زمین‏‌شیمی کروم-اسپینل به‏‌عنوان شاخص پتروژنتیک در کرومیتیت‌ها و پریدوتیت‌های مجموعة بجگان، باختر مکران

مقدمه

ایران در امتداد پهنة کوهزایی آلپ- هیمالیا جای دارد و دربردارندة رخنمون‌های گسترده سنگ‌های افیولیتی است. پیدایش افیولیت‌ها در ایران پیامد بسته شدن اقیانوس‌های پالئوتتیس و نئوتتیس در راستای چندین نوار جوش‌خورده است (Stampfli, 2000). بازمانده‌های اقیانوس نئوتتیس که بیشتر افیولیت‌های ایران را می‌سازند، دربردارندۀ افیولیت‌های پیرامون خردقارۀ ایران‌مرکزی، افیولیت زاگرس، خوی و همچنین، افیولیت‌های مکران هستند. افیولیت‌های مکران که در ناحیة مکران شمالی و جنوب حوضۀ جازموریان رخنمون دارند، گستردگی بسیار دارند و از میان آنها می‌توان افیولیت‌های بندزیارت (کهنوج)، گنج، فنوج- مسکوتان و رمشک- مختارآباد را نام برد (Barbero et al., 2023a; Barbero et al., 2023b; Esmaeili et al., 2019; Kananian et al., 2001; Monsef et al., 2019; Saccani et al., 2024; Saccani et al., 2023; Saccani et al., 2022; Sepidbar et al., 2020).

در کمربندهای افیولیتی، نمود کانسارهای اقتصادی کرومیت بسیار رایج است. این کانسارها، بیشتر در بالاترین افق‌ دنبالۀ گوشته‌ای افیولیتی یا درون واحدهای الترامافیک انباشتی در قاعدة دنبالۀ پوسته‌ای پدیدار می‌شوند (Arai, 2021; González-Jiménez et al., 2014a; González-Jiménez et al., 2014b; Uysal et al., 2018). دو نوع کانسارکرومیتی لایه‌ای (استراتیفرم[1]) و آلپی (انبانه‌ای، نیامی یا پادیفرم[2]) وجود دارد. کرومیت‌های لایه‌ای در مجموعه‌های آذرین لایه‌ای مانند بوشولد در آفریقای جنوبی یا استیل‌واتر در ایالات متحدۀ آمریکا دیده می‌شوند. این نوع نهشته‌های کرومیت به‌صورت لایه‌ای شکل و پیوسته دیده می‌شوند و می‌توانند کیلومترها گسترش داشته باشد. کرومیت‌های نوع آلپی نسبت به نوع لایه‌ای، حجم و گستردگی کمتری دارند و بیشتر به شکل لایه‌های ناپیوسته و یا عدسی‌شکل دیده می‌شوند. در این کرومیت‌ها، ساختارهای دگرریختی به فراوانی دیده می‌شوند که پیامد روبروشدن این سنگ‌ها با دما و فشار بالای گوشته است و بیشتر در پریدوتیت‌های گوشته‌ای میزبان دیده می‌شود (Nicolas, 1989). فرایندهای گوناگونی در پیدایش توده‌های کرومیتی و وابستگی آن با سنگ میزبان مؤثر هستند که ترکیب شیمیایی کرومیت در شناسایی و درک آنها مؤثر است. از میان این فرایندها، می‌توان سرشت نخستین گدازه، درجة ذوب‌بخشی گوشته، واکنش گدازه-سنگ، جایگاه زمین‌ساختی و دمای تبلور گدازۀ نخستین را نام برد (Zaccarini et al., 2011; Zhou et al., 2014)؛ هرچند در مراحل پسین تکامل سنگ‌کره، ترکیب نخستین کرومیت را شاید عوامل گوناگونی مانند فرایند دگرگونی (e.g., Barra et al., 2014)، تکاپوی گرمابی (Arai and Akizawa, 2014)، ماگماتیسم و فرایندهای پساماگمایی (e.g., Bussolesi et al., 2022) یا ترکیبی از تکاپوی ماگمایی و گرمابی (Rospabé et al., 2017) دچار تغییر و تحول کرده باشند. در مجموعه‌های افیولیتی، مقدار #Cr موجود در کرومیت‌ها بسیار متغیر است و بالاترین مقادیر #Cr وابسته به افیولیت‌های کمانی است (Arai and Miura, 2016). سنگ‌های کرومیتیتی می‌توانند سرشار از Cr و یا Al باشند که علت آن چه‌بسا تفاوت در شرایط پیدایش و جایگاه ژئودینامیک، ترکیب گدازه و پریدوتیت میزبان، شرایط تبلور و میزان واکنش گدازه-پریدوتیت است (Edwards et al., 2000). ازاین‌رو، با توجه به میزان Cr# در کرومیت‌ها، آنها را به دو جایگاه پشتة میان‌اقیانوسی[3] و یا منطقة فرافرورانش (SSZ) نسبت می‌دهند.

ذخایر اصلی نهشته‌های کرومیتی در ایران دربردارندۀ مناطق فاریاب، نیریز، سبزوار، اسفندقه و بخش‌هایی از خاور ایران است. بزرگ‌ترین ذخیره کرومیت کشور با نام مجموعه معادن کرومیت فاریاب، در داخل مجموعه الترامافیک سرخ بند در جنوب کرمان جای دارد. معدن کرومیت فاریاب به‌علت حجم چشمگیر ماده معدنی، همواره مورد توجه بوده است. از این‌رو، تا کنون پژوهش‌های بسیاری روی آن انجام شده است (Behzadi and Shahabpour, 2011; Jannessary et al., 2012; Rajabzadeh and Moosavinasab, 2013). برخی از این پژوهش‌ها تحول پریدوتیت‌ها را در یک جایگاه فرافرورانش (SSZ) و با دخالت یک ماگمای بونینیتی برای ساختن کرومیت‌ها دانسته‌اند (برای نمونه Delavari et al., 2016; Najafzadeh et al., 2008). گفتنی است افزون بر مجموعۀ معادن فاریاب، توده‌های پریدوتیتی بسیاری درون مجموعۀ دگرگونی بجگان و پهنۀ آمیزة ‌رنگین و همچنین، در نزدیکی رودان رخنمون دارند که میزبان ذخایر فرعی کرومیت هستند. بررسی‌هایی که پیش از این روی مجموعة بجگان انجام شده‌اند، بیشتر بر بررسی سنگ‌های دگرگونی و شناسایی شرایط فشار- دما در این مجموعه متمرکز بوده‌اند (e.g., Dorani et al., 2017; Pandolfi et al., 2021; Saccani et al., 2024). افزون‌بر این، پژوهش‌هایی نیز روی سنگ‌های الترامافیک سرخ‌بند (Delavari et al., 2016; Shafaii Moghadam et al., 2022) و پریدوتیت‌های کوه‌شاه (Ahmadipour and Shahabpour, 2014) در این منطقه انجام شده است. با وجود این، ویژگی‌های سنگ‌شناسی، کانی‌شناسی و به‌ویژه زمین‌شیمی رخنمون‌های پریدوتیتی منطقۀ بجگان که میزبان نهشته‌های کرومیتی هستند، تا کنون بررسی نشده است. هدف اصلی این پژوهش، بررسی روابط صحرایی، سنگ‌نگاری و ترکیب شیمیایی توده‌های کرومیتی مجموعة بجگان برای شناسایی زایش، شرایط پیدایش آنها و جایگاه زمین‌ساختی تحول سنگ میزبان آنهاست.

زمین‌شناسی ناحیه‌ای و ویژگی‌های صحرایی

منطقۀ مورد بررسی از نظر پهنه‌های ساختاری در بخش باختری پهنۀ مکران و در نقشة 1:250000 میناب (Samimi Namin, 1983) و سبزواران (Babakhani et al., 1992) جای گرفته است. این منطقه در جنوب استان کرمان، در گسترۀ شهرستان‌های منوجان و فاریاب و در گسترۀ جغرافیایی ´00 57° تا 50 °57 طول خاوری و 12 °27 تا 15°28 عرض شمالی جای دارد (شکل 1).

شکل 1A .) نقشۀ پراکندگی توده‌های افیولیتی ایران. جایگاه منطقة بررسی‌شده با چهاگوش سرخ‌رنگ نشان داده شده است؛ B) نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مورد بررسی، با تغییرات از نقشه‌های با مقیاس 1:250000 میناب (Samimi Namin, 1983) و سبزواران (Babakhani et al., 1992) و محل نمونه‌برداری‌ها. 

Figure 1. A) Distribution map of the ophiolitic massifs in Iran. The location of the study area is shown with a red box; B) Geological map of the study area, modified from the 1:250,000 scale maps of Minab (Samimi Namin, 1983) and Sabzevaran (Babakhani et al., 1992) and the locations of sampling.

رخنمون‌های پریدوتیتی در مجموعۀ دگرگونی بجگان (شکل 2-A) که ذخایر فرعی کرومیت دارند، در شمال منطقة بررسی‌شده جای دارند. مجموعة بجگان بیشتر دربردارندۀ دگرگونه‌های آمفیبولیتی، شیست‌سبز، مرمر، سنگ‌های کالک‌سیلیکات و فیلیت است (McCall, 2002). این توده‌های پریدوتیتی به‌صورت بلوک‌های کمابیش کوچک تا بزرگ از ابعاد چندین‌متر تا چند کیلومتر پدیدار می‌شوند (شکل 2-B) که بیشتر با همبری گسلی در همسایگی واحدهای دگرگونی مجموعة بجگان جای گرفته‌اند. این بلوک‌های پریدوتیتی در جنوب‌باختری کهنوج، کوه‌شاه (جنوب فاریاب)، کوه سفید (شمال‌باختری فاریاب)، و پیرامون رودان دیده می‌شوند. همچنین، توده‌های پریدوتیتی بسیاری نیز درون مجموعۀ آمیزه رنگین پراکنده هستند. رخنمون پریدوتیتی جنوب‌باختری کهنوج با ترکیب دونیتی گسترشی بیش از 10 کیلومتر مربع دارد. این تودة دونیتی ستبرایی بیشتر از 200 تا 300 متر دارد و از سوی خاور در همسایگی واحدهای کواترنری و از سوی باختر با همبری زمین‌ساختی روی دگرگونه‌های مجموعة بجگان رانده شده است.

شکل 2. ویژگی‌های صحرایی واحدهای پریدوتیت و کرومیتیت‌های منطقۀ مورد بررسی. A) توده‌های پریدوتیتی در همسایگی مجموعۀ دگرگونی بجگان؛ B) نمایی صحرایی از توده‌های دونیتی؛ C) وابستگی نامنظم دونیت و کرومیتیت با بافت پراکنده (افشان)؛ D) توده‌های کرومیتیتی انبانه‌ای نامنظم تا عدسی‌شکل با مرزهای تیز که با دونیت میزبانی می‌شوند.

Figure 2. Field characteristics of peridotite and chromitite units in the study area. A) Peridotite massifs in the vicinity of Bajgan metamorphic complex; B) A field view of the dunite massif; C) Irregular association of dunite and chromitite with scattered texture (Disseminated); D) Irregular to lenticular chromitite masses with sharp boundaries hosted by dunite.

گسترش توده‌های پریدوتیتی کوه‌شاه بیش از 50 کیلومتر مربع است و بیشتر از دونیت و به مقدار کمتر هارزبورگیت، پیروکسنیت و ورلیت ساخته شده‌‌اند. این توده‌های پریدوتیتی نیز در همبری زمین‌ساختی با دگرگونه‌های از جنس فیلیت، متاسندستون، میکاشیست، آمفیبولیت و مرمر جای گرفته‌اند. در کوه‌‌سفید و رودان نیز سنگ‌شناسی اصلی منطقه دربردارندۀ توده‌های دونیتی و هارزبورگیتی است. به‌طور کلی واحدهای پریدوتیتی منطقه که بیشتر دربردارندۀ سنگ‌شناسی بخش گوشته‌ای در همسایگی مرز انتقالی گوشته- پوسته است از دونیت، هارزبورگیت، پیروکسنیت و ورلیت ساخته شده است. دونیت اصلی‌ترین سنگ‌شناسی منطقه را می‌سازد و در بیشتر موارد نهشته‌های کرومیتی را دربر گرفته است. همچنین، در این سنگ‌ها، دایک‌های کلینوپیروکسنیتی با ضخامت‌های متغیر از 10 تا 30 سانتیمتر تزریق شده‌ است. رفتار گسل‌های منطقه نیز سبب جابه‌جایی نهشته‌های کرومیتی و سنگ‌های پریدوتیتی میزبان آنها شده است. این مناطق به‌صورت پراکنده ذخایر کرومیت دارند که هماره به‌صورت لایه‌های ناپیوسته و عدسی‌های نامنظم از کرومیت با ذخایر و عیار مختلف و با ستبرای کمتر از نزدیک به 2 متر هستند (شکل‌های 2-C و 2-D). توده‌های کرومیتی یاد شده بیشتر به‌صورت انبانه‌ای هستند و بیشتر همراه با سنگ‌های دونیتی سرپانتینی‌شده هستند. در بیشتر موارد، سنگ‌های دونیتی به‌صورت نیام‌هایی کرومیتیت‌های انبانه‌ای را فراگرفته‌اند و به بیرون با سنگ میزبان هارزبورگیتی جایگزین می‌شوند (شکل 2-D). همچنین، مقدار کرومیت با فاصله از کرومیتیت به دونیت و سپس هارزبورگیت به آهستگی کاهش می‌یابد. افزون‌بر این، توده‌های کرومیتی منطقه، تنوعی از بافت‌های توده‌ای، نیمه‌توده‌ای و افشان (پراکنده) را نشان می‌دهند (شکل 2-C). بیشتر کرومیت‌های با بافت توده‌ای بیش از 80 درصد دانه کرومیت دارند، کرومیت‌های با بافت افشان نزدیک به 30 تا80 درصد کرومیت دارند که به‌صورت دانه‌های ریز در زمینه‌ای از الیوین‌های سرپانتینی شده پخش شده‌اند.

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های کانی‌‌شناسی با میکروسکوپ پلاریزان، از تعدادی نمونه‌های پریدوتیت‌ گوشته‌ای و کرومیتیت‌ها مقاطع نازک صیقلی تهیه شد. برای شناسایی ترکیب شیمیایی کانی کرومیت، تجزیۀ نقطه‌ای کانی‌ها در آزمایشگاه تجربی فشاربالا-دمای بالای ژئوفیزیک و آتشفشان‌شناسی، دپارتمان لرزه‌شناسی و تکتونوفیزیک، INGV [4]، رم (ایتالیا) انجام شده است. در این آزمایشگاه برای شناسایی ترکیب عنصرهای اصلی کانی‌ها از تکنیک ترکیبی EDS [5] و WDS [6] و دستگاه ریزکاو الکترونی یا EMPA [7] مدل JEOL JXA 8200 بهره‌گیری شد. شرایط تجزیه، دربردارندۀ شتاب ولتاژ keV 15، جریان نزدیک به nA 5/7، زمان شمارش 10 ثانیه و 5 ثانیه به‌ترتیب روی پیک‌ها و پس‌زمینه و اندازۀ پرتوی 2-3 میلیمتر بوده است. پردازش داده‌های زمین‌شیمیایی در این پژوهش با بهره‌گیری از نرم‌‌افزار Excel انجام شد و نمودارهای مربوطه با نرم‌افزار Adobe Illustrator ترسیم شده‌اند.

سنگ‌نگاری

بررسی‌های سنگ‌نگاری نشان می‌دهند سنگ‌های الترامافیک بررسی‌شده بیشتر دربردارندۀ دونیت، هارزبورگیت و پیروکسنیت هستند. در این میان، سنگ‌های دونیتی بیشترین حجم را دربر گرفته‌اند؛ اما میزان هارزبورگیت به‌مراتب کمتر است. میزبان توده‌های کرومیتی در این منطقه بیشتر سنگ‌های دونیتی هستند.

دونیت

در دونیت‌ها دامنۀ گسترده‌ای از بافت‌های پورفیروکلاستیک، گرانوبلاستیک و میلونیتی دیده می‌شود که درجات مختلفی از دگرریختی و بازتبلور را نشان می‌دهند. در دونیت‌های پورفیروکلاستیک، بلورهای درشت الیوین و ارتوپیروکسن (8-7 درصدحجمی) در زمینه‌ای ریزدانه‌ای که بیشتر از الیوین ساخته شده است جای گرفته‌اند. نشانه‌های دگرریختی پلاستیکِ دما بالا با خاموشی موجی و نوار شکنجی[8] در پورفیروکلاست‌های الیوین و ارتوپیروکسن دیده می‌شوند. کروم-اسپینل به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و گردشده با رنگ کمابیش قهوه‌ای یا سیاه (فریت-کرومیت) پدیدار می‌شود. در دونیت‌های گرانوبلاستیک، اندازۀ دانه‌ها 2/0 تا 4 میلیمتر است و در آنها، الیوین و ارتوپیروکسن مرزهای منحنی تا مستقیم و گاهی مرز پیوندیِ سه‌گانه 120 درجه نشان می‌دهند. همچنین، گاه بلورهای کروم-اسپینل با ریخت‌شناسی نامنظم تا ورمیکولار دیده می‌شوند (شکل 3-A). در برخی نمونه‌ها، کلینوپیروکسن کمابیش سالم و بدون دگرریختی میان بلورهای الیوین سرپانتینی‌شده نمایان می‌شود که نشان‌دهندۀ پیدایش آن در پی فرایند باروری و رویاروییِ گدازه- سنگ است. در دونیت‌های میلونیتی نیز بیشتر حجم نمونه از دانه‌های ریز الیوین ساخته شده است و بیشتر بلورها دچار کاهش شدید در اندازۀ دانه شده‌اند و به‌صورت ریزدانه درآمده‌اند.

هارزبورگیت

در سنگ‌های هارزبورگیتی، میزان درصدحجمی الیوین برابر با 80 تا 85 درصد، ارتوپیروکسن برابر با 10 تا 15 درصد، کلینوپیروکسن کمتر از 2 تا 3 درصد و اسپینل برابر با 1 تا 3 درصد است. هارزبورگیت‌ها بیشتر بافت پورفیروکلاستیک دارند و نشانه‌هایی از دگرریختی پلاستیک در بلورهای الیوین و ارتوپیروکسن به‌صورت خاموشی موجی و نوار شکنجی دیده می‌شود. همچنین، خم‌شدگی رخ در بلورهای ارتوپیروکسن نیز از نشانه‌های دگرریختی دما بالا در این سنگ‌ها و نشان‌دهندۀ تعلق آنها به تکتونایت‌های گوشتۀ بالایی است. اندازۀ بلورهای الیوین هماره از 1 میلیمتر کمتر است؛ اما گاه پورفیروکلاست‌های الیوین تا 5 میلیمتر نیز می‌رسند. پورفیروکلاست‌های ارتوپیروکسن بیشتر مرزهای دندانه‌ای یا کناره‌های نامنظم نشان می‌دهند. اندازۀ بلورهای ارتوپیروکسن هماره از 5 میلیمتر کمتر است؛ هرچند گاه تا 1 سانتیمتر نیز می‌رسد. کروم-اسپینل به‌صورت دانه‌هایی به اندازۀ 1-1/0 میلیمتر است و بیشتر با کناره‌های خلیجی و نامنظم و ریخت‌شناسی بی‌شکل یا برگ راجی[9] است (شکل 3-B) که نشان‌دهندۀ خاستگاه برجای مانده از فرایند ذوب‌بخشی در گوشته است. کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌ها فراوانی چندانی ندارند (کمتر از 2 تا 3 درصدحجمی) و به‌صورت دانه‌های کمابیش سالم در فضای میان بلورهای الیوین و ارتوپیروکسن و یا به‌صورت میانبار در الیوین یافت می‌شوند.

کرومیتیت

کرومیتیت‌ها در بیشتر موارد به‌صورت عدسی‌های نامنظم درون نیام‌های دونیتی در رخنمون‌های هارزبورگیتی و یا توده‌های نامنظم درون واحدهای دونیتی دیده می‌شوند. بیشتر این سنگ‌ها بافت‌های توده‌ای تا نیمه‌توده‌ای و افشان دارند. در کرومیتیت‌های توده‌ای (بیش از80 درصد کرومیت)، بلورها به شکل‌های مختلف بیشتر نامنظم تا برشی‌شده هستند و اندازۀ دانه‌ها عموماً از 3 میلیمتر کمتر است (شکل 3-C). در این سنگ‌ها، اندک فضای میان دانه‌های کرومیت و نیز در راستای شکستگی‌ها را بیشتر سرپانتین پر کرده است (شکل 3-D). کرومیتیت‌های افشان بلورهای منفرد کرومیت با شکل‌های دانه‌ای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل و گردشده دارند (شکل‌های 3-E و 3-F). اندازۀ بلورهای کرومیت متغیر است و اندازة بیشتر آنها از 1 تا 2 میلیمتر کمتر است (شکل‌های 3-E و 3-F). فازهای سیلیکاته نخستین دربردارندۀ الیوین و پیروکسن در فضای بینابینی کرومیت‌ها گهگاه حفظ شده‌اند و در بیشتر موارد کرومیت‌ها در زمینۀ سرپانتینیت پراکنده هستند. کرومیتیت‌های افشان هماره در همبری با کرومیتیت‌های توده‌ای با دونیت‌های میزبان یافت می‌شوند. گاه در مقیاس میکروسکوپی نیز همجواری یک غشای دونیتی سرپانتینی‌شده با دانه‌های کرومیت به‌چشم می‌خورد (شکل 3-F). در کرومیتیت‌های منطقه بجگان، بافت‌های برآمده از دگرریختی نیز دیده می‌شوند. روی‌هم‌رفته، در پی تنش‌های زمین‌ساختی مختلف مانند فشارشی، کششی و برشی بلورهای کرومیت چه‌بسا دچار دگرریختی و شکستگی شده‌اند. برخی از این موارد دربردارندۀ بافت کاتاکلاستیک (شکل 3-C)، شکستگی‌های برشی یا بافت کششی (شکل‌های 3-G و 3-H) هستند که بیشتر در پی دگرریختی شکننده در هنگام فرارانش و جایگیری افیولیت و یا در راستای پهنه‌های گسلی روی داده‌اند؛ اگرچه بافت‌های کششی[10] در کرومیتیت‌ها چه‌بسا در پی نیروهای کششی در شرایط جریان‌های گوشته‌ای دما بالا نیز پدید آمده باشند (Engin et al., 1981). گفتنی است دگرسانی به فریت-کرومیت یک پدیدۀ رایج است که در بسیاری از موارد از سوی کنارۀ بلورها یا در راستای ریزشکستگی‌ها گسترش یافته است.

شکل‌ 3. تصویرهای میکروسکوپی پریدوتیت‌ها و کرومیتیت‌های منطقۀ بجگان. A) ریخت‌شناسی هم‌رشدی ورمیکولار میان کروم-اسپینل و ارتوپیروکسن؛ B) کروم- اسپینل برجای‌مانده بی‌شکل به شکل برگ راج در هارزبورگیت گوشته‌ای؛ C) دانه‌های کرومیت نیمه‌شکل‌دار با گردشدگی و شکستگی‌های کاتاکلاستیک در فضای میان دانه‌ای سرپانتینی‌شده؛ D و E) بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل کرومیت در زمینۀ بلورهای سرپانتین در کرومیتیت‌های با بافت نیمه‌توده‌ای تا افشان؛ F) همجواری میکروسکوپی نوار کرومیتیت در کنار دونیت کاملاً سرپانتینی‌شده؛ G و H) شکستگی‌های برشی و بافت کششی در کرومیتیت‌ها (همۀ تصویرها مگر تصویر G (نور XPL) در نور PPL هستند).

Figure 3. Microscopic characteristics of peridotites and chromitites from the Bajgan region. A) Vermicular intergrowth of chromian-spinel and orthopyroxene; B) Anhedral holly-leaf shaped residual chromian-spinel in mantle harzburgite; C) subhedral chromite grains with rounded shapes and cataclastic fractures in serpentinized intergranular spaces; D, E) Subhedral to anhedral chromite crystals with semi-massive to disseminated texture in the context of serpentine crystals; F) Microscopic juxtaposition of chromitite band and fully serpentinized dunite; G, H) Brecciated fractures and pull-apart texture in a highly deformed massive chromitite (All images are in PPL except for image G (XPL)).

شیمی کانی‌ها

در دونیت‌ها، میزان Al₂O₃ کروم-اسپینل‌ از 89/21 تا 26/25 درصدوزنی متغیر است (جدول 1). همچنین، مقدار Cr# [Cr/(Cr + Al)] کروم-اسپینل‌ از 50/0 تا 75/0 و مقدار Mg# [Mg/(Mg + Fe²⁺)] از 19/0 تا 63/0 تغییر می‌کند. مقدار TiO₂ نیز در گسترۀ‌ 12/0 تا 33/0 درصدوزنی است؛ اگرچه یک بلور کروم-اسپینل در نمونة دونیت MKM-99، TiO₂ بالایی به اندازۀ 76/0 درصدوزنی دارد. در کروم-اسپینل‌های درون هارزبورگیت‌ها، میزان Cr# از 24/0 تا 30/0 متغیر است و Mg# در بازة 71/0 تا 76/0 تغییر می‌کند. مقدار TiO₂، MgO و Cr₂O₃ در کروم-اسپینل‌ها نیز به‌ترتیب در محدودۀ کمتر از 09/0 درصدوزنی، 62/16 تا 96/17 و 77/22 تا 75/27 درصدوزنی تغییر می‌کند. همچنین، مقدار Al₂O₃ بالاست و از 01/43 تا 28/48 درصدوزنی متغیر است. در کرومیتیت‌ها، عدد کروم (Cr#) دامنۀ کمابیش گسترده‌ای دارد که بر پایۀ آن، به دو گروه کرومیتیت‌هایCr -بالا و Al-بالا رده‌بندی می‌شوند. کرومیتیت کوتک مقادیر کمابیش بالایی از Al₂O₃ (52/20 تا 63/23 درصدوزنی) دارند؛ اما مقدار Al₂O₃ در کرومیتیت‌های کوه‌شاه، فاریاب و آمیزة رنگین از 45/2 تا 47/10 درصدوزنی متغیر است. همچنین، مقدار Cr₂O₃ در کرومیتیت‌های کوتک از 96/45 تا 26/52 متغیر است؛ اما در دیگر کرومیتیت‌های منطقه مقدار بالاتری دارند و از 60 تا 93/70 درصدوزنی تغییر می‌کند. ازاین‌رو، کرومیتیت‌های کوتک با Cr# برابر با 57/0 تا 63/0 در محدودۀ کرومیتیت‌های Al-بالا و کرومیتیت‌های کوه‌شاه (Cr# برابر با 80/0 تا 95/0)، فاریاب (Cr# برابر با 80/0 تا 81/0) و آمیزة رنگین (Cr# برابر با 80/0 تا 83/0) در گروه کرومیتیت‌های Cr-بالا جای می‌گیرند (جدول 1).

جدول 1. داده‌های ریزکاو الکترونی (بر پایۀ wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایۀ 4 اتم اکسیژن) اسپینل‌ها درون دونیت‌ (Du)، هارزبورگیت‌ (Hz) و کرومیتیت‌ (Chr) در محدوده‌های کوتک (KU)، کوه‌شاه (KSH)، فاریاب (FB) و مجموعۀ آمیزه رنگین (CM).

Table 1. Microprobe analytical data (in wt.%) and the calculated structural formula (based on 4 oxygens) for the spinels from dunite (Du), harzburgite (Hz), and chromitite (Chr) in the Kutak (KU), Kuhshah (KSH), Faryab (FB), and Colored-mélange Complex (CM).

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

مقدار Mg# در کرومیتیت کوتک از 69/0 تا 77/0، در کرومیتیت کوه‌شاه از 36/0 تا 50/0، در کرومیتیت فاریاب از 70/0 تا 72/0 و در کرومیتیت آمیزه رنگین از 67/0 تا 70/0 متغیر است. مقدار TiO₂ در همۀ کرومیتیت‌ها کم است و از 1/0 تا 31/0 درصدوزنی در کرومیتیت‌های Al-بالا تا کمتر از 28/0 درصدوزنی در کرومیتیت‌های Cr-بالا متغیر است. در نمودار سه‌تایی Cr-Al-Fe³⁺ (شکل 4-A) اسپینلِ‌ درون هارزبورگیت‌ها نسبت به اسپینل‌ِ دونیت‌ها و نمونه‌های کرومیتیتی به‏‌ترتیب در دو محدودۀ متفاوت Cr-spinel و Al-chromite جای می‌گیرند. اگرچه کرومیتیت‌ها نیز به‌طور آشکار تفاوت ترکیبی دارند، برخی از آنهاCr -بالا (مناطق کوه‌شاه، فاریاب و آمیزة رنگین) و برخی Al- بالا (محدودۀ کوتک) نشان می‌دهند (شکل 4-A). در نمودار Cr# در برابر Mg# (شکل 4-B) نیز تفاوت ترکیب کرومیت‌ها از نظر Mg# آشکار است و باعث جای‌گیری آنها در دو محدودۀ کرومیت و مگنزیوکرومیت می‌شود؛ اگرچه ترکیب همۀ اسپینل‌ها از نظر مقدار TiO₂ تفاوت چندانی ندارد و در همۀ آنها مقدار TiO₂ کم و همانند کرومیت‌های انبانه‌ای است (شکل 4-C).

 شکل 4. A) کروم-اسپینل‌های درون پریدوتیت‌ها و کرومیتیت‌ها در نمودار سه‌تایی Cr-Al-Fe³⁺؛ B) نمودار Mg# در برابر Cr# (محدوده‌های مورب و بونینیت از (Dick and Bullen, 1984) هستند)؛ C) نمودار Cr₂O₃ در برابر TiO₂ (Arai et al., 2004).

Figure 4. A) Chromian-spinels in peridotites and chromitites plotted on the Cr-Al-Fe³⁺ ternary diagram; B) Mg# versus Cr# diagram (MORB and boninite ranges after Dick and Bullen (1984); C) Cr₂O₃ versus TiO₂ diagram (Arai et al., 2004).

بحث

تنوع ترکیبی کروم-اسپینل و اهمیت آن به‏‌عنوان شاخص سنگ‌زایی

بررسی‌های شیمیایی کروم-اسپینل و کانی‌های همراه آن از جنبه‌های گوناگونی مانند تمرکز عنصرهای اصلی و فرعی، محتوای عنصرهای گروه پلاتین و زمین‏‌شیمی ایزوتوپی Os به‏‌عنوان شاخصی برای درک فرایندهای واکنش گدازه- سنگ گوشته‌ای، ترکیب ماگمای واکنش‌دهنده و تحولات زمین‏‌شیمیایی آن، درک شرایط اکسایش- کاهش در خاستگاه و فشاربخشی اکسیژن و در پایان، تحلیل جایگاه زمین‌ساختی از جایگاه پشتة میان‌اقیانوسی (MOR) تا جایگاه پهنة فرافرورانشی (SSZ)، بسیار بهره‌گیری شده است (González-Jiménez et al., 2017; Uysal et al., 2018; Farré-de-Pablo et al., 2020; Zhu and Zhu, 2020; Mikrut et al., 2024; Zaccarini et al., 2024). یکی از فاکتورهای شیمیایی مهم میزان Cr# در کروم-اسپینل است. کروم-اسپینل درون پریدوتیت‌ها و کرومیتیت‌های افیولیتی بررسی‌شده در منطقۀ باختر مکران، دامنۀ کمابیش گسترده‌ای از Cr# را نشان می‌دهند (شکل 5). فاکتورهای گوناگونی مانند ترکیب خاستگاه گوشته‌ای، درجۀ ذوب‌بخشی گوشته، فشاربخشی اکسیژن، واکنش گدازه- سنگ و ترکیب گدازۀ واکنش‌دهنده و در پایان، جایگاه زمین‌ساختی تحول سنگ گوشته‌ای می‌تواند بر مقدار Cr# اثر بگذارد (Arai et al., 2020; Rollinson, 2005; Xiong et al., 2017a; Xiong et al., 2017b). از عوامل مؤثر بر مقدار Cr# بسیار بالا در کرومیت‌ها، واکنش گدازه- سنگ با بودن گدازه‌های بونینیتی است. تکاپوی چنین گدازه‌هایی باعث حذف ارتوپیروکسن از هارزبورگیت و در نتیجه، پیدایش دونیت می‌شود. ازاین‌رو، پیشنهاد شده است کرومیتیت‌های با Cr-بالا (70Cr#>) احتمالاً از واکنش سنگ گوشته‌ای با گدازه‌های با ویژگی زمین‏‌شیمیایی بونینیتی ساخته شده‌اند (Morishita et al., 2011; Saccani and Tassinari, 2015). گدازه‌های بونینیتی متعلق به جایگاه‌های وابسته به کمان (پیش‌کمانی) هستند (Haraguchi and Ishii, 2007; Dilek and Thy, 2009)؛ اما کرومیتیت‌های با عدد کروم میانه و کم (Cr#<60) احتمالاً از واکنش سنگ گوشته‌ای با گدازه‌های توله‌ایتی وابسته به مناطق پشته‌های میان‌اقیانوسی (MORB) متبلور شده‌اند.

در نمودار Fe²⁺# در برابر Cr# (شکل 5-A)، همۀ کرومیتیت‌های منطقه در گسترۀ کرومیتیت‌های انبانه‌ای جای دارند و کرومیتیت‌های Al-بالا (کرومیتیت‌های کوتک) در گسترۀ MORB و کرومیتیت‌های Cr-بالا (کرومیتیت‌های کوه‌شاه، فاریاب و آمیزه رنگین) در گسترۀ گدازه‌های بونینیتی جای گرفته‌اند. مقدار TiO₂ در کروم-اسپینل‌های منطقۀ بجگان بسیار کم است (کمتر از 3/0 درصدوزنی). از آنجایی‌که Ti هنگام ذوب‌بخشی سنگ‌های گوشته‌ای رفتار ناسازگار دارد؛ گرایش دارد از فاز جامد بیرون آید و وارد گدازه شود. به همین‌روی، سنگ‌های هارزبورگیتی و دونیتی منطقه به‌علت کم‌بودن مقدار TiO₂ در کروم-اسپینل، در گسترۀ پریدوتیت‌های تهی‎‌شده جای گرفته‌اند (شکل 5-B). از سوی دیگر، مقدار TiO₂ و Mg# در کرومیت نیز شاخصی برای شناسایی ترکیب شیمیایی گدازه واکنش‌دهنده است. از این‌رو، کرومیتیت‌های منطقه بیشتر در گسترۀ گدازه‌های بونینیتی و اندکی از آنها (کرومیتیت‌های کوتک) به‌علت مقدار بالاتر TiO₂ و Mg# در گسترۀ MORB جای می‌گیرند (شکل 5-C). از دیگر ویژگی‌های خاص کرومیت‌های بررسی‌شده تنوع بالای مقدار Mg# در آنهاست. کرومیت‌های با Mg# بالا بیشتر نشان‌دهندۀ گدازه‌های نخستین و سرشار از منیزیم هستند که به تبلور جدایشی چندانی دچار نشده‌اند؛ اما برعکس، کاهش Mg# در کرومیت با گدازه‌های تحول‌یافته‌تر سرشار از آهن سازگاری دارد که مراحلی از تبلور جدایشی را پشت سر گذاشته‌اند. از سویی تغییرات Mg# گدازه می‌تواند با تغییرات جایگاه زمین‌ساختی زایش گدازه نیز پیوند داشته باشد. برای نمونه، بونینیت‌ها که از ذوب‌بخشی یک گوشتة تهی‌شده در جایگاه پیش کمانی پدید می‌آیند Mg# بالایی (65/0 تا 90/0) دارند (Crawford et al., 1989). ازاین‌رو، تنوع شیمیایی کرومیت‌ها از مقدار Mg# نشان‌دهندۀ واکنش سنگ با گدازه‌های بازالتی با ترکیب مختلف است که هم می‌تواند با درجات مختلف تحول گدازه‌های واکنش‌دهنده و هم با تغییرات جایگاه زمین‌ساختی تفسیر شود.

شکل 5. A) نمودار Fe²⁺# در برابر Cr# برای نمونه‌های کرومیتی (با تغییرات از پیج و بارنز (Pagé and Barnes, 2009))؛ B) نمودار TiO₂ در برابر #Cr برای کروم-اسپینل‌های پریدوتیت‌های بجگان (محدوده‌ها از: Arai, 1992; Dick and Bullen, 1984; Jan and Windley, 1990)؛ C) نمودار Mg# در برابر TiO₂ (Zhu and Zhu, 2020) برای پریدوتیت‌ها و کرومیتیت‌های Cr-بالا و کرومیتیت‌های Al-بالا مجموعۀ بجگان.

Figure 5. A) Fe²⁺# versus Cr# diagram for the chromite samples (modified after Pagé and Barnes, 2009); B) TiO₂ versus Cr# for the Bajgan chromian-spinels (Fields are after Arai, 1992; Dick and Bullen, 1984; Jan and Windley, 1990); C) Mg# versus TiO₂ for the peridotites and high-Cr-chromitites and high-Al-chromitites from the Bajgan complex (Zhu and Zhu, 2020).

شناسایی ترکیب شیمیایی ماگمای مادر

ترکیب شیمیایی کروم-اسپینل نشانگر حساسی برای بررسی سنگ‌زایی به‌شمار می‌رود که می‌توان از آن برای شناسایی ترکیب گدازۀ مادر بهره گرفت (e.g., Dick and Bullen, 1984; Kamenetsky et al., 2001; Rollinson, 2008). پژوهش‌های تجربی نشان داده‌اند مقدار Al₂O₃ و TiO₂ و همچنین، تغییرات نسبتFeO/MgO در کروم-اسپینل به‌طور مستقیم به ترکیب گدازه‌ای بستگی دارد که این کانی از آن متبلور شده است (Kamenetsky et al., 2001; Maurel and Maurel, 1982; Rollinson, 2008). میزان Al₂O₃ و نسبت FeO/MgO گدازه مادر با بهره‌گیری از معادلات Maurel and Maurel (1982) و همچنین، مقدار TiO₂ (Rollinson, 2008) به‌دست آمده است:

Al₂O_3spinel (wt. %) = 0.035 × (Al₂O₃)^2.42 _melt (wt. %)

Ln (FeO/MgO) _melt = ln (FeO/MgO) _spinel - 0.47 + 1.07 × Y^Al_spinel - 0.64 × Y^Fe3+_spinel

به‌گونه‌ای که:

Y^Al_spinel = Al / (Al + Cr + Fe³⁺); Y^Fe3+_spinel = Fe³⁺ / (Fe³⁺ + Al + Cr)

TiO_2melt=1.0963×TiO_{2 chromite}^0.7863

با بهره‌گیری از معادلات بالا، مقدار Al₂O₃ گدازه در تعادل با کرومیتیت‌های Al-بالا از 14 تا 8/14 درصدوزنی و برای کرومیتیت‌های Cr-بالا از 10 تا 5/10 درصدوزنی متغیر است. نسبت FeO/MgO برای کرومیتیت‌های Al-بالا و کرومیتیت‌های Cr-بالا نیز به‏‌ترتیب برابر با 52/0 تا 79/0 و 52/0 تا 67/0 است. با توجه به این مقادیر، ترکیب گدازه‌ای که کرومیتیت‌های Cr-بالا از آن ساخته شده‌اند ویژگی‌های گدازه‌های بونینیتی را نشان می‌دهد (Al₂O₃: 4/14 تا 6/10درصدوزنی؛ FeO/MgO: 7/0 تا 4/1 (Wilson, 1989))، اما ترکیب شیمیایی گدازه‌ای که به پیدایش کرومیتیت‌های Al-بالا انجامیده است همانند MORB (Al₂O₃: 14 تا 16 درصدوزنی؛ FeO/MgO: 2/1 تا 6/1) است. ازاین‌رو، در نمودار Fe²⁺# در برابر Cr# (شکل 5-A) نیز کرومیتیت‌های با Cr# کم (Al-بالا) و Cr# بالا به‏‌ترتیب در دو گسترۀ گدازه‌های MORB و بونینیتی جای می‌گیرند.

در کرومیتیت‌های کوه‌شاه، نسبت FeO/MgO گدازۀ مادر بیشتر از دیگر کرومیتیت‌های Cr-بالاست و از 41/1 تا 38/2 متغیر است که نشان‌دهندۀ جدایش این کرومیتیت‌ها از ماگمای جدایش‌یافته‌تری است. میزان TiO₂ در گدازۀ مادرِ کرومیتیت‌های Al-بالا و Cr-بالا به‏‌ترتیب 17/0 تا 44/0 و 13/0 تا 40/0 درصدوزنی به‌دست آمده است. در نمودار میزان Al₂O₃ در برابر TiO₂ گدازۀ مادر (شکل 6)، اگرچه مقدار Al₂O₃ در گدازۀ مادر کرومیتیت‌های Al-بالای منطقۀ بجگان همانندِ گدازۀ MORB است (شکل 6-A)، اما مقدار TiO₂ آنها از گدازۀ MORB کمتر است. دربارۀ این گروه از کرومیت‌ها می‌توان احتمالات زیر را در نظر داشت:

1- گدازۀ مادر کرومیت شاید از خاستگاه گوشته‌ای پدید آمده است که در مقایسه با خاستگاه گدازۀ MORB تهی‌شده‌تر یا دیرگدازتر بوده است؛

2- درجۀ ذوب‌بخشی که گدازۀ مادر کرومیت را پدید آورده است از درجۀ ذوب‌بخشی که گدازۀ MORB را پدید می‌آورد بیشتر بوده است؛ زیرا با افزایش درجۀ ذوب‌بخشی، مقدار عنصرهای ناسازگاری مانند TiO₂ کاهش می‌یابد؛

3- گدازۀ مادر کرومیت شاید پیش از آغاز تبلور کرومیت، دچار فرایندهای ماگمایی شده باشد و از این‌رو، مقدار TiO₂ در گدازه کاهش یافته است؛

4- جایگاه زمین‌ساختی زایش گدازۀ مادر کرومیت با گدازۀ MORB تفاوت داشته است؛ زیرا در این صورت، ترکیب گدازه به گدازه‌های بونینیتی گرایش پیدا خواهد کرد.

دربارۀ کرومیتیت‌هایCr -بالای منطقۀ بجگان، TiO₂ و Al₂O₃ گدازۀ مادر نشان‌دهندۀ ریشه‌گرفتن آنها از یک گوشتۀ تهی‌شده‌تر همانند کرومیتیت‌های سرشار از Cr عمان است (شکل 6-A). همچنین، در نمودار TiO₂ در برابر Al₂O₃ (شکل 6-B)، ترکیب گدازۀ مادر کرومیتیت‌های Al-بالا در محل همپوشانی گدازه‌های بونینیتی و توله‏‌ایت‌های وابسته به کمان جای گرفته است؛ اما کرومیتیت‌های Cr-بالا آشکارا در گسترۀ گدازه‌های بونینیتی جای گرفته‌اند. ازاین‌رو، برای خاستگاه کرومیتیت‌های Cr-بالا، می‌توان پیشنهاد داد:

1- خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده‌تر بوده است؛

2- جایگاه زمین‌ساختی فرافرورانشی همانند محیط پیش‌کمانی بوده است؛

3- ذوب‌بخشی تحت‌تأثیر سیال آب‌دار روی داده است.

دربارۀ کرومیتیت‌های Al-بالا احتمالات دیگری را می‌توان بر شمرد:

1- خاستگاه گوشته‌ای با تهی‌شدگی کمتری روبرو بوده است؛

2- گدازۀ مادر با درجۀ ذوب‌بخشی کم‌تری پدید آمده است؛

3- جایگاه زمین‌ساختی به‌صورت انتقالی میان جایگاه گدازۀ MORB و گدازۀ بونینیتی بوده است که در آن، با اینکه تهی‌شدگی کمتری نسبت به جایگاه پیش‌کمانی رخ داده بوده است، برهمکنش فرایندهای فرافرورانشی را نیز می‌توان محتمل دانست.

شکل 6. A) نمودار TiO₂ در برابر Al₂O₃ (Rollinson, 2008) برای گدازۀ مادر اندازه‌گیری‌شدۀ کرومیت‌های منطقۀ بجگان (کرومیتیت‌های Cr#-بالا، Cr#-کم و بونینیت‌های عمان برای مقایسه نشان داده شده‌اند)؛ B) نمودار Al₂O₃ در برابر TiO₂ (Saccani and Tassinari, 2015) برای گدازۀ مادر اندازه‌گیری‌شده در تعادل با کرومیت‌های بجگان (N-MORB: بازالت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی بهنجار؛ MTB: بازالت‌های با Ti میانگین؛ IAT: بازالت‌های توله‏‌ایتی وابسته به کمان؛ Boninite: بازالت‌های بونینیتی).

Figure 6. A) TiO₂ versus Al₂O₃ plot (Rollinson, 2008) for the calculated parental melts of chromites from the Bajgan complex (High-Cr# and low-Cr# chromitites and boninites from Oman are shown for comparison); B) Al₂O₃ versus TiO₂ diagram of the calculated parental melt in equilibrium with the Bajgan chromites (Saccani and Tassinari, 2015) (N-MORB: Normal-type mid-ocean ridge basalts; MTB: Medium-Ti basalts; IAT: Island arc tholeiitic basalts; Boninite: Boninitic basalts).

جایگاه زمین‌ساختی

ترکیب شیمیایی کروم-اسپینل به‌طور گسترده‌ای برای شناسایی خاستگاه ماگما و نیز شناسایی جایگاه زمین‌ساختی پریدوتیت‌ها به‌کار برده شده است (Dick and Bullen, 1984; Kamenetsky et al., 2001). بدین‌گونه‌که کرومیت‌های با میزان بالای Cr# و میزان کم Al₂O₃ و TiO₂ نشان‌دهندۀ تبلور از گدازه‌های با ترکیب بونینیتی هستند که به محیط زمین‌ساختی پهنة فرافرورانش (SSZ) تعلق دارد؛ اما کرومیت‌های با میزان کم Cr# و Al₂O₃ بالا از یک گدازه با ترکیب MORB متبلور شده‌اند (Kamenetsky et al., 2001). در الگوی دیگری پیشنهاد شده است فرایند واکنش میان گدازه و پریدوتیت می‌تواند ترکیب گدازۀ مادر را از نوع توله‏‌ایتی به بونینیتی تغییر دهد (Rollinson, 2005) که در این‌صورت، کرومیتیت‌های Al-بالا و کرومیتیت‌های Cr-بالا می‌توانند در یک محیط زمین‌ساختی یکسان پدید آیند. در نمودار Mg# در برابر Cr# (شکل 7-A)، کرومیت‌های موجود در کرومیتیت‌های Cr-بالا در محدودۀ بونینیت‌ها و کرومیتیت‌های Al-بالا و دونیت‌ها در گسترۀ افیولیت‌های بالای منطقه فرورانش جای دارند. کروم-اسپینل‌های هارزبورگیت‌ها نیز در گسترۀ پریدوتیت‌های آبیسال جای گرفته‌اند (شکل 7-A). در نمودار Cr₂O₃ در برابر Al₂O₃ و نسبت Fe²⁺/Fe³⁺ (شکل‌های 7-B و 7-C) کرومیتیت‌های Cr-بالا در گسترۀ پریدوتیت‌های پیش کمان وابسته به پهنه فرورانش و کرومیتیت‌های Al-بالا و دونیت‌ها در گسترۀ همپوشانی پریدوتیت‌های MORB و SSZ جای دارند.

شواهد سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی در سنگ‌های الترامافیک و کرومیتیت‌های مجموعة بجگان نشان‌دهندۀ پیدایش این سنگ‌ها در جایگاه فرا‌فرورانش (SSZ) هستند. ترکیب شیمی کروم-اسپینل مانند مقدار بالای Mg# و مقدار کم Cr# و TiO₂ در هارزبورگیت‌ها نشان‌دهندۀ بازمانده‌های ذوب‌بخشی یک گوشتۀ کمابیش تهی‌شده است. دربارۀ کرومیتیت‌های مجموعة بجگان نیز، به احتمال بالا تفاوت‌های زمین‏‌شیمیایی با تحولات خاستگاه گوشته‌ای پیوستگی داشته باشد. بالاآمدگی گوشتۀ سست‌کره‌ای در پهنه‌های پیش‌کمانی در محیط فرافرورانش و در ادامة ذوب ناشی از کاهش فشار آن، سبب پیدایش گدازه‌هایی می‌شود که همانند MORB (Ishizuka et al., 2011) یا ترکیب انتقالی میان MORB و بونینیت را دارد و درنتیجه برهم‌کنش میان این گدازه‌ها و پریدوتیت‌های ترازهای بالایی گوشته در مرز گوشته- پوسته، شرایط زایش کرومیت‌های با Al-بالا (Cr# کم) با ویژگی SSZ را فراهم کرده است. این گدازه‌ها در ادامه می‌توانند به گدازه‌های بونینیتی تحول یابند. کرومیت‌های با Cr-بالا از برهمکنش این گروه از گدازه‌ها و پریدوتیت‌های گوشته‌ای ساخته شده‌اند.

شکل 7. A) نمودار تغییرات Mg# در برابر Cr# در کروم-اسپینل. (محدوده‌های بونینیتی و افیولیت‌های SSZ از بریجز و همکاران Bridges et al. 1995)) و گسترۀ پریدوتیت‌های آبیسال از دیک و بالن Dick and Bullen, 1984)) هستند)؛ B) نمودار Al₂O₃ در برابر Cr₂O₃ (میدان‌های آبیسال و پیش کمان از لیان و همکاران Lian et al. 2016)) است)؛ C) نمودار Al₂O₃ در برابر نسبت Fe²⁺/Fe³⁺ برای کرومیت‌ها (میدان‌ پریدوتیت‌های نوع MORB و SSZ از کامنتسکای و همکاران (Kamenetsky et al. 2001)) است).

Figure 7. A) Mg# versus Cr# variation diagram of chromian-spinels (Fields of Boninite and SSZ ophiolites from Bridges et al. (1995) and abyssal peridotites from Dick and Bullen (1984)); B) Cr₂O₃ versus Al₂O₃ diagram (Abyssal and forearc fields from Lian et al. (2016)); C) Al₂O₃ versus Fe²⁺/Fe³⁺ ratio diagram for the chromites (Fields of MORB-type and SSZ-type peridotites are from Kamenetsky et al. (2001)).

از آنجایی‌که در پیدایش کرومیتیت‌های انبانه‌ای، آب و سیال‌های برخاسته از پوسته اقیانوسی فرورانده کاربرد به‌سزایی در افزایش درجات ذوب‌‌بخشی دارند، محیط فرافرورانش مکان خوبی برای پیدایش آنها به‌شمار می‌رود. ازاین‌رو، می‌توان چنین پنداشت که سنگ‌های گوشته‌ای مجموعة بجگان به‌طور گسترده دستخوش حرکت گدازه‌های بالارو با ترکیبات مختلف و فرایند واکنش گدازه- پریدوتیت شده‌اند که آثار آن به‌صورت پیدایش سنگ‌های دونیتی و تنوع ترکیبی کرومیتیت‌ها به‌چشم می‌خورد. ازاین‌رو، آنچه در پایان می‌توان از نتیجة این پژوهش جمع‌بندی کرد، این است که تحول فرایندهای ماگمایی در یک جایگاه فرافرورانشی، شرایط و درجات ذوب‌بخشی متفاوت و در نتیجه، تنوع ترکیبی گدازۀ پدیدآمده میان گدازه‌های MORB و بونینیتی باعث تنوع زمین‏‌شیمیایی کرومیتیت‌های منطقۀ بجگان شده است.

برداشت

رخنمون‌های الترامافیک منطقۀ بجگان (باختر مکران) دامنۀ بزرگی از واحدهای گوناگونِ دونیت، پیروکسنیت و هارزبورگیت را دربر گرفته‌اند. نهشته‌های کرومیتی منطقۀ بجگان از نوع آلپی (انبانه‌ای) هستند و به شکل عدسی‌های نامنظم با بافت‌های توده‌ای، نیمه‌توده‌ای و افشان دیده می‌شوند که با نیام‌های دونیتی و هارزبورگیتی‌ میزبان فراگرفته شده‌اند. بر پایۀ ویژگی‌های شیمیایی کانی اسپینل، نهشته‌های کرومیتی بجگان در دو گروه کرومیتیت‌های Al-بالا و Cr-بالا جای می‌گیرند. ترکیب شیمی کروم-اسپینل‌ در سنگ‌های هارزبورگیتی (مقدار بالای Mg# و مقدار کم Cr# و TiO₂) نشان‌دهندۀ بازمانده‌های ذوب‌بخشی یک گوشتۀ کمابیش تهی‌شده است. از سوی دیگر، ویژگی‌های شیمیایی کروم-اسپینل‌‌ها در دونیت‌ها و کرومیتیت‌های Al-بالا با فرایند تعامل گدازه-پریدوتیت با گدازه‌های همانند MORB سازگار است. افزون‌بر این، مقدار Cr# در کرومیتیت‌های Cr-بالا نشان‌دهندۀ تأثیر چشمگیر گدازه‌های بونینیتی در واکنش گدازه- سنگ و تحولات شیمیایی سنگ است. این نوع گدازه از یک خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده، متأثر از سیال‌های پهنه فرورانش برخاسته است و این نوع شرایط در گوۀ گوشته‌ای وابسته به محیط پهنه فرافرورانش (SSZ) دیده می‌شود. ازاین‌رو، با توجه به ترکیبات شیمیایی کروم-اسپینل و نیز اندازه‌گیری میزان Al₂O₃ و نسبت FeO/MgO ماگمای مادر اندازه‌گیری‌شده نشان‌ می‌دهد زایش پریدوتیت‌های گوشته‌ای مجموعة بجگان در جایگاه فرافرورانش (SSZ) و در محیط زمین‌ساختی پیش‌کمانی تکامل و گسترش یافته است. ازاین‌رو، تنوع زمین‏‌شیمیاییِ این کرومیتیت‌ها نشان‌دهندۀ فرایندهای پیچیدة زمین‌شیمیایی و زمین‌ساختی است که تحت‌تأثیر عوامل گوناگونی (مانند: ناهمگنی در ترکیب خاستگاه گوشته‌ای، درجات متفاوت ذوب‌بخشی سنگ میزبان، تنوع ترکیبی گدازه‌های پدیدآمده میان گدازه‌های MORB تا گدازه‌های بونینیتی و همچنین، تحولات محیط زمین‌ساختی در مراحل نخستین فرورانش و پیدایش محیط پیش‌کمانی) روی داده‌اند.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از دکتر مانوئلا نازاری (آزمایشگاه HPHT، مؤسسه ملی ژئوفیزیک و آتشفشان‌شناسی رم، ایتالیا) و پروفسور فدریکو لوچی (گروه DISTEGEO، دانشگاه باری، ایتالیا) برای فراهم‌سازی داده‌های شیمیایی ریرکاوالکترونی (EMPA) و استوکیومتری مرتبط که در این مقاله آورده شده‌اند، سپاس‌گزاری می‌کنند.

[1] Stratiform

[2] Podiform

[3] Mid-Oceanic Ridge (MOR)

[4] Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (National Institute of Geophysics and Volcanology)

[5] Energy Dispersive Spectroscopy

[6] Wavelength Dispersive Spectroscopy

[7] electron microprobe analyser

[8] Kink band

[9] Holly Leaf

[10] pull-apart