MİNEROLOJİ VE PETROGRAFİ

... konulu sunumlar: "MİNEROLOJİ VE PETROGRAFİ"— Sunum transkripti:

1 MİNEROLOJİ VE PETROGRAFİ
Metamorfik peridotitlerde iki kayaç tipi esas olarak bulunur. Bunlar Harzburjit ve Dunit’dir. Bunlardan da genelde harzburjit çok fazla bulunmasına rağmen, bazı ortamlarda dunit’in baskın olduğu görülmüştür.(Ragan,1963; Challis,1965)    Harzburjitler genelde ksenoblastik granüler bir doku gösterirler ve olivin, ortopiroksen ve krom-spinelden oluşurlar.   Tane boyutları çeşitlilik gösterir ve kayaç da rekristakizasyona uğradığından, orijinal tane sınırlarını tesbit etmek güçtür. Ortopiroksenlerin ortalama büyüklüğü 2-4 mm civarındadır ve birçoğu klinopiroksen lamelleri içermektedir.

2    Olivinler kink-banding gösterebilirler, aynı durumun ortopiroksenlerde de ortaya çıktığı görülmüştür.Harzburjitler içinde bulunan kromspineller genellikle 1-2 mm boyutundadırlar. Bazen yeşil krom diyopsitler de, harzburjitler içinde aksesuar minerali olarak bulunurlar. Ancak, her iki mineralin miktarı hiçbir zaman %5 sınırını geçmemektedir.       Dunitlerin ise olivinden oluştuğu ve aksesuar oranlarda krom-spinel, ortopiroksen ve klinopiroksen ihtiva ettiği belirlenmiştir.Krom-spinelin miktar olarak yer yer %4 hacim yüzdesine ulaştığı görülmektedir. Ksenoblastik granüler bir doku gösteren dunitlerin mineral tane boyları 2-18 mm arasında değişmektedir. Hatta bunun 15 mm boyutunda taneler gözlenmiştir.

3    Zaman zaman Vebsteritlerin düzensiz parçalar halinde dunit ve harzburjit içinde oluştuğu görülmektedir. Genellikle ortopiroksen içeren ortopiroksenit dayklarının harzburjit ve dunitleri kestiği görülmektedir.      Tekrar etmeğe değer bir husus, bu kayaçların hepsinin el örneğinde ve mikroskobik olarak tektonik yapı-doku gösteriyor olmasıdır. Bantlaşma kümülat bir orijini gösteriyor olmasına rağmen, kümülat prosesi gösteren podiform kromitler dışında herhangi bir kümülat doku kalmamıştır. Sadece bazı yerlerde krom spineller şiddetli bir deformasyona uğramalarına rağmen belirgin bir kümülat dokusu gösterebilmektedirler. (Thayer,1964) Dunit’den harzburjite doğru devam eden bir proses olmasına rağmen, klinopiroksenlerin hacimsel olarak hiçbir zaman %5 değerini, ortopiroksenlerin ise %30 değerini aşmadığı belirlenmiştir.

4   Yüksek dereceli peridotitler olan lerzolitler ise daha çok klinopiroksen hatta zaman zaman plajioklaz içerirler ve modal analizlerde tüketilmiş harzburjitlerden çok belirgin olarak ayrılırlar. (Şekil4)     Ofiyolitlerdeki metamorfik peridotitlerin MgO/MgO+FeO oranı bir devamlılık göstermektedir.(Şekil 5)  Olivinlerde kompozisyonal bir zonlanma tanelerde gözlenmemiştir. Fakat kompozisyonal bir deyişimle kontrol edilmeyen bazı tek tanelerde CO2 sıvı kapanımları bulunmaktadır. Bu olivinler karakteristik olarak yüksek Ni değeri içermektedirler. (% Ni)

5   Peridotitler içindeki olivinlerin kısmen veya tamamen serpantinleşmesi olağandır. Ancak bu metamorfik peridotitler içindeki olivinler ve orto-piroksenler arasında oluşan herhangi bir reaksiyon belirlenememiştir.   Ortopiroksenler olivinlerde olduğu gibi sınırlı bir Mg/Mg+Fe+Mn oranına sahiptirler. (Şekil 5) Alumina değerinin değişimide sınırlıdır. Fakat Oregan’daki metamorfik peridotitlerde olduğu gibi, bazı durumlarda %3 değerini aşabilmektedir.(Şekil 6) Birçok durumda kayaçta bulunan %1-3 miktarındaki krom spineller %10-37 arasında değişen Al2O3 değerine sahiptir, bu ise ortopiroksenlerde jeobarometre olarak kullanılacak aliminyumu sağlamaya yeterlidir. (Boyd,1973; Mac Gregor,1974)

6    Ortopiroksen içinde kalsik piroksen eksolüsyon lamelleri daima görülebilir. Buda diyopsite kadar değişen yüksek sıcaklık katı fazlarına (solid solisyon) işaret etmektedir. Metamorfik peridotitlerdeki orto piroksenlerde yapılan kimyasal analizlerin piroksen dörtgeni üzerine yerleştirilmesi sonucunda, kompozisyonun çok sınırlı olarak değiştiği ve ancak %10’a yakın bir miktarda ferrosilisit’in kompozisyona girdiği gözlenmiştir. (Şekil 7)   Olivinlerde olduğu gibi , ortopiroksenlerde de kimyasal kompozisyona dayalı bir zonlanmanın olmadığı belirlenmiştir. Ortopiroksenlerin serpantinleşmeye karşı direnci, olivinlere oranla daha fazla olduğundan, alterasyona uğramış harzburjitlerin yüzeyinde ‘hob nail’ çıkıntı gibi görülür.

7     Klinopiroksenler,metamorfik peridotitler içinde daha az oranda bulunurlar. Olivinler ve ortopiroksenlerin oluşturduğu zeytin grisi taban üzerine izole edilmiş parlak yeşil renkli kristaller oluştururlar. Bu klinopiroksenler oldukça kübik olup, ortalama %0.67 Cr2O3 içerirler ve krom diopsitlerin piroksen dörtgeninde yerleştiği bölgeninde oldukça sınırlı bir bölge olduğu Şekil 7’de net olarak görülmektedir. · Boyd’un (1970), Diyopsit-Enstatit eğrilerinde 30 kb basınç altında yaptığı denemelerde, Ca/Ca+Mg atomu oranının sıcaklık değerine karşı yerleştirilmesiyle oluşan diyagramda, birçok diyopsitin C’un altında hatta birçoğunun C civarında dengeye ulaştığı görülmektedir. Metamorfik peridotitlerin alümina bakımından çok fakir olması sebebiyle, bunlardan deneme yoluyla elde edilen basınç değerleri, kütle kompozisyonları farklı lerzolit gibi kayalara uygulanmaz.(Kimberlitlerdeki granat lerzolitler;Boyd,1970)

8  Metamorfik peridotitlerdeki spinellerin kompozisyonu, bunlarla birlikte bulunan silikat mineralleri ile karşılaştırıldığında çok değişkenlik göstermektedir. Harzburjitler ve dunitler içinde aksesuar olarak bulunan spinellerin Cr/Cr+Al oranları büyük bir aralıkta değişmektedir. (Şekil 9) (Modified after Irvine and Findlay,1972)   Thayer podiform depozitlerdeki kromitlerin iki gruba ayrılabileceğini, Harzburjitler içindeki ilk grubun kromca zengin, lerzolitler içindeki ikinci grubun ise yüksek aliminyum değeriyle karakterize edildiğini belirlemiştir. Cr/Al oranının ayrıca ortamdaki basıncında bir göstergesi olduğu, Al artışının basınç artışı ile bağlantılı olduğu da belirlenmiştir Stratiform kromitlerinde ise oksijen fugasitesine bağlı olarak demirin kromla yer değiştirdiği ve alüminyumca zengin kromitlerin asla oluşmadığı-gelişmediği belirlenmiştir. (Irvine,1967)

9 Lerzolit tipi yüksek sıcaklık peridotitler içindeki kromitit spinelleri kompozisyon bakımından harzburjitler içindekilerini örtmekte, kapsamaktadırlar (overlap) ve bu alkali bazaltlar içinde inklüzyonlar halinde bulunan lerzolitlerdeki spinellere bir bağ sağlamaktadır.(Şekil 9)     Irvine’in 1967’de yaptığı çalışmada belirttiği gibi Cr/Al ve Fe+2/Mg oranları arasında pozitif bir korelasyon vardır. Şekil 9, bu görüşü desteklemektedir ve peridotitler içindeki harzburjit ve lerzolit alt grupları içinde çok sınırlı bir Mg/Fe+2 aralığını işaret etmektedir. Metamorfik peridotitlerde spinel kompozisyonu büyük ölçüde Cr/Al oranı ile kontrol edilmektedir. Araştırmalar, kromca zengin spinellerin kompozisyon bakımından düşük basınçlı stratiform kromitleri kapsadığını , aliminyumca zengin spinellerin ise daha çok yüksek basınçlı lerzolitler için tipik olduğunu göstermektedir.

10 *DİCKEY (1975) TARAFINDAN YAPILAN ÇALIŞMALARDA DA METAMORFİK PERİDOTİTLER İÇİNDEKİ YÜKSEK ALUMİNA MUHTEVALI KROMİTLERİN MANTO DERİNLİKLERİNDEKİ SEGREGASYONLA OLUŞTUĞU, YÜKSEK KROM MUHTEVALI KROMİTLERİN İSE DÜŞÜK BASINÇ KÜMÜLA-KROMİTLERİNİ TEMSİL ETTİĞİ VE OKYANUS KABUĞU TEŞEKKÜLÜNÜN İLK SAFHALARINDA OLUŞTUĞU BELİRLENMİŞTİR.

11 JEOKİMYA   Metamorfik peridotitlerin kimyasal kompozisyonları orijinlerdeki tekliği, orijinalliği yansıtacak ölçüde sınırlıdır. (Tablo 1-3)    Değişik bölgelerdeki ofiyolitleri karşılaştırabilmek ve değerlendirebilmek için bünyelerindeki su ve CO2 çıkartılmış değerler normalize edilmiştir.    Harzburjit ve Dunitlerde MgO/MgO+FeO oranındaki devamlılık karşılaştırıldığında serpantinleşmenin suyun eklenmesi dışında izokimyasal bir olay olduğu yolunda daha önce ileri sürülen fikirleri desteklediği görülecektir.Serpantinleşme ile ilgili ana kimyasal değişim ve oluşan yan ürün demirin oksitlenmesi ve manyetite dönüşmesidir.

12 Ortalama MgO/MgO+FeO oranı bütün Fe2O3’ün FeO’ya dönüştürülmesiyle hesaplanmıştır. Buna göre bu oran Dunitlerde 0.86, Harzburjitlerde 0.85 olarak belirlenmiştir. Sonuç olarak ortopiroksen ve olivinlerdeki oranların yaklaşık aynı olduğu belirlenmiştir. Mg/Fe oranındaki değişiklik, mevcut ortopiroksen ve olivin kompozisyonundaki değişikliği yansıtmaktadır. Harzburjit içinde Al2O3içeren mineraller, ortopiroksen,klinopiroksen ve spinellerdir.Bu mineraller içindeki bazı oksitlerin değerleri şu şekilde özetlenebilir.

13 HARZBURJİTLERDEKİ AL2O3 MİKTARI ORTALAMA OLARAK %0
HARZBURJİTLERDEKİ AL2O3 MİKTARI ORTALAMA OLARAK %0.89 İKEN, BU DEĞER DUNİTLERDE %0.35 SEVİYESİNDEDİR. Cr2O3 MİKTARI İSE, HER İKİ KAYAÇTA YAKLAŞIK %1CİVARINDADIR VE GENELLİKLE KLİNOPİROKSENLER İÇİNDEDİR. CaO İSE SON DERECE AZ MİKTARDADIR VE BU DEĞER GENELLİKLE KLİNOPİROKSEN VE ORTOPİROKSEN’DEN GELMEKTEDİR. ORTOPİROKSENLER İÇİNDE EKSOLÜSYON LAMELİ OLARAK KLİNOPİROKSENLER BULUNDUĞUNDA İSE, BÜTÜN CaO DEĞERİNİN BU LAMELLERDEN GELDİĞİ BELİRLENMİŞTİR. BU KAYAÇLAR İÇİNDE ÇOK NADİREN DE OLSA BAZI Na2O VE K2O DEĞERLERİNİN DE VARLIĞI RAPOR EDİLMİŞ OLMASINA RAĞMEN, BU DETERMİNASYONLARIN İNANIRLIĞI KESİN DEĞİLDİR. ÖRNEĞİN HAMİLTON VE MOUNTJOY (1965) ULTRAMAFİKLERDE %0.004 Na2O VE % K2O DEĞERLERİNİN VARLIĞINI BELİRTMİŞ, BENZER ŞEKİLDE LONEY VE ARKADAŞLARI (1971)’DE DUNİTLER İÇİNDE %0.005 Na2O VE % K2O, HARZBURJİTLER İÇİNDE İSE % Na2O VE %0.001 K2O VARLIĞINDAN SÖZ ETMEKTEDİR.

14 Bu sonuçlar metamorfik peridotitlerin bu elementler bakımından tüketilmiş olduklarını göstermeye yeterlidir. Ortalama NiO değerleri dunitlerde %0.31 iken, harzburjitlerde %0.38 civarındadır ve özellikle olivinde konsantre olmuşlardır. Ortopiroksenler içinde de daha az oranda bulunmaktadırlar.   Ofiyolitler içindeki metamorfik peridotitler ile lerzolitik alt grubun kütle kompozisyonlarının karşılaştırılmasıyla, bu iki grubun arasında belirgin farklılıkların olduğu belirlenmiştir. (Tablo 3) Lerzolitlerdeki ortalama Al2O3 değerinin %3.6, Cr2O3 değerinin %0.25, NiO değerinin %0.24 ve MgO/MgO+FeO oranının 0.84 olduğu belirlenmiştir. Ayrıca lerzolitlerin alkali değerlerininde yüksek olduğu görülmektedir. Ancak eldeki analitik dataların bu karşılaştırmalar için yeter sayıda olduğu şüphelidir.

15 HARZBURJİTLER İÇİNDEKİ Al2O3 %0.89, Cr2O3 %1
LERZOLİTLER İÇİNDEKİ Al2O3 %3.5 , Cr2O3 %02.25 DUNİTLER İÇİNDEKİ Al2O3 %0.35 HARZBURJİTLER İÇİNDEKİ NiS %0.38 (Düşük K2O,Na2O) DUNİTLER İÇİNDEKİ NiO %0.31 (Düşük K2O,Na2O) LERZOLİTLER İÇİNDEKİ NiO %0.24 (Nisbeten fazla K2O,Na2O)

16 KÜMÜLATLAR Ultramafiklerden çeşitli lökokratik kayaçlara kadar değişen bu kayaçların mafik magmanın fraksiyonel kristalizasyonu ile oluştuğu kabul edilmektedir. Bu kayaçlar, tabanda peridotit tabakalanmaları ile başlayıp gittikçe zenginleşen oranda feldspatça zengin gabrolar ile devam edip plajiogranitlere kadar değişen kayaçları bünyelerine alırlar. Coleman, sadece kümüla özellik gösteren gabroların değil, masif karakterli gabroların da kümülatlar içinde değerlendirilmeleri gerektiğini vurgulamıştır.Geçmişte kümülat peridotitler, metamorfik peridotitler içinde düşünülmüşler ve tabakalı gabrolarla herhangi bir bağları olmadığı kabullenilmiştir. Geçtiğimiz yıllarda, deformasyona uğramamış kümülatların ofiyolitlerin bilinen bir tipi olduğu belirlenmiştir.(Juteau,1970; Mesorian et al,1973; Jackson et al,1975)

17 Eğer ofiyolitler yüksek dereceli dinamotermal bir metamorfizmaya uğramışlarsa,orijinal kümülat gabro dokusunun, karakterinin tanınması zorlaşmaktadır.    Genelde metamorfik olmayan bu seri bölgesel dinamo-termal metamorfizmaya uğrarsa, birçok karışıklığa yol açabilirler. Örneğin, gabroların bölgesel metamorfizmaya uğramasıyla oluşabilen amfibolitler ile peridotitik magmanın yerleşimi esnasında oluşan tipik “amfibolitik hale” birbirine karıştırılabilir. Bu sebeple metamorfizmaya uğramış ofiyolitlerde birçok detay çalışmaya ihtiyaç duyulmaktadır. Daha da önemlisi, metamorfik peridotitler içindeki kromititlerde kalık (relikt) olarak bulunan kümüla dokusu, manto derinliklerinde kümüla olaylarının olduğu fikrini oluşturmaktadır. Bu belki sığ kümülatlarda da devam etmiştir. Dolayısıyla dikkatli birçok çalışma gerekmektedir.

18 YAPI Kümülat kompleksleri büyük yassı şekilli kütleler halindedirler. Çevre kayaçlarla olan ilişki tektoniktir. Üst kısımda ise diyabaz daykları bulunmaktadır. Taban ise tektonik bir ilişki ile uyumsuz olarak metamorfik peridotitler üzerine oturmaktadır. Eğer ofiyolitlerin, okyanus ortası sırtlarında gelişen okyanusal kabuğu temsil ettiği kabul edilirse, ofiyolitlerin kümülat kısımlarında kristalizasyon differansiyasyona uğrayan ve okyanus sırtlarına doğru dayklar ve lavlar şekline dönüşen bazaltik bir sıvıyı temsil ettiği kabullenilebilir. Ofiyolitler içinde Multiple (birden çok) magma odalarının varlığı henüz keşfedilmemiştir. Fakat gabro ile diyabaz daykları arasındaki intrüzif ilişki, ortamda birden fazla magmanın varlığına işaret etmektedir.

19 Kümülat serilerinde aşağıdan yukarıya doğru
  Ofiyolitik kümülatların ultramafik kısımlarının kalınlığı çok değişkendir ve özellikle olivin ve kromit tabakaları hakimdir. Kümülat ultramafiklerin çeşitli ölçümleriyle elde edilen ortalama kalınlık 0.5 km ile 4 km arasında değişmektedir.    Metamorfik peridotitler ile kümülatlar arasındaki geçiş zonu, yerleşme sonrası bir deformasyon oluşmuş ise çok komplike bir hale gelmiş olabilir. Zira bu deformasyon, kümülatların sadece bir kısmının konsolide olmasından hemen sonra da gelişmiş olabilir.     Kümülat serilerinde aşağıdan yukarıya doğru Olivin. kromit_____ (olivin+KPS) ve (PL+O+KPS)alternatifi______ iki piroksenli gabro ______ Norit______Ökrit_____lökokratik difransiyelleri oluşur.

20 Kümülat kompleksi 4 ana mineralden KP,OP,O ve Pl’dan oluşmaktadır
Kümülat kompleksi 4 ana mineralden KP,OP,O ve Pl’dan oluşmaktadır. Ayrıca, tabanda kromit ve üst kısımlarda da kahverengi hornblend artışı belirlenmiştir. Bu dört mineralin kristalleşme sırası birçok faktör tarafından kontrol edilmektedir.Fakat önemli olan faktörler, ana magmanın kompozisyonu ve fraksiyonel kristalleşme boyunca kütle kompozisyonunun değişimidir. Şimdiye kadar ana magmanın kimyasal kompozisyonu hakkında güvenilir bir tahmin yapmak mümkün olmamakla beraber, yarı alkali toleitik bir magma olduğu düşünülmektedir.

21 Mafik kümülatlara ait olivinler genellikle yarıözşekilli olup bazen özşekilli olarak da bulunmaktadırlar. Kristaller adkumülüs büyüme ile irileşmişlerdir. Metamorfik peridotitlerde sık gözlenen deformasyon bunlarda nadiren görülmektedir.Tane boyları 3 cm’e kadar ulaşmaktadır. Poikilitik olarak ortopiroksen taneleri tarafından kuşatılmış olabilirler.Bu ortopiroksenler ile kümüla olivinler arasında reaksiyon kuşağının görülmesi çok nadirdir. Olivinlerin kompozisyonları kümülatların ultramafik kısımlarında forsteritçe (Fo) arasında değişmekte ve metamorfik peridotitler içindeki olivinlere benzerlik gösterirken stratigrafik olarak üst kesimlere doğru demirce daha zengin bileşime doğru değişmektedir. Tabakalı ve masif gabrolarda Fo değeri arasında değişmektedir.

22    Kümülat olivinlerin serpantinleşmesi çok yaygındır ve bu mineral birlikte bulunduğu piroksen ve plajioklasların alterasyonundan önce tamamen serpantinleşmekte ve manyetitleşebilmektedir. Kümülat serileri içinde, ortopiroksenlerde bulunmakta fakat hiçbir zaman kalın monomineralli birimler oluşmamaktadırlar.   Ortopiroksenler kümülat serileri içinde (En89-78) genellikle iri (5-10 cm) poiklitik taneler oluşturmaktadırlar.     Noritler ve iki piroksenli gabrolar az miktarda da olsa kümülat ortopiroksenler (En80-75) içerebilirler.

23 Şu ana kadar, ofiyolitik kümülatlardaki ortopiroksenler içinde klinopiroksen eksolüsyon lamelleri olduğunu belirten herhangi bir çalışma bulunmamaktadır.  Ortopiroksenlerin uralitleşmesi, aktinolitleşmesi ve birincil kristalin azda olsa kloritleşmesi olağandır. Ultramafik kümülatlar içindeki klinopiroksenler çok kalsik olup, kompozisyon olarak metamorfik peridotitler içindeki klinopiroksenlerin bileşimini kapsamaktadır. (overlap) Fakat plajioklaslarca zengin kümülat gabrolar demirce hafif zenginleşmiş klinopiroksenler içermektedirler, fakat bu hiç bir zaman Skaergaard klinopiroksenlerinin izlediği kompozisyonal trendi takip etmemektedir.

24    Ofiyolitlerdeki kümülat fazların daha çok differensiyasyona uğramasıyla kümülat faz olarak ortopiroksen yok olmağa başlar. Bu sebeple pijeonitler kümülar serileri içinde tesbit edilememiştir. Diğer klinopiroksen trendleri ile karşılaştırmak için ise daha çok bilgiye ihtiyaç vardır. Ofiyolitlerin kümülat kısımlarını differensiyasyon ile oluşturan bazaltik sıvıların magnezyum ve kalsiyumca zengin olması muhtemel gözükmektedir.   Klinopiroksenlerin yeşil amfibole ve klorite dönüşümü (Uralitleşme) çok sık görülmektedir. Fakat bazı durumlarda klinopiroksenlerin, düşük dereceli metamorfizmanın, magmatik kayacın diğer bileşenlerini etkilediği durumlarda dahi altere olmadığı gözlenmektedir. Plajioklaslar, Bushweld tip ile karşılaştırıldığında, daha önceleri ortamda gözükmektedirler. Öncelikle bütün kümülat serileri içinde, özellikle kümülat dunitlerle ve daha sonra kümülat troktolitlerle ardarda tabakalanmış olarak bulunmaktadırlar.

25 Troktolitler, genellikle klinopiroksenli olivin kümülatlarla ardalanmalı olarak bulunmaktadır.
Plajioklaslar bir kez ortaya çıktıktan sonra zamanla tabakalı gabrolarda dominant hale gelmekte, adkümülat texture göstermektedir. Monomineralli plajioklazların tabakalar oluştuırması çok anormal bir durum değildir. Bunlara anortozit denir ve bunlar mafik tabakalarla ardalanmalı olup, kümülat peridotitlere keskin geçiş sınırları gösterirler.(Bezzi and Piccardo,1971) Troktolitler ve ökritler içindeki plajioklazlar karakteristik olarak çok kalsiktir. (An90-95) ve nadiren zonlanma göstermektedirler. Plajioklazların hakim oldukları gabroların üst seviyelerinde zonlu kristaller görülür ve bu zonlu kristallerin orta kısımları (An70-80) değerine sahipken kenar kısımlara doğru bu değerlerin (An50-30 seviyesine düştüğü belirlenmiştir.       

26 TOLEİT: BAZALT TİPİDİR; BAZİK PLAJİOKLAS,PİJEONİT (PX) ANA MİNERALLERİDİR.
BOŞLUKLAR CAM VEYA Q,ALKALİ FELDSPAT İÇİCE BÜYÜMESİ İLE DOLDURULMUŞ OLABİLİR.  Karakteristik olarak Olivin ve Piroksence zengin Kümülatlardaki plajioklasların, hidrogranat,klinozoisit,prehnit den oluşan bir karmaşık malzemeye altere olduğu ve serpantinleşme sonucunda da klorit oluştuğu bilinmektedir.(Coleman,1967) Düşük dereceli yeşilşist fasiyesindeki metamorfizmanın etkisiyle gabronun üst kesimlerindeki plajioklasların albit ve epidota altere olduğu görülmüştür.

27 Kromitler, zaman zaman olivin kümülatlarla ardalanmalı tabakalar oluşturabilir ve hatta yer yer ekonomik boyutlarda kromit cevherleşmesi gerçekleşebilir.   Kromit cevherleşmesinin kümülatların genellikle taban kısmında bulunduğu ve Cr/Al oranlarının metamorfik peridotitler içindeki podiform kromitlerden fazla olduğu görülmüştür.      Ofiyolitler içinde tabakalı demir oksitlerin varlığı ise nadiren görülmektedir.Örneğin; Skaergaard’daki kümülatların üst seviyelerinde demirce zengin bileşikler görülmektedir.

28 JEOKİMYA  Ofiyolitler içindeki kümülat kompleksler kompozisyon olarak çok geniş bir kompozisyon değişikliği göstermektedirler. Tartışmaya kolaylık sağlamak bakımından iki ana grup altında inceleme yapılmıştır. Bunlar ultramafik kümülatlar ve mafik kümülatlardır. (Tablo 4)  Ultramafik kümülatlar genellikle kümülatların alt kısımlarında bulunurlar ve MgO/MgO+FeO oranları 0.7 ve 0.8’dir. Buna karşılık kümülatların orta ve üst kesimlerini teşkil eden mafik kümülatlardaki değer ise arasında değişmektedir. Mevcut bütün bilgilerin işlendiği ve Y ekseninde SiO2, X ekseninde FeO/FeO+Mg değerlerinin işlendiği şekil 13’e dikkatle bakılırsa, ultramafik kümülatlara ait değerlerin metamorfik dunitlerle aynı alana düştüğü görülecektir.

29  Metamorfik harzburjitlerin ise diğer bütün kümülatlardan çok farklı bir bölgeye yerleştiği görülmektedir.  Ancak, diğer bölgelerde yapılan analizler ile bu farklılıkların geçerli olmadığı da ileride ortaya konulabilir.  Kümülat kayaçların kütle analizleri, bunların magmanın progresiv olarak differensiyasyonu ile demirce bir zenginleşme göstermediği belirlenmiştir. Bu belki oksijen aktivitesinin düşük olmasına ve mevcut bütün demirin silikat fazlar içinde bulunması sebebiyledir.Daha önce de belirtildiği gibi kümülüs ve post kümülüs fazlarda demir tabakalarına rastlanması oldukça nadirdir. Aynı pattern TiO2 için de geçerlidir. Titanyum’un %1 değerini geçmesi oldukça nadirdir. Ancak bu değerin Skaergaard’da %5 değerine kadar ulaştığı belirlenmiştir.

30  Kayaçların bu geniş kmpozisyon aralığı kalsik plajioklasların varlığı veya yokluğu ile kontrol edilmektedir.    Normatif anortit değeri % mol arasında değişmektedir. Eğer kümülat analizleri normalleştirilmiş MgO-CaO-Al2O3 üçgeni üzerinde gösterilirse ilginç trendlerin olduğu görülür. Buna göre ultramafik kümülatların dar bir alanla karakterize olduğu ve orta-az değerde Al2O3 ve CaO içerdiği görülmektedir. Bu değerlerin metamorfik kümülatlara çok yaklaştığı, ancak üst üste çakışmadığı belirlenmiştir.

31   Bunun aksine, mafik kümülatların Skaergaard trendi ile kısmen çakıştığı görülmektedir. Fakat differensiyasyonun genel eğilime yaklaşık eşit miktardaki kalsiyum ve aliminyumun, magmanın ilk safhalarında tüketilmiş olduğu izlenimini vermektedir. Ofiyolitik tabakalı kayaçların-serilerin Skaergaard’a ait kümülat kayaçlardan çok farklı ve ofiyolitler için daha mafik bir ana magmaya ihtiyaç olduğunu anlatan bir başka diyagramda AFM üçgeni üzerinde görülebilir. (Şekil 15) Ofiyolitlerdeki tabakalı serilere ait minor elementler hakkında bilgi çok fazla yoktur, fakat krom ve nikel miktarları, miktar bakımından metamorfik peridotitlerdekinden daha azdır.

32 Ultramafik kümülatlar içerdikleri yüksek kalsiyum, aliminyum ve alkaliler bakımından metamorfik peridotitlerdeki eşdeğerlerine oranla daha zengindirler. Kümülat ve interkümülat plajioklasların varlığı geçmişte, metamorfik peridotitler ile kümülatların ayrılmasında esas olarak alınmaktaydı. Bugün ise yapısal, dokusal ve kimyasal daha çok bilgiye ihtiyaç duyulmaktadır.   Magmatik diferensiyasyon, esnasında Ca ve Al’un ilk aşamalarda tüketildiği belirlenmiştir.    Kümülatlarda bulunan Krom ve Nikel değerlerinin metamorfik peridotitlerde bulunan değerlerden az olduğu görülmüştür.