رقم المقالة : geology-46985 زيارة : 854 الصفحة: 1 - 22

نوع المخطوط: المحکّمة

زمین‌شیمی و شیمی‌کانی سنگ‌های فوق ‌بازی پهنه کوپان، جنوب بوانات، استان فارس

الموضوعات :

مریم زورمند سنگری ¹ (گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران)
احمد احمدی خلجی ² (گروه زمین شناسی- دانشکده علوم پایه- دانشگاه لرستان)
کمال نوری خانکهدانی ³ (گروه زمین‌شناسی، واحد شیراز، دانشگاه آزاد اسلامی، شیراز، ایران)
زهرا طهماسبی ⁴ (دانشگاه لرستان)

تاريخ الإرسال : 06 الأربعاء , ذو الحجة, 1445 تاريخ التأكيد : 06 الأربعاء , ذو الحجة, 1445 تاريخ الإصدار : 06 الأربعاء , ذو الحجة, 1445

الکلمات المفتاحية: بوانات, افیولیت, زاگرس مرتفع , فرورانش, فوق بازی.,

ملخص المقالة :

ناحیه مورد مطالعه در پهنه زاگرس مرتفع قرار دارد و جزئی از افیولیت نی¬ریز محسوب می¬شود. در این پهنه، مجموعه افیولیتی به‌صورت آمیزه رنگین کوچک شامل چرت¬هاي رادیولاریتی و سنگ¬هاي فوق بازی سرپانتینی شده هستند. واحد اصلی سنگ‌شناختی شامل سنگ‌هاي فوق بازی سرپانتینی شده‌اند و دارای تنوع رنگی از قهوه‌اي تيره تا روشن و سبز تيره تا کم‌رنگ هستند. کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده آن‌ها عبارتند از: الیوین، پیروکسن، آمفیبول، کانی‌های تیره، سرپانتین و اسپینل. الیوین¬ها به سرپانتین و پیروکسن¬ها به بستایت تبدیل شده‌اند. بر اساس شیمی سنگ کل، سنگ‌های مورد مطالعه از نوع بازیک و فوق بازیک انباشتی (لرزولیتی - هارزبورژیتی) با ترکیب نزدیک به میانگین ترکیب شیمیایی‌ پشتة میان‌اقیانوسی اطلس (MAR) هستند. بر اساس شیمی کانی، پیروکسن‌ها از نوع کلسیک و در گستره دیوپسید و اوژیت و آمفیبول‌ها جزء گروه کلسیک و در زیرگروه اکتینولیت قرار می‌گیرند. پیروکسن¬ها در شرایط گریزندگی اکسیژن پایین، دمای بالاتر از 910 درجه سانتی¬گراد (گستره¬ی بین 1100 تا 1200 درجه سانتی¬گراد) و فشار بیش از دو کیلوبار (گستره دو تا 10 کیلوبار) متبلور شده‌اند. آمفیبول‌ها در دمای زیر 700 درجه¬ی سانتی‌گراد و فشاری کمتر از 1 کیلوبار تشکیل شده‌اند. بر اساس ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و شیمی کانی، سنگ‌های فوق بازی پهنه کوپان در یک محیط فرورانش تشکیل شده‌اند.

المصادر:

تاجور، ع.، خطیب، م.م. و زرین کوب، م.ح.، 1399. جایگاه تکتونوماگمایی دیابازها و جریان‌های بازالتی افیولیت شمال مکران، جنوب‌شرقی ایران. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 14 (55)، 79-67.
رجب‌زاده، م.ع. و هدایتی، م.، 1399. نقش pH، ماده آلی و شدت هوازدگی بر روی ویژگی‌‌های ژئوشیمیایی و کانی‌ شناختی لاتریت‌های نیکل‌دار در منطقه بوانات، استان فارس. زمین‌شناسی اقتصادی، 12 (26)، 433-466.
کامران، س.، احمدی خلجی، ا.، رضائی کهخائی، م. و طهماسبی، ز.، 1402. زمین‌شیمی و شیمی‌کانی سنگ‌های نفوذی گردنه آهوان، شمال‌شرق سمنان (ایران مرکزی). فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 17 (65)، 17-1.
میرنژاد، ح. و بازآمد، م.، 1393. ارزيابي فراوانی و تغییرات عناصر پلاتینیوم و پالادیوم در کانی‌های پیروکسن و کرومیت پیروکسنیت‌های منطقه نیریز. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 8 (31)، 90-79.
Akinin, V.V., Miller, E.L. and Layer, P., 2005. Late Cretaceous modification of deep continental crust in the NE Paleo Pacific: additional evidence from Viliga lower crust xenoliths American Geophysical Union. Fall Meeting 2005, abstract id. V51D-1516, December 2005.
Ao, S. J., Xiao, W. J., Han, C. M., Mao, Q. G. and Zhang, J. E., 2010. Geochronology and geochemistry of early Permian mafic-ultramafic complexes in the Beishan area, Xinjiang, NW China: implications for late Paleozoic tectonic evolution of the southern Altaids. Gondwana Research, 18, 466-478.
Aoki, K. and Shiba, I., 1973. Pyroxnes from lherzolite inclusions of Itinome - gata Japan. Lithos, 6, 41-51.
Arvin, M., 1982. Petrology and geochemistry of ophiolites and associated rocks from the Zagros suture, Neyriz, Iran. Ph. D. thesis, London, London University.
Babaie, H.A., Babaei, A., Ghazi, A.M. and Arvin, M., 2006. Geochemical, 40Ar/39Ar age, and isotopic data for crustal rocks of the Neyriz ophiolite, Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 43, 57–70.
Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O., 1989. Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology, 77,165-182.
Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. 1990. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 104, 208-224.
Coleman, R. G., 1977. Ophiolites: ancient oceanic lithosphere?, Springer, Verlag, Berlin, 229.
Coltorti, M., Bondaiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O. Reilly, S.Y. and Powell, W., 2007. Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos, 99, 68-84.
Dana, J.D. 1985. Manual of Mineralogy. 20th edition. John Wiley and Sons, 596.
De La Roche, H., Leterrier Grandclaude, P. and Marchal, M., 1980. A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagram and major element analyses, its relationship with current nomenclature. Chemical Geology, 29, 183-210.
Foley, S.F. and Venturelli, G., 1989. High K2O rocks with high MgO, High SiO2 affinities, In: Crawford, A. J. (Ed.): Boninites and related rocks. Unwin Hyman London, 72-88.
France, L., Ildefonse, B., Koepke, J. and Bech, F., 2010. A new method to estimate the oxidation state basaltic series from microprobe analyse. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 189, 340-346.
Gamble, R. P. and Taylor, L. A., 1980. Crystal/liquid partitioning augite: effects of cooling rate. Earth and Planetary Science Letters, 47, 21-33.
Gualda, G.A.R. and Vlach, S.R.F., 2007. The Serra da Graciosa A-type granites and syenites, southern Brazil Part 3: Magmatic evolution and post magmatic breakdown of amphiboles of the alkaline association. Lithos, 93, 328-339.
Helz, R.T., 1973. Phase reactions of basalts in their melting range at PH2O=5kb as a function of oxygen fugacity. Journal of petrology, 17, 139-193.
Hoshmandzade, A. and Sohili, M., 1990. Description of Geological Map of Eqhlid Sheet, Geological map of Iran, 1:250000 Series sheet G10, Geological survey of Iran.
Hugh, R.R., Hugh, R.J.I.N.Y.L.S. and Press, T., 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation. 64-97.
Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C. and McDonald, G.D.J.C.t.M., 2002. Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Petrology, 144, 38-56.
Kushiro, I., 1960. Si-Al relation in clinopyroxenes from igneous rocks. American Journal of Science, 258, 548-55.
Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E.S., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., Krivovichev, V.G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J.A., Maresch, W.V., Nickel, E.H., Rock, N.M.S., Schumacher, J.C., Smith, D.C., Stephenson, N.C.N., Ungaretti, L., Whittaker, E.J.W. and Youzhi, G., 1997. Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphidoles of the International Mineralogical Association, Commission on new minerals and mineral names. European Journal of Mineralogy, 9, 623-651.
Le Bas, M.J., 1962. The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267-288.
Leterrier, J., Maury, R.C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M., 1982. Clinopyroxene composition as method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 133(1-2), 122-135.
Liu, T.C., Chen, B.R. and Chen, C.H., 2000. Melting experiment of a Wannienta basalt in the Kuanyinshan area, northern Taiwan. Journal of Asian Earth Sciences, 18, 519-531.
Middlemost, E. A. K., 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews, 37, 215-224.
Molina, J. F., Scarrow, J.H., and Montero, P.G., 2009. High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkalic hybrid melts during evolution of Variscan basic- ultrabasic magmatism of Central Iberia. Contribution to Mineralogy and Petrology, 158, 69-98.
Monsef, I., Monsef, R., Mata, J., Zhang, Z., Pirouz, M., Rezaeian, M., Esmaeili, R. and Xiao, W., 2018. Evidence for an early-MORB to fore-arc evolution within the Zagros suture zone: Constraints from zircon U-Pb geochronology and geochemistry of the Neyriz ophiolite (South Iran). Gondwana Research, 62, 287-305.
Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A.K., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F.A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G., 1988. Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, 73, 1123–1133.
Nisbet, E.G. and Pearce, J.A. 1977. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contribution to Mineralogy and Petrology, 63, 149-160.
Pearce, J.A. and Norry, M.J., 1979. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 33–47.
Ricou, L.E., 1976. Evolution structurale des Zagrides. La region Clef de Neyriz (Zagros Iranien). Mémoires de la Société géologique de France, Nouvelle Serie-Tom LV, 55, 140.
Sarkarinejad, K., 1994. Petrology and tectonic setting of the Neyriz ophiolite, southeastern Iran. In Proceedings of the 29th International Geological Congress, Part D. Edited by A. Ishiwatari, J. Malpas, and H. Ishizuka., 221–234.
Schmidth, M.W., 1992. Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110, 304-310.
Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E., 1979. Statistical analysis of clinopyroxenes from deep sea basalts. American Mineralogist, 64, 501-513.
Soesoo, A., 1997. A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallization PT-estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Föreningen), 119, 55-60.
Stocklin, J., 1974. Possible ancient continental margins in Iran. In: C.A., Burk and C.L., Drake (Editores), the geology of continental margins, Springer-Verlag, Berlin, 873-887.
Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187.
Zhihong, W. and Huafu, I., 1998. Geology, petrology and geochemistry of the mafic-ultramafic rocks in the Fujian coastal region. Southeastern China, and their genesis. Ofioliti, 23, 1-6.
Zhou, M. F., Lightfoot, P. C., Keays, R. R., Moore, M. L. and Morrison, G. G., 1997. Petrogenetic significance of chromian spinels from the Sudbury igneous complex, Ontario, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences, 34, 1405-1419.

نص كامل:

زمین‌شیمی و شیمی‌کانی سنگ‌های فوق ‌بازی پهنه کوپان، جنوب بوانات،
استان فارس

مریم زورمند سنگری1، احمد احمدی خلجی*و2 ، کمال نوری خانکهدانی3 و زهرا طهماسبی4

1. دانشجوی دکتری گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرمآباد، ایران

2. دانشیار گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرمآباد، ایران

3. استادیار گروه زمین‌شناسی، واحد شیراز، دانشگاه آزاد اسلامی، شیراز، ایران

4. دانشیار گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرمآباد، ایران

تاریخ دریافت: 25/02/1402

تاریخ پذیرش: 10/04/1402

چکیده

ناحیه مورد مطالعه در پهنه زاگرس مرتفع قرار دارد و جزئی از افیولیت نیریز محسوب میشود. در این پهنه، مجموعه افیولیتی به‌صورت آمیزه رنگین کوچک شامل چرتهاي رادیولاریتی و سنگهاي فوق بازی سرپانتینی شده هستند. واحد اصلی سنگ‌شناختی شامل سنگ‌هاي فوق بازی سرپانتینی شده‌اند و دارای تنوع رنگی از قهوه‌اي تيره تا روشن و سبز تيره تا کم‌رنگ هستند. کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده آن‌ها عبارتند از: الیوین، پیروکسن، آمفیبول، کانی‌های تیره، سرپانتین و اسپینل. الیوینها به سرپانتین و پیروکسنها به بستایت تبدیل شده‌اند. بر اساس شیمی سنگ کل، سنگ‌های مورد مطالعه از نوع بازیک و فوق بازیک انباشتی (لرزولیتی - هارزبورژیتی) با ترکیب نزدیک به میانگین ترکیب شیمیایی‌ پشتة میان‌اقیانوسی اطلس (MAR) هستند. بر اساس شیمی کانی، پیروکسن‌ها از نوع کلسیک و در گستره دیوپسید و اوژیت و آمفیبول‌ها جزء گروه کلسیک و در زیرگروه اکتینولیت قرار می‌گیرند. پیروکسنها در شرایط گریزندگی اکسیژن پایین، دمای بالاتر از 910 درجه سانتیگراد (گسترهی بین 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد) و فشار بیش از دو کیلوبار (گستره دو تا 10 کیلوبار) متبلور شده‌اند. آمفیبول‌ها در دمای زیر 700 درجهی سانتی‌گراد و فشاری کمتر از 1 کیلوبار تشکیل شده‌اند. بر اساس ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و شیمی کانی، سنگ‌های فوق بازی پهنه کوپان در یک محیط فرورانش تشکیل شده‌اند.

واژههای کلیدی: بوانات، افیولیت، زاگرس مرتفع ، فرورانش، فوق بازی.

مقدمه

زمین‌شیمی و ترکیب شیمیایی کانی‌ها می‌تواند در شناخت ماهیت و شرایط تشکیل سنگ‌ها موثر باشد. به‌عنوان‌مثال، برای شناخت ترکیب شیمیایی، منشأ، خاستگاه ژئودینامیکی و تعیین دما و فشار تبلور تعادلی مجموعه‌های کانیایی سنگ‌ها، از سنجش شیمیایی کانی‌های پیروکسن و آمفیبول استفاده می‌شود.

* نویسنده مرتبط: ahmadikhalaj.a@lu.ac.ir

پیروکسن در سنگهای ماگمایی گسترده است و تا حدی به دلیل نقش آن بهعنوان میزبان اصلی عناصر کمیاب شاخص (Akinin et al., 2005) و تا حدی به دلیل غنیشدگی از عناصر شیمیایی اصلی و جزئی، نقش مهمی در مطالعه منشأ سنگ‌های آذرین ایفا میکند (کامران و همکاران، 1402). محتویات عناصر جزئی بلورهای پیروکسن مانند Ti، Al، Na، Cr و بهویژه محتوای Si آن‌ها شاخصی برای درک تکامل زمین‌شیمیایی سنگهای میزبان و محیط زمین ساختی است. آمفیبولها نیز در طیف گستردهای از سنگهای آذرین و دگرگونی مشاهده میشوند، میتواند تأییدکننده پایداری آن‌ها در دامنه گستردهای از شرایط دما (400-1150 درجه سانتی‌گراد) و فشار (1-23 کیلوبار) باشد و همین امر موجب میشود، به‌عنوان شاخص مناسبی برای ارزیابی شرایط تبلور ماگما مانند فشار، دما، میزان آب مذاب و گریزندگی اکسیژن از آنها استفاده کرد (Blundy and Holland, 1990). بنابراین یکی از روشهای برآورد شرایط دما و فشار تبلور سنگها استفاده از تبادل کاتیونی در کانی آمفیبول است. علاوه براین، ترکیب آمفیبول وضعیت اکسیداسیون را در شرایط مختلف دما و فشار ثبت میکند (Gualda and Vlach, 2007). هدف از این مطالعه استفاده از شیمی سنگ کل و شیمی کانی‌های پیروکسن و آمفیبول برای تعیین ماهیت زمین‌شیمیایی، کانی‌شناسی، جایگاه زمین ساختی و فهم فرآیندهای موثر بر سنگ‌های فوق بازی پهنه کوپان در جنوب بوانات می‌باشد.

زمین‌شناسی

ناحیه مورد مطالعه از نظر ساختاری در پهنه زاگرس مرتفع قرار دارد و بخشی از افیولیت نی‌ریز می‌باشد (شکل 1). این افیولیت در حقیقت بخشی از سری افیولیتی زاگرس به سن کرتاسه بالایی می‌باشد (میرنژاد و بازآمد، 1393). پهنه زمیندرز زاگرس که از مرز ایران - ترکیه تا شمال تنگه هرمز ادامه دارد، بخش مهمی از کمربند کوهزایی آلپ- هیمالیاست (تاجور و همکاران، 1399) و برخی از افیولیت‌های مهم ایران از جمله افیولیت نی‌ریز را شامل می‌شود. افیولیت‌های زاگرس بخشی از بقایای نئوتتیس هستند و به‌صورت نوار باریکی بین ورقه عربی و سنندج - سیرجان در راستای شمال غرب - جنوب شرق رخنمون دارند (شکل 1). این افیولیت‌ها از نظر ترکیب و تاریخ تکامل ساختاری شبیه افیولیت عمان هستند (Stocklin, 1974). افیولیت نی‌ریز از جمله افیولیت‌های کمربند خارجی زاگرس است و از سه واحد اصلی سنگ‌شناسی شامل پریدوتیت‌های گوشته‌ای، سنگ‌های نفوذی و آتشفشانی تشکیل شده است. هارزبورژیت‌ها، پریدوتیت‌های غالب این افیولیت هستند (Sarkarinejad, 1994) و سنگ‌های نفوذی شامل مجموعه‌ای از پریدوتیت‌ها، گابروهای ایزوتروپ و لایه‌ای و پلاژیوگرانیت می‌باشند. بعد از پریدوتیت‌ها، گابروها بیشترین حجم سنگ‌های نفوذی در این افیولیت را تشکیل می‌دهند (Arvin, 1982, Ricou, 1976). تعیین سن انجام گرفته به روش U-Pb بر روی زیرکن پلاژیوگرانیت‌ها و گابروها به ترتیب سن‌های
3/2± 1/100 و 3/1± 4/93 میلیون سال را نشان می‌دهند (Monsef et al., 2018). همچنین تعیین سن به روش 40Ar/39Ar برای پلاژیوگرانیت‌ها سن‌های 69/1± 07/92 و 48/2± 19/93 را نشان داده است (Babaie et al., 2006). سنگ‌های آتشفشانی از پایه شامل دایک‌های صفحه‌ای و گدازه‌های بالشی با ترکیب بازالت تا آندزیت هستند. علاوه بر سنگ‌های مجموعه افیولیتی، می‌توان به واحد کنگلومرایی- آهک دولومیتی به سن پالئوسن-ائوسن زیرین که شامل تناوبی از مارن، شیل، کنگلومرا، ماسه‌سنگ، آهک‌هاي چرت‌دار و آهک‌هاي مارنی است، اشاره کرد. کنگلومرا حجم اصلی این واحد را تشکیل می‌دهد و دربرگیرنده قطعه‌های رادیولاریتی و سنگ‌هاي فوق بازی است (رجب‌زاده و هدایتی، 1399).

شکل 1. نقشه پراکندگی افیولیت‌های ایران، افیولیت نیریز در کادر مستطیل نشان داده شده است (اقتباس از Monsef et al., 2018).

روش مطالعه

در طی بازدید صحرایی از سنگ‌های فوق بازی، تعداد 40 نمونه برداشت شد. در مطالعه‌های آزمايشگاهی در ابتدا از این نمونه‌های سنگی مقاطع نازک تهيه و پس از بررسی مقاطع نازک، برای شناسايي دقیق کانی‌ها، 4 نمونه توسط پراش پرتو ایکس X (XRD) در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه لرستان مورد مطالعه قرار گرفت. همچنین این 4 نمونه به روش فلورسانس پرتو ایکس X (XRF) برای عناصر اصلی ( برحسب درصد وزنی) و روش طیف‌سنجی جرمی گسيلی پلاسمای جفت‌شده القايی (ICP-MS) برای عناصر فرعی و کمياب (برحسبppm ) در آزمايشگاه زرآزما تهران مورد تجزیه شیمیایی قرار گرفتند (جدول 1). برای بررسی کانی‌های پیروکسن و آمفیبول پس از تهیه، مطالعه و بررسی مقاطع نازک صیقلی، تعدادی از این کانیها انتخاب و برای سنجش نقطهای به موسسه زمین‌شناسی و ژئوفیزیک، آکادمی علوم چین (IGG-CAS) در کشور چین ارسال شد. شیمی این کانی‌ها توسط دستگاه ریزکاونده الکترونی مدل CAMECA SX Five با رشته تنگستن / تفنگ الکترونی LaB6، ولتاژ شتاب‌دهنده 5~30kV ، جریان پرتو20nA (اندازه پرتو 5µm) و طیفسنج 5 کانالی (مجهز به 10 کریستال طیف‌سنجی) سنجش شدند (جدول 2 و 3). پردازش و تفسیر داده‌ها نیز به کمک نرم‌افزارهای GCDkit، Excel و Corel Draw انجام شده است.

ویژگی‌های صحرایی

مجموعه سنگ‌های افیولیتی جنوب بوانات در شمال‌شرق روستای کوپان به‌صورت آمیزه رنگین کوچک شامل چرت‌هاي رادیولاریتی و سنگهاي فوق بازی سرپانتینی شده هستند (شکل 2). از نظر سنگ‌شناسی، گستره مورد مطالعه شامل پریدوتیت‌های سرپانتینی شده، لاتریت‌های قرمز، لاتریت‌های زرد، آهک‌های ائوسن و رسوبات جوان کواترنری می‌باشد. لاتریت‌ها با آهک‌های نومولیت‌دار معادل سازند جهرم به سن ائوسن پوشیده شده‌اند (شکل 3 الف). بنابراین زمان رخداد لاتریتی شدن می‌باید بعد از کرتاسه بالایی و قبل از ائوسن باشد، در این صورت سن پالئوسن را می‌توان برای این رخداد فرض کرد. لاتریت‌ها حاصل هوازدگی شدید سنگ‌های پریدوتیتی می‌باشند (شکل 3 الف و ب). واحد اصلی سنگ‌شناختی شامل توده‌هاي پریدوتیتی به‌طور عمده سرپانتینی شده‌اند، دارای تنوع رنگی از قهوه‌اي تيره تا روشن و سبز تيره تا کم‌رنگ هستند (شکل 3 پ و ت).

پتروگرافی

کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده سنگ‌های پریدوتیتی ناحیه عبارتند از: الیوین، پیروکسن، آمفیبول، کانی‌های تیره (به‌عنوان کانی‌های باقیمانده از سنگ اولیه)، سرپانتین و اسپینل می‌باشند (شکل 4 الف- ت). در این سنگ‌ها، الیوین به‌شدت به سرپانتین تبدیل شده است. بنابراین کانی‌های گروه سرپانتین به فراوانی دیده می‌شوند (شکل 4 الف-پ). پیروکسن در پریدوتیت‌هاي به‌شدت سرپانتینی‌شده به بستایت تبدیل شده است (شکل 4 پ). اسپینل نیز به‌صورت بی‌شکل و آمیبی در این سنگ‌ها دیده می‌شود (شکل 4 الف-پ). نتیجه‌های سنجش XRD نیز حاکی از وجود الیوین، پیروکسن (انستاتیت و دیوپسید)، سرپانتین (لیزاردیت و آنتی‌گوریت) و آمفیبول در این سنگ‌ها می‌باشد (شکل 5).

جدول 1. نتيجه‌های سنجش شيميايی عناصر اصلی (به روشXRF ) و عناصر فرعی و کمياب (به روش ICP-MS) سنگ‌های کوپان، جنوب بوانات

Sample	KP-10	KP-17	KP-18	KP-20
	Wt%	Wt%	Wt%	Wt%
SiO2	47.14	41.8	39.17	41.17
TiO2	0.1	0.95	0.88	1.27
Al2O3	18.66	14.53	14.86	15.06
Fe2O3	7.82	10.34	10.35	11.86
MgO	12.09	11.28	17.89	8.89
MnO	0.17	0.2	0.23	0.19
CaO	9.06	14.64	7.64	15.41
Na2O	0.66	0.4	0.44	0.41
K2O	0.29	<0.05	<0.05	<0.05
P2O5	<0.05	0.06	0.06	0.05
LOI	3.89	5.76	8.26	5.59
Cs(ppm)	0.48	0.36	0.5	0.4
Ba	622	42	17	22
Rb	5	1	0.8	0.6
Sr	29.8	56.4	34.9	69.4
Th	0.26	0.18	0.18	0.16
U	0.09	0.1	0.1	0.1
Pb	11	3	0.08	1
V	153	264	265	413
Cr	108	47	46	35
Co	38.4	32.4	33.2	34.5
Ni	272	39	40	36
Hf	1.46	2.25	2.25	2.12
Ta	0.55	0.32	0.34	0.27
Zr	5	32	30	28
Nb	5.9	2.7	2.6	2
La	1	2	2	2
Ce	0.9	4	3	3
Pr	0.18	1.1	0.84	0.98
Nd	0.4	4.4	3.7	4.3
Sm	0.02	1.44	1.13	1.08
Eu	0.38	0.73	0.86	0.72
Gd	0.51	2.6	2.32	2.2
Tb	0.12	0.53	0.47	0.47
Dy	0.65	4.58	4.25	3.99
Y	1.8	18.4	16	16.1
Er	0.37	2.76	2.27	2.36
Tm	0.09	0.37	0.36	0.34
Yb	0.7	2.7	2.5	2.9
Lu	0.09	0.42	0.36	0.35

جدول 2. نتیجه‌های سنجش نقطه‌ای (EPMA) پیروکسن در سنگ‌های پهنه کوپان. محاسبه فرمول ساختاری و مقادیر اعضای نهایی آن‌ها (بر حسب 6 اتم اکسیژن و به‌صورت a.p.f.u.)

Mineral	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx
No.	31	32	33	34	35	36	37	41	42	43
SiO2	52.82	52.74	52.68	53.32	53.05	52.69	53.72	53.11	53.23	53.08
TiO2	0.45	0.45	0.41	0.31	0.30	0.40	0.30	0.32	0.41	0.37
Al2O3	3.75	3.58	3.86	2.49	2.02	3.00	2.61	2.17	3.78	2.69
Cr2O3	0.03	0.08	0.13	0.17	0.00	0.07	0.01	0.00	0.17	0.03
FeO	7.21	6.61	6.20	6.55	6.41	7.73	6.43	5.83	6.14	6.64
MnO	0.18	0.15	0.24	0.21	0.19	0.12	0.19	0.18	0.12	0.25
MgO	15.16	14.95	15.07	16.59	15.50	16.15	15.42	16.30	15.38	15.83
CaO	19.71	20.37	20.62	19.28	20.26	19.24	20.27	20.76	20.08	20.08
Na2O	0.24	0.21	0.25	0.28	0.21	0.24	0.16	0.16	0.18	0.16
K2O	0.00	0.01	0.01	0.03	0.00	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
TOTAL	99.53	99.16	99.46	99.21	97.95	99.63	99.12	98.84	99.51	99.13
O=6
Si	1.94	1.95	1.94	1.96	1.98	1.94	1.98	1.96	1.95	1.96
Al	0.06	0.05	0.06	0.04	0.02	0.06	0.02	0.04	0.05	0.04
Al	0.11	0.10	0.10	0.07	0.07	0.07	0.09	0.06	0.11	0.08
Fe(iii)	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	0.01	0.00
Ti	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Fe(ii)	0.22	0.21	0.19	0.20	0.20	0.24	0.20	0.18	0.19	0.21
Mn	0.01	0.00	0.01	0.01	0.01	0.00	0.01	0.01	0.00	0.01
Mg	0.83	0.82	0.83	0.91	0.86	0.89	0.85	0.90	0.84	0.87
Ca	0.78	0.81	0.81	0.76	0.81	0.76	0.80	0.82	0.79	0.79
Na	0.02	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	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
TOTAL	3.97	3.97	3.98	3.98	3.97	3.99	3.96	3.99	3.96	3.98
Wo	41.90	43.46	43.78	40.03	42.74	39.85	42.91	42.85	42.96	42.01
En	44.84	44.39	44.53	47.94	45.52	46.54	45.42	46.82	45.78	46.08
Fs	12.35	11.34	10.73	10.99	10.95	12.73	11.04	9.72	10.56	11.31
Ac	0.91	0.81	0.96	1.05	0.79	0.88	0.62	0.61	0.70	0.61
T(ºC) France et al., 2010	1091.03	1075.66	1101.38	973.79	930.45	1021.32	985.53	944.34	1093.83	993.08
Xpt	37.69	37.74	37.58	38.40	38.54	38.21	38.60	38.79	37.74	38.41
Ypt	-29.22	-29.33	-29.64	-29.96	-29.35	-29.23	-29.74	-30.09	-29.92	-29.59
F1	-0.80	-0.81	-0.81	-0.78	-0.80	-0.78	-0.80	-0.80	-0.80	-0.79
F2	-2.52	-2.50	-2.51	-2.51	-2.48	-2.50	-2.52	-2.48	-2.52	-2.51

ادامه جدول 2.

Mineral	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx	Cpx
No.	44	45	49	50	51	52	53	54	55
SiO2	53.36	53.66	52.96	53.28	53.22	53.17	52.60	52.65	52.82
TiO2	0.35	0.11	0.39	0.46	0.36	0.32	0.35	0.56	0.38
Al2O3	3.12	2.71	3.16	3.16	3.05	2.85	2.55	3.73	3.08
Cr2O3	0.00	0.00	0.08	0.00	0.06	0.00	0.07	0.09	0.23
FeO	6.74	6.70	6.50	6.88	7.32	6.13	7.02	6.50	5.85
MnO	0.16	0.26	0.09	0.18	0.14	0.18	0.14	0.15	0.12
MgO	15.48	15.60	15.67	15.03	15.48	15.42	15.69	15.44	15.80
CaO	20.38	20.50	19.94	19.97	19.36	21.00	20.65	20.08	20.54
Na2O	0.17	0.06	0.25	0.22	0.20	0.22	0.17	0.19	0.23
K2O	0.00	0.00	0.04	0.00	0.00	0.00	0.01	0.02	0.00
TOTAL	99.75	99.60	99.07	99.17	99.18	99.29	99.24	99.41	99.05
O=6
Si	1.96	1.97	1.95	1.96	1.96	1.96	1.95	1.94	1.95
Al	0.04	0.03	0.05	0.04	0.04	0.04	0.05	0.06	0.05
Al	0.09	0.09	0.09	0.10	0.10	0.08	0.06	0.10	0.08
Fe(iii)	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	0.01
Ti	0.01	0.00	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01
Fe(ii)	0.21	0.21	0.20	0.21	0.23	0.19	0.22	0.20	0.18
Mn	0.01	0.01	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00
Mg	0.85	0.85	0.86	0.83	0.85	0.85	0.87	0.85	0.87
Ca	0.80	0.81	0.79	0.79	0.76	0.83	0.82	0.79	0.81
Na	0.01	0.00	0.02	0.02	0.01	0.02	0.01	0.01	0.02
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
TOTAL	3.97	3.97	3.98	3.96	3.97	3.98	3.99	3.97	3.98
Wo	42.77	42.89	42.09	42.63	41.07	43.93	42.68	42.61	43.13
En	45.20	45.43	46.03	44.66	45.69	44.90	45.12	45.58	46.15
Fs	11.39	11.47	10.93	11.88	12.46	10.36	11.58	11.09	9.84
Ac	0.63	0.21	0.94	0.83	0.78	0.81	0.62	0.72	0.88
T(ºC) France et al., 2010	1032.41	994.76	1036.51	1036.51	1026.35	1007.34	979.38	1089.82	1028.68
Xpt	38.42	38.79	37.99	38.10	38.13	38.46	38.59	37.66	38.03
Ypt	-29.69	-29.85	-29.66	-29.27	-29.27	-29.83	-29.30	-29.53	-29.96
F1	-0.80	-0.78	-0.80	-0.81	-0.79	-0.81	-0.80	-0.81	-0.80
F2	-2.52	-2.52	-2.49	-2.53	-2.52	-2.49	-2.47	-2.51	-2.48

جدول 3. نتیجه‌های سنجش نقطه‌ای (EPMA) آمفیبول در سنگ‌های پهنه کوپان. محاسبه فرمول ساختاری (Leake et al., 1997) و مقادیر اعضای نهایی آن‌ها (برحسب 22 اتم اکسیژن و به‌صورت a.p.f.u.)

Mineral	Amph	Amph	Amph	Amph	Amph	Amph	Amph	Amph	Amph	Amph	Amph
No.	26	27	28	29	30	38	39	40	46	47	48
SiO2	53.319	54.149	54.514	53.762	54.589	53.686	53.456	51.038	53.615	53.9	53.639
TiO2	0.172	0.313	0.141	0.876	0.201	0.263	0.144	0.434	0.225	0.133	0.169
Al2O3	2.94	3.131	2.087	2.767	2.085	3.127	2.664	3.539	3.329	3.076	3.8
Cr2O3	0.041	0.036	0.145	0.042	0.042	0	0	0.025	0.005	0.072	0.083
FeO	11.349	10.405	9.286	9.2	7.898	10.962	10.976	14.927	9.889	8.851	8.038
MnO	0.242	0.223	0.193	0.173	0.216	0.219	0.177	0.274	0.142	0.192	0.22
MgO	15.472	16.347	17.724	16.647	17.405	15.428	15.089	15.3	15.971	16.31	17.547
CaO	11.411	10.731	11.416	11.755	11.942	12.564	12.504	10.544	12.201	11.84	11.871
Na2O	0.337	0.313	0.337	0.634	0.284	0.321	0.331	0.507	0.363	0.287	0.247
K2O	0.046	0.066	0.059	0.141	0.055	0.053	0.02	0.186	0.035	0.038	0.043
O=22
Si	7.79	7.81	7.83	7.74	7.89	7.74	7.81	7.50	7.75	7.83	7.69
Ti	0.02	0.03	0.02	0.09	0.02	0.03	0.02	0.05	0.02	0.01	0.02
Al	0.51	0.53	0.35	0.47	0.36	0.53	0.46	0.61	0.57	0.53	0.64
Cr	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01
Fe	1.39	1.26	1.12	1.11	0.96	1.32	1.34	1.84	1.20	1.07	0.96
Mn	0.03	0.03	0.02	0.02	0.03	0.03	0.02	0.03	0.02	0.02	0.03
Mg	3.37	3.52	3.80	3.57	3.75	3.32	3.29	3.35	3.44	3.53	3.75
Ca	1.79	1.66	1.76	1.81	1.85	1.94	1.96	1.66	1.89	1.84	1.82
Na	0.10	0.09	0.09	0.18	0.08	0.09	0.09	0.14	0.10	0.08	0.07
K	0.01	0.01	0.01	0.03	0.01	0.01	0.00	0.03	0.01	0.01	0.01
Tot	14.99	14.94	15.02	15.03	14.95	15.01	14.99	15.23	15.00	14.94	15.00
Si	7.79	7.81	7.83	7.74	7.89	7.74	7.81	7.50	7.75	7.83	7.69
AlIV	0.21	0.19	0.17	0.26	0.11	0.26	0.19	0.50	0.25	0.17	0.31
Tsite	8	8	8	8	8	8	8	8	8	8	8
AlVI	0.29	0.34	0.19	0.21	0.25	0.28	0.27	0.12	0.32	0.35	0.33
Ti	0.02	0.03	0.02	0.09	0.02	0.03	0.02	0.05	0.02	0.01	0.02
Cr	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01
Fe	1.39	1.26	1.12	1.11	0.96	1.32	1.34	1.84	1.20	1.07	0.96
Mn	0.03	0.03	0.02	0.02	0.03	0.03	0.02	0.03	0.02	0.02	0.03
Mg	3.37	3.52	3.80	3.57	3.75	3.32	3.29	3.35	3.44	3.53	3.75
Csite	5.10	5.18	5.16	5.01	5.01	4.97	4.94	5.39	5.00	5.01	5.10
C-5	0.10	0.18	0.16	0.01	0.01	-0.03	-0.06	0.39	0.00	0.01	0.10
Ca	1.79	1.66	1.76	1.81	1.85	1.94	1.96	1.66	1.89	1.84	1.82
Na	0.11	0.16	0.09	0.17	0.14	0.09	0.11	-0.05	0.11	0.15	0.07
Bsite	2	2	2	2	2	2	2	2	2	2	2
Na	-0.02	-0.08	0.01	0.00	-0.06	0.00	-0.01	0.20	-0.01	-0.07	0.00
K	0.01	0.01	0.01	0.03	0.01	0.01	0.00	0.03	0.01	0.01	0.01
Asite	-0.01	-0.06	0.02	0.03	-0.05	0.01	-0.01	0.23	0.00	-0.06	0.00

$img0$

شکل 2. نقشه زمین‌شناسی ساده‌شده از ناحیه مورد مطالعه (بر اساس نقشه 250000/1 زمین‌شناسی اقلید (اقتباس از Hoshmandzade and Sohili, 1990 با اندکی تغییرات)

شکل 3. الف) نمایی از واحدهای سنگی در ناحیه مورد مطالعه، ب) ارتباط صحرایی لاتریت‌ها با پریدوتیت‌های سرپانتیتی‌شده در شمال‌شرقی کوپان، پ و ت) نمایی نزدیک از پریدوتیت‌های سرپانتینی‌شده

شکل 4. تصاویر میکروسکپی از سنگ‌های پهنه کوپان، الف) پیروکسن، الیوین و اسپینل در پریدوتیت‌های شمال‌شرق کوپان، ب) پیروکسن، آمفیبول، سرپانتین و اسپینل در سنگ‌های مورد مطالعه، ج) پیروکسن تبدیل شده به بستایت به همراه اسپینل بی‌شکل، آمفیبول و پیروکسن، د) آمفیبول به همراه پیروکسن در سنگ‌های مورد مطالعه، (علائم اختصاری از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010)؛ :Sep سرپانتین، :Spl اسپینل، :Px پیروکسن، :Bas باستیت)

شکل 5. نمودارهای سنجش XRD سنگ‌های مورد مطالعه کوپان

بحث

زمین‌شیمی

به‌منظور رده‌بندی شیمیایی سنگ‌های مورد مطالعه کوپان، از نمودارهای رده‌بندی دومتغیره SiO2 در مقابل درصد وزنی مجموع عناصر آلکالن Middlemost, 1994)) و R1-R2 (De la Roche et al., 1980) استفاده شد. در نمودار SiO2 در مقابل درصد وزنی (Na2O+K2O)، نمونه‌های مورد بررسی در ناحیه گابرو و گابرو- پریدوت قرار می‌گیرند (شکل 6- الف) و در نمودار R1-R2 در گستره‌های گابرو-نوریت و سنگ‌های فوق بازی قرار می‌گیرند (شکل 6- ب). در نمودارAFM (شکل 6- پ)، نمونه‌های کوپان در ناحیه فوق بازیک انباشتی با ترکیب نزدیک به 1MAR (میانگین ترکیب شیمیایی‌ پشتة میان‌اقیانوسی اطلس) قرار می‌گیرند (Dana, 1985) و در نمودار سه‌تایی تغییرات عناصر اصلی CaO-Al2O3-MgO (Coleman, 1977) که برای تفکیک نمونه‌های گوشته‌ای از انباشتی بکار می‌رود، نمونه‌های کوپان از نوع سنگ‌های مافیک انباشتی هستند (شکل 6- ت). در نمودار تغییرات TiO2 در برابر FeOt/(FeOt+MgO) (Zhihong and Huafu, 1998)، نمونه‌های مورد مطالعه کوپان به‌طور تقریبی در امتداد خط جداکننده افیولیت‌های پرتیتانیم از افیولیت‌های کم تیتانیم قرار گرفته‌اند (شکل 6- ث).

1. Mid-Atlantic Ridge (MAR)

$img0$

شکل 6. الف) نمودار دومتغیره SiO2 در مقابل درصد وزنی مجموع عناصر آلکالن Middlemost, 1994))، ب) نمودار R1-R2 (De la Roche et al., 1980)، پ) نمودارAFM که نمونه‌های کوپان بر روی آن در ناحیه سنگ‌های فوق بازی انباشتی قرار می‌گیرند،MAR : میانگین ترکیب شیمیایی‌ پشتة میان‌اقیانوسی اطلس از (Dana (1985، ت) نمودار سه‌تایی CaO-Al2O3-MgO (Coleman, 1977) که نمونه‌های کوپان بر روی آن در ناحیه سنگ‌های مافیک انباشتی قرار می‌گیرند، ث) نمودار تغییرات TiO2 در برابر FeOt/(FeOt+MgO) (Zhihong and Huafu, 1998)

ازآنجاکه فراوانی تیتانیم در سنگ‌های افیولیتی معرف درجه تهی‌شدگی گوشته منشأ این سنگ‌ها است و با در نظر گرفتن این‌که انواع پرتیتان و کم‌تیتان به ترتیب دارای ترکیب لرزولیتی و هارزبورژیتی - دونیتی هستند (Zhihong and Huafu, 1998) از این‌رو، می‌توان اظهار داشت، سنگ‌های مورد مطالعه کوپان معرف یک گوشته اولیه تهی‌شده با ترکیب لرزولیتی - هارزبورژیتی می‌باشند.

در شکل 7- الف، نمونههای مورد مطالعه نسبت به گوشتهی اولیه بهنجار شدهاند، عناصر Nb ,Rb, Sm, La, Ce، Y و P آنومالی منفی و عناصر Cs، Pb، Ba و Sr آنومالی مثبت دارند. وجود آنومالی مثبت Pb نشان‌دهنده آلایش ماگما با پوسته قارهای است (Kamber et al., 2002). غنيشدگي از عناصر ناسازگار با پتانسيل يوني پايين مانند Ba و Sr را در كنار آنومالي منفي عناصر ناسازگار با پتانسيل يوني بالا مانند Nb و P را دليلي بر ماگماتيسم مرتبط با فرورانش مي‌دانند (Hugh et al., 1993). در شکل 7- ب عناصر کمیاب نسبت به کندریت بهنجار شدهاند. سنگهای آتشفشانی ناحیه کوپان در این نمودار، تهی‌شدگی از عناصر LREE نسبت به عناصر HREE نشان می‌دهند. چیرگی کانی‌شناسی این سنگ‌ها توسط کلینوپیروکسن و آمفیبول باعث ایجاد الگوی مسطح در عناصر MREE تا HRRE شده است.

شکل 7. نمودارهای عناصر کمیاب سنگ‌های مورد مطالعه کوپان بهنجار شده با مقادیر الف) کندریت، ب) گوشته اولیه

شیمی کانی

از آنجایی که ترکیب شیمیایی کانی‌ها می‌تواند در شناخت ماهیت و شرایط تشکیل سنگ‌های آذرین موثر باشد (Zhou et al., 1997)، برای شناخت ترکیب شیمیایی، منشأ، خاستگاه ژئودینامیکی و تعیین دما و فشار تبلور تعادلی مجموعه‌های کانیایی سنگ‌های مورد مطالعه کوپان، از سنجش شیمیایی نقطه‌ای کانی‌های پیروکسن و آمفیبول استفاده شده است.

پیروکسن

ترکیب شیمی کانی کلینوپیروکسن موجود در سنگ‌های پهنه کوپان در جدول 2 ارائه شده است. طبق طبقه‌بندی میدلموست ((Morimoto et al., 1988، پیروکسنهای مورد مطالعه در گستره پيروکسنهاي Ca-Mg-Fe (Quad) قرار ميگيرند و از نوع کلسیک هستند (شکل 8- الف) و در نمودار مثلثی Wo-En-Fs بیشتر در گستره دیوپسید و اوژیت قرار میگیرند (شکل 8- ب). براساس نمودار Ti در مقابل Ca+Na (Leterrier et al., 1982)، نمونههای مورد مطالعه در گستره سری‌های تولئیتی و کالکآلکالن واقع می‌شوند (شکل 9- الف). همچنین پیروکسنهای مورد مطالعه از Si غنیشده و در زمینه سنگهای سابآلکالن (تولئیتی و کالکآلکالن) قرار میگیرند (شکل 9- ب) و با توجه به محتوای کم Ti و در نمودار TiO2 در برابر Al2O3، گستره کالکآلکالن را نشان می‌دهند (شکل 9- پ). براساس نمودار دومتغیره AlIV*100 در برابر TiO2 (Ao et al., 2010)، نمونههای مورد مطالعه روندی مشابه با کمانهای ماگمایی (محیط مرتبط با فرورانش) را نشان میدهند (شکل 10 الف). از طرف دیگر، پایین بودن میزان Ti و بالا بودن میزان SiO2 در فرمول ساختاری پیروکسن از ویژگیهای پیروکسن‌های موجود در سنگهای آذرین کمانهای آتشفشانی محسوب میشود (Beccaluva et al., 1989) (شکل 10- الف و ب). در نمودار Ti+Cr در برابر Ca (Leterrier et al., 1982) کلینوپیروکسنهای مورد مطالعه در یک محیط زمین ساختی کمان آتشفشانی قرار می‌گیرند (شکل 10- پ) و در نمودار F1 در برابر F2 (شکل 10- ت) (Nisbet and Pearce, 1977)، نیز این کلینوپیروکسنها، محیط مرتبط با محیط کف اقیانوسی تا کمان آتشفشانی (فرافرورانش) را نشان می‌دهند.

$img0$

شکل 8. طبقهبندی پیروکسنهای مورد مطالعه با استفاده از الف) نمودار Q در برابر J (Morimoto et al., 1988)، ب) نمودار مثلثی Enstatite-Wollstonite-Ferrosilite (Morimoto et al., 1988)، نشان می‌دهد پيروکسنهاي مورد مطالعه از نوع دیوپسید-اوژیت هستند

$img0$

شکل 9. تعيين سري ماگمايي نمونههای مورد مطالعه براساس شیمیکانی پیروکسن الف) نمودار Tiدر مقابل Ca+Na (Leterrier et al., 1982)، ب) نمودار SiO2 در برابر Al2O3 (Le Bas, 1962)، پ) نمودار TiO2 در برابر Al2O3 (Le Bas, 1962)، نشاندهنده متعلق بودن نمونههای مورد مطالعه به سری کالکآلکالن است

برای تعیین دمای تبلور پیروکسنهای مورد مطالعه از نمودار دومتغیره YPT در برابر XPT (Soesoo, 1997) استفاده شده است (شکل 11- الف). این روش دماسنجی برای انواع پیروکسنهای Ca-Mg-Fe دار و Fe-Mg دار مورد استفاده قرار میگیرد، همچنین حضور توام دو پیروکسن الزامی نیست. براساس این نمودار، نمونههای مورد مطالعه گسترهی دمایی بین 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد را نشان میدهند (شکل 11- الف). France و همکاران (2010) براساس رابطه بین مقادیر Al2O3 و TiO2، دمای کانی پیروکسن را به دست آوردند، زیرا این اکسیدها بهشدت وابسته به دما هستند (شکل 11- ب). همان‌گونه که در شکل 11- ب مشاهده میشود، پیروکسنهای مورد مطالعه دمایی بالاتر از 910 درجه سانتیگراد را نشان میدهند.

شکل 10. تعیین موقعیت زمین ساختی نمونههای مورد مطالعه با استفاده از ترکیب شیمیایی پیروکسن، الف) نمودار دوتایی TiO2-AlIV*100 (Ao et al., 2010)، ب) نمودار سه تایی SiO2/100-TiO2-NaO2 (Beccaluva et al., 1989)، پ) نمودار Ti+Cr در برابر Ca (Leterrier et al., 1982)، ت) نمودار F1 در برابر F2 (Nisbet and Pearce, 1977)

اجزای تشکیلدهنده پارامترهاي F1و F2:

F1 = - (0.012*SiO2) - (0.0807*TiO2) + (0.0026*Al2O3) - (0.0012 *FeOt) - (0.0026 *MnO) + (0.0087*MgO) - (0.0128*CaO) - (0.0419*Na2O)

F2 = - (0.0469*SiO2) - (0.0818*TiO2) - (0.0212*Al2O3) - (0.0041* FeOt) - (0.1435*MnO) - (0.0029*MgO) + (0.0085*CaO) + (0.016*Na2O)

شکل ‏11. دماسنجی نمونههای مورد مطالعه براساس ترکیب کلینوپیروکسن با استفاده از نمودارهای الف) نمودار YPT در برابر XPT (Soesoo, 1997)، ب) نمودار TiO2 در برابر Al2O3 (France et al., 2010)

برای تعیین فشار کلینوپیروکسنهای مورد مطالعه از نمودار AlVI در برابر AlIV (شکل 12 الف)
(Aoki and Shiba, 1973) استفاده شده است. در این نمودار، نمونههای مورد مطالعه گستره فشار متوسط تا بالا را نشان می‌دهند (شکل 12- الف). ترکیبات Al در کلینوپیروکسن برای تعیین عمق محفظه ماگما استفاده شده است. در واقع، هرچه فشار پایینتر باشد، کلینوپیروکسنها از Al غنیتر هستند (Foley and Venturelli, 1989; Liu et al., 2000). از نحوه توزیع Al در جایگاههای چهاروجهی (AlIV) و هشت وجهی (AlVI) کلینوپیروکسنها، علاوه بر به دست آوردن میزان فشار، میتوان میزان آب ماگما در محیط تشکیل سنگهای آذرین را به دست آورد. براساس نمودار AlIV در برابر AlVI (شکل 12- ب) (Helz, 1973)، نمونههای مورد مطالعه در محیطی با محتوای آب 10 درصد و بیشتر و فشار 5تا 10 کیلوبار تشکیل شدهاند، یعنی کلینوپیروکسنها از یک ماگمای مادر در فشار 5 تا 10 کیلوبار متبلور شدهاند و حاکی از تبلور این کانی‌ها در فشار متوسط تا بالا می‌باشد. همچنین با استفاده از مقادیر XPT و YPT (Soesoo, 1997)، بهترتیب از طریق معادلات زیر بهدست میآیند، میتوان فشار تبلور کلینوپیروکسنها را بهدست آورد:

XPT= 0.446SiO2 + 0.187TiO2 -0.404Al2O3 + 0.346FeOt- 0.052MnO + 0.309MgO + 0.431CaO - 0.446Na2O

YPT = -0.369SiO2 + 0.535TiO2 - 0.317Al2O3 + 0.323FeOt + 0.235MnO - 0.516MgO - 0.167CaO - 0.153Na2O

براساس این مقادیر در شکل 12- پ، کلینوپیروکسنهای مورد مطالعه در فشار متوسط (حدود دو تا پنج کیلوبار) متبلور شدهاند.

شکل 12‏. برآورد میزان فشار و محتوای آب موجود در محیط تبلور پیروکسنهای مورد مطالعه با استفاده از الف) نمودار AlVI در برابر AlIV (Aoki and Shiba, 1973)، ب) نمودار AlIV در برابر AlVI (Helz, 1973) پ) نمودار YPT در برابر XPT (Soesoo, 1997)

طبق نظر کوشیرو (Kushiro, 1960) و له‌باس (Le Bas, 1962)مقدار Ti و Al در پیروکسن‌ها به فعالیت سیلیس آبگونی که از آن متبلور شده‌اند بستگی دارد. با توجه به نمودار (Gamble and Taylor,1980) AlIV- Ti میزان Ti در حدفاصل بین خطوط AlIV=3Ti و AlIV=5Ti قرار می‌گیرد (شکل 13- الف). بنا به پیشنهاد پیرس و نوری (Pearce and Norry, 1979)، مقدار TiO2 در پیروکسن‌ها بیانگر فعالیت Ti در ماگمای مادری است و سنگ‌ها از آن منشأ گرفته‌اند. در نمودار توزیع Al و Si (Schweitzer et al., 1979)، کلینوپیروکسن‌های مورد مطالعه در بالای خط اشباعی جایگاه ویژه قرار می‌گیرند (شکل 13- ب). بنابراین می‌توان استنباط کرد، در این نمونه‌ها موقعیت چهاروجهی این کلینوپیروکسن‌ها به‌طور کامل توسط Si و به‌طور بخشی به‌وسیله Al(AlIV) پر شده و نمی‌توانسته به‌وسیله کاتیون‌های سه ظرفیتی مانند Cr، Ti و Fe+3 اشغال شود. در این حالت Al اضافی همراه با عناصر سه ظرفیتی نیز وارد ساختار هشت‌وجهی شده است. بنابراین می‌توان گفت Fe+3 در کلینوپیروکسن‌ها تابعی از گریزندگی اکسیژن و میزان Al در موقعیت چهاروجهی و هشت‌وجهی است. نمودار AlIV + Na در مقابل AlVI + 2Ti + Cr (Schweitzer et al., 1979) که تابعی از میزان آهن 3 ظرفیتی در پیروکسنها است (شکل 13- پ) نشان میدهد پیروکسنهای مورد مطالعه در زیر خط Fe3+ قرار می‌گیرند و بیانگر گریزندگی اکسیژن پایین محیط تشکیل آن‌ها است (شکل 13- پ).

شکل 13. الف) نمودار (Gamble and Taylor, 1980) AlIV- Ti و موقعیت کلینوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های مورد مطالعه کوپان، ب) نمودار توزیع Al و Si و نحوه قرارگیری کلینوپیروکسن‌های مورد مطالعه بر روی آن (Schweitzer et al., 1979)، پ) قرارگیری نمونهها در پایین خط 0= Fe3+در نمودارAlIV+Na در برابر AlVI+2Ti+Cr بیانگر پایین بودن گریزندگی اکسيژن محیط تشکیل پیروکسن‌های مورد مطالعه است (Schweitzer et al., 1979)

آمفیبول

ترکیب شیمیایی کانیهای آمفیبول در سنگهای مورد مطالعه، به تعداد 10 نقطه، در جدول 3 آمده است. به‌منظور تعیین نوع آمفیبولهای مورد بررسی، از نمودار BNa در برابر BNa+Ca Leake et al., 1997)) استفاده شده است. براساس این نمودار، آمفیبولهای مورد مطالعه از نظر ترکیبی جزء گروه آمفیبولهای کلسیک هستند (شکل 14- الف) و در نمودار Mg/Mg+Fe در برابر Si (Leake et al., 1997) در زیرگروه اکتینولیت قرار میگیرند (شکل 14- ب). برای تعیین ماهیت ماگمای تشکیل‌دهنده آمفیبولها، از نمودارهای K2O، Na2O، Al2O3، MgO و Na2O/K2O در برایر TiO2 (Molina et al., 2009) استفاده شده است (شکل 15). براساس آن‌ها، نمونههای مورد مطالعه ماهیت ماگمایی سابآلکالن را نشان میدهند (شکل 15). از ترکیب آمفیبولها میتوان برای تعیین منشأ و محیط تکتونوماگمایی سنگهای آذرین نیز استفاده کرد. محیط زمین ساختی این کانی در نمودار درصد وزنی SiO2 در برابر Na2O (Coltorti et al., 2007) که دو گستره آمفیبولهای نواحی کششی درون صفحات و مناطق فرورانشی را از یکدیگر تفکیک میکند، در ناحیه فرورانش قرار میگیرد (شکل 16- الف). برای محاسبه دمای تشکیل آمفیبولها براساس تغییرات مقدار آلومینیوم نسبت به تیتانیم در واحد فرمولی آمفیبولها از روش هلز (Helz, 1993) استفاده شده است (شکل 16- ب). با استفاده از تغییرات AlIV نسبت به Ti، دمای زیر 700 درجهی سانتی‌گراد برای تبلور اکتینولیت‌های موجود در سنگهای منطقهی مورد مطالعه به‌دست‌آمده است (شکل 16- ب). برای برآورد فشار تبلور آمفیبول‌های مورد مطالعه از نمودار مقادیر AlT نسبت به Fe*/Fe*+Mg (Schmidth, 1992)، استفاده شده است. مطابق این نمودار، فشاری کمتر از یک کیلوبار برای تبلور اکتینولیت در سنگ‌های مورد مطالعه برآورد می‌شود (شکل 16- پ). بنابراین نوع آمفیبول (اکتینولیت) و دما و فشار برآورد شده نشان می‌دهد این کانی ثانوی است و از تجزیه سایر کانی‌های مافیک از جمله پیروکسن‌ها حاصل شده است.

شکل 14. نمودارهای طبقهبندی آمفیبولهای موجود در سنگهای مورد مطالعه براساس الف) نمودار BNa در برابر BNa+Ca (Leake et al., 1997)، ب) نمودار Mg/Mg+Fe در برابر Si (Leake et al., 1997)

شکل 15. تعیین ماهیت آمفیبولهای موجود در سنگهای مورد مطالعه با استفاده از الف تا ث) نمودارهای K2O، Na2O، Al2O3، MgO و Na2O/K2O در برایر TiO2 (Molina et al., 2009)

شکل 16. الف) تعیین محیط زمین ساختی آمفیبول‌های مورد مطالعه در نمودار درصد وزنی SiO2 در برابر Na2O (Coltorti et al., 2007)، ب) دمای تقریبی تشکیل آمفیبولها با استفاده از تغییرات AlIV نسبت به Ti (Helz, 1993)، پ) برآورد فشار آمفیبولها با استفاده از نمودار AlT نسبت به Fe*/Fe*+Mg ( (Schmidth, 1992

نتیجه‌گیری

واحدهای سنگی پهنه جنوب بوانات شامل سنگ‌های فوق بازی سرپانتینی‌شده و چرت‌هاي رادیولاریتی هستند. پریدوتیت‌های سرپانتینی‌شده، بیشترین سنگ‌های پهنه کوپان را تشکیل می‌دهند. کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها شامل الیوین، پیروکسن، آمفیبول، کانی‌های تیره و کانی‌های گروه سرپانتین و اسپینل هستند. بر اساس ترکیب شیمیایی، این سنگ‌ها از نوع بازیک تا فوق بازیک انباشتی (در مقابل گوشته‌ای) و در محدوده گابرو و گابرو- پریدوت (گابرو-نوریت و سنگ‌های فوق بازی) قرار می‌گیرند. با توجه به اینکه نمونه‌های مورد مطالعه کوپان به‌طور تقریبی در امتداد خط جداکننده افیولیت‌های پرتیتانیم از افیولیت‌های کم‌تیتانیم قرار گرفته‌اند می‌تواند معرف گوشته اولیه تهی‌شده با ترکیب لرزولیتی - هارزبورژیتی باشند. غنيشدگي از عناصر ناسازگار با پتانسيل يوني پايين مانند Ba و Sr در كنار آنومالي منفي عناصر ناسازگار با پتانسيل يوني بالا مانند Nb و P در این سنگ‌ها، دليلي بر تشکیل آن‌ها در نواحی فرورانش است. کلینوپیروکسن‌ها در این سنگ‌ها از نوع دیوپسید و اوژیت است و در گستره سری‌های تولئیتی و کالکآلکالن قرار می‌گیرند و روندی مشابه با کمانهای ماگمایی (محیط مرتبط با فرورانش) را نشان میدهند. دمای تبلور پیروکسنها، گسترهی دمایی بین 1100 تا 1200 درجه سانتیگراد (دمایی بالاتر از 910 درجه سانتیگراد) را نشان میدهد و در محیطی با گریزندگی اکسیژن پایین و محتوای آب 10 درصد و بیشتر و فشار 5تا 10 کیلوبار (بیشتر از دو کیلوبار) تشکیل شدهاند. آمفیبولها از نظر ترکیبی جزء گروه آمفیبولهای کلسیک و در زیرگروه اکتینولیت قرار میگیرند و براساس تغییرات AlIV نسبتبه Ti، دمای زیر 700 درجهی سانتی‌گراد و براساس مقادیر AlT نسبت به Fe*/Fe*+Mg فشاری کمتر از یک کیلوبار برای این کانی‌ها برآورد می‌شود که حاکی از ثانوی بودن آن‌هاست.

منابع

تاجور، ع.، خطیب، م.م. و زرین کوب، م.ح.، 1399. جایگاه تکتونوماگمایی دیابازها و جریان‌های بازالتی افیولیت شمال مکران، جنوب‌شرقی ایران. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 14 (55)، 79-67. ##رجب‌زاده، م.ع. و هدایتی، م.، 1399. نقش pH، ماده آلی و شدت هوازدگی بر روی ویژگی‌‌های ژئوشیمیایی و کانی‌ شناختی لاتریت‌های نیکل‌دار در منطقه بوانات، استان فارس. زمین‌شناسی اقتصادی، 12 (26)، 433-466. ##کامران، س.، احمدی خلجی، ا.، رضائی کهخائی، م. و طهماسبی، ز.، 1402. زمین‌شیمی و شیمی‌کانی سنگ‌های نفوذی گردنه آهوان، شمال‌شرق سمنان (ایران مرکزی). فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 17 (65)، 17-1. ##میرنژاد، ح. و بازآمد، م.، 1393. ارزيابي فراوانی و تغییرات عناصر پلاتینیوم و پالادیوم در کانی‌های پیروکسن و کرومیت پیروکسنیت‌های منطقه نیریز. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 8 (31)، 90-79. ##Akinin, V.V., Miller, E.L. and Layer, P., 2005. Late Cretaceous modification of deep continental crust in the NE Paleo Pacific: additional evidence from Viliga lower crust xenoliths American Geophysical Union. Fall Meeting 2005, abstract id. V51D-1516, December 2005. ##Ao, S. J., Xiao, W. J., Han, C. M., Mao, Q. G. and Zhang, J. E., 2010. Geochronology and geochemistry of early Permian mafic-ultramafic complexes in the Beishan area, Xinjiang, NW China: implications for late Paleozoic tectonic evolution of the southern Altaids. Gondwana Research, 18, 466-478. ##Aoki, K. and Shiba, I., 1973. Pyroxnes from lherzolite inclusions of Itinome - gata Japan. Lithos, 6, 41-51. ##Arvin, M., 1982. Petrology and geochemistry of ophiolites and associated rocks from the Zagros suture, Neyriz, Iran. Ph. D. thesis, London, London University. ##Babaie, H.A., Babaei, A., Ghazi, A.M. and Arvin, M., 2006. Geochemical, 40Ar/39Ar age, and isotopic data for crustal rocks of the Neyriz ophiolite, Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 43, 57–70. ##Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O., 1989. Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology, 77,165-182. ##Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. 1990. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 104, 208-224. ##Coleman, R. G., 1977. Ophiolites: ancient oceanic lithosphere?, Springer, Verlag, Berlin, 229. ##Coltorti, M., Bondaiman, C., Faccini, B., Grégoire, M., O. Reilly, S.Y. and Powell, W., 2007. Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos, 99, 68-84. ##Dana, J.D. 1985. Manual of Mineralogy. 20th edition. John Wiley and Sons, 596. ##De La Roche, H., Leterrier Grandclaude, P. and Marchal, M., 1980. A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagram and major element analyses, its relationship with current nomenclature. Chemical Geology, 29, 183-210. ##Foley, S.F. and Venturelli, G., 1989. High K2O rocks with high MgO, High SiO2 affinities, In: Crawford, A. J. (Ed.): Boninites and related rocks. Unwin Hyman London, 72-88. ##France, L., Ildefonse, B., Koepke, J. and Bech, F., 2010. A new method to estimate the oxidation state basaltic series from microprobe analyse. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 189, 340-346. ##Gamble, R. P. and Taylor, L. A., 1980. Crystal/liquid partitioning augite: effects of cooling rate. Earth and Planetary Science Letters, 47, 21-33. ##Gualda, G.A.R. and Vlach, S.R.F., 2007. The Serra da Graciosa A-type granites and syenites, southern Brazil Part 3: Magmatic evolution and post magmatic breakdown of amphiboles of the alkaline association. Lithos, 93, 328-339. ##Helz, R.T., 1973. Phase reactions of basalts in their melting range at PH2O=5kb as a function of oxygen fugacity. Journal of petrology, 17, 139-193. ##Hoshmandzade, A. and Sohili, M., 1990. Description of Geological Map of Eqhlid Sheet, Geological map of Iran, 1:250000 Series sheet G10, Geological survey of Iran. ##Hugh, R.R., Hugh, R.J.I.N.Y.L.S. and Press, T., 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation. 64-97. ##Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C. and McDonald, G.D.J.C.t.M., 2002. Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Petrology, 144, 38-56. ##Kushiro, I., 1960. Si-Al relation in clinopyroxenes from igneous rocks. American Journal of Science, 258, 548-55. ##Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E.S., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D., Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., Krivovichev, V.G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J.A., Maresch, W.V., Nickel, E.H., Rock, N.M.S., Schumacher, J.C., Smith, D.C., Stephenson, N.C.N., Ungaretti, L., Whittaker, E.J.W. and Youzhi, G., 1997. Nomenclature of amphiboles: report of the subcommittee on amphidoles of the International Mineralogical Association, Commission on new minerals and mineral names. European Journal of Mineralogy, 9, 623-651. ##Le Bas, M.J., 1962. The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science, 260, 267-288. ##Leterrier, J., Maury, R.C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M., 1982. Clinopyroxene composition as method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 133(1-2), 122-135. ##Liu, T.C., Chen, B.R. and Chen, C.H., 2000. Melting experiment of a Wannienta basalt in the Kuanyinshan area, northern Taiwan. Journal of Asian Earth Sciences, 18, 519-531. ##Middlemost, E. A. K., 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews, 37, 215-224. ##Molina, J. F., Scarrow, J.H., and Montero, P.G., 2009. High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator of magma chemistry: evidence for mildly alkalic hybrid melts during evolution of Variscan basic- ultrabasic magmatism of Central Iberia. Contribution to Mineralogy and Petrology, 158, 69-98. ##Monsef, I., Monsef, R., Mata, J., Zhang, Z., Pirouz, M., Rezaeian, M., Esmaeili, R. and Xiao, W., 2018. Evidence for an early-MORB to fore-arc evolution within the Zagros suture zone: Constraints from zircon U-Pb geochronology and geochemistry of the Neyriz ophiolite (South Iran). Gondwana Research, 62, 287-305. ##Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A.K., Ginzburg, I.V., Ross, M., Seifert, F.A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G., 1988. Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, 73, 1123–1133. ##Nisbet, E.G. and Pearce, J.A. 1977. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contribution to Mineralogy and Petrology, 63, 149-160. ##Pearce, J.A. and Norry, M.J., 1979. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 33–47. ##Ricou, L.E., 1976. Evolution structurale des Zagrides. La region Clef de Neyriz (Zagros Iranien). Mémoires de la Société géologique de France, Nouvelle Serie-Tom LV, 55, 140. ##Sarkarinejad, K., 1994. Petrology and tectonic setting of the Neyriz ophiolite, southeastern Iran. In Proceedings of the 29th International Geological Congress, Part D. Edited by A. Ishiwatari, J. Malpas, and H. Ishizuka., 221–234. ##Schmidth, M.W., 1992. Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110, 304-310. ##Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E., 1979. Statistical analysis of clinopyroxenes from deep sea basalts. American Mineralogist, 64, 501-513. ##Soesoo, A., 1997. A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallization PT-estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Föreningen), 119, 55-60. ##Stocklin, J., 1974. Possible ancient continental margins in Iran. In: C.A., Burk and C.L., Drake (Editores), the geology of continental margins, Springer-Verlag, Berlin, 873-887. ##Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. ##Zhihong, W. and Huafu, I., 1998. Geology, petrology and geochemistry of the mafic-ultramafic rocks in the Fujian coastal region. Southeastern China, and their genesis. Ofioliti, 23, 1-6. ##Zhou, M. F., Lightfoot, P. C., Keays, R. R., Moore, M. L. and Morrison, G. G., 1997. Petrogenetic significance of chromian spinels from the Sudbury igneous complex, Ontario, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences, 34, 1405-1419.##

Geochemistry and mineral chemistry of ultramafic rocks in the Koopan area, south of Bavanat (Fars Province)

Maryam Zurmand Sangari1, Ahmad Ahmadi Khalaji2, Kamal Noori Khankahdani3, Zahra Tahmasbi3

1. Ph.D student, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

2. Associate professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

3. Assistant professor, Department of Geology, Shiraz Branch, Islamic Azad University, Shiraz, Iran

4. Associate professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

Abstract

The studied area is located in the high Zagros zone and it is considered a part of the Neyriz ophiolite. In this area, the ophiolitic complex is small coloured melanges include radiolarite cherts and serpentinized ultrabasic rocks. The main lithological unit is serpentinized ultrabasic rocks, which have a variety of colors from dark to light brown and dark to light green. These ultrabasic rocks have composed of olivine, pyroxene, amphibole, opaque, serpentine and spinel. Olivines have been highly altered to serpentine and pyroxenes to bastite. Based on whole rock chemistry, the studied rocks are basic and ultrabasic cumulates type (lherzolite-harzburgite) with a composition close to the average composition of the mid-ocean ridge basalt (MAR). Based on mineral chemistry, pyroxenes are calcic type and in the range of diopside and augite, and amphiboles are calcic and actinolite type. Pyroxenes have crystallized under conditions of low oxygen fugacity, temperature higher than 910 °C (1100 - 1200 °C) and pressure more than 2 kbar (2 to 10 kbar). Amphiboles have crystallized at a temperature below 700 °C and a pressure less than 1 kbar. Based on the geochemical characteristics and mineral chemistry, the ultrabasic rocks in the Koopan area were formed in a subduction zone.

Key words: ophiolite, Bavanat, High Zagros, subduction, ultrabasic rocks

شارک

عنوان URL للمقالة

زمین‌شیمی و شیمی‌کانی سنگ‌های فوق ‌بازی پهنه کوپان، جنوب بوانات، استان فارس

رایمگ

الروابط

المراكز ذات الصلة

دعامة

الصفحات الرسمية