بررسی سنگ‌زایی الیوین‏‌گابرونوریت‌های منطقة چشمه قصابان (شمال‏باختری همدان) با بهره‌گیری از ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها

ساکی, عادل; میری, میرمحمد; اسکندرنیا, پیمان; رضایی, محسن; درانی, مریم

doi:10.22108/ijp.2020.120290.1155

تعداد نشریات	42
تعداد شماره‌ها	1,537
تعداد مقالات	12,639
تعداد مشاهده مقاله	26,033,687
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	10,697,029

بررسی سنگ‌زایی الیوین‏‌گابرونوریت‌های منطقة چشمه قصابان (شمال‏باختری همدان) با بهره‌گیری از ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها

پترولوژی

مقاله 3، دوره 10، شماره 4 - شماره پیاپی 40، اسفند 1398، صفحه 45-66 اصل مقاله (2.28 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2020.120290.1155

نویسندگان

عادل ساکی^* ¹؛ میرمحمد میری²؛ پیمان اسکندرنیا²؛ محسن رضایی²؛ مریم درانی³

¹دانشگاه شهید چمران. اهواز . ایران

²گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران

³گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران

چکیده

سنگ‏‌های آذرین درونی چشمه قصابان در شمال‌باختری شهر همدان جای دارند و بخشی از مجموعة پلوتونیک الوند به‌شمار می‏‌رود. این توده‏‌ها در مزوزوییک درون فیلیت‌های همدان نفوذ کرده‏‌اند. ترکیب این نفوذی‏‌ها الیوین‏‌گابرونوریت، هورنبلندگابرو و بیوتیت‌گابرو، به‌همراه مقداری کوارتزدیوریت و گرانودیوریت است. الیوین گابرونوریت‌ها از ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و الیوین‌های دارای بافت کرونا ساخته شده‌اند. تجزیه‌های شیمیایی کانی‏‌ها نشان می‏‌دهند درصد فورستریت در الیوین‏‌‏‌ها برابربا 71 تا 77 است و به‌سوی مرکز بلورها افزایش می‏‌یابد. همچنین، در پی واکنش این الیوین ها با مذاب اطراف و سیال های مرتبط با آن، جایگزینی الیوین ها در حاشیه با ارتوپیروکسن و هورنبلند رخ داده که به صورت بافت کرونا دیده می شود. کلینوپیروکسن‏‌های این سنگ‏‌ها از نوع دیوپسید است و ارتوپیروکسن‏‌ها ترکیب پیژونیت دارند. افزون‏‌بر این، محتوای MgO و Cr2O3 در پیروکسن‏‌ها نشان می‏‌دهد ماگمای مادر الیوین‌گابرونوریت‏‌ها سرشت توله‌ایتی داشته و در پهنه‌ای فرورانشی پدید آمده است که دچار کافتی‌شدن و بالاآمدن ماگماهای سست‌کره‌ای شده است. نتایج دما و فشارسنجی برپایة ترکیب شیمیایی کانی‏‌های پیروکسن نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها در دمای 800 تا 900 درجة سانتیگراد و فشار 7 تا 10 کیلوبار پدید آمده‌اند. ویژگی‏‌های سنگ‌شناسی و کانی‌شناسی این سنگ‏‌ها همانند کمپلکس‏‌های مافیک- الترامافیک تیپ آلاسکا هستند که در بالای پهنه‌های فرورانش پدید می‌آیند. یافته‌های این پژوهش نشان‌دهندة نقش ماگماهای با خاستگاه گوشته‌ای در پیدایش مجموعة پلوتونیک الوند است.

کلیدواژه‌ها

الیوین‌گابرو؛ کرونا؛ شیمی کانی‏‌ها؛ چشمه‌قصابان؛ الوند

اصل مقاله

منطقة بررسی‌شده در شمال‌خاوری باتولیت الوند (در شمال‌باختری شهر همدان) و در کیلومتر 11 جاده همدان- کرمانشاه جای دارد و در پهنه‌بندی ساختاری ایران بخشی از پهنة سنندج- سیرجان به‌شمار می‌رود‌ (شکل 1- A). این منطقه از مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های مافیک، حد واسط و فلسیک ساخته شده است که در کرتاسة آغازین و هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوستة ایران جایگیر شده‏‌اند (Yang et al., 2018).

شکل 1- جایگاه جغرافیایی و زمین‌شناسی منطقة چشمه قصابان در: A) نقشة زمین‌شناسی ایران (برگرفته از Ghasemi و Talbot، 2006)؛ B) نقشة منطقة همدان و برپایة نقشه‏‌های 1:100000 همدان (Eghlimi, 2001; Yang et al., 2018)

سنگ‏‌های مافیک دربردارندة انواعی از سنگ‏‌های گابرویی (مانند: الیوین‌گابرونوریت، هورنبلندگابرو، بیوتیت‌گابرو) هستند. الیوین‌گابرونوریت‏‌ها که از مهم‌ترین این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند، فراوانی بالایی از ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن به‌همراه الیوین‏‌های با بافت کرونا و پلاژیوکلاز دارند. الیوین از کانی‏‌های نخستین متبلورشده در سنگ‏‌های آذرین است که در دما و فشار بالا از ماگما‏‌های مافیک (که از گوشتة بالایی سرچشمه می‏‌گیرند) پدید می‌‏آید. این کانی دارای سری محلول جامد کامل میان فورستریت و فایالیت است (de Haas et al., 2002, Sanfilippo et al., 2014). پی‌بردن به فرایند رشد الیوین و رابطة آن با دیگر کانی‏‌ها اهمیت بالایی دارد و برپایة آن، به سازوکار رشد بلورها، تکامل ماگما و فرایندهایی که در آشیانة ماگمایی رخ می‏‌دهد پی برده می‌شود (Sanfilippo et al., 2014). پیدایش بافت کرونا پیرامون الیوین‏‌ها نشان‌دهندة واکنش الیوین‏‌ها با مذاب دربرگیرنده، پیش از سردشدن کامل و یا سیال‌های پدیدآمده از آن پس از سردشدن بخش بزرگی از ماگماست. پژوهشگران برای بررسی شرایط دما و فشار (P-T) و شرایط تحکیم و تکامل ماگما پس از نفوذ به سنگ‌کره به بررسی بافت کرونا بسیار اهمیت می‏‌دهند (de Haas et al., 2002). بافت کرونا و همچنین، دیگر بافت‌های پدیدآمده از واکنش ساب‏‌سالیدوس دربردارندة اطلاعاتی از شرایط دما و فشار هستند (Joanny et al., 1991) ازاین‌رو، پی‌بردن به فرایند رشد الیوین و پیدایش بافت کرونا اهمیت بالایی دارد.

پیروکسن‏‌ها (به‌ویژه کلینوپیروکسن) نیز در شناخت جایگاه زمین‌شناسی و خاستگاه ماگما ارزشمند هستند. سنگ‏‌های منطقة چشمه قصابان پیش از این از دیدگاه سنگ‌شناسی بررسی شده‏‌اند (Sadeghian, 1999; Shahbazi et al., 2010; Yang et al., 2018)؛ اما ترکیب کانی‌شناسی آنها، به‌ویژه شرایط پیدایش بافت کرونا تاکنون مورد بررسی دقیق قرار نگرفته است.

هدف از بررسی پیش رو، تعیین ترکیب شیمیایی الیوین‏‌ها و بررسی چگونگی پیدایش بافت کرونای پیرامون آنها و نیز شناسایی خاستگاه ماگمای سازندة الیوین‏‌گابرونوریت‌های منطقة چشمه قصابان برپایة شیمی کانی‏‌های پیروکسنِ آنهاست.

زمین‌شناسی منطقه

پهنة آذرین- دگرگونیِ سنندج- سیرجان با راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری، به‌ترتیب با درازا و پهنای نزدیک به 1500 و 150کیلومتر، از پهنه‏‌های مهم سازندة ایران به‌شمار می‏‌رود (شکل 1- A). این پهنه یکی از سه روند موازی است که کوهزاد زاگرس را می‌سازند (Mohajjel et al., 2003). این پهنه با دو گسل تبریز و نایین- بافت از ایران مرکزی (Ghazi and Moazzen, 2015) جدا می‌شود. در راستای جنوب‌باختری نیز با گسل اصلی زاگرس از ایران مرکزی جدا می‏‌شود. کوهزاد زاگرس پیامد فرورانش ورقة اقیانوسی نئوتتیس در کرتاسه پسین- پالئوسن زیرین به زیر ورقة ایران مرکزی است (Berberian and King, 1981). پیامد این فرورانش برای پهنة سنندج- سیرجان رویداد فرایندهای دگرگونی و ماگماتیسم بوده است (Mohajjel et al., 2003). در رده‌بندی Eftekharnejad (1981)، پهنة سنندج- سیرجان در گلپایگان به دو بخش شمالی و جنوبی با ویژگی‏‌های زیر رده‌بندی شده است:

1- سنندج- سیرجان جنوبی که از سنگ‏‌های دگرریخت و دگرگون‌شده در تریاس میانی تا پایانی ساخته شده است؛

2- سنندج- سیرجان شمالی که دگرریختی آن در ژوراسیک روی داده است. این پهنه توده‏‌های آذرین درونی بسیاری دارد که کمابیش 30 درصد آنها رخنمون پیدا کرده‌اند. از شمال به جنوب، توده‌های آذرینِ شیدان- سیاه‏‌کوه سلماس، گوشچی، ارومیه، نقده- خلیفان- پاوه، پیرانشهر، مهاباد، بانه، شاهین‏‌دژ، سقز، تکاب، آلموقولاق، الوند، ملایر، بروجرد، الیگودرز و حسن‏‌ربات گلپایگان از مهم‏‌ترین این توده‏‌ها به‌شمار می‌روند (Sepahi, 2008).

مجموعة آذرین درونی (پلوتونیک) الوند دربردارندة انواعی از سنگ‏‌های گرانیتوییدی (نوع S، I و A)، سنگ‌های حد واسط (مانند: دیوریت) و انواعی از سنگ‌های گابرویی است (Shahbazi et al., 2010; Aliani et al., 2012; Yang et al., 2018).

سنگ‏‌های گابرویی کمپلکس الوند بیشتر در چشمه قصابان (بخش بررسی‌شده در این پژوهش که در شمال‌خاوری این کمپلکس جای دارد) و همچنین، در جنوب الوند (سرابی) (Sepahi et al., 2013) رخنمون دارند.

برخی پژوهشگران (Shabazi et al., 2010; Mahmoudi et al., 2011; Yang et al., 2018) تودة آذرین الوند را سن‌سنجی کرده‌اند. در کل، آنها تزریق بخش‏‌های گوناگون این تودة را از تریاس پسین تا کرتاسه آغازین دانسته‌‏‌اند. گابروهای منطقه چشمه قصابان نیز سن‌سنجی شده‌اند. Shabazi و همکاران (2010) سن هورنبلندگابروها را 165 میلیون سال پیش به‌دست‌آورده‌اند؛ اما Yang و همکاران (2018) سن 130 میلوین سال پیش را برای آنها برآورد کرده‏‌اند. ازاین‌رو، گمان می‏‌رود این سنگ‏‌ها همگی به یکباره تزریق نشده باشند. تزریق این توده‏‌ها درون سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای (فلیت‌های همدان) رخداد ذوب‌بخشی و میگماتیت‏‌زایی و پیدایش گرانیت‌های نوع S را به‌دنبال داشته است (Saki et al., 2012).

در منطقة چشمه قصابان نیز همبری گرانیتویید‏‌های نوع S با گابروها به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 2). رویداد گرانیتویید‏‌های نوع S (Aliani et al., 2012) در مرز گابروها (شکل 2) نشان‌دهندة تأثیر ذوب‌بخشی در پیدایش آنها، در پی نفوذ ماگماهای مافیک داغ در شیست‌های منطقه است. منطقه‌بندی تقریبی از دیگر ویژگی‏‌های این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌رود؛ به‌گونه‌ای‌که هورنبلندگابروها و بیوتیت‌گابروها در حاشیه جای دارند و به‌سوی بخش داخلی با الیوین‏‌گابرونوریت‏‌ها جایگزین می‏‌شوند. هرچند این منطقه‌بندی همواره واضح نیست و در بیشتر موارد زیر رسوب‌های واریزه‏‌ای پنهان شده است. این منطقه‌بندی چه‌بسا نشانة تبلور مرحله‏‌ای این سنگ‏‌ها در یک آشیانة ماگمایی است (مانند: El-Rahman و همکاران، 2012).

شکل 2- شواهد صحرایی از ارتباط سنگ‏‌های مافیک و فلسیک منطقة چشمه قصابان (دید رو به شمال)

روش انجام پژوهش

برای بررسی کانی‏‌شناسی روی الیوین‏‌گابرونوریت‌های منطقة چشمه قصابان، هنگام بازدید‏‌های صحرایی انجام‌شده شمار 50 نمونه از بخش‏‌های گوناگون این سنگ‏‌ها برداشت شد. پس از تهیة مقاطع نازک، این سنگ‌ها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. از میان این نمونه‏‌ها شمار 5 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای بررسی شیمی کانی‏‌ها برگزیده شد و برای انجام تجزیة شیمیایی به روش ریزکاو الکترونی به دانشگاه پوتسدام آلمان فرستاده شد. نمونه‏‌ها با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL JXA-8200 در ولتاژ 20کیلوولت، باریکة جریان 20 نانومتر، قطر باریکه‏‌ای برابربا 1 میکرومتر و بیشینة زمان شمارش برابربا 20 ثانیه تجزیه شدند (جدول 1). برای بررسی تغییرات شیمیایی الیوین‏‌های با بافت کرونا، شمار 15 نقطه در پروفیل‏‌هایی از مرکز به‌سوی حاشیه تجزیه شد. همچنین، ارتوپیروکسن‏‌ها و آمفیبول‏‌های حاشیه‏‌ای نیز تجزیه شدند. افزون‌براین، کلینوپیروکسن‏‌ها و پلاژیوکلازهای زمینة سنگ نیز تجزیه شدند. سپس داده‏‌های به‌دست‌آمده تجزیه و تحلیل شدند. نتایج آنها در ادامه آورده می‏‌شوند.

جدول 1- مقدار اکسید‏‌های اصلی و کاتیون آنها در کانی‌های سازندة الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Ol: الیوین؛ Opx: ارتوپیروکسن؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Amp: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ نمادِ * نشان‌دهندة ارتوپیروکسن‌های بافت کروناست)

Mineral Type	Olivine						Orthopyroxene
Point No.	rim	middle	core	rim	middle	core	Opx1	Opx2	Opx3*	Opx4*
SiO₂	37.96	38.46	38.72	37.61	37.88	38.33	53.93	53.45	55.56	56.01
TiO₂	0.00	0.01	0.02	0.01	0.04	0.01	0.03	0.04	0.05	0.02
Al₂O₃	0.02	0.00	0.05	0.00	0.01	0.03	0.22	0.42	0.36	0.25
Cr₂O₃	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03	0.01	0.02	0.01	15.89	16.81
FeO	24.70	22.22	21.45	25.89	22.28	21.16	17.79	18.26	0.43	0.44
MnO	0.32	0.33	0.27	0.35	0.31	0.30	0.48	0.52	0.01	0.03
MgO	37.69	39.57	40.33	37.18	39.15	40.20	27.93	27.30	28.52	28.34
CaO	0.08	0.02	0.07	0.01	0.00	0.26	0.14	0.43	0.32	0.11
Na₂O	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00
K₂O	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.02
Total	100.75	100.61	100.89	101.03	99.69	100.29	100.54	100.43	101.16	102.03
Oxygen No.	4	4	4	4	4	4	6	6	6	6
Si	0.99	0.99	0.99	0.99	0.99	0.99	1.94	1.93	1.98	1.98
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.02	0.02	0.01
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.44	0.50
Fe³⁺	0.54	0.48	0.46	0.57	0.49	0.46	0.11	0.12	0.04	0.03
Fe²⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.42	0.43	0.01	0.01
Mn	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.00	0.00
Mg	1.47	1.52	1.54	1.45	1.52	1.55	1.50	1.47	1.52	1.50
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.02	0.01	0.00
Na	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	3.01	3.01	3.01	3.01	3.01	3.02	4.00	4.00	4.01	4.01
Forsterite	72.87	75.77	76.80	71.64	75.55	76.95
Fayalite	26.78	23.87	22.91	27.98	24.11	22.72
Tephroite	0.35	0.36	0.29	0.38	0.34	0.33
Enstatite							77.8	76.82	72.83	75.17
Ferrosilite							22.2	22.09	26.95	24.21
Wollastonite							0.00	1.09	0.22	0.62

جدول 1- ادامه

Amp *			Pl			Cpx			Mineral Type
46.59	44.37	47.22	52.70	52.85	52.63	51.86	51.42	52.15	SiO₂
2.35	2.36	2.59	0.04	0.084	0.05	0.81	0.73	0.72	TiO₂
9.17	11.10	9.04	31.45	31.54	31.83	3.43	3.56	3.36	Al₂O₃
13.68	15.27	9.23	0.05	0.13	0.13	6.96	5.14	5.46	FeO
0.19	0.21	0.13	0.00	0.00	0.001	0.20	0.16	0.15	MnO
-	-	-	-	-	-	0.45	0.64	0.68	Cr₂O₃
13.22	11.75	15.99	0.00	0.00	0.001	14.84	15.75	15.53	MgO
11.70	11.78	11.82	12.966	12.96	13.10	22.19	22.93	22.50	CaO
2.05	1.92	2.08	4.06	3.98	3.92	0.73	0.47	0.58	Na₂O
0.57	0.90	0.57	0.04	0.01	0.024	0.03	0.04	0.01	K₂O
99.59	99.69	98.72	101.35	101.55	101.68	101.51	100.87	101.17	Total
23	23	23	8	8	8	6	6	6	Oxygen No.
6.73	6.73	6.74	9.42	9.42	9.38	1.90	1.88	1.89	Si
0.26	0.26	0.28	0.01	0.01	0.01	0.02	0.02	0.02	Ti
1.57	1.897	1.52	6.63	6.63	6.68	0.15	0.15	0.14	Al
1.307	1.57	1.292	-	-	-	0.10	0.12	0.10	Al^IV
0.246	0.33	0.223	-	-	-	0.04	0.04	0.04	Al^VI
1.373	1.487	0.860	0.01	0.02	0.02	0.130	0.06	0.10	Fe²⁺
0.270	0.364	0.237	-	-	-	0.085	0.08	0.05	Fe³⁺
0.02	0.02	0.02	-	-	-	0.01	0.00	0.00	Mn
-	-	-	-	-	-	0.01	0.01	0.02	Cr
2.56	2.85	3.40	-	-	-	0.81	0.85	0.84	Mg
1.84	1.81	1.81	2.48	2.48	2.50	0.87	0.89	0.88	Ca
0.54	0.58	0.58	1.41	1.38	1.35	0.05	0.03	0.04	Na
0.17	0.11	0.10	0.01	0.00	0.01	00	0.002	0.00	K
15.65	15.57	15.55	19.97	19.94	19.969	4.03	4.03	4.02	Total
0.67	0.63	0.8							Mg/ (Mg+Fe²⁺)
						28.97	30.04	29.99	Y_PT *
						38.45	38.29	38.49	X_PT **
						79.16	84.52	83.52	100*(Mg/Mg+Fe)
						42.67	44.77	44.58	Enstatite
						11.48	8.40	9.01	Ferrosilite
						45.85	46.82	46.41	Wollastonite
			36.12	35.69	35.08				Albite
			63.60	64.21	64.78				Anorthite
			0.29	0.10	0.14				Orthoclase

* X_PT= 0.446 SiO₂ + 0.187 TiO₂- 0.404 Al₂O₃ + 0.346 FeO_T- 0.052 MnO + 0.309 MgO + 0.431 CaO- 0.446 Na₂O

** Y_PT=- 0.369 SiO₂ + 0.535 TiO₂- 0.317 Al₂O₃ + 0.323 FeO_T+ 0.235 MnO- 0.516 MgO- 0.167 CaO- 0.153 Na₂O

سنگ‌نگاری

بررسی‌های میکروسکوپی نمونه‏‌های گردآوری‌شده نشان می‏‌دهند کلینوپیروکسن (نزدیک به 30 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (نزدیک به 30 درصدحجمی)، الیوین (نزدیک به 25 درصدحجمی)، و پلاژیوکلاز (نزدیک به 10درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی سازندة الیوین‏‌گابرونوریت‌ها هستند. آمفیبول، آپاتیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعیِ آنها هستند که روی‌هم‌رفته کمتر از 5 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. این سنگ از دانه‏‌های پیروکسن و الیوینِ کمابیش هم‌اندازه و نیمه‏‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل ساخته شده‏‌اند که فضای میان آنها با پلاژیوکلاز پر شده است. بافت آنها در کل همانند بافت‌های کومولایی (انباشته‏‌ای) است (شکل 3)؛ اما گاه در جایی‌که الیوین‏‌ها درشت‌تر هستند، بافت پورفروییدی نیز دیده می‏‌شود.

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان. Α، B) بافت بی‌شکل گرانولار تا نیمه‌شکل‌دار گرانولار ساخته‌شده از کانی‌های الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز. هم بعد‌بودن و شکل دانه‌ها شبیه به بافت‌های کومولایی است. جانشینی کلینوپیروکسن توسط مگنتیت در تصویر مشخص است؛ C، D) بافت کرونای چندلایه‌ پیرامون درشت‌بلور الیوین در کنار پلاژیوکلاز. نخستین لایه از ارتوپیروکسن ساخته شده است و سپس روی آن یک لایه آمفیبول پدید آمده است؛ E، F) جانشینی درشت‌بلورهای ارتوپیروکسن‏‌ها با آمفیبول در حاشیه (همه تصویرها در XPL هستند، مگر تصویر C که در PPL است. نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از: Whitney و Evans (2010) هستند: Amp: آمفیبول؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Ol: الیوین؛ Opx: ارتوپیروکسن؛ Pl: پلاژیوکلاز

بافت کرونا دیگر بافت بسیار مهم و شاخص در پیرامون الیوین‏‌ها و میان آنها با پلاژیوکلازهاست (شکل‌های 3- C و 3- D). در این بخش‌ها، الیوین‌ها با حلقه‏‌ای از ارتوپیروکسن دربر گرفته شده‌اند. ارتوپیروکسن نیز در حاشیه بیرونی خود با آمفیبول‏‌هایی به رنگ سبز کمرنگ تا قهوه‏‌ای همرشدی نشان می‌دهد (شکل‌های 3- C و 3- D). پیدایش این حلقه‏‌ها در پیرامون الیوین از یک سو، نشان‌دهندة واکنش آن با مذاب و سیال‌های بجامانده از تبلور کانی‏‌های مافیک است و از سوی دیگر، واکنش میان الیوین و پلاژیوکلاز برای پیدایش بافت کرونا را آشکار می‏‌سازد. افزون‌بر بافت کرونا، ارتوپیروکسن‏‌ها در زمینة سنگ نیز یافت می‌شوند. این کانی‏‌ها برپایة رنگ تداخلی سری اول به‌خوبی از الیوین‏‌ها شناخته می‌شوند. در پیرامون ارتوپیروکسن‏‌های زمینه نیز گاة حاشیه‏‌ای از آمفیبول به‌چشم می‏‌خورد (شکل‌های 3- E و 3- F). کلینوپیروکسن به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل و بی‌رنگ با رنگ تداخلی زرد و نارنجی سری دوم و خاموشی میانگین نزدیک به 43 درجه در نمونه‏‌ها دیده می‏‌شوند. در نمونه‏‌ها دگرسان‌شده، کلینوپیروکسن‌ها تا اندازه‌ای با آمفیبول جایگزین شده‏‌اند و ازاین‌رو، ویژگی‏‌های نوری آنها تحت‌تأثیر قرار گرفته است. پلاژیوکلاز نیز به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌‏‌دار در این سنگ‏‌ها یافت می‌شوند و بیشتر آنها فضای میان دانه‏‌ای الیوین و پیروکسن‏‌ها را پر می‏‌کنند (شکل‌های 3- A و 3- B). در برخی الیوین‏‌ها فرایند ایدنگزیتی‌شدن دیده می‏‌شود. به باور Donaldson و Henderson (1998)، این فرایند در بخش‏‌هایی از الیوین‏‌ها رخ می‏‌دهد که مقدار فایالیت آنها بیشتر از 50 درصد باشد.

شیمی کانی

الیوین

فرمول کلی الیوین‏‌ها X₂SiO₄ است که در آن، Mn، Fe، Mg و Ca جایگزین X می‌شوند. افزون‌براین، در سازندة پایانیِ سری محلول جامدِ سرشار از Mg (فورستریت) فلزهایی مانند Cr و Ni نیز به اندازة بسیار اندک (در حد ppm) جایگزین می‌شوند (King, 2009). داده های تجزیه شیمیایی الیوین‌ها و مقدار سازنده های پایانی آنها در جدول 1 آورده شده‌اند. فرمول ساختاری الیوین‏‌ها برپایة 4 اتم اکسیژن به‌دست آورده شده است. فورستریت (X_Fo) آنها از 71 تا 77 درصد و فایالیت (X_Fa) آنها از 22 تا 28 درصد متغیر است. محتوای تفروییت کم است (29/0 – 35/0 = X_Tp)، زیرا مقدار منگنز در این نمونه‏‌ها کم است. برپایة مقادیر سازنده‌های پایانی، همة نقاط تجزیه‌شدة الیوین‏‌ها در محدوده مرزی میان گونة کریزولیت و هیالوسیدریت جای دارند (شکل 4- A)؛ اگرچه پروفیل‏‌های شیمیایی تهیه‌شده از مرکز به حاشیه این الیوین‌ها نشان‌دهندة غنی‏‌تر‌بودن مرکز بلورها از Mg نسبت حاشیه‏‌های آنهاست (شکل 5). به گفتة دیگر، به‌سوی مرکز بر مقدار فورستریت الیوین‏‌ها افزوده می‏‌شود. این ویژگی نشان می‏‌دهد این الیوین‏‌ها منطقه‏‌بندی شیمیایی عادی دارند. هسته‏‌ها در دماهای بیشتر پدید آمده‌ و سرشار از منیزیم شده‏‌اند و در بخش‏‌های حاشیه‏‌ای که در دماهای کمتر پدید آمده‏‌اند، بر مقدار فایالیت افزوده می‏‌شود. البته X_Fo چه‌بسا در حضور پلاژیوکلاز دستخوش تغییر می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که الترامافیک‏‌های بی پلاژیوکلاز، الیوین‏‌های با X_Fo 85 تا 87 درصد دارند. به‌هر روی، در پی انتشار سریع عنصرهای اصلی و فرعیِ آهن، منیزیم و نیکل، الیوین‏‌هایِ نفوذی‏‌های مافیک- الترامافیک زونینگ بسیار شدیدی نشان نمی‏‌دهند (Xing et al., 2017).

شکل 4- ترکیب کانی‌های سازندة الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابانهمدان در نمودارهای رده‌بندی: A) الیوین‌ها (Corneils and Cornelius, 1985)؛ B) پیروکسن‏‌ها (Wo-En-Fs) (Morimoto, 1988)؛ C) آمفیبول‏‌ها (Leake et al., 1997)؛ D) فلدسپارها (Deer et al., 1992)

پیروکسن‏‌ها

داده‌های تجزیة شیمیایی پیروکسن‏‌ها و فرمول ساختاری به‌دست‌آمدة آنها برپایة 6 اتم اکسیژن در جدول 1 آورده شده‏‌اند. ارتوپیروکسن‏‌های تجزیه‌شده در بافت کرونا با نماد ستاره نمایش داده شده‏‌اند. ارتوپیروکسن‏‌های زمینه و کرونا گاه با یکدیگر تفاوت دارند. برای نمونه، ارتوپیروکسن‏‌های کرونا آلومینیم بیشتر و آهن کمتری نسبت به زمینه دارند؛ هرچند این ویژگی تأثیر چندانی روی محتوای سازنده‌های پایانی آنها ندارد (جدول 1). میزان منیزیم در همة ارتوپیروکسن‏‌ها بیشتر از آهن آنهاست و محتوای سازندة پایانیِ انستاتیت و فروسیلیت آنها به‌ترتیب از 47 تا 71 و 24 تا 27 درصد تغییر می‏‌کند. ازاین‌رو، ترکیب این کانی‏‌ها در نمودار رده‏‌بندی پیروکسن‏‌ها در محدودة پیژونیت جای می‏‌گیرد (شکل 5- B). همة کلینوپیروکسن‏‌های تجزیه‌شده از نوع کلسیک هستند و CaO آنها برابربا 22 تا 24 درصدوزنی است (جدول 1). این کانی‏‌ها نیز محتوای منیزیم بالاتری نسبت به آهن دارند. مقدار سازنده‌های پایانیِ ولاستونیت، انستاتیت و فرووسیلیت آنها به‌ترتیب برابربا 46 تا 48، 40 تا 46 و 5 تا 11 درصد است و ازاین‌رو، در نمودار رده‏‌بندی پیروکسن‏‌ها در محدودة دیوپسید جای می‏‌گیرند (شکل 5- B).

شکل 5- A، B) تصویر SEM از الیوین با بافت کرونا در الیوین‌گابرونوریت‌های منطقة چشمه قصابان (خط سفیدرنگ مسیر تجزیة پروفیل را نشان میدهند)؛ C، D) پروفیل‏‌های شیمیایی از مرکز به‌سوی حاشیه در الیوین‏‌های بررسی‌شده

آمفیبول

داده‌های تجزیة شیمیایی آمفیبول‏‌ها‏ در جدول 1 آورده شده‏‌اند. همة آمفیبول‏‌های تجزیه‌شده در این پژوهش از بیرونی‏‌ترین بخش بافت کرونا برگزیده شده‏‌اند (شکل 3- A). فرمول ساختاری آمفیبول‏‌ها برپایة 23 اکسیژن و 13 کاتیون به‌دست‌ آمده و بهنجار شده است. داده‌های به‌دست‌آمده نشان می‏‌دهند مقدار Ca در جایگاه ساختاری B این آمفیبول‏‌ها بیشتر از 5/1 است و ازاین‌رو، در گروه آمفیبول‏‌های کلسیک به‌شمار می‌روند (Hawthorne and Oberti, 2007). از سوی دیگر، در این آمفیبول‏‌ها مقدار منیزیم از مقدار آهن فزونی دارد؛ ازاین‌رو، در نمودار رده‏‌بندی آمفیبول‏‌ها در محدودة منیزیوهورنبلند جای می‏‌گیرند (شکل 4- D).

پلاژیوکلاز

ترکیب شیمیایی برخی پلاژیوکلازهایِ الیوین‏‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان و فرمول ساختاری آنها (برپایة 8 اتم اکسیژن) در جدول 1 آورده شده است. پلاژیوکلازهای این منطقه ترکیب لابرادوریت دارند (شکل 4- E) و در ترکیب شیمیایی این پلاژیوکلازها، مقدار CaO برابربا 96/12 تا 10/13 درصدوزنی، Na₂O برابربا 92/3 تا 06/4 درصدوزنی، Al₂O₃ برابربا 45/31 تا 83/31 درصدوزنی و K₂O برابربا 024/0 تا 04/0 درصدوزنی است (جدول 1). همچنین، درصد میزان آب با میزان آنورتیت رابطة مستقیم دارد؛ به‌گونه‌ای‌که هرچه میزان آب بیشتر باشد میزان آنورتیت افزایش می‏‌یابد (Zhang and Luttge, 2008)

بحث

الف- رخداد بافت کرونای الیوین- ارتوپیروکسن- هورنبلند

بافت کرونا در سنگ‏‌های دگرگونی و آذرین پدید می‌آید (Helmy et al., 2008; Gallien et al., 2012,). در گذشته، بررسی‌های بسیاری روی خاستگاه بافت کرونای میان الیوین و پیروکسن در سنگ‏‌های آذرین انجام شده است که بررسی‌های Helmy و همکاران (2008) یکی از آنهاست. در کل، گسترش بافت کرونا به نبود تعادل شیمیایی میان فازهای همزیست نسبت داده می‏‌شود. واکنش‌دهنده‏‌ها دو فاز جامد (واکنش کانی- کانی) و یا یک فاز جامد و یک فاز مایع (واکنش جامد– مایع) هستند (Claeson, 1998). از دیرباز دو نظریه‏ برای چگونگی رخداد این بافت پیشنهاد شده است:

1- پیدایش در شرایطساب‌سالوس که هنگام سرد‌شدن پس از تبلور روی می‏‌دهد (مانند: Herz, 1951; Mongkoltip and Ashworth, 1983)؛

2- تبلور مستقیم از ماگما در پی واکنش با مذاب بجا‏‌مانده (Joesten, 1986; Baltatzis Skounakis, 1990).

کرونای پیرامون الیوین‏‌ها به دو صورت دیده می‏‌شود:

- کرونای خشک (anhydrous) (ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن)؛

- کرونای آبدار (hydrous) (آمفیبول) (Mücke, 2003).

حضور همزمان هر دو نوع کرونا پیرامون الیوین‏‌های منطقة چشمه قصابان نشان‌دهندة خاستگاه دوگانه این بافت است. به گفتة دیگر، می‏‌توان این‌گونه در نظر گرفت که همة بخش‏‌های این کرونا به‌صورت یکباره پدید نیامده است. واکنش‏‌های جامد- مایع هنگام سرد‌شدن ماگماهای آبدار مهم‌ترین عامل برای پیدایش و گسترش بافت کرونا در سنگ‏‌های آذرین هستند (Claeson, 1998; Mücke, 2003; Helmy et al., 2008). اگرچه برپایة بررسی‌های تجربی روی چگونگی پیدایش بافت کرونای الیوین– ارتوپیروکسن (Tsuchiyama, 1986)، حاشیه‏‌های واکنشی پیرامون الیوین به‌سادگی و در مراحل عادی تبلور پدید نمی‏‌آیند؛ بلکه پیامد واکنش میان الیوین و یک مذاب سیلیسی (فازهای نامتعادل) در پی رویداد آلودگی یا آمیختگی ماگمایی هستند. از سوی دیگر، مایعات آبدار، چه واکنش‌دهنده خوانده شوند و چه کاتالیست، تأثیر مهمی در پیدایش این بافت دارند (Joesten, 1986; Helmy et al., 2008). همان‌گونه‌که گفته شد، بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، حضور الیوین‏‌ها و ارتوپیروکسن‏‌هایِ کمابیش هم‌اندازه را در الیوین‏‌گابرونوریت منطقة چشمه قصابان آشکار می‏‌کند. این ویژگی نشانة بافت انباشته‌ای و تبلور آنها در یک آشیانة ماگمایی است. اما حضور بافت کرونای الیوین– ارتوپیروکسن نشان می‏‌دهد الیوین‏‌ها پس از پیدایش دچار واکنش با مذابی سیلیسی و ناپایدار شده‌اند و ازاین‌رو، پیرامون آنها ارتوپیروکسن‏ پدید آمده است. با توجه به دمای بالای برآورده‌شده برای نمونه‏‌ها، نفوذ این مذاب درون توالی دگرگونی منطقه همدان به‌آسانی ذوب این سنگ‏‌ها را در پی داشته و مذابی گرانیتی پدید آورده (مانند: Saki et al., 2012) که مذاب مافیک را آلوده کرده است. این فرایند همچنین، محتوای آب مذاب مافیک را نیز افزایش داده و رویداد واکنش‌های دیگری را رقم زده است. گفتنی است واکنش میان الیوین و پلاژیوکلاز کنار آن نیز چه‌بسا پیدایش بافت کرونا را به دنبال داشته است (Helmy et al., 2008):

واکنش 1: الیوین+ پلاژیوکلاز= ارتوپیروکسن+ کلینوپیروکسن+ اسپینل

البته نبود کلینوپیروکسن و اسپینل در بافت کرونای یادشده، رخداد این واکنش را تا اندازه بسیاری محدود می‏‌کند. تنوع کانی‏‌شناسی در بافت کرونا با شرایط فیزیکوشیمیایی و ترکیب واکنش‌دهنده‌ها کنترل می‏‌شود (Helmy et al., 2008; Tomilenko and Kovyazin, 2011). از سوی دیگر، در شرایط فشار بخار آب بالا، پایداری آمفیبول بسیار بیشتر از کلینوپیروکسن است؛ اما کلینوپیروکسن‏‌ها در دماهای بالاتری پایدار هستند. ازاین‌رو، پیدایش آمفیبول در مرحلة پایانی گسترش بافت کرونای بررسی‌شده نشان‌دهندة افزایش فشار آب هنگام پیدایش این بافت است. نکته دیگری که ‏در پیدایش لایه آمفیبول باید به یاد داشت اینست که پیدایش آمفیبول به حضور آلومینیم کافی در محیط وابسته است؛ زیراکه محتوای آلومینیم این کانی بسیار بالاتر از پیروکسن‏‌هاست. این لایه همواره در نقطه همبری میان ارتوپیروکسن و پلاژیوکلازها پدید آمده است (شکل 3). به گفتة دیگر، پلاژیوکلاز تامین‌کنندة آلومینیم لازم برای پیدایش آمفیبول بوده است. واکنش 2 چگونگی پیدایش آمفیبول از واکنش ارتوپیروکسن و پلاژیوکلاز در حضور آب را توضیح می‌دهد (Helmy et al., 2008):

واکنش 2: پلاژیوکلاز+ ارتوپیروکسن+ کلینوپیروکسن+ آب= آمفیبول

ماگماهای پهنه‌های فرورانشی معمولاً آبدار هستند و در آشیانه‏‌های ماگمایی در ژرفای گوناگون پوسته دچار جدایش بلورین (تبلور تفریقی) و ته‏‌نشینی کانی‏‌ها می‏‌شوند. طبیعتی است هنگام رویداد فرایند جدایش بلورین، بر میزان آب این ماگماها افزوده ‏‌شود. این ویژگی رویداد واکنش‏‌هایی میان کانی‏‌های ته‏‌نشین‌شده و سیال‌های میان‌روزنه‏‌ای و پیدایش آمفیبول در سنگ‏‌های مافیک –الترامافیک را به دنبال دارد (Claeson and Meurer, 2004). در منطقة چشمه قصابان نیز افزایش آب در محیط رخداد واکنش 1 و پیدایش لایة پایانی بافت کرونا در کنار پلاژیوکلازها را در پی داشته است. ترکیب منیزوهورنبلندیِ آمفیبول‏‌های این کروناها نشان‌دهندة تبلور آنها از یک مذاب است؛ زیرا هنگام دگرسانی پیروکسن‏‌ها به آمفیبول، ترمولیت و اکتینولیت پدید می‌آیند (Fagan and Day, 1997).

ب- دما- فشارسنجی

در پیروکسن‏‌ها، میزان آلومینیم به فشار تبلور وابستگی کامل دارد؛ به‌گونه‌ای‌که کلینوپیروکسن‏‌های سرشار از آلومینیم در فشار کمتری دربرابر کلینوپیروکسن‏‌‏‌های تهی از آلومینیم پدید می‏‌آیند (Foley and Venturelli, 1989, Liu et al., 2000). ازآنجایی‌که مقدار آلومینیم در کلینوپیروکسن‏‌‏‌های بررسی‌شده از دیگر سنگ‏‌های آذرین متداول پوسته‌ای کمتر است، پس پیروکسن‏‌ها در فشار بالاتری پدید آمده‏‌اند (Zhu and Ogasawara, 2004). افزون‌براین‏‌، در ساختار پیروکسن‏‌ها، میزان فشار در جایگیری آلومینیم در جایگاه اکتائدری و تترائدری نقش مهمی دارد؛ بدین‌گونه‌که هرچه فشار در هنگام تبلور پیروکسن بالا باشد، میزان آلومینیم تترائدری در ساختار پیروکسن‏‌ها بیشتر می‏‌شود (Putirka et al., 2003). به گفتة دیگر، بالا‌بودن مقدار Al^IV در نمونه‌های سنگ میزبان نشان‌دهندة پیدایش این کلینوپیروکسن‏‌ها در فشار کم و دمای بالاست. همچنین، بالا‌بودن مقدار Al^VI نشان‌دهندة پیدایش پیروکسن‏‌ها در فشار بالا و دمای کم است. ازاین‌رو، نسبت Al^IV/Al^VI در پیروکسن‌ها به‌عنوان فشارسنج به‌کار گرفته می‌شود (Aoki and Shiba, 1973). به‌کارگیری نمودار پیشنهادیِ Coltorti و همکاران (2007) که برپایة کاتیون‏‌های 4 و 6 آلومینیمِ کلینوپیروکسن پیشنهاد شده است (شکل 6- B) نشان می‌دهد پیدایش کلینوپیروکسن‌ها در بازة فشار متوسط بوده است. برپایة شکل 6- A، این فشار نزدیک به 7- 10 کیلوبار بوده است. همچنین، فشارسنجی با به‌کارگیری دیگر نمودارها (شکل‌های 6- C و 6- D) نیز نشان‌دهندة پیدایش این الیوین‌گابرونوریت‏‌ها در فشار متوسط است. عامل دیگری که پیدایش این الیوین‌گابرونوریت‏‌ها در فشار متوسط را نشان می‏دهد میزان کمابیش کمِ درصدوزنی Al₂O₃، TiO₂ و Cr₂O₃ در کلینوپیروکسن‏‌هاست؛ زیرا کلینوپیروکسن‏‌هایی که در فشار بالا پدید می‌آیند مقدار بالایی از Al₂O₃، TiO₂ و Cr₂O₃ دارند.

بافت کرونا در بازة دماییِ 956 تا 1150درجة سانتیگراد و بازة فشاریِ 8/1-7/4 کیلوبار پدید می‏‌آید‏ (Abdel Aziz and Hegazy, 2007). نمونه‏‌های بررسی‌شده نیز در همین گستره دمایی و فشاری جای دارند.

برای برآورد دمای تبلور الیوین‏‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان، از روش جفت کانی کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن (Brey and Köhler, 1990) بهره گرفته شد:

این روش به معیارهای دمایی، فشاری و ترکیبی وابستگی منظمی ندارد و از این‌رو، برای بازة گسترده‏‌ای از ترکیب‌های سنگی و با کمترین خطا کاربرد دارد. داده‌های به‌دست‌آمده از کاربرد این روش در جدول 2 آورده شده‏‌اند.

جدول2- داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان برپایة ترکیب کانی‏‌های کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن (Brey and Köhler, 1990) (نماد * ارتوپیروکسن‏‌های کرونا را نشان می‏‌دهد)

Opx-Cpx pairs	Temperature (℃)
OPX- CPX	833.15
OPX- CPX	828. 4
OPX- CPX	836.29
*OPX- CPX**	876.41
*OPX- CPX**	867.14
*OPX- CPX**	867.52

جفت کانی‏‌های به‌کاربرده‌شده در این محاسبه‌ها، دمای نزدیک به 830 تا 870 درجة سانتیگراد را برای الیوین‏‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان نشان می‏‌دهند (جدول 1). گفتنی است در محاسبه‌ها‌، ارتوپیروکسن‏‌های زمینة سنگ برگزیده شدند؛ زیرا به‌طور قطع هنگام فرایند تبلور و جایگیری حضور داشته‏‌اند. برپایة رابطة 1، بالاترین دما (870 درجة سانتیگراد) نشان‌دهندة تبلور ارتوماگمایی و کمترین دما (830 درجة سانتیگراد) نشان‌دهندة مرحلة ساب‌سالوس هنگام سرد‌شدن ماگماست.

شکل 6- بررسی فشار پیدایش الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان برپایة ترکیب کلینوپیروکسن‌ها در: A) نمودار ارزیابی فشار توده‏‌های آذرین درونی‏ (Soesoo, 1997)؛ B) نمودار Al^IV دربرابر Al^VI برای برآورد کلی فشار تبلور پیروکسن‏‌ها (Coltorti et al., 2007)؛ C) نمودار فشارسنجی برپایة درصدوزنی Cr₂O₃ دربرابر Mg# (Elthon, 1987)؛ D) نمودار TiO₂ دربرابر Al₂O₃ (Elthon, 1987)؛ E) نمودار دماسنجی به روش Soesoo (1997)؛ F) نمودار سه‌تایی Ca-Mg-Al/2 برای برآورد دما (Nickel et al., 1985)

نمودار X_PT دربرابر Y_PT (شکل 6- E) دمای بیشتری (نزدیک به 1200 درجة سانتیگراد) را نشان می‏‌دهد؛ اگرچه نمودار سه‌تاییCa-Mg-Al/2 (Nickel et al., 1985) دماهای نزدیک به 900 درجة سانتیگراد را برای این نمونه‏‌ها نشان می‏دهد (شکل 6- F). ازاین‌رو، دمای تبلور و پیدایش این پیروکسن‏‌ها نزدیک به 900 تا 1200 درجة سانتیگراد (میانگین: 100 درجة سانتیگراد) دانسته می‌شود. گفتنی است مقدار فشار و دمای برآوردشده در واقع، شرایط تبلورکانی‏‌های پیروکسن را نشان می‏‌دهد و برپایة به ویژگی‏‌های زمین‏‌ساختی منطقه (در ادامه به آن پرداخته شده است) این ماگماها چه‌بسا در چند مرحله و در ژرفای گوناگون سرد شده‌اند.

پ- برآورد محتوای آب ماگما

برپایة بررسی‌های Helz (1973)، با به‌کارگیری توزیع آلومینیم در موقعیت‌های تترائدری و اکتائدری در کلینوپیروکسن‏‌ها، میزان آبِ ماگما برآورد می‌شود. همان‌گونه‌که شکل 7- A نشان می‌دهد برپایة روشی پیشنهادیِ Helz (1973)، الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان محتوای آب بالایی دارند. میزان بالای آب این الیوین‌گابرونوریت‏‌ها چه‌بسا پیامد آغشتگی مذاب با رسوب‌ها هنگام جایگیری باشد. از سوی دیگر، حضور این مقدار آب، امکان پیدایش بافت کرونای الیوین- ارتوپیروکسن- آمفیبول را فراهم کرده است. نمودار تغییرات Na+Al^IV دربرابر Al^VI+2Ti+Cr (شکل 7- B) نیز نشان‌دهندة فوگاسیته بالای اکسیژن ماگمای سازندة کلینوپیروکسن‏‌هاست. این ویژگی با محتوای بالای آب نیز سازگاری دارد.

شکل 7- کاربرد ترکیب کانی کلینوپیروکسنِ الیوین‏‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان برای: A) تخمین میزان آب (Helz, 1973)؛ B) ارزیابی فوگاسیتة اکسیژن (Schweitzer et al., 1979)

ت- شناسایی جایگاه زمین‌ساختی

شیمی پیروکسن‏‌ها به ترکیب شیمیایی ماگمای میزبان و شرایط فیزیکوشیمیایی تبلور وابسته است. ازاین‌رو، شیمی این کانی اطلاعات ارزشمندی از خاستگاه ماگمای سازندة خود و شرایط فیزیکی- شیمیایی آن (مانند: دما، فشار و فوگاسیتة اکسیژن) در هنگام پیدایش به‌دست می‌دهد (Leterrier et al., 1982). ترکیب شیمیایی کانی کلینوپیروکسن برای شناسایی سری ماگمایی و پهنة زمین‏‌ساختی به‌کار برده می‌شود (مانند Leterrier et al., 1982; Müller et al., 1992; Aparicio, 2010). برای این کار، ترکیب کلینوپیروکسن‏‌های تجزیه‌شده روی نمودارهای مربوطه در شکل‌های 8 و 9 رسم شده‏‌ است. برپایة نمودارهای تغییرات Al₂O₃ دربرابر SiO₂ و TiO₂، کلینوپیروکسن‏‌ها از ماگمایی توله‌ایتی پدید آمده‏‌اند (شکل‌های 8- A و 8- B). همچنین،‏ روی نمودار تعیین محیط زمین‏‌ساختی Al₂O₃ دربرابر TiO₂ (شکل 9- A)، این کانی در محدودة مرزی میان ماگماهای مرتبط با فرورانش و ماگماهای درون‌صفحه‏‌ای جای می‏‌گیرد. این ویژگی در نمودار سه‏‌تاییِ Fe/10-Mn×10-Ti (شکل 9- B) نیز دیده می‏‌شود.

شکل 8- کاربرد شیمی پیروکسنِ الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان در شناخت سری ماگمایی و پهنة زمین‏‌ساختی روی: A) نمودار Al₂O₃ دربرابر SiO₂ (Le Bas, 1962)؛ B) نمودار Al₂O₃ دربرابر TiO₂ (Le Bas, 1962)؛ C) نمودار Ca+Na دربرابر Ti (Leterrier et al., 1982)

روی نمودار Si دربرابر Fe نیز نمونه‏‌ها کمابیش به‌طور کامل در محدودة بازالت‌های درون‌صفحه‏‌ای تا بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی جای می‏‌گیرند (شکل 9- C). ازاین‌رو، الیوین‌گابرونوریت‌های منطقة چشمه قصابان همزمان ویژگی‏‌های ماگماهای جایگاه‌های فرورانشی و ریفتی را نمایش می‌دهند و از ماگمایی با خاستگاه دوگانة گوشته‌ای و پوستة‏ فرورانده‌شده پدید آمده‏‌اند.

شکل 9- A) ارتباط تودة آذرین درونیِ چشمه قصابان با محیط کمانی (Müller et al., 1992)؛ B) نمودار Ti-Mn*10-Fe/10 برای کلینوپیروکسن‏‌هایِ تودة آذرین درونیِ چشمه قصابان (Aparicio, 2010)؛ C) پهنة زمین‌ساختی تودة آذرین درونیِ چشمه قصابان (Aparicio, 2010)؛ D) ارتباط الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان با محیط WPT در نمودار SiO₂ دربرابر Al₂O₃ (Nisbet and Pearce, 1977)

پیدایش تودة گرانیتوییدی الوند پیامد فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران و تزریق توده‏‌های داغ در توالی دگرگونی منطقه و ذوب آنها دانسته شده‏ است (مانند: Shahbazi et al., 2010; Aliani et al., 2012; Yang et al., 2018). از سوی دیگر، ماگماهای ریفتی از گوشته خاستگاه می‏‌گیرند و حضور آنها در پهنة فرورانش نیازمند رخداد کشش و نازک‌شدن پوسته در بخش‏‌های پشت کمان است (Taylor, 2013). ازاین‌رو، حضور الیوین‏‌گابرونوریت‌های با خاستگاه دوگانه در این محیط نشان می‏‌دهد ماگماهای گوشته‌ای در بخشی از تاریخچة فرورانشی در منطقه از راه نازک‌شدن پوسته و پیدایش کافت پشت کمانی به سطوح بالای پوسته نفوذ کرده‌اند. این ماگماهای داغ به‌آسانی سنگ‏‌های دگرگونی رسی منطقه را ذوب کرده‌، آنها را دچار آلایش کرده و محتوای آبشان را بالا برده‌اند. آلایش با دیگر ماگماهای پهنة فرورانش نیز تغییر ترکیب این ماگماها را به دنبال داشته است.

حضور گرانیت‌های نوع A با سنی همانند سنگ‏‌های منطقة چشمه قصابان در مجموعة آذرین درونی آلموقولاق (Amiri et al., 2017) با رخداد این کافت‌زایی همخوانی دارد. ماگماهای تیپ آلاسکا از ماگماهای مافیک- الترامافیک گوناگون مرتبط با فرورانش هستند که در ارتباط با محیط‏‌های پشت کمان و یا جلوی کمان پدید می‌آیند. تودة آذرین درونی چشمه قصابان نیز به این نوع ماگماها شباهت‏‌هایی نشان می‌دهد؛ برای نمونه، داشتن بافت کرونای دوحلقه‏‌ای ارتوپیروکسن (داخلی)، آمفیبول (خارجی) و یا تنها کرونای آمفیبول به دور الیوین در الیوین گابروها (El-Rahman et al., 2012).

برداشت

برپایة مجموع بررسی‏‌های انجام‌شده در این پژوهش، یافته‌های زیر به‌دست آمده‌اند:

- ترکیب کانی‌شناسی الیوین‌گابرونوریت‌های چشمه قصابان دربردارندة کانی‏‌های کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن، الیوین، و پلاژیوکلاز است؛

- الیوین‏‌هایِ این سنگ‏‌ها بافت کرونای چندبخشی دارد که از ارتوپیروکسن پیژونیتی و هورنبلند ساخته شده است. ازاین‌رو، بافت آنها، بافت کرونای آبدار دانسته می‌شود؛

- ارتوپیروکسن‏ کرونایی در پی واکنش الیوین با مذاب سرشار از سیلیس، با پلاژیوکلاز کنار آن پدید آمده است. پیدایش آمفیبول نیز پیامد افزایش ماگما در پی آلایش دانسته می‌شود. این ویژگی واکنش میان ارتوپیروکسن و سیال و پیدایش هورنبلند را در پی داشته است. این جانشینی در دیگر ارتوپیروکسن‏‌های زمینه سنگ نیز دیده می‌شود؛

- ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌های این سنگ‏‌ها نشان می‏‌دهد آنها از مذابی توله‌ایتی با محتوای آب متوسط پدید آمده‌اند که همزمان ویژگی‏‌های مذاب‏‌های جایگاه کافتی و فرورانشی را داشته است. ازاین‌رو و برپایة پیشینه زمین‏‌ساختی منطقه، به‌عنوان جایگاه‌ فرورانش، پیدایش این ماگماها در ارتباط با پیدایش یک کافت پشت کمانی دانسته می‌شود.

- نتایج به‌دست‌آمده از این پژوهش نشان‌دهندة تأثیر مذاب‏‌های گوشته‌ای در پیدایش بخشی از مجموعة آذرین درونی الوند است.

سپاس‌گزاری

هزینه‌های این پژوهش از محل پژوهانه شمارة SCU.EG98.44295، ارائه‌شده توسط دانشگاه شهید چمران اهواز تامین شده است. نگارندگان مقاله از داوران مجله، سردبیر محترم جناب آقای پروفسور ترابی و سرکار خانم دکتر شیردشت‌زاده که با پیشنهادهای خود موجب ارتقاء هرچه بیشتر این مقاله شده‌اند بسیار سپاسگزارند.

مراجع

Abdel Aziz, M. Y. and Hegazy, H. (2007) Petrogenesis of corona textures in troctolite and olivine gabbro from El- Motaghirat area, Eastern desert, Egypt. The 5^th International Conference on the Geology of Africa 1: 1- 9.

Aliani, F., Maanijou, M., Sabouri, Z. and Sepahi, A. A. (2012) Petrology, geochemistry and geotectonic environment of the Alvand Intrusive Complex, Hamedan, Iran. Geochemistry 72(4): 363-383.

Amiri, M. Ahmadi Khalaji, A., Tahmasbi, Z., Santos, J.F., Zarei Sahamieh, R. and Zamanian, H. (2017) Geochemistry, petrogenesis, and tectonic setting of the Almogholagh batholith in the Sanandaj–Sirjan zone, Western Iran. Journal of African Earth 134: 113-133.

Aoki, K. I. and Shiba, I. (1973) Pyroxenes from lherzolite inclusions of Itinome-gata, Japan. Lithos6(1): 41-51.

Aparicio, A. (2010) Relationship between clinopyroxene composition and the formation environment of volcanic host rocks. IUP Journal of Earth Sciences 4(3): 1-11.

Baltatzis, E. and Skounakis, S. (1990) Coronas in olivine-gabbros from Labanovo village, Northern Pindos, Greece. Chemie der Erde 50: 297-302.

Berberian, M. and King, G. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.

Brey, G. and Köhler, T. (1990) Geothermobarometry in four-phase lherzolites II. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers. Journal of Petrology 31(6): 1353-1378.

Claeson, D. (1998) Coronas, reaction rims, symplectites and emplacement depth of the Rymmen gabbro, Transscandinavian Igneous Belt, southern Sweden. Mineralogical Magazine 62(6): 743-757.

Claeson, D. T. and Meurer, W. P. (2004) Fractional crystallization of hydrous basaltic “arc-type” magmas and the formation of amphibole-bearing gabbroic cumulates. Contributions to Mineralogy and Petrology147(3): 288-304.

Coltorti, M., Bonadiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O'Reilly, S. Y. and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos99(1-2): 68-84.

Corneils, K. and Cornelius, S. H. (1985) Manual of mineralogy. John Wiley and Sons, New York.

de Haas, G. J. L., Nijland, T. G., Valbracht, P. J., Maijer, C., Verschure, R. and Andersen, T. (2002) Magmatic versus metamorphic origin of olivine-plagioclase coronas. Contributions to Mineralogy and Petrology143(5): 537-550.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock-forming minerals. 2^nd edition, Longman Scientific & Technical, London, UK.

Donaldson, C. and Henderson, C. (1988) A new interpretation of round embayments in quartz crystals. Mineralogical magazine52(364): 27-33.

Eftekharnejad, J. (1981) Tectonic division of Iran with respect to sedimentary basins. Journal of Iranian Petroleum Society 82: 19-28 (in Persian).

Eghlimi, B. (2001) Geological map of the Hamadan area, No: 5659: 100 000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

El-Rahman, Y.A., Helmy, H., Shibata, T., Yoshikawa, M., Arai, S. and Tamura, A. (2012) Mineral chemistry of the Neoproterozoic Alaskan-type Akarem Intrusion with special emphasis on amphibole: Implications for the pluton origin and evolution of subduction-related magma. Lithos 155: 410-425.

Elthon, D. (1987) Petrology of gabbroic rocks from the Mid‐Cayman Rise spreading center. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 92(B1): 658-682.

Fagan, T. J. and Day, H. W. (1997) Formation of amphibole after clinopyroxene by dehydration reactions: Implications for pseudomorphic replacement and mass fluxes. Geology 25(5): 395–398.

Foley, S. and Venturelli, G. (1989) High K₂O rocks with high MgO, high SiO₂ affinities. In:Boninites and related rocks (Ed. Crawford, A. J.) 72-88. Unwin Hyman, London, UK.

Gallien, F., Mogessie, A. Hauzenberger, C., Bjerg, E., Delpino, S. and Castro de Machuca, B. (2012) On the origin of multi‐layer coronas between olivine and plagioclase at the gabbro–granulite transition, Valle Fértil–La Huerta Ranges, San Juan Province, Argentina. Journal of Metamorphic Geology 30(3): 281-302.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone Iran. Journal of Asian Earth Sciences 2: 683–693.

Ghazi, J. M. and Moazzen, M. (2015) Geodynamic evolution of the Sanandaj-Sirjan zone, Zagros orogen, Iran. Turkish Journal of Earth Sciences24(5): 513-528.

Hawthorne, F.C., Oberti, R. (2007) Classification of the amphiboles. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 67: 55–88.

Helmy, H., Yoshikawa, M., Shibata, T., Arai, S. and Tamura, A. (2008) Corona structure from arc mafic-ultramafic cumulates: The role and chemical characteristics of late-magmatic hydrous liquids. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences 103(5): 333-344.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH₂O= 5 kb as a function of oxygen fugacity: part I. Mafic phases. Journal of Petrology14(2): 249-302.

Herz, N. (1951) Petrology of the Baltimore gabbro, Maryland. Geological Society of America Bulletin 62(9): 979-1016.

Joanny, V., van Roermund, H. and Lardeaux, J. M. (1991) The clinopyroxene/plagioclase symplectite in retrograde eclogites: a potential geothermobarometer. Geologische Rundschau 80(2): 303-320.

Joesten, R. (1986) The role of magmatic reaction, diffusion and annealing in the evolution of coronitic microstructure in troctolite gabbro from Risor, Norway. Mineralogical Magazine 50: 441-447.

King, R. (2009) Olivine Group. Geology Today25(5): 193-197.

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260(4): 267-288.

Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D. and Krivovichev, V. G. (1997) Nomenclature of amphiboles; report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on new minerals and mineral names. Mineralogical Magazine61(405): 295-310.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59(1): 139-154.

Liu, T. C., Chen, B. R. and Chen, C. H. (2000) Melting experiment of a Wannienta basalt in the Kuanyinshan area, northern Taiwan. Journal of Asian Earth Science 18: 519-531.

Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B., Mohajjel, M. (2011) U–Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 41, 238–249.

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21(4): 397-412.

Mongkoltip, P. and Ashworth, J. (1983) Quantitative estimation of an open-system symplectite-forming reaction: restricted diffusion of Al and Si in coronas around olivine. Journal of Petrology 24(4): 635-661.

Morimoto, N. (1988). Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology 39(1): 55-76.

Mücke, A. (2003) Fayalite, pyroxene, amphibole, annite and their decay products in mafic clots within Younger Granites of Nigeria: Petrography, mineral chemistry and genetic implications. Journal of African Earth Sciences 36(1-2): 55-71.

Müller, D., Rock, N. and Groves, D. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks in different tectonic settings: a pilot study. Mineralogy and Petrology46(4): 259-289.

Nickel, K., Brey, G. and Kogarko, L. (1985) Orthopyroxene-clinopyroxene equilibria in the system CaO-MgO-Al₂O₃-SiO₂ (CMAS): New experimental results and implications for two-pyroxene thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology91(1): 44-53.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149-160.

Putirka, K. D., Mikaelian, H., Ryerson, F. and Shaw, H. (2003) New clinopyroxene-liquid thermobarometers for mafic, evolved, and volatile-bearing lava compositions, with applications to lavas from Tibet and the Snake River Plain, Idaho. American Mineralogist 88(10): 1542-1554.

Sadeghian, M. (1999) Investigation of the petrology ignous and metamorphic rocks in cheshmeh ghassaban area in hamedan province. M.Sc. thesis, University Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Saki, A., Moazzen, M. and Baharifar, A. A. (2012) Migmatite microstructures and partial melting of Hamadan metapelitic rocks, Alvand contact aureole, western Iran. International Geology Review54(11): 1229-1240.

Schweitzer, E., Papike, J. and Bence, A. (1979) Statistical analysis of clinopyroxenes from deep-sea basalts. American Mineralogist 64: 501-513

Sanfilippo, A., Tribuzio, R. and Tiepolo, M. (2014) Mantle–crust interactions in the oceanic lithosphere: Constraints from minor and trace elements in olivine. Geochimica et Cosmochimica Acta 141: 423-439.

Sepahi, A. A. (2008) Typology and petrogenesis of granitic rocks in the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, Iran: with emphasis on the Alvand plutonic complex. Neues Jahrbuch Fur Geologie Und Palaontologie-Abhandlungen 247(3): 295-312.

Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: Empirical coordinates for the crystallisation PT‐estimations. GFF 119(1): 55-60.

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39(6): 668-683.

Taylor, B. (2013) Backarc basins:Tectonics and magmatism. Springer Science and Business Media, Berlin, Germany.

Tomilenko, A. and Kovyazin, S. V. (2011) Development of corona textures around olivine in anorthosites of the Korosten’ pluton, Ukrainian Shield: Mineralogy, geochemistry, and fluid inclusions. Petrology 16(1): 87-103.

Tsuchiyama, A. (1986) Experimantal study of olivine-melt reaction and its petrological implications. Journal of Volcanology and Geothermal Research29: 245-264

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

Xing, C. M., Wang, C. Y. and Tan, W. (2017) Disequilibrium growth of olivine in mafic magmas revealed by phosphorus zoning patterns of olivine from mafic–ultramafic intrusions. Earth andPlanetary Science Letters 479: 108-119.

Yang, T. N., Chen, J. L., Liang, M. J., Xin, D., Aghazadeh, M., Hou, Z. Q. and Zhang, H. R. (2018) Two plutonic complexes of the Sanandaj-Sirjan magmatic-metamorphic belt record Jurassic to Early Cretaceous subduction of an old Neotethys beneath the Iran microplate. Gondwana Research 62: 246-268.

Zhang, L. and Luttge, A. (2008) Aluminosilicate dissolution kinetics: a general stochastic model. The Journal of Physical Chemistry B112(6): 1736-1742.

Zhu, Y. and Ogasawara, Y. (2004) Clinopyroxene phenocrysts (with green salite cores) in trachybasalts: implications for two magma chambers under the Kokchetav UHP massif, North Kazakhstan. Journal of Asian Earth Sciences 22(5): 517-527.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 866

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 238

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

بررسی سنگ‌زایی الیوین‏‌گابرونوریت‌های منطقة چشمه قصابان (شمال‏باختری همدان) با بهره‌گیری از ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها