بررسی شیمی کانی هارزبورژیت های مجموعه افیولیتی نورآباد- هرسین:شواهدی بر تحول ذوب بخشی گوشته پریدوتیتی از منطقه عمیق اقیانوسی به سمت پهنه فرورانش

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشگاه لرستان، دانشکده علوم پایه، گروه زمین شناسی

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان

3 دانشگاه شهید بهشتی، دانشکده علوم زمین، گروه زمین شناسی

چکیده

مجموعه افیولیتی نورآباد- هرسین به عنوان بخش جنوبی افیولیت کرمانشاه در پهنه زاگرس مرتفع قرار دارد. این مجموعه افیولیتی از بالا به پایین شامل پریدوتیت های سرپانتینی، گابروهای ایزوتروپ، گابروهای لایه ای، پلاژیوگرانیت، مجموعه دایک های صفحه ای، گدازه های بازالتی، آندزیت و سنگ های رسوبی هستند. ساختارهایی همچون جهت یافتگی، کشیدگی و انحنا در بلورها نشان می دهد که پریدوتیت های نورآباد- هرسین در شرایط گوشته بالایی تشکیل و سپس در محیط پوسته ای قرار گرفته اند. داده های حاصل از آنالیز نقطه ای بیانگر ترکیب فورستریتی الیوین با میزان (Fo 91-93) می‌باشد. پیروکسن ها از نوع انستاتیت و دیوپسید بوده و مقادیر ناچیز TiO2 و Al2O3 دارند. اسپینل ها نیز دارای مقادیر بالای ( 61-89)Mg# و (57-80) Cr# و مقادیر پایین TiO2 هستند که ماهیت افیولیتی و تهی شده دارند. در سرپانتین ها مقدار Al2O3 0.01 الی 10.42 درصد وزنی و مقدار SiO2 36.75 الی 41.08 درصد وزنی است که از نوع کریزوتیل و لیزاردیت هستند. مودال پایین کلینوپیروکسن، الیوین غنی از منیزیم و مقدار بالای Cr# و Cr/Al در اسپینل های منطقه مورد بررسی همگی نشان دهنده نرخ ذوب بخشی بالا برای هارزبورژیت ها و دونیت ها است. ترکیب شیمی کانی های مختلف، نشان از ژنز متفاوت سنگ های الترامافیک کمپلکس نورآباد- هرسین دارد و ویژگی هایی از محیط آبیسال تا پهنه فرافرورانش را نشان می دهند. بنظر می رسد این پریدوتیت ها از درجات بالای ذوب بخشی یک گوشته تهی شده زیر اقیانوسی در یک محیط فرافرورانش -پیشانی قوس تشکیل شده اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The study of mineral chemistry of the Harzburgite in the Noorabad-Harsin ophiolite complex: Evidence from the evolution of partial melting of mantle peridotite from the deep ocean to the subduction zone

نویسندگان [English]

  • Samaneh Falah 1
  • Ahmad Ahamadi Khalaji 1
  • Ayoub Veisinia 2
  • zahra tahmasbi 1
  • ahman Rahimzade 3
1 Department of Geology, Faculty of Science, Lorestan University
2 Department of Geology, Zanjan University, Zanjan, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Earth Science, Shahid Beheshti University
چکیده [English]

The Noorabad-Harsin ophiolite complex as part of the Kermanshah ophiolite is located in the high Zagros zone. The ophiolitic complex from the lower part to upper part is composed of serpentinized peridotites, layered gabbro, isotropic gabbro, plagiogranite, sheeted dike complex, basaltic lava, andesite and sedimentary rocks, respectively. The structure such as orientation and elongation of crystals in these rocks show that Noorabad-Harsin peridotites have been formed in the upper mantle and then emplaced in the crust. The detailed electron microprobe study olivine composition is forsterite with Fo (91-93). The composition of pyroxenes is diopside and ‌enstatite with low contents of TiO2 and Al2O3. The study of chrome spinels has high Cr # (57-80), Mg # (61-89) and very low TiO2 content which indicate the ophiolitic and depleted mantle origin. The serpentines have Al2O3 content in the range of 0.01 to 10.42 wt. % with SiO2 content between 36.75 to 41.08 wt. percent and are chrysotile and lizardite. Low modal of clinopyroxene, Mg rich olivines and high Cr# content and Cr/Al ratio of chromian spinel from ultramafic cumulates indicate that dunites and harzburgitic rocks have formed by high degrees of partial melting. The chemical compositions of different minerals show different petrogenesis for ultramafic rocks of the Noorabad- Harsin ophiolite complex and show characteristics of the abyssal environment to supra-subduction zone. It seems these peridotites have derived by high degree partial melting of the depleted and sub-oceanic mantle in a supra-subduction zone-Fore arc and have same properties with residual mantle peridotites.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mineral Chemistry
  • partial melting
  • residual mantle
  • Supra-subduction zone (SSZ)
  • Ophiolite
  • Noorabad-Harsin

افیولیت‏‌ها پاره‌هایی از سنگ‌کرة اقیانوسی و نشانة بسته‌شدن اقیانوس‏‌ها به‌شمار می‌روند که در پی رویدادهای زمین‌ساختی روی سطح زمین رانده شده‏‌اند. مجموعه‏‌های افیولیتی در جایگاه‏‌های زمین‌ساختی گوناگونی (مانند: پشته‏‌های میان‌اقیانوسی، مراکز گسترش پشت‌کمان و پهنه‏‌های گسترش و کششی بالای پهنة فرورانش) پدید می‏‌آیند (Dare et al., 2009). بررسی داده‏‌های کانی‌شناختی و سنگ‌شناختی واحدهای گوناگون سنگی گوشتة بالایی در مجموعه‏‌های افیولیتی، برای ارزیابی فرایندهای تأثیرگذار در پیدایش مجموعة افیولیتی، ارزیابی دما و فشار تعادلی و شناخت جایگاه زمین‌ساختی آنها اهمیت بسیاری دارد (Ahmed et al., 2005; Caran et al., 2010).

افیولیت‏‌های زاگرس بخشی از افیولیت‏‌های خاورمیانه هستند که از شمال‌باختری به افیولیت‏‌های مدیترانة خاوری و از جنوب‌خاوری به افیولیت‏‌های اسماعیل در عمان می‌پیوندند (Dilek and Furnes, 2009). افیولیت‏‌های زاگرس که در بخش‌هایی مانند کردستان (Rahimzadeh et al., 2013; Allahyari et al., 2014)، کرمانشاه (Saccani et al., 2013)، نیریز (Rajabzadeh et al., 2013)، بافت (Shafaii Moghadam et al., 2013) و پنجوین- والاش در عراق (Aswad et al., 2011) دیده می‌شوند، تاریخی از همگرایی و زمین‌ساخت اقیانوس تتیس جنوبی میان سپر عربی (گندوانا) و پهنة قاره‏‌ای سنندج - سیرجان را در خود دارند (Agard et al., 2011). آغاز فرورانش پهنه‏‌های گوناگون نئوتتیس به زیر پهنة سنندج - سیرجان از تریاس تا کرتاسه روی داده است (Shahabpour, 2007) و پهنة چین‌خورده- راندة زاگرس که مرز شمالی سپر عربی است، پس از بسته‌شدن نئوتتیس در ائوسن آغازین تا میانی (Ghasemi and Talbot, 2006)، میوسن میانی و یا پس از آن (Azizi et al., 2011) به صفحة ایران برخورد کرده است. گسل معکوس زاگرس با ریشه‏‌ای ژرف و پهنة افیولیتی کرمانشاه- نیریز مرز این دو منطقه به‌شمار می‌رود. کمپلکس افیولیتی کرمانشاه به‌صورت پهنه‌ای به درازای نزدیک‌به 230 کیلومتر و پهنای 60- 30 کیلومتر، در باختر ایران و در راندگی اصلی زاگرس رخنمون دارد و بخشی از پهنة افیولیتی بسیار گسیختة کرمانشاه- پنجوین شمرده می‌شود. به باور Shafaii Moghadam و Stern (2011)، این کمپلکس افیولیتی از افیولیت‏‌های پهنة بیرونی زاگرس است. تا کنون بیشتر بررسی‏‌های انجام‌شده روی افیولیت‏‌های کرمانشاه در بخش‌های میان هرسین و صحنه متمرکز بوده‏‌اند. برپایة داده‏‌های زمین‌شیمیایی، پشته‏‌های میان‌اقیانوسی- کمان اقیانوسی و جزیره‌های کمانی را پهنة پیدایش الترامافیک‏‌های تهی‌شدة صحنه- هرسین دانسته‌اند (Allahyari et al., 2010; Whitechurch et al., 2013; Moradpour et al., 2017)، اما برخی پژوهشگران دیگر (Nouri et al., 2019; Saccani et al., 2013)، از یک پهنة اقیانوسی نابالغ در منطقة صحنه- هرسین نام برده‏‌اند که تحت‌تأثیر پلوم گوشته‏‌ای بوده است. برپایة داده‏‌های زمین‌شیمیایی دایک‏‌های دیابازی، Torkian و همکاران (2012) خاستگاه زمین‌ساختی افیولیت کرمانشاه را پهنه‌ای پشت‌کمانی (back-arc) یا فرافرورانشی (SSZ یا suprasubduction zone) دانسته‏‌اند.

با بررسی پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای افیولیت‏‌ها اطلاعات ارزشمندی دربارة فرایندهای ذوب، پیدایش گدازه و حرکت سیال در گوة گوشته‏‌ایِ بخش‏‌های بالایی پهنة فرورانش به‌دست آورده‌می‌شود (Ulrich et al., 2010; Xu et al., 2012). هدف این مقاله، بررسی ویژگی‏‌هایصحرایی، سنگ‌نگاری و شیمی کانی‌هایِ هارزبورژیت‏‌های مجموعة الترامافیک نورآباد- هرسین و سرانجام، شناخت خاستگاه و پهنة زمین‌ساختی پیدایش آنهاست. ازآنجایی‌که این سنگ‏‌ها، حجم اصلی مجموعة نورآباد- هرسین را ساخته‏‌اند، بررسی آنها می‏‌تواند به شناخت بهتر رویدادهای سنگ‌زایی گوشتة بالایی در این بخش از ایران کمک کند.

 

جایگاه زمین‌شناسی و ویژگی‏‌های صحرایی منطقه

مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در شمال استان لرستان و بخشی از افیولیت کرمانشاه (با مختصات º34 تا 30º34 عرض جغرافیایی شمالی و 30º47 تا 30º48 طول جغرافیایی خاوری) در پهنة زاگرس بلند به‌شمار می‌رود (شکل 1- A). رادیولاریت‏‌های نامرتبط با افیولیت‌ها (Abdi et al., 2014)، آهک بیستون- اورامان و مجموعة افیولیتی از گروه‌های سنگ‌های این پهنه هستند که همگی روی زاگرس چین‌خورده رانده شده‏‌اند (Agard et al., 2005; Tahmasbi et al., 2016). برپایة نقشة زمین‌شناسی این منطقه (شکل 1- B)، توالی گوشته‌ای دربردارندة پریدوتیت‏‌های سرپانتینی و گابروهای پگماتیتی (که به‌صورت لنز درون پریدوتیت‏‌ها تزریق شده‏‌اند) (Allahyari et al., 2010) و توالی پوسته‌ای دربردارندة گابروهای لایه‌ای، گابروهای ایزوتروپ، مجموعة دایک‌های صفحه‌ای، گدازه‌های بازالتی تا آندزیتی و سنگ‌های رسوبی (رادیولاریت، آهک‌های کرتاسه و آهک‌های پلاژیک میوسن و کنگلومرای بختیاری) هستند. دونیت، هارزبورژیت و لرزولیت از پریدوتیت‌های سرپانتینیتی‌شده به‌شمار می‌روند.

 

 

 

شکل 1- A) نقشة واحدهای زمین‌ساختی و پراکندگی افیولیت‌های ایران (Stöcklin, 1968)؛ B) نقشة زمین‌شناسی منطقة نورآباد- هرسین (Shahidi and Nazari, 1997)


 

 

در بررسی‌های صحرایی، این سنگ‌ها با ریخت‌شناسی ملایم، تیره‌رنگ و به‌صورت توده‌های کوچک و بزرگ در منطقه پراکندگی دارند. بزرگ‌ترین حجم آنها در خاور بخش هفت‌چشمه (کیلومتر 35 جاده نورآباد- هرسین) و در روستای دره‌کفتر رخنمون دارد. این توده‌ها به رنگ سبز تا خاکستری دیده می‏‌شوند و روی آنها سنگ‌های آهکی به سن میوسن جای گرفته‌اند (شکل 2- A). سراسر مرز همبری پریدوتیت‏‌ها و پریدوتیت‏‌های سرپانتینیتی‌شده با دیگر سنگ‌هایِ منطقه، گسله و زمین‌ساختی است. فعالیت‌های زمین‌ساختی خرد‌شدگی در این سنگ‌ها را به‌دنبال داشته و دور نمایی براق و درخشنده به آنها داده است.

هارزبورژیت‏‌‌‌ها، فراوان‏‌‌‌ترین سنگ‏‌‌‌های مجموعة‏‌‌‌ پریدوتیتی منطقة نورآباد- هرسین هستند که در پی جای‌گرفتن در مسیر اصلی گسل زاگرس بسیار خرد شده‌اند. این سنگ‌ها سازندة بیشتر بخش‌های مرتفع منطقه هستند (شکل 2- B). همچنین، در نمونة دستی سختی کمابیش بالایی دارند و رنگ آنها سبز تیره است؛ لمس صابونی دارند و در پی دگرسانی، به‌طور بخشی به رنگ سیاه درآمده‌اند.

 

 

 

شکل 2- A) نمایی کلی از پریدوتیت‌های سرپانتینیتی‌شده و پوشیده‌شدن آنها با آهک میوسن در نزدیکیِ دره‌کفتر (دید رو به شمال‌خاوری)؛ B) دگرسانی سرپانتینی در راستای گسل‌ها و شکستگی‌ها در هارزبورژیت‌های گردنة گشور؛ C) پیدایش رگچه‌هایی از آزبست درون هارزبورژیت ها؛ D) واحد لرزولیتی در شمال‌باختری روستای مله‌کبود


 

 

هارزبورژیت‏‌‌‌ها نسبت به دیگر سنگ‏‌‌‌های منطقه دچار هوازدگی کمتری شده‌اند و درجه‌های گوناگونی از فرایند سرپانتینیتی‌شدن را نشان می‌دهند. همچنین، در برخی بخش‌ها (مانند: گردنة گشور) که بیشترین حجم هارزبورژیت‌ها دیده می‌شود، به دنبال دگرسانی سرپانتینیتی‌شدن، رگچه‌هایی از آزبست و رگه‌های ثانویه آهک در راستای شکستگی‌های تکتونیزه و درون آنها پدید آمده‌اند (شکل 2- C). همچنین، هارزبورژیت‌ها دچار درجه‌های شدید دگرسانی شده‌ و با لاتریت جایگزین شده‌اند. این لاتریت‌ها به‌صورت توده‌های کوچک و بزرگ روی پریدوتیت‌های منطقه دیده می‌شوند.

واحد لرزولیتی منطقه، در شمال روستای مله‌کبود و جنوب روستای سیرکانه دیده می‌شود. این گروه سنگی نیز همانند دیگر واحدها دستخوش فرایندهای زمین‌ساختی و دگرسانی شده و سرپانتینیتی‌ شده است. لرزولیت‌ها به رنگ سبز- آبی هستند و در پی فرایندهای زمین‌ساختی آینة گسلی روی آنها پدید آمده است (شکل 2- D).

همانند هارزبورزیت‌ها، دونیت‌ها نیز پراکندگی و گستردگی کمابیش بالایی دارند. این سنگ‌ها در سطح هوازده خود به رنگ سبز مایل به آبی و در سطح تازه‌تر به رنگ تیره هستند. در برخی بخش‌ها، دونیت‌ها به رنگ سیاه و قهوه‌ای دیده می‌شوند. این ویژگی پیامد آزاد‌شدن آهن و پیدایش اکسیدهای آهن دانسته می‌شود. سختی دونیت‌ها دربرابر هارزبورژیت‌ها کمتر است و دربرابر آنها پایداری کمتری دارند؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی بخش‌ها به‌صورت تپه‌های فرسایشی دیده می‌شوند.

 

روش انجام پژوهش

پس از بازدید از منطقه، برای بررسی دقیق پریدوتیت‌های گوشته‌ای و رفتار زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی در ساختار کانی‏‌ها و تکمیل بررسی‏‌های کانی‌شناسی، شمار 30 نمونه برداشت شد. سپس، از آنها مقطع نازک میکروسکوپی ساخته شد. شمار 100 نقطه از کانی‌های پیروکسن، اسپینل، الیوین و سرپانتین در چهار مقطع نازک صیقلی در مرکز تحقیقات و فرآوری معدنی ایران با به‌کارگیری دستگاه تجزیة ریزکاو الکترونی مدل Cameca SX-100 و با ولتاژ شتاب‌دهندة KV 15و شدت جریان nA20 تجزیه و بررسی شدند. گزیده‌ای از داده‌های به‌دست آمده در جدول‌‏‌های 1 تا 5 آورده شده‌اند. پردازش و تفسیر داده‌ها نیز با نرم‌افزارهای Minpet، Excel و Grapher انجام شد.

 

سنگ‌نگاری

هارزبورژیت: از دیدگاه ترکیب کانیایی، این سنگ‌ها دربردارندة کانی‌های الیوین (60- 70 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (10- 20 درصدحجمی) و کروم‌اسپینل (نزدیک‌به 2- 5 درصدحجمی) هستند. بررسی مقطع‌های میکروسکوپی نشان می‌دهد این سنگ‌ها بافت گرانولار (مشبک) و پورفیروکلاست دارند (شکل 3- A).

بافت نخستینِ الیوین‌ها دانه‌ای و به شدت شکسته‌شده‏‌ است و در امتداد این شکستگی‌ها سرپانتین پدید آمده است. بجامانده‌های الیوین به‌صورت کانی‌های کمابیش دانه‌ریز در هسته بافت غربالی دیده می‌شوند و گاه خاموشی موجی از خود نشان می‌دهند.

کلینوپیروکسن بی‌شکل است و بیشتر با ترمولیت- اکتینولیت جایگزین شده است. بجامانده‌های این کانی بسیار کم و به‌صورت میان‌بلوری در میان کانی‌های الیوین و ارتوپیروکسن‌ها دیده می‌شوند.

ارتوپیروکسن‌ها مرزهای سینوسی دارند و به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار، خردشده و گاه دگرریخت دیده می‌شوند (شکل 3- B). مرزهای نامنظم پیرامون پورفیروکلاست‌های ارتوپیروکسن چه‌بسا پیامد واکنش این کانی با مذابی در گوشتة بالایی و ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن است (Niu, 1997).

بیشتر اسپینل‌ها بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار هستند و به رنگ سرخ تا قهوه‌ای دیده می‌شوند. همچنین، نشانه‌های مگنتیتی‌شدن در مرزهای آنها دیده می‌شوند. بیشتر اسپینل‌ها مرز دندانه‌دار دارند که نشان می‌دهد برجاماندة فرایند ذوب‌بخشی گوشته‌ای هستند.

حضور شکنج در الیوین (شکل 3- C)، ارتوپیروکسن‌های دانه درشت و کلینوپیروکسن نشان‌دهندة دگرریختی پلاستیک گوشته‏‌ای در دمای بالا دانسته‌ می‌شود (Juteau and Maury, 2009). این دگرریختی‌ها هنگامی رخ می‏‌دهند که دمای سنگ‏‌ها بسیار به دمای سولیدوس نزدیک است (Boudier and Nicolas, 1985).

در بیشتر بخش‌ها، در پی گسترش فرایند سرپانتینیتی‌شدن، کانی‌های نخستینِ سازندة هارزبورژیت‌ها (مگر اسپینل) به‌طور کامل با کانی‌های گروه سرپانتین جایگزین شده‌اند و سنگ سرپانتینیت پدید آورده‌اند. برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، کریزوتیل و لیزاردیت از کانی‏‌های سرپانتین در این نمونه‏‌ها هستند. لیزاردیت چندریخت کم‌دما و رایج‌ترین نوع سرپانتین است (Paladri and Reed, 2004). جایگزینی الیوین با لیزاردیت با ساختار ورقه‌ای از شکستگی‌های الیوین آغاز شده و سرانجام بافت شبکه‌ای را پدید آورده است. هنگامی‌که هیچ الیوینی در سنگ به‌جای نمانده باشد، کریزوتیل به‌صورت رشته‌های بسیار نازک در رگه‌ها آغاز به رشد می‌کند (Prichard, 1979). کریزوتیل از نوع سرپانتین‌های رشته‌ای است و در مقاطع به‌صورت الیاف متقاطع خاکستری رنگ دیده می‌شود و بافت مشبک را پدید می‌آورد (شکل 3- D).

لرزولیت: این سنگ‌ها از کانی‌های اصلی الیوین (60- 70 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (10- 30 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن (10- 20 درصدحجمی) ساخته شده‌اند و کانی اسپینل (نزدیک‌به 2 درصدحجمی) نیز کانی فرعی آنها به‌شمار می‌رود. سرپانتین (به‌صورت رگچه و گاهی تاج‌مانند)، ترمولیت و اکسیدهای آهن از کانی‌های ثانوی هستند که در زمینة سنگ دیده می‌شوند. درجه سرپانتینیتی‌شدن این سنگ‌ها نزدیک‌به 10 تا 60 درصد است. در شماری از نمونه‏‌ها، بلورهای الیوین و پیروکسن خاموشی موجی نشان می‌دهند و در بلورهای ارتوپیروکسن کینک‌باند دیده می‌شود. در برخی مقطع‌ها، دانه‌های الیوین به‌صورت پورفیروکلاست‌های دگرریخت‌شده و یا به شکل میانبار‌هایی در بلورهای ارتوپیروکسن دیده می‌شوند (شکل 3- E). این نکته چه‌بسا نشان‌دهندة پیشدستی تبلور الیوین‌ها نسبت به پیروکسن‌های میزبان آنها باشد. پدیدة خلیج‌ِ خوردگی که در پیرامون بلورهای پیروکسن دیده می‌شود، پیامد واکنش مذاب با بلورها رخ است که در پی آن، بخشی از بلور در ماگما هضم و به گفتة دیگر، خورده می‌شود (Kelemen et al., 1992).

دونیت: این سنگ‌ها دربردارندة الیوین و یا سرپانتین با اندکی ارتوپیروکسن و مقدار پراکنده‌ای از کروم‌اسپینل و اکسید آهن (مگنتیت) هستند. دونیت‌ها دارای بافت مشبک هستند. بافت مشبک در نمونه‌های بررسی شده پیامد تجزیه و دگرسانی الیوین به سرپانتین است (Ghaseminejad and Torabi, 2014). بلورهای الیوین شکستگی و شکنج دارند و این ویژگی‌ها نشان‌دهندة دگرریختی دما و فشار بالا و وابستگی این سنگ‌ها به گوشتة بالایی هستند. این سنگ‌ها با درجات متغیری سرپانتینیتی‌شده‌اند. برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، لیزاردیت و کریزوتیل فراوان‌ترین پلی‌مورف سرپانتین در این سنگ‌ها هستند (شکل 3- F). در درجة پایین دگرگونی، لیزاردیت فراوان‌ترینکانی گروه سرپانتین است که جایگزین الیوین و سودومورف‌های پیروکسن می‌شود. با افزایش درجة دگرگونی، لیزاردیت نخست با لیزاردیت+ کریزوتیل و سپس با آنتی‌گوریت+ کریزوتیل و سرانجام با آنتی‌گوریت جایگزین می‌شود (Trommsdorff and Evans, 1980; Page, 1968). در برخی مقطع‌ها نیز کروم‌اسپینل‌ها با فراوانی بسیار کم و به‌صورت آمیبی‌شکل در کنار الیوین‌ها دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 3- A) بافت مشبک در هارزبورژیت‌های سرپانتینیتی‌شده و بجامانده‌های الیوین در میان شبکه‌های سرپانتینی؛ B) کشیدگی بلور ارتوپیروکسن با نوارهای شکنجی، مرز سینوسی و خلیجِ خوردگی در هارزبورژیت؛ C) اثر نوار شکنجی و درازشدگی در بلورهای الیوین با بافت مشبک در هارزبورژیت ها؛ D) سرپانتینیتی‌شدن شدید در هارزبورژیت‌ها و رشد کانی‏‌های لیزاردیت در شکستگی‌های الیوین و رشد کریزوتیل به‌صورت رگه‌ای در زمینة سرپانتینیتی؛ E) بلورهای الیوین به‌صورت میانبار در بلور ارتوپیروکسن در لرزولیت؛ F) رشد رگه‌های آنتی‌گوریت در دونیت‌های سرپانتینیتی‌شده (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Kretz (1983) است. همة تصویرها در نور XPL گرفته شده‌اند؛ اما تصویر D در نور PPL گرفته شده است)


 

 

شیمی کانی

ازآنجایی‌که ترکیب شیمیایی کانی‌ها در شناخت سرشت و شرایط پیدایش پریدوتیت‌های گوشته‌ای کاربرد دارد (Zhou et al., 1997)، برای شناخت ترکیب شیمیایی، سنگ‌زایی، خاستگاه ژئودینامیک و دما- و فشارسنجی تبلور تعادلی مجموعه‌های کانیایی الترامافیک این منطقه، از تجزیة شیمیایی کانی‌های الیوین، پیروکسن، اسپینل و سرپانتین بهره گرفته شد.

الیوین:الیوین از فراوان‏‌ترین کانی‏‌هایِ پریدوتیت‏‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین به‌شمار می‌رود. ترکیب شیمیایی چند نمونه از الیوین‏‌های درون هارزبورژیت‏‌های این مجموعة پریدوتیتی در جدول 1 آورده شده است. در نمودار رده‌بندی الیوین‌ها، نقاط تجزیه‌شدة الیوین در گستره فورستریت جای می‌گیرند (شکل 4- A).

ترکیب میانگین الیوین‏‌های این سنگ‏‌ها برابربا Fo90.4 است. میزان Fo نمونه‌های بررسی‌شده همانند همین مقدار در الیوین‌های پریدوتیت‌های وابسته به پهنه‌های فرافرورانش (Fo ~ 91/0- 94/0) است (Ishii et al., 1992). همچنین، میانگین مقدار Fo در الیوین‌ها بازتابی از بارور‌‌بودن گوشته‌ای است که از آن متبلور شده‌اند و به شرایط ذوب‌بخشی آنها وابسته است (برای نمونه: فشار و درجة ذوب‌بخشی) (Uysal et al., 2012). الیوین‌های بررسی شده از MgO سرشار هستند؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار MgO برابربا 50 تا 15/51 درصدوزنی به‌دست آمده است. بررسی داده‌ها نشان می‌دهد مقدار Fo و NiO الیوین‌ها در همة توالی گوشته‌ای کمابیش یکسان و همانند الیوین‌های پریدوتیت‌های پیش‌کمانی یا forearc (Ishii et al., 1992) و پریدوتیت‌های آبیسال است.

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای کانی الیوین (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیت‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمده برپایة 3 کاتیون و 4 آنیون

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

Sample No.

40.88

40.70

40.52

40.50

40.63

41.32

40.62

40.39

40.53

41.06

SiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

TiO2

0.00

0.04

0.00

0.00

0.02

0.41

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

0.01

0.02

0.00

0.01

0.00

0.03

0.01

0.00

0.00

0.01

Cr2O3

8.29

9.35

9.06

9.40

9.46

6.54

9.36

9.13

9.25

9.24

FeO*

0.16

0.12

0.12

0.15

0.16

0.09

0.15

0.13

0.13

0.14

MnO

51.15

50.09

50.62

50.42

50.19

50.67

50.26

50.31

50.45

50.00

MgO

0.04

0.02

0.02

0.03

0.05

0.04

0.08

0.07

0.09

0.06

CaO

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

0.05

0.04

Na2O

0.02

0. 00

0.00

0.01

0.03

0.00

0.02

0.01

0.01

0.01

K2O

0.26

0.27

0.29

0.25

0.27

0.20

0.27

0.24

0.27

0.27

NiO

100.82

100.63

100.64

100.79

100.81

99.14

100.8

100.33

100.8

100.85

Total

0.99

0.99

1.00

0.99

0.99

1.00

0.99

0.99

0.99

1.00

Si

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

0.17

0.19

0.18

0.19

0.19

0.13

0.19

0.19

0.20

0.19

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

1.85

1.82

1.84

1.83

1.82

1.84

1.82

1.83

1.87

1.81

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Ni

3.01

3.01

3.02

3.01

3.01

3.00

3.01

3.01

3.02

3.01

Total

92

91

91

91

90

93

91

91

91

91

Mg#

91.47

90.39

90.74

90.36

90.24

93.11

90.31

90.56

90.45

90.41

Forsterite

8.32

9.46

9.11

9.45

9.54

6.74

9.43

9.22

9.32

9.37

Fayalite

0.16

0.12

0.12

0.15

0.16

0.09

0.15

0.13

0.13

0.14

Tephroite

Cr#= 100×Cr/(Cr+Al); Mg#= 100×Mg/(Mg+Fe2+)

 

شکل 4- ترکیب کانی‌های سازندة پریدوتیت‌های گوشته‌ای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در نمودارهای رده‌بندی کانی‌ها. A) ترکیب الیوین‏‌ها در نمودار Fe# دربرابر Mg# (Deer et al., 1992)؛ B) گسترة ترکیبی کلینوپیروکسن‌ها در نمودار سه‌تایی Wo-En-Fs (Morimoto et al., 1988)؛ C) جایگاه ارتوپیروکسن‌ها در نمودار سه‌تایی Wo-En-Fs (Morimoto et al., 1988)؛ D) ترکیب سرپانتین‌ها در نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر MgO (Dungan, 1979)

 

 

کلینوپیروکسن: ترکیب کلینوپیروکسن پریدوتیت‌های گوشته‌ای افیولیت نورآباد- هرسین در جدول 2 آورده شده است. فرمول ساختاری کلینوپیروکسن‏‌ها برپایة 4 کاتیون دربرابر 6 اتم اکسیژن به‌دست آمده ‏‌است (جدول 2). در نمودار Wo-En-Fs (شکل 4- C)، کلینوپیروکسن‏‌های درون هارزبورژیت‏‌ها از نوع دیوپسید، با گرایش به اوژیت هستند (شکل 4- B). دامنة ترکیبی آنها به‌ترتیب Fs4.19-5.32En47.65-44.40Wo48.16-50.29 و Fs2.90-5.98En46.55-52.38Wo41.19-47.66 است. مقدار Mg# کلینوپیروکسن‏‌ها برابربا 90 تا 95 درصد است. عدد منیزیم بالا در این کلینوپیروکسن‌ها چه‌بسا به‌ترتیب پیامدِ:

1- درجة بالای ذوب‌بخشی (Hartmann and Wedepohl, 1993):

2- واکنش پریدوتیت‌ها با مذاب‌های دیرگدازی مانند بونینیت‌ها (Bodinier and Godard, 2003):

3- تعادل ساب‌سولیدوس در دمای کم (Parkinson and Pearce, 1998) است.

همچنین، مقدار Mg# در کلینوپیروکسن‌ها به درجة ذوب‌بخشی و تهی‌شدگی گوشته بستگی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که Mg# بالا از ویژگی کلینوپیروکسن‌های پریدوتیت‌های بسیار تهی‌شده است (Uysalet al., 2012) و افزایش میزان Mg# نشان‌دهندة تهی‌شدگی بیشتر سنگ است (Dick and Bullen, 1984). با توجه به ویژگی کلینوپیروکسن‌های بررسی‌شده و بررسی‌های بیشتر در ادامه نوشتار، گمان می‌رود درجة بالای ذوب‌بخشی و واکنش پریدوتیت‌های بررسی‌شده با مذاب‌های دیرگداز (مانند: بونینیت‌ها) چه‌بسا مهم‌ترین علت بالا‌‌بودن عدد منیزیم در کلینوپیروکسن‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین است. همچنین، کلینوپیروکسن‌های بررسی شده مقدار Na2O (0/0- 25/1 درصدوزنی)، K2O (0/0- 06/0 درصدوزنی) و TiO2 (0/0 درصدوزنی) کمی دارند که نشان‌دهندة خاستگاه تهی شده برای هارزبورژیت‌ها است (Najafzadeh and Ahmadipour, 2014). مقدار بسیار کم TiO2 در کلینوپیروکسن‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة رخداد بیش از یک بار ذوب‌بخشی اولیه باشد. به عبارت دیگر، ذوب‌بخشی دوباره در پریدوتیتی که پیشتر یک بار دچار تهی‌شدگی شده است، تهی‌شدگی شدید Ti در هارزبورژیت‌های سرشار از کلینوپیروکسن را به‌دنبال دارد (Pearce and Norry, 1979).

 

 

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای کانی کلینوپیروکسن‌ (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیت‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمده برپایة 4 کاتیون و 6 آنیون (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Aug: اوژیت؛ Mg# = 100×Mg/(Mg+Fe2+))

1- 31

1- 29

1- 28- 1

1- 28

1- 27

1- 26

1- 22

1- 21

1- 20

1- 19

1- 8

Sample No.

53.08

51.57

51.38

52.93

52.84

55.05

54.16

54.18

53.68

53.31

53.50

SiO2

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

0.03

0.02

0.03

0.04

0.00

TiO2

6.09

6.09

5.47

3.58

3.40

1.50

3.27

2.97

3.28

3.66

2.65

Al2O3

1.22

1.27

1.26

0.10

0.97

0.59

1.23

1.05

1.15

1.22

1.06

Cr2O3

2.99

2.87

2.53

2.19

2.73

1.81

2.7

3.92

2.32

2.44

2.84

FeOt

0.03

0.10

0.05

0.06

0.09

0.06

0.07

0.05

0.33

0.06

0.10

MnO

14.15

14.73

16.46

18.17

17.05

18.41

17.57

16.40

16.95

16.53

18.95

MgO

22.30

15.98

23.15

21.65

21.82

23.22

21.66

23.71

23.01

22.72

21.16

CaO

1.25

0.34

0.47

0.03

0.14

0.03

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

Na2O

0.06

0.00

0.02

0.02

0.02

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

K2O

0.05

0.04

0.04

0.04

0.03

0.04

0.24

0.33

0.33

0.40

0.07

NiO

99.86

100.56

100.85

99.71

99.13

100.73

100.94

100.84

100.85

100.402

100.35

Total

1.90

2.02

1.85

1.92

1.94

1.98

1.95

1.87

1.94

1.94

1.93

Si

0.02

0.01

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

0.10

0.00

0.15

0.08

0.06

0.02

0.05

0.12

0.06

0.06

0.07

Al IV

0.16

0.28

0.08

0.08

0.08

0.04

0.09

0.00

0.08

0.10

0.04

Al VI

0.03

0.04

0.04

0.00

0.03

0.02

0.04

0.03

0.03

0.04

0.03

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

T Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M1Fe3+

0.06

0.09

0.07

0.07

0.08

0.05

0.08

0.11

0.07

0.07

0.09

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

Mn

0.76

0.86

0.88

0.98

0.93

0.99

0.94

0.98

0.91

0.90

1.02

Mg

0.86

0.67

0.89

0.84

0.86

0.89

0.84

0.88

0.89

0.89

0.82

Ca

0.09

0.03

0.03

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

Ni

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Total

93

91

93

93

92

95

92

90

93

93

92

Mg#

50.29

41.19

48.16

44.47

45.70

46.17

44.87

44.56

47.28

47.66

42.47

Wo

44.40

52.83

47.65

51.93

49.69

50.93

50.65

46.55

48.46

48.25

52.92

En

5.32

5.98

4.19

3.61

4.61

2.90

4.48

5.90

4.26

4.10

4.61

Fs

Di

Aug

Di

Aug

Aug

Aug

Aug

Aug

Aug

Aug

Aug

Cpx Name

 


 

 

ارتوپیروکسن: داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای ارتوپیروکسن‏‌های پریدوتیت‏‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین (جدول 3) نشان می‏‌دهد همة این ارتوپیروکسن‏‌ها از نوع انستاتیت با ترکیب Fs5.72-8.81En86.4-89.54Wo3.43-5.46 هستند (شکل 4- C). دامنة ترکیبی اکسیدهای TiO2، Cr2O3 و Al2O3 به‌ترتیب برابربا 0/0- 01/0 و 61/0- 89/0 و 5/1- 09/6 درصدوزنی است. مقدار Mg# نیز برابربا 91 تا 92 درصد است و ازاین‌رو، از ارتوپیروکسن‌های با عدد منیزیم بالا به شمار می‏‌آیند.

 

 

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای کانی ارتوپیروکسن‌ (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیت‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمده برپایة 4 کاتیون و 6 آنیون (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Mg# = 100×Mg/(Mg+Fe2+))

1- 25

1- 24- 1

1- 24

1- 23- 1

1- 23

1- 21

1- 20

1- 16

1- 15

1- 7

1- 6

Sample No.

54.81

54.89

57.02

55.49

56.01

56.49

54.35

54.65

54.64

56.01

55.69

SiO2

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

TiO2

2.76

3.19

2.02

2.69

2.02

2.19

2.22

2.62

2.78

2.33

2.10

Al2O3

0.72

0.82

0.68

0.84

0.86

0.88

0.82

0.62

0.61

0.89

0.87

Cr2O3

5.67

5.61

5.50

5.52

5.76

5.19

5.60

3.81

3.97

5.12

5.86

FeOt

0.15

0.10

0.13

0.13

0.14

0.13

0.10

0.08

0.09

0.13

0.13

MnO

34.01

33.54

33.43

33.23

33.29

33.76

32.59

34.06

35.02

33.23

32.95

MgO

2.06

2.55

1.81

2.73

2.43

2.09

2.61

2.67

1.88

3.02

2.54

CaO

0.00

0.01

0.00

0.05

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

Na2O

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

K2O

0.03

0.10

0.08

0.15

0.10

0.09

0.07

0.04

0.04

0.07

0.10

NiO

100.32

100.84

100.69

100.85

100.63

100.85

100.41

98.56

99.23

100.82

100.28

Total

1.88

1.88

1.96

1.90

1.93

1.93

1.91

1.90

1.87

1.92

1.92

Si

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

0.11

0.12

0.04

0.10

0.07

0.07

0.09

0.10

0.11

0.08

0.08

Al IV

0.00

0.01

0.04

0.01

0.01

0.02

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

Al VI

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

T Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M1Fe3+

0.16

0.16

0.16

0.16

0.17

0.15

0.17

0.11

0.11

0.15

0.17

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

0.00

Mn

1.74

1.71

1.71

1.70

1.71

1.72

1.71

1.76

1.79

1.70

1.70

Mg

0.08

0.09

0.89

0.10

0.09

0.08

0.10

0.10

0.07

0.11

0.09

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.10

0.00

0.00

0.00

Ni

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Total

92

91

91

91

91

92

91

91

92

92

91

Mg#

3.82

4.75

3.43

5.12

4.55

3.93

4.98

5.03

3.46

5.66

4.79

Wo

87.75

86.94

88.23

86.62

86.81

88.27

86.53

89.25

89.54

86.66

86.40

En

8.43

8.31

8.34

8.27

8.63

7.81

8.49

5.72

7.00

7.68

8.81

Fs

En

En

En

En

En

En

En

En

En

En

En

Opx Name

 

 

سرپانتین: کانی‌های گروه سرپانتین از سازنده‌های اصلی پریدوتیت‌های سرپانتینیتی‌شده این منطقه هستند. این کانی پلی‌مورف‏‌های گوناگونی دارد. تجزیة نقطه‌ای سرپانتین‌ها، مقدار Al2O3 را برابربا 1/0- 42/10 درصدوزنی و SiO2 را برابربا 75/36- 90/41 درصدوزنی نشان می‌دهد (جدول 4). برپایة نمودار SiO2 دربرابر MgO  که برپایة داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌های گروه سرپانتین رسم شده است (Dungan, 1979)، سرپانتین‌های بررسی‌شده بیشتر در محدودة منطقه هم‌پوشی بستایت جای می‌گیرند (شکل 4- D). به باور Dungan (1979)، بستایت نوعی لیزاردیت به‌شمار می‌رود. غنی‌شدگی از سیلیس در ارتباط با کاهش مقدار آلومینیم دیده‌شده در نمونه‌ها، در هنگام تغییر لیزاردیت به آنتی‌گوریت روی می‌دهد (Lafay et al., 2013).

 

 

جدول 4- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای کانی سرپانتین (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیت‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین

1- 49

1- 47

1- 39

1- 38

1- 33

1- 32

1- 18

1- 17

1- 11

1- 9

Sample No.

38.57

39.86

41.90

41.08

36.75

38.69

40.97

40.64

37.72

40.92

SiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.03

TiO2

0.13

0.01

0.49

0.44

10.42

10.31

1.31

1.26

0.10

0.61

Al2O3

0.02

0.03

0.01

0.00

1.16

1.00

0.02

0.62

0.05

0.00

Cr2O3

6.29

5.91

5.39

5.45

8.26

7.09

5.75

6.88

3.58

3.71

FeOt

0.09

0.09

0.09

0.08

0.27

0.23

0.11

0.11

0.05

0.05

MnO

40.59

40.04

39.25

39.57

30.11

30.72

8.20

3.40

43.43

40.40

MgO

0.05

0.09

0.07

0.07

1.33

1.07

0.18

0.11

0.05

0.05

CaO

0.05

0.01

0.03

0.00

0.12

0.16

0.00

0.00

0.15

0.09

Na2O

0.02

0.03

0.03

0.02

0.17

0.59

0.02

0.01

0.05

0.01

K2O

0.19

0.14

0.21

0.21

0.10

0.08

0.00

0.04

0.10

0.24

NiO

86.00

86.21

87.39

86.92

88.73

89.94

86.62

87.08

85.28

86.11

Total

 

 

کروم‌اسپینل: ترکیب کلی اسپینل‌های درون پریدوتیت‌های نورآباد- هرسین نشان می‌دهد کانی‌های یادشده از نوع کروم‌اسپینل هستند و مقدار عدد کروم (Cr#) و عدد منیزیم (Mg#) در آنها به‌ترتیب برابربا 57 تا 74/79 و 23/61 تا 11/89 درصد است (جدول 5). میزان تغییر مقدار Al2O3 و Cr2O3 نیز به‌ترتیب برابربا 25/10- 85/23 و 045- 17/60 درصدوزنی است. Dick و Bullen (1984) اسپینل‌های سرشار از کروم و فقیر از آلومینیم را ته‌مانده و تفاله فرایندهای ذوب‌بخشی گوشته در شرایط ذوب بالا و یا محصول تبلوربخشی دانسته‌اند. غنی‌شدن کروم‌اسپینل‌ها از Cr و Mg و کم‌‌بودن Fe3+ و Ti در آنها نیز بازتاب سرشت اولیه این کانی‌هاست (Farahat, 2008). اسپینل‌های با عدد کروم کم نشان‌دهندة پریدوتیت‌های کمتر تهی‌شده هستند؛ اما اسپینل‌های با عدد کروم بالا پریدوتیت‌های تهی‌شده‌تر را نشان می‌دهند (Arai, 1994a). به باور Farahat (2008)، هسته‏‌های کروم‏‌اسپینل با مقدار wt.%2/0> TiO2، از ویژگی‌‏‌های سنگ‏‌های افیولیتی است؛ زیرا هنگام ذوب‌بخشی گوشتة بالایی، Ti به‌شدت وارد گدازه می‌شود (Jan and Windley, 1990). ازاین‌رو، در نمودار Cr# دربرابر TiO2 (Bonavia et al., 1993)، کروم‏‌اسپینل‏‌های درون پریدوتیت‏‌های منطقه ماهیت افیولیتی نشان می‌دهند (شکل 5- A). همچنین، بررسی کروم‌اسپینل‌ها در نمودار سه‌تایی Cr-Al-Fe3+ (Proenza et al., 2007) نشان می‌دهد پریدوتیت‌ها از نوع افیولیتی و هستند و سرشت پسماندی دارند (شکل 5- B).


 

 

جدول 5- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‌ای کانی اسپینل (برپایة درصدوزنی) در هارزبورژیت‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایة a.p.f.u.) به‌دست‌آمده برپایة 32 اتم اکسیژن

1- 43

1- 42

1- 41

1- 40

1- 16

1- 15

1- 14

1- 13- 1

1- 13

1- 12- 1

1- 12

1- 3

1- 2

1- 1

Sample No.

0.07

0.03

0.00

0.03

0.00

0.00

0.00

0.05

0.01

0.02

0.00

0.38

1.14

0.23

SiO2

0.05

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.05

0.00

0.03

0.00

0.06

0.16

0.11

TiO2

10.21

15.14

15.76

15.36

23.85

23.34

23.05

11.38

22.85

10.48

23.85

10.25

11.91

11.38

Al2O3

59.55

48.01

48.41

48.19

45.86

45.00

45.38

58.26

45.73

59.09

45.53

60.17

53.42

58.55

Cr2O3

19.93

10.37

10.41

10.06

16.01

16.34

16.61

17.74

16.63

15.87

16.53

17.04

14.55

16.12

FeO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MnO

9.58

18.51

18.73

18.38

14.77

13.88

13.99

11.73

13.88

13.38

14.19

12.47

13.85

11.10

MgO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.02

0.03

0.01

0.00

0.28

0.22

CaO

0.03

0.00

0.02

0.02

0.03

0.03

0.02

0.24

0.00

0.11

0.00

0.10

1.21

1.69

Na2O

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.08

0.01

0.04

0.01

0.00

0.37

1.35

K2O

0.00

0.16

0.20

0.16

0.11

0.09

0.08

0.04

0.11

0.03

0.09

0.04

0.04

0.02

NiO

99.48

92.23

93.53

92.22

100.64

98.69

99.15

99.59

99.24

99.11

100.35

100.51

96.97

98.09

Total

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

Si

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

3.21

4.65

4.77

4.73

6.77

6.78

6.68

3.51

6.62

3.22

6.82

3.14

3.78

3.59

Al

12.57

9.90

9.83

9.94

8.73

8.77

8.81

12.06

8.89

12.17

8.73

12.36

11.38

12.39

Cr

0.20

1.41

1.37

1.31

0.51

0.44

0.51

0.41

0.49

0.59

0.45

0.47

0.76

0.03

Fe3+

4.25

0.88

0.89

0.92

2.73

2.93

2.91

3.48

2.94

2.87

2.90

3.23

2.53

3.63

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

3.81

7.19

7.17

7.15

5.30

5.01

5.12

4.58

5.09

5.19

5.13

4.83

5.56

4.43

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.04

0.00

0.02

0.02

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

24.00

24.03

24.03

24.03

24.00

24.00

24.00

24.00

24.00

24.01

24.00

24.00

24.01

23.99

Total

80.00

68.01

67.32

67.78

56.32

57.00

57.00

77.00

57.30

79.08

56.14

79.74

75.04

77.53

Cr#

48.27

89.11

88.91

88.63

66.03

63.53

63.78

77.44

63.38

64.42

64

75.76

69.72

61.23

Mg#

 

 

شکل 5- A) نمودار Cr# دربرابر درصدوزنی TiO2 (Bonavia et al., 1993) برای کروم‌اسپینل‌های درون پریدوتیت‌های گوشته‌ای نورآباد- هرسین؛ B) ترکیب کروم‌اسپینل‌ها در نمودار سه‌تایی Cr-Al-Fe3+ (Proenza et al., 2007)


 


بحث

1- محیط زمین‌ساختی پریدوتیت‌های نورآباد- هرسین

ازآنجا‌یی‌که پریدوتیت‌ها عموماً سرپانتینیتی‌شده‌اند، بیشتر از ترکیب و شیمی کانی‌ها برای شناخت خاستگاه این سنگ‌ها بهره گرفته می‌شود. ازاین‌رو، برپایة ترکیب شیمیایی کانی‌هایی مانند اسپینل و پیروکسن، سرشت و شرایط پیدایش پریدوتیت‌های گوشته شناخته می‌شود (Zhou et al., 1996; Reynolds et al., 1991). بیشترِ مجموعة الترامافیک نورآباد- هرسین را هارزبورژیت‌هایی دربر گرفته‌اند که در صحرا، نشانه‌های دگرریختی‌های دمای بالا (مانند: جهت‌یافتگی پیروکسن‌ها و اسپینل‌ها) در آنها به‌روشنی دیده می‌شود. این ویژگی نشان‌دهندة وابستگی آنها به گوشتة بالایی و تجربة شرایط دما و فشار بالاست و چه‌بسا رخداد فرایندهای دگرریختی دمای بالای گوشته‌ای را نشان می‌دهد (Juteau and Maury, 2009). پریدوتیت‌های کمپلکس نورآباد- هرسین الیوین‌های سرشار از Mg (Fo90.31-93.11)، اسپینل‌های کروم‌دار (Cr#= 57- 53/77) و ارتوپیروکسن‌های آلومینیم‌دار دارند که همگی از ویژگی‌های شناخته‌شدة پریدوتیت‌های اقیانوسی (آبیسال) به‌شمار می‌روند (Dick and Bullen, 1984).

گمان می‌رود الیوین‌ها فاکتورهای خوبی برای شناخت درجات نسبی تبلوربخشی باشند (Elthon et al., 1992). با آگاهی از ترکیب شیمیایی الیوین، ویژگی‏‌های زمین‏‌ساختی و مباحث مربوط به سنگ‏‌زایی ماگما بررسی می‌شوند (Yazdani et al., 2015). در نمودار تغییرات درصد فورستریت دربرابر درصدوزنی NiO و MnO، بیشتر نمونه‌های الیوین در سنگ‌های الترامافیک بررسی‌شده، افزون‌براینکه در گسترة پریدوتیت‌های آبیسال (اقیانوسی) تا پیش‌کمانی جای می‌گیرند، آرایة گوشته‌ای نیز نشان می‌دهند (شکل‌های 6- A و 6- B). درکل، در پیروکسن‌های درون پریدوتیت‌هایِ پهنه‌های فرافرورانش، مقدار عنصرهای Al، Na و Ti کمتر و میزان Mg# و Cr# بالاتر از پریدوتیت‌های ژرف است. برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی هارزبورژیت‌های افیولیت نورآباد- هرسین، از بررسی ارتباط عنصرهای یادشده با Mg# در پیروکسن‌ها بهره گرفته شده است. شاخص‌های زمین‌شیمیایی پیروکسن، مانند میانگین بالای Mg# و میزان متوسط تا کم TiO2 (Ishikawa et al., 2007)، نشان می‌دهند کلینوپیروکسن‏‌های درون پریدوتیت‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در محدودة ترکیبی پریدوتیت‏‌های بازماندی (تفاله‏‌ای) جای می‏‌گیرند که دچار درجات گوناگونی از ذوب شده‌اند (شکل 6- C).

همچنین، در نمودارهای Mg# دربرابر Al2O3، TiO2وCr2O3، برای شناسایی پهنة پیدایش پریدوتیت‏‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین، پیروکسن‌های همزیست با اسپینل‌ها، ویژگی‌های متفاوت با پریدوتیت‌های آبیسال دارند و در محدودة ترکیبی پیش‌کمانی جانمایی می‌شوند (شکل‌های 6- D، 6- E و 6- F).

برپایة نتایج به‌دست‌آمده از بررسی نمودارها، پهنة پیدایش هارزبورژیت‌های سرپانتینیتی‌شدة افیولیت نورآباد- هرسین با محیط پیش‌کمانی همخوانی دارند. اگرچه پهنه‌های پیش‌کمانی چه‌بسا هم دربردارندة پریدوتیت‌های SSZ و هم پریدوتیت‌های آبیسال هستند، اما در این حالت و چنانچه از نمودار‌های یادشده برداشت می‌شود، همخوانی با پریدوتیت‌های SSZ به‌طور معمول غالب‌تر است (Pearce et al., 2000).

 

 

 

شکل 6- A) نمودار درصد فورستریت دربرابر درصدوزنی NiO کانی الیوین (محدودة پریدوتیت‌های آبیسال و SSZ برگرفته از Sobolev و همکاران (2005) و Ishii و همکاران (1992) است)؛ B) نمودار درصد فورستریت دربرابر درصدوزنی MnO کانی الیوین (ABP: پریدوتیت‌های آبیسال؛ FAP: پریدوتیت‌های پیش‌کمانی؛ محدودة پریدوتیت‌های آبیسال و Forearc برگرفته از Pagé و همکاران (2008) است)؛ C) تغییرات Mg# دربرابر درصدوزنی TiO2 (Ishikawa et al., 2007)؛ D) نمودار تغییرات Mg# دربرابر TiO2 در کلینوپیروکسن‌ها (Ishikawa et al., 2007)؛ E و F) نمودار تغییرات Mg# دربرابر درصدوزنی Al2O3 و Cr2O3 در ارتوپیروکسن‌ها (Ishikawa et al., 2007) (محدودة پریدوتیت‌های آبیسال برگرفته از Johnson و همکاران (1990) و پریدوتیت‌های Forearc از Ishii و همکاران (1992) است)


 

 

برپایة بررسی‏‌های Kamenetsky و همکاران (2001)، کروم‌اسپینل‏‌ها با میزان کم Cr# و Al2O3 بالا و میزان کم TiO2 نشان‌دهندة اسپینل‏‌هایی هستند که از پسماندی با ترکیب MORB متبلور شده‏‌اند؛ اما اسپینل‏‌های با میزان بالای Cr# نشان‌دهندة تبلور از گدازه‏‌های بونینیتی هستند که خود گویای پیدایش در پهنة زمین‏‌ساختی فرورانشی به‌شمار می‌روند. ازاین‌رو، در نمودار Cr2O3 دربرابر Al2O3 (Kepezhinskas et al., 1995)، کروم‏‌اسپینل‏‌های درون پریدوتیت‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین در محدودة آرایة گوشته‌ای جای می‌گیرند و بیشترین همخوانی را با کرومیتیت‌های عمان و پریدوتیت‌های پنجوین (با سرشت افیولیتی، تهی‌شده و پسماندی) نشان می‌دهند (شکل 7- A).

عدد کروم‌اسپینل در پریدوتیت‌ها معیاری خوبی برای بررسی درجة تهی‌شدگی یک خاستگاه گوشته‌ای است. Cr# در پریدوتیت‌های ژرف، شاخص خوبی برای بررسی درجة ذوب‌بخشی اسپینل- پریدوتیت‌های جداشده از گوشته به‌شمار می‌رود. افزایش مقدار Cr# اسپینل در پریدوتیت‌ها نشان‌دهندة افزایش درجة ذوب‌بخشی است (Dick and Bullen, 1984). ازاین‌رو، در نمودار TiO2دربرابر Cr#، نمونه‌ها در گسترة بسیار تهی‌شده جای می‌گیرند (شکل 7- B). مقدارهای کم TiO2 و غنی‌شدگی از Cr در اسپینل‌های بررسی‌شده همانند اسپینل درون هارزبورژیت‌های پیش‌کمانی هستند (Moradpour et al., 2017). پریدوتیت‌های فرافرورانشی معمولاً با اسپینل‌های با مقدارهای کمابیش بالای Cr# (با بازة 38 تا 80) نسبت به پریدوتیت‌های نوع آبیسال شناخته می‌شوند. این نکته نشان‌دهندة اهمیت درجة ذوب‌بخشی بالا در پریدوتیت‌های نوع فرافرورانش دربرابر پریدوتیت‌های نوع آبیسال است (Arai, 1994b). البته همپوشانی چشمگیری میان اسپینل‌های نوع آبیسال و فرافرورانش در گسترة Cr# از 38 تا 58 دیده می‌شود (شکل 7- C) و شمار چشمگیری از اسپینل‌های نمونه‌های نورآباد- هرسین در این محدوده جای می‌گیرند. در اسپینل‌هایِ پریدوتیت‌های بررسی‌شده، Cr# بازة گسترده‌ای از 32/56 تا 74/79 نشان می‌دهد. این بازه، پریدوتیت‌های آبیسال و بخشی از پریدوتیت‌های نوع فرافرورانش را نیز دربر می‌گیرد. به باور Morishita و همکاران (2010)، اسپینل‌های پریدوتیت‌های با عدد کروم متوسط چه‌بسا نشان‌دهندة مجرای ذوبی برای ماگماهای نوع تحولی هستند. ازاین‌رو، بازة گستردة تغییر مقدار کروم‌اسپینل‌ها در پریدوتیت‌های منطقه (شکل 7- C) شاید پیامد تغییر ترکیب مذاب در یک پهنة وابسته به فرورانش باشد. همچنین، مقدار بالای Cr در کروم‌اسپینل‌ها (Cr#>70) ویژگی ماگماهای بونینیتی یا ماگماهای توله‌ایتی با Mg بالاست (شکل 7- D) که در پهنة بالای منطقة فرافرورانش (Suprasubduction) پدید می‌آیند (Arai et al., 2006). در نمودار Cr# دربرابر TiO2 (شکل 7- E) و Cr# دربرابرMg# (شکل 7- F)، نمونه‌های منطقه افزون‌بر داشتن ویژگی پریدوتیت آلپی در محدودة همپوشانی میان پریدوتیت‌های فرافرورانش و بونینیت نیز جای گرفته‌اند.

 

 

شکل 7- ترکیب کروم‌اسپینل‌های درون هارزبورژیت‌های نورآباد- هرسین در: A) نمودار درصدوزنی Cr2O3 دربرابر Al2O3 (Kepezhinskas et al., 1995) برای شناسایی خاستگاه اسپینل‌ها (محدودة کرومیتیت‏‌های عمان برگرفته از Rollinson (2008) و پنجوین از Aswad و همکاران (2011) است)؛ B) نمودار درصدوزنی TiO2 دربرابر Cr# (محدوده‌ها برگرفته از Morgan و همکاران (2008)، Suhr و همکاران (2003) و Kelemen و همکاران (1997) هستند)؛ C) نمودار درصدوزنی Al2O3 دربرابر TiO2 (Kamenetsky et al., 2001)؛ D) نمودار درصدوزنی TiO2 دربرابر Cr# (Pearce et al., 2000)؛ E) نمودار Cr# دربرابردرصدوزنی TiO2 (Dick and Bullen, 1984)؛ F) نمودار Mg# دربرابر Cr# (محدودة بونینیت برگرفته از Arai (1992)، آبیسال پریدوتیت از Dick و Bullen (1984)، پیش‌کمانی از Monnier و همکاران (1995)، پریدوتیت فرافرورانش یا SSZ از Choi و همکاران (2008) است)


 

 

2- بررسی تهی‌شدگی گوشته و درجة ذوب‌بخشی پریدوتیت ها

معمولاً درجة ذوب‌بخشی در پریدوتیت‏‌ها از 5 درصد کمتر و تا نزدیک‌به 30 درصد است (McDonough and Frey, 1989). با افزایش درجة ذوب‌بخشی سنگ‏‌های تهی‌‏‌شده (یا به گفتة دیگر سنگ‏‌های پریدوتیتی مادر در گوشتة بالایی)، مقدار مودال الیوین به آرامی افزایش، مقدار کلینوپیروکسن به سرعت کاهش و مقدار ارتوپیروکسن نیز نخست به آرامی، اما پس از ناپدید‌شدن کلینوپیروکسن به سرعت کاهش می‏‌یابند (Ishii et al., 1992). این تغییرات، بسته به ترکیب اولیه سنگ مادر، در درجة ذوب‌بخشی 15 تا 30 درصد رخ می‏‌دهند (Jaques and Green, 1980). در هنگام رویداد پدیدة ذوب‌بخشی، نه‌تنها نسبت فازهایِ تفاله کم و زیاد می‏‌شود، بلکه ترکیب هر فاز نیز تغییر می‏‌کند. برای نمونه، نسبت Mg/Fe در الیوین و پیروکسن‏‌ها و نیز نسبت Cr/Al در اسپینل‏‌ها افزایش می‏‌یابند؛ اما مقدار Na، Al و Tiپیروکسن‏‌ها کم می‏‌شود (Jaques and Green, 1980). این نکته نشان‌دهندة آنست که عنصرهای ماگمادوست (مانند: Ti، Al، Fe و آلکالی‏‌ها) تمایل دارند به مذاب وارد شوند؛ اما عنصرهای دیرگداز (مانند: Mg و Cr) تمایل دارند در تفاله به‌جای بمانند. ازاین‌رو، ترکیب مودی و نیز شیمی کانی‏‌های پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای چه‌بسا درجة ذوب‌بخشی و یا تهی‏‌شدگی این سنگ‏‌ها را نشان می‌دهند. ویژگی‌های سنگ‌نگاری (مانند: نبود پلاژیوکلاز و گارنت در پریدوتیت‌های گوشته‌ای) نشان‌دهندة اینست که سنگ‌های گوشته‌ای در رخساره اسپینل- لرزولیت متعادل شده‌اند. از‌این‌رو، برپایة ترکیب شیمیایی کروم‏‌اسپینل‏‌های درون پریدوتیت‏‌های بسیار دیرگداز (مانند: دونیت و هارزبورژیت) برآورد اولیه‌ای از میزان ذوب‌بخشی به دست آورده می‌شود (Jaques and Green, 1980). معمولاً چندین متغیر ترکیبی (مانند: Cr# اسپینل و میزان Fo الیوین) برای برآورد درجة تهی‏‌شدگی پریدوتیت‏‌ها هنگام خروج مذاب از آنها به‌کار برده می‏‌شوند (Dick and Bullen, 1984).

برپایة نمودارهای Mg# الیوین دربرابر Cr# اسپینل (Arai, 1994a) و نمودار Mg# دربرابر Cr# اسپینل (Pearce et al., 2000)، سنگ‏‌های بررسی‌شده پریدوتیت‏‌هایی با ترکیب الیوین و اسپینل گوشته‌ای و سرشت فرافرورانش هستند که دچار ذوب‌بخشی نزدیک‌به 25- 40 درصدی شده‏‌اند (شکل‌های 8- A و 8- B). در پوستة اقیانوسی با گسترش بسیار کُند، پریدوتیت‌ها تغییرپذیری بسیار در درجة ذوب‌بخشی نشان می‌دهند (Hellebrand et al., 2001). عموماً تغییرپذیری درجة ذوب‌بخشی با افزایش میزان گسترش کاهش می‌یابد. برپایة مقدار میانگین Ca و Al در MORB، نزدیک‌به 10 درصد ذوب (متناسب با میزان گسترش کُند در یک انتهای طیف) و ذوب نزدیک‌به 22 درصد (متناسب با میزان گسترش تُند در انتهای دیگر طیف)، تغییرات کلی میزان گسترش است (Kamenetsky et al., 2001؛Niu and Batiza, 1991). میزان ذوب به‌دست‌آمده برای پریدوتیت‌های بررسی‌شده نزدیک‌به 30 تا 45 درصد است و گویای میزان گسترش تُند برای منطقه بررسی‌شده است.

 

 

شکل 8- A) نمودار Mg# الیوین‌های همزیست با کروم‌اسپینل‌ها دربرابر Cr# اسپینل‌ها (Arai, 1994a)؛ B) نمودار Mg# دربرابر Cr# اسپینل‌ها در نمونه‏‌های هارزبورژیتی بررسی‌شده (ترکیب پریدوتیت آبیسال (ABP) برگرفته از Prinz و همکاران (1976) و پریدوتیت Forearc برگرفته از Ishii و همکاران (1992) است؛ Bon: بونینیت؛ FAP: پریدوتیت‌های پیش‌کمانی؛ ABP: پریدوتیت‌های آبیسال؛ FMM: گوشتة مورب تهی‌شده؛ OSMA: آرایة گوشته‌ای الیوین- اسپینل)

 

 

3- برآورد دما و فشار

برآورد فشار و دما هنگام تبلور کانی‏‌ها در پریدوتیت‏‌ها با به‌کارگیری داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌ها و کاربرد دماسنجی‌ برپایة ترکیب جفت کانیِ کلینوپیروکسن- ارتوپیروکسن (Wood and Banno, 1973) و الیوین- اسپینل (Fabries, 1979) در نرم‏‌افزار رایانه‏‌ای PTMAFIC (Soto and Soto, 1995) انجام شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 6 آورده شده‏‌اند. فرمول دماسنجی پیشنهادیِ Wood و Banno (1973) به‏‌صورت زیر است:

Tc= (-10202/(LnK)- 7.65XFeOpx+3.88(XFeOpx)2- 4.6))-273.15

K= αMg2Si2O6Cpx/αMg2Si2O6Opx= (XMgM2.XMgM1) Cpx/ (XMgM2.XMgM1) Opx

 

در این معادله، میزان فعالیت Mg2Si2O6 در پیروکسن برپایة رابطة زیر به‌دست می‏‌آید:

αMg2Si2O6=XMgM2. XMgM2

این معادله میانگین دمای تعادل کانی‏‌های ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن همزیست را نزدیک‌به 60 ± 1100 درجة سانتیگراد نشان می‏‌دهد. در روش پیشنهادیِ Fabries (1979) نیز که بر پایة تبادل Fe2+، Fe3+، Mg و Cr استوار است، عامل فشار تأثیری ندارد و دما برپایة معادلة زیر به‌دست می‏‌آید:

 

Tc=((4250×YCrSpl+1343)/(LnKD2+1.825×YCrSpl×0.571) - 273

KD1= (XMgOl×XFe2+Spl) / (XMgSpl×XFe2+Ol)

KD2=LnKD1- 4×YFe3+Spl

 

دماهای به‌دست‌آمده به‌روش‌های دماسنجی یادشده در جدول 6 آورده شده‌اند. نتایج اختلاف دمایی میان دمای تعادل به‌دست‌آمده از دماسنج الیوین- اسپینل و جفت کانی پیروکسن چه‌بسا نشان‌ می‌دهند کانی‏‌های الیوین و اسپینلِ پریدوتیت‏‌ها در دمای کمتری نسبت به پیروکسن‏‌های همزیست خود به تعادل رسیده‏‌اند. برپایة بررسی‌های Arai و Abe (1994) و Kelemen و همکاران (1992)روی عامل مؤثر در پیدایش این اختلاف دمایی و تغییر ترکیب این الیوین‏‌ها، الیوین‏‌های به‌تعادل‌رسیده در دمای کم در کنار پیروکسن‏‌های به‌تعادل‌رسیده در دمای بسیار بالاتر در سنگ‏‌های پریدوتیتی، الیوین‏‌های تغییرترکیب‌یافته اولیه در دمای ساب‏‌سولیدوس نیستند، بلکه الیوین‏‌های نوظهوری (replacive olivines) هستند که هنگام واکنش مذاب صعود‌کننده فقیر از سیلیس با سنگ پریدوتیتی در برگیرنده این کانی‏‌ها در آن پدید آمده‏‌اند.

برای به‌دست‌آوردن فشار حاکم بر پریدوتیت‏‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین از روش پیشنهادیِ Nimis و Taylor (2000) و برپایة مقدار کروم کلینوپیروکسن بهره گرفته شد. این روش تحت‌تأثیر دما و ترکیب کلینوپیروکسن است و فشار را با اختلاف 5/2± کیلوبار و برپایة رابطه زیر به‌دست می‌آورد:

P(Kbar)=-(K)126.9*Ln[aCpxCaCrTs]+15483* ln(CrCpx/T(K)+(K)/71.38+107.8)(Na+K)

aCpxCaCrTs= Cr- 0.81Cr#

 

میانگین فشار به‌دست‌آمده با این روش برای پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای بررسی‌شده نزدیک‌به 5/2± 24 کیلوبار است.

 

 

جدول 6- ارزیابی دما و فشار پریدوتیت‏‌های مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین برپایة ترکیب شیمایی الیوین، کروم‌اسپینل، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن

Pressure (Kbar)

Geothermometers ()

 

Cr content in Clinopyroxene

(Nimis and Taylor, 2000)

Clinopyroxene - Orthopyroxene

(Wood and Banoo, 1973)

Olivine- Spinel

(Fabries, 1979)

Representative Sample

25

1095

916

1- 6 (C- Or)

1- 1(O- S)

28

1150

878

1- 15(C- Or)

1- 3(O- S)

16

1016

872

1- 21(C- Or)

1- 36(O- S)

28

1135

1060

1- 24(C- Or)

1- 50(O- S)

Or: Orthopyroxene; C: Clinopyroxene; O: Olivine; S: Spinel

 

 

الگوی ژئودینامیکی

برای پیشنهاد الگوی ژئودینامیکی در این مقاله بسیاری از الگو‌های پیشنهادی در بررسی‌های پیشین بررسی شدند (Moinvaziri et al., 2014; Whitechurch et al., 2013; Azizi et al., 2011). در بررسی‌های انجام‌شده، آغاز باز‌شدن نئوتتیس را آغاز پرمین دانسته‌اند. اقیانوس نئوتتیس در پرمین تا ژوراسیک آغازین به بیشینه گستردگی خود می‌رسد و در ژوراسیک فرورانش را آغاز می‌کند. در هنگام فرورانش در زمان ژوراسیک و کرتاسه، پهنة ماگمایی سنندج- سیرجان پدید می‌آید (شکل 9- A). همزمان با این رویداد در مرز قاره‌ای صفحة عربی و در شرایط کششی و هورست- گرابنی، مجموعة رادیولاریت- آهک‌های بیستون از ژوراسیک تا کرتاسه نهشته می‌شوند. از 85 تا 110 میلیون سال پیش و همزمان با شکسته‌شدن صفحة فرورونده نئوتتیس، افیولیت‏‌های زاگرس و نیز افیولیت‏‌های هرسین در مرز غیرفعال قارة عربی فرارانده می‌شوند (شکل 9- B).


 


 

شکل 9- الگوی ژئودینامیکی پیشنهادی برای افیولیت‌های کرتاسة نورآباد- هرسین. A) آغاز فرورانش و پیدایش کمان ماگمایی سنندج- سیرجان و رادیولاریت- آهک بیستون اورامان؛ B) فرارانش افیولیت‌های هرسین در لبة صفحة عربی (SSA: کمان ماگمایی سنندج- سیرجان؛ blueschist exhumation: جایگاه برونزد شیست‌های آبی؛ plate – slab coupling modified: جایگاه اتصال صفحة قاره‌ای و لبة اقیانوسی فرورو که جایگیری مجموعة افیولیتی روی مرز قاره‌ای را به‌دنبال دارد)

 

 

برداشت

ویژگی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری، شیمی سنگ کل و شیمی کانی‌ها نشان می‌دهند توالی گوشته‌ای افیولیت نورآباد- هرسین، تحولی چند مرحله‌ای را پشت سر  گذاشته است؛ به‌گونه‌ای‌که در مرحله نخست، در یک پهنة پشتة میان‌اقیانوسی پدید آمده است و سپس به پهنة وابسته به فرورانش منتقل شده و دچار سیال‌های برخاسته از پوستة فرورونده شده است. پریدوتیت‌های پدیدآمده در پهنه‌های SSZ با حضور کروم‌اسپینل‌هایی با عدد کروم Cr# بسیار بالاتر از آنچه در پریدوتیت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی دیده می‌شود، از یکدیگر شناخته می‌شوند. مقدار Cr# اسپینل‌ها در پریدوتیت‌های بررسی‌شده، بازة گسترده‌ای از 17 تا 67 را فرا می‌گیرد که این بازه، پریدوتیت‌های آبیسال و بخشی از پریدوتیت‌های فرافرورانش را دربر می‌گیرد و همپوشانی کاملی با مقدار Cr# اسپینل در پریدوتیت‌های پهنه‌های پیش‌کمانی دارد. از سوی دیگر، در پیروکسن‌های بررسی‌شده مقدار عنصرهای فرعی کم و مقدار Cr# بالاست. مقدار بالای عدد کروم در کلینوپیروکسن‌ها چه‌بسا پیامد فعل و انفعالات با مذاب‌های دیرگداز (مانند: بونینیت‌ها) و یا تعادل ساب‌سالیدوس در دمای کم است. بررسی شیمی کانی ها نشان‌دهندة سنگ‌نگاری متفاوت آنهاست و از پریدوتیت‌های آبیسال تا پریدوتیت‌های مرتبط با پهنه‌های فرافرورانش متغیر است. هارزبورژیت‌ها و دونیت‌های درون پریدوتیت‌هایی که محیط پیدایش آنها وابسته به پهنه‌های بالایی پهنة فرورانش و یا کمان‌های آتشفشانی است، از گدازه‌هایی با نرخ ذوب‌بخشی بیشتر از 20 % و در شرایط ذوب آبدار گوشته اولیه پدید می‌آیند؛ به‌گونه‌ای‌که این درجة ذوب‌بخشی بالا نسبت Cr/Al در اسپینل آنها را افزایش می‌دهد (Tamura and Arai, 2006). مقدار بالای نسبت Cr/Al در اسپینل‌های منطقه نورآباد- هرسین و نرخ ذوب‌بخشی بیشتر از 25 % برای پریدوتیت‌های منطقه، گواه دیگری بر وابستگی زمین‌ساختی این پریدوتیت‌ها به پهنه‌های کمانی به‌شمار می‌آید. ویژگی‌های بافتی (مانند: تیغه‌های جدایشی کلینوپیروکسن در بلورهای ارتوپیروکسن و اسپینل‌های فراگرفته‌شده) و کانی‌شناسیِ هارزبورژیت‌های نورآباد- هرسین نشان‌دهندة رویداد واکنش گدازه- سنگ هستند. این شواهد نشان می‌دهند در پیدایش پریدوتیت‌های منطقه، افزون‌بر واکنش گدازه- سنگ، درجات گوناگون ذوب‌بخشیِ گوشته نیز عاملی تأثیرگذار بوده است. یافته‌های به‌دست‌آمده دربارة پهنة زمین‌ساختی ماگمایی کمانی، به‌همراه جای‌گرفتن نمونه‌های کروم‌اسپینل در محدودة بونینیت و نزدیکی با پریدوتیت‌های پنجوین و عمان (کمان، SSZ) نشان می‌دهند پریدوتیت‌های نورآباد- هرسین از ماگماهای بونینیتی پیش‌کمانی (مانند: توله‌ایت‌های جزیره‌های کمانی) در موقعیت SSZ پدید آمده‌اند. از دیدگاه شیمیایی، بونینیت‌ها به دو گروه وابسته به پیش‌کمان و وابسته به پشت‌کمان رده‌بندی می‌شوند؛ اما این‌گونه گدازه‌ها در محیط‌های پیش‌کمانی فراوانی بیشتری نسبت به پهنة پشت‌کمانی دارند. شیمی کانی اسپینل در پریدوتیت‌ها نشان‌دهندة اینست که بونینیت‌های وابسته به پیش‌کمان مسؤل پیدایش کانی کرومیت با Cr# و Mg# بالا و مقدار کم Ti و Al در افیولیت نورآباد- هرسین بوده‌اند. برپایه‌یافته‌ها و نشانه‌‌های گوناگون در مقیاس‌های متفاوت، مانند گستردگی هارزبورژیت‌ها و وجود بافت‌ها و ساخت‌های پدیدآمده در پی دگرریختی دما بالای مربوط به محیط گوشته‌ای (مانند کشیدگی و خمیدگی در بلورها، تبلور دوباره، خاموشی موجی و کینک باند)، داده‌های مربوط به شیمی کانی (که پریدوتیت‌های بجاماندة مربوط به محیط‌های اقیانوسی را نشان می‌دهند) و برپایة جایگاه ژئودینامیکی منطقه کرمانشاه و گرایش زمین‌شیمیاییِ این کانی‌ها به پهنه‌های پیش‌کمانی، گمان می‌رود پریدوتیت‌های نورآباد- هرسین از درجة بالای ذوب‌بخشی یک گوشتة تهی‌شده و زیر اقیانوسی در یک پهنة فرافرورانش- پیش‌کمانی پدید آمده‌اند و ویژگی‌هایی همانند پریدوتیت‌های پدیدآمده از تفالة گوشته‌ای دارند. مقدار بالای Cr# و مقدار بسیار کم TiO2 در کانی اسپینل نیز نشان‌دهندة پهنة بالای منطقة فرورانش هستند و ارتباط زایشی نزدیکی را با محیط کمان و ماگماهای با ترکیب بونینیتی و در شرایط فوگاسیته اکسیژن کم نشان می‌دهند. دماسنجی این سنگ‌ها نیز نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای اسپینل- پریدوتیت برای آنهاست. کاربرد دمافشارسنجِ جفت کانی ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن، میانگین دمای تعادل دوبارة 1100 ± 60 درجة سانتیگراد در فشار 2 ± 24 کیلوبار را نشان می‌دهد.

Abdi, A., Mahmudy Gharaie, M. H. and Bádenas, B. (2014) Internal wave deposits in Jurassic Kermanshah pelagic carbonates and radiolarites (Kermanshah area, West Iran). Sedimentary Geology 314: 47-59.

Agard, P., Omrani, L., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau) 94: 401-419.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine 148: 692-725.

Ahmed, A. H., Arai, S., Abdel-Aziz, Y. M. and Rahimi, A. (2005) Spinel composition as a petrogenetic indicator of the mantle section in the Neoproterozoic Bou Azzer ophiolite, Anti-Atlas, Morocco. Precambrian Research 138(3-4): 225-234.

Allahyari, K., Saccani, E., Pourmoafi, M., Beccaluva, L. and Masoudi, F. (2010) petrology of mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophiolitic complex (Zagros belt, Iran): implications for the geodynamic evolution of the Neo-Tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti 35: 71-90.

Allahyari, K., Saccani, E., Rahimzadeh, B. and Zeda, O. (2014) Mineral chemistry and petrology of highly magnesian ultramafic cumulates from the Sarve-Abad (Sawlava) ophiolites (Kurdistan, NW Iran): new evidence for boninitic magmatism in intra-oceanic fore-arc setting in the Neo-Tethys between Arabia and Iran. Journal of Asian Earth Sciences 79: 312-328.

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

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

Arai, S. (1994b) Compositional variation of olivine chromian spinel in Mg-rich magmas as a guide to their residual spinel peridotites. Journal of Volcanology and Geothermal Research 59(4): 279-293.

Arai, S. and Abe, N. (1994) Possible presence of Podiform chromitite in the arc mantle: chromitite xenolithes from the Takashima alkali basalt, southwest Japan arc. Mineralium Deposita 29: 434-438.

Arai, S., Kadoshima, K. and Morishita, T. (2006) Widespread arc-related melting in the mantle section of the northern Oman ophiolite as inferred from detrital chromian spinels. Journal of the Geological Society of London 163: 869-879.

Aswad, K. J., Aziz, N. R. and Koyi, H. A. (2011) Cr-spinel compositions in serpentinites and their implications for the petrotectonic history of the Zagros Suture Zone, Kurdistan Region, Iraq. Geological Magazine 148(5-6): 802-818.

Azizi, H., Tanaka, T., Asahara, Y., Chung, S. L. and Zarrinkoub, M. H. (2011) Discrimination of the age and tectonic setting for magmatic rocks along the Zagros thrust zone, northwest Iran, using the zircon U-Pb age and Sr-Nd isotopes. Journal of Geodynamics 52: 304-320.

Bodinier, J. L. and Godard, M. R. (2003) Orogenic, ophiolitic, and abyssal peridotites. In: Treasure on Geochemistry: The Mantle and Core (Ed., Carlson, W.) 103-170. Elsevier Ltd.

Bonavia, F. F., Diella, V. and Ferrario, A. (1993) Precambrian podiform chromitites from Kenticha Hill, southern Ethiopia. Economic Geology 88: 198-202.

Boudier, F. and Nicolas, A. (1985) Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic environments. Earth and Planetary Science Letters76: 84-92.

Caran, S., Coban, H., Flower, M. F. J., Ottley, C. J. and Yilmaz, K. (2010) Podiform chromitites and mantle peridotites of the Antalya ophiolite, Isparta Angle (SW Turkey): Implications for partial melting and melt-rock interaction in oceanic and subduction-related settings. Lithos 114(3-4): 307-326.

Choi, S. H., Shervais, J. W. and Mukasa, S. B. (2008) Supra-subduction and abyssal mantle peridotites of the Coast Range ophiolite, California. Contribution to Mineralogy and Petrology 156: 551-576.

Dare, S. A. S., Pearce, J. A., McDonald, I. and Styles, M. T. (2009) Tectonic discrimination of peridotites using fO2-Cr# and Ga-Ti-FeIII systematics in chrome-spinel. Chemical Geology 261(2): 199-216.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the rock forming minerals. 2end ed., Longman, London, UK.

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

Dilek, Y. and Furnes, H. (2009) Structure and geochemistry of Tethyan ophiolites and their petrogenesis in subduction rollback systems. Lithos 113: 1-20.

Dungan, M. A. (1979) A microprobe study of antigorite and some serpentine pseudomorphs. The Canadian Mineralogist 17: 771-784.

Elthon, D., Casey, J. F. and Komor, S. (1982) Mineral chemistry of ultramafic cumulates from the North Arm Mountain massif of the Bay of Islands ophiolite: evidence for high-pressure crystal fractionation of oceanic basalts. Journal of Geophysical Research 87: 8717- 8734.

Fabries, J. (1979) Spinel-olivine geothermometry in peridotites from ultramafic complexes. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 329-336.

Farahat, E. S. (2008) Chrome-spinels in serpentinites and talc carbonates of the El Ideid-El Sodmein District, central Eastern Desert, Egypt: their metamorphism and petrogenetic implications. Chemie der Erde 68: 193-205.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26: 683-693.

Ghaseminejad, F. and Torabi, G. (2014) Petrography and mineral chemistry of wehrlites in contact zone of gabbro intrusions and mantle peridotites of the Naein ophiolite. Economic Geology 6(2): 291-304.

Hartmann, G. and Wedepohl, K. H. (1993) The composition of peridotite tectonites from the Ivrea complex, northern Italy: residues from melt extraction. Geochimica et Coamochimica Acta 57(8): 1761-1782.

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

Ishikawa, A., Kaneko, Y., Kadarusman, A. and Ota, T. (2007) Multiple generations of forearc mafic-ultramafic rocks in the Timor-Tanimbar ophiolite, eastern Indonesia. Gondwana Research 11: 200-207.

Ishii, T., Robinson, P. T., Maekawa, H. and Fiske, R. (1992) Petrological Studies of Peridotites from Diapiric Serpentinite Seamounts in the Izu-Mariana Fore-arc, Leg 125. In Proceedings of the Ocean Drilling Program. Scientific Results 125: 445-485.

Jan, M. Q. and Windley, B. F. (1990) Chromian spinel-silicate chemistry in ultramafic rocks of the Jijal Complex, northwest Pakistan. Journal of Petrology 31: 67-71.

Jaques, A. L. and Green, D. H. (1980) Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts. Contribution to Mineralogy and Petrology 73: 287-310.

Johnson, K. T. M., Dick, H. J. B., Shimizu, N. (1990) Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites. Journal of Geophysical Research 95: 2661-2678.

Juteau, T. and Maury, R. (2009) La crout Océanique, Pétrologie et Dynamique Engogene. Société Géologique de France Vuibert. Paris, Cedex 13.

Kamenetsky, V. S., Crawford, A. J. and Meffre, S. (2001) Factors controlling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks. Journal of Petrology 42: 655-671.

Kelemen, P. B., Dick, H. J. B. and Quick, J. E. (1992) Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle. Nature 358: 635-641.

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 of the Royal Society of London 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.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American mineralogist 68: 277-279.

Lafay, R., Deschamps, F., Schwartz, S., Guillot, S., Godard, M., Debret, B. and Nicollet, C. (2013) High-pressure serpentinites, a trap-and-release system controlled by metamorphic conditions: Example from the Piedmont Zone of the western Alps. Chemical Geology 343: 38-54.

McDonough, W. F. and Frey, F. A. (1989). REE in upper mantle rocks. In: Geochemistry and mineralogy of rare Earth elements. (Eds. Lipin, B. and McKay, G. R.) 99-145. Mineralogical Society of America, Chelsea, Michigan, US.

Moinvaziri, H., Akbarpour, A. and Azizi, H. (2014) Mesozoic magmatism in the northwestern Sanandaj-Sirjan Zone as an evidence for active continental margin. Arabian Journal of Geosciences 8(5): 1-12.

Monnier, C., Girardeau, J., Maury, R. and Cotten, J. (1995) Back-arc basin origin for the East Sulawesi ophiolite (eastern Indonesia). Geology 23: 851-854.

Moradpour, A., Zarei Sahamieh, R., Ahmadi Khalaji, A. and Sarikhani, R. (2017) Textural records and geochemistry of the Kermanshah mantle peridotites (Iran): implications for the tectonic evolution of southern Neo-Tethys. Journal of Geosciences 62 (3): 165 -186.

Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology 39(1): 55-76.

Morgan, Z., Liang, Y. and Kelemen, P. (2008) Significance of the concentration gradients associated with dunite bodies in the Josephine and Trinity ophiolites. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 9: Q07025.

Morishita, T., Dilek, Y., Shallo, M., Tamura, A. and Arai, S. (2010) Insight into the uppermost mantle section of a maturing arc: The Eastern Mirdita ophiolite, Albania. Lithos 124: 215-226.

Najafzadeh, A. R. and Ahmadipour, H. (2014) Using platinum-group elements and Au geochemistry to constrain the genesis of Podiform chromitites and associated peridotites from the Soghan mafic-ultramafic complex, Kerman, Southeastern Iran. Ore Geology Reviews 60: 60-75.

Nimis, P. and Taylor, W. R. (2000) Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-Cpx thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 139: 541-554.

Niu, Y. and Batiza, R. (1991) An empirical method for calculating melt compositions produced beneath mid-ocean ridges: application for axis and off-axis (seamounts) melting. Journal of Geophysical Research 96: 21753-21777.

Niu, Y. (1997) Mantle melting and melt extraction processes beneath ocean ridges: evidence from abyssal peridotites. Journal of petrology 38: 1047-1074.

Nouri, F., Asahara, Y., Azizi, H. and Tsuboi, M. (2019) Petrogenesis of the Harsin-Sahneh serpentinized peridotites along the Zagros suture zone, western Iran: new evidence for mantle metasomatism due to oceanic slab flux. Geological Magazine 156 (5): 772-800.

Pagé, P., Bédard, J. H., Schroetter, J. M. and Tremblay, A. (2008) Mantle petrology and mineralogy of the Thetford Mines ophiolite complex. Lithos 100: 255-292.

Page, N. J. (1968) Chemical differences among serpentine polymorphs. American Mineralogist 53: 201-2015.

Paladri, J. L. and Reed, M. (2004) Geochemical models of metasomatism in ultramafic system., serpent ionization, Radingit ization, and floor carbonate chimney precipitation. Geochimica et Cosmochimica Acta 68: 1115-1133.

Parkinson, I. J. and Pearce, J. A. (1988) Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana forarc (ODP Leg 125): evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a suprasubduction zone setting. Journal of Petrology 39: 1577-1618.

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.

Pearce, J. A., Barker, P. F., Edwards, S. J., Parkinson, I. J. and Leat, P. T. ( 2000) Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic. Contributions to Mineralogy and Petrology 139: 36-53.

Prichard, H. M. (1979) A petrographic study of the process of serpentinization in ophiolites and the ocean Crust. Contributions to Mineralogy and Petrology, 68: 231-241.

Prinz, M., Keil, K., Green, J. A., Reid, A. M., Bonatti, E. and Honnorez, J. (1976) Ultramafic and mafic dredge samples from the equatorial Mid-Atlantic Ridge and fractures zones. Journal of Geophysical Research 81: 4087-4103.

Proenza, J. A., Zaccarini, F., Lewis, J. F., Longo, F. and Garuti, G. (2007) Chromian spinel composition and the platinum-group minerals of the PGE-rich Loma Peguera chromitites, Loma Caribe peridotite, Dominican Republic. The Canadian Mineralogist 45: 631-648.

Rahimzadeh, B., Masoudi, F., Moinvaziri, H. and Allahyari, K. (2013) Petrography, petrogenesis and geodynamic of Sawlava ophiolitic complex, NW of Iran. Iranian Journal of Petrology 4: 93-114 (in Persian).

Rajabzadeh, M. A., Nazari Dehkordi, T. and Caran, S. (2013) Mineralogy, geochemistry and geotectonic significance of mantle peridotites with high-Cr chromitites in the Neyriz Ophiolite from the outer Zagros ophiolite belts, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 78: 1-15.

Reynolds, R. L., Neil S. F. and Mark, R. H. (1991) Sources of aeromagnetic anomalies over Cement oil field (Oklahoma), Simpson Oil Field (Alaska), and the Wyoming-Idaho-Utah thrust belt. Geophysics 56(5): 606-617.

Rollinson, H. (2008) The geochemistry of mantle chromitites from the northern part of the Oman ophiolite: inferred parental melt compositions. Contribution to Mineralogy and Petrology 156: 273-288.

Saccani, E., Allahyari, K., Beccaluva, L. and Bianchini, G. (2013) Geochemistry and petrology of the Kermanshah ophiolites (Iran): Implication for the interaction between passive rifting, oceanic accretion, and OIB-type components in the Southern Neo-Tethys Ocean. Gondwana Research 24(1): 392-411.

Shafaii Moghadam, H., Stern, R. J., Chiaradia, M. and Rahgoshay, M. (2013) Geochemistry and tectonic evolution of the Late Cretaceous Gogher-Baft ophiolite, central Iran. Lithos 168-169: 33-47.

Shafaii Moghadam, H. and Stern, R. J. (2011) Geodynamic evolution of Upper Cretaceous Zagros ophiolites: formation of oceanic lithosphere above a nascent subduction zone. Geological Magazine 148: 762-801.

Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian Volcanic Belt. Journal of Asian Earth Sciences 30: 652-665.

Shahidi, M. and Nazari, H. (1997) Geological Map of Harsin, 1: 100 000 Scale. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Sobolev, A. V., Hofmann, A. W. and Sobolev, S. V. and Nikogosian, I. K. (2005) An olivine-free mantle source of Hawaiian shield basalts. Nature 434: 590-597.

Soto, J. I. and Soto, V. M. (1995) PTMAFIC: software package for thermometry, barometry and activity calculations in mafic rocks using IBM-compatible computer. Computers and Geosciences 21: 619-652.

Stöcklin, J. (1968) Structural History and Tectonics of Iran: A Review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52: 1229-1258.

Suhr, G., Hellebrand, E., Snow, J. E., Sec, H. A. and Hofmann, A. W. (2003) Significance of large, refractory dunite bodies in the upper mantle of the Bay of Islands Ophiolite. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 4(3): 1-34.

Tahmasbi, Z., Kiani, M. and Ahmadi Khalaji, A. A. (2016) Petrology and geochemistry of diabasic dikes and andesitic-basaltic lavas in Noorabad-Harsin ophiolite, SE of Kermanshah, Iran. Journal of Earth Science 27: 935-944.

Tamura, A. and Arai, S. (2006) Harzburgite-dunite-orthopyroxenite suite as a record of supra-subduction zone setting for the Oman ophiolite mantle. Lithos 90: 43-56.

Torkian, A., Daraeezadeh, Z. and Aliani, F. (2012) Application of geochemical data for determining tectonic setting of diabasic dykes in the Kermanshah ophiolite; Sahneh-Harsin area. Irainan Journal of Crystallography and Mineralogy 21(2): 331-342 (in Persian).

Trommsdorff, V. and Evans, B. W. (1980) Titanian hydroxyl - clinohumite: formation and breakdown in antigorite rocks (Malenco, Italy). Contributions to Mineralogy and Petrology 72: 229-242.

Ulrich, M., Picard, C., Guillot, S., Chauvel, C., Cluzel, D. and Meffre, S. (2010) Multiple melting stages and refertilization as indicators for ridge to subduction formation: The New Caledonia ophiolite. Lithos 115: 223-236.

Uysal, I., Ersoy, E. Y., Karsli, O., Dilek, Y., Sadiklar, M. B., Ottley, C. J., Tiepolo, M. and Meisel, T. (2012) Coexistence of abyssal and ultra-depleted SSZ type mantle peridotites in a Neo- Tethyan ophiolite in SW Turkey: constraints from mineral composition, whole-rock geochemistry (major-trace-REE-PGE), and Re-Os isotope systematics. Lithos 132-133:50-69.

Whitechurch, H., Omrani, J., Agard, P., Humbert, F., Montigny, R. and Jolivet, L. (2013) Evidence for Paleocene-Eocene evolution of the foot of the Eurasian margin (Kermanshah ophiolite, SW Iran) from back-arc to arc: implications for regional geodynamics and obduction. Lithos 182-183:11-32.

Wood, B. J. and Banno, S. (1973) Garnet orthopyroxene and orthopyroxene clinopyroxene relationships in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 42: 109-124.

Xu, Z., Han, B. F., Ren, R., Zhou, Y. Z., Zhang, L., Chen, J. F., Su, L., Li, X. H. and Liu, D. Y. (2012) Ultramafic-mafic mélange, island arc and post-collisional intrusions in the Mayile Mountain, West Junggar, China: Implications for Paleozoic intra-oceanic subduction-accretion process. Lithos 132-133: 141-161.

Yazdani, M., Jahangiri, A. and Moazen, M. (2015) Investigations on olivine and spinel mineral chemistry and tectonic setting of peridotites from north west Piranshahr ophiolite, NW Iran.Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22: 557-570 (in Persian).

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.

Zhou, M. F., Robinson, P. T., Malpas, J. and Li, Z. (1996) Podiform chromitites in the Luobusa ophiolite (Southern Tibet): implications for melt-rock interaction and chromite segregation in the upper mantle. Journal of Petrology 37: 3-21.