بررسی شیمی کانی‌های پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر (جنوب‌غرب کابل- افغانستان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

مجموعه افیولیتی لوگر در کمربند افیولیتی جنوب‌شرق افغانستان در محدوده بلوک کابل گسترش دارد و بخشی از افیولیت‌های نئوتتیس در سیستم کوهزایی آلپ-هیمالیا با سن جاگیری ائوسن محسوب می‌شود. کانی‌های الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و اسپینل سازنده‌های اصلی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر هستند. الیوین‌های واحد‌های مختلف سنگی اغلب سرپانتینی شده‌اند، اما الیوین‌های سالم از نوع فورستریت هستند. ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن‌های واحد‌های مختلف سنگی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر، به‌ترتیب از نوع انستاتیت (961/0 – 972/0(Mg# و دیوپسید (976/0 – 999/0 Mg#) هستند. Cr# اسپینل‌های ورمیکولار و بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار موجود در لرزولیت و هارزبورژیت‌ها نسبتاً بالا بوده، به‌ترتیب 547/0 و 625/0 با رنگ قهوه‌ای مایل به قرمز هستند. Cr# اسپینل‌های نیمه‌شکل‌دار تا خودشکل دونیت‌ها (477/0)، به علت دارا بودن مقدار بیشتر Al2O3 و مقدار کمتر Cr2O3 نسبت به سایر واحد‌های سنگی گوشته افیولیت لوگر، کمتر است. Cr# اسپینل‌های کاملاً خودشکل و قرمز تیره رنگ کرومیتیت 633/0 است. پریدوتیت‌های مورد بررسی در این مطالعه گوشته‌ای و به گوشته زیر پوسته اقیانوسی متعلق هستند. محتوای کم Al2O3 ارتوپیروکسن‌ها و کلینوپیروکسن‌ها و Na2O کلینوپیروکسن‌ها نشان‌دهندة درجه بالای ذوب‌بخشی واحد‌های سنگی گوشته افیولیت لوگر است. کانی‌های موجود در دونیت‌ها در بسیاری از ویژگی‌های شیمیایی و عنصری هماهنگی رفتاری با کانی‌های مشابه در لرزولیت و هارزبورژیت‌ها نشان نمی‌دهند. اسپینل‌های دونیت‌ها از لحاظ شیمیایی شباهت زیادتری به اسپینل گدازه‌های بالشی نسبت به اسپینل لرزولیت و هارزبورژیت‌ها نشان می‌دهند. این دونیت‌ها ویژگی‌های دونیت‌های حاصل از ذوب‌بخشی را نشان نمی‌دهند و بیشتر نمایانگر مکان هندسی جریان مذاب تجمع یافته در گوشته هستند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineral chemistry of mantle peridotites from Loghar ophiolite (Southweast of Kabul - Afghanistan)

نویسندگان [English]

  • Gholamhossein Nazari
  • Ghodrat Torabi
  • Mahmoud Khalili
چکیده [English]

The Loghar ophiolite is located in ophiolitic belt of Kabul block (southeast of Afghanistan) and it is a part of Neotethyan ophiolites in Alpine - Himalayan orogenic system with Eocene age. Olivine, orthopyroxene, clinopyroxene and spinel are rock forming minerals of Loghar ophiolite mantle peridotite. Most of the olivines from different rock types are serpentinized but some fresh are present with forsterite composition. Orthopyroxene and clinopyroxene are enstatite (Mg# 0.961-0.972) and diopside (Mg# 0.976-0.999) in composition. The Cr# of vermicular and unhedral spinels of lherzolite and subhedral reddish brown spinels of harzburgite are 0.547 and 0.625 respectively. The Cr# of subhedral to euhedral spinels of dunite is 0.477, induced by high content of Al2O3 and low level of Cr2O3. The Cr# of dark red and euhedral spinel of chromitite is 0.633. The peridotites of the studied area belong to sub-oceanic crust mantle. The low content of Al2O3 in pyroxenes (opx and cpx) and the low amount of Na2O in clinopyroxene indicate high degree of partial melting of mantle peridotites. The chemical composition of minerals in dunites are different from that of lherzolite and harzburgite but present considerable similarity with that of the pillow lavas. The dunites of Loghar mantle peridotite (LMP) do not share features with those derived by partial meltiny, but represent sub lithospheric melt channels.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Loghar ophiolite
  • Mantle peridotite
  • Eocene
  • Afghanistan

مقدمه

ترکیب سنگ‌های گوشته موجود در افیولیت‌ها که به‌عنوان باقیمانده‌های ذوب‌بخشی تصور می‌شوند، می‌توانند اطلاعات مهمی دربارة ماهیت فرایند‌های ممکن برای ذوب‌بخشی و ﻣﻨﺸﺄ مذاب و محیط تکتونیکی - ماگمایی که افیولیت‌ها شکل گرفته‌اند، ارائه کنند. افیولیت‌ها می‌توانند در پشته‌های میان اقیانوسی (MOR)، مراکز گسترش پشت قوس (spreading centers Back-arc) و طی فرایند‌های تکتونیکی زون سوپرا سابداکشن (Supra-Subduction Zone) به‌وجود آیند (Miyashiro, 1975; Pearce et al., 1984). پریدوتیت‌های گوشته افیولیت‌ها، اطلاعات مستقیمی دربارة تحولات ژئوشیمیایی گوشته بالایی فراهم می‌آورند. یکی از ابزارهای مورد استفاده برای بررسی ﻣﻨﺸﺄ سنگ‌ها، شیمی کانی‌های موجود در آنهاست که از طریق آنالیز میکروپروب و محاسبات فرمول ساختمانی آنها امکان‌پذیر می‌شود.

از آنجایی که تا کنون بر روی پریدوتیت‌های افیولیت لوگر مطالعه پترولوژی انجام نشده است، در این مطالعه، سعی بر آن است که با مطالعه شیمی کانی‌های موجود در واحد‌های مختلف سنگی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر و استفاده از دیاگرام‌های ژئوشیمی مناسب، ماهیت و نوع کانی‌های موجود در این پریدوتیت‌ها و ﻣﻨﺸﺄ تشکیل این پریدوتیت‌ها مشخص شود و همچنین، دما و فشار تعادلی این پریدوتیت‌ها تخمین زده شوند.

 

زمین‌شناسی منطقه

از نظر زمین‌شناسی، ساختار فعلی کشور افغانستان در مزوزوییک شکل گرفته است. اوایل مزوزوییک، پانگه‌آ شروع به شکستن به دو تکه عمده نموده است: 1- لوراسیا در شمال دریای تتیس؛ 2- گندوانا در جنوب.

توده‌های خشکی کوچک‌تری از گندوانا مشتق شده و به سوی شمال در دریای تتیس حرکت کرده‌اند (Schindler, 2002)، و به‌طور مایل با توده قاره‌ای آسیا برخورد داشته‌اند. آخرین قطعه‌ای که به این مجموعه در حال پیوستن است، بلوک قاره‌ای بزرگ هندوستان است. برخورد مایل این قاره، سبب تغییراتی در روند‌های ساختمانی و یک سری گسل‌خوردگی و چین‌خوردگی‌ها شده است. این مجموعة بلوک‌ها و قطعات، توسط زمین درزهایی که در طول آنها افیولیت‌ها دیده می‌شوند، از همدیگر جدا شده‌اند. افیولیت‌ها در ظاهر تنها بقایای پوسته اقیانوسی زیر رانده شده هستند که خود نشان‌دهندة فضاهای اقیانوسی با عرض نامشخص هستند.

اولترامافیک‌های افغانستان را بر اساس زمان تشکیل به سه گروه عمده تقسیم می‌کنند:

1- اولترامافیک‌های پالئوزوییک که در دوره کربنیفر تحتانی و پرمین به‌وجود آمده‌اند؛

2- اولترامافیک‌های مزوزوییک که در دوره کرتاسه تشکیل شده‌اند؛

3- اولترامافیک‌های سنوزوییک که تشکیل آنها با دوره ائوسن ارتباط دارد.

بهترین مدل برای تکتونیک سنوزوییک انتهای غربی کمربند هیمالیا، نفوذ رأس مقاوم و محکم درون یک صفحة نیمه پلاستیک است (Tapponnier and Molnar, 1976). در این مدل، رأس محکم در شمال‌غربی قاره هند قرار دارد، که هم‌اکنون توسط گسل چمن در غرب و گسل کاراکوروم در شرق محدود شده است. اگر چه این گوه یا رأس در طول زمان تغییر یافته است، بر اساس ترسیم‌بندی امروزی همان گوه پامیر است (Tapponnier et al., 1981).

زمین‌درز ایندوس – تسانگپو (Indus – Tsangpo) بین هند و تبت با دو زیر کمربند افیولیتی نزدیک کابل و خوست در شرق افغانستان هم‌خوانی دارد. هر دو مجموعه افیولیتی بین کرتاسه بالایی و ائوسن زیرین توسط مسدود شدن دو زون فرورانش به سمت شمال تشکیل شده‌اند (Tapponnier et al., 1981). اولترامافیک‌های سنوزوییک که در ائوسن تشکیل شده‌اند، قسمت اعظم اولترامافیک‌های افغانستان را شامل می‌شوند. این سنگ‌ها در زون کابل و قسمت‌های جنوب‌شرقی افغانستان گسترش داشته، همانند دیگر اولترامافیک‌ها، با شکستگی‌های عمیق تکتونیکی مرتبط هستند (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- موقعیت بلوک کابل و افیولیت لوگر در تکتونیک منطقه (برگرفته از Klootwijk (1979)، با تغییرات).

(Ch= Chitral, CCA= Central Crystalline Axis of Himalayas, CmF= Chaman-Moqor Fault, HK= Hidu Kush, HPF= Heart-Panjshir geosuture, Kb= Kabul, Kh= Khost, Ko= Kohistan, KL= Kunlun, Ld= Ladakh, PF= Panjao geosuture, SF= Sarobi fault, Sw= Swat, Ta= Transalai, WAF= Wanch-Akbaytal fault)

 

 


این اولترامافیک‌ها در مقایسه با اولترامافیک‌های کربنیفر تحتانی - پرمین و کرتاسه تحتانی، توده‌های نسبتاً بزرگ‌تری را تشکیل می‌دهند. اولترامافیک‌های سنوزوییک که در میدان چین خورده سلیمان-کرتار گسترش وسیع دارند، در میدان یاد شده کمپلکس متون را تشکیل می‌دهند (Ezbrushikov et al., 1947) کمپلکس متون با توجه به محل جای‌گیری به سه گروه اولترامافیکی لوگر، التیمور و خوست تفکیک می‌شود. مجموعه افیولیتی لاکولیت مانند لوگر که با نام سازند اولترامافیکی لوگر نیز خوانده می‌شود، یکی از بزرگ‌ترین انواع خود در جهان با مساحتی در حدود Km22000 است (Shareq et al., 1980) و از نظر سنگ‌شناسی دارای سکانس تقریباً کاملی از سنگ‌های اولترامافیک تا مافیک و اسیدی همراه با واحد‌های رسوبی و دگرگونی است )شکل 2(. سنگ‌های اولترامافیک، اصلی‌ترین متشکله این پهنه افیولیتی هستند.

 

 

 

شکل 2- شمای زمین‌شناسی و تکتونیکی افیولیت لوگر (موسی‌زی، 1373 با اندکی تغییر).

 

 

 

بر اساس بررسی‌های پتروگرافی، مشخصات ژئوشیمیایی و موقعیت ساختمانی، توده اولترامافیکی لوگر را به سه بلوک سورپل، شامل قسمت‌های شمالی و مرکزی این توده، بلوک آب‌پران شامل قسمت شرقی و بلوک پل‌علم شامل قسمت‌های جنوبی تقسیم می‌کنند. بلوک سورپل عموماً از دونیت، هارزبورژیت، لرزولیت و ورلیت تشکیل شده است. در قسمت‌های فوقانی این بلوک گابروها دیده می‌شوند. تغییر لیتولوژی اولترابازیک‌ها به گابرو از طریق پیروکسنیت‌های پلاژیوکلازدار صورت می‌گیرد (موسی‌زی، 1373). زون‌های میلونیتی شده نیز در این محدوده دیده می‌شوند. هدف از نوشتن این مقاله، بررسی پتروگرافی و کانی‌شناسی پریدوتیت‌های گوشته موجود در افیولیت لوگر است.

 

روش انجام پژوهش

با اینکه نمونه‌برداری سیستماتیک از این واحدها به‌علت تاثیر فازهای تکتونیکی در منطقه و همچنین، دگرسانی پیشرفته موثر بر این سنگ‌ها کاری مشکل بود، اما سعی شد که از انواع واحد‌های سنگی متشکله پریدوتیت‌ها نمونه‌های مناسب با کمترین آثار دگرسانی و ارتباط ژنتیکی نزدیک با یکدیگر انتخاب شوند، تا بتوان مقطع کاملی از سکانس گوشته‌ای این افیولیت را به‌دست آورد. پس از آماده‌سازی نمونه‌ها به‌صورت مقطع نازک میکروسکوپی و انجام مطالعات پتروگرافی، به منظور تعیین ترکیب شیمیایی کانی‌ها و محاسبه فرمول ساختمانی آنها، آنالیز نقطه‌ای بر روی الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و اسپینل‌های کروم‌دار سنگ‌های مورد مطالعه، در آزمایشگاه الکترون مایکروپروپ دانشگاه اوکلاهمای ایالات متحده امریکا انجام شد. آنالیز‌های نقطه‌ای کانی‌ها توسط دستگاه الکترون مایکروپروب CAMECA SX - 50 با ولتاژ شتاب دهنده 20kV، جریان 20 nA بر روی نقطه‌های 2 میکرومتری با زمان شمارش حد اکثر 30 ثانیه صورت گرفت. سپس با استفاده از نتایج به‌دست آمده، اقدام به محاسبه فرمول ساختمانی کانی‌های فوق الذکر شد. برای تعیین مقدار Fe+3 از فرمول ارائه شده توسط Droop (1981) استفاده شد. برای محاسبه فرمول ساختمانی کانی‌ها، صفحات گسترده (Spread sheets) ارائه شده توسط Jeremy Preston (1999) که به‌صورت Online در سایت www.pcu-services.co.uk قابل دسترسی هستند و نرم‌افزار Minpet، استفاده شد. خلاصه نویسی‌های به‌کار برده شده برای نام کانی‌ها در این متن برگرفته از Kretz (1983) است.

 

پتروگرافی

پریدوتیت‌ها تقریبا در همه جای افیولیت لوگر رخنمون دارند و از لحاظ سنگ ‏شناسی، شامل هارزبورژیت، لرزولیت و دونیت همراه با نهشته‌های کرومیتیتی هستند.

لرزولیت: کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و کانی فرعی اسپینل کروم‌دار هستند که تحت شرایط گوشته، بر اثر فرآیندهای تکتونیکی، گاهی به‌صورت شکسته و در برخی موارد خرد شده دیده می‌شوند.

بخش‌های زیادی از الیوین‌های موجود در لرزولیت‌های گوشته افیولیت لوگر سرپانتینی شده‌اند؛ با این حال، بخش‌هایی سالم از آنها را هنوز می‌توان در مقطع پیدا نمود. سرپانتینی شدن این کانی‌ها در بعضی قسمت‌های سنگ، بافت مشبک (Mesh texture) را ایجاد نموده است. کانی‌های سرپانتین حاصل، کریستال‌های الیوین را به‌صورت جزایری مجزا در بر گرفته‌اند.

ارتوپیروکسن‌های موجود در این سنگ به‌صورت پورفیروکلاست‌ها نمایان هستند و عموماً تحت تاثیر آلتراسیون به بستیت (Bastite) تبدیل شده‌اند. ارتوپیروکسن‌ها دارای خاموشی موجی نیز هستند. بعضی از ارتوپیروکسن‌ها دارای تیغه‌های جدایشی (Blebby exsolution) از کلینوپیروکسن هستند. این تیغه‌ها معمولاً به موازات رخ ارتوپیروکسن‌ها مشاهده می‌شوند. ارتوپیروکسن‌ها در مقطع میکروسکوپی دارای خوردگی‌هایی شبیه به خوردگی خلیجی (Corrosion gulfs) بوده، که به‌صورت فرورفتگی‌هایی با انحناهای ملایم در حاشیه کانی مشخص هستند. این فضاهای فرورفته توسط دانه‌های الیوین جایگزینی حاصل از ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن‌ها و در مواردی اسپینل‌های بسیار دانه ریز پر شده‌اند:

1 Opx + Melt → 1 Olجایگزینی + (1SiO2 + Melt)مذاب

به‌طور کلی، فضای بین‌بلوری در این سنگ‌ها نیز توسط الیوین دانه‌ریز جایگزینی، اسپینل کروم‌دار و سرپانتین پر شده است. کلینوپیروکسن‌ها نیز به‌صورت پورفیروکلاست دیده می‌شوند و نسبت به ارتوپیروکسن‌ها مقاوم‌تر بوده و کمتر از آنها تحت‌تاثیر آلتراسیون قرار گرفته‌اند و از نظر اندازه کوچک‌‌تر از ارتوپیروکسن‌ها هستند. اسپینل به‌عنوان کانی فرعی در سنگ حضور دارد. اسپینل‌های موجود در این سنگ‌ها دارای رنگ قهوه‌ای روشن بوده، در مواردی حاشیه‌ای سیاه رنگ که ناشی از مگنتیتی شدن این کانی‌هاست، در اطراف آنها و داخل شکستگی‌ها حاصل شده است. این بلورها از لحاظ شکل ظاهری بی‌شکل (Unhedral) و در مواردی ورمیکولار (Vermicular) هستند. اسپینل‌های کروم‌دار در لرزولیت‌ها تنها در فضای بین کانی‌ها و در اغلب موارد در زمینه سرپانتینی سنگ حضور دارند و در الیوین‌ها و پیروکسن‌ها دیده نمی‌شوند (شکل 2-A). کلسیت ثانویه که بر اثر فرایندهای ثانویه‌ای بر روی پریدوتیت‌ها تشکیل می‌شود، در همه لرزولیت‌ها دیده می‌شود (شکل 2-F).

هارزبورژیت: هارزبورژیت‌ها بیشترین حجم از پریدوتیت‌های گوشته مجموعه افیولیتی لوگر را به خود اختصاص داده‌اند. در هارزبورژیت، الیوین، سرپانتین‌های حاصل از الیوین، ارتوپیروکسن، بستیت‌های حاصل از ارتوپیروکسن، کانی‌های فرعی کلینوپیروکسن و اسپینل کروم‌دار که در اغلب موارد مگنتیتی شده‌اند و کلسیت‌های ثانویه‌ای دیده می‌شوند. الیوین‌های موجود در هارزبورژیت‌ها اغلب سرپانتینی شده‌اند. این کانی‌ها به‌صورت بی‌شکل و ریزدانه هستند و هیچ نوع زونینگ و دگرشکلی را نمایش نمی‌دهند. به علت شدید‌تر بودن فرایند سرپانتینی شدن در هارزبورژیت‌ها نسبت به لرزولیت‌ها، بافت مشبک در این سنگ‌ها به خوبی توسعه یافته است.

فرورفتگی‌هایی شبیه به خوردگی‌های خلیجی که به وسیله الیوین‌های ریز دانه جایگزینی حاصل از ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن‌ها پرشده‌اند، در این سنگ‌ها نیز دیده می‌شود (شکل 2-B). ارتوپیروکسن‌ها در هارزبورژیت‌ها به‌صورت پورفیروکلاست بوده، دگرشکلی از خود نشان می‌دهند که نشانه تغییر شکل آنها در دما و فشار بالای گوشته است. در این سنگ‌ها نیز مانند لرزولیت‌ها، ارتوپیروکسن‌ها نسبت به دیگر کانی‌های موجود در سنگ بزرگ‌‌تر هستند و در زمینه سرپانتینی سنگ پورفیروکلاست‌هایی را تشکیل می‌دهند. کلینو پیروکسن‌های موجود در هارزبورژیت دارای فراوانی کمتری نسبت به لرزولیت‌ها هستند. اسپینل‌ها به‌طور کلی، در هارزبورژیت‌ها نیمه‌شکل‌دار (Subhedral) بوده، دارای حاشیه سیاه رنگ مگنتیتی هستند. اسپینل‌های کروم‌دار در لرزولیت و هارزبورژیت‌ها تنها در فضای بین کانی‌ها و در اغلب موارد در زمینه سرپانتینی سنگ حضور دارند و در الیوین‌ها و پیروکسن‌ها دیده نمی‌شوند. همچنین، در این واحد‌های سنگی گوشته هیچ الیوینی در درون پیروکسن‌ها مشاهده نمی‌شود. علاوه بر این، الیوین و اسپینل هیچ نشانه‌ای از دگرشکلی و استرین را نشان نمی‌دهند. بر اساس مشاهدات پتروگرافی در لرزولیت و هارزبورژیت‌ها کانی‌های ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن زود‌تر از کانی‌های الیوین و اسپینل تشکیل شده‌اند.

 

 

   
   
   

شکل 2- تصاویر میکروسکوپی A) تصویر یک لرزولیت 4 فازی گوشته را با بافت پورفیروبلاستیک و گرانوبلاستیک نشان می‌دهد. اسپینل به‌صورت بی‌شکل در اطراف ارتوپیروکسن دیده می‌شود، B) تصویر یک هارزبورژیت. به شکل‌گیری الیوین‌ها در خوردگی‌های خلیجی شکل ارتوپیروکسن توجه شود، C) تصویر اسپینل‌های موجود در یک دونیت که شکل‌دار‌تر از اسپینل‌های هارزبورژیت است و در بین سرپانتین‌ها قرار دارند، D) تصویر دیوپسید موجود در یک کرومیتیت با رخ‌های بسیار واضح آورده شده است، E) تصویر ادخال در اسپینل یک کرومیتیت مشاهده می‌شود. در این ادخال الیوین و کلریت با رخ واضح دیده می‌شوند که توسط کروم اسپینل‌ها در برگرفته شده‌اند، F) رگه‌های کلسیتی ثانویه ای. این رگه‌ها در همه واحد‌های سنگی گوشته افیولیت لوگر بجز کرومیتیت‌ها دیده می‌شوند.

 


دونیت: دونیت‌ها در بخش پریدوتیت‌های گوشته حجم کمی را به خود اختصاص می‌دهند. این سنگ‌ها درجات سرپانتینی شدن بالاتری را نسبت به هارزبورژیت‌ها از خود نشان می‌دهند. بلورهای کلینوپیروکسن، اسپینل‌های کروم‌دار و مگنتیت به‌صورت کانی‌های فرعی در این سنگ حضور دارند. بافت اصلی موجود در این سنگ‌ها پورفیروکلاستیک است ولی به علت شدت سرپانتینی شدن و حضور سرپانتین بافت مشبک را نیز نشان می‌دهند. اسپینل‌های کروم‌دار موجود در دونیت‌ها نسبت به هارزبورژیت‌ها شکل‌دار‌تر و تیره‌‌تر می‌شوند (شکل 2-C).

کرومیتیت: کرومیتیت‌ها در ملانژ افیولیتی لوگر، به‌طور ویژه با دونیت‌ها و هارزبورژیت‌ها همراه هستند. این نهشته‌ها از نوع انبانی و غنی از کروم هستند. کانی‌های عمده در این سنگ‌ها کروم اسپینل، الیوین و گاهی دیوپسید هستند. در مقطع نازک بافت گرانولارمشاهده می‌شود. در کرومیتیت‌ها گاهی ادخال‌هایی از الیوِین در کروم اسپینل‌ها دیده می‌شوند، همچنین، دانه‌های کروم اسپینل احاطه شده توسط الیوین نیز دیده می‌شود. کانی‌های الیوین و کروم اسپینل کرومیتیت‌ها بسیار سالم‌‌تر از الیوین و کروم اسپینل موجود در لرزولیت‌ها و هارزبورژیت‌های گوشته هستند. کروم اسپینل‌های کرومیتیت‌ها درشت و شکل‌دار هستند. شکستگی‌های مکانیکی در این کروم اسپینل‌ها گاهی دیده می‌شوند. در این شکستگی‌ها و همچنین، در اطراف آنها پدیده مگنتیتی شدن را می‌توان مشاهده نمود.

کروم اسپینل‌های کرومیتیت‌ها گاهی بافت پویی‌کلیتیک نیز نشان می‌دهند. الیوین، سرپانتین، پیروکسن و کلریت به‌صورت ادخال در این کروم اسپینل‌ها دیده می‌شوند. دیوپسید با رخ‌های کاملاً واضح نیز گاهی در بین اسپینل‌ها دیده می‌شود (شکل 2-D). کلریت‌ها بعضی جاها به‌صورت ادخال در بین کروم اسپینل‌ها و در بعضی جاها درگیر با دیوپسید‌ها و گاهی کنار الیوین‌ها، توسط اسپینل‌ها احاطه شده‌اند. این کلریت‌ها گاهی دارای ماکل‌های شبیه به ماکل پلی‌سنتتیک پلاژیوکلازها هستند (شکل 2-E).

 

شیمی کانی‌ها

الیوین‌ها: الیوین‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر اغلب سرپانتینی شده‌اند؛ میزان سرپانتینی شدن این کانی‌ها از لرزولیت به سمت دونیت افزایش می‌یابد. ترکیب متوسط الیوین‌های موجود در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت به ترتیب Fo91.8، Fo90.9 و Fo91.7 است. ترکیب متوسط الیوین‌های موجود در کرومیتیت‌ها، Fo93.5 و الیوین احاطه شده توسط کروم اسپینل در کرومیتیت Fo95.3 محاسبه شده است. در تقسیم بندی، این کانی‌ها در قسمت فورستریت (Forsterite)، قرار می‌گیرند (شکل 3).

مقدار فورستریت الیوین‌های موجود در دونیت‌ها برابر با مقدار فورستریت لرزولیت‌ها و کمی بیشتر از هارزبورژیت‌هاست. تغییر مقدار فورستریت از لرزولیت به سمت هارزبورژیت و دونیت روند منظمی را نشان نمی‌دهد. الیوین‌های موجود در کرومیتیت‌ها مقدار فورستریت بیشتر از سایر واحد‌ها دارند. در بین الیوین‌های کرومیتیت‌ها آنهایی که کاملاً توسط کروم اسپینل احاطه شده‌اند، به علت واکنش بین الیوین و کروم اسپینل در دمای ساب سولیدوس مقدار فورستریت بیشتر از سایر الیوین‌ها دارند.

مقدار NiO در الیوین‌های پریدوتیت گوشته و کرومیتیت‌های لوگر بین 37/0 تا 62/0 درصد وزنی در تغییر است؛ به‌طوری که الیوین‌های کرومیتیت‌ها دارای بیشترین مقدار NiO و الیوین‌های دونیت‌ها کمترین مقدار NiO را دارا هستند. مقدار میانگین NiO در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌ها به ترتیب، 405/0، 412/0 و 398/0 درصد وزنی است. مقدار درصد وزنی NiO در الیوین‌های موجود در کرومیتیت‌ها افزایش قابل توجهی نشان می‌دهد؛ به‌طوری که مقدار میانگین این اکسید در الیوین احاطه شده توسط کروم اسپینل (Chromitite1) و الیوین آزاد در کرومیتیت (Chromitite2) به ترتیب، 592/0 و 522/0 درصد وزنی است. مقدار FeO الیوین‌ها در محدوده‌ای بین 13/9 - 65/4 درصد وزنی در تغییر هستند. بیشترین مقدار FeO الیوین‌ها به هارزبورژیت و کمترین مقدار به الیوین کرومیتیت مربوط است. مقدار FeO الیوین کرومیتیت‌ها بین 65/4 تا 36/6 درصد وزنی متغیر است به گونه‌ای که کمترین مقدار FeO مربوط به الیوین‌های کاملاً محاط شده توسط اسپینل‌هاست. مقدار میانگین MnO الیوین‌های موجود در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌ها به ترتیب 11/0، 12/0 و 11/0 درصد وزنی است. مقدار درصد وزنی MnO الیوین‌های موجود در کرومیتیت، 09/0 و در الیوین‌های کاملاً احاطه شده توسط کروم اسپینل 07/0 است.

همان طور که اشاره شد، میزان Mg# و NiO در الیوین‌های کرومیتیت‌ها بیشترین مقدار را داشته، در الیوین‌های احاطه شده توسط کروم اسپینل‌ها بسیار بیشتر از دیگر الیوین‌های موجود در کرومیتیت است. الیوین‌های موجود در دونیت شباهت‌های نزدیکی با الیوین‌های موجود در لرزولیت نشان می‌دهند و اگر Mg# الیوین‌ها در برابر Fe# آنها رسم شود مشخص است که Fe# و Mg# دونیت و لرزولیت تقریباً در یک حد است (شکل 3).

میانگین نتایج آنالیز الیوین‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر، فرمول ساختاری، میزان Mg# = Mg/(Mg+Fe2+) و درصد اعضای پایانی این کانی‌ها در جدول 1 آورده شده است. فرمول شیمیایی الیوین‌های گوشته افیولیت لوگر در جدول 2 آورده شده است.

 

 

 

شکل 3- موقعیت ترکیبی الیوین‌های پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر

 

جدول 1- میانگین ترکیب الیوین‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر، بر اساس درصد وزنی و فرمول ساختمانی بر اساس 4 اکسیژن، به همراه محاسبه ی اعضای پایانی آنها (Fo = Forsterite).

Chromitite2

Chromitite1

Du

Du

Du

Hz

Hz

Hz

Lz

Lz

Rock type*

02-Ol2

02-Ol1

11-Ol3

11-Ol2

11-Ol1

05-Ol3

05-Ol2

05-Ol1

09-Ol2

09-Ol1

Sample No.

41.05

41.23

40.41

40.59

40.24

40.05

40.51

41.07

40.07

40.09

SiO2

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

TiO2

0.00

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

0.00

0.06

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.06

0.00

0.00

Cr2O3

6.21

4.68

8.15

8.17

8.20

8.95

9.00

9.04

8.09

8.31

FeOÔ

0.08

0.07

0.12

0.12

0.10

0.12

0.12

0.13

0.10

0.13

MnO

52.69

54.25

52.01

51.05

51.01

51.31

50.90

51.31

52.23

51.71

MgO

0.02

0.02

0.02

0.03

0.04

0.03

0.03

0.02

0.04

0.03

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

K2O

0.51

0.59

0.41

0.39

0.38

0.40

0.42

0.41

0.41

0.39

NiO

100.57

100.92

101.14

100.37

100.02

100.89

100.99

102.05

100.97

100.67

Total

0.987

0.983

0.976

0.986

0.982

0.973

0.983

0.986

0.970

0.974

Si

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Ti

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Al

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe3+

0.125

0.093

0.165

0.166

0.167

0.182

0.183

0.181

0.164

0.169

Fe2+

0.002

0.001

0.002

0.002

0.002

0.002

0.002

0.003

0.002

0.003

Mn

1.889

1.927

1.872

1.849

1.856

1.859

1.840

1.836

1.885

1.872

Mg

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

Ca

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Na

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

K

0.01

0.011

0.008

0.008

0.007

0.008

0.008

0.008

0.008

0.008

Ni

3.014

3.017

3.024

3.012

3.016

3.025

3.017

3.016

3.030

3.027

Total

0.94

0.95

0.92

0.92

0.92

0.91

0.91

0.91

0.92

0.92

Mg#

93.70

95.34

91.81

91.67

91.65

90.99

90.86

90.89

91.91

91.59

Forsterite

6.20

4.60

8.09

8.23

8.25

8.91

9.04

8.96

8.00

8.27

Fayalite

0.10

0.05

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.15

0.10

0.15

Tephroite

Fo

Fo

Fo

Fo

Fo

Fo

Fo

Fo

Fo

Fo

Olivine Name

*Lz = Lherzolite; Hz = Harzburgite; Du = Dunite

 

جدول 2- نام و فرمول شیمیایی الیوین‌ها به‌طور میانگین (بر اساس 4 اتم اکسیزن).

Chemical Formula

Olivine Name

Sample No.

Rock type

(Mg1.872 Fe2+0.169 Ni0.008 Mn0.003 Ca0.001) (Si0.974)

Forsterite

09-Ol1

Lherzolite

(Mg1.885 Fe2+0.164 Ni0.008 Mn0.002 Ca0.001) (Si0.970)

Forsterite

09-Ol2

Lherzolite

(Mg1.836 Fe2+0.181 Ni0.008 Mn0.003 Ca0.001) (Si0.986)

Forsterite

05-Ol1

Harzburgite

(Mg1.840 Fe2+0.183 Ni0.008 Mn0.002 Ca0.001) (Si0.983)

Forsterite

05-Ol2

Harzburgite

(Mg1.859 Fe2+0.182 Ni0.008 Mn0.002 Ca0.001) (Si0.973)

Forsterite

05-Ol3

Harzburgite

(Mg1.856 Fe2+0.167 Ni0.007 Mn0.002 Ca0.001) (Si0.982)

Forsterite

11-Ol1

Dunite

(Mg1.849 Fe2+0.166 Ni0.008 Mn0.002 Ca0.001) (Si0.986)

Forsterite

11-Ol2

Dunite

(Mg1.872 Fe2+0.165 Ni0.008 Mn0.002 Ca0.001) (Si0.976)

Forsterite

11-Ol3

Dunite

(Mg1.927 Fe2+0.093 Ni0.011 Mn0.001 Ca0.001) (Si0.983)

Forsterite

02-Ol1

Chromitite (enclosed.Ol.)

(Mg1.889 Fe2+0.125 Ni0.01 Mn0.002 Ca0.001) (Si0.987)

Forsterite

02-Ol2

Chromitite (Vein Ol.)

 

 

ارتوپیروکسن‌ها: فرمول ساختمانی ارتوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر بر پایه 6 اتم اکسیژن و مقاله Morimoto (1989) محاسبه شده‌ است. میانگین نتایج و فرمول ساختمانی این کانی‌ها و نتایج محاسبه در صد اعضای پایانی، به‌همراه Cr# = Cr/(Cr+Al) و Mg# این ارتوپیروکسن‌ها در جدول 3 و فرمول شیمیایی این کانی‌ها در جدول 4 آورده شده است.

 

 

جدول 3- میانگین نتایج ترکیب ارتوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر و محاسبه درصد اعضای پایانی آنها بر اساس درصد وزنی و فرمول ساختمانی (En = Enstatite).

Du

Du

Du

Hz

Hz

Hz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Rock type*

11-Opx3

11-Opx2

11-Opx1

05-Opx3

05-Opx2

05-Opx1

09-Opx5

09-Opx4

09-Opx3

09-Opx2

09-Opx1

Sample No.

55.5

55.59

56.02

56.09

56.95

56.15

55.96

55.86

55.62

55.91

56.12

SiO2

0.06

0.06

0.08

0.01

0.02

0.03

0.02

0.03

0.00

0.02

0.00

TiO2

2.41

2.28

2.18

1.4

1.39

1.27

1.79

1.99

1.89

1.97

1.76

Al2O3

0.74

0.6

0.61

0.53

0.51

0.44

0.61

0.71

0.52

0.66

0.55

Cr2O3

5.38

5.31

5.16

5.85

5.94

5.93

5.38

5.36

5.54

5.34

5.52

FeOÔ

0.11

0.11

0.12

0.16

0.11

0.16

0.12

0.14

0.13

0.13

0.13

MnO

35.03

35.06

34.18

34.92

35.44

35.35

35.4

35.49

35.32

35.06

35.8

MgO

1.05

1.19

1.87

1.22

0.94

0.66

1.22

0.86

0.96

1.27

0.86

CaO

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

Na2O

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

K2O

0.12

0.11

0.1

0.11

0.06

0.09

0.11

0.11

0.08

0.08

0.08

NiO

100.41

100.32

100.32

100.29

101.37

100.1

100.64

100.55

100.07

100.45

100.82

Total

1.897

1.901

1.922

1.923

1.931

1.926

1.907

1.905

1.905

1.91

1.907

Si

0.002

0.002

0.002

0.00

0.001

0.001

0.001

0.001

0.000

0.001

0.00

Ti

0.097

0.092

0.088

0.057

0.056

0.051

0.072

0.080

0.076

0.079

0.070

Al

0.020

0.016

0.017

0.014

0.014

0.012

0.016

0.019

0.014

0.018

0.015

Cr

0.086

0.087

0.047

0.083

0.067

0.085

0.098

0.089

0.099

0.081

0.100

Fe3+

0.068

0.065

0.101

0.085

0.101

0.085

0.055

0.063

0.06

0.072

0.056

Fe2+

0.003

0.003

0.003

0.005

0.003

0.005

0.003

0.004

0.004

0.004

0.004

Mn

1.787

1.787

1.749

1.875

1.792

1.807

1.798

1.804

1.804

1.786

1.813

Mg

0.038

0.044

0.069

0.045

0.034

0.024

0.045

0.031

0.035

0.046

0.031

Ca

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

Na

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

K

0.003

0.003

0.003

0.003

0.002

0.002

0.003

0.003

0.002

0.002

0.002

Ni

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

Total

0.963

0.965

0.945

0.955

0.947

0.955

0.970

0.966

0.968

0.961

0.970

Mg#

0.171

0.143

0.162

0.197

0.200

0.190

0.182

0.192

0.156

0.186

0.176

Cr#

1.942

2.195

3.492

2.239

1.71

1.209

2.228

1.577

1.76

2.338

1.561

Wollastonite

90.132

89.998

88.81

89.151

89.698

90.082

89.932

90.548

90.121

89.8

90.43

Enstatite

7.926

7.807

7.698

8.61

8.592

8.709

7.841

7.875

8.118

7.862

8.009

Ferrosilite

En

En

En

En

En

En

En

En

En

En

En

Opx Name

*Lz = Lherzolite; Hz = Harzburgite; Du = Dunite; Chr = Chromitite

 

جدول 4- نام و فرمول شیمیایی ارتوپیروکسن‌های آورده شده در جدول 3

Chemical Formula

Opx

Name

Sample No.

Rock

type

(Mg0.908Fe+20.056Mn0.004Ca0.031)(Mg0.905Fe+30.078Cr0.015Ni0.002)(Si1.907Al0.07Fe+30.022)O6

Enstatite

09-Opx1

Lherzolite

(Mg0.877Fe+20.072Mn0.004Ca0.046Na0.001)(Mg0.909Fe+30.07Cr0.018Ni0.002Ti0.001)(Si1.91Al0.079Fe+30.011)O6

Enstatite

09-Opx2

Lherzolite

(Mg0.901Fe+20.06Mn0.004Ca0.035)(Mg0.903Fe+30.081Cr0.014Ni0.002)(Si1.905Al0.076Fe+30.018)O6

Enstatite

09-Opx3

Lherzolite

(Mg0.91Fe+20.063Mn0.004Ca0.031)(Mg0.903Fe+30.074Cr0.019Ni0.003Ti0.001)(Si1.905Al0.08 Fe+30.015)O6

Enstatite

09-Opx4

Lherzolite

(Mg0.895Fe+20.055Mn0.003Ca0.045Na0.001)(Mg0.903Fe+30.077Cr0.016Ni0.003Ti0.001)(Si1.907Al0.072 Fe+30.021)O6

Enstatite

09-Opx5

Lherzolite

(Mg0.884Fe+20.085Mn0.005Ca0.024Na0.001)(Mg0.923Fe+30.062Cr0.012Ni0.002Ti0.001)(Si1.926Al0.051 Fe+30.023)O6

Enstatite

05-Opx1

Harzburgite

(Mg0.862Fe+20.101Mn0.003Ca0.034)(Mg0.93Fe+30.054Cr0.014Ni0.002Ti0.001)(Si1.931Al0.056 Fe+30.013)O6

Enstatite

05-Opx2

Harzburgite

(Mg0.865Fe+20.085Mn0.005Ca0.045)(Mg0.92Fe+30.063Cr0.014Ni0.003)(Si1.923Al0.057 Fe+30.02)O6

Enstatite

05-Opx3

Harzburgite

(Mg0.827Fe+20.101Mn0.003Ca0.069)(Mg0.922Fe+30.047Cr0.017Ni0.003Ti0.002)(Si1.922Al0.078)O6

Enstatite

11-Opx1

Dunite

(Mg0.888Fe+20.065Mn0.003Ca0.044)(Mg0.899Fe+30.08Cr0.016Ni0.003Ti0.002)(Si1.901Al0.092 Fe+30.007)O6

Enstatite

11-Opx2

Dunite

(Mg0.89Fe+20.068Mn0.003Ca0.038Na0.001)(Mg0.895Fe+30.08Cr0.02Ni0.003Ti0.002)(Si1.897Al0.097 Fe+30.006)O6

Enstatite

11-Opx3

Dunite

 


ارتوپیروکسن‌های موجود در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌های گوشته افیولیت ملانژ لوگر از نوع انستاتیت بوده، به‌طور میانگین، به‌ترتیب دارای Mg# برابر با 967/0، 950/0 و 954/0 هستند. این کانی‌ها به‌طور کامل یا به‌صورت بخشی تبدیل به نوعی سرپانتین به نام بستیت (Bastite) شده‌اند. مقدار میانگین TiO2 و Cr# در کانی Opx موجود در لرزولیت‌ها به ترتیب 013/0 و 179/0، در هارزبورژیت‌ها 015/0 و 194/0 و در دونیت‌ها این مقادیر 059/0 و 161/0 است. همان گونه که مشاهده می‌شود، ارتوپیروکسن‌ها کمترین مقدار TiO2 را در لرزولیت‌ها داشته و در هارزبورژیت‌ها این مقدار کمی افزایش یافته است و در دونیت‌ها بیشترین مقدار TiO2 دیده می‌شود. میزان Cr# ارتوپیروکسن‌ها نیز از لرزولیت به سمت هارزبورژیت یک روند افزایشی نشان می‌دهد، ولی در دونیت باز کاهش یافته است. میزان Al2O3 در لرزولیت‌ها به‌طور میانگین 87/1 است. این مقدار در ارتوپیروکسن‌های هارزبورژیت‌ها کاهش می‌یابد و میانگین مقدار آن 39/1 می‌شود، در ارتوپیروکسن‌های تشکیل شده در دونیت‌ها میزان Al2O3 به حداکثر مقدار خود می‌رسد که به‌صورت میانگین 22/2 است.

مقدار میانگین Cr2O3 موجود در ارتوپیروکسن‌ها‌ی لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌ها به ترتیب 61/0، 50/0 و 62/0 درصد وزنی است. مقدار میانگین FeO در ارتوپیروکسن‌های موجود در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌ها به ترتیب، 45/5، 90/5 و 37/5 درصد وزنی است. مقدار FeO ارتوپیروکسن‌ها همانند مقدار Cr# ارتوپیروکسن‌ها از لرزولیت به سمت هارزبورژیت افزایش می‌یابد، ولی در دونیت این مقدار یک کاهش ناگهانی نشان می‌دهد و به کمترین حد خود می‌رسد.

بیشترین مقدار Al2O3، TiO2 و Cr2O3 و کمترین مقدار FeO و Cr# مربوط به ارتوپیروکسن‌های موجود در دونیت‌ها هستند. در شکل 4 ترکیب ارتوپیروکسن‌ها در دیاگرام مثلثی ارتوپیروکسن‌ها نمایش داده شده است. همه ارتوپیروکسن‌ها در محدوده انستاتیت واقع می‌شوند.

 

 

 

شکل 4- موقعیت ترکیبی ارتوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر در دیاگرام مثلثی تقسیم‌بندی ارتوپیروکسن‌ها

 

جدول 5- ترکیب کلینوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر بر اساس درصد وزنی، به‌همراه فرمول ساختمانی، Cr#، Mg# و درصد اعضای پایانی (Di = Diopside).

Chr

Chr

Du

Du

Du

Hz

Hz

Hz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Rock type*

02-Cpx1-2

02-Cpx1-1

11-Cpx1-3

11-Cpx1-2

11-Cpx1-1

05-Cpx1-3

05-Cpx1-2

05-Cpx1-1

09-Cpx2-2

09-Cpx2-1

09-Cpx1-3

09-Cpx1-2

09-Cpx1-1

Sample No.

54.31

55.04

53.65

52.62

53.13

53.04

53.23

53.39

53.19

53.84

53.39

53.02

53.52

SiO2

0.06

0.08

0.1

0.13

0.15

0.03

0.03

0.01

0.00

0.03

0.00

0.00

0.02

TiO2

0.41

0.43

2.32

2.23

2.21

1.68

1.61

1.55

1.58

1.46

1.57

1.58

1.59

Al2O3

0.18

0.14

0.94

0.86

0.88

0.89

0.79

0.77

0.58

0.59

0.6

0.65

0.63

Cr2O3

0.83

0.68

1.95

1.73

1.82

1.97

1.99

2

1.72

1.75

1.75

1.87

1.84

FeOÔ

0.01

0.01

0.07

0.06

0.05

0.07

0.08

0.08

0.06

0.06

0.06

0.04

0.05

MnO

18.61

18.73

18.78

18.23

18.09

18.18

18.08

18.55

18.28

18.44

18.3

18.39

18.19

MgO

24.82

25.39

22.82

23.1

23.65

23.6

23.46

23.57

23.46

23.63

23.71

23.46

24.05

CaO

0.04

0.03

0.12

0.11

0.11

0.14

0.11

0.09

0.08

0.09

0.08

0.08

0.08

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

K2O

0.05

0.03

0.06

0.08

0.05

0.06

0.01

0.05

0.04

0.03

0.04

0.05

0.06

NiO

99.32

100.56

100.81

99.15

100.14

99.66

99.39

100.06

98.99

99.92

99.51

99.14

100.04

Total

1.972

1.974

1.923

1.918

1.92

1.926

1.939

1.929

1.942

1.948

1.939

1.933

1.936

Si

0.002

0.002

0.003

0.004

0.004

0.001

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

Ti

0.018

0.018

0.098

0.096

0.094

0.072

0.069

0.066

0.068

0.062

0.068

0.067

0.068

Al

0.005

0.004

0.027

0.025

0.025

0.026

0.023

0.022

0.017

0.017

0.017

0.019

0.018

Cr

0.000

0.000

0.033

0.043

0.039

0.058

0.036

0.059

0.037

0.03

0.042

0.054

0.047

Fe+3

0.025

0.02

0.026

0.009

0.016

0.001

0.024

0.001

0.015

0.023

0.011

0.003

0.008

Fe2+

0.000

0.000

0.002

0.002

0.002

0.002

0.002

0.002

0.002

0.002

0.002

0.001

0.002

Mn

1.008

1.002

1.004

0.991

0.975

0.984

0.982

0.999

0.995

0.995

0.991

1.000

0.981

Mg

0.966

0.976

0.876

0.902

0.916

0.918

0.916

0.913

0.918

0.916

0.923

0.916

0.932

Ca

0.003

0.002

0.008

0.008

0.008

0.01

0.008

0.006

0.006

0.006

0.006

0.006

0.006

Na

0.001

0.001

0.002

0.002

0.001

0.002

0.000

0.001

0.001

0.001

0.001

0.001

0.002

Ni

4

4

4

4

4

4

4

4

4

4

4

4

4

Total

0.976

0.980

0.975

0.991

0.984

0.999

0.976

0.999

0.985

0.977

0.989

0.997

0.992

Mg#

0.217

0.182

0.216

0.207

0.210

0.265

0.250

0.250

0.200

0.215

0.200

0.221

0.209

Cr#

48.317

48.837

45.163

46.327

47.036

46.743

46.702

46.211

46.654

46.607

46.871

46.42

47.31

Wollastonite

50.407

50.127

51.715

50.87

50.06

50.101

50.079

50.604

50.581

50.605

50.335

50.63

49.787

Enstatite

1.277

1.036

3.122

2.803

2.904

3.155

3.218

3.185

2.764

2.788

2.794

2.951

2.903

Ferrosilite

0.000

0.000

0.334

0.198

0.216

0.00

0.144

0.00

0.12

0.162

0.079

0.005

0.041

Jadeite

0.003

0.002

0.533

0.612

0.586

1.024

0.657

0.654

0.468

0.486

0.503

0.581

0.539

Aeugirin

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Cpx Name

*Lz = Lherzolite; Hz = Harzburgite; Du = Dunite; Chr = Chromitite

 


کلینوپیروکسن‌ها: فرمول ساختمانی کلینوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر بر پایه 6 اتم اکسیژن و مقاله Morimoto (1989) محاسبه شده است. ترکیب و فرمول ساختمانی کلینوپیروکسن‌ها به‌همراه محاسبه در صد اعضای پایانی در جدول 5 آورده شده است.

کلینوپیروکسن‌های موجود در لرزولیت، هارزبورژیت، دونیت و کرومیتیت‌های افیولیت ملانژ لوگر از نوع دیوپسید هستند (شکل 5). میانگین میزان Mg# کلینوپیروکسن‌های لرزولیت 988/0 است که نسبت به Mg# کلینوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های هارزبورژیت (991/0) کمتر و از دونیت (983/0) بیشتر است. میانگین Mg# کلینوپیروکسن‌های تشکیل شده در کرومیتیت 978/0 است. مقاوم بودن کلینوپیروکسن در سنگ‌های پریدوتیتی گوشته لوگر باعث شده که این کانی‌ها نسبت به دیگر کانی‌های موجود در سنگ (الیوین، ارتوپیروکسن و اسپینل) کمتر تحت تاثیر دگر سانی قرار گیرند. در شکل 5 ترکیب کلینوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر در دیاگرام مثلثی کلینوپیروکسن‌ها نمایش داده شده است.

 

 

 

شکل 5- ترکیب کلینوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر

 

 

مقدار Al2O3 کلینوپیروکسن‌های واحد‌های مختلف سنگی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر از 46/1 درصد وزنی در لرزولیت‌ها تا 32/2 درصد وزنی در دونیت‌ها متغیر است. کمترین مقدار Al2O3 مربوط به کلینوپیروکسن‌های لرزولیت‌هاست (46/1-59/1 درصد وزنی)، میزان Al2O3 در کلینوپیروکسن‌های هارزبورژیت‌ها کمی افزایش می‌یابد (55/1-68/1 درصد وزنی) و در کلینوپیروکسن‌های موجود در دونیت‌ها بیشترین مقدار Al2O3 دیده می‌شود (21/2-32/2 درصد وزنی) (شکل 6-A).

مقدار Cr2O3 این کلینوپیروکسن‌ها تغییری بین 58/0-94/0 درصد وزنی را نشان می‌دهد. روند تغییرات Cr2O3 کلینوپیروکسن‌ها نیز شبیه به تغییرات Al2O3 است؛ به‌طوری‌که کمترین مقدار Cr2O3 در کلینوپیروکسن‌های لرزولیت‌ها دیده می‌شود (58/0-65/0 درصد وزنی). این مقدار در هارزبورژیت‌ها کمی افزوده می‌شود (77/0-89/0 درصد وزنی) و در کلینوپیروکسن‌های موجود در دونیت‌ها حداکثر مقدار Cr2O3 دیده می‌شود (86/0-94/0 درصد وزنی) (شکل B6).

مقدار Cr2O3 و Al2O3 کلینوپیروکسن‌های واحدهای سنگی مختلف پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر روندی افزایشی از لرزولیت به سمت هارزبورژیت و دونیت نشان می‌دهد. میزان Cr2O3 و Al2O3 در کلینوپیروکسن‌های کرومیتیت‌ها نسبت به سایر واحد‌های سنگی پریدوتیت‌های گوشته این منطقه بسیار کمتر بوده، به‌ترتیب 16/0 و 42/0 درصد وزنی هستند. Cr# کلینوپیروکسن‌های واحدهای سنگی مختلف پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر نیز همانند مقدار Cr2O3 و Al2O3 روندی افزایشی از لرزولیت به سمت هارزبورژیت نشان می‌دهد. Cr# کلینوپیروکسن‌های موجود در دونیت به علت مقدار بالای محتوی Al2O3 پیروکسن‌های موجود در دونیت یک کاهش نسبت به هارزبورژیت نشان می‌دهند (شکل 6-C). به‌طور میانگینCr# کلینوپیروکسن‌های موجود در لرزولیت و هارزبورژیت به ترتیب 209/0 و 255/0 و در دونیت و کرومیتیت به ترتیب 211/0 و 200/0 است. در نمودار‌های شکل 6 روند تغییرات Cr2O3، Al2O3 و Cr# در واحد‌های مختلف سنگی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر به نمایش در آمده است. نام و میانگین فرمول ساختاری کلینوپیروکسن در واحدهای سنگی مختلف پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر در جدول 6 آورده شده است.

 

 

 

شکل 6- تغییرات A) Al2O3؛ B) Cr2O3 و C) Cr# در کلینوپیروکسن‌های واحدهای مختلف سنگی افیولیت‌های گوشته لوگر از لرزولیت به سمت هارزبورژیت، دونیت و کرومیتیت نشان داده شده است.

 

جدول 6- نام و فرمول شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها به‌طور میانگین (بر اساس 6 اتم اکسیژن)

Chemical formula

Cpx Name

Rock Type

(Mg0.060Fe+20.014Mn0.002Ca0.921Na0.006)(Mg0.933Fe+30.042Cr0.018Al0.006Ni0.001)(Si1.940Al0.060)O6

Diopside

Lherzolite

(Mg0.065Fe+20.009Mn0.002Ca0.916Na0.008)(Mg0.923Fe+30.049Cr0.024Al0.003Ni0.001Ti0.001)(Si1.931Al0.066Fe+30.003)O6

Diopside

Harzburgite

(Mg0.075Fe+20.017Mn0.002Ca0.900Na0.008)(Mg0.915Fe+30.038Cr0.026Al0.016Ni0.002Ti0.004)(Si1.920Al0.080)O6

Diopside

Dunite

(Mg0.012Fe+20.022Ca0.971Na0.002)(Mg0.992Cr0.004.002)(Si1.972Al0.018)O6

Diopside

Chromitite

 


اسپینل‌ها: اسپینل مهم‌ترین کانی از لحاظ تغییرات ترکیبی در سنگ‌هاست و می‌تواند به‌عنوان یک نشانگر برای فهم فرایندهای موثر بر سنگ، استفاده شود؛ به‌طوری‌که Cr# اسپینل‌ها می‌تواند به‌عنوان یک نشانگر در تعیین ﻣﻨﺸﺄ پریدوتیت‌ها استفاده شود (Dick and Bullen, 1984). ترکیب اسپینل‌های کروم‌دار متبلور شده در محیط‌های مختلف با یکدیگر متفاوت است و در حقیقت، محیط تبلور مهم‌ترین عامل موثر بر ترکیب اسپینل‌های کروم‌دار است، البته، ترکیب این کانی تحت‌تاثیر دگرسانی و دگرگونی دچار تغییر می‌شود، ولی این تغییرات جزیی است (Dick and Bullen, 1984). این دگرسانی‌ها و دگرگونی با گسترش حاشیه مگنتیتی در اطراف اسپینل‌های کروم‌دار و افزایش میزان جایگزینی عناصر اصلی مانند Mg، Fe، Al و Cr بین کانی‌های سیلیکاته در برگیرنده، چون: الیوین، پیروکسن، کلریت و اسپینل باعث تغییر ترکیب اسپینل‌های کروم‌دار می‌شوند. با توجه به اینکه بخش‌های میانی اسپینل‌ها تنها در دمای بالا‌‌تر از 500 درجه سانتی‌گراد تحت تاثیر و تغییر شیمیایی قرار می‌گیرد، ترکیب بخش‌های میانی این کانی‌ها در پریدوتیت‌های سرپانتینی شده ترکیب شیمیایی ﻣﻨﺸﺄ آذرین را به نمایش می‌گذارد (Dick and Bullen, 1984).

تبلور اسپینل کروم‌دار در محیط‌های ماگمایی همزمان با الیوین صورت می‌گیرد و ویژگی مهم ترکیبی آن ضریب توزیع پذیری بالای عناصری چون Fe، Mg و Al بین ماگما و اسپینل است(Maurel and Maurel, 1982) که می‌تواند نشانگر مفیدی برای ترکیب مایع اولیه باشد. ترکیب انواع اسپینل‌های کروم‌دار موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر در نمودار Fe3+-Cr-Al در شکل 7 نشان داده شده است. با توجه به نحوه قرارگیری اسپینل‌های واحد‌های مختلف سنگی گوشته افیولیت لوگر، اسپینل‌های کرومیتیت‌ها شباهت ترکیبی بیشتر با اسپینل‌های هارزبورژیت‌ها نشان می‌دهند.

 

 

 

شکل 7- ترکیب اسپینل‌های کروم‌دار موجود در لرزولیت، هارزبورژیت، دونیت و کرومیتیت‌های افیولیت لوگر در مثلث کاتیون‌های 3 ظرفیتی Fe+3، Cr+3 و Al+3.

 

 

 

در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر چندین نوع اسپینل کروم‌دار با ترکیب متفاوت وجود دارد (جدول‌های 7 و 8). این انواع مختلف در واحد‌های سنگی متفاوت دیده می‌شوند (شکل 8) که عبارتند از: (الف) اسپینل‌های پراکنده در سنگ‌های لرزولیتی: اسپینل‌های موجود در لرزولیت‌ها به‌طور میانگین دارای 75/43 درصد وزنی Cr2O3، 33/24 درصد وزنی Al2O3، Cr# برابر با 547/0 و Mg# برابر با 603/0 هستند؛ (ب) اسپینل‌های پراکنده در هارزبورژیت: اسپینل‌های موجود در هارزبورژیت‌ها به‌طور متوسط مقدار اکسید Cr2O3 آنها 06/48 است. Cr# و Mg# این کانی‌ها به ترتیب 625/0 و 559/0 هستند. مقدار Al2O3 آنها نیز 34/19 درصد وزنی است. همان طور که مشاهده می‌شود، در مقایسه با اسپینل‌های کروم‌دار موجود در لرزولیت، میزان درصد اکسید کروم افزایش و اکسید آلومینیوم کاهش پیدا کرده است که در نتیجه Cr# آنها افزایش یافته است؛ (پ) اسپینل‌های سنگ‌های دونیتی: اسپینل‌های کروم‌دار موجود در دونیت‌ها دارای محتوای Cr2O3 برابر با 17/39 درصد وزنی و Cr# برابر با 477/0 هستند. میزان Al2O3 این کانی‌ها 87/28 درصد وزنی و Mg# آنها 643/0 است؛ (ت) کرومیتیت‌ها: اسپینل‌های موجود در کرومیتیت‌ها به‌عنوان ذخیره معدنی کروم در افیولیت لوگر ردیابی و استخراج می‌شوند. مقدار اکسید Cr2O3 آنها در حدود 60/48 درصد است. Cr#، Al2O3 و Mg# این کانی‌ها به ترتیب 633/0، 94/18 درصد وزنی و 652/0 هستند.

 

 

جدول 7- ترکیب اسپینل‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر بر اساس درصد وزنی و فرمول ساختمانی آنها با احتساب 32 اتم اکسیژن.

Hz

Hz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Rock type*

05-Chr1-2

05-Chr1-1

09-Chr3-3

09-Chr3-2

09-Chr3-1

09-Chr2-2

09-Chr2-1

09-Chr1-3

09-Chr1-2

09-Chr1-1

Sample No.

0.04

0.22

0.04

0.02

0.04

0.06

0.47

0.06

0.06

0.07

SiO2

0.05

0.04

0.02

0.04

0.02

0.01

0.03

0.05

0.00

0.00

TiO2

19.13

20.68

23.34

23.54

24.38

23.34

24.77

24.28

24.85

26.11

Al2O3

48.24

46.98

44.77

44.41

43.54

44.08

44.07

43.83

43.40

41.90

Cr2O3

18.61

18.32

17.17

17.28

17.27

16.87

17.19

17.12

17.26

17.17

FeOÔ

0.27

0.26

0.23

0.22

0.24

0.25

0.26

0.20

0.23

0.24

MnO

11.77

11.11

13.23

13.36

13.12

13.36

12.80

13.04

12.76

13.25

MgO

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.02

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

K2O

0.04

0.10

0.08

0.09

0.07

0.08

0.06

0.05

0.05

0.06

NiO

98.16

97.73

98.88

98.98

98.70

98.06

99.68

98.65

98.62

98.58

Total

0.010

0.056

0.010

0.005

0.010

0.015

0.115

0.015

0.015

0.017

Si

0.010

0.008

0.004

0.007

0.004

0.002

0.006

0.009

0.000

0.000

Ti

5.750

6.230

6.789

6.831

7.078

6.829

7.113

7.058

7.222

7.513

Al

9.727

9.494

8.737

8.645

8.480

8.652

8.513

8.547

8.462

8.087

Cr

0.483

0.148

0.477

0.499

0.415

0.488

0.114

0.347

0.286

0.366

Fe+3

3.486

3.768

3.097

3.059

3.142

3.017

3.399

3.184

3.273

3.140

Fe2+

0.058

0.056

0.048

0.046

0.050

0.053

0.054

0.042

0.048

0.050

Mn

4.475

4.234

4.868

4.904

4.818

4.945

4.663

4.795

4.691

4.823

Mg

0.000

0.005

0.000

0.003

0.003

0.003

0.005

0.003

0.003

0.005

Ca

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Na

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

K

0.005

0.015

0.007

0.007

0.007

0.007

0.005

0.005

0.006

0.002

Ni

24.00

24.00

24.00

24.00

24.00

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

Total

0.628

0.604

0.563

0.559

0.545

0.559

0.544

0.548

0.540

0.518

Cr#

0.562

0.529

0.611

0.616

0.605

0.621

0.578

0.601

0.589

0.606

Mg#

*Lz = Lherzolite; Hz = Harzburgite; Du = Dunite; Chr = Chromitite

Du

Du

Du

Du

Du

Du

Hz

Hz

Hz

Hz

Rock type*

11-Chr3-1

11-Chr2-2

11-Chr2-1

11-Chr1-3

11-Chr1-2

11-Chr1-1

05-Chr2-3

05-Chr2-2

05-Chr2-1

05-Chr1-3

Sample No.

0.04

0.09

0.13

0.01

0.01

0.02

0.05

0.20

0.02

0.04

SiO2

0.15

0.13

0.17

0.12

0.13

0.09

0.07

0.06

0.07

0.04

TiO2

28.46

28.36

28.44

29.56

28.60

30.67

18.56

19.24

19.34

19.09

Al2O3

38.61

40.09

40.00

38.64

39.40

37.72

48.61

47.92

48.11

48.49

Cr2O3

16.29

16.06

15.17

15.73

16.02

15.79

18.87

19.23

18.94

18.40

FeOÔ

0.23

0.22

0.18

0.21

0.22

0.20

0.26

0.25

0.27

0.25

MnO

14.46

14.58

14.60

14.20

14.37

14.44

11.57

11.46

11.55

11.44

MgO

0.01

0.02

0.01

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

K2O

0.11

0.07

0.09

0.09

0.12

0.11

0.07

0.04

0.08

0.04

NiO

98.34

99.63

98.82

98.56

98.91

99.07

98.08

98.42

98.38

97.79

Total

0.010

0.021

0.031

0.002

0.002

0.005

0.013

0.051

0.005

0.010

Si

0.027

0.023

0.031

0.022

0.023

0.016

0.013

0.011

0.013

0.008

Ti

8.082

7.967

8.043

8.362

8.090

8.592

5.605

5.778

5.808

5.771

Al

7.355

7.555

7.589

7.333

7.477

7.089

9.847

9.654

9.692

9.833

Cr

0.489

0.388

0.245

0.257

0.381

0.278

0.496

0.443

0.463

0.360

Fe+3

2.793

2.814

2.800

2.900

2.834

2.861

3.547

3.655

3.573

3.586

Fe2+

0.047

0.044

0.037

0.043

0.045

0.040

0.056

0.054

0.058

0.054

Mn

5.194

5.182

5.223

5.081

5.142

5.117

4.420

4.354

4.388

4.375

Mg

0.003

0.005

0.003

0.000

0.005

0.003

0.003

0.000

0.000

0.003

Ca

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Na

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

K

0.018

0.009

0.009

0.009

0.009

0.015

0.009

0.005

0.009

0.005

Ni

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

24.00

24.00

24.00

24.00

24.00

Total

0.476

0.487

0.485

0.467

0.480

0.452

0.637

0.628

0.625

0.630

Cr#

0.650

0.648

0.651

0.637

0.645

0.641

0.555

0.544

0.551

0.550

Mg#

*Lz = Lherzolite; Hz = Harzburgite; Du = Dunite; Chr = Chromitite

 

Chr

Chr

Chr

Chr

Chr

Chr

Chr

Chr

Du

Rock type*

02-Chr3-3

02-Ch3-2

02-Chr3-1

02-Chr2-3

02-Chr2-2

02-Chr2-1

02-Chr1-2

02-Chr1-1

11-Chr3-2

Sample No.

0.00

0.03

0.04

0.04

0.21

0.02

0.00

0.06

0.05

SiO2

0.14

0.12

0.11

0.16

0.15

0.12

0.13

0.12

0.12

TiO2

19.38

19.54

19.21

19.24

19.00

19.35

17.73

18.08

28.03

Al2O3

48.74

48.55

48.66

48.79

48.60

48.82

47.90

48.76

39.76

Cr2O3

15.80

15.48

15.19

15.72

15.60

15.64

15.60

15.87

15.88

FeOÔ

0.22

0.23

0.20

0.22

0.20

0.22

0.22

0.19

0.21

MnO

13.81

14.22

14.26

13.99

13.71

14.46

13.01

12.82

13.89

MgO

0.02

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

K2O

0.10

0.11

0.10

0.08

0.11

0.11

0.08

0.07

0.11

NiO

98.20

98.29

97.78

98.27

97.57

98.75

94.72

95.91

98.08

Total

0.000

0.008

0.010

0.010

0.053

0.005

0.000

0.016

0.012

Si

0.026

0.023

0.021

0.030

0.029

0.022

0.026

0.023

0.022

Ti

5.741

5.764

5.698

5.692

5.669

5.681

5.481

5.525

8.026

Al

9.685

9.608

9.682

9.683

9.728

9.615

9.933

9.995

7.637

Cr

0.521

0.568

0.559

0.545

0.439

0.650

0.535

0.402

0.269

Fe+3

2.799

2.672

2.638

2.755

2.864

2.608

2.887

3.039

2.957

Fe2+

0.047

0.049

0.043

0.047

0.043

0.046

0.049

0.042

0.043

Mn

5.175

5.307

5.350

5.236

5.175

5.370

5.087

4.956

5.031

Mg

0.005

0.003

0.000

0.003

0.000

0.003

0.003

0.003

0.003

Ca

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Na

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

K

0.012

0.018

0.010

0.009

0.018

0.018

0.009

0.009

0.018

Ni

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

Total

0.628

0.625

0.630

0.63

0.632

0.629

0.644

0.644

0.488

Cr#

0.649

0.665

0.670

0.655

0.644

0.673

0.638

0.620

0.630

Mg#

جدول 8- فرمول ساختمانی میانگین اسپینل‌های لوگر

Chemical formula

Mineral name

Rock type

(Fe+23.2Mg4.8Mn0.05)(Cr8.5Fe+30.41Al7.1)O32

Aluminian Magnesiochromite

Lherzolite

(Fe+23.6Mg4.4Mn0.06)(Cr9.7Fe+30.45Al5.8)O32

Aluminian Magnesiochromite

Harzburgite

(Fe+22.8Mg5.1Mn0.04)(Cr7.4Fe+30.33Al8.2)O32

Chromian Spinel

Dunite

(Fe+22.8Mg5.2Mn0.05)(Cr9.7Fe+30.53Al5.7)O32

Aluminian Magnesiochromite

Chromitite

 


 

شکل 8- تغییرات Cr# در مقابل Mg# اسپینل‌های واحد‌های مختلف سنگی و موقعیت آنها

 

همان‌گونه که مشخص است، مقدار Cr# اسپینل‌ها از لرزولیت به سمت هارزبورژیت افزایش، و از هارزبورژیت به سمت دونیت کاهش می‌یابد. Cr# اسپینل‌های موجود در کرومیتیت‌ها از نظر ترکیب به اسپینل‌های درون هارزبورژیت‌ها شباهت بیشتری دارند. ترکیب و فرمول ساختمانی اسپینل‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر که بر پایه 32 اتم اکسیژن در هر واحد فرمولی محاسبه شده، در جدول‌ 7 آورده شده است. فرمول ساختاری میانگین اسپینل‌های موجود در واحدهای مختلف سنگی پریدوتیت‌های گوشته لوگر در جدول 8 آورده شده است.نکته قابل توجه، میزان بالای کاتیون Cr+3 اسپینل‌ها در واحدهای مختلف سنگی است، که در همه واحدهای سنگی گوشته افیولیت لوگر، بجز دونیت‌ها از میزان Al+3 آنها بیشتر شده است.

 

پتروژنز

(الف)‌تعیین ﻣﻨﺸﺄ و شرایط تشکیل پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر: ترکیب شیمیایی کانی‌های آنالیز شده موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر، برای تشخیص ﻣﻨﺸﺄ و شرایط تشکیل، در نمودارهای پتروژنتیک بررسی شده است. این نمودارها در تشخیص ﻣﻨﺸﺄ و شرایط تشکیل این سنگ‌ها مفیدند. ترکیب اسپینل‌ها و الیوین‌ها برای پی بردن به گوشته‌ای بودن پریدوتیت‌های مورد بررسی، بسیار مؤثر است؛ به‌طوری‌که با استفاده از ترکیب اسپینل‌ها می‌توان پریدوتیت‌های گوشته را از پریدوتیت‌های کومولا تفکیک نمود. همچنین، با استفاده از ترکیب کلینوپیروکسن‌ها می‌توان پریدوتیت‌های گوشته زیر پوسته اقیانوسی و زیر پوسته قاره‌ای را از یکدیگر تشخیص داد. اگر محتوای Al2O3 کانی‌های اسپینل موجود در پریدوتیت‌های لوگر در برابر Cr2O3 آنها ترسیم شود، پریدوتیت‌های افیولیت لوگر در محدوده پریدوتیت‌های گوشته‌ای قرار می‌گیرند (شکل 9). محدوده‌های گوناگون مشخص شده در دیاگرام توسط Conrad و Kay (1984)، Haggerty (1988) و Kepezhinskas و همکاران (1995) پیشنهاد شده‌اند.

 

شکل 9- مقدار Al2O3 در برابر Cr2O3 اسپینل‌های کروم‌دار پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر. همه نمونه‌ها در محدوده گوشته‌ای ترسیم می‌شوند (Conrad and Kay, 1984; Haggerty, 1988; Kepezhinskas et al., 1995).

 

در دیاگرام شکل 10 مقدار میانگین فورستریت موجود در الیوین‌ها در برابر Cr# اسپینل‌های کروم‌دار هم‌زیست با آنها نمایش داده شده است. این دیاگرام نیز مانند دیاگرام 9 گوشته‌ای بودن پریدوتیت‌های افیولیت لوگر را تایید می‌کند.

 

 

شکل 10- مقدار فورستریت الیوین در برابر Cr# اسپینل کروم‌دار همزیست با آن نمایش داده شده است(OSMA=olivine – spinel mantle array). به تغییرات ترکیبی کانی‌های مذکور در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت و قرارگیری آنها در محدوده پریدوتیت‌های گوشته توجه شود (Arai, 1994).

با استفاده از مقدار Na و Cr واحد ساختاری کلینوپیرکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر مشاهده می‌شود که تمامی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر در محدوده محیط اقیانوسی قرار گرفته‌اند (شکل 11). محدوده‌های مشخص شده در دیاگرام پیشنهاد شده توسط Kornprobst و همکاران (1981) است.

 

 

شکل 11- مقدار اتمی کاتیون Na کلینوپیروکسن در برابر Cr آن در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر (Kornprobst et al., 1981) پریدوتیت‌های افیولیت لوگر در محدوده محیط اقیانوسی قرار می‌گیرند.

 

در شکل 12 درجه ذوب‌بخشی به‌دست آمده از اسپینل بر اساس محاسبات Hirose و Kawamoto (1995) به‌صورت پیکانی که درجات ذوب بر روی آن مشخص شده ترسیم شده است. بر این اساس درجه ذوب‌بخشی در این سنگ‌ها بیش از 20 درصد بوده است.

با توجه به نتایج حاصل از نمودار‌ها می‌توان بیان کرد که پریدوتیت‌های مورد بررسی در این مطالعه گوشته‌ای و به گوشته زیر پوسته اقیانوسی متعلق هستند.

 

 

شکل 12- ترسیم نمونه‌ها سنگی گوشته لوگر در دیاگرام Cr# در برابر Mg# اسپینل‌های آنها. محدوده آبیسال، جلوی قوس و پشت قوس به ترتیب توسط Barnes و Roeder (2001)، Ishii و همکاران (1992) و Monnier و همکاران (1995) مشخص شده‌اند و محدوده بونینیت از Dick و Bullen (1984) آورده شده است. نماد علامت‌دار شده نشان‌دهندة درصد ذوب سنگ پریدوتیت میزبان بر اساس محاسبات Hirose و Kawamoto (1995) است.

 

(ب) مطالعه رفتار عناصر سازگار و ناسازگار: مطالعه رفتار عناصر سازگار و ناسازگار در طول ذوب پریدوتیت‌های حاصل از ذوب‌بخشی مقدار ذوب‌بخشی را نشان می‌دهد. Ti و Cr عناصر ناسازگار بوده، حتی در درجات پایین ذوب‌بخشی وارد مذاب می‌شوند؛ بنابراین، انتظار می‌رود که لرزولیت و هارزبورژیت باقیمانده مقدار کمی از این دو عنصر را دارا باشند. Na و Al به‌عنوان عناصر سازگار عمل می‌کنند و تنها در درجات بالای ذوب‌بخشی وارد مذاب می‌شوند پس محتوای Na و Al پریدوتیت‌های لرزولیتی بیشتر از پریدوتیت‌های هارزبورژیتی است. بر اساس مطالعة رفتار اکسید‌های مختلف در پریدوتیت‌های آنالیز شده دیاگرام‌های تغییر عناصر اصلی در برابر Mg# ارتوپیروکسن‌ها (شکل 13) و کلینوپیروکسن‌ها (شکل 14) ترسیم شده‌اند.

پریدوتیت‌های مرجع از اقیانوس اطلس و هند برای مقایسه آورده شده است (Bonatti et al., 1992; Cannat et al.,1992; Cannat and Seyler, 1995; Johnson and Dick, 1992; Johnson et al., 1990; Ross and Elthon, 1997). مقدار محتوی Cr2O3 ارتوپیروکسن‌ها و کلینوپیروکسن‌ها در برابر Mg# آنها در پریدوتیت‌های لوگر تقریباً برابر با مقدار این عناصر در پریدوتیت‌های لرزولیتی مرجع است (شکل‌های 13 و 14). Al2O3 - Mg# ارتوپیروکسن‌ها و کلینوپیروکسن‌ها و Na2O - Mg# کلینوپیروکسن‌های پریدوتیت‌های لوگر در مقایسه با پریدوتیت‌های لرزولیتی مرجع کمتر است (شکل‌های 13 و 14).

این مشاهدات نشان می‌دهد که Cr و Ti در پیروکسن‌های واحد‌های سنگی گوشته لوگر به‌عنوان عناصر ناسازگار عمل نموده‌اند، بنابراین، همه Crو Ti‌های مواد ﻣﻨﺸﺄ وارد مذاب می‌شوند. محتوای کم Al2O3 ارتوپیروکسن‌ها و کلینوپیروکسن‌ها و Na2Oکلینوپیروکسن‌ها نشان‌دهندة درجه بالای ذوب‌بخشی واحد‌های سنگی گوشته لوگر است.

 

 

 

 

شکل 13- ترسیم Al2O3، Cr2O3 و TiO2 ارتوپیروکسن‌های لوگر در برابر Mg# این کانی ها. پریدوتیت‌های مرجع اطلس و هند (A, I) برای مقایسه آورده شده‌اند. ارتوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های گوشته لوگر از لحاظ میزان TiO2 و Cr2O3 برابر با پریدوتیت‌های مرجع واز لحاظ Al2O3 فقیر‌تر از آنها هستند (برای توضیحات بیشتر به متن مراجعه شود).

 

 

شکل 14- ترسیم Al2O3، Cr2O3، TiO2 و Na2O کلینوپیروکسن‌های لوگر در برابر Mg# این کانی ها. پریدوتیت‌های مرجع اطلس و هند (A, I) برای مقایسه آورده شده‌اند. کلینوپیروکسن‌های سنگ‌های گوشته لوگر Al2O3 و Na2O کمتری نسبت به پریدوتیت‌های مرجع دارند. میزان TiO2 پیروکسن‌های واحد‌های سنگی گوشته لوگر نیز کمتر از میزان این اکسید در پریدوتیت‌های مرجع است (برای توضیحات بیشتر به متن مراجعه شود).

 

 

(پ) بررسی پارامتر‌های مختلف در اسپینل‌های واحد‌های مختلف سنگی افیولیت لوگر و مقایسه با اسپینل‌های موجود در دونیت، کرومیتیت و گدازه‌های بالشی افیولیت نایین: همان طور که در بخش شیمی کانی‌ها مشخص بود، کانی‌های موجود در دونیت‌ها در بسیاری از رفتار‌های شیمیایی از لرزولیت‌ها و هارزبورژیت‌ها تبعیت نمی‌کنند، زیرا دونیت‌ها به‌عنوان مکان هندسی جریان مذاب تجمع یافته در گوشته در نظر گرفته می‌شوند و کانی‌های موجود در این سنگ، همواره با مذاب صعود کننده واکنش داده، از نظر ترکیب تغییر می‌یابند. برای مقایسه بهتر ویژ گی‌های واحد‌های مختلف سنگی گوشته افیولیت لوگر، میانگین برخی از پارامتر‌های اسپینل‌های آنها در جدول 9 آورده شده است.

 

 

جدول 9- میانگین برخی از پارامترهای واحدهای مختلف سنگی گوشته لوگر

Fe+3#

Fe#

Mg#

Cr#

TiO2(wt٪)

MgO(wt٪)

MnO(wt٪)

Al2O3(wt٪)

Cr2O3(wt٪)

Rock type

0.105

0.423

0.603

54.7

0.02

13.12

0.23

24.33

43.75

Lherzolite

0.099

0.478

0.559

62.5

0.06

11.48

0.26

19.34

48.06

Harzburgite

0.103

0.382

0.643

47.7

0.13

14.36

0.21

28.87

39.17

Dunite

0.160

0.389

0.652

63.3

0.13

13.79

0.21

18.94

48.60

Chromitite

(Fe# = Fe+2+Fe+3/ (Fe+2+Fe+3+Mg); Fe+3# = Fe+3/Fe+3+Fe+2)

 


درصد وزنی Cr2O3 کروم اسپینل‌های موجود در لرزولیت‌ها بین 90/41 تا 77/44 متغیر است؛ در هارزبورژیت‌ها این مقدار افزایش می‌یابد و بین 98/46 تا 61/48 درصد وزنی تغییر می‌کند، در دونیت‌ها و کرومیتیت‌ها نیز به ترتیب بین (72/37 - 09/40) و (90/47 - 82/48) در تغییر است. همان‌طوری‌که دیده می‌شود، مقدار Cr2O3 در دونیت‌ها به‌صورت ناگهانی نسبت به هارزبورژیت‌ها کاهش پیدا می‌کند، و حتی از مقدار Cr2O3 موجود در لرزولیت‌ها نیز کمتر می‌شود؛ ولی در کرومیتیت‌ها دوباره افزوده می‌شود و این مقدار کمی بیشتر از هارزبورژیت‌ها می‌شود.

مقدار Al2O3 اسپینل‌های موجود در دونیت‌ها (متغیر بین 03/28- 67/30 درصد وزنی) نیز از روند کاهشی مقدار Al2O3 در لرزولیت‌ها (متغیر بین 34/23- 11/26 درصد وزنی) به سمت هارزبورژیت‌ها (متغیر بین 56/18- 68/20 درصد وزنی) و به سمت کرومیتیت‌ها (73/17- 54/19 درصد وزنی) تبعیت نمی‌کند و یک افزایش ناگهانی در میزان Al2O3 موجود در دونیت‌ها مشاهده می‌شود، که بیشترین مقدار را در بین سایر واحدهای سنگی به خود اختصاص داده‌اند. TiO2 اسپینل‌های موجود در واحد‌های مختلف سنگی روندی افزایشی از لرزولیت‌ها (متغیر بین 00/0- 05/0 درصد وزنی) به سمت هارزبورژیت‌ها (متغیر بین 02/0- 07/0 درصد وزنی)، دونیت‌ها و کرومیتیت‌ها (10/0- 17/0 درصد وزنی) نشان می‌دهند؛ به‌طوری‌که بیشترین مقدار TiO2 در دونیت‌ها و کرومیتیت‌ها وجود دارد. مقدار MnO اسپینل‌های موجود در لرزولیت‌ها بین 20/0 درصد وزنی تا 26/0 درصد وزنی در تغییر است. این مقدار در هارزبورژیت‌ها کمی افزایش می‌یابد (متغیر بین 25/0- 27/0 درصد وزنی)، ولی در دونیت‌ها (18/0- 23/0 درصد وزنی) و کرومیتیت‌ها (19/0- 23/0 درصد وزنی) کاهش می‌یابد. همان گونه که در جدول 9 هم دیده می‌شود، بعضی از پارامتر‌ها مثل Mg#، مقدار MnO، TiO2و Fe#، در اسپینل‌های موجود در دونیت‌ها و کرومیتیت‌ها تقریباً یکسان هستند.

اسپینل‌های موجود در دونیت‌های لوگر رفتار نسبتاً متفاوتی با سایر اسپینل‌های موجود در واحدهای سنگی گوشته نشان می‌دهند. دونیت‌ها به‌عنوان مکان هندسی جریان مذاب تجمع یافته در نظر گرفته می‌شوند و کانی‌های موجود در این سنگ، همواره با مذاب صعود کننده واکنش داده، از نظر ترکیب تغییر می‌یابند و ترکیبی شبیه به مذاب صعود کننده پیدا می‌کنند. مذاب‌های صعود کننده، پریدوتیت‌های لایه ای، گابروها، دایک‌های دلریت - دیابازی و گدازه‌های بالشی را تشکیل می‌دهند. برای درک بهتر، میانگین داده‌های مربوط به کروم اسپینل‌های موجود در دونیت‌های لوگر با کروم اسپینل‌های موجود در دونیت‌ها و کرومیتیت‌های افیولیت نایین (پیرنیا، 1386) و اسپینل‌های موجود در گدازه‌های بالشی افیولیت نایین (ترابی و همکاران،1387) در جدول 10 آورده شده است.

 

جدول 10- میانگین نتایج آنالیزهای دونیت و کرومیتیت لوگر (نمونه‌های 1 و 2)، دونیت و کرومیتیت نایین (نمونه‌های 3 و 4 از پیرنیا، 1386) و اسپینل‌های موجود در پیلولاواها (نمونه‌های 5 و 6 از ترابی و همکاران، 1387).

Pillow lava

Pillow lava

Chromitite

Dunite

Chromitite

Dunite

Sample

6

5

4

3

2

1

Number

0.07

0.17

0.01

0.01

0.05

0.05

SiO2

0.25

0.19

0.16

0.46

0.13

0.13

TiO2

30.62

33.02

13.79

26.92

18.94

28.87

Al2O3

35.38

32.04

54.69

36.11

48.60

39.17

Cr2O3

14.78

15.72

15.24

24.07

15.89

16.09

FeOÔ

0.13

0.20

0.23

0.30

0.21

0.21

MnO

16.46

16.48

14.98

12.02

13.79

14.36

MgO

0.04

0.14

0.01

0.00

0.01

0.01

CaO

97.73

97.97

99.11

99.88

97.62

98.84

Total

0.016

0.040

0.002

0.002

0.013

0.012

Si

0.044

0.034

0.032

0.085

0.025

0.023

Ti

8.568

9.136

4.125

7.736

5.656

8.166

Al

6.644

5.947

10.977

6.962

9.741

7.433

Cr

0.667

0.771

0.83

1.128

0.527

0.336

Fe+3

2.194

2.231

2.312

3.656

2.783

2.851

Fe+2

0.026

0.040

0.050

0.062

0.046

0.043

Mn

5.829

5.768

5.670

4.369

5.207

5.139

Mg

0.011

0.035

0.002

0.001

0.002

0.003

Ca

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

24.000

Total

0.436

0.394

0.73

0.47

0.633

0.477

Cr#

0.726

0.721

0.708

0.52

0.652

0.643

Mg#

0.329

0.342

0.36

0.544

0.389

0.382

Fe#

بیشترین مقدار Al2O3 مربوط به اسپینل‌های موجود در پیلولاواها (62/30 و 02/33 درصد وزنی) است. مقدار میانگین Al2O3 اسپینل‌های موجود در دونیت‌های لوگر (87/28 درصد وزنی) کمی بیشتر از مقدار Al2O3 اسپینل‌های موجود در دونیت‌های نایین (92/26 درصد وزنی) و تقریباً در حد اسپینل‌های موجود در گدازه‌های بالشی نایین - ایران است. کمترین مقدار Al2O3 در کرومیتیت‌ها دیده می‌شود؛ به‌طوری‌که مقدار میانگین Al2O3 در اسپینل‌های کرومیتیت‌های لوگر و نایین - ایران به ترتیب 94/18 و 79/13 درصد وزنی است.

اسپینل‌های موجود در کرومیتیت‌ها بیشترین مقدار Cr2O3 را دارا هستند؛ به‌گونه‌ای که به‌ترتیب 69/54 و 60/48 درصد وزنی در اسپینل‌های موجود در کرومیتیت‌های نایین و لوگر به‌دست آمده است.

اسپینل‌های موجود در دونیت لوگر و نایین به ترتیب دارای 17/39 و 11/36 درصد وزنی Cr2O3 هستند. Cr2O3 اسپینل‌های موجود در پیلولاواها (04/32 و 38/35 درصد وزنی)، تقریباً در حد اسپینل‌های دونیت‌هاست.

در مقایسه با دیگر واحد‌های سنگی، اسپینل‌های موجود در دونیت‌ها و کرومیتیت‌های لوگر دارای کمترین مقدار TiO2 (13/0 درصد وزنی) هستند. این مقدار در کرومیتیت نایین برابر با 16/0 درصد وزنی و در گدازه‌های بالشی کمی بیشتر (19/0 و 25/0 درصد وزنی) است. اسپینل‌های موجود در دونیت‌های نایین دارای بیشترین مقدار TiO2 (46/0 درصد وزنی) هستند.

کمترین مقدار Mg# مربوط به اسپینل‌های قرار گرفته در دونیت‌های نایین (52/0) است. Mg# اسپینل‌های موجود در دونیت و کرومیتیت لوگر به ترتیب 643/0 و 652/0 محاسبه شده است که بیشتر از Mg# اسپینل‌های دونیت نایین (52/0) و کمتر از اسپینل‌های کرومیتیت نایین (708/0) هستند. Mg# اسپینل‌های تشکیل شده در پیلولاواها 721/0 و 726/0 محاسبه شده است که در حد Mg# اسپینل کرومیتیت نایین هستند. اگر این واحد‌های مختلف سنگی در دیاگرام Al2O3 در مقابل Cr2O3 ترسیم شوند، این نمونه‌ها در محدوده گوشته قرار می‌گیرند. محدوده‌های رسم شده در این دیاگرام توسط Conrad و Kay (1984)، Haggerty (1988) و Kepezhinskas و همکاران (1995) تعیین شده‌اند. اسپینل‌های دونیت‌ها از نظر مقدار Al2O3 و Cr2O3 بسیار به اسپینل‌های آنالیز شده در گدازه‌های بالشی نایین شبیه هستند (شکل 15). اگرچه اسپینل‌های موجود در دونیت‌های لوگر نسبت به اسپینل‌های دونیت نایین مقدار TiO2 کمتر و Mg# بیشتر دارند، ولی در قیاس با اسپینل‌های پیلولاواها، بیشتر با اسپینل‌های موجود در دونیت نایین شباهت دارند (شکل 15). با توجه به مطالعات و نتایج به‌دست آمده می‌توان نتیجه گرفت که ﻣﻨﺸﺄ اسپینل‌های موجود در دونیت‌های لوگر گوشته بوده و این اسپینل‌ها از لحاظ رفتار و ویژ گی‌های شیمیایی به اسپینل‌های دونیت و گدازه‌های بالشی نایین شبیه هستند و با اسپینل‌های موجود در پیلولاواها نسبت به اسپینل‌های موجود در لرزولیت‌ها و هارزبورژیت‌ها هم‌خوانی بیشتری دارند.

 

(ت) تغییرات Al2O3 و Cr2O3 در اسپینل‌های واحد‌های مختلف سنگی گوشته لوگر: در شکل 16 تغییرات میزان Al2O3 و Cr2O3 از حاشیه به سمت مرکز اسپینل‌ها در واحد‌های سنگی گوشته لوگر نشان داده شده است.

 

 

شکل 15- ترسیم Al2O3 در برابر Cr2O3 اسپینل‌های موجود در دونیت و کرومیتیت افیولیت‌های لوگر و نایین و اسپینل‌های گدازه‌های بالشی، برای تشخیص ﻣﻨﺸﺄ اسپینل. همه نمونه‌ها در محدوده گوشته‌ای ترسیم می‌شوند (Conrad and Kay, 1984; Haggerty, 1988; Kepezhinskas et al., 1995).

 

 

شکل 16- نمایش تغییرات مقدار Al2O3 و Cr2O3 بر اساس درصد وزنی، از سمت حاشیه به سمت مرکز در اسپینل‌های کروم‌دار موجود در A) لرزولیت، B) هارزبورژیت و C) دونیت لوگر (Lz = Lherzolite, Hz = Harzburgite)

در بررسی آنالیز نقطه‌ای اسپینل‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته لوگر از حاشیه اسپینل‌های کروم‌دار به سمت مرکز روندی افزایشی برای Cr2O3 و روندی کاهشی برای Al2O3 مشاهده می‌شود. وجود این زونینگ در اسپینل‌ها می‌تواند به علت تغییر ترکیب مداوم مذاب صعود کننده بر اثر واکنش‌های سنگ دیواره و مذاب صعود کننده بازالتی باشد (شکل 16).

 

دماسنجی، فشارسنجی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر

برای به‌دست آوردن شرایط حرارت و فشار واحد‌های سنگی پریدوتیت گوشته لوگر ترکیب شیمیایی کانی‌های مافیک استفاده شدند. با استفاده از دماسنجی زوج کانی کلینوپیروکسن - ارتوپیروکسن (Wood and Banno, 1973; Wells, 1977) که شرایط همزیستی مساعدی را در پریدوتیت‌های گوشته از خود نشان می‌دهند، شرایط دما و فشار حاکم بر پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر محاسبه شد. از دماسنجی‌های دو پیروکسن بر اساس معادله‌های 1 و 2 برای تعیین دمای تبلور لرزولیت‌ها، هارزبورژیت‌ها و دونیت‌های گوشته افیولیت لوگر استفاده شده است (جدول 11). فرمول ارائه شده توسط Wood و Banno (1973) چنین است:

معادله 1:  

 

 

Wells (1977) فرمول (2) را پیشنهاد کرده است:

معادله 2:

 

 

متغیر‌های معادله‌های (1) و (2) و اکتیویته کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن به‌صورت زیر تعریف می‌شوند:

 

 

 

 

دماهای به‌دست آمده با استفاده از فرمول ارائه شده توسط Wood و Banno (1973) برای نمونه‌های لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت به ترتیب 1030، 1034 و 1079 درجه سانتی‌گراد و با روش Wells (1977) به ترتیب دماهای 914، 923 و 968 درجه سانتی‌گراد محاسبه شده است (جدول 11).

 

جدول 11- فشار و دماهای محاسبه شده برای لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر با استفاده از فشارسنجی و دماسنجی‌های ذکر شده در متن.

Cpx Barometer (kbar)

Cpx-Opx Geotermometers (oC)

 

NT

W

WB

Methods*

27.3 ± 2.4

914

1030

Lherzolite

29 ± 2.4

935

1051

Lherzolite

28.9 ± 2.4

923

1034

Harzburgite

26 ± 2.4

968

1079

Dunite

* WB = Wood and Banno (1973), W = Wells (1977), NT = Nimis and Taylor (2000)

 

از محتوای Cr، Na و K موجود در پیروکسن‌ها برای تعیین فشار حاکم بر پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر برطبق روش Nimis و Taylor (2000) استفاده شده است. یکی از دلایل استفاده از معادله فشار شماره 3 این است که، این روش دارای وابستگی دمایی (°C 50 kbar/ 4/2 - 2/1) پایین تری، نسبت به فشار سنجی‌های رایج بر پایه محتوای Al در ارتوپیروکسن (°C 50kbar/ 3-2) است.

معادله 3:

 

 

 

فشار به‌دست آمده برای لرزولیت بدین ترتیب 4/2 ± 27 کیلوبار، برای هارزبورژیت 4/2 ± 29 کیلوبار و برای دونیت‌ها 4/2 ± 26 است (جدول 11).

 

نتیجه‌گیری

مشاهدات پتروگرافی نشان می‌دهد که در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌های گوشته افیولیت لوگر، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن‌ها زود‌تر از کانی‌های الیوین و اسپینل تشکیل شده‌اند، و در کرومیتیت‌ها تبلور همزمان الیوین و اسپینل‌های کروم‌دار دیده می‌شود.

کروم اسپینل‌های موجود در لرزولیت‌ها، ورمیکولار، بی‌شکل با اندازه‌های کوچک هستند، در هارزبورژیت نیمه شکل دار، بزرگ‌تر و کمی تیره‌تر می‌شوند و در دونیت‌ها خودشکل‌تر و تیره‌تر از هارزبورژیت‌ها می‌شوند.

الیوین‌های موجود در لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت‌های پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر، آذرینی و اولیه نبوده بلکه الیوین‌های ریز دانه جایگزینی حاصل از ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن‌ها هستند. بر اساس مطالعات صورت گرفته بر روی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت لوگر می‌توان گفت که پریدوتیت‌های مورد بررسی گوشته‌ای و به گوشته زیر پوسته اقیانوسی مربوط هستند. محتوای کم Al2O3 ارتوپیروکسن‌ها و کلینوپیروکسن‌ها و Na2O کلینوپیروکسن‌ها نشان‌دهندة درجه بالای ذوب‌بخشی واحد‌های سنگی گوشته لوگر است. دماسنجی زوج کانی کلینوپیروکسن – ارتوپیروکسن برای لرزولیت، هارزبورژیت و دونیت با استفاده از فرمول ارائه شده توسط Wood و Banno (1973) به ترتیب 1030، 1034 و 1079 درجه سانتی‌گراد و با روش Wells (1977) به ترتیب دماهای 914، 923 و 968 درجه سانتی‌گراد را نشان می‌دهد. فشار به‌دست آمده از روش ارائه شده توسط Nimis و Taylor (2000) برای لرزولیت 4/2 ± 27 کیلوبار، برای هارزبورژیت 4/2 ± 29 کیلوبار و برای دونیت‌ها 4/2 ± 26 محاسبه شده است.

پیرنیا، ت. (1386) پترولوژی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت نایین. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد پترولوژی، گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

ترابی، ق.، عبدالهی، ا.، شیردشت‌زاده، ن. (1378) استفاده از آنالیز کانی‌ها و سنگ کل در تشخیص پتروژنژ گدازه‌های بالشی افیولیت نایین.مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، 16(2): 295 - 312.

موسی‌زی، ا. م. (1373) تحقیق پیرامون اولترابازیت‌های افغانستان و منیرالیزاسیون صنعتی آنها. پایان‌نامه علمی- تحقیقاتی دکتری، وزارت تحصیلات عالی افغانستان، کابل، افغانستان.

Arai, S. (1994) Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships, Review and Interpretation. Chemical Geology 113: 191-204.

Barnes, S. J. and Roeder, P. L. (2001) The range of spinel composition in terrestrial mafic and ultramafic rocks. Journal of Petrology 42: 2279-2302.

Bonatti, E., Peyve, A., Kepzhinshinkas, P., Kurentsova, N., Seyler, M., Skolotnev, S. and Udintnev, G. (1992) Upper mantle heterogeneity below the Mid–Atlantic Ridges, 0-15ºN. Journal of Geophysical Research 97: 4461-4476.

Cannat, M. and Seyler, M. (1995) Transform tectonics metamorphic plagioclase and amphibolitization in ultramafic rocks of the Vema transform fault (Atlantic Ocean). Earth and Planetary Science Letters 133: 283-298.

Cannat, M., Bideau, D. and Bougault, H. (1992) Serpentinized peridotites and gabbros in the Mid-Atlantic Ridge axial valley at 15º372 N and 16º522 N. Earth and Planetary Science Letters 109: 87-106.

Conrad, W. K. and Kay, R. W. (1984) Ultramafic and mafic inclusions from Adak Island: Crystallization history and implications for the nature of primary magmas and crustal evolution in the Aleutian arc. Journal of Petrology 25: 88–125.

Constantin, M., Hekinian, R., Ackermand, D. and Stoffers, P. (1995) Mafic and ultramafic intrusions into upper mantle peridotites from fast spreading centers of the Easter Microplate (South east Pasific). In: R. L. M., Vissers and A., Nicolas (Eds.): Mantle and Lower Crust Exposed in Oceanic Ridges and Ophiolites. Dordrecht, The Netherlands, Kluwer 71-120.

Dick, H. J. B. and Bullen, T. (1984) Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and Alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 86: 54-76.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe+3 concentration in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Edzbroshikov, E. M., Dronikov, V. C. anf Billan, E. K. (1974) Ore mineral and geological structure of south and south weast of Afghanistan (Parts of 500 III, IV, 700 – I, 600 – II, IV Sheet maps), Kabul. D. G. R. P. E. Institute.

Haggerty, S. E. (1988) Upper mantle opaque mineral stratigraphy and the genesis of metasomatites and alkali-rich melts. Journal of Geological Society of Australia 14: 687–699.

Hirose, K. and Kawamoto, T. (1995) Hydrous partial melting of lherzolite at 1 Gpa: effect of H2O on the genesis of basaltic magmas. Earth and Planetary Science Letters 133: 463-473.

Ishii, T., Robinson, P. T., Maekawa, H. and Fiske, M. (1992) Petrological studies of peridotites from diapiric serpentinite seamounts in Izu-Ogazawara-Mariana forearc, Leg 125. In: P., Fryer, J. A., Pearce and L. B., Stocking (Eds.): Proceedings of the Ocean Drilling Program. Scientific Results 125, College station, Texas 445-485.

Johnson, K. T. M. and Dick, H. J. B. (1992) Open system melting and temporal spatial variation of peridotite and basalt at the Atlantis II Fracture Zone. Journal of Geophysical Research 97: 9219-9241.

Johnson, K. T. M., Dick, H. J. B. and Shimizu, N. (1990) Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopside in abyssal peridotites. Journal of Geophysical Research 95: 2661-2678.

Kepezhinskas, P. K., Defant, M. J. and. Drummond, M. S. (1995) Na metasomatism in the island-arc mantle by slab melt-peridotite interaction: evidence from mantle xenoliths in the North Kamchatka arc. Journal of Petrology 36: 1505–1527.

Klootwijk, C. T. (1979) A review of Paleomagnetic data from the Indo-Pakistani fragment of Gondwanaland. In: A., Farah and K. A., DeJong (Eds.): Geodynamic of Pakistan. Geologcal Survey of Pakistan 41-80.

Kornprobst, J., Ohnenstetter, D. and Ohnenstetter, M. (1981) Na and Cr contents in Cpx from peridotites: a possible discriminant between sub-continental and sub-oceanic mantle. Earth and Planetary Science Letters 53: 241-254.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 227–279.

Maurel, C. and Maurel, P. (1982) Étude expérimentale de la distribution de láluminium entre bain silicaté basique et spinelle chromifère. Implications pétrogénétiques: teneur en chrome des spinelles. Bulletin de Minéralogie 105: 197-202.

Miyashiro, A. (1975) Classification, characteristics and origin of ophiolites. Geology 83: 249-281.

Monnier, C., Girardeau, J., Maury R. and Cotton, J. (1995) Back-arc basin origin for the East Sulawesi ophiolite (eastern Indonesia). Geology 23: 851-854.

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Nimis, P. and Taylor, W. R. (2000) Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer. Contributions of Mineralogy and Petrology 139: 541-554.

Pearce, J. A., Lippard, S. J. and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. In: B. P., Kokelaarand M. F., Howells (Eds): Marginal Basin Geology. Geological Society of London Special Publication 16: 77-96.

Ross, K. and Elthon, D. (1997) Extreme incompatible trace-element depletion of diopside in residual mantle from south of the Kane fracture Zone. In: J. A., Karson, M., Cannat, D. J., Miller and D., Elthon (Eds.): Proceedings of the Ocean Drilling Project Scientific Results 153. ODP, College Station, TX 277-284.

Schindler, S. J. (2002) Afghanistan, Geology in a troubled land. Geo times 14 -18.

Shareq, A., Voinov, V. N., Nevretdinov, E. B., Kubatkin, L. V. and Gusav, I. A. (1980) The Logar ultrabasite massif and its reflection in the magnetic filed (east Afghanistan). Tectonophysics 62: 1-5.

Tapponnier, P. and Molnar, P. (1976) Slip-line field theory and large-scale continental tectonics. Nature 264: 319-324.

Tapponnier, P., Mattauer, M., Proust, F. and Cassaigneau, C. (1981) Mesozoic ophiolites, sutures, and large scale tectonic movement in Afghanistan. Earth and Planetary Science Letters 52: 355-371.

Wells, P. R. A. (1977) Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 62: 129-139.

Wood, B. J. and Banno, S. (1973) Garnet-Orthopyroxene and Orthopyroxene-Clinopyroxene Relationships in Simple and Complex Systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 42: 109-124.

 

 

پیرنیا، ت. (1386) پترولوژی پریدوتیت‌های گوشته افیولیت نایین. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد پترولوژی، گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

ترابی، ق.، عبدالهی، ا.، شیردشت‌زاده، ن. (1378) استفاده از آنالیز کانی‌ها و سنگ کل در تشخیص پتروژنژ گدازه‌های بالشی افیولیت نایین.مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، 16(2): 295 - 312.

موسی‌زی، ا. م. (1373) تحقیق پیرامون اولترابازیت‌های افغانستان و منیرالیزاسیون صنعتی آنها. پایان‌نامه علمی- تحقیقاتی دکتری، وزارت تحصیلات عالی افغانستان، کابل، افغانستان.

Arai, S. (1994) Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships, Review and Interpretation. Chemical Geology 113: 191-204.

Barnes, S. J. and Roeder, P. L. (2001) The range of spinel composition in terrestrial mafic and ultramafic rocks. Journal of Petrology 42: 2279-2302.

Bonatti, E., Peyve, A., Kepzhinshinkas, P., Kurentsova, N., Seyler, M., Skolotnev, S. and Udintnev, G. (1992) Upper mantle heterogeneity below the Mid–Atlantic Ridges, 0-15ºN. Journal of Geophysical Research 97: 4461-4476.

Cannat, M. and Seyler, M. (1995) Transform tectonics metamorphic plagioclase and amphibolitization in ultramafic rocks of the Vema transform fault (Atlantic Ocean). Earth and Planetary Science Letters 133: 283-298.

Cannat, M., Bideau, D. and Bougault, H. (1992) Serpentinized peridotites and gabbros in the Mid-Atlantic Ridge axial valley at 15º372 N and 16º522 N. Earth and Planetary Science Letters 109: 87-106.

Conrad, W. K. and Kay, R. W. (1984) Ultramafic and mafic inclusions from Adak Island: Crystallization history and implications for the nature of primary magmas and crustal evolution in the Aleutian arc. Journal of Petrology 25: 88–125.

Constantin, M., Hekinian, R., Ackermand, D. and Stoffers, P. (1995) Mafic and ultramafic intrusions into upper mantle peridotites from fast spreading centers of the Easter Microplate (South east Pasific). In: R. L. M., Vissers and A., Nicolas (Eds.): Mantle and Lower Crust Exposed in Oceanic Ridges and Ophiolites. Dordrecht, The Netherlands, Kluwer 71-120.

Dick, H. J. B. and Bullen, T. (1984) Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and Alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 86: 54-76.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe+3 concentration in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Edzbroshikov, E. M., Dronikov, V. C. anf Billan, E. K. (1974) Ore mineral and geological structure of south and south weast of Afghanistan (Parts of 500 III, IV, 700 – I, 600 – II, IV Sheet maps), Kabul. D. G. R. P. E. Institute.

Haggerty, S. E. (1988) Upper mantle opaque mineral stratigraphy and the genesis of metasomatites and alkali-rich melts. Journal of Geological Society of Australia 14: 687–699.

Hirose, K. and Kawamoto, T. (1995) Hydrous partial melting of lherzolite at 1 Gpa: effect of H2O on the genesis of basaltic magmas. Earth and Planetary Science Letters 133: 463-473.

Ishii, T., Robinson, P. T., Maekawa, H. and Fiske, M. (1992) Petrological studies of peridotites from diapiric serpentinite seamounts in Izu-Ogazawara-Mariana forearc, Leg 125. In: P., Fryer, J. A., Pearce and L. B., Stocking (Eds.): Proceedings of the Ocean Drilling Program. Scientific Results 125, College station, Texas 445-485.

Johnson, K. T. M. and Dick, H. J. B. (1992) Open system melting and temporal spatial variation of peridotite and basalt at the Atlantis II Fracture Zone. Journal of Geophysical Research 97: 9219-9241.

Johnson, K. T. M., Dick, H. J. B. and Shimizu, N. (1990) Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopside in abyssal peridotites. Journal of Geophysical Research 95: 2661-2678.

Kepezhinskas, P. K., Defant, M. J. and. Drummond, M. S. (1995) Na metasomatism in the island-arc mantle by slab melt-peridotite interaction: evidence from mantle xenoliths in the North Kamchatka arc. Journal of Petrology 36: 1505–1527.

Klootwijk, C. T. (1979) A review of Paleomagnetic data from the Indo-Pakistani fragment of Gondwanaland. In: A., Farah and K. A., DeJong (Eds.): Geodynamic of Pakistan. Geologcal Survey of Pakistan 41-80.

Kornprobst, J., Ohnenstetter, D. and Ohnenstetter, M. (1981) Na and Cr contents in Cpx from peridotites: a possible discriminant between sub-continental and sub-oceanic mantle. Earth and Planetary Science Letters 53: 241-254.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 227–279.

Maurel, C. and Maurel, P. (1982) Étude expérimentale de la distribution de láluminium entre bain silicaté basique et spinelle chromifère. Implications pétrogénétiques: teneur en chrome des spinelles. Bulletin de Minéralogie 105: 197-202.

Miyashiro, A. (1975) Classification, characteristics and origin of ophiolites. Geology 83: 249-281.

Monnier, C., Girardeau, J., Maury R. and Cotton, J. (1995) Back-arc basin origin for the East Sulawesi ophiolite (eastern Indonesia). Geology 23: 851-854.

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Nimis, P. and Taylor, W. R. (2000) Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer. Contributions of Mineralogy and Petrology 139: 541-554.

Pearce, J. A., Lippard, S. J. and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. In: B. P., Kokelaarand M. F., Howells (Eds): Marginal Basin Geology. Geological Society of London Special Publication 16: 77-96.

Ross, K. and Elthon, D. (1997) Extreme incompatible trace-element depletion of diopside in residual mantle from south of the Kane fracture Zone. In: J. A., Karson, M., Cannat, D. J., Miller and D., Elthon (Eds.): Proceedings of the Ocean Drilling Project Scientific Results 153. ODP, College Station, TX 277-284.

Schindler, S. J. (2002) Afghanistan, Geology in a troubled land. Geo times 14 -18.

Shareq, A., Voinov, V. N., Nevretdinov, E. B., Kubatkin, L. V. and Gusav, I. A. (1980) The Logar ultrabasite massif and its reflection in the magnetic filed (east Afghanistan). Tectonophysics 62: 1-5.

Tapponnier, P. and Molnar, P. (1976) Slip-line field theory and large-scale continental tectonics. Nature 264: 319-324.

Tapponnier, P., Mattauer, M., Proust, F. and Cassaigneau, C. (1981) Mesozoic ophiolites, sutures, and large scale tectonic movement in Afghanistan. Earth and Planetary Science Letters 52: 355-371.

Wells, P. R. A. (1977) Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 62: 129-139.

Wood, B. J. and Banno, S. (1973) Garnet-Orthopyroxene and Orthopyroxene-Clinopyroxene Relationships in Simple and Complex Systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 42: 109-124.