جایگاه متفاوت ژئودینامیکی واحدهای افیولیتی زمین‌درز سیستان: بررسی روابط بافتی و شیمی کانی‌های توالی اولترامافیک-مافیک پوسته‌ای

مقدمه

افیولیت‌ها در نقاط مختلفی از دنیا برونزد دارد. از جمله این موارد می‌توان به افیولیت‌های نوار حاشیه اقیانوس آرام، افیولیت‌های نوار آلپ-هیمالیا و افیولیت‌های نوار آپالاش-کالدونیایی اشاره کرد (Dilek et al., 2000). در ایران نیز افیولیت‌ها از گستردگی تقریباً بالایی برخوردارند و شاهدی از بر جای ‌مانده‌های بخش‌هایی از لیتوسفر اقیانوسی در بخش‌های میانی نوار آلپ-هیمالیا است. تحقیقات بر روی افیولیت‌ها گذشته از مباحث پترولوژیکی نقش به سزایی در تفهیم تکتونیک کلی منطقه‌ای و فرا منطقه‌ای دارد. در شرق ایران و در امتداد زمین‌درز سیستان ضخامت‌های گسترده‌ نهشته‌های دریای عمیق در کنار آمیزه‌های افیولیتی (Delaloye and Desmons, 1980) تعیین کننده مرز بلوک‌های قاره‌ای لوت و افغان است. افیولیت‌های شرق ایران (زمین‌درز سیستان) به عنوان بر جای مانده‌های لیتوسفر اقیانوسی سیستان که در اثر برخورد بلوک‌های قاره‌ای اطراف طی پایان کرتاسه تا ابتدای ترسیر به زیر بلوک افغان یا لوت فرورانش کرده و یا به صورت بخشی بر روی حاشیه لوت فرارانش نموده تفسیر می‌شود (Tirrul et al., 1983؛ Delavari, 2010؛ Saccani et al., 2010؛ (Zarrinkoub et al., 2012. بحث بر روی ژئوشیمی افیولیت‌های شرق ایران علیرغم پژوهش‌های که در سال‌های اخیر انجام شده Saccani et al., 2010)؛ Zarrinkoub et al., 2012) هنوز جای بحث زیادی دارد.

داده‌های شیمیایی کانی‌ها در کنار خصلت‌های میکروسکوپی سنگ‌ها در توالی سنگ‌های پلوتونیک پوسته‌ای ابزارهای بسیار مفیدی در تفاسیر پترولوژیکی و ژئودینامیکی است (Lachize et al., 1996؛ Yamasaki et al., 2006؛ (Clénet et al., 2010. بنابراین، در این پژوهش سعی شده است سنگ‌های پلوتونیک توالی پوسته‌ای بخشی از افیولیت‌های زمین‌درز سیستان (کمپلکس افیولیتی نهبندان) در حد فاصل بین افیولیت جنوب بیرجند و افیولیت چهل‌کوره مورد بحث و بررسی قرار گیرد. این بررسی با تکیه بر آنالیز شیمیایی کانی‌های مجموعه سنگ‌های اولترامافیک-مافیک توالی پوسته‌ای توأم با بررسی ویژگی‌های میکروسکوپی کانی‌ها و روابط صحرایی واحدهای سنگی انجام شده است که در آن بحث ژئوشیمی و پترولوژی مرتبط با جایگاه ژئودینامیک زایش کمپلکس افیولیتی بررسی شده است.

روش انجام پژوهش

تعیین شیمی عناصر اصلی کانی‌ها با روش آنالیز مایکروپروب با دستگاه Cameca CAMEBAX در مؤسسه ژئوساینس و ژئوریزورس شهر پادوا (Padova) ایتالیا انجام شده است. در این روش شتاب ولتاژ (acceleration voltage) حدود 15 کیلو الکترون ولت و جریان نمونه حدود 20 میکرو آمپر با زمان 100 ثانیه به کار برده شد. دقت آنالیز (2σ) برای عناصر دارای محدوده تمرکز بین 10 تا 20 درصد وزنی بهتر از 2 ± درصد، برای عناصر دارای محدوده تمرکز بین 2 تا 10 درصد وزنی بهتر از 5 درصد و برای عناصر دارای محدوده تمرکز بین 5/0 تا 2 درصد وزنی بهتر از 10 درصد است.

زمین‌شناسی منطقه

منطقه بررسی شده در حد فاصل بین افیولیت جنوب بیرجند و افیولیت چهل‌کوره و در محدوده عرض‌های جغرافیایی '30 º31 تا '00 º32 شمالی و طول‌های جغرافیایی '05 º‌60 تا '15 º60 شرقی و وسعتی حدود 900 کیلومتر مربع دارد.

در موقعیت مورد بحث، پریدوتیت‌های گوشته‌ای بیشترین فراوانی را دارد و علاوه بر آنها مجموعه سنگ‌های توالی پوسته‌ای افیولیتی شامل: سنگ‌های اولترامافیک انباشتی (دونیت و پیروکسنیت)، تروکتولیت و گابروی انباشتی، گابرونوریت، گابروی ایزوتروپ، پلاژیوگرانیت، بازالت بالشی و توده‌ای و‌ آهک‌های پلاژیک است که تقریباً یک توالی افیولیتی نسبتاً کامل نوع پنروز (Anonymous, 1972) را به نمایش می‌گذارد (شکل 1). علاوه بر حضور واحدهای افیولیتی یاد شده نهشته‌های دریایی فلیشی و کربناته (کرتاسه تا ائوسن) و سنگ‌های ولکانیکی و ولکانوکلاستیک (ائوسن تا پلیوسن) رخنمون‌های وسیعی را به نمایش می‌گذارد. مجموعه سنگ‌های افیولیتی شرق ایران هم به صورت واحدهای متاافیولیتی و هم واحدهای دگرگون نشده است. رخساره‌های متاافیولیتی اغلب در بخش شرق زمین‌درز سیستان نمایان می‌شود. غالب رخنمون‌های افیولیتی شرق ایران رخساره‌های افیولیتی دگرگون‌نشده است. در محدوده بررسی شده واحدهای سنگی افیولیتی شامل موارد زیر است:

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده واحدهای افیولیتی شمال نهبندان. اقتباس با تغییر از (Tirrul et al., 1989). Af: افضل آباد، Ka: کلاته حبیب، Ne: نهبندان، Za: زابل، Zo: ذهاب

پریدوتیت‌های گوشته‌ای

در بین مجموعه‌ سنگ‌های متعلق به توالی افیولیتی منطقه بررسی شده پریدوتیت‌های گوشته‌ای بیشترین گستردگی را دارد. از نظر سنگ‌شناسی تنوعی از هارزبورژیت و کلینوپیروکسن-هارزبورژیت در پریدوتیت‌های گوشته‌ای وجود دارد که در این بین کلینوپیروکسن-هارزبورژیت‌ها گستردگی کمتر داشته و حجم غالب به هارزبورژیت اختصاص دارد. کنتاکت پریدوتیت‌ها با واحدهای مجاور افیولیتی و غیر افیولیتی غالباً گسلی است. واحدهای افیولیتی مجاور پریدوتیت‌ها شامل: پیروکسنیت‌ها و تروکتولیت‌های کومولایی، گابروهای کومولایی، گابروهای ایزوتروپ، دیاباز و بازالت‌های توده‌ای است. کنار هم قرار گرفتن این واحدها که در یک افیولیت دست‌نخورده و سالم به لحاظ موقعیت قرارگیری و روابط عمق تا سطح در نقاط مختلف توالی چینه‌ای قرار می‌گیرد نشان‌دهنده جابجایی گسترده و بهم‌ریختگی کامل لیتوسفر اقیانوسی بالا آمده است. واحدهای گوشته‌ای در نقاط مختلف توسط رگه‌ها، دایک‌ها، لنزها و توده‌های مافیک قطع شده‌اند. اندازه نفوذی‌های مافیک تزریق‌شده درون پریدوتیت‌های گوشته‌ای متفاوت و از رگه‌های در حد سانتی‌متر تا دایک‌های با ضخامت چندین متر و نیز توده‌های با وسعت بیش از چند صد متر مربع تغییر می‌کند. این سنگ‌ها تنوعی از گابرو، دلریت، بازالت، گابرونوریت و تروکتولیت را دارا است که به لحاظ فراوانی توده‌های گابرویی و دلریتی غلبه دارد. پریدوتیت‌های گوشته‌ای کم‌و‌بیش تحت تأثیر دگرسانی قرار گرفته‌اند. علاوه بر پدیده معمول سرپانتینی شدن، لیستونیت نیز جزو محصولات دگرسانی پریدوتیت‌ها است که به صورت دایک، لنز و توده‌های کم‌حجم ظاهر می‌شود. به علاوه منیزیت‌ از دیگر محصولات ثانویه‌ای است که به صورت توده‌های متعدد درون پریدوتیت‌های سرپانتینیزه دیده می‌شود. رگه‌ها و دایک‌های منیزیتی گاهی نمای گل‌کلمی زیبایی به نمایش می‌گذارد.

اولترامافیک‌های انباشتی

این سنگ‌ها شامل: الیوین وبستریت، وبستریت و دونیت است. گستردگی در سطح رخنمون در واحدهای یادشده از ده‌ها متر تا بیش از 200 متر تغییر می‌کند. یکی از گسترده‌ترین واحدهای پیروکسنیتی (الیوین وبستریت) ضخامتی حدود 150 تا 200 متر داشته و با مرز گسله در کنار پریدوتیت‌های گوشته‌ای، واحد‌های تخریبی ترسیر، فیلیت‌ها و فلیش‌های کرتاسه-پالئوسن قرار می‌گیرد. این واحد در صحرا کمتر ساختار لایه‌ای نشان می‌دهد و مانند پریدوتیت‌های اطراف نمای توده‌ای دارد. دایک‌های متعددی در این واحد تزریق شده‌اند که ضخامت آنها از کمتر از 10 سانتی‌متر تا بیش از یک متر می‌رسد. امتداد دایک‌های تزریق شده از جهت خاصی پیروی نکرده و پراکندگی نشان می‌دهد. ترکیب دایک‌ها غالباً در محدوده ترکیبی گابرو و گابرونوریت است و اندازه کانی‌ها در نمونه دستی نیز از ریزبلور تا درشت‌بلور متغیر است. رخنمون‌های دیگری از پیروکسنیت‌های انباشتی با حجم کمتر و به طور پراکنده در دیگر نقاط وجود دارد که شامل: الیوین وبستریت، وبستریت و پیروکسنیت است. در یکی از این واحدها اندازه کانی‌های پیروکسن گاهی تا حدود 8 سانتی‌متر نیز می‌رسد (شکل 2-A). این واحد در سطح رخنمون ضخامتی حدود 40 تا 50 متر یا بیشتر نشان داده و با مرز گسله از یکسو در کنار پریدوتیت‌های گوشته‌ای و از سمت دیگر به گابرونوریت و دیوریت انباشتی ختم می‌شود. برونزد سنگ‌های دونیتی در شمال معدن کرومیت بندان دیده می‌شود (شکل 2-B) (خارج از محدوده نقشه زمین‌شناسی در شکل 1). ضخامت این واحد حدود 300 متر است. هارزبورژیت گوشته‌ای از یک سو و یک واحد گابرویی فلسیک از سوی دیگر در مجاورت دونیت قرار گرفته ‌است. دونیت قاعده‌ای توسط دایک‌های مختلف گابرویی قطع شده است. راستای دایک‌ها در سطح رخنمون جهت‌یافتگی خاصی نشان نمی‌دهد. این دایک‌ها به شدت آلتره است و جایگزینی قسمت اعظم کانی‌های اولیه فرومنیزین با کانی‌های ثانویه رنگ لوکوکرات به دایک‌ها بخشیده است.

مجموعه سنگ‌های مافیک-حدواسط پلوتونیک

این سنگ‌ها شامل: تروکتولیت، گابرو و گابرونوریت انباشتی و گابروی ایزوتروپ است. واحد تروکتولیتی ضخامت حدود 15 تا 20 متری داشته و از سمت غرب با تماس گسله در کنار پریدوتیت گوشته‌ای و از سمت شرق در کنار یک واحد گابرویی قرار می‌گیرد. لایه‌بندی ریتمیک که حاصل تکرار لایه‌های غنی از الیوین و پلاژیوکلاز است در مقیاس رخنمون و نمونه دستی واضح است (شکل 2-D). اندازه کانی‌ها معمولاً کمتر از یک سانتی‌متر است.

واحدهای گابرویی پس از پریدوتیت‌های گوشته‌ای بیشترین حجم را به خود اختصاص می‌دهد که در بین خود آنها نیز بیشترین حجم به گابروهای معمولی اختصاص دارد. گستردگی واحدها در سطح رخنمون از کمتر از 1 کیلومتر تا بیش از 5 کیلومتر می‌رسد. در اغلب موارد مرز واحدهای گابرویی با واحدهای مجاور گسله است (شکل 2-C). واحدهای مجاور گابروها شامل: پریدوتیت‌های گوشته‌ای، تروکتولیت، دلریت و بازالت، واحدهای رسوبی کم ‌عمق و عمیق (شامل: سنگ‌های آهکی و فلیشی) و آواری‌های ترسیر است. اختصاصات بافتی واحدهای گابرویی دارای تنوع است که شامل: گابروهای انباشتی فولیاسیون‌دار، گابروهای دانه‌متوسط و دانه‌ریز است. گابروهای لایه‌ای درشت‌بلور با لایه‌بندی شاخص کمتر دیده می‌شود.

گابرونوریت در مقایسه با واحدهای گابرویی گسترش صحرایی کمتری دارد. درون واحدهای گابروی معمولی حضور رگه‌ها و دایک‌هایی از گابروی دانه‌درشت‌تر در پاره‌ای موارد مشاهده می‌شود که ضخامت آنها از چند سانتی‌متر تا نیم ‌متر می‌رسد. به علاوه دایک‌های بازالتی تیره ‌رنگ تا قهوه‌ای تیره با حاشیه انجماد سریع نیز در برخی نقاط گابروها را قطع کرده‌اند (گابروهای جنوب روستای ذهاب). این دایک‌ها از نظر ژئوشیمی مشابه سنگ‌های ولکانیکی ائوسن است و چون به موازات روند شکستگی‌های غالب منطقه (مربوط به زمان ترسیر و بعد از جایگیری افیولیت) در جهت شمال‌غربی تزریق شده‌اند آنها منتسب به ژنز غیر افیولیتی و مرتبط با ماگماتیسم تأخیری منطقه دانسته‌ می‌شود.

گابروی ایزوتروپ با تغییر تدریجی از گابروهای انباشتی به سمت بالای توالی چینه‌ای ظاهر می‌شود. از ویژگی‌های صحرایی متمایز این سنگ‌ها حضور رگه‌ها، دایک‌ها (شکل 2-F) و آپوفیزهای پلاژیوگرانیتی (شکل 2-E) با ضخامت چندین متر است. وجود هورنبلند اولیه در برخی نمونه‌ها یکی از وجوه متمایز گابروهای افق فوقانی است که در دیگر واحدهای گابرویی مشاهده نشده‌اند. در برخی نقاط (شمال جاده نهبندان به زابل) واحدهای دیوریتی نیز حضور دارد که بافت دانه‌متوسط تا دانه‌ریز داشته و در سطح رخنمون گسترش زیادی ندارد که ارتباط این واحدها با واحدهای اطراف نیز گسله است.

واحدهای گابرونوریتی از دیگر واحدهای مهم مافیک است. گابرونوریت‌ها گسترش زیادی نداشته و هم به صورت انباشتی و هم به صورت دایک درون واحدهای گابرویی و پریدوتیت‌های گوشته‌ای حضور دارد. در برخی نقاط، پیروکسنیت انباشتی و هارزبورژیت گوشته‌ای در مجاورت گابرونوریت قرار دارد. تماس با پیروکسنیت به نظر می‌رسد بیانگر یک رابطه چینه‌شناسی اولیه (تماس اولیه) است که متفاوت با دیگر برونزدهای گابرویی است ولی نوع تماس با هارزبورژیت گوشته‌ای گسله است.

پتروگرافی

اولترامافیک‌های انباشتی

در الیوین-وبستریت انباشتی که بافت دانه‌متوسط دارد (اندازه کانی‌ها کوچکتر از 5 میلی‌متر) (شکل 3-A) الیوین، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن به ترتیب دارای فراوانی مودال 5 تا 35 درصد، 30 تا 65 درصد و 5 تا 60 درصد است. این کانی‌ها غالباً بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و بافت سنگ نیز اغلب ادکومولایی است. میزان دگرسانی در مقطع نازک کمتر از 30 درصد و محصولات آن سرپانتین و کلریت است. در وبستریت نسبت مودال کلینوپیروکسن افزون‌تر از ارتوپیروکسن است (کلینوپیروکسن بین 55 تا 70 درصد و ارتوپیروکسن بین 30 تا 45 درصد). به علاوه پلاژیوکلاز نیز فراوانی مودال کمتر از 5 درصد دارد. پیروکسن (ارتو-و کلینوپیروکسن) نیمه‌شکل‌دار و تا اندازه‌ای شکل‌دار است. در حالی که پلاژیوکلاز به صورت فاز اینترکومولوس بی‌شکل ظاهر می‌شود و بیانگر آخرین فاز در روند تبلور است. بافت این سنگ‌ها در مواردی درشت‌بلور است. به طوری که اندازه دانه‌های پیروکسن تا 8 سانتی‌متر نیز می‌رسد. تغییرات ساب‌سولووس در پیروکسن‌ها با ظهور تیغه‌های جدایشی آشکار است (شکل 3-B). در نتیجه دگرسانی، پیروکسن‌ تا اندازه‌ای کلریتی‌ شده‌ و پلاژیوکلاز به شدت سوسوریتی شده است. در دونیت نسبت مودال کانی‌ها شامل: 90 تا 95 درصد الیوین و 5 تا 10 درصد پلاژیوکلاز است. اندازه پلاژیوکلاز معمولاً کمتر از 2 میلی‌متر و الیوین کمتر از 5 میلی‌متر است. این کانی‌ها دگرسانی شدید نشان می‌دهد که قالب‌های برجای‌مانده از الیوین نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار، در حالی که پلاژیوکلاز به طور کامل بی‌شکل است. بر اساس روابط بافتی ابتدا تبلور و ته‌نشست فاز کومولوس یعنی الیوین انجام شده و پس از آن پلاژیوکلاز به صورت اینترکومولوس تبلور یافته است. در این سنگ‌ها پیروکسن دیده نمی‌شود و یا ممکن است بر اثر دگرسانی زیاد غیر قابل تشخیص شده باشد.

مجموعه سنگ‌های مافیک-حدواسط پلوتونیک

گابروها

گابروی انباشتی، گابرونوریت انباشتی و گابروی ایزوتروپ تشکیل ‌دهنده طیف رخنمون‌های گابرویی در افیولیت بررسی شده است که گابروی انباشتی نسبت به بقیه از برتری حجمی برخوردار است.

گابرو-گابرونوریت انباشتی

گابروی تروکتولیتی که حجم زیادی ندارد با مجموعه کانی‌های الیوین و پلاژیوکلاز با نسبت مودال تقریباً یکسان (پلاژیوکلاز 50 تا 55 درصد و الیوین 45 تا 50 درصد حجمی) مشخص می‌شود. بافت اغلب دانه‌متوسط تا گاهی دانه‌درشت است و اندازه کانی‌ها عموماً کمتر از 3 میلی‌متر است. فابریک انباشتی با لایه‌بندی تکراری کانی‌های سازنده همراه است. این لایه‌ها اغلب ایزومودال‌اند و در مقیاس یک لایه تغییرات نسبت مودال کانی‌ها دیده نمی‌شود. دانه‌های الیوین اکثراً نیمه‌شکل‌دار تا اندکی شکل‌دار و پلاژیوکلاز نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل است. دگرسانی کانی‌ها نسبتاً شدید است به طوری که الیوین تا بیش از 70 درصد سرپانتینی شده و پلاژیوکلاز با سریسیت و کانی‌های رسی جایگزین شده است. در گابروهای انباشتی، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن به ترتیب نسبت مودال 60 تا 75 درصد و 25 تا 40 درصد دارد. بافت سنگ دانه‌متوسط است و در برخی واحدها بافت جریانی گرانولار (شکل 3-C) دیده می‌شود. به علاوه بافت آلوتریومورفیک-گرانولار و افیتیک-ساب‌افیتیک نیز وجود دارد (شکل 3-D) که روند تبلور با توجه به روابط کانی‌ها در مقطع نازک پلاژیوکلاز← پلاژیوکلاز+کلینوپیروکسن را نشان می‌دهد. میزان دگرسانی ضعیف تا نسبتاً شدید است که در آن پلاژیوکلاز کلریتی و اپیدوتیتی شده و محصولات دگرسانی کلینوپیروکسن نیز کلریت، اورالیت، اکسید آهن و به ندرت اسفن است.

در گابرونوریت انباشتی کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، ارتوپیروکسن و الیوین مجموعه کانی‌شناسی اولیه را تشکیل می‌دهد. نسبت مودال کانی‌ها شامل 30 تا 40 درصد کلینوپیروکسن (دیوپسید)، 5 تا 25 درصد ارتوپیروکسن (انستاتیت)، 25 تا 45 درصد پلاژیوکلاز و 2 تا 7 درصد الیوین است. بافت سنگ اغلب میکروگرانولار تا گرانولار دانه‌متوسط و به طور نادر دانه‌درشت است. الیوین، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار اما پلاژیوکلاز عموماً بی‌شکل و به صورت فاز پر کننده بین بلورها در فضای بین دیگر فازها است (شکل 3-E). با توجه به روابط کانی‌ها در مقطع نازک به نظر می‌رسد در روند تبلور ابتدا الیوین، سپس کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن و در نهایت، پلاژیوکلاز متبلور شده است.

گابروی ایزوتروپ

بافت، اغلب میکروگرانولار هم‌بعد (اندازه دانه‌ها اغلب کمتر از 1 میلی‌متر) تا افیتیک-ساب‌افیتیک و اینترگرانولار و مجموعه کانی‌های اولیه شامل: پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن و حدود 2 تا 3 درصد هورنبلند مودال است. آمفیبول (تا 3 میلی‌متر) دارای ادخال‌های پلاژیوکلاز است که گاهی به صورت بی‌شکل و پویی‌کیلیتیک و در برخی موارد نیز تقریباً شکل‌دار است. این سنگ‌ها به طور متوسط تا نسبتاً زیادی متحمل دگرسانی شده و مجموعه کانی‌های ثانویه همچون: کلریت، اپیدوت، اورالیت، آلبیت، ماگنتیت و اسفن جایگزین مجموعه کانی‌های اولیه همچون: کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز شده است.

شیمی کانی‌ها

در جدول‌های 1 و 2 ترکیب شیمیایی الیوین، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن در اولترامافیک‌های انباشتی‌ ارایه شده است. در الیوین میزان فرستریت بین 04/82 تا 37/84 است. TiO₂ و CaO طبق معمول تمرکز اندکی دارد و به ترتیب از کمتر از حد تشخیص تا 03/0 و 04/0 درصد وزنی و NiO بین 19/0 تا 49/0 درصد وزنی است. همچنین، Mg#(Mg#=100×Mg/(Mg+Fe²⁺) بین 42/82 تا 61/84 است. در ارتوپیروکسن TiO₂ کمتر از حد تشخیص تا 09/0 درصد وزنی است. Na₂O نیز از 05/0 درصد وزنی تجاوز نمی‌کند. میزان Al₂O₃ و Cr₂O₃ به ترتیب شامل: 55/1 تا 14/2 و 22/0 تا 53/0 درصد وزنی و Mg# بین 30/83 تا 71/87 تغییر می‌کند. ترکیب ارتوپیروکسن به صورت En_80.5-83Fs_14.5-16.5Wo_1.5-3 است (شکل 4). در کلینوپیروکسن نیز TiO₂ تمرکز بالایی نداشته و حدود 04/0 تا 13/0 درصد وزنی است. Al₂O₃ و Cr₂O₃ به ترتیب تمرکزی حدود 92/1 تا 53/2 و 28/0 تا 65/0 درصد وزنی دارد که در این بین تمرکز Cr₂O₃ نسبتاً بالا است. Mg# در کلینوپیروکسن به صورت در خور توجهی بالا است و بین 06/87 تا 10/93 تغییر می‌کند. ترکیب کلینوپیروکسن شامل: En_45.5-48.5Fs_5.1-7.5Wo_44.2-49 و در محدوده دیوپسید و تا اندازه‌ای اوژیت قرار می‌گیرد (شکل 4). داده‌های شیمیایی کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن در گابرو و گابرونوریت‌های انباشتی‌ در جدول 3 ارایه شده است.

جدول 1- ترکیب شیمیایی اکسید عناصر اصلی الیوین در اولترامافیک‌های انباشتی پیروکسنیتی (محاسبه a.p.f.u بر اساس 3 کاتیون و 4 آنیون). (شماره قبل از اسم کانی مربوط به محدوده‌‌های تعیین شده برای آنالیز نقطه‌ای در مقطع است و شماره پس از نام کانی شماره نقاط آنالیز شده در آن محدوده است).

جدول 2- ترکیب شیمیایی اکسید عناصر اصلی کلینوپیروکسن (cpx) و ارتوپیروکسن (opx) در اولترامافیک‌های انباشتی پیروکسنیتی (محاسبه a.p.f.u بر اساس 4 کاتیون و 6 آنیون).

جدول 3- ترکیب شیمیایی اکسید عناصر اصلی کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن در گابرو و گابرونوریت انباشتی (محاسبه a.p.f.u بر اساس 4 کاتیون و 6 آنیون).

در گابروهای انباشتی کلینوپیروکسن ترکیب همگن دارد. کلینوپیروکسن در این سنگ‌ها نسبت به اولترامافیک‌های انباشتی ترکیب کاملاً متفاوتی دارد. TiO₂ مقدار نسبتاً بالایی دارد و تغییرات آن از 45/0 تا 59/0 درصد وزنی است. همچنین، Al₂O₃ و Cr₂O₃ به ترتیب بین 17/2 تا 24/3 و 06/0 تا 29/0 درصد وزنی تغییر می‌کند. از سوی دیگر، Na₂O بین 23/0 تا 36/0 درصد وزنی است و تمرکز بالایی نشان می‌دهد. ترکیب کلینوپیروکسن در حد دیوپسید تا اوژیت (شکل 4) و از نظر سه سازنده ولاستونیت، انستاتیت و فروسیلیت به صورت
En_44.21-46.79Fs₈._48-10.47Wo_42.01-46.58 است. در کلینوپیروکسن مربوط به گابرونوریت‌ها TiO₂ تمرکز پایینی دارد و مقدار آن 14/0 تا 22/0 درصد وزنی است. مقدار Al₂O₃ از 09/1 تا حداکثر 14/2 درصد وزنی می‌رسد. Cr₂O₃ و Na₂O نیز به ترتیب 23/0 تا 49/0 و 10/0 تا 15/0 درصد وزنی است. Mg# از 25/81 تا 81/85 تغییر می‌کند. کلینوپیروکسن در گابرونوریت ترکیب شیمیایی
En_44.87-46.51Fs_10.04-11.01Wo_42.94-44.76 دارد. در دیاگرام سه‌تایی پیروکسن در محدوده دیوپسید و اوژیت قرار می‌گیرد (شکل 4). در گابرونوریت ارتوپیروکسن با TiO₂ کمتر از 10/0 درصد وزنی مشخص می‌شود. Al₂O₃، Cr₂O₃ و Na₂O نیز به ترتیب 35/1 تا 59/1، 09/0 تا 33/0 و 06/0> درصد وزنی است و Mg# تغییرات بین 26/75 تا 85/78 را نشان می‌دهد. ترکیب ارتوپیروکسن به صورت En_72.44-75.55Fs_21.67-24.38Wo_2.50-3.18 است و در شکل 4 در محدوده انستاتیت قرار می‌گیرد.

ترکیب شیمیایی پلاژیوکلاز مربوط به گابرونوریت و گابروهای انباشتی در جدول 4 ارایه شده است. در پلاژیوکلاز مربوط به گابروهای انباشتی Al₂O₃ تغییرات بین 74/31 تا 95/32 درصد وزنی دارد. نسبت آلبیت، آنورتیت و ارتوکلاز در ترکیب پلاژیوکلاز به ترتیب: 91/18 تا 01/24، 31/75 تا 86/80 و 00/0 تا 36/0 درصد و به طور کلی، پلاژیوکلاز در محدوده بیتونیت قرار می‌گیرد. در پلاژیوکلاز مربوط به گابرونوریت، نسبت آلبیت، آنورتیت و ارتوکلاز به ترتیب 79/2 تا 84/4، 81/94 تا 16/97 و 00/0 تا 36/0 درصد است و به طور کلی، ترکیب آن در محدوده آنورتیت واقع می‌شود (شکل 7-C).

جدول 4- ترکیب شیمیایی اکسید عناصر اصلی پلاژیوکلاز در گابرو و گابرونوریت انباشتی (محاسبه a.p.f.u بر اساس 5 کاتیون و 8 آنیون).

بحث

کانی‌شناسی سنگ (نوع کانی‌ها، نسبت مودال و روند تبلور) در واقع انعکاسی از شیمی مذاب مادر است. در انباشتی‌های پیروکسنیتی که با توجه به روابط کانی‌ها در مقطع نازک روند تبلور الیوین← کلینوپیروکسن← ارتوپیروکسن و یا کلینوپیروکسن← ارتوپیروکسن← پلاژیوکلاز را نشان می‌دهد شیمی مذاب مادر می‌تواند دلیل اصلی‌ تبلور تأخیری پلاژیوکلاز در بین فازهای انباشتی باشد. عموماً مذاب‌هایی که از ذوب بخشی بالا یا گوشته‌ای حاصل شده‌اند که قبلاً مرحله یا مراحلی از ذوب بخشی را متحمل شده است دارای CaO/Al₂O₃ نسبتاً بالایی خواهد بود که باعث روند تبلور الیوین← کلینوپیروکسن← پلاژیوکلاز می‌شود (Browning, 1982).

با گذر از انباشتی‌های اولترامافیک در قاعده توالی پوسته‌ای به سمت بالا لیتولوژی سنگ‌های مافیک شامل: تروکتولیت، گابرو-دیوریت انباشتی، گابرونوریت انباشتی و گابروی ایزوتروپ است. در گابروهای انباشتی و ایزوتروپ روند تبلور نوع MORB (Mid-Ocean Ridge Basalt) به ترتیب با روند الیوین← پلاژیوکلاز+الیوین و پلاژیوکلاز← کلینوپیروکسن+پلاژیوکلاز مشخص می‌شود Beccaluva et al., 1983)؛ (Pearce et al., 1984 و برعکس در گابرونوریت روند تبلور از نوع SSZ (Supra Subduction Zone) شامل: الیوین←کلینوپیروکسن← ارتوپیروکسن←پلاژیوکلاز Beccaluva et al., 1983)؛ (Pearce et al. 1984 است. اختلاف در روند تبلور گابروها اختلاف در شیمی و ژنز مذاب مادر را مطرح می‌سازد. در افیولیت عمان بر اساس روند تبلور در گابروها که شامل:

1) اسپینل+الیوین← اسپینل+الیوین+پلاژیوکلاز←الیوین+پلاژیوکلاز+ کلینوپیروکسن

و 2) اسپینل+الیوین← اسپینل+الیوین+کلینوپیروکسن← الیوین+کلینوپیروکسن+ پلاژیوکلاز← کلینوپیروکسن+پلاژیوکلاز+ارتوپیروکسن است، دو ماگماتیسم مجزا معرفی شده است (Yamasaki et al., 2006) که روند تبلور در گروه اول شاخص مذاب‌های MORB است (Tormey et al., 1987) و در گروه دوم، شروع تبلور کلینوپیروکسن قبل از پلاژیوکلاز یادآور روند SSZ است. تبلور زودهنگام کلینوپیروکسن نسبت به پلاژیوکلاز در مجموعه‌های مافیک در برخی افیولیت‌ها قابل بحث است. به طور کلی، در مذاب‌های جزایر قوسی نشانه‌های زیادی از تبلور تأخیری پلاژیوکلاز نسبت به کلینوپیروکسن وجود دارد (Barsdell, 1988) که دلیل آن را فشار بالای آب در مذاب Sisson and Grove, 1993)؛ Berndt(et al., 2005، تبلور در شرایط بی‌آب در فشار بالا (Gust and Perfit, 1987) و تبلور مذاب‌های بخشی که از یک منشأ گوشته‌ای فقیرشده حاصل شده‌اند (Browning, 1982) دانسته‌اند.

حضور ارتوپیروکسن در مجموعه‌های مافیک افیولیتی (گابرونوریت) نیز موضوع مورد بحث بوده است. ارتوپیروکسن یک فاز معمول در تعدادی از سنگ‌های پلوتونیک و افیولیت‌های مرتبط با قوس است Pearce et al., 1984)؛ Bédard and Hébert, 1996). تبلور ارتوپیروکسن معمولاً توأم با فوگاسیته بالای اکسیژن در مذاب است (Grove et al., 1984) که دلیل محتمل آن فشار بخشی بالای آب در مذاب است. چندین فرآیند برای حصول گابرونوریت‌ها مطرح شده است. تبلور مذاب‌های تفریق یافته نوع MORB در انتهای بخش‌های پشته میان اقیانوسی (Juteau et al., 1988)، ماگماتیسم جزایر قوسی در جایگاه SSZ (Lachize et al., 1996) و گسترش محدوده پایداری ارتوپیروکسن به دلیل چرخش سیالات هیدروترمال در محور پشته (Boudier et al., 2000). به دلیل اینکه گابرونوریت‌ها عموماً در ماگماتیسم MOR بسیار کمیاب است (Kelemen et al., 2004) بنابراین، بحث منشأ SSZ از قدرت بیشتری برخوردار است.

در پیروکسنیت منطقه بررسی شده میزان بالای MgO در الیوین (81/41 تا 81/45 درصد وزنی) تشابه زیادی با مجموعه سنگ‌های معادل در کمپلکس‌های افیولیتی‌ای دارد که در جایگاه SSZ شکل گرفته‌اند Elthon et al., 1984)؛ Hébert and (Laurent, 1990. همچنین، میزان نسبتاً بالای Mg# و Cr₂O₃ در کلینوپیروکسن نیز قابل قیاس با داده‌های کلینوپیروکسن مربوط به اولترامافیک‌های انباشتی افیولیت‌های SSZ مثلاً افیولیت BOI (Bay of Island) (Elthon, 1987) است. از سوی دیگر، تمرکز پایین Ti در کلینوپیروکسن نیز تأیید کننده این نتیجه است. به نظر Pearce و Norry (1979) تمرکز پایین تیتانیم در کلینوپیروکسن منعکس کننده درجه تهی‌شدگی منشأ گوشته‌ای و اکتیویته پایین Ti در مذاب مادر است.

با توجه به اینکه در شکل 4 کلینوپیروکسن مربوط به گابرونوریت و گابروهای انباشتی محدوده ترکیبی تقریباً یکسانی نشان می‌دهد ولی از جنبه تمرکز برخی اکسیدهای عناصر فرعی تفاوت معناداری بین ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن این سنگ‌ها وجود دارد. در گابرونوریت کلینوپیروکسن دارای میزان کمتری TiO₂ و Na₂O و میزان بیشتری Cr2O3 نسبت به کلینوپیروکسن گابروهای انباشتی است (شکل 5). غنی‌شدگی عناصر ناسازگار و فقیرشدگی عناصر سازگار در مذاب گابرویی نسبت به مذاب گابرونوریتی می‌تواند در نتیجه تحول شیمیایی مذاب گابرویی از مذاب گابرونوریتی باشد. با این وجود از آنجا که Mg# در کلینوپیروکسن گابروهای انباشتی و گابرونوریت محدوده تقریباً یکسانی دارد و حتی در کلینوپیروکسن گابروهای انباشتی بیشتر از داده‌های مربوط به گابرونوریت است؛ بنابراین، تحول مذاب گابرویی از مذاب گابرونوریتی منطقی نیست. بنابراین، این سنگ‌ها باید از دو سری مذاب متفاوت با روندهای تحولی غیر مرتبط با هم تشکیل شده باشد که در یک سری فقیر از عناصر ناسازگار Ti و غنی از عناصر سازگاری همچون: Cr است و برعکس در سری دوم عناصر ناسازگار یادشده تمرکز بالاتر داشته و عناصر سازگار تقلیل یافته‌ترند. اختلاف در ژئوشیمی کلینوپیروکسن بین گابرونوریت و گابروهای انباشتی به لحاظ Al، Na و Ti در دیاگرام Na بر روی Ti (شکل 7-A) و Al بر روی Ti (شکل 7-B) نیز مشاهده می‌شود که در دو محدوده متفاوت قرار می‌گیرد. اختلاف در ژئوشیمی مذاب‌های بازالتی اولیه منعکس‌کننده ناهمسانی کانی‌شناختی-ژئوشیمیایی منشأهای گوشته‌ای است. در یکسو منشأ گوشته‌ای با تهی‌شدگی کمتر برای مذاب‌هایی که به تبلور گابروهای انباشتی منتج شده‌اند که با توجه به تمرکز بالای عناصر ناسازگار در مذاب اولیه این منشأ متحمل تهی‌شدگی کمتری شده است. از دیگر سو، پریدوتیت گوشته‌ای با تهی‌شدگی بیشتر منشأ مذاب مادر گابرونوریت بوده است. جایگاه ژئودینامیک یک عامل کنترل کننده میزان تهی‌شدگی منشأ گوشته‌ای است. در جایگاه نوع MORB ذوب پریدوتیت خشک مانع از حصول درجات بالای ذوب است اما در جایگاه نوع SSZ اضافه شدن سیالات مربوط به لیتوسفر اقیانوسی فرورانده به گوه گوشته‌ای فوقانی امکان ذوب مجدد و تهی‌شدگی بیشتر گوشته‌ای که قبلاً در جایگاه MORB متحمل تهی‌شدگی شده است را فراهم می‌کند. از سوی دیگر، میزان Al₂O₃ در مذاب‌های با ویژگی MORB نسبت به مذاب‌های SSZ بیشتر است. بنابراین، شیمی کلینوپیروکسن به وضوح به دو مذاب متفاوت با دو ترکیب شیمیایی با ویژگی MORB در گابروهای انباشتی و با ویژگی SSZ در گابرونوریت اشاره دارد.

با مقایسه داده‌های شیمیایی کلینوپیروکسن در گابرونوریت و پیروکسنیت درمی‌یابیم که در گابرونوریت، کلینوپیروکسن TiO₂ و Na₂O بیشتر و Cr₂O₃، Mg# و نسبت سازنده انستاتیتی کمتری دارد (شکل 5). بنابراین، مذاب گابرونوریتی اولاً روند تحولی پیشرفته‌تری نشان می‌دهد و ثانیاً امکان تحول آن از مذاب پیروکسنیتی وجود دارد که طی آن در مذاب تفریق یافته گابرونوریتی Mg# و Cr₂O₃ کاهش یافته، عناصر ناسازگاری همچون: تیتانیم و سدیم افزایش یافته است. مقایسه شیمی ارتوپیروکسن در گابرونوریت و پیروکسنیت‌ نیز نتیجه فوق را تأیید می‌کند که نشان می‌دهد ارتوپیروکسن مربوط به پیروکسنیت دارای میزان بیشتر Mg#، Cr₂O₃ و سازنده انستاتیتی و میزان کمتر اکسید عناصر ناسازگاری همچون: سدیم و تیتانیم است (شکل 6).

بررسی ترکیب شیمیایی پلاژیوکلاز در گابروی انباشتی و گابرونوریت نیز جالب توجه است. در گابروی انباشتی پلاژیوکلاز ترکیب بیتونیتی و در گابرونوریت ترکیب آنورتیتی دارد. ترکیب پلاژیوکلاز در گابروهای انباشتی در محدوده ترکیب معمول گابروهای افیولیتی است ولی درصد آنورتیت بالای پلاژیوکلاز در گابرونوریت جای بحث دارد. میزان بالای آنورتیت به فشار بالای آب در مذاب یا مذاب‌‌های جایگاه‌های قوسی ارتباط داده‌شده است (Beard, 1986). در دو مذاب با ژئوشیمی یکسان حضور آب نسبت به شرایط خشک (بدون حضور آب) می‌تواند باعث تبلور پلاژیوکلاز با درصد بالاتر آنورتیت شود Arculus and Wills, 1980)؛ Johannes, 1989؛ Sisson and Grove, 1993؛ (Koepke et al., 2005. به نظر Sisson و Grove (1993) ضریب تفریق کلسیم-سدیم بین پلاژیوکلاز و مذاب به شدت حساس به PH₂O است و از 1 تا 5/5 به ترتیب تحت شرایط بدون آب و اشباع از آب تغییر می‌کند. میزان بالای آنورتیت و تغییرات اندک آن در پلاژیوکلاز گابرونوریتی قابل قیاس با افیولیت‌های نوع SSZ در مدیترانه شرقی (Hébert and Laurent, 1990) و سنگ‌های آذرین مرتبط با جایگاه‌های قوسی (DeBari et al., 1987) است. بنابراین، پلاژیوکلاز مربوط به گابرونوریت‌ها ممکن است منشأ گرفته از مذابی باشد که در شرایط فشار بالای آب متبلور شده است.

شکل 5- مقایسه تغییرات ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در اولترامافیک‌های انباشتی (پیروکسنیت)، گابرونوریت و گابروی انباشتی

شکل 6- مقایسه تغییرات ترکیب شیمیایی ارتوپیروکسن در اولترامافیک انباشتی (پیروکسنیت) و گابرونوریت

شکل 7- ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن در گابرونوریت و گابروهای انباشتی، (A دیاگرام Na بر روی Ti و (B Al بر روی Ti.
(C ترکیب شیمیایی پلاژیوکلاز در گابرونوریت و گابروهای انباشتی.