نویسندگان
1 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، تهران 3697 – 19395، ایران
2 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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.
)