ناهمگنی گوشتة زیر پوستة اقیانوسی در پهنة پیش‌کمانی افیولیت نایین بر پایة ترکیب پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌ها

مقدمه

بررسی‌های زمین‌شیمیایی و سن‌سنجی نشان می‌دهند افیولیت‌ها هم در پشته‌های میان‌اقیانوسی (به دور از پهنة فرورانش (Piccardo et al., 2014; Shirdashtzadeh et al., 2024) و هم در محیط‌های پیش‌کمانی در مراحل آغازین فرورانش پدید آمده‌‌اند (Pearce et al., 1984; Stern et al., 2012; Stern and Bloomer, 1992). در واقع، بسیاری از بزرگ‌ترین توده‌های افیولیتی جهان جامانده‌های از پهنة پیش‌کمانی اقیانوسی دانسته می‌شوند که در پی برخورد کمان-قاره به حاشیة قاره‌ها چسبیده‌اند (Milsom, 2003). پهنة پیش‌کمانی یکی از انواع پهنه‌های فرافرورانشی است که پیدایش آن در محل فرورانش و فروافتادنِ تختة فروروندة اقیانوسی قدیمی درون گوشته روی می‌دهد و در پی بالاآمدن سست‌کرة داغ و مذاب‌های حاصل از ذوب آن در این بخش از پهنة فرورانش، پوستة اقیانوسی جدیدی پدید می‌آید (Stern et al., 2012).

تحولات پهنه‌های گوشته در زیر پهنة پیش‌کمانی را میزان پیشروی تختة فرورونده و فرورفتن آن در گوشته کنترل می‌کند (Balázs et al., 2022). به‌طور کلی تختة اقیانوسی فرورونده یا همان پوستة اقیانوسی، ساختار لایه‌ای دارد که در پی ذوب‌بخشی گوشتة بالایی (که از پیرولیت ساخته شده است) پدید می‌آید و از بالا به پایین شامل بازالت‌های پشتة میان‌اقیانوسی، هارزبورگیت‌های بجامانده و پیرولیت تهی‌شده است (Ringwood, 1966; Ringwood and Irifune, 1988). به این ترتیب، گوشتة تهی‌شده از الیوین و پیروکسن ساخته شده است و در پی رخداد ذوب‌بخشی کم، مذابی مافیک را پدید می‌آورد که ترکیب آن و نیز هارزبورگیت حاصل با ترکیب گوشته متفاوت است و از این‌رو، بسته به شدت ذوب‌بخشی، وجود این مذاب و هارزبورگیت ناهمگنی ترکیبی در گوشته را به‌دنبال دارند (Ishii et al., 2019). در بسیاری از بررسی‌های اخیر روی پریدوتیت‌های مناطق تکتونوماگمایی مختلف (به‌ویژه پهنه‌های فرورانش و نیز کافت‌های میان‌اقیانوسی) به بررسی ناهمگنی گوشته پرداخته‌ شده است؛ زیرا برخی عوامل مانند ذوب‌بخشی، واکنش‌های مذاب-سنگ‌دیواره از سازوکارهای مؤثر در ایجاد تغییرات شیمیایی و کانی‌شناسی و در نتیجه پیدایش ناهمگنی پترولوژیک و شیمیایی در گوشتة بالایی به‌شمار می‌روند (Bjerg et al., 2009; Ghorbani et al., 2024; Rampone et al., 2008; Secchiari et al., 2023, 2025; Straub et al., 2023). این فرایندها در ژرفا‌های سنگ‌کره‌ای گوناگونی و با سازوکار‌های گوناگونی (مانند نفوذ جریان متخلخل، تبلور بینابینی و واکنش‌های جایگزینی) رخ می‌دهند و ساختار دمایی در پهنه‌های فرورانش در ژرفاهای گوناگون از نظر زمانی و مکانی تغییر می‌کند (Zheng, 2019) و سرانجام به پیدایش سنگ‌هایی مانند پریدوتیت‌های غنی از پلاژیوکلاز، هارزبورگیت‌های واکنشی و دونیت‌ها می‌انجامند (Rampone et al., 2008, 2020).

در مجموعه‌های افیولیتی، هارزبورگیت‌ها نوعی از پریدوتیت‌ها هستند که پیدایش آنها به ذوب‌بخشی لرزولیت‌های گوشته‌ای پیامد واکنش مذاب مافیک بالارونده با سنگ دیوارة لرزولیتی دانسته می‌شود (Kelemen et al., 1992). از این رو، بررسی آنها می‌تواند از تنوع شرایط ذوب‌بخشی گوشته پرده بردارد. در این راستا بررسی ترکیب شیمیایی کانی‌های سازندة این واحدهای سنگی اطلاعات مهمی را دربارة خاستگاه و توالی گوشته‌ایِ پوستة اقیانوسی فراهم می‌آورد. در این میان کانی پیروکسن‌ها و به‌ویژه کلینوپیروکسن به‌علت مقاومت شیمیایی و فیزیکی بالا به‌ویژه در برابر دگرسانی‌ها یکی از کانی‌های ردیاب مهم در بررسی خاستگاه سنگ به‌شمار می‌رود و در بسیاری از پژوهش‌ها (مانند: Aldanmaz, 2012; Mohamed et al., 2013; Nishio et al., 2022; Ghorbani et al., 2024) شیمی آن برای بررسی ماهیت و خاستگاه سنگ میزبان به‌کار برده می‌شود.

مجموعه‌های افیولیتی فراوانی در راستای گسل نایین-بافت گزارش شده‌اند (شکل 1-A) و برخی پژوهشگران به بررسی پریدوتیت‌های این مناطق پرداخته‌اند (مانند: Torabi, 2011; Rajabi and Torabi, 2013). در میان آنها مجموعة افیولیتی نایین که بجامانده‌ای از پوستة اقیانوسی نئوتتیس خاوری دانسته می‌شود در شمال شهرستان نایین جای دارد و بخشی از محدوده خاوری خردقارة ایران مرکزی به‌شمار می‌رود (شکل 1). زمینة اصلی این آمیزة رنگین افیولیتی بیشتر از سنگ‌های پریدوتیتی ساخته شده است. یافته‌های پژوهشگران پیشین نشان می‌دهد بیشتر این پریدوتیت‌ها از نوع گوشته‌ای هستند و در بیشتر موارد دچار دگرگونی، دگرسانی و سرپانتینیزاسیون شده‌اند (Shirdashtzadeh et al., 2014; Shirdashtzadeh and Torabi, 2020). همچنین، بررسی‏‌های سنگ‌نگاری، میدانی و مقایسه کانی‌های سازندة این سنگ‌ها یک تغییر تدریجی سنگ‌شناسی و کانی‌شناسی از لرزولیت به سوی هارزبورگیت و سپس دونیت را نشان داده‌اند (Pirnia, 2007; Shirdashtzadeh, 2014). این پریدوتیت‌‏‌های گوشته‌ای بخشی از توالی گوشته‏ای سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس دانسته می‌شوند که در یک پهنة فرافرورانش (سوپراسابداکشن[1]) و در پی رخداد واکنش مذاب‌‏‌های بازیک بالارونده با سنگ میزبان گوشته‏ای پدید آمده است (Pirnia et al., 2010, 2013; Shirdashtzadeh et al., 2020, 2024). از این‌رو، بررسی آنها اطلاعات ارزشمندی را دربارة همگن‌بودن یا نبودن گوشته و تاثیر فرایندهای ذوب‌بخشی و تحولات محیط زمین‏‌ساختی در این توالی افیولیتی فراهم می‌آورد. در حقیقت، سنگ‌های پریدوتیتی گوشته‌ای در بخش‌های گوناگون افیولیت نایین پراکندگی نشان می‌دهند؛ اما بسیاری از بررسی‌هایی که روی پریدوتیت‌های افیولیت نایین انجام شده است به پریدوتیت‌ها در بخش‌های مرکزی تا جنوبی این افیولیت (مانند: (Rahgoshay et al., 2009; Mehdipour et al., 2010; Pirnia et al., 2013) و خاور این افیولیت (مانند: (Shirdashtzadeh et al., 2014)) محدود هستند و بررسی‌های چندانی روی بخش‌های باختری این تودة افیولیتی انجام نشده است. پژوهش‌هایی که در سال‌های اخیر به‌صورت پایان‌نامه‌های کارشناسی ارشد (Dalvand, 2017; Rashidi, 2017) روی پریدوتیت‌های این بخش از افیولیت انجام شده‌اند نیز همچنان در دسترس نیستند و در اطلاعات موجود آنها به محل دقیق رخنمون و نوع نمونه‌ها اشاره‌ای نشده است. این پژوهش‌ها به‌طور کلی پیدایش پریدوتیت‌ها را به محیط فرافرورانش نسبت داده‌اند و آنها را حاصل پسمانده‌های درجه بالای ذوب‌بخشی در بخش پیش‌کمانی می‌دانند.

به‌هر حال، در یک بررسی اولیه، صفدری و شیردشت‌زاده (Safdari and Shirdashtzadeh, 2024) با مقایسه شیمی الیوین‌ها در هارزبورگیت‌های گوشته‌ای در بخش‌های مرکزی، خاوری و باختری افیولیت نایین نشان دادند هارزبورگیت‌ها در بخش‌های مختلف این افیولیت در شرایط تکتونوماگمایی یکسانی پدید نیامده‌اند. این ویژگی می‌تواند وجود شرایط ناهمگنی در گوشته‌ زیر این افیولیت را نشان دهد.

با توجه به اهمیت شناخت ناهمگنی گوشته در تفسیر شرایط تکتونوماگمایی پیدایش پوستة اقیانوسی نئوتتیس، در این پژوهش به بررسی این ویژگی در بخشی از بقایای پوستة اقیانوسی نئوتتیس خاوری در شمال شهر نایین پرداخته می‌شود که به‌عنوان یکی از افیولیت‌های ایران مرکزی در شمال‌باختری CEIM (خردقارة شرق- ایران مرکزی) شناخته می‌شود. این پژوهش از دیدگاه بررسی تحولات زمین‌شیمیایی گوشته در توصیف فرایندها و بررسی الگوی ژئودینامیک و رویدادهای تکتونوماگماتیک مرتبط با پیدایش پوستة اقیانوسی نئوتتیس خاوری اهمیت بسیاری دارد.

ازاین رو، در این پژوهش برای بررسی سرشت و تحولات گوشتة زیر پوستة اقیانوسی پهنة پیش‌کمانی به بررسی دقیق سنگ‏‌نگاری و ترکیب شیمیایی کلینو و اورتوپیروکسن‌های سازندة هارزبورگیت‌های جنوب روستای سپرآب (یا سپرو) پرداخته می‌شود. سپس شیمی آن با نمونه‌هایی از هارزبوگیت‌های رخنمون‌یافته در بخش‌های دیگر این افیولیت (منطقة دره‌ده و نزدیکی سوچه که پژوهشگران پیشین به بررسی هارزبورگیت‌های این مناطق پرداخته‌‌اند) مقایسه می‌شود تا تحولات گوشته و نیز ناهمگنی آن در این منطقه بررسی شود.

زمین‌شناسی منطقه

مجموعة افیولیتی نایین در شمال شهر نایین (شمال‌خاوری اصفهان) و در امتداد گسل نائین-بافت، میان پهنة سنندج-سیرجان و حاشیه باختری خردقارة خاور ایران مرکزی جای دارد (شکل 1). این مجموعة افیولیتی که ترکیبی از سنگ‌های با خاستگاه رسوبی، آذرین و دگرگونی است به سن مزوزوییک و بازماندة پوستة اقیانوس نئوتتیس دانسته می‌شود که روی مرز شمال‌باختری بلوک یزد رانده شده است (شکل 1) (Glennie, 1992; Jabbari, 1997; Manouchehri, 1997; Torabi, 2004; Pirnia, 2007; Reichert, 2007; Shirdashtzadeh, 2014). در بررسی‌های جدید سن‌سنجی و زمین‌شیمیایی روی پلاژیوگرانیت‌های این افیولیت (Shirdashtzadeh et al., 2024)، زمان آغاز گسترش پوستة اقیانوسی نئوتتیس آغاز مزوزوییک (تریاس-ژوراسیک؛ 176 و 190 میلیون سال پیش) و فرورانش آن کرتاسة پسین (8/102 میلیون سال پیش) دانسته شده است.

منطقة بررسی‌شده در این پژوهش در بلوک یزد و در عرض جغرافیایی N''00'04^o33 تا N''15'05^o33 و طول جغرافیایی E''00'01^o53 تا E''40'01^o53 و در بخش شمال‌خاوری مجموعه افیولیتی نایین جای دارد (شکل 1).

شکل 1. A) جایگاه افیولیت نایین و منطقة مورد بررسی در نقشة پراکندگی افیولیت‌های ایران (شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2024) با تغییرات اندک)؛ B) جایگاه روستای سپرآب (سپرو) در بخش شمال‌باختری افیولیت در تصویر ماهواره‌ای (شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2024) با تغییرات اندک)؛ C، D) نمای صحرایی از توده‌های هارزبورگیتی و سرپانتینیت‌های حاصل از آنها که در نزدیکی جنوب روستای سپرآب در شمال‌باختری افیولیت نایین رخنمون دارند (دایک‌های مافیک درون این هارزبورگیت‌ها رودینگیتی‌ شده‌اند).

Figure 1. A) Location of the Nain ophiolite and the study area on the distribution map of Iranian ophiolites (Shirdashtzadeh et al. (2024) with small modifications); B) Position of the Seperab (Seperoo) village in the northwestern part of the ophiolite as shown in the satellite image (Shirdashtzadeh et al. (2024) with small modifications); C, D) Field views of harzburgite masses and their associated serpentinites exposed near the southern vicinity of Seperab village in the northwestern Nain ophiolite (mafic dikes within these harzburgites have undergone rodingitization).

به‌طور کلی، آمیزة افیولیتی نایین از دیدگاه سنگ‌شناسی از گروه‌‏‌های سنگی گوناگونی ساخته شده است که عبارتند از: سنگ‌های ماگمایی درونی، سنگ‏‌های آتشفشانی و رسوبات وابسته به آن، دایک‏‌های دیابازی، گابروها و پریدوتیت‌ها (مانند: Manouchehri, 1997; Mehdipour et al., 2010; Pirnia et al., 2010; Rezaei et al., 2012; Shirdashtzadeh et al., 2022). تا کنون بررسی‌های بسیاری روی واحدهای سنگی گوناگونِ افیولیت نایین انجام شده است که بر پایة آنها آهک‌های پلاژیک، چرت‌های رادیولار، گدازه‌های بالشی، دایک‌های دیابازی، گابروها، پیکریت، پلاژیوگرانیت و پریدوتیت‌های هارزبورگیتی (و نیز لرزولیتی و دونیتی) گوشته از مهم‌ترین واحدهای سازندة این افیولیت هستند. همچنین، به‌دنبال رویدادهای زمین‌ساختی، دگرگونی و دگرسانی بعدی واحدهای سنگی جدیدی در این افیولیت پدید آمده‌اند که از میان آنها می‌توان مرمر، شیست، کوارتزیت، اسکارن، متاچرت نواری، اسپیلیت، متاگابرو، آمفیبولیت، سرپانتینیت و نیز کلینوپیروکسنیت‌ها و ورلیت‌ها (که در مرز گابرو و سرپانتینیت‌ها دیده می‌شوند)، رودینگیت و لیستونیت را نام برد (مانند: Aistov et al., 1984; Jabbari, 1997; Lensch and Davoudzadeh, 1982; Pirnia, 2007; Pirnia et al., 2013; Rahmani et al., 2007; Romanko et al., 1984).

بر پایة بررسی‌های اولیه (مانند: Jabbari, 1997; Manouchehri, 1997) افیولیت نایین در گروه افیولیت‌های هارزبورگیتی (HOT) دسته‌بندی شده است که در محیط زمین‏‌ساختی پشته‌های میان‌اقیانوسی با گسترش سریع پدید آمده است. در بررسی‌های جدید (Shirdashtzadeh et al., 2022, 2024)، روی سنگ‌های مافیک افیولیت عشین و پلاژیوگرانیت‌های افیولیت نایین، گسترش  و پیدایش پوستة اقیانوسی نئوتتیس در یک کافت میان‌اقیانوسی اولیه در آغاز مزوزوییک (ژوراسیک آغازین؛Shirdashtzadeh et al., 2024) دانسته شده است که سپس در پایان مزوزوییک (کرتاسة پسین؛ Shirdashtzadeh et al., 2024) دچار فرورانش به زیرخردقارة شرق-ایران مرکزی در یک محیط پیش‌کمانی شده است و این فرایند بسته‌شدن تا آغاز پالئوژن ادامه داشته است (Shirdashtzadeh et al., 2024). پیدایش پوستة اقیانوسی جدید در محل حوضة پیش‌کمانی (به سن آغاز کرتاسة پسین) و فرارانش آن به‌همراه بخش‌هایی از پوستة اقیانوسی نئوتتیس قدیمی (به سن آغاز ژوراسیک) روی پوستة قاره‌ای افیولیت نایین را پدید آورده است (Shirdashtzadeh et al., 2022, 2024).

سنگ‌های پریدوتیتی درون آمیزة افیولیتی نایین بخش بزرگی از حجم آن را دربر می‌گیرند و تقریباً در سراسر افیولیت نایین رخنمون دارند و از دیدگاه سنگ‌شناسی با توجه به رده‌بندی‌ها (Streckeisen, 1974; LeMaitre et al., 2002) شامل هارزبورگیت، لرزولیت و دونیت همراه با نهشته‌های کرومیتیتی هستند. در بیشتر موارد پریدوتیت‌های گوشته‌ای افیولیت نایین دچار دگرگونی، دگرسانی و سرپانتینیزاسیون شده‌اند (Shirdashtzadeh et al., 2014; Shirdashtzadeh and Torabi, 2020). پریدوتیت‌های گوشته‌ای از دیدگاه سنگ‌شناسی از واحدهای مهم سازندة افیولیت نایین هستند که به بخش بالایی توالی گوشته‌ای یک سنگ‌کرة اقیانوسی مربوط هستند و در یک پهنة فرافرورانش و در پی واکنش مذاب‌های بازیک بالارونده با سنگ میزبان گوشته‌ای پدید آمده‌اند. از این‌رو، بررسی‌های سنگ‌نگاری، صحرایی و مقایسه کانی‌های درون این سنگ‌ها گویای یک تغییر تدریجی سنگ‌شناسی و در واقع کانی‌شناسی از لرزولیت به‌سوی هارزبورگیت و در پایان دونیت است (Pirnia, 2007; Shirdashtzadeh, 2014).

روش انجام پژوهش

برای انجام این پژوهش، پس از بازدیدهای صحرایی و نمونه‌برداری، برای انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری از نمونه‌های سالم و با کمترین دگرسانی مقطع نازک تهیه شد. مقاطع نازک با چسب رزین و بدون کاور تهیه شدند و با میکروسکوپ پلاریزان الیمپس مدل BH-2 در دانشگاه تربیت مدرس بررسی شدند. در این پژوهش پس از بررسی‌های میکروسکوپی، برخی مقاطع نازک ‌صیقلی برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای اصلی کانی‌های کلینوپیروکسن و اورتوپیروکسن (جدول‌‌های 1 و 2) با دستگاه ریزکاوالکترونی مدل JEOL JXA8800R (ولتاژ شتاب‌دهنده: 15 کیلو ولت؛ جریان: 15 نانوآمپر؛ قطر پرتو: 3 میکرومتر) به دانشگاه کانازاوای ژاپن فرستاده شدند. بر پایة داده‌های به‌دست‌آمده و شمار اکسیژن‌ در رابطة ایده‌آل پیروکسن (6 اتم اکسیژن)، فرمول ساختاری و نیز سازنده‌های پایانی آن با کمک صفحات گستردة نرم‌افزار MS Excel به‌دست آورده شدند (جدول‌های 1 و 2). نام‌های اختصاری به‌کاررفته برای کانی‌ها در تصویرهای میکروسکوپی و جدول‌ها از وار (Warr, 2021) برگرفته شد‌ه‌اند.

جدول 1. داده‌های ریزکاو الکترونی (بر پایة درصدوزنی یا wt% ^[2])، فرمول ساختاری (برپایه اتم در واحد فرمول ساختاری^[3] یا a.p.f.u.) و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده برای کانی اورتوپیروکسن درون هارزبورگیت گوشته‌ای (Hz) افیولیت نایین.

Table 1. Microprobe data (in wt%), the calculated structural formula (in a.p.f.u.) and the end members of orthopyroxene in the mantle harzburgite (Hz) of Nain ophiolite.

جدول 2. داده‌های ریزکاو الکترونی (بر پایة درصدوزنی)، فرمول ساختاری (برپایه a.p.f.u.) و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده برای کانی کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت گوشته‌ای (Hz) افیولیت نایین.

Table 2. Microprobe data (in wt%), the calculated structural formula (in a.p.f.u.) and the end members of clinopyroxene in the mantle harzburgite (Hz) of Nain ophiolite.

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

سنگ‌نگاری

1. ویژگی‌های صحرایی

در این پژوهش، پریدوتیت‌های گوشته‌ در بخش شمال‌باختری افیولیت نایین و در جنوب سپرآب که به‌صورت توده‌های‌ بزرگ و ناپیوسته‌ای از شمال تا جنوب این گستره پراکنده‌ هستند بررسی شده است. بر پایة بازدید‌های میدانی، رخنمون‌هایی از آهک‌های کرتاسه نیز در خاور و شمال این توده‌ها دیده می‌شوند. توده‌های سالم‌تر پریدوتیت‌ها از نوع هارزبورگیت‌ و کانی‌های اصلی سازندة آنها الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و کانی‌های فرعی اسپینل کروم دار هستند. هارزبورگیت‌های بررسی‌شده چندان دگرسان ‌نشده‌اند و سالم مانده‌اند. ازاین‌رو، به رنگ سیز تیره تا سیاه دیده می‌شوند و به‌علت فراوانی کانی اورتوپیروکسن از نوع برونزیت در نمونة دستی و رخنمون‌ها با جلای برنزی هستند. در برخی بخش‌ها تودة هارزبورگیت درز و شکاف‌هایی دارد که موجب تسهیل سرپانتینی‌شدن آن شده است. البته شواهد سرپانتینی‌شدن آنها در پیرامون توده‌ها دیده می‌شود؛ به‌گونه‌‌ای‌که دامنة این تپه‌های هارزبورگیتی و همچنین، مسیل‏‌های پیرامون آنها با سرپانتینیت‌های فراوانی پوشیده شده است. در واقع گمان می‌رود دگرریختی شکنا (خردشدگی) موجب آسان‌ترشدن فرایند سرپانتینی‌شدن در این هارزبورگیت‌ها شده است. از ویژگی‌های این هارزبورگیت‌ها وجود رخنمون‌های فراوان از توده‌های دایکی شکل با ترکیب رودینگیت است. بر پایة بررسی‌های شیردشت‌زاده (Shirdashtzadeh, 2014)، رخنمون‌های لیستونیت و دایک‌های گابرویی رودینگیتی‌شده که سرپانتینیت‌ها را قطع کرده‌اند در بخش‌های باختری افیولیت نایین فراوان‌تر هستند اما در منطقه خاوری‌تر (مانند: دره‌ده) به‌ندرت دیده می‌شوند. بررسی‌های پیشین (Falahaty et al., 2009; Khanabadi, 2013; Shirdashtzadeh, 2014; Shirdashtzadeh and Torabi, 2020) روی رودینگیت‌های افیولیت نایین نشان می‌دهد این رودینگیت‌ها از کانی‌های کلسیم‌دار مانند اپیدوت، پرهنیت، پکتولیت^[4]، اکتینولیت، گارنت، زنوتلیت، کلریت منیزیم‌دار، دیوپسید ثانویه و ولاستونیت، به‌‌ویژه درون شکستگی‌ها ساخته شده‌اند. در پی رودینگیتی‌شدن، کلسیم از پیروکسن در حال سرپانتینی‌شدن آزاد می‌شود و از آنجایی‌که نمی‌تواند در ساختار سرپانتین‌ها وارد شود، با کمک سیالات به دایک‌های مافیک درون پریدوتیت‌های در حال سرپانتینیتی شدن حمله می‌کنند و آنها را به‌صورت رودینگیت دگرنهاد می‌کنند (Shirdashtzadeh and Torabi, 2020). البته بررسی این رودینگیت‌ها از اهداف این پژوهش نیست.

2. ویژگی‌های میکروسکوپی

بر پایة بررسی‌های میکروسکوپی، این نمونه‌ها پریدوتیت‌های چهار فازی هستند که از کانی‌های اصلی الیوین (نزدیک به 70 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (15 تا 20 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (5 تا 7 درصدحجمی) و کانی فرعی کروم‌اسپینل‌های کرمی‌شکل قهوه‌ای ( کم‌تر از 5 درصدحجمی) ساخته شده‌اند. البته به‌دنبال دگرسانی، کانی‌های سرپانتین، کلریت و تالک نیز در این سنگ‌ها پدید آمده‌اند. این ترکیب کانی‌شناسی مودال که به‌طور چشمی و با کمک میکروسکوپ به‌دست آمده است با ترکیب یک هارزبورگیت کلینوپیروکسن‌دار همخوانی دارد. در ادامه به بررسی ویژگی‌های میکروسکوپی ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن پرداخته شده است.

2. 1. ارتوپیروکسن

فنوکریست‌های بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار اورتوپیروکسن با ابعادی کمتر از یک تا چند میلیمتر و با فراوانی نزدیک به 15-20 درصدحجمی در این سنگ‌ها پراکنده‌ هستند. خاموشی موجی و رخ‌های خمیده (شکل 2) و شواهدی از کلینوپیروکسن‌های ساب‌سالیدوس^[5] به‌صورت اکسولوشن^[6] در فنوکریست‌های اورتوپیروکسن (شکل 2) و نداشتن بافت کومولایی از شواهد دگرریختی این سنگ‌ها در شرایط فشار بالاست که نشان می‌دهد این هارزبورگیت‌ها از نوع پریدوتیت‌های گوشته‌ای هستند. از آنجایی‌که برخی اورتوپیروکسن‌ها با خاموشی موجی بستیتی شده‌اند و با رگه‌هایی از تالک و سرپانتین قطع شده‌اند (شکل 2) می‌توان گفت فرایند دگرریختی این سنگ‌ها پیش از سرپانتینیتی‌شدن آنها رخ داده است. از آنجایی‌که رگه‌ها جهت‌یافتگی خاصی را نشان نمی‌دهند می‌توان گفت در هنگام سرپانتینیتی‌شدن شرایط چندان پر تنشی بر این سنگ‌ها حاکم نبوده است. پیدایش خوردگی خلیجی و آمیبی‌ در کناره‌ بلورهای اورتوپیروکسن‌ که با الیوین‌های ثانویه پر شده‌ است نشان می‌دهد این اورتوپیروکسن‌ها در پی گذر مذاب‌های بالارونده مافیک (که محصول ذوب کلینوپیروکسن‌ها بوده‌اند) در حاشیة خود دچار ذوب شده‌اند و ازاین‌رو، الیوین به‌صورت ثانویه در این بخش‌ها پدید آمده است (شکل 2-A).

شکل 2. تصویرهای میکروسکوپی از A، B) فنوکریست‌های اورتوپیروکسن‌ در کنار الیوین‌های اولیه (Ol₁) که در بخش‌هایی دچار خوردگیِ خلیجی و آمیبی شده‌اند و با الیوین‌های ثانویه (Ol₂ یا جانشینی) پر شده‌اند (تصویر A: XPL؛ تصویر B: PPL)؛ C، D) در اورتوپیروکسن‌ها خاموشی موجی، خمیدگی رخ‌‌ها و نیز نشانه‌هایی از پیدایش کلینوپیروکسن‌های ساب‌سالیدوس به‌صورت تیغه‌های اکسولوشن دیده می‌شوند (تصویر C: XPL؛ تصویر D: PPL).

Figure 3. Photomicrographs of A, B) The orthopyroxene phenocrysts beside the primitive olivines (Ol₁) exhibit embayed and amoeboid corrosion features and are associated with secondary (replacive) olivines (Ol₂) (Image A in XPL and Image B in PPL); C, D) The orthopyroxenes display undulose extinction, bent cleavage planes, and the exsolution lamellae of clinopyroxene within the orthopyroxenes, indicating subsolidus exsolution processes (Image C in XPL and Image D in PPL).

2. 2. کلینوپیروکسن

فنوکریست‌های بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار کلینوپیروکسن با ابعادی کمتر از یک تا چند میلیمتر و با فراوانی اندک (نزدیک به 5-7 درصدحجمی) در سنگ پراکنده‌ هستند. مقاومت فیزیکی و شیمیایی این کانی‌ها بیشتر از کانی‌های دیگر است؛ به‌گونه‌ای که کمترین از دگرسانی و خردشدگی را نشان می‌دهند. از این رو شکستگی و در نتیجه رگه ندارند (شکل 3).

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از A، B) فنوکریست کلینوپیروکسن با مقاومت بیشتر در برابر خردشدگی و ‌دگرسانی شیمیایی و ماکل دگرریختی (ماکل مکانیکی)، در کنار الیوین‌های اولیة (Ol₁) خردشده و سرپانتینیتی‌شده (تصویر A: XPL؛ تصویر B: PPL).

Figure 2. Photomicrographs of A, B) Phenocrysts of clinopyroxene with higher resistance to fracturing and chemical alteration, with evidence of mechanical deformation (mechanical twinning), alongside primary olivine crystals (Ol₁) that are fractured and serpentinized (Image A in XPL and Image B in PPL).

شیمی کانی‌ها

یکی از ابزارهای بررسی خاستگاه و تحولات سنگ‌ها، بررسی شیمی کانی‌های سازندة آنها با کمک تجزیة ریزکاوالکترونی و محاسبة فرمول ساختاری آنهاست. دربارة پریدوتیت‌های گوشته‌ای افیولیت نایین، این بررسی‌های کانی‌شناسی اهمیت ویژه‌ای دارد؛ زیرا بررسی تغییرات ترکیب کانی‏‌ها در این گروه سنگی می‌تواند راهنمای خوبی برای شناخت فرایندهای مؤثر بر این افیولیت و خاستگاه آن باشد.

در این بخش شیمی کانی‏‌های درون پریدوتیت‏‌های گوشته ای افیولیت نایین بررسی می‌شود. پس از آماده‌سازی نمونه‏‌ها به‌صورت مقطع نازک میکروسکوپی و انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری، برای تعیین ترکیب شیمیایی کانی‌ها و محاسبة فرمول ساختاری آنها، تجزیة شیمیایی با کمک ریزکاوالکترونی روی ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن درون سنگ‌های بررسی‌شده انجام شد. سپس فرمول ساختاری کانی‌های یادشده و سازنده‌های پایانی آنها به‌دست‌آورده شد. در ادامه به بررسی ویژ‌گی‌های شیمیایی هر یک از این کانی‌ها پرداخته می‌شود.

1. کلینوپیروکسن

کلینوپیروکسن‌ها از کانی‌های مهم سازندة هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب به‌شمار می‌رود. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة این کانی‌ در این پریدوتیت‌های گوشته‌ای و فرمول ساختاری محاسبه‌شدة آنها بر پایه 6 اتم اکسیژن و بر پایة روش موریموتو (Morimoto, 1988a) و نیز سازنده‌های پایانی و فرمول شیمیایی این کانی‏‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند.

محتوای عنصر منیزیم در فرمول ساختاری کلینوپیروکسن‏‌ها apfu 89/0 تا 97/0 است (جدول 1). ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها بر پایة محاسبه میزان سازنده‌های پایانی، به‌صورت Ac_0.05-0.16،Fs_3.03-4.12،En_46.75-51.50، Wo_47.14-49.93 به‌دست آمد (جدول 1) که معادل ترکیب دیوپسید است.

در شکل 4-A، ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها در بخش کوآد^[7] نمودار رده‌بندی پیروکسن‏‌ها نمایش داده شده است. در این نمودار، پیروکسن‏‌ها بر پایة شمار کل کاتیون‏‌های در جایگاه M (Ml و M2) بر پایة شش اکسیژن رده‌بندی می‌شوند. مقدار کاتیون‌های Ca، Mg، Fe²⁺ و Na در جایگاه‌های M در نمودار Q-J (شکل 4) به‌صورت Q=Ca+Mg+Fe²⁺ و J=2Na نمایش داده شده است. بنابراین، پیروکسن‌ها را می‌توان بر پایة مولفه‌های Q و J رده‌بندی کرد. در این نمودار، پیروکسن‏‌هایی که در بخش کوآد جای می‌گیرند را در نمودار سه‌تایی پیروکسن (نمودار Wo-En-Fs) با اتم‌های Ca، Mg و Fe (=Fe²⁺+Fe³⁺+Mn) رده‌بندی می‌شوند. کلینوپیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب نیز در محدودة کوآدِ نمودار Q-J جای گرفته‌اند (Morimoto, 1988). ازاین‌رو، برای رده‌بندی این کلینوپیروکسن‌ها، از نمودار سه‌تایی بر پایة عناصر Ca-Mg-Fe برای رده‌بندی کلینوپیروکسن بهره گرفته شده است (شکل 4-B). در این نمودار ترکیب کلینوپیروکسن‌های پریدوتیت گوشته‌ای جنوب سپرآب در محدودة دیوپسید جای دارد.

شکل 4. نمودار رده‌بندی پیروکسن‌ها (Morimoto, 1988) با کمی تغییر A) نمودار J در برابر Q؛ B) نمودار سه‌تایی En-Wo-Fs.

Figure 4. Classification diagram of pyroxenes (Morimoto, 1988) with small modifications. A) J versus Q diagram; B) En-Wo-Fs diagram.

2. اورتوپیروکسن

ارتوپیروکسن‌ها از کانی‌های اصلی سازندة هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب به‌شمار می‌روند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة آنها و فرمول ساختاری محاسبه‌شدة آنها بر پایه 6 اتم اکسیژن و بر پایة نمودار موریموتو (Morimoto, 1988) و نیز سازنده‏‌های پایانی و فرمول شیمیایی این کانی‏‌ها در جدول 2 آورده شده‌اند. محتوای عنصر منیزیم در فرمول ساختاری اورتوپیروکسن‌ها در بازة apfu 70/1 تا 76/1 است (جدول 2). بر پایة میزان سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده، ترکیب این اورتوپیروکسن‌ها به‌صورت En_87.40-90.20Fs_8.28-8.81Wo_1.14-4.14 است (جدول 2) که معادل ترکیب برونزیت تا انستاتیت است. برونزیت‌ها معمولاً به‌علت جلای برنزیِ خاص خود، در نمونة دستی نیز به‌خوبی دیده می‌شوند. همچنین، در شکل 4-A، ترکیب اورتوپیروکسن‏‌ها در بخش کوآد^[8] نمودار رده‌بندی پیروکسن‏‌ها جای گرفته است. همچنین، در نمودار سه‌تایی بر پایة عناصر Ca-Mg-Fe (شکل 4-B) نیز ترکیب آنها در مرز برونزیت-انستاتیت جای دارد.

بحث

1. برآورد دما و فوگاسیتة اکسیژن گوشته
2. 1. برآورد دمای گوشته برپایة شیمی اورتوپیروکسن و کلینوپیروکسن

بررسی‌های زمین‌دماسنجی برای تعیین شرایط دما پیدایش سنگ‌های گوناگون و نیز سنگ‌های الترامافیک در دهه‏‌های اخیر جایگاه خاصی در بررسی‌های زمین‌شناسی پیدا کرده است. در این بخش نخست به بررسی شرایط دما برای هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب بر پایة داده‏‌های پیروکسن‌های آنها پرداخته می‏‌شود. برای ارزیابی شرایط دمای حاکم بر هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب در شمال‌باختری افیولیت نایین از دماسنجی‌های کلینوپیروکسن – ارتوپیروکسن (Wood and Banno, 1973; Wells, 1977) بهره گرفته شده است (جدول 3). رابطة پیشنهادیِ وود و بانو (Wood and Banno, 1973) چنین است:

( رابطة 1)

ولز (Wells, 1977) نیز رابطة 2 را پیشنهاد کرده است.

 (رابطة 3)

متغییرها در رابطه‌های 1 و 2 به‌صورت زیر تعریف می‏‌شوند:

این دو به ترتیب اکتیویتة کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن هستند (رابطة 3) و به‌صورت زیر به‌دست آورده می‌شوند و  است.

( رابطة 3)

جدول 3. دماسنجی به روش کلینوپیروکسن-اورتوپیروکسن برای میانگین ترکیب این دو کانی در هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب.

Table 3. Clinopyroxene-orthopyroxene thermometry based on the average compositions of these two minerals in the harzburgites from the south of Separab region.

بر پایة رابطة 1 و با استفاده از میانگین ترکیب کلینوپیروکسن و اورتوپیروکسن‌های درون هارزبوزگیت‌های جنوب سپرآب، دمای تعادل‌ به‌دست آمده برابر با 1487 درجة سانتیگراد است (جدول 3).

در ادامة روش ولز (Wells, 1977) به‌کار برده شد که این روش برای ترکیبات منیزیم بالا بهتر از روش وود و بانو (Wood and Banno, 1973) رفتار می‌کند. بر پایة کاربرد این روش، دمای به‌دست‌آمده برای سنگ‌های منطقه برابر با 1456 درجة سانتیگراد است (جدول 3).

به‌هر روی می‌توان گفت دماهای به‌‌دست‌آمده از روش‌های WB و W (جدول 3) برای هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب در شمال‌باختری افیولیت ‌نایین (به‌ترتیب 1456 و 1487 درجة سانتیگراد) بسیار بالاتر از هارزبورگیت‌های بررسی‌شدة پیرنیا (Pirnia, 2007) در بخش جنوبی (باختر روستای سوچه) تا بخش‌های مرکزی (نزدیکی روستای ابیانه) افیولیت نایین (به‌ترتیب دمای 1157 و 1067 درجة سانتیگراد) و نیز هارزبورگیت‌های بررسی‌شدة شیردشت‌زاده (Shirdashtzadeh, 2014) در بخش شمال‌خاوری افیولیت نایین (منطقة دره‌ده) (به‌ترتیب دمای 1063 و 1120 درجة سانتیگراد) هستند. در شرایط دما-فار بیشترِ پیش کمان‌ها، سیالات محلول‌های آبی کمابیش رقیقی هستند؛ اما به‌سوی کمان و در ژرفاهای بیشتر در زیر کمان‌های آتشفشانی و فراتر از آن، سیالات به مذاب‌های سیلیکاتی و شاید گاه به مایعات فرابحرانی تبدیل می‌شوند (Bebout, 2013). ازاین‌رو، در ژرفاهای کمتر تأثیر آنها بر کاهش دمای ذوب‌بخشی گوشته کمتر است. این ویژگی چه‌بسا نشان‌دهندة تفاوت شیمیایی در ژرفای محیط پیدایش هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب نسبت به هارزبورگیت‌های باختر روستای سوچه، نزدیکی روستای ابیانه و نیز منطقة دره‌ده است.

1. 2. بررسی فوگاسیتة اکسیژن بر پایة شیمی کلینوپیروکسن

در این پژوهش، میزان Al^VI نسبت به Al^IV در کلینوپیروکسن‌ها به‌عنوان پارامتری که بتواند شرایط کمابیش احیایی‌ محیط را نمایش دهد به‌کار برده شد. به این معنا که هرچه مقدار Al^VI بالاتر از Al^IV باشد محیط احیایی‌تر و شرایط به محیط تکتونوماگمایی MOR همانندتر است و برعکس. برای سهولت در مقایسة نمونه‌های کلینوپیروکسن نمودار Al^IV+Cr+2Ti در برابر Al^IV+Na و Na در برابر Al^VI/Al^IV رسم شدند. در این نمودارها نمونه‌هایی از کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های پهنه‌های MOR و SSZ نیز به‌عنوان مناطق با فوگاسیتة کم و فوگاسیتة بالای اکسیژن برای مقایسه بهتر آورده شدند (شکل 5). مقایسة نمونه‌ها در این نمودارها نشان می‌دهد کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های سپرآب بسیار به کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های مناطق با فوگاسیتة کم شباهت دارند؛ اما کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده بیشتر همانند کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های پهنه‌های SSZ هستند. این ویژگی چه‌بسا نقش کمتر سیالات رهاشده از تختة فرورونده در سپرآب نسبت به سوچه و دره‌ده‌ را نشان می‌دهد.

شکل 5. مقایسه شیمی کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های افیولیت نایین با کلینوپیروکسن‌های درون نمونه‌هایی از هارزبورگیت‌های مناطق MOR (Johnson et al., 1990; Hellebrand et al., 2002; Guo et al., 2015) و SSZ (Kapsiotis, 2016; Sahamieh, 2018; Tamura and Arai, 2006). A) نمودار Al^IV+Cr+2Ti در برابر Al^VI+Na (Schweitzer et al., 1979)؛ B) نمودار Na در برابر Al^VI/Al^IV.

Figure 5. Chemical comparison of clinopyroxene in the harzburgites of the Nain ophiolite with clinopyroxene within harzburgites samples from the MOR (Johnson et al., 1990; Hellebrand et al., 2002; Guo et al., 2015b) and SSZ Kapsiotis, 2016; Sahamieh, 2018; Tamura and Arai, 2006) regions. A) Al^IV+Cr+2Ti versus Al^VI+Na diagram (Schweitzer et al., 1979); B) Na versus Al^VI/Al^IV diagram.

2. بررسی خاستگاه زمین‌ساختی بر پایة شیمی پیروکسن‌ها

برپایة بررسی محتوای سدیم، کروم، آلومینیم و تیتانیم درون کلینوپیروکسن‌ها (جدول 2)، پریدوتیت‌های سپرآب همانند دیگر مناطق مورد مقایسه، در گسترة پریدوتیت‌های زیر پوسته اقیانوسی جای گرفته‌اند (شکل‌های 6-A تا 6-F).

شکل 6. شناسایی پریدوتیت‌های زیرپوسته‌ای قاره‌ای از پریدوتیت‌های زیرپوسته‌ای اقیانوسی بر پایة فرمول ساختاری کلینوپیروکسن در A) نمودار Cr در برابر Na (Kornprobst et al., 1981a)؛ B) نمودار Ti در برابر Na (Andal et al., 2005a)؛ C) نمودار عدد کروم (Cr#) در برابر Na (Andal et al., 2005b)؛ D) نمودار Ti در برابر Na (Seyler and Bonatti, 1994)؛ E) نمودار Al^IV در برابر Al^VI (Seyler and Bonatti, 1994)؛ F) نمودار نسبت Al^IV به Al^VI در برابر Ti (Seyler and Bonatti, 1994).

Figure 6. Discrimination of subcontinental lithospheric mantle (SCLM) peridotites from oceanic mantle peridotites based on the structural formula of clinopyroxene A) Cr versus Na diagram (Kornprobst et al., 1981b); B) Ti versus Na diagram (Andal et al., 2005b); C) Cr-number (Cr#) versus Na diagram (Andal et al., 2005b); D) Ti versus Na diagram Seyler and Bonatti, 1994); E) Tetrahedral Al versus octahedral Al diagram (Seyler and Bonatti, 1994); F) Tetrahedral Al/octahedral Al ratio versus Ti diagram (Seyler and Bonatti, 1994).

بررسی میزان سدیم کلینوپیروکسن (شکل‌های 6-A تا 6-D) نشان می‌دهد پریدوتیت‌های سپرآب به گوشته زیر پوستة اقیانوسی متعلق هستند و با کلینوپیروکسن درون گوشته زیر پوستة قاره‌ای کاملاً متفاوت هستند. همچنین، مقایسة کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های سپرآب با هارزبورگیت‌های سوچه و نیز دره‌ده نشان می‌دهد که کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های سپرآب سدیم کمتری دارند (شکل‌های 6-A تا 6-D). البته ازآنجایی‌که کروم بیشتر وارد ساختار اسپینل می‌شود تا کلینوپیروکسن‌ها، مقدار محتوای کروم درون کلینوپیروکسن‌ها تفاوت خاصی میان مناطق گوناگون نشان نمی‌دهد (شکل‌های 6-C)؛ اما میزان تیتانیم درون کلینوپیروکسن در نمونه‌های سپرآب بسیار کمتر و تا اندازه‌ای همانند نمونه‌های هارزبورگیت در بخش جنوبی افیولیت نایین است (شکل‌های 6-B، 6-D و 6-F).

به‌طور کلی در پی دگرنهادشدن گوة گوشته‌ای با سیالات رهاشده از تختة فرورونده، شدت ذوب‌بخشی گوشته در پهنه‌های فرورانش بیشتر است. ازاین‌رو، مقایسة داده‌های کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های MOR (Shibata et al., 1979; Hamlyn and Bonatti, 1980; Dick, 1989; Johnson et al., 1990; Edwards et al., 1996; Hellebrand et al., 2002) و هارزبورگیت‌های SSZ و پیش‌کمانی (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000) نشان می‌دهد میزان Al₂O₃ و تا اندازه‌‌ای TiO₂ و Na₂O در ترکیب‌ پیروکسن‌های پهنه‌های MOR بیشتر است؛ اما مقدار Cr# و Mg# در آنها کمتر است (شکل‌های 7 و 8). این ویژگی نشان می‌دهد در مناطقی که فاکتورهای فرورانش بیشتر هستند (پهنه‌های SSZ) و فرایند ذوب‌بخشی شدت بیشتری دارد، میزان Al₂O₃ و تا اندازه‌‌ای TiO₂ و Na₂O در ترکیب‌ پیروکسن‌ها کمتر است؛ اما مقدار Cr# و Mg# در آنها بیشتر است.

شکل 7. ترکیب کلینوپیروکسن هارزبورگیت‌های گوشته‌‌ای در مناطق جنوب سپرآب (شمال‌باختری افیولیت نایین) و دره‌ده (خاور افیولیت نایین) روی نمودارهای Mg# در برابر تغییرات Al₂O₃، TiO₂ و Cr# و Na₂O (در مقایسه با افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا برگرفته از چوی و همکاران (Choi et al., 2008) و منابع آن) (دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های MOR: (Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979)؛ دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های SSZ و پیش‌کمانی: (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

Figure 6. Composition of clinopyroxenes in the mantle harzburgites from the southern Separab (northwest of the Nain ophiolite) and Darreh Deh (east of the Nain ophiolite) areas on Mg# versus Al₂O₃, TiO₂, Cr#, and Na₂O plots (compared to the Coast Range ophiolite of California taken from (Choi et al., 2008) and references therein) (other MOR harzburgite data: ((Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979); other SSZ and Forearc harzburgite data: Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

شکل 8. ترکیب اورتوپیروکسن هارزبورگیت‌های گوشته‌‌ای در مناطق جنوب سپرآب (شمال‌باختری افیولیت نایین) و دره‌ده (خاور افیولیت نایین) روی نمودارهای Mg# در برابر تغییرات A) Al₂O₃؛ B) Cr#؛ C) TiO₂؛ D) Na₂O (در مقایسه با افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا برگرفته از چوی و همکاران (Choi et al., 2008) و منابع آن) (دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های MOR: (Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979)؛ دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های SSZ: (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

Figure 7. Composition of orthopyroxenes in the mantle harzburgites from the southern Separab (northwest of the Nain ophiolite) and Darreh Deh (east of the Nain ophiolite) areas on Mg# versus A) Al₂O₃; B) TiO₂; C) Cr#; and D) Na₂O plots (compared to the Coast Range ophiolite of California taken from (Choi et al. 2008) and references therein) (other MOR harzburgite data: (Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979); other SSZ harzburgite data: (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

بر پایة داده‌های شیمیایی، پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های نایین همگی به پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های پهنه‌های فرورانش شباهت دارند. این ویژگی‌ با یافته‌های پیشین که پیدایش برخی از واحدهای سنگی این افیولیت را یک محیط فرورانش (جایگاه پیش‌کمانی در یک پهنة فرافرورانش (Shirdashtzadeh et al., 2024)) در کرتاسة پسین و هنگام فرورانش پوستة قدیمی نئوتتیس دانسته‌اند همخوانی دارد.

در ادامه نمونه‌های پیروکسن مناطق پیش‌کمانی بررسی‌شده در افیولیت نایین با پیروکسن‌های پیش‌کمانی در پهنة فرافرورانش ترکیه مقایسه می‌شوند (شکل‌های 8 و 9).

2. 1. کلینوپیروکسن

برپایة بررسی محتوای سدیم، عدد کروم و منیزیم، آلومینیم و تیتانیم درون کلینوپیروکسن‌ها (شکل 7)، پریدوتیت‌های سپرآب همانند دیگر پهنه‌های مورد مقایسه، در محدودة همپوشانی هارزبورگیت‌های MOR و SSZ (و به‌ویژه SSZ) در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا جای گرفته‌اند. البته گرایش هارزبورگیت‌های سپرآب به پهنه‌های MOR در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا^[9] بسیار بیشتر از هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده است (شکل 7). از میان هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده، هارزبورگیت‌های سوچه به هارزبورگیت‌های SSZ در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا شبیه‌تر هستند. آلومینیم و تیتانیم دو عنصر نامتحرک در هنگام هوازدگی، دگرسانی‌های گرمابی و زیر دریایی و نیز دگرگونی در رخساره شیست سبز، آمفیبولیت تا گرانولیت هستند (Rollinson, 1993) و مقدار بالاتر آلومینیم و مقدار کمتر تیتانیم در نمونه‌های سپرآب نسبت به مناطق سوچه و دره‌ده می‌تواند تفاوت در ویژگی‌های تکتونوماگمایی خاستگاه این سنگ‌ها را نشان دهد.

در نمودارهای شکل 9، از میان پارامترها و عنصرهای مورد بررسی، مقدار Cr# کمتر در پیروکسنِ هارزبورگیت‌های سپرآب (کمتر از 0/3؛ جدول 2) آنها را به هارزبورگیت‌های MOR در افیولیت‌های فرافرورانش در کمربند تارید^[10] در جنوب‌باختری ترکیه با درجات ذوب‌بخشی کمتر شبیه کرده است. همچنین، میزان TiO₂ و Na₂O در سپرآب کمتر از میزان آن در نمونه‌های جنوب‌باختری ترکیه است (شکل‌های 9-C و 9-D).

شکل 9. ترکیب کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های گوشته‌ افیولیت‌ نایین روی نمودارهای Cr# در برابر تغییرات A) Al₂O₃؛ B) Cr₂O₃؛ C) TiO₂؛ D) Na₂O (بر پایة درصدوزنی) (بازة ترکیبی نمونه‌های هارزبورگیت‌ِ MOR و SSZ در افیولیت‌های فرافرورانش جنوب‌باختری ترکیه از آلدانماز (Aldanmaz, 2012) برگرفته شده است).

Figure 8. Composition of clinopyroxene in the mantle harzburgites of the Nain ophiolite, plotted on Cr# versus A) Al₂O₃; B) Cr₂O₃; C) TiO₂, and D) Na₂O (in wt.%) variation diagrams (the compositional range of MOR and SSZ harzburgite samples from the southwestern Turkey suprasubduction ophiolites is from (Aldanmaz, 2012)).

2. 2. اورتوپیروکسن

در شکل‌های 8 و 10، هارزبورگیت سپرآب با هارزبورگیت گوشته‌ای دره‌ده و نیز پریدوتیت‌های‌ MOR و SSZ در افیولیت‌های کاست رینج کالیفرنیا (Choi et al., 2008) مقایسه شده‌اند. بر پایة شکل‌ 8، ترکیب ارتوپیروکسن‌های هارزبورگیت سپرآب از نظر اکسید عنصرهای اصلی (Al₂O₃، Na₂O، TiO₂) و مقدار Cr# و Mg#، بیشتر همانند پریدوتیت‌های مناطق SSZ در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا و افیولیت‌های جنوب‌باختری ترکیه است؛ هرچند برخی نمونه‌ها در محدوده همپوشانی ترکیبی پریدوتیت‌های پهنه‌های فرافروانش و کافت میان‌اقیانوسی جای گرفته‌اند. البته مقایسة سپرآب با دیگر هارزبورگیت‌های این افیولیت در منطقة سوچه و دره‌ده نشان می‌دهد همانند کلینوپیروکسن‌های درون این سنگ‌ها (شکل‌های 5 تا 7)، ترکیب ارتوپیروکسن‌های هارزبورگیت سپرآب نسبت به آنها، تا اندازه‌ای به محدودة MOR نزدیک‌تر شده است که این ویژگی گویای تفاوت در شدت ذوب‌بخشی، شرایط و نوع محیط فرورانشی پیدایش آنهاست.

افزون‌بر این در شکل 10 هارزبورگیت‌های گوشته‌‌ای در مناطق سپرآب با افیولیت‌های فرافرورانش MOR و SSZ کمربند تارید در جنوب‌باختری ترکیه از نظر ترکیب عنصرهای اصلی اورتوپیروکسن‌ها مقایسه شدند. این مقایسه نیز نشان می‌دهد هارزبورگیت‏‌های گوشته ای منطقه سپرآب دچار ذوب‌بخشی کمتری شده‌اند (Cr# کمتر و TiO₂ بالاتر) و بیشتر ماهیت محیط کافت میان اقیانوسی نشان می‌دهند؛ اما هارزبورگیت‏‌های دره‌ده و سوچه بیشتر ماهیت محیط فرورانشی نشان می‌دهند.

شکل 10. ترکیب اورتوپیروکسن در هارزبورگیت‌های گوشته‌ افیولیت‌ نایین روی نمودارهای Cr# در برابر تغییرات Al₂O₃، TiO₂، Na₂O، Cr₂O₃ (بر پایة درصدوزنی) (بازة ترکیبی نمونه‌های هارزبورگیت‌ِ MOR و SSZ در افیولیت‌های فرافرورانش جنوب‌باختری ترکیه از آلدانماز (Aldanmaz, 2012) برگرفته شده است).

Figure 9. Composition of orthopyroxene in the mantle harzburgites of the Nain ophiolite, plotted on Cr# versus Al₂O₃, TiO₂, Na₂O, Cr₂O₃ (wt.%) variation diagrams (the compositional range of MOR and SSZ harzburgite samples from the southwestern Turkey suprasubduction ophiolites is from (Aldanmaz, 2012)).

3. الگوی تکتونوماگمایی پیدایش هارزبورگیت‌های سپرآب

• تفاوت زمین‌شیمیایی هارزبورگیت‌های سپرآب (که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه MOR نشان می‌دهند) و دیگر هارزبورگیت‌های افیولیت نایین (که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه SSZ نشان می‌دهند) و نیز تفاوت دماهای به‌دست‌آمده از دماسنجی پیروکسن‌های درون این هارزبورگیت‌ها (جدول 3) را می‌توان به دو الگوی محتمل و متفاوت زیر نسبت داد:
• بر پایة یافته‌های شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2024) که نشان دادند پلاژیوگرانیت‌های این افیولیت در دو محیط MOR به سن ژوراسیک و SSZ به سن کرتاسة پسین پدید آمده‌اند، هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب نیز که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه MOR نشان می‌دهند قدیمی‌تر هستند و در یک کافت میان اقیانوسی در ژوراسیک پدید آمده‌اند؛ اما زایش دیگر هارزبورگیت‌های مورد مقایسه که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه SSZ دارند در کرتاسة پسین در یک محیط فرورانش پیش کمانی در بالای تختة فرورونده نئوتتیس درون گوشته رخ داده است. البته با توجه به اینکه شیمی پیروکسن‌ها در همة هارزبورگیت‌های بررسی‌شده همانند هارزبورگیت‌های پهنه‌های فرورانش هستند و شواهد ذوب‌بخشی و ویژگی‌های شیمیایی پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهند (البته ویژگی‌های شیمیاییِ شاخص پهنه‌های فرورانشی در منطقه سپرآب از مناطق دیگر کمتر است)، این الگو چه‌بسا برای پیدایش این هارزبورگیت‌ها نمی‌تواند صحیح باشد و هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب احتمالاً در یک محیط کافت ‌میان‌اقیانوسی قدیمی به سن ژوراسیک پدید نیامده‌اند.
• با توجه به شباهت شیمیایی پیروکسن‌های جنوب سپرآب به محدودة همپوشانی ترکیبی MOR و SSZ در مقایسه با دیگر مناطق جهان (شکل های 7 و 8) و نیز مقایسه آنها با هارزبورگیت‌های افیولیت‌های فرافرورانش کمربند تارید ترکیه (شکل‌های 9 و 10)، بالابودن برخی فاکتورهای شیمیایی (مقدار Cr# و Mg#؛ شکل های 7 و 8) نشان‌دهندة مناطق مرتبط با فرورانش و تأثیر فرایند ذوب‌بخشی در پیدایش همة این سنگ‌هاست. اما از آنجایی‌که در مقایسه، میزان Al₂O₃ و تا اندازه‌‌ای TiO₂ و Na₂O در ترکیب‌ پیروکسن‌های سپرآب بیشتر اما مقدار Cr# و Mg# در آنها کمتر است می‌توان پیدایش هارزبورگیت‏‌های گوشته‌ای پیش‌کمانیِ منطقه سپرآب با شباهت بیشتر به ترکیب هارزبورگیت‌های MOR در یک محیط کافت میان‌اقیانوسی در مرحلة آغازینِ فرایند «آغاز فرورانش^[11]» و در یک محیط پیش کمانی در بالای محل آغاز فرورانش تختة اقیانوسی فرورندة نئوتتیس قدیمی درون گوشتة سست‌کره‌ای که در آن هنگام (کرتاسة پسین)، گوة گوشته‌ای چندان تحت‌تاثیر سیالات رهاشده از این تختة اقیانوسی و در نتیجه ذوب‌بخشی شدیدی نبوده است و از این‌رو، مذاب‌های خروجی از کافت میان‌اقیانوسی منطقه پیش‌کمانی اولیه^[12] ماهیتی شبیه MOR نشان می‌داده‌اند (MOR-like FAB) و میزان TiO₂، Cr# و Na₂O مذاب کمتر بوده است (شکل های 7 و 8). همچنین، با توجه به فوگاسیتة اکسیژن کمتر و دماهای بیشتر به‌دست‌آمده بر پایة شیمی پیروکسن‌ها، ذوب آنها در دمای بیشتری روی داده است که نشان می‌دهد گوشته چندان تحت‌تأثیر سیالات رهاشده از تختة فرورونده نبوده است. اما هارزبورگیت‏‌های دره‌ده و بخش جنوب افیولیت نایین با اندکی تاخیر هنگامی پدید آمده‌اند که از زمان فرورانش تختة فرورندة نئوتتیس قدیمی درون گوشتة سست‌کره‌ای زمان بیشتری گذشته بوده است و از این رو گوة گوشته‌ای بیشتر تحت‌تاثیر سیالات رهاشده از این تختة اقیانوسی بوده است و از این رو با افزایش فاکتورهای شیمیایی پهنه‌های فرورانش در مذاب‌های خروجی از این کافت میان‌اقیانوسی جوان، هارزبورگیت‌های این مناطقِ پیش‌کمانی، میزان TiO₂، Cr# و Na₂O بیشتر (شکل‌های 9 و 10)، فوگاسیتة اکسیژن بیشتر، دمای ذوب کمتر و شدت ذوب‌بخشی بیشتری (Cr# بیشتر) نشان می‌دهند که گویای بلوغ بیشتر پهنة پیش‌کمانی^[13] و شباهت آن به پهنة SSZ است (SSZ-like FAB). با توجه به دماهای کمتر به‌دست‌آمده بر پایة شیمی پیروکسن‌ها، ذوب آنها در دمای کمتری روی داده است که نشان می‌دهد گوشته تحت‌تأثیر سیالات رهاشده از تختة فرورونده بوده و دمای ذوب آن کاهش یافته است. در این فرضیه اگرچه پیدایش همة هارزبورگیت‌های بررسی‌شده را می‌توان به کرتاسة پسین نسبت داد، اما با توجه به تأثیر کمتر تختة فرورونده، ذوب‌بخشی کمتر و دمای ذوب/تبلور بیشتر پیروکسن‌ها و ویژگی‌های شیمیاییِ نمونه‌های جنوب سپرآب، گمان می‌رود هارزبورگیت‌های سپرآب در مرحلة آغازینِ فرایند «آغاز فرورانشِ» تختة فرورونده پدید آمده‌اند و سن آنها از دیگر هارزبورگیت‌ها (با تأثیر بیشتر تختة فرورونده و ذوب‌بخشی بیشتر) اندکی قدیمی‌تر باشد. برپایة این فرضیه ناهمگنی شرایط ذوب‌بخشی گوشته زیر پهنة پیش‌کمانی در این منطقه را به میزان تکامل این پهنه و پیشروی تختة فرورونده دانست.

اگرچه آزمودن درستی هر یک از این ادعاها به انجام سن‌سنجی دقیق روی این واحدهای سنگی نیاز دارد، اما همان‌گونه‌که در نمودار شکل‌های 5 تا 10 به‌خوبی دیده می‌شود، شباهت بسیار روشن و آشکار پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب به هارزبورگیت‌های SSZ بر پیدایش آنها در کرتاسة پسین و در یک کافت میان‌اقیانوسی جوان در پهنه پیش‌کمانی تاکید دارد؛ اما پیروکسن‌های درون دیگر هارزبورگیت‌ها به‌خوبی در گسترة ترکیبی پیروکسن‌های درون یک محیط فرورانش (در کرتاسة پسین) جای گرفته‌اند. این ویژگی که گویای ناهمگنی گوشتة زیر پوستة اقیانوسی پهنة پیش‌کمانی در پی شرایط متغییر زمین‌ساختی از زمان آغاز فرورانش پوستة اقیانوسی قدیمی نئوتتیس درون گوشته و مرتبط با میزان پیشروی آن به درون گوشته است.

برداشت

هارزبورگیت‌ها‌ یکی از واحدهای سنگی پریدوتیتی در مجموعة افیولیتی نایین در شمال شهر نایین (پهنة ایران مرکزی) هستند که در بخش‌های مختلف این افیولیت رخنمون دارد.

ترکیب کانی‌شناسی هارزبورگیت‌های جنوب روستای سپرآب در شمال‌باختری این افیولیت شامل الیوین، اورتوپیروکسن، و کمتر از ۵ درصدحجمی کلینوپیروکسن و اسپینل است. مقایسة ترکیب شیمیایی عنصرهای اصلی این پیروکسن‌ها با پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های بخش خاوری (دره‌ده) و جنوبی (سوچه) نشان می‌دهد پیروکسن‌ها در هارزبورگیت‌های سپرآب (مانند: میزان Cr#>3/0 و Na₂O >1/0 درصدوزنی) در شرایط دمایی بالاتر (1456 و 1487 درجة سانتیگراد) و فوگاسیتة اکسیژن کمتر (Al^VI/Al^IV بیشتر) و در پی ذوب‌بخشی کمترِ گوة گوشته‌ای پدید آمده‌اند و ازاین‌رو، پیدایش آنها را می‌توان به یک پهنة پیش‌کمانی اولیه با شباهت بیشتر به کافت میان‌اقیانوسی (MOR-like FAB) نسبت داد؛ اما هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده در مراحل پیشرفته‌تر فرورانش و بلوغ محیط پیش‌کمانی با شباهت بیشتر به پهنه‌های فرورانش (SSZ-like FAB) پدید آمده‌اند که شرایط دمایی ذوب‌بخشی کمترِ گوة گوشته‌ای کمتر و فوگاسیتة اکسیژن بیشتر بوده است.

پس می‌توان گفت ترکیب شیمیایی این پیروکسن‌ها به‌خوبی ناهمگنی‌های ترکیبی گوشته‌ای در زیر پوستة اقیانوسی پیش‌کمانی در طول زمان و با پیشرفت فرایند فرورانش تختة فرورونده را نشان می‌دهد.

سپاس‌گزاری

از دانشگاه تربیت مدرس برای پشتیبانی از انجام این پژوهش، از دانشگاه کانازاوا و دکتر قدرت ترابی برای همکاری در تهیه داده‌های ریزکاوالکترونی و نیز از داوران گرامی مجله برای پیشنهادهای سازنده سپاس‌گزاری می‌شود.

[1] Suprasubduction

[2] weight percent

[3] atom per formula unit

[4] Pectolite: NaCa₂Si₃O₈(OH)

[5] subsolidus

[6] exsolution

[7] Quad

[8] Quad

[9] Coast Range ophiolite (CRO) of California in North American Cordillera

[10] Tauride Belt

[11] subduction initiation

[12] initial forearc basin

[13] mature forearc basin