Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Faculty of sciences, University of Shahid Chamran, Ahvaz, Iran
2 Department of Geology, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Shahid Bahonar University of Kerman, kerman, iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
منطقة بررسیشده در شمالخاوری باتولیت الوند (در شمالباختری شهر همدان) و در کیلومتر 11 جاده همدان- کرمانشاه جای دارد و در پهنهبندی ساختاری ایران بخشی از پهنة سنندج- سیرجان بهشمار میرود (شکل 1- A). این منطقه از مجموعهای از سنگهای مافیک، حد واسط و فلسیک ساخته شده است که در کرتاسة آغازین و هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوستة ایران جایگیر شدهاند (Yang et al., 2018).
شکل 1- جایگاه جغرافیایی و زمینشناسی منطقة چشمه قصابان در: A) نقشة زمینشناسی ایران (برگرفته از Ghasemi و Talbot، 2006)؛ B) نقشة منطقة همدان و برپایة نقشههای 1:100000 همدان (Eghlimi, 2001; Yang et al., 2018)
سنگهای مافیک دربردارندة انواعی از سنگهای گابرویی (مانند: الیوینگابرونوریت، هورنبلندگابرو، بیوتیتگابرو) هستند. الیوینگابرونوریتها که از مهمترین این سنگها بهشمار میروند، فراوانی بالایی از ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن بههمراه الیوینهای با بافت کرونا و پلاژیوکلاز دارند. الیوین از کانیهای نخستین متبلورشده در سنگهای آذرین است که در دما و فشار بالا از ماگماهای مافیک (که از گوشتة بالایی سرچشمه میگیرند) پدید میآید. این کانی دارای سری محلول جامد کامل میان فورستریت و فایالیت است (de Haas et al., 2002, Sanfilippo et al., 2014). پیبردن به فرایند رشد الیوین و رابطة آن با دیگر کانیها اهمیت بالایی دارد و برپایة آن، به سازوکار رشد بلورها، تکامل ماگما و فرایندهایی که در آشیانة ماگمایی رخ میدهد پی برده میشود (Sanfilippo et al., 2014). پیدایش بافت کرونا پیرامون الیوینها نشاندهندة واکنش الیوینها با مذاب دربرگیرنده، پیش از سردشدن کامل و یا سیالهای پدیدآمده از آن پس از سردشدن بخش بزرگی از ماگماست. پژوهشگران برای بررسی شرایط دما و فشار (P-T) و شرایط تحکیم و تکامل ماگما پس از نفوذ به سنگکره به بررسی بافت کرونا بسیار اهمیت میدهند (de Haas et al., 2002). بافت کرونا و همچنین، دیگر بافتهای پدیدآمده از واکنش سابسالیدوس دربردارندة اطلاعاتی از شرایط دما و فشار هستند (Joanny et al., 1991) ازاینرو، پیبردن به فرایند رشد الیوین و پیدایش بافت کرونا اهمیت بالایی دارد.
پیروکسنها (بهویژه کلینوپیروکسن) نیز در شناخت جایگاه زمینشناسی و خاستگاه ماگما ارزشمند هستند. سنگهای منطقة چشمه قصابان پیش از این از دیدگاه سنگشناسی بررسی شدهاند (Sadeghian, 1999; Shahbazi et al., 2010; Yang et al., 2018)؛ اما ترکیب کانیشناسی آنها، بهویژه شرایط پیدایش بافت کرونا تاکنون مورد بررسی دقیق قرار نگرفته است.
هدف از بررسی پیش رو، تعیین ترکیب شیمیایی الیوینها و بررسی چگونگی پیدایش بافت کرونای پیرامون آنها و نیز شناسایی خاستگاه ماگمای سازندة الیوینگابرونوریتهای منطقة چشمه قصابان برپایة شیمی کانیهای پیروکسنِ آنهاست.
زمینشناسی منطقه
پهنة آذرین- دگرگونیِ سنندج- سیرجان با راستای شمالباختری- جنوبخاوری، بهترتیب با درازا و پهنای نزدیک به 1500 و 150کیلومتر، از پهنههای مهم سازندة ایران بهشمار میرود (شکل 1- A). این پهنه یکی از سه روند موازی است که کوهزاد زاگرس را میسازند (Mohajjel et al., 2003). این پهنه با دو گسل تبریز و نایین- بافت از ایران مرکزی (Ghazi and Moazzen, 2015) جدا میشود. در راستای جنوبباختری نیز با گسل اصلی زاگرس از ایران مرکزی جدا میشود. کوهزاد زاگرس پیامد فرورانش ورقة اقیانوسی نئوتتیس در کرتاسه پسین- پالئوسن زیرین به زیر ورقة ایران مرکزی است (Berberian and King, 1981). پیامد این فرورانش برای پهنة سنندج- سیرجان رویداد فرایندهای دگرگونی و ماگماتیسم بوده است (Mohajjel et al., 2003). در ردهبندی Eftekharnejad (1981)، پهنة سنندج- سیرجان در گلپایگان به دو بخش شمالی و جنوبی با ویژگیهای زیر ردهبندی شده است:
1- سنندج- سیرجان جنوبی که از سنگهای دگرریخت و دگرگونشده در تریاس میانی تا پایانی ساخته شده است؛
2- سنندج- سیرجان شمالی که دگرریختی آن در ژوراسیک روی داده است. این پهنه تودههای آذرین درونی بسیاری دارد که کمابیش 30 درصد آنها رخنمون پیدا کردهاند. از شمال به جنوب، تودههای آذرینِ شیدان- سیاهکوه سلماس، گوشچی، ارومیه، نقده- خلیفان- پاوه، پیرانشهر، مهاباد، بانه، شاهیندژ، سقز، تکاب، آلموقولاق، الوند، ملایر، بروجرد، الیگودرز و حسنربات گلپایگان از مهمترین این تودهها بهشمار میروند (Sepahi, 2008).
مجموعة آذرین درونی (پلوتونیک) الوند دربردارندة انواعی از سنگهای گرانیتوییدی (نوع S، I و A)، سنگهای حد واسط (مانند: دیوریت) و انواعی از سنگهای گابرویی است (Shahbazi et al., 2010; Aliani et al., 2012; Yang et al., 2018).
سنگهای گابرویی کمپلکس الوند بیشتر در چشمه قصابان (بخش بررسیشده در این پژوهش که در شمالخاوری این کمپلکس جای دارد) و همچنین، در جنوب الوند (سرابی) (Sepahi et al., 2013) رخنمون دارند.
برخی پژوهشگران (Shabazi et al., 2010; Mahmoudi et al., 2011; Yang et al., 2018) تودة آذرین الوند را سنسنجی کردهاند. در کل، آنها تزریق بخشهای گوناگون این تودة را از تریاس پسین تا کرتاسه آغازین دانستهاند. گابروهای منطقه چشمه قصابان نیز سنسنجی شدهاند. Shabazi و همکاران (2010) سن هورنبلندگابروها را 165 میلیون سال پیش بهدستآوردهاند؛ اما Yang و همکاران (2018) سن 130 میلوین سال پیش را برای آنها برآورد کردهاند. ازاینرو، گمان میرود این سنگها همگی به یکباره تزریق نشده باشند. تزریق این تودهها درون سنگهای دگرگونی ناحیهای (فلیتهای همدان) رخداد ذوببخشی و میگماتیتزایی و پیدایش گرانیتهای نوع S را بهدنبال داشته است (Saki et al., 2012).
در منطقة چشمه قصابان نیز همبری گرانیتوییدهای نوع S با گابروها بهخوبی دیده میشود (شکل 2). رویداد گرانیتوییدهای نوع S (Aliani et al., 2012) در مرز گابروها (شکل 2) نشاندهندة تأثیر ذوببخشی در پیدایش آنها، در پی نفوذ ماگماهای مافیک داغ در شیستهای منطقه است. منطقهبندی تقریبی از دیگر ویژگیهای این سنگها بهشمار میرود؛ بهگونهایکه هورنبلندگابروها و بیوتیتگابروها در حاشیه جای دارند و بهسوی بخش داخلی با الیوینگابرونوریتها جایگزین میشوند. هرچند این منطقهبندی همواره واضح نیست و در بیشتر موارد زیر رسوبهای واریزهای پنهان شده است. این منطقهبندی چهبسا نشانة تبلور مرحلهای این سنگها در یک آشیانة ماگمایی است (مانند: El-Rahman و همکاران، 2012).
شکل 2- شواهد صحرایی از ارتباط سنگهای مافیک و فلسیک منطقة چشمه قصابان (دید رو به شمال)
روش انجام پژوهش
برای بررسی کانیشناسی روی الیوینگابرونوریتهای منطقة چشمه قصابان، هنگام بازدیدهای صحرایی انجامشده شمار 50 نمونه از بخشهای گوناگون این سنگها برداشت شد. پس از تهیة مقاطع نازک، این سنگها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. از میان این نمونهها شمار 5 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای بررسی شیمی کانیها برگزیده شد و برای انجام تجزیة شیمیایی به روش ریزکاو الکترونی به دانشگاه پوتسدام آلمان فرستاده شد. نمونهها با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL JXA-8200 در ولتاژ 20کیلوولت، باریکة جریان 20 نانومتر، قطر باریکهای برابربا 1 میکرومتر و بیشینة زمان شمارش برابربا 20 ثانیه تجزیه شدند (جدول 1). برای بررسی تغییرات شیمیایی الیوینهای با بافت کرونا، شمار 15 نقطه در پروفیلهایی از مرکز بهسوی حاشیه تجزیه شد. همچنین، ارتوپیروکسنها و آمفیبولهای حاشیهای نیز تجزیه شدند. افزونبراین، کلینوپیروکسنها و پلاژیوکلازهای زمینة سنگ نیز تجزیه شدند. سپس دادههای بهدستآمده تجزیه و تحلیل شدند. نتایج آنها در ادامه آورده میشوند.
جدول 1- مقدار اکسیدهای اصلی و کاتیون آنها در کانیهای سازندة الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Ol: الیوین؛ Opx: ارتوپیروکسن؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Amp: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ نمادِ * نشاندهندة ارتوپیروکسنهای بافت کروناست)
|
Mineral Type |
Olivine |
Orthopyroxene |
||||||||
|
Point No. |
rim |
middle |
core |
rim |
middle |
core |
Opx1 |
Opx2 |
Opx3* |
Opx4* |
|
SiO2 |
37.96 |
38.46 |
38.72 |
37.61 |
37.88 |
38.33 |
53.93 |
53.45 |
55.56 |
56.01 |
|
TiO2 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.04 |
0.01 |
0.03 |
0.04 |
0.05 |
0.02 |
|
Al2O3 |
0.02 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.01 |
0.03 |
0.22 |
0.42 |
0.36 |
0.25 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
15.89 |
16.81 |
|
FeO |
24.70 |
22.22 |
21.45 |
25.89 |
22.28 |
21.16 |
17.79 |
18.26 |
0.43 |
0.44 |
|
MnO |
0.32 |
0.33 |
0.27 |
0.35 |
0.31 |
0.30 |
0.48 |
0.52 |
0.01 |
0.03 |
|
MgO |
37.69 |
39.57 |
40.33 |
37.18 |
39.15 |
40.20 |
27.93 |
27.30 |
28.52 |
28.34 |
|
CaO |
0.08 |
0.02 |
0.07 |
0.01 |
0.00 |
0.26 |
0.14 |
0.43 |
0.32 |
0.11 |
|
Na2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
|
K2O |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
|
Total |
100.75 |
100.61 |
100.89 |
101.03 |
99.69 |
100.29 |
100.54 |
100.43 |
101.16 |
102.03 |
|
Oxygen No. |
4 |
4 |
4 |
4 |
4 |
4 |
6 |
6 |
6 |
6 |
|
Si |
0.99 |
0.99 |
0.99 |
0.99 |
0.99 |
0.99 |
1.94 |
1.93 |
1.98 |
1.98 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.44 |
0.50 |
|
Fe3+ |
0.54 |
0.48 |
0.46 |
0.57 |
0.49 |
0.46 |
0.11 |
0.12 |
0.04 |
0.03 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.42 |
0.43 |
0.01 |
0.01 |
|
Mn |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg |
1.47 |
1.52 |
1.54 |
1.45 |
1.52 |
1.55 |
1.50 |
1.47 |
1.52 |
1.50 |
|
Ca |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
|
Na |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
3.01 |
3.01 |
3.01 |
3.01 |
3.01 |
3.02 |
4.00 |
4.00 |
4.01 |
4.01 |
|
Forsterite |
72.87 |
75.77 |
76.80 |
71.64 |
75.55 |
76.95 |
|
|
|
|
|
Fayalite |
26.78 |
23.87 |
22.91 |
27.98 |
24.11 |
22.72 |
|
|
|
|
|
Tephroite |
0.35 |
0.36 |
0.29 |
0.38 |
0.34 |
0.33 |
|
|
|
|
|
Enstatite |
|
|
|
|
|
|
77.8 |
76.82 |
72.83 |
75.17 |
|
Ferrosilite |
|
|
|
|
|
|
22.2 |
22.09 |
26.95 |
24.21 |
|
Wollastonite |
|
|
|
|
|
|
0.00 |
1.09 |
0.22 |
0.62 |
جدول 1- ادامه
|
Amp * |
Pl |
Cpx |
Mineral Type |
||||||
|
46.59 |
44.37 |
47.22 |
52.70 |
52.85 |
52.63 |
51.86 |
51.42 |
52.15 |
SiO2 |
|
2.35 |
2.36 |
2.59 |
0.04 |
0.084 |
0.05 |
0.81 |
0.73 |
0.72 |
TiO2 |
|
9.17 |
11.10 |
9.04 |
31.45 |
31.54 |
31.83 |
3.43 |
3.56 |
3.36 |
Al2O3 |
|
13.68 |
15.27 |
9.23 |
0.05 |
0.13 |
0.13 |
6.96 |
5.14 |
5.46 |
FeO |
|
0.19 |
0.21 |
0.13 |
0.00 |
0.00 |
0.001 |
0.20 |
0.16 |
0.15 |
MnO |
|
- |
- |
- |
- |
- |
- |
0.45 |
0.64 |
0.68 |
Cr2O3 |
|
13.22 |
11.75 |
15.99 |
0.00 |
0.00 |
0.001 |
14.84 |
15.75 |
15.53 |
MgO |
|
11.70 |
11.78 |
11.82 |
12.966 |
12.96 |
13.10 |
22.19 |
22.93 |
22.50 |
CaO |
|
2.05 |
1.92 |
2.08 |
4.06 |
3.98 |
3.92 |
0.73 |
0.47 |
0.58 |
Na2O |
|
0.57 |
0.90 |
0.57 |
0.04 |
0.01 |
0.024 |
0.03 |
0.04 |
0.01 |
K2O |
|
99.59 |
99.69 |
98.72 |
101.35 |
101.55 |
101.68 |
101.51 |
100.87 |
101.17 |
Total |
|
23 |
23 |
23 |
8 |
8 |
8 |
6 |
6 |
6 |
Oxygen No. |
|
6.73 |
6.73 |
6.74 |
9.42 |
9.42 |
9.38 |
1.90 |
1.88 |
1.89 |
Si |
|
0.26 |
0.26 |
0.28 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
Ti |
|
1.57 |
1.897 |
1.52 |
6.63 |
6.63 |
6.68 |
0.15 |
0.15 |
0.14 |
Al |
|
1.307 |
1.57 |
1.292 |
- |
- |
- |
0.10 |
0.12 |
0.10 |
AlIV |
|
0.246 |
0.33 |
0.223 |
- |
- |
- |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
AlVI |
|
1.373 |
1.487 |
0.860 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.130 |
0.06 |
0.10 |
Fe2+ |
|
0.270 |
0.364 |
0.237 |
- |
- |
- |
0.085 |
0.08 |
0.05 |
Fe3+ |
|
0.02 |
0.02 |
0.02 |
- |
- |
- |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
- |
- |
- |
- |
- |
- |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
Cr |
|
2.56 |
2.85 |
3.40 |
- |
- |
- |
0.81 |
0.85 |
0.84 |
Mg |
|
1.84 |
1.81 |
1.81 |
2.48 |
2.48 |
2.50 |
0.87 |
0.89 |
0.88 |
Ca |
|
0.54 |
0.58 |
0.58 |
1.41 |
1.38 |
1.35 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
Na |
|
0.17 |
0.11 |
0.10 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
00 |
0.002 |
0.00 |
K |
|
15.65 |
15.57 |
15.55 |
19.97 |
19.94 |
19.969 |
4.03 |
4.03 |
4.02 |
Total |
|
0.67 |
0.63 |
0.8 |
|
|
|
|
|
|
Mg/ (Mg+Fe2+) |
|
|
|
|
|
|
|
28.97 |
30.04 |
29.99 |
YPT * |
|
|
|
|
|
|
|
38.45 |
38.29 |
38.49 |
XPT ** |
|
|
|
|
|
|
|
79.16 |
84.52 |
83.52 |
100*(Mg/Mg+Fe) |
|
|
|
|
|
|
42.67 |
44.77 |
44.58 |
Enstatite |
|
|
|
|
|
|
|
11.48 |
8.40 |
9.01 |
Ferrosilite |
|
|
|
|
|
|
|
|
45.85 |
46.82 |
46.41 |
Wollastonite |
|
|
|
|
36.12 |
35.69 |
35.08 |
|
|
|
Albite |
|
|
|
|
63.60 |
64.21 |
64.78 |
|
|
|
Anorthite |
|
|
|
|
0.29 |
0.10 |
0.14 |
|
|
|
Orthoclase |
* XPT= 0.446 SiO2 + 0.187 TiO2- 0.404 Al2O3 + 0.346 FeOT- 0.052 MnO + 0.309 MgO + 0.431 CaO- 0.446 Na2O
** YPT=- 0.369 SiO2 + 0.535 TiO2- 0.317 Al2O3 + 0.323 FeOT+ 0.235 MnO- 0.516 MgO- 0.167 CaO- 0.153 Na2O
سنگنگاری
بررسیهای میکروسکوپی نمونههای گردآوریشده نشان میدهند کلینوپیروکسن (نزدیک به 30 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (نزدیک به 30 درصدحجمی)، الیوین (نزدیک به 25 درصدحجمی)، و پلاژیوکلاز (نزدیک به 10درصدحجمی) از کانیهای اصلی سازندة الیوینگابرونوریتها هستند. آمفیبول، آپاتیت و کانیهای کدر از کانیهای فرعیِ آنها هستند که رویهمرفته کمتر از 5 درصدحجمی سنگ را دربر میگیرند. این سنگ از دانههای پیروکسن و الیوینِ کمابیش هماندازه و نیمهشکلدار تا بیشکل ساخته شدهاند که فضای میان آنها با پلاژیوکلاز پر شده است. بافت آنها در کل همانند بافتهای کومولایی (انباشتهای) است (شکل 3)؛ اما گاه در جاییکه الیوینها درشتتر هستند، بافت پورفروییدی نیز دیده میشود.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان. Α، B) بافت بیشکل گرانولار تا نیمهشکلدار گرانولار ساختهشده از کانیهای الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز. هم بعدبودن و شکل دانهها شبیه به بافتهای کومولایی است. جانشینی کلینوپیروکسن توسط مگنتیت در تصویر مشخص است؛ C، D) بافت کرونای چندلایه پیرامون درشتبلور الیوین در کنار پلاژیوکلاز. نخستین لایه از ارتوپیروکسن ساخته شده است و سپس روی آن یک لایه آمفیبول پدید آمده است؛ E، F) جانشینی درشتبلورهای ارتوپیروکسنها با آمفیبول در حاشیه (همه تصویرها در XPL هستند، مگر تصویر C که در PPL است. نام اختصاری کانیها برگرفته از: Whitney و Evans (2010) هستند: Amp: آمفیبول؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Ol: الیوین؛ Opx: ارتوپیروکسن؛ Pl: پلاژیوکلاز
بافت کرونا دیگر بافت بسیار مهم و شاخص در پیرامون الیوینها و میان آنها با پلاژیوکلازهاست (شکلهای 3- C و 3- D). در این بخشها، الیوینها با حلقهای از ارتوپیروکسن دربر گرفته شدهاند. ارتوپیروکسن نیز در حاشیه بیرونی خود با آمفیبولهایی به رنگ سبز کمرنگ تا قهوهای همرشدی نشان میدهد (شکلهای 3- C و 3- D). پیدایش این حلقهها در پیرامون الیوین از یک سو، نشاندهندة واکنش آن با مذاب و سیالهای بجامانده از تبلور کانیهای مافیک است و از سوی دیگر، واکنش میان الیوین و پلاژیوکلاز برای پیدایش بافت کرونا را آشکار میسازد. افزونبر بافت کرونا، ارتوپیروکسنها در زمینة سنگ نیز یافت میشوند. این کانیها برپایة رنگ تداخلی سری اول بهخوبی از الیوینها شناخته میشوند. در پیرامون ارتوپیروکسنهای زمینه نیز گاة حاشیهای از آمفیبول بهچشم میخورد (شکلهای 3- E و 3- F). کلینوپیروکسن بهصورت بلورهای نیمهشکلدار تا بیشکل و بیرنگ با رنگ تداخلی زرد و نارنجی سری دوم و خاموشی میانگین نزدیک به 43 درجه در نمونهها دیده میشوند. در نمونهها دگرسانشده، کلینوپیروکسنها تا اندازهای با آمفیبول جایگزین شدهاند و ازاینرو، ویژگیهای نوری آنها تحتتأثیر قرار گرفته است. پلاژیوکلاز نیز بهصورت بلورهای نیمهشکلدار تا شکلدار در این سنگها یافت میشوند و بیشتر آنها فضای میان دانهای الیوین و پیروکسنها را پر میکنند (شکلهای 3- A و 3- B). در برخی الیوینها فرایند ایدنگزیتیشدن دیده میشود. به باور Donaldson و Henderson (1998)، این فرایند در بخشهایی از الیوینها رخ میدهد که مقدار فایالیت آنها بیشتر از 50 درصد باشد.
شیمی کانی
الیوین
فرمول کلی الیوینها X2SiO4 است که در آن، Mn، Fe، Mg و Ca جایگزین X میشوند. افزونبراین، در سازندة پایانیِ سری محلول جامدِ سرشار از Mg (فورستریت) فلزهایی مانند Cr و Ni نیز به اندازة بسیار اندک (در حد ppm) جایگزین میشوند (King, 2009). داده های تجزیه شیمیایی الیوینها و مقدار سازنده های پایانی آنها در جدول 1 آورده شدهاند. فرمول ساختاری الیوینها برپایة 4 اتم اکسیژن بهدست آورده شده است. فورستریت (XFo) آنها از 71 تا 77 درصد و فایالیت (XFa) آنها از 22 تا 28 درصد متغیر است. محتوای تفروییت کم است (29/0 – 35/0 = XTp)، زیرا مقدار منگنز در این نمونهها کم است. برپایة مقادیر سازندههای پایانی، همة نقاط تجزیهشدة الیوینها در محدوده مرزی میان گونة کریزولیت و هیالوسیدریت جای دارند (شکل 4- A)؛ اگرچه پروفیلهای شیمیایی تهیهشده از مرکز به حاشیه این الیوینها نشاندهندة غنیتربودن مرکز بلورها از Mg نسبت حاشیههای آنهاست (شکل 5). به گفتة دیگر، بهسوی مرکز بر مقدار فورستریت الیوینها افزوده میشود. این ویژگی نشان میدهد این الیوینها منطقهبندی شیمیایی عادی دارند. هستهها در دماهای بیشتر پدید آمده و سرشار از منیزیم شدهاند و در بخشهای حاشیهای که در دماهای کمتر پدید آمدهاند، بر مقدار فایالیت افزوده میشود. البته XFo چهبسا در حضور پلاژیوکلاز دستخوش تغییر میشود؛ بهگونهایکه الترامافیکهای بی پلاژیوکلاز، الیوینهای با XFo 85 تا 87 درصد دارند. بههر روی، در پی انتشار سریع عنصرهای اصلی و فرعیِ آهن، منیزیم و نیکل، الیوینهایِ نفوذیهای مافیک- الترامافیک زونینگ بسیار شدیدی نشان نمیدهند (Xing et al., 2017).
شکل 4- ترکیب کانیهای سازندة الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابانهمدان در نمودارهای ردهبندی: A) الیوینها (Corneils and Cornelius, 1985)؛ B) پیروکسنها (Wo-En-Fs) (Morimoto, 1988)؛ C) آمفیبولها (Leake et al., 1997)؛ D) فلدسپارها (Deer et al., 1992)
پیروکسنها
دادههای تجزیة شیمیایی پیروکسنها و فرمول ساختاری بهدستآمدة آنها برپایة 6 اتم اکسیژن در جدول 1 آورده شدهاند. ارتوپیروکسنهای تجزیهشده در بافت کرونا با نماد ستاره نمایش داده شدهاند. ارتوپیروکسنهای زمینه و کرونا گاه با یکدیگر تفاوت دارند. برای نمونه، ارتوپیروکسنهای کرونا آلومینیم بیشتر و آهن کمتری نسبت به زمینه دارند؛ هرچند این ویژگی تأثیر چندانی روی محتوای سازندههای پایانی آنها ندارد (جدول 1). میزان منیزیم در همة ارتوپیروکسنها بیشتر از آهن آنهاست و محتوای سازندة پایانیِ انستاتیت و فروسیلیت آنها بهترتیب از 47 تا 71 و 24 تا 27 درصد تغییر میکند. ازاینرو، ترکیب این کانیها در نمودار ردهبندی پیروکسنها در محدودة پیژونیت جای میگیرد (شکل 5- B). همة کلینوپیروکسنهای تجزیهشده از نوع کلسیک هستند و CaO آنها برابربا 22 تا 24 درصدوزنی است (جدول 1). این کانیها نیز محتوای منیزیم بالاتری نسبت به آهن دارند. مقدار سازندههای پایانیِ ولاستونیت، انستاتیت و فرووسیلیت آنها بهترتیب برابربا 46 تا 48، 40 تا 46 و 5 تا 11 درصد است و ازاینرو، در نمودار ردهبندی پیروکسنها در محدودة دیوپسید جای میگیرند (شکل 5- B).
شکل 5- A، B) تصویر SEM از الیوین با بافت کرونا در الیوینگابرونوریتهای منطقة چشمه قصابان (خط سفیدرنگ مسیر تجزیة پروفیل را نشان میدهند)؛ C، D) پروفیلهای شیمیایی از مرکز بهسوی حاشیه در الیوینهای بررسیشده
آمفیبول
دادههای تجزیة شیمیایی آمفیبولها در جدول 1 آورده شدهاند. همة آمفیبولهای تجزیهشده در این پژوهش از بیرونیترین بخش بافت کرونا برگزیده شدهاند (شکل 3- A). فرمول ساختاری آمفیبولها برپایة 23 اکسیژن و 13 کاتیون بهدست آمده و بهنجار شده است. دادههای بهدستآمده نشان میدهند مقدار Ca در جایگاه ساختاری B این آمفیبولها بیشتر از 5/1 است و ازاینرو، در گروه آمفیبولهای کلسیک بهشمار میروند (Hawthorne and Oberti, 2007). از سوی دیگر، در این آمفیبولها مقدار منیزیم از مقدار آهن فزونی دارد؛ ازاینرو، در نمودار ردهبندی آمفیبولها در محدودة منیزیوهورنبلند جای میگیرند (شکل 4- D).
پلاژیوکلاز
ترکیب شیمیایی برخی پلاژیوکلازهایِ الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان و فرمول ساختاری آنها (برپایة 8 اتم اکسیژن) در جدول 1 آورده شده است. پلاژیوکلازهای این منطقه ترکیب لابرادوریت دارند (شکل 4- E) و در ترکیب شیمیایی این پلاژیوکلازها، مقدار CaO برابربا 96/12 تا 10/13 درصدوزنی، Na2O برابربا 92/3 تا 06/4 درصدوزنی، Al2O3 برابربا 45/31 تا 83/31 درصدوزنی و K2O برابربا 024/0 تا 04/0 درصدوزنی است (جدول 1). همچنین، درصد میزان آب با میزان آنورتیت رابطة مستقیم دارد؛ بهگونهایکه هرچه میزان آب بیشتر باشد میزان آنورتیت افزایش مییابد (Zhang and Luttge, 2008)
بحث
الف- رخداد بافت کرونای الیوین- ارتوپیروکسن- هورنبلند
بافت کرونا در سنگهای دگرگونی و آذرین پدید میآید (Helmy et al., 2008; Gallien et al., 2012,). در گذشته، بررسیهای بسیاری روی خاستگاه بافت کرونای میان الیوین و پیروکسن در سنگهای آذرین انجام شده است که بررسیهای Helmy و همکاران (2008) یکی از آنهاست. در کل، گسترش بافت کرونا به نبود تعادل شیمیایی میان فازهای همزیست نسبت داده میشود. واکنشدهندهها دو فاز جامد (واکنش کانی- کانی) و یا یک فاز جامد و یک فاز مایع (واکنش جامد– مایع) هستند (Claeson, 1998). از دیرباز دو نظریه برای چگونگی رخداد این بافت پیشنهاد شده است:
1- پیدایش در شرایطسابسالوس که هنگام سردشدن پس از تبلور روی میدهد (مانند: Herz, 1951; Mongkoltip and Ashworth, 1983)؛
2- تبلور مستقیم از ماگما در پی واکنش با مذاب بجامانده (Joesten, 1986; Baltatzis Skounakis, 1990).
کرونای پیرامون الیوینها به دو صورت دیده میشود:
- کرونای خشک (anhydrous) (ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن)؛
- کرونای آبدار (hydrous) (آمفیبول) (Mücke, 2003).
حضور همزمان هر دو نوع کرونا پیرامون الیوینهای منطقة چشمه قصابان نشاندهندة خاستگاه دوگانه این بافت است. به گفتة دیگر، میتوان اینگونه در نظر گرفت که همة بخشهای این کرونا بهصورت یکباره پدید نیامده است. واکنشهای جامد- مایع هنگام سردشدن ماگماهای آبدار مهمترین عامل برای پیدایش و گسترش بافت کرونا در سنگهای آذرین هستند (Claeson, 1998; Mücke, 2003; Helmy et al., 2008). اگرچه برپایة بررسیهای تجربی روی چگونگی پیدایش بافت کرونای الیوین– ارتوپیروکسن (Tsuchiyama, 1986)، حاشیههای واکنشی پیرامون الیوین بهسادگی و در مراحل عادی تبلور پدید نمیآیند؛ بلکه پیامد واکنش میان الیوین و یک مذاب سیلیسی (فازهای نامتعادل) در پی رویداد آلودگی یا آمیختگی ماگمایی هستند. از سوی دیگر، مایعات آبدار، چه واکنشدهنده خوانده شوند و چه کاتالیست، تأثیر مهمی در پیدایش این بافت دارند (Joesten, 1986; Helmy et al., 2008). همانگونهکه گفته شد، بررسیهای سنگنگاری، حضور الیوینها و ارتوپیروکسنهایِ کمابیش هماندازه را در الیوینگابرونوریت منطقة چشمه قصابان آشکار میکند. این ویژگی نشانة بافت انباشتهای و تبلور آنها در یک آشیانة ماگمایی است. اما حضور بافت کرونای الیوین– ارتوپیروکسن نشان میدهد الیوینها پس از پیدایش دچار واکنش با مذابی سیلیسی و ناپایدار شدهاند و ازاینرو، پیرامون آنها ارتوپیروکسن پدید آمده است. با توجه به دمای بالای برآوردهشده برای نمونهها، نفوذ این مذاب درون توالی دگرگونی منطقه همدان بهآسانی ذوب این سنگها را در پی داشته و مذابی گرانیتی پدید آورده (مانند: Saki et al., 2012) که مذاب مافیک را آلوده کرده است. این فرایند همچنین، محتوای آب مذاب مافیک را نیز افزایش داده و رویداد واکنشهای دیگری را رقم زده است. گفتنی است واکنش میان الیوین و پلاژیوکلاز کنار آن نیز چهبسا پیدایش بافت کرونا را به دنبال داشته است (Helmy et al., 2008):
واکنش 1: الیوین+ پلاژیوکلاز= ارتوپیروکسن+ کلینوپیروکسن+ اسپینل
البته نبود کلینوپیروکسن و اسپینل در بافت کرونای یادشده، رخداد این واکنش را تا اندازه بسیاری محدود میکند. تنوع کانیشناسی در بافت کرونا با شرایط فیزیکوشیمیایی و ترکیب واکنشدهندهها کنترل میشود (Helmy et al., 2008; Tomilenko and Kovyazin, 2011). از سوی دیگر، در شرایط فشار بخار آب بالا، پایداری آمفیبول بسیار بیشتر از کلینوپیروکسن است؛ اما کلینوپیروکسنها در دماهای بالاتری پایدار هستند. ازاینرو، پیدایش آمفیبول در مرحلة پایانی گسترش بافت کرونای بررسیشده نشاندهندة افزایش فشار آب هنگام پیدایش این بافت است. نکته دیگری که در پیدایش لایه آمفیبول باید به یاد داشت اینست که پیدایش آمفیبول به حضور آلومینیم کافی در محیط وابسته است؛ زیراکه محتوای آلومینیم این کانی بسیار بالاتر از پیروکسنهاست. این لایه همواره در نقطه همبری میان ارتوپیروکسن و پلاژیوکلازها پدید آمده است (شکل 3). به گفتة دیگر، پلاژیوکلاز تامینکنندة آلومینیم لازم برای پیدایش آمفیبول بوده است. واکنش 2 چگونگی پیدایش آمفیبول از واکنش ارتوپیروکسن و پلاژیوکلاز در حضور آب را توضیح میدهد (Helmy et al., 2008):
واکنش 2: پلاژیوکلاز+ ارتوپیروکسن+ کلینوپیروکسن+ آب= آمفیبول
ماگماهای پهنههای فرورانشی معمولاً آبدار هستند و در آشیانههای ماگمایی در ژرفای گوناگون پوسته دچار جدایش بلورین (تبلور تفریقی) و تهنشینی کانیها میشوند. طبیعتی است هنگام رویداد فرایند جدایش بلورین، بر میزان آب این ماگماها افزوده شود. این ویژگی رویداد واکنشهایی میان کانیهای تهنشینشده و سیالهای میانروزنهای و پیدایش آمفیبول در سنگهای مافیک –الترامافیک را به دنبال دارد (Claeson and Meurer, 2004). در منطقة چشمه قصابان نیز افزایش آب در محیط رخداد واکنش 1 و پیدایش لایة پایانی بافت کرونا در کنار پلاژیوکلازها را در پی داشته است. ترکیب منیزوهورنبلندیِ آمفیبولهای این کروناها نشاندهندة تبلور آنها از یک مذاب است؛ زیرا هنگام دگرسانی پیروکسنها به آمفیبول، ترمولیت و اکتینولیت پدید میآیند (Fagan and Day, 1997).
ب- دما- فشارسنجی
در پیروکسنها، میزان آلومینیم به فشار تبلور وابستگی کامل دارد؛ بهگونهایکه کلینوپیروکسنهای سرشار از آلومینیم در فشار کمتری دربرابر کلینوپیروکسنهای تهی از آلومینیم پدید میآیند (Foley and Venturelli, 1989, Liu et al., 2000). ازآنجاییکه مقدار آلومینیم در کلینوپیروکسنهای بررسیشده از دیگر سنگهای آذرین متداول پوستهای کمتر است، پس پیروکسنها در فشار بالاتری پدید آمدهاند (Zhu and Ogasawara, 2004). افزونبراین، در ساختار پیروکسنها، میزان فشار در جایگیری آلومینیم در جایگاه اکتائدری و تترائدری نقش مهمی دارد؛ بدینگونهکه هرچه فشار در هنگام تبلور پیروکسن بالا باشد، میزان آلومینیم تترائدری در ساختار پیروکسنها بیشتر میشود (Putirka et al., 2003). به گفتة دیگر، بالابودن مقدار AlIV در نمونههای سنگ میزبان نشاندهندة پیدایش این کلینوپیروکسنها در فشار کم و دمای بالاست. همچنین، بالابودن مقدار AlVI نشاندهندة پیدایش پیروکسنها در فشار بالا و دمای کم است. ازاینرو، نسبت AlIV/AlVI در پیروکسنها بهعنوان فشارسنج بهکار گرفته میشود (Aoki and Shiba, 1973). بهکارگیری نمودار پیشنهادیِ Coltorti و همکاران (2007) که برپایة کاتیونهای 4 و 6 آلومینیمِ کلینوپیروکسن پیشنهاد شده است (شکل 6- B) نشان میدهد پیدایش کلینوپیروکسنها در بازة فشار متوسط بوده است. برپایة شکل 6- A، این فشار نزدیک به 7- 10 کیلوبار بوده است. همچنین، فشارسنجی با بهکارگیری دیگر نمودارها (شکلهای 6- C و 6- D) نیز نشاندهندة پیدایش این الیوینگابرونوریتها در فشار متوسط است. عامل دیگری که پیدایش این الیوینگابرونوریتها در فشار متوسط را نشان میدهد میزان کمابیش کمِ درصدوزنی Al2O3، TiO2 و Cr2O3 در کلینوپیروکسنهاست؛ زیرا کلینوپیروکسنهایی که در فشار بالا پدید میآیند مقدار بالایی از Al2O3، TiO2 و Cr2O3 دارند.
بافت کرونا در بازة دماییِ 956 تا 1150درجة سانتیگراد و بازة فشاریِ 8/1-7/4 کیلوبار پدید میآید (Abdel Aziz and Hegazy, 2007). نمونههای بررسیشده نیز در همین گستره دمایی و فشاری جای دارند.
برای برآورد دمای تبلور الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان، از روش جفت کانی کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن (Brey and Köhler, 1990) بهره گرفته شد:
این روش به معیارهای دمایی، فشاری و ترکیبی وابستگی منظمی ندارد و از اینرو، برای بازة گستردهای از ترکیبهای سنگی و با کمترین خطا کاربرد دارد. دادههای بهدستآمده از کاربرد این روش در جدول 2 آورده شدهاند.
جدول2- دادههای بهدستآمده از دماسنجی الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان برپایة ترکیب کانیهای کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن (Brey and Köhler, 1990) (نماد * ارتوپیروکسنهای کرونا را نشان میدهد)
|
Opx-Cpx pairs |
Temperature (℃) |
|
OPX- CPX |
833.15 |
|
OPX- CPX |
828. 4 |
|
OPX- CPX |
836.29 |
|
OPX*- CPX |
876.41 |
|
OPX*- CPX |
867.14 |
|
OPX*- CPX |
867.52 |
جفت کانیهای بهکاربردهشده در این محاسبهها، دمای نزدیک به 830 تا 870 درجة سانتیگراد را برای الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان نشان میدهند (جدول 1). گفتنی است در محاسبهها، ارتوپیروکسنهای زمینة سنگ برگزیده شدند؛ زیرا بهطور قطع هنگام فرایند تبلور و جایگیری حضور داشتهاند. برپایة رابطة 1، بالاترین دما (870 درجة سانتیگراد) نشاندهندة تبلور ارتوماگمایی و کمترین دما (830 درجة سانتیگراد) نشاندهندة مرحلة سابسالوس هنگام سردشدن ماگماست.
شکل 6- بررسی فشار پیدایش الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان برپایة ترکیب کلینوپیروکسنها در: A) نمودار ارزیابی فشار تودههای آذرین درونی (Soesoo, 1997)؛ B) نمودار AlIV دربرابر AlVI برای برآورد کلی فشار تبلور پیروکسنها (Coltorti et al., 2007)؛ C) نمودار فشارسنجی برپایة درصدوزنی Cr2O3 دربرابر Mg# (Elthon, 1987)؛ D) نمودار TiO2 دربرابر Al2O3 (Elthon, 1987)؛ E) نمودار دماسنجی به روش Soesoo (1997)؛ F) نمودار سهتایی Ca-Mg-Al/2 برای برآورد دما (Nickel et al., 1985)
نمودار XPT دربرابر YPT (شکل 6- E) دمای بیشتری (نزدیک به 1200 درجة سانتیگراد) را نشان میدهد؛ اگرچه نمودار سهتاییCa-Mg-Al/2 (Nickel et al., 1985) دماهای نزدیک به 900 درجة سانتیگراد را برای این نمونهها نشان میدهد (شکل 6- F). ازاینرو، دمای تبلور و پیدایش این پیروکسنها نزدیک به 900 تا 1200 درجة سانتیگراد (میانگین: 100 درجة سانتیگراد) دانسته میشود. گفتنی است مقدار فشار و دمای برآوردشده در واقع، شرایط تبلورکانیهای پیروکسن را نشان میدهد و برپایة به ویژگیهای زمینساختی منطقه (در ادامه به آن پرداخته شده است) این ماگماها چهبسا در چند مرحله و در ژرفای گوناگون سرد شدهاند.
پ- برآورد محتوای آب ماگما
برپایة بررسیهای Helz (1973)، با بهکارگیری توزیع آلومینیم در موقعیتهای تترائدری و اکتائدری در کلینوپیروکسنها، میزان آبِ ماگما برآورد میشود. همانگونهکه شکل 7- A نشان میدهد برپایة روشی پیشنهادیِ Helz (1973)، الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان محتوای آب بالایی دارند. میزان بالای آب این الیوینگابرونوریتها چهبسا پیامد آغشتگی مذاب با رسوبها هنگام جایگیری باشد. از سوی دیگر، حضور این مقدار آب، امکان پیدایش بافت کرونای الیوین- ارتوپیروکسن- آمفیبول را فراهم کرده است. نمودار تغییرات Na+AlIV دربرابر AlVI+2Ti+Cr (شکل 7- B) نیز نشاندهندة فوگاسیته بالای اکسیژن ماگمای سازندة کلینوپیروکسنهاست. این ویژگی با محتوای بالای آب نیز سازگاری دارد.
شکل 7- کاربرد ترکیب کانی کلینوپیروکسنِ الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان برای: A) تخمین میزان آب (Helz, 1973)؛ B) ارزیابی فوگاسیتة اکسیژن (Schweitzer et al., 1979)
ت- شناسایی جایگاه زمینساختی
شیمی پیروکسنها به ترکیب شیمیایی ماگمای میزبان و شرایط فیزیکوشیمیایی تبلور وابسته است. ازاینرو، شیمی این کانی اطلاعات ارزشمندی از خاستگاه ماگمای سازندة خود و شرایط فیزیکی- شیمیایی آن (مانند: دما، فشار و فوگاسیتة اکسیژن) در هنگام پیدایش بهدست میدهد (Leterrier et al., 1982). ترکیب شیمیایی کانی کلینوپیروکسن برای شناسایی سری ماگمایی و پهنة زمینساختی بهکار برده میشود (مانند Leterrier et al., 1982; Müller et al., 1992; Aparicio, 2010). برای این کار، ترکیب کلینوپیروکسنهای تجزیهشده روی نمودارهای مربوطه در شکلهای 8 و 9 رسم شده است. برپایة نمودارهای تغییرات Al2O3 دربرابر SiO2 و TiO2، کلینوپیروکسنها از ماگمایی تولهایتی پدید آمدهاند (شکلهای 8- A و 8- B). همچنین، روی نمودار تعیین محیط زمینساختی Al2O3 دربرابر TiO2 (شکل 9- A)، این کانی در محدودة مرزی میان ماگماهای مرتبط با فرورانش و ماگماهای درونصفحهای جای میگیرد. این ویژگی در نمودار سهتاییِ Fe/10-Mn×10-Ti (شکل 9- B) نیز دیده میشود.
شکل 8- کاربرد شیمی پیروکسنِ الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان در شناخت سری ماگمایی و پهنة زمینساختی روی: A) نمودار Al2O3 دربرابر SiO2 (Le Bas, 1962)؛ B) نمودار Al2O3 دربرابر TiO2 (Le Bas, 1962)؛ C) نمودار Ca+Na دربرابر Ti (Leterrier et al., 1982)
روی نمودار Si دربرابر Fe نیز نمونهها کمابیش بهطور کامل در محدودة بازالتهای درونصفحهای تا بازالتهای جزیرههای اقیانوسی جای میگیرند (شکل 9- C). ازاینرو، الیوینگابرونوریتهای منطقة چشمه قصابان همزمان ویژگیهای ماگماهای جایگاههای فرورانشی و ریفتی را نمایش میدهند و از ماگمایی با خاستگاه دوگانة گوشتهای و پوستة فروراندهشده پدید آمدهاند.
شکل 9- A) ارتباط تودة آذرین درونیِ چشمه قصابان با محیط کمانی (Müller et al., 1992)؛ B) نمودار Ti-Mn*10-Fe/10 برای کلینوپیروکسنهایِ تودة آذرین درونیِ چشمه قصابان (Aparicio, 2010)؛ C) پهنة زمینساختی تودة آذرین درونیِ چشمه قصابان (Aparicio, 2010)؛ D) ارتباط الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان با محیط WPT در نمودار SiO2 دربرابر Al2O3 (Nisbet and Pearce, 1977)
پیدایش تودة گرانیتوییدی الوند پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران و تزریق تودههای داغ در توالی دگرگونی منطقه و ذوب آنها دانسته شده است (مانند: Shahbazi et al., 2010; Aliani et al., 2012; Yang et al., 2018). از سوی دیگر، ماگماهای ریفتی از گوشته خاستگاه میگیرند و حضور آنها در پهنة فرورانش نیازمند رخداد کشش و نازکشدن پوسته در بخشهای پشت کمان است (Taylor, 2013). ازاینرو، حضور الیوینگابرونوریتهای با خاستگاه دوگانه در این محیط نشان میدهد ماگماهای گوشتهای در بخشی از تاریخچة فرورانشی در منطقه از راه نازکشدن پوسته و پیدایش کافت پشت کمانی به سطوح بالای پوسته نفوذ کردهاند. این ماگماهای داغ بهآسانی سنگهای دگرگونی رسی منطقه را ذوب کرده، آنها را دچار آلایش کرده و محتوای آبشان را بالا بردهاند. آلایش با دیگر ماگماهای پهنة فرورانش نیز تغییر ترکیب این ماگماها را به دنبال داشته است.
حضور گرانیتهای نوع A با سنی همانند سنگهای منطقة چشمه قصابان در مجموعة آذرین درونی آلموقولاق (Amiri et al., 2017) با رخداد این کافتزایی همخوانی دارد. ماگماهای تیپ آلاسکا از ماگماهای مافیک- الترامافیک گوناگون مرتبط با فرورانش هستند که در ارتباط با محیطهای پشت کمان و یا جلوی کمان پدید میآیند. تودة آذرین درونی چشمه قصابان نیز به این نوع ماگماها شباهتهایی نشان میدهد؛ برای نمونه، داشتن بافت کرونای دوحلقهای ارتوپیروکسن (داخلی)، آمفیبول (خارجی) و یا تنها کرونای آمفیبول به دور الیوین در الیوین گابروها (El-Rahman et al., 2012).
برداشت
برپایة مجموع بررسیهای انجامشده در این پژوهش، یافتههای زیر بهدست آمدهاند:
- ترکیب کانیشناسی الیوینگابرونوریتهای چشمه قصابان دربردارندة کانیهای کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن، الیوین، و پلاژیوکلاز است؛
- الیوینهایِ این سنگها بافت کرونای چندبخشی دارد که از ارتوپیروکسن پیژونیتی و هورنبلند ساخته شده است. ازاینرو، بافت آنها، بافت کرونای آبدار دانسته میشود؛
- ارتوپیروکسن کرونایی در پی واکنش الیوین با مذاب سرشار از سیلیس، با پلاژیوکلاز کنار آن پدید آمده است. پیدایش آمفیبول نیز پیامد افزایش ماگما در پی آلایش دانسته میشود. این ویژگی واکنش میان ارتوپیروکسن و سیال و پیدایش هورنبلند را در پی داشته است. این جانشینی در دیگر ارتوپیروکسنهای زمینه سنگ نیز دیده میشود؛
- ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنهای این سنگها نشان میدهد آنها از مذابی تولهایتی با محتوای آب متوسط پدید آمدهاند که همزمان ویژگیهای مذابهای جایگاه کافتی و فرورانشی را داشته است. ازاینرو و برپایة پیشینه زمینساختی منطقه، بهعنوان جایگاه فرورانش، پیدایش این ماگماها در ارتباط با پیدایش یک کافت پشت کمانی دانسته میشود.
- نتایج بهدستآمده از این پژوهش نشاندهندة تأثیر مذابهای گوشتهای در پیدایش بخشی از مجموعة آذرین درونی الوند است.
سپاسگزاری
هزینههای این پژوهش از محل پژوهانه شمارة SCU.EG98.44295، ارائهشده توسط دانشگاه شهید چمران اهواز تامین شده است. نگارندگان مقاله از داوران مجله، سردبیر محترم جناب آقای پروفسور ترابی و سرکار خانم دکتر شیردشتزاده که با پیشنهادهای خود موجب ارتقاء هرچه بیشتر این مقاله شدهاند بسیار سپاسگزارند.
)
