شیمی کانی و دماسنجی گدازه های اولترامافیک با منیزیم بالا (کماته ایت) شمال خاوری ایران: شواهدی از تعامل تنوره گوشته ای-کمان در پهنه فرورانش پالئوزوئیک بالایی مشهد- فریمان

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

در شمال خاوری ایران رخنمون هایی از سنگ های کماته ایتی وجود دارند که پیش از این به عنوان یک توالی افیولیتی آرمانی و مرتبط با بسته شدن اقیانوس تتیس کهن در نظر گرفته شده اند. بر اساس مطالعات دقیق صحرایی، روانه های کماته ایتی موجود در مجموعه های شاندیز- ویرانی- مشهدو فریمان، به صورت بین لایه ای با رسوبات توربیدایتی زیردریایی پالئوزوئیک بالایی (کربونیفر- پرمین) همراهی می شوند. این سنگ ها دارای طیف وسیعی از رخساره های آتش فشانی بوده و به لحاظ ویژگی های رخساره ای به سه گروه روانه های تفریق یافته، تفریق نیافته و گدازه های بالشی با انواع بافت های خروجی با زمینه شیشه ای و انباشتی و با کانی های اصلی الیوین، کروم اسپینل، کلینوپیروکسن و آمفیبول تقسیم بندی می شوند. در این مقاله با استناد به شواهدی روشن از ویژگی های صحرایی، پتروگرافی، چینه نگاری داخلی و کانی شیمی، سرشت کماته ایتی این مجموعه سنگ ها اثبات شده است. همچنین، برخورد یک تنوره گوشته ای با پهنه فرورانش اواخر پالئوزوئیک (پرمین) تتیس کهن در شمال خاوری ایران به عنوان عامل سنگ زادی درگیر در تشکیل ماگمای کماته ایتی درنظر گرفته شده است. این مدل می تواند به خوبی تنوع سنگی و ویژگی های متفاوت ژئوشیمیایی سنگ های مورد مطالعه را توجیه و تفسیر نماید.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineral chemistry and termometry of the high-Mg ultramafic lava flows (Komatiite), NE Iran: evidence of plume-arc interaction in the Upper Paleozoic Mashhad-Fariman subduction zone

نویسندگان [English]

  • Mohsen Mobasheri 1
  • Habibollah Ghasemi 2
  • Behnam Rahimi 3
  • Arash Gourabjiri-pour 4
1 Department of Petrology and Economic Geology, Faculty of Earthsciences, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran
2 Department of Petrology and Economic Geology- Faculty of Earthsciences- Shahrood University of Technology- Shahrood- Iran
3 Department of Geology, Faculty of sciences, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
4 Department of Geology, Faculty of Science, Open University, Miyane Branch, Miyane, Iran
چکیده [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]

  • Mineral Chemistry
  • Thermometry
  • Komatiite
  • Mashhad
  • Fariman
  • Iran

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<0.05 نیز طیفی از چرماکیت تا مگنزیوهورنبلند نشان می‌دهند. در رده‌بندی Leake و همکاران (1997)، بیشتر آمفیبول‏‌های ثانویه ترکیب مگنزیوهورنبلند تا اکتینولیت نشان می‌دهند. در این دسته از آمفیبول‏‌ها یک نمونه با ترکیب پارگازیت و یک نمونه با ترکیب ادنیت نیز دیده می‌‌شوند.

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.

 

 

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo- Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin 103: 983- 992.
Arai, S. (1987) An estimation of the least depleted spinel peridotite on the basis of olivine- spinel mantle array. Journal of Mineralogy and Geochemistry 8: 347- 354.
Arndt, N. (2003) Komatiites, kimberlites, and boninites. Journal of Geophysical Research 108(B6): 1- 11.
Arndt, N. T., Lesher, C. M. and Barnes, S. J. (2008) Komatiite. Cambridge University Press.
Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene compositions of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology 77: 165- 182.
Campbell, I. H., Griffiths, R. W. and Hill, R. I. (1989) Melting in an Archaean mantle plume: heads it's basalts, tails it's komatiites. Nature 339(6227): 697- 698.
Dann, J. C. (2000) The 3.5 Ga Komati Formation, Barberton Greenstone Belt, South Africa, part I: new map and magmatic architecture. South African Journal of Earth Sciences 103(1): 47- 68.
Derakhshi, M., Ghasemi, H., and Miao, L. (2017) Geochemistry and petrogenesis of Soltan Maidan basalts (E Alborz, Iran): Implications for asthenosphere- lithosphere interaction and rifting along the N margin of Gondwana. Journal of Chemie der Erde 77(1): 131-145.
Dick, H. J. B. (1982) The petrology of two- back- arc basins of the northern Philippine Sea. American Journal of Science 282(5): 644- 700.
Echeverria L. M. (1980) Tertiary or Mesozoic komatiites from Gorgona Island, Colombia: field relations and geochemistry. Contributions to Mineralogy and Petrology 73(3):253- 266.
Fang, N. and Niu, Y. (2002) Late Palaeozoic ultramafic lavas in Yunnan, SW China, and their geodynamic significance. Journal of Petrology 44(1): 141- 158.
Fleet, M. E. and MacRae, N. D. (1975) A spinifex rock from Munro Township, Ontario. Canadian Journal of Earth Sciences 12(6): 928- 939.
Franz, L. and Wirth, R. (2000) Spinel inclusions in olivine of peridotite xenoliths from TUBAF seamount (Bismarck Archipelago/Papua New Guinea): evidence for the thermal and tectonic evolution of the oceanic lithosphere. Contributions to Mineralogy and Petrology 140(3): 283- 295.
Ghazi, M., Hassanipak, A. A., Tucker, P. J. and Mobasher, K. (2001) Geochemistry and 40Ar- 39Ar ages of the Mashhad Ophiolite, NE Iran. Transactions, American Geophysical Union 82, 47.
Green, D. H. (1975) Genesis of Archean peridotitic magmas and constraints on Archean geothermal gradients and tectonics. Geology 3(1):15- 18.
Grove, T. L., Gaetani, G. A. and de Wit, M. J. (1994) Spinifex textures in 3.49 Ga Barberton Mountain Belt komatiites: evidence for crystallization of water bearing, cool magmas in the Archean. Eos, Transactions, American Geophysical Union 75: 354.
Hanski, E., Walker, R. J., Huhma, H., Polyakov, G. V., Balykin, P. A., Hoa, T. T. and Phuong, N. T. (2004) Origin of the Permian- Triassic komatiites, northwestern Vietnam. Contributions to Mineralogy and Petrology 147(4): 453- 469.
Herzberg, C. and Azimow, P. D. (2008) Petrology of some oceanic island basalts: PRIMELT2. XLS software for primary magma calculation. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 9 (9): 1- 25.
Herzberg, C. and Gazel, E. (2009) Petrological evidence for secular cooling in mantle plumes. Nature 458(7238): 619- 622.
Herzberg, C. and O’Hara, M. J. (1998) Phase equilibrium constraints on the origin of basalts, picrites, and komatiites. Earth Science Reviews 44(1- 2): 39- 79.
Herzberg, C., Asimow, P. D., Arndt, N., Niu, Y., Lesher, C. M., Fitton, J. G., Cheadle, M. J. and Saunders, A. D. (2007) Temperatures in ambient mantle and plumes: constraints from basalts, picrites and komatiites. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 8(2): 1- 34.
Hout, F., Hebert, R., Varfalvy, V., Beaudoin, G., Wang, C. S., Liu, Z. F., Cotten, J. and Dostal, J. (2002) The Beimarang melange (southern Tibet) brings additional constraints in assessing the origin, metamorphic evolution and obduction processes of the Yarlung Zangbo ophiolite. Journal of Asian Earth Sciences 21(3): 307- 322.
Huppert, H. E. and Sparks, R. S. J. (1985) Komatiites: Eruption and flow. Journal of Petrology 26(3): 694- 725.
Inoue, T. (1994) Effect of water on melting phase relations and melt composition in the system Mg2SiO4- MgSiO3- H2O up to 15 GPa. Physics of the Earth and Planetary Interiors 85(3- 4): 237- 263.
Johnson, M. C., Rutherford, M. J. and Hess, P. C. (1991) Chassigny petrogenesis: Melt compositions, intensive parameters and water contents of Martian (?) magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 55(1): 349- 366.
Kamenetsky, V. S., Crawford, A. J. and Meffre, S. (2001) Factors controlling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of associated olivine, Cr- spinel and melt inclusions from primitive rocks. Journal of Petrology 42(4): 655- 671.
Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G. and Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J. A., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Minerals and Mineral Names. Mineralogical Magazine 61(2): 295- 321.
Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo- volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59(1): 139- 154.
Li, X., Miao, L., Zhang, F., Ghasemi, H., Zhu, S. and Yang, S. (2018) Mashhad komatiitic rocks in NE Iran: Origin and implications for the evolution of the Paleo‐Tethyan Ocean. Geological Journal 53: 1- 21.
Majidi, B. (1981) The ultrabasic lava flows of Mashhad, North East Iran. Geological Magazine 118(1): 49- 58.
Mirnejad, H., Lalonde, A. E., Obeid, M., Hassanzadeh, J. (2013) Geochemistry and Petrogenesis of Mashhad Granitoids: An Insight in to The Geodynamic History of the Paleo- Tethys in Northeast of Iran. Lithos 170- 171(6): 105- 116.
Moafpourian, G., Pourmoafi, M., Vosughi Abedini, M. and Emami, M. H. (2009) The study of disequilibrium textures and mineral chemistry in ultramafic - mafic rock suite East of Fariman, NE Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 17(1): 109- 132.
Mobasheri, M., Ghasemi, H., Garrido, C. J., Rahimi, B., Hidas, K., Gourabjiri-Pour, A. and Marchesi, C. (2018) The origin and importance of magmatic amphiboles in petrogesis ofkomatiites in the Mashhad and Fariman Complexes: A new insight on the paleotethys geodynamic in Northeast Iran. 26th Samposium of Crystallography and Mineralogy of Iran (SCMI), Qazvin, Iran.
Mobasheri, M., Ghasemi, H., Rahimi, B. and Rostami- Hossuri, M. (2019) Skeletal, Spinifex and Harrisitic Textures in Upper Paleozoic Komatiitic Sills and Lavas from Mashhad- Virani Complex, NE Iran. Journal of Economic Geology 11(2): 237-255 (in Persian).
Mukherjee, R., Mondal, S. K., Rosing, M. T. and Frei, R. (2010) Compositional variations in the Mesoarchean chromites of the Nuggihalli schist belt, Western Dharwar Craton (India): potential parental melts and implications for tectonic setting. Contributions to Mineralogy and Petrology 160(6): 865- 885.
Nesbitt, R. W. and Sun, S. S. (1976) Geochemistry of Archaean spinifex- textured peridotites and magnesian and low- magnesian tholeiites. Earth and Planetary Science Letters 31(3): 433- 453.
Nisbet, E. G., Martin, A., Bickle, M. J. and Orpen, J. L. (1993) The Ngezu Group: Komatiites, basalts, and stromatolites on continental crust. In:The Belingwe Greenstone Belt, Zimbabwe: A study of Archean continental crust (Eds. Bickle, M. J. and Nisbet, E. G.) Geological Society 2:121–165. Zimbabwe Spec.
Nisbet, R. W., Jahn, B. M. and Purvis, A. C. (1982) Komatiites: An early Precambrian phenomenon. Journal of Volcanology and Geothermal Research 14(1- 2): 31- 45.
Ohtani, E., Kawabe, I., Moriyama, J. and Nagata, Y. (1989) Partitioning of elements between majorite garnet and melt and implications for petrogenesis of komatiite. Contributions to Mineralogy and Petrology 103(3): 263- 269.
Parman, S., Grove, T. L. and Dann, J. (2001) The production of Barberton komatiites in an Archean subduction zone. Geophysical Research Letters 28(13): 2513- 2516.
Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69(3): 33–47.
Poldervaart, A. and Hess, H. H. (1951) Pyroxenes in the crystallization of basaltic magma. Journal of Geology 59(5): 472- 489.
Power, M. R., Pirrie, D., Andersen J. C. and Wheeler, P. D. (2014) Testing the validity of chrome spinel chemistry as a provenance and petrogenetic indicator. Geology 28(11):1027- 1030.
Putirka, K. D. (2008) Thermometers and barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69(1): 61- 120.
Rao, R. and Rai, H. (2007) Permian komatiites and associated basalts from the marine sediments of Chhongtash Formation, southeast Karakoram, Ladakh, India. Mineralogy and Petrology 91(3-4): 171- 189.
Robin-Popieul, C. C., Arndt, N. T., Chauvel, C., Byerly, G. R., Sobolev, A. V. and Wilson, A. (2012) A new model for Barberton komatiites: deep critical melting with high melt retention. Journal of Petrology 53(11): 2191- 2229.
Roeder, P. L. and Reynolds, I. M. (1991) Crystallization of chromite and chromium solubility in basaltic melts. Journal of Petrology 32(5): 909- 934.
Sengör, A. M. C. (1990) Plate Tectonics and Orogenic Research After 25 Years: A Tethyan Perspective. Earth- Science Reviews 27(1- 2): 1- 201.
Shafaii Moghadam, H., Li, X. H., Ling, X. X., Stern, R., Khedr, M. Z., Chiaradia, M., Gharbani, G., Arai, S. and Tamura, A. (2015) Devonian to Permian evolution of the Paleo- Tethys ocean: new evidence from Darrehanjir- Mashhad “ophiolites”, NE Iran. Gondwana Research 28(2): 781- 799.
Sheikholeslami, M. R. and Kouhpeyma, M. (2012) Structural analysis and tectonic evolution of the eastern Binalud Mountains, NE Iran. Journal of Geodynamics 61(1): 23- 46.
Sossi, P. A., Eggins, S. M., Nesbitt, R. W., Nebel, O., Hergt, J. M., Campbell, I. H., O’Neill, H., Kranendonk, M. V. and Davies, D. R. (2016) Petrogenesis and Geochemistry of Archean Komatiites. Journal of Petrology 57(1): 147- 184.
Stone, W. E., Deloule, E., Larson, M. S. and Lesher, C. M. (1997) Evidence for hydrous high- MgO melts in the Precambrian. Geology 25(2):143- 146.
Sun, S. S. and Nesbitt, R. W. (1978) Petrogenesis of Archean ultrabasic and basic volcanics: evidence from rare earth elements. Contributions to Mineralogy and Petrology 65(3): 301- 325.
Topuz, G., Hegner, E., Homam, S. M., Ackerman, L., Pfänder, J. A. and Karimi, H. (2018) Geochemical and geochronological evidence for a Middle Permian oceanic plateau fragment in the Paleo- Tethyan suture zone of NE Iran. Contributions to Mineralogy and Petrology 173 (81): 3- 23.
Van der Laan, S. R., Arculus, R. J., Pearce, J. A. and Murton, B. J. (1992) Petrography, mineral chemistry, and phase relations of the basement boninite series of site 786, Izu- Bonin Forearc. In: Proceedings of the ocean drilling program, (Eds. Fryer, P., Pearce, J. A., Stokking, L. B.) Scientific Results 125: 171- 201. College Station, Texas.
Wilmsen, M., Fürsich, F. T. and Taheri, J. (2009) The Shemshak Group (Lower- Middle Jurassic) of the Binalud Mountains, NE Iran: stratigraphy, facies and geodynamic implications. In: South Caspian to Central Iran Basins (Eds. Brunet, M. F., Wilmsen, M., Granath, J. W.) Special Publications 312: 175- 188. Geological Society, London, UK.
Zal, F., Tahmasbi, Z. and Ahmadi khalaj, A. (2018) The investigation of chemical composition of tourmalines in ‎biotite- muscovite granite of Mashhad. Iranian Journal of Petrology 7(4): 67- 88 (in Persian).
Zanchetta, S., Berra, F., Zanchi, A., Bergomi, M., Caridroit, M., Nicora, A. and Heidarzadeh, G. (2013) The record of the Late Palaeozoic active margin of the Palaeotethys in NE Iran: constraints on the Cimmerian orogeny. Gondwana Research 24(3- 4): 1237- 1266.