سنگ‌های الترامافیک در بخش میانی پهنه سنندج- سیرجان و نقش آنها در ارزیابی شرایط فیزیکوشیمیایی زمان آغاز فرورانش

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، تهران 3697 – 19395، ایران

2 گروه زمین‏‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران

چکیده

سنگ‌‏‌های الترامافیکی (هورنبلندیت و پیروکسنیت) در نزدیکی توده آذرین درونی ملاطالب در فاصله میان شهرستان‌های الیگودرز و ازنا، در بخش میانی پهنه سنندج- سیرجان، رخنمون دارند. این سنگ‌ها کومولاهای برخاسته از ماگمایی بونینیتی هستند. این ماگما در هنگام آغاز فرورانش نئوتتیس (تریاس پایانی- ژوراسیک آغازین) از گوة گوشته‌‏‌ای برخاسته‏‌ است. در ادامه فرایند فرورانش، سنگ‌‏‌های فلسیک همجوار، با کمی تاخیر، در ژوراسیک میانی متبلور شده‌‏‌اند. بررسی فراونی عنصرهای اصلی در کانی‌های الیوین، پیروکسن، آمفیبول و کانی فرعی پلاژیوکلاز در سنگ‌‏‌های الترامافیک نشان‏‌دهنده تبلور آنها از ماگمایی ساب‌‏‌آلکالن و کالک‌‏‌آلکالن در پهنه فرورانش است. ترکیب شیمیایی کانی‌‏‌های نخستین گویای فوگاسیته کم اکسیژن در ماگمای اولیه است. به‌‏‌کارگیری روش‌های گوناگون دما- فشارسنجی روی این کانی‌‏‌ها گویای آنست که این کانی‌‏‌ها در دمای نزدیک به 1200- 1000 درجه سانتیگراد (مگر آمفیبول که در دمای 880 درجه متبلور شده است) و فشارِ 85/5 کیلوبار (که هم‌ارز با ژرفای نزدیک به 17 کیلومتری زمین است) پدید آمده‌‏‌اند. در یک پهنه فرورانش طبیعی و در ژرفای 17 کیلومتری زمین، دمای گوة گوشته‌‏‌ای باید کمتر از این مقدارهای به‌دست‌آمده باشد. شرایط ژئودینامیکی در هنگام آغاز فرورانش به‌گونه‌ای بوده که بالاآمدن سست‌کره از کنار پوسته فرورانده‌ و جایگیری آن در کنار گوة گوشته‌ای شدنی بوده است. همین پدیده عامل افزایش چشمگیر دما در گوة گوشته‌ای دانسته می‌‏‌شود. چنین سازوکاری با سرشت بونینیتی این سنگ‌‏‌ها همخوانی دارد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Contribution of ultramafic rocks in central Sanandaj-Sirjan zone to the characterizing of physio-chemical condition during initiation of subduction

نویسندگان [English]

  • Amir Esna-Ashari 1
  • Fatemeh Sarjoughian 2
1 Department of Geology, Payame Noor University, 19395-3697 Tehran, I. R. of Iran
2 Department of Earth Sciences, Faculty of Sciences, University of Kurdistan, Sanandaj, Iran
چکیده [English]

In the central part of the Sanandaj-Sirjan zone, there is an ultramafic rock exposure (hornblendite and pyroxenite) adjacent to Molataleb felsic complex completely located between Azna and Aligoodarz towns. The ultramafic rocks are actually cumulates derived from boninitic magma. During Upper Triassic-Lower Jurassic time the boninitic magma has been originated from mantle wedge as the result of initiation of Neo-Tethys subduction. Later, when subduction was proceeding, the felsic rocks crystallized in Middle Jurassic. Major elements composition of olivine, pyroxene, amphibole and minor plagioclase from the ultramafic rocks reveals crystallization from a sub-alkaline to calc-alkaline magma in a subduction zone setting. Primary minerals have chemical characteristics typical of those derived from a magma with low oxygen fugacity. Different methods for minerals thermobarometry indicate that amphiboles crystallized in relatively low temperature (880°C) but crystallization condition of other minerals corresponds to higher temperatures (1000-1200°c). They were crystallized at pressure condition equal to 5.85 kbar corresponding to the depth of ~17 km. It is not common that a mantle wedge at the depth of ~17 km to be affected by such high thermal gradient during the normal subduction process. Asthenospheric flow around the subducting slab edge during subduction initiation can explain high thermal gradient prevailed the infant mantle wedge. This mechanism corresponds to the boninitic nature of the ultramafic rocks.

کلیدواژه‌ها [English]

  • ultramafic
  • boninite
  • Thermobarometry
  • initiation of subduction
  • Sanandaj-Sirjan zone

مقدمه

در بخش میانی پهنه سنندج- سیرجان و در فاصلة میان شهرستان‌های الیگودرز و ازنا، سنگ‌های آذرینی رخنمون دارند که بخشی از کمپلکس آذرین الیگودرز است و با نام‌های گوناگونی (مانند: توده نفوذی ملاطالب یا ازنا) شناخته می‌شوند (شکل 1). تا کنون بیشتر بررسی‌های انجام‌شده روی توده نفوذی ملاطالب، درباره سنگ‌های اسیدی بوده است (Esna-Ashari, 2011; Esna-Ashari et al., 2011; Esna-Ashari et al., 2012; Mansouri Esfahani and Khalili, 2014). در پی بررسی‌های دقیق‌تر، رخنمون کوچکی از سنگ‌های الترامافیک در این منطقه شناسایی شد.


 

 

شکل 1- نقشه ساده زمین‌‏‌شناسی که جایگاه سنگ‌‏‌های الترامافیک (نماد ستاره) را در کنارة توده گرانیتوییدی و در باختر منطقه ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) نشان می‌‏‌دهد (در بخش خاوری نقشه، توده نفوذی ملاطالب است که در برابر توده‌‏‌های آذرین دیگر، گستردگی بیشتری دارد)


 

 

بررسی‌های انجام‌شده روی این سنگ‌ها، سرشت آنها و همچنین، نوع وابستگی‌شان به سنگ‌های فلسیک منطقه را نشان داده است (Esna-Ashari et al., 2016). همچنین، Esna-Ashari و Sarjoughian (2016) بررسی‌هایی را درباره سرشت الیوین‌های درون این سنگ‌ها انجام داده‌اند. با اینکه مقاله‌ها و داده‌های شیمیایی به‌دست‌آمده برای سنگ‌های الترامافیک، اطلاعات خوبی درباره سرشت این سنگ‌‏‌ها دارند، اما در هیچ‌یک از بررسی‌های گذشته طبیعت فیزیکوشیمیایی و جایگاه زمین‌ساختی پیدایش ماگمای سازندة این سنگ‌ها برپایه داده‌های شیمیایی کانی‌ها بررسی‏ نشده است. از سوی دیگر، بسیاری از پژوهشگران (Le Bas, 1962; Leterrier et al., 1982; Beccaluva et al., 1989; Molina et al., 2009) بر این باورند که ترکیب شیمیایی کانی‌ها وابستگی تنگاتنگی با ترکیب شیمیایی سنگ میزبان دارد. افزون‌بر این، شرایط فیزیکوشیمیایی ماگما (مانند: دما، فشار، فوگاسیته اکسیژن و میزان آبِ آن) نقش موثری در ترکیب کانی‌ها دارد و ازاین‌رو، ترکیب کانی‌ها ابزار ارزشمندی برای سنجش شرایط ژئودینامیک ماگما به‌شمار می‌آید (Wood and Banno, 1973; Bertrand and Mercier, 1985; Brey and Köhler, 1990; Schmidt, 1992; Holland and Blundy, 1994; Anderson and Smith 1995; Nimis and Taylor, 2000). سنگ‌های بررسی‏‌شده در پهنه سنندج- سیرجان جای دارند و این پهنه در بررسی‌های زمین‌ساختی- ماگمایی ایران اهمیت بالایی دارد؛ ازاین‌رو، در این مقاله تلاش شده است تا با به‌کارگیری ترکیب کانی‌های الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول، سری ماگمایی و جایگاه زمین‌ساختی ماگمای سازندة آنها بررسی‏ شود. همچنین، شرایط فیزیکوشیمیاییِ هنگام پیدایش ماگما نیز در این مقاله بررسی شده است.

زمین‌شناسی عمومی

از دیدگاه رده‌بندی‌های زمین‌شناسی، منطقه بررسی‏‌شده در بخش مرکزی پهنه سنندج- سیرجان است (شکل 1). این پهنه با طولی نزدیک به 1500 کیلومتر و پهنای نزدیک‌ به 200 کیلومتر، از مهم‌ترین پهنه‌‏‌های ساختاری سرزمین ایران به‌شمار می‌‏‌آید. این پهنه از مجموعه‌‏‌ای از سنگ‌های دگرگونی و بسیار دگرریخت‌شده پدید آمده است و مجموعه‌‏‌های آذرین درونی فراوانی در آنها تزریق شده‌اند. فرایندهای دگرگونی و آذرین درونی که در پهنه سنندج- سیرجان دیده می‌شوند با فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی و به‌دنبال آن، بسته‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس در الیگوسن در ارتباط هستند (مانند: Agard و همکاران، 2011). توده آذرین درونی ملاطالب در پی همین فرایند فرورانش پدید آمده‌ است (Esna-Ashari et al., 2012; Esna-Ashari et al., 2016). سنگ‌‏‌های آذرین این منطقه به دو دستة گرانیتویید (گرانیت، گرانودیوریت و تونالیت) و الترامافیک (پیروکسنیت و هورنبلندیت) رده‌‌بندی می‌شوند. گفتنی است در برخی ﺗﺄلیف‌ها، از تونالیت به‌نام کوارتز دیوریت یاد شده است (مانند: Esna-Ashari و همکاران، 2012). مجموعه الترامافیک این منطقه در پایان تریاس- آغاز ژوراسیک، در هنگام آغاز فرایند فرورانش، پدید آمده‌‏‌اند و سرشت بونینیتی دارند (Esna-Ashari et al., 2016). سنگ‌‏‌های فلسیک منطقه سن جوان‌تری دارند و با پیشرفت فرایند فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی در ژوراسیک میانی پدید آمده‌اند (~ 165 میلیون سال پیش؛ Esna-Ashari et al., 2012).

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌ها و نمونه‌‏‌برداری‌‏‌های صحرایی، 15 نمونه از بخش‌های گوناگون توده الترامافیک برداشت شد. پس از تهیه مقطع‌های نازک میکروسکوپی، این نمونه‌‏‌ها با میکروسکوپ پلاریزان بررسی‏‌شدند. در پایان، پنج نمونه که کمترین دگرسانی را نشان می‌دادند، برگزیده و پس از تهیه مقطع‌های نازک صیقلی، برای انجام تجزیه‌ ریزکاو الکترونی به دانشگاه میلان ایتالیا فرستاده شدند. در این آزمایشگاه از ابزار JEOL 8200 Superprobe برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای اصلی کانی‌ها بهره گرفته شد. گفتنی است ولتاژ شتاب‌دهنده دستگاه برابر با 15 kV بوده است. داده‌های به‌دست‌آمده از این روش در نرم‌افزارهای Minpet، PTMafic و Excel تحلیل و تفسیر شدند. داده‌های تجزیه‌ای به‌دست‌آمدة ریزکاو الکترونی در جدول‌های 1 تا 4 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از کانی الیوین الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) و فرمول ساختاری آن برپایه 4 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری (در ردیف شماره نمونه‌‏‌ها تجزیه‌های یک بلور و یا از بلورهای گوناگون نشان داده شده است. تجزیه‌های هر بلور با خط عمودی از بلورهای دیگر جدا شده است)

Sample No.

104

104

104

89

89

89

89

89

89

89

89

89

89

89

89

SiO2

39.0

39.9

39.1

39.4

40.2

38.9

40.2

39.4

39.0

39.3

39.4

39.6

38.5

39.3

39.3

TiO2

0.02

0.00

0.00

0.00

0.02

0.07

0.00

0.00

0.06

0.03

0.00

0.03

0.01

0.00

0.01

Al2O3

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.02

Cr2O3

0.00

0.01

0.02

0.01

0.04

0.02

0.00

0.02

0.00

0.02

0.06

0.00

0.02

0.04

0.00

FeO*

23.1

17.6

23.1

20.6

17.2

23.3

14.9

20.2

20.6

16.5

16.8

17.2

21.8

20.6

16.2

MnO

0.33

0.20

0.33

0.34

0.25

0.28

0.21

0.25

0.28

0.21

0.27

0.33

0.26

0.30

0.21

MgO

39.7

43.3

39.2

41.3

43.8

39.7

45.3

40.9

40.4

43.1

43.4

42.9

39.3

40.3

44.0

CaO

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.03

0.02

0.00

0.00

0.01

0.02

0.00

0.07

0.01

0.01

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.02

0.03

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K2O

0.01

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

NiO

0.11

0.14

0.08

0.17

0.09

0.11

0.15

0.22

0.17

0.17

0.15

0.18

0.13

0.18

0.27

Total

102

101

102

102

102

102

101

101

101

99

100

100

100

101

100

Si

0.99

1.00

1.00

1.00

1.00

0.99

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.01

0.99

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe

0.49

0.37

0.50

0.44

0.36

0.50

0.31

0.43

0.44

0.35

0.36

0.36

0.47

0.44

0.34

Mn

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

Mg

1.51

1.62

1.49

1.56

1.63

1.51

1.68

1.55

1.54

1.63

1.64

1.62

1.52

1.54

1.66

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Total

3.01

3.00

3.00

3.00

3.00

3.01

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

2.99

3.01

Forsterite

75.4

81.4

75.1

78.1

82.0

75.2

84.5

78.3

77.8

82.3

82.1

81.6

76.3

77.7

82.9

Fayalite

24.6

18.6

24.9

21.9

18.0

24.8

15.5

21.7

22.2

17.7

17.9

18.4

23.7

22.3

17.1

 


جدول 1- ادامه

Sample No.

89

103

103

103

103

106

106

100

100

100

100

100

100

100

SiO2

37.4

39.3

38.8

38.5

39.4

39.9

40.1

38.1

38.4

38.1

38.4

38.0

38.2

38.4

TiO2

0.00

0.02

0.01

0.01

0.03

0.04

0.09

0.07

0.00

0.00

0.02

0.00

0.04

0.01

Al2O3

0.00

0.01

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

Cr2O3

0.07

0.03

0.00

0.01

0.05

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.04

0.05

FeO*

25.1

19.0

21.2

22.1

20.7

17.9

18.0

28.1

27.8

28.2

27.4

28.6

28.6

27.4

MnO

0.28

0.25

0.25

0.33

0.21

0.28

0.31

0.33

0.28

0.30

0.30

0.29

0.26

0.35

MgO

36.5

42.2

41.2

39.2

40.9

43.2

43.5

35.1

35.5

35.0

35.6

35.3

34.8

35.5

CaO

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.04

0.00

0.12

0.03

0.00

0.02

0.00

0.01

Na2O

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K2O

0.02

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

NiO

0.08

0.14

0.13

0.08

0.10

0.09

0.01

0.16

0.17

0.21

0.14

0.22

0.17

0.12

Total

99

101

102

100

101

101

102

102

102

102

102

102

102

102

Si

0.99

1.00

0.99

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

0.99

1.00

1.00

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe

0.56

0.40

0.45

0.48

0.44

0.38

0.37

0.62

0.61

0.62

0.60

0.62

0.63

0.60

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

1.44

1.59

1.56

1.51

1.55

1.61

1.62

1.37

1.38

1.37

1.38

1.37

1.36

1.38

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

3.01

3.00

3.01

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.01

3.00

3.00

Forsterite

72.1

79.9

77.6

75.9

77.9

81.1

81.2

69.0

69.5

68.8

69.8

68.8

68.5

69.8

Fayalite

27.9

20.1

22.4

24.1

22.1

18.9

18.8

31.0

30.5

31.2

30.2

31.2

31.5

30.2

 

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از کانی پیروکسن‌‏‌ در الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) و فرمول ساختاری آن برپایه 6 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری (در ردیف شماره نمونه‌‏‌ها تجزیه‌های یک بلور و یا از بلورهای گوناگون نشان داده شده است. تجزیه‌های هر بلور با خط عمودی از بلورهای دیگر جدا شده است)

Sample No.

106

106

106

106

106

106

106

106

106

106

106

106

106

106

106

SiO2

56.2

56.1

56.0

56.3

56.1

55.9

56.3

56.2

56.0

55.9

56.6

56.2

53.8

53.1

53.1

TiO2

0.09

0.10

0.13

0.13

0.09

0.15

0.09

0.10

0.12

0.09

0.11

0.11

0.25

0.21

0.28

Al2O3

1.80

1.55

1.66

1.58

1.85

1.86

1.46

1.42

1.63

1.66

2.17

1.83

2.55

2.58

2.72

FeO*

10.2

9.6

10.2

10.1

9.7

10.1

9.4

9.6

10.2

10.4

8.7

9.6

4.4

4.7

4.6

Cr2O3

0.68

0.66

0.50

0.58

0.67

0.61

0.59

0.64

0.66

0.56

0.45

0.59

0.88

0.86

0.79

MnO

0.23

0.30

0.19

0.18

0.26

0.29

0.20

0.23

0.26

0.19

0.13

0.23

0.19

0.08

0.16

NiO

0.02

0.00

0.04

0.00

0.00

0.06

0.02

0.07

0.02

0.05

0.00

0.00

0.02

0.07

0.04

MgO

30.6

30.7

30.9

30.6

30.7

30.8

31.1

30.4

30.0

30.3

29.5

30.6

17.2

17.7

17.4

CaO

1.8

1.9

1.3

1.6

2.0

1.7

1.6

1.8

1.8

1.6

2.7

1.7

20.8

20.5

20.8

Na2O

0.00

0.04

0.02

0.00

0.02

0.01

0.01

0.04

0.02

0.03

0.10

0.02

0.15

0.16

0.14

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.25

0.01

0.00

0.02

0.00

Total

102

101

101

101

101

102

101

100

101

101

101

101

100

100

100

Si

1.95

1.96

1.96

1.96

1.95

1.94

1.96

1.97

1.96

1.96

1.97

1.96

1.95

1.94

1.93

Al IV

0.0

0.0

0.0

0.0

0.1

0.1

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.1

0.1

0.1

Al VI

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.02

0.02

0.03

0.03

0.03

0.06

0.04

0.06

0.05

0.05

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

Fe3+

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Cr

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

0.03

0.02

0.02

Mg

1.58

1.60

1.61

1.59

1.59

1.60

1.61

1.59

1.57

1.58

1.53

1.59

0.93

0.96

0.95

Ni

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.30

0.28

0.30

0.30

0.28

0.29

0.28

0.29

0.31

0.31

0.27

0.29

0.15

0.15

0.15

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

Ca

0.07

0.07

0.05

0.06

0.07

0.06

0.06

0.07

0.07

0.06

0.10

0.06

0.81

0.80

0.81

Na

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

0.01

0.01

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

4.00

4.00

4.00

3.99

4.00

4.01

4.00

3.99

3.99

4.00

3.98

3.99

3.98

4.00

3.99

 


جدول 2- ادامه

Sample No.

106

106

89

89

89

89

89

89

89

89

89

89

89

89

89

SiO2

54.0

54.7

53.8

53.4

53.5

54.1

53.7

54.7

54.8

52.8

52.9

56.3

55.2

54.4

54.3

TiO2

0.20

0.30

0.17

0.20

0.20

0.17

0.25

0.09

0.07

0.21

0.18

0.18

0.13

0.22

0.20

Al2O3

2.63

1.45

2.49

2.57

2.07

2.08

2.38

1.08

0.45

2.55

2.34

2.13

2.36

1.35

2.28

FeO*

4.5

3.6

4.1

4.6

4.2

4.6

3.7

3.6

3.3

4.0

3.9

10.0

9.7

10.6

10.0

Cr2O3

1.02

0.56

1.08

0.98

0.82

0.73

1.10

0.36

0.30

0.78

0.79

0.57

0.60

0.25

0.55

MnO

0.14

0.16

0.13

0.16

0.10

0.17

0.12

0.13

0.12

0.09

0.11

0.20

0.19

0.23

0.31

NiO

0.15

0.00

0.05

0.02

0.00

0.00

0.08

0.00

0.00

0.03

0.06

0.08

0.01

0.05

0.11

MgO

17.5

16.9

17.6

18.1

17.8

18.4

16.3

16.8

17.1

16.3

16.0

30.6

29.9

29.8

29.3

CaO

20.8

23.4

20.8

20.1

20.9

20.0

22.4

22.9

23.8

22.1

22.2

1.7

1.7

1.4

1.4

Na2O

0.13

0.16

0.17

0.17

0.11

0.14

0.20

0.23

0.12

0.15

0.24

0.01

0.02

0.02

0.02

K2O

0.00

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

Total

101

101

100

100

100

100

100

100

100

99

99

102

100

98

99

Si

1.95

1.97

1.95

1.94

1.95

1.96

1.95

1.99

2.00

1.94

1.95

1.95

1.95

1.96

1.95

Al IV

0.05

0.03

0.05

0.06

0.05

0.04

0.05

0.01

0.00

0.06

0.05

0.05

0.05

0.04

0.05

Al VI

0.06

0.03

0.05

0.05

0.04

0.04

0.05

0.04

0.02

0.05

0.06

0.03

0.04

0.01

0.04

Ti

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

Fe3+

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

Cr

0.03

0.02

0.03

0.03

0.02

0.02

0.03

0.01

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

Mg

0.94

0.91

0.95

0.98

0.97

0.99

0.88

0.91

0.93

0.90

0.88

1.58

1.57

1.60

1.56

Ni

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.15

0.12

0.14

0.15

0.14

0.15

0.13

0.12

0.11

0.13

0.13

0.29

0.29

0.31

0.31

Mn

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Ca

0.80

0.90

0.81

0.78

0.82

0.77

0.87

0.89

0.93

0.87

0.88

0.06

0.06

0.05

0.05

Na

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

3.98

3.99

3.99

3.99

3.99

3.99

3.98

3.99

3.99

3.99

3.99

4.00

3.99

4.01

3.99

 

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از کانی آمفیبول‏‌ در الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) و فرمول ساختاری آن برپایه 23 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری (در ردیف شماره نمونه‌‏‌ها تجزیه‌های یک بلور و یا از بلورهای گوناگون نشان داده شده است. تجزیه‌های هر بلور با خط عمودی از بلورهای دیگر جدا شده است)

Sample No.

104

104

104

104

89

89

89

89

103

103

103

103

103

103

103

SiO2

43.7

46.9

46.9

47.3

57.6

47.3

44.9

44.3

45.5

45.5

44.6

45.2

44.9

44.8

47.0

TiO2

2.84

0.36

0.13

0.53

0.11

0.23

2.55

2.85

0.61

0.13

2.86

3.03

1.95

1.22

0.20

Al2O3

12.6

11.6

12.4

11.3

0.9

10.7

11.0

11.2

12.9

13.9

12.2

12.1

11.3

11.1

13.5

Cr2O3

1.80

0.72

0.14

0.31

0.49

0.37

0.47

0.63

0.93

0.25

1.28

1.26

1.36

1.22

0.23

FeO*

5.16

5.34

5.89

5.30

3.36

6.05

5.96

6.08

6.36

5.79

5.52

5.63

5.73

5.72

5.72

MnO

0.09

0.05

0.13

0.08

0.14

0.10

0.05

0.10

0.10

0.14

0.10

0.09

0.11

0.11

0.10

NiO

0.07

0.00

0.00

0.00

0.08

0.12

0.07

0.09

0.06

0.11

0.03

0.10

0.03

0.08

0.02

MgO

16.7

17.6

18.1

18.3

22.6

18.4

17.1

16.5

17.7

17.5

16.6

16.7

16.7

17.0

17.7

CaO

12.0

12.3

11.5

11.8

12.4

11.4

11.3

11.4

11.0

11.2

11.7

11.7

11.5

11.3

11.5

Na2O

1.54

2.05

2.23

1.96

0.18

2.07

1.90

2.44

2.29

2.52

2.44

2.33

2.44

2.03

2.46

K2O

0.72

0.17

0.26

0.43

0.02

0.59

0.63

0.60

0.27

0.09

0.57

0.62

0.61

0.68

0.12

Total

97.2

97.0

97.7

97.2

97.8

97.2

95.9

96.3

97.7

97.2

97.9

98.7

96.7

95.2

98.5

Si

6.28

6.67

6.63

6.70

7.91

6.74

6.52

6.44

6.47

6.47

6.36

6.39

6.49

6.55

6.57

Al IV

1.72

1.33

1.37

1.30

0.09

1.26

1.48

1.56

1.53

1.53

1.64

1.61

1.51

1.45

1.43

Al VI

0.41

0.62

0.69

0.58

0.05

0.53

0.40

0.36

0.64

0.80

0.41

0.40

0.41

0.46

0.79

Ti

0.31

0.04

0.01

0.06

0.01

0.02

0.28

0.31

0.07

0.01

0.31

0.32

0.21

0.13

0.02

Fe3+

0.52

0.57

0.63

0.58

0.01

0.65

0.55

0.64

0.65

0.68

0.61

0.58

0.65

0.63

0.62

Mg

3.57

3.73

3.81

3.87

4.61

3.91

3.69

3.58

3.74

3.71

3.53

3.52

3.60

3.71

3.70

Fe2+

0.10

0.07

0.06

0.05

0.38

0.07

0.17

0.10

0.10

0.01

0.05

0.09

0.05

0.07

0.05

Mn

0.01

0.01

0.02

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Na

0.43

0.57

0.61

0.54

0.05

0.57

0.53

0.69

0.63

0.69

0.67

0.64

0.68

0.58

0.67

Ca

1.84

1.87

1.74

1.79

1.82

1.73

1.75

1.78

1.67

1.71

1.78

1.77

1.78

1.77

1.72

K

0.13

0.03

0.05

0.08

0.00

0.11

0.12

0.11

0.05

0.02

0.10

0.11

0.11

0.13

0.02

Total

15.3

15.5

15.6

15.6

14.9

15.6

15.5

15.6

15.6

15.7

15.5

15.4

15.5

15.5

15.6

جدول 3- ادامه

Sample No.

103

106

100

100

100

100

100

100

100

100

100

100

100

100

100

SiO2

47.1

51.1

45.9

45.8

46.0

47.5

45.7

48.3

46.4

46.8

45.0

46.3

47.1

47.1

44.8

TiO2

0.06

0.36

1.63

2.83

2.73

0.27

2.33

0.59

0.89

0.45

2.51

2.29

0.20

0.51

2.99

Al2O3

13.2

7.3

11.7

11.5

10.9

11.6

11.7

11.2

11.4

12.5

12.2

10.8

11.2

11.6

11.8

Cr2O3

0.10

1.93

0.79

0.81

0.75

0.36

0.98

0.84

1.00

0.65

0.93

0.95

0.25

0.33

0.58

FeO*

5.47

4.04

6.53

6.11

5.98

7.29

5.97

5.91

6.32

6.57

6.32

6.06

6.52

6.16

6.08

MnO

0.10

0.14

0.08

0.09

0.06

0.11

0.08

0.10

0.08

0.11

0.03

0.11

0.10

0.15

0.09

NiO

0.05

0.01

0.07

0.04

0.00

0.12

0.13

0.07

0.07

0.05

0.10

0.05

0.11

0.10

0.08

MgO

17.4

20.8

16.7

16.7

16.8

17.5

16.6

17.9

17.5

17.6

16.5

16.9

17.7

17.7

16.9

CaO

11.5

11.0

11.4

11.5

11.7

11.0

11.5

11.5

11.4

11.2

11.5

11.5

11.6

11.6

11.8

Na2O

2.10

1.11

2.16

2.20

1.84

1.87

1.68

1.79

1.75

2.13

2.26

1.88

1.78

1.94

2.18

K2O

0.11

0.28

0.77

0.76

0.82

0.36

0.70

0.25

0.70

0.28

0.78

0.74

0.54

0.59

0.86

Total

97.2

98.0

97.8

98.3

97.5

98.0

97.2

98.4

97.6

98.3

98.1

97.6

97.1

97.8

98.0

Si

6.65

7.11

6.54

6.50

6.57

6.72

6.53

6.76

6.62

6.59

6.41

6.60

6.72

6.68

6.39

Al IV

1.35

0.89

1.46

1.50

1.43

1.28

1.47

1.24

1.38

1.41

1.59

1.40

1.28

1.32

1.61

Al VI

0.85

0.30

0.51

0.42

0.40

0.66

0.50

0.61

0.54

0.67

0.46

0.42

0.61

0.61

0.37

Ti

0.01

0.04

0.17

0.30

0.29

0.03

0.25

0.06

0.10

0.05

0.27

0.25

0.02

0.05

0.32

Fe3+

0.53

0.33

0.61

0.56

0.51

0.54

0.47

0.47

0.57

0.59

0.61

0.51

0.58

0.59

0.63

Mg

3.66

4.31

3.56

3.53

3.57

3.70

3.53

3.74

3.71

3.70

3.50

3.59

3.77

3.73

3.59

Fe2+

0.12

0.14

0.17

0.17

0.21

0.32

0.24

0.23

0.18

0.18

0.14

0.21

0.19

0.14

0.09

Mn

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.02

0.01

Na

0.58

0.30

0.60

0.60

0.51

0.51

0.47

0.49

0.48

0.58

0.62

0.52

0.49

0.53

0.60

Ca

1.75

1.64

1.75

1.75

1.79

1.66

1.75

1.73

1.75

1.69

1.76

1.76

1.77

1.76

1.80

K

0.02

0.05

0.14

0.14

0.15

0.06

0.13

0.04

0.13

0.05

0.14

0.14

0.10

0.11

0.16

Total

15.5

15.1

15.5

15.5

15.4

15.5

15.4

15.4

15.5

15.5

15.5

15.4

15.6

15.6

15.6

 

جدول 4- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از یک بلور پلاژیوکلاز ‏در الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) و فرمول ساختاری (برپایه 8 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری) و اعضای پایانی آن

Sample No.

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO*

MgO

CaO

Na2O

K2O

MnO

Total

Si

Ti

Al

AL89

45.5

0.00

34.7

0.03

0.00

18.2

1.32

0.02

0.02

100

2.10

0.00

1.89

AL89

45.5

0.00

34.6

0.07

0.00

18.2

1.39

0.01

0.00

100

2.10

0.00

1.88

AL89

46.0

0.01

34.4

0.10

0.00

18.1

1.41

0.00

0.03

100

2.12

0.00

1.87

Sample No.

Cr

Fe

Mn

Mg

Ni

Ca

Na

K

Total

Or

Ab

An

 

AL89

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.90

0.12

0.00

5.01

0.10

11.6

88.3

 

AL89

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.90

0.12

0.00

5.02

0.06

12.1

87.8

 

AL89

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.89

0.13

0.00

5.01

0.03

12.3

87.7

 

 

 

سنگ‌نگاری

سنگ‌های الترامافیک بررسی‏‌شده دانه درشت تا دانه متوسط هستند و از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، هورنبلند پریدوتیت تا الیوین پیروکسن هورنبلندیت و الیوین هورنبلند پیروکسنیت هستند (شکل 2). ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن، الیوین و کمی آمفیبول از کانی‌های اصلی پیروکسنیت‌ها هستند. در هورنبلندیت‌ها آمفیبول بیشترین فراوانی را دارد و پس از آن الیوین و پیروکسن فراوانی دارند. الیوین و آمفیبول از کانی‌‏‌های شناسایی‌شده در هورنبلند پریدوتیت هستند؛ اما از آنجایی‌که این سنگ‌‏‌ دچار دگرسانی بسیاری شده‌‏‌ است، چه‌بسا فراوانی مودال به‌دست‌آمده برای این نمونه تااندازه‌ای نادرست باشد. در کل، اسپینل، میکا و پلاژیوکلاز از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها هستند (شکل 3). الیوین به‌صورت میانبار‏‌هایی درون پیروکسن و آمفیبول دیده می‌‏‌شود (شکل‌‏‌های 3- C و 3- D).

 

شکل 2- فراوانی مودال کانی‌‏‌ها در الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) در نمودار سه‌تایی رده‏‌بندی سنگ‌‏‌های الترامافیک‌ (Streckeisen, 1976)

 

شکل الیوین‌ها نامنظم است و بسیاری از آنها خوردگی خلیجی دارند. این ویژگی نشان‌دهندة هضم الیوین در ماگمای دربردارندة آن است (Esna-Ashari and Sarjoughian, 2016). الیوین‌‏‌ها بسیار تجزیه ‌شده‌اند و با کانی‌‏‌های ثانویه (سرپانتین و کلریت) جایگزین شده‌اند. در پیروکسنیت‌ها، ارتوپیروکسن به‌صورت میانبار درون کلینوپیروکسن است و این ویژگی نشان‌دهندة تبلور زودهنگام ارتوپیروکسن در برابر کلینوپیروکسن است. از ویژگی‌های آشکار آمفیبول‌ها، بافت پوییکیلیتیک آنهاست؛ به گونه‌ای‌که کانی‌های دیگر (الیوین و پیروکسن) به‌صورت میانبار درون آنها دیده می‌شوند (شکل‌‏‌های 3- C و 3- D). آمفیبول‌ها رنگ قهوه‌ای دارند و در بخش‌های حاشیه‌ای سبز رنگ هستند (شکل 3- D). ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری سنگ‌های الترامافیک گویای آنست که این سنگ‌‏‌ها کومولایی هستند. الیوین نخستین کانی اصلی تبلوریافته در این سنگ‌هاست. ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن کانی‌های بعدی تبلوریافته و آمفیبول‌ها فاز پایانی تبلوریافته به‌شمار می‌روند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان). A) بلور الیوین با میانبار اسپینل درون؛ B) کانی فرعی بیوتیت؛ C) بلورهای بی‌‏‌شکل الیوین به‌صورت میانبار‏‌هایی درون آمفیبول؛ D) آمفیبول‌های نوع قهوه‌ای و سبز به‌همراه میانبار الیوین (بخش حاشیه‌ای آمفیبول قهوه‌ای با آمفیبول سبز پوشیده شده است)؛ E) رویداد آمفیبول و پلاژیوکلاز در کنار هم؛ F) بلورهای ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و آمفیبول که در کنار یکدیگر جای گرفته‌‏‌اند (همه تصویرها در XPL هستند، مگر تصویر D که PPL است)

 

 

 

ترکیب شیمی کانی‌ها

پلاژیوکلاز

در این سنگ‌‏‌ها، پلاژیوکلازها فراوانی بسیار اندکی دارند. نامگذاری آنها برپایه نمودار آلبیت یا Ab (NaAlSi3O8)– آنورتیت یا An (CaAl2Si2O8)- ارتوکلاز یا Or (KAlSi3O8) (Deer et al., 1991) انجام شده است. برپایه این رده‌بندی، ترکیب پلاژیوکلازها در سنگ‌های بررسی‏‌شده در محدوده بیتونیت است (شکل 4).

 

آمفیبول

برای رده‌بندی آمفیبول‌ها، نمودار Leake و همکاران (1997) به‌کار برده شد. برپایه آن، آمفیبول‌ها از گروه آمفیبول‌‏‌های کلسیک بوده و ترکیب آنها از منیزیوهورنبلند تا چرماکیت است. دو نمونه از آمفیبول‌ها میزان سیلیسیم بیشتر داشته (نزدیک به a.p.f.u. 9/7) و در حاشیه بلورهای پیروکسن پدید آمده‌اند و ثانویه هستند. این آمفیبول‌‏‌ها که در نمونه‌‏‌های پیروکسنیتی هستند، پیامد فرایند‌های ساب‌سولیدوس هستند و یکی از آنها نیز ترکیب ترمولیتی دارد (شکل 5).

 

 

شکل 4- پلاژیوکلاز درون الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) نمودار رده‌بندی پلاژیوکلازها (Deer et al., 1991)

 

پیروکسن‌‏‌ها

در نمودار Q=Ca+Mg+Fe2+ در برابر J=2Na (شکل 6)، پیروکسن‌های بررسی‏‌شده در گستره ترکیبی پیروکسن‌های کلسیم- آهن- منیزیم Quad)) جای گرفته‌اند (Morimoto, 1988). برپایه اعضای پایانی پیروکسن‌ (Fo, En, Wo)، ترکیب پیروکسن‌ها در دو گروه ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن است؛‌به‌گونه‌ای‌که بیشتر کلینوپیروکسن‌ها در محدودة اوژیت و شمار اندکی از آنها در محدوده دیوپسید جای گرفته‌اند. از سوی دیگر، ارتوپیروکسن‌ها نیز در محدودة برونزیت هستند (شکل 6). همچنین، میانگین عدد منیزیم در کلینوپیروکسن‌ها برابر با ٨٣/٠ و در ارتوپیروکسن‌ها برابر با ٨٨/٠ به‌دست آمده است. عدد منیزیم از مرکز به حاشیه تغییرات چندانی نشان نمی‌دهد و این نکته نشان‏‌دهنده تبلور در شرایط تعادلی است.

 

الیوین

داده‌های تجزیه‌ای به‌دست‌آمده از بلورهای الیوین نشان‏‌دهنده آنست که الیوین تغییرات ترکیب شیمیایی کمابیش ثابتی دارد و ترکیب آن از کریزولیت تا ابتدای هیالوسیدریت متغیر است (Corneils and Cornelius, 1985) (شکل 7). میانگین عدد منیزیم در بلورهای الیوین نزدیک به  ٧٦/٠ به‌دست‌ آمده است و بررسی‌ها نشان می‌دهد در این الیوین‌ها منطقه‌بندی دیده نمی‌‏‌شود.


   

شکل 5- آمفیبول درون الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) در نمودارهای رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997)

 

   

شکل 6- پیروکسن‌های درون الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) در نمودارهای رده‌بندی پیروکسن‌ها (Morimoto, 1988)

 

 

 

شکل 7- الیوین‌های درون الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) در نمودار رده‌بندی الیوین‌ها (Corneils and Cornelius, 1985)

 

بحث

سرشت و پهنه زمین‌ساختی

ترکیب شیمیایی کانی‌ها به پهنه پیدایش ماگمای سازندة آنها وابسته ست. ازاین‌رو، برای ارزیابی سرشت ماگما و پهنه ژئودینامیکِ پیدایش ماگما، ترکیب کانی‌ها به‌کار برده می‌شود. آمفیبول‌ و پیروکسن از کانی‌هایی هستند که دربردارندة اطلاعات ارزشمندی در اینباره هستند. به‌همین‌رو، نمودار دو متغیرة TiO2 در برابر K2O و MgO (Molina et al., 2009) به‌کار برده شد. شیمی آمفیبول‌ها روی این نمودار نشان می‌دهد سنگ‌های بررسی‏‌شده سرشت ساب‌آلکالن تا ساب‌آلکالن- آلکالن دارند (شکل 8). همچنین، آمفیبول‌های وابسته به پهنه سوپراسابداکشن (فرافرورانش)، میزان Na2O کمتر از آمفیبول‌های وابسته به پهنه‌های درون صفحه‌ای است. ازاین‌رو، در نمودار شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما (Coltorti et al., 2007) (شکل 8- C)، آمفیبول‌های بررسی‏‌شده در گستره آمفیبول‌های سوپراسابداکشن (S- Amp) جای گرفته‌اند.

به باور Le Bas (1962)، برپایه مقدار Si، Al و ‏Ti در شبکه ساختاری پیروکسن، سری‌های ماگمایی از یکدیگر شناخته می‌شوند. بلورهای پیروکسن بررسی‏‌شده با میزان TiO2 و Al2O3 کم و مقدار SiO2 بالای نشان‌دهندة ماگمایی با ترکیب ساب‌آلکالن و کالک‌آلکالن هستند. همچنین، پیدایش ارتوپیروکسن در این سنگ‌ها نیز درستی این نکته را نشان می‌دهد. در چنین ماگمایی، افزایش میزان سیلیس با کاهش آلومینیم در جایگاه چهارجهی کلینوپیروکسن همراه است و اختلاف بار یونی با مقدار کم تیتانیم در جایگاه هشت وجهی جبران می‌شود (شکل 9).


 

 

 

شکل 8- سرشت الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) برپایه شیمی آمفیبول. A، B) نمودارها برگرفته ازMolina و همکاران (2009)؛ C) نمودارها برگرفته ازColtorti و همکاران (2007) (S- Amp: آمفیبول‌‏‌های وابسته به پهنه‌های فرافرورانش (سوپراسابداکشن)؛‌I- Amp: آمفیبول‌‏‌های وابسته به پهنه‌های درون صفحه‌‏‌ای)

 

 

شکل 9- شناسایی سری ماگمایی الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) برپایه شیمی پیروکسن در نمودارهای Al2O3 در برابر: A) TiO2 و B) SiO2 (Le Base, 1962)

 

 

Leterrier و همکاران (1982) نمودارهایی را برپایه تغییرات Ca در برابر Ti (با تغییراتی پس از Sun و Bertrand، 1991) و Ca+Na در برابر Ti (با تغییراتی پس از Molina و همکاران، 2009) برای ترکیب شیمیایی پیروکسن پیشنهاد کرده‌اند. بیشتر نمونه‌های بررسی‏‌شده در این نمودارها در محدوده ساب‌آلکالن و پهنه فرورانش جای گرفته‌‏‌اند (شکل‌های 10- A و 10- B). نمودار پیشنهادیِ Loucks (1990) برپایه تغییرات TiO2 در برابر AlZ (AlIV*100/2) در ترکیب پیروکسن‌هاست و سنگ‌های وابسته به پهنه فرورانش را از سنگ‌های افیولیتی جدا می‌کند. در این نمودار نیز نمونه‌های بررسی‏‌شده در محدوده ماگماهای وابسته به پهنه فرورانش جای گرفته‌اند (شکل 10- C).  

 

 

 

شکل 10- سرشت و جایگاه زمین‌ساختی الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) برپایه شیمی پیروکسن در نمودار تغییرات: A) Ca در برابر Ti (با تغییراتی پس از Sun و Bertrand، 1991)؛ B) Ca+Na در برابر Ti (با تغییراتی پس از Molina و همکاران، 2009)؛ C) TiO2 در برابر Alz (AlIV×100/2) (Loucks, 1990)


 

 

ترکیب پیروکسن‌‏‌ها در نمودار سه‌تایی Di- En- Wo (Parlak, 2000) نشان می‏‌دهد این کانی‌‏‌ها سرشت کومولایی دارند و این موضوع با یافته‌های سنگ‏‌نگاری همخوانی دارد (شکل 11). ازاین‌رو، سنگ‌‏‌های الترامافیک ملاطالب، کومولاهای جدایش‌یافته از ماگمایی هستند که در پهنه فرورانش پدید آمده‌‏‌ است.

 

 

شکل 11- پیروکسن‌‏‌های الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) در نمودار سه‌‏‌تایی انستاتیت- ارتوفروسیلیت و ولاستونیت (Parlak, 2000)

 

شرایط فیزیکوشیمیایی

شناخت چگونگی پیدایش یک مجموعه آذرین درونی نیازمند ارزیابی شرایط فیزیکوشیمیایی هنگام پیدایش آن است. با به‌یادداشتن این نکته که ترکیب کانی‌هایِ سنگ‌های آذرین با ترکیب ماگمای مادر آنها وابستگی دارد، از ترکیب شیمیایی کانی‌ها (مانند: پیروکسن، آمفیبول و پلاژیوکلاز) برای ارزیابی شرایط فیزیکوشیمیایی (مانند: فشار، دما و فوگاسیته اکسیژن) هنگام پیدایش ماگمای اولیه آن بهره گرفته می‌شود. ارزیابی شرایط فیزیکوشیمیایی سنگ‌های الترامافیک در تفسیر فرایندهای ژئودینامیکی نقش مهمی دارد (Altherr and Kalt, 1996; Brenker and Bery, 1997; Nestola, 2008).

 

دماسنجی

از روش‌‏‌های متداول برای ارزیابی دما در سنگ‌های الترامافیک، بهره‌گیری از کانی‌های ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن، الیوین و اسپینل است. از پرکاربردترین روش‌های دماسنجی، به‌کارگیری ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسنِ این سنگ‌هاست. این دماسنج برپایه جایگزینی انستاتیت و دیوپسید در پیروکسن‌های تهی از کلسیم و سرشار از کلسیم است و به درجه دما حساسیت بالایی دارد (Bertrand and Mercier, 1985; Brey and Köhler, 1990; Nimis and Taylor, 2000).

به باور Lindsley (1983)، میزان کلسیم در کلینوپیروکسن‌ها با افزایش دما کاهش می‏‌یابد، با اینکه این عنصر با افزایش دما در ارتوپیروکسن افزایش می‌‏‌یابد. ازاین‌رو، دماسنج ترسیمی انستاتیت- فروسیلیت- دیوپسید- هدنبرژیت، برپایه ایزوترم‌‏‌های سولووس ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن‌‏‌های همزیست، در فشارهای ١ تا ١٥ کیلوبار پیشنهاد شده است. نمونه‌های بررسی‏‌شده در این نمودار چهارتایی، در فشار ٥ کیلوبار (نگاه: بخش فشارسنجی)، میزان دمای پیدایش نزدیک به ٨٠٠ تا ١١٠٠ درجه سانتیگراد در کلینوپیروکسن و بیش از ١٢٠٠ درجه سانتیگراد در ارتوپیروکسن ارزیابی می‌شود (شکل 12- A). گفتنی است در این دماسنجی، مقدارهای انستاتیت، فروسیلیت و ولاستونیت باید بیشتر از 90 درصد مولی باشد؛ همان‌گونه‌که در نمونه‌های بررسی‏‌شده این مقدارها به این میزان هستند. همچنین، برپایه نمودار سه‌تایی Ca- Mg- Al/2 (Nickel et al., 1985)، دمای پیدایش کلینوپیروکسن‌ها نزدیک به ٩٠٠ تا ١٢٠٠ درجه سانتیگراد به‌دست می‌آید ( شکل 12- B).

 

 

شکل 12- ارزیابی دمای پیدایش پیروکسن‌های درون الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) برپایه: A) نمودار فراوانی ولاستونیت- انستاتیت – فروسیلیت (Lindsley, 1983)؛ B) نمودار سه‌تایی Ca- Mg- Al/2 (Nickel et al., 1985)

 

 

از روش‌های پر کاربرد دیگر، روش‌های دماسنجی برپایه جفت کانیِ کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن (شکل 3- F) است که برخی از آنها به فشار وابسته و یا به فشار ناوابسته هستند. این دماسنجی‌ها معمولاٌ برپایه توزیع کلسیم و سدیم میان ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن پیشنهاد شده‌اند (Wood and Banno, 1973; Nehru and Wyllie, 1974; Brey and Köhler, 1990).

نخست Wood و Banno (1973)، برپایه جفت کانیِ کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن و برپایه انحلال‌پذیری دیوپسید- انستاتیت و میزان Fe2+ در هنگام پایان‌یافتن امتزاج ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن، روش دماسنجی را پیشنهاد کردند که به فشار وابسته نبود. با این روش دماسنجی (رابطه ١)، میانگین دما نزدیک به C°١١٢٠ به‌دست آمد. دقت این روش نزدیک به ٦٠ درجه سانتیگراد گزارش شده است (Capedri et al., 1976).

رابطه 1:

 

Bertrand و Mercier (1985) دو روش برای ارزیابی دمای تبلور پیروکسن در شرایط تعادلی پیشنهاد کرده‌اند که به فشار وابسته هستند: (١) برپایه میزان کلسیم در جایگاه M2 در کلینوپیروکسن (رابطه ٢) و (٢) برپایه جفت کانیِ کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن (رابطه ٣).

رابطه ٢:

 

رابطه ٣:

 

    

با بهره‌گیری از این روش‌ها، میانگین دماهای به‌دست‌آمده نزدیک به C° ١٢٠٠ و C°١٣٧٠ ارزیابی می‌شود. به‌نظر می‌رسد دماسنجی برپایه شیمی کلینوپیروکسن با روش‌های دیگر هم‌پوشانی دارد و منطقی‌تر باشد.

Brey و Köhler (1990) برپایه دماسنج پیشنهادیِ Bertrand و Mercier (1985) و تصحیح آهن در پیروکسن کلسیم‌دار، رابطه دیگری برپایه شیمی کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن همزیست پیشنهاد کردند که به فشار وابسته است (رابطه ٤). برپایه این دماسنج، میانگین دمای نزدیک به C°١٠٧٠ برای پیروکسن‌‏‌ها به‌دست آمد.

رابطه ٤:

 و و

در جفت کانیِ کلینوپیروکسن- الیوین (شکل 3- F)، آهن ترجیحاً به ساختار الیوین افزوده می‌شود و ضریب جدایش Fe/Mg میان الیوین و کلینوپیروکسن به دما وابسته است؛ ازاین‌رو، این کانی‌ها برای دماسنجی کاربرد دارند. برپایه این نکته، Powell و Powell (1974) دماسنجی را پیشنهاد کردند که به فشار وابسته است (رابطه ٥) و برپایه آن، میانگین دمای نزدیک به ١٠٠٠ درجه سانتیگراد به‌دست آمد. به باور Kuijper (1991)، این دماسنجی برپایه کاتیون‌های آهن و آلومینیم است و دقت چندانی ندارد و معمولاً دما را تا ٥/١ درصد کمتر از دمای واقعی نشان می‌دهد. این پدیده در داده‌های به‌دست‌آمده نیز دیده می‌شود.

رابطه ٥:

 

Berger و Vannier (1978) (رابطه ٦) و Povdin (1988) (رابطه ٧) دماسنجی‌های دیگری را برپایه توزیع نیکل- منیزیم میان جفت کانیِ الیوین –ارتوپیروکسن پیشنهاد کرده‌اند که به فشار وابسته نیستند. برپایه این روش‌ها، میانگین دمای پیدایش پیروکسن نزدیک به C°١١٧٥ و C° ١١٧٢ به‌دست آمد.

رابطه ٦:

 

 

رابطه ٧:

 

Putirka (2008) برپایه ترکیب کلینوپیروکسن- مذاب (رابطه ٨) و ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن (رابطه ٩) رابطه‌های دیگری را پیشنهاد کرد. برپایه این رابطه‌ها، میانگین دماهایی نزدیک به C° ١١٠٠ و C° ١٠٠٠ به‌دست آمد. همچنین، این پژوهشگر، برپایه شیمی پلاژیوکلاز و ترکیب مذاب، رابطه دیگری را نیز پیشنهاد کرد (رابطه ١٠). با به‌کارگیری این رابطه، میانگین دمای نزدیک به ٩٧٠ درجه ‌سانتیگراد به‌دست آمد. گفتنی است ترکیب مذابِ در تعادل با کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز که در این روش‌ها به‌کار برده شده است، بونینیتی است و ماگمای مادر این کانی‌‏‌ها دانسته شده است (Esna-Ashari et al., 2016).

رابطه ٨:

 

رابطه ٩:

 

رابطه ١٠:

 

از روش‌های دیگر برای دماسنجی سنگ‌‏‌های کالک‌آلکالن، روش دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز است (Holland and Blundy, 1994). البته اگر آمفیبول ترکیب اکتینولیتی نداشته و در کنار پلاژیوکلاز و در تعادل با آن پدید آمده باشد (شکل 3- E؛ رابطه ١١). این دماسنجی در سنگ‌‏‌های آذرین و دگرگونیِ کوارتزدار و بی‌کوارتز، پلاژیوکلاز با 92/0An< و آمفیبول‌هایی با 8/7Si≤ (a.p.f.u.) کاربرد دارد. برپایه کاربرد این روش، میانگین دمای پیدایش جفت کانیِ آمفیبول- پلاژیوکلاز نزدیک به C° ٨٨٠ به‌دست آمد.

رابطه ١١:

 

پیروکسن تقریبا در همه سنگ‌‏‌های الترامافیک هست و تنها در پریدوتیت‌‏‌ها دیده نمی‌‏‌شود. در این سنگ‌‏‌ها که دگرسانی گسترده است، باور بر اینست که پیروکسن نخستین به کانی‌‏‌های ثانویه تجزیه شده است. ازاین‌رو، به‌نظر می‌رسد دمای تبلور سنگ‌‏‌های الترامافیک هم‌زمان با پیدایش پیروکسن بوده است. دماهای به‌دست‌آمده از روش‌های گوناگون نیز نشان می‌دهند دمای تبلور این سنگ‌ها از ١٠٠٠ تا ١٢٠٠ درجه‌سانتیگراد بوده است. البته دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز دمای کمتری را نشان می‌دهد و می‌توان دریافت که بلورهای آمفیبول در دماهای کمتری پدید آمده‌اند. این موضوع با بررسی‌های پیشین که روی این سنگ‌ها انجام شده همخوانی دارد؛‌ به‌گونه‌ای‌که آمفیبول‌ها با کانی‌های کهن‌تر (مانند: الیوین، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن) در تعادل نیستند و با یک مرحله تاخیر درون این سنگ‌ها پدید آمده‌‏‌اند (Esna-Ashari et al., 2016). همچنین، ماگمای مادر آمفیبول‌‏‌ها همان ماگمایی است که گرانودیوریت‌‏‌های منطقه را پدید آورده است. این ماگما به درون سنگ‌‏‌های الترامافیک نفوذ کرده، در پی برهم‌کنش مذاب- سنگ، ترکیب ماگمای نفوذی را تغییر داده و در پایان، تبلور آمفیبول‌‏‌ها را در پی داشته است (Esna-Ashari et al., 2016).

 

فشارسنجی

میزان Al2O3 در پیروکسن به فشار تبلور وابستگی کامل دارد به‌گونه‌ای‌که کلینوپیروکسن‌های سرشار از آلومینیم در فشار کمتری در برابر نمونه‌‏‌های تهی از آلومینیم پدید می‌آیند (Foley and Venturelli, 1989; Liu et al., 2000). ازآنجایی‌که میزان آلومینیم در نمونه‌‏‌های بررسی‏‌شده در برابر دیگر سنگ‌های آذرین متداول پوسته‌ای نسبتاً کم‏‌ است، پس پیروکسن‌‏‌ها در فشار بالاتری پدید آمده‌اند (Zhu and Ogasawara, 2004). همچنین، میزان آلومینیم در کلینوپیروکسن با سیلیس رابطه وارونه دارد و با افزایش سیلیس، میزان آلومینیم کاهش می‌یابد (Xu et al., 2004). افزون‌بر این، میزان فشار در توزیع آلومینیم در جایگاه اکتاهدری و تتراهدری در ساختار پیروکسن نقش مهمی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که هر چه فشار در هنگام تبلور پیروکسن بالاتر باشد، میزان آلومینیم تتراهدری در ساختار پیروکسن بیشتر می‌شود (Putirka et al., 2003). ازاین‌رو، فشارسنجی برپایه توزیع آلومینیم در جایگاه اکتاهدری و تتراهدریِ ساختار پیروکسن انجام می‌شود. همان‌گونه‌که در شکل 13 دیده می‌‏‌شود، نمونه‌های بررسی‏‌شده، در برابر دیگر سنگ‌های متداول پوسته‌ای، در گستره سنگ‌های آذرین فشار متوسط تا بالا جای گرفته‌اند.

 

 

شکل 13- ارزیابی میزان فشار برای الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) برپایه توزیع آلومینیم در جایگاه اکتاهدری و تتراهدریِ ساختار پیروکسن (Aoki and Shiba, 1973)

از آنجایی‌که سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده خاستگاه گوشته‌‏‌ای دارند، می‌‏‌توان چنین پنداشت که فشار به‌دست‌آمده برای آنها با فشار در بخش‌های زیرین پوسته همخوانی دارد.

با بهره‌گیری از فشار سنجی پلاژیوکلاز- کلینوپیروکسن (Ellis, 1980) که برپایه میزان Ca در کلینوپیروکسن و میزان آنورتیت در پلاژیوکلاز پیشنهاد شده است (رابطه ١٢)، میانگین فشار پیدایش نمونه‌‏‌ها نزدیک به ٣/٥ کیلوبار برآورد شد.

رابطه ١٢:

 

 

Putirka (2008) نیز برپایه جفت کانیِ کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن رابطه‌‏‌ای را برای ارزیابی فشار پیدایش پیروکسن پیشنهاد کرد (رابطه ١٣) که برپایه آن، میزان فشار نزدیک به ٤/٦ کیلوبار به‌دست آمد.

رابطه ١٣:

 

فشارسنجی‌های انجام‌شده، میانگینی نزدیک به ٨٥/٥ کیلوبار را نشان می‌دهند و اگر فشار در هنگام تبلور این سنگ‌‏‌ها برابر با فشار لیتوستاتیک بوده باشد، برپایه رابطه P=ρgh و چگالی میانگین نزدیک به 7/2 گرم بر سانتیمتر مکعب، ژرفای جایگزینی سنگ‌های الترامافیک نزدیک به ١٧ کیلومتر ارزیابی می‌شود. بررسی‌هایی که روی گرانیتوییدهای منطقه انجام شده‌اند نیز نشان‌دهندة پیدایش آنها در ژرفای کمتر از 30 کیلومتری پوسته هستند (Esna-Ashari and Hassanzadeh, 2014). روشن است که ژرفای پیدایش سنگ‌‏‌های الترامافیک کمتر از گرانیتوییدها باشد؛ زیرا همان‌گونه‌که در بخش پایانی این مقاله (نقش دما و فشار در پیدایش ماگماتیسم بونینیتی) به آن پرداخته شده، پیدایش این دو گروه سنگ در دو بازه زمانی متفاوت و در شرایط متفاوت فرورانش روی داده است.

 

ارزیابی فوگاسیته اکسیژن

از فاکتورهای مهم برای شناسایی شرایط فیزیکوشیمیایی هنگام تبلور سنگی نفوذی، ارزیابی فوگاسیته اکسیژن است. برپایه کانی‌های همایند (پاراژنز) و ترکیب شیمی برخی کانی‌ها میزان فوگاسیته اکسیژن ماگما به‌گونه تقریبی به‌دست آورده می‌شود.

فوگاسیته اکسیژن به میزان آهن سه‌ظرفیتی محیط پیدایش پیروکسن‌ها بستگی دارد. برپایه نمودار AlVI+2Ti+Cr در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1979)، میزان فوگاسیته اکسیژن به‌دست آورده می‌شود (شکل 14). این نمودار برپایه موازنة Al در جایگاه تتراهدری با Al و Cr3+ در جایگاه اکتاهدری است.

 

 

شکل 14- ارزیابی فوگاسیته اکسیژن در محیط پیدایش کلینوپیروکسن‌هایِ الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) (Schweitzer et al., 1979)

 

در ترکیب پیروکسن‌ها عنصر Fe3+ جانشین عنصرهای سه‌‌ظرفیتی (مانند: AlVI، ‏Ti و Cr) در جایگاه اکتاهدری می‌شود؛‌ ازاین‌رو، فراوانی Fe3+ در پیروکسن‌ها به میزان AlVI بستگی دارد و به‌گفته دیگر، به موازنه آلومینیم در جایگاه تتراهدری و اکتاهدری وابسته است. پس هرچه Al بیشتری به جایگاه تتراهدری افزوده شود، عنصرهای سه‌ظرفیتی دیگر (مگر آلومینیم‌؛ مانند Fe3+) به جایگاه اکتاهدری آسان‌تر افزوده می‌شوند. ازاین‌رو، نمونه‌هایی که در بالای خط Fe 3+ =0 جای گرفته‌اند، نشان‏‌دهنده پیروکسن‌های پدیدآمده در فوگاسیته اکسیژن بالا هستند؛‌ اما نمونه‌هایی که در زیر این خط جای گرفته‌اند، در محیطی با فوگاسیته کم در هنگام تبلور پدید آمده‌اند. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، همه نمونه‌‏‌ها در محدودة زیرین خط Fe3+=0 جای گرفته‌اند و این نکته نشان‌دهندة فوگاسیته اکسیژن کم در این سنگ‌هاست (شکل 14).

ازآنجایی‌که در فوگاسیته اکسیژن کم، مقدار آهن فریک صفر یا آنچنان کم است که مگنتیت پدید نمی‌آید، پس FeO در مایع انباشته می‌شود و با تبلور الیوین و پیروکسن سرشار از آهن، جبران می‌شود. بلورهای الیوین با عدد منیزیم کم نشان‌دهندة درستی این گفته هستند.

Anderson و Smith (1995) برپایه ترکیب شیمیایی آمفیبول‌‏‌ها، از دیدگاه فوگاسیته اکسیژن محیط را به 3 بخش فوگاسیته اکسیژن کم، فوگاسیته اکسیژن متوسط و فوگاسیته اکسیژن بالا رده‌‌بندی کرده‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 15 دیده می‌شود، آمفیبول‌‏‌ها همگی در محدوده فوگاسیته اکسیژن بالا هستند. مقایسه فوگاسیته اکسیژن ماگمای مادر پیروکسن‌‏‌ها و آمفیبول‌‏‌ها نشان‏‌دهنده تفاوت شرایط پیدایش این دو دسته کانی است. این نکته نشان می‌دهد خاستگاه آمفیبول‌‏‌ها و پیروکسن‌‏‌ها از دو ماگمای متفاوت بوده است.

 

شکل 15- ارزیابی فوگاسیته اکسیژن در ماگمای مادر آمفیبول‌‏‌هایِ الترامافیک‌های ملاطالب (شمال‌باختری الیگودرز، لرستان) برپایه شیمی آمفیبول‌ها (Anderson and Smith, 1995)

 

نقش دما و فشار در پیدایش ماگماتیسم بونینیتی

همان‌گونه‌که پیش از این گفته شد، مجموعه الترامافیک بررسی‏‌شده از ماگمایی بونینیتی متبلور شده‌‏‌ است (Esna-Ashari et al., 2016). رویداد ماگمای بونینیتی در بخش‌‏‌های دیگر پهنه سنندج- سیرجان نیز گزارش شده است (Monsef et al., 2011). بونینیت‌ها سنگ‌های اسرارآمیزی هستند که خاستگاه گوشته‌ای دارند و در پهنه‌های فرورانش پدید می‌آیند (مانند: Crawford و همکاران، 1989). ماگمای بونینیتی در پی ذوب بخش‌هایی از گوشته بالایی پدید می‌آید که ترکیب بسیار دیرگداز دارند. از آنجایی‌که سنگ خاستگاه آنها ترکیب دیرگداز دارد، ذوب آنها و پیدایش ماگمای بونینیتی به‌آسانی روی نمی‌دهد. ازاین‌رو، ماگماهای بونینیتی در شرایط ویژه‌ای پدید می‌آیند که چه‌بسا این شرایط در همه پهنه‌های فرورانش فراهم نباشد. این ماگماها در ژرفای کمتر از 50 کیلومتری زمین و در شرایط دمایی بیش از 1100 درجه سانتیگراد پدید می‌آیند (مانند: Falloon و Crawford، 1991). الگوهای دمایی توزیع دما در پهنه‌های فرورانش نشان می‌دهند در محیط عادی فرورانش و در چنین ژرفایی از گوشته، اینچنین دمای بالایی فراهم نیست (Crawford et al., 1989; Falloon and Crawford, 1991; König et al., 2010). شرایط دما- فشار پیدایش سنگ‌‏‌های بررسی‏‌شده با این شرایط غیرعادی کاملا همخوانی دارد؛‌ به‌گونه‌ای‌که فشارسنجی‌های انجام‌شده نشان می‌دهند ژرفای پیدایش پیروکسن در ماگما در نزدیک به 17 کیلومتری بوده است و دمای پیدایش نیز نزدیک به 1200- 1000 درجه سانتیگراد برآورد می‏‌شود. حال آنکه به باور Falloon و Crawford (1991)، در پهنه فرورانش طبیعی و در ژرفای کمتر از 25 کیلومتر، دمای گوة گوشته‌ای باید کمتر از 800 درجه سانتیگراد باشد.

آغاز فرورانش می‌‏‌تواند به‌گونه‌‏‌ای باشد که دما در گوة گوشته‌‏‌ای به‌گونه چشمگیری افزایش یابد. از آنجایی‌که بونینیت‌ها سنگ‌هایی هستند که بیشتر در هنگام آغاز فرورانش پدید می‌آیند، با آغاز فرایند فرورانش و آغاز نفوذ پوسته اقیانوسی به درون سست‌کره، شرایط ژئودینامیکی تغییر یافته است؛ به‌گونه‌ای‌که بالاآمدن سست‌کره از کنار پوسته فرورانده و جایگیری آن در کنار گوة گوشته‌ای فراهم می‌‏‌شود. بالاآمدن آستنوسفر از کنار پوسته فرورانده عاملی است که افزایش چشمگیر دما در ناحیه گوة گوشته‌ای را در پی دارد (مانند: Crawford و همکاران، 1989). از آنجایی‌که گوة گوشته‏‌ای سرشت دیرگدازی دارد، افزایش دما به تنهایی توانایی ذوب این بخش از گوشته را ندارد؛‌ ازاین‌رو، مواد فرار نیز باید به آن افزوده شوند. از ویژگی‌های روشن ماگماتیسم بونینیتی افزوده‌شدن مقدار فراوانی سیال‌های برخاسته از پوسته فرورانده به گوة گوشته‌‏‌ای است (مانند: Stern، 2002). افزوده‌شدن این سیال‌ها به گوة گوشته‌ای، ذوب را آسان می‌کند و ذوب گسترده بخش‌هایی از گوشته که سرشت بسیار دیرگداز دارند را در پی دارد. مذاب پدیدآمده در چنین شرایطی، ماگما سرشت بونینیتی داشته است و تبلوربخشی آن، انباشتگی بلورهایی را در پی خواهد داشت که امروزه در منطقه بررسی‏‌شده نیز دیده می‌شوند.

ناحیه پیشانی کمان (forearc) در هنگام آغاز فرورانش ستبرای اندکی دارد؛ اما کم‌کم با ادامه فرایند فرورانش بر ستبرای پوسته در این بخش افزوده می‌‏‌شود (مانند: Stern، 2002). برپایه بازه زمانی 10 میلیون ساله که میان پیدایش بونینیت و سنگ‌‏‌های گرانیتوییدی منطقه پیشنهاد شده است (Esna-Ashari et al., 2016)، منطقی است که گفته شود در هنگام پیدایش بونینیت‌‏‌ها، ستبرای پوسته اندک بوده است؛ اما تا هنگام پیدایش گرانیتوییدها کم‌کم ستبرای پوسته افزایش پیدا کرده است.

 

نتیجه‌گیری

بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و شیمی کانی‌هایِ سنگ‌های الترامافیک نشان می‌دهد این سنگ‌ها سرشت ساب‌آلکالن و کالک‌آلکالن دارند و یا به گفته دیگر، در پهنه فرورانش پدید آمده‌اند. ازآنجایی‌که این سنگ‌ها بونینیتی هستند و هنگام آغاز فرورانش نئوتتیس پدید آمده‌اند، پس برای نخستین‌بار در این مقاله، داده‌های به‌دست‌آمده، شرایط فیزیکوشیمیایی در پهنه سنندج- سیرجان در هنگام آغاز فرورانش (تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین) را نشان می‌دهند. بررسی‌های دما- و فشارسنجی انجام‌شده روی کانی‌های الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول نشان می‌دهد این کانی‌ها در دمای نزدیک به 1200- 1000 درجه سانتیگراد، فشار نزدیک به 85/5 کیلوبار و در ژرفای نزدیک به 17 کیلومتری پدید آمده‌اند. ازآنجایی‌که پهنه سنندج- سیرجان پیامد فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی است، چنین دمای بالایی در پهنه فرورانش و در بخش گوة گوشته‌‏‌ای تنها زمانی پذیرفتنی است که فرایند فرورانش در مراحل آغازین خود باشد. در چنین شرایطی امکان بالاآمدن سست‌کره از کنار پوسته فرورانده و جایگیری آن در کنار گوة گوشته‌ای فراهم است. افزایش چشمگیر دما که در پی این فرایند روی می‌دهد، به‌همراه جدایش سیال‌هایِ پوسته فرورانده و افزوده‏‌شدن این سیا‌ل‌ها به گوة گوشته‌ای، شرایط لازم برای ماگماتیسم بونینیتی را فراهم کرده است. دما- فشارسنجی انجام‌شده در این مقاله گویای آن است که الیوین و پیروکسن از کانی‌هایی هستند که در دمای بالا، هنگام ماگماتیسم بونینیتی و در مراحل آغازین فرورانش متبلور شده‌اند و آمفیبول‌ها در دمای کمتری پدید آمده‏‌اند. این نکته با بررسی‌های پیشین روی این سنگ‌ها همخوانی دارد و نشان‌دهندة تبلور دیرهنگام آمفیبول‌ها از ماگمایی است که دمای آن کمتر بوده است.

 

سپاس‌گزاری

از پروفسور Massimo Tiepolo برای تلاش‌های‌شان در انجام تجزیه‌های شیمیایی و همچنین، از آقای دکتر جمشید حسن‌‏‌زاده برای راهنمایی‌‏‌های ارزنده‌‏‌شان هنگام بررسی‌هایی که در این منطقه انجام شد، سپاس‌گزاری می‌شود. از دانشگاه پیام‌نور که بخشی از هزینه‌‏‌های این پژوهش را پذیرفته است سپاس‌گزاری می‌شود.

Agard, A., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monte, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction- dominated process. Geological Magazine 148: 692–725.

Altherr, R. and Kalt, A. (1996) Metamorphic evolution of ultrahigh- pressure garnet peridotites from the Variscan Vosges Mts, France. Chemical Geology 134: 27- 47.

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and ƒO2 on the Al- in- hornblende barometer. American Mineralogist 80: 549- 559.

Aoki, K. and Shiba, I. (1973) Pyroxene from Iherzolite inclusions of Itinomegata, Japan. Lithos 6: 41–51.

Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology 77: 165– 182.

Berger, E. and Vannier, M (1978) Un geothermometre reposant sur le partage du nickel et du magnesium entre olivine et orthopyroxene: Application a l'etude des peridotites Comptes Rendus de l'Academie des Sciences de Paris, 286, Serie D, 733- 736.

Bertrand, P. and Mercier J- C. C. (1985) The mutual solubility of coexisting ortho- and clinopyroxene: toward an absolute geothermometer for the natural system? Earth and Planetary Science Letters 76: 109–122.

Brenker, F. E. and Bery, G. P. (1997) Reconstruction of the exhumation path of the Alpe Arami garnetperidotites body from depths exceeding 160 km. Journal of Metamorphic Geology 15: 581- 592.

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

Capedri, S., Gomes, C. B., Rivalenti, G. and Ruberti, E. (1976) Pyroxenes and Olivines as Indicators of the Petrological Evolution of the Ivrea- Verbano Basic Formation (Italian Western Alps). Tschermaks Mineralogische und Petrographische Mitteilungen 23: 175- 190.

Coltorti, M., Bonadiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O'Reilly, S. Y. and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos 99: 68- 84.

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

Crawford, A. J., Falloon, T. J. and Green, D. H. (1989) Classification, petrogenesis, and tectonic setting of boninites. In: Boninites and Related Rocks (Ed. Crawford, A. J.) 1–49. Unwin- Hyman, London.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman J. (1991) An introduction to the Rock forming minerals. 17th edition, Longman.

Ellis, D. J. (1980) Osumilite- sapphirine- quartz granulites from Enderby Land, Antarctica: conditions of metamorphism, implications for garnet- cordierite equilibria and the evolution of the deep crust. Contributions to Mineralogy and Petrology 74: 201- 210.

Esna-Ashari, A. (2011) Petrology and geochemistry of granitoid complex located north and northwest of Aligoodarz area, Sanandaj- Sirjan zone, western Iran. Ph.D. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Esna-Ashari, A. and Hassanzadeh, J. (2014) Arc- type magmatism in middle sector of the Sanandaj- Sirjan Zone (western Iran) and geochemical characteristics of the granitoids of this area. Quarterly Iranian Journal of Geology 8(30): 96- 85 (in Persian).

Esna-Ashari, A. and Sarjoughian, F. (2016) The origin of olivine in Molataleb ultramafic rocks and the role of olivine on magma evolution. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 24(1): 145- 154 (in Persian).

Esna-Ashari, A., Hassanzadeh, J. and Valizadeh, M. V. (2011) Geochemistry of microgranular enclaves in Aligoodarz Jurassic arc pluton, western Iran: implications for enclave generation by rapid crystallization of cogenetic granitoid magma. Mineralogy and Petrology 101: 195–216.

Esna-Ashari, A., Tiepolo, M., Valizadeh, M. V., Hassanzadeh, J. and Sepahi, A. A. (2012) Geochemistry and zircon U–Pb geochronology of Aligoodarz granitoid complex, Sanandaj–Sirjan zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 43: 11–22.

Esna-Ashari, A., Tiepolo. M. and Hassanzadeh, J. (2016) On the occurrence and implications of Jurassic primary continental boninite- like melts in the Zagros orogen. Lithos 258- 259: 37- 57.

Falloon, T. J. and Crawford, A. J. (1991) The petrogenesis of high- calcium boninite lavas dredged from the northern Tonga ridge. Earth and Planetary Science Letters 102: 375–394.

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

Holland, T. and Blundy, J. (1994) Non- ideal interactions in calcic- amphiboles and their bearing on amphibole- plagioclase thermometry. Contribution to Mineralogy and Petrology 116: 433- 447.

König, S. Münker, C., Schuth, S., Luguet, A., Hoffman, J. E. and Kuduon, J. (2010) Boninites as windows into trace element mobility in subduction zones. Geochimica et Cosmochimica Acta 74: 684- 704.

Kuijper, R. R. (1991) Petrology of a dolerite in Netherlands offshore well G/17- 2. Scripta Geologica 97: 33- 46.

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

Leake, B. E., Woolly, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schmucher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Unungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of Amphiboles. Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Minerals Names. Europian Journal of Mineralogy 9: 623- 651.

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

Lindsley, D. H. (1983) Pyroxene thermometry. American Mineralogist 68: 477- 493.

Liu, T. C., Chen, B. R. and Chen, C. H. (2000) Melting experiment of a Wannienta basalt in the uanyinshan area, northern Taiwan, at pressure up to 2 GPa. Journal of Asian Earth Sciences 18: 519–531.

Loucks, R. R. (1990) Discrimination of ophiolitic from nonophiolitic ultramafic–mafic allochthons in orogenic belts by the Al/Ti ratio in clinopyroxene. Geology 18: 346–349.

Mansouri Esfahani, M. and Khalili, M. (2014) Petrology of the Molataleb village granitoid (North of Aligudarz), NW of Isfahan, low temperature peraluminous I- type. Petrology 5(17): 119- 136.

Molina, J., Scarrow, J., Montero, P. G. and Bea, F. (2009) High- Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkalic- hybrid melts during evolution of Variscan basic–ultrabasic magmatism of Central Iberia. Contributions to Mineralogy and Petrology 158: 69- 98.

Monsef, I., Rahgoshay, M., Whitechurch, H. (2011) Petrogenetic Variations of the Jurassic Magmatic Sequences of Hoseinabad- Hajiabad Regions in Sanandaj–Sirjan Zone (south of Iran). Petrology 1(4): 89–112.

Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Fortschr Mineral 66: 237- 252.

Nehru, C. E. and Wyllie, J. (1974) Electron microprobe measurements of pyroxenes coexisting with H20 - undersaturated liquid in the join CaMgSi206 - Mg2Si206 H20 at 30 kilobars, with applications to geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 48:221- 238.

Nestola, F., Boffa Ballaran, T., Balić- Žunić T., Secco, l., Dal Negro A. (2008) The high- pressure behavior of an Al- and Fe- rich natural orthopyroxene. American Mineralogist 93: 644–652.

Nickel, K. G., Brey, G. P. and Logarko, L. (1985) Orthopyroxene- clinopyroxene equilibria in the system CaO- MgO- Al2O3- SiO2 (CAMS): new experimental results and implications for two pyroxene thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 91: 44–53.

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 to Mineralogy and Petrology 139: 541–554.       

Parlak, O. (2000) Geochemistry and significance of dyke swarms in the Pozanti– Karsanti ophiolite (Southern Turkey). Turkish Journal of Earth Sciences 24: 29– 38.

Povdin, P. (1988) Ni- Mg partitioning between synthetic olivines and orthopyroxenes: Application to geotheromometry. American Mineralogist 73: 27 4- 280.

Powell, M. and Powell, R. (1974) An olivine- clinopyroxene geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 48: 149- 263.

Putirka, K. D. (2008) Thermometers and Barometers for Volcanic Systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69: 61- 120.

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

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure an experimental calibration of the Al- hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 304- 310.

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

Stern, R. J. (2002) Subduction zones. Reviews of Geophysics 40(4): 10-12.

Streckeisen, A. L. (1976) To each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews 12: 1-34.

Sun, C. M. and Bertrand, J. (1991) Geochemistry of clinopyroxenes in plutonic and volcanic sequences from the Yanbian Proterozoic ophiolites (Sichuan Province, China): petrogenetic and geotectonic implications. Schweiz Mineralogische Petrologische Mitteilungen 71: 243–259.

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.

Xu, X., Fan, Q., O’Reilly, S. Y., Jiang, S., Griffin, W. L., Wang, R. and Qiu, J. (2004) U- Pb dating of zircons from quartz diorite and its enclaves at Tongguanshan in Anhui and its petrogenetic implication. Chinese Science Bulletin 49: 2073- 2082.

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