کروم اسپینل به عنوان یک نشانگر پترولوژیکی در توالیهای الترامافیک- مافیک صوغان و سیخوران (جنوب شرق ایران)

دسته پترولوژی
گروه سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور
مکان برگزاری ششمین همایش سالانه انجمن زمین شناسی ایران
نویسنده حمید احمدی پور- مسیئب سبزه ای - حبیب ا.... قاسمی
تاريخ برگزاری ۲۵ شهریور ۱۳۷۸
2- واحد های لیتولوژیکی میزبان کروم اسپینل در
مجموعه صوغان و سیخوران:
در مجموعه صوغان سه پیکره اصلی الترامافیک- مافیک، گابروی ایزوتروپ و دایک های دیابازی وجود دارد که تنها پیکره اول حاوی کروم اسپینل است و خود به واحد های مختلفی تقسیم می گردد. در زیر ترین بخش، پریدوتیت های گچین وجود دارند. سپس واحد دونیت هارزبورژیت اصلی صوغان قرار گرفته که شامل تناوبی از دونیت هارزبورژیت- کرومیتیت است و با توجه به ترکیب شیمیایی کانی ها به ویژه کروم اسپینل، به دو بخش بالایی و پایینی تقسیم می گردد. بعد از آن واحد عبوری است که شامل لیتولوژی های متنوعی از جمله لرزولیت، دونیت، پیروکسنیت و ورلیت بوده و در تمام آنها یک یا چند کروم اسپینل یافت می شود. در این واحد همچنین دایک های پیروکسنیتی زیادی وجود دارد که حاوی کروم اسپینل های مخصوص به خود می باشند. سپس واحد گابروی لایه ای قرار گرفته است که کروم اسپینل را فقط در تروکتولیت های آن می توان دید. مجموعه صوغان در زیر سنگ های دگرگونی بخش های پایینی کمربند سنندج- سیرجان قرار گرفته است و در منطقه صوغان درست در راس گابرو های لایه ای و نیز لابلای مرمر ها یکسری سنگ های الترامافیک تفریق یافته به شکل سیل وجود دارد که در بخش الترامافیک خود حاوی کروم اسپینل هستند.
در مجموعه سیخوران نیز کروم اسپینل ها را در دو پیکره اصلی دونیت های آشین (در زیر) و واحد عبوری (در بالا) می توان مشاهده نمود. در هر دو پیکره، کروم اسپینل هم به صورت متراکم و لایه ای و هم به شکل پراکنده و منفرد دیده می شود. این پیکره ها از لحاظ سنگ شناسی همانند پیکره الترامافیک- مافیک صوغان می باشند.
3- انواع کروم اسپینل های موجود در مجموعه های صوغان و سیخوران:
3-1- صوغان: در زیر ترین بخش صوغان یعنی واحد گچین، دو نوع کروم اسپینل را بر اساس نسبت (100× Cr/ Cr+ Al) یا # Cr می توان تشخیص داد.
یکی از آنها به صورت پراکنده در هارزبورژیت ها وجود دارد و مقدار # Cr در آن به طور متوسط 59 می باشد. در حالیکه نسبت (100×Mg/ Mg + Fe ) یا # Mg به طور متوسط 51 است. دوم کروم اسپینل های موجود در کرومیت ها که مقدار # Cr در آنها خیلی بالاتر (82) و مقدار # Mg شصت می باشد.
واحد پریدوتیتی اصلی صوغان در بخش زیرین حاوی سه نوع کروم اسپینل است که عبارتند از:
الف- کروم اسپینل های پراکنده موجود در هارزبورژیت ها که ترکیبشان مشابه کرومیت های پراکنده واحد گچین است (56= # Mg و 57= # Cr) ولی دگرسانی را متحمل نشده اند.
ب- کروم اسپینل های موجود در لایه های کرومیتیت که بیشترین مقدار # Cr را دارا می باشند (80).
ج- کروم اسپینل های پراکنده موجود در دونیت ها که از لحاظ ترکیب، بیشتر به کرومیتیت ها شبیه می باشند.
در بخش بالایی پریدوتیت های اصلی صوغان ، فقط کروم اسپینل های پراکنده وجود دارد که هم از لحاظ بافتی و هم ترکیب شیمیایی با انواع قبلی تفاوت داشته و خود به دو شکل دیده می شوند. یکی به صورت منفرد و شکل دار در بین دانه های الیوین تشکیل شده و نسبت به انواع پراکنده در بخش زیرین مقدار # Cr در آنها افزایش (78) و مقدار # Mg کاهش یافته است، (39). سری دوم فقط درون ارتوپیروکسن ها و به موازات رخ های آنها توسعه یافته اند، خیلی ریز و کاملاٌ شکلدار می باشند و مقدار # Cr در آنها (71) و # Mg برابر با 34 است. این کاهش # Cr به دلیل کم شدن مقدار Cr2o3 و افزایش Al2o3 است. در لرزولیت ها اسپینل را فقط به صورت بین دانه ای و فقیر از Cr می بینیم که مقدار # Cr در آن 14 و # Mg برابر با (68) می باشد. همچنین در دونیت های واقع در زون عبوری دو نوع کروم اسپینل کاملاٌ متفاوت دیده می شود. یک نوع از آنها که به صورت کاملاٌ شکلدار متبلور شده دارای مقادیر بالاتر # Cr برابر 49 و مقادیر کمتر # Mg برابر 47 است. در حالیکه در مجاورت آن، کروم اسپینل های بین دانه ای و بدون شکلی دیده می شود که حاوی مقدار کمتری از 41 # Cr و مقدار بیشتری # Mg برابر 50 هستند. کاهش # Cr به دلیل ازدیاد Al2O3 و کم شدن Cr2O3 در اینهاست.
در این بخش رگه ها و دایک های پیروکسنیتی دیده می شود که نوع دیگری از کروم اسپینل در آنها وجود دارد. مقدار # Cr در اینها خیلی پایین بوده (37) و مقدار #Mg نسبتاٌ بالا است. این به این دلیل است که مقدار Al2O3 در این کروم اسپینل ها 34 درصد و مقدار Cr2O3 برابر با 31 درصد است. در حالیکه در همین سنگ ها کروم اسپینل هایی در متن دونیت وجود دارند که حاوی 39 درصد Cr2O3 و 26 درصد Al2O3 می باشند.
ارتو پیروکسنیت ها حاوی بلور های ریز و شکل دار کروم اسپینل می باشند که مقدار #Cr در آنها برابر با 63 و مقدار #Mg برابر با 39 است. در ورلیت ها و فلدسپاتیک پریدوتیت ها کروم اسپینل را فقط می توان به صورت بلور های ریز فقیر از Cr2o3 در درون الیوین دید.
3-2- سیخوران: در دونیت های سیخوران کرومیتیت به صورت شکل دار با بافت توده ای یا لایه لایه و یا نودولار دیده می شود. آنها حاوی مقدار زیادی سولفور از نوع پنتلاندیت، پیروتیت، پیریت و کالکو پیریت می باشند.
#Cr در آنها بین 80 تا 83 و #Mg بین 73- 60 متغیر است. لایه های کرومیت دارای چین خوردگی های ماگمایی می باشند و تغییر شکل شدید نشان نمی دهند. کرومیت های پراکنده در این مجموعه که در دونیت ها و ورلیت ها قرار دارند حاوی مقادیر پایین تر #Cr برابر 62- 36 و #Mg برابر 60- 35 می باشند. در زون عبوری این مجموعه نیز می توان یکسری دایک پیروکسنیتی مشاهده کرد که حاوی اسپینل های نسبتاٌ غنی از Al2O3 و فقیر از Cr2O3 هستند.
بحث و نتیجه گیری:
از مطالبی که تا کنون بیان گردید در می یابیم که در مجموعه های الترامافیک- مافیک صوغان و سیخوران حداقل سه نوع کروم اسپینل وجود دارد.
الف- کروم اسپینل های پراکنده موجود در هارزبورژیت ها که مقدار #Cr در آنها از 62- 36 و #Mg از 60- 35 تغییر کرده و درون سنگ هایی واقع شده اند که دگر شکلی های پلاستیک دما و فشار بالا را نشان می دهند. ترکیب این بلور ها نشان از ذوب بخشی سنگ اولیه (ماگاناز و همکار 1988) یا خروج عناصر فرعی و ناسازگار دارد. این کروم اسپینل ها در نمودار های مختلفی که برای منشاء آنها ارائه شده، در محدوده هارزبورژیت های تهی شده گوشته ای قرار می گیرند (دیک و همکار 1984، ژو و سایرین 1996).
ب- کرومیتیت های لایه ای که به دو شکل لایه های غنی از کروم (کرومیتیت) به ضخامت چند سانتی متر تا چند متر و به طول حداکثر 100 متر، درون لایه های دونیتی فاقد تغییر شکل پلاستیک و به موازات لایه بندی اولیه دونیت هارزبورژیت دیده می شوند هر چند که دارای چین خوردگی های ماگمایی هستند ولی فاقد تغییر شکل پلاستیک دمای بالا نظیر سنگ میزبان کروم اسپینل های پراکنده نوع الف می باشند. این ها به شکل دانه های کاملاٌ خود شکل همراه با الیوین های فاقد استرین دیده می شوند. در دونیت های واحد عبوری کمپلکس سیخوران این کرومیتیت ها به همراه سولفور های آهن و نیکل و مس، ذخایر اقتصادی قابل ملاحظه ای را تشکیل داده اند.
در مورد تشکیل این گونه ذخایر کرومیتی نظرات متفاوتی ارائه شده است. توضیحات اولیه تبلور کرومیت در اثر فرو نشینی ثقلی در کف مخزن (ایروین 1977) چنانچه در توده های استراتیفرم دیده می شود، در حال حاضر به مناطق خاصی محدود می گردد، علاوه بر این اختلاط ماگمای اولیه و یک ماگمای تفریق یافته نیز می تواند باعث تشکیل لایه های تک کانیایی از کرومیت بشود (ایروین 1977). در مناطق افیولیتی نیز لایه های کرومیتیتی موازی با فولیاسیون الترامافیک ها را به شکل های مختلف توجیه کرده اند. لاگو (1982) یک جریان رو به بالای ماگمای بازالتی را در نظر می گیرد که پریدوتیت های گوشته بالایی را قطع نموده و مجرایی را تشکیل می دهد که در آن، ماگمای در حال چرخش در دمای 1300- 1200 درجه، اولین فاز یعنی کرومیت را متبلور می سازد. دانه های کرومیت در این مجرا به صورت معلق در آمده و به تدریج می توانند به هم بپیوندند و عدسی های کرومیتیت را تشکیل بدهند.
این عدسی ها در جریان استنوسفری قرار گرفته و به تدریج به همراه پریدوتیت های گوشته ای با دور شدن از محور در حال گسترش، به موازات فولیاسیون پریدوتیت ها در می آیند. بلور های حاصله کاملاٌ تغییر شکل یافته اند و دگر شکلی های دما و فشار بالا را نشان می دهند. پس چنین مدلی برای ایجاد کرومیتیت های صوغان و سیخوران مناسب نیست، زیرا اینها اصلاٌ دگر شکلی پلاستیک ندارند. بنابراین باید فرایند های دیگری را بیابیم که تشکیل دونیت و کرومیت های تغییر شکل نیافته را توجیه کنند. در این مورد نیز مدل های زیادی پیشنهاد گردیده است. بالهاوس و سایرین (1998) با کار های تجربی، تشکیل لایه های کرومیتیت را به اختلاط یک ماگمای حاوی الیوین نورماتیو با یک ماگمای سیلیسی در مجاری کم عمق لیتوسفری نسبت داده اند. سیمون و سایرین (1988) تشکیل ذخایر کرومیتیتی Kempirsa در قزاقستان را حاصل واکنش مذاب غنی از Mg یا گوشته تهی شده می دانند و شیانو و سایرین (1997) با استفاده از ترکیب ادخال های موجود در کرومیتیت های افیولیت عمان نشان دادند که آنها می توانند از تبلور یک ماگمای بازالتی اولیه با 66/8- 63/5= #Mg ایجاد شوند.
(لوبلان و همکار- 1992) توده های کرومیتی لایه ای شکلی را در دیاپیر مقصد در عمان تشریح می نمایند که در بخش مرکزی حاوی دگر شکلی های پلاستیک بوده و در کنار ها توسط کروم اسپینل های تغییر شکل نیافته احاطه شده اند. این افزایش طول و تبلور کروم اسپینل های تغییر شکل نیافته نیز به مذاب های صعود کننده نسبت داده شده است. مضاف بر اینکه در مجموعه های افیولیتی پوزانتی- کرسانتی (ترکیه) علاوه بر دونیت- کرومیتیت های تغییر شکل یافته، دونیت های کرومیتیت داری دیده می شود که کرومیت آنها حاصل تجمع در یک ماگما است (رهگشای و دیگران- 1981). لوبلان 1997 و 1995 عقیده دارد که ذخایر کرومیتی غنی از Cr منطقه بودم در کالدونیای جدید از یک ماگمای پونینیتی و کرومیتیت های غنی از Al از یک ماگمای تولئیتی متبلور شده اند و ترکیب عناصر گروه پلاتین در اینها ثابت می کند که دو مذاب می توانند منشاء مشترکی داشته باشند (مالپاس و دیگران 1997). اما در تمامی این مدل ها لایه های کرومیتیت حاصله از نوع ذخایر متقاطع بوده و فولیاسیون پریدوتیت های میزبان را قطع میکند. در دیاپیر مقصد (عمان) مناطق غنی از کرومیتیتی وجود دارد که غالباٌ در راس دیاپیر واقع شده و از نوع تغییر شکل یافته تا بدون تغییر شکل دیده می شوند. (لابلان و همکار 1992). در این دیاپیر شواهد زیادی وجود دارد که نشان می دهد سنگ ها توسط یک مذاب بالا رو آغشتگی پیدا کرده اند. با توجه به اینکه لایه ها و عدسی های کرومیتیت بدون تغییر شکل نیز به موازات فولیاسیون قرار گرفته اند، لوبلان و همکار 1992 پیشنهاد نمودند که این لایه ها از مذاب های صعود کننده متبلور گشته و سپس در اثر حرکت دیاپیر یک توده به سمت حاشیه کشیده شده و به تبعیت از حرکت انبساطی پریدوتیت، لایه های کشیده ای را به موازات فولیاسیون ایجاد می نمایند.
کرومیت های صوغان و سیخوران دارای ویژگی هایی هستند که مدل های بالا به سختی می توانند تمام آنها را در بر گیرند. بنابراین می توان تصور نمود که این کرومیتیت ها به صورت زیر ایجاد شده اند:
مجموعه ای قدیمی الترامافیک- مافیک با بخش های گوشته ای (در زیر) و پوسته ای (در بالا) وجود داشته است که در اثنای یک رژیم کششی و صعود دیاپیریک گوشته، مورد هجوم یک ماگمای بازیک اولیه (با ترکیب بونینیت یا تولئیت غنی از Mg) قرار می گیرد. چنین ماگماهایی بالقوه قادرند کرومیت را متبلور سازند (مالپاس و سایرین 1997، لوبلان 1995 و 1997، شیانو و سایرین 1997). به دلیل وجود رژیم کششی، ماگما می تواند همزمان با حرکت رو به بالا، به صورت سیل های متعدد در افق های مختلف مجموعه ها نفوذ کرده و در اثنای تبلور، واحد های دونیتی حاوی کرومیتیت را با گسترش طولی کم بر جای گذارد. بدین لحاظ، کرومیتیت ها و دونیت های ماگمایی حاصله در عین حال که چین خوردگی های ماگمایی دارند، فاقد ساختار های دگر شکلی پلاستیک دما و فشار بالا می باشند. با این ترتیب می توان توازی لایه های کرومیتیت در افق های مختلف، عدم وجود دگر شکلی پلاستیک در آنها، اشکال ماگمایی، گسترش طولی محدود و به ویژه وجود سولفور های مختلف آهن، نیکل و مس را در آنها توجیه نمود. علاوه بر این بر طبق نظر آلن و همکار (1996)، چنین کروم اسپینل هایی از تیتان غنی تر می باشند. در صوغان نیز به طور متوسط کرومیتیت های لایه ای حاوی 0/15 درصد و کروم اسپینل های پراکنده در هارزبورژیت ها دارای 0/05 درصد TiO2 می باشند.
شواهد زیادی در پریدوتیت های صوغان و سیخوران دیده می شود که دال بر نفوذ و آغشتگی این سنگ ها توسط یک مذاب عبوری است (احمدی پور و دیگران ،زیر چاپ)، (قاسمی و دیگران ،زیر چاپ) این مذاب پس از تبلور کرومیتیت ها در بخش های زیرین، به سمت بالا صعود و ضمن تغییر ترکیب خود، سنگ های میزبان را به شکل های مختلف در مقیاس صحرایی و میکروسکوپی آغشته نموده است.
ج- کروم اسپینل های واکنشی که به صورت زنجیره های کوچک در کنار و داخل دایک های پیروکسنیتی و یا به صورت دانه های پراکنده در مناطق تراوش مذاب بازالتی دیده می شوند، حاصل واکنش مذاب با سنگ میزبان اولیه می باشند. اولین ظهور کروم اسپینل هایی از این دست را می توان در بخش بالایی دونیت هارزبورژیت های صوغان مشاهده کرد که از Cr2O3 غنی و از Al2O3 فقیرند و می توانند حاصل واکنش یک مذاب بونینیتی با پریدوتیت باشند (ژو و دیگران 1996). کروم اسپینل های واحد عبوری غنی از Al2O3 و فقیر از Cr2o3 بوده و می توانند حاصل واکنش مذاب غنی از آلومین با سنگ میزبان باشند. تبلور این کروم اسپینل ها را می توان طبق واکنش زیر نشان داد: (سبزه ئی و همکار 1378):
2SiO4Mg2 + CaAl2Si2O8 → CaMgSi2O6+ 2MgSiO3 MgAl2O4+
اسپینل + ارتو پیروکسن+ دیو پسید→آنورتیت در مذاب+ الیوین در سنگ
اسپینل حاصله از اسپینل های قبلی واکنش داده و کروم اسپینل های غنی از آلومین را می سازد.

کلید واژه ها: سایر موارد