بررسی پریدوتیت‌های گوشته ملانژ افیولیتی سورک (استان یزد، ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان،‌ ایران

چکیده

افیولیت ملانژ سورک به‌صورت نواری باریک در محدوده غربی استان یزد، حد فاصل حاشیه جنوب‌غربی پهنه ایران مرکزی و کمربند ماگمایی ارومیه- دختر و در امتداد گسل نائین- دهشیر- بافت قرار دارد. واحدهای سنگی این افیولیت ملانژ شامل پریدوتیت‌های گوشته، گابرو، دایک‌های دیابازی، کوارتز آندزیت، داسیت، سرپانتینیت، لیستونیت، رودینگیت، چرت و سنگ آهک‌های کرتاسه بالایی است. بر اساس بررسی‌های پتروگرافی و شیمی کانی‌های اصلی پریدوتیت‌های گوشته، ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن‌ها و تشکیل الیوین‌های جایگزینی، بالا بودن مقدار Cr# کروم اسپینل در هارزبورگیت‌ها و دونیت‌ها و وجود آمفیبول پارگاسیت در لرزولیت‌های این افیولیت، بر اثر واکنش مذاب/ سنگ دیواره بوده است. منشأ این مذاب از صفحه اقیانوسی فرو رونده، در یک پهنه فرورانش، است که با کاهش دمای ذوب لیتوسفر گوشته‌ای که در بالای آن قرار دارد باعث واکنش گسترده مذاب صعود کننده با سنگ دیواره می‌شود. بنابراین، پریدوتیت‌های این افیولیت ملانژ شامل لرزولیت و بیشتر هارزبورگیت و دونیت هستند. این افیولیت از نوع هارزبورگیتی (HOT) بوده و دارای ویژگی‌های افیولیت‌های مناطق پهنه بالای فرورانش (افیولیت‌های محیط‌های پشت کمان) است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Study of mantle peridotites of Surk ophiolitic melange (Yazd province, Iran)

نویسندگان [English]

  • Samineh Rajabi
  • Ghodrat Torabi
چکیده [English]

The Surk ophiolitic melange, as a narrow belt, is located in western part of Yazd province, between the southwest of Central Iran and Urumieh-Dokhtar magmatic arc, along Naein-Dehshir-Baft fault. This ophiolitic melange consists of mantle peridotites, gabbro, diabasic dykes, quartz andesite, dacite, serpentinite, listwaenite, rodingite, chert and Upper Cretaceous limestones. Petrography and mineral chemistry of mantle peridotites reveal incongruent melting of orthopyroxenes, the formation of excess olivines, the high value of Cr# in spinels of harzburgite and dunite and the occurrence of pargasitic amphibole in lherzolites in the studied ophiolite. All of these evidences suggest melt/oceanic lithosphere reaction. The reactive melt originated from a subducted slab that decreases the melting temperature of the lithospheric mantle and leads to widespread ascending melt/wall rock reaction. The peridotites of this ophiolitic melange consist of harzburgite, dunite and lherzolite in decreasing order. The ophiolite is a harzburgite type ophiolite (HOT) showing characteristics of supra subduction zone ophiolites (back-arc basin).

کلیدواژه‌ها [English]

  • HOT ophiolites
  • Naein-Dehshir-Baft fault
  • mantle peridotites
  • Ascending melt/wall rock reaction
  • Naein
  • Dehshir
  • Baft fault
  • Surk
  • Iran

مقدمه

مجموعه‌های افیولیتی، قطعات لیتوسفر اقیانوسی هستند که طی فرآیندهای تکتونیکی روی پوسته قاره‌ای جایگیر شده و با استفاده از توالی اولترامافیک آن‌ها می‌توان به شرایط گوشته بالایی و فرآیندهای شیمیایی که در محیط اقیانوسی اتفاق افتاده‌اند، پی برد (Nicolas, 1989). مجموعه‌های افیولیتی در محیط‌هایی مانند مراکز گسترش اقیانوس‌ها و مراکز گسترش پشت کمان وجود دارند. بررسی‌ها نشان داده‌اند که ترکیب گوشته بالایی توسط فرآیندهای پیچیده ذوب گوشته و همچنین واکنش سیالات در حال حرکت، کنترل می‌شود (Rampone et al., 2008). با مطالعه پریدوتیت‌های گوشته در مجموعه‌های افیولیتی پهنه بالای فرورانش می‌توان اطلاعات مهمی درباره فرآیندهای ذوب، تولید مذاب و حرکت سیال در گوه گوشته‌ای پهنه بالای فرورانش به‌دست آورد (Batanova and Sobolev, 2000). مطالعاتی که اخیراً روی ویژگی‌های ژئوشیمیایی و ساختاری پریدوتیت‌های آبیسال و افیولیتی انجام شده است، نشان می‌دهند که ترکیب گوشته لیتوسفری در محیط‌های کششی تنها تحت تأثیر درجات مختلف ذوب بخشی در اعماق مختلف نیست، بلکه واکنش مذاب/ سنگ دیواره نیز یک عامل مؤثر در تغییر ترکیب گوشته است (Niu, 2004; Piccardo et al., 2007; Seyler et al., 2007). مکانیسم و ماهیت شیمیایی واکنش مذاب/ سنگ دیواره تحت تأثیر ترکیب مذاب، نسبت مذاب به سنگ و تبادل حرارتی بین مذاب در حال حرکت و پریدوتیت میزبان، قابل تغییر است. مورد اخیر به‌شدت تحت کنترل عمق لیتوسفری است که واکنش در آن رخ می‌دهد. همچنین، مطالعات نشان می‌دهند که طی صعود این مذاب، پریدوتیت‌ها همواره از الیوین غنی و از پیروکسن تهی می‌شوند. از آن جایی که این مذاب‌ها در تعادل با پریدوتیت دیواره نیستند، در اثر واکنش با آن، پیروکسن آن‌ها ذوب و الیوین ته نشین می‌شود (Kelemen and Dick, 1995; Kelemen et al., 1997). این فرآیند می‌تواند مدل تهی‌شدگی شیمیایی در گوشته لیتوسفری، منشأ هارزبورگیت‌های واکنشی و دونیت‌های جانشینی را تفسیر کند. در تشکیل این پریدوتیت‌های تهی شده، واکنش مذاب/ سنگ و فرآیند ذوب بخشی مؤثر بوده‌اند (Piccardo et al., 2004; Seyler et al., 2007). پریدوتیت‌ها در مراحل مختلف واکنش مذاب/ سنگ و در اعماق مختلف لیتوسفر ایجاد می‌شوند Mu¨ntener and Piccardo, 2003)؛ Mu¨ntener et al., 2004؛ Borghini et al., 2007؛ Piccardo and Vissers, 2007). ذوب بخشی پریدوتیت‌های گوشته به این صورت انجام می‌شود که در اثر ذوب کلینوپیروکسن‌ها، مذاب بازالتی تولید می‌شود و Cr2O3 این کانی وارد مذاب می‌شود. با گسترش فرآیند ذوب، ارتوپیروکسن‌ها نیز دچار ذوب نامتجانس شده و بلورهای الیوین جایگزینی طی واکنش زیر در حاشیه این کانی تشکیل می‌شوند:

2 MgSiO3 (Opx) ÞMg2SiO4 (Ol) + SiO2 (Melt)

همانگونه که مشخص است، این واکنش به افزایش میزان SiO2 مذاب منجر می‌شود. به این ترتیب، با افزایش SiO2 مذاب صعود کننده، مذاب وارد محدوده پایداری کروم اسپینل‌ها شده و الیوین‌های جایگزینی و همچنین کانی کروم اسپینل نیز متبلور می‌شود.

با توجه به روابط صحرایی، افیولیت‌های ایران را بر اساس سن جایگیری به سه گروه زیر طبقه‌بندی نموده‌اند (Alavi, 1991):

الف) افیولیت‌های پروتروزوئیک یا پالئوزوئیک که در لبه غربی خرده قاره شرق- ایران مرکزی رخنمون دارند.

ب) افیولیت‌های پالئوزوئیک که در محدوده البرز در شمال ایران قرار دارند.

ج) افیولیت‌های بعد از ژوراسیک که فراوان‌ترین افیولیت‌های ایران هستند.

افیولیت‌های بخش جنوب‌غربی بلوک ایران مرکزی که در امتداد گسل نائین- بافت قرار دارند به‌‌عنوان نوار افیولیتی نائین- بافت شناخته شده‌اند (Berberian and King, 1981) و به گروه سوم از طبقه‌بندی یاد شده تعلق دارند. این افیولیت‌ها، شامل مجموعه افیولیتی نائین، دهشیر، شهر بابک و بافت هستند که عمدتاً از سنگ‌های پریدوتیت گوشته، گابرو، دایک‌های دیابازی، آندزیت و ریولیت تشکیل شده‌اند و فاقد دایک‌های صفحه‌ای و توالی کومولاهای لایه‌ای هستند و ویژگی‌های ملانژهای تکتونیکی را دارند (Shafaii Moghadam et al., 2008؛ Shafaii Moghadam et al., 2009). به عقیده این محققین، هیچ یک از این مجموعه‌های افیولیتی، ویژگی مجموعه‌های افیولیتی که روی صفحه گندوانایی تراست شده‌اند (نظیر افیولیت‌های مناطق نیریز و کرمانشاه) را ندارند. این محققین، محیط تشکیل این افیولیت‌ها را به یک حوضه پشت کمان در این ناحیه، ‌که در کرتاسه میانی شروع به باز شدن نموده، نسبت می‌دهند. افیولیت ملانژ سورک نیز بر اساس طبقه‌بندی یاد شده، به دسته سوم از افیولیت‌های ایران متعلق است. این افیولیت ملانژ از لحاظ جغرافیایی در محدوده غربی استان یزد و شرق روستای علی شفیع (جنوب روستای سورک بالا) و در محدوده جغرافیایی ¢00 °32 تا ¢20 °32 عرض‌های شمالی و ¢20 °53 تا ¢25 °53 طول‌های شرقی قرار دارد (Amidi, 1977) که به‌صورت نواری باریک و کم ارتفاع، با عرض چند صد متر، در امتداد گسل و نوار افیولیتی نائین- بافت، با روند شمال‌غرب- جنوب‌شرق، رخنمون یافته است (شکل ۱ و ۲- A). مطالعه این افیولیت توسط شرافت (۱۳٧٦) بیانگر آن است که این مجموعه توالی ناکاملی از یک افیولیت ملانژ است.

بررسی‌های صحرایی نشان می‌دهند که پایین‌ترین واحدهای سنگی این افیولیت ملانژ، پریدوتیت‌های گوشته هستند که معمولاً به‌همراه سرپانتینیت و لیستونیت دیده می‌شوند. سپس سنگ‌های گابرویی، با رنگ سبز تیره، دیده می‌شوند که بیشتر به‌همراه رودینگیت‌های سفید رنگ قرار دارند. اکثر دایک‌های دیابازی این منطقه، به موازات روند افیولیت و گسل نائین- بافت قرار دارند.

سنگ‌های آتشفشانی این افیولیت ملانژ، اسیدی و شامل کوارتز آندزیت و داسیت هستند. در نهایت، سنگ‌های رسوبی چرت و سنگ آهک‌های کرتاسه بالایی (Amidi, 1977)، بالاترین واحدهای سنگی این مجموعه را تشکیل می‌دهند (شکل ۲- A و B). در این افیولیت ملانژ، دایک‌های صفحه‌ای و توالی‌های کومولا وجود ندارد. هدف از انجام این تحقیق، تعیین ماهیت، چگونگی و موقعیت تشکیل پریدوتیت‌های گوشته افیولیت سورک است که در این راستا از ویژگی‌های صحرایی، ویژگی‌های پتروگرافی و شیمیایی کانی‌های سازنده پریدوتیت‌های این افیولیت ملانژ استفاده ‌شده است.

 

روش انجام پژوهش

به‌منظور بررسی پریدوتیت‌های گوشته ملانژ افیولیتی سورک، پس از ‌مطالعات صحرایی و نمونه‌برداری، پتروگرافی مقاطع نازک، از نمونه‌های مناسب، مقاطع نازک صیقلی تهیه شد. کانی‌های موجود در آن‌ها با استفاده از دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب Cameca SX-100 در دانشگاه لیبنیز هانوور آلمان با ولتاژ شتاب دهنده  kV۲۰ و شدت جریان nA ۱۵ آنالیز شدند. در محاسبه فرمول ساختاری و تعیین عضوهای پایانی کانی‌ها و همچنین تفکیک Fe+2 وFe+3 ، از نسبت‌های استوکیومتری و نرم افزار Minpet استفاده شد.

 

پتروگرافی

کانی‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک، شامل الیوین، کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن و کانی‌های فرعی آمفیبول و کروم اسپینل هستند. الیوین‌ها ریزترین و فراوان‌ترین کانی‌های تشکیل دهنده این سنگ‌ها هستند که در برخی موارد در اثر دگرسانی به سرپانتین تبدیل شده‌اند و بقایایی از الیوین در شبکه‌های سرپانتین محفوظ و محصور شده است. با توجه به فراوانی بیشتر این کانی در هارزبورگیت نسبت به لرزولیت، گسترش سرپانتینی شدن در این سنگ‌ها نیز بیشتر بوده است (شکل ۳- A). در هیچ یک از نمونه‌های بررسی شده، شواهدی از دگرشکلی در این کانی مشاهده نشده است. ارتوپیروکسن بزرگ‌ترین کانی تشکیل دهنده این پریدوتیت‌ها است. در مقاطع طولی این کانی تیغه‌های عدم آمیزشی کلینوپیروکسن به موازات رخ‌های آن مشهود است (شکل ۳- B). همچنین، این کانی در اثر دگرسانی به بستیت‌های بی‌شکل تبدیل شده است. این حالت، به ویژه در هارزبورگیت‌ها مشهود است. کلینوپیروکسن، کانی فرعی تشکیل دهنده این پریدوتیت‌هاست که فراوانی آن در لرزولیت‌ها بیشتر از ٥ درصد است و هارزبورگیت‌ها کمتر از ٥ درصد کلینوپیروکسن دارند. ابعاد این کانی نسبت به الیوین‌ها، درشت‌تر و از ارتوپیروکسن‌ها ریزتر است. کلینوپیروکسن موجود در لرزولیت‌ها به دو صورت تک کانی در متن سنگ (شکل ۳- C) و نیز به صورت تیغه‌های عدم آمیزشی به موازات رخ‌های ارتوپیروکسن (شکل ۳- B) دیده می‌شود. در پیروکسن‌های این پریدوتیت‌ها هیچ الیوین یا اسپینلی مشاهده نمی‌شود.

 

 

A

 

B

 

شکل ۱- (A موقعیت افیولیت سورک در میان افیولیت‌های اصلی ایران (برگرفته از Pessagno و همکاران (2005) با تغییرات) و (B نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه مورد مطالعه (برگرفته از چهارگوش زمین‌شناسی سرو بالا (عمیدی، 1368) با تغییرات.

 

 

A

 

B

 

شکل ۲- تصاویر صحرایی از واحد های سنگی افیولیت سورک

 

 

آمفیبول یکی از کانی‌های فرعی موجود در لرزولیت‌های افیولیت ملانژ سورک است که با فراوانی کمتر از کلینوپیروکسن مشاهده می‌شود. رخ‌های لوزوجهی این کانی در نور پلاریزه به‌خوبی تشخیص داده می‌شود (شکل ۳- D) و در نور طبیعی، رنگ صورتی کم‌رنگ واضحی دارند.

کروم اسپینل موجود در لرزولیت‌ها در نور طبیعی به‌رنگ زرد تا قهوه‌ای روشن دیده می‌شود. در اغلب موارد، این کانی در اثر دگرسانی به مگنتیت تبدیل شده است که آثار آن را می‌توان به‌صورت بخش‌های تیره در حاشیه و شکستگی‌های این کانی مشاهده نمود (شکل ۳-‌E ). کروم اسپینل موجود در هارزبورگیت‌ها در نور طبیعی قهوه‌ای تیره بوده و نسبت به انواع موجود در لرزولیت‌ها، شکستگی کمتری دارد. در برخی بخش‌ها، این کانی در اثر دگرسانی به مگنتیت و کلریت کروم‌دار تبدیل شده است (شکل ۳-F ).

لیستونیت‌ها در اثر کربناتی‌شدن سنگ‌های اولترامافیک سرپانتینی‌شده ایجاد می‌شوند. گاهی در این سنگ‌ها، شبکه‌های سرپانتینی باقی‌مانده از سنگ اولیه، که احتمالاً دونیت‌های سرپانتینی‌شده هستند، هنوز قابل تشخیص است. لیستونیت‌ها حاوی کانی‌های سرپانتین، کلسیت، دولومیت و کوارتز به همراه کروم اسپینل‌های باقی‌مانده از سنگ منشأ آن‌ها هستند. کروم اسپینل موجود در این سنگ‌ها در نور طبیعی به‌رنگ قرمز تیره بوده و به‌علت استحکام بیشتر آن، نسبت به انواع موجود درلرزولیت‌ها و هارزبورگیت‌ها، شکستگی کمتری دارد. بررسی ویژگی‌های نوری کروم اسپینل موجود در این سنگ‌ها نشان می‌دهد که رنگ آن‌ها از لرزولیت به سمت هارزبورگیت و دونیت‌ همواره تیره‌تر و شکستگی‌های آن کمتر می‌شود.


   
   
   

شکل ۳- (A الیوین‌های موجود در یک لرزولیت در نور پلاریزه که در میان شبکه‌های سرپانتینی حاصل از دگرسانی آن محصور شده‌اند،
(B ارتوپیروکسن در یک لرزولیت (XPL)، خمیدگی ماکل‌ها (کینگ باند) و تیغه‌های عدم آمیزشی کلینوپیروکسن به موازات رخ‌های آن وجود دارد، (C کلینوپیروکسن‌های موجود در یک لرزولیت (XPL)، (D آمفیبول‌های پارگاسیت در یک لرزولیت در (XPL)، (E نمونه‌ای از یک کروم اسپینل (PPL) در لرزولیت‌های افیولیت سورک و (F نمونه‌ای از یک کروم اسپینل مگنتیتی و کلریتی‌شده (XPL) در زمینه‌ای از سرپانتین در یک هارزبورگیت سرپانتینی شده.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شیمی کانی‌ها

الیوین‌های موجود در پریدوتیت‌های افیولیت ملانژ سورک، غنی از منیزیم هستند به گونه‌ای که مقدارMg# [Mg / (Mg + Fe+2)] آن‌ها در لرزولیت‌ها در محدوده 891/0تا 901/0 و در هارزبورگیت‌ها 893/0تا 902/0 محاسبه شده است. مطابق نمودار A در شکل ۴، این الیوین‌ها از نوع فورستریت و کریزولیت هستند.

ترکیب شیمیایی الیوین‌های موجود در پریدوتیت‌های افیولیت سورک تفاوت قابل توجهی را نشان نمی‌دهند که ناشی از واکنش یک مذاب ‌همزیست با سنگ‌های پریدوتیتی است که به بافر شدن ترکیب الیوین‌ها منجر شده و ترکیب آن‌ها را در سراسر یک واحد تقریباً یکسان نموده است (Kelemen et al., 1997). نتایج آنالیز نقطه‌ای این کانی در جدول ۱ آورده شده است.

ارتوپیروکسن این پریدوتیت‌ها همگی از نوع انستاتیت با محدوده ترکیبی Wo 0.66 - 5.23 En 85.7 - 89.37 Fs 9.06 - 11.05 است. مقدار Mg# این کانی 898/0 تا 960/0 محاسبه شده که نسبت به مقادیر موجود در الیوین‌ها بیشتر است (جدول ۲). این موضوع نشان می‌دهد که توزیع Fe و Mg بین دو فاز الیوین و ارتوپیروکسن عامل مؤثری در ایجاد تعادل شیمیایی است. موقعیت ترکیبی این کانی در نمودار B در شکل ۴ نشان داده شده است.

کلینوپیروکسن‌های این پریدوتیت‌ها از نوع دیوپسید بوده و دارای محدوده ترکیبی Wo 31.6 - 50.4 En 45.5 - 62.6 Fs 3.6 - 5.7 هستند. مقدار Mg# این کانی در محدوده 928/0 تا 978/0 محاسبه شده است. نتایج آنالیز نقطه‌ای و همچنین موقعیت ترکیبی این کلینوپیروکسن‌ها در جدول 3 و شکل ۴- C نشان داده شده است. برخی از کلینوپیروکسن‌هایی که به‌صورت تیغه‌های عدم آمیزشی در ارتوپیروکسن‌ها وجود دارند از نوع اوژیت هستند، زیرا در دماهای بالاتر از سولیدوس، پیروکسن‌های با ترکیبات مختلف (دارای یون‌های Ca، Mg و Fe) با یکدیگر قابلیت اختلاط دارند، ولی با کاهش دما، پیروکسن‌های کلسیم‌دار و بدون کلسیم از هم جدا شده و بسته به فراوانی هر کانی ممکن است انواع کلسیم دار (Cpx) به‌صورت تیغه‌هایی به موازات رخ‌های پیروکسن‌های بدون کلسیم (Opx) مشاهده شوند.

آمفیبول‌های موجود در لرزولیت‌های افیولیت سورک دارای مقادیر Na2O حدود 31/3 تا 55/3 و Al2O3 بین 23/14 تا 12/15 هستند (جدول ۴). این آمفیبول‌ها مطابق با نمودار D در شکل ۴ از نوع پارگاسیت (Leake et al., 1997) هستند. پارگاسیت یکی از انواع آمفیبول‌های کلسیم‌دار است که [Ca≥1.5; (Na+K)A≥0.50]، مقدار Si موجود در واحد فرمولی آن در محدوده 5/5 تا 6/6، مقدار Mg# آن 5/0 تا 0/1، Ti کمتر از 5/0 و IVAl ≥ Fe +3 است.

در پریدوتیت‌های گوشته، وجود اسپینل‌های محاط شده توسط کلریت، همانند آنچه در شکل (۳-F ) نشان داده شده است، نشأت گرفته از واکنش کانی‌های الیوین، پیروکسن، اسپینل و سیال در شرایط ساب سالیدوس و مطابق با واکنش زیر است (Kelemen et al., 2003):

H2O + (Mg, Fe)2SiO4 + (Mg, Fe)2Si2O6 + (Mg, Fe) (Al, Cr)2O4 = (Mg, Fe)5(Al, Cr)2Si3O10(OH)4

 

کروم اسپینل موجود در پریدوتیت‌های افیولیت سورک دارای مقادیر متفاوتی از Cr# [Cr / (Cr + Al)] است، به‌طوری‌که دو محدوده ترکیبی را نشان می‌دهد. کروم اسپینل موجود در لرزولیت‌ها، دارای مقدار زیادی اکسید آلومینیوم بوده (19/56 < Al2O3 < 68/54) و مقدار Cr# آن در محدوده 117/0 تا 131/0 قرار دارد. در حالی‌که کروم اسپینل درون هارزبورگیت‌ها دارای Al2O3 کمتر (51/30< Al2O3 < 06/27) و مقدار Cr# با محدوده 434/0 تا 485/0 است (شکل ۵- A). بر اساس مقدار Cr# کروم اسپینل موجود در لیستونیت‌ها، دو نوع کروم اسپینل در این سنگ‌ها وجود دارد؛ محدوده Cr# یک نوع از آن‌ها 737/0 تا 740/0 و نوع دیگر 48/0 تا 50/0 است. با توجه به این که Cr# نوع اول کروم اسپینل موجود در لیستونیت ها دارای Cr# بالاتری نسبت به نوع دوم و همچنین انواع موجود در لرزولیت و هارزبورگیت دارد، بنابراین، احتمالاً سنگ اولیه این لیستونیت‌ها، دونیت بوده است زیرا دونیت‌ها راحت‌تر سرپانتینی شده و به آسانی نیز به لیستونیت تبدیل می‌شوند. Cr# نوع دوم کروم اسپینل درون لیستونیت شبیه به مقادیر موجود در کروم اسپینل ‌هارزبورگیت‌هاست. این موضوع نشان می‌دهد که علاوه بر دونیت‌ها، بخش‌هایی از هارزبورگیت‌ها نیز لیستونیتی شده‌اند.


B

A

   

D

C

   

شکل ۴- (A موقعیت ترکیبی الیوین‌های موجود در پریدوتیت‌های ملانژ افیولیتی سورک (Deer et al., 1992)، (B محدوده ترکیبی ارتوپیروکسن‌های موجود در لرزولیت‌ها و هارزبورگیت‌های موجود در افیولیت ملانژ سورک (Morimoto, 1989). (C ترکیب کلینوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های افیولیت سورک (Morimoto, 1989) و (D ترکیب آمفیبول‌های پارگاسیتی موجود در لرزولیت‌های گوشته افیولیت سورک (Leake et al., 1997).

 

جدول ۱- نتایج آنالیز نقطه‌ای (wt%) و محاسبه فرمول ساختاری الیوین‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک

Sample

839-1

839-1

839-1

839-1

839-3

839-3

840-3

840-3

840-3

841-2

841-2

841-2

Lithology

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

HZ

HZ

HZ

Point No.

61/1

62/1

63/1

64/1

73/1

74/1

45/1

46/1

47/1

53/1

58/1

59/1

SiO2

40.65

40.39

40.77

40.47

40.19

40.55

40.89

40.65

40.50

40.71

40.22

40.38

TiO2

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.02

0.03

0.00

0.02

0.01

Al2O3

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

Cr2O3

0.01

0.00

0.00

0.00

0.04

0.03

0.00

0.00

0.02

0.01

0.02

0.04

FeO*

10.47

10.59

10.54

10.64

10.40

10.00

9.55

9.93

9.97

10.36

9.80

9.61

MnO

0.13

0.10

0.13

0.09

0.09

0.16

0.13

0.18

0.12

0.14

0.14

0.14

MgO

48.74

48.91

48.55

48.73

49.32

49.22

48.95

48.80

48.95

48.40

49.40

49.40

CaO

0.01

0.01

0.00

0.03

0.00

0.06

0.00

0.00

0.04

0.02

0.03

0.00

Na2O

0.000

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.03

0.02

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

NiO

ND

ND

ND

ND

ND

ND

0.46

0.42

0.40

0.36

0.35

0.42

Total

100.01

100.00

100.00

100.00

100.04

100.03

100.00

100.00

100.02

100.01

100.02

100.04

O# 4

Si

0.998

0.993

1.001

0.995

0.988

0.995

1.002

0.998

0.995

1.001

0.988

0.991

Ti

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

Al

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

Fe2+

0.215

0.218

0.217

0.219

0.214

0.205

0.196

0.204

0.205

0.213

0.201

0.197

Mn

0.003

0.002

0.003

0.002

0.002

0.003

0.003

0.004

0.002

0.003

0.003

0.003

Mg

1.785

1.793

1.778

1.786

1.807

1.800

1.788

1.787

1.792

1.774

1.809

1.807

Ca

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.002

0.000

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

Na

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

K

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Ni

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.009

0.008

0.008

0.007

0.007

0.008

Cations

3.001

3.006

2.999

3.004

3.011

3.005

2.998

3.001

3.004

2.999

3.010

3.008

Fe#

0.108

0.108

0.109

0.109

0.106

0.102

0.099

0.102

0.103

0.107

0.100

0.098

Mg#

0.893

0.892

0.891

0.891

0.894

0.898

0.901

0.898

0.897

0.893

0.900

0.902

Tephroite

0.134

0.102

0.135

0.092

0.092

0.164

0.135

0.186

0.123

0.147

0.144

0.144

Forsterite

89.116

89.069

89.023

88.972

89.342

89.546

90.014

89.584

89.592

89.124

89.820

90.033

Faylite

10.737

10.816

10.842

10.897

10.566

10.211

9.851

10.230

10.232

10.702

9.996

9.822

Ca-Ol

0.013

0.013

0.000

0.039

0.000

0.078

0.000

0.000

0.052

0.027

0.039

0.000

Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Fe#[Fe2+/(Fe2++Mg)]

 

 

جدول ۲- نتایج آنالیز نقطه‌ای (wt%) و محاسبه فرمول ساختاری ارتوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک

Sample

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

839-3

Lithology

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Point No.

70-1

71-1

72-1

75-1

76-1

79-1

80-1

81-1

82-1

83-1

84-1

85-1

86-1

87-1

SiO2

54.98

55.15

55.05

55.46

55.06

53.19

54.22

53.90

54.03

54.44

54.49

54.38

53.31

54.03

TiO2

0.07

0.05

0.07

0.07

0.06

0.13

0.06

0.10

0.09

0.08

0.08

0.10

0.22

0.10

Al2O3

3.92

3.84

3.55

3.42

3.70

4.99

4.93

5.10

5.22

4.60

4.51

4.67

4.79

4.83

Cr2O3

0.28

0.24

0.27

0.27

0.25

0.61

0.49

0.50

0.52

0.52

0.47

0.45

0.47

0.54

FeO*

6.71

6.77

6.70

6.78

7.17

5.94

6.71

6.44

6.41

6.63

6.87

6.82

5.53

6.36

MnO

0.13

0.11

0.15

0.15

0.22

0.13

0.14

0.14

0.19

0.11

0.18

0.24

0.21

0.15

MgO

33.20

33.43

33.76

33.40

32.92

32.22

32.98

32.17

33.19

32.53

32.86

32.93

27.76

31.92

CaO

0.70

0.39

0.44

0.46

0.62

2.74

0.44

1.61

0.34

1.07

0.53

0.42

7.60

1.95

Na2O

0.01

0.03

0.00

0.00

0.00

0.05

0.02

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

0.11

0.12

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

O# 6 

Si

1.898

1.902

1.898

1.915

1.906

1.838

1.872

1.864

1.863

1.883

1.884

1.879

1.870

1.870

Ti

0.002

0.001

0.002

0.002

0.002

0.003

0.002

0.003

0.002

0.002

0.002

0.003

0.006

0.003

Al

0.160

0.156

0.144

0.139

0.150

0.203

0.200

0.208

0.212

0.188

0.184

0.190

0.198

0.197

Cr

0.008

0.006

0.007

0.007

0.007

0.017

0.013

0.014

0.014

0.014

0.013

0.012

0.013

0.015

Fe3+

0.033

0.032

0.049

0.019

0.028

0.101

0.041

0.047

0.044

0.028

0.032

0.033

0.044

0.051

Fe2+

0.161

0.163

0.144

0.177

0.180

0.070

0.153

0.140

0.141

0.164

0.167

0.164

0.118

0.134

Mn

0.004

0.003

0.004

0.004

0.006

0.004

0.004

0.004

0.006

0.003

0.005

0.007

0.006

0.004

Mg

1.709

1.719

1.735

1.719

1.699

1.659

1.697

1.659

1.705

1.677

1.694

1.697

1.452

1.647

Ca

0.026

0.014

0.016

0.017

0.023

0.101

0.016

0.060

0.013

0.040

0.019

0.015

0.286

0.072

Na

0.001

0.002

0.000

0.000

0.000

0.003

0.001

0.002

0.001

0.001

0.001

0.000

0.007

0.008

K

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Sum

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

Mg#

0.914

0.913

0.923

0.907

0.904

0.960

0.917

0.922

0.924

0.911

0.910

0.912

0.925

0.925

Fe#

0.086

0.087

0.077

0.093

0.096

0.040

0.083

0.078

0.076

0.089

0.090

0.088

0.075

0.075

Cr#

0.048

0.037

0.046

0.048

0.045

0.077

0.061

0.063

0.062

0.069

0.066

0.059

0.062

0.071

Q

1.895

1.897

1.896

1.913

1.901

1.831

1.866

1.859

1.859

1.881

1.880

1.876

1.855

1.853

J

0.001

0.004

0.000

0.000

0.000

0.007

0.003

0.004

0.001

0.001

0.001

0.000

0.015

0.016

WO

1.334

0.739

0.832

0.871

1.197

5.237

0.850

3.126

0.659

2.070

1.016

0.808

14.989

3.792

EN

88.446

88.987

89.026

88.791

87.752

85.704

88.801

86.900

89.374

87.727

88.345

88.545

76.179

86.326

FS

10.220

10.273

10.142

10.338

11.051

9.059

10.349

9.974

9.968

10.204

10.639

10.648

8.832

9.883

Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Fe#[Fe2+/(Fe2++Mg)], Cr# [Cr/(Cr+Al)]

 

جدول ۲- ادامه ...

Sample

839-4

839-4

839-4

840-1

840-1

840-1

840-1

840-1

840-1

841-2

841-2

841-2

841-2

Lithology

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Lz

Hz

Hz

Hz

Hz

Point No.

91-1

92-1

93-1

35-1

36-1

37-1

38-1

39-1

40-1

54-1

55-1

56-1

57-1

SiO2

54.89

54.98

55.64

54.70

55.33

54.84

55.46

55.59

55.22

55.04

55.03

54.75

54.27

TiO2

0.07

0.10

0.09

0.07

0.07

0.09

0.05

0.06

0.06

0.05

0.06

0.09

0.09

Al2O3

4.02

3.96

3.75

4.17

4.21

4.05

3.82

3.58

4.11

3.87

4.11

4.41

4.58

Cr2O3

0.36

0.28

0.38

0.41

0.33

0.46

0.41

0.36

0.60

0.27

0.26

0.50

0.47

FeO*

6.67

6.80

6.65

6.56

6.47

6.69

6.51

6.58

6.53

6.93

6.56

6.37

6.60

MnO

0.18

0.06

0.11

0.10

0.08

0.17

0.17

0.20

0.09

0.16

0.20

0.11

0.10

MgO

33.13

33.18

32.83

32.49

32.75

32.92

32.86

33.02

32.98

33.07

32.96

32.55

33.32

CaO

0.68

0.64

0.54

1.30

0.70

0.66

0.56

0.50

0.35

0.56

0.67

1.07

0.43

Na2O

0.02

0.00

0.02

0.05

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

K2O

0.00

0.01

0.00

0.01

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

NiO

-

-

-

0.13

0.05

0.11

0.16

0.10

0.06

0.07

0.12

0.14

0.14

Total

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

O# 6 

Si

1.895

1.899

1.925

1.892

1.913

1.896

1.919

1.922

1.909

1.903

1.902

1.894

1.872

Ti

0.002

0.003

0.002

0.002

0.002

0.002

0.001

0.002

0.002

0.001

0.002

0.002

0.002

Al

0.164

0.161

0.152

0.170

0.171

0.165

0.155

0.146

0.167

0.157

0.167

0.180

0.186

Cr

0.010

0.008

0.010

0.011

0.009

0.012

0.011

0.010

0.016

0.007

0.007

0.014

0.013

Fe3+

0.033

0.029

0.000

0.034

0.000

0.026

0.000

0.000

0.000

0.027

0.020

0.014

0.052

Fe2+

0.159

0.167

0.192

0.156

0.187

0.168

0.188

0.190

0.189

0.173

0.170

0.170

0.139

Mn

0.005

0.002

0.003

0.003

0.002

0.005

0.005

0.006

0.003

0.005

0.006

0.003

0.003

Mg

1.705

1.708

1.693

1.676

1.688

1.697

1.695

1.703

1.700

1.704

1.697

1.678

1.714

Ca

0.025

0.024

0.020

0.048

0.026

0.024

0.021

0.018

0.013

0.021

0.025

0.039

0.016

Na

0.001

0.000

0.001

0.003

0.000

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

K

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Sum

4.000

4.000

4.000

4.000

3.999

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

Mg#

0.915

0.911

0.898

0.915

0.900

0.910

0.900

0.900

0.900

0.908

0.909

0.908

0.925

Fe#

0.085

0.089

0.102

0.085

0.100

0.090

0.100

0.100

0.100

0.092

0.091

0.092

0.075

Cr#

0.057

0.047

0.062

0.061

0.050

0.068

0.066

0.064

0.087

0.043

0.040

0.072

0.065

Q

1.890

1.899

1.906

1.881

1.901

1.889

1.904

1.911

1.902

1.898

1.892

1.889

1.868

J

0.003

0.000

0.003

0.007

0.000

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

WO

1.300

1.233

1.039

2.523

1.358

1.266

1.085

0.962

0.679

1.068

1.298

2.072

0.826

EN

88.445

88.507

88.714

87.416

88.690

88.396

88.792

88.806

89.265

88.315

88.508

88.088

89.122

FS

10.255

10.260

10.247

10.061

9.952

10.337

10.123

10.232

10.056

10.617

10.194

9.840

10.052

Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Fe#[Fe2+/(Fe2++Mg)], Cr# [Cr/(Cr+Al)]

 

جدول ۳- نتایج آنالیز نقطه‌ای (wt%) و محاسبه فرمول ساختاری کلینوپیروکسن‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک (*= کلینوپیروکسن‌هایی که به‌صورت تیغه‌های عدم آمیزشی درون ارتوپیروکسن قرار دارند).

Sample

839-1

839-1

839-1

839-1

839-1

839-3

839-3

839-3*

839-3*

839-6

839-6

840-2

840-2

841-2

841-2

Lithology

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

LZ

HZ

HZ

Point No.

65-1

66-1

67-1

68-1

69-1

77-1

78-1

88-1

89-1

102-1

103-1

41-1

42-1

51-1

52-1

SiO2

52.23

52.07

52.35

53.12

51.75

51.14

51.50

51.98

51.17

52.33

51.39

50.30

51.94

51.98

52.80

TiO2

0.26

0.29

0.29

0.23

0.31

0.32

0.30

0.40

0.49

0.31

0.32

0.26

0.32

0.30

0.23

Al2O3

4.02

4.28

4.32

3.16

4.64

4.26

4.43

4.93

4.80

4.35

4.76

6.13

4.68

4.64

2.91

Cr2O3

0.57

0.50

0.50

0.32

0.61

0.58

0.57

0.65

0.66

0.60

0.72

1.42

0.87

0.57

0.47

FeO*

2.54

2.37

2.77

2.49

2.45

2.70

2.63

3.67

3.23

2.30

2.77

2.72

2.32

2.50

2.20

MnO

0.08

0.09

0.06

0.10

0.09

0.04

0.00

0.00

0.08

0.10

0.11

0.15

0.13

0.03

0.09

MgO

16.94

16.13

17.33

16.80

16.35

16.46

16.43

22.39

21.65

16.31

16.78

15.89

15.47

15.82

16.61

CaO

22.91

23.81

21.92

23.39

23.43

24.00

23.64

15.73

17.65

23.23

22.75

22.59

23.82

23.80

24.37

Na2O

0.45

0.45

0.45

0.39

0.37

0.48

0.49

0.24

0.28

0.47

0.40

0.50

0.40

0.32

0.21

K2O

0.00

0.01

0.01

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

NiO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.05

0.05

0.04

0.10

Total

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

100.0

O# 6

 

Si

1.891

1.890

1.893

1.926

1.877

1.854

1.866

1.850

1.824

1.898

1.862

1.827

1.892

1.891

1.919

Ti

0.007

0.008

0.008

0.006

0.008

0.009

0.008

0.011

0.013

0.008

0.009

0.007

0.009

0.008

0.006

Al

0.172

0.183

0.184

0.135

0.199

0.182

0.190

0.207

0.202

0.186

0.203

0.262

0.200

0.199

0.125

Cr

0.016

0.014

0.014

0.009

0.017

0.017

0.016

0.018

0.019

0.017

0.020

0.041

0.025

0.016

0.013

Fe3+

0.047

0.039

0.031

0.018

0.039

0.000

0.000

0.069

0.000

0.016

0.063

0.064

0.001

0.009

0.026

Fe2+

0.030

0.033

0.053

0.058

0.036

0.081

0.080

0.040

0.096

0.053

0.021

0.019

0.070

0.067

0.041

Mn

0.002

0.003

0.002

0.003

0.003

0.001

0.000

0.000

0.002

0.003

0.003

0.005

0.004

0.001

0.003

Mg

0.914

0.873

0.934

0.909

0.884

0.889

0.887

1.188

1.151

0.882

0.907

0.861

0.840

0.858

0.900

Ca

0.889

0.926

0.849

0.909

0.911

0.932

0.918

0.600

0.674

0.903

0.883

0.879

0.930

0.927

0.949

Na

0.032

0.032

0.031

0.027

0.026

0.034

0.035

0.017

0.019

0.033

0.028

0.035

0.028

0.023

0.015

K

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Ni

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.001

0.003

Sum

4.000

4.000

4.000

4.000

3.999

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

Mg#

0.968

0.964

0.946

0.940

0.961

0.916

0.917

0.967

0.923

0.943

0.977

0.978

0.923

0.928

0.956

Fe#

0.032

0.036

0.054

0.060

0.039

0.084

0.083

0.033

0.077

0.057

0.023

0.022

0.077

0.072

0.044

Cr#

0.085

0.071

0.071

0.063

0.079

0.085

0.078

0.080

0.086

0.084

0.090

0.135

0.111

0.074

0.094

Q

1.833

1.831

1.836

1.875

1.830

1.903

1.885

1.828

1.921

1.838

1.811

1.758

1.840

1.853

1.890

J

0.063

0.063

0.063

0.055

0.052

0.068

0.070

0.033

0.039

0.066

0.056

0.070

0.056

0.045

0.029

WO

47.217

49.422

45.436

47.942

48.648

48.947

48.696

31.618

35.056

48.608

47.045

48.119

50.409

49.801

49.463

EN

48.572

46.586

49.976

47.915

47.230

46.690

47.081

62.625

59.815

47.474

48.300

47.113

45.536

46.060

46.908

FS

4.211

3.993

4.588

4.142

4.123

4.363

4.223

5.757

5.128

3.919

4.655

4.768

4.054

4.139

3.629

Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Fe#[Fe2+/(Fe2++Mg)], Cr# [Cr/(Cr+Al)]

 

 

جدول ۴- نتایج آنالیز نقطه‌ای (wt%) ومحاسبه فرمول ساختاری آمفیبول‌های موجود در پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک

Sample

839

839

839

839

Lithology

LZ

LZ

LZ

LZ

SiO2

44.32

43.88

43.88

44.28

TiO2

1.01

1.06

1.08

1.22

Al2O3

14.65

15.12

14.59

14.23

Cr2O3

0.95

0.98

0.94

0.87

FeO*

3.22

3.43

3.39

3.39

MnO

0.05

0.01

0.02

0.07

MgO

18.35

18.36

18.29

18.49

CaO

12.33

12.27

12.05

12.38

Na2O

3.40

3.55

3.31

3.45

K2O

0.00

0.00

0.00

0.01

NiO

0.11

0.12

0.08

0.12

Total

97.31

97.67

96.60

97.52

O# 23

Si

6.184

6.102

6.151

6.182

Ti

0.106

0.111

0.114

0.128

Al

2.407

2.476

2.409

2.341

Cr

0.105

0.107

0.104

0.096

Fe3+

0.304

0.378

0.397

0.304

Fe2+

0.071

0.020

0.000

0.092

Mn

0.006

0.001

0.003

0.008

Mg

3.817

3.805

3.822

3.849

Ca

1.843

1.827

1.809

1.852

Na

0.919

0.958

0.899

0.933

K

0.000

0.000

0.000

0.001

Sum

15.762

15.785

15.708

15.786

Mg#

0.982

0.995

1.000

0.977

Fe#

0.018

0.005

0.000

0.023

Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Fe# [Fe/(Fe2++Mg)]

 

جدول ۵- نتایج آنالیز نقطه‌ای و محاسبه فرمول ساختاری اسپینل‌های موجود در لرزولیت‌های پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک

Sample

840-3

840-3

841-2

839-5

839-5

Point No.

43/1

44/1

60/1

94/1

95/1

TiO2

0.07

0.04

0.02

0.07

0.08

Al2O3

55.83

55.89

55.00

56.23

56.28

Cr2O3

12.20

12.00

12.41

11.55

11.55

FeO*

12.71

12.64

13.25

12.95

12.58

MnO

0.07

0.18

0.10

0.10

0.06

MgO

18.90

18.91

18.95

19.17

19.53

NiO

0.28

0.38

0.29

0.00

0.00

Total

100.06

100.04

100.02

100.07

100.08

O# 32

Ti

0.011

0.007

0.003

0.010

0.012

Al

13.789

13.801

13.496

13.716

13.792

Cr

2.020

1.987

2.042

1.889

1.897

Fe3+

0.169

0.197

0.313

0.228

0.246

Fe2+

2.058

2.017

2.016

2.035

1.948

Mn

0.004

0.024

0.010

0.010

0.003

Mg

5.902

5.902

5.877

5.912

6.049

Ni

0.048

0.065

0.049

0.000

0.000

Total

24.000

24.001

23.805

23.800

23.947

Mg#

0.741

0.745

0.745

0.744

0.756

Cr#

12.776

12.583

13.140

12.102

12.094

Fe3+#

1.061

1.235

1.974

1.441

1.541

Fe2+/Fe3+ assuming full site occupancy

Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)]

Cr# [Cr/(Cr+Al)]

Fe3+#[Fe3+/)Cr+Al+Fe3+(]

 

 

جدول 5- ادامه ...

Sample

839-5

839-5

839-5

839-5

839-5

839-5

839-6

839-6

Point No.

96/1

97/1

98/1

99/1

100/1

101/1

104/1

105/1

TiO2

0.05

0.04

0.07

0.06

0.07

0.06

0.03

0.06

Al2O3

56.45

56.22

56.52

56.28

56.81

56.26

56.55

56.57

Cr2O3

11.55

11.71

11.76

11.70

11.19

11.51

11.15

11.27

FeO*

12.76

12.77

12.33

12.96

12.53

12.89

12.83

12.75

MnO

0.09

0.16

0.04

0.14

0.03

0.08

0.12

0.12

MgO

19.15

19.15

19.36

18.93

19.44

19.26

19.35

19.29

NiO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

100.05

100.04

100.07

100.06

100.07

100.06

100.03

100.06

O# 32

Ti

0.008

0.006

0.011

0.010

0.010

0.010

0.005

0.010

Al

13.886

13.819

13.857

13.838

13.912

13.858

13.909

13.756

Cr

1.905

1.929

1.934

1.928

1.837

1.902

1.839

1.838

Fe3+

0.185

0.208

0.151

0.171

0.197

0.235

0.255

0.219

Fe2+

2.044

2.024

1.999

2.096

1.984

2.016

1.983

2.005

Mn

0.007

0.019

0.000

0.016

0.000

0.006

0.014

0.014

Mg

5.955

5.951

5.999

5.883

6.019

5.996

6.016

5.930

Ni

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Total

23.991

23.957

23.950

23.942

23.957

24.023

24.021

23.771

Mg#

0.744

0.746

0.750

0.737

0.752

0.748

0.752

0.747

Cr#

12.066

12.252

12.245

12.230

11.667

12.067

11.675

11.787

Fe3+#

1.159

1.301

0.946

1.070

1.238

1.471

1.595

1.386

Fe2+/Fe3+ assuming full site occupancy, Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Cr# [Cr/(Cr+Al)], Fe3+#[Fe3+/)Cr+Al+Fe3+(]

 

 

جدول ٦- نتایج آنالیز نقطه‌ای و محاسبه فرمول ساختاری اسپینل‌های موجود در هارزبورگیت‌های پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک

Sample

845-1

845-1

845-2

845-2

845-2

845-2

845-2

845-4

845-4

845-4

845-4

845-1

845-1

845-1

845-1

845-1

Point No.

1/1

2/1

3/1

4/1

5/1

6/1

7/1

8/1

9/1

10/1

11/1

41/1

42/1

43/1

44/1

45/

TiO2

0.09

0.08

0.06

0.08

0.07

0.07

0.08

0.08

0.05

0.06

0.08

0.10

0.11

0.10

0.10

0.11

Al2O3

31.07

28.07

30.90

30.64

31.00

30.85

29.77

30.74

30.78

30.75

30.49

27.48

31.00

31.12

29.87

30.76

Cr2O3

35.56

38.83

35.77

35.76

35.87

35.68

36.86

36.60

36.14

36.04

36.35

38.71

35.77

35.86

37.06

35.73

FeO*

18.12

18.44

17.75

17.94

17.67

17.91

17.96

17.19

17.87

17.82

17.88

19.66

18.05

17.60

18.10

18.02

MnO

0.14

0.12

0.19

0.12

0.08

0.11

0.17

0.07

0.12

0.16

0.17

0.12

0.12

0.12

0.14

0.17

MgO

15.11

14.54

15.39

15.53

15.38

15.45

15.24

15.40

15.10

15.23

15.12

14.03

15.06

15.30

14.83

15.32

NiO

0.00

0.00

0.15

0.21

0.00

0.31

0.15

0.24

0.19

0.20

0.25

0.21

0.23

0.22

0.19

0.16

Total

100.09

100.08

100.21

100.29

100.07

100.37

100.23

100.32

100.24

100.26

100.33

100.31

100.34

100.32

100.29

100.27

Formula units based on 32 oxygens and

Ti

0.016

0.014

0.011

0.014

0.013

0.012

0.014

0.014

0.009

0.011

0.014

0.018

0.020

0.017

0.018

0.019

Al

8.577

7.919

8.600

8.516

8.617

8.563

8.316

8.546

8.579

8.474

8.421

7.796

8.626

8.625

8.352

8.550

Cr

6.582

7.347

6.675

6.664

6.685

6.641

6.906

6.823

6.754

6.660

6.732

7.365

6.675

6.665

6.948

6.661

Fe3+

0.797

0.790

0.845

0.921

0.782

0.895

0.871

0.732

0.783

0.818

0.808

0.916

0.789

0.773

0.770

0.868

Fe2+

2.763

2.888

2.636

2.597

2.684

2.613

2.670

2.637

2.726

2.680

2.705

3.022

2.751

2.672

2.801

2.669

Mn

0.000

0.000

0.010

0.000

0.000

0.000

0.005

0.000

0.000

0.002

0.005

0.000

0.000

0.000

0.000

0.005

Mg

5.273

5.185

5.414

5.458

5.402

5.420

5.381

5.412

5.320

5.307

5.278

5.030

5.299

5.363

5.240

5.384

Ni

0.000

0.000

0.028

0.041

0.000

0.059

0.029

0.046

0.037

0.037

0.048

0.042

0.044

0.042

0.038

0.032

Total

24.007

24.137

24.220

24.208

24.170

24.197

24.193

24.195

24.203

23.990

24.011

24.181

24.200

24.155

24.165

24.187

Mg#

0.656

0.642

0.673

0.678

0.668

0.675

0.668

0.672

0.661

0.664

0.661

0.625

0.658

0.667

0.652

0.669

Cr#

43.419

48.127

43.700

43.900

43.687

43.679

45.366

44.393

44.048

44.007

44.425

48.578

43.623

43.592

45.413

43.789

Fe3+#

4.994

4.922

5.244

5.718

4.862

5.557

5.411

4.545

4.858

5.127

5.062

5.699

4.906

4.814

4.792

5.397

Fe2+/Fe3+ assuming full site occupancy, Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Cr# [Cr/(Cr+Al)], Fe3+#[Fe3+/)Cr+Al+Fe3+(]

 

جدول٧- نتایج آنالیز نقطه‌ای و محاسبه فرمول ساختاری اسپینل‌های موجود در لیستونیت‌های پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک

Samole

842-1

842-1

842-1

842-1

842-1

842-1

842-1

842-1

Point No.

21/1

22/1

26/1

29/1

30/1

31/1

32/1

33/1

TiO2

0.00

0.00

0.00

0.18

0.16

0.13

0.15

0.17

Al2O3

27.88

27.64

28.46

13.47

13.23

13.28

13.31

13.39

Cr2O3

39.30

39.70

39.86

56.18

55.91

56.07

55.91

55.93

FeO*

16.81

17.19

18.06

19.72

20.47

20.13

20.03

19.81

MnO

0.14

0.19

0.15

0.18

0.15

0.33

0.31

0.27

MgO

15.78

15.25

13.33

10.11

10.07

10.05

10.25

10.40

NiO

0.08

0.03

0.13

0.16

0.00

0.01

0.04

0.04

Total

100.00

100.00

100.00

100.00

100.00

100.00

100.00

100.00

O# 32

Ti

0.000

0.000

0.000

0.036

0.031

0.025

0.030

0.033

Al

7.767

7.735

8.043

4.138

4.068

4.086

4.086

4.106

Cr

7.342

7.448

7.553

11.577

11.532

11.565

11.513

11.503

Fe3+

0.879

0.807

0.401

0.213

0.335

0.298

0.340

0.323

Fe2+

2.455

2.614

3.222

4.087

4.134

4.096

4.027

3.987

Mn

0.000

0.007

0.000

0.000

0.000

0.023

0.020

0.009

Mg

5.556

5.393

4.761

3.927

3.916

3.907

3.978

4.031

Ni

0.016

0.006

0.025

0.034

0.000

0.002

0.009

0.009

Total

24.012

24.010

24.003

24.001

24.002

24.001

24.002

24.002

Mg#

0.694

0.674

0.596

0.490

0.486

0.488

0.497

0.503

Cr#

48.594

49.055

48.430

73.669

73.921

73.893

73.806

73.692

Fe3+#

5.500

5.047

2.509

1.336

2.101

1.869

2.131

2.029

Fe2+/Fe3+ assuming full site occupancy, Mg#[Mg/(Mg+Fe2+)], Cr# [Cr/(Cr+Al)], Fe3+#[Fe3+/)Cr+Al+Fe3+(]

 

 

بحث

در گذشته تصور بر این بود که تشکیل هارزبورگیت و دونیت در پریدوتیت‌ها فقط در اثر درجات بسیار بالای ذوب بخشی گوشته امکان‌پذیر است. اما این منشأ برای دونیت‌ها دور از انتظار است، زیرا برای ذوب کامل کلینوپیروکسن‌ها و تشکیل هارزبورگیت، 12 تا 16درصد ذوب بخشی، برای ذوب کامل ارتوپیروکسن‌ها و تشکیل دونیت، 65 درصد ذوب بخشی و در نهایت برای ذوب الیوین‌ها، 95 درصد ذوب بخشی لازم است، که دمای مورد نیاز برای این مقدار ذوب بخشی بسیار بالاتر از دمای امروزی گوشته بالایی است (Rampone et al., 2008).

بر اساس شواهد صحرایی، ویژگی‌های پتروگرافی و شیمی کانی‌های سازنده پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک، که در بخش‌های قبلی بیان شد، در این قسمت ابتدا فرآیند ذوب بخشی و شواهد واکنش مذاب صعود کننده با پریدوتیت گوشته بررسی شده و پس از آن درباره وجود آمفیبول‌های پارگاسیتی در پریدوتیت‌ها توضیح داده می‌شود.

 

فرآیند ذوب بخشی و شواهد واکنش مذاب/ گوشته

با استفاده از ترکیب شیمیایی کانی‌هایی مثل کروم اسپینل می‌توان ماهیت و شرایط تشکیل پریدوتیت‌های گوشته را مشخص نمود (برای مثال: Roeder and Reynolds, 1991؛ Zhou and Kerrich, 1992؛ Arai, 1992 و Zhou et al., 1997). نمودار B در شکل ۵، که بر اساس درصد وزنی Al2O3 در مقابل Cr2O3 کروم اسپینل‌ها ترسیم شده است، نشان می‌دهد که پریدوتیت‌های افیولیت ملانژ سورک دارای آرایه گوشته‌ای هستند و نمودار C در همان شکل نشان می‌دهد که این گوشته مشابه با گوشته اقیانوسی است.

تاکنون مطالعات زیادی روی میزان Cr# اسپینل پریدوتیت‌های گوشته‌ای و درجه ذوب بخشی در آن‌ها انجام شده است (برای مثال: Zhou and Kerrich, 1992 و Hellebrand et al., 2001) همان‌طور که گفته شد، میزان Cr# کروم اسپینل لرزولیت‌ها و هارزبورگیت‌های افیولیت سورک در دو محدوده و مقدار Cr# کروم اسپینل‌ها در لیستونیت‌ها نسبت به پریدوتیت‌ها بیشتر است. بر اساس روش Hellebrand و همکاران (2001)، درجه ذوب بخشی برای لرزولیت‌ها 5/2 تا 4/3 درصد و برای هارزبورگیت‌ها 6/15 تا 8/16 درصد محاسبه شد (شکل ۵- D). شواهد صحرایی، ویژگی‌های پتروگرافی و شیمیایی کانی‌های سازنده پریدوتیت‌های افیولیت سورک، شواهدی از وقوع واکنش مذاب/ سنگ دیواره را نشان می‌دهند. عدم وجود لرزولیت در کنار دونیت در صحرا، عدم وجود شواهد دگرشکلی در الیوین‌ها، عدم وجود ادخال‌های الیوین و کروم اسپینل در پیروکسن، وجود کانی پارگاسیت در لرزولیت‌ها، تیره‌تر شدن رنگ و شکل‌دار شدن کروم اسپینل‌ها از لرزولیت به سمت هارزبورگیت و دونیت، حجم بالای الیوین در پریدوتیت‌های افیولیت سورک و تشکیل آن به‌همراه کروم اسپینل در حاشیه ارتوپیروکسن که ناشی از ذوب کلینوپیروکسن و ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن و در نتیجه افزایش SiO2 مذاب است، همچنین افزایش صعودی Cr# کروم اسپینل‌ها از لرزولیت به سمت هارزبورگیت و سپس دونیت، ‌همگی شواهدی هستند که نشان می‌دهند واکنش مذاب/ سنگ دیواره در تشکیل هارزبورگیت‌ها نقش داشته است و بر خلاف تصور، هارزبورگیت‌ها فقط در اثر ذوب بخشی گوشته تشکیل نشده‌اند. از طرفی با توجه به این که مقدار ذوب بخشی در هارزبورگیت‌های افیولیت سورک تا 8/16 درصد بوده است، بنابراین، می‌توان گفت تشکیل هارزبورگیت‌های افیولیت ملانژ سورک تحت تأثیر هر دو عامل ذوب بخشی و واکنش مذاب/ سنگ دیواره بوده است. با توجه به این‌که حداکثر مقدار ذوب بخشی پریدوتیت‌های افیولیت سورک، بسیار کمتر از مقدار لازم برای تشکیل دونیت به‌روش ذوب بخشی است، بنابراین تشکیل دونیت‌های افیولیت سورک، فقط در اثر واکنش مذاب/ پریدوتیت بوده است. به این ترتیب، مقادیر بالای Cr# در کروم اسپینل دونیت‌ها را نیز می‌توان به نقش سیالات آبدار و مذاب آزاد شده از صفحه فرو رونده نسبت داد که دمای ذوب پریدوتیت گوشته را کاهش داده و باعث شده تا در یک دمای معین، فرآیند ذوب گسترش بیشتری داشته باشد. در نتیجه، حضور سیالات آبدار سبب می‌شوند بدون انجام درجات ذوب بخشی بسیار بالا، حجم زیادی از الیوین متبلور شده و دونیت‌های جایگزینی تشکیل شوند.

 

B

A

   

 

 

D

C

   

شکل ۵- (A موقعیت ترکیبی اسپینل‌های موجود در پریدوتیت‌های افیولیت سورک (Barnes and Roeder, 2001)، (B نمودار درصد وزنی Al2O3 در مقابل Cr2O3 کروم اسپینل‌ها (Conrad and Kay, 1984; Kepezhinskas et al., 1995) که آرایه گوشته‌ای را برای پریدوتیت‌های افیولیت ملانژ سورک نشان می‌دهد، (C نمودار تعداد اتم‌های سدیم در مقابل تعداد اتم‌های کروم موجود در کلینوپیروکسن‌ها (Kornprobst et al., 1981) که نشان‌دهنده منشأ اقیانوسی گوشته افیولیت سورک است، (D نمودار Mg# الیوین در مقابل Cr# کروم اسپینل پریدوتیت‌ها (Dick and Bullen, 1984; Arai, 1994) در افیولیت سورک.

 

 

بررسی‌ها نشان داده است که Cr2O3 تمایل به ماندگاری طولانی در کلینوپیروکسن دارد و به همین علت است که در پریدوتیت‌های لرزولیتی (LOT) که میزان ذوب در آن‌ها کم است، پتانسیل تولید کرومیتیت نیز محدودتر است (Torabi, 2009). بنابراین، گستردگی و درجات بالای ذوب در پریدوتیت افیولیت‌های محیط‌های پهنه بالای فرورانش، تحت تأثیر یک سیال آبدار، به ذوب کلینوپیروکسن‌های موجود در لرزولیت‌ها منجر شده و با تولید مذاب بازالتی، Cr2O3 نیز از ساختار این کانی آزاد شده و کرومیتیت می‌سازد. در نتیجه، به همراه الیوین‌های جایگزینی، کانی کروم اسپینل نیز تشکیل شده است. همچنین، ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن‌ها باعث افزوده شدن SiO2 به مذاب بازالتی اولیه می‌شود. Malpas و همکاران (1977) عقیده دارند، در شرایطی که مذاب صعود کننده و پریدوتیت در تعادل با یکدیگر نباشند، آهنگ تبلور کرومیت افزایش می‌یابد. این شرایط مربوط به پهنه‌های بالای فرورانش است که در آن‌جا گوشته لیتوسفری، مورد هجوم مذاب‌های تولئیتی تا بونینایتی قرار می‌گیرد و در مراکز گسترش اقیانوس‌ها، که مذاب با پریدوتیت در حال تعادل است، کرومیتیت‌های انبانی به‌ندرت تشکیل می‌شوند.

 

بررسی کانی آمفیبول

آمفیبول‌های پارگاسیتی در بیگانه‌سنگ‌های لرزولیتی گارنت و اسپینل‌دار مشتق شده از گوشته بالایی (Francis, 1976; Takahashi, 1980; Dawson and Smith, 1982) در لرزولیت‌هایی که به‌صورت تکتونیکی در پوسته زمین جایگیری کرده‌اند (Medaris, 1980; Medaris, 1984)، به‌عنوان یک فاز آبدار گزارش شده‌اند (Niida and Green, 1999). همچنین، وجود رگه‌های پارگاسیتی و کرسوتیتی، یک پدیده بسیار گسترده در بخش‌هایی از گوشته بالایی است که در اثر نفوذ سیالات گرمابی و کربوترمال و به‌همراه سیالات استنوسفری در حال صعود تشکیل شده‌اند (Martin, 2007). بررسی‌های انجام شده نشان می‌دهد که امکان تشکیل آمفیبول‌های پارگاسیتی و کرسوتیتی به‌صورت پورفیر و یا رگه‌ای در پریدوتیت‌ها وجود دارد. Francis (1976) وجود رگه‌های آمفیبول پارگاسیت و کرسوتیت در لرزولیت و پیروکسنیت را به ته‌نشست از یک سیال آبدار نفوذ کننده در بین کانی‌ها نسبت می‌دهد. این سیال از نظر شیمیایی، فقیر از سیلیس نیست و با توجه به ویسکوزیته کم این سیال، وی میانگین ترکیب آن را آلکالی‌بازالت می‌داند. آزمایشات نشان داده که حداکثر محدوده دمای پایداری پارگاسیت در پریدوتیت‌های بدون آب 1025 تا 1150درجه‌ سانتیگراد و بالاتر از انواع آبدار (950 تا 1000 درجه ‌سانتیگراد) است Mengel and Green, 1989)؛ Wallace and Green, 1991).

 

نتیجه‌گیری

بررسی‌های صحرایی، پتروگرافی و ویژگی‌های شیمیایی کانی‌های سازنده پریدوتیت‌های گوشته افیولیت ملانژ سورک نشان می‌دهند که سنگ اولیه این پریدوتیت‌ها لرزولیت بوده که در اثر عملکرد فرآیند ذوب بخشی به همراه واکنش مذاب/ سنگ، هارزبورگیت‌های واکنشی و دونیت‌های جانشینی ایجاد شده‌اند. وجود آمفیبول پارگاسیتی در لرزولیت‌ها، وجود الیوین‌های فراوان، در هارزبورگیت‌ها و دونیت‌ها، وجود کروم اسپینل‌های با Cr# بالا و درجه ذوب بخشی قابل توجه در این سنگ‌ها و همچنین وجود سنگ‌های ولکانیک اسیدی در این افیولیت ملانژ، همگی بیانگر شباهت آن به افیولیت‌های پهنه بالای فرورانش (افیولیت‌های پشت کمان) است که در توافق با بررسی‌های انجام شده بر روی نوار افیولیتی نائین- بافت است.

 

سپاسگزاری

نویسندگان مقاله از حمایت‌های معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه اصفهان تشکر می‌نمایند.

شرافت، ش. (1376) زمین‌شناسی، پترولوژی و ژئوشیمی مجموعه افیولیتی سورک- زرو- اردان، غرب استان یزد. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، ایران.

عمیدی، س. م. (1368) نقشه زمین‌شناسی سرو بالا، مقیاس ۱٠٠٠٠٠/۱. سازمان زمین‌شناسی کشور، تهران.

Alavi, M. (1991) Tectonic map of the Middle East. Geological Survey of Iran, Tehran.

Amidi, S. M. (1977) Etude Geologique de La Region de Natanz - Surk (Central IRAN), No. 42. Geological Survey of Iran, Tehran.

Arai, S. (1992) Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks as a potential guide to magma chemistry. Mineralogical Magazine 56: 173-184.

Arai, S. (1994) Characterisation of spinel peridotites by olivine - spinel compositional relationships: review and interpretation. Chemical Geology 113: 191-204.

Barnes, S. J. and Roeder, P. L. (2001) The Range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultramafic rocks. Journal of Petrology 42: 2279-2302.

Batanova, V. G. and Sobolev, A. V. (2000) Compositional heterogeneity in subduction - related mantle peridotites, Troodos massif, Cyprus. Geological Society of America 28(1): 55-58.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.

Borghini, G., Rampone, E., Crispini, L., De Ferrari, R. and Godard, M. (2007) Origin and emplacement of ultramafic - mafic intrusions in the Erro - Tobbio mantle peridotites (Ligurian Alps, Italy). Lithos 94: 210-229.

Conrad, W. K. and Kay, R. W. (1984) Ultramafic and mafic inclusions from Adak Island: crystallization history and implications for the nature of primary magmas and crustal evolution in the Aleutian arc. Journal of Petrology 25: 88-125.

Dawson, J. B. and Smith, J. V. (1982) Upper-mantle amphiboles: a review. Mineralogical Magazine 45: 35-46.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. 2nd edition Pearson Education Limited, United Kingdom.

Dick, H. J. B. and Bullen, T. (1984) Cr-spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine - type peridotites and spatially associated lavas. Contribution to Mineralogy and Petrology 86: 54-76.

Francis, D. M. (1976) The origin of amphibole in lherzolite xenoliths from Nunivak Island, Alaska. Petrology 17: 357-378.

Hellebrand, E., Snow, J. E., Dick, H. J. B. and Hoffmann, A. W. (2001) Coupled major and trace elements as indicators of extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites. Nature 410: 677-681.

Kelemen, P. B., Eiichi, K. and the Shipboard Scientific Party (2003) Drilling mantle peridotite along the Mid-Atlantic Ridge from 14° to 16°N. Proceedings ODP Preliminary Report, 209.

Kelemen, P. B. and Dick, H. J. B. (1995) Focused melt flow and localized deformation in the upper mantle: juxtaposition of replacive dunites and ductile shear zones in the Josephine peridotite, SW Oregon. Journal of Geophysical Research 100: 423-438.

Kelemen, P. B., Hirth, G., Shimizu, N., Spiegelman, M. and Dick, H. J. B. (1997) A review of melt migration processes in the adiabatically upwelling mantle beneath oceanic spreading ridges. Philosophical transactions: Mathematical, Physical and Engineering Sciences 355: 283-318.

Kepezhinskas, P. K., Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1995) Na metasomatism in the island-arc mantle by slab melt - peridotite interaction: evidence from mantle xenoliths in the North Kamchatka arc. Journal of Petrology 36: 1505-1527.

Kornprobst, J., Ohnenstetter, D. and Ohnenstetter, M. (1981) Na and Cr contents in Cpx from peridotites: a possible discriminate between sub-continental and sub-oceanic mantle. Earth and Planetary Science Letters 53: 241-254.

Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, Ch. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. Ch., 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 amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. Canadian Mineralogist 35: 219-246.

Malpas, J., Robinson, P. T. and Zhou, M. F. (1977) Chromitite and ultramafic rock compositional zoning through a paleotransform fault Poum, New Caledonian, a discussion. Economic Geology 92: 502-504.

Martin, R. F. (2007) Amphiboles in the igneous environment, reviews in mineralogy and geochemistry. Mineralogical Society of America 67: 323-358.

Medaris, L. G. (1980) Petrogenesis of the Lien Peridotite and associated eclogites, Almklovdalen, Western Norway. Lithos 13: 339-153.

Medaris, L. G. (1984) A geothermobarometric investigation of garnet peridotites in the western gneiss region of Norway. Contribution to Mineralogy and Petrology 87: 72-86.

Mengel, K. and Green, D. H. (1989) Stability of amphibole and phlogopite in metasomatized peridotite under water - saturated and water - undersaturated conditions In Kimberlites and related rocks. Geololical Society of Australia, Special Publication 14: 571-581.

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Mu¨ntener, O. and Piccardo, G. B. (2003) Melt migration in ophiolitic peridotites: the message from Alpine - Apennine peridotites and implications for embryonic ocean basin. In: Dilek, Y. and Robinson, P. T. (Eds.): Ophiolites in earth history, Geological Society of London, London 69-89.

Mu¨ntener, O., Pettke, T., Desmurs, L., Meier, M. and Schaltegger, U. (2004) Trace element and Nd - isotopic evidence and implications for crust - mantle relationships. Earth and Planetary Science Letters 221: 293-308.

Nicolas, A. (1989) Structure of ophiolites and dynamics of oceanic lithosphere. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, Boston.

Niida, K. and Green, D. H. (1999) Stability and chemical composition of pargasitic amphibole in MORB pyrolite under upper mantle conditions. Contribution to Mineralogy and Petrology 135: 18-40.

Niu, Y. (2004) Bulk rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: implications for mantle melting, melt extraction and post - melting processes beneath mid - ocean ridges. Journal of Petrology 45: 2423-2458.

Pessagno, E. A., Ghazi, A. M., Kariminia, M., Duncan, R. A. and Hassanipak, A. A. (2005) Tectonostratigraphy of the Khoy Complex, northwestern Iran. Stratigraphy 2(1): 49-63.

Piccardo, G. B. and Vissers, R. L. M. (2007) The pre - oceanic evolution of the Erro - Tobbio peridotite (Voltri Massif - Ligurian Alps, Italy). Journal of Geodynamics 43: 417-449.

Piccardo, G. B., Mu¨ntener, O., Zanetti, A. and Pettke, T. (2004) Ophiolitic peridotites of the Alpine - Apennine system: mantle processes and geodynamic relevance. International Geological Review 46: 1119-1159.

Piccardo, G. B., Zanetti, A. and Mu¨ntener, O. (2007) Melt /peridotite interaction in the Southern Lanzo peridotite: field, textural and geochemical evidence. Lithos 94(1-4): 181-209.

Rampone, E., Piccardo, G. B. and Hofmann, A. W. (2008) Multi - stage melt - rock interaction in the Mt. Maggiore (Corsica, France) ophiolitic peridotites: microstructural and geochemical evidence. Contribution to Mineralogy and Petrology 156: 453-475.

Roeder, P. L. and Reynolds, I. (1991) Re - equilibration of Cr - spinel within the Kilauea Iki lava lake, Hawaii. Contribution to Mineralogy and Petrology 107: 8-12.

Seyler, M., Lorand, J. P., Dick, H. J. B. and Drouin, M. (2007) Pervasive melt percolation reactions in ultra - depleted refractory harzburgites at the Mid - Atlantic Ridge, 15-200N: ODP Hole 1274. Contribution to Mineralogy and Petrology 153(3): 303-319.

Shafaii Moghadam, H., Rahgoshay, M. and Whitechurch, H. (2008) Mesozoic back - arc extension in the active margin of the Iranian continental block: Constraints from age and geochemistry of the mafic lavas. Ofioliti 33(2): 95-103.

Shafaii Moghadam, H., Whitechurch, H., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2009) Significance of Nain - Baft ophiolitic belt (Iran): Short - lived, transtensional Cretaceous back-arc oceanic basins over the Tethyan subduction zone. Comptes rendus-Geoscience 341: 1016-1028.

Takahashi, E. (1980) Thermal history of lherzolite xenoliths, I: Petrology of lherzolite xenoliths from the Ichinomegata crater, Oga Peninsula, northeast Japan. Geochimica et Cosmochimica Acta 44: 1643-1658.

Torabi, Gh. (2009) Chromitite potential in mantle peridotites of the Jandaq ophiolite (Central Iran). Comptes rendus - Geoscience 341: 982-992.

Wallace, M. E. and Green, D. H. (1991) The effect of bulk rock composition on the stability of amphibole in the upper mantle: implications for solidus positions and mantle metasomatism. Mineralogy and Petrology 44: 1-19.

Zhou, M. F. and Kerrich, R. (1992) Morphology and composition of Cr - spinel in komatiites from the Belingwe greenstone belt, Zimbabwe. The Canadian Mineralogist 30: 303-317.

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.