نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه پترولوژی و زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران
2 شاهرود- بلوار دانشگاه- دانشگاه صنعتی شاهرود- دانشکده علوم زمین
3 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران
4 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه آزاد میانه، میانه، ایران
چکیده
کلیدواژهها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
In the northeast of Iran, there are some outcrops of high-Mg ultramafic volcanic rocks. These rocks have been interpreted as an ideal ophiolite sequence related to the closure of Paleo-Tethys. According to detailed field observations, the komatiitic lava flows in Shandiz- Virani- Mashhad Complex (SVMC) and Fariman Complex (FC), are interlayered with the Upper Paleozoic submarine turbiditic sediments (Carboniferous-Permian). These rocks have a wide range of volcanic facies and according to the lithofacies characteristics, are divided into three groups of differentiated, undifferentiated lava flows and pillow lavas with a variety of volcanic textures and glass groundmass and with the main minerals of olivine, chromian spinel, clinopyroxene and amphibole. In this paper, the komatiitic nature of these rocks has been proven by explicit evidence from the field characteristics, petrography, internal stratigraphy and mineral chemistry. Also, the interaction of a mantle plume with the late Paleozoic (Permian) northeast subduction zone of Paleo-Tethys in NE Iran is considered as the suitable petrogenetic model involved in the genesis of the Komatiitic magma. This model can well justify and interpret the various geochemical characteristics of the studied rocks.
کلیدواژهها [English]
سنگهای آذرین بیرونی الترامافیک در دوران فانروزوییک بسیار کمیاب هستند. کماتهایتهای کرتاسه در جزیرة گرگونا در کلمبیا از مشهورترین آنها هستند (Echeverria, 1980). در سالهای اخیر نیز در جنوب و جنوبخاوری آسیا، گدازههای الترامافیک منیزیم بالای مرتبط با پهنة اقیانوسی پالئوتتیس گزارش شدهاند؛ مانند: کماتهایتهای سونگدا در ویتنام (Hanski et al., 2004)، پیکریتها و کماتهایتهای پالئوزوییک پایانی استان یونان در جنوبباختری چین (Fang and Niu, 2002) و کماتهایتهای سازند چوهونگتاش (Chhongtash) در هند (Rao and Rai, 2007).
در این مقاله، رخنمونهای تازه یافتشدهای از سنگهای آتشفشانی منیزیم بالا (کماتهایتی) به سن پالئوزوییک پایانی (کربونیفر- پرمین) در توالی رسوبی- ماگمایی شمالخاوری ایران، بهنام مجموعههای شاندیز- ویرانی- مشهد (Shandiz- Virani- Mashhad Complex یا SVMC) و فریمان (Fariman Complex یا FC)، بررسی شدهاند (شکل 1).
تا کنون، به باور عمومی، سنگهای الترامافیک- مافیکِ مجموعههای شاندیز- ویرانی- مشهد، فریمان و پنجره زمینساختی آقدربند (درة انجیر) در شمالخاوری ایران، بقایایی فسیلشده (افیولیت) اقیانوس پالئوتتیس بهشمار میروند (Alavi, 1991; Şengör, 1990; Sheikholeslami and Kouhpeyma 2012; Mirnejad et al., 2013; Zal et al., 2018). البته در ارتباط با سرشت این دسته سنگها، دیدگاههای متفاوت دیگری نیز پیشنهاد شدهاند. به باور Majidi (1981)، این سنگها سرشت افیولیتی ندارند و سرشت آذرین بیرونی نشان میدهند. وی این مجموعه سنگی را روانههای کماتهایتی با سرشت تولهایتی دانسته است.
در سالهای اخیر نیز نوشتههایی در ارتباط با سنگهای الترامافیک- مافیک نواحی مشهد و فریمان بهچاپ رسیدهاند که دیدگاههای متفاوتی دیگری پیشنهاد کردهاند. Shafaii Moghadam و همکاران (2015) مجموعه سنگهای الترامافیک- مافیک و رسوبهای همراه آنها در مشهد، سفیدسنگ و دره انجیر را قطعات افیولیتی و منشورهای برافزایشی دانستهاند؛ هرچند از سرشت آذرین بیرونی برخی رخنمونهای الترامافیک- مافیک در مشهد و فریمان نیز یاد کردهاند. Li و همکاران (2018) نیز بدون پرداختن به روابط صحرایی دقیق و برپایة ویژگیهای سنگنگاری و زمینشیمیایی، سنگهای الترامافیک- مافیک پیرامون مشهد را به روانههای کماتهایتی و پیکروبازالتی دستهبندی کردهاند. Topuz و همکاران (2018) مجموعه سنگهای الترامافیک- مافیک پیرامون فریمان را بررسی کردهاند. به باور آنها، این سنگها بخشهای گوناگون جریانهای گدازهای بازالتی هستند که با مجموعهای از سیلها و دایکهای دیابازی قطع شدهاند.
این نوشتار شاید تنها پژوهش مرتبط با مجموعه سنگهای الترامافیک- مافیک در بخش شمالخاوری ایران باشد که با بررسیهای صحرایی دقیق و درازمدت و برپایة روابط دقیق صحرایی و چینهنگاری درونی اصل مهم و کلیدی در درک درست سرشت زمینشناختی این سنگها، بهدنبال رفع این چالش بزرگ (افیولیت/ کماتهایت) بوده است.
شکل 1- نقشة زمینشناسی از مجموعة شاندیز- فریمان- دره انجیر در شمالخاوری ایران (Mobasheri et al., 2018)
روش انجام پژوهش
روانههای کماتهایتی SVMC و FC با بیشتر از دو ماه کار صحرایی مداوم از دیدگاه روابط صحرایی و چینهنگاری درونی بهدقت بررسی شدند. درکل، بیشتر از 400 نمونة سنگی از روانههای گوناگون برداشت شد. مقطعهای نازک و نازک صیقلی و بررسیهای سنگنگاری آنها در دانشکده علومزمین دانشگاه صنعتی شاهرود انجام شده است. همچنین، برای انجام تجزیة با دستگاه ریزکاو الکترونی، شمار 60 مقطع نازک- صیقلی با کمترین میزان دگرسانی در مؤسسه علومزمین آندلوس (Andalusian Institute of Earth Sciences یا IACT) در دانشگاه گرانادای کشور اسپانیا تهیه شدند. تجزیة عنصرهای اصلی کانیهای سازندة سنگها، بههمراه تصویرهای میکروسکوپ الکترونی (BSE) و تجزیة کیفی به روش EDS با دستگاه Cameca SX100 Electron Microprobe در مرکز تحقیقاتی Centro de Instrumentación Científica (CIC) در دانشگاه گرانادای اسپانیا انجام شدند. کانیهای بررسیشده با قطر باریکة الکترونی µm 1- 5، ولتاژ شتابدهندة kV15 و شدت جریان nA20 تجزیه شدند.
بحث
الف- جایگاه زمینشناسی و روابط صحرایی
سنگهای آذرین بیرونی الترامافیکِ منیزیم بالا (کماتهایت) در شمالخاوری ایران در SVMC و FC برونزد دارند. این مجموعهها دربردارندة سنگهای رسوبی دگرگونشده، بههمراه رخنمونهایی از سنگهای الترامافیک و مافیک هستند. رسوبهای همراه با این توالیهای ماگمایی سرشت توربیدایتی دارند؛ بهگونهایکه Zanchetta و همکاران (2013) رخسارههای همراه و تکامل چینهای مجموعه فریمان را بازتابی از محیطی دریایی در محلی نزدیک به یک کمان آتشفشانی دانستهاند. Wilmsen و همکاران (2009) نیز سنگهای رسوبی دگرگونشدة همراه با سنگهای الترامافیک- مافیک مشهد را به محیط فرورانش نسبت دادهاند. برپایة بررسیهای این پژوهش، روانههای کماتهایتی جدایشیافته، جدایشنیافته و گدازههای بالشی الترامافیک از مجموعه سنگهای الترامافیک- مافیک این بخشها هستند (شکلهای 2، 3 و 4).
شکل 2- A) ستون نمادین از روانههای کماتهایتی جدایشیافته؛ B) نمایی از درهمآمیختگی آهک و لوبهای گدازه در بخش بالایی یک روانة کماتهایتی در مجموعه شاندیز- ویرانی- مشهد؛ C) نمایی از پهنة گذار میانلایة پریدوتیت انباشتی و پهنة گابرویی در روانههای جدایشیافته کماتهایتی؛ D) نمایی از بافتهای هاریسیت در بخش بالایی لایة پریدوتیت انباشتی (این بافت دربردارندة بلورهای کشیده و اسکلتی الیوین است و ظاهری همانند کلونیهای مرجانی دارد)؛ E) نمایی از بخش زیرین یک روانة کماتهایتی که نشاندهندة گدازههای فورانیافته روی رسوبهای آهکی است
شکل 3- A) نمایی از روانههای کماتهایتی جدایشنیافته در صحرا؛ B) تصویر میکروسکوپی از لایة پریدوتیت انباشتی بخش زیرین روانهها؛ C) تصویر میکروسکوپی از پهنة اسکلتی انباشتی؛ D) تصویر میکروسکوپی از بافت الیوین میکرواسپینیفکس در بخش بالایی روانههای کماتهایتی
شکل 4- A) نمایی از گدازههای بالشی در مجموعة شاندیز- ویرانی- مشهد؛ B) نمایی از درهمآمیختگی گدازههای بالشی رودهای و رسوبهای توربیدایتی در مجموعه فریمان
مرز روانههای الترامافیک با رسوبهای همجوار در بیشتر موارد بهعلت پوشش رسوبهای عهدحاضر و یا فرایندهای زمینساختی دیده و شناسایی نمیشود؛ اما در برخی بخشهای هر دو مجموعة SVMC و FC، نشانههایی از گدازههای الترامافیک فورانیافته روی رسوبها بهروشنی دیده میشود (شکل 2- E). در این بخشها، رسوبهای بخش زیرین روانهها آشکارا دچار پختگی شدهاند. در نزدیکی خلج در SVMC نیز نشانههای بسیار جالب و روشنی از مرز بالایی روانههای کماتهایتی دیده میشوند. در این بخش، در مرز بالایی یک روانة کماتهایتی دگرگونشده، یک توالی از رسوبهای آهکی با لختههای گدازه کماتهایتی دیده میشود که گویای فوران گدازه در محیط تهنشت آهک است (شکل 2- E). بدینترتیب سرشت گدازهای و محیط دریایی سنگهای الترامافیک منیزیم بالا (کماتهایتی) بهخوبی به اثبات میرسد (Mobasheri et al., 2018; Mobasheri et al., 2019). دربارة سن این مجموعهها، بررسیهای زیستچینهنگاری (biostratigraphy)، سنهای کربونیفر تا پرمین (Sheikholeslami and Kouhpeyma, 2012) را نشان میدهند. همچنین، سنهای رادیومتری به روش Ar-Ar در مشهد برای دو نمونة هورنبلندگابرویی، سن Ma56/7±4/281 و Ma55/1±4/277 (Ghazi et al., 2001) و در فریمان، برای آمفیبولهای لایة پریدوتیتی روانههای کماتهایتی سن Ma4±276 (Toupz et al., 2018) را نشان میدهند که با یکدیگر کاملاً همخوانی دارند.
ب- چینهنگاری درونی و سنگنگاری
ب-1- روانههای جدایشیافته: در کل، گدازههای کماتهایتیِ جدایشیافته در رخنمون صحرایی، یک بخش ورلیتی- پریدوتیتی در بخش زیرین و یک بخش گابرویی- دلریتی در نیمة بالایی دارند. برپایة چینهنگاری درونی و ویژگیهای میکروسکوپی مجموعههای بررسیشده، در یک گدازة جدایشیافته کماتهایتی، هشت پهنة گوناگون شناسایی و تفکیک شدند (Mobasheri et al., 2018; Mobasheri et al., 2019). این پهنهها از پایین به بالا عبارتند از:
a- پهنة حاشیهای زیرین؛
b- پهنة پریدوتیتی با بافتهای گوناگون الیوین انباشتی؛
c- پهنة اسکلتی انباشتی و هاریسیت؛
d- پهنة میانی یا پهنة گذار پیروکسنیتی؛
e- پهنة گابرو- پیروکسنیتی درشتدانه؛
f- پهنة گابرویی با بافت شاخهای و دندریتی ریزدانه؛
g- پهنة پیروکسن اسپینیفکس؛
h- پهنة حاشیهای بالایی (شکل 2).
گفتنی است بیشترمرزهای میان این پهنهها تدریجی هستند و بهندرت بهصورت مرزهای تیز و روشن دیده میشوند. روانههای کماتهایتی جدایشیافته در بخشهای مشهد و فریمان گاهی بهصورت جانبی با سنگهای انباشتی دونیتی، ورلیتی و کلینوپیروکسینیتی جایگزین میشوند. این تغییرات چهبسا نشاندهندة گذار از بخشهای پروکسیمال به بخشهای پایدارتر و ایستا، مانند دریاچههای گدازهای پدیدآمده در ناهمواریهای توپوگرافی هستند (Arndt et al., 2008).
ب-2- کماتهایتهای جدایشنیافته: کماتهایتهای جدایشنیافته در FC و SVMC رخنمون دارند. این دسته از کماتهایتها نیز پهنهبندی دارند. در بخش زیرین، گدازهها رخسارههای الیوین انباشتی (ادکومولا، مزوکومولا و ارتوکومولا) گوناگونی نشان میدهند (شکلهای 3- A و 3- B). سپس، پهنة انباشتی اسکلتی و پس از آن، پهنة الیوین میکرواسپینیفکس پدیدار میشوند (شکلهای 3- A، 3- C و 3- D). پهنة پریدوتیت انباشتی و اسکلتی انباشتی در این سنگها بهترتیب مشابه با پهنههای b و c در کماتهایتهای جدایشیافته هستند. پهنة الیوین میکرواسپینیفکس نیز که در بالاترین بخش پهنة اسکلتی انباشتی جای دارد، بلورهای کشیده و ناودانی الیوین دارد که همانند کتابهای یک قفسة کتابخانه در کنار یکدیگر جای گرفتهاند و بافتی بهنام اسپینیفکس ورقهای یا کتابی را پدید آوردهاند (شکل 3- D). در بالاترین بخش این دسته از گدازهها، لایة خردشده (بِرِشی) با درزههای چندوجهی دیده میشود. ستبرای این لایه گاه به 2 متر نیز میرسد و عموماً از قطعههای گردشده تا زاویهدار با اندازههای متغیر (تا نزدیکبه 40 سانتیمتر) ساخته شده است. این قطعهها، بلورهای اسکلتی الیوین و کلینوپیروکسن و میکرواسپینیفکس الیوین هستند.
ب-3- گدازههای بالشی الترامافیک: گدازههای بالشی الترامافیک با شکلهای رودهای تا گردشده (شکل 4- B) در بلندیهای شمالخاوری روستای سفیدسنگ و در یک توالی کمنظیر و بسیار زیبا در تناوب با گدازههای کماتهایتی جدایشیافته و رسوبهای پلاژیک و چرتهای سرخرنگ دیده میشوند. در مجموعة شاندیز- ویرانی- مشهد نیز گدازههای بالشی در نودره و در حاشیة کمربند سبز باختر مشهد رخنمون دارند (شکل 4- A). این گدازهها دربردارندة الیوینهای سرپانتینیشده شکلدار و اسکلتی فراوان، با اندازههای mµ500- mm4 در زمینهای از شیشه و پیروکسنهای تارمانند هستند.
ب-4- گدازههای بازالتی: در مجموعة فریمان، ردیفی از روانههای بازالتی دیده میشوند که از دیدگاه ویژگیهای سنگشناختی و کانیشناختی تا اندازهای همانند بخشهای گابرویی روانههای کماتهایتی جدایشیافته هستند و تنها از دیدگاه ویژگیهای بافتی با آنها تفاوت نشان میدهند. این سنگها بافت ریزدانه و ناپیدابلور دارند و از مجموعه کانیهای کلینوپیروکسن با اندازة µm200-150 و 35-30 درصدحجمی، پلاژیوکلاز با اندازة µm200-100 و 25-20 درصدحجمی و الیوینهای ایدنگزیتیشده با اندازة µm100-50 و 10< درصدحجمی ساخته شدهاند. شیشه با فراوانی نزدیکبه 25 درصدحجمی از دیگر سازندگان این سنگها بهشمار میرود. در این گدازهها، کلینوپیروکسنها ویژگیهای شکلدار تا اسکلتی دارند و با بلورهای سوزنی پلاژیوکلاز فراگرفته شدهاند. این سنگها برخلاف بخشهای گابرویی کماتهایتها، بلورهای ایدنگزیتیشده الیوین با سرشت شکلدار و گردشده دارند. در بخش بالایی روانهها نیز بافتهای حفرهای و بادامکی بهخوبی گسترش یافتهاند. برپایة ویژگیهای صحرایی و میکروسکوپی گمان میرود ماگمای سازندة این سنگها همان ماگمای جدایشیافته سازندة بخشهای گابرویی کماتهایتهای جدایشیافته باشد که از بخشهای انباشتی گریخته و در محلی دیگر این دسته از بازالتها را پدید آورده است.
پ- ردهبندی و نامگذاری سنگها
شمار 47 نمونه از لایههای گوناگون روانههای کماتهایتی جدایشیافته (لایة پریدوتیتی، پهنة گذار، لایة گابرویی درشتدانه و لایة گابرویی دانهریز و شاخهای) و جدایشنیافته کمپلکس شاندیز- ویرانی- مشهد و کمپلکس فریمان برای عنصرهای اصلی تجزیه شدند (جدول 1). همة عنصرهای اصلی نیز با حذف مقدار LOI تا 100 درصدوزنی بهنجار شدهاند.
جدول 1- گزیدهای از دادههای زمینشیمیایی سنگ کل سنگهای الترامافیک FC و SVMC
|
Rock type |
Komatiites (SVMC) |
|||||||
|
Sample No. |
PUN- 1 |
PUN- 40 |
NAM- 9 |
NDH- 27 |
NDH- 77 |
VIR- 29 |
SAV- 265 |
NAM- 28 |
|
SiO2 |
43.65 |
42.47 |
43.73 |
44.92 |
45.16 |
51.74 |
49.78 |
50.14 |
|
TiO2 |
0.50 |
0.34 |
0.46 |
0.51 |
0.57 |
0.82 |
0.51 |
1.34 |
|
Al2O3 |
5.40 |
3.56 |
4.82 |
6.53 |
8.13 |
11.84 |
16.12 |
14.23 |
|
FeO |
11.86 |
11.43 |
11.10 |
11.57 |
11.43 |
9.41 |
6.10 |
11.38 |
|
CaO |
6.34 |
2.89 |
4.25 |
5.88 |
8.24 |
12.15 |
15.93 |
10.71 |
|
MgO |
31.07 |
37.98 |
34.43 |
29.50 |
25.38 |
11.31 |
9.56 |
8.14 |
|
MnO |
0.20 |
0.18 |
0.19 |
0.20 |
0.17 |
0.19 |
0.14 |
0.18 |
|
Na2O |
0.13 |
0.05 |
0.04 |
0.11 |
0.22 |
1.87 |
1.56 |
3.72 |
|
K2O |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.41 |
0.24 |
0.06 |
|
P2O5 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.07 |
0.03 |
0.09 |
|
Cr2O3 |
0.56 |
0.76 |
0.66 |
0.50 |
0.43 |
0.16 |
0.01 |
0.02 |
|
NiO |
0.24 |
0.31 |
0.27 |
0.22 |
0.19 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
|
Rock type |
Komatiites (SVMC) |
Komatiites (FC) |
||||||
|
Sample No. |
SAV- 10 |
ZKR- 3 |
SFS- 40 |
SFS- 1 |
SFS- 6 |
SFS- 33 |
SFS- 25 |
SFS- 38 |
|
SiO2 |
49.87 |
51.97 |
43.47 |
43.70 |
43.68 |
52.38 |
50.06 |
48.99 |
|
TiO2 |
1.12 |
0.77 |
0.16 |
0.50 |
0.67 |
2.08 |
0.56 |
1.33 |
|
Al2O3 |
15.64 |
12.16 |
5.98 |
5.58 |
5.29 |
15.37 |
14.36 |
15.17 |
|
FeO |
10.20 |
8.96 |
10.52 |
11.31 |
11.91 |
10.74 |
9.86 |
12.61 |
|
CaO |
12.00 |
13.33 |
4.86 |
5.14 |
5.66 |
6.47 |
11.68 |
10.00 |
|
MgO |
8.09 |
10.07 |
33.76 |
32.39 |
31.55 |
7.05 |
10.14 |
7.54 |
|
MnO |
0.17 |
0.20 |
0.18 |
0.19 |
0.20 |
0.16 |
0.18 |
0.17 |
|
Na2O |
2.64 |
2.30 |
0.06 |
0.17 |
0.15 |
5.37 |
2.92 |
4.04 |
|
K2O |
0.14 |
0.13 |
0.01 |
0.11 |
0.08 |
0.18 |
0.01 |
0.03 |
|
P2O5 |
0.07 |
0.05 |
0.02 |
0.04 |
0.07 |
0.19 |
0.12 |
0.10 |
|
Cr2O3 |
0.03 |
0.05 |
0.71 |
0.63 |
0.49 |
0.01 |
0.09 |
0.01 |
|
NiO |
0.02 |
0.02 |
0.27 |
0.24 |
0.25 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
* All analyses are recalculated to 100 wt% on water- free basis
کماتهایتهای جدایشیافته طیفی از مقدارهای MgO از 06/7 تا 98/37 درصدوزنی هستند. در این مجموعه از سنگها، نمونههای سرشار از MgO (wt.% 98/37- 94/30) مربوط به لایه الیوین انباشتی یا پریدوتیتی هستند. مقدار MgO در پهنة گذار بسیار متغییر و بازة آن از 50/29 تا 45/6 درصدوزنی است. این طیف گسترده از تغییرات به روانههای با ستبرای بسیار مربوط است. در این دسته از روانهها، پهنة گذار ستبرتر شده و حالت لایهای بهخود گرفته است؛ بهگونهایکه در رخنمون صحرایی، پهنة گذار نوارهای تیره و روشن دارد. نوارهای تیره بیشتر از بلورهای کلینوپیروکسن و بلورهای کوچک و گردشدهای از الیوین ساخته شدهاند. نوارهای روشن مجموعهای از پلاژیوکلازهای دگرسانشده، کلینوپیروکسن و مواد سوسوریتیشده هستند. در این پهنة مقدارهای بالای MgO به زیرپهنة کلینوپیروکسنیتی و مقدارهای کمتر به بخشهای روشنتر سنگ مربوط هستند. مقدار اکسیدمنیزیم در زیرلایة گابرویی درشتدانه نیز برابربا 31/11- 72/8 درصدوزنی و در زیرلایة گابرویی ریزدانه یا شاخهای برابربا 23/8- 14/8 درصدوزنی است. همچنین، در این دسته از روانهها، بهترتیب از پهنة پریدتیتی تا پهنة گابرویی، مقدار SiO2 برابربا 38/52- 44/42 درصدوزنی، TiO2 برابربا 08/2- 16/0 درصدوزنی، Al2O3 برابربا 91/16- 99/4 درصدوزنی و FeO برابربا 67/5- 83/12 درصدوزنی است. در روانههای جدایشنیافته نیز مقدار MgO برابربا 11/34- 62/28 درصدوزنی، SiO2 برابربا 75/43- 64/43 درصدوزنی، Al2O3 برابربا 58/5- 29/5 درصدوزنی و FeO برابربا 91/11- 25/11 درصدوزنی است. رسم نمونههای SVMC و FC در نمودارهای Na2O+K2O دربرابر SiO2 و MgO پیشنهادیِ IUGS نشان میدهد همة نمونههای لایة پریدوتیتی و پیروکسنیتی (پهنة گذار) در محدودة مشترک کماتهایتها و ممیکیتها جای دارند و برپایة مقدار wt.% 1TiO2<، کماتهایت نامگذاری میشوند (شکلهای 5- A و 5- B). نمونههای بخشهای جدایشیافته کماتهایتها نیز عموماً در بخش سنگهای بازالتی و پیکروبازالتی جای گرفتهاند. در این نمودارها دادههای Li و همکاران (2018)، Topuz و همکاران (2018) و Shafaii Moghadam و همکاران (2015) نیز برای مقایسه نمایش داده شدهاند. همانگونهکه دیده میشود، نمونههای واحد الیوین کومولایی (Topuz et al., 2018) و روانههای الترامافیک (Shafaii Moghadam et al., 2015) در بخش کماتهایتها رسم شدهاند. همچنین، روانههای مافیک (Shafaii Moghadam et al., 2015) و پیکروبازالتها (Li et al., 2018) در بخش بازالتها و پیکروبازالتها رسم شدهاند. برپایة این دو نمودار، Li و همکاران (2018) وجود روانههای پیکروبازالتی را در مشهد گزارش کردهاند. اما همانگونهکه در بخش روابط صحرایی این مقاله نشان داده شد، در حقیقت، روانههای پیکروبازالتی که ایشان شناسایی کردهاند بخشهای جدایشیافته روانههای کماتهایتی هستند که در رخنمون بررسیشدة Li و همکاران (2018) در پارک خورشید، دچار دگرریختی و دگرسانی شدید شدهاند. در ارتفاعات خاوری و باختری پارک خورشید و در همة درههای باختری ارتفاعات نودره و قلة زو، تقابل بخشهای جدایشیافته و پریدوتیت کومولایی قاعده بهخوبی دیده میشود. برپایة آنچه گفته شد، پژوهش حاضر وجود روانههای پیکروبازالتی در مشهد را رد میکند. از دیدگاه زمینشیمیایی و سنگشناسی، آلومینیم و تغییر نسبتهای CaO/Al2O3 و Al2O3/TiO2 در کماتهایتها بسیار اهمیت دارند (Arndt et al., 2008). نسبت Al2O3/TiO2در کماتهایتها با سه فاکتور کنترل میشود (Robin-Popieul et al., 2012):
1- نسبت Al2O3/TiO2 در خاستگاه گوشتهای؛
2- دمای محل خاستگاه پیش از آغاز ذوب؛
3- درجه و سازوکار فرایند ذوب.
ازاینرو، نسبت Al2O3/TiO2 پایة نامگذاری کماتهایتها است. در کماتهایتهای بررسیشده مقدار Al2O3 و TiO2 بهترتیب بیشتر از 55/3 و 32/0 درصدوزنی است. نسبت Al2O3/TiO2 این سنگها برابربا 26- 5/10 درصدوزنی و میانگین آن برابربا 9/13 درصدوزنی است. در کماتهایتهای بررسیشده همانند کماتهایتهای باربرتون (Barberton)، نسبت Al2O3/TiO2 کم است. ازاینرو و برپایة ردهبندی Nesbitt و Sun (1976) و Sun و Nesbitt (1978)، این سنگها در دستة کماتهایتهای تهیشده از Al یا ADKs (Aluminium- Depleted Komatiites) و برپایة ردهبندی Arndt و همکاران (2008)، در گروه کماتهایتهای نوع باربرتونی دستهبندی میشوند.
شکل 5- A) ردهبندی زمینشیمیایی سنگهای بررسیشده برپایة نمودار درصدوزنی MgO دربرابر Na2O+K2O (Le Bas, 2000)؛ B) نمودار ردهبندی برپایة درصدوزنی SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Le Bas, 2000)
ت- شیمیکانی
ت-1- الیوین: در جدول شماره 2 بخشی از دادههای تجزیة ریزکاو الکترونی الیوین در کماتهایتهای SVMC و FC نشان داده شده است. بیشتر الیوینها در روانههای کماتهایتی SVMC بهگونة کامل با سودومورفهای سرپانتین جایگزین شدهاند و تنها در بخشهای کمتر دگرگونشدة لایة پریدوتیتی بقایای بجاماندهای از الیوینهای کاملاً سالم دیده میشود. در این کانی پهنهبندی روشنی دیده نمیشود. محتوای فورستریت دانههای الیوین برابربا 84 تا 89 درصد است. در کماتهایتهای FC، الیوین در برخی از روانههای کماتهایتی کمتر سرپانتینیشده، هم در زیر لایة اسکلتی انباشتی و میکرواسپینیفکس و هم در زیر لایة پریدوتیتی انباشتی بهصورت بلورهای کشیده، ناودانی، اسکلتی، گردشده و گاه شکلدار و بهصورت بلورهای کاملاً سالم دیده میشود. در اینجا نیز همانند SVMC الیوین پهنهبندی روشنی ندارد. در این سنگها، میزان فورستریت دانههای الیوین برابربا 84 تا 88 درصد است. مقادیر NiO الیوینها نیز بهطور نامعمول بالاست و در FC برابربا 31/0تا 37/0 درصدوزنی و در SVMC برابربا 31/0 تا 39/0 درصدوزنی است. نمونههای با مقدار فورستریت بالا بیشترین میزان NiO را دارند؛ اما محتوای Cr2O3 در الیوینها بسیار ناچیز است؛ بهگونهایکه در FC در بیشترین مقدار به 1/0 درصدوزنی و در SVMC به 05/0 درصدوزنی میرسد.
جدول 2- گزیدهای از ترکیب الیوین در کماتهایتهای SVMC و FC
|
Sample No. |
PUN- 38 |
PUN- 38 |
PUN- 38 |
SFS1 |
SFS241 |
SFS241 |
SFS241 |
SFS1 |
SFS1 |
|
Data Point |
A5- ol1 |
A5- ol10 |
A5- ol4 |
A8- ol5 |
A1- ol3 |
A2- ol3 |
A3- ol3 |
A8- ol3 |
A8- ol4 |
|
SiO2 |
39.26 |
38.25 |
39.5 |
40.26 |
39.47 |
39.59 |
39.66 |
40.29 |
40.16 |
|
TiO2 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
Al2O3 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.05 |
|
Cr2O3 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.08 |
0.07 |
0.07 |
0.08 |
0.08 |
0.10 |
|
Fe2O3 |
1.09 |
6.09 |
1.02 |
0.54 |
1.15 |
1.36 |
0.84 |
0.41 |
0.61 |
|
FeO |
13.00 |
5.73 |
11.89 |
10.19 |
12.21 |
11.93 |
12.01 |
10.22 |
10.19 |
|
MnO |
0.20 |
0.53 |
0.30 |
0.19 |
0.22 |
0.21 |
0.18 |
0.16 |
0.14 |
|
MgO |
45.50 |
49.29 |
46.36 |
48.16 |
46.11 |
46.47 |
46.42 |
48.15 |
48.05 |
|
CaO |
0.11 |
0.13 |
0.12 |
0.29 |
0.29 |
0.30 |
0.28 |
0.29 |
0.31 |
|
NiO |
0.35 |
0.35 |
0.35 |
0.35 |
0.37 |
0.33 |
0.35 |
0.37 |
0.35 |
|
Total |
99.72 |
100.57 |
99.74 |
100.22 |
100.05 |
100.40 |
100.01 |
100.13 |
100.06 |
|
Mg# |
85.11 |
88.20 |
86.30 |
88.77 |
85.93 |
86.11 |
86.47 |
88.87 |
88.73 |
ت-2- کروماسپینل: کروماسپینلهای روانههای کماتهایتی SVMC و FC همانند روانههای کماتهایتی دیگر نقاط جهان بهطور معمول به دو حالت هستند:
1- بلورهای سوزنی و ظریف، دندریتی و صلیبگونه در زیر لایة اسپینیفکس و پهنههای اسکلتی انباشتی دیده میشوند؛
2- بلورهای شکلدار و کوچک در زیر لایة انباشتی و اسکلتی انباشتی دیده میشوند.
گاه دانههای شکلدار کروماسپینل با بلورهای الیوین فراگرفته شدهاند که چهبسا نشاندهندة تبلور پیشرس این کانی پیش از الیوین باشد. دادههای تجزیة ریزکاو الکترونی این کانی (جدول 3) نیز نشان میدهند کروماسپینلها در سنگهای بررسیشده، مقدار کمابیش بالایی از MgO (بیشتر از 10 درصدوزنی؛ میانگین: 35/11 درصدوزنی) دارند. این ویژگی اولیهبودن ترکیب کروماسپینلها را آشکار میکند (Power et al., 2014; Mukherjee et al., 2010). در این کانی، مقدار Cr2O3 برابربا 04/37 تا 4/46 درصدوزنی (میانگین: 8/42 درصدوزنی)، مقدار Al2O3 متوسط تا بالا (11/15 تا 71/ 19 درصدوزنی؛ میانگین: 81/17 درصدوزنی) و مقدار TiO2 برابربا 69/0 تا 67/1 درصدوزنی (میانگین: 02/1 درصدوزنی) است. میانگین مقدار NiO و V2O3 نیز بهترتیب 21/0 و 20/0 درصدوزنی است. مقدار SiO2 نیز در این کانی کمتر از 12/0 درصدوزنی است و نشاندهندة بیتأثیربودن فرایند سرپانتینیتیشدن بر مرکز کروماسپینلهاست. همچنین، این اسپینلها مقدار کمابیش بالایی از Cr# (100×Cr/(Cr+Al)؛ برابربا 56-71)، Mg# یا (100×Mg/(Mg+Fe)؛ برابربا 35-67) و Fe# (100×Fe3+/(Cr+Al+Fe3+)؛ برابربا 10-16) دارند.
جدول 3- گزیدة ترکیب کروماسپینل در کماتهایتهای SVMC و FC
|
Sample No. Data Point |
SFS241- A4- CR1- C1 |
SFS241- A4- CR6- C1 |
SFS241- A7- CR1- C1 |
SFS1- A8- CR1- R1 |
SFS1- A8- CR1- C1 |
SFS1- A8- CR2- C1 |
SFS1- A8- CR3- C1 |
SFS10- A6- CR1- C1 |
|
SiO2 |
0.08 |
0.07 |
0.09 |
0.11 |
0.10 |
0.12 |
0.11 |
0.11 |
|
TiO2 |
1.43 |
1.44 |
1.67 |
0.76 |
0.84 |
0.77 |
0.74 |
0.75 |
|
Al2O3 |
19.71 |
19.55 |
18.90 |
17.42 |
17.84 |
18.79 |
17.97 |
17.46 |
|
Cr2O3 |
37.78 |
37.59 |
39.15 |
43.77 |
43.28 |
42.00 |
43.29 |
43.63 |
|
Fe2O3 |
9.94 |
10.44 |
9.92 |
8.50 |
9.01 |
9.17 |
8.87 |
8.76 |
|
FeO |
16.66 |
16.22 |
15.18 |
14.08 |
12.90 |
12.96 |
13.03 |
15.01 |
|
MnO |
0.34 |
0.31 |
0.28 |
0.31 |
0.33 |
0.29 |
0.29 |
0.31 |
|
MgO |
12.33 |
12.61 |
13.48 |
13.47 |
14.36 |
14.39 |
14.24 |
13.00 |
|
NiO |
0.19 |
0.23 |
0.26 |
0.22 |
0.21 |
0.22 |
0.23 |
0.19 |
|
V2O3 |
0.24 |
0.23 |
0.27 |
0.17 |
0.19 |
0.18 |
0.15 |
0.17 |
|
ZnO |
0.10 |
0.07 |
0.02 |
0.06 |
0.09 |
0.04 |
0.08 |
0.02 |
|
CoO |
0.05 |
0.06 |
0.08 |
0.07 |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
0.08 |
|
Total |
98.85 |
98.84 |
99.31 |
98.94 |
99.21 |
99.01 |
99.08 |
99.50 |
|
Ti |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
|
Al |
0.74 |
0.73 |
0.70 |
0.65 |
0.66 |
0.70 |
0.67 |
0.65 |
|
Cr |
0.95 |
0.94 |
0.98 |
1.10 |
1.08 |
1.04 |
1.08 |
1.09 |
|
Fe+3 |
0.24 |
0.25 |
0.24 |
0.20 |
0.21 |
0.22 |
0.21 |
0.21 |
|
Fe+2 |
0.44 |
0.43 |
0.40 |
0.37 |
0.34 |
0.34 |
0.34 |
0.40 |
|
Mg |
0.58 |
0.60 |
0.63 |
0.64 |
0.67 |
0.67 |
0.67 |
0.61 |
|
100Mg/Mg+Fe2+ |
0.57 |
0.58 |
0.61 |
0.63 |
0.66 |
0.66 |
0.66 |
0.61 |
|
100Cr/Cr+Al |
0.56 |
0.56 |
0.58 |
0.63 |
0.62 |
0.60 |
0.62 |
0.63 |
|
100Fe3+/Cr+Al+Fe3+ |
0.12 |
0.13 |
0.12 |
0.10 |
0.11 |
0.11 |
0.11 |
0.11 |
ت-3- کلینوپیروکسن: در روانههای کماتهایتی SVMC و FC، کلینوپیروکسن از سازندگان اصلی سنگ بهشمار میآید. ترکیب کلینوپیروکسنها روی شکل 6 جانمایی شدند و گزیدهای از دادههای تجزیة ریزکاو الکترونی آنها نیز در جدول 4 آورده شده است. برپایة این دادهها، این کانی همگن است و منطقهبندی روشنی نشان نمیدهد. بازة تغییر ترکیب کلینوپیروکسن در کماتهایتهای SVMC بهصورت Wo41-47En46-50Fs6-13 و در FC بهصورت Wo39-48En32-53Fs7-23است. در نمودار پیشنهادیِ Poldervaart و Hess (1951) برای نامگذاری کلینوپیروکسن، ترکیب کلینوپیروکسن کماتهایتهای SVMC در محدودة اندیوپسید تا اوژیت و در کماتهایتهای FC در محدودة اندیوپسید- اوژیت- سالیت جای میگیرد (شکل 6). مقدار Al2O3 و TiO2 این کانی در SVMC بهترتیب برابربا 66/3- 74/0 درصدوزنی و 56/0- 11/0 درصدوزنی هستند. مقدار این اکسیدها در کماتهایتهای جدایشیافته FC کمی بیشتر از همتایانشان در SVMC است و بهترتیب برابربا 47/5- 81/1 درصدوزنی و 83/1- 42/0 درصدوزنی هستند. این مقدارها در کماتهایتهای جدایشنیافته مجموعه فریمان بسیار بیشتر هستند و برای روانهها برابربا 82/11- 53/7 درصدوزنی و 93/1- 07/1 درصدوزنی هستند. در روانههای جدایشنیافته فریمان، بلورهای اسکلتی و کشیده کلینوپیروکسن میان دانههای الیوین اسکلتی و الیوین اسپینیفکس پدیدار شدهاند. این دسته از بلورهای کلینوپیروکسن در کماتهایتهای دیگر نقاط دنیا نیز مقدارهای Al2O3 نامعمول و بالایی (گاه بیشتر از 8 درصدوزنی) دارند. Fleet و McRae (1975) مقدار بالای Al2O3 در کلینوپیروکسنها را پیامد سردشدگی تُند مذاب دربردارنده میدانند که توقف تبلور پلاژیوکلاز را در پی داشته است.
جدول 4- گزیدة ترکیب کلینوپیروکسن کماتهایتهای SVMC و FC
|
Sample No. |
PUN- 38 |
PUN- 38 |
NDH- 23 |
NDH- 23 |
KHR- 59 |
KHR- 59 |
VIR- 19 |
VIR- 19 |
|
Data Point |
A3- px1- C |
A1- px1- C |
A2- px1- R |
A2- px1- C |
px1- R |
px2- C2 |
A1- px1- R |
A1- px1- C |
|
SiO2 |
51.84 |
51.71 |
50.18 |
52.13 |
52.51 |
52.9 |
52.03 |
51.61 |
|
TiO2 |
0.42 |
0.37 |
0.40 |
0.52 |
0.22 |
0.12 |
0.37 |
0.43 |
|
Al2O3 |
3.08 |
3.00 |
3.76 |
2.54 |
1.06 |
0.80 |
2.18 |
2.92 |
|
Cr2O3 |
1.00 |
1.21 |
1.13 |
0.62 |
0.14 |
0.15 |
0.03 |
0.11 |
|
Fe2O3 |
0.41 |
1.09 |
2.89 |
1.09 |
1.68 |
2.15 |
1.29 |
1.44 |
|
FeO |
3.61 |
2.89 |
1.80 |
4.40 |
4.78 |
3.24 |
5.45 |
4.75 |
|
MnO |
0.08 |
0.12 |
0.10 |
0.13 |
0.14 |
0.20 |
0.20 |
0.16 |
|
MgO |
17.07 |
17.18 |
16.60 |
17.09 |
15.98 |
16.5 |
16.76 |
17.05 |
|
CaO |
21.27 |
21.47 |
21.76 |
20.87 |
22.5 |
23.5 |
20.43 |
20.28 |
|
Na2O |
0.19 |
0.20 |
0.19 |
0.22 |
0.16 |
0.11 |
0.17 |
0.16 |
|
K2O |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
NiO |
0.06 |
0.06 |
0.07 |
0.04 |
0.03 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
|
Total |
99.18 |
99.42 |
99.01 |
99.77 |
99.32 |
99.8 |
99.05 |
99.1 |
|
AlIV |
0.09 |
0.10 |
0.13 |
0.08 |
0.04 |
0.04 |
0.06 |
0.08 |
|
AlVI |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
0.04 |
|
Feiii |
0.01 |
0.03 |
0.08 |
0.03 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.04 |
|
Feii |
0.11 |
0.09 |
0.06 |
0.14 |
0.15 |
0.10 |
0.17 |
0.15 |
|
Mg |
0.94 |
0.94 |
0.92 |
0.94 |
0.89 |
0.91 |
0.93 |
0.94 |
|
Ca |
0.84 |
0.85 |
0.87 |
0.82 |
0.90 |
0.93 |
0.81 |
0.81 |
|
Wollastonite |
44.14 |
44.29 |
45.02 |
42.65 |
45.24 |
46.4 |
41.65 |
41.53 |
|
Enstatite |
49.29 |
49.29 |
47.76 |
48.58 |
44.71 |
45.3 |
47.54 |
48.59 |
|
Ferrosillite |
6.57 |
6.42 |
7.22 |
8.78 |
10.05 |
8.26 |
10.81 |
9.88 |
شکل 6- جایگاه کلینوپیروکسنهای کماتهایتهای SVMC (نماد: دایره بنفش) و FC (نماد: مثلث نارنجی) در نمودار ردهبندی کلینوپیروکسنها از Poldervaart و Hess (1951)
ت-4- آمفیبول: در سنگهای کماتهایتی مشهد و فریمان، آمفیبول هم بهصورت آمفیبول ماگمایی نخستین و هم بهصورت آمفیبول ثانویه دیده میشود (Mobasheri et al., 2018). آمفیبولهای ماگمایی، بیشکل تا نیمهشکلدار، با رنگ قهوهای تا سرخ- قهوهای و بههمراه کلینوپیروکسن (که فاز اینترکومولوس است) دیده میشوند. همچنین، کانی الیوین فاز کومولوس را در برگرفتهاند و در تعادل شیمیایی با این کانی هستند. آمفیبولهای ثانویه نیز با رنگهای سبز تا سبز کمرنگ و با شکلهای کشیده و سوزنی، محصول دگرگونی درجة پایینِ (رخسارة شیستسبز) کانیهای فرومنیزین نخستین (مانند: کلینوپیروکسن و آمفیبولهای ماگمایی نخستین) هستند. در جدول 5 دادههای تجزیة ریزکاو الکترونی برای آمفیبولهای نخستین و فرمول ساختاری بهدستآمده برای آنها آورده شدهاند.
همانگونهکه در این جدول دیده میشود، هر دو نوع آمفیبول ماگمایی و ثانویه مقدارهای 5/1 CaB> دارند. برپایة ردهبندی Leake و همکاران (1997) در گروه آمفیبولهای کلسیک قرار میگیرند. آمفیبولهای هیدروماگمایی که دانههای اویکریستی لایة پریدوتیتی را ساختهاند، مقدار Mg# بسیار بالایی (80<) دارند. در آمفیبولهای ثانویه نیز مقدار Mg# بالا و برابربا 79/75- 67/60 است. مقدار TiO2 در آمفیبولهای هیدروماگمایی برابربا 89/4- 83/0 درصدوزنی (میانگین: 92/3 درصدوزنی) است.
آمفیبولهای با رنگ قهوهای تیره در لایة پریدوتیت کماتهایتی مقدار تیتانیم بالایی دارند. همانگونهکه در شکل 7 نیز دیده میشود، این دسته از آمفیبولها از نوع کرسوتیت هستند.
تغییر TiO2 در آمفیبولهای ثانویه بسیار محدودتر و کمتر از آمفیبولهای ماگمایی است. مقدار TiO2 در این نوع از آمفیبولها برابربا 58/0- 02/0 درصدوزنی (میانگین: 26/0 درصدوزنی) است. مقدار Al2O3 آمفیبولهای ماگمایی نیز کمابیش کم و برابربا 88/10- 40/7 درصدوزنی (میانگین: 87/9 درصدوزنی) است. در آمفیبولهای پدیدآمده از دگرسانی، مقدار Al2O3 برابربا 67/12- 56/2 درصدوزنی (میانگین: 45/6 درصدوزنی) است. این مقدارها از مقدار Al2O3 در آمفیبولهای ماگمایی کمتر است. میانگین مقدارهای Na2O و K2O در آمفیبولهای ماگمایی از آمفیبولهای ثانویه بیشتر است؛ بهگونهایکه مقدار میانگین Na2O در آمفیبولهای ماگمایی برابربا 06/2 و در نوع ثانویه برابربا 04/1 درصدوزنی است. مقدار میانگین K2O آنها نیز بهترتیب برابربا 50/0 و 18/0 درصدوزنی است. همچنین، مقدار Cr2O3 و NiO در آمفیبولهای ماگمایی بالاتری از آمفیبولهای ثانویه است. میانگین مقدار کروم در آمفیبولهای ارتوماگمایی برابربا 19/1 و مقدار نیکل برابربا 10/0 درصدوزنی است که در آمفیبولهای نوع دوم بهترتیب برابربا 09/0 و 02/0 درصدوزنی است.
جدول 5- گزیدهای از ترکیب آمفیبول در کماتهایتهای SVMC و FC
|
Sample No. |
KHR37 |
KHR37 |
KHR37 |
KHR37 |
KHR37 |
KHR59 |
KHR59 |
KHR59 |
|
Data Point |
A1- am3 |
A2- am1 |
A2- am11 |
A2- am3 |
A2- am5 |
A6- am2 |
A2- am1 |
A1- am1 |
|
SiO2 |
45.61 |
42.85 |
45.13 |
42.68 |
42.70 |
52.36 |
44.64 |
43.24 |
|
TiO2 |
3.90 |
4.78 |
0.83 |
4.63 |
4.53 |
0.18 |
0.48 |
0.52 |
|
Al2O3 |
7.87 |
10.60 |
10.46 |
10.45 |
10.38 |
3.42 |
11.42 |
12.67 |
|
Cr2O3 |
1.22 |
1.25 |
1.23 |
1.48 |
1.54 |
0.01 |
0.04 |
0.36 |
|
Fe2O3 |
5.44 |
0.99 |
6.53 |
7.03 |
3.76 |
2.29 |
2.39 |
2.48 |
|
FeO |
1.28 |
5.47 |
0.00 |
0.00 |
2.78 |
8.38 |
10.89 |
11.03 |
|
MnO |
0.09 |
0.10 |
0.08 |
0.11 |
0.09 |
0.28 |
0.25 |
0.24 |
|
MgO |
17.86 |
16.10 |
18.27 |
17.10 |
16.82 |
16.39 |
12.33 |
11.68 |
|
CaO |
10.49 |
11.18 |
11.55 |
10.77 |
11.08 |
12.24 |
12.05 |
11.91 |
|
Na2O |
2.62 |
2.88 |
2.33 |
2.18 |
2.70 |
0.61 |
1.96 |
2.26 |
|
K2O |
0.37 |
0.61 |
0.43 |
0.58 |
0.61 |
0.16 |
0.37 |
0.37 |
|
NiO |
0.10 |
0.11 |
0.12 |
0.15 |
0.08 |
0.02 |
0.00 |
0.03 |
|
Total |
97.02 |
97.19 |
97.24 |
97.39 |
97.31 |
96.61 |
96.97 |
96.92 |
|
Si |
6.54 |
6.24 |
6.43 |
6.13 |
6.18 |
7.57 |
6.59 |
6.42 |
|
Ti |
0.42 |
0.52 |
0.09 |
0.50 |
0.49 |
0.02 |
0.05 |
0.06 |
|
Al |
1.33 |
1.82 |
1.76 |
1.77 |
1.77 |
0.58 |
1.99 |
2.22 |
|
Cr |
0.14 |
0.14 |
0.14 |
0.17 |
0.18 |
0.00 |
0.00 |
0.04 |
|
Fe 3+ |
0.59 |
0.11 |
0.70 |
0.76 |
0.41 |
0.25 |
0.27 |
0.28 |
|
Fe 2+ |
0.15 |
0.67 |
0.00 |
0.00 |
0.34 |
1.01 |
1.35 |
1.37 |
|
Mg |
3.82 |
3.49 |
3.88 |
3.66 |
3.63 |
3.53 |
2.72 |
2.59 |
|
K |
0.07 |
0.11 |
0.08 |
0.11 |
0.11 |
0.03 |
0.07 |
0.07 |
|
Ca |
1.61 |
1.74 |
1.76 |
1.66 |
1.72 |
1.90 |
1.91 |
1.89 |
|
Na |
0.39 |
0.26 |
0.24 |
0.34 |
0.28 |
0.10 |
0.09 |
0.11 |
|
Al IV |
1.33 |
1.76 |
1.57 |
1.77 |
1.77 |
0.43 |
1.41 |
1.58 |
|
Al VI |
0.00 |
0.05 |
0.18 |
0.00 |
0.00 |
0.15 |
0.58 |
0.64 |
|
Mineral Name |
Magnesio- hornblende |
Kaersutite |
Tschermakite |
Kaersutite |
Magnesio- hastingsite |
Actinolite |
Edenite |
Pargasite |
شکل 7- موقعیت آمفیبولهای کماتهایتهای SVMC و FC در نمودارهای ردهبندی آمفیبولها از Leake و همکاران (1997)
همانگونهکه در نمودار شکل 7 دیده میشود، در ردهبندی Leake و همکاران (1997)، آمفیبولهای نخستین به دو گروه آمفیبولهای با مقدار 50/0(Na+K)A> و 50/0(Na+k)A<ردهبندی میشوند. آمفیبولهای با مقدار (Na+K)A>0.50 برپایة میزان تیتانیم به دو گروه ردهبندی میشوند: آمفیبولهای با مقدار 50/0 Ti> که از نوع کرسوتیت هستند و آمفیبولهای با نسبت 50/0 Ti< که در محدودة پارگازیت و مگنزیوهاستنگزیت جای میگیرند. ازآنجاییکه مقدار Fe3+ از AlVI بیشتر است، این دسته از آمفیبولها از نوع مگنزیوهاستنگزیت هستند. آمفیبولهای ماگمایی با نسبت (Na+K)A
ث- دماسنجی
برای سنجش دمای تبلور ماگمای کماتهایتی SVMC و FC از رابطة سنگشناسی میان مقدار MgO ماگمای مادر و دمای مذاب کماتهایتی بیآب بهره گرفته شد. Nisbet و همکاران (1982) و Herzberg و Azimow (2008) برپایة مقدار MgOLiquid، معادلههای 1 و 2 را برای دماسنجی لیکیدوس ماگمای کماتهایتی مادر پیشنهاد کردهاند:
Equ.1: Tliquidus(°C) = MgOliquid*20+1000 (Nisbet et al., 1982)
Equ.2: Tliquidus(°C) = 54*P/10000- 2* (P/10000)2 + 935+33*MgOliquid- 0.37*MgOliquid2
(Herzberg and Azimow, 2008)
نخست برپایة روش تلفیق ترکیب الیوین و تجزیة سنگ کل، مقدار MgOLiquid بهدستآورده میشود. Robin-Popieul و همکاران (2012) و Arndt و همکاران (2008) این روش را به طورکامل توضیح دادهاند. محتوای MgO بهدستآمده از این روش، مقدار کمینه برای نخستین الیوین متبلورشده در ماگما بهشمار میرود. ازاینرو، در ماگمای مادر SVMC، مقدار MgO نزدیکبه 25 درصدوزنی و FeO نزدیکبه 50/12 درصدوزنی بودهاند. همچنین، در ماگمای مادر FC MgO و FeO بهترتیب نزدیکبه %23 و 80/11 درصدوزنی بودهاند. برپایة برخی ویژگیهای فیزیکی ماگماهای با ترکیب کماتهایتی (مانند: بیآببودن و گرانروی کم؛ برای نمونه انباشتگی الیوین در بخش زیرین روانههای کماتهایتی نشاندهندة گرانروی کم این سنگها است)، Robin-Popieul و همکاران (2012) باور دارند این ماگماها بهصورت ماگماهای سرشار از درشتبلور و گرانرو فوران نمیکنند. ازاینرو، در هنگام فوران، این ماگماها یا درشتبلور الیوین ندارند و یا دانههای کوچک و ریز الیوین دارند. ازاینرو، به باور ایشان، دمای فوران، بیشتر و یا نزدیکبه Tliquidus ماگماهای در حال فوران است. همچنین، Tliquidusبهدستآمده برپایة این روش، Tliquidusواقعی گدازة پیش از جدایش است. به گفته دیگر، Tliquidusماگمای مادر، بیشتر یا برابر این Tliquidusبهدستآمده است و دمای فوران واقعی، حتی بیشتر و یا برابر با Tliquidusماگمای مادر بوده است. پس Tliquidusبهدستآمده برای کماتهایتهای SVMC و FC کمترین مقدار دمای برای فوران واقعی آنهاست. برپایة معادلهای Equ.1 و Equ.2، کمترین دماهای فوران بهدستآمده برای کماتهایتهای SVMC نزدیکبه 30±1529 درجة سانتیگراد و برای FC نزدیکبه 38±1498 درجة سانتیگراد هستند. کاربرد زمیندماسنج الیوین برپایة معادلة Equ.3 در روش Putirka (2008) برای کماتهایتهای SVMC و FC نیز که بهترتیب دماهای 1478 و 1515 درجة سانتیگراد را بهدست داده است، درستی این نتایج را نشان میدهد.
Equ.3: T(℃) = 815.3+265.5 [mg#Liq]+15.37 [MgOLiq]+8.16[FeOLiq]+6.646[ (Na2O+K2O)Liq]+ 39.16 [P (GPa)]- 12.83 [H2OLiq]
دماهای بهدست آمده در بالا در شرایط فشار 1 اتمسفر و بدون حضور H2O هستند؛ اما وجود آمفیبول ماگمایی نوع کرسوتیت در برخی کماتهایتهای SVMC و FC نشاندهندة یک ماگمای مادر آبدار، دستکم برای برخی روانههای کماتهایتی این بخشهاست. برپایة بررسی فازهای تعادلی تجربی، Stone و همکاران (1997) مقدار H2O مذابهای کماتهایتی نخستین را نزدیکبه 2/1 درصد برآورد کردهاند. براینپایه، دماهای بهدستآمده برای تبلور الیوینها در SVMC و FC، در شرایط حضور H2O و برپایة Equ.3 در روش پیشنهادیِ Putirka (2008) بهترتیب برابربا 1500 و 1463 درجة سانتیگراد هستند.
ج- شناسایی محیط زمینساختی
ترکیب کروماسپینل [(Mg,Fe2+)(Cr,Al,Fe3+)O4] به طور عموم شاخص سنگزادی و شاخص مهمی در شناسایی جایگاه زمینساختی بهشمار میرود (Arai 1987). در سیستمهای بازالتی، نسبت Cr/Al کروماسپینل بیشتر با نسبت Cr/Al مذاب کنترل میشود و بازتابی از ترکیب خاستگاه (Cr/Al گوشته)، درجة ذوببخشی و درجه تبلوربخشی است (مانند: Roeder and Reynolds, 1991). میزان بالای Cr# [100 × Cr/ (Cr+Al)] معمولاً در اسپینلهای بونینیتها و کماتهایتها دیده میشود و آن را نشانة درجة ذوببخشی بالا و نقش خاستگاه گوشتهای دیرگداز در پیدایش مذاب سازندة این سنگها میدانند. ازاینرو، مقدارهای کمابیش بالای Cr# در کروماسپینل کماتهایتهای SVMC و FC پیامد درجة ذوببخشی بالا در یک خاستگاه گوشتهای دانسته میشود. در نمودار Mg# دربرابر Cr# (شکل 8- A) نیز ترکیب بیشتر کروماسپینلها در مرز و درون گسترة ترکیبی کماتهایتهای دگرگونشده در رخسارة شیستسبز و آمفیبولیت جای گرفتهاند. کروماسپینلهای بررسیشده در نمودار Cr2O3 دربرابر Al2O3 (شکل 8- B) در گسترة ترکیبی روند گوشتهای و مرز مشترک روند گوشتهای و ماگماهای مرتبط با پهنههای فرورانش جای گرفتهاند. همچنین، نمودار سهتایی Cr-Al-Fe3+(شکل 8- C) افزون بر اینکه همانندی ترکیبی اسپینلهای کماتهایتی بررسیشده با ترکیب اسپینلها در دونیتهای کماتهایتی و کماتهایتهای دگرگونشده در رخسارههای شیستسبز و آمفیبولیت را نشان میدهد، ترکیب متفاوت آنها را دربرابر اسپینلهای وابسته به محیطهای دیگر را نیز نمایش میدهد. به باور Kamenetsky و همکاران (2001)، مقدار Al2O3 و TiO2 در بلورهای اسپینل به میزان این اکسیدها در ماگمای میزبان وابسته است. ازاینرو، برپایة ترکیب اسپینلها جایگاه زمینساختی و نوع مذاب میزبان این بلورها بررسی میشود. بدینگونه، در نمودار میزان TiO2 دربرابر Al2O3، اسپینلهای وابسته به جایگاههای گوناگون کمانی، ایالتهای آذرین گسترده، MORB و جزیرههای اقیانوسی از یکدیگر تفکیک شدهاند. Kamenetsky و همکاران (2001) نشان دادند در این نمودار، ترکیب اسپینل در LIP، OIB تا MORB روندی خاص نشان میدهند. این روند از گوشة Ti بالا- Al کم (LIP) آغاز میشود و تا گوشة Ti کم- Al بالا در MORBها ادامه دارد. به باور ایشان، این روند به ویژگیهای زمینشیمیایی و سنگشناسی گوشته (غنیشده- تهیشده) و شرایط (فشار- حرارت) ذوب گوشتهای همخوانی دارد. در این نمودار، ترکیب بیشتر کروماسپینلهای بررسیشده در انتهای محدودة اسپینلهای پهنههای کمانیِ تیتانیم بالا (High-Ti Arc) و در همپوشی با گسترة ترکیبی باختر گرینلند جای گرفته است. همچنین، شماری از کروماسپینلها در گسترة ترکیبی باختر گرینلند تا OIB دیده میشوند (شکل 8- D).
شکل 8- نمودارهای شناسایی محیط زمینساختی برپایة ترکیب کروماسپینل در: A) نمودار Mg# دربرابر Cr# در کروماسپینلهای نخستین کماتهایت های مشهد و فریمان و مقایسه آنها با ترکیب کروماسپینلهای ماگماهای گوناگون؛ B) نمودار دوتایی درصدوزنی Cr2O3دربرابر Al2O3 (Franz and Wirth, 2000)؛ C) نمودار سهتایی Fe3+-Al-Cr؛ D) نمودار درصدوزنی Al2O3 دربرابر TiO2 (مثلث نارنجی: نمونههای فریمان؛ مربع سفید: نمونههای فریمان و مشهد (Shafaii Moghadam et al., 2015)؛ دایره تیره: نمونههای فریمان (Moafpourian et al., 2009)
برپایة این نمودار، ترکیب کروماسپینلهای مجموعههای فریمان- مشهد نشاندهندة پیدایش این کانی از یک ماگمای مادر با منیزیم بالا، حرارت بالا و فشار بالا است. Beccaluva و همکاران (1989) نشان دادند ترکیب کلینوپیروکسنها به نوع ماگمای میزبان و جایگاه زمینساختی پیدایش ماگما وابسته است. ازاینرو، ترکیب کلینوپیروکسن در شناسایی پهنة زمینساختی کارآمد است. در نمودار Ca+Na دربرابر Ti (شکل 9- A)، ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنهای کماتهایتهای SVMC و FC در محدوة کلینوپیروکسنهای تولهایتی- کالکآلکالن جای گرفتهاند.
شکل 9- ترکیب کلینوپیروکسن در نمودارهای: A) Ca+Na دربرابر Ti؛ B) Ca دربرابر Ti+Cr (Leterrier et al., 1982)؛ C) شناسایی محیطهای زمینساختی گوناگون در نمودار سهتایی درصدوزنی TiO2- Na2O- SiO2/100 (Beccaluva et al., 1989) (لوزی زردرنگ: کلینوپیروکسنهای روانههای الترامافیک کمپلکس مشهد؛ سهگوش سفیدرنگ: نمونههای فریمان (Shafaii Moghadam et al., 2015)؛ D) کلینوپیروکسنهای کماتهایتهای مشهد و فریمان روی نمودار درصدوزنی TiO2+Cr2O3دربرابر Al2O3 (Hout et al., 2002) (MORB: پشتة میاناقیانوسی؛ WTP: درون صفحة اقیانوسی؛ ICB: بازالتهای جزیرهای؛ SSZ: پهنة سوپراسابداکشن؛ IAT: تولهایت جزیرههای کمانی؛ BON: بونینیت)
در نمودار Ca دربرابر Cr+Ti (شکل 9- B)، هر دو گروه کلینوپیروکسنها سرشتی غیرکوهزایی نشان میدهند. در نمودار سهتایی TiO2-SiO2/100-Na2O (شکل 9- C)، ترکیب شیمیایی بیشتر کلینوپیروکسنهای FC در گسترة ترکیبی تنورههای گوشتهای (Mantle Plume) ایسلند و تا اندازهای در گسترة ترکیبی درون صفحهای رسم میشود. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنهای SVMC نیز در گسترة ترکیبی سنگهای پهنههای سوپراسابداکشن تا گسترة ترکیبی تنورههای گوشتهای ایسلند جای میگیرند. این نمودار نشان میدهد کلینوپیروکسنهای کماتهایتهای SVMC مقدار کمتری Ti و مقدار بیشتری Si نسبت به کلینوپیروکسنهای FC دارند. به باور Pearce و Norry (1979)، میزان Ti در کلینوپیروکسنها بازتابی از درجة تهیشدگی خاستگاه گوشتهای و نیز فعالیت Ti در ماگمای مادر است. مقدار Ti در کلینوپیروکسنهای کماتهایتهای فریمان پیشنهاد میکند این بلورها در ماگماهای نخستینی پدید آمدهاند که از خاستگاه گوشتهای سرچشمه گرفتهاند. این ویژگی شاید نقش سیالهای پدیدآمده در گوة گوشتهای روی پهنههای فرورانش در پیدایش ماگمای مادر این بلورها را نشان میدهد. در نمودار پیشنهادیِ Van der Laan و همکاران (1992)، ترکیب کلینوپیروکسنهای FC در گسترة ترکیبی پهنههای پشتکمان جای میگیرد؛ اما کلینوپیروکسنهای SVMC در گسترة ترکیبی تولهایت جزیرههای کمانی و پهنههای پشتکمان جایابی شدهاند (شکل 9- D).
چ- خاستگاه
برپایة مقدار بالای Mg در کماتهایتها (MgO بیشتر از wt.% 30) و دمای فوران بسیار بالا، برخی پژوهشگران (Campbell et al., 1989) پیشنهاد کردهاند کماتهایتها از تنورههای گوشتهای بهطور نامعمول داغ سرچشمه گرفتهاند. برپایة این نظریه، مذابهای کماتهایتی در بخشهای مرکزی و داغتر تنورة گوشتهای و بازالتهای تولهایتی در بخش بالایی و سردتر تنوره پدید میآیند. این نظریه همچنین، حضور همزمان کماتهایتهای تهیشده از Al یا ADKs (Aluminium- Depleted Komatiites) و کماتهایتهای تهینشده از Al یا AUKs (Aluminium- Undepleted Komatiites) را که در باربرتون چالش سنگزایی کماتهایتها شمرده شده است، توضیح میدهد.
این حضور همزمان نشان میدهد هر دو گروه ADKs و AUKs از یک تنورة گوشتهای همانند سرچشمه گرفتهاند. دربرابر الگوی تنورة گوشتهای، برخی پژوهشگران دیگر (Parman et al., 2001; Grove et al., 1994) الگوی ذوب مرطوب (wet-melting) را برای پیدایش ماگمای کماتهایتی پیشنهاد کردهاند. برپایة الگوی ذوب مرطوب، کماتهایتها ماگماهای آبداری هستند که در دماهای نهچندان بیشتر از دمای گوشتة بالایی میزبان پدید آمدهاند (Arndt et al., 2008). این نظریه، پیدایش کماتهایتها از راه ذوب آبدار (hydrous melting) و کمژرفای (shallow-level) گوة گوشتهای روی پهنة فرورانش را توضیح میدهد؛ اما به باور Arndt و همکاران (2008)، در شواهدی که برای پیشنهاد این الگو به آنها استناد شده است، تناقضها و تضادهای بسیاری دیده میشود. برای نمونه، این الگو برپایة تفسیرهای شکبرانگیزی از رخنمونهای کماتهایتی باربرتون پیشنهاد شده است که برپایة آن، کماتهایتهای باربرتون سنگهای آذرین درونی دانسته شدهاند. برپایة این نظریه، ماگماهای الترامافیک آبدار روی سطح زمین فوران نمیکنند و رخنمون آنها تنها بهصورت دایکها و سیلهای کم ژرفاست؛ اما Dann (2000) با تشریح کماتهایتهای حفرهای و همچنین، نقش پدیدة تورم در جایگیری کماتهایتها نشان داد کماتهایتهای باربرتون بهصورت گدازه در محیطی زیردریایی فوران کردهاند. از سوی دیگر، ویژگیهای زمینشیمیایی کماتهایتها آشکارا با ذوب کمژرفا در محیط فرورانش در تضاد هستند (Arndt et al., 2008). ترکیب شیمیایی بلورهای سازندة روانههای کماتهایتی نواحی SVMC و FC نیز نشاندهندة پیدایش آنها از تنورهای داغ و گوشتهای است. در بیشتر الگوهای زمینپویا (geodynamic)، سنگهای مجموعههای شاندیز- ویرانی- مشهد و فریمان بخشی از توالی افیولیتی دانسته شدهاند که نشاندهندة بقایای برجامانده از اقیانوس پالئوتتیس هستند. کنکاش در برخی مقالههایی که بهتازگی منتشر شدهاند نیز الگوهای زمینپویای نوین و متفاوتی برای این مجموعه سنگها پیشنهاد شدهاند.
به باور Shafaii Moghadam و همکاران (2015)، سنگهای افیولیتی مجموعة درهانجیر در آقدربند، ویژگیهای پهنههای سوپراسابداکشن را دارند و حاصل ذوب گوشته تعدیلشده در پهنههای فرورانش هستند. همچنین، سنگهای الترامافیک (با سرشت کماتهایتی) و بازالتهای مجموعههای مشهد و فریمان را به سن پرمین و بازتابی از نقش تنورهای گوشتهای میدانند. این نکته با بررسیهای Zanchetta و همکاران (2013) سازگاری دارد که نشان دادهاند مجموعههای آتشفشانی- رسوبی فریمان و درهانجیر در پهنة درونکمان و پشتکمان پدید آمدهاند. Li و همکاران (2018) نیز مجموعه سنگهای الترامافیک- مافیک مشهد را سرچشمهگرفته از یک تنورة گوشتهای در زمان بازشدن پالئوتتیس میدانند. ازآنجاییکه سن بازشدن پالئوتتیس در شمالخاوری ایران، اردوویسین- سیلورین بوده است (Derakhshi et al., 2017)، آنها سن پالئوزوییک پایانی برای این سنگها را رد میکنند؛ اما این روانههای الترامافیک- مافیک با رسوبهای دوره پرمین درهمآمیخته هستند و در برخی روانهها نیز مرزهای بسیار آشکاری دیده میشود. به باور Topuz و همکاران (2018)، مجموعة سنگهای الترامافیک- مافیک فریمان از خاستگاهی همانند خاستگاه OIB-MORBs و بدون تاثیرپذیری از پهنة فرورانش و مواد پوستهای فلسیک سرچشمه گرفتهاند. اما برپایة بررسیهای دقیق صحرایی، چینهنگاری درونی و کانی شیمی این دسته از سنگها، باور این نوشتار بر اینست که:
1- این سنگها دربردارندة روانههای کماتهایتی جدایشیافته و جدایشنیافته هستند؛
2- در حقیقت، سیلها و دایکهای دیابازیی که Topuz و همکاران (2018) در فریمان شناسایی کردهاند و یا پیکروبازالتهایی که Li و همکاران (2018) در مشهد شناسایی کردهاند، بخشهای جدایشیافته گابرویی- دلریتی این کماتهایتها هستند. این سنگها در همة رخنمونهای بررسیشده در بخش بالایی روانههای کماتهایتی جای دارند و با لایة پریدوتیت زیرین مرز تدریجی و پهنة گذار دارند؛
3- پیدایش ماگماهای مادر کماتهایتی در تنورههای داغ گوشتهای را همگان پذیرفتهاند و بررسیهای سنگشناسی تجربی نیز درستی این نکته را نشان دادهاند (Green, 1975; Campbell et al., 1989; Ohtani et al., 1989; Nisbet et al., 1993; Arndt, 2003; Arndt et al., 2008; Sun and Nesbitt, 1978; Herzberg et al., 2007; Herzberg and O’Hara, 1998; Herzberg and Gazel, 2009; Sossi et al., 2016)؛ اما در شمالخاوری ایران همراهی سنگهای کماتهایتی با رسوبهای پدیدآمده در کمانهای آتشفشانی، بازالتها، آندزیتها و تودههای گرانیتوییدی وابسته به پهنههای فرورانش (گرانیتوییدهای مشهد) چالشبرانگیز است.
برای توضیح این دوگانگی، شاید برخورد یک تنورة گوشتهای با پهنة فرورانش مشهد- فریمان، پیشنهاد خوبی باشد. تعامل تنوره- کمان چهبسا بهترین الگوی زمینپویا برای همراهی سنگهای پدیدآمده در تنورة گوشتهای و سنگهای وابسته به پهنههای فرورانش در شمالخاوری ایران باشد (شکل 10).
شکل 10- الگوی شماتیک زمینپویا و سنگزایی روانههای کماتهایتی در مناطق SVMC و FC
با بررسی چینهنگاری مجموعه فریمان، Zanchetta و همکاران (2013) رخسارههای همراه و تکامل چینهای مجموعه فریمان را بازتابی از محیطی دریایی در محلی نزدیک به کمانی آتشفشانی دانستهاند. Wilmsen و همکاران (2009) نیز برپایة دادههای چینهنگاری و زمینساختی، مجموعه شاندیز- ویرانی- مشهد را محیط فرورانشی دانستهاند. در مجموعههای شاندیز- ویرانی- مشهد و فریمان، درهمآمیختن روانههای بالشی الترامافیک- مافیک با رسوبهای توربیدایتی دریایی و تأثیرپذیری دمایی رسوبهای زیر روانهها، نشاندهندة فوران این روانهها در محیط وابسته به پهنة فرورانش است. در نمودارهای گوناگون، دادههای شیمیایی کانی کروماسپینلهای این گدازههای کماتهایتی نیز در گسترة مشترک سنگهای وابسته به تنورة گوشتهای و پهنههای فرورانش جای گرفتهاند. همانند کروماسپینلها، ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنها نیز ویژگیهای دوگانه و مشترک هر دو محیط را نشان میدهد. در درجة اول، آنها سرشت غیرکوهزایی دارند که با خاستگاه تنورة گوشتهای سازگار است. در نمودار TiO2+Cr2O3 دربرابر Al2O3، نیز همة کلینوپیروکسنها در گسترة ترکیبی مشترک پهنههای پشتکمان و N-MORB جای گرفتهاند و این نکته خاستگاه گوشتهای آنها را نشان میدهد؛ مگر کلینوپیروکسنهای پهنة گابرویی کماتهایتهای مجموعة شاندیز- ویرانی- مشهد که در گسترة تولهایت جزیرههای کمانی جای گرفتهاند (این پدید پیامد میزان کمتر Cr2O3 در این پهنه است؛ زیرا Cr2O3 به شکل کروماسپینل پیشتر بههمراه الیوین در پهنههای پریدوتیتی انباشتی روانهها انباشته شده است). در نمودار سهتایی TiO2-SiO2/100-Na2O برای شناسایی پهنة زمینساختی، کلینوپیروکسن ویژگیهای زمینشیمیایی جالبتری نشان میدهد. در این نمودار، کماتهایتهای جدایشیافته مجموعههای شاندیز- ویرانی- مشهد و فریمان در گسترة ترکیبی تنورههای گوشتهای تا گسترة ترکیبی SSZ جای گرفتهاند. نکته جالب دربارة کلینوپیروکسنهای کماتهایتهای جدایشنیافته فریمان، میزان TiO2 بالاتر آنهاست و اینکه همگی در گسترة ترکیبی تنورههای گوشتهای جای گرفتهاند. این دسته از کلینوپیروکسنها مقدارهای Al2O3 بسیار بالاتری دارند. این نکته احتمالاً نشاندهندة نبود دخالت پهنة فرورانش در محل خاستگاه آنهاست؛ اما بیگمان، آمفیبول جالبترین کانی در کماتهایتهای بررسیشده است. آمفیبول ماگمایی نخستین در برخی روانههای کماتهایتی مشهد و فریمان چهبسا نشانة با اهمیت دیگری است که وابستگی این سنگها با پهنههای فرورانش را نشان میدهد. برپایة بررسی فازهای تعادلی تجربی (Experimental phase equilibria) در سیستمهای الترابازیک (Johnson et al., 1991) برای پیدایش آمفیبولهای هیدروکسیکلسیک به مقدار H2O ~ 3-4 و یک فشار کمینة 500- 800 بار برای محلول ماندن H2O در مذاب نیاز است. هرچند دیدن آمفیبولهای مشابه در برخی بازالتها نشان میدهد آمفیبول در سنگهای آتشفشانی نیز پدید میآید (Dick, 1982). برپایة بررسی فازهای تعادلی تجربی، Stone و همکاران (1997) مقدار H2O مذابهای نخستین کماتهایتی را نزدیکبه 2/1 درصد برآورد کردهاند و یادآوری میکنند H2O در مذاب نخستین چهبسا نشاندهندة جذب و هضم مواد پوستهای (Huppert and Sparks, 1985) و/یا ذوببخشی گوشته در شرایط آبدار (Inoue, 1994) است. البته باید بهیاد داشت بیشتر کماتهایتها در بخشهای مشهد و فریمان، کانیهای هیدروماگمایی ندارند. ازاینرو، نسبتدادن همة مذابهای کماتهایتی این بخشها به ذوب گوشتة آبدار بسیار دشوار است. ازاینرو، گمان میرود در سنگهای بررسیشده آلایش مذاب با مواد پوستهای، نقش بسیار پررنگتری داشته است. جذب و هضم مواد پوستهای بهصورت محلی رخ میدهد؛ بهگونهایکه در یک توالی کماتهایتی سنگهای آلایشیافته و آلایشنیافته با مواد پوستهای را با هم دیده میشود. این فرضیه دربارة توالی کماتهایتی بررسیشده صادق است؛ زیرا بررسیهای ایزوتوپی که بهصورت جسته و گریخته روی این سنگها انجام شده است، وجود هر دو گروه از سنگهای آلایشیافته و آلایشنیافته را نشان میدهد (Shafaii Moghadam et al., 2015; Topuz et al., 2018). بررسیهای انجامشده روی دیگر توالیهای کماتهایتی جهان نیز نشان میدهند برخی مذابهای کماتهایتی در یک توالی ماگمایی، بیآب و برخی دیگر آبدار باشند. درست همانند حضور همزمان کماتهایتهای تهیشده از Al و تهینشده از Al که در یک توالی کماتهایتی دیده میشوند. ازاینرو، برپایة شواهد و مدارک یادشده، الگوی برخورد یک تنورة گوشتهای با پهنة فرورانش مشهد- فریمان در پالئوزوییک پایانی (پرمین) بهخوبی تنوع سنگی با ویژگیهای زمینشیمیایی گوناگون در این منطقه را توضیح میدهد. گفتنی است در دوره پرمین، بخشهای جنوبباختری آسیا محل برخورد تنورههای گوشتهای فراوانی بوده است (مانند: کماتهایتها و پیکریتهای امیشان در جنوبباختری چین، کماتهایتهای زمیندرز سونگدا در میانمار و کماتهایتهای سازند چوهونگتاش در شمال هند) که شباهت بسیاری با مجموعههای شاندیز- ویرانی - مشهد و فریمان نشان میدهند.
برداشت
مجموعههای الترامافیک- مافیک شاندیز- ویرانی - مشهد و فریمان که پیشتر توالیهای افیولیتی زمین درز تتیس کهن دانسته شدهاند، ویژگیها و نشانههای صحرایی و سنگنگاری آشکاری از سرشت ماگماهای آذرین بیرونی و آمیخته با رسوبهای پالئوزوییک بالایی (کربونیفر- پرمین) و سرشت کماتهایتی دارند. افزونبراین، ترکیب شیمیایی کانیهای سازندة این سنگها که بازتابی از ترکیب مذاب مادر آنهاست، سرشت کماتهایتی و محیط زمینپویای محل برخاستن و برخورد یک تنورة گوشتهای داغ با پهنة فرورانش تتیس کهن در شمالخاوری ایران را نشان میدهد.
سپاسگزاری
این پژوهش در راستای انجام رساله دکتری، نگارندة نخست مقاله و با حمایتهای مالی و معنوی معاونت پژوهشی دانشگاه صنعتی شاهرود انجام شده است. ازاینرو، از آنها سپاسگزاری میشود. همچنین، از پروفسور کارلوس جی گاریدو و پروفسور کارول هیداس از گروه پترولوژی، زمینشیمی و ژئوکرونولوژی دانشگاه گرانادای اسپانیا برای انجام تجزیههای ریزکاو الکترونی و از داوران فرهیخته که پیشنهادهای ارزشمند آنها بهبود سطح علمی مقاله را بهدنبال داشته است، سپاسگزاریم.
)
