نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، شهر کرمان، جمهوری اسلامی ایران
2 دانشگاه شهید باهنر کرمان
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abgarm ultramafic complex in the south of Kerman province is a part of Esfandagheh- Haji Abad ophiolite which is located in the northern edge of Zagros thrust. The complex contains harzburgites, lherzolites, dunites, and chromitites. Harzburgite is the main lithology of Abgarm peridotites and dunites containing lens-shaped chromites are arranged in irregular layers between them. Some evidence such as recrystallization of grain boundaries, curved shapes boundaries, and exsolution lamellae of clinopyroxenes in orthopyroxenes in the harzburgites and lherzolite show that the peridotites of this studied complex, passed the high-temperature deformation in the upper mantle and then they have emplaced in the crust. Petrography and mineral chemistry evidence shows that there are two groups of chrome spinel in Abgarm complex. The first group is the disseminated chrome spinels in the peridotites and the other group is the chrome spinels in dunites and chromitites. Chemical analyses of spinels in studied rocks show that in these crystals the maximum amounts of Cr# belong to those that exist in the dunites and chromitites (60.76 – 63.81) and the minimum is for those in the lherzolites (11 – 13.50). Chemical composition of chrome spinels from the harzburgites and lherzolites are similar to those exist in Alpine peridotites with about 5 to 15% partial melting and probably they were formed in a back-arc basin environment while the dunites and chromitites of the complex can be caused by the reaction of the basaltic melts of the back-arc basin with peridotites.
کلیدواژهها [English]
افیولیتها مجموعههای سنگی ناهمگن و متنوعی از پوستة اقیانوسی هستند (Barth et al., 2003; Khanchuk et al., 2016; Khalatbari Jafari et al., 2016; Shirdashtzadeh et al., 2017) که بررسی و تفسیر واحدهای سازندة آنها بهعنوان قطعات بجامانده از سنگکرة اقیانوسی قدیمی، اهمیت فراوانی در تفسیر سرگذشت زمین و رویدادهای آن دارد و از دیرباز مورد توجه پژوهشگران بودهاند (Ghazi et al., 2010). یک افیولیت کامل شامل توالی نسبتاً دستنخورده از پوستة اقیانوسی و گوشتهای است که از بالا به پایین شامل گدازههای بالشی، دایکهای ورقهای، سنگهای مافیک تودهای و الترامافیک و پریدوتیتهای تکتونیزهشده است (Coleman, 1977).
اسپینل کانی معمول پریدوتیتهای گوشتهای و پوستة اقیانوسی است و مدتهاست برای شناخت تاریخ سنگشناسی و زمینساختی مجموعههای افیولیتی، از ترکیب شیمیایی آن بهره گرفته میشود (Irvine, 1965; Dick and Bullen, 1984). ازآنجاییکه این کانی با مقادیر متفاوت در پریدوتیتهای گوشتهای و سنگکرة اقیانوسی یافت میشود و همچنین، دربرابر عوامل هوازدگی پایدار است، بهعنوان نشانگر مفیدی در تعیین سنگزایی و پهنة زمینساختی (پشتههای میان اقیانوسی و پهنههای فرافرورانش) سنگهای میزبان بهکار میرود (Uysal et al., 2007; Ahmed, 2013).
ترکیب شیمیایی اسپینل تا اندازة بسیاری به درجه و شرایط ذوببخشی و همچنین، واکنش مذاب با سنگ بستگی دارد (Irvine, 1965; Arai, 1992). در مجموعة الترامافیک آبگرم (جنوب کرمان) ترکیب شیمیایی اسپینل در هر واحد سنگی با یکدیگر متفاوت است؛ اما گاه شاید با یکدیگر همپوشانی نیز داشته باشند. در پهنة افیولیتی اسفندقه پنج گروه سنگی دیده میشوند:
- گروه نخست: این گروه سنگهای مافیک- الترامافیکی هستند که مجموعههای سیخوران، صوغان، سرخبند، آبدشت، شاداب، حاجیآباد و دهشیخ را میسازند و پژوهشگران بسیاری آنها را بررسی کردهاند (Ahmadipour, 2014; Peighambari et al., 2016; Mohammadi et al., 2018)؛
- بخش دوم: مجموعههای دگرگونی سرگز- آبشور؛
- بخش سوم: واحدهای رسوبی- آذرین ژوراسیک- کرتاسه؛
- بخش چهارم: آمیزههای افیولیتی سیاه کوه – دولتآباد؛
- بخش پنجم: تودههای آذرین درونی گرانیتوییدی.
ازآنجاییکه منطقة بررسیشده بخشی از پهنة افیولیتی اسفندقه – حاجیآباد است و تا کنون دقیق بررسی نشده است، در این پژوهش تلاش شده است با بهرهگیری از بررسیهای صحرایی، سنگنگاری و بررسی شیمی کانی اسپینل در واحدهای گوناگون سنگی پریدوتیتهای افیولیت آبگرم و کاربرد نمودارهای شیمی کانی، سرشت ترکیب ماگمای مادر و تاریخچة زمینساختی این مجموعه ارزیابی شود.
زمینشناسی منطقه
افیولیتهای ایران بخشی از پهنة افیولیتی تتیس در سیستم کوهزایی آلپ- هیمالیا هستند که نقش مهمی در تکامل زمینشناسی این پهنة افیولیتی بازی کردهاند (Shafaii Moghadam and Stern, 2014, 2015). این افیولیتها افیولیتهای خاورمیانه – مدیترانه و اروپای شرقی را به افیولیتهای آسیای شرقی (مانند پاکستان و تبت) پیوند میدهند (شکل 1). پهنة افیولیتی تراست زاگرس که در مرکز کمربند افیولیتی تتیس جای دارد، به دو گروه افیولیتهای بیرونی (افیولیتهای کرمانشاه، نیریز و اسفندقه- حاجیآباد) و درونی (افیولیتهای نایین – دهشیر- بافت) بخش میشود. با توجه به اینکه منطقة بررسیشده بخشی از پهنة افیولیتی اسفندقه- حاجیآباد است، از گروه افیولیتهای بیرونی شمرده میشود (Shahabpour, 2005). مجموعة الترامافیک آبگرم، بهصورت تودهای کشیده، تقریباً با روند شمالخاوری- جنوبباختری و مساحت نزدیک به 80 کیلومترمربع است که در کرانة جنوبخاوری پهنة سنندج- سیرجان و در نزدیکی پهنة زاگرس، در محل تقاطع آن با افیولیت ملانژهای ایران مرکزی رخنمون پیدا کرده است (شکل 2). همچنین، این مجموعه بخشی از تودههای الترامافیک منطقة اسفندقه بهشمار آورده میشود که در نقشة 1:250000 چهارگوش حاجیآباد رخنمون دارند (Sabzehei et al., 1994). از دیدگاه ردهبندیهای جغرافیایی، منطقة بررسیشده در 15 کیلومتری روستای دولتآباد، واقع در 31 کیلومتری جنوبخاوری ارزوییه، در جنوب شهرستان بافت (استان کرمان) و در نزدیکی مرز استان کرمان با هرمزگان جای دارد.
روش انجام پژوهش
برای بررسی مجموعة الترامافیک آبگرم، پس از انجام بررسیها و بررسیهای دقیق کتابخانهای، مجموعههای سنگی این منطقه نمونهبرداری هدفمند شدند. پس از انجام بررسیهای سنگنگاری، شماری از نمونهها با کمترین میزان دگرسانی برگزیده شدند و از آنها مقاطع نازک صیقلی تهیه شد. سپس ترکیب شیمیایی کانیهای آنها با دستگاه تجزیة ریزکاوالکترونی (مدل Cameca SX50) و با ولتاژ شتابدهندة kV15 و شدت پرتوی nA20،در بخش زمینشناسی دانشگاه سپینزا رم (ایتالیا) سنجیده شد.
شکل 1- جایگاه مجموعة الترامافیک آبگرم در میان دیگر افیولیتهای ایران (Pessagno et al., 2005)
شکل 2- نقشة زمینشناسی منطقة آبگرم برگرفته از نقشة چهارگوش 1:100000 ارزوییه (Sahandi et al., 2007)
ویژگیهای صحرایی و سنگنگاری
مجموعة افیولیتی آبگرم از سنگهای الترامافیک مانند هارزبورژیت، لرزولیت، دونیت، پیروکسنیت و ذخایر کرومیتیت ساخته شده است.
هارزبورژیتها سازنده اصلی سنگهای الترامافیک مجموعة افیولیتی آبگرم هستند و بیشتر از 85 درصدحجمی سنگهای منطقه را دربر گرفتهاند. ازآنجاییکه این سنگها مقاومت بالایی نسبت به واحدهای دیگر دارند، ریختشناسی مرتفع و خشن، همراه با دامنههای پرشیب دارند (شکل 3- A). این واحدهای سنگی، در سطوح هوازدة خود رنگ سرخ مایل به قهوهای و قهوهای سوخته و در سطح تازه شکستهشدة خود رنگ سبز تیره و خاکستری دارند.
لرزولیتها در حاشیة مجموعة بررسیشده رخنمون پیدا کردهاند و گسترش اندکی دارند. این سنگها در سطح هوازده، رنگ نارنجی تا زرد رنگ و در سطح تازه شکستهشده، رنگ خاکستری کمرنگ نشان میدهند (شکل 3- B).
پیروکسنیتهای مجموعة بررسیشده بیشتر در هارزبورژیتها رخنمون دارند. این سنگها بهعلت سرشت کانیشناسی خود کمتر دچار دگرسانی شدهاند و بهصورت رگههای نازک، با قطر نزدیک به 2 تا 8 سانتیمتر در مجموعههای سنگی منطقه دیده میشوند (شکل 3- C).
دونیتها بهصورت تودههای بیقاعده و یا لایههای منقطع در میان هارزبورژیتها دیده میشوند. این سنگها دربرابر عوامل فرسایشی بهشدت نامقاوم هستند. وجود درزهها و گسل خوردگیهای فراوان که موجب خردشدگی این سنگها شده است از ویژگیهای بارز دونیتهاست.
در برخی بخشها، در امتداد شکستگیهای پریدوتیتهای منطقه، رگههای مگنزیتی با ابعاد چندین سانتیمتر پدید آمدهاند (شکل 3- D). کرومیتیتهای مجموعة الترامافیک آبگرم، بهصورت لایهای، پراکنده و تودهای (شکل 3- E)، با سنگهای دونیتی دربر گرفته شدهاند. رنگ دونیتهای همراه، بهعلت دگرسانی بسیار شدید زرد کمرنگ است و در حقیقت، میزبان کرومیتیتهای سیاهرنگ هستند.
وجود مرز تدریجی میان دونیتها و کرومیتیتهای همراه آنها و وجود بافت لایهای میان این کرومیتیتها و لایههای دونیتی چهبسا نشاندهندة خاستگاه ماگماییِ این سنگهاست.
اسپینلها بهصورت پراکنده در بیشتر واحدهای سنگشناسی مانند هارزبورژیت، لرزولیت و دونیتها دیده میشوند و بههمراه الیوین، کانی اصلی سازندة کرومیتیتها بهشمار میروند. آنها بهصورت پراکنده و همچنین، بهصورت لایههای نازک با دونیتها همراه هستند که شامل تناوبی از لایههای غنی از کرومیت و لایههای دونیتی کرومیتدار هستند (شکل 3- F).
از دیدگاه سنگنگاری، هارزبورژیتهای منطقه 70 تا 85 درصدحجمی الیوین، 10 تا 30 درصدحجمی ارتوپیروکسن و کمتر از 3 درصدحجمی اسپینل دارند. افزونبر کانیهای یادشده، تا حدود حداکثر یک درصدحجمی کلینوپیروکسن نیز دیده میشود. بافت غالب در نمونههای هارزبورژیتی پروتوگرانولار و گاه پورفیروکلاستیک است و حضور بافت پورفیروکلاستیک نشانة تأثیر دگرریختی دمای پایین بر این سنگهاست (Mercier and Nicolas, 1975).
شکل 3– A) نمایی از هارزبورژیتها و دونیتهای مجموعة آبگرم؛ B) لرزولیتهای حاشیه منطقه؛ C) دایک پیروکسنیتی واحد هارزبورژیتی؛ D) رگههای مگنزیتی پریدوتیتهای منطقة بررسیشده؛ E) کرومیتهای نوع لایهای در مجموعة بررسیشده؛ F) تناوب لایههای غنی از کرومیت (Chr) و لایههای دونیتی کرومیتیتدار
از دیدگاه بافتی کانی اسپینل در هارزبورژیتها (با فراوانی حداکثر 3 درصدحجمی) به دو شکل دیده میشود:
- اسپینلهای نوع نخست (SP1) دانه درشت هستند و رنگ قهوهای تیره تا سرخ دارند و گاه در پی دگرسانی از حواشی و شکستگیها با مگنتیت جایگزین شدهاند (Rajabi and Torabi, 2012) (شکل 4- A). همچنین، بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار هستند و در مرز بلورهای الیوین و ارتوپیروکسن متبلور شدهاند. گاهی میانباریهایی از الیوین و پیروکسن نیز در آنها دیده میشود (شکل 4- B).
- نوع دوم اسپینلها (SP2)، بهصورت کاملاً بیشکل هستند و نسبت به نسل نخست اندازة کوچکتری دارند. این کانیها مرز میان بلورهای ارتوپیروکسن و الیوین در هارزبورژیتها را پر کردهاند (شکل 4- C) گاهی فرورفتگیهای خلیجمانندی در این کانیها پدید آمدهاند. از دیدگاه بافتی گمان میرود آخرین فاز پدیدآمده در این سنگها هستند. اسپینلهای هارزبورژیتهای آبگرم گاه کشیدگی و بهصفشدگی از خود نشان میدهند (شکل 4-D).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از: A) نخستین نسل اسپینلهای نیمهشکلدار (Spl1) در هارزبورژیتها که در امتداد شکستگیها با مگنتیت جایگزین شدهاند (در PPL)؛ B) میانبار الیوین درون اسپینلهای هارزبورژیتها (در XPL)؛ C) نسل دوم اسپینلها (Spl2) در هارزبورژیتها (در PPL)؛ D) به صفشدگی و کشیدگی در اسپینلهای هارزبورژیتها (در PPL)؛ E) نخستین نسل بلورهای اسپینل نیمهشکلدار در لرزولیتهای منطقة آبگرم (در نور PPL)؛ F) بلورهای اسپینل بیشکل نسل دوم در لرزولیتها (در PPL)
ترکیب میانگین مودال لرزولیتها شامل 70 تا 75 درصدحجمی الیوین، 15 تا 20 درصدحجمی کلینوپیروکسن و نزدیک به 10 درصدحجمی ارتوپیروکسن است. کروماسپینل نیز بهعنوان کانی فرعی با فراوانی کمتر از 2 درصدحجمی در نمونهها دیده میشود. لرزولیتها همانند هارزبورژیتها شواهدی مانند خردشدگی بلورها، ماکل مکانیکی و خاموشی موجی را در خود ثبت کردهاند . این ویژگیها نشاندهندة وابستگی آنها به گوشته بالایی و تجربة شرایط دما و فشار بالا هستند. بافت کلی آنها پروتوگرانولار تا پورفیروکلاستیک است. کروماسپینلهای این سنگها اندازهای از 3/0 تا 5/2 میلیمتر دارند و بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار هستند. این کانیها بهصورت دو نسل دیده میشوند: نسل نخست، بلورهای کروماسپینل نیمهشکلدار تا شکلدار هستند (شکل 4- E) که اندازه آنها از 3/0 تا 2 میلیمتر است و گاه میانبارهایی از الیوین دارند. نسل دوم، بهصورت بلورهای کاملاً بیشکل آمیبی دیده میشوند. اندازه آنها بسیار کوچک و از 3/0 میلیمتر کمتر است (شکل 4- F).
الیوین کانی اصلی سازندة دونیتهاست و بیشتر از 97 درصدحجمی از حجم آنها را دربر میگیرد. کروم اسپنیلها نیز تنها کانی فرعی آنها هستند که فراوانی نزدیک به 1 تا 3 درصدحجمی دارند؛ اما در نواحی معدنی فراوانی آنها شاید به بیشتر از50 درصدحجمی نیز برسد. بافت اصلی این سنگها گرانولار ناهمسان دانه است. در نمونههای بهشدت سرپانتینیشده بافت مشبک دیده میشود. این پدیده در پی دگرسانی پریدوتیتهای گوشتهای در دمای کم و در شرایط آبدار روی میدهد (Escuder-Viruete and Baumgartner, 2014).
اسپینلهای دونیتها بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار و سیاهرنگ هستند. گاه میانبارهایی از الیوین نیز در آنها دیده میشوند (شکل 5- A). برخی از این کانیها شکستگیهای موازی دارند که شاید با کانیهای ثانویه مانند سرپانتین پر شوند (شکل 5- B). گاهی نیز به صفشدگی از خود نشان میدهند. افزونبراین، اسپینلهای دونیتها، نسبت به اسپینلهایِ لرزولیتها و هارزبورژیتها، شکلدارتر و تیرهتر هستند (شکل 5 – A و 5- C).
نهشتههای کرومیتیتی فراوانی در توده الترامافیک آبگرم وجود دارد که از دیدگاه بافتی، بهصورت پراکنده یا افشان، تودهای و لایهای یا نواری دیده میشوند. بافت پراکنده یا افشان به فراوانی در منطقه دیده میشوند؛ بهگونهایکه کرومیتها در زمینهای از بلورهای الیوین پراکنده هستند که گاه بهطور کامل سرپانتینی شدهاند. بلورهای کرومیت یادشده شکلدار تا نیمهشکلدار هستند و حداکثر تا 2 میلیمتر قطر دارند. جهتیافتگی یا کشیدگی در آنها دیده نمیشود و به رنگ قهوهای تیره تا سیاه هستند (شکل 5- D). در کرومیتیتهای با بافت لایهای یا نواری، کرومیتهای یادشده بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار هستند و حداکثر تا 2 میلیمتر قطر دارند. همچنین، جهتیافتگی نشان میدهند و در میان بلورهای الیوین جای گرفتهاند. اندازة بیشتر بلورهای کرومیت در کرومیتیتهای تودهای 2 تا 3 میلیمتر و کوچکتر از آنست. همچنین، شکلهای مختلفی، مانند نیمهشکلدار و بیشکل، با نشانههایی از گردشدگی نشان میدهند. کاملاً بهصورت متراکم قرار گرفتهاند و با دربرگرفتن بیشتر از 90 درصدحجمی سنگ، فضای میان بلوری اندکی برای حضور فاز سیلیکاتی (سرپانتین) بر جای گذاشتهاند (شکل 5- E).
بررسیهای صحرایی و سنگنگاری نشان دادند کروماسپینلهایِ مجموعة آبگرم در دو گروه بزرگ، با ویژگیهای متفاوت ردهبندی میشوند: گروه نخست، کروماسپینلهای پریدوتیتها هستند که بیشترشان بیشکل و قهوهای رنگ هستند و حالت آمیبی دارند. همچنین، کشیدگیها و بهصفشدن حاصل از دگرریختیهای دما و فشار بالا را نشان میدهند. گروه دوم، آنهایی هستند که به نام کرومیت شناخته میشوند و در دونیتها و کرومیتیتها دیده میشوند. این گروه بیشتر شکلدارند و هیچ نشانهای از دگرریختیهای دمای بالا در خود ندارند و به رنگ کاملاً سیاه دیده میشوند.
شکل 5– تصویرهای میکروسکوپی از: A) کرومیتهای دونیتهای منطقه، بههمراه میانبار الیوین (در PPL)؛ B) شکستگی موازی کرومیتهای دونیتها (در PPL)؛ C) کرومیت تیرهرنگ در دونیتهای منطقة آبگرم (در XPL)؛ D) بافت پراکنده یا افشان در کرومیتیتها (در PPL)؛ E) بافت تودهای کرومیتیتها. کانیهایی که میان کرومیتها جای گرفتهاند، الیوینهای بهشدت سرپانتینیشده هستند (در PPL)
شیمی کرومیتها در مجموعة الترامافیک آبگرم
ترکیب کروماسپینلهای سنگهای الترامافیک آبگرم بهترتیب در جدولهای 1، 2 و3 آورده شده است. میزان عدد کروم (Cr#)، [(Cr/(Cr+Al)*100] و عدد منیزیم (Mg#)، [(Mg/(Mg+Fe) *100] در هارزبورژیتها بهترتیب از 09/17 تا 04/28 و 45/66 تا 51/72 در نوسان هستند. مقدار اکسیدهای TiO2، Cr2O3 و Al2O3 در آنها نیزبهترتیب برابربا 04/0 تا 13/0، 57/15 تا 29/24 و 78/41 تا 73/50 درصدوزنی است. با توجه به دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای، میزان عدد کروم (Cr#) و عدد منیزیم (Mg#) کروماسپینلهای لرزولیتها، بهترتیب 41/11 تا50/13 و 54/72 تا 98/77 است. افزونبراین، در این کروماسپینلها، میزان TiO2از 01/0 تا 1/0 درصدوزنی در نوسان است؛ اما میزان Al2O3 آنها برابربا 98/58 تا 10/57 درصدوزنی است. کرومیتهای دونیتها سرشار از کروم هستند و مقدار Cr# و Mg# در آنها بهترتیب برابربا 76/60 تا 81/63 و 69 تا 82/71 است. همچنین، مقدار Al2O3 نیز برابربا 97/18 تا 20/21 درصدوزنی و مقدار TiO2برابربا 15/0 تا 23/0 درصدوزنی متغیر است.
جدول 1- ترکیب شیمیایی کروماسپینلهای هارزبورژیتهای (Hz) مجموعة آبگرم بههمراه فرمول ساختاری آنها برپایة 32 اتم اکسیژن
|
Sample No. |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E32 |
E37 |
E37 |
E37 |
|
TiO2 |
0.05 |
0.07 |
0.04 |
0.04 |
0.13 |
0.07 |
0.07 |
0.04 |
0.0 |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
0.08 |
0.04 |
|
Al2O3 |
44.16 |
42.25 |
47.32 |
48.52 |
45.73 |
43.54 |
42.77 |
43.05 |
41.78 |
43.28 |
43.63 |
50.15 |
50.30 |
49.87 |
|
V2O3 |
0.13 |
0.19 |
0.15 |
0.07 |
0.04 |
0.15 |
0.17 |
0.12 |
0.13 |
0.12 |
0.01 |
0.11 |
0.09 |
0.06 |
|
Cr2O3 |
23.14 |
21.72 |
21.63 |
19.36 |
20.95 |
22.60 |
24.25 |
22.99 |
22.78 |
21.85 |
22.89 |
16.79 |
17.88 |
24.29 |
|
FeO |
16.51 |
16.76 |
15.11 |
14.78 |
13.91 |
16.38 |
16.89 |
15.52 |
17.10 |
17.08 |
16.48 |
14.59 |
14.13 |
14.20 |
|
MnO |
0.04 |
0.02 |
0.04 |
0.01 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.10 |
0.11 |
|
MgO |
16.80 |
17.00 |
16.38 |
19.28 |
18.78 |
16.20 |
16.25 |
17.25 |
16.83 |
16.88 |
17.10 |
17.69 |
17.90 |
17.87 |
|
CaO |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
|
NiO |
0.20 |
0.27 |
0.20 |
0.27 |
0.06 |
0.23 |
0.20 |
0.17 |
0.20 |
0.23 |
0.24 |
0.33 |
0.28 |
0.32 |
|
Total |
99.96 |
99.94 |
99.64 |
100.08 |
99.69 |
99.75 |
99.99 |
99.90 |
99.68 |
99.64 |
100.05 |
99.91 |
99.71 |
100.06 |
|
Ti |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
|
Al |
1.42 |
1.41 |
1.49 |
1.51 |
1.45 |
1.46 |
1.39 |
1.41 |
1.38 |
1.42 |
1.41 |
1.58 |
1.57 |
1.59 |
|
V |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Cr |
0.50 |
0.49 |
0.46 |
0.39 |
0.45 |
0.48 |
0.54 |
0.52 |
0.50 |
0.50 |
0.49 |
0.36 |
0.36 |
0.38 |
|
Fe2+ |
0.31 |
0.30 |
0.31 |
0.27 |
0.23 |
0.33 |
0.33 |
0.29 |
0.31 |
0.31 |
0.28 |
0.27 |
0.26 |
0.25 |
|
Fe3+ |
0.07 |
0.06 |
0.04 |
0.08 |
0.07 |
0.05 |
0.08 |
0.09 |
0.10 |
0.08 |
0.07 |
0.05 |
0.05 |
0.04 |
|
Mn |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
|
Mg |
0.68 |
0.71 |
0.66 |
0.76 |
0.75 |
0.68 |
0.69 |
0.70 |
0.71 |
0.69 |
0.72 |
0.70 |
0.71 |
0.71 |
|
Ni |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Cr# |
25.34 |
26.67 |
20.34 |
23.59 |
23.44 |
24.80 |
27.19 |
28.04 |
25.89 |
25.69 |
25.89 |
18.98 |
19.48 |
19.70 |
|
Mg# |
67.36 |
71.63 |
67.64 |
74.50 |
76.26 |
69.45 |
68.30 |
71.74 |
70.35 |
70.43 |
71.35 |
71.62 |
72.39 |
72.51 |
جدول 1- ادامه
|
Sample No. |
E37 |
E37 |
E37 |
E37 |
E37 |
L3 |
L3 |
S4 |
S4 |
S4 |
S4 |
S4 |
S4 |
S4 |
|
TiO2 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.05 |
0.10 |
0.06 |
0.10 |
0.07 |
0.13 |
0.09 |
0.10 |
0.08 |
0.07 |
|
Al2O3 |
50.72 |
50.70 |
50.66 |
48.77 |
49.52 |
50.55 |
49.63 |
49.72 |
48.75 |
49.90 |
50.11 |
49.98 |
49.52 |
49.58 |
|
V2O3 |
0.10 |
0.00 |
0.11 |
0.05 |
0.04 |
0.07 |
0.07 |
0.11 |
0.14 |
0.11 |
0.11 |
0.07 |
0.12 |
0.11 |
|
Cr2O3 |
15.57 |
15.88 |
15.57 |
19.54 |
17.37 |
15.99 |
17.88 |
18.74 |
19.33 |
17.77 |
17.91 |
17.71 |
17.55 |
17.55 |
|
FeO |
15.59 |
14.19 |
14.55 |
14.30 |
14.88 |
14.26 |
14.64 |
14.55 |
15.36 |
15.77 |
15.96 |
15.78 |
14.98 |
14.79 |
|
MnO |
0.01 |
0.10 |
0.05 |
0.06 |
0.00 |
0.06 |
0.05 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.07 |
0.06 |
0.08 |
|
MgO |
17.99 |
18.01 |
18.54 |
17.93 |
17.68 |
18.37 |
17.87 |
17.35 |
16.33 |
16.52 |
15.41 |
15.78 |
17.58 |
17.52 |
|
CaO |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
|
NiO |
0.31 |
0.15 |
0.30 |
0.33 |
0.31 |
0.28 |
0.25 |
0.11 |
0.12 |
0.18 |
0.18 |
0.15 |
0.15 |
0.17 |
|
Total |
99.72 |
99.48 |
99.59 |
99.96 |
99.76 |
99.63 |
100.05 |
99.42 |
100.02 |
100.05 |
99.78 |
99.65 |
99.82 |
100.04 |
|
Ti |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
|
Al |
1.62 |
1.62 |
1.58 |
1.53 |
1.57 |
1.61 |
1.57 |
1.58 |
1.56 |
1.58 |
1.61 |
1.60 |
1.56 |
1.58 |
|
V |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Cr |
0.34 |
0.34 |
0.32 |
0.40 |
0.37 |
0.34 |
0.38 |
0.39 |
0.42 |
0.37 |
0.37 |
0.37 |
0.36 |
0.36 |
|
Fe2+ |
0.28 |
0.26 |
0.28 |
0.26 |
0.28 |
0.24 |
0.27 |
0.29 |
0.32 |
0.33 |
0.35 |
0.35 |
0.28 |
0.28 |
|
Fe3+ |
0.06 |
0.04 |
0.07 |
0.05 |
0.05 |
0.055 |
0.04 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.04 |
0.05 |
|
Mn |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
|
Mg |
0.72 |
0.72 |
0.70 |
0.72 |
0.71 |
0.72 |
0.72 |
0.70 |
0.65 |
0.65 |
0.61 |
0.65 |
0.71 |
0.71 |
|
Ni |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
|
Cr# |
17.11 |
17.09 |
17.06 |
21.47 |
19.01 |
17.42 |
19.48 |
28.00 |
20.98 |
19.24 |
28.04 |
19.22 |
19.15 |
19.32 |
|
Mg# |
72.44 |
72.42 |
72.00 |
71.01 |
71.65 |
70.01 |
72.18 |
70.24 |
66.45 |
66.93 |
68.02 |
67.00 |
70.93 |
70.74 |
جدول 2- ترکیب شیمیایی کروماسپینلهای لرزولیتهای Lhr)) مجموعة آبگرم بههمراه فرمول ساختاری آنها برپایة 32 اتم اکسیژن
|
Sample No. |
E27 |
E27 |
E27 |
E27 |
E27 |
M46 |
M46 |
M46 |
M46 |
M46 |
R33 |
R33 |
R33 |
R33 |
|
TiO2 |
0.05 |
0.00 |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
0.10 |
0.10 |
0.01 |
0.05 |
0.06 |
0.08 |
0.03 |
0.08 |
0.01 |
|
Al2O3 |
55.68 |
56.24 |
55.82 |
55.63 |
56.15 |
55.40 |
55.98 |
54.98 |
55.35 |
56.72 |
56.98 |
57.10 |
54.99 |
55.35 |
|
V2O3 |
0.07 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.07 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.05 |
0.07 |
0.08 |
|
Cr2O3 |
11.81 |
11.56 |
12.20 |
11.80 |
12.90 |
12.89 |
11.98 |
11.87 |
11.85 |
10.89 |
10.96 |
11.50 |
12.72 |
11.98 |
|
FeO |
11.67 |
12.00 |
11.72 |
11.74 |
11.83 |
13.01 |
13.02 |
12.23 |
12.99 |
12.97 |
12.48 |
12.59 |
11.90 |
12.33 |
|
MnO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.06 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.04 |
|
MgO |
19.66 |
19.66 |
19.28 |
19.69 |
19.12 |
18.39 |
18.50 |
20.22 |
18.98 |
18.96 |
19.73 |
19.45 |
19.31 |
20.10 |
|
CaO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
NiO |
0.33 |
0.36 |
0.38 |
0.37 |
0.32 |
0.28 |
0.35 |
0.38 |
0.33 |
0.36 |
0.29 |
0.27 |
0.30 |
0.29 |
|
Total |
99.28 |
99.87 |
99.52 |
99.33 |
100.45 |
100.15 |
99.95 |
99.74 |
99.58 |
100.05 |
100.59 |
100.99 |
99.37 |
100.18 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
1.72 |
1.73 |
1.72 |
1.72 |
1.72 |
1.72 |
1.73 |
1.69 |
1.71 |
1.74 |
1.74 |
1.74 |
1.71 |
1.70 |
|
V |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Cr |
0.24 |
0.24 |
0.25 |
0.24 |
0.27 |
0.27 |
0.25 |
0.24 |
0.25 |
0.22 |
0.22 |
0.23 |
0.26 |
0.25 |
|
Fe2+ |
0.22 |
0.23 |
0.24 |
0.22 |
0.25 |
0.27 |
0.27 |
0.20 |
0.25 |
0.25 |
0.23 |
0.25 |
0.24 |
0.21 |
|
Fe3+ |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.06 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.06 |
|
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg |
0.77 |
0.76 |
0.75 |
0.77 |
0.74 |
0.72 |
0.72 |
0.79 |
0.74 |
0.74 |
0.76 |
0.75 |
0.76 |
0.78 |
|
Ni |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Cr# |
12.45 |
12.11 |
12.78 |
12.45 |
13.35 |
13.50 |
12.55 |
12.65 |
12.55 |
11.41 |
11.42 |
11.90 |
13.43 |
12.67 |
|
Mg# |
77.45 |
77.11 |
76.06 |
77.62 |
74.80 |
72.54 |
72.89 |
79.46 |
74.96 |
74.43 |
76.57 |
75.33 |
76.25 |
78.58 |
جدول 3- ترکیب شیمیایی کروماسپینلهای دونیتها (Du) و کرومیتیتهای همراه آنها (Chr) در مجموعة آبگرم بههمراه فرمول ساختاری آنها برپایة 32 اتم اکسیژن
|
Rock type |
Du |
Chr |
|||||||
|
Sample No. |
S27 |
S27 |
S27 |
S27 |
S27 |
S27 |
S27 |
S27 |
S27 |
|
TiO2 |
0.17 |
0.19 |
0.20 |
0.15 |
0.23 |
0.18 |
0.23 |
0.21 |
0.18 |
|
Al2O3 |
20.57 |
21.20 |
20.95 |
20.11 |
19.58 |
20.21 |
18.97 |
20.35 |
19.35 |
|
V2O3 |
0.20 |
0.25 |
0.26 |
0.30 |
0.29 |
0.22 |
0.21 |
0.24 |
0.26 |
|
Cr2O3 |
49.13 |
48.95 |
50.01 |
49.58 |
49.95 |
50.03 |
49.89 |
49.22 |
49.30 |
|
FeO |
14.84 |
14.15 |
13.97 |
14.25 |
13.84 |
14.52 |
14.08 |
14.01 |
15.11 |
|
MnO |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
|
MgO |
14.89 |
14.62 |
15.93 |
14.95 |
15.76 |
14.82 |
15.87 |
15.90 |
15.98 |
|
CaO |
0.03 |
0.00 |
0.06 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
|
NiO |
0.15 |
0.15 |
0.18 |
0.15 |
0.17 |
0.17 |
0.15 |
0.18 |
0.18 |
|
Total |
99.99 |
99.52 |
101.58 |
99.54 |
99.83 |
100.16 |
99.42 |
100.13 |
100.41 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
0.74 |
0.77 |
0.74 |
0.73 |
0.71 |
0.73 |
0.69 |
0.73 |
0.69 |
|
V |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
|
Cr |
1.19 |
1.19 |
1.18 |
1.20 |
1.21 |
1.21 |
1.21 |
1.18 |
1.18 |
|
Fe2+ |
0.32 |
0.33 |
0.29 |
0.31 |
0.28 |
0.32 |
0.27 |
0.28 |
0.27 |
|
Fe3+ |
0.06 |
0.03 |
0.06 |
0.05 |
0.07 |
0.05 |
0.09 |
0.08 |
0.11 |
|
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg |
0.69 |
0.68 |
0.71 |
0.68 |
0.72 |
0.68 |
0.73 |
0.72 |
0.72 |
|
Ni |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
|
Cr# |
61.56 |
60.76 |
61.55 |
62.31 |
61.70 |
62.40 |
63.81 |
63.85 |
63.08 |
|
Mg# |
69.00 |
68.87 |
69.54 |
68.65 |
69.32 |
71.82 |
71.45 |
70.32 |
71.63 |
کروماسپینلهای پریدوتیتهای بررسیشده در نمودار Fe3+- Cr- Al (شکل 6) نشان داده شدهاند. در این شکل کروماسپینلها از قطب Fe3+ فاصله دارند و به طور کلی، در محدودههای کروماسپینل و کرومیتیتهای Alدار جای گرفتهاند.
از دیدگاه کلی، ترکیب شیمیایی بیشتر کرومیتیتها، بسته به بافت و چگونگی توزیع دانههای کرومیت نسبت به یکدیگر، تا اندازهای متفاوت است. همچنین، در نمودار Mg# دربرابر #Cr، کروماسپینلهای پریدوتیتهای منطقة بررسیشده در محدوده نوع آلپی و از نوع آلومینیم بالا جای گرفتهاند (شکل 7- A).
شکل 6 – ترکیب کروماسپینلهای در سنگهای گوناگون منطقة آبگرم در نمودار سهتایی Cr-Al-Fe3+ (Stevens, 1994) (نماد نمونهها در همة شکلها همانند این شکل است)
برپایة شکل 7- B، کروماسپینلهای هارزبورژیتها و لرزولیتهای مجموعة بررسیشده در محدودة تهیشده جای گرفتهاند. همچنین، کرومیتهای دونیتها و کرومیتیتها نیز در بیرون از محدودة بونینیتی و بهسمت پریدوتیتهای تهیشده گرایش دارند. بررسی تغییرات TiO2 دربرابر Cr# در کروماسپینلهای منطقة بررسیشده (شکل 7- C)، همة نمونهها در محدودة گوشتة پسمانده یا افیولیتی جای گرفتهاند. برپایة تغییرات Cr# دربرابر TiO2 (شکل 7- D)، کروماسپینلهای هارزبورژیتها ذوببخشی نزدیک به 15 درصد را نشان میدهند و برپایة شکل، حاصل واکنش با مذاب نیستند (Pearce et al., 2000). کروماسپینلهای لرزولیتها نیز ذوببخشی کمتر از 10 درصد نشان میدهند. برپایة این شکل گمان میرود پیدایش دونیتها شاید پیامد واکنش هارزبورژیتها با مذابهای بازالتی باشد.
شکل 7- کروماسپینلهای سنگهای گوناگون منطقة آبگرم در: A) نمودار Mg# دربرابر Cr# (Irvine, 1967) (محدودههای سوپراسابداکشن و بونینیتی از Bridge و همکاران (1995) و محدودههای دیگر از Zhou و Bai (1992) هستند)؛ B) نمودار TiO2 دربرابر Cr# (محدودة بونینیتها و بازالتهای رشتهکوههای میاناقیانوسی برگرفته از Dick و Bullen (1984) و محدوده پریدوتیتهای تهیشده و بسیار تهیشده برگرفته از Jan و Windley (1990)؛ C) نمودار سهتایی Cr- Fe3+- Cr (محدودهها از Jan و Windley (1990) هستند)؛ D) تغییرات TiO2 دربرابر Cr# (Pearce et al., 2000) (=FMM گوشتة مورب بارور؛ IBM= ایزوبونین ماریانا؛ IAT= تولهایتهای جزیرههای کمانی؛ HZ= هارزبورژیت؛ IBM= بونینیت)
بررسیهای شیمی کانی نیز نشاندهندة دو گروه ترکیبی برای اسپینلهای مجموعة آبگرم است؛ بهگونهایکه در مجموع، مقدار میانگین Cr# کروماسپینلهای پریدوتیتهای آبگرم (هارزبورژیتها 22 و لرزولیتها 51/ 12) و مقدار TiO2 در آنها برابربا 06/0 درصدوزنی است. این کانیها شباهت بسیاری به کروماسپینلهای پریدوتیتهای آلپی دارند؛ اما کرومیتهای دونیتها و کرومیتیتها، Cr# بیشتر (33/62) و TiO2 بالاتری دارند (19/0 درصدوزنی) و شبیه کرومیتهای سرشار از آلومینیم در برخی افیولیتهای دنیا (Arai, 1992) هستند.
زمینشیمی و بحث
بررسیهای پیشین روی گسترش افیولیتها گویای این بودهاند که افیولیتها در صفحههای میاناقیانوسی گسترش دارند؛ اما بررسیهایی که بهتازگی روی پهنههای اقیانوسی جدید انجام شدهاند نشان میدهند فرورانش یک فرایند مهم در گسترش افیولیتهاست. این افیولیتها به عنوان افیولیتهای مربوط به منطقه سوپراسابداکشن شناخته میشوند (Jonnalagadda et al., 2019). کاربرد ترکیب اسپینل شاخص خوبی در تعیین ترکیب شیمیایی سنگ میزبان و تعیین جایگاه زمینساختی پریدوتیتهاست (Dick and Bullen, 1984; Arai, 1992; Zhou et al., 2005; Arai et al., 2011; Ahmed et al., 2012; Uysal et al., 2012).
برای تعیین جایگاه زمینساختی پریدوتیتهای آبگرم و کرومیتیتهای همراه آنها، ترکیب شیمیایی کروماسپینلها (Mg#، Cr#، Al2O3 و TiO2) بهکار برده شد. میزان Cr# در کرومیت بهعنوان شاخص محیطهای زمینساختی شناخته میشود و این میزان در کرومیتها تابع تبلور کرومیت است و با کاهش دما کاهش مییابد. مقدار Al2O3 در این کانی با مقدار Cr2O3 نسبت عکس دارد. مقدار TiO2 در اسپینل عموماً کم است و کمتر تحتتأثیر تغییرات دما قرار میگیرد. برپایة بررسیهای Kamenetsky و همکاران (2001)، کرومیتهای با میزان کم Cr# و Al2O3 و مقادیر گستردهای از TiO2 نشان میدهند اینها از یک مذاب با ترکیب MORB متبلور شدهاند؛ اما دربرابر کرومیتهای با میزان بالای Cr#، نشاندهندة تبلور از مذابهایی با ترکیب بونینینت هستند که نشان از محیط زمینساختی سوپراسابداکشن دارد. مقدار Cr# کروماسپینلهای پریدوتیتهای آبیسال 10 تا 50 (Dick and Bullen, 1984) و در پریدوتیتهای پهنة سوپراسابداکشن 38 تا 80 است (Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000). با توجه به میزان Cr# در کروماسپینلهای هارزبورژیتها و لرزولیتهای آبگرم، ترکیب این سنگها به پریدوتیتهای عمیق نزدیک است. برپایة پیشنهاد Dick و Bullen (1984)، سنگهای لرزولیتی و هارزبورژیتی افیولیتهای شاخص (شامل پهنههای پشتکمان)، عدد کروم کمتر از 60 را نشان میدهند؛ اما الیوین و کرومیت دونیتی درون و یا نزدیک محدودة روند گوشتهای الیوین– اسپینل قرار میگیرند و سازگار با خاستگاه پهنة سوپراسابداکشن هستند (Karipi et al., 2007). در نمودار Cr# دربرابر TiO2، مقدار TiO2 در کروماسپینلهای سنگهای گوناگون بررسیشده همانند مجموعههای افیولیتی است (شکل 8- A). در نمودار Al2O3 در برابر TiO2 (شکل 8- B)، کروماسپینلهای هارزبورژیتها و لرزولیتها در محدودة پریدوتیتهای نوع MORB و کرومیتهای دونیتها و کرومیتیتهای همراه با آنها در مرز مشترک میان پریدوتیتهای نوع MORB و منطقه بالای فرورانش جای گرفتهاند. بررسی نمونهها در نمودار Cr# دربرابر Mg# (شکل 7- A) ترکیب کرومیتهای دونیتها و کرومیتیتهای همراه با آنها را در محدودة منطقة بالای فرورانش نشان میدهد. کروم اسپینلهای هارزبورژیتها و لرزولیتها نیز در خارج از این محدوده جای گرفتهاند. همچنین، در نمودار Mg# دربرابر Cr# (شکل 8- C)، ترکیب کروماسپینلهای سنگهای بررسیشده محدودة پریدوتیتهای آبیسال را برای آنها نشان میدهد.
شکل 8- کرومیتهایِ سنگهای گوناگون مجموعة آبگرم در: A) نمودار Cr# دربرابر TiO2 (Bonavia et al., 1993)؛ B) نمودار Al2O3 دربرابر TiO2 (Kamenetsky et al., 2001)؛ C) نمودار تغییرات Mg# دربرابر Cr# (Uysal et al., 2016)
هارزبورژیتهایی که دچار درجاتی از ذوببخشی شدهاند و مقدار Cr# در اسپینلهای آنها نزدیک به 5/0 است، میزبان خوبی برای کرومیتهای عدسیشکل (podiform) و دونیتهای همراه آنها هستند (Arai, 1992). این هارزبورژیتها در پهنههای زمینساختی گوناگونی مانند گوشتة زیر کف اقیاموس و یا در ریفتهای قارهای یافت میشوند. همچنین، به فراوانی در مناطق کمان و نواحی وابسته به آنها (مانند: پهنة پیشکمان و نیز پهنههای پشتکمان) نیز یافت شوند (Arai, 1994a, 1994b)؛ بهویژه در منطقه پشتکمان، هارزبورژیتها، سنگهای غالب هستند.
بررسیهای مختلف روی مجموعههای الترامافیک مشابه در جنوب ایران نشان دادهاند برخی از این مجموعهها بخشی از سیستم پشتکمان هستند و شواهد کانیشناسی در این بررسی نیز این نکته را تایید میکنند. ازاینرو، میتوان گفت مجموعة آبگرم نیز به چنین محیط زمینساختی تعلق دارد. در این محیطها، دو نوع ذخیرة کرومیتیتی دیده میشود. یکی، ذخایر کرومیتیتی سرشار از کروم و دیگری، ذخایر کرومیتیتی سرشار از آلومینیم. انواع سرشار از کروم را پیامد واکنش مذابهای تولهایتی جزیرههای کمانی (Island Arc Tholeiites یا IAT) با پریدوتیتهای گوشتهای میدانند که ترکیبشان به بونینیتها نزدیک است. انواع سرشار از آلومینیم در پی واکنش بازالتهای پشتکمان (Back-arc Basin Basalts) با پریدوتیتها پدید میآیند (Arai, 1992).
مقایسه کرومیتهای ذخایر کرومیتی مجموعة آبگرم با مجموعههای مشابه، این ذخایر را در ردة کرومیتیتهای سرشار از آلومینیم جای میدهد. ازآنجاییکه این ذخایر، با دونیتها و هارژبورژیتها در مجموعة آبگرم وابستگی دارند، هارژبورژیتها و لرزولیتهای آبگرم سنگهای تفالهای هستند که دچار درجاتی از ذوببخشی شدهاند. ترکیب شیمیایی و بافت کروماسپینلهای پراکنده در آنها، نشاندهندة این پدیده است. دونیتها و کرومیتیتهای این مجموعه نیز چهبسا در پی تراوش مذابهای بازیک و واکنش آنها با پریدوتیتها پدید آمدهاند.
ازآنجاییکه این پدیدهها در مناطق بالای پهنة فرورانش و در پهنههای پشتکمان رخ میدهند و نمودارهای شناسایی پهنة زمینساختی (شکلهای 7- A و 8 – B) نیز چنین محیطی را برای مجموعة آبگرم نشان میدهند، پس شاید مجموعة آبگرم نیز به این محیط زمینساختی تعلق دارد.
برداشت
پریدوتیتهای مجموعة الترامافیک آبگرم، شواهد صحرایی و سنگنگاری متفاوتی (مانند: جهتیافتگی کانیها، تبلور دوباره، وجود تیغههای جدایشی کلینوپیروکسن در ارتوپیروکسن و نسلهای گوناگونی از کانیها) را در خود ثبت کردهاند که نشان میدهند این سنگها نخست دچار دگرریختیهای دما و فشار بالایی در گوشتة بالایی شدهاند و سپس در شرایط پوستهای به تعادل دوباره رسیدهاند. بررسی شیمی کروماسپینل و کرومیتهای انواع سنگهای مجموعة الترامافیک آبگرم نشاندهندة شباهت ترکیبی آنها به کانیهای پریدوتیتهای پشتکمان است. همچنین، کمبودن نسبی میزان Cr#، همچنین، غنیبودن کرومیتیتها از Al2O3 و فقیربودن آنها از Cr2O3 (نسبت به انواع کرومیتیتهای پدیدآمده از بونینیتها) نشان میدهد این ذخایر چهبسا در پی تراوش مذابهای بازالتی پهنههای پشتکمان با پریدوتیتهای گوشتهای پدید آمدهاند؛ اما هارزبورژیتها و لرزولیتها، سنگهای تفالهای هستند که دچار درجاتی از ذوببخشی شدهاند. با توجه به یافتههای بهدستآمده، مجموعة الترامافیک آبگرم شاید در پهنهای پشتکمانی، در بالای منطقه فرورانش نئوتتیس پدید آمده است.
سپاسگزاری
نگارندگان مقاله از تلاشهای پروفسور Ferdinando Bosi و Cristina Perinelli از اساتید بخش زمینشناسی دانشگاه Sapienza (رم- ایتالیا) که زمینة انجام تجزیههای میکروپروب این پژوهش را فراهم کردهاند صمیمانه سپاسگزاری کنند.
)
