زمین شناسی، پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ های الترامافیک-مافیک و کانه زایی همراه در آنومالی درگز، کمپلکس افیولیتی کهنوج

قاسمی سیانی, مجید; مهرابی, بهزاد; کریمی شهرکی, بهروز

doi:10.22108/ijp.2018.111638.1089

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,652
تعداد مقالات	13,415
تعداد مشاهده مقاله	30,724,807
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,121,316

زمین شناسی، پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ های الترامافیک-مافیک و کانه زایی همراه در آنومالی درگز، کمپلکس افیولیتی کهنوج

پترولوژی

مقاله 9، دوره 9، شماره 2 - شماره پیاپی 34، شهریور 1397، صفحه 139-162 اصل مقاله (4.12 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2018.111638.1089

نویسندگان

مجید قاسمی سیانی^* ¹؛ بهزاد مهرابی²؛ بهروز کریمی شهرکی³

¹گروه ژئوشیمی-دانشکده علوم زمین-دانشگاه خوارزمی

²دانشگاه خوارگروه ژئوشیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمیزمی

³مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران

چکیده

آنومالی تیتانیوم-آهن درگز، در بخشی از کمپلکس افیولیتی کهنوج در جنوب‌شرق ایران واقع شده و متشکل از پنج واحد اصلی فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشت بلور، پیروکسن- هورنبلند گابروی ریزبلور، هورنبلند گابروی ریز بلور، فلدسپاتیک ورلیت و گرانیتوئید است. دایک های دیابازی، آپلیتی و پلاژیوگرانیتی، واحدهای اصلی الترامافیک-مافیک در منطقه را قطع کرده است. واحدهای مافیک متشکل از کانی‌های پیروکسن، پلاژیوکلاز، هورنبلند، مگنتیت و ایلمنیت هستند. الیوین و کلینوپیروکسن به عنوان کانی های اصلی در واحد الترامافیک رخ داده است. اکسیدهای آهن-تیتانیوم به‌صورت کانسنگ پراکنده، میان‌انباشتی و همچنین به‌صورت ادخال هایی در کانی های سیلیکاتی رخ داده است. در دیاگرام مثلثی AFM، این سنگ ها در امتداد خط MgO-FeO* قرار می گیرند و همخوان با روند تفریق تولئیتی هستند. محتوای عناصر اصلی سنگ های مافیک تغییرات کمی را نشان داده و در کومولاهای مافیک قرار می گیرند و جزء سری‌های کم پتاسیم هستند. الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی نسبت به کندریت نشان داد که سنگ های الترامافیک از عناصر نادر خاکی سنگین نسبت به عناصر نادر سبک غنی شدگی نشان داده و با افزایش مدال هورنبلند در سنگ ها مقدار عناصر نادر خاکی متوسط و سبک نیز بیشتر می شود. الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی و ناسازگار نشان داد که سنگ های الترامافیک و مافیک دارای سنگ مادر یکسان با ویژگی های بازالت های پشته میان اقیانوسی هستند.

کلیدواژه‌ها

پتروگرافی؛ ژئوشیمی؛ کانی سازی تیتان-آهن؛ آنومالی درگز؛ کمپلکس افیولیتی کهنوج

اصل مقاله

ناحیه معدنی آهن- تیتانیم کهنوج، در 25 کیلومتری جنوب شهرستان کهنوج، با پنج آنومالی درگز، دره‏‌باغ، دربتگان، منوجان و دوشاخ در بخشی از توالی افیولیتی کهنوج روی داده است. توالی افیولیتی کهنوج با درازای نزدیک‌به 80 کیلومتر و پهنای تا 20 کیلومتر (شکل 1) است. این افیولیت از مجموعه‏‌های افیولیتی بزرگ ایران (جنوب‌خاوری ایران)، بخشی از افیولیت‏‌های نئوتتیس به سن مزوزوییک و بخشی از پهنة افیولیتی آلپ- هیمالیا به‌شمار می‌رود (Paragon Consulting Engineers, 1985; Kananian et al., 2001; Kananian, 2001). این مجموعه به‌صورت یک تودة عدسی‌شکل کشیده با روند شمالی- جنوبی در میان دو سیستم گسلی جای گرفته است (شکل 2).

شکل 1- نقشهة پراکندگی توالی‏‌های افیولیتی در ایران و جایگاه ناحیة بررسی‌شده (چهارگوش سبز) (افیولیت خوی: KH؛ افیولیت رشت: RS؛ کرمانشاه: KR؛ نایین: NA؛ نیریز: NY؛ بافت: BF؛ شهربابک: SHB؛ اسفندقه: ES؛ بندزیارت: BZ؛ فنوج- مسکوتان: FM؛ ایرانشهر: IR؛ چهل‌کوره: TK؛ مشهد: MS؛ سبزوار: SB) (برپایة Ghazi و همکاران (2004) با تغییرات اندک)

گسل سبزواران در بخش باختری توالی افیولیتی جای دارد و مجموعة افیولیتی بندزیارت را در کنار مجموعه دگرگونی پالئوزوییک پهنة سنندج- سیرجان (بلوک باجگان) جای داده است. گسل جیرفت نیز در کرانة خاوری توالی جای دارد و مجموعة بندزیارت را در کناره‏ة باختری هامون (بلوک گنج) جای داده است (شکل 2). بر این پایه، توالی افیولیتی کهنوج در محل برخورد سه پهنة ساختاری اصلی سنندج- سیرجان (Stӧcklin, 1968) یا مریوان- منوجان (Houshmandzadeh, 1977) و پهنه‏‌های مکران و بلوک لوت (Stӧcklin, 1968) جای گرفته است. توالی افیولیتی کهنوج از بخش زیرین به‌ بالا دربردارندة گابروهای لایه‏‌ای کومولایی، گابروهای توده‏‌ای، نفوذی‏‌های ترونجمیتی، دایک‏‌های دیابازی، گدازه‏‌های بالشی و آهک‏‌های پلاژیک است (Kananian et al., 2001). در پی گسله‌بودن مرز زیرین توالی افیولیتی، سنگ‏‌های پریدوتیت و الترابازیک گوشته در بخش زیرین توالی رخنمون ندارند. ناحیة معدنی کهنوج در بخش کوچکی از توالی افیولیتی کهنوج جای دارد. کانی‏‌سازی آن بیشتر با گابروها همراه است و هم به‌صورت برجا و هم پلاسری اکتشاف شده است. بررسی‌هایی Ghadami (1998)، Kananian (2001)، Kananian و همکاران (2001)، Ghazi و همکاران (2004) و Arvin و همکاران (2005) از مهم‌ترین بررسی‌هایی هستند که روی توالی افیولیتی کهنوج انجام شده‌اند. همچنین، Rajabzadeh و همکاران (2011) بررسی‌های اندکی روی کانی‏‌سازی کهنوج انجام داده‌اند. برپایة اینکه منطقه معدنی درگز مهم‌ترین آنومالی منطقه معدنی کهنوج است و سنگ‏‌های مافیک آن خاستگاه کانی‏‌سازی پلاسری دانسته می‏‌شوند، این پژوهش به‌صورت کامل به زمین‌شیمی سنگ‏‌های الترامافیک- مافیک در این آنومالی با مقیاس 5000/1 و کانی‏‌سازی آهن و تیتانیم همراه با این سنگ‏‌ها پرداخته است تا سنگ میزبان تیتانیم و آهن و چگونگی رخداد کانی‏‌سازی فلزی را شناسایی کند.

شکل 2- نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شدة مجموعة افیولیتی کهنوج با مقیاس 500000/1 و کمپلکس‏‌های دربرگیرندة پیرامون آن (تهیه‌شده برپایة نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 ورقه‏‌های شماره 7544 (قلعه منوجان) و 7545 (کهنوج) سازمان زمین‏‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور (تهیه‌شده توسط Paragon Consulting Engineers). (برگرفته از Paragon Consulting Engineers (1985) با تغییرات)

زمین‌شناسی ناحیه‏‌ای

در حقیقت، مجموعة افیولیتی کهنوج را نخستین‌بار McCall (1985) در گزارش زمین‏‌شناسی نقشة 250000/1 میناب، با نام‌های کمپلکس بندزیارت (برای واحد پلوتونیک)، کمپلکس دایک دیابازی (برای دایک‏‌های ورقه‏‌ای) و کمپلکس دره‌انار (برای واحد آتشفشانی و پوشش رسوبی آن) نامگذاری کرده است. در کل، امروزه برای این سه کمپلکس نام مجموعة افیولیتی کهنوج به‌کار برده می‏‌شود. واحدهای آتشفشانی- رسوبی کرتاسة بالاییِ گنج، باجگان، چاه میرک، دورکان و بیدک در حاشیه توده افیولیتی جای دارند (شکل 2).

کمپلکس بندزیارت بیشتر دربردارندة گابروهای گوناگون، دایک‌های دیابازی، دیوریت، ترونجمیت و کمی دونیت، تروکتولیت و پریدوتیت هورنبلنددار است. به‌باور Paragon Consulting Engineers (1985)، این مجموعه در دورة زمانی کرتاسة زیرین پدید آمده است. برپایة بررسی‌های Hassanipak و همکاران (1996) و McCall (1997)، واحدهای گابرویی افیولیت بندزیارت به دو بخش گابروهای بالایی (بخش باختری) و گابروهای زیرین (بخش‏‌های خاوری) رده‌بندی می‌شوند. کمپلکس دایک دیابازی بیشتر دربردارندة دیاباز، دایک‌های ورقه‏‌ای، ترونجمیت، تونالیت، ریوداسیت و دیوریت است و سن پیدایش آن پالئوسن زیرین دانسته‌ شده است (McCall, 1985). کمپلکس دره‌انار که بیشتر دربردارندة گدازه‌های بالشی، آهک پلاژیک، چرت، رسوب‌های ماسه‌سنگی و مقدار کمی توده‌های نفوذی و دایک‏‌های صفحه‏‌ای به سن کرتاسه پسین تا پالئوسن زیرین است (McCall, 1985). کمپلکس بندزیارت یک توالی افیولیتی کمابیش کامل است که تنها بخش گابرویی آن نمایان است و بخش الترامافیک آن به‌احتمال بالا در زیر این کوهستان جای گرفته است. توده‏‌های الترامافیک کوهستان باجگان که در باختر کوهستان بندزیارت جای گرفته‏‌اند به‌احتمال بسیار بالا دیاپیرهای کمابیش بزرگی هستند که از بخش‌های ژرف بالا آمده و در لبة گسلی زندان نمایان شده‏‌اند. این دیاپیرها بیشتر از دونیت، ورلیت و هارزبورژیت ساخته شده‏‌اند (Sabzehei, 1978). مجموعة افیولیتی کهنوج از خاور با کمپلکس افیولیتی گنج و چاه میرک و از باختر با کمپلکس‏‌های دگرگونی و رسوبی باجگان و از جنوب با کمپلکس دورکان همجوار است.

کمپلکس باجگان مجموعه‏‌ای مرکب از سنگ‏‌های دگرگونی تا رخسارة شیست‌سبز و آمفیبولیت است که کهن‏‌ترین سنگ‏‌های منطقه را می‌سازند. این کمپلکس بیشتر دربردارندة آمفیبولیت، شیست‏‌سبز، میکاشیست همراه با مقداری سنگ‏‌آهک و مرمر است (Dorani et al., 2017) (شکل 2). کمپلکس دورکان بیشتر دربردارندة آهک‏‌های دریایی کم‏‌ژرفا، گدازه‏‌ها و نفوذی‏‌های بازیک، رسوب‌های آواری و سنگ‏‌های دگرگونی (شیست، فیلیت، متاولکانیک) است. کمپلکس دورکان روی کمپلکس قاره‏‌ای باجگان جای گرفته است. کمپلکس گنج موازی لبة خاوری مجموعة افیولیتی کهنوج جای دارد (شکل 2) و بیشتر از گدازه‏‌های بالشی و جریانی با ترکیب بازالت تا داسیت، دایک‏‌های ورقه‏‌ای فراوان، گابرو، پلاژیوگرانیت و سنگ‏‌های رسوبی کم‌ژرفا (مانند: ماسه‏‌سنگ، سیلتستون‏‌های توربیدایتی و آهک و توف) ساخته شده است (Shakerardakani et al., 2009). واحدهای چاه میرک روی کمپلکس گنج جای گرفته‌اند و دربردارندة مجموعه‏‌ای از آهک‏‌های رودیست‌دار و گاستروپوددار، توربیدایت‏‌های نزدیک به خاستگاه، کنگلومرا، توف و دایک‏‌های دیابازی (با سن کرتاسه پسین) هستند (McCall, 1985). واحد بیدک یک سکانس توربیدایتی است که روی کمپلکس گنج نهشته شده است (McCall, 1985). رسوب‌های آواری آن به اندازة کنگلومرا تا ماسه‏‌سنگ هستند و میان‌لایه‏‌هایی از توف‏‌های حد واسط تا اسیدی دارند. در بخش‏‌هایی از این واحدها، گدازه‏‌های بازالتی و آندزیت‏‌بازالتی رخنمون دارند که روی واحد بیدک به سن ائوسن بالایی جای گرفته‌اند.

زمین‌شناسی منطقة معدنی

آنومالی درگز بخشی کوچکی از کمپلکس کهنوج را می‌سازد. واحدهای سنگی رخنمون‌یافته در مقیاس 5000/1 عبارتند از (شکل 3):

- واحد فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی دانه‌درشت: این واحد با ترکیب فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشت‏‌بلور در نیمة خاوری با روند شمالی- جنوبی رخنمون دارد. از دیدگاه توپوگرافی، مرتفع‌ترین بخش‌های محدودة بررسی‌شده مربوط به این واحد است؛‌ اما در پی فرسایش‌پذیری آسان، این سنگ‌ها بیشتر ریخت‌شناسی کمابیش هموار و رنگ رخنمون قهوه‏‌ای (به دلیل هوازدگی) دارند (شکل 4- A). این واحد در بخش‌های گوناگون با دایک‌های دیابازی و پلاژیوگرانیتی و با روند NNW-SSE قطع شده است (شکل 4- B).

شکل 3- نقشة زمین‏‌شناسی تهیه‌شده از آنومالی درگز با مقیاس 5000/1

- واحد پیروکسن- هورنبلندگابروی دانه‌ریز: این واحد در بخش خاوری (جنوب‏‌خاوری تا شمال‏‌خاوری) محدودة بررسی‌شده با روند شمالی- جنوبی رخنمون دارد و بافت شاخص آن ریزبلور است. دایک‏‌های پلاژیوگرانیتی و دیابازی این واحد را قطع کرده‏‌اند. این واحد به‌دنبال زمین‌ساخت منطقه بسیار خرد شده است. این پدیده شرایط خوبی برای هوازدگی شدید این سنگ‌ها فراهم کرده است؛ به‌گونه‌ای‌که این واحد بیشتر بخش‌های کم‌ارتفاع‌تر را ساخته است و از اطراف با گابروهای دانه‌درشت فراگرفته شده است (شکل 4- C). حجم و تراکم دایک‌های دیابازی و پلاژیوگرانیتی در این سنگ‌ها از گابروهای دانه‌درشت کمتر و روند آنها NNW- SSE است. در محل برخورد دایک‏‌های پلاژیوگرانیتی با گابروهای دانه‌ریز، به‌دنبال واکنش با سیال‌های سازندة این رگه- رگچه‏‌ها، رنگ گابروها به خاکستری تغییر کرده است و این سنگ‌ها دچار دگرسانی پروپلیتیک شده‌اند (شکل 4- D).

- واحد هورنبلندگابروی دانه‌ریز: این واحد به رنگ خاکستری تیره تا سبز تیره در نیمة باختری محدودة بررسی‌شده با روند شمالی- جنوبی رخنمون دارد. در بخش‏‌هایی از این واحد، دایک‏‌های دیابازی فراوانی رخنمون دارند که باعث تیره‏‌ترشدن رنگ واحد هورنبلندگابرو شده است. ریخت‌شناسی هورنبلندگابروها از کمابیش هموار (در بخش‌های با فراوانی کم دایک‌های دیابازی) تا خشن (در بخش‌های قطع‌شده با دایک‌های دیابازی) در تغییر است (شکل 4- E). مرز خاوری این واحد که محل برخورد آن با فروگابروها تا پیروکسن- هورنبلندگابرو است، دچار دگرسانی شده‌ است. این واحد در بخش‌های جنوبی با توده‏‌های گرانیتوییدی با سن پس از پالئوسن قطع شده است. تزریق رگه- رگچه‏‌های پلاژیوگرانیتی به درون هورنبلندگابرو بافت شاخصی با چهرة آگماتیتی پدید آورده است (شکل 4- F).

شکل 4- تصویرهای صحرایی از واحدهای رخنمون‌یافته در منطقه درگز. A) واحد فروگابروی دانه‌درشت (دید رو به شمال) (نمونة دستی برداشت‌شده در گوشة تصویر دیده می‌‌شود)؛ B) فروگابروها با دایک‌های دیابازی قطع شده‌اند و رگه- رگچه‏‌های پلاژیوگرانیتی در مرز آن دو تزریق شده‌اند؛ C) رخنمون هورنبلند- پیروکسن‌گابروهای دانه‌ریز و ارتباط آنها با فرو گابروهای دانه‌درشت (دید رو به شمال) (نمونة دستی برداشت‌شده در گوشة تصویر دیده می‌‏‌شود)؛ D) گابروی دگرسان‌شده در همبری با دایک پلاژیوگرانیتی؛ E) نمایی از واحد هورنبلندگابرو ریزبلور (دید رو به شمال باختر) همراه با نمونة دستی آن؛ F) نمایی از بافت آگماتیتی پدیدآمده در هورنبلندگابروها؛ G) دورنمایی از واحدهای الترامافیک و ارتباط آن با پیروکسن- هورنبلندگابرو تا فروگابرو (دید رو به شمال‌خاوری)؛ H) زنولیت‏‌های گابرویی در واحد گرانیتوییدی؛ I) دایک‌های دیابازی قطع‌کننده فروگابروهای دانه‌درشت (این دایک با گسل راستالغز راستگرد جابه‏‌جا شده است) (دید رو به شمال)

- واحد الترامافیک: این واحد در سطح زمین هم به‌صورت دایک و هم به‌صورت توده‏‌ای دیده می‏‌شود. رنگ آن در بخش‌های سطحی و هوازده قهوه‏‌ای و در بخش‌های شکسته و سالم سیاه است (شکل 4- G). بافت فانریتیک و پورفیروییدی در نمونه دستی دیده می‌شود. حضور بلورهای فلدسپار در سنگ، به سنگ چهره‌ای خال‌خال بخشیده است. دایک‏‌های دیابازی این واحد را قطع کرده‌اند.

- واحد گرانیتوییدی: این واحد بیشتر در جنوب‌باختری محدودة بررسی‌شده گسترش دارد. رنگ این واحد در رخنمون‏‌های سطحی و بخش‌های تازه از سفید تا خاکستری روشن است. بافت این سنگ در نمونه‏‌های دستی سالم فانریتیک است. کانی‏‌های سازندة آن با چشم نامسلح دیده می‏‌شوند. در پی نفوذ تودة گرانیتوییدی به درون گابروها، تکه‌هایی از این گابروها با اندازه‏‌های گوناگون در حاشیه ماگمای گرانیتوییدی به‌صورت تکه‌های سنگی گردشده و زاویه‏‌دار بیگانه (زینولیت) به‌دام افتاده‏‌اند (شکل 4- H).

- دایک‌های دیابازی، آپلیتی و رگه- رگچه‌های پلاژیوگرانیتی: دایک‌های دیابازی راستای NNW-SSE و ضخامت‏‌های 30 سانتیمتر تا 6 متر دارند. این سنگ‌ها واحدهای گابرویی را قطع کرده‌اند. این دایک‌ها به رنگ‏‌ خاکستری روشن تا خاکستری تیره و بافت پورفیری در سطح زمین برونزد دارند (شکل 4- I). دایک‌های آپلیتی (ترکیب گرانیتی) روند NNW-SSE و ضخامت 20 سانتیمتر تا یک متر دارند. این دایک‌ها بیشتر هورنبلند گابروها و به مقدار کمتر فروگابروهای دانه‌درشت و پیروکسن هورنبلندگابرو تا الیوین‌گابروها را قطع کرده‏‌اند. رگه- رگچه‏‌های پلاژیوگرانیتی با رنگ سفید در کل محدوده بررسی‌شده گسترش دارند و مگر گرانیت‏‌ها، دیگر واحدها را قطع کرده‏‌اند.

روش انجام پژوهش

در بازدیدهای انجام‌شده از منطقه، نمونه‏‌برداری از بخش‏‌های گوناگونِ آنومالی درگز، شامل پهنه‏‌های کانی‏‌سازی‌شده و واحدهای آذرین (به‌صورت نمونه‏‌برداری سطحی و حفاری‏‌) انجام شد. برپایة آنها، نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 5000/1 با هدف بررسی زمین‎شناسی بخش‎های گوناگون کانی‎سازی و ترکیب سنگ در برگیرنده و ارتباط کانی‏‌‎سازی با دگرسانی و زمین‎ساخت در اطراف آنومالی درگز تهیه شد. شمار 100 مقطع نازک- صیقلی و صیقلی از بخش‏‌های مختلف منطقه معدنی تهیه شد. این نمونه‌ها با میکروسکوپ نور گذری- بازتابی زایس (مدل Axioplan 2) در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران و دانشگاه خوارزمی تهران بررسی شدند. شمار 30 نمونه برای بررسی‌های دقیق‏‌تر واحدهای زمین‏‌شناسی و دگرسانی به‌روش پراش‏‌سنجی پرتوی ایکس (XRD) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران بررسی ‌شدند. برای بررسی شیمی واحدهای آذرین رخنمون‌یافته در منطقه، شمار 45 نمونه از واحدهای الترامافیک- مافیک به روش فلوئورسانس پرتوی ایکس (XRF) برای عنصرهای اصلی (جدول 1) و از میان آنها، شمار 24 نمونه برگزیده به روش ICP-MS برای عنصرهای فرعی و عنصرهای خاکی کمیاب (جدول 2) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شیمیایی شدند.

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی به روش XRF برای شمار 45 نمونة برگزیده از سنگ‌های آذرین الترامافیک- مافیکِ آنومالی درگز (Fe#=FeO/(FeO+MgO)

Rock Type	Ferro gabbro to Px- Hbl gabbro
SiO₂	41.74	42.79	41.31	41.95	43.74	43.59	42.77	44.08	43.51	43.88	43.80	42.78	42.49	43.62	44.29	43.49
TiO₂	5.62	4.91	7.15	6.61	5.69	5.81	4.64	4.79	3.53	4.19	3.75	6.41	6.13	5.48	4.86	4.83
Al₂O₃	13.28	13.35	11.93	13.66	13.67	14.40	13.80	14.50	12.38	14.23	12.50	13.38	13.59	13.48	12.08	12.72
FeO	17.10	17.10	15.75	16.60	17.20	15.94	17.34	19.00	18.40	17.25	18.22	16.00	17.14	20.30	16.81	17.89
MnO	0.17	0.15	0.18	0.20	0.13	0.21	0.19	0.22	0.21	0.18	0.18	0.16	0.15	0.17	0.17	0.21
MgO	4.94	5.16	5.60	5.26	4.26	4.33	4.70	3.79	4.64	5.57	5.73	4.50	4.25	3.54	4.96	4.53
CaO	13.36	14.13	13.31	11.84	11.64	11.32	12.30	10.51	12.85	12.74	12.49	11.63	11.37	10.27	12.62	12.69
Na₂O	3.25	1.80	3.61	2.80	3.13	4.44	3.16	2.54	3.23	1.84	2.56	3.70	3.88	2.58	3.44	2.58
K₂O	0.40	0.21	0.17	0.14	0.35	0.20	0.57	0.09	0.24	0.33	0.51	0.44	0.46	0.10	0.20	0.11
P₂O₅	0.10	0.12	0.22	0.09	0.05	0.28	0.14	0.12	0.09	0.13	0.15	0.10	0.21	0.03	0.16	0.17
LOI	0.86	2.10	1.64	1.33	0.98	0.45	1.00	1.25	2.10	0.56	1.10	1.00	2.00	1.23	1.23	1.54
Fe#	0.78	0.77	0.74	0.76	0.80	0.79	0.79	0.83	0.80	0.76	0.76	0.78	0.80	0.85	0.77	0.80
Total	100.84	101.82	100.89	100.48	100.84	100.97	100.61	100.89	101.18	101.00	100.99	100.10	101.67	100.80	100.82	100.76

Rock Type	Px- Hbl gabbro							Hbl- gabbro
SiO₂	51.50	46.59	46.13	49.11	47.35	46.35	47.65	44.09	50.16	44.64	46.62	48.15	46.54	47.70
TiO₂	5.13	3.17	3.65	3.21	3.56	3.12	2.15	4.28	2.32	2.84	3.15	2.11	2.96	2.10
Al₂O₃	11.75	14.31	13.97	15.87	12.36	13.64	14.29	14.20	15.83	15.24	13.64	15.00	14.57	13.63
FeO	13.25	16.34	15.36	12.50	18.00	17.24	17.04	18.40	15.10	20.21	19.30	18.00	18.10	18.86
MnO	0.19	0.14	0.22	0.19	0.15	0.12	0.18	0.22	0.15	0.18	0.13	0.24	0.20	0.15
MgO	3.66	6.21	5.06	3.28	5.24	4.19	4.10	4.76	3.95	4.57	3.10	3.46	3.46	3.12
CaO	9.78	9.98	11.10	11.66	10.21	11.11	11.32	10.96	9.60	8.95	10.12	9.62	11.18	9.98
Na₂O	3.66	2.36	3.29	3.27	2.65	3.16	2.78	2.71	2.14	2.16	3.10	2.64	2.74	3.00
K₂O	0.49	0.07	0.12	0.38	0.24	0.24	0.31	0.19	0.14	0.20	0.15	0.31	0.19	0.30
P₂O₅	0.13	0.03	0.15	0.11	0.04	0.09	0.10	0.04	0.04	0.15	0.06	0.04	0.00	0.07
LOI	0.97	1.64	1.42	1.36	2.02	1.65	1.04	0.85	1.45	1.11	1.00	1.11	1.23	1.00
Fe#	0.78	0.72	0.75	0.79	0.77	0.80	0.81	0.79	0.79	0.81	0.86	0.84	0.84	0.86
Total	100.51	100.84	100.47	100.91	101.82	100.91	100.96	100.70	100.88	100.25	100.37	100.48	100.80	100.84

Rock Type	Diabase dykes										Feldspathic wehrlite
SiO₂	45.41	45.20	45.10	45.69	46.57	47.87	45.76	46.58	44.37	46.63	42.00	41.20	42.53	42.35	41.45
TiO₂	3.69	0.75	2.86	2.01	2.04	1.34	1.56	1.25	2.11	1.93	0.66	0.75	1.17	0.33	0.89
Al₂O₃	16.49	16.88	15.08	17.69	17.14	15.85	15.77	16.97	20.22	15.79	7.74	7.88	7.22	8.56	9.64
FeO	17.58	15.82	17.85	13.45	15.59	13.32	16.08	16.29	13.17	14.18	14.25	17.82	18.55	15.64	14.55
MnO	0.16	0.18	0.21	0.22	0.21	0.16	0.17	0.17	0.17	0.17	0.21	0.18	0.16	0.11	0.20
MgO	3.53	4.12	4.74	5.54	4.82	6.17	4.93	5.07	4.01	5.60	25.24	24.12	24.77	23.67	23.49
CaO	10.29	12.93	11.14	11.75	10.76	11.41	11.93	10.14	12.07	11.60	6.34	6.83	6.58	7.12	7.81
Na₂O	3.60	1.84	2.84	3.03	2.58	3.13	3.10	2.82	3.35	3.20	1.10	1.84	0.90	1.64	1.12
K₂O	0.36	0.33	0.18	0.18	0.11	0.60	0.69	0.73	0.46	0.20	0.10	0.33	0.09	0.11	0.10
P₂O₅	0.08	0.13	0.13	0.10	0.17	0.10	0.11	0.12	0.08	0.13	0.05	0.13	0.08	0.09	0.01
LOI	1.84	0.35	1.36	0.70	1.34	0.99	1.00	0.65	0.56	0.72	0.50	0.69	1.78	0.55	0.45
Fe#	0.83	0.79	0.79	0.70	0.76	0.68	0.76	0.76	0.76	0.72	0.36	0.42	0.43	0.39	0.38
Total	100.85	100.54	100.54	100.80	101.00	100.98	100.95	100.75	100.70	100.73	99.93	100.38	100.86	102.60	100.07

جدول 2- داده‌های تجزیة شیمیایی ICP-MS برای شمار 24 نمونة برگزیده از سنگ‌های آذرین الترامافیک- مافیک آنومالی درگز

Hbl- gabbro				Px- Hbl gabbro				Ferro gabbro to Px- Hbl gabbro					Trace Elements
14.50	17.10	15.50	15.10	14.30	15.60	17.20	13.10	17.00	15.00	22.00	29.20	10.10	Sc
300.00	250.00	265.21	217.41	300.00	400.54	345.14	273.07	954.50	954.00	654.57	700.35	655.19	V
22.50	20.00	28.00	32.41	28.00	36.00	34.00	36.10	89.00	50.00	64.00	76.00	56.04	Cr
32.00	28.00	30.00	36.19	37.00	34.00	35.00	39.40	26.20	30.00	42.00	45.00	36.48	Co
15.00	28.00	21.00	53.58	18.00	16.00	24.00	29.45	60.48	26.20	36.00	51.50	17.91	Ni
45.67	45.32	60.21	65.63	35.61	42.35	45.10	43.94	36.00	27.00	67.00	20.00	48.44	Cu
140.20	145.54	150.78	147.12	100.28	100.24	150.32	160.37	57.00	66.00	48.00	76.00	118.75	Zn
6.10	4.50	3.80	3.20	4.60	5.50	5.10	4.70	1.35	1.24	1.11	1.26	1.00	Rb
215.30	190.64	180.35	141.29	100.36	132.60	140.25	138.27	163.00	127.00	164.00	130.00	96.62	Sr
17.00	18.00	25.00	26.50	36.00	34.00	35.00	36.30	23.00	26.00	27.00	18.00	11.70	Y
15.00	20.00	13.50	6.98	33.00	29.00	18.00	20.40	34.00	33.00	37.00	27.00	31.49	Zr
40.00	35.00	34.00	37.80	28.00	60.00	55.00	56.20	26.00	27.00	20.00	24.00	25.90	Nb
1.90	1.60	1.75	1.80	3.65	4.10	3.15	3.25	1.50	1.60	1.80	1.50	1.90	Hf
56.50	60.00	55.20	56.74	50.00	54.50	60.00	72.35	30.10	34.20	27.50	22.00	19.50	Ba
4.60	3.50	4.00	5.00	1.80	2.40	2.60	3.50	1.00	1.30	1.50	1.20	1.10	La
10.20	8.30	11.20	13.50	9.34	8.60	24.00	36.60	4.00	4.60	4.70	4.50	4.20	Ce
2.30	1.80	2.00	2.10	3.20	1.80	2.60	3.50	1.00	1.00	0.95	1.05	1.00	Pr
13.90	11.50	12.30	11.00	12.80	16.34	12.30	17.10	4.80	4.40	3.60	4.50	4.70	Nd
3.50	4.10	3.80	3.30	4.10	4.30	4.50	4.60	1.20	1.60	1.50	1.60	1.90	Sm
1.20	1.10	1.02	1.30	1.50	1.40	1.46	1.50	1.20	1.15	1.30	1.60	1.00	Eu
5.10	4.60	4.00	4.20	6.40	7.30	5.80	5.60	2.00	1.80	2.00	2.10	2.20	Gd
3.80	6.20	4.10	4.80	5.40	7.60	8.00	6.40	3.90	1.60	2.60	2.50	2.80	Dy
1.50	1.00	1.10	1.20	1.30	1.10	1.50	1.70	1.08	1.02	1.00	0.96	0.84	Ho
3.00	4.50	2.40	3.20	4.10	3.80	5.60	4.30	2.00	1.50	1.60	1.30	1.80	Er
2.20	1.90	2.60	2.30	2.90	3.40	4.00	3.60	1.40	2.00	1.00	1.30	1.30	Yb

جدول 2- ادامه

Diabase dykes						Feldspathic wehrlite					Trace Elements
17.00	23.00	30.00	31.00	32.00	18.00	14.80	22.21	19.54	15.54	15.70	Sc
118.00	183.00	332.00	298.00	517.00	266.00	154.21	215.64	90.54	104.12	467.65	V
35.00	69.00	47.00	58.00	51.00	97.00	98.00	84.58	80.64	64.25	70.57	Cr
23.00	37.00	45.00	41.00	60.00	64.00	69.32	85.21	46.00	95.00	45.45	Co
95.00	83.00	32.00	22.00	105.00	38.00	112.28	175.65	156.34	144.00	130.76	Ni
20.00	27.00	26.00	33.00	38.00	28.00	55.64	35.00	62.24	31.00	59.19	Cu
58.00	92.00	82.00	90.00	108.00	99.00	60.73	64.68	154.28	89.24	89.47	Zn
23.00	4.00	26.00	12.00	7.00	5.00	1.30	1.54	1.67	1.26	1.70	Rb
141.00	176.00	125.00	134.00	150.00	163.00	99.64	98.34	110.45	100.21	115.59	Sr
25.00	28.00	27.00	26.00	26.00	21.00	10.78	10.01	9.95	9.67	9.00	Y
41.00	52.00	45.00	49.00	44.00	41.00	11.34	12.19	8.66	11.82	10.01	Zr
6.00	8.00	6.00	7.00	5.00	7.00	2.17	4.25	4.24	4.87	5.50	Nb
34.00	44.00	48.00	55.00	86.00	134.00	15.87	25.64	20.18	22.14	26.55	Ba
2.64	4.44	2.31	3.14	2.54	4.31	1.20	1.50	1.70	1.60	1.90	La
10.15	13.21	14.21	10.28	11.00	15.00	4.50	4.80	3.50	6.00	8.40	Ce
1.08	1.02	1.25	2.10	1.61	1.20	1.20	1.10	1.00	1.10	1.40	Pr
11.84	13.28	17.12	10.56	14.20	11.21	7.80	5.30	6.30	2.80	9.40	Nd
2.86	4.01	3.41	3.14	4.51	2.65	2.80	1.40	2.30	1.70	2.90	Sm
1.21	1.45	1.10	1.35	1.21	1.12	1.00	1.00	1.10	1.10	1.10	Eu
4.61	4.72	3.23	5.64	3.89	4.64	2.40	3.60	1.60	1.20	3.50	Gd
6.30	4.40	5.50	4.80	6.10	5.21	2.10	2.60	3.00	3.10	4.20	Dy
1.00	1.00	1.00	1.02	1.00	1.04	0.80	0.80	1.00	1.10	1.01	Ho
4.15	2.45	3.78	4.00	3.65	2.61	2.40	3.40	1.50	2.10	3.10	Er
2.21	2.50	3.80	3.44	3.20	2.70	2.10	1.90	2.30	2.00	2.20	Yb
3.45	2.56	3.54	3.10	2.74	2.24	2.60	2.50	1.40	2.30	2.60	Hf

سنگ‌نگاری و کانه‌نگاری

واحد گابروی درشت‏‌بلور، به‌صورت درشت‏‌بلور و گاه پگماتوییدی دیده می‌‏‌شود و بیشتر دربردارندة پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول، کانه‏‌های فلزی و به مقدار کمتر الیوین و کانی‏‌های ثانویه است (فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابرو). برپایة ترکیب مودال سنگ، در فروگابرو (با بافت گرانولار و ادکومولا)، بلورهای پلاژیوکلاز نوع آنورتیت و بیتونیت (1 تا 4 میلیمتر) نزدیک‌به 25 تا 30 درصدحجمی، کانی‏‌های کدر 20 تا 22 درصدحجمی و پیروکسن نوع دیوپسید و به مقدار کمتر انساتیت (6/0 تا 5 میلیمتر) و آمفیبول به‌ترتیب 35 تا 38 و 8 تا 10 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند (شکل 5- A). الیوین نوع فایالیت فراوانی 3 تا 4 درصدحجمی دارد (شکل 6- A). افزون‌بر آمفیبول اولیه (هورنبلند و هاستینگزیت)، آمفیبول ثانویه (پارگازیت) نیز در پی دگرسان‏‌شدن بلورهای دیوپسید، به‌ویژه در سطح همبری با کانی‏‌های کدر، پدید آمده است (شکل 7- A). به‌دنبال دگرسانی، کانی‏‌های مافیک با اپیدوت، کلریت و اکسید و هیدرواکسید آهن جایگزین شده‏‌اند. ترکیب مودال پیروکسن- هورنبلندگابرو به‌‌صورت 35 تا 38 درصدحجمی پلاژیوکلاز، 20 تا 25 درصدحجمی آمفیبول، 20 تا 22 درصدحجمی پیروکسن و 15 تا 20 درصدحجمی کانی‏‌های کدر است (شکل‌های 5- B و 7- B). پلاژیوکلازها که نخستین فاز تبلوریافته در این نمونه‏‌ها هستند به‌صورت تبلور انباشتی دیده می‌شوند. همچنین، بلورهای دانه‏‌ریزی از پیروکسن و کانی‏‌های کدر به‌صورت میانبار‏‌ درون آنها دیده می‌‏‌شوند. ترکیب پلاژیوکلاز به‌صورت لابرادوریت، بیتونیت و آلبیت است. آمفیبول‏‌ بیشتر از نوع هورنبلند سرشار از منیزیم و پیروکسن‏‌ از نوع دیوپسید و اوژیت است (شکل 6- B). مگنتیت، تیتانیم‌مگنتیت و ایلمنیت مهم‌ترین کانه‏‌های فلزی در واحد گابرویی دانه‏‌درشت هستند. مگنتیت و ایلمنیت کانی‏‌های همراه هستند و در بیشتر موارد ایلمنیت در ساختار مگنتیت دیده می‌شود (شکل 5- C). مگنتیت، مارتیتی‏‌شده و با هماتیت جایگزین شده است. همچنین، ایلمنیت به‌صورت تیغه‏‌های هم‏‌رشدی با مگنتیت نیز دیده می‌‏‌شود (شکل 5- D). پیریت، پیروتیت و کالکوپیریت کانه‏‌های فلزی سولفیدی کانسنگ هستند که به‌صورت هم پراکنده و هم میانبار در مگنتیت دیده می‌‏‌شوند (شکل 5- E). بافت‏‌ کانسنگ به‌صورت توده‏‌ای و دانه پراکنده است.

پیروکسن- هورنبلندگابروی ریز بلور بافت هیپ‌ایدیومورف میکروگرانولار، اینترگرانولار و ادکومولا نشان می‌دهد. ترکیب مودال آن به‌صورت پلاژیوکلاز (آنورتیت، لابرادوریت) با فراوانی 45 تا 50 درصدحجمی، هورنبلند منیزیم‏‌دار با فراوانی 17 تا 20 درصدحجمی، پیروکسن نوع دیوپسید، اوژیت و انستاتیت و الیوین نوع فایالیت به‌ترتیب با فراوانی 12 تا 15 درصدحجمی و 1 تا 2 درصدحجمی است (شکل‌های 5- F و 6- C). کانی‏‌های کدر (ایلمنیت و مگنتیت) نیز با فراوانی 9 تا 11 درصدحجمی در این‏‌ سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند. میانبار‏‌هایی از کانی‏‌های سیلیکاته (پیروکسن) و کانی‏‌های کدر در پلاژیوکلاز دیده می‌شوند. کلریت از دگرسان‏‌شدن کانی‏‌های مافیک پدید آمده است. مگنتیت و ایلمنیت مهم‌ترین کانه‌های فلزی این نمونه‏‌ها هستند. مگنتیت بیشتر مارتیتی‌شده و در همراهی با ایلمنیت پدید آمده است. ایلمنیت به‌صورت تیغه‏‌‏‌ای در مگنتیت دیده می‌شود (شکل 5- G). اکسیداسیون هماتیت به گوتیت نیز در نمونه دیده می‌شود. میانبار‏‌هایی از پیریت و پیروتیت نیز در مگنتیت دیده می‌‏‌شوند.

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی در نور عبوری و نور بازتابی از سنگ‌های الترامافیک- مافیک و کانه‏‌زایی همراه در آنومالی دره‌گز (افیولیت کهنوج). A) فروگابروی درشت ‏‌بلور با کانه‏‌زایی مگنتیت و ایلمنیت (در نور XPL)؛ B) پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت‏‌ بلور با بلورهای پلاژیوکلاز تا 6 میلیمتر (در نور XPL)؛ C) ایلمنیت و مگنتیت مهم‌ترین کانه‏‌های فلزی گابروی درشت بلور (با نور PPL)؛ D) پیدایش ایلمنیت به‏‌صورت تیغه در مگنتیت و بلورهای منفرد (در نور PPL)؛ E) پیریت و کالکوپیریت کانة فلزی سولفیدی نمونه (در نور PPL)؛ F) پیروکسن- هورنبلند گابروی ریز‏‌بلور؛ G) بافت پراکندة کانه‏‌های فلزی در گابروی ریزبلور؛ H) آمفیبول مهم‌ترین و فراوان‌ترین کانی واحد هورنبلند ریزبلور (در نور XPL)؛ I) ایلمنیت به‌صورت پراکنده و با بزرگی کمتر از 150 میکرون در زمینة سنگ (در نور PPL)؛ J) واحد فلدسپاتیک‌ورلیت که بیشتر دربردارندة از الیوین و کلینوپیروکسن است (در نور XPL)؛ K) کانه‏‌زایی فلزی همراه با فلدسپاتیک‌ورلیت (در نور PPL)؛ L) دایک‏‌های دیابازی که ترکیبی همانندِ واحدهای گابرویی، به‌ویژه هورنبلند گابرو، دارند (با نور XPL) (نام اختصاری کانی‏‌ها برپایة Whitney و Evans (2010) است)

شکل 6- گراف XRD برای سنگ‌های: A) فروگابرویی درشت‌‏‌بلور؛ B) پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت‌بلور؛ C) پیروکسن- هورنبلند‌گابروی ریزبلور؛ D) دایک‏‌های دیابازی با ترکیب هورنبلندگابرو در آنومالی دره‌گز (افیولیت کهنوج)

شکل 6- ادامه

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی SEM/EDX از سنگ‌های مافیک و کانه‏‌زایی فلزی در آنومالی دره‌گز (افیولیت کهنوج). A) در سطح همبری پیروکسن با ایلمنیت، پیروکسن با آمفیبولِ پارگازیت جایگزین شده است؛ B) پیروکسن- هورنبلند گابرو با آمفیبول (هورنبلند سرشار از منیزیم)، پلاژیوکلاز (لابرادوریت) و پیروکسن (دیوپسید) همراه با کانی‏‌های فلزی ایلمنیت و مگنتیت؛ C) سنگ الترامافیک فلدسپاتیک‌ورلیت سرشار از الیوین و کلینوپیروکسن (دیوپسید) (نام اختصاری کانی‏‌ها برپایة Whitney و Evans (2010) است)

هورنبلندگابرو بافت‏‌های میکروگرانولار (دانه‏‌ای) نشان می‌دهد و از 40 تا 45 درصدحجمی پلاژیوکلاز (نوع آنورتیت و بیتونیت و در برخی نمونه‏‌ها از نوع بیتونیت و آلبیت)، 35 تا 40 درصدحجمی آمفیبول (هورنبلند سرشار از منیزیم)، پیروکسن (دیوپسید و اوژیت) با فراوانی 3 تا 4 درصدحجمی و 6 تا 8 درصدحجمی کانی‏‌های کدر ساخته شده است (شکل 5- H). کلریت و اکسید و هیدرواکسید آهن از فراورده‌های دگرسانی کانی‏‌های مافیک در نمونه هستند. مگنتیت و ایلمنیت به‌صورت پراکنده پدید آمده‌اند و گاه تیغه‏‌های ایلمنیت در مگنتیت دیده شده است (شکل 5- I).

واحد سنگی الترامافیک بافت‏‌های هیپ‏‌ایدیومورفیک تا آلوتریومورف دارند و از کلینوپیروکسن (دیوپسید و اوژیت) با فراوانی 30 تا 35 درصدحجمی، الیوین با فراوانی 40 تا 42 درصدحجمی و پلاژیوکلاز با فراوانی 8 تا 10 درصدحجمی ساخته شده است (شکل‌های 5- J و 7- C). آمفیبول کانی ثانویه است و فراوانی 2 تا 4 درصدحجمی دارد. این کانی در حاشیه واکنشی پیرامون پیروکسن پدید آمده است. کلریت و کانی‏‌های گروه سرپانتین (مانند: لیزاردیت و آنتی‏‌گوریت) از کانی‏‌های پدیدآمده از دگرسانی‏‌ هستند. مگنتیت و ایلمنیت به‌همراه مقدارهای کم پیریت و پیروتیت، 4 تا 6 درصدحجمی این واحد را دربر گرفته‌اند (شکل 5- K). برپایة ترکیب کانی‏‌شناسی و شیمی سنگ کل، واحد الترامافیک یک فلدسپاتیک‌ورلیت نام‏‌گذاری می‌شود. دایک‏‌های دیابازی ترکیب کانی‏‌شناسی همانندِ گابروها با بافت اینترگرانولار دارند. هورنبلند سرشار از منیزیم با فراوانی 30 تا 35 درصدحجمی، پلاژیوکلاز (نوع آلبیت) با فراوانی 40 تا 45 درصدحجمی و پیروکسن (نوع دیوپسید) با فراوانی 10 تا 15 درصدحجمی از مهم‌ترین کانی‏‌های سازندة این دایک‏‌ها هستند (شکل‌های 5- L و 6- D). کانی‏‌های کدر با فراوانی 1 تا 2 درصدحجمی و کلریت از دیگر کانی‏‌های دایک‏‌ها هستند.

زمین شیمی سنگ کل

در نمودار نام‏‌گذاری پیشنهادیِ Wilson (1989) که برپایة مقدارهای SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O است، نمونه‏‌های گابرویی بررسی‌شده در محدوده گابرو جای گرفته‌اند و نمونه‏‌های فلدسپاتیک‌ورلیت (سنگ‏‌های الترامافیک) که کاهش مقدار سیلیس نشان می‌دهند، در محدوده سنگ‏‌های الترابازیک جای گرفته‏‌اند (شکل 8- A).

شکل 8- رده‏‌بندی زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های منطقه درگز برپایة: A) نمودار SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O (برپایة درصدوزنی) (Wilson, 1989)؛ B) نمودار Y دربرابر Zr (Ross and Bédard, 2009)؛ C) نمودار Yb دربرابر La (Ross and Bédard, 2009)؛ D) نمودار SiO₂ دربرابر K₂O (برپایة درصدوزنی) (محدوده‏‌های پتاسیم بالا، پتاسیم متوسط و کم پتاسیم برپایة Gill (1981) هستند) (نماد نمونه‌ها: دایرة سبز: فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت بلور؛ دایرة سیاه: واحد دایک‏‌های دیابازی؛ مثلث آبی: پیروکسن- هورنبلندگابروی ریزبلور؛ مربع سرخ‌رنگ: هورنبلندگابرو؛ مربع سفید: واحد فلدسپاتیک ورلیت)

نمونه‏‌های فروگابروی تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت‌بلور مقدار بالایی ایلمنیت و مگنتیت در ترکیب خود دارند (15 تا 22 درصدحجمی) و ازاین‌رو، این سنگ‏‌ها دچار کمبود سیلیس شده‌اند و در این نمودار به محدوده سنگ‏‌های الترابازیک گرایش نشان ‏داده‌اند.

به‌دنبال دارابودن پلاژیوکلاز از نوع آلبیت، دگرسانی کف دریا و دارابودن آمفیبول ثانویه از نوع پارگازیت، مقدار Na₂O در ترکیب سنگ کل نمونه‏‌های فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت‌بلور چه‌بسا افزایش یافته است و این سنگ‌ها به محدودة گابروهای آلکالن گرایش پیدا کرده‌اند؛ اما نمونه‏‌های دیگر در محدوده ساب‏‌آلکالن/توله‌ایتی جای گرفته ‌اند و روندی خطی را دنبال می‏‌کنند.

اثر دگرسانی در تغییر عنصرهای اصلی افیولیت پهنة سنندج- سیرجان، کرمانشاه و خراجو پیش از این نیز گزارش شده است (Fazlnia, 2017; Aliani and Daraeezadeh, 2018; Esna-Ashari and Sarjoughian, 2018). ازاین‌رو، از نمودارهای عنصرهای کمیاب (مانند: Yb دربرابر La و نمودار Y دربرابر Zr) که در پی دگرسانی، کمتر دچار تحرک می‏‌شوند (برپایة Ross و Bédard، 2009)، برای شناسایی سرشت واحدهای سنگی منطقه درگز بهره گرفته شد. این نمودارها نشان می‌دهند واحدهای الترامافیک و مافیک آنومالی درگز ترکیب توله‌ایتی دارند (شکل‌های 8- B و 8- C). در شکل 8- D، بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده سنگ‏‌های کم پتاسیم (تهی از K₂O) جای گرفته‏‌اند.

در بررسی‌های تفریق ماگمایی در مجموعه‏‌های آذرین از نسبت Fe#=FeO/(FeO+MgO) بهره گرفته می‌شود (Anant et al., 2001; Dipankar et al., 2005). این نسبت‏‌ در فلدسپاتیک‌ورلیت از 36/0 تا 43/0 متغیر است. سنگ‌های دیگر از منیزیم تهی هستند و از آهن سرشار‏‌تر شده‌اند و این نسبت برای آنها برابربا 68/0 تا 85/0 است (جدول 1). در بررسی عنصرهای اصلی سنگ‏‌های الترامافیک- مافیک آنومالی درگز، روند تغییرات عنصرهای اصلی دربرابر MgO که شاخصی برای تفریق ماگمایی به‌شمار می‌رود، بررسی شده است (شکل 9). نظم ویژه‌ای در سنگ‏‌های گوناگون بررسی‌شده و همجواری واحدها در کنار هم دیده می‌شود. واحد فلدسپاتیک‌ورلیت از واحدهای دیگر تفکیک شده است؛ زیرا مقدار مودال الیوین و مقدار اکسید منیزیم که تفریق ماگمایی را کنترل کرده است، افزایش یافته است. مقدار MgO در واحد فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشت‌بلور برابربا 54/3 تا 73/5 و در واحد فلدسپاتیک‌ورلیت برابربا 48/23 تا 24/25 است. مقدار MgO در واحد پیروکسن- هورنبلند گابروی ریزبلور و هورنبلندگابرو به‌ترتیب برابربا 28/3 تا 21/6 و 10/3 تا 76/4 است. در دایک‏‌های دیابازی نیز درصدوزنی MgO برابربا 53/3 تا 17/ 6 است. در نمودار SiO₂ دربرابر MgO، افزایش مقدار SiO₂ از سوی واحد فروگابرو تا هورنبلندگابرو است. بالابودن مقدار ایلمنیت و مگنتیت در واحد فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشت‌بلور، کاهش مقدار SiO₂ و افزایش مقدار TiO₂ این گروه سنگی دربرابر دیگر گروه‌های سنگی را به‌دنبال داشته است.

شکل 9- نمودار تغییرات اکسیدهای اصلی و برخی عنصرهای کمیاب دربرابر MgO برای سنگ‌های الترامافیک- مافیک با آنومالیِ درگز (افیولیت کهنوج) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 8 است)

همچنین، مقدارهای Na₂O و K₂O از واحدهای فروگابرویی تا هورنبلندگابرو، روند مشخص کاهشی نشان می‏‌دهند. روند تغییرات اکسیدهای P₂O₅ و MnO کمابیش یکسان و بی تغییر به‌جای مانده است. در سنگ‏‌های فلدسپاتیک ورلیت، عنصرهای سازگار (مانند: Cr، Ni و Co) بیشترین مقدار را نشان می‌دهند و با کاهش مقدار MgO، مقدار آنها نیز کاهش می‏‌یابد (شکل 9). نیکل و کبالت چه‌بسا جانشین آهن فرو در الیوین و ترکیب‌های فرومنیزین می‌شود. کروم نیز در مراحل آغازین تبلور ماگما جدا می‏‌شود و به‌جاماندة آن نیز چه‌بسا به‌جای آهن در شبکه پیروکسن وارد شود. در برابر، عنصرهای ناسازگار (مانند: Ti، Zr، Y، Sr، Ba و ...) هنگام جدایش بلورین ماگمایی در مذاب به‌جای مانده‌اند. ازاین‌رو، مقدار آنها از سنگ الترامافیک به‌سوی هورنبلندگابرو افزایش نشان می‏‌دهد. استرانسیم وابستگی مستقیم با مودال پلاژیوکلاز و باریم وابستگی مستقیم با مودال هورنبلند دارد. بیشترین مقدار باریم نیز در سنگ‏‌هایی است که در ترکیب خود بیشترین مودال هورنبلند را دارند.

در نمودار سه‌تایی AFM (شکل 10- A)، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة روند تفریق ماگماهای توله‌ایتی جای گرفته‏‌اند و کم‌کم از آهن سرشار‏‌تر شده‌اند و از مقدار MgO آنها کاسته شده است؛ اما نمونه‏‌های فلدسپاتیک‌ورلیت از MgO سرشار‏‌تر و از آهن تهی شده‌اند و در محدوده سنگ‏‌های کومولاهای الترامافیک جای گرفته‏‌اند (شکل 10- A). در نمودار سه‏‌تایی Al₂O₃-CaO-MgO (شکل 10- B)، نمونه‏‌های فلدسپاتیک ورلیت مقدار MgO بالاست و ازاین‌رو، در محدودة کومولاهای الترامافیک جای گرفته‌اند؛ اما گروه‌های سنگی دیگر در محدودة کومولاهای مافیک و در محدوده نزدیک به MAR (میانگین ترکیب شیمیایی پشتة میان‌اقیانوسی اطلس) جای گرفته‌اند. برپایة این نمودار، از واحدهای الترامافیک به‌سوی هورنبلندگابرو از مقدار MgO کاسته و بر مقدار Al₂O₃ افزوده شده و روند آنها موازی روند تفریق ماگمایی در منطقة اسکارگارد است.

شکل 10- سنگ‏‌های مافیک آنومالی درگز (افیولیت کهنوج) در: A) نمودار سه‌تایی AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) نمودار سه‏‌تایی Al₂O₃-CaO-MgO (Coleman, 1977) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 8 است)

الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‏‌های منطقه درگز دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) در شکل 11 نشان داده شده است. در بیشتر نمونه‏‌ها، در پی فراوانی پلاژیوکلاز در گابروها آنومالی مثبت Eu دیده می‌شود. سنگ‏‌هایی که در ترکیب مودال خود بیشتر آمفیبول دارند (هورنبلندگابرو، پیروکسن- هورنبلند گابرو و دایک‏‌های دیابازی)، آنومالی مثبت Eu کمتر دیده می‌شود و شیب کمتری دربرابر سنگ‏‌های دیگر دارد و به منفی‏‌شدن گرایش نشان داده است.

شکل 11- سنگ‏‌های الترامافیک- مافیک آنومالی درگز روی نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت

در همة سنگ‏‌ها، عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE)کمی غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. این پدیده پیامد کلینوپیروکسن در مودال و شرکت‏‌پذیری عنصرهای خاکی کمیاب سنگین در ساختار‏‌ کلینوپیروکسن است. غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب متوسط (MREE) و عنصرهای خاکی کمیاب سبک در سنگ‏‌های با مودال آمفیبول بالا که جدایش‌یافته‏‌تر هستند، بیشتر از سنگ‏‌های دیگر است؛ زیرا شرکت‏‌پذیری آنها در ساختمان آمفیبول دربرابر پیروکسن بیشتر است. دایک‏‌های دیابازی نیز از عنصرهای خاکی کمیاب سبک سرشار شده‌اند و در کل، این واحدهای سنگی ویژگی‏‌هایی شبیه به بازالت‏‌های پهنه‏‌های پشت‌کمانی یا حاشیه‏‌ای نشان می‏‌دهند. در کل، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‏‌های الترامافیک و مافیک و دایک‏‌های دیابازی همانند هم است و تفاوت‏‌های ناچیز در تغییرات مودال کانی‏‌های کلینوپیروکسن، الیوین، پلاژیوکلاز و آمفیبول در ساختار این سنگ‏‌ها دیده می‌شود. این شباهت‏‌ها نشان‌دهندة هم‌ماگمابودن سنگ‏‌های آنومالی درگز است. الگوی پراکندگی عنصرهای ناسازگار دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (برگرفته از Sun و McDonough، 1989) نیز همپوشانی و هم‌ماگما‌بودن سنگ‏‌های آنومالی درگز را نشان می‌دهد و تغییرات برخی عنصرها، به‌ویژه Nb، پیامد مقدار مودال آمفیبول در ساختمان سنگ‏‌هاست (شکل 12).

شکل 12- سنگ‏‌های الترامافیک- مافیک آنومالی درگز (افیولیت کهنوج) روی نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب عنصرهای ناسازگار پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه

افزایش مقدار Rb و Ba در سنگ‏‌هایی که مقدار آمفیبول مودال بالاتری دارند و همچنین، بیشتر دچار دگرسانی گرمابی شده‏‌اند، به‌خوبی دیده می‌شود. استرانسیم در سنگ‏‌هایی که پلاژیوکلاز بیشتری در مودال خود دارند غنی‏‌شدگی مثبت نشان داده است. عنصر Zr در همة سنگ‏‌ها تهی‌شدگی نشان داده و مقدار آن از سنگ‏‌های الترامافیک به‌سوی سنگ‏‌های با مودال بیشتر آمفیبول، افزایش نشان داده است.

بحث

Kananian (2001) به بررسی و شناخت کمپلکس افیولیتی کهنوج مفصل پرداخته است و شواهدی مانند ترکیب کانی‏‌شناسی و سنگ‏‌شناسی واحد کهنوج، حضور تراشه‏‌های زمین‌ساختی کوچک سرپانتینیت در راستای گسل جیرفت، حضور واحد هارزبورژیت ضخیم در قاعده مجموعة افیولیتی رمشک (که از دیدگاه زمین‌ساختی در راستای افیولیت کهنوج هستند)، کامل‌بودن توالی پوسته‏‌ای و سرشت توله‌ایتی و MORB سنگ‏‌های بازیک را برای حضور مجموعة افیولیتی در منطقه کهنوج برشمرده است. مجموعة افیولیتی کهنوج بخشی از اقیانوس نئوتتیس (Stӧcklin, 1968; Ricou, 1994; Gnous et al., 1997) و بخشی از پهنة افیولیتی آلپ- هیمالیا (Karamata, 1979; Immenhauser et al., 2000) به‌شمار می‌رود. برای بررسی میزان تغییرات TiO₂ و شاخص تفریق ماگمایی برپایة میزان TiO₂، نمودار FeO*/FeO*+MgO دربرابر TiO₂ به‌کار برده می‌شود (Serri, 1981; Zhihong and Huafu, 1998). شکل 13- A نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های فروگابرویی تا پیروکسن- هورنبلندگابروی دانه‌درشت مقدارهای بالایی از تیتانیم دارند؛ اما دایک‏‌های دیابازی و سنگ‏‌های الترامافیک فلدسپاتیک‌ورلیت کمترین مقدار تیتانیم را دارند. نمونه‏‌های بررسی‌شده در مرز جداکننده افیولیت‏‌های کم تیتانیم و سرشار از تیتانیم جای گرفته‏‌اند. برپایة پراکندگی نمونه‏‌ها در نمودار Serri (1981)، سنگ‏‌های منطقه درگز از افیولیت‏‌های سرشار از تیتانیم و مایل به منطقه کم تیتانیم به‌شمار می‌روند.

از آنجایی‌که فراوانی تیتانیم در سنگ‏‌های افیولیتی نشان‌دهندة درجة تهی‏‌شدگی گوشتة خاستگاه این سنگ‏‌هاست و همچنین، انواع افیولیت‏‌های سرشار از تیتانیم و کم تیتانیم به‏‌ترتیب از ذوب‌بخشی گوشتة لرزولیتی و گوشتة هارزبورژیتی- دونیتی پدید آمده‏‌اند، پس ماگمای بازالتی سازندة سنگ‏‌های منطقه بررسی‌شده چه‌بسا از ذوب گوشته اولیه‌ای با ترکیب هارزبورژیت- لرزولیت پدید آمده است (Serri, 1981).

شکل 13- سنگ‏‌های الترامافیک- مافیک آنومالی درگز (افیولیت کهنوج) در: A) نمودار FeO*/FeO*+MgO دربرابر TiO₂ (Serri, 1981)؛ B) نمودار نیمه‏‌لگاریتمی SiO₂ دربرابر K₂O (Coleman, 1977) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 8 است)

برای شناخت سرشت پیدایش واحدهای گابرویی، نمودار نیمه‏‌لگاریتمی K₂O دربرابر SiO₂ (شکل 13- B) به‌کار برده شد که نشان می‏‌دهد سنگ‏‌های بررسی‌شده در گسترة سنگ‏‌های اقیانوسی (گابروهای اقیانوسی ساب‏‌آلکالن) جای می‏‌گیرند.

از دیدگاه سنگ‌نگاری کانی‏‌شناسی واحدهای گابرویی بررسی شده ساده هستند و بیشتر از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، الیوین، پیروکسن و هورنبلند ساخته شده‌اند. همچنین، بافت نخستین آذرین آنها (گرانولار، هیپ‌ایدیومورف میکروگرانولار، اینترگرانولار، ادکومولا، هیپ‏‌ایدیومورفیک تا زنومورفیک) حفظ شده است و ازاین‌رو، شناخت فازهای انباشته‏‌ای و پساانباشته‏‌ای امکان‏‌پذیر است. الیوین و پلاژیوکلاز نخستین فازهای پدیدآمده هستند (بلورهای درشت و شکل‌دار) و به‌دنبال آنها، پیروکسن و هورنبلند تبلور یافته‌اند. نمودار سه‏‌تایی درصدوزنی CaO-MgO-FeO* که برپایة تغییرات تجمع کانی‏‌شناسی پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند، الیوین و اکسیدهای تیتانیم- آهن است، نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند و اکسیدهای ایلمنیت و مگنتیت هستند. همچنین، گرایش به افزایش مقدار پلاژیوکلاز در دایک‏‌های دیابازی و افزایش ایلمنیت و مگنتیت در واحد پیروکسن- هورنبلند گابرو و فرو گابرو دیده می‌‏‌شود. واحد فلدسپاتیک‌ورلیت در محدودة تجمع الیوین- کلینوپیروکسن است (شکل 14). سنگ‏‌های الترامافیک سرشار از الیوین و کلینوپیروکسن هستند. هنگامی‌که این کانی‏‌ها متبلور شده‌اند، مقدار TiO₂ ماگما کم بوده است و ایلمنیت و مگنتیت با فراوانی کم پدید آمده‌اند. سپس با کاهش مودال الیوین و افزایش مودال پلاژیوکلاز (سنگ‏‌های فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت‌بلور و پیروکسن- هورنبلندگابروی ریزبلور) که میزان مایع میان کومولوس آنها از 5 درصد کمتر است، میزان TiO₂ به بیشینة خود رسیده است. ازاین‌رو، کانی‏‌های ایلمنیت و مگنتیت به‏‌صورت پساانباشته‏‌ای در میان بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن پدید آمده‌اند. بافت ادکومولا ویژگیِ سنگ‏‌های با میزان بالای TiO₂ است. فازهای Tiدار خاستگاه اولیه دارند و عامل اصلی کانه‏‌زایی تفریق ماگمایی است. با کاهش مقدار Ti ماگما و افزایش مودال آمفیبول در سنگ (هورنبلند گابرو)، مقدار ایلمنیت و مگنتیت نیز در سنگ‏‌ها کاهش نشان داده است. در پایان، تبلور فازهای دایک دیابازی با مقدار آمفیبول بالا و ترکیب همانندِ هورنبلندگابرو روی داده است. ترزیق این دایک‌ها تغییرات بافتی در پی واکنش‏‌های دمابالا در سنگ‏‌های آنومالی درگز را به‌دنبال داشته است. نبود تفاوت بافتی، کانی‏‌شناختی، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب و ناسازگار و ترکیب شیمیایی دایک‏‌های دیابازی با سنگ‏‌های مافیک منطقه، به‏‌ویژه هورنبلندگابرو، نشان‌دهندة تبلور این سنگ‏‌ها از یک ماگمای یکسان است. کاهش اکسید منیزیم و افزایش مقدار اکسیدهای آهن، افزایش مقدار Ti، Rb، Ba، Zr و کاهش مقدار Cr، Ni و Co و افزایش LREE/HREE از سنگ‏‌های الترامافیک به‌سوی هورنبلند گابرو نشان‌دهندة تفریق ماگمایی از یک ماگمای مادر است.

شکل 14- نمودار سه‏‌تایی درصدوزنی CaO-MgO-FeO (Guan, 2014) برای شناسایی تجمع کانی‏‌شناسی در واحدهای بررسی‌شده (نماد نمونه‌‏‌ها همانند شکل 8 است)

نتیجه‏‌گیری

کانی‏‌سازی آهن- تیتانیم درگز در بخشی از کمپلکس افیولیتی کهنوج با میزبانی سنگ‏‌های الترامافیک- مافیک روی داده است. رخنمون واحدهای سنگی مافیک و الترامافیک بیشتر از فروگابرو تا پیروکسن- هورنبلندگابروی درشت‌بلور، پیروکسن- هورنبلندگابروی ریزبلور، هورنبلندگابرو و فلدسپاتیک‌ورلیت ساخته شده است. دایک‏‌های دیابازی با ترکیب عمده هورنبلندگابرو در همة واحدهای سنگی الترامافیک- مافیک نفوذ کرده‌اند.

پلاژیوکلاز، پیروکسن، هورنبلند و الیوین همراه با مگنتیت و ایلمنیت از مهم‌ترین کانی‏‌های سازندة نمونه‏‌ها هستند. کانی‏‌های پدیدآمده از دگرسانی همراه با کانه‏‌های سولفیدی (مانند: پیریت و کالکوپیریت) از دیگر کانی‏‌های سازندة نمونه‏‌ها هستند. پلاژیوکلاز، الیوین و پیروکسن از فازهای انباشته‏‌ای و هورنبلند همراه با ایلمنیت- مگنتیت از فازهای پساانباشته‏‌ای پدید آمده‏‌اند. در واحد فلدسپاتیک ورلیت بلورهای درشت الیوین و پیروکسن از فازهای انباشتی پدید آمده‌اند. از دیدگاه کانی‏‌سازی تیتانیم در واحدهای گوناگون تفاوت‏‌هایی وجود دارد؛ به‏‌گونه‌ای‏‌که واحد فروگابروی درشت‏‌بلور تا پیروکسن- هورنبلند گابروی درشت‏‌بلور بیشترین مقدار کانی‏‌سازی فلزی را دارد و واحد فلدسپاتیک ورلیت همراه با دایک‏‌های دیابازی تاخیری کمترین مقدار کانی‏‌سازی فلزی را دارند. این نکته با بافت ادکومولا در واحدهای ایلمنیت‏‌دار همخوانی دارد. تفریق پیشروندة سیال بجا‏‌مانده از ماگما به‌ویژه با تبلور پلاژیوکلاز و پیروکسن، غنی‏‌شدگی از تیتانیم و آهن را به‌دنبال دارد؛ ازاین‌رو، از MgO و SiO₂ کاسته شده است و در سنگ‏‌های فروگابرو بیشترین تمرکز آهن و تیتانیم دیده می‌‏‌شود. در فلدسپاتیک‌ورلیت که تیتانیم و آهن آنها کم است، روند تبلور به‌ترتیب شامل الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز است. این نکته نشان می‏‌دهد این سنگ‌ها از TiO₂ فقیر هستند. پایانی‌ترین مرحله، تبلور دایک‏‌های دیابازی است که تأثیر بسیاری روی ترکیب شیمیایی واحدهای گابرویی نداشته است و خود بیشتر ترکیب گابرویی به‏‌ویژه هورنبلندگابرو دارند؛ تنها تغییرات بافتی در پی واکنش‏‌های دما بالا را دی پی داشته‌اند. برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی واحدهای سنگی مافیک و الترامافیک، همة واحدها به‌عنوان سنگ مادر کانی‏‌سازی منطقه درگز به‌شمار می‏روند و فروگابرو بیشترین مقدار تیتانیم و آهن را در ترکیب خود دارند.

ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی نشان می‏‌دهد گابروهای بررسی‌شده سرشت توله‌ایتی دارند و از دیدگاه زمین‌شیمیایی کاملاً به سنگ‏‌های پوسته اقیانوسی و کومولاهای اقیانوسی شبیه هستند. واحد فلدسپاتیک‌ورلیت ترکیبی نزدیک به کومولاهای الترامافیک و دیگر واحدها ترکیب کومولاهای مافیک دارند. دایک‏‌های دیابازی ترکیبی همانند MORB دارند و در امتداد یک پشتة در حال گسترش پدید آمده‏‌اند. بررسی‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهد رخنمون واحدهایی مافیک و الترامافیک در منطقه بررسی‌شده خاستگاه یکسانی دارند. پس واحد فروگابروی سرشار از تیتانیم و آهن با دیگر واحدهای گابرویی این منطقه همزاد است و تنها در پی فرایند تفریق ماگمایی اکسیدهای مگنتیت و ایلمنیت فراوان در آن پدید آمده‌اند.

مراجع

Aliani, F. and Daraeezadeh, Z. (2018) Whole-rock chemistry of isotropic gabbros from the Kermanshah ophiolite: Evidence for petrological and source region characteristics of ophiolitic and its tectonic setting. Iranian Journal of Petrology 32: 145- 166 (in Persian).

Anant, S., Rajish, K. S. Chandra, R. and George, A. J. (2001) Fe- Ti- enriched mafic rocks from south Andaman ophiolite suite: Implication of late stage liquid immiscibility. Current Science 80: 453- 454.

Arvin, M., Babaei, A. A. Ghadami, G, Dargahi, S. and Shakerardekani, A. R. (2005) The origin of the Kahnuj ophiolitic complex, SE of Iran: Constraints from whole rock and mineral chemistry of the Bande- Zeyarat gabbroic complex. Ofioliti 30(2): 1- 14.

Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63- 114. Elsevier.

Coleman, R. G. (1977) Ophiolites- ancient Oceanic Lithosphere, Berlin, Springer- Verlag, New York.

Dipankar, M., Naresh, C. G. and Nilanajan, C. H. (2005) Crystallization history of massif anorthosite in the eastern India shield margin based on borehole lithology. Journal of Asian Earth Sciences 25: 77- 94.

Dorani, M., Arvin, M. Oberhansli, R. and Dargahi, S. (2017) P- T evolution of metapelites from the Bajgan complex in the Makranaccretionary prism, southeastern Iran. Chemie der Erde 77(3): 459- 475.

Esna-Ashari, A. and Sarjoughian, F. (2018) Contribution of ultramafic rocks in central Sanandaj- Sirjan zone to the characterizing of physio- chemical condition during initiation of subduction. Iranian Journal of Petrology 32: 45- 66 (in Persian).

Fazlnia, A. N. (2017) Geochemistry and tectonomagmatic setting of the Kharaju gabbroic intrusions (South Azarshahr, East Azerbaijan province). Iranian Journal of Petrology 28: 127- 144 (in Persian).

Ghadami, G. (1998) Petrology and geochemistry of the Kahnuj ophiolitic gabbroid rocks, MSc Thesis, Shahid Bahonar University, Kerman (in Persian).

Ghazi, A. M., Hassanipak, A. A. Mahoney, J. J. and Duncan, R. A. (2004) Geochemical characteristics, ⁴⁰Ar–³⁹Ar ages and original tectonic setting of the Band- e- Zeyarat/Dar Anar ophiolite, Makran accretionary prism, SE Iran. Tectonophysics 393: 175- 196.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesite and Plate Tectonics. New York: Springer- Verlag.

Gnous, E., Immenhauser, A. and Petrrs, T. (1997) Late Cretaceous/early Tertiary convergence between the Indian and Arabian plates recorded in ophiolotes and related sediments. Tectonophysics 271: 1- 19.

Guan, J. X. (2014) Petrogenesis of the Panzhihua- type Gabbroic Layered Intrusions and Associated Fe- Ti- V Oxide Deposits: Insights from Mineral Chemistry and Numerical Modeling. Ph.D Thesis, University of Tasmania, Australia.

Hassanipak, A. A., Ghazi, A. M. and Wampler, J. M. (1996) Rare earth element characteristics and K- Ar ages of the Band Ziarat ophiolite complex, southeastern Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 33: 1534- 1542.

Houshmandzadeh, A. (1977) Ophiolites of Southeast Iran and their genetic problems. Geological Survey of Iran, Tehran, Internal Report (in Persian).

Immenhauser, A., Schreurs, G. Gneos, E. Oterdoom, H. W. and Hartmann, B. (2000) Late Palaeozoic to Neogene geodynamic evolution of the northeastern Oman margin. Geological Magazine 137: 1- 18.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the Chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523–548.

Kananian, A. (2001) Petrology and geochemistry of Kahnuj ophiolitic complex, Ph.D Thesis, Tarbiat Modarres University, Tehran (in Persian).

Kananian, A. Juteau, T. Bellon, H. Darvishzadeh, A. Sabzehi, M. Whitechurch, H. and Ricou, L. E. (2001) The ophiolite massif of Kahnuj (western Makran, southern Iran): new geological and geochronological data. Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 332: 543- 552.

Karamata, S. (1979) Tethyan ophiolites: A short review and the main problem. Procedings of International Ophiolite Symposium, Cyprus.

McCall, G. J. H. (1985) Explanatory text of the Minab quadrangle map 1:250000. Geological Survey of Iran, Report No. J13 (in Persian).

McCall, G. J. H. (1997) The geotectonic history of the Makran and adjacent areas of the southern Iran. Journal of Asian Earth Sciences 15: 517- 531.

Paragon Consoluting Engineers (1985) Explanatory text of Minab Map 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Rajabzadeh, M. A., Ghorbani, M. and Saadati, M. (2011) Mineralization study of titanium in Kahnouj ophiolitic complex based on petrological, mineralogical and geochemical data, south of Kerman province. Iranian Journal of Petrology 25: 21- 38 (in Persian).

Ricou, L. E. (1994) Tethys reconstructed: plates, continental fragments and their boundaries since 260 Ma from Central America to Southeastern Asia. Geodinamica Acta 7(4): 169- 218.

Ross, P. S. and Bédard, J. H. (2009) Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace element discriminant diagrams. Canadian Journal of Earth Sciences 46(11): 823- 839.

Sabzehei, M. (1978) Petrostructural evolution of paleozic and Alpine ophiolites in Iran: A working hypothesis. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Serri, G. (1981) The petrochemistry of ophiolite gabbroic complexes: A key for the classification of ophiolites into low- Ti and high- Ti types. Earth and Planetary Science Letters 52: 203- 212.

Shakerardakani, A. R., Arvin, M. Oberhansli, R. Mock, B. and Moeinzadeh, S. H. (2009) Morphology and petrogenesis of pillow lavas from the Ganj ophiolitic complex, Southeastern Kerman, Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 20(2): 139- 151.

Stӧcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran. A review. American Association of Petroleum Geologist Bulletin 52: 1229- 1258.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in Ocean Basins (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) Special Publication, 42: 313- 345. Geological Society of London, UK.

Whitney, D. L. and Evans, B. V. (2010) Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist 95: 185- 187.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. Unwin Hyman, London, UK.

Zhihong, W. and Huafu, I. (1998) Geology, petrology and geochemistry of the mafic- ultramafic rocks in the Fujian coastal region. Southeastern China and their genesis. Ofioliti 23:1- 6.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,197

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 679

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

زمین شناسی، پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ های الترامافیک-مافیک و کانه زایی همراه در آنومالی درگز، کمپلکس افیولیتی کهنوج