Mineral chemistry and thermobarometry of peridotites in Dalampar ophiolite (Northeast Oshnavieh): implication to petrogenetic evolution and tectonomagmatic setting

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Mineral Resource and Groundwater, Faculty of Earth Sciences, Tehran, Iran,

2 Professor, Department of Mineral Resource and Groundwater, Faculty of Earth Sciences, Tehran, Iran,

3 Assistant Professor, Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences, Zanjan, Iran,

4 Assistant Professor, Department of Mineral Resource and Groundwater, Faculty of Earth Sciences, Tehran, Iran,

10.22108/ijp.2024.140774.1322

Abstract

Ophiolites are slices of oceanic lithosphere obducted onto a continental margin and can be classified as mid-oceanic ridge (MOR) or suprasubduction zone (SSZ) types based on the tectonic setting in which they originally formed (Pearce et al., 2000; Shervais, 2001). The Zagros Orogen extends from eastern Turkey through northern Iraq and northwest of Iran to the Hormuz Strait and Oman (Alavi 1994; McQuarrie, 2003; Homke et al., 2004; Agard et al., 2005; Shafaii Moghadam et al., 2018). The geodynamic evolution of the Zagros Belt is mainly related to the opening and closure of the Neo-Tethys oceanic basin. Ophiolites, as Neotethys oceanic lithosphere remnants, are emplaced along the Zagros Orogen. These ophiolites are emplaced along two main belts (Saccani et al., 2013; Shafaii Moghadam et al., 2018). The Neo-Tethys suture zone coincides with the Main Zagros thrust fault (Agard et al., 2005) and ophiolites are exposed scattered along this zone. 
Regional Geology
The Dalampar ophiolite, located between the Piranshahr and Salmas ophiolites. The Dalampar ophiolites consist mainly of strongly sheared serpentinized ultramafic rocks including harzburgite, dunite overlaid by gabbro and basalt units. The emplacement mechanism of the Dalampar ophiolite massifs into the Iranian microcontinent and structural evolution is completely unknown. There has been not performed a systematic investigation of these ophiolites and geodynamic and relation with other ophiolites are not well Studied.
Thus, the main purpose of the present paper is to investigate the petrogenetic processes, tectono-magmatic environment, using mineral chemistry and textural evidences of Dalampar ophiolite which are fundamental for understanding the tectonic evolution of the Neo-Tethyan Ocean.
Material and Methods
During the fieldwork, a number of suitable peridotites samples with least alteration effects were selected. Folloing the petrographic studies, a thin polished section was prepared from several harzburgites for microprobe analysis using JEOL JXA-8600 M model,15 kv accelerator voltage and 2-ray current 10-8 Amp, placed at the Department of Earth Sciences and Environment of Yamagata University, Japan.
Result and Discussion
Harzburgites are the most basic and widespread ultramafic units in Dalampar ophiolite complex. They show evidences including the presence of exsolution of clinopyroxene in orthopyroxene, the orientation and elongation of the crystals indicating these rocks were formed in the upper mantle conditions and reached equilibrium in the crustal environment. Exsolutions of clinopyroxene lamellae from orthopyroxene are one of the textures observed in the rocks under study and is widespread in both abyssal and SSZ peridotites (Tamura and Arai, 2006). The Cr# of spinel in abyssal peridotites is a good indicator of the degree of partial melting for the mantle-derived spinel peridotite. Low Cr# spinels represent less depleted peridotites, whereas the high Cr# spinels highlight more depleted peridotites (Dick and Bullen, 1984; Arai, 1994). in the Mid-oceanic ridges, the degrees of partial melting and depletion are generally low. In contrast, the supra-subduction zone peridotites have a high degree of partial melting and depletion (Niu and Hekinian, 1997). The content of Cr# in presented Cr-spinels are high (78-83%), and associated with boninitic melts formed by high degrees of partial melting or much more extensive melt-rock reaction (Arai, 1994). As the the Cr# of spinel versus the Fo content of olivine diagram shows the harzburgites fall in SSZ domain. Furthermore, all rock types fall into olivine-spinel mantle array (OSMA). This is regarded as the evidence for their residual origin, i.e. they form a trend which was likely caused by partial melting. Experimental studies confirm that the Al2O3 and TiO2 contents, as well as FeO/MgO ratios in chromian spinel are directly related to those of the parental melt (Rollinson, 2008). According to Maurel and Maurel (1982), The Al2O3 contents of the parental melt range from 10 to 11 wt. % for the studied Harzburgites. Such values are consistent with boninitic melts, which typically contain 10–14 wt.%, respectively (Dilek and Thy, 2009). In the Cr# versus TiO2 diagram, the Dalampar peridotites classify as depleted peridotites. In consequence, chemistry of the chromian spinels in the Dalampar peridotites are compatible with a genesis in a suprasubduction zone from boninitic or primitive arc magmas. However, forearc regions may contain both SSZ and abyssal peridotites, although the former are typically dominant (Pearce et al., 2000). Olivine-spinel and orthopyroxene-clinopyroxene thermobarometry in the harzburgites shows equilibrium temperatures of 1000-1100 ºC at a pressure of 28 kbar and suggests that they have been equilibrated in spinel peridotite field.
Conclusion
The Dalampar Ophiolitic Complex as a part of the Tethyan ophiolites is exposed in the northwestern part of the Iranian-Azerbaijan province, extending to the Anatolian ophiolites in southeastern Turkey. The petrography, geochemistry and microstructural studies of the residual mantle sequence in Dalampar Ophiolitic Complex provide important information regarding the degree of partial melting and deformation in the oceanic mantle lithosphere. Mineral chemistry clearly indicate that Dalampar ultramafic rocks record an episode of boninitic magmatism occurred within the southern Neo-Tethys Ocean in the Late Cretaceous. Boninitic melts in Dalampar Ophiolites were formed by partial melting of depleted peridotite, a residue after MORB-type melt extraction. Mineral chemical data indicate that SSZ peridotites are the residues from ∼30–40% of mantle melting. Nonetheless, the very low (< 0.25 wt. %) TiO2 calculated for the parental melt in equilibrium with chromian spinel are only consistent with boninitic-type parental melts. Based on geothermobarometry calibration the temperature and pressure of crystallization of harzburgite rocks were 1000 to 1200 ° C and 24 Kbar, corresponding to the SSZ tectonic environment.

Keywords

Main Subjects


بخش‏‌هایی از سنگ‏‌کرة اقیانوسی باستانی که در کمربندهای کوهزایی حفظ‏‌ شده‏‌اند، مجموعه‏‌های افیولیتی را می‏‌سازند که آرشیوهای سه‏‌بعدی را برای بررسی محصولات فرایندهای زمین‏‌شیمیایی، ماگمایی، متاسوماتیک و زمین‏‌ساختی در مراکز گسترش کف دریا و محیط‏‌های پهنة فرورانش در گذشته زمین را فراهم می‏‌کنند (Dilek, 2006; Furnes et al., 2015; Dilek and Yang, 2018). بررسی‏‌های زمین‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی بیشتر روی افیولیت‏‌ها تنوع گسترده‏‌ای را با توجه به ساختار سنگ‏‌شناسی و ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی آنها نشان داده است (Dilek and Furnes, 2014; Hebert et al., 2012; Pearce, 2014; Saccani et al., 2015). افیولیت‏‌ها بر پایة جایگاه زمین‏‌ساختی به چندین زیرگروه با توالی‏‌های سنگ‏‌شناسی جداگانه و الگوهای زمین‏‌شیمیایی گوناگوه دسته‏‌بندی شده‏‌اند (Furnes and Dilek, 2017):

- افیولیت‏‌های مرتبط با فرورانش که دربردارندة افیولیت‏‌های گوناگونِ بالای پهنة فرورانش (پشت‏‌کمان تا پیش‏‌کمان، پیش‏‌کمان، پشت‏‌کمان اقیانوسی و قاره‏‏‌‏‌ای) و کمان آتشفشانی هستند. تحول این‏‌گونه افیولیت‏‌ها پیامد آب‏‌زدایی تختة فرورو و به‏‌دنبال آن، دگرنهادکردن گوة ‏‌گوشته‏‏‌‏‌ای ‏‏‏‌ و ذوب رسوب‏‌های روی آنست؛

- افیولیت‏‌های نامرتبط با فرورانش که دربردارندة افیولیت‏‌های مرز قاره‏‏‌‏‌ای (آغاز کافت‏‌ قاره‏‏‌‏‌ای)، پشتة میان‏‌اقیانوسی (مجاور تنوره، دور از تنوره و دور از گودال) و نوع تنوره (تنوره نزدیک به پشته و فلات اقیانوسی) هستند و ترکیبی همانند مورب نشان می‏‌دهند. بررسی افیولیت‏‌ها و خاستگاه آنها، به‏‌عنوان قطعات بجامانده از سنگ‏‌کُرة اقیانوسی که شاخص بسته‏‌شدن اقیانوس و محل حوضه‏‌های اقیانوسی ناپدید شده هستند، اهمیت بالایی در بررسی و تفسیر تاریخ زمین و رویدادهای آن، به‏‌ویژه بررسی زمین‏‌ساخت صفحه‏‌ای و ژئودینامیک زمین دارد و از دیرباز پژوهشگران بسیاری به آن پرداخته‏‌اند (Dilek and Robinson, 2003; Dilek and Furnes, 2011). ترکیب شیمیایی و کانی‏‌شناسی توده‏‌های فرامافیک-مافیک بازتابی از ترکیب گوشته، چگونگی و درصد ذوب‏‌بخشی گوشته، ترکیب مذاب برآمده از ذوب گوشته، چگونگی برهمکنش ترکیب‏‌های پوسته و گوشته، تغییرات گوشته و ماگماهای برخاسته از آن (فرایندهای آشیانه ماگمایی از جمله جدایش و آلایش) باشد (Wang et al., 2021).

افیولیت‏‌های درون سیستم کوهزایی آلپ-هیمالیا در خود اطلاعات ارزشمندی دربارة پیدایش، تکامل و بسته‏‌شدن نهایی اقیانوس نئوتتیس در میان قاره‏‌های اوراسیا و گندوانا دارند (Stampfli and Borel, 2002; Dilek and Flower, 2003; Agard et al., 2011). کوهزاد زاگرس که می‏‌تواند بخشی از کمربند کوهزایی آلپ - هیمالیا دانسته شود، نتیجه تاریخ هم‏‌گرایی درازمدت میان اوراسیا و یک قطعه قاره‏‌ای جداشده از گندواناست (Agard et al., 2011). دیدگاهای متفاوتی درباره چگونگی این تکامل در زاگرس به‏‌ویژه زمان بسته‏‌شدن و برخورد پایانی آن پیشنهاد شده است. این بررسی‏‌ها رخداد آن را در طول ائوسن - الیگوسن (Allen and Armstrong, 2008)، الیگوسن (Pirouz et al., 2017)، میوسن بالایی (McQuarrie et al., 2003; Homke et al., 2004; Molinaro et al., 2005) و میوسن بالایی-پلیوسن زیرین (Zhang et al., 2017) دانسته‏‌اند. افیولیت‏‌های زاگرس از شمال‏‌باختری به افیولیت‏‌های مدیترانة خاوری و از جنوب‏‌خاوری به افیولیت‏‌های اسماعیل در عمان می‏‌پیوندند (Dilek and Furnes, 2009). کمربند کوهزایی زاگرس از خاور ترکیه تا شمال عراق در امتداد جنوب‏‌باختری ایران تا تنگة هرمز و شمال عمان کشیده شده است. این کمربند در راستای مرز ایران-عراق-ترکیه با توده‏‌های افیولیتی شناخته می‏‌شود که به‏‌صورت ناپیوسته در راستای گسل اصلی زاگرس (MZF) رخنمون دارند (Shafaii Moghadam et al., 2018). تحولات زمین‏‌ساختی اقیانوس نئوتتیس در شمال‏‌باختری زاگرس بسیار پیچیده هستند و با وجود پژوهش‏‌های انجام‏‌شده (Alavi, 1994; Shafaii Moghadam and Stern, 2011; Hassanzadeh and Wernicke, 2016; Ali et al., 2019; Ao et al., 2020) هنوز اطلاعات در اینباره کم است. به‏‌ویژه برخی از افیولیت‏‌های شمال‏‌باختری زاگرس در راستای مرز ایران-عراق-ترکیه که با اینکه سن‏‌های ایزوتوپی برای آنها به‏‌دست آورده نشده است، اما  دربارة تاریخچه پیدایش و انباشت افیولیت‏‌ها در این بخش از کوهزاد زاگرس اطلاعات مهم و ارزشمندی دارند (Ao et al., 2020). بقایای افیولیتی شمال‏‌باختری زاگرس شامل خوی، چالدران، سرو، اشنویه، پیرانشهر، سردشت، مریوان و افیولیت‏‌های کرمانشاه در ایران (Ao et al., 2016; Allahyari et al., 2014; Saccani et al., 2014; Rezaei and Moazzen, 2014; Hajialioghli and Moazzen, 2014; Rezaei et al., 2019; Shafaii Moghadam et al., 2020) و افیولیت‏‌های پنجوین و ماوات در عراق هستند (Aswad et al., 2011; Ali et al., 2019).

مجموعة افیولیتی دالامپر در شمال‏‌باختری اشنویه و در میان مرز ایران و ترکیه (در باختر دریاچة ارومیه) به‏‌صورت آمیزه با روند شمالی-جنوبی برونزد دارند. بررسی این مجموعه افیولیتی در بازسازی تاریخچة تکامل زمین‏‌شناختی حوضة نئوتتیس از آغاز کافت‏‌زایی و پیدایش تا زمان بسته‏‌شدن و در پی آن، بازسازی تاریخ زمین‏‌ساختی نوار کوهزایی زاگرس کارآمد است. از طرف دیگر، بررسی این افیولیت در شناخت ویژگی‏‌های خاستگاه گوشته‏‌ای، تحولات زمین‏‌شیمیایی و تکامل زمین ساختی منطقه اهمیت دارد. همچنین، این ناحیه یک منطقه کلیدی برای بررسی ارتباط احتمالی میان افیولیت‏‌های شمال‏‌باختری ایران و افیولیت‏‌های شمال خاور ترکیه به‏‌شمار می‏‌رود. پژوهش کنونی تفسیری جامع دربارة ترکیب کانی‏‌شناسی، شیمی کانی‏‌، محیط زمین‏‌ساختی و همچنین، ارزیابی دما و فشار تعادلی پیدایش کانی‏‌های سازندة سنگ‏‌های پریدوتیتی افیولیت دالامپر است.

روش انجام پژوهش

در جریان بازدیدهای صحرایی، افزون‏‌بر  گردآوری اطلاعات زمین‏‌شناسی و سنگ‏‌شناسی، شمار 50 نمونه از واحدهای سنگی افیولیت دالامپر (پریدوتیت ها) با کمترین هوازدگی و دگرسانی برای ساخت مقاطع نازک و نازک-صیقلی و همچنین، تجزیة شیمیایی کانی‏‌ها برگزیده شدند. بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری مقاطع نازک و نازک- صیقلی میکروسکوپی برای تعیین بافت سنگ‏‌ها و ریزساختارهای آنها با کمک میکروسکوپ پلاریزان دومنظورة GX انجام شد. برای بررسی شیمی کانی‏‌ها، شمار 10 مقطع نازک- صیقلی از نمونه‏‌های پریدوتیتی (هارزبورگیت و سرپانتینیت) تهیه شد. برای تجزیة نقطه‏‌ای کانی‏‌های مورد نظر به‏‌روش ریزکاو الکترونی، پس از پوشش کربنی مقاطع، دستگاه میکروسوند الکترونی مدل JEOL.JXA-8600 در دانشگاه یاماگاتا در کشور ژاپن با ولتاژ 20 کیلو وات و جریان 10-8×2 آمپر با روش WDS به کار برده شد. قطر پرتوی الکترونی 5 میکرون و غلظت داده‏‌ها بر پایة برنامة کامپیوتری ZAF به‏‌دست آورده شده‏‌است (جدول‏‌های 1 تا 5). در پایان، بررسی و طراحی نمودارهای داده‏‌های به‏‌دست‏‌آمده از این روش تجزیه‏‌ای با کمک نرم‏‌افزارهای Grapher 11 و GCDkit انجام شده‏‌است.

 

 

 

جدول 1. ترکیب شیمیایی الیوین‏‌های در هارزبورگیت‏‌های افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، به‏‌همراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 4 اتم اکسیژن و سازنده‏‌های پایانی.

Table 1. The chemical composition of olivine in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 4 oxygen atoms and the end members.

Do39

3-18

Do39

1-25

Do39

1-27

Do25

4-18

Do25

4-13

Do25

4-9

Do25

2-16

Do25

2-15

Do25

2-12

Sample No.

40.84

40.43

40.77

40.88

40.84

40.63

40.54

40.66

40.53

SiO2

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

TiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.01

0.05

0.00

0.00

Al2O3

0.00

0.00

0.13

0.07

0.01

0.00

0.08

0.09

0.07

Cr2O3

9.67

9.49

9.41

9.66

9.59

9.10

9.05

9.10

9.20

FeO

0.09

0.10

0.17

0.12

0.14

0.13

0.12

0.15

0.14

MnO

48.84

49.29

49.32

49.48

49.02

49.42

49.72

49.91

50.28

MgO

0.07

0.00

0.01

0.08

0.05

0.03

0.02

0.04

0.03

CaO

0.00

0.02

0.05

0.00

0.08

0.00

0.04

0.00

0.00

Na2O

0.01

0.02

0.05

0.00

0.02

0.00

0.03

0.02

0.02

K2O

0.40

0.42

0.37

0.40

0.37

0.35

0.30

0.37

0.33

NiO

99.92

99.78

100.29

100.70

100.15

99.67

99.95

100.34

100.60

Total

1.00

0.99

1.00

1.00

1.00

1.00

0.99

0.99

0.99

Si

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.02

Fe3+

0.20

0.19

0.19

0.19

0.20

0.18

0.17

0.17

0.17

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

1.79

1.81

1.80

1.80

1.80

1.81

1.82

1.82

1.82

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Total

90

91

90

90

90

90

91

91

91

Mg#

0.09

0.10

0.20

0.12

0.15

0.14

0.12

0.15

0.18

Te

89.84

90.15

90.14

89.92

89.92

90.48

90.60

90.53

90.53

Fo

9.98

9.74

9.65

9.85

9.87

9.35

9.25

9.26

9.25

Fa

Mg#=Mg/(Mg+Fe2+); Te: Teferite, Fo: Forsterite, Fa: Fayalite.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Do41

4-15

Do41

4-12

Do41

4-10

Do41

4-9

Do41

4-8

Do41

4-7

Do41

4-5

Do41

4-1

Do39

3-21

Sample No.

40.48

41.05

41.24

40.53

40.73

40.56

40.90

40.89

40.35

SiO2

0.01

0.00

0.02

0.00

0.05

0.03

0.03

0.00

0.01

TiO2

0.00

0.05

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

Al2O3

0.00

0.00

0.01

0.07

0.03

0.00

0.01

0.06

0.08

Cr2O3

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Do41

4-15

Do41

4-12

Do41

4-10

Do41

4-9

Do41

4-8

Do41

4-7

Do41

4-5

Do41

4-1

Do39

3-21

Sample No.

9.25

9.81

8.90

9.41

8.70

9.02

9.17

9.16

9.25

FeO

0.17

0.15

0.16

0.17

0.14

0.15

0.12

0.16

0.17

MnO

50.24

49.43

48.75

49.37

50.19

50.00

49.78

49.55

49.13

MgO

0.04

0.05

0.15

0.07

0.00

0.04

0.09

0.06

0.04

CaO

0.02

0.02

0.05

0.03

0.01

0.00

0.01

0.01

0.03

Na2O

0.01

0.00

0.00

0.05

0.00

0.00

0.01

0.03

0.03

K2O

0.31

0.30

0.35

0.38

0.28

0.29

0.33

0.28

0.38

NiO

100.53

100.86

99.61

100.08

100.10

100.09

100.34

100.22

99.48

Total

0.99

1.00

1.02

0.99

0.99

0.99

1.00

1.00

1.00

Si

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.03

0.00

0.00

0.01

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

Fe3+

0.16

0.20

0.18

0.18

0.17

0.17

0.18

0.19

0.18

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

1.82

1.80

1.79

1.80

1.83

1.82

1.81

1.80

1.81

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Total

92

90

91

91

92

91

91

90

91

Mg#

0.17

0.15

0.17

0.19

0.08

0.15

0.09

0.21

0.18

Te

90.43

89.87

90.36

90.02

91.06

90.59

90.44

90.25

90.24

Fo

9.34

10.00

9.27

9.70

8.86

9.21

9.35

9.46

9.53

Fa

 

جدول 2. ترکیب شیمیایی ارتوپیروکسن‏‌های در هارزبورگیت‏‌های افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، به‏‌همراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‏‌های پایانی.

Table 2. The chemical composition of orthopyroxene in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 6 oxygen atoms and the end members.

Do39

2-19

Do39

2-17

Do39

2-16

Do25

2-25

Do25

2-24

Do25

2-23

Do25

2-22

Do25

2-21

Do25

2-18

Sample No.

55.95

55.21

56.28

55.24

55.98

55.45

55.39

55.27

56.80

SiO2

0.13

0.15

0.16

0.07

0.08

0.06

0.07

0.09

0.07

TiO2

1.67

2.77

1.67

3.05

2.83

3.04

3.01

3.11

2.55

Al2O3

0.50

0.99

0.90

0.60

1.11

0.87

1.05

0.95

1.07

Cr2O3

6.51

6.38

6.37

6.48

6.15

5.95

6.45

6.33

6.79

FeO

0.16

0.14

0.16

0.14

0.13

0.12

0.17

0.14

0.24

MnO

33.76

33.22

33.76

34.15

32.81

33.58

33.07

33.05

33.00

MgO

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Do39

2-19

Do39

2-17

Do39

2-16

Do25

2-25

Do25

2-24

Do25

2-23

Do25

2-22

Do25

2-21

Do25

2-18

Sample No.

1.02

1.09

1.12

0.55

0.95

0.85

0.80

0.95

0.97

CaO

0.00

0.03

0.00

0.00

0.02

0.02

0.03

0.00

0.03

Na2O

0.02

0.00

0.02

0.00

0.02

0.01

0.02

0.01

0.04

K2O

0.05

0.09

0.09

0.06

0.11

0.13

0.11

0.03

0.11

NiO

100.12

100.07

100.13

100.34

100.19

100.16

100.22

99.98

100.67

Total

1.94

1.91

1.94

1.90

1.90

1.91

1.92

1.92

1.94

Si

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

0.06

0.09

0.06

0.10

0.06

0.09

0.08

0.08

0.06

Al IV

0.01

0.02

0.01

0.02

0.06

0.04

0.04

0.04

0.05

Al VI

0.01

0.02

0.02

0.02

0.03

0.04

0.03

0.03

0.03

Cr

0.04

0.03

0.02

0.06

0.00

0.02

0.01

0.01

0.05

Fe3+

0.16

0.15

0.16

0.13

0.18

0.15

0.17

0.17

0.19

Fe2+

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

Mn

1.74

1.71

1.73

1.75

1.69

1.73

1.71

1.71

1.68

Mg

0.05

0.04

0.04

0.02

0.03

0.03

0.03

0.04

0.04

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Total

1.92

2.08

2.30

1.04

1.85

1.63

1.54

1.83

1.86

Wo

88.50

88.39

88.43

89.44

88.81

89.48

88.75

88.64

87.99

En

9.57

9.52

9.27

9.52

9.34

8.89

9.71

9.52

10.16

Fs

0.92

0.92

0.91

0.93

0.90

0.92

0.91

0.91

0.90

Mg#

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Do41

4b-7

Do41

4b-6

Do41

4b-5

Do41

4b-4

Do41

4b-2

Do41

4b-1

Do39

3-5

Do39

2-19

Sample No.

55.79

56.07

55.63

56.29

56.05

55.57

55.75

55.52

SiO2

0.08

0.12

0.13

0.11

0.10

0.11

0.12

0.13

TiO2

3.04

2.61

2.43

2.08

2.36

2.67

2.95

1.79

Al2O3

0.91

1.08

1.06

0.90

1.13

1.01

0.85

0.71

Cr2O3

6.10

5.69

6.80

6.54

6.14

6.39

6.26

6.59

FeO

0.18

0.15

0.13

0.14

0.12

0.10

0.15

0.11

MnO

33.41

33.52

33.04

32.90

33.50

33.06

32.95

34.18

MgO

1.05

1.09

0.90

0.95

1.06

1.01

0.76

0.92

CaO

0.00

0.03

0.03

0.01

0.02

0.03

0.03

0.01

Na2O

0.00

0.02

0.00

0.00

0.02

0.02

0.03

0.01

K2O

0.05

0.02

0.10

0.02

0.08

0.03

0.07

0.08

NiO

100.61

100.40

100.44

99.84

100.58

100.03

99.92

100.05

Total

1.91

1.93

1.92

1.95

1.93

1.93

1.93

1.92

Si

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

 

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Do41

4b-7

Do41

4b-6

Do41

4b-5

Do41

4b-4

Do41

4b-2

Do41

4b-1

Do39

3-5

Do39

2-19

Sample No.

0.09

0.07

0.08

0.05

0.07

0.08

0.07

0.08

Al IV

0.04

0.04

0.02

0.04

0.03

0.03

0.05

0.01

Al VI

0.02

0.03

0.03

0.02

0.03

0.04

0.02

0.02

Cr

0.01

0.00

0.03

0.00

0.01

0.01

0.00

0.07

Fe3+

0.16

0.16

0.17

0.19

0.17

0.18

0.18

0.12

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

1.71

1.72

1.71

1.70

1.72

1.71

1.70

1.76

Mg

0.04

0.04

0.03

0.04

0.04

0.04

0.03

0.03

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Total

2.01

2.09

1.71

1.83

2.02

1.94

1.48

1.78

Wo

88.89

89.40

88.20

88.32

88.84

88.47

89.03

91.88

En

9.10

8.51

10.17

9.85

9.13

9.59

9.49

6.35

Fs

0.91

0.91

0.92

0.90

0.91

0.91

0.91

0.91

Mg#

 

جدول 3. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‏‌های در هارزبورگیت‏‌های افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، به‏‌همراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 6 اتم اکسیژن و سازنده‏‌های پایانی.

Table 3. The chemical composition of clinopyroxene in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 6 oxygen atoms and the end members.

Do39

1-10

Do39

1-8

Do25

2-12

Do25

2-11

Do25

2-10

Do25

2-9

Do25

2-6

Do25

2-1

Do25

2-1

Sample No.

51.60

51.96

53.30

52.28

52.41

53.35

51.78

53.85

52.17

SiO2

0.14

0.16

0.18

0.19

0.15

0.22

0.20

0.20

0.18

TiO2

2.96

2.29

3.00

2.89

2.63

2.66

2.70

2.83

3.15

Al2O3

1.95

1.99

1.73

1.85

1.47

1.12

1.47

1.45

1.70

Cr2O3

2.63

2.76

2.93

2.88

2.60

2.40

2.33

2.55

2.60

FeO

0.05

0.12

0.16

0.15

0.12

0.22

0.10

0.11

0.05

MnO

17.19

17.54

16.84

16.68

17.36

16.69

17.08

16.25

17.49

MgO

22.86

22.77

21.75

22.56

23.43

23.25

23.99

22.60

22.80

CaO

0.37

0.33

0.41

0.32

0.11

0.27

0.21

0.24

0.13

Na2O

0.01

0.03

0.06

0.04

0.03

0.05

0.02

0.04

0.03

K2O

0.02

0.00

0.05

0.06

0.08

0.09

0.00

0.12

0.03

NiO

99.78

99.95

100.41

99.90

100.39

100.10

99.88

100.12

100.33

Total

1.87

1.88

1.93

1.91

1.90

1.94

1.88

1.96

1.89

Si

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Ti

0.12

0.11

0.05

0.08

0.09

0.06

0.11

0.03

0.10

Al IV

0.01

0.01

0.07

0.04

0.02

0.05

0.01

0.09

0.03

Al VI

0.06

0.06

0.05

0.05

0.04

0.03

0.04

0.04

0.05

Cr

0.08

0.08

0.05

0.01

0.05

0.00

0.07

0.00

0.04

Fe3+

 

 

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Do39

1-10

Do39

1-8

Do25

2-12

Do25

2-11

Do25

2-10

Do25

2-9

Do25

2-6

Do25

2-1

Do25

2-1

Sample No.

0.00

0.00

0.09

0.08

0.04

0.07

0.00

0.08

0.04

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.93

0.95

0.91

0.91

0.94

0.91

0.93

0.88

0.94

Mg

0.89

0.89

0.85

0.88

0.91

0.91

0.94

0.88

0.88

Ca

0.03

0.02

0.02

0.02

0.10

0.02

0.01

0.02

0.01

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Total

93

95

91

92

95.9

93

93

91.60

94

Mg#

48.84

48.23

45.82

47.06

48.35

48.09

50.24

47.83

47.27

Wo

51.10

51.70

49.36

48.63

49.85

48.03

49.76

47.95

50.45

En

0.07

0.07

4.82

4.30

1.80

3.87

0.00

4.22

2.28

Fs

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Do41

4b-11

Do41

4b-8

Do41

4b-7

Do41

4b-5

Do41

4b-2

Do39

3-12

Do39

2-10

Do39

2-10

Sample No.

52.65

52.19

53.17

52.47

52.37

51.86

54.09

52.15

SiO2

0.17

0.17

0.15

0.20

0.23

0.21

0.12

0.19

TiO2

3.12

2.99

3.10

2.90

2.80

3.28

3.04

3.20

Al2O3

1.53

1.60

1.56

1.76

1.45

1.87

1.82

1.94

Cr2O3

2.97

2.90

2.70

2.88

2.90

3.05

2.90

2.55

FeO

0.11

0.00

0.00

0.06

0.16

0.15

0.09

0.09

MnO

16.28

16.78

16.75

17.51

17.11

17.25

16.54

17.05

MgO

23.10

22.93

22.94

22.13

22.79

22.09

21.55

22.79

CaO

0.38

0.45

0.44

0.21

0.24

0.25

0.25

0.26

Na2O

0.04

0.05

0.03

0.02

0.03

0.04

0.02

0.02

K2O

0.03

0.00

0.07

0.08

0.06

0.05

0.12

0.00

NiO

100.42

100.25

100.73

100.22

100.14

100.11

100.54

100.24

Total

1.91

1.90

1.92

1.91

1.90

1.89

1.96

1.89

Si

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Ti

0.09

0.10

0.08

0.09

0.09

0.11

0.03

0.11

Al IV

0.05

0.03

0.06

0.04

0.03

0.03

0.10

0.03

Al VI

0.04

0.05

0.04

0.05

0.04

0.05

0.05

0.06

Cr

0.01

0.05

0.00

0.02

0.04

0.04

0.00

0.03

Fe3+

0.08

0.04

0.08

0.07

0.05

0.05

0.09

0.04

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.88

0.91

0.89

0.95

0.94

0.93

0.90

0.92

Mg

0.90

0.89

0.89

0.86

0.89

0.86

0.84

0.89

Ca

0.03

0.03

0.00

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

Na

 

 

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Do41

4b-11

Do41

4b-8

Do41

4b-7

Do41

4b-5

Do41

4b-2

Do39

3-12

Do39

2-10

Do39

2-10

Sample No.

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Total

91.6

95.8

91.7

93

0.95

94

91

96

Mg#

48.05

47.24

47.69

45.86

47.51

46.53

46.02

47.89

Wo

47.12

48.10

47.93

50.49

49.62

50.55

49.15

49.85

En

4.82

4.66

4.38

3.65

2.87

2.92

4.83

2.27

Fs

 

جدول 4. ترکیب شیمیایی کروم‏‌اسپینل‏‌های در هارزبورگیت‏‌های افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، به‏‌همراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 6 اتم اکسیژن.

Table 4. The chemical composition of chromian spinels in the harzburgites of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 6 oxygen atoms.

48C

2-5

48C

2-2

48C

2-2

48C

1-9

48C

1-7

48C

1-6

48C

1-5

48C

1-3

48C

1-1

Sample No.

0.01

0.06

0.05

0.04

0.06

0.00

0.09

0.04

0.04

SiO2

0.08

0.10

0.12

0.08

0.10

0.13

0.09

0.09

0.09

TiO2

12.08

11.83

11.94

11.39

12.00

11.33

11.13

8.74

11.39

Al2O3

59.91

59.60

59.27

59.44

59.51

60.47

60.23

63.93

60.23

Cr2O3

13.65

14.59

14.99

14.65

14.95

13.66

14.79

14.20

14.88

FeO

0.27

0.21

0.31

0.37

0.27

0.23

0.35

0.30

0.26

MnO

14.08

13.34

13.96

13.74

13.56

13.93

13.20

13.09

13.56

MgO

0.00

0.05

0.03

0.04

0.03

0.02

0.04

0.00

0.01

CaO

0.00

0.03

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.03

0.05

0.00

0.02

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

K2O

0.03

0.00

0.06

0.15

0.05

0.03

0.00

0.01

0.00

NiO

100.14

99.86

100.70

99.93

100.56

99.82

99.92

100.40

100.46

Total

0.000

0.002

0.002

0.001

0.002

0.00

0.003

0.001

0.001

Si

0.002

0.002

0.003

0.002

0.0002

0.003

0.002

0.002

0.002

Ti

0.453

0.448

0.446

0.430

0.450

0.428

0.422

0.334

0.428

Al

1.507

1.512

1.485

1.507

1.497

1.532

1.532

1.638

1.519

Cr

0.036

0.031

0.060

0.056

0.044

0.034

0.036

0.022

0.046

Fe3+

0.327

0.360

0.337

0.336

0.354

0.332

0.362

0.363

0.351

Fe2+

0.007

0.006

0.008

0.01

0.007

0.006

0.010

0.008

0.007

Mn

0.668

0.638

0.659

0.657

0.643

0.665

0.633

0.632

0.645

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Total

67

64

66

66

64

67

64

64

65

Mg#

77

77

77

78

77

78

78

83

78

Cr#

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

48C

2-5

48C

2-2

48C

2-2

48C

1-9

48C

1-7

48C

1-6

48C

1-5

48C

1-3

48C

1-1

Sample No.

0.02

0.02

0.06

0.03

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

Fe3+#

0.23

0.21

0.22

0.22

0.23

0.22

0.21

0.17

0.21

Spl

0.18

0.20

0.22

0.18

0.20

0.23

0.19

0.19

0.19

(TiO2)melt

11.19

11.09

11.13

10.92

11.16

10.89

10.81

9.44

10.92

(Al2O3)melt

0.81

0.88

0.87

0.85

0.89

0.78

0.89

0.87

0.88

(MgO/FeO)melt

Mg# = Mg/ (Mg + Fe2+); Cr# = Cr/ (Cr + Al); Fe3+#=100 × Fe3+/ (Al + Cr + Fe3+); Spl=Al/ (Al+Cr+Fe3+); (TiO2) melt=1.0897× (TiO2) spinel +0.0892, where (TiO2) spinel is the TiO2 (wt.%) in spinel; (Al2O3) melt=5.2181×Ln (Al2O3) chromite-1.0505 ; (FeO/MgO) melt is calculated by the formula, ln (FeO/MgO) spinel = 0.47–1.07 × YAl spinel + 0.64 × YFe3+ spinel + ln (FeO/MgO) melt, where FeO and MgO are in wt.% of spinel, and YAl spinel and YFe3+ spinel are the Al/ (Al + Cr + Fe3+) and Fe3+/ (Al + Cr + Fe3+) in atomic ration of spinel, respectively. The formulas were proposed by Maurel and Maurel (1982), Kamenetsky et al. (2001) and Mondal et al. (2006).

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Do39

2-12

Do39

2-11

Do39

2-10

Do39

2-9

Do39

2-8

Do39

1-5

Do39

1-4

Do39

1-3

Sample No.

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.00

0.01

0.00

SiO2

0.14

0.18

0.13

0.08

0.09

0.08

0.09

0.17

TiO2

9.92

9.46

11.43

11.57

11.45

10.23

11.64

11.15

Al2O3

61.70

61.57

60.27

59.63

59.11

61.75

59.25

62.53

Cr2O3

14.27

14.55

13.96

15.43

15.13

14.00

15.16

12.05

FeO

0.21

0.27

0.23

0.24

0.25

0.00

0.20

0.00

MnO

14.01

14.21

13.93

13.18

13.56

13.89

13.45

14.09

MgO

0.00

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.00

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

K2O

0.15

0.18

0.00

0.03

0.05

0.14

0.08

0.13

NiO

100.41

100.47

99.99

100.18

99.67

100.09

99.89

100.12

Total

0.000

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

Si

0.003

0.004

0.003

0.002

0.002

0.002

0.002

0.0004

Ti

0.375

0.357

0.431

0.441

0.434

0.387

0.440

0.420

Al

1.564

1.560

1.523

1.523

1.501

1.567

1.502

1.581

Cr

0.054

0.071

0.040

0.031

0.060

0.043

0.053

0.010

Fe3+

0.328

0.319

0.333

0.361

0.346

0.333

0.354

0.322

Fe2+

0.006

0.007

0.006

0.007

0.007

0.00

0.005

0.000

Mn

0.670

0.679

0.664

0.635

0.649

0.669

0.643

0.672

Mg

0.000

0.000

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.000

0.000

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.000

0.000

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.000

0.000

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Total

67

68

67

64

65

67

65

68

Mg#

 

 

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Do39

2-12

Do39

2-11

Do39

2-10

Do39

2-9

Do39

2-8

Do39

1-5

Do39

1-4

Do39

1-3

Sample No.

80

81

78

77

78

80

77

79

Cr#

0.02

0.03

0.02

0.01

0.03

0.02

0.03

0.01

Fe3+#

0.19

0.18

0.22

0.22

0.22

0.19

0.22

0.21

Spl

0.24

0.29

0.23

0.18

0.19

0.18

0.19

0.27

(TiO2)melt

10.92

11.11

10.93

10.99

10.94

10.44

11.02

10.82

(Al2O3)melt

0.78

0.79

0.80

0.93

0.90

0.77

0.91

0.67

(MgO/FeO)melt

 

جدول 4. ترکیب شیمیایی سرپانتین‏‌های های در سرپانتینیت‏‌های افیولیت دالامپر (بر پایة درصدوزنی)، به‏‌همراه فرمول ساختاری آنها (بر پایة apfu) بر پایة 7 اتم اکسیژن.

Table 4. The chemical composition of serpentine in the serpentinite of Dalampar ophiolite (in weight percent), the calculated structural formula (in apfu) based on 7 oxygen atoms.

 

10C

1-9

10C

1-8

10C

1-7

10C

1-6

10C

1-5

10C

1-4

10C

1-3

10C

1-2

10C

1-1

Sample No.

42.36

40.94

42.22

40.90

39.23

52.11

39.54

42.30

42.15

SiO2

0.00

0.03

0.01

0.01

0.03

0.01

0.05

0.02

0.01

TiO2

0.39

2.70

0.72

2.60

2.81

0.30

2.90

0.88

0.91

Al2O3

0.00

1.96

0.00

1.88

1.30

0.00

1.64

0.14

0.00

Cr2O3

1.83

1.99

1.75

2.22

2.35

1.64

2.68

1.70

1.85

FeO

0.00

0.07

0.01

0.23

0.11

0.09

0.14

0.02

0.06

MnO

40.51

37.88

39.51

37.99

36.53

40.49

38.02

39.96

40.33

MgO

0.05

0.06

0.09

0.04

0.07

0.02

0.13

0.09

0.06

CaO

0.00

0.02

0.01

0.01

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

Na2O

0.00

0.05

0.01

0.03

0.02

0.04

0.00

0.02

0.00

K2O

0.23

0.23

0.23

0.31

0.09

0.28

0.16

0.14

0.22

NiO

85.36

85.91

84.53

86.14

84.40

85.02

85.17

85.26

85.56

Total

 

جدول 5. ادامه.

Table 5. Continued.

10C

1-17

10C

1-16

10C

1-15

10C

1-14

10C

1-13

10C

1-12

10C

1-11

10C

1-10

Sample No.

40.25

40.71

40.85

39.86

42.21

42.24

41.85

41.72

SiO2

0.02

0.03

0.03

0.06

0.00

0.01

0.00

0.02

TiO2

2.42

2.37

2.35

2.39

0.57

0.74

0.44

0.46

Al2O3

1.87

1.73

1.61

1.59

0.00

0.00

0.07

0.09

Cr2O3

2.20

2.14

2.25

2.51

1.98

1.27

1.90

2.12

FeO

0.14

0.06

0.14

0.12

0.10

0.08

0.06

0.08

MnO

 

 

جدول 5. ادامه.

Table 5. Continued.

10C

1-17

10C

1-16

10C

1-15

10C

1-14

10C

1-13

10C

1-12

10C

1-11

10C

1-10

Sample No.

37.55

37.86

37.07

37.47

40.21

39.84

40.19

40.58

MgO

0.14

0.07

0.10

0.11

0.04

0.10

0.03

0.00

CaO

0.01

0.02

0.00

0.02

0.03

0.01

0.02

0.02

Na2O

0.00

0.05

0.02

0.04

0.02

0.02

0.01

0.03

K2O

0.15

0.21

0.10

0.08

0.21

0.14

0.25

0.22

NiO

84.76

85.25

84.50

84.15

85.36

84.46

84.74

85.26

Total

 

 

زمین‏‌شناسی عمومی

بخش‏‌های افیولیتی که با عنوان بقایای نئوتتیس شناخته می‏‌شوند و با حوضه‏‌های پشت‏‌کمان مرتبط هستند (Stampfli and Borel, 2002; Hassanzadeh and Wernicke, 2016) به‏‌طور گسترده‏‌ای در راستای گسل‏‌های اصلی مانند زمین‏‌درز گسلی بیتلیس-زاگرس (BZF) و زمین‏‌درز گسل تراستی زاگرس (ZTF) در جنوب‏‌خاوری ترکیه و باختر ایران پراکنده شده‏‌اند و شامل دو کمربند اصلی هستند: کمربند افیولیتی زاگرس درونی شامل مناطق خوی-نایین-شهربابک-دهشیر-بافت که میان سنندج-سیرجان و ایران مرکزی جای گرفته‏‌اند و کمربند افیولیتی زاگرس بیرونی که شامل مناطق اشنویه-کردستان-کرمانشاه-نیریز و حاجی‏‌آباد هستند و میان سنندج-سیرجان و زاگرس جای گرفته‏‌اند (Shafaii Moghadam and Stern, 2011) (شکل 1). برخی سنگ‏‌های مافیک و الترامافیک گسیخته در سراسر منطقه زمین‏‌درز بیتلیس- زاگرس در امتداد مرز ایران و عراق جای دارند. برخی پژوهشگران این مجموعه‏‌ها را افیولیت می‏‌دانند (Mohammad, 2013; Ali et al., 2016; Al Humadi et al., 2019).

عزیزی و استرن (Azizi and Stern, 2019) پهنة سنندج-سیرجان را به سه بخش اصلی شمالی، مرکزی و جنوبی رده‏‌بندی کرده‏‌اند. در بخش شمالی برخی افیولیت‏‌های گسیخته قرار گرفته‏‌اند که کمربند افیولیتی اشنویه-سلماس-خوی (OSK) نامیده می‏‌شوند (Azizi and Tsuboi., 2021). این افیولیت‏‌ها روند شمالی-جنوبی دارند و زمین‏‌درز اصلی میان میکروپلیت وان و بلوک شمال‏‌باختری ایران است و در مناطق یادشده برونزد دارند و شواهد زمین‏‌شیمیایی مورب (MORB) و جزیرة کمانی (Island-arc) نشان می‏‌دهند. افیولیت‏‌های نئوتتیس در شمال‏‌باختری ایران در مناطقی مانند خوی، چالدران، سرو، سلماس، اشنویه، پیرانشهر و سردشت برونزد دارند (Khalatbari-Jafari et al., 2006; Saccani et al., 2014; Moazzen et al., 2021; Shafaii Moghadam et al., 2019; Ao et al., 2020; Yazdani et al., 2023). سازوکار جایگیری توده‏‌های افیولیتی اشنویه روی خردقاره ایران و تکامل ساختاری آن هنوز ناشناخته است و به‏‌خوبی درک نشده است و بررسی‏‌های کمی درباره روشن‏‌شدن سیر تکامل آذرین در این منطقه انجام شده است (Aswad et al., 2011; Ali et al., 2013; Saccani et al., 2014). نتایج سن‏‌سنجی به روش Ar-Ar روی سنگ‏‌های افیولیتی کوه دالامپر سیلوانا نیز سن 94 میلیون سال پیش را به‏‌دست داده‏‌اند (Alizadeh, 2011) که چه‏‌بسا نشان‏‌دهندة سن پیدایش این افیولیت‏‌ها در پایان کرتاسه پسین تا پالئوسن باشد.

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی ساده‏‌شده ایران که افیولیت‏‌های کرتاسة پایانی کمربند درونی و بیرونی زاگرس، پهنة سنندج-سیرجان، کمربند ماگمایی ارومیه-دختر و سنگ‏‌های نئوپروتروزئیک پایانی را نشان می‏‌دهد (Azizi et al., 2018).

Figure 1. Simplified geological map of Iran showing the Zagros Inner and Outer Belt Late Cretaceous ophiolites, Sanandaj–Sirjan Zone, the Urumieh–Dokhtar magmatic belt and Late Neoproterozoic rocks (modified after Azizi et al., 2018).

 

 

زمین‏‌شناسی ناحیة مورد بررسی

آمیزه افیولیتی دالامپر بخشی از افیولیت‏‌های اشنویه و یکی از بخش‏‌های ناشناخته افیولیت نئوتتیس است که میان افیولیت‏‌های سردشت و سلماس، میان خطوط مرزی ایران، عراق و ترکیه جای گرفته است. این منطقه در پهنه‏‌بندی پهنه‏‌های ساختاری ایران توسط اشتوکلین (Stöcklin, 1968)، بخشی از پهنة آمیزة رنگین البرز- آذربایجان، در پهنه‏‌بندی پهنه‏‌های زمین‏‌ساختاری ایران توسط نوگل‏‌سادات و همکاران (Nogole Sadat et al., 1993) در پهنة دگرگونی مرکزی و در پهنه‏‌بندی ایران توسط قاسمی و تالبوت (Ghasemi and Tallbot, 2006) نیز در محدودة سنندج سیرجان جای گرفته است. نبوی (Nabavi, 1976) نیز آن را در بخشی از پهنة مهاباد – خوی دانسته است و علوی (Alavi, 1972) نیز این منطقه را از دیدگاه جایگاه ساختاری، ادامة شمال‏‌باختری سنندج- سیرجان می‏‌داند. به باور فارستر (Forster, 1978) افیولیت‏‌های مناطق خوی، ارومیه، ماکو و اشنویه، به‏‌صورت پهنه‏‌ای افیولیتی در محل پیوند سه‏‌گانه صفحة عربی، ترکیه، ایران- قفقاز کوچک جای گرفته‏‌اند. منطقة دالامپر در نقشة زمین‏‌شناسی 1:10000 سیلوانا (Hajmolla Ali et al., 2006) در 35 کیلومتری شمال‏‌باختری اشنویه میان طول‏‌های جغرافایی ′45 º44 و ′ 54º44 و عرض‏‌های جغرافیایی ‍′5 º37 و ′ 15º37 جای دارد (شکل 2). در منطقة دالامپر مجموعه‏‌ای از افیولیت‏‌های زاگرس با واحدهای متناوب سنگی و رخنمون‏‌های گسترده‏‌ای دیده می‏‌شود. از دیدگاه ساختاری منطقة دالامپر به پنج زیرپهنة دسته‏‌بندی شده است: پهنة آمیزه افیولیتی (OMZ) که با گسل معکوس اسبی بنار از شمال با پهنه‏‌های فروافتادگی سیلوانه-زیوه (SZD)، واحد پرکامبرین-پالئوزوئیک (Pr-Pz) و واحد مولاس (Mo) هم‏‌مرز است و از جنوب در کنار پهنة آمیزه افیولیتی-رسوبی (SOZ) و پهنة دگرگونه (MZ) است (Hajmolla Ali et al., 2006 ). در آمیزة رنگی دالامپر که روستاهای کچله، سوسن آباد، سوره دوکل، پروانه، چریک‏‌آباد و گند مُلاعیسی را شامل می‏‌شود: مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های الترامافیک سرپانتینیتی‏‌شده (هارزبورگیت) و توده‏‌های کوچکی از دونیت با ساختار ورقه‏‌ای و به‏‌رنگ سبز روشن تا تیره، خاکستری و سیاه رنگ ،پیروکسنیت سرپانتینی‏‌شده، گابروهای گوناگون (میکروگابرو، پگماتیت گابرو)، بازالت، دیوریت، دیاباز، توف‏‌های آتشفشانی، شیل، چرت‏‌های رادیولاریت دار و سنگ آهک پلاژیک گلوبوترونکانایی (Arabshahi and Sabzeie, 2013) همراه با مقداری سنگ‏‌های دگرگونه با همبری گسله، آمیزه افیولیتی منطقه را تشکیل می‏‌دهند (شکل 3-A). واحد دگرگونی بیشتر از آمـفیبولیت و دایک‏‌های آمفیبولیتی (شکل 3-B)، میکاشیست و کمی گنیس تشکیل شده است که به‏‌رنگ عمومی خاکستری تیره هســــتند و در پی رخداد فازهای مختلف دگرگونی از بازالت، شیل، چرت و آهک‏‌ها پدید آمده‏‌اند (Hajmolla Ali et al., 2006). سنگ‏‌های آذرین درونی از جنس گرانیت ، دیوریت و گابرو و نیز دایک‏‌های پگماتیتی همــراه با رگه‏‌های سیلیسی به‏‌فراوانی در این واحد نفوذ کرده‏‌اند و آن را تحت‏‌تأثیر قرار داده‏‌اند. این نوع سـنگ‏‌های آذرین درونی بیشتر میلونیته و دگرسان هستند. در میان این مجموعه سنگ‏‌های آذرین درونی با ترکیب دیوریت، گرانودیوریت و گدازه‏‌های تراکی آندزیتی/تراکی‏‌بازالتی پورفیری که تحت‏‌تأثیر دگرگونی ناحیه‏‌ای گنیسی شده‏‌اند رخنمون‏‌های کوچک و محدودی دارند (شکل 3-C). در منطقة دالامپر سنگ‏‌های قدیمی پرکامبرین با افیولیت‏‌های کرتاسه مرز گسلی از نوع راندگی دارند و افزون‏‌بر آن درون مجموعة افیولیتی کرتاسه شمار بسیاری گسل کوچک دیده می‏‌شوند (Ghalamghash et al., 2013) که باعث خرد‏‌شدن بیشتر واحدهای پریدوتیتی این منطقه شده است. سنگ‏‌های هارزبورگیتی گسترده‏‌ترین واحد سنگی مجموعة پریدوتیتی دالامپر را تشکیل می‏‌دهند (شکل 3-D).  

 

 

 

شکل 2. نقشه زمین‏‌شناسی ساده شده آمیزه افیولیتی دالامپر. برگرفته از مجرد و همکاران (Modjarrad et al., 2024).

Figure 2. Simplified geological map of Dalampar ophiolite mélange. after (Modjarrad et al., 2024).

 

 

در نمونة دستی، این سنگ‏‌ها سختی بالایی دارند و در بخش‏‌های هوازده قهوه‏‌ای هستند و در سطوح شکست تازه به‏‌رنگ سیاه تا سبز تیره دیده می‏‌شوند. درون سرپانتینیت‏‌ها برخی قطعات هارزبورگیتی و دونیتی، از سرپانتینی‏‌شدن در امان مانده‏‌اند و به‏‌صورت قطعات بیضی‏‌شکل و کشیده دگرسان‏‌نشده، با کانی‏‌های سرپانتینی رشته‏‌ای و توده‏‌ای در بر گرفته شده‏‌اند (شکل 3-E). این سنگ‏‌ها در سطح هوازدة خود به رنگ قهوه‏‌ای روشن و تیره و در سطوح تازه‏‌تر به رنگ سبز هستند. در نمونه‏‌های سالم تر، کانی کریزوتیل هم سوراخ‏‌ها و شکاف‏‌های نازک (با حداکثر ضخامت 1 تا 2 سانتیمتر) را پر می‏‌کند و هم به‏‌صورت رگه در نمونه‏‌های سرپانتینیتی دیده می‏‌شود که همراه با کانی پیروکسن باعث رنگ سبز روشن و طلاییِ درخشنده در این سنگ‏‌ها می‏‌شوند. دونیت‏‌ها در بررسی‏‌های صحرایی با ریخت‏‌شناسی ملایم، تیره رنگ و به‏‌صورت عدسی‏‌های کوچک در منطقه رخنمون دارند. از آنجایی‏‌که پریدوتیت‏‌ها سنگ‏‌های ناپایداری در سطح زمین هستند در امتداد مناطق برشی و شکستگی‏‌ها در پی دگرسانی خرد شده‏‌اند و بیشترشان با سرپانتینیت جایگزین شده‏‌اند. این سنگ‏‌ها ظاهری تیره رنگ دارند که در سطح سنگ به‏‌دلیل فرایندهای دگرسانی کانی سرپانتین پدید آمده است و سطحی صابونی به نمونه‏‌ها داده است. از دیدگاه ریخت‏‌شناسی سرپانتینیت‏‌ها را می‏‌توان به دو گروه دسته‏‌بندی کرد:

1) توده‏‌ای: به‏‌صورت رخنمون‏‌های منفردی از بلوک‏‌های جداگانه هستند و بیشترشان بقایایی از سنگ مادر اولیه را درون خود نشان می‏‌دهند؛

2) برشی‏‌شده: بخش‏‌های دچار فرسایش‏‌شده، مواد خردشده‏‌ای را در اطراف بلوک‏‌ها و سرپانتینیت‏‌های توده‏‌ای تشکیل می‏‌دهند. رنگ کلی این سرپانتینیت‏‌ها سبز زیتونی تا سیاه است.

با توجه به بررسی‏‌های صحرایی می‏‌توان گفت سرپانتینیت‏‌های افیولیتی دالامپر بیشتر به گروه دوم نزدیک‏‌تر هستند. سراسر مرز همبری پریدوتیت‏‌های سرپانتینیتی‏‌شده با دیگر واحدهای سنگی منطقه، گسله و زمین ساختی است که خردشدگی شدید در سرپانتینیت را به دنبال داشته و دور نمایی براق و درخشان به آنها داده است. واحدهای مافیکی نیز به‏‌صورت توده‏‌ای و دایک دیده می‏‌شوند. رخنمون این توده‏‌ها به‏‌صورت پراکنده است. توده‏‌های گابرویی (با اندازه‏‌های متنوع از کوچک تا بزرگ) (شکل 3-F) با مرز گسلی در کنار توده‏‌های پریدوتیتی جای گرفته‏‌اند و نسبت به دایک‏‌های گابرویی (شکل 3-G) دچار دگرسانی شدیدتری شده‏‌اند. رنگ توده‏‌های گابرویی خاکستری روشن تا تیره و بیشتر به‏‌صورت لوکوکراتیک هستند؛ اما نمونه‏‌های مزوکراتیک نیز یافت می‏‌شود. به‏‌علت حضور گسل‏‌های فراوان در این منطقه، گابروهای نزدیک این گسل به‏‌شدت میلونیتی و حتی الترامیلونیتی شده‏‌اند. پگماتیت گابروها هم به‏‌صورت توده‏‌ای هستند و هم گاه به‏‌صورت غلافی و انتقالی درون سنگ‏‌های دیگر مانند (میکرو ابروها) تزریق‏‌شده‏‌اند (شکل 3-H). دایک‏‌های دیابازی بیشتر به‏‌صورت دایک‏‌های تأخیری با ضخامت‏‌های متفاوت در زمینه پریدوتیت‏‌های سرپانتینی شده تزریق‏‌شده‏‌اند (شکل 3-I). این سنگ‏‌ها دانه‏‌بندی ریز دارند و در نمونة دستی به‏‌رنگ خاکستری تیره تا سبز زیتونی دیده می‏‌شوند.

سنگ‏‌نگاری

هارزبورگیت: ترکیب کانیایی این سنگ‏‌ها شامل الیوین (60-80 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (10-20 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن از کمتر از 1 تا 5 درصد حجمی است. کروم‏‌اسپینل یک فاز فرعی است که در برخی نمونه‏‌ها یافت می‏‌شود و مقدار حجمی آن معمولاً کمتر از 1 درصد است. بررسی مقاطع میکروسکوپی نشان‏‌می‏‌دهد این سنگ‏‌ها بافت مشبک[1] و پورفیروکلاست دارند (شکل 4-A). بافت اولیه الیوین‏‌ها دانه‏‌ای است و به‏‌شدت شکسته شده‏‌اند و در امتداد این شکستگی‏‌ها کانی سرپانتین پدید آمده است. بقایای الیوین به‏‌صورت کانی‏‌های به‏‌نسبت دانه‏‌ریز در هسته بافت غربالی دیده می‏‌شود و گاهی نیز خاموشی موجی از خود نشان می‏‌دهند. در برخی نمونه‏‌ها، شکستگی با الیوین‏‌های ثانویه ریزبلور بی‏‌شکل پرشده است که نسبت به الیوین‏‌های زمینه، دچار دگرسانی کمتری شده‏‌اند. این گروه از الیوین‏‌ها را می‏‌توان پیامد ذوب کانی ارتوپیروکسن یا واکنش با یک مذاب فقیر از سیلیسیم دانست (Kelemen et al., 1992). برخی از بلورهای درشت الیوین ماکل مکانیکی یا نوارهای شکنجی دارند و دگرریختی نشان می‏‌دهند (شکل 4-B). بیشتر اسپینل‏‌ها بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و به‏‌رنگ سرخ تا قهوه‏‌ای هستند و مگنتیتی‏‌شدن در کناره‏‌های آنها دیده‏‌ می‏‌شود (شکل 4-C). بیشتر این کانی‏‌ها حاشیه‏‌های دندانه‏‌دار دارند که شاید نشان‏‌دهندة خاستگاه برجا‏‌مانده از فرایند ذوب‌بخشی گوشته‏‌ای باشد و به احتمال ناشی از واکنش مذاب/سنگ باشند (Pagé et al., 2008).

 

 

شکل 3. تصویرهای صحرایی آمیزة افیولیتی دالامپر. A) نمایی کلی آمیزه افیولیتی دالامپر و مرز تدریجی میان این واحد و واحد دگرگونی؛ B) دایک آمفیبولیتی درون پریدوتیت‏‌ها؛ C) گنیس لایه‏‌ای؛ D) رخنمون سنگ‏‌های هارزبورگیتی (Hz) با ظاهری سالم؛ E) عدسی‏‌های هارزبورگیت و دونیت که با سرپانتنیت‏‌ها دربرگرفته شده‏‌اند؛ F) تودة گابرویی درشت‏‌بلور درون پریدوتیت‏‌ها؛ G) دایک گابرویی در پریدوتیت‏‌ها؛ H) تودة گابرویی درشت بلور به‏‌صورت غلاف و انتقالی درون میکروگابروها؛ I) دایک دیابازی درون پریدوتیت‏‌های دگرسان.

Figure 3. Field photos from the Dalampar ophiolite mélange. A) A general view of the Dalampar ophiolitic mélange and the gradational contact between this unit and the metamorphic unit; B) Amphibolite dike within peridotites; C) Layered gneiss; D) Outcrop of fresh harzburgite (Hz); E) Harzburgite and dunite lenses enclosed by serpentinites; F) Coarse-grained gabbroic intrusion within peridotites; G) Gabbroic dike in the peridotites; H) Coarse-grained gabbroic intrusion in the microgabbros; I) Diabase dike within the altered peridotites.

 

 

پورفیروکلاست‏‌های ارتوپیروکسن در زمینة تبلوریافته از الیوین پدید آمده‏‌اند و به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل و گاه خردشده هستند و تیغه‏‌های جدایشی ریزی از جنس کلینوپیروکسن دارند (شکل 4-D). حاشیة ارتوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت بریده‏‌بریده و با خوردگی خلیجی است و با الیوین‏‌های ریزدانه پر شده‏‌اند. مرزهای نامنظم اطراف پورفیروکلاست‏‌های ارتوپیروکسن را می‏‌توان پیامد واکنش این کانی با یک مذاب در گوشتة بالایی و ذوب نامتجانس ارتوپیروکسن دانست (Niu, 1997). کانی کلینوپیروکسن بی‏‌شکل و دگرسان‏‌شده است و بقایای آن بسیار کم و به‏‌صورت میان‏‌بلوری در میان الیوین و ارتوپیروکسن‏‌ها دیده می‏‌شوند. حضور شکنج در الیوین، ارتوپیروکسن‏‌های دانه درشت و تیغه‏‌های جدای شیء کلینوپیروکسن را می‏‌توان گواهی بر دگرریختی پلاستیک گوشته‏‌ای در دمای بالا دانست (Juteau and Maury, 2009).

هارزبورگیت سرپانتینی‏‌شده: این نمونه‏‌ها با شدت حدود 70 درصد سرپانتینی‏‌شدن و با بقایایی از کانی‏‌های اصلی الیوین نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل به‏‌همراه پورفیروکلاست‏‌های ارتوپیروکسن هستند. این سنگ‏‌ها به‏‌شدت سرپانتینیزه شده‏‌اند و در بخش‏‌هایی از آن به‏‌صورت جزیره‏‌ای هسستند و بافت ساعت‌شنی[2] در آنها پدید آمده است. کانی‏‌های فرعی شامل ارتوپیروکسن و کانی‏‌های کدر هستند. قطعاتی از الیوین درون ارتوپیروکسن پدید آمده است و بافت پویی‏‌کیلیتیک را پدید آورده‏‌اند (شکل 4-E). ارتوپیروکسن‏‌ها در کنار الیوین‏‌ها حاشیه خلیجی نشان می‏‌دهند و بیشتر مرز میان آنها، پیدایش ارتوپیروکسن پیش از الیوین را تایید می‏‌کنند. بر پایة شواهد بافتی، کانی‏‌های الیوین به سرپانتین‏‌های نوع لیزاردیتی و ارتوپیروکسن‏‌ها به سرپانتین نوع باستیت[3] دگرسان شده‏‌اند (شکل 4-F). در هنگام رخداد مرحلة سرپانتینی‏‌شدن، بافت‏‌های شبکه‏‌ای، تیغه‏‌ای و نواری پدید آمده‏‌اند.

دونیت: این سنگ‏‌ها از الیوین و یا سرپانتین با اندکی ارتوپیروکسن و مقدار پراکنده‏‌ای از کروم‏‌اسپینل و اکسید آهن (مگنتیت) ساخته‏‌ شده‏‌اند. دونیت‏‌ها بافت مشبک دارند (شکل 4-G). بافت مشبک در نمونه‏‌های بررسی‌شده پیامد تجزیه و دگرسانی الیوین به سرپانتین است (Ghaseminejad and Torabi, 2014). بلورهای الیوین شکستگی دارند و شکنج نشان می‏‌دهند. همچنین، مرزهای منحنی‏‌وار و نامنظم این کانی گویای عملکرد دگرریختی دما و فشار بالا و وابستگی این سنگ‏‌ها به گوشتة بالایی هستند (Soltani Nezhad et al., 2021). این سنگ‏‌ها با درجات متغیر، سرپانتینی شده‏‌اند و بر پایة بررسی‏‌های میکروسکوپی، لیزاردیت و کریزوتیل فراوان‏‌ترین پلی‏‌مورف‏‌های سرپانتین هستند. در درجات پایین دگرگونی، لیزاردیت فراوان‌ترین کانی گروه سرپانتین است که جایگزین الیوین و سودومورف‏‌های پیروکسن می‏‌شود. با افزایش درجة دگرگونی، لیزاردیت نخست با لیزاردیت+کریزوتیل و سپس با آنتی گوریت+کریزوتیل و در پایان، با آنتی گوریت جایگزین می‏‌شود (Page, 1968; Trommsdorff and Evans, 1980). در برخی مقاطع، کروم‏‌اسپینل‏‌ها به‏‌شدت دگرسان شده‏‌اند و به‏‌صورت بخشی یا کامل با اکسید آهن جایگزین شده‏‌اند. کانی‏‌های سرپانتین شامل لیزاردیت، کریزوتیل و اکسید آهن هستند که سبب پیدایش بافت مشبک در سنگ شده است.

سرپانتینیت: در بررسی میکروسکوپی سرپانتینیت‏‌ها، بقایائی از کانی‏‌های اولیه شامل الیوین (10 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (5 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (2 درصدحجمی) و اسپینل (تا 1 درصدحجمی) در زمینه‏‌ای از سرپانتین (80 درصدحجمی) پراکنده هستند. کلسیت، تالک، ترمولیت-اکتینولیت، بروسیت، کلریت و اکسیدهای آهن (مگنتیت) از دیگر کانی‏‌های مهم در نمونه‏‌ها هستند که همگی در پی دگرسانی کانی‏‌های فرومنیزین پدید آمده‏‌اند. بلورهای الیوین به‏‌شدت خرد شده‌اند و در سطوح شکستگی‏‌ها با سرپانتین جایگزین شده‏‌اند و بافت مشبک را پدید آورده‏‌اند. به باور ویتی و ملینی (Viti and Mellini, 1998)، بافت مشبک در حضور مقادیر سیال فراوان پدیدار شده است و در نبود این شرایط بافت ساعت‌شنی (شکل 4-H) به‏‌جای آن پدید می‌آید. بافت‏‌های دیگری مانند باستیت و رگچه‏‌ای نیز در نمونه‏‌ها دیده می‏‌شوند (شکل 4-I) که در پی رخداد درجات مختلف دگرسانی پدید آمده‏‌اند. دانه‏‌های اسپینل به‏‌صورت نیمه‌شکل‌دار و برخی به‏‌صورت دانه‏‌های بی‌شکل و به‏‌رنگ‏‌های سیاه و بیشتر قهوه‏‌ای در اندازه‏‌های ریز و درشت دانه دیده می‏‌شوند. برخی اسپینل‏‌ها شکستگی دارند و فضای میان شکستگی‏‌ها با سرپانتین ثانویه پر شده‏‌ است.

 

 

 

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی نمونه‏‌های پریدوتیتی دالامپر. A) بافت مشبک حاصل از جانشینی الیوین با سرپانتین؛ B) ساختار کینک باند (نوار شکنجی) در پورفیروکلاست‏‌های الیوین با ساختار کشیده؛ C) بلورهای قهوه‏‌ای کروم‏‌اسپینل که از حواشی به مگنتیت تجزیه شده است؛ D) تیغه‏‌های اکسولوشن کلینویروکسن در درشت بلور ارتوپیروکسن؛ E) حضور پورفیروکلاست‏‌های الیوین در بلورهای ارتوپیروکسن و پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک؛ F) بافت باستیت حاصل از جانشینی ارتوپیروکسن با سرپانتین؛ G) بافت مشبک در دونیت گوشته‏‌ای (تکتونیت)؛ H) بافت ساعت‌شنی حاصل از جانشینی الیوین با لیزاردیت؛ I) رگة سرپانتین در زمینه‌ای از سرپانتین‏‌های رشته‌ای (نام اختصاری کانی ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010)؛ همة تصویرها در XPL، تصویر C در PPL).

Figure 4. A) Photomicrographs of peridotites from the Dalampar ophiolite. A) Mesh structure resulting from the replacement of olivine by serpentine; B) Kink band in elongated olivine porphyroclasts; C) Brown Cr-spinel crystals decomposed to magnetite from the margins; D) Lamellar exsolution of clinopyroxene in coarse-grained orthopyroxene; E) Presence of olivine porphyroclasts in the orthopyroxene crystals and the formation of the poikilitic texture; F) Bastite texture resulting from the replacement of orthopyroxene by serpentine; G) Mesh texture in mantle dunite (tectonite); H) Hourglass texture resulting from the replacement of olivine by lizardite; I) Serpentine vein in a matrix composed of fibrous serpentine (Mineral abbreviations are from Whitney and Evans (2010); All images are in XPL and image C in PPL).

 

 

 

شیمی کانی

بررسی توالی گوشته‏‌ای افیولیت‏‌ها که بجامانده‏‌هایی از ذوب‌بخشی دانسته می‏‌شوند، اطلاعات ارزشمندی دربارة سازوکار تولید مذاب، خاستگاه مذاب، چگونگی مهاجرت آن و واکنش مذاب/ سنگ ارائه می‌دهند (Bodinier and Godard, 2003). در این راستا شیمی کانی‏‌ها در بخش گوشته‏‌ای افیولیت‏‌ها برای شناخت ماهیت و نوع کانی‏‌های سازنده، خاستگاه پیدایش آنها و ارزیابی دما و فشار تعادلی در پریدوتیت‏‌ها، به‌کار برده می‌شود (Kamenetsky et al., 2001; Arif and Qasim, 2006; Karipi et al., 2007). برای شناخت ترکیب شیمیایی، سنگ‌زایی، خاستگاه ژئودینامیکی و ارزیابی دما و فشار تبلور تعادلی مجموعه‏‌های کانیایی الترامافیک دالامپر، از تجزیة شیمیایی کانی‏‌های الیوین، پیروکسن، اسپینل و سرپانتین بهره گرفته شد.

الیوین

الیوین از فراوان‏‌ترین کانی‏‌سیلیکاته سازندة پریدوتیت‏‌های افیولیت دالامپر است. ترکیب شیمیایی چند نمونه از الیوین‏‌های در هارزبورگیت‏‌های این مجموعه پریدوتیتی در جدول 1 آورده شده‏‌ است. نقاط تجزیه‌شده در نمودار رده‌بندی الیوین‏‌ها در گسترة فورستریت جای می‏‌گیرند (شکل 5-A). میزان فورستریت از 90 تا 92 درصدوزنی است. الیوین‏‌های بررسی‌شده ویژگی پریدوتیت‏‌های دیرگداز را دارند و نشان‏‌دهندة برآمدن پریدوتیت‏‌ها از درجات بالای ذوب‌بخشی هستند (Piccardo et al., 2007). الیوین‏‌های بررسی‌شده از MgO غنی هستند و مقدار MgO از 75/48 تا 28/50 درصدوزنی به‌دست آورده شده است. بازة میزان NiO نیز 28 تا 42 درصدوزنی است. ترکیب این کانی در سنگ‏‌های الترامافیک می‏‌تواند تا اندازه‌ای تحت‏‌تأثیر فرایندهای ثانویه مانند دگرگونی گرمایی (Nozaka, 2003)، دگرریختی (Ando et al., 2001) و سرپانتینی‏‌شدن (Murata et al., 2009) قرار گیرد و تغییر یابد. وجه تمایز الیوین‏‌های نخستین از ثانویه مقدار فورستریت (بیشتر از 95 درصد) و میزان کم اکسید NiO (2/0 – 3/0 درصدوزنی) در الیوین‏‌های ثانویه است. ازاین‌رو، در نمودار NiO در برابر مقدار فورستریت (Fo) نمونه‏‌ها در بازة الیوین‏‌های پریدوتیتی اولیه جای می‏‌گیرند (شکل 5-B). چنانچه که دیده می‏‌شود ترکیب شیمیایی الیوین‏‌ها یکنواخت است و تغییرات اندکی را نسبت به یکدیگر نشان می‏‌دهند. این پدیده می‏‌تواند پیامد واکنش یک مذاب با سنگ‏‌های پریدوتیتی باشد که منجر به بافر‏‌شدن ترکیب الیوین‏‌ها شده است و ترکیب آنها در پریدوتیت‏‌ها را کمابیش یکسان کرده است (Kelemen et al., 1995).

ارتوپیروکسن

داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای ارتوپیروکسن‏‌ها در جدول 2 نشان داده شده‌اند. بر پایة نمودار سه‌تایی ولاستونیت-استاتیت-فروسیلیت، ارتوپیروکسن‏‌ها همگی از نوع انستاتیت هستند (شکل 5-C) و تغییر Mg# در آنها بسیار اندک است و از 90 تا 92 درصد متغیر است؛ ازاین‌رو، از ارتوپیروکسن‏‌های با عدد منیزیم بالا به‌شمار می‏‌آیند. میزانAl2O3 برابر با 67/1 تا 11/3 درصدوزنی است. میزان TiO2 و Na2O هم بسیار اندک است و به‌ترتیب از 06/0 تا 16/0 و 0/0 تا 03/0 تغییر می‏‌کند.

کلینوپیروکسن

ترکیب کلینوپیروکسن پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای افیولیت دالامپر در جدول 3 آورده شده است. فرمول ساختاری کلینوپیروکسن‏‌ها بر پایة 4 کاتیون در برابر 6 اتم اکسیژن به‌دست ‌آورده شده است (جدول 2).

 

 

 

شکل 5. شیمی کانی‏‌های پریدوتیت گوشته‏‌ای افیولیت دالامپر. A) نمودار Fe# در برابر Mg# برای الیوین‏‌ها (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار فورستریت در برابر NiO در الیوین‏‌ها (Lee and Rudnick, 2000)؛ C) نمودار سه‌تایی رده‌بندی پیروکسن‏‌ها (Morimoto, 1989)؛ D) ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی در نمودار Cr# در برابر MnO برای کروم‏‌اسپینل (Khedr and Arai, 2017)؛ E) نمودار سه‌تایی Cr–Al–Fe3+ برای ترکیب کانی کروم‏‌اسپینل (Barnes and Roeder, 2001)؛ F) نمودار SiO2 در برابر MgO برای کانی‏‌های سرپانتینی (Dungan, 1979).

Figure 5. Mineral chemistry of mantle peridotites from the Dalampar Ophiolite. A) Fe# versus Mg# diagram for the olivines (Deer et al. 1992); B) Forsterite content versus NiO in the olivines (Lee and Rudnick, 2000); C) Pyroxenes ternary diagram (Morimoto, 1989); D) Cr# versus MnO diagram for the chromian spinels (Khedr and Arai, 2017); E) Cr–Al–Fe3+ ternary diagram for mineral composition of chromian spinel (Barnes and Roeder, 2001); F) SiO2 versus MgO diagram for the serpentine minerals (after Dungan, 1979).

 

 

 

 

در نمودار Wo-En-Fs، کلینوپیروکسن‏‌ها از نوع دیوپسید هستند (شکل 5-C) و به‌ترتیب دامنة ترکیبی Fs3.69-4.08En48.07-50.61Wo45.35-48.09 نشان می‌دهند. مقدار Mg# کلینوپیروکسن‏‌ها از 91 تا 95 درصد در تغییر است. عدد منیزیم بالا در کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده به‌ترتیب به 1) درجات بالای ذوب‌بخشی (Hartmann and Wedepohl, 1993)، 2) واکنش پریدوتیت‏‌ها با مذاب‏‌های دیرگداز همانند بونینیت‏‌ها (Bodinier and Godard, 2003) و 3) تعادل ساب‌سولیدوس در دمای کم (Parkinson and Pearce, 1998)، بستگی دارد. همچنین، مقدار Mg# در کلینوپیروکسن‏‌ها با درجة ذوب‌بخشی و تهی‏‌شدگی گوشته مرتبط است؛ به‌گونه‌ای‌که Mg# بالا از ویژگی کلینوپیروکسن‏‌های پریدوتیت بسیار تهی شده است (Uysal et al., 2012) و افزایش میزان Mg# نشان‏‌دهندة تهی‏‌شدگی بیشتر سنگ است (Dick and Bullen, 1984). با توجه به ویژگی کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده و بررسی‏‌های بیشتر در ادامه نوشتار، گمان می‌رود درجات بالای ذوب‌بخشی و واکنش پریدوتیت‏‌های بررسی‌شده با مذاب‏‌های دیرگداز همانند بونینیت‏‌ها از مهم‌ترین دلایل بالابودن عدد منیزیم در کلینوپیروکسن‏‌های افیولیت دالامپر هستند. ‌همچنین، کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‌شده  مقدار کم Na2O (11/41-0/0 درصدوزنی)،K2O (01/0-05/0 درصدوزنی) و TiO2 (12/ 0 تا 19/0 درصدوزنی) دارند.

کروم‏‌اسپینل

ترکیب کلی اسپینل‏‌های در پریدوتیت‏‌های دالامپر در جدول4 نشان داده شده است. مقدار عدد کروم (Cr#) و عدد منیزیم (Mg#) در آنها به‌ترتیب از 77 تا 83 و 64 تا 68 درصد تغییر می‏‌کند. میزان تغییرات Al2O3 وCr2O3 نیز به‏‌ترتیب برابر با 8-08/12 و 45-11/59 درصدوزنی است. دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984) اسپینل‏‌های غنی از کروم و فقیر از آلومینیم را ته‌مانده و تفالة فرایندهای ذوب‌بخشی گوشته در شرایط ذوب بالا و یا محصول تبلوربخشی می‌دانند. غنی‏‌شدن کروم‏‌اسپینل‏‌ها از Cr و Mg و کم‌بودن Fe3+ و Ti در آنها نیز بازتابی از اولیه‌بودن  این کانی‏‌هاست (Farahat, 2008). در نمودار MnO در برابر #Cr، اسپینل‏‌ها در محدودة اسپینل‏‌های اولیه جای می‏‌گیرند (شکل 5 -D). کروم‏‌اسپینل‏‌های دگرسان‌نشده در پریدوتیت‏‌های بررسی‌شده مقدار SiO2 کمی (0/0- 09/0 درصدوزنی) در مقایسه با کروم‌اسپینل‌های دگرسان‌شده (08/2 درصدوزنی <) دارند. پس مقدار SiO2 در ساختار اسپینل‏‌ها به درجه دگرسانی در آنها وابسته است و مقدار آن با افزایش درجه دگرسانی افزایش می‏‌یابد (Farahat, 2008). اسپینل‏‌های با عدد کروم کم پریدوتیت‏‌های کمتر تهی‌شده را نشان می‏‌دهند؛ اما اسپینل‏‌های با عدد کروم بالا پریدوتیت‏‌های تهی‌شده‌تر را نشان می‏‌دهند (Arai, 1994). به باور فراهت (Farahat, 2008)، هسته‏‌های کروم‏‌اسپینل با مقدار 2/0>TiO2 از ویژگی‌‏‌های سنگ‏‌های افیولیتی هستند. بر همین پایه، کروم‏‌اسپینل‏‌های بررسی‌شده با مقدار TiO2 کمتر از 2/0 درصدوزنی به پریدوتیت‏‌هایی با ماهیت افیولیتی تعلق دارند. همچنین، بررسی کروم‏‌اسپینل‏‌ها در نمودار سه‏‌تایی Cr-Al-Fe3+ نشان می‏‌دهد این کانی‏‌ها از نوع افیولیتی هستند و ماهیت پسماندی دارند (شکل 5-E).

سرپانتین

کانی‏‌های گروه سرپانتین سازندة اصلی پریدوتیت‏‌های سرپانتینیتی افیولیت دالامپر هستند. این کانی پلی‌مورف‏‌های مختلفی دارد. در درجات پایین دگرگونی فراوان‌ترین کانی سرپانتین، لیزاردیت است. سرپانتین‏‌ها مقدار متفاوتی از SiO2 (36/42 – 23/39 درصدوزنی)، MgO (53/36 – 58/40 درصدوزنی) و FeO (27/1 – 68/2 درصدوزنی) هستند (جدول 5). بر پایة نمودار درصدوزنیِ SiO2 در برابر MgO، کانی‏‌های گروه سرپانتین در منطقة دالامپر بیشتر در محدودة همپوشی بستایت و بافت مشبک جای می‏‌گیرند (شکل 5-F). به باور دونگان (Dungan, 1979)، بستایت نوعی لیزاردیت به‌شمار می‌رود و کریزوتیل نیز سازندة بافت مشبک در پریدوتیت‏‌های سرپانتینیتی منطقه است. غنی‏‌شدگی از سیلیس در ارتباط با کاهش مقدار آلومینیم که در نمونه‏‌ها دیده‏‌ می‏‌شود چه‌بسا پیامد تغییر لیزاردیت به آنتی‌گوریت است (Fryer, 2002; Lafay et al., 2013). در سنگ‏‌های پریدوتیتی منطقه، سرپانتینی‏‌شدن با تجزیه کانی الیوین آغاز شده و همراه با آن کانی‏‌های لیزاردیت ± بروسیت ± تالک± مگنتیت و کلریت پدید آمده است. ازاین‌رو، بافت‏‌های شبکه‏‌ای، نواری و یا ساعت‌شنی پدید آمده‌اند و رگه‏‌های کریزوتیل ± لیزاردیت روی این بافت‏‌ها گسترش پیدا کرده‌اند. ارتوپیروکسن نیز به باستیت ±مگنتیت ± تالک ± ترمولیت تجزیه شده است.

پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش پریدوتیت‌‏‌ها

افیولیت‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگونی مانند پشتة میان‌اقیانوسی (MORB) و پهنة فرافرورانشی[4] (SSZ) پدید می‌آیند. افیولیت‏‌های پهنة فرافرورانشی در هر دو منطقة پشت‏‌کمان[5] و پیش‌کمان[6] شکل می‌گیرند (Pearce et al., 2000; Shervais, 2001). پریدوتیت‏‌های پدیدآمده در پهنه‏‌های فرافرورانشی اطلاعات ارزشمندی از تولید مذاب و همچنین، برهمکنش مذاب-گوشته در این نواحی فراهم می‌آورند (Pearce et al., 2000; Ao and Satyanarayanan, 2021). پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای مجموعه‏‌های افیولیتی در هنگام رخداد فرایندهایی پس از پیدایش سنگ‏‌کرة اقیانوسی، در هنگام جایگیری افیولیت‏‌ها و فرایندهای پس از آن معمولاً تا اندازة بسیاری دچار دگرسانی می‏‌شوند، ازاین‌رو، بررسی و کاربرد داده‏‌های شیمی کانی‏‌های سازندة پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای روش کارآمد و متداولی برای شناخت تحولات سنگ‌زایی، محیط زمین‏‌ساختی و شرایط پیداش آنها به‏‌شمار می‏‌رود (Zhou and Bai, 1992). با کمک ترکیب شیمیایی کانی‏‌هایی مانند اسپینل و پیروکسن ماهیت و شرایط پیدایش پریدوتیت‏‌های گوشته شناخته می‌شود (Reynolds et al., 1991; Zhou et al., 1996). بیشتر افیولیت دالامپر را هارزبورگیت‏‌هایی تشکیل داده‏‌اند که شواهد سنگ‌نگاری دگرریختی‏ در پی تنش‌های شدید گوشته‏‌ای را نشان می‌دهند؛ مانند جهت‏‌یافتگی، نوارهای شکنجی، تیغه‏‌های جدایشی و کشیدگی بلورها که نشان‏‌دهندة وابستگی آنها به گوشتة بالایی و تجربة شرایط دما و فشار بالا هستند (Juteau and Maury, 2009). ازآنجایی‌که بخش چشمگیری از سنگ‏‌های گوشته‏‌ای از الیوین ساخته شده‏‌اند (Mallmann et al., 2009) با آگاهی از ترکیب شیمیایی آن را می‌توان ویژگی‏‌های زمین‏‌ساختی و مباحث مربوط به سنگ‌زایی پریدوتیت‏‌ها بررسی کرد (Yazdani et al., 2015).

الیوین‏‌های بررسی‌شده روی نمودار تغییرات درصد فورستریت نسبت به درصدوزنی اکسیدهای NiO، افزون‌بر جای‌گرفتن در محدودة پریدوتیت‏‌های آبیسال (ژرف) تا پیش‌کمان، آرایة گوشته‏‌ای نیز دارند (شکل‏‌های 6-A و 6-B). داده‏‌های شیمی کانی الیوین جایگاه زمین‏‌ساختی مورب و کمان را برای پریدوتیت‏‌های دالامپر نشان‏‌می‏‌دهند. چنین وضعیتی را می‏‌توان با در نظرگرفتن جایگاه‌های گوناگون ژئودینامیک MORB و SSZ (Saccani et al., 2010) یا با تحول در جایگاه MORB به‏‌سوی SSZ در حوضة حاشیة اقیانوسی تفسیر کرد و نشان‏‌دهندة تکامل از پوستة اقیانوسی اولیه (MORB) به‏‌سوی حوضة پیش‏‌کمانی در طول فرایندهای چرخش به عقب ورقة فرورو است (Monsef et al., 2018).

 

 

 

شکل 6. A، B) نمودار مقدار فورستریت (Fo) در برابر درصدوزنی NiO و MnO در الیوین (محدودة پریدوتیت‏‌های ژرف (ABP) و پیش‌کمانی (FAP) از پیج و همکاران (Pagé et al., 2008))؛ C، D) نمودار عدد منیزیم (Mg#) در برابر درصدوزنی اکسیدهای Cr2O3 و TiO2 به‌ترتیب در ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن‏‌ها (Ishikawa et al., 2007)؛ E) نمودار تغییرات Al2O3 در برابر Na2O (Pagé et al., 2008) در کلینوپیروکسن؛ F) نمودار Mg# در برابر Al2O3 در ارتورپیروکسن‏‌ها (ترکیب پریدوتیت‏‌های ژرف از جانسون و همکاران (Johnson et al., 1990) و پریدوتیت‏‌های پیش‏‌کمانی از ایشی و همکاران (Ishii et al., 1992)).

Figure 6. A, B) Forsterite contents versus NiO and MnO (in wt%) of olivine (The abyssal peridotites (ABP) and fore-arc (FAP) peridotites' fields from Pagé et al. (2008)); C, D) Mg# versus TiO2 and Cr2O3 content of ortho- and clinopyroxene in (Ishikawa et al., 2007); E) Al2O3 versus Na2O plot (Pagé et al., 2008) for clinopyroxenes; F) Mg# versus Al2O3 plot for the orthopyroxenes (Composition of orthopyroxene in the abyssal peridotites from Johnson et al. (1990) and fore-arc peridotites from Ishii et al. (1992)).

 

 

 

در مقایسه با پریدوتیت‏‌های ژرف، بیشتر پیروکسن‏‌های در پریدوتیت‏‌های SSZ با مقدارهای بسیار کم Al و Ti و به‏‌طور کلی با مقدارهای Mg# بالاتر از 9/0 شناخته می‏‌شوند (Choi et al., 2008). میانگین مقدار Mg# برای ارتوپیروکسن‏‌ها و کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌ترتیب برابر با 91/0 و 93/0 است (جدول‏‌های 2 و 3). برای تعیین محیط زمین‏‌ساختی هارزبورگیت‏‌های افیولیت دالامپر از بررسی ارتباط عنصرهای یادشده با Mg# در پیروکسن‏‌ها بهره گرفته شده‏ ‌است. شاخص‏‌های زمین‏‌شیمیایی پیروکسن مانند میانگین بالای Mg# و میزان متوسط تا کم TiO2 و Cr2O3 وNa2O (Ishikawa et al., 2007) گویای آن هستند که پیروکسن‏‌های در پریدوتیت‏‌های مجموعه افیولیتی دالامپر در محدودة پریدوتیت‏‌های پسماندی (تفاله‌ای) جای می‏‌گیرند که به درجات متفاوتی از ذوب دچار شده‏‌اند (شکل‏‌های 6-C و 6-D). همچنین، در نمودارهای تغییرات Na2O (شکل 6- E) و Al2O3 (شکل 6-F) در برابر Mg#، برای تعیین محیط پیدایش پریدوتیت‏‌ها، پیروکسن‏‌ها در محدودة پیش‏‌کمانی جانمایی می‏‌شوند. باور بر اینست که ترکیب کروم‏‌اسپینل شاخص نوع ماگماست؛ به‏گونه‌ای‌که کروم‏‌اسپینل‏‌های غنی از کروم از ترکیب‌های بونینیتی و اسپینل‏‌های غنی از آلومینیم از ماگمای توله‌ایتی همانند بازالت‏‌های پشتة میان اقیانوسی (MORB) پدید می‏‌آیند (González-Jiménez et al., 2011) و نشان می‌دهند این پریدوتیت‏‌ها بجامانده‏‌های حاصل از جدایش مذاب‏‌های با ترکیب مورب هستند که احتمالاً در پهنة پیش‏‌کمانی پدید آمده‏‌اند.

بر پایة بررسی‏‌های کامنتسکی و همکاران (Kamenetsky et al., 2001)، کروم‏‌اسپینل‏‌ها با میزان کم Cr# و Al2O3 بالا و مقدارهای کم TiO2 اسپینل‏‌هایی را نشان می‏‌دهند که از یک پسماند با ترکیب MORB متبلور شده‏‌اند؛ اما اسپینل‏‌های با میزان بالای Cr# نشان‏‌دهندة تبلور از گدازه‏‌های بونینیتی هستند که خود گویای پهنة زمین‏‌ساختی فرورانشی است. بر این پایه، کروم‏‌اسپینل‏‌ها در پریدوتیت‏‌های افیولیت دالامپر در نمودار Cr2O3 در برابر Al2O3، افزون‌بر اینکه آرایه گوشته‏‌ای دارند در قلمرو پیش‏‌کمانی نیز جای می‏‌گیرند (شکل 7-A). در نمودار Al2O3 در برابر TiO2، ترکیب کروم‏‌اسپینل‏‌های بررسی‌شده با مناطق بالای پهنة فرورانش و کمان آتشفشانی همخوانی دارد (شکل 7-B). هارزبورگیت و دونیت‏‌ها در پریدوتیت‏‌هایی که محیط پیدایش آنها وابسته به مناطق بالای پهنه‏‌های فرورانش یا کمان‏‌های آتشفشانی است، تفالة گوشته‏‌ای حاصل از ذوب‌بخشی معادل با نرخ بیش از 20 درصد هستند که در شرایط ذوب آبدار گوشتة تهی‌شده زیر اقیانوسی پدید می‌آیند؛ به‌گونه‌ای‌که این درجة ذوب‌بخشی بالا نسبت بالایی از Cr/Al در اسپینل را به‌دنبال دارد (Tamura and Arai., 2006). مقدار بالای نسبت یادشده در اسپینل‏‌های یادشده و نرخ ذوب‌بخشی بیشتر از 25% برای هارزبورگیت‏‌های منطقه، گواهی بر وابستگی زمین‏‌ساختی این پریدوتیت‏‌ها به محیط کمان به‏‌شمار می‏‌آید. هرچند مناطق پیش‏‌کمانی شاید شامل هم پریدوتیت‏‌های SSZ و هم پریدوتیت‏‌های آبیسال باشند، اما چنان‌که از نمودار یادشده بر می‏‌آید، همخوانی با پریدوتیت‏‌های SSZ به‏‌طور معمول غالب‏‌تر است (Pearce et al., 2000). از سوی دیگر، پریدوتیت‏‌های محیط‏‌های SSZ با حضور کروم‏‌اسپینل‏‌هایی با Cr# بسیار بالاتر از کروم‏‌اسپینل‏‌هایِ پریدوتیت‏‌های آبیسال، از یکدیگر جدا می‏‌شوند؛ به‏گونه‌ای‌که مقدار Cr# در کروم‏‌اسپینل پریدوتیت‏‌های SSZ گستره‏‌ای از 38 تا بالاتر از 80 و در پریدوتیت‏‌های آبیسال از 38 تا 58 را در بر می‏‌گیرند. این ویژگی گویای درجات ذوب‌بخشی بالا و نیز رخداد بسیار گستردة واکنش مذاب-سنگ در پریدوتیت‏‌های SSZ نسبت به پریدوتیت‏‌های آبیسال است (Arai, 1994). در نمودار Cr# در برابر TiO2، نمونه‏‌ها افزون‌بر اینکه در گسترة تهی‌شده جای می‏‌گیرند، ماهیت بونینیتی نیز دارند (شکل 7-C). در نمودار Cr# در برابر TiO2، نمونه‏‌ها در محدودة پریدوتیت‏‌های پیش‏‌کمانی و بونینیتی جای گرفته‏‌اند (شکل 7-D). مذاب‏‌های بونینیتی از پریدوتیت‏‌های تهی‌شده‏‌ای جدا شده‏‌اند که پیشتر خروج مذاب نوع MORB را هنگام مراحل اولیه پیدایش افیولیت تجربه کرده‏‌اند (Dilek and Thy, 2009).

 

 

 

شکل 7. نمودارهای تمایز زمین‌ساختی کروم‏‌اسپینل‏‌ها در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای افیولیت دالامپر. A) نمودار Cr2O3 در برابر Al2O3 (محدوده‏‌ها از آرایی و همکاران (Arai et al., 2004)؛ B) نمودار Al2O3 در برابر TiO2 (محدوده‏‌های MORB و SSZ از دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984) و محدوده‏‌های Arc، OIB، LIP از کامنتسکای و همکاران (Kamenetsky et al., 2001))؛ C) نمودار TiO2 در برابر Cr# (Cr/(Cr+Al)) (Jan and Windley, 1990)؛ D) نمودار TiO2 در برابر Cr# (Barnes and Roeder, 2001)؛ E) نمودار Al2O3 اسپینل در برابر Al2O3 مذاب (Kamenetsky et al., 2001; Rollinson, 2008)؛ F) نمودار Al2O3 مذاب در برابر FeO/MgO مذاب (Barnes and Roader, 2001).

Figure 7. Tectonic discrimination diagrams of chromian spinels in mantle peridotites from Dalampar ophiolite. A) Cr2O3 versus Al2O3 diagram (Fields are from Arai et al. (2004)); B) Al2O3 versus TiO2 diagram (Compositional fields for spinels in MORB and SSZ from Dick and Bullen (1984) and fields of Arc, OIB, LIP from Kamenetsky et al. (2001)); C) TiO2 versus Cr# (Cr/(Cr+Al)) diagram (Jan and Windley, 1990); D) Cr# versus TiO2 (Barnes and Roeder, 2001); E) Al2O3 contents of chromian spinel versus the melt (Kamenetsky et al., 2001; Rollinson, 2008); F) Al2O3 versus FeO/MgO contents of the melt (Barnes and Roeder, 2001).

 

 

 

می‏‌توان گفت پریدوتیت‏‌های دالامپر، تفاله‏‌های بجامانده پس از ذوب‌بخشی در منطقة فرافرورانش هستند که تحت‌تأثیر مذاب‏‌های بونینیتی حاصل از ذوب‌بخشی بالا و غنی از منیزیم قرار گرفته‏‌اند (Uysal et al., 2009; Xiong et al., 2015). بررسی‏‌ها نشان‏‌می‏‌دهند مذاب‏‌های بونینیتی باعث تبلور اسپینل‏‌های غنی از Cr می‏‌شوند (Arai., 1992). ترکیب کروم‏‌اسپینل برای به‌دست‌آوردن ترکیب شیمیایی مذاب‏‌هایی که از آن متبلور شده‏‌‌اند به‌کار برده می‏‌شود و ازاین‌رو، کروم‏‌اسپینل ردیابی مهم برای شناخت خاستگاه دانسته می‏‌شود (Uysal et al., 2009). به باور مارل و مارل (Maurel and Maurel., 1982) مقدار Al2O3 در کروم‏‌اسپینل با مقدار Al2O3 در گدازة مولد کنترل می‏‌شود و می‏‌توان آن را از رابطة زیر به‌دست آورد:

Al2O3(wt.%)Cr-Spl=0.035×Al2O3(wt.%)Parental Melt2.42

مقدار Al2O3 به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌ها برای ماگمای سازندة مادر در جدول 4 آورده شده‌اند. این مقدار برای هارزبورگیت‏‌های بررسی‌شده در گسترة 9 تا 12 درصدوزنی تغییر می‏‌کند. مقدار‌های Al2O3 به‌دست‌آمده برای ترکیب‌های بونینیتی و IAT در گدازة مادر به‏‌ترتیب در گسترة 10 تا 14 درصدوزنی و 12 تا 16 درصدوزنی هستند (Dilek and Thy, 2009).

برای به‌دست‌آوردن مقدار TiO2 در کروم‏‌اسپینل گدازه مادر رابطة زیر به‌کار برده می‌شود (Rollinson., 2008):

TiO2(wt. %)melt=1.0963×TiO2(wt. %)Cr-Spl0.7863

مقدار TiO2 به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌ها از 18/0 تا 29/0 درصدوزنی متغیر است و با مذاب مادر نوع بونینیتی همخوانی دارد (جدول 4). مقدار FeO/MgO اسپینل در گدازة مادر نیز ‌بر پایة رابطة زیر به‌دست‌ آورده می‏‌شود (Augé., 1987):

ln(FeO/MgO)Cr-Spl=0.47-1.07YAlCr-Spl+ 0.64YFe3+Cr-Spl+ln(FeO/MgO)melt

مقدار نسبت یادشده برای گدازه‏‌های مادر برابر با 67/0 تا 93/0 است که با اختلاف بسیار اندکی همانند مقدار آن در گدازه‏‌های بونینیتی اولیه (8/5-0/0) است (Dilek and Thy, 2009). همچنین، همانند مقدارهای به‌دست‌آمده برای ماگمای مادر کرومیت‏‌ها در مجموعه‏‌های افیولیتی Mugla و Elekdag (Uysal et al., 2009: Dönmez et al., 2014) در ترکیه است. با توجه روابط یادشده ترکیب گدازة مادر در میدان سنگ‏‌های کمان (شکل 7-E) و بونینیتی (شکل 7- F) جای می‏‌گیرد. به‏‌طورکلی، ماگماهای بونینیتی پیامد ذوب درجه بالای گوة گوشته‏‌ای دگرنهادشده توسط سیال‌های آبدار آزادشده از دگرگونی و آبزدایی ورقة فرورونده هستند. مذاب‏‌های پدیدآمده در پهنه‌های فرافرورانشی، پیامد ذوب پیوسته سست‌کرة تهی‌شده هستند که در پی افزایش میزان سیال‌های آزاد شده از پوسته اقیانوسی فرورانده‌شده، پدید آمده‏‌اند (Shervais, 2000).

بررسی تهی‏‌شدگی گوشته و درجة ذوب‌بخشی پریدوتیت‌ها

ذوب‌بخشی گوشته به عوامل گوناگونی مانند فشار، دما و میزان آب بستگی دارد که می‏‌توانند به‏‌عنوان شاخص‏‌های تشخیصی جایگاه زمین‌ساختی به‌کار برده شوند (Choi et al., 2008). روش ذوب گوشتة بالایی از یک محیط به محیط زمین‏‌ساختی دیگر متفاوت است و باعث پیدایش درجة ذوب‌بخشی متفاوت پریدوتیت‏‌ها در جایگاه‏‌های زمین‏‌ساختی کمان، پشتة میان اقیانوسی یا تنورة گوشته‌ای می‏‌شود (Dick and Bullen, 1984; Arai, 1994). عدد کروم (Cr#) کانی اسپینل در پریدوتیت‏‌ها معیاری خوبی برای ارزیابی درجة تهی‏‌شدگی یک منبع گوشته‏‌ای و در پریدوتیت‏‌های ژرف، شاخص خوبی از درجة ذوب‌بخشی اسپینل پریدوتیت‏‌های جداشده از گوشته است. افزایش مقدار Cr# اسپینل در پریدوتیت‏‌ها نشان‏‌دهندة افزایش درجة ذوب‌بخشی است (Dick and Bullen, 1984). در پریدوتیت‏‌ها معمولاً درجة ذوب‌بخشی کمتر از 5 درصد و تا نزدیک به 30 درصد است (McDonough and Frey, 1995). با افزایش درجة ذوب‌بخشی سنگ‏‌های تهی‌شده یا به‏گفتة ‌دیگر در سنگ‏‌های پریدوتیتی مادر در گوشتة بالایی، مقدار مودال الیوین کم‌کم افزایش، مقدار کلینوپیروکسن به‏‌سرعت کاهش و مقدار ارتوپیروکسن نیز در آغاز به‌آرامی، اما پس از ناپدید‏‌شدن کلینوپیروکسن به‏‌سرعت کاهش می‏‌یابد (Ishii et al., 1992). این تغییرات، بسته به ترکیب اولیه سنگ مادر در درجات ذوب‌بخشی 15 تا 30 درصد رخ می‏‌دهند (Jaques and Green, 1980). در طول پدیدة ذوب‌بخشی، نه‏‌تنها نسبت فازها در تفاله افزایش و کاهش می‌یابد، بلکه ترکیب هر فاز نیز تغییر می‏‌کند.

برای نمونه، نسبت Mg/Fe در الیوین و پیروکسن‏‌ها و نیز نسبت Cr/Al در اسپینل‏‌ها افزایش می‏‌یابد (Sabah, 2009)؛ اما مقدار Na، Al و Ti پیروکسن‏‌ها کم می‏‌شود (Jaques and Green, 1980). مقدار Al پیروکسن و اسپینل پریدوتیت‏‌های گوشته به ذوب‌بخشی حساس است و با تهی‏‌شدگی بیشتر پریدوتیت‏‌ها به طور سیستماتیک کاهش می‏‌یابد (Uysal et al., 2012). این ویژگی نشان می‌دهد عنصرهای ماگمادوست مانند Ti، Al، Fe و آلکالی‏‌ها به ورود به مذاب گرایش دارند؛ اما عنصرهای دیرگداز مانند Mg و Cr گرایش دارند در تفاله به‌جای بمانند. پس ترکیب مودال و نیز شیمی کانی‏‌های پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای می‏‌تواند شاخصی از درجة ذوب‌بخشی و یا تهی‏‌شدگی این سنگ‏‌ها باشد. شواهد سنگ‌نگاری مانند نبود پلاژیوکلاز و گارنت در پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای گویای این هستند که سنگ‏‌های گوشته‏‌ای در رخسارة اسپینل- لرزولیت متعادل شده‏‌اند. ازاین‌رو، به‏‌کمک ترکیب شیمیایی کروم‏‌اسپینل‏‌های در پریدوتیت‏‌های به‏‌شدت دیرگداز مانند دونیت و هارزبورگیت می‏‌توان برآورد اولیه‌ای از میزان ذوب‌بخشی به‏‌دست‏‌آورد (Jaques and Green, 1980). پریدوتیت‏‌های گوشته پهنه‏‌های فرافرورانش (SSZ) با هارزبورگیت‏‌های تهی‌شده‌ای شناخته می‌شوند که عدد کروم بیشتر اسپینل‏‌های آنها از 5/0 بزرگ‏‌تر و TiO2 آنها کم است (Parkinson and Pearce, 1998). روند گوشته‏‌ای الیوین-اسپینل (OSMA) پارامتری متأثر از مقدار تهی‏‌شدگی پریدوتیت گوشته‏‌ای و گویای سنگ‌زایی آن است. مقدار فورستریت (Fo) الیوین نیز همانند Cr# اسپینل در پریدوتیت‏‌ها در هنگام فرایند ساب‌سولیدوس به‏‌طور معمول ثابت می‏‌ماند (Delavari, 2010). بر پایة این آرایة گوشته‏‌ای، کاهش در میزان درصد فورستریت در الیوین نشان‏‌دهندة پیشرفت فرایند تبلوربخشی است و افزایش میزان عدد کروم در اسپینل افزایش درجات ذوب‌بخشی در گوشته محل خاستگاه این سنگ‏‌ها را نشان می‌دهد. در نمودار Cr# اسپینل در برابر Mg# الیوین‏‌های همزیست، نمونه‏‌ها در محدودة روند OSMA جای گرفته‌اند و ماهیت فرافرورانش دارند و دچار ذوب‌بخشی بیشتر از 40 درصدی شده‏‌اند (شکل 8). این ویژگی‌ها گویای این هستند که تحول پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای بیشتر پیامد ذوب‌بخشی و خروج مذاب بوده است. درجة بالای ذوب‌بخشی در هارزبورگیت‏‌ها چه‌بسا نشانة ذوب دوبارة آنها در حضور سیال باشد؛ زیرا شرایط آبدار درجة ذوب‌بخشی پریدوتیت را افزایش می‏‌دهد (Hirose and Kawamoto, 1995). در بالای پهنه‏‌های فرورانش، ذوب در شرایط کاهش فشار به سبب حضور H2O رهاشده از زبانة فرورو تسهیل و تقویت می‏‌شود. حضور آب پس از فرایند آبزدایی زبانة فرورو می‏‌تواند نقطة ذوب را کاهش دهد و درجات ذوب‌بخشی پریدوتیت‏‌هایی را افزایش دهد که به‏‌طور متغیر دچار تهی‏‌شدگی شده‏اند (Moradpour et al., 2017). در پوستة‌ اقیانوسی با گسترش بسیار کند، پریدوتیت‏‌ها تغییرپذیری بالایی را در درجة ذوب‌بخشی نشان می‏‌دهند (Hellebrand et al., 2001). عموماً تغییرپذیری درجة ذوب‌بخشی با افزایش میزان گسترش کاهش می‏‌یابد. بر پایة مقدارِ متوسط Ca و Al در MORB، نزدیک به 10 درصد ذوب متناسب با میزان گسترش کند در یک کرانة طیف و ذوب نزدیک به 22 درصد متناسب با میزان گسترش تند در کرانة دیگر طیف، تغییرات کلی میزان گسترش است (Kamenetsky et al., 2001؛ Niu and Batiza, 1991). میزان ذوب به‌دست‌آمده برای پریدوتیت‏‌های بررسی‌شده نزدیک به 30 تا 40 درصد است که به معنی میزان گسترش تند برای منطقة دالامپر است.

 

 

 

شکل 8. نمودار فورستریت الیوین در برابر Cr# اسپینل (Pearce et al., 2000) (محدودة پریدوتیت‏‌های ژرف از دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984)، پریدوتیت‏‌های پهنة فرافرورانش از پیرس و همکاران (Pearce et al., 2000) و آرایه گوشته‏‌ای الیوین-اسپینل و روند ذوب‌بخشی از آرایی (Arai, 1994). FFM: گوشته مورب غنی‌شده).

Figure 8. Forsterite in olivine versus Cr# of spinel (Pearce et al., 2000) (Fields of abyssal peridotite from Dick and Bullen (1984), supra-subduction zone (SSZ) peridotites from Pearce et al. (2000), and the olivine–spinel mantle array (OSMA) and melting trend are from Arai (1994). FMM = Fertile MORB Mantle).

 

 

برآورد دما و فشار پیدایش پریدوتیت‌ها

سنگ‏‌های الترامافیک دالامپر، در هنگام پیدایش و پس از آن، رخدادها و فرایندهای دگرگونی گوناگونی را مانند دگرریختی و دگرنهادشدن گذرانده‏‌اند و تاریخچة تکاملی پیچیده‏‌ای دارند. در برخی روش‏‌های به‌کاررفته برای ارزیابی دمای پیدایش این سنگ‏‌ها، دمای تعادل اولیه به‏‌دست نمی‏‌آید؛ بلکه دماهای به‏‌دست‏‌آمده، نشان‏‌دهندة شرایط تعادل دوباره ساب‌سالیدوس هستند. این دماها نشان‏‌ می‏‌دهند سنگ‏‌های یادشده پس از پیدایش در گوشتة بالایی، در پوسته به تعادل رسیده‏‌اند. بیشتر روش‏‌های زمین‌دمافشارسنجی برای پریدوتیت‏‌ها، بر پایة توزیع عنصرهای اصلی میان فازهای سازندة این سنگ‌ها هستند. با توجه به حضور کانی‏‌های الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و اسپینل در پریدوتیت‏‌های بررسی‌شده و اینکه جفت کانی‏‌های ارتوپیروکسن- کلینوپیروکسن (Wood and Banno, 1973) و الیوین- اسپینل (Fabries, 1979) بر پایة ویژگی‏‌های سنگ‌نگاری، بهترین شواهد همزیستی را در این سنگ‏‌ها نشان می‏‌دهند، سنجش فشار و دما در زمان تبلور کانی‏‌ها در پریدوتیت‏‌ها با کمک نرم‏‌افزار رایانه‏‌ای PTMAFIC (Soto and Soto, 1995) انجام شد. نتایج به‌دست‌آمده در جدول6 آورده ‌شده‏‌اند. فرمول دماسنجی پیشنهادی وود و بانو (Wood and Banno, 1973) به‏‌صورت زیر است:

T(℃)= [-10202/(LnK)-7.65XFeOpx+ 3.88(XFeOpx)2-4.6)]-273.15

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

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

αMg2Si2O6=XMgM2. XMgM2

این معادله میانگین دمای تعادل کانی‏‌های ارتوپیروکسن-کلینوپیروکسن همزیست را نزدیک به 60±1103 درجة سانتیگراد نشان می‏‌دهد. در روش پیشنهادیِ فابریس (Fabries, 1979) نیز که بر پایة تبادل Fe2+، Fe3+، Mg و Cr استوار است، عامل فشار تأثیر ندارد و بر پایة معادله زیر به‏‌دست می‏‌آید:

T(℃) = [(4250×YCrSpl+1343)/ (LnKD2+1.825×YCrSpl×0.571)] -273

KD2=LnKD1-4×YFe3+Spl

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

داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌دماسنج یادشده برای نمونه‏‌ها در جدول 6 آورده ‌شده‌اند. نتایج اختلاف دمایی میان دمای تعادل به‌دست‌آمده از دماسنج الیوین-اسپینل و جفت کانی پیروکسن می‏‌تواند نشان‏‌ دهد کانی‏‌های الیوین و اسپینل در پریدوتیت‏‌ها در دمای کمتری نسبت به پیروکسن‏‌های هم‏‌زیست خود به تعادل رسیده‏‌اند. بررسی‏‌های پژوهشگران (Arai and Abe, 1994; Kelemen et al., 1992) روی عامل مؤثر در ایجاد این اختلاف دمایی و تغییر ترکیب این الیوین‏‌ها نشان می‌دهند الیوین‏‌های به‌تعادل‌رسیده در دمای کمی در کنار پیروکسن‏‌های به‌تعادل‌رسیده‌‌اند. در دمای بسیار بالاتر در سنگ‏‌های پریدوتیتی، الیوین‏‌های تغییر ترکیب‌یافتة اولیه در دمای ساب‏‌سولیدوس نیستند؛ بلکه الیوین‏‌های نوظهوری[7] هستند که هنگام رخداد واکنش مذاب صعودکننده با سنگ پریدوتیتی در برگیرندة این کانی‏‌ها در آن پدید آمده‏‌اند. می‏‌توان گفت واکنش‏‌های مذاب/سنگ سبب می‏‌شود ذوب نامتناجس ارتوپیروکسن آغاز شود و الیوین‏‌های واکنشی پدید آیند. برای سنجش میزان فشار حاکم بر پریدوتیت‏‌های مجموعه افیولیتی دالامپر روش پیشنهادیِ نیمیس و تیلور (Nimis and Taylor, 2000) بر پایة مقدار کروم در کلینوپیروکسن به‌کار برده شد. این روش تحت‏‌تأثیر دما و ترکیب کلینوپیروکسن است و فشار را با اختلاف 5/2± کیلوبار و بر پایة رابطة زیر به‌دست می‌آورد:

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

aCpxCaCrTs= Cr-0.81Cr#.(Na+K)

 

 

جدول 6. دماسنجی و فشارسنجی پریدوتیت‏‌های افیولیت دالامپر بر پایة ترکیب شیمیایی الیوین، کروم‏‌اسپینل، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن.

Table 6. Thermometry and barometry of peridotites from Dalampar ophiolite based on the chemical composition of olivine, chromian spinel, orthopyroxene and clinopyroxene.

Pressure (Kbar)

Geothermometers

 

Cr content in Clinopyroxene

(Nimis and Taylor, 2000)

Clinopyroxene -Orthopyroxene

Wood and Banoo (1973)

Olivine-Spinel

(Fabries, 1979)

Representative Sample

30

1100

1065

 (Cpx-Opx)

Do39 (Ol-Spl)

28

1103

1026

 (Cpx- Opx)

Do39 (Ol-Spl)

28

1098

988

 (Cpx- Opx)

Do25 (Ol-Spl)

31

1125

1061

 (Cpx- Opx)

Do25 (Ol-Spl)

30

1090

967

 (Cpx- Opx)

Do 41 (Ol-Spl)

Opx: Orthopyroxene, Cpx: Clinopyroxene, Ol: Olivine, Spl: Spinel. Do: Number of samples.

 

 

میانگین فشار به‌دست‌آمده با این روش برای پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای دالامپر نزدیک به 5/2± 28 کیلوبار است. به باور دیک و بولن (Dick and Bullen, 1984)، مجموعه کانی‏‌شناسی الیوین، کروم‏‌اسپینل، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن، نشان‏‌دهندة تبلور سنگ میزبان در بازة مشخصی از فشار (1 تا 2 گیگاپاسکال) است و با شرایط ذوب پیرولیت در محدودة پریدوتیت اسپینل‌دار همخوانی دارد. معمولاً تصور می‏‌شود پریدوتیت‏‌های محیط‏‌های کمانی در شرایط اکسیدکنندة بیشتری نسبت به پریدوتیت‏‌های ژرف پدیدار می‌شوند (Wood, 1991; Ballhaus, 1998; Parkinson and Pearce, 1998). میزان گریزندگی اکسیژن ƒo2 به‏‌عنوان نسبت Fe3+/Fe2+ در اسپینل‏‌ها شناخته می‏‌شود. این نسبت در کروم‏‌اسپینل‏‌ها تابعی از دما و گریزندگی اکسیژن است (Pal and Mitra., 2004). با کمک این نسبت در اسپینل‏‌ها، میزان گریزندگی اکسیژن برای تعادل اسپینل‏‌ها برابر با 03/0 تا 22/0 برآورد شد. این مقدارها نشان می‏‌دهند این سنگ‏‌ها در شرایط کمابیش اکسیدکننده، همانند پریدوتیت‏‌های محیط‏‌های SSZ پدید آمده‏‌اند.

بحث

ترکیب گوشته سنگ کره‏‌ای در محیط‏‌های کششی تنها از درجات مختلف ذوب‌بخشی در ژرفای مختلف متأثر نیست؛ بلکه واکنش گدازه-سنگ نیز عامل موثری در تغییر ترکیب گوشته است. شواهد بافتی و کانی‏‌شناسی در پریدوتیت‏‌های افیولیت دالامپر گویای رخداد واکنش گدازه-سنگ هستند. هرچند پیدایش برخی بافت‏‌ها در سنگ‏‌های آذرین به فرایند خاصی محدود نیست و پیدایش آنها پیامد چندین فرایند گوناگون است؛ اما برخی دیگر از این بافت‏‌ها گویای رخداد فرایند سنگ‏‌شناسی ویژه‏‌ای هستند (Xu-Ping et al., 2015). پیدایش برخی بافت‏‌های در سنگ‏‌های الترامافیک پیامد سرد‏‌شدن همراه با کاهش فشار است. از بافت‏‌هایی که هنگام سردشدن/کاهش فشار در سنگ‏‌های پریدوتیتی دالامپر پدید آمده‌اند، تیغه‏‌های جدایشی کلینوپیروکسن در ارتوپیروکسن هستند که به‌طور گسترده در پریدوتیت‏‌های آبیسال و SSZ دیده می‏‌شود (Tamura and Arai, 2006; Rollinson et al., 2008). برخی نیز چنین بافتی را پیامد رخداد ذوب‌بخشی تفسیر کرده‌اند که با یک واکنش (بازتبلور) دنبال شده است. برخی نیز پیدایش آن را پیامد ذوب‌بخشی پریدوتیت در فشار کم می‌دانند که سبب حذف کلینوپیروکسن شده است (Seyler et al., 2007). با توجه به حضور تیغه‏‌های جدایشی کلینوپیروکسن در ارتوپیروکسن هارزبورگیت‏‌های دالامپر، می‏‌توان گفت پیدایش این بافت در سنگ‏‌های پریدوتیتی منطقه پیامد سرد‏‌شدن همراه با کاهش فشار بر پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای بوده است که خود در پی ذوب‌بخشی گوشته تکامل‌یافته یا اولیه و یا در پی واکنش اولیه گدازه-سنگ پدید آمده‏‌اند (Tamura ana Arai, 2006; Seyler et al., 2007). از آنجایی‌که دونیت‏‌ها بخشی کوچکی از پریدوتیت‏‌های منطقه را تشکیل می‏‌دهند بیشتر از آنکه بتوان پیدایش آنها را پیامد بقایای ذوب‌بخشی گسترده دانست، پیدایش آنها به‏‌عنوان فراورده‏‌های واکنش گدازه-سنگ توجیه‌پذیر است. به این ترتیب که با مهاجرت گدازه از سنگ پریدوتیتی، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن حل شده است و الیوین را ته‌نشین کرده است (Moradpour et al., 2017). میزان Fo در الیوین‏‌های دالامپر همانند این مقدار در الیوین‏‌های پریدوتیت‏‌های مرتبط با منطقة فرافرورانش (94/0 – 91/0 Fo=~) است (Ishii et al., 1992). همچنین، میانگین مقدار Fo در الیوین‏‌ها گویای باروربودن گوشته‏‌ای است که از آن تبلور یافته‏‌اند و به شرایط ذوب‌بخشی آنها مرتبط است (برای نمونه، فشار و درجة ذوب‌بخشی) (Uysal et al., 2012). بررسی داده‏‌ها نشان‏‌می‏‌دهد مقدار Fo و NiO الیوین‏‌ها در همة توالی گوشته‏‌ای کمابیش یکسان و همانند الیوین‏‌های پریدوتیت‏‌های پیش‏‌کمانی (Ishii et al., 1992) و پریدوتیت‏‌های آبیسال است. مقدارهای کم TiO2 در کلینوپیروکسن‏‌ها پیامد تهی‏‌شدگی منبع گوشته‏‌ای آنها از Ti و نشان‏‌دهندة رخداد بیش از یک‏‌بار ذوب‌بخشی اولیه (Parlak et al., 1996) و گویای تبلور آنها از یک ماگما فقیر از Ti است. ماگماهای فقیر از Ti خاستگاه ماگمایی افیولیت‏‌های مدیترانة خاوری را نشان می‌دهند که پیدایش آنها در جایگاه‏‌های فرافرورانشی (SSZ) ثابت شده ‏‌است (Beccaluva et al., 1989).

برخی افیولیت‏‌ها که هم ویژگی‌های پشته‏‌های میان‏‌اقیانوسی[8] و هم جزیره‌های کمانی[9] را نشان می‏‌دهند افیولیت‏‌های فرافرورانش[10] (SSZ) نامیده می‏‌شوند (Pearce et al., 1984). افیولیت‏‌های پهنة فرافرورانش در ارتباط با مراحل آغازین فرورانش هستند که با عقب‏‌گرد[11] تند صفحة فرورونده، پیدایش حوضة کششی و گسترش کف دریا در صفحة بالایی پدید می‏‌آیند. در مرحلة آغازین، ذوب‌بخشی گوشتة لرزولیتی در اثر کاهش فشار آغاز شده است و نخستین واحد پوسته‏‌ای همانندِ مورب تشکیل می‏‌شود. سیال‌های رهاشده از صفحة فرورونده تأثیری در تولید مذاب در این مرحله ندارند (Dilek and Furnes, 2011). در مرحلة بعدی مذاب به‌شدت دچار آبزدایی صفحة فرورونده و دگرنهادشدة گوشته می‌شود و ادامة خروج مذاب، تفالة هاربورژیتی تهی‌شده از عنصرهای کمیاب و غنی از الیوین و ارتوپیروکسن را به‌جای می‏‌گذارد. با بالارفتن دما در گوة گوشته‏‌ای، دیاپیریسم فزایندة سست‌کره و افزایش جریان سیال‌ها، پریدوتیت‏‌های دیرگداز (دونیت) حاصل از ذوب‌بخشی تشکیل می‏‌شود که در پی آن مذاب بونینیتی نیز در این مرحله تولید می‏‌شود. بونینیت‏‌ها از نظر شیمیایی به دو گروه وابسته به پیش‏‌کمانی و پشت‏‌کمان دسته‌بندی می‏‌شوند؛ اما این گونه گدازه‏‌ها در محیط‏‌های پیش‏‌کمانی به نسبت حوضة پشت‏‌کمان فراوانی بیشتری دارند. ماگماهای پهنة سوپراسابداکشن از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی همانند ماگماهای کمان ماگمایی هستند؛ اما جایگاه زمین‌ساختی آنها همانند پوستة اقیانوسی است. این ویژگی دوگانه پیامد پیدایش افیولیت‏‌های فرافرورانش در هنگام گسترش کف اقیانوسی در بالای پوستة اقیانوسی در حال فرورانش است (Dilek and Furnes, 2011). افیولیت‏‌های پیش‏‌کمانی پیامد زایش پوستة اقیانوسی در هنگام بسته‏‌شدن حوضه‏‌های اقیانوسی و آغاز فرورانش اصلی هستند (Pearce and Robinson, 2010; Dilek and Furnes, 2011). پیرس و همکاران (Pearce et al., 2000) نشان داده‏‌اند هم پریدوتیت‏‌های فرافرورانش (SSZ) و هم ژرف ممکن است در محیط زمین ساختی پیش‏‌کمانی رخ دهند اگرچه معمولاً گروه اول فراوان‌تر است.

پریدوتیت‏‌های فرافرورانش بسیار کمتر در جزییات بررسی شده اند؛ زیرا دستیابی به آنها دشوارتر است و به‌شدت سرپانتینی شده‏‌اند (Pearce et al., 2000). با وجود این، این نمونه‏‌ها بهترین شاخص را از ترکیب گوة گوشتة بالای پهنه‏‌های فرورانش فراهم می‏‌کنند (Choi et al., 2008). روبرتسون (Robertson, 2004) افیولیت‏‌های اصلی کرتاسة مدیترانه و خاورمیانه را پهنه‌هاش فرورانش درون‌اقیانوسی می‌دانند. تازه‌ترین بررسی‏‌ها نشان می‏‌دهند بیشتر افیولیت‏‌های مدیترانة خاوری بهترین شواهد زمین‏‌شناسی را برای ماهیت ژرف و فرافرورانش کمربند افیولیتی تتیس فراهم می‏‌کنند. از این مجموعه‏‌ها، آلبانی و یونان (کمربند افیولیتی Dinaric و Hellenic) (Bortolotti et al., 2013)، جنوب باختری ترکیه (افیولیت‏‌های Lycian و Antalya) (Aldanmaz et al., 2009)، شمال‏‌باختری ترکیه (افیولیت‏‌های Har-mancik) (Uysal et al., 2014)، زمین‌درز زاگرس در ایران (افیولیت‏‌های کرمانشاه و....) (Allahyari et al., 2010; Saccaniet al., 2013) و افیولیت‏‌های عمان (Dare et al., 2009) را می‏‌توان نام برد. ماهیت پندزادی افیولیت‏‌های همجوار افیولیت دالامپر در سال‏‌های اخیر به‌خوبی بررسی شده است و گویای آنست که بیشتر افیولیت‏‌های زاگرس در محیط جزیره‌های کمانی درون‌اقیانوسی پدید آمده‌اند؛ به‌گونه‏‌ای‌که فرورانش درون اقیانوسی باعث پیدایش جزیره‌های کمانی نابالغی پیش از بسته‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس شده است و ازهمپاشیدن زبانة فرورو منجر به پیدایش یک فاز کششی بزرگ مقیاس در ورقة اقیانوسی شده است (Mouthereau et al., 2012) و در پی آن، افیولیت‏‌های پهنة فرافرورانش زاگرس پدیدار شده‏‌اند. آئو و همکاران (Ao et al., 2020) سنگ‏‌های مافیک مجموعه افیولیتی سردشت را بونینیت‏‌های پیش‏‌کمانی و سنگ‏‌های بازالتی کمان اقیانوسی می‌دانند و به باور آنها، یک سیستم فرورانشی کمان درون اقیانوسی در 24-50 میلیون سال پیش در نئوتتیس در شمال‏‌باختری زاگرس وجود داشته است. اللهیاری و همکاران (Allahyari et al., 2014) خاستگاه کومولاهای الترامافیک و کرومیتیت‏‌های سروآباد کردستان را ماگماتیسم بونینیتی درون‌اقیانوسی نئوتتیس جنوبی در کرتاسة پسین دانسته‌‏‌اند که در پی ذوب‌بخشی پریدوتیت تهی‌شده حاصل از گوشته بجامانده پس از خروج مذاب نوع MORB رخ داده است. شفایی‌مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2020) سنگ‏‌های آذرین مافیک (گابرو، گرانیت، دایک‏‌ها و گدازه‏‌های بالشی) پالئوژن افیولیت‏‌های امتداد مرز ایران و عراق را با کافت پیش‌کمانی ناشی از کشش زیاد دورة پالئوژن مرتبط می‏‌دانند که باعث ماگماتیسیم شدید در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر و بیرون‏‌زدگی کمپلکس‏‌های مرکزی [12] در ایران شده است. افیولیت‏‌های زاگرس در شمال عراق (Aswad et al., 2011) معرفی و پس از آن پژوهشگران بسیاری آنها را بررسی کرده‌اند (Yousif, 2009; Aswad et al., 2011; Ali et al., 2019). این پژوهشگران سن افیولیت‏‌های محور صحنه-پیرانشهر را ژوراسیک تا کرتاسة پسین و محل پیدایش آنها را جزیره‌های کمانی در بالای پهنه فرورانش دانسته‏‌اند. معین‌وزیری و همکاران (Moinevaziri et al., 2008) سن رادیومتری پلوتونیک‏‌های مرتبط با افیولیت‏‌های سوپراسابداکشن محور صحنه-مریوان را 57 تا 55 میلیون سال پیش و ماگماتیسم این محور را پیامد فرورانش نئوتتیس در الیگوسن می‏‌دانند که این سن در تازه‌ترین پژوهش‏‌ها در منطقۀ شمال‏‌باختری از هرسین تا سردشت نیز تأیید شده است (Yousif, 2009; Aswad et al., 2011; Nouri et al., 2019). سنگ‏‌های مافیک مجموعه افیولیتی پیرانشهر هم از لحاظ زمین‏‌شیمیایی حد واسط میان بازالت‏‌های مورب، بازالت کمان اقیانوسی و پهنة پشت‏‌کمان هستند و از ذوب‌بخشی منبع گوشته‏‌ای مختلط سست‏‌کره‏‌ای-سنگ‏‌کره‏‌ای جدایش یافته‏‌اند (Yazdani et al., 2023). افیولیت کرمانشاه نیز افیولیت پشت‏‌کمانی (Whitechurch et al., 2013) است که پیش از برخورد میان صفحه عربی و اوراسیا وجود داشته است یا به‏‌عنوان افیولیت پهنة سوپراسابداکشن شناخته می‌شود که در کرتاسة پسین پدید آمده است (Saccani et al., 2013). فرورانش درون‌اقیانوسی پوستة نئوتتیس پیدایش حوضة کششی پیش‏‌کمانی را به‌دنبال داشته است که سپس سنگ‏‌های وابسته به افیولیت دالامپر را پدید آورده است. در مجموع شواهد به‏‌دست‌آمده گویای آن هستند که افیولیت دالامپر به حوضه‌ای پیش‏‌کمانی وابسته بوده است که در سنگ‏‌کرة اقیانوسی نئوتتیس وجود داشته است.

برداشت

شواهد بافتی و کانی‏‌شناسی (مانند خردشدگی بلورها، ماکل مکانیکی و تیغه‏‌های کلینوپیروکسن) در پریدوتیت‏‌های افیولیت دالامپر نشان می‏‌دهند افزون‌بر رخداد واکنش مذاب/سنگ، درجات مختلفی از ذوب‌بخشی گوشته نیز در پیدایش این سنگ‏‌ها عاملی تأثیرگذار بوده است. همچنین، نشان‏‌دهندة وابستگی پریدوتیت‏‌های دالامپر به گوشتة بالایی و تجربة شرایط دما و فشا بالاست. داده‌های ریزکاو الکترونی پریدوتیت‏‌ها نشان‏‌می‏‌دهند الیوین‏‌ از نوع فورستریت (Fo89-Fo91)، کلینوپیروکسن از نوع دیوپسید (En47-51 Fs1-4Wo47-50) و ارتوپیروکسن هم از نوع انستاتیت (En87-89) هستند. کروم‏‌اسپینل‏‌ها غنی از Cr هستند و مقدارهای Ti و Al کمی دارند که ازاین‌رو، همانند کروم‏‌اسپینل‏‌هایِ هارزبورگیت‏‌های پیش‏‌کمانی هستند. پریدوتیت‏‌های دالامپر مقدارهای مودال کم کلینوپیروکسن و الیوین‏‌های غنی از منیزیم دارند. این ویژگی گویای درجات بالای ذوب‌بخشی و خاستگاه تهی‌شده برای این نمونه‏‌هاست. شیمی کانی کروم‏‌اسپینل در پریدوتیت‏‌ها نشان‌دهندة مذاب بونینیتی وابسته به محیط پیش‌کمانی است که مسئول پیدایش کانی کرومیت با Cr# و Mg# بالا و مقدار کم Ti و Al در هارزبورگیت‏‌های افیولیت دالامپر بوده است. بر پایة دماسنجی جفت کانی‏‌های الیوین-اسپینل و ارتوپیروکسن-کلینوپیروکسن میانگین دمای تبلور سنگ‏‌های پریدوتیتی 60 ±1100 درجة سانتیگراد در فشار 2 ± 28 کیلوبار به‌دست آورده شد که نشان‏‌دهندة خاستگاه گوشته‏‌ای اسپینل-پریدوتیت برای این سنگ‏‌هاست. پس می‏‌توان دریافت فرورانش درون‌اقیانوسی سنگ‏‌کرة نئوتتیس و سپس فرایند عقب‏‌گرد ورقة فرورونده کشش و پیدایش سنگ‏‌کرة اقیانوسی افیولیت دالامپر در جایگاهی پیش‏‌کمانی را به دنبال داشته ‏‌است. همچنین، فرایند عقب‏‌گرد ورقة فرورونده بالا‏‌آمدن جریان گوشته‏‌ای سست‌کره‌ای داغ، ذوب‌بخشی گوة گوشته‏‌ای و پیدایش مذاب بونینیتی را در پی داشته ‏‌است.

 

[1] Mesh Texture

[2] Hourglass

[3] Bastite

[4] Supra-Subduction Zone

[5] Back-Arc

[6] Fore-Arc

[7] Replacive Olivine

[8] Mid-Ocean Ridge

[9] Island Arcs

[10] Supra-Subduction Zone

[11] Roll back

[12] Core Complex

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Science, 94(3), 401- 419. https://doi.org/10.1007/s00531-005-0481-4
Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B., and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine, 148, 692-725. https://doi.org/10.1017/S001675681100046X
Al Humadi, H., Väisänen, M., Ismail, S. A., Kara, J., O’Brien, H., Lahaye, Y., and Lehtonen, M. (2019) U–Pb geochronology and Hf isotope data from the Late Cretaceous Mawat ophiolite, NE Iraq. Heliyon, 5, e02721. https://doi.org/10.1016/j.heliyon.2019.e02721
Alavi, M. (1972) Etude geologique de la region de Djam. Geological Survey of Iran, Report, 23, 1-288.
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211-238. https://doi.org.10.1016/0040-1951(94)90030-2
Aldanmaz, E., Schmidt, M.W., Gourgaud, A., and Meisel, T. (2009) Mid-Ocean ridge and supra-subduction geochemical signatures in spinel-peridotites from the Neotethyan ophiolites in SW Turkey: implications for upper mantle meltingprocesses. Lithos, 113, 691–708. https://doi.org.10.1017/S0016756807003986
Ali, S.A., Buckman, S., Aswad K.J., Jones, B.G., Ismail., S.A., and Nutman, A. (2013) The tectonic evolution of a N eo‐T ethyan (E ocene–O ligocene) island‐arc (W alash and N aopurdan groups) in the K urdistan region of the N ortheast Iraqi Zagros Suture Zone. Island Arc, 22(1), 104-125. https://doi.org/10.1111/iar.12007 
Ali, S.A., Ismail, S.A., Nutman, A.P., Bennett, V.C., Jones, B.G., and Buckman, S. (2016) The intra oceanic Cretaceous (∼108 Ma) Kata-Rash arc fragment in the Kurdistan segment of Iraqi Zagros Suture Zone: implications for Neotethys evolution and closure. Lithos, 260, 154-163.            http://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.05.027
Ali, S.A., Nutman A.P., Aswad, KJ., and Jones, B.G. (2019) Overview of the tectonic evolution of the Iraqi Zagrosthrust zone: Sixty million years of Neotethyan ocean subduction. Journal Geodynamics, 129, 162-177. https://doi.org/10.1016/j.jog.2019.03.007
Alizadeh, A. (2011) The age of emplacement of colored mélange in south-western Urmia. 30th Symposium of Geosciences, Iran.
Allahyari, K., Saccani, E., Pourmoafi, M., Beccaluva, L., and Masoudi, F. (2010) Petrologyof mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophioliticcomplex (Zagros belt, Iran): implications for the geodynamic evolution of theNeo-Tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti, 35, 71-90. https://doi.org/10.4454/ofioliti.v35i2.387
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. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2013.10.005
Allen, M.B., and Armstrong, H.A. (2008) Arabia–Eurasia collision and the forcing of mid- Cenozoic global cooling. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 265, 52-58. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2008.04.021
Ando, J., Shibata, Y., Okajima, Y., Furusho, M., and Tomioka, N. (2001) Striped iron zoning of olivine induced by dislocation creep in deformed peridotites. Nature, 414, 893-895. https://doi.org/10.1038/414893a
Ao, A., and Satyanarayanan, M. (2021) Petrogenesis of mantle peridotite and cumulate peridotite rocks from the Nagaland Ophiolite Complex, NE India. Geological Journal, 1-19. https://doi.org/10.1002/gj.4314
Ao, S., Mao, Q., Khalatbari-Jafari, M., Windley, B.F., Song, D., Zhang, Z., Zhang, J., Wan, B., Han, C., and Xiao, W. (2020) U–Pb age, Hf–O isotopes, and geochemistry of the Sardasht ophiolite in the NW Zagros orogen: Implications for the tectonic evolution of Neo‐Tethys. Geological Journal, 56, 1315-1329. https://doi.org.10.1002/gj.4011
Ao, S., Xiao, W., Jafari, M.K., Talebian, M., Chen, L., Wan, B., Ji, W., and Zhang, Z. (2016) U-Pb zircon ages, field geology and geochemistry of the Kermanshah ophiolite (Iran): From continental rifting at 79 Ma to oceanic core complex at ca. 36Ma in the southern Neo-Tethys. Gondwana Research, 31, 305-318. https://doi.org.10.1016/j.gr.2015.01.014
Arabshahi, A.H., and Sabzeie, M. (2013) Geological 1:25000 map of Silvaneh1. No.4964 II NW: Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Arai, S. (1992) Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks as a potential guide to magma chemistry. Mineralogical Magazine, 56, 173-184. http://doi.org/10.1180/minmag.1992.056.383.04
Arai, S. (1994) Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: review and interpretation. Chemical Geology, 113, 191- 204. https://doi.org/10.1016/0009-2541 (94)90066-3
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. http://doi.org/10.1007/BF01886963
Arai, S., Uesugi, J., and Ahmed, A.H. (2004) Upper crustal podiform chromitite from the northern Oman ophiolite as the stratigraphically shallowest chromitite in ophiolite and its implication for Cr concentration. Contributions to Mineralogy and Petrology, 147, 145-154. http://doi.org/10.1007/s00410-004-0552-8
Arif, M., and Qasim J.M. (2006) Petrotectonic significance of the chemistry of chromite in the ultramafic mafic complexes of Pakistan. Journal of Asian Earth Sciences., 27, 628-646. http://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.06.004
Aswad, K.J.A., Aziz, N.R.H., 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, 802-818. http://doi.org/10.1017/S0016756811000422
Augé, T. (1987) Chromite deposits in the northern Oman Ophiolite: mineralogical constraints. Mineralium Deposita, 22, 1-10. http://doi.org/10.1007/BF00204235
Azizi, H., and Stern, R.J. (2019) Jurassic igneous rocks of the central Sanandaj–Sirjan zone (Iran) mark a propagating continental rift, not a magmatic arc. Terra Nova, 31, 415-423. https://doi.org/10.1111/ter.12404
Azizi, H., and Tsuboi, M. (2021) TheVan Microplate: A New Microcontinent at the Junction of Iran, Turkey, and Armenia. Frontiers in Earth Science, 8, 574385. https://doi.org/10.3389/feart.2020.574385
Azizi, H., Lucci, F., Stern, R.J., Hasannejad, S., and Asahara, Y. (2018) The Late Jurassic Panjeh submarine volcano in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Northwest Iran: Mantle plume or active margin? Lithos, 308, 364-380. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2018.03.019
Ballhaus, C. (1998) Origin of podiform chromite deposits by magma mingling. Earth and Planetary Science Letters, 156, 185-193. http://doi.org/10.1016/S0012-821X(98)00005-3
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. https://doi.org/10.1093/petrology/42.12.2279
Beccaluva, L., Macciotta, G. Piccardo, G.B., and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology, 77, 165-82. https://doi.org/10.1016/0009-2541 (89)90073-9
Bodinier, J.L. and Godard, M.R. (2003) Orogenic, ophiolitic, and abyssal peridotites. In: Carlson, W., Ed., Treasure on Geochemistry: The Mantle and Core, p. 103-170. Elsevier Ltd. https://doi.org/10.1016/B0-08-043751-6/02004-1
Bortolotti, V., Pandolfi, L., Saccani, E., Chiari, M., Principi, G., and Marroni, M. (2013) Geodynamic evolution of ophiolites from Albania and Greece (Dinaric–Hellenicbelt): one, two, or more oceanic basins? International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 102, 783–811.
Choi S.H., Shervais J.W., and Mukasa, S.B. (2008) Supra-subduction and abyssal mantle peridotites of the Coast Range ophiolite, Contributions Mineralogy and Petrology, 156, 551-576. http://doi.org/10.1007/s00531-012-0835-7
Coleman, R.G. (1977) What is an Ophiolite? In: Ophiolites. Minerals and Rocks, volume 12, Springer, Berlin, Heidelberg. https://doi.org/10.1007/978-3-642-66673-5_1
Dare, S.A.S., Pearce, J.A., McDonald, I., and Styles, M.T. (2009) Tectonic discrimination ofperidotites using fO2–Cr# and Ga–Ti–FeIII systematics in chrome-spinel. Chemical Geology, 261, 199-216. http://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2008.08.002
Deer, W.A., Howie, R.A., and Zussman, J. (1992) An Introduction to the rock forming minerals. 2nd edition, Longman, London, UK. http://doi.org/10.1007/s00410-004-0552-8
Delavari, M. (2010) Petrology and geochemistry of the. Nehbandan Ophiolitic Complex, 300 p. PhD thesis, University of Tarbiat Moallem, Tehran, Iran (In Persian).
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. http://doi.org/10.1007/BF00373711
Dilek, Y. (2006) Collision tectonics of the Eastern Mediterranian region: causes and consequences. Geological Society of America, Special paper, 409, 1-13. http://doi.org/10.1130/2006.2409(01) 
Dilek, Y., and Flower, M.F.J. (2003) Arc-Trench Rollback and Forearc Accretion: 2. A Model Template for Ophiolites in Albania, Cyprus, and Oman. Geological Society, London, Special Publications, 218, 43-68. http://doi.org/10.1144/GSL.SP.2003.218.01.04
Dilek, Y., and Furnes, H. (2011) Ophiolite genesis and global tectonics: geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere. Geological Society of America Bulletin, 123, 387-4. http://doi.org/10.1130/B30446.1
Dilek, Y., and Furnes, H. (2014) Ophiolites and their origins. Elements, 10, 93-100. http://doi.org/10.2113/GSELEMENTS.10.2.93
Dilek, Y., and Robinson, R.T. (2003) Ophiolites in Earth History. The Geological Society of America, Special Publication 218, 1-8. http://doi.org/10.1017/S0016756804230011
Dilek, Y., and Thy, P. (2009) Island arc tholeiite to boninitic melt evolution of the Cretaceous Kizildag (Turkey) ophiolite: model for multi-stage early arc-forearc magmatism in Tethyan subduction factories, Lithos, 113, 68-87. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.05.044
Dilek, Y., and Yang, J.S. (2018) Ophiolites, diamonds, and ultrahigh-pressure minerals: new discoveries and concepts on upper mantle petrogenesis Lithosphere, 10, 3-13. http://doi.org/10.1130/L715.1
Dönmez, C., Keskin, S., Günay, K., Çolakoğlu, A. O., Çiftçi, Y., Uysal, İ., Türkel, A., and Yıldırım, N. (2014) Chromite and PGE geochemistry of the Elekdağ Ophiolite (Kastamonu, Northern Turkey): implications for deep magmatic processes in a supra-subduction zone setting. Ore Geology Reviews, 57, 216- 228. http://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2013.09.019
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. https://doi.org/10.1029/JB087iB10p08717
Fabries, J. (1979) Spinel-olivine geothermometry in peridotites from ultramafic complexes. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69, 329-336. http://doi.org/10.1007/BF00372258   
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. http://doi.org/10.1016/j.chemer.2006.01.003
Forster, H. (1978) Mesozoic-Cenozoic Metallogenesis in Iran. Journal of the Geological Society, 135, 443-455. https://doi.org/10.1144/gsjgs.135.4.0443
Fryer, P. (2002) Recent studies of serpentinite occurrences in the oceans: Mantleocean interactions in the plate tectonic cycle. Chemie Der Erde-Geochemistry, 62, 257-302. http://doi.org/10.1078/0009-2819-00020
Furnes, H., and Dilek, Y. (2017) Geochemical characterization and petrogenesis of intermediate to silicic rocks in ophiolites: a global synthesis. Earth-Science Review, 166, 1-37. http://doi.org/10.1111/1755-6724.13151
Furnes, H., Dilek, Y., and de Wit, M. (2015) Precambrian greenstone sequences represent different ophiolite types. Gondwana Research, 27, 649-68. http://doi.org/10.1007/978-94-007-7615-9_1
Ghalamghash, J., Vousoughi Abedini, M., and Houshmand Manavi, S. (2013) Geochemistry and Petrogenesis of Oshnavieh Plutonic Complex. Scientific Quarterly Journal, Geosciences. 22, 205-218.
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. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003
Ghasemi, H., and Derakhshi, M. (2008) Mineralogy, geochemistry and role of olivine mechanical separation in generation of Lower Paleozoic igneous rocks in Shirgesht area, NW of Tabas, Central Iran. Journal of Crystallography and Mineralogy, 16(2), 207-224 (in Persian).
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. http://doi.org/10.22067/econg.v6i2.23202
Göncüoglu, M.C. (2010) Introduction to the geology of Turkey: geodynamic evolution of the Pre-Alpine and Alpine terrances. NewYork, NY, Springer, 1–69.
González-Jiménez, J.M., Proenza, J.A., Gervilla, F., Melgarejo, J.C., Blanco-Moreno, J.A., Ruiz-Sánchez R., and Griffin, W.L. (2011) High-Cr and High-Al chromitites from the Sagua de Tánamo district, Mayarí-Cristal ophiolitic massif (eastern Cuba): constraints on their origin from mineralogy and geochemistry of chromian spinel and platinumgroup elements. Lithos, 125, 101–121. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.01.016
Hajialioghli, R., and Moazzen, M. (2014) Supra-subduction and mid-ocean ridge peridotites from the Piranshahr area, NW Iran. Journal of Geodynamics, 81, 41-55. https://doi.org.10.1016/j.jog.2014.06.003
Hajmolla Ali, E., Shahrabi, M., Tahooneh, M., and Shokri, S. (2006) Silvana, geological quadrangle map, 1:100000 scale. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
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. http://doi.org/10.1016/0016-7037(93)90112-A
Hassanzadeh, J., and Wernicke, B.P. (2016) The Neotethyan Sanandaj-Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin-arc transitions. Tectonics, 35 (3), 586-621. https://doi.org/10.1002/2015TC003926  
Hébert, R., Bezard, R., Guilmette, C., Dostal, J., Wang, C.S., Liu, Z.F. (2012) The Indus-Yarlung Zangbo ophiolites from Nanga Parbat to Namche Barwa syntaxes, southern Tibet: first synthesis of petrology, geochemistry, and geochronology with incidences on geodynamic reconstructions of Neo-Tethys. Gondwana Research, 22, 377-397. https://doi.org/10.1016/j.gr.2011.10.013
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. https://doi.org/10.1038/35070546
Hirose, K., and Kawamoto, T. (1995) Hydrous partial melting of lherzolite at 1 GPa: The effect of H2O on the genesis of basaltic magmas. Earth and Planetary Science Letters, 133(3), 463-473. https://doi.org/10.1016/0012-821X (95)00096-U
Homke, S., Vergés, J., Garcés, M., Emami, H., and Karpuz, R. (2004) Magnetostratigraphy of Miocene–Pliocene Zagros foreland deposits in the front of the Push-e Kush arc (Lurestan Province, Iran). Earth and Planetary Science Letters, 225. https://doi.org.10.1111/j.1365-2117.2009.00431.x
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. http://doi.org.10.2973/odp.proc.sr.125.129.1992
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. http://doi.org/10.1016/j.gr.2006.04.007
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, 667-715. http://doi.org/10.1093/petrology/31.3.667
Jaques, A.L., and Green, D.H. (1980) Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology, 73, 287-310. http://doi.org/10.1007/BF00381447
Jassim, S.Z., and Goff, J.C. (2006) Geology of Iraq, 341pp. 1st Edition, published by Dolin, Prague and Moravian Museum, Brno, Printed in the Czech Republic.
Jingsui, Y., Fahui, X., Guolin, G., Fei, L., Fenghua, L., Songyong, C., and Liwen, Z. (2011) The Dongbo ultramafic massif: a mantle peridotite in the western part of the Yarlung Zangbo suture zone, Tibet, with excellent prospects for a major chromite deposit. Acta Petrologica Sinica, 27, 3207-3222. http://doi.org/10.3975/cagsb.2015.01.04
Johnson, K.T.M., Dick, H.J.B., and 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. https://doi.org/10.1029/JB095iB03p02661
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. https://doi.org/10.1093/petrology/42.4.655
Karipi, S., Tsikouras, B., Hatzipanagiotou, K., and Grammatikopoulos, T.A. (2007) Petrogenetic significance of spinel-group minerals from the ultramafic rocks of the Iti and Kallidromon ophiolites (Central Greece). Lithos, 99, 136-149. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.005
Kelemen, P., Whitehead, J.A., Aharonov, E., and Joordahl, K.A. (1995) Experiments on flow focusing in soluble porous media, with applications to melt extraction from the mantle. Journal of Geophysical Research, 100, 475-496. http://doi.org/10.1029/94JB02544
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. http://doi.org/10.1038/358635a0
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. http://doi.org/10.1093/oxfordjournals.petrology.a037263
Khalatbari-Jafari, M., Juteau, T., and Cotton, J. (2006) Petrological and geochemical study of the late cretaceous ophiolite of Khoy (NW Iran), and related geological formations. Journal of Asian Earth Science, 27, 465-502. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.05.006
Khedr, M.Z., and Arai, S. (2017) Peridotite–chromitite complexes in the Eastern Desert of Egypt: insight into Neoproterozoic sub-arc mantle processes. Gondwana Research, 52, 59-79. https://doi.org/10.1016/j.gr.2017.09.001
Lafay, R., Montes-Hernandez, G., Janots, E., Chiriac, R., Findling, N., and Toche, F. (2013) Nucleation and growth of chrysotile nanotubes in H2SiO3-MgCl2-NaOH medium from 90 to 300°C. Chemistry: A European Journal, 19, 5417-5424. https://doi.org/10.1002/chem.201204105
Lee, C.T., Rudnick, R.L., McDonough, W.F., and Horn, I. (2000) Petrologic and geochemicalinvestigation of carbonates in peridotite xenoliths from northeastern Tanzania. Contributions to Mineralogy and Petrology, 139, 470-484. https://doi.org/10.1007/s004100000144
Mallmann, G., O'Neill, H.S.C., and Klemme, S. (2009) Heterogeneous distribution of phosphorus in olivine from otherwise well-equilibrated spinel peridotite xenoliths and its implications for the mantle geochemistry of lithium. Contributions to Mineralogy and Petrology, 158, 485–504. http://doi.org/10.1007/s00410-009-0393-6
Maurel, C., and Maurel, P. (1982) Etude expérimental de la distribution de l’aluminium entre bain silicate basique et spinelle chromifère. Implications pétrogenetiques: teneur en chrome des spinelles, Bulletin de Mineralogie, 105, 197-202.
McDonough, W.F., and Frey, F.A. (1995) Rare earth elements in upper mantle rocks. In: Lipin, B. R. a. M., G. A (ed.) Geochemistry and Mineralogy of rare earth elements, Reviews in Mineralogy, 120, 223-253. https://doi.org/10.1016/0009-2541 (94)00140-4.
McQuarrie, N., Stock, J.M., Verdel, C., and Wernicke, B.P. (2003) Cenozoic evolution of Neotethys and implications for the causes of plate motions. Geophysical Research Letters, 30(20), 2036. https://doi.org/10.1029/2003gl017992
Moazzen, M., Rezaei-Bargoshadi, M., and Yang, T.N. (2021) Early cretaceous (Albian) intra-oceanic subduction in northern branch of Neotethys in NW Iran: Zircon U-Pb geochronology and geochemistry of ophiolitic metagabbros from the Chaldoran area. Geological Journal, 56, 1638-1657. http://doi.org.10.1002/gj.4018
Modjarrad, M., Whitney, D.L., and Omrani, H. (2024) Petrologic evolution of the Gysian ophiolitic serpentinites, NW Iran. Acta Geochimica,  http://doi.org/10.1007/s11631-024-00682-6
Mohammad, Y. O. (2013) P–T evolution of meta-peridotite in the Penjwin ophiolite, northeastern Iraq. Arabian Journal of Geosciences, 6, 505–518. http://doi.org/10.1007/s12517-011-0372-x
Moinevaziri, H., Azizi, H., Mehrabi, B., and Izadi, F. (2008) Oligocene magmatism in the Zagros Thrust zone (Sahneh-Marivan area): evidences for the second Neotethyan Subduction Occurrence in the Paleogene. Journal of Science, University of Tehran, 34, 113-122.
Molinaro, M., Leturmy, P., Guezou, J., Frizon de Lamotte, D., and Eshraghi, S.A. (2005) The structure and kinematics of the southeastern Zagros fold‐thrust belt, Iran: From thin skinned to thick-skinned tectonics. Tectonics, 24. http://doi.org/10.1029/2004TC001633
Mondal, S.K., Ripley, E.M., Li, C., and Frey, R. (2006) The genesis of Archean chromitites from Nuashi and Sukinda massifs in the Singhbhum Craton, India. Precambrian Research, 148, 45-66. http://doi.org/10.1016/j.precamres.2006.04.001
Monsef, M., Monsef, R., Mata, J., Zhang, Z., Pirouz, M., Rezaeian, M., Esmaeili, R., and Xiao, W. (2018) Evidence for an early-MORB to fore-arc evolution within the Zagros suture zone: Constraints from zircon U-Pb geochronology and geochemistry of the Neyriz ophiolite (South Iran). Gondwana Research, 62, 287-305. http://doi.org/10.1016/j.gr.2018.03.002
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, 165-186. http://doi.org/10.3190/jgeosci.244
Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrologym, 39, 55-76. http://doi.org/10.3406/bulmi.1988.8099
Mouthereau, F., Lacombe, O., and Vergés, J. (2012) Building the Zagros collisional orogen: timing, strain distribution and the dynamics of Arabia/Eurasia plate convergence. Tectonophysics, 532-535, 27-60. http://doi.org/10.1016/j.tecto.2012.01.022
Murata, K., Maekawa, H., Yokose, H., Yamamaoto, K., Fujioka, K., Ishii T., Chiba H., and Wada, Y. (2009) Significance of serpentinization of wedge mantle peridotites beneath Mariana forearc, western Pacific. Geosphere, 5, 90-104. http://doi.org/10.1130/GES00213.1
Nabavi, M. (1976) Introductory to the Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
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. http://doi.org/10.1007/s004100000156
Niu, Y. (1997) Mantle melting and melt extraction processes beneath ocean ridges: evidence from abyssal peridotites. Journal of Petrology, 38, 1047-1074. https://doi.org/10.1093/petroj/38.8.1047
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. http://doi.org/10.1029/91JB01933
Nogol-e-Sadat, M.A., Ahmadzadeh Heravi, M., Almasian, M., Poshtkouhi, M., and Hushmandzadeh, A. (1993) “Tnarzira Mcp zf dici”, Scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
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. http://doi.org/10.1017/S0016756818000201
Nozaka, T. (2003) Compositional heterogeneity of olivine in thermally metamorphosed serpentinite from Southwest Japan. American Mineralogist, 8, 1377-1384. http://doi.org/10.2138/am-2003-8-922
Page, N.J. (1968) Chemical differences among serpentine polymorphs. American Mineralogist, 53, 201-2015.
Pagé, P., Bédard, J.H., Schroetter, J., and Tremblay, A. (2008) Mantle petrology and mineralogy of the Thetford Mines ophiolite complex. Lithos, 100, 255-292. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.017
Pal, T., and Mitra, S. (2004) P–T–fo2 controls on a partly inverse chromite-bearing ultramafic intrusive: an evaluation from the Sukinda Massif, India. Journal of Asian Earth Science, 22, 483-493. https://doi.org/10.1016/S1367-9120 (03)00088-9
Parkinson, I.J., and Pearce, J.A. (1998) 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. https://doi.org/10.1093/petroj/39.9.1577
Parlak, O, Delaloye, M., and Bingol, E. (1996) Mineral chemistry of ultramafic and mafic cumulates as an indicator of the arc-related origin of the Mersin ophiolite (southern Turkey). Geologische Rundschau, 85, 647–61. http://doi.org/10.1007/BF02440102
Pearce, J.A. (2014) Ophiolites: immobile elements fingerprinting of ophiolites. Elements, 10, 101-108. http://doi.org/10.2113/gselements.10.2.101
Pearce, J.A., and Robinson, P.T. (2010) The Troodos ophiolitic complex probably formed in a subduction initiation, slab edge setting. Gondwana Research, 18, 60. https://doi.org/10.1016/j.gr.2009.12.003
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. https://doi.org/10.1007/s004100050572
Pearce, J.A., Lippard, S.J., and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of supra subduction zone ophiolites. Geological Society, London, Special Publications, 16, 77-94. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1984.016.01.06
Piccardo, G.B., Zanetti, A., and Müntener, O. (2007) Melt/peridotite interaction in the Southern Lanzo peridotite: Field, textural and geochemical evidence. Lithos, 94 (1):181–209. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2006.07.002
Pirouz, M., Avouac, J.-P., Gualandi, A., Hassanzadeh, J., and Sternai, P. (2017) Flexural bending of the Zagros foreland basin. Geophysical Journal International, 210, 1659-1680. https://doi.org/10.1093/gji/ggx252
Prelevi´c, D., and Seghedi, I. (2013) Magmatic response to the post-accretionary orogenesis within Alpine-Himalayan Belt-Preface. Lithos, 180-181, 1-4. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.09.004
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. https://doi.org/10.2113/gscanmin.45.3.631
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. http://doi.org/10.1190/1.1443077
Rezaei Bargoshadi, M., Moazzen, M., and Yang, T. (2019) Geochemistry of arc-related mantle peridotites and gabbros from the Chaldoran ophiolite, NW Iran. International Geology Review, 62, 1-27. http://doi.org/10.1080/00206814.2019.1663767
Rezaei, M., and Moazzen, M. (2014) Mineral chemistry of the ophiolitic peridotites and gabbros from the Serow area: Implications for tectonic setting and locating the Neotethys suture in NW Iran. Central European Geology, 57(4), 385-402. http://doi.org/10.1556/CEuGeol.57.2014.4.4
Robertson, A.H.F. (2004) Development of concepts concerning the genesis and emplacement of Tethyan ophiolites in the Eastern Mediterranean and Oman regions. Earth-Science Reviews, 66, 331-387. http://doi.org/10.1016/j.earscirev.2004.01.005
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, 1, 273-288. http://doi.org/10.1007/s00410-008-0284-2
Rudnick, R.L., McDonough, W.F., and Chappell, B.W. (1993) Carbonatitemetasomatism in the northern Tanzanian mantle: petrographicand geochemical characteristics. Earth and Planetary Science Letters, 114, 463-475. https://doi.org/10.1016/0012-821X (93)90076-L
Sabah, A.I. (2009) Chemistry of accessory chromian spinel in serpentinites from the Panjwen ophiolite rocks, Zagros thrust zone, northeastern Iraq. Journal of Kirkuk University-Scientific Studies, 4, 1–21. http://doi.org/10.32894/kujss.2009.37543
Saccani, E., Allahyari, K., and Rahimzadeh, B. (2014) Petrology and geochemistry of mafic magmatic rocks from the Sarve-Abad ophiolites (Kurdistan region, Iran): Evidence for interaction between MORB-type asthenosphere and OIB-type components in the southern Neo-Tethys Ocean. Tectonophysics, 621, 132-147. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2014.02.011
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, 392-411. https://doi.org/10.1016/j.gr.2012.10.009
Saccani, E., Chiari, M., Bortolotti, V., Photiades, A., and Principi, G. (2015) Geochemistry of volcanic rocks and biostratigraphy on radiolarian cherts from the Almopias ophiolites and the Paikon Unit (Western Vardar, Greece). Ofioliti, 40, 1.25. http://doi.org/10.4454/ofioliti.v40i1.432
Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L., and Amini, S. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): Implication for the evolution of the Sistan Ocean. Lithos, 117(1-4), 209-228. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2010.02.016
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, Contributions to Mineralogy and Petrology, 153, 303-319. https://doi.org/10.1007/s00410-006-0148-6
Shafaii Moghadam, H., and Stern, R.J. (2011) Geo-dynamic evolution of late Cretaceous Zagros ophiolites: Formation of Oceanic Lithosphere above a Nascent Subduction Zone. Geological Magazine, 148, 762-801.https://doi.org/10.1017/S0016756811000410
Shafaii Moghadam, H., and Stern, R.J. (2014). Ophiolites of Iran: keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia: (I) Paleozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Sciences, 91, 19–38. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.12.016
Shafaii Moghadam, H., Griffin, W.L., Kirchenbaur, M., Garbe-Schönberg, D., Zakie Khedr, M., Kimura, J.I., Stern, R.J., Ghorbani, G, Murphy, R., O'Reilly, S.Y., Arai, S., and Maghdour-Mashhour, R. (2018) Roll-back, extension and mantleupwelling triggered Eocene potassic magmatism in NW Iran. Journal of Petrology, 59, 1417-1465. https://doi.org/10.1093/petrology/egy067
Shafaii Moghadam, H., Li, Q., Stern, R.J, Chiaradia, M., Karsli, O., and Rahimzadeh, B. (2020) The Paleogene ophiolite conundrum of the Iran–Iraq border region. Journal of the Geological Society, 177, 955-964. http://doi.org/10.1144/jgs2020-009
Shafaii Moghadam, H.S., Corfu, F., Stern, R.J., and Bakhsh, A.L. (2019) The Eastern Khoy metamorphic complex of NW Iran: A Jurassic ophiolite or continuation of the Sanandaj–Sirjan Zone? Journal Geological Society, 176, 517-529. http://doi.org/10.1144/jgs2018-081
Shervais, J.W. (2001) Birth, death, and resurrection: The life cycle of supra subduction zone ophiolites. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2. https://doi.org/10.1029/2000GC000080
Soltani Nezhad, M., Ahmadipour, H., Moradian, A., Zahedi, A., Nakashima., K. (2021) Investigation of Petrological Characteristics of the Upper Mantle in Hadji-Abad Ophiolitic Complex (South of Iran): Based on Mineral Chemistry Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 32(2), 143 – 157. https://doi.org/10.22059/jsciences.2020.303150.1007530
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. http://doi.org/10.1016/0098-3004 (94)00101-Y
Stampfli, G.M., and Borel, G.D. (2002) A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary Science Letters, 196, 17-33. http://doi.org/10.1016/S0012-821X (01)00588-X
Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association Petroleum Geologists, 52, 1229-1258. https://doi.org/10.1306/5D25C4A5-16C1-11D7-8645000102C1865D
Tamura A., and Arai S. (2006) Harzburgite–dunite–orthopyroxenite suite as a record of suprasubduction zone setting for the Oman ophiolite mantle. Lithos, 90, 43-56. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2005.12.012
Tian, S.H., Yang, Z.S., Hou, Z.Q., Mo, X.X., Hu, W. J., Zhao, Y., and Zhao, Z.Y. (2017) Subduction of the Indian lower crust beneath southern Tibet revealed by the post-collisional potassic and ultrapotassic rocks in SW Tibet. Gondwana Research, 41, 29–50. https://doi.org/10.1016/j.gr.2015.09.005
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. http://doi.org/10.1007/BF00376142
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. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.11.009
Uysal, I., Sen, A.D., Ersoy, E.Y., Dilek, Y., Saka, S., Zaccarini, F., Escayola, M., and Karsli, O. (2014) Geochemical make-up of oceanic peridotites from NW Turkey andthe multi-stage melting history of the Tethyan upper mantle. Mineralogy and Petrology, 2. http://doi.org/10.1007/s00710-013-0277-3
Uysal, I., Zaccarini, F., Sadilkar, M.B., Tarkian, M., Thalhammer, O.A.R., and Garuti, G. (2009) The podiform chromitites in the Dagkuplu and Kavak mines, Eskisehir ophiolite (NW-Turkey): Genetic implications of mineralogical and geochemical data. Geologica Acta, 7, 351-362. http://doi.org/10.1344/105.000001442
Viti, C., and Mellini, M. (1998) Mesh textures and bastites in the Elba retrograde serpentinites. European Journal of Mineralogy, 10, 1341-1359. http://doi.org/10.1127/ejm/10/6/1341
Wang, J., Su, B.X., Robinson, P.T., Xiao, Y., Bai, Y., Liu, X., Sakyi, P.A., Jing, J.J., Chen, C., Liang, Z., and Bao, Z.A. (2021) Trace elements in olivine: Proxies for petrogenesis, mineralization and discrimination of mafic-ultramafic rocks. Lithos, 388-389, 1-9. http://doi/org/10.1016/j.lithos.2021.106085
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. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.07.017
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Wood, B.J. (1991) Oxygen barometry of spinel peridotites. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 25, 417–432.
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. http://doi.org/10.1007/BF00371501
Xiong, F., Yang, J., Robinson, P.T., Xu, X., Liu, Z., and Li, Y. (2015) Origin of podiform chromitite, a new model based on the Luobusa ophiolite, Tibet. Gondwana Research, 27, 525- 542. http://doi.org/10.1016/j.gr.2014.04.008
Xu, D., Huang, G., and Lei, Y. (2007) Origin of the Xiugugabu ophiolite massif, SW Tibet: evidence from petrology and geochemistry. Geotectonica et Metallogenia, 31, 490-501. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.02.019
Xu-Ping, L., Hong-Kai, C., Ze-Li, W., Li-Jun, W., Jing-Sui, Y., and Rolinson, P. (2015) Spinel peridotite, olivine websterite and the textural evolution of the Purang ophiolite complex, western Tibet. Journal of Asian Earth Sciences, 110, 55-71. http://10.1016/j.jseaes.2014.06.023
Yazdani, 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.
Yazdani, M., Moazzen, M., and Oberhänsli, R. (2023) Petrogenesis of mafic rocks from northwest Iran (Piranshahr) and comparison with northeast Iraq ophiolites: Implications for slab window magmatism in an evolving Neotethys arc. Island Arc, 32(1), e12481. https://doi.org/10.1111/iar.12481
Yousif, O.M. (2009) Serpentinites and their tectonic signature along the Northwest Zagros Thrust zone, Kurdistan region, Iraq. Arabian Journal of Geosciences, 4, 69-83. http://doi.org/10.1007/s12517-009-0080-y
Zhang, Z., Xiao, W., Majidifard, M.R., Zhu, R., Wan, B., Ao, S., Chen, L., Rezaeian, M., and Esmaeili, R. (2017) Detrital zircon provenance analysis in the Zagros Orogen, SW Iran: implications for the amalgamation history of the Neo-Tethys. International Journal of Earth Sciences, 106, 1223-1238. http://doi.org/10.1007/s00531-016-1314-3
Zhou M.F., and Bai W.J. (1992) Chromite deposit in China and their origin. Mineralium Deposita, 27, 192-199. http://doi.org/10.1007/BF00202542
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. http://doi.org/10.1093/petrology/37.1.3