Document Type : Original Article
Authors
1 Postgraduate student of petrology, Department of Geology, Faculty of Science, Imam Khomeini International University, Qazvin
2 Associate professor, Department of Geology, Faculty of Science, Imam Khomeini International University, Qazvin
3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Science, Imam Khomeini International University, Qazvin
4 Laboratory Expert, Iran Mineral Processing Research Center, Karaj
Abstract
Keywords
Main Subjects
از زمان شناسایی افیولیتها بهعنوان سنگکرة اقیانوسی جایگزینشده در لبة قارهها، دربارة خاستگاه آنها که آیا معرف سنگکرة پشته میاناقیانوسی است یا سنگکرة بالای پهنة فرورانش اتفاق نظر وجود نداشته است. Miyashiro (1973) با پیشنهاد خاستگاه جزیرههای کمانی برای افیولیت ترودوس قبرس، جایگاه پشتة میاناقیانوسی برای افیولیتها را مورد تردید قرار داد و در حقیقت، آغازگر بحثی شد که برپایة آن، افیولیتها چهبسا از سنگکرة اقیانوسی بالای پهنة فرورانش نیز خاستگاه گرفته باشند. بررسیهای دو دهة اخیر نشان میدهند بیشتر افیولیتها با داشتن قرابت زمینشیمیایی کمان ماگمایی، در پهنة بالای فرورانش پدید آمدهاند (Furnes et al., 2014). برپایة جایگاه زمینساختی، افیولیتها به دو گروه اصلی مرتبط با فرورانش و نامرتبط با فرورانش دستهبندی شدهاند (Dilek and Furnes, 2011):
- افیولیتهای مرتبط با فرورانش که دربردارندة افیولیتهای گوناگونِ بالای پهنة فرورانش (پشتکمان تا پیش کمان، پیش کمان، پشتکمان اقیانوسی و قارهای) و کمان آتشفشانی هستند. تحول اینگونه افیولیتها پیامد آبزدایی تخته فرورو و متاسوماتیسم گوشتهای منتج از آن و ذوب رسوبها و گوة گوشتهای دگرسانشده است؛
- افیولیتهای نامرتبط با فرورانش که دربردارندة افیولیتهای مرز قارهای (آغاز ریفتینگ قارهای)، پشتة میاناقیانوسی (مجاور تنوره، دور از تنوره و دور از گودال) و نوع تنوره (تنوره نزدیک به پشته و فلات اقیانوسی) هستند و ترکیبی همانند مورب نشان میدهند.
با دانستن جایگاه بالای فرورانش، تناقض میان ویژگیهای زمینشیمیایی (شاخصهای کمان ماگمایی) و ویژگیهای ساختاری (مجموعة دایکهای معرف رژیم کششی حاکم در جایگاه گسترش کف اقیانوس) در پهنههای افیولیتی تفسیر شدنی هستند (Shervais, 2001; Metcalf and Shervais, 2008). از سوی دیگر، برپایة شرایط ژئودینامیک، سازوکار جایگزینی افیولیتهای با خاستگاه پشتة میاناقیانوسی روی مرز غیرفعال با تردیدهای بسیاری همراه است؛ اما دانستن جایگاه بالای پهنة فرورانش بهویژه پیشکمان (Stern and Bloomer, 1992; Shervais, 2001; Stern, 2004; Stern et al., 2012)، سازوکار موجهی را برای جایگزینی سنگکرة اقیانوسی و پیدایش پهنة افیولیتی فراهم میآورد.
از دیرباز تا کنون بسیاری از پژوهشگران به بررسی توالی افیولیتی شمال سبزوار پرداختهاند و دربارة پیدایش مرتبط با جایگاه بالای فرورانش آنها نیز اتفاق نظر دارند (Noghreyan, 1982; Baroze et al., 1983; Shojaat et al., 2003; Khalatbari Jafari et al., 2013; Shafaii Moghadam et al., 2014, 2015; Omrani et al., 2017; Rezaei et al., 2018; Rahmani et al., 2020).
یکی از ویژگیهای مهم پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد، وجود دایکهای مافیک گوناگون در توالی گوشتهای است. چنین دایکهایی در افیولیتهای نوع بالای پهنة فرورانش معمول هستند و در افیولیتهای گسترة تتیسیِ تبت، پاکستان و ترکیه نیز گزارش شدهاند (Kakar et al., 2015; Colakoglu et al., 2012; Parlak, 2016; Xiong et al., 2020). ویژگیهای زمینشیمیایی این گونه دایکها از تولهایت تا کالکآلکالن و حتی آلکالن متغیر است. این نکته نشاندهندة تنوع جایگاه زمینساختی آنها از پشتة میاناقیانوسی تا جزیرههای کمانی، پشتکمان و جزیرههای اقیانوسی درونصفحهای است (Çelik, 2007; Colakoglu et al., 2012; Kavak et al., 2017). ازاینرو، دایکهای مافیک توالی گوشتهای افیولیتها تاریخچهای پیچیده از مراحل گوناگون تحول ژئودینامیکی چرخة زندگی پهنة افیولیتی را دربر دارند.
در راستای پیشنهاد الگوی ژئودینامیکی پیدایش پهنة افیولیتی شمال سبزوار، هر یک از پژوهشگران، به بررسی واحدهای سنگی خاصی از توالی پوستهای یا گوشتهای (مانند گدازههای بالشی، مجموعة دایکهای ورقهای، پلاژیوگرانیت، گابروها، کومولاهای پیروکسنیتی و تفالة هارزبورژیتی) پرداختهاند؛ اما کمبود اطلاعات سنگشناسی دربارة دایکهای مافیک توالی گوشتهایِ این پهنة افیولیتی کاملاً روشن است؛ بهگونهایکه وابستگی زایشی این دایکها با مراحل پیدایش و تکامل پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد روشن نشده است.
در این پژوهش با بررسی صحرایی، کانیشناسی و زمینشیمیایی دایکهای مافیک تزریقشده به توالی گوشتهای، جایگاه ژئودینامیک پیدایش آنها در ارتباط با پیدایش افیولیتهای جنوب سلطانآباد ارزیابی میشود.
روش انجام پژوهش
پس از انجام بررسیهای میدانی و نمونهبرداری از دایکها و تودههای مافیک توالی گوشتهای جنوب سلطانآباد، کانیهای 4 نمونة دایک میکروگابرویی، گابرونوریتی، هورنبلندگابرویی و پگماتوییدی و یک تودة گابرونوریتی، با دستگاه ریزکاو الکترونی نوع Cameca SX100 در مرکز فرآوری مواد معدنی کرج تجزیه شدند. هنگام انجام این کار، ولتاژ شتابدهنده kv 15، شدت جریان nA 15 و زمان شمارش سی ثانیه بود. برای شناخت ترکیب شیمیایی سنگ کل و ارزیابی جایگاه زمینساختی این سنگها، شمار 9 نمونة دایک مافیک و یک تودة گابرونوریتی که نشانههای دگرسانی کمتری نشان میدادند، در شرکت زرآزما به روش ICP-OES و ICP-MS تجزیة شیمیایی سنگ کل شدند. عنصرهای اصلی با دستگاه ICP-OES و عنصرهای کمیاب با دستگاه ICP-MS تجزیه شدند. آمادهسازی نمونهها برای تجزیه عنصرهای اصلی به روش ذوب قلیایی بود؛ بهاینگونهکه هریک از نمونهها پس از ذوب با لیتیممتابورات، در اسیدنیتریک رقیق حل و سپس محلول نهایی با دستگاه ICP-OES تجزیة شیمیایی شدند. دربارة عنصرهای کمیاب، پس از انحلال نمونهها در اسیدهای هیدروفلوئوریک، پرکلریک، نیتریک و هیدروکلریک، غلظت هر عنصر با دستگاه ICP-MS سنجیده شد. آستانة آشکارسازی برای عنصرهای اصلی برابربا 01/0، برای عنصرهای خاکی کمیاب (مگر لانتانیم) برابربا 01/0 تا 1/0 و برای دیگر عنصرهای کمیاب برابربا 1/0 تا 1 است.
زمینشناسی ناحیهای
پیشینة پیچیدة زمینشناسی ایران، متأثر از جایگاه ویژه آن در گسترة تتیس است. سرزمین ایران در بخش میانی پهنة کوهزایی آلپ- هیمالیا جای دارد. این پهنة کوهزایی از باختر اروپا آغاز میشود و پس از گذر از ترکیه، ایران، افغانستان تا تبت، برمه و اندونزی ادامه مییابد. در پهنة ایران، سنگکرة اقیانوسی نشاندهندة پهنة اقیانوسی تتیس برونزد کمابیش گستردهای دارد و افیولیتهای خاور اروپا و ترکیه را به افیولیتهای آسیای خاوری در هند و پاکستان پیوند میدهد.
مجموعههای افیولیتی مزوزوییک، بهویژه کرتاسه- پالئوسن، گسترش کمابیش بسیاری در محل گسلها و راندگیهای زاگرس و پیرامون خردقاره ایران مرکزی دارند (شکل 1- A). بیشترین گسترش افیولیتهای مزوزوییک به شکل کمربند ناپیوستهای پیرامون خردقاره ایران مرکزی، در مناطق نایین، سبزوار، بیرجند و تربتحیدریه رخنمون دارد. پهنة افیولیتی شمال سبزوار به درازای 150 کیلومتر و پهنای 10 تا 30 کیلومتر در شمال خردقاره ایران مرکزی جای دارد (شکل 1- A). به گفتة Stampfli (1978)، افیولیتهای سبزوار نشاندهندة یک ریفت اقیانوسی باریک و محدود به سن کرتاسه هستند. بهباور Noghreyan (1982) افیولیتهای سبزوار در یک پهنة پشتکمان و نزدیک به درازگودال در حال فرورانش پدید آمدهاند. وجود اقیانوس کمدوام و کوتاهمدت در محدودة سبزوار، برپایة یکسانبودن سن آمفیبولهای ماگمایی توالی افیولیتی و آمفیبولهای سازند آتشفشان- رسوبی کرتاسة پسین معرف جزیرههای کمانی پیشنهاد شده است (Baroze et al., 1983). یافتههای بهدستآمده از بررسیهای برخی پژوهشگران (Stampfli, 2000; Stampfli and Borel, 2002; Golonka, 2004; Bagheri and Stampfli, 2008) نشان میدهند هنگام کرتاسة پسین، مهاجرت رو به عقب ورقة اقیانوسی فرورو در راستای پهنة فرورانشی زاگرس، پیدایش حوضههای اقیانوسی پشتکمان باریک سبزوار و نایین- بافت در پیرامون خردقاره ایران مرکزی را بهدنبال داشته است. البته برپایة بررسیهای دهه اخیر (Shirdashtzadeh et al., 2014; Ghasemi et al., 2018, Kazemi et al., 2019; Pirnia et al., 2020; Rahmani et al., 2020)، سن حوضههای اقیانوسی سبزوار و نایین، ژوراسیک تا کرتاسة پیشین بوده و فرایند پیدایش آنها از فرورانش نئوتتیس جدا دانسته شده است. Rossetti و همکاران (2010)، با بررسی سنگهای دگرگونی پهنة افیولیتی شمالباختری سبزوار، سن رویداد دگرگونی سنگکرة اقیانوسی فرورو را 106 میلیون سال پیش بهدست آوردهاند. ازاینرو، سن پهنة اقیانوسی سبزوار پیش از کرتاسة پیشین است.
همانند دیگر مجموعههای افیولیتی ایران، پهنة افیولیتی شمال سبزوار نیز بیشتر از توالی گوشتهای نوع هارزبورژیت ساخته شده است (Shafaii Moghadam et al., 2015). در جنوب سلطانآباد (شمالخاوری سبزوار)، این پهنة افیولیتی بیشتر دربردارندة هارزبورژیت سرپانتینیتیشده، گابرو و مجموعة آتشفشانی است (شکل 1- B). دایکهای مافیک گوناگونی به درون توالی گوشتهای این افیولیت تزریق شدهاند. این دایکها از دیذگاه مکانی تنها منحصر به توالی گوشتهای هستند و بر خلاف ماگماتیسم پسا افیولیتی در واحدهای آتشفشانی ائوسن شمال پهنة افیولیتی و سنگهای دگرگونی فشار بالای حوالی سلطانآباد دیده نمیشوند. Lensch و Davoudzadeh (1982)، به روش پتاسیم- آرگن سن 8/3±76 میلیون سال پیش را برای دایکهای دلریتی نوار افیولیتی شمال سبزوار بهدست آوردهاند. Shafaii Moghadam و همکاران (2014) نیز، سن زیرکن درون دایکهای دیابازی شمالخاوری سبزوار (جنوب باغجر) را 99 میلیون سال پیش بهدست آوردهاند. ازاینرو، دایکهای مافیک یادشده نشاندهندة ماگماتیسم پساافیولیتی نیستند و مرتبط با فاز ماگمایی پایانی حاکم در سنگکرة حوضه اقیانوسی سبزوار هستند و پیش از فرارانش پهنة افیولیتی جایگزین شدهاند.
روی پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد واحد ستبری ساختهشده از بازالت، آندزیت و توالی آتشفشانی- رسوبی دیده میشود (واحد V2؛ شکل 1- B). به باور Baroze و همکاران (1983)، این واحد سنگی در جزیرههای کمانی اقیانوسی مرتبط با پهنة افیولیتی شمال سبزوار پدید آمده است. برپایة مقادیر آهن و تیتانیم و روند تغییرات آنها، Baroze و همکاران (1983)، سه سری ماگمایی کالکآلکالن، تولهایتی و آلکالن را در توالیهای آتشفشانی واحد V2 شناسایی کردهاند. برپایة بررسیهای Lensch و همکاران (1979)، سن نهشته گذاری واحد V2، 83 تا 65 میلیون سال پیش است.
شکل 1- A) نقشه پراکندگی افیولیتهای مزوزوییک ایران (با تغییراتی از Shafaii Moghadam و Stern (2011) (محدودة بررسیشده در شمالخاوری سبزوار در چهارگوش آبی نشان داده شده است)؛ B) نقشة زمینشناسی ساده از مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد
از ویژگیهای آشکار پهنة افیولیتی شمال سبزوار که آن را از دیگر پهنههای افیولیتی ایران جدا میکند، فراوانی ماگماتیسم ائوسن بهصورت گنبد و دایکهای حد واسط تا اسیدی با ویژگیهای آداکیتی است (Ghasemi and Rezaei, 2015; Jamshidi et al., 2015; Shafaii Moghadam et al., 2016). ازاینرو، فعالیت ماگماتیسم پسا افیولیتی این منطقه متأثر از فرورانش و بستهشدن حوضه اقیانوسی سبزوار پس از ائوسن نیز ادامه داشته است.
روابط صحرایی
افیولیتهای جنوب سلطانآباد بخشی از پهنة افیولیتی شمالخاوری سبزوار و بیشتر دربردارندة توالی گوشتهای هارزبورژیتی هستند. برونزدهایی از گدازه بالشی همراه با چرت نشاندهندة توالی پوستهای این افیولیتها بهشمار میروند. این بخش از توالی افیولیتی سازنده برونزدهای صخرهساز است و نسبت به سرپانتینیتهای اطراف توپوگرافی مرتفعتری دارد. در این بخش از پهنة افیولیتی توالی دایکهای صفحهای که نشاندهندة توالی پوستهای هستند دیده نمیشوند؛ اما فراوانی دایکهای مافیک تزریقشده به توالی گوشتهای از ویژگیهای آنهاست. برپایة کانیشناسی و روابط بافتی، دایکهای گوناگونی شناسایی میشوند.
فراوانترین دایکها از نوع میکروگابرو هستند که به توالی گوشتهای تزریق شدهاند (شکل 2- A). ستبرای این گروه از دایکها از 5/0 تا 5/2 متر متغیر است. برپایة فراوانی مودال پلاژیوکلاز و آمفیبول، رنگ نمونة دستی این سنگها از خاکستری تیره تا تیره است. نشانههایی از وجود حاشیة سردشده در دایک و تأثیر حرارتی بر سرپانتینیت میزبان دیده نمیشود.
دایکهای گابروی پگماتوییدی بیشتر به توالی گوشتهای کنار تودة گابرونوریتی کوه پیر (شکلهای 2- B و 2- C) تزریق شدهاند. در نمونة دستی، قطر بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن به 10 سانتیمتر نیز میرسد. ستبرای این دایکها از 5/0 تا 3 متر متغیر است.
از دیگر دایکهایِ درون توالی گوشتهای هورنبلندگابروهای گوناگون (شکل 2- D) هستند که ستبرای نزدیک به 1 تا 2 متر دارند. برپایة فراوانی مودال آمفیبول، پیروکسن و پلاژیوکلاز، در نمونة دستی، رنگ آنها از خاکستری تیره تا کاملاً تیره متغیر است. دایکها گاه در پی تنشهای زمینساختی بهصورت بودین درآمدهاند، تا جاییکه سازندة قطعههای منفرد در زمینة سرپانتینیتی شدهاند )شکل 2- E).
دایکهای دلریتی به ستبرای 3/0 تا 2 متر بهصورت دستهدایکهای موازی با روند خاوری- باختری دیده میشوند (شکل 2- F). در نمونة دستی تیره رنگ و با بافت آمیگدال هستند و بر خلاف دایکهای گوناگون دیگر، بافت ریزبلور نشان میدهند. این سنگها تأثیر حرارتی اندکی بر سرپانتینیت میزبان خود داشتهاند و این نکته نشاندهندة شرایط دمایی کمتر توالی افیولیتی در هنگام تزریق آنهاست. ازاینرو، شاید این دایکها جوانترین توالی ماگمایی تزریقشده به این پهنة افیولیتی هستند.
گفتنی است روانههای گدازه مشابه این دایکهای دلریتی سازنده واحد V2 نیز هستند و باندهای آهک پلاژیک صورتیرنگ با فسیلهای به سن کامپانین- ماستریشتین (83 تا 65 میلیون سال پیش) بهصورت میانلایه در آنها یافت میشوند (Baroze et al., 1983).
شکل2- روابط صحرایی دایکهای مافیک توالی گوشتهای مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد. A) دورنمایی از دایک میکروگابرویی در توالی گوشتهای مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد؛ B) دورنمای دایکهای گابروی پگماتوییدی در نزدیکی تودة گابرونوریتی کوه پیر؛ C) نمای نزدیک از دایک گابروی پگماتوییدی تزریقشده به هارزبورژیت گوشتهای؛ D) دایک هورنبلندگابروی تزریقشده به سرپانتینیت گوشتهای؛ E) دایک گابرونوریتی در سرپانتینیت که بهصورت فابریک دومینویی دگرریخت شده است؛ F) دستههایی از دایکهای دلریتی با روند خاوری- باختری در توالی گوشتهای
سنگنگاری
دایکهای میکروگابروی دگرگونشده
در مقطع میکروسکوپی دایکهای میکروگابرویی دگرگونشده با بافت میکروگرانولار شناخته میشوند. آمفیبول سبز و پلاژیوکلاز از کانیهای سازندة این سنگها هستند (شکل 3- A). برپایة ویژگیهای بافتی و کانیشناسی، ایندایکها در شرایط متفاوت دمایی دگرگون شدهاند. آبگیری پیروکسن و پیدایش آمفیبول نخستین مرحلة دگرگونی بوده است بهگونهایکه بقایایی از پیروکسن را درون برخی آمفیبولها دیده میشوند (شکل 3- B).
در دومین مرحله که احتمالاً در شرایط رخسارة شیست سبز روی داده است، کانیهای بیوتیت و کلریت از تجزیة آمفیبول و سوسوریت در پی دگرسانی پلاژیوکلاز پدید آمدهاند (شکلهای 3- A و 3- C). در پایان، در پی دگرسانی کمدمای پلاژیوکلاز، کانی پرهنیت در دایکهای میکروگابرویی یادشده پدید آمده است (شکل 3- D).
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از دایکهای میکروگابرویی دگرگونشده. A) میکروگابروی دگرگونشده با کانیهایِ پلاژیوکلاز و آمفیبول. پلاژیوکلاز در حال سوسوریتیشدن و آمفیبول در حال تجزیه به بیوتیت است؛ B) بقایای پیروکسن در مرکز برخی آمفیبولها نشاندهندة خاستگاه ثانوی آمفیبول است؛ C) تجزیة آمفیبول به کلریت؛ D) پیدایش پرهنیت در دایک میکروگابرویی
دایکهای گابروی پگماتوییدی دگرگونشده
پلاژیوکلاز (50 درصدحجمی)، آمفیبول سبز- قهوهای (30 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن (20 درصدحجمی) از کانیهای سنگساز دایکهای گابروی پگماتوییدی بهشمار میروند. برپایة ویژگیهای بافتی و مرز غیرتعادلی دو فاز همجوار، آمفیبول سبز- قهوهای خاستگاه ثانوی دارند و از آبگیری بلورهای کلینوپیروکسن در دمای بالا پدید آمدهاند (شکلهای 4- A و 4- B). افزونبر این، آمفیبول بیرنگ و سوزنی ریز نیز در سنگ دیده میشوند (شکلهای 4- C و 4- D) که پیامد اورالیتزایی در شرایط دگرسانی کم دما هستند. همانگونهکه در مبحث شیمی کانیها گفته خواهد شد، آمفیبولهای سبز- قهوهای از نوع منیزیوهورنبلند و آمفیبولهای بیرنگ، ترمولیت هستند. در این سنگها نیز، از تجزیة پلاژیوکلاز در شرایط دگرگونی کمدما، سوسوریت و پرهنیت پدید آمدهاند.
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از دایک پگماتوییدی، تودة گابرونوریتی و هارزبورژیت توالی افیولیتی جنوب سلطانآباد. A، B) نمونه دایک پگماتوییدی با کانیهای هورنبلند قهوهای، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز؛ C، D) افزونبر آمفیبول سبز- قهوهای، آمفیبول بیرنگ در پی اورالیتزایی پیروکسن در دمای کم پدید آمده است؛ E) پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن که کانیهای اصلی سازندة تودة گابرونوریتی هستند؛ F) هارزبورژیت با کانیهای الیوین و ارتوپیروکسن. بیشتر الیوینها در حال تجزیه به سرپانتین هستند (اسپینل قهوهای فاز فرعی این هارزبورژیتها است)
تودة گابرونوریت
تودة گابرونوریتی کوه پیر با بافت گرانولار دربردارندة کانیهای سنگساز پلاژیوکلاز (50 تا60 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (20 تا 25 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن (15 تا 20 درصدحجمی) است (شکل 4- E). میانبارهای پیروکسن در پلاژیوکلاز نشاندهندة تبلور پیروکسن پیش از پلاژیوکلاز است. از ویژگیهای آشکار نمونههای تودة گابرونوریتی نشانههای کم دگرسانی در مقایسه با دیگر واحدهای سنگی است که شاید مرتبط با اندازة بزرگتر این توده نسبت به دیگر واحدهای سنگی و در پی آن، مقاومت بیشتر آن دربرابر دگرریختی و نفوذ سیالهاست.
هارزبورژیت
هارزبورژیت سنگ میزبان بیشتر دایکهای بررسیشده است. این هارزبورژیتها درجات متفاوتی از سرپانتینیتیشدن را نشان میدهند. ارتوپیروکسن در مقایسه با الیوین نسبت به رویداد سرپانتینیتیشدن مقاومتر بوده است؛ بهگونهایکه تنها بقایایی از الیوین در سرپانتینهای با بافت شبکهای حفظ شدهاند. کانی اسپینل قهوهای نیز بهصورت فاز فرعی در این سنگها حضور دارد و در حال تجزیه به مگنتیت است (شکل 4- F).
دایکهای گابرونوریتی دگرگونشده
بلورهای پلاژیوکلاز (40 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (20 درصدحجمی)، آمفیبول قهوهای (20 درصدحجمی) و ارتوپیروکسن (15 درصدحجمی)، کانیهای سنگساز دایکهای گابرونوریتی هستند. بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز همرشدی میلهمانندی نشان میدهند (شکلهای 5- A و 5- B). همانند دایکهای پگماتوییدی در اثر آبگیری پیروکسن دو نسل آمفیبول بیرنگ دمای پایین (شکلهای 5- A و 5- B) و قهوهای رنگ دمای بالا (شکل 5- C) پدید آمده است. پلاژیوکلازها نیز شواهد دگرسانی به سوسوریت نشان میدهند.
دایکهای هورنبلندگابرویی
در دایکهای هورنبلندگابرویی، هورنبلند قهوهای (30 تا 50 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (25 تا 35 درصدحجمی) و پلاژیوکلاز (15 تا 20 درصدحجمی) کانیهای سنگساز هستند (شکل 5- D) شواهد بافتی (مرز تماس مستقیم با پیروکسن) و شیمیایی (همانگونهکه در بخش شیمی کانیها خواهیم دید) نشاندهندة خاستگاه ماگمایی آمفیبول در دایکهای هورنبلندگابرویی است. پلاژیوکلاز شواهد دگرسانی به سوسوریت را نشان میدهد.
دایکهای دلریتی
دایکهای دلریتی دربردارندة پلاژیوکلاز (65 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن (35 درصدحجمی) با بافت دلریتی تا میکروگرانولار هستند. فنوکریستهای کلینوپیروکسن ماکل ساعتشنی آشکاری نشان میدهند (شکل 5- E). برخی بلورهای پیروکسن نشانههای دگرسانی به کلریت و بیوتیت را نشان میدهند. در برخی نمونهها، بافت گلومروپورفیری ساختهشده از بلورهای بههمپیوسته ریز پیروکسن دیده میشود (شکل 5- F).
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از: A، B) پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی در دایکهای گابرونوریتی. بلورهای مجتمع پیروکسن در حال جایگزینی با آمفیبول هستند. بلورهای پیروکسن همرشدی کرممانند با پلاژیوکلاز نشان میدهند؛ C) پیدایش هورنبلند قهوهای در پی آبگیری پیروکسن در نمونة دایک گابرونوریتی؛ D) نمونة هورنبلندگابرو با کانیهای هورنبلند قهوهای، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز؛ E) کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در نمونههای دایک دلریتی؛ F) بافت گلومروپورفیری در نمونه دایک دلریتی
شیمی کانیها
برای شناخت ترکیب شیمیایی کانیها و ارزیابی شرایط تبلور و دگرسانی پس از آن، از کانیهای مختلف پنج نمونه مافیک توالی افیولیتی جنوب سلطانآباد، تجزیه ریزپردازش بهعمل آمده است. نتایج برخی آنالیزها، همراه با کاتیونهای موجود در فرمول ساختاری و میزان سازندههای کانیهای محلول جامد در جدول 1 ارائه شدهاند.
جدول 1- دادههای بهدستآمده از تجزیة کانیهای سازندة نمونههای مافیک توالی افیولیتی جنوب سلطانآباد با دستگاه ریزکاو الکترونی، بههمراه فرمول ساختاری (فرمول ساختاری کانیهای پیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول به ترتیب برپایة 6، 8 و 22 اتم اکسیژن بهدست آمده است) و سازندههای پایانی کانیها (Sb28: تودة گابرونوریتی، SB18: دایک گابرونوریتی، SB23: دایک پگماتوییدی، SB10: دایک هورنبلندگابرویی، SB2b : دایک میکروگابرویی)
|
Pl |
Opx |
Cpx |
Mineral Type |
|||||||||||
|
SB23 |
SB18 |
SB28 |
SB10 |
SB18 |
SB23 |
SB28 |
Sample No. |
|||||||
|
45 |
33 |
29 |
25 |
23 |
8 |
16 |
21 |
11 |
4 |
21 |
35 |
14 |
1 |
Point No. |
|
53.39 |
61.81 |
45.32 |
53.13 |
53.69 |
54.42 |
54.22 |
44.6 |
48.96 |
51.95 |
52.79 |
51.47 |
51.41 |
52.87 |
SiO2 |
|
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.06 |
0.08 |
0.07 |
0.04 |
2.7 |
1.16 |
0.32 |
0.16 |
0.19 |
0.21 |
0.13 |
TiO2 |
|
29.17 |
23.69 |
33.99 |
1.15 |
1.15 |
1.07 |
1.14 |
7.22 |
3.25 |
1.45 |
1.04 |
1.1 |
2.25 |
1.83 |
Al2O3 |
|
0.29 |
0.25 |
0.71 |
14.52 |
14.92 |
13.95 |
14.18 |
8.19 |
5.71 |
5.75 |
5.19 |
10.96 |
6.05 |
6.23 |
FeOt |
|
0.0 |
0.02 |
0.01 |
0.26 |
0.29 |
0.29 |
0.31 |
0.15 |
0.09 |
0.16 |
0.13 |
0.32 |
0.17 |
0.16 |
MnO |
|
0.05 |
0.0 |
0.04 |
26.69 |
27.46 |
29.07 |
28.72 |
11.78 |
14.86 |
16.27 |
16.02 |
13.52 |
17.06 |
17.07 |
MgO |
|
11.09 |
1.17 |
17.12 |
2.12 |
1.12 |
1.33 |
0.94 |
22.86 |
23.69 |
22.85 |
23.3 |
21.4 |
22.54 |
21.46 |
CaO |
|
5.05 |
11.89 |
1.98 |
0.02 |
0.0 |
0.18 |
0.06 |
0.72 |
0.37 |
0.27 |
0.24 |
0.25 |
0.24 |
0.16 |
Na2O |
|
0.0 |
0.07 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.07 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
K2O |
|
99.1 |
98.92 |
99.17 |
98.6 |
99.03 |
100.2 |
99.7 |
98.31 |
98.13 |
99.24 |
99.05 |
99.21 |
99.93 |
99.91 |
Total |
|
2.43 |
2.7 |
2.09 |
1.95 |
1.95 |
1.94 |
1.94 |
1.69 |
1.83 |
1.92 |
1.96 |
1.94 |
1.88 |
1.94 |
Si |
|
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.08 |
0.03 |
0.01 |
0.0 |
0.01 |
0.01 |
0.0 |
Ti |
|
1.56 |
1.22 |
1.85 |
0.05 |
0.05 |
0.04 |
0.05 |
0.32 |
0.14 |
0.06 |
0.04 |
0.05 |
0.1 |
0.08 |
Al |
|
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.05 |
0.04 |
0.08 |
0.07 |
0.2 |
0.15 |
0.09 |
0.05 |
0.07 |
0.15 |
0.05 |
Fe3+ |
|
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.4 |
0.41 |
0.34 |
0.36 |
0.06 |
0.02 |
0.08 |
0.11 |
0.27 |
0.03 |
0.14 |
Fe2+ |
|
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.01 |
0.0 |
0.0 |
Mn |
|
0.0 |
0.0 |
0.0 |
1.46 |
1.49 |
1.54 |
1.53 |
0.66 |
0.83 |
0.9 |
0.88 |
0.76 |
0.93 |
0.93 |
Mg |
|
0.54 |
0.05 |
0.85 |
0.08 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.93 |
0.95 |
0.9 |
0.92 |
0.86 |
0.88 |
0.84 |
Ca |
|
0.44 |
1.01 |
0.18 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.05 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
Na |
|
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
K |
|
4.98 |
4.99 |
5 |
4 |
3.99 |
4 |
4 |
3.99 |
3.98 |
3.98 |
3.98 |
3.99 |
4 |
3.99 |
Sum |
|
|
|
|
79 |
78 |
81 |
80 |
91 |
97 |
90 |
89 |
76 |
96 |
86 |
Mg# |
|
45.18 |
94.5 |
17.31 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Albite |
|
54.82 |
5.14 |
82.69 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Anorthite |
|
0.0 |
0.36 |
0.0 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Orthoclase |
|
|
|
|
4.19 |
2.2 |
2.53 |
1.81 |
50.08 |
48.52 |
45.72 |
46.94 |
43.88 |
44.2 |
42.86 |
Wollastonite |
|
|
|
|
73.41 |
74.96 |
76.8 |
76.89 |
35.91 |
42.35 |
45.3 |
44.9 |
38.58 |
46.54 |
47.43 |
Enstatite |
|
|
|
|
22.4 |
22.85 |
20.67 |
21.3 |
14.01 |
9.13 |
8.98 |
8.16 |
17.54 |
9.26 |
9.71 |
Ferrosilite |
جدول 1- ادامه
|
Amph |
Pl |
Mineral Type |
||||||||||||
|
SB10 |
SB18 |
SB23 |
SB2b |
SB10 |
SB18 |
SB28 |
Sample No. |
|||||||
|
10 |
9 |
12 |
10 |
38 |
46 |
23 |
27 |
18 |
17 |
15 |
14 |
11 |
3 |
Point No. |
|
39.24 |
38.98 |
51.08 |
50.91 |
48.51 |
47.13 |
47.84 |
45.52 |
53.76 |
53.35 |
46.26 |
46.62 |
43.1 |
44.87 |
SiO2 |
|
3.96 |
4.01 |
0.18 |
0.21 |
1.11 |
1.68 |
0.64 |
1.36 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.03 |
0.01 |
TiO2 |
|
12.9 |
12.5 |
4.55 |
5.18 |
5.27 |
7.38 |
6.84 |
8.43 |
30.82 |
31.2 |
34.14 |
33.52 |
36.99 |
35.12 |
Al2O3 |
|
10.35 |
9.91 |
7.88 |
7.61 |
16.09 |
14.48 |
18.04 |
16.72 |
0.12 |
0.18 |
0.31 |
0.3 |
0.6 |
0.42 |
FeOt |
|
0.13 |
0.09 |
0.13 |
0.08 |
0.21 |
0.21 |
0.6 |
0.39 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.02 |
0.0 |
0.0 |
MnO |
|
14.27 |
14.73 |
19.18 |
19.11 |
13.41 |
13.75 |
13.39 |
11.9 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.05 |
0.0 |
0.03 |
MgO |
|
12.23 |
12.3 |
12.02 |
11.96 |
11.08 |
11.06 |
9.39 |
12.11 |
10.83 |
10.97 |
16.16 |
17.09 |
18.41 |
18.73 |
CaO |
|
2.66 |
2.58 |
0.99 |
1.01 |
1.08 |
1.49 |
0.58 |
0.99 |
2.86 |
3.63 |
1.27 |
1.23 |
1.03 |
1.09 |
Na2O |
|
1.34 |
1.3 |
0.07 |
0.03 |
0.09 |
0.14 |
0.26 |
0.36 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
K2O |
|
97.08 |
96.4 |
96.15 |
96.29 |
96.85 |
97.32 |
97.58 |
97.78 |
98.4 |
99.34 |
98.17 |
98.83 |
100.16 |
100.27 |
Total |
|
5.85 |
5.83 |
7.31 |
7.28 |
7.2 |
6.95 |
7.03 |
6.73 |
2.5 |
2.44 |
2.15 |
2.16 |
2.06 |
2.06 |
Si |
|
0.44 |
0.45 |
0.02 |
0.02 |
0.12 |
0.19 |
0.07 |
0.15 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
Ti |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1.69 |
1.69 |
1.87 |
1.83 |
1.91 |
1.9 |
Al |
|
2.15 |
2.17 |
0.68 |
0.72 |
0.8 |
1.05 |
0.96 |
1.27 |
|
|
|
|
|
|
AlIV |
|
0.12 |
0.04 |
0.08 |
0.15 |
0.12 |
0.23 |
0.22 |
0.19 |
AlVI |
||||||
|
0.11 |
0.23 |
0.29 |
0.24 |
0.1 |
0.0 |
0.39 |
0.42 |
0.0 |
0.0 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
Fe3+ |
|
1.18 |
1.01 |
0.65 |
0.67 |
1.9 |
1.78 |
1.83 |
1.64 |
0.0 |
0.01 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
Fe2+ |
|
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.03 |
0.07 |
0.05 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
Mn |
|
3.17 |
3.29 |
4.09 |
4.07 |
2.97 |
3.02 |
2.94 |
2.62 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
Mg |
|
1.95 |
1.97 |
1.84 |
1.83 |
1.76 |
1.75 |
1.48 |
1.92 |
0.54 |
0.54 |
0.8 |
0.85 |
0.92 |
0.91 |
Ca |
|
0.77 |
0.75 |
0.27 |
0.28 |
0.31 |
0.42 |
0.16 |
0.28 |
0.26 |
0.32 |
0.11 |
0.11 |
0.08 |
0.09 |
Na |
|
0.25 |
0.25 |
0.0 |
0.0 |
0.02 |
0.03 |
0.05 |
0.07 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
K |
|
16.01 |
16.0 |
15.24 |
15.27 |
15.33 |
15.45 |
15.2 |
15.34 |
4.99 |
5 |
4.94 |
4.96 |
4.98 |
4.98 |
Sum |
|
73 |
77 |
86 |
86 |
60 |
62 |
61 |
61 |
|
|
|
|
|
|
Mg# |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
32.34 |
37.45 |
12.45 |
11.52 |
9 |
8 |
Ab |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
67.66 |
62.55 |
87.55 |
88.47 |
91 |
92 |
An |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0.0 |
0 |
0 |
Or |
پیروکسن
برپایة نمودار ردهبندی پیروکسنها، کلینوپیروکسن در نمونة دایک هورنبلندگابرویی از نوع دیوپسید، در تودة گابرونوریتی از نوع اوژیت و در نمونة دایکهای پگماتوییدی و گابرونوریتی ترکیب دیوپسید تا اوژیت دارد. ارتوپیروکسن در نمونههای دایک و تودة گابرونوریتی ترکیب برونزیت نشان میدهد (شکل 6- A).
فلدسپار
فلدسپار در دایکها و توده مافیک مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد پلاژیوکلاز است و ترکیب آن از آلبیت در دایکهای گابروی پگماتوییدی و میکروگابرویی تا آنورتیت در تودة گابرونوریتی متغیر است (شکل 6- B). ترکیب آلبیتیِ پلاژیوکلازها پیامد تأثیر دگرسانی است؛ زیرا شواهد میکروسکوپی سوسوریتیشدنِ پلاژیوکلازها در برخی نمونهها دیده میشوند.
شکل 6- A) ترکیب پیروکسن در نمونههای بررسیشده گوناگون در نمودار ردهبندی پیروکسن (Morimoto, 1988)؛ B) ترکیب فلدسپار در نمونههای بررسیشده گوناگون در نمودار ردهبندی فلدسپار (Deer et al., 1996)
آمفیبول
نسبت CaB/(Ca+Na)Bدر آمفیبول نمونههای بررسیشده از 75/0 بیشتر است؛ ازاینرو، این آمفیبولها از نوع کلسیک بهشمار میروند. برپایة نمودار ردهبندی آمفیبولهای کلسیک، آمفیبول در نمونة هورنبلندگابرویی از نوع پارگازیت است؛ اما در نمونههای دیگر بازة ترکیبی از منیزیوهورنبلند تا ترمولیت نشان میدهد (شکل 7- A). برپایة نمودارهای شناسایی آمفیبول ماگمایی از دگرگونی (Coogan et al., 2001)، آمفیبول نمونة هورنبلندگابرویی خاستگاه ماگمایی دارد؛ اما در نمونههای دیگر از نوع ثانوی است و در شرایط دما و فشار متفاوت پدید آمدهاند (شکلهای 7- B و 7- C)؛ بهگونهایکه انواع منیزیوهورنبلند از دگرسانی دوتریک دمای بالای پیروکسن و ترمولیت از دگرسانی دوتریک کم دمای این کانی در شرایط اتومتامورفیسم (خود دگرگونی) توده آذرین درونی و دایکهای مافیک پدید آمدهاند. ازاینرو، منیزیوهورنبلند و ترمولیت نشاندهندة شرایط دگرگونی برگشتی دایکهای مافیک بهترتیب در شرایط رخساره آمفیبولیت و شیست سبز هستند.
شکل 7- A) نمودار نامگذاری آمفیبولهای کلسیک (Hawthorne et al., 2012)؛ B، C) نمودارهای شناسایی خاستگاه آمفیبول (Coogan et al., 2001)
شیمی سنگ کل
دادههای بهدستآمده از تجزیة زمینشیمیایی عنصرهای اصلی (به روش ICP-OES)، کمیاب و کمیاب خاکی (به روش ICP-MS) در ترکیب سنگ کلِ 9 نمونة دایک و یک نمونة تودة گابرونوریتی در توالی گوشتهای مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد در جدول 2 آورده شدهاند.
جدول 2- دادههای تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی(برپایة درصدوزنی)، کمیاب و کمیاب خاکی (برپایة ppm) نمونههای مافیک توالی افیولیتی جنوب سلطان آباد (SB10: دایک هورنبلندگابرویی؛ SB18: دایک گابرونوریتی؛ SB11: دایک دلریتی؛ SB23: دایک پگماتوییدی؛ SB9: دایک دلریتی؛ :SB4 دایک میکروگابرویی؛ SB28 : تودة گابرونوریتی؛ SB2a: دایک میکروگابرویی؛ SB14: دایک میکروگابرویی؛ SB24: دایک میکروگابرویی)
|
SB14 |
SB24 |
SB2a |
SB28 |
SB4 |
SB9 |
SB23 |
SB11 |
SB18 |
SB10 |
Sample No. |
|
55.29 |
54.64 |
50.32 |
49.44 |
49.99 |
46.12 |
44.58 |
44.48 |
42.92 |
41.39 |
SiO2 |
|
0.36 |
0.21 |
0.6 |
0.05 |
1.04 |
0.81 |
0.3 |
0.8 |
0.14 |
1.88 |
TiO2 |
|
17.88 |
17.36 |
14.62 |
19.63 |
11.54 |
15.91 |
16.74 |
15.31 |
11.56 |
12.38 |
Al2O3 |
|
7.64 |
5.58 |
9.04 |
5.1 |
8.4 |
9.04 |
7.52 |
8.77 |
7.35 |
8.99 |
FeO* |
|
0.15 |
0.11 |
0.15 |
0.11 |
0.21 |
0.16 |
0.13 |
0.16 |
0.13 |
0.13 |
MnO |
|
4.53 |
6.25 |
4.55 |
9.45 |
10.54 |
5.22 |
6.95 |
5.02 |
12.47 |
6.29 |
MgO |
|
7.76 |
6.64 |
8.65 |
14.8 |
11.82 |
11.03 |
18.51 |
14.49 |
18.96 |
20.07 |
CaO |
|
4.15 |
4.9 |
6.42 |
0.62 |
2.18 |
3.12 |
0.47 |
2.49 |
0.07 |
2.41 |
Na2O |
|
0.59 |
0.83 |
1.06 |
0.09 |
0.7 |
1.45 |
0.05 |
1.29 |
0.03 |
0.27 |
K2O |
|
0.05 |
0.03 |
0.06 |
0.01 |
0.13 |
0.37 |
0.01 |
0.36 |
0.02 |
1.1 |
P2O5 |
|
1.6 |
3.48 |
4.53 |
0.71 |
3.23 |
6.54 |
4.65 |
6.58 |
6.25 |
5.25 |
LOI |
|
100 |
100.05 |
100 |
100.05 |
99.78 |
99.77 |
99.95 |
99.75 |
99.95 |
100.16 |
Total |
|
32.7 |
28 |
27.9 |
28.1 |
22.7 |
23.7 |
49.6 |
22.9 |
34.4 |
19.1 |
Sc |
|
185 |
159 |
273 |
112 |
149 |
249 |
538 |
252 |
180 |
298 |
V |
|
28 |
64 |
29 |
57 |
442 |
39 |
44 |
42 |
534 |
111 |
Cr |
|
25 |
25 |
30 |
31 |
40 |
28 |
30 |
28 |
42 |
34 |
Co |
|
41 |
71 |
21 |
130 |
292 |
23 |
70 |
30 |
232 |
73 |
Ni |
|
73 |
49 |
52 |
48 |
74 |
84 |
44 |
78 |
55 |
105 |
Zn |
|
5 |
9 |
7 |
0.35 |
10 |
34 |
0.9 |
33 |
0.22 |
5 |
Rb |
|
195 |
293 |
287 |
118 |
346 |
1265 |
206 |
1663 |
20 |
5551 |
Sr |
|
12.3 |
8.7 |
14.4 |
4.2 |
20.1 |
14.2 |
7.1 |
13.6 |
6.6 |
14.2 |
Y |
|
13 |
17 |
21 |
5 |
17 |
59 |
11 |
59 |
7 |
156 |
Zr |
|
3.7 |
1.17 |
5.7 |
0.07 |
5.5 |
5.7 |
3 |
5.5 |
2.2 |
33 |
Nb |
|
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
Sb |
|
<0.5 |
2.3 |
0.6 |
<0.5 |
<0.5 |
68 |
0.6 |
41.3 |
<0.5 |
1.7 |
Cs |
|
65 |
90 |
136 |
19 |
1036 |
217 |
11 |
537 |
6 |
128 |
Ba |
|
4 |
6 |
6 |
2 |
8 |
20 |
4 |
20 |
2 |
80 |
La |
|
8 |
12 |
12 |
6 |
20 |
38 |
8 |
39 |
7 |
139 |
Ce |
|
0.86 |
1.18 |
1.34 |
0.44 |
2.83 |
4.47 |
0.71 |
4.24 |
0.47 |
15.18 |
Pr |
|
4.9 |
5.3 |
7.1 |
2.5 |
14.1 |
19.7 |
3.7 |
19.3 |
2.7 |
60.3 |
Nd |
|
1 |
0.78 |
1.58 |
0.15 |
3.28 |
3.42 |
0.48 |
3.27 |
0.33 |
8.94 |
Sm |
|
0.67 |
0.28 |
0.56 |
0.47 |
1.26 |
1.13 |
0.43 |
1.18 |
0.55 |
2.53 |
Eu |
|
1.59 |
1.07 |
2.16 |
0.4 |
3.87 |
3.46 |
0.81 |
3.48 |
0.71 |
7.43 |
Gd |
|
0.36 |
0.25 |
0.4 |
0.14 |
0.61 |
0.49 |
0.22 |
0.49 |
0.2 |
0.77 |
Tb |
|
2.56 |
1.95 |
2.92 |
1.14 |
4.17 |
3.11 |
1.68 |
3.13 |
1.56 |
4.05 |
Dy |
|
1.73 |
1.13 |
1.87 |
0.54 |
2.62 |
1.83 |
0.95 |
1.63 |
0.94 |
1.67 |
Er |
|
0.23 |
0.17 |
0.26 |
0.1 |
0.35 |
0.24 |
0.15 |
0.24 |
0.15 |
0.2 |
Tm |
|
2.1 |
1.25 |
2.3 |
0.35 |
2.6 |
1.8 |
2.1 |
1.8 |
1.4 |
1.2 |
Yb |
|
0.24 |
0.19 |
0.28 |
0.02 |
0.35 |
0.24 |
0.15 |
0.22 |
0.15 |
0.17 |
Lu |
|
<0.5 |
<0.5 |
0.54 |
<0.5 |
<0.5 |
1.18 |
<0.5 |
1 |
<0.5 |
2.92 |
Hf |
|
0.34 |
0.48 |
0.39 |
0.37 |
0.35 |
0.39 |
0.36 |
0.57 |
0.27 |
0.79 |
Te |
|
0.41 |
0.43 |
0.5 |
0.39 |
0.39 |
0.57 |
0.36 |
0.5 |
0.31 |
0.61 |
Ta |
|
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
Tl |
|
10 |
5 |
10 |
8 |
10 |
10 |
11 |
17 |
14 |
19 |
Pb |
|
2.31 |
0.85 |
2.71 |
2.15 |
2.58 |
3.2 |
2.28 |
3.2 |
2.14 |
14 |
Th |
|
0.1 |
0.17 |
0.2 |
0.05 |
0.2 |
0.3 |
0.1 |
0.4 |
0.04 |
1.4 |
U |
با توجه نمودار نامگذاری سنگهای آذرین درونی (شکل 8- A)، ترکیب شیمیایی نمونههای مافیک مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد، از گابرو تا سینودیوریت و دیوریت است.
برپایة منحنی جداکنندة سری آلکالن از سابآلکالن (Irvine and Baragar, 1971)، یک نمونه دایک میکروگابرویی و نمونههای دایک هورنبلندگابرویی و دلریتی از نوع آلکالن و دیگر نمونهها سابآلکالن هستند (شکل 8- A). برپایة سرشت کمابیش دگرسانشده نمونهها و تحرکپذیری اکسیدهای سیلیس و آلکالن هنگام دگرسانی، برای ارزیابی شیمی سنگ و نامگذاری آن، نمودار دوتایی پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1976) نیز بهکار برده شده است. ازآنجاییکه این نمودار، برپایة عنصرهای نامتحرک دربرابر دگرسانی پیشنهاد شده است، معیار معتبرتری را برای ردهبندی سنگهای دگرسانشده فراهم میآورد. برپایة این نمودار، سرشت شیمیایی دایکهای بررسیشده (مگر نمونههای تودة گابرونوریتی و دایک هورنبلندگابرویی) از نوع بازالت سابآلکالن است (شکل 8- B). برپایة نمودار دوتایی Zr دربرابر P2O5 (شکل 8- C)، سری ماگمایی دایکها و توده مافیک (مگر نمونههای دایک هورنبلندگابرویی و دلریتی) از نوع تولهایتی است.
شکل 8- A) نمودار دوتایی سیلیس دربرابر مجموع آلکالن (Cox et al., 1979) (منحنی جداکننده سری آلکالن از کالکآلکالن برگرفته از (Irvine and Baragar, 1971) است)؛ B) نمودار دوتایی Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1976)؛ C) نمودار شناسایی سری ماگمایی تولهایتی از آلکالن (Winchester and Floyd, 1977)
برپایة نمودار دوتایی Ti/Y دربرابر Zr/Y، پیدایش نمونهها (مگر نمونه دایک هورنبلندگابرویی) مرتبط با جایگاه حاشیه ورقهای است (شکل 9- A). در نمودار سهتایی CeN-SrN-SmN، نمونهها (مگر یک نمونه دایک میکروگابرویی و نمونه دایک هورنبلندگابرویی) به ترکیب تولهایت جزیرههای کمانی نزدیکی زمینشیمیایی نشان میدهند (شکل 9- B).
یکی از ویژگیهای زمینشیمیایی مهم در بیشتر نمونههای بررسیشده، سرشت فقیر از تیتانیم آنهاست، بهگونهایکه در نمودار دوتایی اکسید منیزیم دربرابر اکسید تیتانیم (شکل 9- C)، بیشتر در محدودة افیولیتهای مرتبط با فرورانش جای دارند. تمرکز کم تیتانیم در نمونههای مافیک مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد، همانندیِ زمینشیمیایی آنها به مذابهای بونینیتی را در ذهن تداعی میکند؛ بهگونهایکه شماری از نمونهها، در نمودار دوتایی Ti دربرابر V، با نسبت Ti/V کمتر از10، در محدودة بونینیت جای گرفتهاند (شکل 9- D). در این نمودار نیز ترکیب نمونة دایک هورنبلندگابرویی و یکی از نمونههای دایک میکروگابرویی با جایگاه درونصفحهای همخوانی دارد.
شکل 9- نمودارهای شناسایی جایگاه زمینساختی ماگما. A) نمودار دوتایی Ti/Y دربرابر Zr/Y (Pearce and Gale, 1977)؛ B) نمودار سهتایی CeN-SrN-SmN Ikeda, 1990))؛ C) نمودار MgO دربرابر TiO2 (Dilek and Furnes, 2011)؛ D) نمودار دوتایی Ti دربرابر V (Shervais, 1982) (محدودههای بونینیت و افیولیتهای مرتبط و نامرتبط با فرورانش از Dilek و Furnes (2011) برگرفته شدهاند: BABB: بازالت حوضه پشتکمان؛ IAT: تولهایت جزیرههای کمانی؛ OIA: آلکالیبازالت جزیرههای اقیانوسی؛ OIT: تولهایت جزایر اقیانوسی؛ OIB: بازالت جزیرههای اقیانوسی؛ WPB: بازالت درون صفحهای)
الگوی عنصرهای خاکی کمیاب نمونههای مافیک مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد که دربرابر ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)، بهنجار شدهاند متغیر است. این الگو از انواع غنیشده از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (همانند بازالت جزایر اقیانوسی یا OIB) در دایکهای هورنبلندگابرویی و دلریتی تا تهیشده از عنصرهای خاکی کمیاب میانی در بیشتر نمونهها متغیر است (شکل 10- A). الگوی تقعر روبه بالای (U شکل) عنصرهای خاکی کمیابِ برخی نمونهها نشان میدهد آمفیبول در پیدایش آنها بهصورت فاز دیرگداز برجا یا جدایش از مذاب مشارکت داشته است؛ زیرا این کانی به جذب عنصرهای خاکی کمیاب متوسط (MREE) نسبت به سبک (LREE) و سنگین (HREE) گرایش دارد (Davidson et al., 2012). در اینباره Rahmani و همکاران (2020)، پیدایش واحدهای کومولایی آمفیبولدارِ مجموعة افیولیتی جنوب باغجر (15 کیلومتری باختر منطقه سلطانآباد) را پیامد تحول ماگمای مادر در شرایط آبدار دانستهاند. از سوی دیگر، الگوی تقعر رو به بالای عنصرهای خاکی کمیاب، در مذابهای با سرشت زمینشیمیایی بونینیتی نیز معمول است (Beccluva and Serri, 1988).
شکل 10- الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و چندعنصری نمونههای مافیک توالی گوشتهای مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد. A) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) (برای مقایسه، الگوی بازالت جزیرههای اقیانوسی (Sun and McDonough, 1989) نیز نمایش داده شده است)؛ B) الگوی نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ C، D) الگوی نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب مورب نرمال (Sun and McDonough, 1989) (برای مقایسه الگوی نمودار عنکبوتی افیولیتهای بالای پهنة فرورانش ترینیتی (Metcalf and Shervais, 2008) و بازالتهای پیش کمان سنوزوییک (Metcalf and Shervais, 2008) نیز نمایش داده شدهاند)
الگوی عنصرهای خاکی کمیاب تودة گابرونوریتی همانند دایکهای پگماتوییدی، گابرونوریتی و دو نمونه از دایکهای میکروگابرویی است و این نکته نشاندهندة همزادبودن ماگمای مادر آنهاست (شکل 10- A).
در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، الگوهایی مانند آنومالی مثبت سرب و آنومالی منفی عنصرهای با میدان پایداری بالا (مانند: نیوبیم، فسفر و تیتانیم) و غنیشدگی از عنصرهای بزرگ یون لیتوفیل در بیشتر نمونهها، نشاندهندة پیدایش مرتبط با فرورانش آنهاست (شکل 10- B).
نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب مورب نرمال (Sun and McDonough, 1989) نیز، در بیشتر نمونهها الگوهایی مانند آنومالی مثبت سرب و آنومالی منفی نیوبیم، فسفر و تیتانیم و غنیشدگی از عنصرهای بزرگ یون لیتوفیل نشان میدهند. این ویژگیها نشاندهندة پیدایش مرتبط با فرورانش آنها هستند (شکلهای 10- C و 10- D). برای مقایسه، الگوی نمودار عنکبوتی افیولیتهای بالای پهنة فرورانش ترینیتی و بازالتهای پیشکمانی سنوزوییک (Metcalf and Shervais, 2008) نیز، نمایش داده شدهاند. همانگونهکه در شکلهای 10- C و 10- D دیده میشود، میان الگوی عنکبوتی دایکهای مافیک بررسیشده (مگر دایکهای دلریتی و دایک هورنبلندگابرویی) و افیولیتهای بالای پهنة فرورانش ترینیتی و بازالتهای پیشکمان سنوزوییک همپوشانی چشمگیری دیده میشود. سرشت غنیشدهتر نمونههای دایک هورنبلندگابرویی، دلریتی و یکی از نمونههای میکروگابرویی نسبت به دیگر نمونهها، با داشتن ویژگیهای زمینشیمیایی سنگهای آلکالن و موقعیت جدا در نمودارهای ردهبندی و تمایز جایگاه زمینساختی نیز دیده میشوند.
الگوی عنصرهای خاکی کمیابِ نمونة دایک هورنبلندگابرویی و دو نمونة دایک دلریتی با غنیشدگی از عنصرهای خاکی کمیاب سبک و شیب منفی متمایز است و در نمودار عنکبوتی چندعنصری نیز با تمرکز مطلق بالاتری از عنصرهای کمیاب دیده میشوند. چنین دوگانگی جایگاه زمینساختی در ترکیب کلینوپیروکسن این نمونهها نیز پیداست (شکل 11)؛ بهگونهایکه دایک هورنبلندگابرویی جایگاه زمینساختی آلکالن درونصفحهای را نشان میدهد؛ اما شیمی کلینوپیروکسن دایکهای میکروگابرویی و گابرونوریتی با جایگاه جزیرههای کمانی، پشتة میاناقیانوسی و درونصفحهای همخوانی دارند.
شکل 11- شناسایی جایگاه زمینساختی برپایة شیمی کلینوپیروکسن. A) نمودار سهتایی MnO- TiO2- Na2O (Nisbet and Pearce, 1977)؛ B) نمودار دوتایی F1 دربرابر F2 (Nisbet and Pearce, 1977)
F1 = 0.012 × SiO2 - 0.0807 × TiO2 + 0.0026 × Al2O3 - 0.0012 × FeOt - 0.0026 × MnO + 0.0087 × MgO - 0.0128 × CaO - 0.0419 × Na2O
F2 = -0.0469 × SiO2 - 0.0818 × TiO2 - 0.0212 × Al2O3 - 0.0041 × FeOt - 0.1435 × MnO -0.0029 × MgO + 0.0085× CaO + 0.016 × Na2O
ویژگی آلکالن درونصفحهای برخی سریهای مافیک مجموعة افیولیتی شمال سبزوار تنها ویژة واحدهای سنگی با ساختار دایک نیست بهگونهایکه Shafaii Moghadam و همکاران (2014) و Rezaie و همکاران (2018) در میان واحدهای گدازههای بالشی و مجموعه دایکهای صفحهای افیولیتهای جنوب باغجر نیز، نمونههایی با ویژگیهای زمینشیمیایی آلکالن گزارش کردهاند. از سوی دیگر، روانههای گدازهای به سن کامپانین- مایستریشتین و با سرشت زمینشیمیایی آلکالن و ویژگی بافتی و کانیشناسی همانند دایکهای دلریتی، در واحد آتشفشانی- رسوبی V2 نیز شناسایی شدهاند (Baroze et al., 1983).
بحث
امروزه دربارة پیدایش مرتبط با فرورانش، برای بیشتر پهنههای افیولیتی کرة زمین اجماع نظر وجود دارد (Shervais, 2001; Dilek et al., 2007; Metcalf and Shervais, 2008; Wakabayashi et al., 2010; Dilek and Furnes, 2014) و پهنة افیولیتی شمال سبزوار نیز از این قاعده مستثنی نیست.
افزونبر ویژگیهای زمینشیمیایی، ویژگیهایی مانند آبداربودن ماگما، سرشت تفالهای گوشته و نوع پوشش رسوبی روی افیولیتها نیز نشانههایی از جایگاه بالای پهنة فرورانش را برای بیشتر پهنههای افیولیتها نشان میدهند (Metcalf and Shervais, 2008). وجود آب در جایگاه فرورانش تأخیر در تبلور پلاژیوکلاز را در پی دارد (Hebert and Laurent, 1990). ازاینرو، در افیولیتهای بالای پهنة فرورانش توالی تبلور ماگمای بازالتی با ترتیب الیوین- پیروکسن- پلاژیوکلاز است؛ اما در ماگمای نوع مورب (شرایط فقیر از آب)، پلاژیوکلاز پیش از پیروکسن متبلور میشود و کانی آمفیبول در این سنگها فراوانی ناچیزی دارد. افزونبر این، مشارکت آب در فرایند ذوببخشی و وجود سنگ خاستگاه هارزبورژیتی، پیدایش مذابهای اشباع از سیلیس را بهدنبال دارد. ازاینرو، در افیولیتهای بالای پهنة فرورانش، ارتوپیروکسن از فازهای ماگمایی اصلی سریهای مافیک بهشمار میرود (Hebert and Laurent, 1990). از سوی دیگر، وجود پلاژیوکلازهای سرشار از آنورتیت در ماگمای مافیک افیولیتهای بالای پهنة فرورانش گویای دخالت آب در پیدایش ماگما است (Hebert and Laurent, 1990). دربارة سنگهای مافیک توالی افیولیتی جنوب سلطانآباد، ویژگیهایی مانند ترکیب سرشار از آنورتیت پلاژیوکلاز، تبلور پیروکسن پیش از پلاژیوکلاز، ترکیب گابرونوریتیِ تودههای مافیک و برخی دایکها و بافت پگماتوییدیِ برخی گابروها با مشارکت آب در پیدایش ماگما در پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد همخوانی دارد. ازاینرو، این افیولیت از افیولیتهای جایگاه بالای پهنة فرورانش بهشمار میرود. بر خلاف پوشش رسوبی پریدوتیتهای آبیسال کف اقیانوس که بیشتر از نوع چرتهای سرشار از رادیولاریت و آهکهای پلاژیک هستند، در افیولیتهای بالای پهنة فرورانش، افزونبر چرت و آهکهای پلاژیک، توالیهای ستبری از خاکستر آتشفشانی و توف نیز دیده میشوند. همراه با رسوبهای پلاژیک ژرف اقیانوسی، واحد ستبری از گدازه و توالی آتشفشانی- رسوبی به سن کرتاسة پسین روی پهنة افیولیتی شمالخاوری سبزوار برونزد دارد (واحد V2) که چهبسا نشاندهندة ماگماتیسم جزیرههای کمانی درون اقیانوسی است. این ویژگی با جایگاه بالای فرورانش این افیولیتها سازگار است.
همانگونهکه در بخش شیمی سنگ کل گفته شد، برپایة نمودارهای شناسایی جایگاه زمینساختی و الگوی نمودار عنکبوتی، بیشتر دایکهای مافیک توالی گوشتهای افیولیتهای جنوب سلطانآباد ویژگیهای زمینشیمیایی ماگماتیسم تولهایتی و بونینیتی جزیرههای کمانی را نشان میدهند. این ویژگی نشاندهندة ذوب سنگ خاستگاه گوة گوشتهای تهیشده در حضور آب است. ویژگیهای زمینشیمیایی آلکالن درونصفحهای شماری از نمونهها (دایکهای دلریتی و هورنبلندگابرویی) نیازمند مشارکت سنگ خاستگاه گوشتهای غنیشدة ژرف پدیدآورندة مذابهای جزیرههای اقیانوسی و یا شرایط ذوب متفاوت است.
دربارة سازوکار مشارکت سنگ خاستگاه غنیشده گوشتة زیرین در پیدایش مذاب آلکالن پهنههای افیولیتی الگوهای متفاوتی پیشنهاد شده است. به گفتة Parlak و همکاران (2006) و Çelik (2007)، مذاب آلکالن دایکهای مافیک در توالی گوشتهای پهنة افیولیتی جنوبخاوری ترکیه پیامد ذوببخشی سستکرة بالاآمده از محل گسیختگی تختة فرورو است. Colakoglu و همکاران (2012)، با بررسی دایکهای مافیک در توالی گوشتهای پهنة افیولیتی جنوبخاوری ترکیه، سه گروه دایک با ویژگیهای زمینشیمیایی، تولهایت جزیرههای کمانی، مورب غنیشده و جزیرههای اقیانوسی شناسایی کردهاند و این تنوع ماگمایی را پیامد مشارکت منابع گوشتهای جدای تهیشده و غنیشده هنگام روند تکامل سیستم فرورانش دانستهاند. بهباور این پژوهشگران، در آغاز فرورانش، ذوب گوة گوشتهای تهیشده، مذاب با ویژگی مورب را پدید میآورد و در ادامه با مشارکت سیالهای آزادشده از تختة فرورو، دایکهای با ویژگی زمینشیمیایی تولهایت جزیرههای اقیانوسی (IAT) پدید میآیند. با تکامل سیستم فرورانش و عقبگرد تختة فرورو، ذوب ناشی از کاهش فشار منابع گوشتهای دگرسانشده ژرف بالاآمده، ماگمایی با ویژگیهای زمینشیمیایی غنیشده آلکالن درونصفحهای (OIB) را بهدنبال دارد. بهباور Parlak (2016) نیز آغاز فرورانش و عقبگرد تختة اقیانوسی فرورو الگویی توجیهپذیر برای تفسیر روابط ساختاری و سنگشناسی پیدایش افیولیت، پیدایش دگرگونی قاعدهای و جایگزینی بعدی دایکهای مافیک در پهنة افیولیتی جنوب ترکیه است.
شکل 12، توالی پیدایش پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد برپایة الگوی پیشنهادیِ Metcalf و Shervais (2008) برای افیولیتهای پیشکمان را نشان میدهد. در آغاز فرورانش (مرحلة A)، فرورانش سریع همراه با عقبنشینی تختة فرورو، رژیم زمینساخت کششی را بهدنبال دارد و فضای تهی را پدید میآورد که با سستکره پر میشود. در پی بالاآمدگی، سستکرة لرزولیتی دستخوش ذوببخشی ناشی از کاهش فشار میشود و بازالتی با ویژگی زمینشیمیایی مورب در جایگاه کششی پیشکمان پدید میآید و تفالة هارزبورژیتی با سرشت بسیار تهیشده را بهجای میگذارد. در ادامة فرورانش، با افزایش جریان سیالها به گوة گوشتهای، سنگ خاستگاه هارزبورژیتی دستخوش ذوببخشی شدید در حضور آب میشود و مذاب تولهایتی و بونینیتی فقیر از تیتانیم بهصورت دایکهای مافیک، دومین توالی ماگمایی سنگکره در حال گسترش پیشکمان را پدید میآورد. در پهنة افیولیتی منطقه سلطانآباد، پیدایش دایکهای دیابازی با ویژگیهای زمینشیمیایی تولهایتی و بونینیتی و با سن 99 تا 76 میلیون سال پیش (Lensch and Davoudzadeh, 1982; Shafaii Moghadam et al., 2014) شاید با این مرحله مرتبط هستند. با برپایی حالت پایدار و پیدایش یک جایگاه فرورانش واقعی (مرحله B)، کمان ماگمایی تکاملیافته با قرابت زمینشیمیایی تولهایتی تا کالکآلکالن در 83 تا 65 میلیون سال پیش (Lensch et al., 1979) پدید میآید (واحد V2).
شکل 12- مراحل پیدایش پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد در جایگاه بالای پهنة فرورانش (پیشکمان). A) پیدایش پوسته پیشکمان در پی ذوببخشی سستکرة بالا آمده در محل جایگاه آغاز فرورانش. در آغاز این مرحله، ماگمای مورب از ذوببخشی سستکرة بالاآمده پدید میآید و با آغاز مشارکت سیالهای آزادشده از تختة فرورو، ماگماتیسمی با قرابت زمینشیمیایی تولهایت و بونینیتی جزیرههای کمانی بهصورت دایکهای مافیک در 99 تا 76 میلیون سال پیش روی میدهد؛ B) با تکامل سیستم فرورانش و افزایش مشارکت آب در پیدایش ماگما، جزیرههای کمانی (واحد V2) در 83 تا 65 میلیون سال پیش پدید میآیند؛ C) بالغشدن سیستم فرورانش و مهاجرت رو به عقب تختة فرورو، حاکمشدن زمینساخت کششی را بهدنبال دارد و خاستگاه گوشتهای غنیشده و آبدار ژرف بالا میآید و دستخوش ذوببخشی میشود. در پایانِ کرتاسه پایانی تا پالئوسن، مذاب پدیدآمده بهصورت دایکهایی با ویژگیهای زمینشیمیاییِ آلکالن در سنگکرة پیشکمان و جزیرههای کمانی جایگیری میکند (CA : کالکآلکالن؛ IAT: تولهایت جزیرههای کمانی؛ OIB: بازالت جزایر اقیانوسی؛ SSZ: بالای پهنة فرورانش)
در پایان، با تکامل سیستم فرورانش (مرحله C، شکل 12) در پایانِ کرتاسه پایانی- پالئوسن، تختة فرورو دستخوش مهاجرت رو به عقب میشود و با حاکمشدن رژیم زمینساختی کششی، منابع گوشتهای دگرسانشده ژرف بهصورت تنورة گوشتهای صعود میکند و دربرابر ذوببخشی ناشی از کاهش فشار قرار میگیرند. دایکهای هورنبلندگابرویی و دلریتی آلکالن در توالی گوشتهای پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد و گدازههای آلکالن واحد آتشفشانی- رسوبی V2 چهبسا نشاندهندة ماگمای نهایی بهدستآمده از ذوببخشی تنورة گوشتهای دگرسانشده در این مرحله هستند.
روشن است آشکارشدن سن واحدهای ماگمایی مافیک توالی گوشتهای و ماگماتیسم توالی آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی واحد V2، دسترسی به دادههای بیشتری از شیمی سنگ کل و دادههای ایزوتوپی واحدهای سنگی گوناگون، به شناخت دقیقتر تحولات ژئودینامیکی پهنة فرورانش و درک بهتر توالی رویدادهای ماگمایی مرتبط با زایش و تکامل پهنة افیولیتی شمالخاوری سبزوار کمک شایانی خواهد کرد.
برداشت
برپایة ویژگیهای صحرایی، بافتی، کانیشناسی و بررسیهای زمینشیمیایی، دربارة پیدایش و جایگاه پیدایش دایکهای مافیک پهنة افیولیتی جنوب سلطانآباد یافتههای زیر بهدست آمدهاند:
الف- بافت پگماتوییدیِ برخی نمونههای گابرویی، وجود ارتوپیروکسن و تبلور پیروکسن پیش از پلاژیوکلاز در نمونههای گابرونوریتی و ترکیب سرشار از آنورتیت پلاژیوکلاز در نمونههای پگماتوییدی و گابرونوریتی، نشاندهندة مشارکت آب در پیدایش دایکهای مافیک تولهایتی مجموعة افیولیتی جنوب سلطانآباد در جایگاه بالای پهنة فرورانش (پیشکمان) هستند؛
ب- برپایة نمودارهای شناسایی جایگاه زمینساختی و نمودارهای الگوی عنصرهای خاکی کمیاب و چندعنصری، سرشت بیشتر دایکها نزدیکی زمینشیمیایی به بونینیت تا تولهایت جزیرههای کمانی نشان میدهد و با افیولیتهای بالای پهنة فرورانش و بازالتهای پیشکمان سنوزوییک مشابهت ترکیبی نشان میدهد؛ اما سه نمونة دایک هورنبلندگابرویی و دلریتی و تا اندازهای یک نمونة دایک میکروگابرویی نزدیکی زمینشیمیایی به سنگهای آلکالن درونصفحهای نشان میدهند؛
پ- تحول ماگماتیسم بونینیتی و تولهایتی جزیرههای کمانی به آلکالن درونصفحهای، چهبسا نشاندهندة تکامل سیستم فرورانش در بازة زمانی کرتاسه پسین است که در پی آن سنگ خاستگاههای گوناگونِ گوشتهای در شرایط متفاوت دستخوش ذوب شدهاند.
)
