین با لیزاردیت با ساختار ورقهای از شکستگیهای الیوین آغاز شده و سرانجام بافت شبکهای را پدید آورده است. هنگامیکه هیچ الیوینی در سنگ بهجای نمانده باشد، کریزوتیل بهصورت رشتههای بسیار نازک در رگهها آغاز به رشد میکند (Prichard, 1979). کریزوتیل از نوع سرپانتینهای رشتهای است و در مقاطع بهصورت الیاف متقاطع خاکستری رنگ دیده میشود و بافت مشبک را پدید میآورد (شکل 3- D).
لرزولیت: این سنگها از کانیهای اصلی الیوین (60- 70 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (10- 30 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن (10- 20 درصدحجمی) ساخته شدهاند و کانی اسپینل (نزدیکبه 2 درصدحجمی) نیز کانی فرعی آنها بهشمار میرود. سرپانتین (بهصورت رگچه و گاهی تاجمانند)، ترمولیت و اکسیدهای آهن از کانیهای ثانوی هستند که در زمینة سنگ دیده میشوند. درجه سرپانتینیتیشدن این سنگها نزدیکبه 10 تا 60 درصد است. در شماری از نمونهها، بلورهای الیوین و پیروکسن خاموشی موجی نشان میدهند و در بلورهای ارتوپیروکسن کینکباند دیده میشود. در برخی مقطعها، دانههای الیوین بهصورت پورفیروکلاستهای دگرریختشده و یا به شکل میانبارهایی در بلورهای ارتوپیروکسن دیده میشوند (شکل 3- E). این نکته چهبسا نشاندهندة پیشدستی تبلور الیوینها نسبت به پیروکسنهای میزبان آنها باشد. پدیدة خلیجِ خوردگی که در پیرامون بلورهای پیروکسن دیده میشود، پیامد واکنش مذاب با بلورها رخ است که در پی آن، بخشی از بلور در ماگما هضم و به گفتة دیگر، خورده میشود (Kelemen et al., 1992).
دونیت: این سنگها دربردارندة الیوین و یا سرپانتین با اندکی ارتوپیروکسن و مقدار پراکندهای از کروماسپینل و اکسید آهن (مگنتیت) هستند. دونیتها دارای بافت مشبک هستند. بافت مشبک در نمونههای بررسی شده پیامد تجزیه و دگرسانی الیوین به سرپانتین است (Ghaseminejad and Torabi, 2014). بلورهای الیوین شکستگی و شکنج دارند و این ویژگیها نشاندهندة دگرریختی دما و فشار بالا و وابستگی این سنگها به گوشتة بالایی هستند. این سنگها با درجات متغیری سرپانتینیتیشدهاند. برپایة بررسیهای میکروسکوپی، لیزاردیت و کریزوتیل فراوانترین پلیمورف سرپانتین در این سنگها هستند (شکل 3- F). در درجة پایین دگرگونی، لیزاردیت فراوانترینکانی گروه سرپانتین است که جایگزین الیوین و سودومورفهای پیروکسن میشود. با افزایش درجة دگرگونی، لیزاردیت نخست با لیزاردیت+ کریزوتیل و سپس با آنتیگوریت+ کریزوتیل و سرانجام با آنتیگوریت جایگزین میشود (Trommsdorff and Evans, 1980; Page, 1968). در برخی مقطعها نیز کروماسپینلها با فراوانی بسیار کم و بهصورت آمیبیشکل در کنار الیوینها دیده میشوند.
شکل 3- A) بافت مشبک در هارزبورژیتهای سرپانتینیتیشده و بجاماندههای الیوین در میان شبکههای سرپانتینی؛ B) کشیدگی بلور ارتوپیروکسن با نوارهای شکنجی، مرز سینوسی و خلیجِ خوردگی در هارزبورژیت؛ C) اثر نوار شکنجی و درازشدگی در بلورهای الیوین با بافت مشبک در هارزبورژیت ها؛ D) سرپانتینیتیشدن شدید در هارزبورژیتها و رشد کانیهای لیزاردیت در شکستگیهای الیوین و رشد کریزوتیل بهصورت رگهای در زمینة سرپانتینیتی؛ E) بلورهای الیوین بهصورت میانبار در بلور ارتوپیروکسن در لرزولیت؛ F) رشد رگههای آنتیگوریت در دونیتهای سرپانتینیتیشده (نام اختصاری کانیها برگرفته از Kretz (1983) است. همة تصویرها در نور XPL گرفته شدهاند؛ اما تصویر D در نور PPL گرفته شده است)
شیمی کانی
ازآنجاییکه ترکیب شیمیایی کانیها در شناخت سرشت و شرایط پیدایش پریدوتیتهای گوشتهای کاربرد دارد (Zhou et al., 1997)، برای شناخت ترکیب شیمیایی، سنگزایی، خاستگاه ژئودینامیک و دما- و فشارسنجی تبلور تعادلی مجموعههای کانیایی الترامافیک این منطقه، از تجزیة شیمیایی کانیهای الیوین، پیروکسن، اسپینل و سرپانتین بهره گرفته شد.
الیوین:الیوین از فراوانترین کانیهایِ پریدوتیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین بهشمار میرود. ترکیب شیمیایی چند نمونه از الیوینهای درون هارزبورژیتهای این مجموعة پریدوتیتی در جدول 1 آورده شده است. در نمودار ردهبندی الیوینها، نقاط تجزیهشدة الیوین در گستره فورستریت جای میگیرند (شکل 4- A).
ترکیب میانگین الیوینهای این سنگها برابربا Fo90.4 است. میزان Fo نمونههای بررسیشده همانند همین مقدار در الیوینهای پریدوتیتهای وابسته به پهنههای فرافرورانش (Fo ~ 91/0- 94/0) است (Ishii et al., 1992). همچنین، میانگین مقدار Fo در الیوینها بازتابی از باروربودن گوشتهای است که از آن متبلور شدهاند و به شرایط ذوببخشی آنها وابسته است (برای نمونه: فشار و درجة ذوببخشی) (Uysal et al., 2012). الیوینهای بررسی شده از MgO سرشار هستند؛ بهگونهایکه مقدار MgO برابربا 50 تا 15/51 درصدوزنی بهدست آمده است. بررسی دادهها نشان میدهد مقدار Fo و NiO الیوینها در همة توالی گوشتهای کمابیش یکسان و همانند الیوینهای پریدوتیتهای پیشکمانی یا forearc (Ishii et al., 1992) و پریدوتیتهای آبیسال است.
جدول 1- دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کانی الیوین (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، بههمراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) بهدستآمده برپایة 3 کاتیون و 4 آنیون
|
10 |
9 |
8 |
7 |
6 |
5 |
4 |
3 |
2 |
1 |
Sample No. |
|
40.88 |
40.70 |
40.52 |
40.50 |
40.63 |
41.32 |
40.62 |
40.39 |
40.53 |
41.06 |
SiO2 |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
TiO2 |
|
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.41 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Al2O3 |
|
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
Cr2O3 |
|
8.29 |
9.35 |
9.06 |
9.40 |
9.46 |
6.54 |
9.36 |
9.13 |
9.25 |
9.24 |
FeO* |
|
0.16 |
0.12 |
0.12 |
0.15 |
0.16 |
0.09 |
0.15 |
0.13 |
0.13 |
0.14 |
MnO |
|
51.15 |
50.09 |
50.62 |
50.42 |
50.19 |
50.67 |
50.26 |
50.31 |
50.45 |
50.00 |
MgO |
|
0.04 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.05 |
0.04 |
0.08 |
0.07 |
0.09 |
0.06 |
CaO |
|
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.05 |
0.04 |
Na2O |
|
0.02 |
0. 00 |
0.00 |
0.01 |
0.03 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
K2O |
|
0.26 |
0.27 |
0.29 |
0.25 |
0.27 |
0.20 |
0.27 |
0.24 |
0.27 |
0.27 |
NiO |
|
100.82 |
100.63 |
100.64 |
100.79 |
100.81 |
99.14 |
100.8 |
100.33 |
100.8 |
100.85 |
Total |
|
0.99 |
0.99 |
1.00 |
0.99 |
0.99 |
1.00 |
0.99 |
0.99 |
0.99 |
1.00 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ti |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
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 |
0.00 |
Fe3+ |
|
0.17 |
0.19 |
0.18 |
0.19 |
0.19 |
0.13 |
0.19 |
0.19 |
0.20 |
0.19 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
1.85 |
1.82 |
1.84 |
1.83 |
1.82 |
1.84 |
1.82 |
1.83 |
1.87 |
1.81 |
Mg |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Na |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K |
|
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
Ni |
|
3.01 |
3.01 |
3.02 |
3.01 |
3.01 |
3.00 |
3.01 |
3.01 |
3.02 |
3.01 |
Total |
|
92 |
91 |
91 |
91 |
90 |
93 |
91 |
91 |
91 |
91 |
Mg# |
|
91.47 |
90.39 |
90.74 |
90.36 |
90.24 |
93.11 |
90.31 |
90.56 |
90.45 |
90.41 |
Forsterite |
|
8.32 |
9.46 |
9.11 |
9.45 |
9.54 |
6.74 |
9.43 |
9.22 |
9.32 |
9.37 |
Fayalite |
|
0.16 |
0.12 |
0.12 |
0.15 |
0.16 |
0.09 |
0.15 |
0.13 |
0.13 |
0.14 |
Tephroite |
Cr#= 100×Cr/(Cr+Al); Mg#= 100×Mg/(Mg+Fe2+)
شکل 4- ترکیب کانیهای سازندة پریدوتیتهای گوشتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در نمودارهای ردهبندی کانیها. A) ترکیب الیوینها در نمودار Fe# دربرابر Mg# (Deer et al., 1992)؛ B) گسترة ترکیبی کلینوپیروکسنها در نمودار سهتایی Wo-En-Fs (Morimoto et al., 1988)؛ C) جایگاه ارتوپیروکسنها در نمودار سهتایی Wo-En-Fs (Morimoto et al., 1988)؛ D) ترکیب سرپانتینها در نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر MgO (Dungan, 1979)
کلینوپیروکسن: ترکیب کلینوپیروکسن پریدوتیتهای گوشتهای افیولیت نورآباد- هرسین در جدول 2 آورده شده است. فرمول ساختاری کلینوپیروکسنها برپایة 4 کاتیون دربرابر 6 اتم اکسیژن بهدست آمده است (جدول 2). در نمودار Wo-En-Fs (شکل 4- C)، کلینوپیروکسنهای درون هارزبورژیتها از نوع دیوپسید، با گرایش به اوژیت هستند (شکل 4- B). دامنة ترکیبی آنها بهترتیب Fs4.19-5.32En47.65-44.40Wo48.16-50.29 و Fs2.90-5.98En46.55-52.38Wo41.19-47.66 است. مقدار Mg# کلینوپیروکسنها برابربا 90 تا 95 درصد است. عدد منیزیم بالا در این کلینوپیروکسنها چهبسا بهترتیب پیامدِ:
1- درجة بالای ذوببخشی (Hartmann and Wedepohl, 1993):
2- واکنش پریدوتیتها با مذابهای دیرگدازی مانند بونینیتها (Bodinier and Godard, 2003):
3- تعادل سابسولیدوس در دمای کم (Parkinson and Pearce, 1998) است.
همچنین، مقدار Mg# در کلینوپیروکسنها به درجة ذوببخشی و تهیشدگی گوشته بستگی دارد؛ بهگونهایکه Mg# بالا از ویژگی کلینوپیروکسنهای پریدوتیتهای بسیار تهیشده است (Uysalet al., 2012) و افزایش میزان Mg# نشاندهندة تهیشدگی بیشتر سنگ است (Dick and Bullen, 1984). با توجه به ویژگی کلینوپیروکسنهای بررسیشده و بررسیهای بیشتر در ادامه نوشتار، گمان میرود درجة بالای ذوببخشی و واکنش پریدوتیتهای بررسیشده با مذابهای دیرگداز (مانند: بونینیتها) چهبسا مهمترین علت بالابودن عدد منیزیم در کلینوپیروکسنهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین است. همچنین، کلینوپیروکسنهای بررسی شده مقدار Na2O (0/0- 25/1 درصدوزنی)، K2O (0/0- 06/0 درصدوزنی) و TiO2 (0/0 درصدوزنی) کمی دارند که نشاندهندة خاستگاه تهی شده برای هارزبورژیتها است (Najafzadeh and Ahmadipour, 2014). مقدار بسیار کم TiO2 در کلینوپیروکسنها چهبسا نشاندهندة رخداد بیش از یک بار ذوببخشی اولیه باشد. به عبارت دیگر، ذوببخشی دوباره در پریدوتیتی که پیشتر یک بار دچار تهیشدگی شده است، تهیشدگی شدید Ti در هارزبورژیتهای سرشار از کلینوپیروکسن را بهدنبال دارد (Pearce and Norry, 1979).
جدول 2- دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کانی کلینوپیروکسن (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، بههمراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) بهدستآمده برپایة 4 کاتیون و 6 آنیون (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Aug: اوژیت؛ Mg# = 100×Mg/(Mg+Fe2+))
|
1- 31 |
1- 29 |
1- 28- 1 |
1- 28 |
1- 27 |
1- 26 |
1- 22 |
1- 21 |
1- 20 |
1- 19 |
1- 8 |
Sample No. |
|
53.08 |
51.57 |
51.38 |
52.93 |
52.84 |
55.05 |
54.16 |
54.18 |
53.68 |
53.31 |
53.50 |
SiO2 |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.00 |
TiO2 |
|
6.09 |
6.09 |
5.47 |
3.58 |
3.40 |
1.50 |
3.27 |
2.97 |
3.28 |
3.66 |
2.65 |
Al2O3 |
|
1.22 |
1.27 |
1.26 |
0.10 |
0.97 |
0.59 |
1.23 |
1.05 |
1.15 |
1.22 |
1.06 |
Cr2O3 |
|
2.99 |
2.87 |
2.53 |
2.19 |
2.73 |
1.81 |
2.7 |
3.92 |
2.32 |
2.44 |
2.84 |
FeOt |
|
0.03 |
0.10 |
0.05 |
0.06 |
0.09 |
0.06 |
0.07 |
0.05 |
0.33 |
0.06 |
0.10 |
MnO |
|
14.15 |
14.73 |
16.46 |
18.17 |
17.05 |
18.41 |
17.57 |
16.40 |
16.95 |
16.53 |
18.95 |
MgO |
|
22.30 |
15.98 |
23.15 |
21.65 |
21.82 |
23.22 |
21.66 |
23.71 |
23.01 |
22.72 |
21.16 |
CaO |
|
1.25 |
0.34 |
0.47 |
0.03 |
0.14 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
Na2O |
|
0.06 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
K2O |
|
0.05 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.24 |
0.33 |
0.33 |
0.40 |
0.07 |
NiO |
|
99.86 |
100.56 |
100.85 |
99.71 |
99.13 |
100.73 |
100.94 |
100.84 |
100.85 |
100.402 |
100.35 |
Total |
|
1.90 |
2.02 |
1.85 |
1.92 |
1.94 |
1.98 |
1.95 |
1.87 |
1.94 |
1.94 |
1.93 |
Si |
|
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ti |
|
0.10 |
0.00 |
0.15 |
0.08 |
0.06 |
0.02 |
0.05 |
0.12 |
0.06 |
0.06 |
0.07 |
Al IV |
|
0.16 |
0.28 |
0.08 |
0.08 |
0.08 |
0.04 |
0.09 |
0.00 |
0.08 |
0.10 |
0.04 |
Al VI |
|
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.00 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
Cr |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
T Fe3+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
M1Fe3+ |
|
0.06 |
0.09 |
0.07 |
0.07 |
0.08 |
0.05 |
0.08 |
0.11 |
0.07 |
0.07 |
0.09 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
0.76 |
0.86 |
0.88 |
0.98 |
0.93 |
0.99 |
0.94 |
0.98 |
0.91 |
0.90 |
1.02 |
Mg |
|
0.86 |
0.67 |
0.89 |
0.84 |
0.86 |
0.89 |
0.84 |
0.88 |
0.89 |
0.89 |
0.82 |
Ca |
|
0.09 |
0.03 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Na |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
Ni |
|
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
Total |
|
93 |
91 |
93 |
93 |
92 |
95 |
92 |
90 |
93 |
93 |
92 |
Mg# |
|
50.29 |
41.19 |
48.16 |
44.47 |
45.70 |
46.17 |
44.87 |
44.56 |
47.28 |
47.66 |
42.47 |
Wo |
|
44.40 |
52.83 |
47.65 |
51.93 |
49.69 |
50.93 |
50.65 |
46.55 |
48.46 |
48.25 |
52.92 |
En |
|
5.32 |
5.98 |
4.19 |
3.61 |
4.61 |
2.90 |
4.48 |
5.90 |
4.26 |
4.10 |
4.61 |
Fs |
|
Di |
Aug |
Di |
Aug |
Aug |
Aug |
Aug |
Aug |
Aug |
Aug |
Aug |
Cpx Name |
ارتوپیروکسن: دادههای تجزیة نقطهای و فرمول ساختاری بهدستآمده برای ارتوپیروکسنهای پریدوتیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین (جدول 3) نشان میدهد همة این ارتوپیروکسنها از نوع انستاتیت با ترکیب Fs5.72-8.81En86.4-89.54Wo3.43-5.46 هستند (شکل 4- C). دامنة ترکیبی اکسیدهای TiO2، Cr2O3 و Al2O3 بهترتیب برابربا 0/0- 01/0 و 61/0- 89/0 و 5/1- 09/6 درصدوزنی است. مقدار Mg# نیز برابربا 91 تا 92 درصد است و ازاینرو، از ارتوپیروکسنهای با عدد منیزیم بالا به شمار میآیند.
جدول 3- دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کانی ارتوپیروکسن (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، بههمراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) بهدستآمده برپایة 4 کاتیون و 6 آنیون (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Mg# = 100×Mg/(Mg+Fe2+))
|
1- 25 |
1- 24- 1 |
1- 24 |
1- 23- 1 |
1- 23 |
1- 21 |
1- 20 |
1- 16 |
1- 15 |
1- 7 |
1- 6 |
Sample No. |
|
54.81 |
54.89 |
57.02 |
55.49 |
56.01 |
56.49 |
54.35 |
54.65 |
54.64 |
56.01 |
55.69 |
SiO2 |
|
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
TiO2 |
|
2.76 |
3.19 |
2.02 |
2.69 |
2.02 |
2.19 |
2.22 |
2.62 |
2.78 |
2.33 |
2.10 |
Al2O3 |
|
0.72 |
0.82 |
0.68 |
0.84 |
0.86 |
0.88 |
0.82 |
0.62 |
0.61 |
0.89 |
0.87 |
Cr2O3 |
|
5.67 |
5.61 |
5.50 |
5.52 |
5.76 |
5.19 |
5.60 |
3.81 |
3.97 |
5.12 |
5.86 |
FeOt |
|
0.15 |
0.10 |
0.13 |
0.13 |
0.14 |
0.13 |
0.10 |
0.08 |
0.09 |
0.13 |
0.13 |
MnO |
|
34.01 |
33.54 |
33.43 |
33.23 |
33.29 |
33.76 |
32.59 |
34.06 |
35.02 |
33.23 |
32.95 |
MgO |
|
2.06 |
2.55 |
1.81 |
2.73 |
2.43 |
2.09 |
2.61 |
2.67 |
1.88 |
3.02 |
2.54 |
CaO |
|
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
Na2O |
|
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
K2O |
|
0.03 |
0.10 |
0.08 |
0.15 |
0.10 |
0.09 |
0.07 |
0.04 |
0.04 |
0.07 |
0.10 |
NiO |
|
100.32 |
100.84 |
100.69 |
100.85 |
100.63 |
100.85 |
100.41 |
98.56 |
99.23 |
100.82 |
100.28 |
Total |
|
1.88 |
1.88 |
1.96 |
1.90 |
1.93 |
1.93 |
1.91 |
1.90 |
1.87 |
1.92 |
1.92 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ti |
|
0.11 |
0.12 |
0.04 |
0.10 |
0.07 |
0.07 |
0.09 |
0.10 |
0.11 |
0.08 |
0.08 |
Al IV |
|
0.00 |
0.01 |
0.04 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
Al VI |
|
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
Cr |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
T Fe3+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
M1Fe3+ |
|
0.16 |
0.16 |
0.16 |
0.16 |
0.17 |
0.15 |
0.17 |
0.11 |
0.11 |
0.15 |
0.17 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
1.74 |
1.71 |
1.71 |
1.70 |
1.71 |
1.72 |
1.71 |
1.76 |
1.79 |
1.70 |
1.70 |
Mg |
|
0.08 |
0.09 |
0.89 |
0.10 |
0.09 |
0.08 |
0.10 |
0.10 |
0.07 |
0.11 |
0.09 |
Ca |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Na |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.10 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
Total |
|
92 |
91 |
91 |
91 |
91 |
92 |
91 |
91 |
92 |
92 |
91 |
Mg# |
|
3.82 |
4.75 |
3.43 |
5.12 |
4.55 |
3.93 |
4.98 |
5.03 |
3.46 |
5.66 |
4.79 |
Wo |
|
87.75 |
86.94 |
88.23 |
86.62 |
86.81 |
88.27 |
86.53 |
89.25 |
89.54 |
86.66 |
86.40 |
En |
|
8.43 |
8.31 |
8.34 |
8.27 |
8.63 |
7.81 |
8.49 |
5.72 |
7.00 |
7.68 |
8.81 |
Fs |
|
En |
En |
En |
En |
En |
En |
En |
En |
En |
En |
En |
Opx Name |
سرپانتین: کانیهای گروه سرپانتین از سازندههای اصلی پریدوتیتهای سرپانتینیتیشده این منطقه هستند. این کانی پلیمورفهای گوناگونی دارد. تجزیة نقطهای سرپانتینها، مقدار Al2O3 را برابربا 1/0- 42/10 درصدوزنی و SiO2 را برابربا 75/36- 90/41 درصدوزنی نشان میدهد (جدول 4). برپایة نمودار SiO2 دربرابر MgO که برپایة دادههای تجزیة نقطهای کانیهای گروه سرپانتین رسم شده است (Dungan, 1979)، سرپانتینهای بررسیشده بیشتر در محدودة منطقه همپوشی بستایت جای میگیرند (شکل 4- D). به باور Dungan (1979)، بستایت نوعی لیزاردیت بهشمار میرود. غنیشدگی از سیلیس در ارتباط با کاهش مقدار آلومینیم دیدهشده در نمونهها، در هنگام تغییر لیزاردیت به آنتیگوریت روی میدهد (Lafay et al., 2013).
جدول 4- دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کانی سرپانتین (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین
|
1- 49 |
1- 47 |
1- 39 |
1- 38 |
1- 33 |
1- 32 |
1- 18 |
1- 17 |
1- 11 |
1- 9 |
Sample No. |
|
38.57 |
39.86 |
41.90 |
41.08 |
36.75 |
38.69 |
40.97 |
40.64 |
37.72 |
40.92 |
SiO2 |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
TiO2 |
|
0.13 |
0.01 |
0.49 |
0.44 |
10.42 |
10.31 |
1.31 |
1.26 |
0.10 |
0.61 |
Al2O3 |
|
0.02 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
1.16 |
1.00 |
0.02 |
0.62 |
0.05 |
0.00 |
Cr2O3 |
|
6.29 |
5.91 |
5.39 |
5.45 |
8.26 |
7.09 |
5.75 |
6.88 |
3.58 |
3.71 |
FeOt |
|
0.09 |
0.09 |
0.09 |
0.08 |
0.27 |
0.23 |
0.11 |
0.11 |
0.05 |
0.05 |
MnO |
|
40.59 |
40.04 |
39.25 |
39.57 |
30.11 |
30.72 |
8.20 |
3.40 |
43.43 |
40.40 |
MgO |
|
0.05 |
0.09 |
0.07 |
0.07 |
1.33 |
1.07 |
0.18 |
0.11 |
0.05 |
0.05 |
CaO |
|
0.05 |
0.01 |
0.03 |
0.00 |
0.12 |
0.16 |
0.00 |
0.00 |
0.15 |
0.09 |
Na2O |
|
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.17 |
0.59 |
0.02 |
0.01 |
0.05 |
0.01 |
K2O |
|
0.19 |
0.14 |
0.21 |
0.21 |
0.10 |
0.08 |
0.00 |
0.04 |
0.10 |
0.24 |
NiO |
|
86.00 |
86.21 |
87.39 |
86.92 |
88.73 |
89.94 |
86.62 |
87.08 |
85.28 |
86.11 |
Total |
کروماسپینل: ترکیب کلی اسپینلهای درون پریدوتیتهای نورآباد- هرسین نشان میدهد کانیهای یادشده از نوع کروماسپینل هستند و مقدار عدد کروم (Cr#) و عدد منیزیم (Mg#) در آنها بهترتیب برابربا 57 تا 74/79 و 23/61 تا 11/89 درصد است (جدول 5). میزان تغییر مقدار Al2O3 و Cr2O3 نیز بهترتیب برابربا 25/10- 85/23 و 045- 17/60 درصدوزنی است. Dick و Bullen (1984) اسپینلهای سرشار از کروم و فقیر از آلومینیم را تهمانده و تفاله فرایندهای ذوببخشی گوشته در شرایط ذوب بالا و یا محصول تبلوربخشی دانستهاند. غنیشدن کروماسپینلها از Cr و Mg و کمبودن Fe3+ و Ti در آنها نیز بازتاب سرشت اولیه این کانیهاست (Farahat, 2008). اسپینلهای با عدد کروم کم نشاندهندة پریدوتیتهای کمتر تهیشده هستند؛ اما اسپینلهای با عدد کروم بالا پریدوتیتهای تهیشدهتر را نشان میدهند (Arai, 1994a). به باور Farahat (2008)، هستههای کروماسپینل با مقدار wt.%2/0> TiO2، از ویژگیهای سنگهای افیولیتی است؛ زیرا هنگام ذوببخشی گوشتة بالایی، Ti بهشدت وارد گدازه میشود (Jan and Windley, 1990). ازاینرو، در نمودار Cr# دربرابر TiO2 (Bonavia et al., 1993)، کروماسپینلهای درون پریدوتیتهای منطقه ماهیت افیولیتی نشان میدهند (شکل 5- A). همچنین، بررسی کروماسپینلها در نمودار سهتایی Cr-Al-Fe3+ (Proenza et al., 2007) نشان میدهد پریدوتیتها از نوع افیولیتی و هستند و سرشت پسماندی دارند (شکل 5- B).
جدول 5- دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کانی اسپینل (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، بههمراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) بهدستآمده برپایة 32 اتم اکسیژن
|
1- 43 |
1- 42 |
1- 41 |
1- 40 |
1- 16 |
1- 15 |
1- 14 |
1- 13- 1 |
1- 13 |
1- 12- 1 |
1- 12 |
1- 3 |
1- 2 |
1- 1 |
Sample No. |
|
0.07 |
0.03 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.38 |
1.14 |
0.23 |
SiO2 |
|
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.06 |
0.16 |
0.11 |
TiO2 |
|
10.21 |
15.14 |
15.76 |
15.36 |
23.85 |
23.34 |
23.05 |
11.38 |
22.85 |
10.48 |
23.85 |
10.25 |
11.91 |
11.38 |
Al2O3 |
|
59.55 |
48.01 |
48.41 |
48.19 |
45.86 |
45.00 |
45.38 |
58.26 |
45.73 |
59.09 |
45.53 |
60.17 |
53.42 |
58.55 |
Cr2O3 |
|
19.93 |
10.37 |
10.41 |
10.06 |
16.01 |
16.34 |
16.61 |
17.74 |
16.63 |
15.87 |
16.53 |
17.04 |
14.55 |
16.12 |
FeO |
|
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 |
0.00 |
MnO |
|
9.58 |
18.51 |
18.73 |
18.38 |
14.77 |
13.88 |
13.99 |
11.73 |
13.88 |
13.38 |
14.19 |
12.47 |
13.85 |
11.10 |
MgO |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.28 |
0.22 |
CaO |
|
0.03 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.24 |
0.00 |
0.11 |
0.00 |
0.10 |
1.21 |
1.69 |
Na2O |
|
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.08 |
0.01 |
0.04 |
0.01 |
0.00 |
0.37 |
1.35 |
K2O |
|
0.00 |
0.16 |
0.20 |
0.16 |
0.11 |
0.09 |
0.08 |
0.04 |
0.11 |
0.03 |
0.09 |
0.04 |
0.04 |
0.02 |
NiO |
|
99.48 |
92.23 |
93.53 |
92.22 |
100.64 |
98.69 |
99.15 |
99.59 |
99.24 |
99.11 |
100.35 |
100.51 |
96.97 |
98.09 |
Total |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
Si |
|
0.01 |
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 |
Ti |
|
3.21 |
4.65 |
4.77 |
4.73 |
6.77 |
6.78 |
6.68 |
3.51 |
6.62 |
3.22 |
6.82 |
3.14 |
3.78 |
3.59 |
Al |
|
12.57 |
9.90 |
9.83 |
9.94 |
8.73 |
8.77 |
8.81 |
12.06 |
8.89 |
12.17 |
8.73 |
12.36 |
11.38 |
12.39 |
Cr |
|
0.20 |
1.41 |
1.37 |
1.31 |
0.51 |
0.44 |
0.51 |
0.41 |
0.49 |
0.59 |
0.45 |
0.47 |
0.76 |
0.03 |
Fe3+ |
|
4.25 |
0.88 |
0.89 |
0.92 |
2.73 |
2.93 |
2.91 |
3.48 |
2.94 |
2.87 |
2.90 |
3.23 |
2.53 |
3.63 |
Fe2+ |
|
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 |
0.00 |
Mn |
|
3.81 |
7.19 |
7.17 |
7.15 |
5.30 |
5.01 |
5.12 |
4.58 |
5.09 |
5.19 |
5.13 |
4.83 |
5.56 |
4.43 |
Mg |
|
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 |
0.00 |
Ca |
|
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 |
0.00 |
Na |
|
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 |
0.00 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
24.00 |
24.03 |
24.03 |
24.03 |
24.00 |
24.00 |
24.00 |
24.00 |
24.00 |
24.01 |
24.00 |
24.00 |
24.01 |
23.99 |
Total |
|
80.00 |
68.01 |
67.32 |
67.78 |
56.32 |
57.00 |
57.00 |
77.00 |
57.30 |
79.08 |
56.14 |
79.74 |
75.04 |
77.53 |
Cr# |
|
48.27 |
89.11 |
88.91 |
88.63 |
66.03 |
63.53 |
63.78 |
77.44 |
63.38 |
64.42 |
64 |
75.76 |
69.72 |
61.23 |
Mg# |
شکل 5- A) نمودار Cr# دربرابر درصدوزنی TiO2 (Bonavia et al., 1993) برای کروماسپینلهای درون پریدوتیتهای گوشتهای نورآباد- هرسین؛ B) ترکیب کروماسپینلها در نمودار سهتایی Cr-Al-Fe3+ (Proenza et al., 2007)
بحث
1- محیط زمینساختی پریدوتیتهای نورآباد- هرسین
ازآنجاییکه پریدوتیتها عموماً سرپانتینیتیشدهاند، بیشتر از ترکیب و شیمی کانیها برای شناخت خاستگاه این سنگها بهره گرفته میشود. ازاینرو، برپایة ترکیب شیمیایی کانیهایی مانند اسپینل و پیروکسن، سرشت و شرایط پیدایش پریدوتیتهای گوشته شناخته میشود (Zhou et al., 1996; Reynolds et al., 1991). بیشترِ مجموعة الترامافیک نورآباد- هرسین را هارزبورژیتهایی دربر گرفتهاند که در صحرا، نشانههای دگرریختیهای دمای بالا (مانند: جهتیافتگی پیروکسنها و اسپینلها) در آنها بهروشنی دیده میشود. این ویژگی نشاندهندة وابستگی آنها به گوشتة بالایی و تجربة شرایط دما و فشار بالاست و چهبسا رخداد فرایندهای دگرریختی دمای بالای گوشتهای را نشان میدهد (Juteau and Maury, 2009). پریدوتیتهای کمپلکس نورآباد- هرسین الیوینهای سرشار از Mg (Fo90.31-93.11)، اسپینلهای کرومدار (Cr#= 57- 53/77) و ارتوپیروکسنهای آلومینیمدار دارند که همگی از ویژگیهای شناختهشدة پریدوتیتهای اقیانوسی (آبیسال) بهشمار میروند (Dick and Bullen, 1984).
گمان میرود الیوینها فاکتورهای خوبی برای شناخت درجات نسبی تبلوربخشی باشند (Elthon et al., 1992). با آگاهی از ترکیب شیمیایی الیوین، ویژگیهای زمینساختی و مباحث مربوط به سنگزایی ماگما بررسی میشوند (Yazdani et al., 2015). در نمودار تغییرات درصد فورستریت دربرابر درصدوزنی NiO و MnO، بیشتر نمونههای الیوین در سنگهای الترامافیک بررسیشده، افزونبراینکه در گسترة پریدوتیتهای آبیسال (اقیانوسی) تا پیشکمانی جای میگیرند، آرایة گوشتهای نیز نشان میدهند (شکلهای 6- A و 6- B). درکل، در پیروکسنهای درون پریدوتیتهایِ پهنههای فرافرورانش، مقدار عنصرهای Al، Na و Ti کمتر و میزان Mg# و Cr# بالاتر از پریدوتیتهای ژرف است. برای شناسایی پهنة زمینساختی هارزبورژیتهای افیولیت نورآباد- هرسین، از بررسی ارتباط عنصرهای یادشده با Mg# در پیروکسنها بهره گرفته شده است. شاخصهای زمینشیمیایی پیروکسن، مانند میانگین بالای Mg# و میزان متوسط تا کم TiO2 (Ishikawa et al., 2007)، نشان میدهند کلینوپیروکسنهای درون پریدوتیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در محدودة ترکیبی پریدوتیتهای بازماندی (تفالهای) جای میگیرند که دچار درجات گوناگونی از ذوب شدهاند (شکل 6- C).
همچنین، در نمودارهای Mg# دربرابر Al2O3، TiO2وCr2O3، برای شناسایی پهنة پیدایش پریدوتیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، پیروکسنهای همزیست با اسپینلها، ویژگیهای متفاوت با پریدوتیتهای آبیسال دارند و در محدودة ترکیبی پیشکمانی جانمایی میشوند (شکلهای 6- D، 6- E و 6- F).
برپایة نتایج بهدستآمده از بررسی نمودارها، پهنة پیدایش هارزبورژیتهای سرپانتینیتیشدة افیولیت نورآباد- هرسین با محیط پیشکمانی همخوانی دارند. اگرچه پهنههای پیشکمانی چهبسا هم دربردارندة پریدوتیتهای SSZ و هم پریدوتیتهای آبیسال هستند، اما در این حالت و چنانچه از نمودارهای یادشده برداشت میشود، همخوانی با پریدوتیتهای SSZ بهطور معمول غالبتر است (Pearce et al., 2000).
شکل 6- A) نمودار درصد فورستریت دربرابر درصدوزنی NiO کانی الیوین (محدودة پریدوتیتهای آبیسال و SSZ برگرفته از Sobolev و همکاران (2005) و Ishii و همکاران (1992) است)؛ B) نمودار درصد فورستریت دربرابر درصدوزنی MnO کانی الیوین (ABP: پریدوتیتهای آبیسال؛ FAP: پریدوتیتهای پیشکمانی؛ محدودة پریدوتیتهای آبیسال و Forearc برگرفته از Pagé و همکاران (2008) است)؛ C) تغییرات Mg# دربرابر درصدوزنی TiO2 (Ishikawa et al., 2007)؛ D) نمودار تغییرات Mg# دربرابر TiO2 در کلینوپیروکسنها (Ishikawa et al., 2007)؛ E و F) نمودار تغییرات Mg# دربرابر درصدوزنی Al2O3 و Cr2O3 در ارتوپیروکسنها (Ishikawa et al., 2007) (محدودة پریدوتیتهای آبیسال برگرفته از Johnson و همکاران (1990) و پریدوتیتهای Forearc از Ishii و همکاران (1992) است)
برپایة بررسیهای Kamenetsky و همکاران (2001)، کروماسپینلها با میزان کم Cr# و Al2O3 بالا و میزان کم TiO2 نشاندهندة اسپینلهایی هستند که از پسماندی با ترکیب MORB متبلور شدهاند؛ اما اسپینلهای با میزان بالای Cr# نشاندهندة تبلور از گدازههای بونینیتی هستند که خود گویای پیدایش در پهنة زمینساختی فرورانشی بهشمار میروند. ازاینرو، در نمودار Cr2O3 دربرابر Al2O3 (Kepezhinskas et al., 1995)، کروماسپینلهای درون پریدوتیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در محدودة آرایة گوشتهای جای میگیرند و بیشترین همخوانی را با کرومیتیتهای عمان و پریدوتیتهای پنجوین (با سرشت افیولیتی، تهیشده و پسماندی) نشان میدهند (شکل 7- A).
عدد کروماسپینل در پریدوتیتها معیاری خوبی برای بررسی درجة تهیشدگی یک خاستگاه گوشتهای است. Cr# در پریدوتیتهای ژرف، شاخص خوبی برای بررسی درجة ذوببخشی اسپینل- پریدوتیتهای جداشده از گوشته بهشمار میرود. افزایش مقدار Cr# اسپینل در پریدوتیتها نشاندهندة افزایش درجة ذوببخشی است (Dick and Bullen, 1984). ازاینرو، در نمودار TiO2دربرابر Cr#، نمونهها در گسترة بسیار تهیشده جای میگیرند (شکل 7- B). مقدارهای کم TiO2 و غنیشدگی از Cr در اسپینلهای بررسیشده همانند اسپینل درون هارزبورژیتهای پیشکمانی هستند (Moradpour et al., 2017). پریدوتیتهای فرافرورانشی معمولاً با اسپینلهای با مقدارهای کمابیش بالای Cr# (با بازة 38 تا 80) نسبت به پریدوتیتهای نوع آبیسال شناخته میشوند. این نکته نشاندهندة اهمیت درجة ذوببخشی بالا در پریدوتیتهای نوع فرافرورانش دربرابر پریدوتیتهای نوع آبیسال است (Arai, 1994b). البته همپوشانی چشمگیری میان اسپینلهای نوع آبیسال و فرافرورانش در گسترة Cr# از 38 تا 58 دیده میشود (شکل 7- C) و شمار چشمگیری از اسپینلهای نمونههای نورآباد- هرسین در این محدوده جای میگیرند. در اسپینلهایِ پریدوتیتهای بررسیشده، Cr# بازة گستردهای از 32/56 تا 74/79 نشان میدهد. این بازه، پریدوتیتهای آبیسال و بخشی از پریدوتیتهای نوع فرافرورانش را نیز دربر میگیرد. به باور Morishita و همکاران (2010)، اسپینلهای پریدوتیتهای با عدد کروم متوسط چهبسا نشاندهندة مجرای ذوبی برای ماگماهای نوع تحولی هستند. ازاینرو، بازة گستردة تغییر مقدار کروماسپینلها در پریدوتیتهای منطقه (شکل 7- C) شاید پیامد تغییر ترکیب مذاب در یک پهنة وابسته به فرورانش باشد. همچنین، مقدار بالای Cr در کروماسپینلها (Cr#>70) ویژگی ماگماهای بونینیتی یا ماگماهای تولهایتی با Mg بالاست (شکل 7- D) که در پهنة بالای منطقة فرافرورانش (Suprasubduction) پدید میآیند (Arai et al., 2006). در نمودار Cr# دربرابر TiO2 (شکل 7- E) و Cr# دربرابرMg# (شکل 7- F)، نمونههای منطقه افزونبر داشتن ویژگی پریدوتیت آلپی در محدودة همپوشانی میان پریدوتیتهای فرافرورانش و بونینیت نیز جای گرفتهاند.
شکل 7- ترکیب کروماسپینلهای درون هارزبورژیتهای نورآباد- هرسین در: A) نمودار درصدوزنی Cr2O3 دربرابر Al2O3 (Kepezhinskas et al., 1995) برای شناسایی خاستگاه اسپینلها (محدودة کرومیتیتهای عمان برگرفته از Rollinson (2008) و پنجوین از Aswad و همکاران (2011) است)؛ B) نمودار درصدوزنی TiO2 دربرابر Cr# (محدودهها برگرفته از Morgan و همکاران (2008)، Suhr و همکاران (2003) و Kelemen و همکاران (1997) هستند)؛ C) نمودار درصدوزنی Al2O3 دربرابر TiO2 (Kamenetsky et al., 2001)؛ D) نمودار درصدوزنی TiO2 دربرابر Cr# (Pearce et al., 2000)؛ E) نمودار Cr# دربرابردرصدوزنی TiO2 (Dick and Bullen, 1984)؛ F) نمودار Mg# دربرابر Cr# (محدودة بونینیت برگرفته از Arai (1992)، آبیسال پریدوتیت از Dick و Bullen (1984)، پیشکمانی از Monnier و همکاران (1995)، پریدوتیت فرافرورانش یا SSZ از Choi و همکاران (2008) است)
2- بررسی تهیشدگی گوشته و درجة ذوببخشی پریدوتیت ها
معمولاً درجة ذوببخشی در پریدوتیتها از 5 درصد کمتر و تا نزدیکبه 30 درصد است (McDonough and Frey, 1989). با افزایش درجة ذوببخشی سنگهای تهیشده (یا به گفتة دیگر سنگهای پریدوتیتی مادر در گوشتة بالایی)، مقدار مودال الیوین به آرامی افزایش، مقدار کلینوپیروکسن به سرعت کاهش و مقدار ارتوپیروکسن نیز نخست به آرامی، اما پس از ناپدیدشدن کلینوپیروکسن به سرعت کاهش مییابند (Ishii et al., 1992). این تغییرات، بسته به ترکیب اولیه سنگ مادر، در درجة ذوببخشی 15 تا 30 درصد رخ میدهند (Jaques and Green, 1980). در هنگام رویداد پدیدة ذوببخشی، نهتنها نسبت فازهایِ تفاله کم و زیاد میشود، بلکه ترکیب هر فاز نیز تغییر میکند. برای نمونه، نسبت Mg/Fe در الیوین و پیروکسنها و نیز نسبت Cr/Al در اسپینلها افزایش مییابند؛ اما مقدار Na، Al و Tiپیروکسنها کم میشود (Jaques and Green, 1980). این نکته نشاندهندة آنست که عنصرهای ماگمادوست (مانند: Ti، Al، Fe و آلکالیها) تمایل دارند به مذاب وارد شوند؛ اما عنصرهای دیرگداز (مانند: Mg و Cr) تمایل دارند در تفاله بهجای بمانند. ازاینرو، ترکیب مودی و نیز شیمی کانیهای پریدوتیتهای گوشتهای چهبسا درجة ذوببخشی و یا تهیشدگی این سنگها را نشان میدهند. ویژگیهای سنگنگاری (مانند: نبود پلاژیوکلاز و گارنت در پریدوتیتهای گوشتهای) نشاندهندة اینست که سنگهای گوشتهای در رخساره اسپینل- لرزولیت متعادل شدهاند. ازاینرو، برپایة ترکیب شیمیایی کروماسپینلهای درون پریدوتیتهای بسیار دیرگداز (مانند: دونیت و هارزبورژیت) برآورد اولیهای از میزان ذوببخشی به دست آورده میشود (Jaques and Green, 1980). معمولاً چندین متغیر ترکیبی (مانند: Cr# اسپینل و میزان Fo الیوین) برای برآورد درجة تهیشدگی پریدوتیتها هنگام خروج مذاب از آنها بهکار برده میشوند (Dick and Bullen, 1984).
برپایة نمودارهای Mg# الیوین دربرابر Cr# اسپینل (Arai, 1994a) و نمودار Mg# دربرابر Cr# اسپینل (Pearce et al., 2000)، سنگهای بررسیشده پریدوتیتهایی با ترکیب الیوین و اسپینل گوشتهای و سرشت فرافرورانش هستند که دچار ذوببخشی نزدیکبه 25- 40 درصدی شدهاند (شکلهای 8- A و 8- B). در پوستة اقیانوسی با گسترش بسیار کُند، پریدوتیتها تغییرپذیری بسیار در درجة ذوببخشی نشان میدهند (Hellebrand et al., 2001). عموماً تغییرپذیری درجة ذوببخشی با افزایش میزان گسترش کاهش مییابد. برپایة مقدار میانگین Ca و Al در MORB، نزدیکبه 10 درصد ذوب (متناسب با میزان گسترش کُند در یک انتهای طیف) و ذوب نزدیکبه 22 درصد (متناسب با میزان گسترش تُند در انتهای دیگر طیف)، تغییرات کلی میزان گسترش است (Kamenetsky et al., 2001؛Niu and Batiza, 1991). میزان ذوب بهدستآمده برای پریدوتیتهای بررسیشده نزدیکبه 30 تا 45 درصد است و گویای میزان گسترش تُند برای منطقه بررسیشده است.
شکل 8- A) نمودار Mg# الیوینهای همزیست با کروماسپینلها دربرابر Cr# اسپینلها (Arai, 1994a)؛ B) نمودار Mg# دربرابر Cr# اسپینلها در نمونههای هارزبورژیتی بررسیشده (ترکیب پریدوتیت آبیسال (ABP) برگرفته از Prinz و همکاران (1976) و پریدوتیت Forearc برگرفته از Ishii و همکاران (1992) است؛ Bon: بونینیت؛ FAP: پریدوتیتهای پیشکمانی؛ ABP: پریدوتیتهای آبیسال؛ FMM: گوشتة مورب تهیشده؛ OSMA: آرایة گوشتهای الیوین- اسپینل)
3- برآورد دما و فشار
برآورد فشار و دما هنگام تبلور کانیها در پریدوتیتها با بهکارگیری دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کانیها و کاربرد دماسنجی برپایة ترکیب جفت کانیِ کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن (Wood and Banno, 1973) و الیوین- اسپینل (Fabries, 1979) در نرمافزار رایانهای PTMAFIC (Soto and Soto, 1995) انجام شد. دادههای بهدستآمده در جدول 6 آورده شدهاند. فرمول دماسنجی پیشنهادیِ Wood و Banno (1973) بهصورت زیر است:
Tc= (-10202/(LnK)- 7.65XFeOpx+3.88(XFeOpx)2- 4.6))-273.15
K= αMg2Si2O6Cpx/αMg2Si2O6Opx= (XMgM2.XMgM1) Cpx/ (XMgM2.XMgM1) Opx
در این معادله، میزان فعالیت Mg2Si2O6 در پیروکسن برپایة رابطة زیر بهدست میآید:
αMg2Si2O6=XMgM2. XMgM2
این معادله میانگین دمای تعادل کانیهای ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن همزیست را نزدیکبه 60 ± 1100 درجة سانتیگراد نشان میدهد. در روش پیشنهادیِ Fabries (1979) نیز که بر پایة تبادل Fe2+، Fe3+، Mg و Cr استوار است، عامل فشار تأثیری ندارد و دما برپایة معادلة زیر بهدست میآید:
Tc=((4250×YCrSpl+1343)/(LnKD2+1.825×YCrSpl×0.571) - 273
KD1= (XMgOl×XFe2+Spl) / (XMgSpl×XFe2+Ol)
KD2=LnKD1- 4×YFe3+Spl
دماهای بهدستآمده بهروشهای دماسنجی یادشده در جدول 6 آورده شدهاند. نتایج اختلاف دمایی میان دمای تعادل بهدستآمده از دماسنج الیوین- اسپینل و جفت کانی پیروکسن چهبسا نشان میدهند کانیهای الیوین و اسپینلِ پریدوتیتها در دمای کمتری نسبت به پیروکسنهای همزیست خود به تعادل رسیدهاند. برپایة بررسیهای Arai و Abe (1994) و Kelemen و همکاران (1992)روی عامل مؤثر در پیدایش این اختلاف دمایی و تغییر ترکیب این الیوینها، الیوینهای بهتعادلرسیده در دمای کم در کنار پیروکسنهای بهتعادلرسیده در دمای بسیار بالاتر در سنگهای پریدوتیتی، الیوینهای تغییرترکیبیافته اولیه در دمای سابسولیدوس نیستند، بلکه الیوینهای نوظهوری (replacive olivines) هستند که هنگام واکنش مذاب صعودکننده فقیر از سیلیس با سنگ پریدوتیتی در برگیرنده این کانیها در آن پدید آمدهاند.
برای بهدستآوردن فشار حاکم بر پریدوتیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین از روش پیشنهادیِ Nimis و Taylor (2000) و برپایة مقدار کروم کلینوپیروکسن بهره گرفته شد. این روش تحتتأثیر دما و ترکیب کلینوپیروکسن است و فشار را با اختلاف 5/2± کیلوبار و برپایة رابطه زیر بهدست میآورد:
P(Kbar)=-(K)126.9*Ln[aCpxCaCrTs]+15483* ln(CrCpx/T(K)+(K)/71.38+107.8)(Na+K)
aCpxCaCrTs= Cr- 0.81Cr#
میانگین فشار بهدستآمده با این روش برای پریدوتیتهای گوشتهای بررسیشده نزدیکبه 5/2± 24 کیلوبار است.
جدول 6- ارزیابی دما و فشار پریدوتیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین برپایة ترکیب شیمایی الیوین، کروماسپینل، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن
|
Pressure (Kbar) |
Geothermometers (℃) |
|
||
|
Cr content in Clinopyroxene (Nimis and Taylor, 2000) |
Clinopyroxene - Orthopyroxene (Wood and Banoo, 1973) |
Olivine- Spinel (Fabries, 1979) |
Representative Sample |
|
|
25 |
1095 |
916 |
1- 6 (C- Or) |
1- 1(O- S) |
|
28 |
1150 |
878 |
1- 15(C- Or) |
1- 3(O- S) |
|
16 |
1016 |
872 |
1- 21(C- Or) |
1- 36(O- S) |
|
28 |
1135 |
1060 |
1- 24(C- Or) |
1- 50(O- S) |
Or: Orthopyroxene; C: Clinopyroxene; O: Olivine; S: Spinel
الگوی ژئودینامیکی
برای پیشنهاد الگوی ژئودینامیکی در این مقاله بسیاری از الگوهای پیشنهادی در بررسیهای پیشین بررسی شدند (Moinvaziri et al., 2014; Whitechurch et al., 2013; Azizi et al., 2011). در بررسیهای انجامشده، آغاز بازشدن نئوتتیس را آغاز پرمین دانستهاند. اقیانوس نئوتتیس در پرمین تا ژوراسیک آغازین به بیشینه گستردگی خود میرسد و در ژوراسیک فرورانش را آغاز میکند. در هنگام فرورانش در زمان ژوراسیک و کرتاسه، پهنة ماگمایی سنندج- سیرجان پدید میآید (شکل 9- A). همزمان با این رویداد در مرز قارهای صفحة عربی و در شرایط کششی و هورست- گرابنی، مجموعة رادیولاریت- آهکهای بیستون از ژوراسیک تا کرتاسه نهشته میشوند. از 85 تا 110 میلیون سال پیش و همزمان با شکستهشدن صفحة فرورونده نئوتتیس، افیولیتهای زاگرس و نیز افیولیتهای هرسین در مرز غیرفعال قارة عربی فرارانده میشوند (شکل 9- B).
شکل 9- الگوی ژئودینامیکی پیشنهادی برای افیولیتهای کرتاسة نورآباد- هرسین. A) آغاز فرورانش و پیدایش کمان ماگمایی سنندج- سیرجان و رادیولاریت- آهک بیستون اورامان؛ B) فرارانش افیولیتهای هرسین در لبة صفحة عربی (SSA: کمان ماگمایی سنندج- سیرجان؛ blueschist exhumation: جایگاه برونزد شیستهای آبی؛ plate – slab coupling modified: جایگاه اتصال صفحة قارهای و لبة اقیانوسی فرورو که جایگیری مجموعة افیولیتی روی مرز قارهای را بهدنبال دارد)
برداشت
ویژگیهای صحرایی، سنگنگاری، شیمی سنگ کل و شیمی کانیها نشان میدهند توالی گوشتهای افیولیت نورآباد- هرسین، تحولی چند مرحلهای را پشت سر گذاشته است؛ بهگونهایکه در مرحله نخست، در یک پهنة پشتة میاناقیانوسی پدید آمده است و سپس به پهنة وابسته به فرورانش منتقل شده و دچار سیالهای برخاسته از پوستة فرورونده شده است. پریدوتیتهای پدیدآمده در پهنههای SSZ با حضور کروماسپینلهایی با عدد کروم Cr# بسیار بالاتر از آنچه در پریدوتیتهای پشتههای میاناقیانوسی دیده میشود، از یکدیگر شناخته میشوند. مقدار Cr# اسپینلها در پریدوتیتهای بررسیشده، بازة گستردهای از 17 تا 67 را فرا میگیرد که این بازه، پریدوتیتهای آبیسال و بخشی از پریدوتیتهای فرافرورانش را دربر میگیرد و همپوشانی کاملی با مقدار Cr# اسپینل در پریدوتیتهای پهنههای پیشکمانی دارد. از سوی دیگر، در پیروکسنهای بررسیشده مقدار عنصرهای فرعی کم و مقدار Cr# بالاست. مقدار بالای عدد کروم در کلینوپیروکسنها چهبسا پیامد فعل و انفعالات با مذابهای دیرگداز (مانند: بونینیتها) و یا تعادل سابسالیدوس در دمای کم است. بررسی شیمی کانی ها نشاندهندة سنگنگاری متفاوت آنهاست و از پریدوتیتهای آبیسال تا پریدوتیتهای مرتبط با پهنههای فرافرورانش متغیر است. هارزبورژیتها و دونیتهای درون پریدوتیتهایی که محیط پیدایش آنها وابسته به پهنههای بالایی پهنة فرورانش و یا کمانهای آتشفشانی است، از گدازههایی با نرخ ذوببخشی بیشتر از 20 % و در شرایط ذوب آبدار گوشته اولیه پدید میآیند؛ بهگونهایکه این درجة ذوببخشی بالا نسبت Cr/Al در اسپینل آنها را افزایش میدهد (Tamura and Arai, 2006). مقدار بالای نسبت Cr/Al در اسپینلهای منطقه نورآباد- هرسین و نرخ ذوببخشی بیشتر از 25 % برای پریدوتیتهای منطقه، گواه دیگری بر وابستگی زمینساختی این پریدوتیتها به پهنههای کمانی بهشمار میآید. ویژگیهای بافتی (مانند: تیغههای جدایشی کلینوپیروکسن در بلورهای ارتوپیروکسن و اسپینلهای فراگرفتهشده) و کانیشناسیِ هارزبورژیتهای نورآباد- هرسین نشاندهندة رویداد واکنش گدازه- سنگ هستند. این شواهد نشان میدهند در پیدایش پریدوتیتهای منطقه، افزونبر واکنش گدازه- سنگ، درجات گوناگون ذوببخشیِ گوشته نیز عاملی تأثیرگذار بوده است. یافتههای بهدستآمده دربارة پهنة زمینساختی ماگمایی کمانی، بههمراه جایگرفتن نمونههای کروماسپینل در محدودة بونینیت و نزدیکی با پریدوتیتهای پنجوین و عمان (کمان، SSZ) نشان میدهند پریدوتیتهای نورآباد- هرسین از ماگماهای بونینیتی پیشکمانی (مانند: تولهایتهای جزیرههای کمانی) در موقعیت SSZ پدید آمدهاند. از دیدگاه شیمیایی، بونینیتها به دو گروه وابسته به پیشکمان و وابسته به پشتکمان ردهبندی میشوند؛ اما اینگونه گدازهها در محیطهای پیشکمانی فراوانی بیشتری نسبت به پهنة پشتکمانی دارند. شیمی کانی اسپینل در پریدوتیتها نشاندهندة اینست که بونینیتهای وابسته به پیشکمان مسؤل پیدایش کانی کرومیت با Cr# و Mg# بالا و مقدار کم Ti و Al در افیولیت نورآباد- هرسین بودهاند. برپایهیافتهها و نشانههای گوناگون در مقیاسهای متفاوت، مانند گستردگی هارزبورژیتها و وجود بافتها و ساختهای پدیدآمده در پی دگرریختی دما بالای مربوط به محیط گوشتهای (مانند کشیدگی و خمیدگی در بلورها، تبلور دوباره، خاموشی موجی و کینک باند)، دادههای مربوط به شیمی کانی (که پریدوتیتهای بجاماندة مربوط به محیطهای اقیانوسی را نشان میدهند) و برپایة جایگاه ژئودینامیکی منطقه کرمانشاه و گرایش زمینشیمیاییِ این کانیها به پهنههای پیشکمانی، گمان میرود پریدوتیتهای نورآباد- هرسین از درجة بالای ذوببخشی یک گوشتة تهیشده و زیر اقیانوسی در یک پهنة فرافرورانش- پیشکمانی پدید آمدهاند و ویژگیهایی همانند پریدوتیتهای پدیدآمده از تفالة گوشتهای دارند. مقدار بالای Cr# و مقدار بسیار کم TiO2 در کانی اسپینل نیز نشاندهندة پهنة بالای منطقة فرورانش هستند و ارتباط زایشی نزدیکی را با محیط کمان و ماگماهای با ترکیب بونینیتی و در شرایط فوگاسیته اکسیژن کم نشان میدهند. دماسنجی این سنگها نیز نشاندهندة خاستگاه گوشتهای اسپینل- پریدوتیت برای آنهاست. کاربرد دمافشارسنجِ جفت کانی ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن، میانگین دمای تعادل دوبارة 1100 ± 60 درجة سانتیگراد در فشار 2 ± 24 کیلوبار را نشان میدهد.
)
