نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران،
2 استاد، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران،
3 استادیار، گروه زمینشناسی ،دانشکده علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان، زنجان، ایران،
4 استادیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران،
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Ophiolites are slices of oceanic lithosphere obducted onto a continental margin and can be classified as mid-oceanic ridge (MOR) or suprasubduction zone (SSZ) types based on the tectonic setting in which they originally formed (Pearce et al., 2000; Shervais, 2001). The Zagros Orogen extends from eastern Turkey through northern Iraq and northwest of Iran to the Hormuz Strait and Oman (Alavi 1994; McQuarrie, 2003; Homke et al., 2004; Agard et al., 2005; Shafaii Moghadam et al., 2018). The geodynamic evolution of the Zagros Belt is mainly related to the opening and closure of the Neo-Tethys oceanic basin. Ophiolites, as Neotethys oceanic lithosphere remnants, are emplaced along the Zagros Orogen. These ophiolites are emplaced along two main belts (Saccani et al., 2013; Shafaii Moghadam et al., 2018). The Neo-Tethys suture zone coincides with the Main Zagros thrust fault (Agard et al., 2005) and ophiolites are exposed scattered along this zone.
Regional Geology
The Dalampar ophiolite, located between the Piranshahr and Salmas ophiolites. The Dalampar ophiolites consist mainly of strongly sheared serpentinized ultramafic rocks including harzburgite, dunite overlaid by gabbro and basalt units. The emplacement mechanism of the Dalampar ophiolite massifs into the Iranian microcontinent and structural evolution is completely unknown. There has been not performed a systematic investigation of these ophiolites and geodynamic and relation with other ophiolites are not well Studied.
Thus, the main purpose of the present paper is to investigate the petrogenetic processes, tectono-magmatic environment, using mineral chemistry and textural evidences of Dalampar ophiolite which are fundamental for understanding the tectonic evolution of the Neo-Tethyan Ocean.
Material and Methods
During the fieldwork, a number of suitable peridotites samples with least alteration effects were selected. Folloing the petrographic studies, a thin polished section was prepared from several harzburgites for microprobe analysis using JEOL JXA-8600 M model,15 kv accelerator voltage and 2-ray current 10-8 Amp, placed at the Department of Earth Sciences and Environment of Yamagata University, Japan.
Result and Discussion
Harzburgites are the most basic and widespread ultramafic units in Dalampar ophiolite complex. They show evidences including the presence of exsolution of clinopyroxene in orthopyroxene, the orientation and elongation of the crystals indicating these rocks were formed in the upper mantle conditions and reached equilibrium in the crustal environment. Exsolutions of clinopyroxene lamellae from orthopyroxene are one of the textures observed in the rocks under study and is widespread in both abyssal and SSZ peridotites (Tamura and Arai, 2006). The Cr# of spinel in abyssal peridotites is a good indicator of the degree of partial melting for the mantle-derived spinel peridotite. Low Cr# spinels represent less depleted peridotites, whereas the high Cr# spinels highlight more depleted peridotites (Dick and Bullen, 1984; Arai, 1994). in the Mid-oceanic ridges, the degrees of partial melting and depletion are generally low. In contrast, the supra-subduction zone peridotites have a high degree of partial melting and depletion (Niu and Hekinian, 1997). The content of Cr# in presented Cr-spinels are high (78-83%), and associated with boninitic melts formed by high degrees of partial melting or much more extensive melt-rock reaction (Arai, 1994). As the the Cr# of spinel versus the Fo content of olivine diagram shows the harzburgites fall in SSZ domain. Furthermore, all rock types fall into olivine-spinel mantle array (OSMA). This is regarded as the evidence for their residual origin, i.e. they form a trend which was likely caused by partial melting. Experimental studies confirm that the Al2O3 and TiO2 contents, as well as FeO/MgO ratios in chromian spinel are directly related to those of the parental melt (Rollinson, 2008). According to Maurel and Maurel (1982), The Al2O3 contents of the parental melt range from 10 to 11 wt. % for the studied Harzburgites. Such values are consistent with boninitic melts, which typically contain 10–14 wt.%, respectively (Dilek and Thy, 2009). In the Cr# versus TiO2 diagram, the Dalampar peridotites classify as depleted peridotites. In consequence, chemistry of the chromian spinels in the Dalampar peridotites are compatible with a genesis in a suprasubduction zone from boninitic or primitive arc magmas. However, forearc regions may contain both SSZ and abyssal peridotites, although the former are typically dominant (Pearce et al., 2000). Olivine-spinel and orthopyroxene-clinopyroxene thermobarometry in the harzburgites shows equilibrium temperatures of 1000-1100 ºC at a pressure of 28 kbar and suggests that they have been equilibrated in spinel peridotite field.
Conclusion
The Dalampar Ophiolitic Complex as a part of the Tethyan ophiolites is exposed in the northwestern part of the Iranian-Azerbaijan province, extending to the Anatolian ophiolites in southeastern Turkey. The petrography, geochemistry and microstructural studies of the residual mantle sequence in Dalampar Ophiolitic Complex provide important information regarding the degree of partial melting and deformation in the oceanic mantle lithosphere. Mineral chemistry clearly indicate that Dalampar ultramafic rocks record an episode of boninitic magmatism occurred within the southern Neo-Tethys Ocean in the Late Cretaceous. Boninitic melts in Dalampar Ophiolites were formed by partial melting of depleted peridotite, a residue after MORB-type melt extraction. Mineral chemical data indicate that SSZ peridotites are the residues from ∼30–40% of mantle melting. Nonetheless, the very low (< 0.25 wt. %) TiO2 calculated for the parental melt in equilibrium with chromian spinel are only consistent with boninitic-type parental melts. Based on geothermobarometry calibration the temperature and pressure of crystallization of harzburgite rocks were 1000 to 1200 ° C and 24 Kbar, corresponding to the SSZ tectonic environment.
کلیدواژه‌ها [English]
بخشهایی از سنگکرة اقیانوسی باستانی که در کمربندهای کوهزایی حفظ شده‌اند، مجموعههای افیولیتی را میسازند که آرشیوهای سهبعدی را برای بررسی محصولات فرایندهای زمینشیمیایی، ماگمایی، متاسوماتیک و زمین‌ساختی در مراکز گسترش کف دریا و محیطهای پهنة فرورانش در گذشته زمین را فراهم میکنند (Dilek, 2006; Furnes et al., 2015; Dilek and Yang, 2018). بررسیهای زمینشناسی و زمینشیمیایی بیشتر روی افیولیتها تنوع گستردهای را با توجه به ساختار سنگشناسی و ویژگی‌های زمینشیمیایی آنها نشان داده است (Dilek and Furnes, 2014; Hebert et al., 2012; Pearce, 2014; Saccani et al., 2015). افیولیتها بر پایة جایگاه زمین‌ساختی به چندین زیرگروه با توالیهای سنگشناسی جداگانه و الگوهای زمینشیمیایی گوناگوه دسته‌بندی شده‌اند (Furnes and Dilek, 2017):
- افیولیتهای مرتبط با فرورانش که دربردارندة افیولیتهای گوناگونِ بالای پهنة فرورانش (پشتکمان تا پیش‌کمان، پیش‌کمان، پشتکمان اقیانوسی و قارهای) و کمان آتشفشانی هستند. تحول اینگونه افیولیتها پیامد آبزدایی تختة فرورو و به‌دنبال آن، دگرنهادکردن گوة گوشته‌ای و ذوب رسوبهای روی آنست؛
- افیولیتهای نامرتبط با فرورانش که دربردارندة افیولیتهای مرز قارهای (آغاز کافت قارهای)، پشتة میان‌اقیانوسی (مجاور تنوره، دور از تنوره و دور از گودال) و نوع تنوره (تنوره نزدیک به پشته و فلات اقیانوسی) هستند و ترکیبی همانند مورب نشان می‌دهند. بررسی افیولیتها و خاستگاه آنها، بهعنوان قطعات بجامانده از سنگکُرة اقیانوسی که شاخص بستهشدن اقیانوس و محل حوضههای اقیانوسی ناپدید شده هستند، اهمیت بالایی در بررسی و تفسیر تاریخ زمین و رویدادهای آن، بهویژه بررسی زمینساخت صفحهای و ژئودینامیک زمین دارد و از دیرباز پژوهشگران بسیاری به آن پرداختهاند (Dilek and Robinson, 2003; Dilek and Furnes, 2011). ترکیب شیمیایی و کانیشناسی تودههای فرامافیک-مافیک بازتابی از ترکیب گوشته، چگونگی و درصد ذوب‌بخشی گوشته، ترکیب مذاب برآمده از ذوب گوشته، چگونگی برهمکنش ترکیب‌های پوسته و گوشته، تغییرات گوشته و ماگماهای برخاسته از آن (فرایندهای آشیانه ماگمایی از جمله جدایش و آلایش) باشد (Wang et al., 2021).
افیولیتهای درون سیستم کوهزایی آلپ-هیمالیا در خود اطلاعات ارزشمندی دربارة پیدایش، تکامل و بستهشدن نهایی اقیانوس نئوتتیس در میان قارههای اوراسیا و گندوانا دارند (Stampfli and Borel, 2002; Dilek and Flower, 2003; Agard et al., 2011). کوهزاد زاگرس که میتواند بخشی از کمربند کوهزایی آلپ - هیمالیا دانسته شود، نتیجه تاریخ همگرایی درازمدت میان اوراسیا و یک قطعه قارهای جداشده از گندواناست (Agard et al., 2011). دیدگاهای متفاوتی درباره چگونگی این تکامل در زاگرس بهویژه زمان بستهشدن و برخورد پایانی آن پیشنهاد شده است. این بررسیها رخداد آن را در طول ائوسن - الیگوسن (Allen and Armstrong, 2008)، الیگوسن (Pirouz et al., 2017)، میوسن بالایی (McQuarrie et al., 2003; Homke et al., 2004; Molinaro et al., 2005) و میوسن بالایی-پلیوسن زیرین (Zhang et al., 2017) دانستهاند. افیولیتهای زاگرس از شمالباختری به افیولیتهای مدیترانة خاوری و از جنوبخاوری به افیولیتهای اسماعیل در عمان میپیوندند (Dilek and Furnes, 2009). کمربند کوهزایی زاگرس از خاور ترکیه تا شمال عراق در امتداد جنوبباختری ایران تا تنگة هرمز و شمال عمان کشیده شده است. این کمربند در راستای مرز ایران-عراق-ترکیه با تودههای افیولیتی شناخته می‌شود که بهصورت ناپیوسته در راستای گسل اصلی زاگرس (MZF) رخنمون دارند (Shafaii Moghadam et al., 2018). تحولات زمین‌ساختی اقیانوس نئوتتیس در شمالباختری زاگرس بسیار پیچیده هستند و با وجود پژوهشهای انجامشده (Alavi, 1994; Shafaii Moghadam and Stern, 2011; Hassanzadeh and Wernicke, 2016; Ali et al., 2019; Ao et al., 2020) هنوز اطلاعات در اینباره کم است. بهویژه برخی از افیولیتهای شمالباختری زاگرس در راستای مرز ایران-عراق-ترکیه که با اینکه سنهای ایزوتوپی برای آنها به‌دست آورده نشده است، اما دربارة تاریخچه پیدایش و انباشت افیولیتها در این بخش از کوهزاد زاگرس اطلاعات مهم و ارزشمندی دارند (Ao et al., 2020). بقایای افیولیتی شمالباختری زاگرس شامل خوی، چالدران، سرو، اشنویه، پیرانشهر، سردشت، مریوان و افیولیتهای کرمانشاه در ایران (Ao et al., 2016; Allahyari et al., 2014; Saccani et al., 2014; Rezaei and Moazzen, 2014; Hajialioghli and Moazzen, 2014; Rezaei et al., 2019; Shafaii Moghadam et al., 2020) و افیولیتهای پنجوین و ماوات در عراق هستند (Aswad et al., 2011; Ali et al., 2019).
مجموعة افیولیتی دالامپر در شمالباختری اشنویه و در میان مرز ایران و ترکیه (در باختر دریاچة ارومیه) بهصورت آمیزه با روند شمالی-جنوبی برونزد دارند. بررسی این مجموعه افیولیتی در بازسازی تاریخچة تکامل زمینشناختی حوضة نئوتتیس از آغاز کافتزایی و پیدایش تا زمان بستهشدن و در پی آن، بازسازی تاریخ زمین‌ساختی نوار کوهزایی زاگرس کارآمد است. از طرف دیگر، بررسی این افیولیت در شناخت ویژگی‌های خاستگاه گوشته‌ای، تحولات زمینشیمیایی و تکامل زمین ساختی منطقه اهمیت دارد. همچنین، این ناحیه یک منطقه کلیدی برای بررسی ارتباط احتمالی میان افیولیتهای شمالباختری ایران و افیولیتهای شمال خاور ترکیه به‌شمار می‌رود. پژوهش کنونی تفسیری جامع دربارة ترکیب کانیشناسی، شیمی کانی، محیط زمین‌ساختی و همچنین، ارزیابی دما و فشار تعادلی پیدایش کانیهای سازندة سنگهای پریدوتیتی افیولیت دالامپر است.
روش انجام پژوهش
در جریان بازدیدهای صحرایی، افزون‌بر گردآوری اطلاعات زمینشناسی و سنگشناسی، شمار 50 نمونه از واحدهای سنگی افیولیت دالامپر (پریدوتیت ها) با کمترین هوازدگی و دگرسانی برای ساخت مقاطع نازک و نازک-صیقلی و همچنین، تجزیة شیمیایی کانی‌ها برگزیده شدند. بررسیهای سنگ‌نگاری مقاطع نازک و نازک- صیقلی میکروسکوپی برای تعیین بافت سنگ‌ها و ریزساختارهای آنها با کمک میکروسکوپ پلاریزان دومنظورة GX انجام شد. برای بررسی شیمی کانی‌ها، شمار 10 مقطع نازک- صیقلی از نمونههای پریدوتیتی (هارزبورگیت و سرپانتینیت) تهیه شد. برای تجزیة نقطهای کانیهای مورد نظر بهروش ریزکاو الکترونی، پس از پوشش کربنی مقاطع، دستگاه میکروسوند الکترونی مدل JEOL.JXA-8600 در دانشگاه یاماگاتا در کشور ژاپن با ولتاژ 20 کیلو وات و جریان 10-8×2 آمپر با روش WDS به کار برده شد. قطر پرتوی الکترونی 5 میکرون و غلظت دادهها بر پایة برنامة کامپیوتری ZAF به‌دست آورده شدهاست (جدولهای 1 تا 5). در پایان، بررسی و طراحی نمودارهای داده‌های به‌دست‌آمده از این روش تجزیهای با کمک نرمافزارهای Grapher 11 و GCDkit انجام شدهاست.
جدول 1. ترکیب شیمیایی الیوینهای در هارزبورگیتهای افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، بههمراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 4 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی.
Table 1. The chemical composition of olivine in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 4 oxygen atoms and the end members.
|
Do39 3-18 |
Do39 1-25 |
Do39 1-27 |
Do25 4-18 |
Do25 4-13 |
Do25 4-9 |
Do25 2-16 |
Do25 2-15 |
Do25 2-12 |
Sample No. |
|
40.84 |
40.43 |
40.77 |
40.88 |
40.84 |
40.63 |
40.54 |
40.66 |
40.53 |
SiO2 |
|
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
TiO2 |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
Al2O3 |
|
0.00 |
0.00 |
0.13 |
0.07 |
0.01 |
0.00 |
0.08 |
0.09 |
0.07 |
Cr2O3 |
|
9.67 |
9.49 |
9.41 |
9.66 |
9.59 |
9.10 |
9.05 |
9.10 |
9.20 |
FeO |
|
0.09 |
0.10 |
0.17 |
0.12 |
0.14 |
0.13 |
0.12 |
0.15 |
0.14 |
MnO |
|
48.84 |
49.29 |
49.32 |
49.48 |
49.02 |
49.42 |
49.72 |
49.91 |
50.28 |
MgO |
|
0.07 |
0.00 |
0.01 |
0.08 |
0.05 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
CaO |
|
0.00 |
0.02 |
0.05 |
0.00 |
0.08 |
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
Na2O |
|
0.01 |
0.02 |
0.05 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
K2O |
|
0.40 |
0.42 |
0.37 |
0.40 |
0.37 |
0.35 |
0.30 |
0.37 |
0.33 |
NiO |
|
99.92 |
99.78 |
100.29 |
100.70 |
100.15 |
99.67 |
99.95 |
100.34 |
100.60 |
Total |
|
1.00 |
0.99 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
0.99 |
0.99 |
0.99 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ti |
|
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 |
Cr |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
Fe3+ |
|
0.20 |
0.19 |
0.19 |
0.19 |
0.20 |
0.18 |
0.17 |
0.17 |
0.17 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
1.79 |
1.81 |
1.80 |
1.80 |
1.80 |
1.81 |
1.82 |
1.82 |
1.82 |
Mg |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
|
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 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
Total |
|
90 |
91 |
90 |
90 |
90 |
90 |
91 |
91 |
91 |
Mg# |
|
0.09 |
0.10 |
0.20 |
0.12 |
0.15 |
0.14 |
0.12 |
0.15 |
0.18 |
Te |
|
89.84 |
90.15 |
90.14 |
89.92 |
89.92 |
90.48 |
90.60 |
90.53 |
90.53 |
Fo |
|
9.98 |
9.74 |
9.65 |
9.85 |
9.87 |
9.35 |
9.25 |
9.26 |
9.25 |
Fa |
Mg#=Mg/(Mg+Fe2+); Te: Teferite, Fo: Forsterite, Fa: Fayalite.
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Do41 4-15 |
Do41 4-12 |
Do41 4-10 |
Do41 4-9 |
Do41 4-8 |
Do41 4-7 |
Do41 4-5 |
Do41 4-1 |
Do39 3-21 |
Sample No. |
|
40.48 |
41.05 |
41.24 |
40.53 |
40.73 |
40.56 |
40.90 |
40.89 |
40.35 |
SiO2 |
|
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.05 |
0.03 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
TiO2 |
|
0.00 |
0.05 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
Al2O3 |
|
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.07 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.06 |
0.08 |
Cr2O3 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Do41 4-15 |
Do41 4-12 |
Do41 4-10 |
Do41 4-9 |
Do41 4-8 |
Do41 4-7 |
Do41 4-5 |
Do41 4-1 |
Do39 3-21 |
Sample No. |
|
9.25 |
9.81 |
8.90 |
9.41 |
8.70 |
9.02 |
9.17 |
9.16 |
9.25 |
FeO |
|
0.17 |
0.15 |
0.16 |
0.17 |
0.14 |
0.15 |
0.12 |
0.16 |
0.17 |
MnO |
|
50.24 |
49.43 |
48.75 |
49.37 |
50.19 |
50.00 |
49.78 |
49.55 |
49.13 |
MgO |
|
0.04 |
0.05 |
0.15 |
0.07 |
0.00 |
0.04 |
0.09 |
0.06 |
0.04 |
CaO |
|
0.02 |
0.02 |
0.05 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
Na2O |
|
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.03 |
0.03 |
K2O |
|
0.31 |
0.30 |
0.35 |
0.38 |
0.28 |
0.29 |
0.33 |
0.28 |
0.38 |
NiO |
|
100.53 |
100.86 |
99.61 |
100.08 |
100.10 |
100.09 |
100.34 |
100.22 |
99.48 |
Total |
|
0.99 |
1.00 |
1.02 |
0.99 |
0.99 |
0.99 |
1.00 |
1.00 |
1.00 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ti |
|
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 |
Cr |
|
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Fe3+ |
|
0.16 |
0.20 |
0.18 |
0.18 |
0.17 |
0.17 |
0.18 |
0.19 |
0.18 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
1.82 |
1.80 |
1.79 |
1.80 |
1.83 |
1.82 |
1.81 |
1.80 |
1.81 |
Mg |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
|
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 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
Total |
|
92 |
90 |
91 |
91 |
92 |
91 |
91 |
90 |
91 |
Mg# |
|
0.17 |
0.15 |
0.17 |
0.19 |
0.08 |
0.15 |
0.09 |
0.21 |
0.18 |
Te |
|
90.43 |
89.87 |
90.36 |
90.02 |
91.06 |
90.59 |
90.44 |
90.25 |
90.24 |
Fo |
|
9.34 |
10.00 |
9.27 |
9.70 |
8.86 |
9.21 |
9.35 |
9.46 |
9.53 |
Fa |
جدول 2. ترکیب شیمیایی ارتوپیروکسنهای در هارزبورگیتهای افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، بههمراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 6 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی.
Table 2. The chemical composition of orthopyroxene in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 6 oxygen atoms and the end members.
|
Do39 2-19 |
Do39 2-17 |
Do39 2-16 |
Do25 2-25 |
Do25 2-24 |
Do25 2-23 |
Do25 2-22 |
Do25 2-21 |
Do25 2-18 |
Sample No. |
|
55.95 |
55.21 |
56.28 |
55.24 |
55.98 |
55.45 |
55.39 |
55.27 |
56.80 |
SiO2 |
|
0.13 |
0.15 |
0.16 |
0.07 |
0.08 |
0.06 |
0.07 |
0.09 |
0.07 |
TiO2 |
|
1.67 |
2.77 |
1.67 |
3.05 |
2.83 |
3.04 |
3.01 |
3.11 |
2.55 |
Al2O3 |
|
0.50 |
0.99 |
0.90 |
0.60 |
1.11 |
0.87 |
1.05 |
0.95 |
1.07 |
Cr2O3 |
|
6.51 |
6.38 |
6.37 |
6.48 |
6.15 |
5.95 |
6.45 |
6.33 |
6.79 |
FeO |
|
0.16 |
0.14 |
0.16 |
0.14 |
0.13 |
0.12 |
0.17 |
0.14 |
0.24 |
MnO |
|
33.76 |
33.22 |
33.76 |
34.15 |
32.81 |
33.58 |
33.07 |
33.05 |
33.00 |
MgO |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Do39 2-19 |
Do39 2-17 |
Do39 2-16 |
Do25 2-25 |
Do25 2-24 |
Do25 2-23 |
Do25 2-22 |
Do25 2-21 |
Do25 2-18 |
Sample No. |
|
1.02 |
1.09 |
1.12 |
0.55 |
0.95 |
0.85 |
0.80 |
0.95 |
0.97 |
CaO |
|
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.00 |
0.03 |
Na2O |
|
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.04 |
K2O |
|
0.05 |
0.09 |
0.09 |
0.06 |
0.11 |
0.13 |
0.11 |
0.03 |
0.11 |
NiO |
|
100.12 |
100.07 |
100.13 |
100.34 |
100.19 |
100.16 |
100.22 |
99.98 |
100.67 |
Total |
|
1.94 |
1.91 |
1.94 |
1.90 |
1.90 |
1.91 |
1.92 |
1.92 |
1.94 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ti |
|
0.06 |
0.09 |
0.06 |
0.10 |
0.06 |
0.09 |
0.08 |
0.08 |
0.06 |
Al IV |
|
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.06 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
Al VI |
|
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
Cr |
|
0.04 |
0.03 |
0.02 |
0.06 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.05 |
Fe3+ |
|
0.16 |
0.15 |
0.16 |
0.13 |
0.18 |
0.15 |
0.17 |
0.17 |
0.19 |
Fe2+ |
|
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
Mn |
|
1.74 |
1.71 |
1.73 |
1.75 |
1.69 |
1.73 |
1.71 |
1.71 |
1.68 |
Mg |
|
0.05 |
0.04 |
0.04 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
Ca |
|
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 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
Total |
|
1.92 |
2.08 |
2.30 |
1.04 |
1.85 |
1.63 |
1.54 |
1.83 |
1.86 |
Wo |
|
88.50 |
88.39 |
88.43 |
89.44 |
88.81 |
89.48 |
88.75 |
88.64 |
87.99 |
En |
|
9.57 |
9.52 |
9.27 |
9.52 |
9.34 |
8.89 |
9.71 |
9.52 |
10.16 |
Fs |
|
0.92 |
0.92 |
0.91 |
0.93 |
0.90 |
0.92 |
0.91 |
0.91 |
0.90 |
Mg# |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Do41 4b-7 |
Do41 4b-6 |
Do41 4b-5 |
Do41 4b-4 |
Do41 4b-2 |
Do41 4b-1 |
Do39 3-5 |
Do39 2-19 |
Sample No. |
|
55.79 |
56.07 |
55.63 |
56.29 |
56.05 |
55.57 |
55.75 |
55.52 |
SiO2 |
|
0.08 |
0.12 |
0.13 |
0.11 |
0.10 |
0.11 |
0.12 |
0.13 |
TiO2 |
|
3.04 |
2.61 |
2.43 |
2.08 |
2.36 |
2.67 |
2.95 |
1.79 |
Al2O3 |
|
0.91 |
1.08 |
1.06 |
0.90 |
1.13 |
1.01 |
0.85 |
0.71 |
Cr2O3 |
|
6.10 |
5.69 |
6.80 |
6.54 |
6.14 |
6.39 |
6.26 |
6.59 |
FeO |
|
0.18 |
0.15 |
0.13 |
0.14 |
0.12 |
0.10 |
0.15 |
0.11 |
MnO |
|
33.41 |
33.52 |
33.04 |
32.90 |
33.50 |
33.06 |
32.95 |
34.18 |
MgO |
|
1.05 |
1.09 |
0.90 |
0.95 |
1.06 |
1.01 |
0.76 |
0.92 |
CaO |
|
0.00 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
Na2O |
|
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
K2O |
|
0.05 |
0.02 |
0.10 |
0.02 |
0.08 |
0.03 |
0.07 |
0.08 |
NiO |
|
100.61 |
100.40 |
100.44 |
99.84 |
100.58 |
100.03 |
99.92 |
100.05 |
Total |
|
1.91 |
1.93 |
1.92 |
1.95 |
1.93 |
1.93 |
1.93 |
1.92 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ti |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Do41 4b-7 |
Do41 4b-6 |
Do41 4b-5 |
Do41 4b-4 |
Do41 4b-2 |
Do41 4b-1 |
Do39 3-5 |
Do39 2-19 |
Sample No. |
|
0.09 |
0.07 |
0.08 |
0.05 |
0.07 |
0.08 |
0.07 |
0.08 |
Al IV |
|
0.04 |
0.04 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.05 |
0.01 |
Al VI |
|
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
Cr |
|
0.01 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.07 |
Fe3+ |
|
0.16 |
0.16 |
0.17 |
0.19 |
0.17 |
0.18 |
0.18 |
0.12 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
1.71 |
1.72 |
1.71 |
1.70 |
1.72 |
1.71 |
1.70 |
1.76 |
Mg |
|
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
Ca |
|
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 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
Total |
|
2.01 |
2.09 |
1.71 |
1.83 |
2.02 |
1.94 |
1.48 |
1.78 |
Wo |
|
88.89 |
89.40 |
88.20 |
88.32 |
88.84 |
88.47 |
89.03 |
91.88 |
En |
|
9.10 |
8.51 |
10.17 |
9.85 |
9.13 |
9.59 |
9.49 |
6.35 |
Fs |
|
0.91 |
0.91 |
0.92 |
0.90 |
0.91 |
0.91 |
0.91 |
0.91 |
Mg# |
جدول 3. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنهای در هارزبورگیتهای افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، بههمراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 6 اتم اکسیژن و سازندههای پایانی.
Table 3. The chemical composition of clinopyroxene in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 6 oxygen atoms and the end members.
|
Do39 1-10 |
Do39 1-8 |
Do25 2-12 |
Do25 2-11 |
Do25 2-10 |
Do25 2-9 |
Do25 2-6 |
Do25 2-1 |
Do25 2-1 |
Sample No. |
|
51.60 |
51.96 |
53.30 |
52.28 |
52.41 |
53.35 |
51.78 |
53.85 |
52.17 |
SiO2 |
|
0.14 |
0.16 |
0.18 |
0.19 |
0.15 |
0.22 |
0.20 |
0.20 |
0.18 |
TiO2 |
|
2.96 |
2.29 |
3.00 |
2.89 |
2.63 |
2.66 |
2.70 |
2.83 |
3.15 |
Al2O3 |
|
1.95 |
1.99 |
1.73 |
1.85 |
1.47 |
1.12 |
1.47 |
1.45 |
1.70 |
Cr2O3 |
|
2.63 |
2.76 |
2.93 |
2.88 |
2.60 |
2.40 |
2.33 |
2.55 |
2.60 |
FeO |
|
0.05 |
0.12 |
0.16 |
0.15 |
0.12 |
0.22 |
0.10 |
0.11 |
0.05 |
MnO |
|
17.19 |
17.54 |
16.84 |
16.68 |
17.36 |
16.69 |
17.08 |
16.25 |
17.49 |
MgO |
|
22.86 |
22.77 |
21.75 |
22.56 |
23.43 |
23.25 |
23.99 |
22.60 |
22.80 |
CaO |
|
0.37 |
0.33 |
0.41 |
0.32 |
0.11 |
0.27 |
0.21 |
0.24 |
0.13 |
Na2O |
|
0.01 |
0.03 |
0.06 |
0.04 |
0.03 |
0.05 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
K2O |
|
0.02 |
0.00 |
0.05 |
0.06 |
0.08 |
0.09 |
0.00 |
0.12 |
0.03 |
NiO |
|
99.78 |
99.95 |
100.41 |
99.90 |
100.39 |
100.10 |
99.88 |
100.12 |
100.33 |
Total |
|
1.87 |
1.88 |
1.93 |
1.91 |
1.90 |
1.94 |
1.88 |
1.96 |
1.89 |
Si |
|
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
Ti |
|
0.12 |
0.11 |
0.05 |
0.08 |
0.09 |
0.06 |
0.11 |
0.03 |
0.10 |
Al IV |
|
0.01 |
0.01 |
0.07 |
0.04 |
0.02 |
0.05 |
0.01 |
0.09 |
0.03 |
Al VI |
|
0.06 |
0.06 |
0.05 |
0.05 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
Cr |
|
0.08 |
0.08 |
0.05 |
0.01 |
0.05 |
0.00 |
0.07 |
0.00 |
0.04 |
Fe3+ |
جدول 3. ادامه.
Table 3. Continued.
|
Do39 1-10 |
Do39 1-8 |
Do25 2-12 |
Do25 2-11 |
Do25 2-10 |
Do25 2-9 |
Do25 2-6 |
Do25 2-1 |
Do25 2-1 |
Sample No. |
|
0.00 |
0.00 |
0.09 |
0.08 |
0.04 |
0.07 |
0.00 |
0.08 |
0.04 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
0.93 |
0.95 |
0.91 |
0.91 |
0.94 |
0.91 |
0.93 |
0.88 |
0.94 |
Mg |
|
0.89 |
0.89 |
0.85 |
0.88 |
0.91 |
0.91 |
0.94 |
0.88 |
0.88 |
Ca |
|
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.10 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
Na |
|
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 |
Ni |
|
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
Total |
|
93 |
95 |
91 |
92 |
95.9 |
93 |
93 |
91.60 |
94 |
Mg# |
|
48.84 |
48.23 |
45.82 |
47.06 |
48.35 |
48.09 |
50.24 |
47.83 |
47.27 |
Wo |
|
51.10 |
51.70 |
49.36 |
48.63 |
49.85 |
48.03 |
49.76 |
47.95 |
50.45 |
En |
|
0.07 |
0.07 |
4.82 |
4.30 |
1.80 |
3.87 |
0.00 |
4.22 |
2.28 |
Fs |
جدول 3. ادامه.
Table 3. Continued.
|
Do41 4b-11 |
Do41 4b-8 |
Do41 4b-7 |
Do41 4b-5 |
Do41 4b-2 |
Do39 3-12 |
Do39 2-10 |
Do39 2-10 |
Sample No. |
|
52.65 |
52.19 |
53.17 |
52.47 |
52.37 |
51.86 |
54.09 |
52.15 |
SiO2 |
|
0.17 |
0.17 |
0.15 |
0.20 |
0.23 |
0.21 |
0.12 |
0.19 |
TiO2 |
|
3.12 |
2.99 |
3.10 |
2.90 |
2.80 |
3.28 |
3.04 |
3.20 |
Al2O3 |
|
1.53 |
1.60 |
1.56 |
1.76 |
1.45 |
1.87 |
1.82 |
1.94 |
Cr2O3 |
|
2.97 |
2.90 |
2.70 |
2.88 |
2.90 |
3.05 |
2.90 |
2.55 |
FeO |
|
0.11 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.16 |
0.15 |
0.09 |
0.09 |
MnO |
|
16.28 |
16.78 |
16.75 |
17.51 |
17.11 |
17.25 |
16.54 |
17.05 |
MgO |
|
23.10 |
22.93 |
22.94 |
22.13 |
22.79 |
22.09 |
21.55 |
22.79 |
CaO |
|
0.38 |
0.45 |
0.44 |
0.21 |
0.24 |
0.25 |
0.25 |
0.26 |
Na2O |
|
0.04 |
0.05 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
K2O |
|
0.03 |
0.00 |
0.07 |
0.08 |
0.06 |
0.05 |
0.12 |
0.00 |
NiO |
|
100.42 |
100.25 |
100.73 |
100.22 |
100.14 |
100.11 |
100.54 |
100.24 |
Total |
|
1.91 |
1.90 |
1.92 |
1.91 |
1.90 |
1.89 |
1.96 |
1.89 |
Si |
|
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
Ti |
|
0.09 |
0.10 |
0.08 |
0.09 |
0.09 |
0.11 |
0.03 |
0.11 |
Al IV |
|
0.05 |
0.03 |
0.06 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.10 |
0.03 |
Al VI |
|
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
Cr |
|
0.01 |
0.05 |
0.00 |
0.02 |
0.04 |
0.04 |
0.00 |
0.03 |
Fe3+ |
|
0.08 |
0.04 |
0.08 |
0.07 |
0.05 |
0.05 |
0.09 |
0.04 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
0.88 |
0.91 |
0.89 |
0.95 |
0.94 |
0.93 |
0.90 |
0.92 |
Mg |
|
0.90 |
0.89 |
0.89 |
0.86 |
0.89 |
0.86 |
0.84 |
0.89 |
Ca |
|
0.03 |
0.03 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
Na |
جدول 3. ادامه.
Table 3. Continued.
|
Do41 4b-11 |
Do41 4b-8 |
Do41 4b-7 |
Do41 4b-5 |
Do41 4b-2 |
Do39 3-12 |
Do39 2-10 |
Do39 2-10 |
Sample No. |
|
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 |
Ni |
|
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
Total |
|
91.6 |
95.8 |
91.7 |
93 |
0.95 |
94 |
91 |
96 |
Mg# |
|
48.05 |
47.24 |
47.69 |
45.86 |
47.51 |
46.53 |
46.02 |
47.89 |
Wo |
|
47.12 |
48.10 |
47.93 |
50.49 |
49.62 |
50.55 |
49.15 |
49.85 |
En |
|
4.82 |
4.66 |
4.38 |
3.65 |
2.87 |
2.92 |
4.83 |
2.27 |
Fs |
جدول 4. ترکیب شیمیایی کروم‌اسپینل‌های در هارزبورگیتهای افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، بههمراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 6 اتم اکسیژن.
Table 4. The chemical composition of chromian spinels in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 6 oxygen atoms.
|
48C 2-5 |
48C 2-2 |
48C 2-2 |
48C 1-9 |
48C 1-7 |
48C 1-6 |
48C 1-5 |
48C 1-3 |
48C 1-1 |
Sample No. |
|
0.01 |
0.06 |
0.05 |
0.04 |
0.06 |
0.00 |
0.09 |
0.04 |
0.04 |
SiO2 |
|
0.08 |
0.10 |
0.12 |
0.08 |
0.10 |
0.13 |
0.09 |
0.09 |
0.09 |
TiO2 |
|
12.08 |
11.83 |
11.94 |
11.39 |
12.00 |
11.33 |
11.13 |
8.74 |
11.39 |
Al2O3 |
|
59.91 |
59.60 |
59.27 |
59.44 |
59.51 |
60.47 |
60.23 |
63.93 |
60.23 |
Cr2O3 |
|
13.65 |
14.59 |
14.99 |
14.65 |
14.95 |
13.66 |
14.79 |
14.20 |
14.88 |
FeO |
|
0.27 |
0.21 |
0.31 |
0.37 |
0.27 |
0.23 |
0.35 |
0.30 |
0.26 |
MnO |
|
14.08 |
13.34 |
13.96 |
13.74 |
13.56 |
13.93 |
13.20 |
13.09 |
13.56 |
MgO |
|
0.00 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.01 |
CaO |
|
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Na2O |
|
0.03 |
0.05 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K2O |
|
0.03 |
0.00 |
0.06 |
0.15 |
0.05 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
NiO |
|
100.14 |
99.86 |
100.70 |
99.93 |
100.56 |
99.82 |
99.92 |
100.40 |
100.46 |
Total |
|
0.000 |
0.002 |
0.002 |
0.001 |
0.002 |
0.00 |
0.003 |
0.001 |
0.001 |
Si |
|
0.002 |
0.002 |
0.003 |
0.002 |
0.0002 |
0.003 |
0.002 |
0.002 |
0.002 |
Ti |
|
0.453 |
0.448 |
0.446 |
0.430 |
0.450 |
0.428 |
0.422 |
0.334 |
0.428 |
Al |
|
1.507 |
1.512 |
1.485 |
1.507 |
1.497 |
1.532 |
1.532 |
1.638 |
1.519 |
Cr |
|
0.036 |
0.031 |
0.060 |
0.056 |
0.044 |
0.034 |
0.036 |
0.022 |
0.046 |
Fe3+ |
|
0.327 |
0.360 |
0.337 |
0.336 |
0.354 |
0.332 |
0.362 |
0.363 |
0.351 |
Fe2+ |
|
0.007 |
0.006 |
0.008 |
0.01 |
0.007 |
0.006 |
0.010 |
0.008 |
0.007 |
Mn |
|
0.668 |
0.638 |
0.659 |
0.657 |
0.643 |
0.665 |
0.633 |
0.632 |
0.645 |
Mg |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
|
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 |
K |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
Total |
|
67 |
64 |
66 |
66 |
64 |
67 |
64 |
64 |
65 |
Mg# |
|
77 |
77 |
77 |
78 |
77 |
78 |
78 |
83 |
78 |
Cr# |
جدول 4. ادامه.
Table 4. Continued.
|
48C 2-5 |
48C 2-2 |
48C 2-2 |
48C 1-9 |
48C 1-7 |
48C 1-6 |
48C 1-5 |
48C 1-3 |
48C 1-1 |
Sample No. |
|
0.02 |
0.02 |
0.06 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
Fe3+# |
|
0.23 |
0.21 |
0.22 |
0.22 |
0.23 |
0.22 |
0.21 |
0.17 |
0.21 |
Spl |
|
0.18 |
0.20 |
0.22 |
0.18 |
0.20 |
0.23 |
0.19 |
0.19 |
0.19 |
(TiO2)melt |
|
11.19 |
11.09 |
11.13 |
10.92 |
11.16 |
10.89 |
10.81 |
9.44 |
10.92 |
(Al2O3)melt |
|
0.81 |
0.88 |
0.87 |
0.85 |
0.89 |
0.78 |
0.89 |
0.87 |
0.88 |
(MgO/FeO)melt |
Mg# = Mg/ (Mg + Fe2+); Cr# = Cr/ (Cr + Al); Fe3+#=100 × Fe3+/ (Al + Cr + Fe3+); Spl=Al/ (Al+Cr+Fe3+); (TiO2) melt=1.0897× (TiO2) spinel +0.0892, where (TiO2) spinel is the TiO2 (wt.%) in spinel; (Al2O3) melt=5.2181×Ln (Al2O3) chromite-1.0505 ; (FeO/MgO) melt is calculated by the formula, ln (FeO/MgO) spinel = 0.47–1.07 × YAl spinel + 0.64 × YFe3+ spinel + ln (FeO/MgO) melt, where FeO and MgO are in wt.% of spinel, and YAl spinel and YFe3+ spinel are the Al/ (Al + Cr + Fe3+) and Fe3+/ (Al + Cr + Fe3+) in atomic ration of spinel, respectively. The formulas were proposed by Maurel and Maurel (1982), Kamenetsky et al. (2001) and Mondal et al. (2006).
جدول 4. ادامه.
Table 4. Continued.
|
Do39 2-12 |
Do39 2-11 |
Do39 2-10 |
Do39 2-9 |
Do39 2-8 |
Do39 1-5 |
Do39 1-4 |
Do39 1-3 |
Sample No. |
|
0.01 |
0.04 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
SiO2 |
|
0.14 |
0.18 |
0.13 |
0.08 |
0.09 |
0.08 |
0.09 |
0.17 |
TiO2 |
|
9.92 |
9.46 |
11.43 |
11.57 |
11.45 |
10.23 |
11.64 |
11.15 |
Al2O3 |
|
61.70 |
61.57 |
60.27 |
59.63 |
59.11 |
61.75 |
59.25 |
62.53 |
Cr2O3 |
|
14.27 |
14.55 |
13.96 |
15.43 |
15.13 |
14.00 |
15.16 |
12.05 |
FeO |
|
0.21 |
0.27 |
0.23 |
0.24 |
0.25 |
0.00 |
0.20 |
0.00 |
MnO |
|
14.01 |
14.21 |
13.93 |
13.18 |
13.56 |
13.89 |
13.45 |
14.09 |
MgO |
|
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
CaO |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Na2O |
|
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K2O |
|
0.15 |
0.18 |
0.00 |
0.03 |
0.05 |
0.14 |
0.08 |
0.13 |
NiO |
|
100.41 |
100.47 |
99.99 |
100.18 |
99.67 |
100.09 |
99.89 |
100.12 |
Total |
|
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
Si |
|
0.003 |
0.004 |
0.003 |
0.002 |
0.002 |
0.002 |
0.002 |
0.0004 |
Ti |
|
0.375 |
0.357 |
0.431 |
0.441 |
0.434 |
0.387 |
0.440 |
0.420 |
Al |
|
1.564 |
1.560 |
1.523 |
1.523 |
1.501 |
1.567 |
1.502 |
1.581 |
Cr |
|
0.054 |
0.071 |
0.040 |
0.031 |
0.060 |
0.043 |
0.053 |
0.010 |
Fe3+ |
|
0.328 |
0.319 |
0.333 |
0.361 |
0.346 |
0.333 |
0.354 |
0.322 |
Fe2+ |
|
0.006 |
0.007 |
0.006 |
0.007 |
0.007 |
0.00 |
0.005 |
0.000 |
Mn |
|
0.670 |
0.679 |
0.664 |
0.635 |
0.649 |
0.669 |
0.643 |
0.672 |
Mg |
|
0.000 |
0.000 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
|
0.000 |
0.000 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Na |
|
0.000 |
0.000 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K |
|
0.000 |
0.000 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ni |
|
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
Total |
|
67 |
68 |
67 |
64 |
65 |
67 |
65 |
68 |
Mg# |
جدول 4. ادامه.
Table 4. Continued.
|
Do39 2-12 |
Do39 2-11 |
Do39 2-10 |
Do39 2-9 |
Do39 2-8 |
Do39 1-5 |
Do39 1-4 |
Do39 1-3 |
Sample No. |
|
80 |
81 |
78 |
77 |
78 |
80 |
77 |
79 |
Cr# |
|
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
Fe3+# |
|
0.19 |
0.18 |
0.22 |
0.22 |
0.22 |
0.19 |
0.22 |
0.21 |
Spl |
|
0.24 |
0.29 |
0.23 |
0.18 |
0.19 |
0.18 |
0.19 |
0.27 |
(TiO2)melt |
|
10.92 |
11.11 |
10.93 |
10.99 |
10.94 |
10.44 |
11.02 |
10.82 |
(Al2O3)melt |
|
0.78 |
0.79 |
0.80 |
0.93 |
0.90 |
0.77 |
0.91 |
0.67 |
(MgO/FeO)melt |
جدول 4. ترکیب شیمیایی سرپانتینهای های در سرپانتینیتهای افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، بههمراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 7 اتم اکسیژن.
Table 4. The chemical composition of serpentine in the serpentinite of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 7 oxygen atoms.
|
10C 1-9 |
10C 1-8 |
10C 1-7 |
10C 1-6 |
10C 1-5 |
10C 1-4 |
10C 1-3 |
10C 1-2 |
10C 1-1 |
Sample No. |
|
42.36 |
40.94 |
42.22 |
40.90 |
39.23 |
52.11 |
39.54 |
42.30 |
42.15 |
SiO2 |
|
0.00 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
0.05 |
0.02 |
0.01 |
TiO2 |
|
0.39 |
2.70 |
0.72 |
2.60 |
2.81 |
0.30 |
2.90 |
0.88 |
0.91 |
Al2O3 |
|
0.00 |
1.96 |
0.00 |
1.88 |
1.30 |
0.00 |
1.64 |
0.14 |
0.00 |
Cr2O3 |
|
1.83 |
1.99 |
1.75 |
2.22 |
2.35 |
1.64 |
2.68 |
1.70 |
1.85 |
FeO |
|
0.00 |
0.07 |
0.01 |
0.23 |
0.11 |
0.09 |
0.14 |
0.02 |
0.06 |
MnO |
|
40.51 |
37.88 |
39.51 |
37.99 |
36.53 |
40.49 |
38.02 |
39.96 |
40.33 |
MgO |
|
0.05 |
0.06 |
0.09 |
0.04 |
0.07 |
0.02 |
0.13 |
0.09 |
0.06 |
CaO |
|
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Na2O |
|
0.00 |
0.05 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
K2O |
|
0.23 |
0.23 |
0.23 |
0.31 |
0.09 |
0.28 |
0.16 |
0.14 |
0.22 |
NiO |
|
85.36 |
85.91 |
84.53 |
86.14 |
84.40 |
85.02 |
85.17 |
85.26 |
85.56 |
Total |
جدول 5. ادامه.
Table 5. Continued.
|
10C 1-17 |
10C 1-16 |
10C 1-15 |
10C 1-14 |
10C 1-13 |
10C 1-12 |
10C 1-11 |
10C 1-10 |
Sample No. |
|
40.25 |
40.71 |
40.85 |
39.86 |
42.21 |
42.24 |
41.85 |
41.72 |
SiO2 |
|
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.06 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
TiO2 |
|
2.42 |
2.37 |
2.35 |
2.39 |
0.57 |
0.74 |
0.44 |
0.46 |
Al2O3 |
|
1.87 |
1.73 |
1.61 |
1.59 |
0.00 |
0.00 |
0.07 |
0.09 |
Cr2O3 |
|
2.20 |
2.14 |
2.25 |
2.51 |
1.98 |
1.27 |
1.90 |
2.12 |
FeO |
|
0.14 |
0.06 |
0.14 |
0.12 |
0.10 |
0.08 |
0.06 |
0.08 |
MnO |
جدول 5. ادامه.
Table 5. Continued.
|
10C 1-17 |
10C 1-16 |
10C 1-15 |
10C 1-14 |
10C 1-13 |
10C 1-12 |
10C 1-11 |
10C 1-10 |
Sample No. |
|
37.55 |
37.86 |
37.07 |
37.47 |
40.21 |
39.84 |
40.19 |
40.58 |
MgO |
|
0.14 |
0.07 |
0.10 |
0.11 |
0.04 |
0.10 |
0.03 |
0.00 |
CaO |
|
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
Na2O |
|
0.00 |
0.05 |
0.02 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.03 |
K2O |
|
0.15 |
0.21 |
0.10 |
0.08 |
0.21 |
0.14 |
0.25 |
0.22 |
NiO |
|
84.76 |
85.25 |
84.50 |
84.15 |
85.36 |
84.46 |
84.74 |
85.26 |
Total |
زمینشناسی عمومی
بخشهای افیولیتی که با عنوان بقایای نئوتتیس شناخته می‌شوند و با حوضههای پشتکمان مرتبط هستند (Stampfli and Borel, 2002; Hassanzadeh and Wernicke, 2016) به‌طور گستردهای در راستای گسلهای اصلی مانند زمین‌درز گسلی بیتلیس-زاگرس (BZF) و زمین‌درز گسل تراستی زاگرس (ZTF) در جنوبخاوری ترکیه و باختر ایران پراکنده شده‌اند و شامل دو کمربند اصلی هستند: کمربند افیولیتی زاگرس درونی شامل مناطق خوی-نایین-شهربابک-دهشیر-بافت که میان سنندج-سیرجان و ایران مرکزی جای گرفته‌اند و کمربند افیولیتی زاگرس بیرونی که شامل مناطق اشنویه-کردستان-کرمانشاه-نیریز و حاجیآباد هستند و میان سنندج-سیرجان و زاگرس جای گرفته‌اند (Shafaii Moghadam and Stern, 2011) (شکل 1). برخی سنگهای مافیک و الترامافیک گسیخته در سراسر منطقه زمین‌درز بیتلیس- زاگرس در امتداد مرز ایران و عراق جای دارند. برخی پژوهشگران این مجموعهها را افیولیت می‌دانند (Mohammad, 2013; Ali et al., 2016; Al Humadi et al., 2019).
عزیزی و استرن (Azizi and Stern, 2019) پهنة سنندج-سیرجان را به سه بخش اصلی شمالی، مرکزی و جنوبی رده‌بندی کرده‌اند. در بخش شمالی برخی افیولیتهای گسیخته قرار گرفته‌اند که کمربند افیولیتی اشنویه-سلماس-خوی (OSK) نامیده می‌شوند (Azizi and Tsuboi., 2021). این افیولیتها روند شمالی-جنوبی دارند و زمین‌درز اصلی میان میکروپلیت وان و بلوک شمالباختری ایران است و در مناطق یادشده برونزد دارند و شواهد زمینشیمیایی مورب (MORB) و جزیرة کمانی (Island-arc) نشان می‌دهند. افیولیتهای نئوتتیس در شمالباختری ایران در مناطقی مانند خوی، چالدران، سرو، سلماس، اشنویه، پیرانشهر و سردشت برونزد دارند (Khalatbari-Jafari et al., 2006; Saccani et al., 2014; Moazzen et al., 2021; Shafaii Moghadam et al., 2019; Ao et al., 2020; Yazdani et al., 2023). سازوکار جایگیری تودههای افیولیتی اشنویه روی خردقاره ایران و تکامل ساختاری آن هنوز ناشناخته است و به‌خوبی درک نشده است و بررسیهای کمی درباره روشنشدن سیر تکامل آذرین در این منطقه انجام شده است (Aswad et al., 2011; Ali et al., 2013; Saccani et al., 2014). نتایج سنسنجی به روش Ar-Ar روی سنگهای افیولیتی کوه دالامپر سیلوانا نیز سن 94 میلیون سال پیش را به‌دست دادهاند (Alizadeh, 2011) که چه‌بسا نشان‌دهندة سن پیدایش این افیولیتها در پایان کرتاسه پسین تا پالئوسن باشد.
شکل 1. نقشة زمینشناسی سادهشده ایران که افیولیتهای کرتاسة پایانی کمربند درونی و بیرونی زاگرس، پهنة سنندج-سیرجان، کمربند ماگمایی ارومیه-دختر و سنگهای نئوپروتروزئیک پایانی را نشان می‌دهد (Azizi et al., 2018).
Figure 1. Simplified geological map of Iran showing the Zagros Inner and Outer Belt Late Cretaceous ophiolites, Sanandaj–Sirjan Zone, the Urumieh–Dokhtar magmatic belt and Late Neoproterozoic rocks (modified after Azizi et al., 2018).
زمینشناسی ناحیة مورد بررسی
آمیزه افیولیتی دالامپر بخشی از افیولیتهای اشنویه و یکی از بخشهای ناشناخته افیولیت نئوتتیس است که میان افیولیتهای سردشت و سلماس، میان خطوط مرزی ایران، عراق و ترکیه جای گرفته است. این منطقه در پهنهبندی پهنه‌های ساختاری ایران توسط اشتوکلین (Stöcklin, 1968)، بخشی از پهنة آمیزة رنگین البرز- آذربایجان، در پهنهبندی پهنه‌های زمینساختاری ایران توسط نوگلسادات و همکاران (Nogole Sadat et al., 1993) در پهنة دگرگونی مرکزی و در پهنهبندی ایران توسط قاسمی و تالبوت (Ghasemi and Tallbot, 2006) نیز در محدودة سنندج سیرجان جای گرفته است. نبوی (Nabavi, 1976) نیز آن را در بخشی از پهنة مهاباد – خوی دانسته است و علوی (Alavi, 1972) نیز این منطقه را از دیدگاه جایگاه ساختاری، ادامة شمالباختری سنندج- سیرجان میداند. به باور فارستر (Forster, 1978) افیولیتهای مناطق خوی، ارومیه، ماکو و اشنویه، بهصورت پهنهای افیولیتی در محل پیوند سهگانه صفحة عربی، ترکیه، ایران- قفقاز کوچک جای گرفته‌اند. منطقة دالامپر در نقشة زمینشناسی 1:10000 سیلوانا (Hajmolla Ali et al., 2006) در 35 کیلومتری شمالباختری اشنویه میان طولهای جغرافایی ′45 º44 و ′ 54º44 و عرضهای جغرافیایی ′5 º37 و ′ 15º37 جای دارد (شکل 2). در منطقة دالامپر مجموعهای از افیولیتهای زاگرس با واحدهای متناوب سنگی و رخنمونهای گستردهای دیده می‌شود. از دیدگاه ساختاری منطقة دالامپر به پنج زیرپهنة دسته‌بندی شده است: پهنة آمیزه افیولیتی (OMZ) که با گسل معکوس اسبی بنار از شمال با پهنه‌های فروافتادگی سیلوانه-زیوه (SZD)، واحد پرکامبرین-پالئوزوئیک (Pr-Pz) و واحد مولاس (Mo) هممرز است و از جنوب در کنار پهنة آمیزه افیولیتی-رسوبی (SOZ) و پهنة دگرگونه (MZ) است (Hajmolla Ali et al., 2006 ). در آمیزة رنگی دالامپر که روستاهای کچله، سوسن آباد، سوره دوکل، پروانه، چریکآباد و گند مُلاعیسی را شامل می‌شود: مجموعهای از سنگهای الترامافیک سرپانتینیتیشده (هارزبورگیت) و تودههای کوچکی از دونیت با ساختار ورقهای و بهرنگ سبز روشن تا تیره، خاکستری و سیاه رنگ ،پیروکسنیت سرپانتینیشده، گابروهای گوناگون (میکروگابرو، پگماتیت گابرو)، بازالت، دیوریت، دیاباز، توفهای آتشفشانی، شیل، چرتهای رادیولاریت دار و سنگ آهک پلاژیک گلوبوترونکانایی (Arabshahi and Sabzeie, 2013) همراه با مقداری سنگهای دگرگونه با همبری گسله، آمیزه افیولیتی منطقه را تشکیل می‌دهند (شکل 3-A). واحد دگرگونی بیشتر از آمـفیبولیت و دایکهای آمفیبولیتی (شکل 3-B)، میکاشیست و کمی گنیس تشکیل شده است که بهرنگ عمومی خاکستری تیره هســــتند و در پی رخداد فازهای مختلف دگرگونی از بازالت، شیل، چرت و آهکها پدید آمده‌اند (Hajmolla Ali et al., 2006). سنگهای آذرین درونی از جنس گرانیت ، دیوریت و گابرو و نیز دایکهای پگماتیتی همــراه با رگههای سیلیسی بهفراوانی در این واحد نفوذ کرده‌اند و آن را تحت‌تأثیر قرار دادهاند. این نوع سـنگهای آذرین درونی بیشتر میلونیته و دگرسان هستند. در میان این مجموعه سنگهای آذرین درونی با ترکیب دیوریت، گرانودیوریت و گدازههای تراکی آندزیتی/تراکیبازالتی پورفیری که تحت‌تأثیر دگرگونی ناحیهای گنیسی شده‌اند رخنمونهای کوچک و محدودی دارند (شکل 3-C). در منطقة دالامپر سنگهای قدیمی پرکامبرین با افیولیتهای کرتاسه مرز گسلی از نوع راندگی دارند و افزون‌بر آن درون مجموعة افیولیتی کرتاسه شمار بسیاری گسل کوچک دیده می‌شوند (Ghalamghash et al., 2013) که باعث خردشدن بیشتر واحدهای پریدوتیتی این منطقه شده است. سنگهای هارزبورگیتی گستردهترین واحد سنگی مجموعة پریدوتیتی دالامپر را تشکیل می‌دهند (شکل 3-D).
شکل 2. نقشه زمینشناسی ساده شده آمیزه افیولیتی دالامپر. برگرفته از مجرد و همکاران (Modjarrad et al., 2024).
Figure 2. Simplified geological map of Dalampar ophiolite mélange. after (Modjarrad et al., 2024).
در نمونة دستی، این سنگ‌ها سختی بالایی دارند و در بخشهای هوازده قهوهای هستند و در سطوح شکست تازه بهرنگ سیاه تا سبز تیره دیده می‌شوند. درون سرپانتینیتها برخی قطعات هارزبورگیتی و دونیتی، از سرپانتینیشدن در امان ماندهاند و بهصورت قطعات بیضیشکل و کشیده دگرسان‌نشده، با کانیهای سرپانتینی رشته‌ای و تودهای در بر گرفته شده‌اند (شکل 3-E). این سنگ‌ها در سطح هوازدة خود به رنگ قهوهای روشن و تیره و در سطوح تازهتر به رنگ سبز هستند. در نمونههای سالم تر، کانی کریزوتیل هم سوراخها و شکافهای نازک (با حداکثر ضخامت 1 تا 2 سانتیمتر) را پر میکند و هم بهصورت رگه در نمونههای سرپانتینیتی دیده می‌شود که همراه با کانی پیروکسن باعث رنگ سبز روشن و طلاییِ درخشنده در این سنگ‌ها می‌شوند. دونیتها در بررسیهای صحرایی با ریختشناسی ملایم، تیره رنگ و بهصورت عدسیهای کوچک در منطقه رخنمون دارند. از آنجایی‌که پریدوتیت‌ها سنگهای ناپایداری در سطح زمین هستند در امتداد مناطق برشی و شکستگیها در پی دگرسانی خرد شده‌اند و بیشترشان با سرپانتینیت جایگزین شده‌اند. این سنگ‌ها ظاهری تیره رنگ دارند که در سطح سنگ بهدلیل فرایندهای دگرسانی کانی سرپانتین پدید آمده است و سطحی صابونی به نمونهها داده است. از دیدگاه ریختشناسی سرپانتینیتها را می‌توان به دو گروه دسته‌بندی کرد:
1) تودهای: بهصورت رخنمونهای منفردی از بلوکهای جداگانه هستند و بیشترشان بقایایی از سنگ مادر اولیه را درون خود نشان می‌دهند؛
2) برشیشده: بخشهای دچار فرسایششده، مواد خردشدهای را در اطراف بلوکها و سرپانتینیتهای تودهای تشکیل می‌دهند. رنگ کلی این سرپانتینیتها سبز زیتونی تا سیاه است.
با توجه به بررسیهای صحرایی می‌توان گفت سرپانتینیتهای افیولیتی دالامپر بیشتر به گروه دوم نزدیکتر هستند. سراسر مرز همبری پریدوتیتهای سرپانتینیتیشده با دیگر واحدهای سنگی منطقه، گسله و زمین ساختی است که خردشدگی شدید در سرپانتینیت را به دنبال داشته و دور نمایی براق و درخشان به آنها داده است. واحدهای مافیکی نیز بهصورت تودهای و دایک دیده می‌شوند. رخنمون این تودهها بهصورت پراکنده است. تودههای گابرویی (با اندازههای متنوع از کوچک تا بزرگ) (شکل 3-F) با مرز گسلی در کنار تودههای پریدوتیتی جای گرفته‌اند و نسبت به دایکهای گابرویی (شکل 3-G) دچار دگرسانی شدیدتری شده‌اند. رنگ تودههای گابرویی خاکستری روشن تا تیره و بیشتر بهصورت لوکوکراتیک هستند؛ اما نمونههای مزوکراتیک نیز یافت می‌شود. بهعلت حضور گسلهای فراوان در این منطقه، گابروهای نزدیک این گسل به‌شدت میلونیتی و حتی الترامیلونیتی شده‌اند. پگماتیت گابروها هم بهصورت تودهای هستند و هم گاه بهصورت غلافی و انتقالی درون سنگهای دیگر مانند (میکرو ابروها) تزریقشدهاند (شکل 3-H). دایکهای دیابازی بیشتر بهصورت دایکهای تأخیری با ضخامتهای متفاوت در زمینه پریدوتیتهای سرپانتینی شده تزریقشدهاند (شکل 3-I). این سنگ‌ها دانهبندی ریز دارند و در نمونة دستی بهرنگ خاکستری تیره تا سبز زیتونی دیده می‌شوند.
سنگ‌نگاری
هارزبورگیت: ترکیب کانیایی این سنگ‌ها شامل الیوین (60-80 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (10-20 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن از کمتر از 1 تا 5 درصد حجمی است. کروماسپینل یک فاز فرعی است که در برخی نمونهها یافت می‌شود و مقدار حجمی آن معمولاً کمتر از 1 درصد است. بررسی مقاطع میکروسکوپی نشانمیدهد این سنگ‌ها بافت مشبک[1] و پورفیروکلاست دارند (شکل 4-A). بافت اولیه الیوینها دانهای است و به‌شدت شکسته شده‌اند و در امتداد این شکستگیها کانی سرپانتین پدید آمده است. بقایای الیوین بهصورت کانیهای بهنسبت دانهریز در هسته بافت غربالی دیده می‌شود و گاهی نیز خاموشی موجی از خود نشان می‌دهند. در برخی نمونهها، شکستگی با الیوینهای ثانویه ریزبلور بی‌شکل پرشده است که نسبت به الیوینهای زمینه، دچار دگرسانی کمتری شده‌اند. این گروه از الیوینها را می‌توان پیامد ذوب کانی ارتوپیروکسن یا واکنش با یک مذاب فقیر از سیلیسیم دانست (Kelemen et al., 1992). برخی از بلورهای درشت الیوین ماکل مکانیکی یا نوارهای شکنجی دارند و دگرریختی نشان می‌دهند (شکل 4-B). بیشتر اسپینلها بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و بهرنگ سرخ تا قهوهای هستند و مگنتیتیشدن در کنارههای آنها دیده می‌شود (شکل 4-C). بیشتر این کانی‌ها حاشیههای دندانهدار دارند که شاید نشان‌دهندة خاستگاه برجامانده از فرایند ذوب‌بخشی گوشته‌ای باشد و به احتمال ناشی از واکنش مذاب/سنگ باشند (Pagé et al., 2008).
شکل 3. تصویرهای صحرایی آمیزة افیولیتی دالامپر. A) نمایی کلی آمیزه افیولیتی دالامپر و مرز تدریجی میان این واحد و واحد دگرگونی؛ B) دایک آمفیبولیتی درون پریدوتیت‌ها؛ C) گنیس لایهای؛ D) رخنمون سنگهای هارزبورگیتی (Hz) با ظاهری سالم؛ E) عدسیهای هارزبورگیت و دونیت که با سرپانتنیتها دربرگرفته شده‌اند؛ F) تودة گابرویی درشتبلور درون پریدوتیت‌ها؛ G) دایک گابرویی در پریدوتیت‌ها؛ H) تودة گابرویی درشت بلور بهصورت غلاف و انتقالی درون میکروگابروها؛ I) دایک دیابازی درون پریدوتیتهای دگرسان.
Figure 3. Field photos from the Dalampar ophiolite mélange. A) A general view of the Dalampar ophiolitic mélange and the gradational contact between this unit and the metamorphic unit; B) Amphibolite dike within peridotites; C) Layered gneiss; D) Outcrop of fresh harzburgite (Hz); E) Harzburgite and dunite lenses enclosed by serpentinites; F) Coarse-grained gabbroic intrusion within peridotites; G) Gabbroic dike in the peridotites; H) Coarse-grained gabbroic intrusion in the microgabbros; I) Diabase dike within the altered peridotites.
پورفیروکلاستهای ارتوپیروکسن در زمینة تبلوریافته از الیوین پدید آمده‌اند و بهصورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل و گاه خردشده هستند و تیغههای جدایشی ریزی از جنس کلینوپیروکسن دارند (شکل 4-D). حاشیة ارتوپیروکسنها بهصورت بریدهبریده و با خوردگی خلیجی است و با الیوینهای ریزدانه پر شده‌اند. مرزهای نامنظم اطراف پورفیروکلاستهای ارتوپیروکسن را می‌توان پیامد واکنش این کانی با یک مذاب در گوشتة بالایی و ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن دانست (Niu, 1997). کانی کلینوپیروکسن بی‌شکل و دگرسان‌شده است و بقایای آن بسیار کم و بهصورت میانبلوری در میان الیوین و ارتوپیروکسنها دیده می‌شوند. حضور شکنج در الیوین، ارتوپیروکسنهای دانه درشت و تیغههای جدای شیء کلینوپیروکسن را می‌توان گواهی بر دگرریختی پلاستیک گوشته‌ای در دمای بالا دانست (Juteau and Maury, 2009).
هارزبورگیت سرپانتینیشده: این نمونهها با شدت حدود 70 درصد سرپانتینیشدن و با بقایایی از کانیهای اصلی الیوین نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل بههمراه پورفیروکلاستهای ارتوپیروکسن هستند. این سنگ‌ها به‌شدت سرپانتینیزه شده‌اند و در بخشهایی از آن بهصورت جزیرهای هسستند و بافت ساعت‌شنی[2] در آنها پدید آمده است. کانیهای فرعی شامل ارتوپیروکسن و کانیهای کدر هستند. قطعاتی از الیوین درون ارتوپیروکسن پدید آمده است و بافت پویی‌کیلیتیک را پدید آوردهاند (شکل 4-E). ارتوپیروکسنها در کنار الیوینها حاشیه خلیجی نشان می‌دهند و بیشتر مرز میان آنها، پیدایش ارتوپیروکسن پیش از الیوین را تایید میکنند. بر پایة شواهد بافتی، کانیهای الیوین به سرپانتینهای نوع لیزاردیتی و ارتوپیروکسنها به سرپانتین نوع باستیت[3] دگرسان شده‌اند (شکل 4-F). در هنگام رخداد مرحلة سرپانتینیشدن، بافتهای شبکهای، تیغهای و نواری پدید آمده‌اند.
دونیت: این سنگ‌ها از الیوین و یا سرپانتین با اندکی ارتوپیروکسن و مقدار پراکندهای از کروماسپینل و اکسید آهن (مگنتیت) ساخته شده‌اند. دونیتها بافت مشبک دارند (شکل 4-G). بافت مشبک در نمونههای بررسی‌شده پیامد تجزیه و دگرسانی الیوین به سرپانتین است (Ghaseminejad and Torabi, 2014). بلورهای الیوین شکستگی دارند و شکنج نشان می‌دهند. همچنین، مرزهای منحنیوار و نامنظم این کانی گویای عملکرد دگرریختی دما و فشار بالا و وابستگی این سنگ‌ها به گوشتة بالایی هستند (Soltani Nezhad et al., 2021). این سنگ‌ها با درجات متغیر، سرپانتینی شده‌اند و بر پایة بررسیهای میکروسکوپی، لیزاردیت و کریزوتیل فراوان‌ترین پلیمورفهای سرپانتین هستند. در درجات پایین دگرگونی، لیزاردیت فراوان‌ترین کانی گروه سرپانتین است که جایگزین الیوین و سودومورفهای پیروکسن می‌شود. با افزایش درجة دگرگونی، لیزاردیت نخست با لیزاردیت+کریزوتیل و سپس با آنتی گوریت+کریزوتیل و در پایان، با آنتی گوریت جایگزین می‌شود (Page, 1968; Trommsdorff and Evans, 1980). در برخی مقاطع، کروماسپینلها به‌شدت دگرسان شده‌اند و بهصورت بخشی یا کامل با اکسید آهن جایگزین شده‌اند. کانیهای سرپانتین شامل لیزاردیت، کریزوتیل و اکسید آهن هستند که سبب پیدایش بافت مشبک در سنگ شده است.
سرپانتینیت: در بررسی میکروسکوپی سرپانتینیتها، بقایائی از کانیهای اولیه شامل الیوین (10 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (5 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (2 درصدحجمی) و اسپینل (تا 1 درصدحجمی) در زمینه‌ای از سرپانتین (80 درصدحجمی) پراکنده هستند. کلسیت، تالک، ترمولیت-اکتینولیت، بروسیت، کلریت و اکسیدهای آهن (مگنتیت) از دیگر کانیهای مهم در نمونهها هستند که همگی در پی دگرسانی کانیهای فرومنیزین پدید آمده‌اند. بلورهای الیوین به‌شدت خرد شده‌اند و در سطوح شکستگیها با سرپانتین جایگزین شده‌اند و بافت مشبک را پدید آوردهاند. به باور ویتی و ملینی (Viti and Mellini, 1998)، بافت مشبک در حضور مقادیر سیال فراوان پدیدار شده است و در نبود این شرایط بافت ساعت‌شنی (شکل 4-H) به‌جای آن پدید می‌آید. بافتهای دیگری مانند باستیت و رگچهای نیز در نمونهها دیده می‌شوند (شکل 4-I) که در پی رخداد درجات مختلف دگرسانی پدید آمده‌اند. دانههای اسپینل بهصورت نیمه‌شکل‌دار و برخی بهصورت دانههای بی‌شکل و بهرنگهای سیاه و بیشتر قهوهای در اندازههای ریز و درشت دانه دیده می‌شوند. برخی اسپینلها شکستگی دارند و فضای میان شکستگیها با سرپانتین ثانویه پر شده است.
شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی نمونههای پریدوتیتی دالامپر. A) بافت مشبک حاصل از جانشینی الیوین با سرپانتین؛ B) ساختار کینک باند (نوار شکنجی) در پورفیروکلاستهای الیوین با ساختار کشیده؛ C) بلورهای قهوهای کروماسپینل که از حواشی به مگنتیت تجزیه شده است؛ D) تیغههای اکسولوشن کلینویروکسن در درشت بلور ارتوپیروکسن؛ E) حضور پورفیروکلاستهای الیوین در بلورهای ارتوپیروکسن و پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک؛ F) بافت باستیت حاصل از جانشینی ارتوپیروکسن با سرپانتین؛ G) بافت مشبک در دونیت گوشته‌ای (تکتونیت)؛ H) بافت ساعت‌شنی حاصل از جانشینی الیوین با لیزاردیت؛ I) رگة سرپانتین در زمینه‌ای از سرپانتینهای رشته‌ای (نام اختصاری کانی ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010)؛ همة تصویرها در XPL، تصویر C در PPL).
Figure 4. A) Photomicrographs of peridotites from the Dalampar ophiolite. A) Mesh structure resulting from the replacement of olivine by serpentine; B) Kink band in elongated olivine porphyroclasts; C) Brown Cr-spinel crystals decomposed to magnetite from the margins; D) Lamellar exsolution of clinopyroxene in coarse-grained orthopyroxene; E) Presence of olivine porphyroclasts in the orthopyroxene crystals and the formation of the poikilitic texture; F) Bastite texture resulting from the replacement of orthopyroxene by serpentine; G) Mesh texture in mantle dunite (tectonite); H) Hourglass texture resulting from the replacement of olivine by lizardite; I) Serpentine vein in a matrix composed of fibrous serpentine (Mineral abbreviations are from Whitney and Evans (2010); All images are in XPL and image C in PPL).
شیمی کانی
بررسی توالی گوشته‌ای افیولیتها که بجاماندههایی از ذوب‌بخشی دانسته می‌شوند، اطلاعات ارزشمندی دربارة سازوکار تولید مذاب، خاستگاه مذاب، چگونگی مهاجرت آن و واکنش مذاب/ سنگ ارائه می‌دهند (Bodinier and Godard, 2003). در این راستا شیمی کانی‌ها در بخش گوشته‌ای افیولیتها برای شناخت ماهیت و نوع کانیهای سازنده، خاستگاه پیدایش آنها و ارزیابی دما و فشار تعادلی در پریدوتیت‌ها، به‌کار برده می‌شود (Kamenetsky et al., 2001; Arif and Qasim, 2006; Karipi et al., 2007). برای شناخت ترکیب شیمیایی، سنگ‌زایی، خاستگاه ژئودینامیکی و ارزیابی دما و فشار تبلور تعادلی مجموعههای کانیایی الترامافیک دالامپر، از تجزیة شیمیایی کانیهای الیوین، پیروکسن، اسپینل و سرپانتین بهره گرفته شد.
الیوین
الیوین از فراوان‌ترین کانیسیلیکاته سازندة پریدوتیتهای افیولیت دالامپر است. ترکیب شیمیایی چند نمونه از الیوینهای در هارزبورگیتهای این مجموعه پریدوتیتی در جدول 1 آورده شده است. نقاط تجزیه‌شده در نمودار رده‌بندی الیوینها در گسترة فورستریت جای می‌گیرند (شکل 5-A). میزان فورستریت از 90 تا 92 درصدوزنی است. الیوینهای بررسی‌شده ویژگی پریدوتیتهای دیرگداز را دارند و نشان‌دهندة برآمدن پریدوتیت‌ها از درجات بالای ذوب‌بخشی هستند (Piccardo et al., 2007). الیوینهای بررسی‌شده از MgO غنی هستند و مقدار MgO از 75/48 تا 28/50 درصدوزنی به‌دست آورده شده است. بازة میزان NiO نیز 28 تا 42 درصدوزنی است. ترکیب این کانی در سنگهای الترامافیک میتواند تا اندازه‌ای تحت‌تأثیر فرایندهای ثانویه مانند دگرگونی گرمایی (Nozaka, 2003)، دگرریختی (Ando et al., 2001) و سرپانتینیشدن (Murata et al., 2009) قرار گیرد و تغییر یابد. وجه تمایز الیوینهای نخستین از ثانویه مقدار فورستریت (بیشتر از 95 درصد) و میزان کم اکسید NiO (2/0 – 3/0 درصدوزنی) در الیوینهای ثانویه است. ازاین‌رو، در نمودار NiO در برابر مقدار فورستریت (Fo) نمونهها در بازة الیوینهای پریدوتیتی اولیه جای می‌گیرند (شکل 5-B). چنانچه که دیده می‌شود ترکیب شیمیایی الیوینها یکنواخت است و تغییرات اندکی را نسبت به یکدیگر نشان می‌دهند. این پدیده میتواند پیامد واکنش یک مذاب با سنگهای پریدوتیتی باشد که منجر به بافرشدن ترکیب الیوینها شده است و ترکیب آنها در پریدوتیت‌ها را کمابیش یکسان کرده است (Kelemen et al., 1995).
ارتوپیروکسن
داده‌های تجزیة نقطهای و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای ارتوپیروکسنها در جدول 2 نشان داده شده‌اند. بر پایة نمودار سه‌تایی ولاستونیت-استاتیت-فروسیلیت، ارتوپیروکسنها همگی از نوع انستاتیت هستند (شکل 5-C) و تغییر Mg# در آنها بسیار اندک است و از 90 تا 92 درصد متغیر است؛ ازاین‌رو، از ارتوپیروکسنهای با عدد منیزیم بالا به‌شمار می‌آیند. میزانAl2O3 برابر با 67/1 تا 11/3 درصدوزنی است. میزان TiO2 و Na2O هم بسیار اندک است و به‌ترتیب از 06/0 تا 16/0 و 0/0 تا 03/0 تغییر میکند.
کلینوپیروکسن
ترکیب کلینوپیروکسن پریدوتیتهای گوشته‌ای افیولیت دالامپر در جدول 3 آورده شده است. فرمول ساختاری کلینوپیروکسنها بر پایة 4 کاتیون در برابر 6 اتم اکسیژن به‌دست آورده شده است (جدول 2).
شکل 5. شیمی کانیهای پریدوتیت گوشته‌ای افیولیت دالامپر. A) نمودار Fe# در برابر Mg# برای الیوینها (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار فورستریت در برابر NiO در الیوینها (Lee and Rudnick, 2000)؛ C) نمودار سه‌تایی رده‌بندی پیروکسنها (Morimoto, 1989)؛ D) ویژگی‌های زمینشیمیایی در نمودار Cr# در برابر MnO برای کروماسپینل (Khedr and Arai, 2017)؛ E) نمودار سه‌تایی Cr–Al–Fe3+ برای ترکیب کانی کروماسپینل (Barnes and Roeder, 2001)؛ F) نمودار SiO2 در برابر MgO برای کانیهای سرپانتینی (Dungan, 1979).
Figure 5. Mineral chemistry of mantle peridotites from the Dalampar Ophiolite. A) Fe# versus Mg# diagram for the olivines (Deer et al. 1992); B) Forsterite content versus NiO in the olivines (Lee and Rudnick, 2000); C) Pyroxenes ternary diagram (Morimoto, 1989); D) Cr# versus MnO diagram for the chromian spinels (Khedr and Arai, 2017); E) Cr–Al–Fe3+ ternary diagram for mineral composition of chromian spinel (Barnes and Roeder, 2001); F) SiO2 versus MgO diagram for the serpentine minerals (after Dungan, 1979).
در نمودار Wo-En-Fs، کلینوپیروکسنها از نوع دیوپسید هستند (شکل 5-C) و به‌ترتیب دامنة ترکیبی Fs3.69-4.08En48.07-50.61Wo45.35-48.09 نشان می‌دهند. مقدار Mg# کلینوپیروکسنها از 91 تا 95 درصد در تغییر است. عدد منیزیم بالا در کلینوپیروکسنهای بررسی‌شده به‌ترتیب به 1) درجات بالای ذوب‌بخشی (Hartmann and Wedepohl, 1993)، 2) واکنش پریدوتیت‌ها با مذابهای دیرگداز همانند بونینیتها (Bodinier and Godard, 2003) و 3) تعادل ساب‌سولیدوس در دمای کم (Parkinson and Pearce, 1998)، بستگی دارد. همچنین، مقدار Mg# در کلینوپیروکسنها با درجة ذوب‌بخشی و تهیشدگی گوشته مرتبط است؛ به‌گونه‌ای‌که Mg# بالا از ویژگی کلینوپیروکسنهای پریدوتیت بسیار تهی شده است (Uysal et al., 2012) و افزایش میزان Mg# نشان‌دهندة تهیشدگی بیشتر سنگ است (Dick and Bullen, 1984). با توجه به ویژگی کلینوپیروکسنهای بررسی‌شده و بررسیهای بیشتر در ادامه نوشتار، گمان می‌رود درجات بالای ذوب‌بخشی و واکنش پریدوتیتهای بررسی‌شده با مذابهای دیرگداز همانند بونینیتها از مهم‌ترین دلایل بالابودن عدد منیزیم در کلینوپیروکسنهای افیولیت دالامپر هستند. همچنین، کلینوپیروکسنهای بررسی‌شده مقدار کم Na2O (11/41-0/0 درصدوزنی)،K2O (01/0-05/0 درصدوزنی) و TiO2 (12/ 0 تا 19/0 درصدوزنی) دارند.
کروماسپینل
ترکیب کلی اسپینلهای در پریدوتیتهای دالامپر در جدول4 نشان داده شده است. مقدار عدد کروم (Cr#) و عدد منیزیم (Mg#) در آنها به‌ترتیب از 77 تا 83 و 64 تا 68 درصد تغییر میکند. میزان تغییرات Al2O3 وCr2O3 نیز به‌ترتیب برابر با 8-08/12 و 45-11/59 درصدوزنی است. دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984) اسپینلهای غنی از کروم و فقیر از آلومینیم را ته‌مانده و تفالة فرایندهای ذوب‌بخشی گوشته در شرایط ذوب بالا و یا محصول تبلوربخشی می‌دانند. غنیشدن کروماسپینلها از Cr و Mg و کم‌بودن Fe3+ و Ti در آنها نیز بازتابی از اولیه‌بودن این کانیهاست (Farahat, 2008). در نمودار MnO در برابر #Cr، اسپینلها در محدودة اسپینلهای اولیه جای می‌گیرند (شکل 5 -D). کروم‌اسپینل‌های دگرسان‌نشده در پریدوتیتهای بررسی‌شده مقدار SiO2 کمی (0/0- 09/0 درصدوزنی) در مقایسه با کروم‌اسپینل‌های دگرسان‌شده (08/2 درصدوزنی <) دارند. پس مقدار SiO2 در ساختار اسپینلها به درجه دگرسانی در آنها وابسته است و مقدار آن با افزایش درجه دگرسانی افزایش می‌یابد (Farahat, 2008). اسپینلهای با عدد کروم کم پریدوتیتهای کمتر تهی‌شده را نشان می‌دهند؛ اما اسپینلهای با عدد کروم بالا پریدوتیتهای تهی‌شده‌تر را نشان می‌دهند (Arai, 1994). به باور فراهت (Farahat, 2008)، هستههای کروماسپینل با مقدار 2/0>TiO2 از ویژگی‌های سنگهای افیولیتی هستند. بر همین پایه، کروم‌اسپینل‌های بررسی‌شده با مقدار TiO2 کمتر از 2/0 درصدوزنی به پریدوتیتهایی با ماهیت افیولیتی تعلق دارند. همچنین، بررسی کروماسپینلها در نمودار سه‌تایی Cr-Al-Fe3+ نشان می‌دهد این کانی‌ها از نوع افیولیتی هستند و ماهیت پسماندی دارند (شکل 5-E).
سرپانتین
کانیهای گروه سرپانتین سازندة اصلی پریدوتیتهای سرپانتینیتی افیولیت دالامپر هستند. این کانی پلیمورفهای مختلفی دارد. در درجات پایین دگرگونی فراوان‌ترین کانی سرپانتین، لیزاردیت است. سرپانتینها مقدار متفاوتی از SiO2 (36/42 – 23/39 درصدوزنی)، MgO (53/36 – 58/40 درصدوزنی) و FeO (27/1 – 68/2 درصدوزنی) هستند (جدول 5). بر پایة نمودار درصدوزنیِ SiO2 در برابر MgO، کانیهای گروه سرپانتین در منطقة دالامپر بیشتر در محدودة همپوشی بستایت و بافت مشبک جای می‌گیرند (شکل 5-F). به باور دونگان (Dungan, 1979)، بستایت نوعی لیزاردیت به‌شمار می‌رود و کریزوتیل نیز سازندة بافت مشبک در پریدوتیتهای سرپانتینیتی منطقه است. غنیشدگی از سیلیس در ارتباط با کاهش مقدار آلومینیم که در نمونهها دیده می‌شود چه‌بسا پیامد تغییر لیزاردیت به آنتی‌گوریت است (Fryer, 2002; Lafay et al., 2013). در سنگهای پریدوتیتی منطقه، سرپانتینیشدن با تجزیه کانی الیوین آغاز شده و همراه با آن کانیهای لیزاردیت ± بروسیت ± تالک± مگنتیت و کلریت پدید آمده است. ازاین‌رو، بافتهای شبکهای، نواری و یا ساعت‌شنی پدید آمده‌اند و رگههای کریزوتیل ± لیزاردیت روی این بافتها گسترش پیدا کرده‌اند. ارتوپیروکسن نیز به باستیت ±مگنتیت ± تالک ± ترمولیت تجزیه شده است.
پهنة زمین‌ساختی پیدایش پریدوتیت‌ها
افیولیتها در پهنه‌های زمین‌ساختی گوناگونی مانند پشتة میان‌اقیانوسی (MORB) و پهنة فرافرورانشی[4] (SSZ) پدید می‌آیند. افیولیتهای پهنة فرافرورانشی در هر دو منطقة پشتکمان[5] و پیش‌کمان[6] شکل می‌گیرند (Pearce et al., 2000; Shervais, 2001). پریدوتیتهای پدیدآمده در پهنه‌های فرافرورانشی اطلاعات ارزشمندی از تولید مذاب و همچنین، برهمکنش مذاب-گوشته در این نواحی فراهم می‌آورند (Pearce et al., 2000; Ao and Satyanarayanan, 2021). پریدوتیتهای گوشته‌ای مجموعههای افیولیتی در هنگام رخداد فرایندهایی پس از پیدایش سنگکرة اقیانوسی، در هنگام جایگیری افیولیتها و فرایندهای پس از آن معمولاً تا اندازة بسیاری دچار دگرسانی می‌شوند، ازاین‌رو، بررسی و کاربرد داده‌های شیمی کانیهای سازندة پریدوتیتهای گوشته‌ای روش کارآمد و متداولی برای شناخت تحولات سنگ‌زایی، محیط زمین‌ساختی و شرایط پیداش آنها به‌شمار می‌رود (Zhou and Bai, 1992). با کمک ترکیب شیمیایی کانیهایی مانند اسپینل و پیروکسن ماهیت و شرایط پیدایش پریدوتیتهای گوشته شناخته می‌شود (Reynolds et al., 1991; Zhou et al., 1996). بیشتر افیولیت دالامپر را هارزبورگیتهایی تشکیل دادهاند که شواهد سنگ‌نگاری دگرریختی در پی تنش‌های شدید گوشته‌ای را نشان می‌دهند؛ مانند جهتیافتگی، نوارهای شکنجی، تیغههای جدایشی و کشیدگی بلورها که نشان‌دهندة وابستگی آنها به گوشتة بالایی و تجربة شرایط دما و فشار بالا هستند (Juteau and Maury, 2009). ازآنجایی‌که بخش چشمگیری از سنگهای گوشته‌ای از الیوین ساخته شده‌اند (Mallmann et al., 2009) با آگاهی از ترکیب شیمیایی آن را می‌توان ویژگی‌های زمین‌ساختی و مباحث مربوط به سنگ‌زایی پریدوتیت‌ها بررسی کرد (Yazdani et al., 2015).
الیوینهای بررسی‌شده روی نمودار تغییرات درصد فورستریت نسبت به درصدوزنی اکسیدهای NiO، افزون‌بر جای‌گرفتن در محدودة پریدوتیتهای آبیسال (ژرف) تا پیش‌کمان، آرایة گوشته‌ای نیز دارند (شکلهای 6-A و 6-B). داده‌های شیمی کانی الیوین جایگاه زمین‌ساختی مورب و کمان را برای پریدوتیتهای دالامپر نشانمیدهند. چنین وضعیتی را می‌توان با در نظرگرفتن جایگاه‌های گوناگون ژئودینامیک MORB و SSZ (Saccani et al., 2010) یا با تحول در جایگاه MORB بهسوی SSZ در حوضة حاشیة اقیانوسی تفسیر کرد و نشان‌دهندة تکامل از پوستة اقیانوسی اولیه (MORB) بهسوی حوضة پیش‌کمانی در طول فرایندهای چرخش به عقب ورقة فرورو است (Monsef et al., 2018).
شکل 6. A، B) نمودار مقدار فورستریت (Fo) در برابر درصدوزنی NiO و MnO در الیوین (محدودة پریدوتیتهای ژرف (ABP) و پیش‌کمانی (FAP) از پیج و همکاران (Pagé et al., 2008))؛ C، D) نمودار عدد منیزیم (Mg#) در برابر درصدوزنی اکسیدهای Cr2O3 و TiO2 به‌ترتیب در ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسنها (Ishikawa et al., 2007)؛ E) نمودار تغییرات Al2O3 در برابر Na2O (Pagé et al., 2008) در کلینوپیروکسن؛ F) نمودار Mg# در برابر Al2O3 در ارتورپیروکسنها (ترکیب پریدوتیتهای ژرف از جانسون و همکاران (Johnson et al., 1990) و پریدوتیتهای پیش‌کمانی از ایشی و همکاران (Ishii et al., 1992)).
Figure 6. A, B) Forsterite contents versus NiO and MnO (in wt%) of olivine (The abyssal peridotites (ABP) and fore-arc (FAP) peridotites' fields from Pagé et al. (2008)); C, D) Mg# versus TiO2 and Cr2O3 content of ortho- and clinopyroxene in (Ishikawa et al., 2007); E) Al2O3 versus Na2O plot (Pagé et al., 2008) for clinopyroxenes; F) Mg# versus Al2O3 plot for the orthopyroxenes (Composition of orthopyroxene in the abyssal peridotites from Johnson et al. (1990) and fore-arc peridotites from Ishii et al. (1992)).
در مقایسه با پریدوتیتهای ژرف، بیشتر پیروکسنهای در پریدوتیتهای SSZ با مقدارهای بسیار کم Al و Ti و به‌طور کلی با مقدارهای Mg# بالاتر از 9/0 شناخته می‌شوند (Choi et al., 2008). میانگین مقدار Mg# برای ارتوپیروکسنها و کلینوپیروکسنها به‌ترتیب برابر با 91/0 و 93/0 است (جدولهای 2 و 3). برای تعیین محیط زمین‌ساختی هارزبورگیتهای افیولیت دالامپر از بررسی ارتباط عنصرهای یادشده با Mg# در پیروکسنها بهره گرفته شده است. شاخصهای زمینشیمیایی پیروکسن مانند میانگین بالای Mg# و میزان متوسط تا کم TiO2 و Cr2O3 وNa2O (Ishikawa et al., 2007) گویای آن هستند که پیروکسنهای در پریدوتیتهای مجموعه افیولیتی دالامپر در محدودة پریدوتیتهای پسماندی (تفاله‌ای) جای می‌گیرند که به درجات متفاوتی از ذوب دچار شده‌اند (شکلهای 6-C و 6-D). همچنین، در نمودارهای تغییرات Na2O (شکل 6- E) و Al2O3 (شکل 6-F) در برابر Mg#، برای تعیین محیط پیدایش پریدوتیت‌ها، پیروکسنها در محدودة پیش‌کمانی جانمایی می‌شوند. باور بر اینست که ترکیب کروماسپینل شاخص نوع ماگماست؛ به‌گونه‌ای‌که کروم‌اسپینل‌های غنی از کروم از ترکیب‌های بونینیتی و اسپینلهای غنی از آلومینیم از ماگمای توله‌ایتی همانند بازالتهای پشتة میان اقیانوسی (MORB) پدید می‌آیند (González-Jiménez et al., 2011) و نشان می‌دهند این پریدوتیت‌ها بجاماندههای حاصل از جدایش مذابهای با ترکیب مورب هستند که احتمالاً در پهنة پیش‌کمانی پدید آمده‌اند.
بر پایة بررسیهای کامنتسکی و همکاران (Kamenetsky et al., 2001)، کروماسپینلها با میزان کم Cr# و Al2O3 بالا و مقدارهای کم TiO2 اسپینلهایی را نشان می‌دهند که از یک پسماند با ترکیب MORB متبلور شده‌اند؛ اما اسپینلهای با میزان بالای Cr# نشان‌دهندة تبلور از گدازههای بونینیتی هستند که خود گویای پهنة زمین‌ساختی فرورانشی است. بر این پایه، کروماسپینلها در پریدوتیتهای افیولیت دالامپر در نمودار Cr2O3 در برابر Al2O3، افزون‌بر اینکه آرایه گوشته‌ای دارند در قلمرو پیش‌کمانی نیز جای می‌گیرند (شکل 7-A). در نمودار Al2O3 در برابر TiO2، ترکیب کروم‌اسپینل‌های بررسی‌شده با مناطق بالای پهنة فرورانش و کمان آتشفشانی همخوانی دارد (شکل 7-B). هارزبورگیت و دونیتها در پریدوتیتهایی که محیط پیدایش آنها وابسته به مناطق بالای پهنه‌های فرورانش یا کمانهای آتشفشانی است، تفالة گوشته‌ای حاصل از ذوب‌بخشی معادل با نرخ بیش از 20 درصد هستند که در شرایط ذوب آبدار گوشتة تهی‌شده زیر اقیانوسی پدید می‌آیند؛ به‌گونه‌ای‌که این درجة ذوب‌بخشی بالا نسبت بالایی از Cr/Al در اسپینل را به‌دنبال دارد (Tamura and Arai., 2006). مقدار بالای نسبت یادشده در اسپینلهای یادشده و نرخ ذوب‌بخشی بیشتر از 25% برای هارزبورگیتهای منطقه، گواهی بر وابستگی زمین‌ساختی این پریدوتیت‌ها به محیط کمان به‌شمار می‌آید. هرچند مناطق پیش‌کمانی شاید شامل هم پریدوتیتهای SSZ و هم پریدوتیتهای آبیسال باشند، اما چنان‌که از نمودار یادشده بر می‌آید، همخوانی با پریدوتیتهای SSZ به‌طور معمول غالبتر است (Pearce et al., 2000). از سوی دیگر، پریدوتیتهای محیطهای SSZ با حضور کروماسپینلهایی با Cr# بسیار بالاتر از کروماسپینلهایِ پریدوتیتهای آبیسال، از یکدیگر جدا می‌شوند؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار Cr# در کروماسپینل پریدوتیتهای SSZ گسترهای از 38 تا بالاتر از 80 و در پریدوتیتهای آبیسال از 38 تا 58 را در بر می‌گیرند. این ویژگی گویای درجات ذوب‌بخشی بالا و نیز رخداد بسیار گستردة واکنش مذاب-سنگ در پریدوتیتهای SSZ نسبت به پریدوتیتهای آبیسال است (Arai, 1994). در نمودار Cr# در برابر TiO2، نمونهها افزون‌بر اینکه در گسترة تهی‌شده جای می‌گیرند، ماهیت بونینیتی نیز دارند (شکل 7-C). در نمودار Cr# در برابر TiO2، نمونهها در محدودة پریدوتیتهای پیش‌کمانی و بونینیتی جای گرفته‌اند (شکل 7-D). مذابهای بونینیتی از پریدوتیتهای تهی‌شده‌ای جدا شده‌اند که پیشتر خروج مذاب نوع MORB را هنگام مراحل اولیه پیدایش افیولیت تجربه کرده‌اند (Dilek and Thy, 2009).
شکل 7. نمودارهای تمایز زمین‌ساختی کروماسپینلها در پریدوتیتهای گوشته‌ای افیولیت دالامپر. A) نمودار Cr2O3 در برابر Al2O3 (محدودهها از آرایی و همکاران (Arai et al., 2004)؛ B) نمودار Al2O3 در برابر TiO2 (محدودههای MORB و SSZ از دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984) و محدودههای Arc، OIB، LIP از کامنتسکای و همکاران (Kamenetsky et al., 2001))؛ C) نمودار TiO2 در برابر Cr# (Cr/(Cr+Al)) (Jan and Windley, 1990)؛ D) نمودار TiO2 در برابر Cr# (Barnes and Roeder, 2001)؛ E) نمودار Al2O3 اسپینل در برابر Al2O3 مذاب (Kamenetsky et al., 2001; Rollinson, 2008)؛ F) نمودار Al2O3 مذاب در برابر FeO/MgO مذاب (Barnes and Roader, 2001).
Figure 7. Tectonic discrimination diagrams of chromian spinels in mantle peridotites from Dalampar ophiolite. A) Cr2O3 versus Al2O3 diagram (Fields are from Arai et al. (2004)); B) Al2O3 versus TiO2 diagram (Compositional fields for spinels in MORB and SSZ from Dick and Bullen (1984) and fields of Arc, OIB, LIP from Kamenetsky et al. (2001)); C) TiO2 versus Cr# (Cr/(Cr+Al)) diagram (Jan and Windley, 1990); D) Cr# versus TiO2 (Barnes and Roeder, 2001); E) Al2O3 contents of chromian spinel versus the melt (Kamenetsky et al., 2001; Rollinson, 2008); F) Al2O3 versus FeO/MgO contents of the melt (Barnes and Roeder, 2001).
می‌توان گفت پریدوتیتهای دالامپر، تفالههای بجامانده پس از ذوب‌بخشی در منطقة فرافرورانش هستند که تحت‌تأثیر مذابهای بونینیتی حاصل از ذوب‌بخشی بالا و غنی از منیزیم قرار گرفته‌اند (Uysal et al., 2009; Xiong et al., 2015). بررسیها نشانمیدهند مذابهای بونینیتی باعث تبلور اسپینلهای غنی از Cr می‌شوند (Arai., 1992). ترکیب کروماسپینل برای به‌دست‌آوردن ترکیب شیمیایی مذابهایی که از آن متبلور شده‌اند به‌کار برده می‌شود و ازاین‌رو، کروماسپینل ردیابی مهم برای شناخت خاستگاه دانسته می‌شود (Uysal et al., 2009). به باور مارل و مارل (Maurel and Maurel., 1982) مقدار Al2O3 در کروماسپینل با مقدار Al2O3 در گدازة مولد کنترل می‌شود و می‌توان آن را از رابطة زیر به‌دست آورد:
Al2O3(wt.%)Cr-Spl=0.035×Al2O3(wt.%)Parental Melt2.42
مقدار Al2O3 به‌دست‌آمده برای نمونهها برای ماگمای سازندة مادر در جدول 4 آورده شده‌اند. این مقدار برای هارزبورگیتهای بررسی‌شده در گسترة 9 تا 12 درصدوزنی تغییر میکند. مقدارهای Al2O3 به‌دست‌آمده برای ترکیب‌های بونینیتی و IAT در گدازة مادر به‌ترتیب در گسترة 10 تا 14 درصدوزنی و 12 تا 16 درصدوزنی هستند (Dilek and Thy, 2009).
برای به‌دست‌آوردن مقدار TiO2 در کروماسپینل گدازه مادر رابطة زیر به‌کار برده می‌شود (Rollinson., 2008):
TiO2(wt. %)melt=1.0963×TiO2(wt. %)Cr-Spl0.7863
مقدار TiO2 به‌دست‌آمده برای نمونهها از 18/0 تا 29/0 درصدوزنی متغیر است و با مذاب مادر نوع بونینیتی همخوانی دارد (جدول 4). مقدار FeO/MgO اسپینل در گدازة مادر نیز بر پایة رابطة زیر به‌دست آورده می‌شود (Augé., 1987):
ln(FeO/MgO)Cr-Spl=0.47-1.07YAlCr-Spl+ 0.64YFe3+Cr-Spl+ln(FeO/MgO)melt
مقدار نسبت یادشده برای گدازههای مادر برابر با 67/0 تا 93/0 است که با اختلاف بسیار اندکی همانند مقدار آن در گدازههای بونینیتی اولیه (8/5-0/0) است (Dilek and Thy, 2009). همچنین، همانند مقدارهای به‌دست‌آمده برای ماگمای مادر کرومیتها در مجموعههای افیولیتی Mugla و Elekdag (Uysal et al., 2009: Dönmez et al., 2014) در ترکیه است. با توجه روابط یادشده ترکیب گدازة مادر در میدان سنگهای کمان (شکل 7-E) و بونینیتی (شکل 7- F) جای میگیرد. بهطورکلی، ماگماهای بونینیتی پیامد ذوب درجه بالای گوة گوشته‌ای دگرنهادشده توسط سیال‌های آبدار آزادشده از دگرگونی و آبزدایی ورقة فرورونده هستند. مذابهای پدیدآمده در پهنه‌های فرافرورانشی، پیامد ذوب پیوسته سست‌کرة تهی‌شده هستند که در پی افزایش میزان سیال‌های آزاد شده از پوسته اقیانوسی فرورانده‌شده، پدید آمده‌اند (Shervais, 2000).
بررسی تهیشدگی گوشته و درجة ذوب‌بخشی پریدوتیت‌ها
ذوب‌بخشی گوشته به عوامل گوناگونی مانند فشار، دما و میزان آب بستگی دارد که میتوانند بهعنوان شاخصهای تشخیصی جایگاه زمین‌ساختی به‌کار برده شوند (Choi et al., 2008). روش ذوب گوشتة بالایی از یک محیط به محیط زمین‌ساختی دیگر متفاوت است و باعث پیدایش درجة ذوب‌بخشی متفاوت پریدوتیت‌ها در جایگاه‌های زمین‌ساختی کمان، پشتة میان اقیانوسی یا تنورة گوشته‌ای می‌شود (Dick and Bullen, 1984; Arai, 1994). عدد کروم (Cr#) کانی اسپینل در پریدوتیت‌ها معیاری خوبی برای ارزیابی درجة تهیشدگی یک منبع گوشته‌ای و در پریدوتیتهای ژرف، شاخص خوبی از درجة ذوب‌بخشی اسپینل پریدوتیتهای جداشده از گوشته است. افزایش مقدار Cr# اسپینل در پریدوتیت‌ها نشان‌دهندة افزایش درجة ذوب‌بخشی است (Dick and Bullen, 1984). در پریدوتیت‌ها معمولاً درجة ذوب‌بخشی کمتر از 5 درصد و تا نزدیک به 30 درصد است (McDonough and Frey, 1995). با افزایش درجة ذوب‌بخشی سنگهای تهی‌شده یا بهگفتة دیگر در سنگهای پریدوتیتی مادر در گوشتة بالایی، مقدار مودال الیوین کم‌کم افزایش، مقدار کلینوپیروکسن بهسرعت کاهش و مقدار ارتوپیروکسن نیز در آغاز به‌آرامی، اما پس از ناپدیدشدن کلینوپیروکسن بهسرعت کاهش می‌یابد (Ishii et al., 1992). این تغییرات، بسته به ترکیب اولیه سنگ مادر در درجات ذوب‌بخشی 15 تا 30 درصد رخ می‌دهند (Jaques and Green, 1980). در طول پدیدة ذوب‌بخشی، نهتنها نسبت فازها در تفاله افزایش و کاهش می‌یابد، بلکه ترکیب هر فاز نیز تغییر میکند.
برای نمونه، نسبت Mg/Fe در الیوین و پیروکسنها و نیز نسبت Cr/Al در اسپینلها افزایش می‌یابد (Sabah, 2009)؛ اما مقدار Na، Al و Ti پیروکسنها کم می‌شود (Jaques and Green, 1980). مقدار Al پیروکسن و اسپینل پریدوتیتهای گوشته به ذوب‌بخشی حساس است و با تهیشدگی بیشتر پریدوتیت‌ها به طور سیستماتیک کاهش می‌یابد (Uysal et al., 2012). این ویژگی نشان می‌دهد عنصرهای ماگمادوست مانند Ti، Al، Fe و آلکالیها به ورود به مذاب گرایش دارند؛ اما عنصرهای دیرگداز مانند Mg و Cr گرایش دارند در تفاله به‌جای بمانند. پس ترکیب مودال و نیز شیمی کانیهای پریدوتیتهای گوشته‌ای میتواند شاخصی از درجة ذوب‌بخشی و یا تهیشدگی این سنگ‌ها باشد. شواهد سنگ‌نگاری مانند نبود پلاژیوکلاز و گارنت در پریدوتیتهای گوشته‌ای گویای این هستند که سنگهای گوشته‌ای در رخسارة اسپینل- لرزولیت متعادل شده‌اند. ازاین‌رو، بهکمک ترکیب شیمیایی کروم‌اسپینل‌های در پریدوتیتهای به‌شدت دیرگداز مانند دونیت و هارزبورگیت می‌توان برآورد اولیه‌ای از میزان ذوب‌بخشی بهدستآورد (Jaques and Green, 1980). پریدوتیتهای گوشته پهنه‌های فرافرورانش (SSZ) با هارزبورگیتهای تهی‌شده‌ای شناخته می‌شوند که عدد کروم بیشتر اسپینلهای آنها از 5/0 بزرگتر و TiO2 آنها کم است (Parkinson and Pearce, 1998). روند گوشته‌ای الیوین-اسپینل (OSMA) پارامتری متأثر از مقدار تهیشدگی پریدوتیت گوشته‌ای و گویای سنگ‌زایی آن است. مقدار فورستریت (Fo) الیوین نیز همانند Cr# اسپینل در پریدوتیت‌ها در هنگام فرایند ساب‌سولیدوس به‌طور معمول ثابت میماند (Delavari, 2010). بر پایة این آرایة گوشته‌ای، کاهش در میزان درصد فورستریت در الیوین نشان‌دهندة پیشرفت فرایند تبلوربخشی است و افزایش میزان عدد کروم در اسپینل افزایش درجات ذوب‌بخشی در گوشته محل خاستگاه این سنگ‌ها را نشان می‌دهد. در نمودار Cr# اسپینل در برابر Mg# الیوینهای همزیست، نمونهها در محدودة روند OSMA جای گرفته‌اند و ماهیت فرافرورانش دارند و دچار ذوب‌بخشی بیشتر از 40 درصدی شده‌اند (شکل 8). این ویژگی‌ها گویای این هستند که تحول پریدوتیتهای گوشته‌ای بیشتر پیامد ذوب‌بخشی و خروج مذاب بوده است. درجة بالای ذوب‌بخشی در هارزبورگیتها چه‌بسا نشانة ذوب دوبارة آنها در حضور سیال باشد؛ زیرا شرایط آبدار درجة ذوب‌بخشی پریدوتیت را افزایش می‌دهد (Hirose and Kawamoto, 1995). در بالای پهنه‌های فرورانش، ذوب در شرایط کاهش فشار به سبب حضور H2O رهاشده از زبانة فرورو تسهیل و تقویت می‌شود. حضور آب پس از فرایند آبزدایی زبانة فرورو میتواند نقطة ذوب را کاهش دهد و درجات ذوب‌بخشی پریدوتیتهایی را افزایش دهد که به‌طور متغیر دچار تهیشدگی شده‌اند (Moradpour et al., 2017). در پوستة اقیانوسی با گسترش بسیار کند، پریدوتیت‌ها تغییرپذیری بالایی را در درجة ذوب‌بخشی نشان می‌دهند (Hellebrand et al., 2001). عموماً تغییرپذیری درجة ذوب‌بخشی با افزایش میزان گسترش کاهش می‌یابد. بر پایة مقدارِ متوسط Ca و Al در MORB، نزدیک به 10 درصد ذوب متناسب با میزان گسترش کند در یک کرانة طیف و ذوب نزدیک به 22 درصد متناسب با میزان گسترش تند در کرانة دیگر طیف، تغییرات کلی میزان گسترش است (Kamenetsky et al., 2001؛ Niu and Batiza, 1991). میزان ذوب به‌دست‌آمده برای پریدوتیتهای بررسی‌شده نزدیک به 30 تا 40 درصد است که به معنی میزان گسترش تند برای منطقة دالامپر است.
شکل 8. نمودار فورستریت الیوین در برابر Cr# اسپینل (Pearce et al., 2000) (محدودة پریدوتیتهای ژرف از دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984)، پریدوتیتهای پهنة فرافرورانش از پیرس و همکاران (Pearce et al., 2000) و آرایه گوشته‌ای الیوین-اسپینل و روند ذوب‌بخشی از آرایی (Arai, 1994). FFM: گوشته مورب غنی‌شده).
Figure 8. Forsterite in olivine versus Cr# of spinel (Pearce et al., 2000) (Fields of abyssal peridotite from Dick and Bullen (1984), supra-subduction zone (SSZ) peridotites from Pearce et al. (2000), and the olivine–spinel mantle array (OSMA) and melting trend are from Arai (1994). FMM = Fertile MORB Mantle).
برآورد دما و فشار پیدایش پریدوتیت‌ها
سنگهای الترامافیک دالامپر، در هنگام پیدایش و پس از آن، رخدادها و فرایندهای دگرگونی گوناگونی را مانند دگرریختی و دگرنهادشدن گذراندهاند و تاریخچة تکاملی پیچیدهای دارند. در برخی روشهای به‌کاررفته برای ارزیابی دمای پیدایش این سنگ‌ها، دمای تعادل اولیه به‌دست نمیآید؛ بلکه دماهای به‌دست‌آمده، نشان‌دهندة شرایط تعادل دوباره ساب‌سالیدوس هستند. این دماها نشان می‌دهند سنگهای یادشده پس از پیدایش در گوشتة بالایی، در پوسته به تعادل رسیدهاند. بیشتر روشهای زمین‌دمافشارسنجی برای پریدوتیت‌ها، بر پایة توزیع عنصرهای اصلی میان فازهای سازندة این سنگ‌ها هستند. با توجه به حضور کانیهای الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و اسپینل در پریدوتیتهای بررسی‌شده و اینکه جفت کانیهای ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن (Wood and Banno, 1973) و الیوین- اسپینل (Fabries, 1979) بر پایة ویژگی‌های سنگ‌نگاری، بهترین شواهد همزیستی را در این سنگ‌ها نشان می‌دهند، سنجش فشار و دما در زمان تبلور کانی‌ها در پریدوتیت‌ها با کمک نرمافزار رایانهای PTMAFIC (Soto and Soto, 1995) انجام شد. نتایج به‌دست‌آمده در جدول6 آورده شده‌اند. فرمول دماسنجی پیشنهادی وود و بانو (Wood and Banno, 1973) بهصورت زیر است:
T(℃)= [-10202/(LnK)-7.65XFeOpx+ 3.88(XFeOpx)2-4.6)]-273.15
K= αMg2Si2O6Cpx/αMg2Si2O6Opx= (XMgM2.XMgM1)Cpx/ (XMgM2.XMgM1)Opx
در این معادله، میزان فعالیت Mg2Si2O6 در پیروکسن با رابطة زیر به‌دست می‌آید:
αMg2Si2O6=XMgM2. XMgM2
این معادله میانگین دمای تعادل کانیهای ارتوپیروکسن-کلینوپیروکسن همزیست را نزدیک به 60±1103 درجة سانتیگراد نشان می‌دهد. در روش پیشنهادیِ فابریس (Fabries, 1979) نیز که بر پایة تبادل Fe2+، Fe3+، Mg و Cr استوار است، عامل فشار تأثیر ندارد و بر پایة معادله زیر به‌دست می‌آید:
T(℃) = [(4250×YCrSpl+1343)/ (LnKD2+1.825×YCrSpl×0.571)] -273
KD2=LnKD1-4×YFe3+Spl
KD1= (XMgOl×XFe2+Spl)/(XMgSpl×XFe2+Ol)
داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌دماسنج یادشده برای نمونهها در جدول 6 آورده شده‌اند. نتایج اختلاف دمایی میان دمای تعادل به‌دست‌آمده از دماسنج الیوین-اسپینل و جفت کانی پیروکسن میتواند نشان دهد کانیهای الیوین و اسپینل در پریدوتیت‌ها در دمای کمتری نسبت به پیروکسنهای همزیست خود به تعادل رسیدهاند. بررسیهای پژوهشگران (Arai and Abe, 1994; Kelemen et al., 1992) روی عامل مؤثر در ایجاد این اختلاف دمایی و تغییر ترکیب این الیوینها نشان می‌دهند الیوینهای به‌تعادل‌رسیده در دمای کمی در کنار پیروکسنهای به‌تعادل‌رسیده‌‌اند. در دمای بسیار بالاتر در سنگهای پریدوتیتی، الیوینهای تغییر ترکیب‌یافتة اولیه در دمای ساب‌سولیدوس نیستند؛ بلکه الیوینهای نوظهوری[7] هستند که هنگام رخداد واکنش مذاب صعودکننده با سنگ پریدوتیتی در برگیرندة این کانی‌ها در آن پدید آمده‌اند. می‌توان گفت واکنشهای مذاب/سنگ سبب می‌شود ذوب نامتناجس ارتوپیروکسن آغاز شود و الیوینهای واکنشی پدید آیند. برای سنجش میزان فشار حاکم بر پریدوتیتهای مجموعه افیولیتی دالامپر روش پیشنهادیِ نیمیس و تیلور (Nimis and Taylor, 2000) بر پایة مقدار کروم در کلینوپیروکسن به‌کار برده شد. این روش تحت‌تأثیر دما و ترکیب کلینوپیروکسن است و فشار را با اختلاف 5/2± کیلوبار و بر پایة رابطة زیر به‌دست می‌آورد:
P (Kbar)=-T (K)126.9*Ln[aCpxCaCrTs]+15483. Ln(CrCpx/T (K)+T (K)/71.38+107.8
aCpxCaCrTs= Cr-0.81Cr#.(Na+K)
جدول 6. دماسنجی و فشارسنجی پریدوتیتهای افیولیت دالامپر بر پایة ترکیب شیمیایی الیوین، کروماسپینل، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن.
Table 6. Thermometry and barometry of peridotites from Dalampar ophiolite based on the chemical composition of olivine, chromian spinel, orthopyroxene and clinopyroxene.
|
Pressure (Kbar) |
Geothermometers |
|
||
|
Cr content in Clinopyroxene |
Clinopyroxene -Orthopyroxene |
Olivine-Spinel |
Representative Sample |
|
|
30 |
1100 |
1065 |
(Cpx-Opx) |
Do39 (Ol-Spl) |
|
28 |
1103 |
1026 |
(Cpx- Opx) |
Do39 (Ol-Spl) |
|
28 |
1098 |
988 |
(Cpx- Opx) |
Do25 (Ol-Spl) |
|
31 |
1125 |
1061 |
(Cpx- Opx) |
Do25 (Ol-Spl) |
|
30 |
1090 |
967 |
(Cpx- Opx) |
Do 41 (Ol-Spl) |
Opx: Orthopyroxene, Cpx: Clinopyroxene, Ol: Olivine, Spl: Spinel. Do: Number of samples.
میانگین فشار به‌دست‌آمده با این روش برای پریدوتیتهای گوشته‌ای دالامپر نزدیک به 5/2± 28 کیلوبار است. به باور دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984)، مجموعه کانیشناسی الیوین، کروماسپینل، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن، نشان‌دهندة تبلور سنگ میزبان در بازة مشخصی از فشار (1 تا 2 گیگاپاسکال) است و با شرایط ذوب پیرولیت در محدودة پریدوتیت اسپینل‌دار همخوانی دارد. معمولاً تصور می‌شود پریدوتیتهای محیطهای کمانی در شرایط اکسیدکنندة بیشتری نسبت به پریدوتیتهای ژرف پدیدار می‌شوند (Wood, 1991; Ballhaus, 1998; Parkinson and Pearce, 1998). میزان گریزندگی اکسیژن ƒo2 بهعنوان نسبت Fe3+/Fe2+ در اسپینلها شناخته می‌شود. این نسبت در کروماسپینلها تابعی از دما و گریزندگی اکسیژن است (Pal and Mitra., 2004). با کمک این نسبت در اسپینلها، میزان گریزندگی اکسیژن برای تعادل اسپینلها برابر با 03/0 تا 22/0 برآورد شد. این مقدارها نشان می‌دهند این سنگ‌ها در شرایط کمابیش اکسیدکننده، همانند پریدوتیتهای محیطهای SSZ پدید آمده‌اند.
بحث
ترکیب گوشته سنگ کرهای در محیطهای کششی تنها از درجات مختلف ذوب‌بخشی در ژرفای مختلف متأثر نیست؛ بلکه واکنش گدازه-سنگ نیز عامل موثری در تغییر ترکیب گوشته است. شواهد بافتی و کانیشناسی در پریدوتیتهای افیولیت دالامپر گویای رخداد واکنش گدازه-سنگ هستند. هرچند پیدایش برخی بافتها در سنگهای آذرین به فرایند خاصی محدود نیست و پیدایش آنها پیامد چندین فرایند گوناگون است؛ اما برخی دیگر از این بافتها گویای رخداد فرایند سنگشناسی ویژهای هستند (Xu-Ping et al., 2015). پیدایش برخی بافتهای در سنگهای الترامافیک پیامد سردشدن همراه با کاهش فشار است. از بافتهایی که هنگام سردشدن/کاهش فشار در سنگهای پریدوتیتی دالامپر پدید آمده‌اند، تیغههای جدایشی کلینوپیروکسن در ارتوپیروکسن هستند که به‌طور گسترده در پریدوتیتهای آبیسال و SSZ دیده می‌شود (Tamura and Arai, 2006; Rollinson et al., 2008). برخی نیز چنین بافتی را پیامد رخداد ذوب‌بخشی تفسیر کرده‌اند که با یک واکنش (بازتبلور) دنبال شده است. برخی نیز پیدایش آن را پیامد ذوب‌بخشی پریدوتیت در فشار کم می‌دانند که سبب حذف کلینوپیروکسن شده است (Seyler et al., 2007). با توجه به حضور تیغههای جدایشی کلینوپیروکسن در ارتوپیروکسن هارزبورگیتهای دالامپر، می‌توان گفت پیدایش این بافت در سنگهای پریدوتیتی منطقه پیامد سردشدن همراه با کاهش فشار بر پریدوتیتهای گوشته‌ای بوده است که خود در پی ذوب‌بخشی گوشته تکامل‌یافته یا اولیه و یا در پی واکنش اولیه گدازه-سنگ پدید آمده‌اند (Tamura ana Arai, 2006; Seyler et al., 2007). از آنجایی‌که دونیتها بخشی کوچکی از پریدوتیتهای منطقه را تشکیل می‌دهند بیشتر از آنکه بتوان پیدایش آنها را پیامد بقایای ذوب‌بخشی گسترده دانست، پیدایش آنها بهعنوان فراوردههای واکنش گدازه-سنگ توجیه‌پذیر است. به این ترتیب که با مهاجرت گدازه از سنگ پریدوتیتی، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن حل شده است و الیوین را ته‌نشین کرده است (Moradpour et al., 2017). میزان Fo در الیوینهای دالامپر همانند این مقدار در الیوینهای پریدوتیتهای مرتبط با منطقة فرافرورانش (94/0 – 91/0 Fo=~) است (Ishii et al., 1992). همچنین، میانگین مقدار Fo در الیوینها گویای باروربودن گوشته‌ای است که از آن تبلور یافتهاند و به شرایط ذوب‌بخشی آنها مرتبط است (برای نمونه، فشار و درجة ذوب‌بخشی) (Uysal et al., 2012). بررسی دادهها نشانمیدهد مقدار Fo و NiO الیوینها در همة توالی گوشته‌ای کمابیش یکسان و همانند الیوینهای پریدوتیتهای پیش‌کمانی (Ishii et al., 1992) و پریدوتیتهای آبیسال است. مقدارهای کم TiO2 در کلینوپیروکسنها پیامد تهیشدگی منبع گوشته‌ای آنها از Ti و نشان‌دهندة رخداد بیش از یکبار ذوب‌بخشی اولیه (Parlak et al., 1996) و گویای تبلور آنها از یک ماگما فقیر از Ti است. ماگماهای فقیر از Ti خاستگاه ماگمایی افیولیتهای مدیترانة خاوری را نشان می‌دهند که پیدایش آنها در جایگاه‌های فرافرورانشی (SSZ) ثابت شده است (Beccaluva et al., 1989).
برخی افیولیتها که هم ویژگی‌های پشتههای میان‌اقیانوسی[8] و هم جزیره‌های کمانی[9] را نشان می‌دهند افیولیتهای فرافرورانش[10] (SSZ) نامیده می‌شوند (Pearce et al., 1984). افیولیتهای پهنة فرافرورانش در ارتباط با مراحل آغازین فرورانش هستند که با عقبگرد[11] تند صفحة فرورونده، پیدایش حوضة کششی و گسترش کف دریا در صفحة بالایی پدید می‌آیند. در مرحلة آغازین، ذوب‌بخشی گوشتة لرزولیتی در اثر کاهش فشار آغاز شده است و نخستین واحد پوستهای همانندِ مورب تشکیل می‌شود. سیال‌های رهاشده از صفحة فرورونده تأثیری در تولید مذاب در این مرحله ندارند (Dilek and Furnes, 2011). در مرحلة بعدی مذاب به‌شدت دچار آبزدایی صفحة فرورونده و دگرنهادشدة گوشته می‌شود و ادامة خروج مذاب، تفالة هاربورژیتی تهی‌شده از عنصرهای کمیاب و غنی از الیوین و ارتوپیروکسن را به‌جای میگذارد. با بالارفتن دما در گوة گوشته‌ای، دیاپیریسم فزایندة سست‌کره و افزایش جریان سیال‌ها، پریدوتیتهای دیرگداز (دونیت) حاصل از ذوب‌بخشی تشکیل می‌شود که در پی آن مذاب بونینیتی نیز در این مرحله تولید می‌شود. بونینیتها از نظر شیمیایی به دو گروه وابسته به پیش‌کمانی و پشتکمان دسته‌بندی می‌شوند؛ اما این گونه گدازهها در محیطهای پیش‌کمانی به نسبت حوضة پشتکمان فراوانی بیشتری دارند. ماگماهای پهنة سوپراسابداکشن از دیدگاه زمینشیمیایی همانند ماگماهای کمان ماگمایی هستند؛ اما جایگاه زمین‌ساختی آنها همانند پوستة اقیانوسی است. این ویژگی دوگانه پیامد پیدایش افیولیتهای فرافرورانش در هنگام گسترش کف اقیانوسی در بالای پوستة اقیانوسی در حال فرورانش است (Dilek and Furnes, 2011). افیولیتهای پیش‌کمانی پیامد زایش پوستة اقیانوسی در هنگام بستهشدن حوضههای اقیانوسی و آغاز فرورانش اصلی هستند (Pearce and Robinson, 2010; Dilek and Furnes, 2011). پیرس و همکاران (Pearce et al., 2000) نشان دادهاند هم پریدوتیتهای فرافرورانش (SSZ) و هم ژرف ممکن است در محیط زمین ساختی پیش‌کمانی رخ دهند اگرچه معمولاً گروه اول فراوان‌تر است.
پریدوتیتهای فرافرورانش بسیار کمتر در جزییات بررسی شده اند؛ زیرا دستیابی به آنها دشوارتر است و به‌شدت سرپانتینی شده‌اند (Pearce et al., 2000). با وجود این، این نمونهها بهترین شاخص را از ترکیب گوة گوشتة بالای پهنه‌های فرورانش فراهم میکنند (Choi et al., 2008). روبرتسون (Robertson, 2004) افیولیتهای اصلی کرتاسة مدیترانه و خاورمیانه را پهنه‌هاش فرورانش درون‌اقیانوسی می‌دانند. تازه‌ترین بررسیها نشان می‌دهند بیشتر افیولیتهای مدیترانة خاوری بهترین شواهد زمینشناسی را برای ماهیت ژرف و فرافرورانش کمربند افیولیتی تتیس فراهم میکنند. از این مجموعهها، آلبانی و یونان (کمربند افیولیتی Dinaric و Hellenic) (Bortolotti et al., 2013)، جنوب باختری ترکیه (افیولیتهای Lycian و Antalya) (Aldanmaz et al., 2009)، شمالباختری ترکیه (افیولیتهای Har-mancik) (Uysal et al., 2014)، زمین‌درز زاگرس در ایران (افیولیتهای کرمانشاه و....) (Allahyari et al., 2010; Saccaniet al., 2013) و افیولیتهای عمان (Dare et al., 2009) را می‌توان نام برد. ماهیت پندزادی افیولیتهای همجوار افیولیت دالامپر در سالهای اخیر به‌خوبی بررسی شده است و گویای آنست که بیشتر افیولیتهای زاگرس در محیط جزیره‌های کمانی درون‌اقیانوسی پدید آمده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که فرورانش درون اقیانوسی باعث پیدایش جزیره‌های کمانی نابالغی پیش از بستهشدن اقیانوس نئوتتیس شده است و ازهمپاشیدن زبانة فرورو منجر به پیدایش یک فاز کششی بزرگ مقیاس در ورقة اقیانوسی شده است (Mouthereau et al., 2012) و در پی آن، افیولیتهای پهنة فرافرورانش زاگرس پدیدار شده‌اند. آئو و همکاران (Ao et al., 2020) سنگهای مافیک مجموعه افیولیتی سردشت را بونینیتهای پیش‌کمانی و سنگهای بازالتی کمان اقیانوسی می‌دانند و به باور آنها، یک سیستم فرورانشی کمان درون اقیانوسی در 24-50 میلیون سال پیش در نئوتتیس در شمالباختری زاگرس وجود داشته است. اللهیاری و همکاران (Allahyari et al., 2014) خاستگاه کومولاهای الترامافیک و کرومیتیتهای سروآباد کردستان را ماگماتیسم بونینیتی درون‌اقیانوسی نئوتتیس جنوبی در کرتاسة پسین دانستهاند که در پی ذوب‌بخشی پریدوتیت تهی‌شده حاصل از گوشته بجامانده پس از خروج مذاب نوع MORB رخ داده است. شفایی‌مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2020) سنگهای آذرین مافیک (گابرو، گرانیت، دایکها و گدازههای بالشی) پالئوژن افیولیتهای امتداد مرز ایران و عراق را با کافت پیش‌کمانی ناشی از کشش زیاد دورة پالئوژن مرتبط می‌دانند که باعث ماگماتیسیم شدید در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر و بیرونزدگی کمپلکسهای مرکزی [12] در ایران شده است. افیولیتهای زاگرس در شمال عراق (Aswad et al., 2011) معرفی و پس از آن پژوهشگران بسیاری آنها را بررسی کرده‌اند (Yousif, 2009; Aswad et al., 2011; Ali et al., 2019). این پژوهشگران سن افیولیتهای محور صحنه-پیرانشهر را ژوراسیک تا کرتاسة پسین و محل پیدایش آنها را جزیره‌های کمانی در بالای پهنه فرورانش دانستهاند. معین‌وزیری و همکاران (Moinevaziri et al., 2008) سن رادیومتری پلوتونیکهای مرتبط با افیولیتهای سوپراسابداکشن محور صحنه-مریوان را 57 تا 55 میلیون سال پیش و ماگماتیسم این محور را پیامد فرورانش نئوتتیس در الیگوسن می‌دانند که این سن در تازه‌ترین پژوهشها در منطقۀ شمالباختری از هرسین تا سردشت نیز تأیید شده است (Yousif, 2009; Aswad et al., 2011; Nouri et al., 2019). سنگهای مافیک مجموعه افیولیتی پیرانشهر هم از لحاظ زمینشیمیایی حد واسط میان بازالتهای مورب، بازالت کمان اقیانوسی و پهنة پشتکمان هستند و از ذوب‌بخشی منبع گوشته‌ای مختلط سست‌کره‌ای-سنگکرهای جدایش یافتهاند (Yazdani et al., 2023). افیولیت کرمانشاه نیز افیولیت پشتکمانی (Whitechurch et al., 2013) است که پیش از برخورد میان صفحه عربی و اوراسیا وجود داشته است یا بهعنوان افیولیت پهنة سوپراسابداکشن شناخته می‌شود که در کرتاسة پسین پدید آمده است (Saccani et al., 2013). فرورانش درون‌اقیانوسی پوستة نئوتتیس پیدایش حوضة کششی پیش‌کمانی را به‌دنبال داشته است که سپس سنگهای وابسته به افیولیت دالامپر را پدید آورده است. در مجموع شواهد به‌دست‌آمده گویای آن هستند که افیولیت دالامپر به حوضه‌ای پیش‌کمانی وابسته بوده است که در سنگکرة اقیانوسی نئوتتیس وجود داشته است.
برداشت
شواهد بافتی و کانیشناسی (مانند خردشدگی بلورها، ماکل مکانیکی و تیغههای کلینوپیروکسن) در پریدوتیتهای افیولیت دالامپر نشان می‌دهند افزون‌بر رخداد واکنش مذاب/سنگ، درجات مختلفی از ذوب‌بخشی گوشته نیز در پیدایش این سنگ‌ها عاملی تأثیرگذار بوده است. همچنین، نشان‌دهندة وابستگی پریدوتیتهای دالامپر به گوشتة بالایی و تجربة شرایط دما و فشا بالاست. داده‌های ریزکاو الکترونی پریدوتیت‌ها نشانمیدهند الیوین از نوع فورستریت (Fo89-Fo91)، کلینوپیروکسن از نوع دیوپسید (En47-51 Fs1-4Wo47-50) و ارتوپیروکسن هم از نوع انستاتیت (En87-89) هستند. کروماسپینلها غنی از Cr هستند و مقدارهای Ti و Al کمی دارند که ازاین‌رو، همانند کروماسپینلهایِ هارزبورگیتهای پیش‌کمانی هستند. پریدوتیتهای دالامپر مقدارهای مودال کم کلینوپیروکسن و الیوینهای غنی از منیزیم دارند. این ویژگی گویای درجات بالای ذوب‌بخشی و خاستگاه تهی‌شده برای این نمونههاست. شیمی کانی کروماسپینل در پریدوتیت‌ها نشان‌دهندة مذاب بونینیتی وابسته به محیط پیش‌کمانی است که مسئول پیدایش کانی کرومیت با Cr# و Mg# بالا و مقدار کم Ti و Al در هارزبورگیتهای افیولیت دالامپر بوده است. بر پایة دماسنجی جفت کانیهای الیوین-اسپینل و ارتوپیروکسن-کلینوپیروکسن میانگین دمای تبلور سنگهای پریدوتیتی 60 ±1100 درجة سانتیگراد در فشار 2 ± 28 کیلوبار به‌دست آورده شد که نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای اسپینل-پریدوتیت برای این سنگهاست. پس می‌توان دریافت فرورانش درون‌اقیانوسی سنگکرة نئوتتیس و سپس فرایند عقبگرد ورقة فرورونده کشش و پیدایش سنگکرة اقیانوسی افیولیت دالامپر در جایگاهی پیش‌کمانی را به دنبال داشته است. همچنین، فرایند عقبگرد ورقة فرورونده بالاآمدن جریان گوشته‌ای سست‌کره‌ای داغ، ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای و پیدایش مذاب بونینیتی را در پی داشته است.
[1] Mesh Texture
[2] Hourglass
[3] Bastite
[4] Supra-Subduction Zone
[5] Back-Arc
[6] Fore-Arc
[7] Replacive Olivine
[8] Mid-Ocean Ridge
[9] Island Arcs
[10] Supra-Subduction Zone
[11] Roll back
[12] Core Complex
)