شواهد کانی‏‏‌شناسی اسپینل برای تعیین خاستگاه مجموعة ‏‏‌الترامافیک‏‏‌ آبگرم (جنوب استان کرمان)

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

جدول 1- ادامه

جدول 2- ترکیب شیمیایی کروم‏‏‌اسپینل‏‏‌های لرزولیت‏‏‌های Lhr)) مجموعة آبگرم به‌همراه فرمول ساختاری آنها برپایة 32 اتم اکسیژن

جدول 3- ترکیب شیمیایی کروم‏‏‌اسپینل‏‏‌های دونیت‏‏‌ها (Du) و کرومیتیت‏‏‌های همراه آنها (Chr) در مجموعة آبگرم به‌همراه فرمول ساختاری آنها برپایة 32 اتم اکسیژن

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)