منطقه افیولیتی خوی در شمال ‌باختری ایران و در محدوده ورقه 1:100000 خوی واقع شده است. این منطقه از نظر تقسیمات زمین‌شناسی با عناوین مختلف معرفی شده، به‌طوری که نبوی (1355) آن را با عنوان پهنه البرز- آذربایجان معرفی نموده است. این پهنه دارای پی‌سنگ پرکامبرین است. مطالعات قبلی صورت‌گرفته بیانگر حضور تنها یک مجموعه افیولیتی اعم از کالرد ملانژهای تکتونیکی (Kamineni and Mortimer, 1975) با مجموعه افیولیت‌های کرتاسه فوقانی است که تکتونیزه و دگرگونی (Hassanipak and Ghazi, 2000) هستند. مطالعات صورت‌گرفته توسط Khalatbari و همکاران (2003) نشان می‌دهد که دو مجموعه افیولیتی مجزا در منطقه خوی دیده می‌شود:

(1) مجموعه افیولیتی قدیمی دگرسانی با سن کرتاسه تحتانی که از قطعات تکتونیک بزرگ از تکتونیت‌های گوشته به‌همراه لنز‌ها و دایک‌هایی از متاگابروها، آمفیبولیت‌ها و متادیابازها تشکیل شده است. سنگ‌های مافیک این مجموعه در حد رخساره آمفیبولیت دگرگون شده، تعیین سن کانی‌های دگرگونی به روش ⁴⁰K/⁴⁰Ar، سنی معادل ژوراسیک تحتانی تا کرتاسه فوقانی را نشان می‌دهد. این قطعات افیولیتی تحول‌یافته به‌مقدار کمی همراه زون دگرگونی شرقی هستند.

(2) کمپلکس غیردگرگونی جوان با سن کرتاسه فوقانی: این افیولیت نشان‌دهنده آخرین فعالیت پشته‌اقیانوسی در حوضه خوی است که بر روی سکوی قاره عربی و یا بخشی از آن فرورانده شده است. این مجموعه، سنی مشابه سایر افیولیت‌های معروف غرب ایران، ترکیه و عمان دارد که متعلق به هلال افیولیت به دور عربستان (Pre-Arabic ophiolitic crescent) است (Ricou, 1971). بنابراین، تمامی این افیولیت‌ها که فاقد دگرگونی ناحیه‌ای هستند، بعد از بازشدن اقیانوس نئوتتیس در پرمین فوقانی، با گسترش بستر این اقیانوس توسعه یافته و در طی کرتاسه فوقانی بر روی حاشیه جنوبی اقیانوس نئوتتیس (پلاتفرم عربی- آفریقایی) و یا برروی خرده قاره‌های گندوانا که در طی زمان پرمین - تریاس از بلوک گندوانا جدا شده‌اند، رانده شده‌اند (Khalatbari et al., 2004).

افیولیت‌های مورد بحث ما متعلق به گروه دوم هستند که با سن کرتاسه فوقانی دارای ویژگی‌هایی است که مختص رشته‌های میان‌اقیانوسی با گسترش کم است. واحدهای سنگی موجود در منطقه خوی شامل نهشته‌های پلاتفرمی البرز- آذربایجان، مجموعه افیولیتی، سنگ‌های دگرگون‌شده (میلونیت)، نهشته‌های سنوزوئیک و سنگ‌های نفوذی است (شکل 1).

مجموعه افیولیتی خوی از بالا به پایین شامل سنگ آهک پلاژیک، چرت و رسوبات ولکانوسدیمنت (لایه 1)، گدازه‌های بالشی (لایه 2)، اپی‌دیوریت‌ها و گابروهای لایه‌ای (لایه 3) و سنگ‌های الترامافیک کومولیت و تکتونیتی (لایه 4) است. در این مجموعه افیولیتی دایک‌های صفحه‌ای مشاهده نمی‌شود.

سنگ‌های پریدوتیتی در نقشه خوی با روند شمال‌باختر- جنوب‌خاور به‌صورت دو توده مجزا دیده می‌شوند. توده اول از روستای چوچوک شروع شده و به‌سمت شمال‌باختر توسعه یافته است و اغلب در ارتباط با گابروهای کومولیت است. توده دوم از باختر روستای خانقاه شروع شده و به سمت شمال‌باختر توسعه یافته و با مرز گسله در مجاورت سنگ‌های دگرگونی قرار گرفته است. به‌طور عمده، توده اول دارای بافت‌های کومولیتی و توده دوم دارای بافت‌های تکتونیتی است. این پژوهش به پتروگرافی و ژئوشیمی پریدوتیت‌های تکتونیتی مجموعه می‌پردازد.

روش انجام پژوهش

ابتدا با بررسی‌های صحرایی در مناطق خوی و دیزج، توالی و مرزهای سنگی افیولیت خوی بررسی شد. سپس با تمرکز بر روی پریدوتیت‌های مجموعه، از آنها نمونه‌برداری و مقاطع نازک تهیه شد.

بعد از بررسی‌های مقدماتی میکروسکوپی بر اساس شواهد بافتی محل دقیق رخنمون پریدوتیت‌های تکتونیتی مشخص شد و نمونه‌برداری‌های تکمیلی از آنها به‌عمل آمد. سپس ضمن مطالعات دقیق پتروگرافی، نمونه‌هایی برای آنالیز شیمیایی انتخاب شدند، تا به روش ICP-MS در دانشگاه جورجیای آمریکا تجزیه شوند.

شکل 1- نقشه لیتوتکتونیک خوی (نوروزی، 1379)، هارزبورژیت‌های تکتونیتی (L4) (شمال‌باختر روستای خانقاه).

شکل 1- ادامه.

زمین شناسی منطقه

پریدوتیت‌های تکتونیتی مجموعه افیولیتی خوی به‌طور عمده از نوع هارزبورژیت هستند و به‌صورت گسله بر روی الترامیلونیت‌‌ها قرار گرفته‌اند (شکل 2-الف). عملکرد درزه‌های هم‌یوغ (Conjugate joint) و ایجاد فرسایش کروی (Spherical weathering) به‌همراه هوازدگی باعث ایجاد ساخت‌های قلوه‌ای در این هارزبورژیت‌ها شده است. این سنگ‌ها در نمونه‌دستی، دانه‌ای و دارای کانی‌های نسبتاً درشت الیوین و ارتوپیروکسن هستند (پهلوانی‌نژاد،1380). در بخش‌هایی از ردیف پریدوتیت‌های تکتونیتی خوی (شمال‌باختر روستای خانقاه) نوارهای ترکیبی از هارزبورژیت، دونیت و پیروکسنیت مشاهده می‌شود (شکل 2-ب).

این‌گونه ساخت‌های نواری در تکتونیت‌های افیولیت عمان نیز قابل رؤیت است که به‌عقیده Ildefonse و همکاران (1997) این نوارشدگی‌ها عموماً مربوط به گوشته اولیه ناهمگن هستند. پریدوتیت‌های تکتونیتی دارای بافت‌های میکروسکوپی متعددی هستند. این بافت‌ها توسط Mercier و همکاران (1975) طبقه‌بندی شده‌اند. بر این اساس، بافت‌های موجود در تکتونیت‌های منطقه خوی شامل بافت‌های پروتوگرانولار (Protogranular)، پورفیروکلاستیک (Porphyroclastic) و انتقالی (Transitional) (حدواسط بین بافت‌های پورفیروکلاستیک و هم‌بعد (Equigranular) هستند.

بافت پروتوگرانولار قدیمی‌ترین بافت پریدوتیت‌های تکتونیتی محسوب می‌شود. هارزبورژیت‌هایی که در منطقه مورد مطالعه دارای این بافت هستند، به‌طور عمده، شامل الیوین، انستاتیت و کمتر از 10 درصد دیوپسید هستند. الیوین‌ها و انستاتیت‌ها درشت‌دانه ~4mm)) بوده، در طول آنها یک ماکل ضعیف مکانیکی (Kink bands) ایجاد شده است. در بخش‌های پیرامونی انستاتیت‌ها، دیوپسید به‌صورت لکه‌ای مشاهده می‌شود.

شکل 2- الف) واحد هارزبورژیتی )لایه 4 از مجموعه افیولیتی) که به‌صورت گسله بر روی الترامیلونیت‌های منطقه قرار گرفته است (شمال روستای روند)، ب) نوارهای ترکیبی از هارزبورژیت، پیروکسنیت و دونیت در واحد پریدوتیت‌های تکتونیتی (شمال‌باختر روستای خانقاه).

اسپینل‌ها عموماً به‌صورت کرمی‌شکل اطراف انستاتیت‌ها یا بین انستاتیت‌ها و لکه‌های دیوپسید به‌وجود آمده‌اند. بر اثر تبلور مجدد، پیروکسن‌ها به‌صورت هم‌رشدی گرافیک (Graphic intergrowth) به دانه‌های ریز موزائیکی تبدیل شده‌اند. اسپینل عموماً به‌صورت کرمی‌شکل درون یا اطراف انستاتیت‌ها یا به‌صورت میان‌روزنه‌ای (Interstitial) بین دانه‌های پیروکسن باقی مانده است (شکل 3). آنورتیت موجود در ماگمای بازیک هنگام عبور از گوشته با الیوین آنها واکنش داده و رشد توﺃم مجموعه کانی‌های انستاتیت، دیوپسید و کرم‌اسپینل را موجب شده است (واکنش 1). شایان ذکر است که بافت پروتوگرانولار فقط در پریدوتیت‌های آلپی تشکیل شده (Nicolas et al, 1971) و در مجموعه‌های افیولیتی زیادی گزارش شده است.

واکنش 1:

CaAl₂Si₂O₈+ 2Mg₂SiO₄↔ MgAl₂O₄+ Mg₂Si₂O₆+ CaMgSi₂O₆

اسپینل+دیوپسید+انستاتیت" الیوین +آنورتیت

شکل 3- هارزبورژیت‌های پروتوگرانولار که نشان‌دهندة تعادل اسپینل‌کرم‌دار، انستاتیت و دیوپسید است (PPL) (الیوین=Ol، انستاتیت= En، اسپینل=Spl).

بافت پورفیروکلاستیک بر اثر افزایش جریان پلاستیک بر روی بافت پروتوگرانولار تشکیل می‌شود. هارزبورژیت‌های منطقه مورد مطالعه که دارای این بافت هستند، به‌طور عمده شامل الیوین، ارتوپیروکسن )انستاتیت( با اکسولوشن کلینوپیروکسن و اسپینل‌های قهوه‌ای (پیکوتیت) بی‌شکل )برگ راجی یا Holly Leaf) هستند (شکل 4-الف). بافت پورفیروکلاستیک دارای دو گونه بلور الیوین و انستاتیت است. یک گونه از بلورها، بزرگ وکشیده (پورفیروکلاست‌ها)، حاوی لغزش‌های درون بلوری و ماکل مکانیکی (Kink bands) است. بلورهایی که دارای لغزش‌های درون بلوری هستند بیشتر مربوط به تبلور همزمان یا بعد از تکتونیک بوده و بر اثر تغییرشکل‌های حرارت بالا به‌وجود آمده‌اند.

شکل 4- (الف) هارزبورژیت تکتونیتی دارای انستاتیت با اکسولوشن کلینوپیروکسن، نئوبلاست‌های الیوین و اسپینل‌های بی‌شکل، (ب) و (پ) دو نسل الیوین (Ol₁، دارای ماکل مکانیکی و خاموشی موجی که حالت جریان‌یافتگی (Flow) و Ol₂، نئوبلاست‌های الیوین که برخی زوایای 120درجه نشان می‌دهند)، (ت) هارزبورژیت پورفیروکلاستیک با انستاتیت‌های دارای ماکل مکانیکی و خاموشی موجی (XPL).

گونه دیگر، بلورهای پلی‌گونال و کوچک (نئوبلاست‌ها) هستند که لغزش‌های درون‌بلوری و ماکل مکانیکی ندارند. عبور مذاب‌های بازالتی از درون سنگ‌های گوشته موجب بازپخت بلور‌های دگرشکل‌نشده، تبلور مجدد و تشکیل نئوبلاست‌های فاقد دگرشکلی می‌شود. تشکیل مجموعه ارتوپیروکسن+کلینو پیروکسن+اسپینل که در بالا شرح داده شد نیز خود گویای این حقیقیت است که مذاب از درون این سنگ‌ها عبورکرده و اثر دیگر آن تشکیل نئوبلاست است (شکل‌های 4-ب، 4-پ و 4-ت). بافت هم‌بعد به‌وسیله تبلور مجدد بافت پورفیروکلاستیک توسعه پیدا می‌کند.

در هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی بافت هم‌بعد تیپیک مشاهده نشده است. با وجود این، بافتی در این تکتونیت‌ها قابل مشاهده است که حدواسط بافت پورفیروکلاستیک و هم‌بعد بوده، در اصطلاح بافت‌ انتقالی نامیده می‌شود.

شکل 5- الف) هارزبورژیت دارای بافت انتقالی که در آن اسپینل‌ها خودشکل بوده و پورفیروکلاست‌های کلینوپیروکسن واجد میان بار اسپینل هستند، ب) هارزبورژیت پورفیروکلاستیک حاوی اسپینل‌های فاقد شکل (برگ راجی یا Holly Leaf) و پورفیروکلاست‌های ارتوپیروکسن که فاقد میان بار اسپینل هستند (PPL) (اسپینل = Spl، ارتوپیروکسن= Opx، الیوین= Ol).

در بافت انتقالی بقایای برخی از پورفیروکلاست‌ها وجود دارد که ممکن است موجب شوند این بافت با بافت پورفیروکلاستیک اشتباه شود. برای تشخیص این دو بافت از دو فاکتور زیر استفاده شد:

(1) در پورفیروکلاست‌های باقی‌مانده در تیپ انتقالی، میان‌بارهای اسپینل خودشکل و کروی وجود داشت (شکل 5- الف)، درصورتی‌که پورفیروکلاست‌های بافت پورفیروکلاستیک فاقد هر گونه میان‌بار اسپینل هستند (شکل 5- ب). تفسیر این مطلب به این‌گونه است که در بافت انتقالی به‌علت افزایش تغییرشکل، بلورهای اطراف اسپینل‌ها رشد نموده و آن‌ها را به‌دام انداخته‌اند.

2) اسپینل‌ها در بافت انتقالی شکل‌دار و پراکنده بوده (شکل 5- الف)، در صورتی‌که در بافت پورفیروکلاستیک اسپینل‌ها به‌صورت برگ راجی (Holly Leaf) هستند (شکل 5- ب).

پریدوتیت‌های نوع هارزبورژیتی منطقه عمدتاً سالم بوده و فقط به میزان کمی سرپانتینیتی شده‌اند. در مناطق برشی سرپانتینیت‌ها توسعه زیادتری پیدا نموده‌اند (واکنش‌های آب‌گیری ساب‌سولیدوس بین آب، الیوین و پیروکسن ماگمایی باعث ایجاد سرپانتینیت‌ها می‌شوند). بلورهای گروه سرپانتین شامل آنتیگوریت، لیزاردیت و کریزوتیل هستند. عموماً آنتیگوریت‌ها در درجه حرارت‌های بالا (˚C500-250~) پایداری بیشتری داشته، در صورتی‌که لیزاردیت و کریزوتیل در حرارت‌های پایین‌تر (˚C250<) دارای پایداری بیشتری هستند (Coulton,1997). همچنین آنتیگوریت به‌طور مستقیم از دگرسانی الیوین ایجاد نمی‌شود، بلکه بر اثر قرار گرفتن سرپانتین‌های گروه لیزاردیت در زون‌های میلونیتی‌شده بلور آنتیگوریت به‌وجود می‌آید.

شکل 6- الف) سرپانتینیت که حاوی بلورهای آنتیگوریت، رگه کریزوتیل، بقایای الیوین و اکسید آهن است (XPL) (Ol = الیوین، Srp = سرپانتین)، ب) دایک رودنگیتی‌شده درون سرپانتینیت‌ها (مکان بین روستاهای زورآباد و آق‌باش).

آنتیگوریت‌های میلونیتی‌شده به‌وسیله تبلور مجدد و تغییر شکل سرپانتین‌های حرارت پایین (عموماً لیزاردیت) ایجاد می‌شوند و نمی‌توانند از سرپانتینی‌شدن درجه حرارت بالای یک پریدوتیت میلونیتی به‌وجود آیند (Coulton,1997). سرپانتینیت‌های منطقه به‌طور عمده از نوع آنتیگوریت و رگه‌های کریزوتیل هستند (شکل 6- الف). همچنین درون ردیف پریدوتیت‌های هارزبورژیتی منطقه یک سری دایک‌های بازیک وجود دارند که به رودینگیت تبدیل شده‌اند (شکل6- ب). Khalathbari و همکاران (2004) علاوه بر وجود چنین دایک‌های دیابازی تکتونیزه و رودینگیتی‌شده به دایک‌های لیستونیتی که محتوی دولومیت، کوارتز، سرپانتین و اکسید‌ها و هیدروکسیدهای آهن هستند اشاره نموده‌اند. رودنگیتی‌شدن یک واکنش شیمیایی متاسوماتیک بین مجموعه بلورهای ماگماتیک سنگ‌های بازیک و سیالات حاوی یون Ca⁺² بوده که در مراحل سرپانتینی‌شدن به‌وجود آمده‌اند. بر اثر پدیده سرپانتینی‌شدن پتانسیل بالایی از یون Ca⁺² در سیالاتی که در حال تعادل با سرپانتینیت‌ها هستند، ایجاد می‌شود. واکنش متاسوماتیک یون H₂O و Ca⁺² با دایک‌های بازیک که به‌صورت بین‌لایه‌ای با سرپانتینیت‌ها قرار گرفته است، باعث ایجاد مجموعه‌های مختلف پاراژنزی کالک‌سیلیکات به‌خرج بلور‌های ماگماتیک می‌شود و نهایتاً رودینگیت‌ها به‌وجود می‌آیند (Sabzehei, 2002). به‌طورعمده رودنگیت‌های منطقه دارای دو گروه پاراژنزی هستند: (1) رودنگیت‌های گرانوبلاستی دارای پاراژنز گراسولار+ اپیدوت + پرهنیت (شکل 7-الف)؛ (2) رودنگیت‌های گرانوبلاستی دارای پاراژنز هیدروگراسولار+ اپیدوت + کلریت Mgدار (شکل 7- ب). در هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی، دو پدیده سرپانتینی‌شدن ورودنگیتی‌شدن در ارتباط با یکدیگر بوده، به‌صورت دو مرحله متفاوت قابل تشخیص هستند: (1) مرحله اول: سرپانتینی‌شدن حرارت پایین و ایجاد لیزاردیت وکریزوتیل همراه رودنگیت‌های گرانوبلاستی است. سرپانتینی‌شدن استاتیک مربوط به متامورفیسم کف اقیانوسی است و رودینگیتی‌شدن استاتیک که به‌صورت بافت‌های گرانوبلاستی ایجاد می‌شوند، در ارتباط با این‌گونه سرپانتین‌هاست (دگرسانی استاتیک) (Sabzehei, 2002) )شکل 7- الف و 7- ب)؛ (2) مرحله دوم: تبدیل سرپانتین‌های حرارت پایین لیزاردیتی به سرپانتین‌های حرارت بالای آنتیگوریتی و ایجاد رگه‌های رودینگیتی است. سرپانتینی‌شدن دینامیکی که به‌صورت چند فازی است، مربوط به جایگیری افیولیت‌هاست و در زون‌های برشی در زمان جاگیری افیولیت‌ها ایجاد شده است و با این نوع رودینگیت‌ها در ارتباط است (دگرسانی دینامیک) (Sabzehei, 2002).

شکل 7- الف) رودنگیت گرانوبلاستی حاوی گراسولار + اپیدوت + پرهنیت، ب) رودنگیت گرانوبلاستی حاوی هیدروگراسولار + اپیدوت + کلریت Mgدار (Ep = اپیدوت، Chl = کلریت، H-Grs = هیدروگراسولار، Prh = پرهنیت، Grs = گراسولار) (XPL).

شرایط T-P پریدوتیت‌های تکتونیتی

به‌عقیده Ildefonse و همکاران )1997) بافت‌های پورفیروکلاستیک در پریدوتیت‌های تکتونیتی شرایط لیتوسفری (°C1000-800) را نشان می‌دهند. در شرایط لیتوسفری دانه‌های الیوین دارای کشیدگی، مرزهای ساب‌گرین فراوان (وجود ماکل مکانیکی) و تیغه‌های اکسولوشن کلینوپیروکسن درون پورفیروکلاست‌های ارتوپیروکسن هستند. وجود پدیده‌های ذکر شده در هارزبورژیت‌های پورفیروکلاستیک خوی می‌تواند دلیلی بر توسعه این پریدوتیت‌ها در شرایط لیتوسفری باشد. در نمونه‌های بدون تجزیه، همبری‌های بین اسپینل‌های قهوه‌ای و الیوین یا پیروکسن به‌صورت قاطع و بدون هیچ محصول واکنشی است (شکل‌های 3، 4 و 5). این مطلب نشان‌دهندة تعادل حرارت بالا در میدان Al زیاد است (O’Hara, 1968; Anastasiou et al., 1972). همچنین وجود این‌گونه همبری‌ها نشان می‌دهد که این تکتونیت‌ها )هارزبورژیت‌های اسپینل‌دار( در میدان پایداری لرزولیت‌های اسپینل‌دار توسعه پیدا نموده‌اند. به عبارت دیگر، هارزبورژیت‌های تکتونیتی مجموعه افیولیتی خوی باقی‌مانده‌های ذوب لرزولیت‌های اسپینل‌دار هستند. بر اساس نمودار P-T لرزولیت‌ها )شکل 8)، به احتمال زیاد هارزبورژیت‌های اسپینل‌دار تکتونیتی خوی به‌علت عدم حضور فازهای Al‌دار دیگر، از قبیل گارنت و پلاژیوکلاز، در شرایط مشابه نقطه B این نمودار (شکل 8) ایجاد شده‌اند.

ژئوشیمی

 بر اساس نمودارهای عنکبوتی، هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی نسبت به گوشته اولیه، بازالت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی وکندریت‌ها عادی‌سازی شده‌اند (شکل 9).

جدول 1- داده‌های REE مربوط به هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی

شکل 9- نمودارهای عنکبوتی هارزبورژیت‌های تکتونیتی خوی که نسبت به (الف) گوشته اولیه، (ب) بازالت‌های میان‌اقیانوسی، و (پ) کندریت‌ها، عادی‌سازی شده‌اند.