Mantle heterogeneity beneath the oceanic crust of forearc basin of Nain ophiolite based on the composition of pyroxenes in harzburgites

Document Type : Original Article

Authors

1 M.Sc. Student, Department of Petrology, Faculty of Earth Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

2 Assistant Professor, Department of Petrology, Faculty of Earth Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran

Abstract

Introduction
The Nain ophiolite in Central Iran has been the subject of numerous petrological investigations, particularly focusing on its ultramafic rocks. The present study examines the crystal chemistry of pyroxenes in harzburgite massifs from the southern Separab area in order to compare with those of the central (near Sucheh village) and eastern parts of the Nain ophiolite (Darreh Deh region). Understanding mantle heterogeneity is crucial for interpreting the tectonomagmatic conditions of forearc oceanic lithosphere (Ishii et al., 2019a; Zheng, 2019a).
This study examines the oceanic lithosphere remnants of Nain ophiolite in the northwest of Central East Iranian Microcontinent (CEIM), where mantle peridotites record suprasubduction zone (SSZ) processes (Mehdipour et al., 2010; Pirnia et al., 2013; Shirdashtzadeh et al., 2014). Previous work documented a lherzolite-harzburgite-dunite transition (Pirnia, 2007; Shirdashtzadeh, 2014) formed by melt-rock interactions in a suprasubduction setting (Pirnia et al., 2010, 2018). While peridotites from the central and southern sections have been studied (e.g., Mehdipour et al., 2010; Pirnia et al., 2013), the western exposures near Separab (or Separo) village remain poorly characterized. A preliminary study by Safdari and Shirdashtzadeh (2024) have shown compositional heterogeneity for the olivines in the various harzburgite massifs of the aforementioned ophiolite. 
Chemical analysis of constituent minerals in these rock units provides critical insights into the origin and the nature of the oceanic lithospheric mantle sequence. Among these, pyroxenes - particularly clinopyroxene - serve as important petrogenetic indicators due to their refractory nature and high chemical/physical resistance, especially against alteration processes. As demonstrated in numerous studies (e.g., Aldanmaz, 2012; Mohamed et al., 2013; Nishio et al., 2022; Ghorbani et al., 2024), their chemistry has been extensively used to determine the nature and the origin of host rocks. Therefore, this study conducts detailed petrographic and chemical analyses of clinopyroxene and orthopyroxene in harzburgite outcrops south of Separab village to investigate the nature and the evolution of the mantle beneath the Neotethyan oceanic lithosphere. The obtained results are then compared with previously studied harzburgite samples from other sections of this ophiolite by various researchers.
Geological Background
The Nain ophiolite, located in central Iran, is a part of the larger Central Iranian tectonic zone representing the remnants of the Neotethyan oceanic lithosphere. The ophiolitic sequence includes harzburgites, which are key to understanding mantle processes during subduction initiation. The studied harzburgites from Separab, Suché, and Darreh Deh exhibit variations in mineralogy and geochemistry, suggesting different tectonic settings. The Separab harzburgites are dominated by olivine, orthopyroxene, and minor clinopyroxene (<5 vol%) and spinel, whereas the Sucheh and Darreh Deh harzburgites show greater evidence of subduction-related metasomatism. These differences imply that the Separab harzburgites may represent an earlier stage of forearc mantle evolution, while the Sucheh and Darreh Deh harzburgites reflect a more mature SSZ environment.
Analytical Methods
Field sampling was conducted to collect fresh, least-altered samples. Thin sections were prepared using resin mounts (without coverslips) and examined under an Olympus BH-2 polarizing microscope at Tarbiat Modares University. Selected polished thin sections were analyzed for major elements compositions of clinopyroxene and orthopyroxene using a JEOL JXA8800R electron microprobe (accelerating voltage: 15 kV; beam current: 15 nA; spot size: 3 µm) at Kanazawa University, Japan. Structural formulas and end-member components of pyroxenes were calculated based on 6 oxygen atoms per formula unit using Excel spreadsheets. Mineral abbreviations follow Warr (2021).
Discussion
The geochemical differences between the Separab harzburgites and those from Sucheh and Darreh Deh suggest two possible models for their formation:

Two-Stage Formation Model: The Separab harzburgites may be older, originating in a Jurassic mid-ocean ridge (MOR) setting, while the Sucheh and Darreh Deh harzburgites formed later in a Late Cretaceous SSZ-like forearc environment above the subducting Neotethyan slab. Given that the pyroxene chemistry in all the studied harzburgites resembles that of the harzburgites from subduction-related zones (though the subduction-related chemical indicators are less pronounced in the Separab area compared to other regions), this model may not be valid for the formation of these harzburgites. Therefore, the harzburgites in the southern Separab were likely not formed in an ancient mid-ocean rift environment during the Jurassic period.
Single-Stage Formation with Progressive Subduction Influence: The Separab harzburgites formed in a young forearc rift (MOR-like FAB) during the initial stages of subduction, where the mantle wedge was less affected by slab-derived fluids. In contrast, the Sucheh and Darreh Deh harzburgites formed later in the same Late Cretaceous period but under greater subduction influence (SSZ-like FAB), as the mantle wedge became more metasomatized by slab-derived fluids. The chemical composition of pyroxenes (Figs. 5-10), lower oxygen fugacity, higher temperatures (1456–1487°C) recorded in Separab pyroxenes suggest lower mantle partial melting with minimal influence of subduction-related fluids, whereas the Sucheh and Darreh Deh pyroxenes reflect more hydrated conditions of mantle wedge (e.g., chemistry of pyroxenes (Figs. 5–10), higher oxygen fugacity, lower melting temperatures) that is typical characteristics of SSZ settings. Various compositional plots for pyroxenes (Figs. 5–10) clearly distinguish the initial MOR-like FAB nature of Separab harzburgites from the SSZ-like nature of Sucheh and Darreh Deh harzburgites, supporting the interpretation of a heterogeneous mantle wedge beneath the oceanic lithosphere in this forearc basin.

Conclusion
The Nain ophiolite, situated north of Nain city in the Central Iranian zone, contains harzburgite units exposed in various sections, including the northwestern area near Separab village. This harzburgite consists mainly of olivine and orthopyroxene, with minor clinopyroxene (<5 vol%) and spinel. Geochemical analyses reveal that the Separab harzburgite pyroxenes (Cr#>0.3, Na₂O >0.1 wt%) formed at higher temperatures (1456–1487°C) and lower oxygen fugacity (higher AlVI/AlIV), indicating lower degrees of mantle wedge partial melting. These features suggest an initial forearc setting resembling mid-ocean ridge-like forearc basalt (MOR-like FAB). In contrast, harzburgites from the eastern (Darreh-Deh) and southern (Sucheh) sections developed under lower temperatures and higher oxygen fugacity, reflecting a mature forearc setting with subduction-related signatures (SSZ-like FAB). These compositional differences highlight temporal heterogeneities in the sub-arc mantle, driven by the advancing stages of slab subduction. The Nain ophiolite thus, records a transition from early, MOR-like forearc magmatism to later, SSZ-dominated conditions, documenting the evolution of the subduction system.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

بررسی‌های زمین‌شیمیایی و سن‌سنجی نشان می‌دهند افیولیت‌ها هم در پشته‌های میان‌اقیانوسی (به دور از پهنة فرورانش (Piccardo et al., 2014; Shirdashtzadeh et al., 2024) و هم در محیط‌های پیش‌کمانی در مراحل آغازین فرورانش پدید آمده‌‌اند (Pearce et al., 1984; Stern et al., 2012; Stern and Bloomer, 1992). در واقع، بسیاری از بزرگ‌ترین توده‌های افیولیتی جهان جامانده‌های از پهنة پیش‌کمانی اقیانوسی دانسته می‌شوند که در پی برخورد کمان-قاره به حاشیة قاره‌ها چسبیده‌اند (Milsom, 2003). پهنة پیش‌کمانی یکی از انواع پهنه‌های فرافرورانشی است که پیدایش آن در محل فرورانش و فروافتادنِ تختة فروروندة اقیانوسی قدیمی درون گوشته روی می‌دهد و در پی بالاآمدن سست‌کرة داغ و مذاب‌های حاصل از ذوب آن در این بخش از پهنة فرورانش، پوستة اقیانوسی جدیدی پدید می‌آید (Stern et al., 2012).

تحولات پهنه‌های گوشته در زیر پهنة پیش‌کمانی را میزان پیشروی تختة فرورونده و فرورفتن آن در گوشته کنترل می‌کند (Balázs et al., 2022). به‌طور کلی تختة اقیانوسی فرورونده یا همان پوستة اقیانوسی، ساختار لایه‌ای دارد که در پی ذوب‌بخشی گوشتة بالایی (که از پیرولیت ساخته شده است) پدید می‌آید و از بالا به پایین شامل بازالت‌های پشتة میان‌اقیانوسی، هارزبورگیت‌های بجامانده و پیرولیت تهی‌شده است (Ringwood, 1966; Ringwood and Irifune, 1988). به این ترتیب، گوشتة تهی‌شده از الیوین و پیروکسن ساخته شده است و در پی رخداد ذوب‌بخشی کم، مذابی مافیک را پدید می‌آورد که ترکیب آن و نیز هارزبورگیت حاصل با ترکیب گوشته متفاوت است و از این‌رو، بسته به شدت ذوب‌بخشی، وجود این مذاب و هارزبورگیت ناهمگنی ترکیبی در گوشته را به‌دنبال دارند (Ishii et al., 2019). در بسیاری از بررسی‌های اخیر روی پریدوتیت‌های مناطق تکتونوماگمایی مختلف (به‌ویژه پهنه‌های فرورانش و نیز کافت‌های میان‌اقیانوسی) به بررسی ناهمگنی گوشته پرداخته‌ شده است؛ زیرا برخی عوامل مانند ذوب‌بخشی، واکنش‌های مذاب-سنگ‌دیواره از سازوکارهای مؤثر در ایجاد تغییرات شیمیایی و کانی‌شناسی و در نتیجه پیدایش ناهمگنی پترولوژیک و شیمیایی در گوشتة بالایی به‌شمار می‌روند (Bjerg et al., 2009; Ghorbani et al., 2024; Rampone et al., 2008; Secchiari et al., 2023, 2025; Straub et al., 2023). این فرایندها در ژرفا‌های سنگ‌کره‌ای گوناگونی و با سازوکار‌های گوناگونی (مانند نفوذ جریان متخلخل، تبلور بینابینی و واکنش‌های جایگزینی) رخ می‌دهند و ساختار دمایی در پهنه‌های فرورانش در ژرفاهای گوناگون از نظر زمانی و مکانی تغییر می‌کند (Zheng, 2019) و سرانجام به پیدایش سنگ‌هایی مانند پریدوتیت‌های غنی از پلاژیوکلاز، هارزبورگیت‌های واکنشی و دونیت‌ها می‌انجامند (Rampone et al., 2008, 2020).

در مجموعه‌های افیولیتی، هارزبورگیت‌ها نوعی از پریدوتیت‌ها هستند که پیدایش آنها به ذوب‌بخشی لرزولیت‌های گوشته‌ای پیامد واکنش مذاب مافیک بالارونده با سنگ دیوارة لرزولیتی دانسته می‌شود (Kelemen et al., 1992). از این رو، بررسی آنها می‌تواند از تنوع شرایط ذوب‌بخشی گوشته پرده بردارد. در این راستا بررسی ترکیب شیمیایی کانی‌های سازندة این واحدهای سنگی اطلاعات مهمی را دربارة خاستگاه و توالی گوشته‌ایِ پوستة اقیانوسی فراهم می‌آورد. در این میان کانی پیروکسن‌ها و به‌ویژه کلینوپیروکسن به‌علت مقاومت شیمیایی و فیزیکی بالا به‌ویژه در برابر دگرسانی‌ها یکی از کانی‌های ردیاب مهم در بررسی خاستگاه سنگ به‌شمار می‌رود و در بسیاری از پژوهش‌ها (مانند: Aldanmaz, 2012; Mohamed et al., 2013; Nishio et al., 2022; Ghorbani et al., 2024) شیمی آن برای بررسی ماهیت و خاستگاه سنگ میزبان به‌کار برده می‌شود.

مجموعه‌های افیولیتی فراوانی در راستای گسل نایین-بافت گزارش شده‌اند (شکل 1-A) و برخی پژوهشگران به بررسی پریدوتیت‌های این مناطق پرداخته‌اند (مانند: Torabi, 2011; Rajabi and Torabi, 2013). در میان آنها مجموعة افیولیتی نایین که بجامانده‌ای از پوستة اقیانوسی نئوتتیس خاوری دانسته می‌شود در شمال شهرستان نایین جای دارد و بخشی از محدوده خاوری خردقارة ایران مرکزی به‌شمار می‌رود (شکل 1). زمینة اصلی این آمیزة رنگین افیولیتی بیشتر از سنگ‌های پریدوتیتی ساخته شده است. یافته‌های پژوهشگران پیشین نشان می‌دهد بیشتر این پریدوتیت‌ها از نوع گوشته‌ای هستند و در بیشتر موارد دچار دگرگونی، دگرسانی و سرپانتینیزاسیون شده‌اند (Shirdashtzadeh et al., 2014; Shirdashtzadeh and Torabi, 2020). همچنین، بررسی‏‌های سنگ‌نگاری، میدانی و مقایسه کانی‌های سازندة این سنگ‌ها یک تغییر تدریجی سنگ‌شناسی و کانی‌شناسی از لرزولیت به سوی هارزبورگیت و سپس دونیت را نشان داده‌اند (Pirnia, 2007; Shirdashtzadeh, 2014). این پریدوتیت‌‏‌های گوشته‌ای بخشی از توالی گوشته‏ای سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس دانسته می‌شوند که در یک پهنة فرافرورانش (سوپراسابداکشن[1]) و در پی رخداد واکنش مذاب‌‏‌های بازیک بالارونده با سنگ میزبان گوشته‏ای پدید آمده است (Pirnia et al., 2010, 2013; Shirdashtzadeh et al., 2020, 2024). از این‌رو، بررسی آنها اطلاعات ارزشمندی را دربارة همگن‌بودن یا نبودن گوشته و تاثیر فرایندهای ذوب‌بخشی و تحولات محیط زمین‏‌ساختی در این توالی افیولیتی فراهم می‌آورد. در حقیقت، سنگ‌های پریدوتیتی گوشته‌ای در بخش‌های گوناگون افیولیت نایین پراکندگی نشان می‌دهند؛ اما بسیاری از بررسی‌هایی که روی پریدوتیت‌های افیولیت نایین انجام شده است به پریدوتیت‌ها در بخش‌های مرکزی تا جنوبی این افیولیت (مانند: (Rahgoshay et al., 2009; Mehdipour et al., 2010; Pirnia et al., 2013) و خاور این افیولیت (مانند: (Shirdashtzadeh et al., 2014)) محدود هستند و بررسی‌های چندانی روی بخش‌های باختری این تودة افیولیتی انجام نشده است. پژوهش‌هایی که در سال‌های اخیر به‌صورت پایان‌نامه‌های کارشناسی ارشد (Dalvand, 2017; Rashidi, 2017) روی پریدوتیت‌های این بخش از افیولیت انجام شده‌اند نیز همچنان در دسترس نیستند و در اطلاعات موجود آنها به محل دقیق رخنمون و نوع نمونه‌ها اشاره‌ای نشده است. این پژوهش‌ها به‌طور کلی پیدایش پریدوتیت‌ها را به محیط فرافرورانش نسبت داده‌اند و آنها را حاصل پسمانده‌های درجه بالای ذوب‌بخشی در بخش پیش‌کمانی می‌دانند.

به‌هر حال، در یک بررسی اولیه، صفدری و شیردشت‌زاده (Safdari and Shirdashtzadeh, 2024) با مقایسه شیمی الیوین‌ها در هارزبورگیت‌های گوشته‌ای در بخش‌های مرکزی، خاوری و باختری افیولیت نایین نشان دادند هارزبورگیت‌ها در بخش‌های مختلف این افیولیت در شرایط تکتونوماگمایی یکسانی پدید نیامده‌اند. این ویژگی می‌تواند وجود شرایط ناهمگنی در گوشته‌ زیر این افیولیت را نشان دهد.

با توجه به اهمیت شناخت ناهمگنی گوشته در تفسیر شرایط تکتونوماگمایی پیدایش پوستة اقیانوسی نئوتتیس، در این پژوهش به بررسی این ویژگی در بخشی از بقایای پوستة اقیانوسی نئوتتیس خاوری در شمال شهر نایین پرداخته می‌شود که به‌عنوان یکی از افیولیت‌های ایران مرکزی در شمال‌باختری CEIM (خردقارة شرق- ایران مرکزی) شناخته می‌شود. این پژوهش از دیدگاه بررسی تحولات زمین‌شیمیایی گوشته در توصیف فرایندها و بررسی الگوی ژئودینامیک و رویدادهای تکتونوماگماتیک مرتبط با پیدایش پوستة اقیانوسی نئوتتیس خاوری اهمیت بسیاری دارد.

ازاین رو، در این پژوهش برای بررسی سرشت و تحولات گوشتة زیر پوستة اقیانوسی پهنة پیش‌کمانی به بررسی دقیق سنگ‏‌نگاری و ترکیب شیمیایی کلینو و اورتوپیروکسن‌های سازندة هارزبورگیت‌های جنوب روستای سپرآب (یا سپرو) پرداخته می‌شود. سپس شیمی آن با نمونه‌هایی از هارزبوگیت‌های رخنمون‌یافته در بخش‌های دیگر این افیولیت (منطقة دره‌ده و نزدیکی سوچه که پژوهشگران پیشین به بررسی هارزبورگیت‌های این مناطق پرداخته‌‌اند) مقایسه می‌شود تا تحولات گوشته و نیز ناهمگنی آن در این منطقه بررسی شود.

زمین‌شناسی منطقه

مجموعة افیولیتی نایین در شمال شهر نایین (شمال‌خاوری اصفهان) و در امتداد گسل نائین-بافت، میان پهنة سنندج-سیرجان و حاشیه باختری خردقارة خاور ایران مرکزی جای دارد (شکل 1). این مجموعة افیولیتی که ترکیبی از سنگ‌های با خاستگاه رسوبی، آذرین و دگرگونی است به سن مزوزوییک و بازماندة پوستة اقیانوس نئوتتیس دانسته می‌شود که روی مرز شمال‌باختری بلوک یزد رانده شده است (شکل 1) (Glennie, 1992; Jabbari, 1997; Manouchehri, 1997; Torabi, 2004; Pirnia, 2007; Reichert, 2007; Shirdashtzadeh, 2014). در بررسی‌های جدید سن‌سنجی و زمین‌شیمیایی روی پلاژیوگرانیت‌های این افیولیت (Shirdashtzadeh et al., 2024)، زمان آغاز گسترش پوستة اقیانوسی نئوتتیس آغاز مزوزوییک (تریاس-ژوراسیک؛ 176 و 190 میلیون سال پیش) و فرورانش آن کرتاسة پسین (8/102 میلیون سال پیش) دانسته شده است.

منطقة بررسی‌شده در این پژوهش در بلوک یزد و در عرض جغرافیایی N''00'04o33 تا N''15'05o33 و طول جغرافیایی E''00'01o53 تا E''40'01o53 و در بخش شمال‌خاوری مجموعه افیولیتی نایین جای دارد (شکل 1).

شکل 1. A) جایگاه افیولیت نایین و منطقة مورد بررسی در نقشة پراکندگی افیولیت‌های ایران (شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2024) با تغییرات اندک)؛ B) جایگاه روستای سپرآب (سپرو) در بخش شمال‌باختری افیولیت در تصویر ماهواره‌ای (شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2024) با تغییرات اندک)؛ C، D) نمای صحرایی از توده‌های هارزبورگیتی و سرپانتینیت‌های حاصل از آنها که در نزدیکی جنوب روستای سپرآب در شمال‌باختری افیولیت نایین رخنمون دارند (دایک‌های مافیک درون این هارزبورگیت‌ها رودینگیتی‌ شده‌اند).

Figure 1. A) Location of the Nain ophiolite and the study area on the distribution map of Iranian ophiolites (Shirdashtzadeh et al. (2024) with small modifications); B) Position of the Seperab (Seperoo) village in the northwestern part of the ophiolite as shown in the satellite image (Shirdashtzadeh et al. (2024) with small modifications); C, D) Field views of harzburgite masses and their associated serpentinites exposed near the southern vicinity of Seperab village in the northwestern Nain ophiolite (mafic dikes within these harzburgites have undergone rodingitization).

به‌طور کلی، آمیزة افیولیتی نایین از دیدگاه سنگ‌شناسی از گروه‌‏‌های سنگی گوناگونی ساخته شده است که عبارتند از: سنگ‌های ماگمایی درونی، سنگ‏‌های آتشفشانی و رسوبات وابسته به آن، دایک‏‌های دیابازی، گابروها و پریدوتیت‌ها (مانند: Manouchehri, 1997; Mehdipour et al., 2010; Pirnia et al., 2010; Rezaei et al., 2012; Shirdashtzadeh et al., 2022). تا کنون بررسی‌های بسیاری روی واحدهای سنگی گوناگونِ افیولیت نایین انجام شده است که بر پایة آنها آهک‌های پلاژیک، چرت‌های رادیولار، گدازه‌های بالشی، دایک‌های دیابازی، گابروها، پیکریت، پلاژیوگرانیت و پریدوتیت‌های هارزبورگیتی (و نیز لرزولیتی و دونیتی) گوشته از مهم‌ترین واحدهای سازندة این افیولیت هستند. همچنین، به‌دنبال رویدادهای زمین‌ساختی، دگرگونی و دگرسانی بعدی واحدهای سنگی جدیدی در این افیولیت پدید آمده‌اند که از میان آنها می‌توان مرمر، شیست، کوارتزیت، اسکارن، متاچرت نواری، اسپیلیت، متاگابرو، آمفیبولیت، سرپانتینیت و نیز کلینوپیروکسنیت‌ها و ورلیت‌ها (که در مرز گابرو و سرپانتینیت‌ها دیده می‌شوند)، رودینگیت و لیستونیت را نام برد (مانند: Aistov et al., 1984; Jabbari, 1997; Lensch and Davoudzadeh, 1982; Pirnia, 2007; Pirnia et al., 2013; Rahmani et al., 2007; Romanko et al., 1984).

بر پایة بررسی‌های اولیه (مانند: Jabbari, 1997; Manouchehri, 1997) افیولیت نایین در گروه افیولیت‌های هارزبورگیتی (HOT) دسته‌بندی شده است که در محیط زمین‏‌ساختی پشته‌های میان‌اقیانوسی با گسترش سریع پدید آمده است. در بررسی‌های جدید (Shirdashtzadeh et al., 2022, 2024)، روی سنگ‌های مافیک افیولیت عشین و پلاژیوگرانیت‌های افیولیت نایین، گسترش  و پیدایش پوستة اقیانوسی نئوتتیس در یک کافت میان‌اقیانوسی اولیه در آغاز مزوزوییک (ژوراسیک آغازین؛Shirdashtzadeh et al., 2024) دانسته شده است که سپس در پایان مزوزوییک (کرتاسة پسین؛ Shirdashtzadeh et al., 2024) دچار فرورانش به زیرخردقارة شرق-ایران مرکزی در یک محیط پیش‌کمانی شده است و این فرایند بسته‌شدن تا آغاز پالئوژن ادامه داشته است (Shirdashtzadeh et al., 2024). پیدایش پوستة اقیانوسی جدید در محل حوضة پیش‌کمانی (به سن آغاز کرتاسة پسین) و فرارانش آن به‌همراه بخش‌هایی از پوستة اقیانوسی نئوتتیس قدیمی (به سن آغاز ژوراسیک) روی پوستة قاره‌ای افیولیت نایین را پدید آورده است (Shirdashtzadeh et al., 2022, 2024).

سنگ‌های پریدوتیتی درون آمیزة افیولیتی نایین بخش بزرگی از حجم آن را دربر می‌گیرند و تقریباً در سراسر افیولیت نایین رخنمون دارند و از دیدگاه سنگ‌شناسی با توجه به رده‌بندی‌ها (Streckeisen, 1974; LeMaitre et al., 2002) شامل هارزبورگیت، لرزولیت و دونیت همراه با نهشته‌های کرومیتیتی هستند. در بیشتر موارد پریدوتیت‌های گوشته‌ای افیولیت نایین دچار دگرگونی، دگرسانی و سرپانتینیزاسیون شده‌اند (Shirdashtzadeh et al., 2014; Shirdashtzadeh and Torabi, 2020). پریدوتیت‌های گوشته‌ای از دیدگاه سنگ‌شناسی از واحدهای مهم سازندة افیولیت نایین هستند که به بخش بالایی توالی گوشته‌ای یک سنگ‌کرة اقیانوسی مربوط هستند و در یک پهنة فرافرورانش و در پی واکنش مذاب‌های بازیک بالارونده با سنگ میزبان گوشته‌ای پدید آمده‌اند. از این‌رو، بررسی‌های سنگ‌نگاری، صحرایی و مقایسه کانی‌های درون این سنگ‌ها گویای یک تغییر تدریجی سنگ‌شناسی و در واقع کانی‌شناسی از لرزولیت به‌سوی هارزبورگیت و در پایان دونیت است (Pirnia, 2007; Shirdashtzadeh, 2014).

روش انجام پژوهش

برای انجام این پژوهش، پس از بازدیدهای صحرایی و نمونه‌برداری، برای انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری از نمونه‌های سالم و با کمترین دگرسانی مقطع نازک تهیه شد. مقاطع نازک با چسب رزین و بدون کاور تهیه شدند و با میکروسکوپ پلاریزان الیمپس مدل BH-2 در دانشگاه تربیت مدرس بررسی شدند. در این پژوهش پس از بررسی‌های میکروسکوپی، برخی مقاطع نازک ‌صیقلی برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای اصلی کانی‌های کلینوپیروکسن و اورتوپیروکسن (جدول‌‌های 1 و 2) با دستگاه ریزکاوالکترونی مدل JEOL JXA8800R (ولتاژ شتاب‌دهنده: 15 کیلو ولت؛ جریان: 15 نانوآمپر؛ قطر پرتو: 3 میکرومتر) به دانشگاه کانازاوای ژاپن فرستاده شدند. بر پایة داده‌های به‌دست‌آمده و شمار اکسیژن‌ در رابطة ایده‌آل پیروکسن (6 اتم اکسیژن)، فرمول ساختاری و نیز سازنده‌های پایانی آن با کمک صفحات گستردة نرم‌افزار MS Excel به‌دست آورده شدند (جدول‌های 1 و 2). نام‌های اختصاری به‌کاررفته برای کانی‌ها در تصویرهای میکروسکوپی و جدول‌ها از وار (Warr, 2021) برگرفته شد‌ه‌اند.

جدول 1. داده‌های ریزکاو الکترونی (بر پایة درصدوزنی یا wt% [2])، فرمول ساختاری (برپایه اتم در واحد فرمول ساختاری[3] یا a.p.f.u.) و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده برای کانی اورتوپیروکسن درون هارزبورگیت گوشته‌ای (Hz) افیولیت نایین.

Table 1. Microprobe data (in wt%), the calculated structural formula (in a.p.f.u.) and the end members of orthopyroxene in the mantle harzburgite (Hz) of Nain ophiolite.

Sample No.

B743

B743-1

B743-1

B743-1

B743-1

B743-1

Point No.

14-83

14-53

14-54

14-59

14-60

14-76

SiO2

55.62

55.82

55.68

55.85

55.35

55.42

TiO2

0.02

0.00

0.02

0.03

0.02

0.00

Al2O3

3.07

2.74

2.94

3.01

2.93

3.30

Cr2O3

0.83

0.71

0.69

0.73

0.68

0.92

FeO

5.46

5.75

5.85

5.77

5.53

5.73

MnO

0.11

0.14

0.13

0.12

0.13

0.10

MgO

33.00

34.29

34.03

33.45

32.82

33.05

CaO

2.17

0.60

0.85

1.17

2.16

1.45

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Sum

100.36

100.14

100.30

100.22

99.69

100.08

Si

1.92

1.92

1.92

1.93

1.92

1.92

Al IV

0.08

0.08

0.08

0.07

0.08

0.08

Al VI

0.04

0.04

0.04

0.05

0.04

0.05

Fe3+

0.02

0.03

0.03

0.01

0.02

0.01

Cr

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.14

0.14

0.14

0.16

0.14

0.16

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

1.70

1.76

1.75

1.72

1.70

1.70

Ca

0.08

0.02

0.03

0.04

0.08

0.05

Na

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

Total

4.01

4.01

4.01

4.00

4.01

4.00

Wo (wollastonite)

4.14

1.14

1.61

2.24

4.14

2.78

En (enstatite)

87.58

90.20

89.58

88.98

87.40

88.46

Fs (ferrosillite)

8.28

8.67

8.81

8.79

8.45

8.76

 

جدول 2. داده‌های ریزکاو الکترونی (بر پایة درصدوزنی)، فرمول ساختاری (برپایه a.p.f.u.) و سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده برای کانی کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت گوشته‌ای (Hz) افیولیت نایین.

Table 2. Microprobe data (in wt%), the calculated structural formula (in a.p.f.u.) and the end members of clinopyroxene in the mantle harzburgite (Hz) of Nain ophiolite.

Sample No.

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

Point No.

13-83

13-84

13-85

13-86

13-87

13-88

13-89

13-90

13-91

13-92

13-93

SiO2

52.01

52.36

52.89

51.86

52.73

52.09

52.00

52.65

52.88

52.96

52.05

TiO2

0.04

0.04

0.05

0.02

0.04

0.03

0.05

0.03

0.03

0.05

0.03

Al2O3

4.05

3.77

3.21

4.00

2.92

4.37

4.33

4.04

2.94

3.01

3.95

Cr2O3

1.32

1.33

1.01

1.20

0.80

1.49

1.40

1.34

0.71

0.86

1.22

FeO

1.91

1.98

2.20

2.41

2.25

2.35

2.22

2.51

2.03

2.17

2.45

MnO

0.08

0.05

0.07

0.08

0.07

0.07

0.10

0.06

0.07

0.07

0.08

MgO

16.69

16.41

17.35

16.65

17.50

16.86

16.80

18.02

17.13

17.04

17.44

CaO

23.46

24.37

23.18

23.61

23.41

22.60

22.97

21.53

23.90

23.81

22.80

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No.

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

Point No.

13-83

13-84

13-85

13-86

13-87

13-88

13-89

13-90

13-91

13-92

13-93

Na2O

0.03

0.04

0.01

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

0.02

0.03

0.03

K2O

0.00

0.02

0.02

0.03

0.02

0.03

0.01

0.02

0.02

0.02

0.01

Sum

99.65

100.41

100.07

99.95

99.85

100.00

99.94

100.29

99.75

100.08

100.09

Si

1.90

1.90

1.92

1.89

1.92

1.89

1.89

1.90

1.93

1.92

1.89

Al IV

0.10

0.10

0.08

0.11

0.08

0.11

0.11

0.10

0.07

0.08

0.11

Al VI

0.07

0.06

0.06

0.06

0.05

0.08

0.08

0.07

0.05

0.05

0.06

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.02

Cr

0.04

0.04

0.03

0.03

0.02

0.04

0.04

0.04

0.02

0.02

0.03

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.06

0.06

0.07

0.05

0.05

0.07

0.07

0.08

0.06

0.07

0.05

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.91

0.89

0.94

0.91

0.95

0.91

0.91

0.97

0.93

0.92

0.94

Ca

0.92

0.95

0.90

0.92

0.91

0.88

0.89

0.83

0.93

0.93

0.89

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

4.00

4.00

4.00

4.01

4.01

3.99

4.00

4.00

4.00

4.00

4.01

Wo (wollastonite)

48.58

49.88

47.19

48.38

47.14

47.05

47.63

44.21

48.36

48.26

46.45

En (enstatite)

48.09

46.75

49.16

47.48

49.06

48.85

48.47

51.50

48.24

48.07

49.42

Fs (ferrosillite)

3.22

3.24

3.61

3.98

3.65

3.94

3.76

4.12

3.31

3.55

4.01

Ac (Acmite)

0.11

0.14

0.04

0.15

0.14

0.16

0.14

0.17

0.09

0.13

0.12

 

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No.

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

B743

Point No.

13-94

13-95

13-96

13-97

13-98

13-99

13-100

13-101

13-102

13-103

13-104

SiO2

52.74

51.84

51.41

51.53

52.57

53.09

51.85

52.10

52.44

52.89

52.83

TiO2

0.02

0.04

0.03

0.05

0.03

0.02

0.04

0.04

0.03

0.03

0.04

Al2O3

3.50

4.69

4.69

4.57

3.32

3.10

4.22

3.89

3.72

3.09

3.33

Cr2O3

1.14

1.55

1.59

1.52

0.94

0.83

1.35

1.44

1.12

0.85

0.85

FeO

2.06

2.20

2.04

2.09

1.97

2.29

2.27

1.85

2.14

2.13

2.13

MnO

0.05

0.11

0.05

0.09

0.10

0.07

0.08

0.04

0.08

0.08

0.07

MgO

17.05

16.48

16.32

16.73

16.91

17.40

16.79

16.44

17.02

16.92

17.25

CaO

23.68

23.30

23.74

23.41

24.29

23.30

23.27

24.32

23.11

23.59

23.63

Na2O

0.01

0.04

0.03

0.03

0.03

0.04

0.04

0.02

0.02

0.04

0.03

K2O

0.01

0.02

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.03

0.02

0.02

Sum

100.34

100.32

99.96

100.09

100.23

100.19

99.99

100.20

99.77

99.68

100.21

Si

1.91

1.88

1.87

1.87

1.91

1.92

1.89

1.89

1.91

1.93

1.91

Al IV

0.09

0.12

0.13

0.13

0.09

0.08

0.11

0.11

0.09

0.07

0.09

Al VI

0.06

0.08

0.08

0.07

0.05

0.06

0.07

0.06

0.07

0.06

0.06

Fe3+

0.00

0.00

0.01

0.02

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

Cr

0.03

0.04

0.05

0.04

0.03

0.02

0.04

0.04

0.03

0.02

0.02

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.06

0.07

0.05

0.05

0.04

0.07

0.06

0.05

0.07

0.07

0.06

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.92

0.89

0.89

0.91

0.92

0.94

0.91

0.89

0.92

0.92

0.93

Ca

0.92

0.91

0.93

0.91

0.95

0.90

0.91

0.95

0.90

0.92

0.92

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

4.00

4.00

4.00

4.00

4.01

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Wo (wollastonite)

48.25

48.43

49.32

48.31

49.08

47.14

47.93

49.93

47.58

48.21

47.83

En (enstatite)

48.34

47.66

47.16

48.06

47.56

48.99

48.14

46.97

48.76

48.12

48.58

Fs (ferrosillite)

3.36

3.75

3.40

3.51

3.26

3.72

3.78

3.03

3.57

3.53

3.48

Ac (Acmite)

0.05

0.16

0.12

0.12

0.10

0.16

0.15

0.07

0.09

0.14

0.11
                                           

سنگ‌نگاری

  1. ویژگی‌های صحرایی

در این پژوهش، پریدوتیت‌های گوشته‌ در بخش شمال‌باختری افیولیت نایین و در جنوب سپرآب که به‌صورت توده‌های‌ بزرگ و ناپیوسته‌ای از شمال تا جنوب این گستره پراکنده‌ هستند بررسی شده است. بر پایة بازدید‌های میدانی، رخنمون‌هایی از آهک‌های کرتاسه نیز در خاور و شمال این توده‌ها دیده می‌شوند. توده‌های سالم‌تر پریدوتیت‌ها از نوع هارزبورگیت‌ و کانی‌های اصلی سازندة آنها الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و کانی‌های فرعی اسپینل کروم دار هستند. هارزبورگیت‌های بررسی‌شده چندان دگرسان ‌نشده‌اند و سالم مانده‌اند. ازاین‌رو، به رنگ سیز تیره تا سیاه دیده می‌شوند و به‌علت فراوانی کانی اورتوپیروکسن از نوع برونزیت در نمونة دستی و رخنمون‌ها با جلای برنزی هستند. در برخی بخش‌ها تودة هارزبورگیت درز و شکاف‌هایی دارد که موجب تسهیل سرپانتینی‌شدن آن شده است. البته شواهد سرپانتینی‌شدن آنها در پیرامون توده‌ها دیده می‌شود؛ به‌گونه‌‌ای‌که دامنة این تپه‌های هارزبورگیتی و همچنین، مسیل‏‌های پیرامون آنها با سرپانتینیت‌های فراوانی پوشیده شده است. در واقع گمان می‌رود دگرریختی شکنا (خردشدگی) موجب آسان‌ترشدن فرایند سرپانتینی‌شدن در این هارزبورگیت‌ها شده است. از ویژگی‌های این هارزبورگیت‌ها وجود رخنمون‌های فراوان از توده‌های دایکی شکل با ترکیب رودینگیت است. بر پایة بررسی‌های شیردشت‌زاده (Shirdashtzadeh, 2014)، رخنمون‌های لیستونیت و دایک‌های گابرویی رودینگیتی‌شده که سرپانتینیت‌ها را قطع کرده‌اند در بخش‌های باختری افیولیت نایین فراوان‌تر هستند اما در منطقه خاوری‌تر (مانند: دره‌ده) به‌ندرت دیده می‌شوند. بررسی‌های پیشین (Falahaty et al., 2009; Khanabadi, 2013; Shirdashtzadeh, 2014; Shirdashtzadeh and Torabi, 2020) روی رودینگیت‌های افیولیت نایین نشان می‌دهد این رودینگیت‌ها از کانی‌های کلسیم‌دار مانند اپیدوت، پرهنیت، پکتولیت[4]، اکتینولیت، گارنت، زنوتلیت، کلریت منیزیم‌دار، دیوپسید ثانویه و ولاستونیت، به‌‌ویژه درون شکستگی‌ها ساخته شده‌اند. در پی رودینگیتی‌شدن، کلسیم از پیروکسن در حال سرپانتینی‌شدن آزاد می‌شود و از آنجایی‌که نمی‌تواند در ساختار سرپانتین‌ها وارد شود، با کمک سیالات به دایک‌های مافیک درون پریدوتیت‌های در حال سرپانتینیتی شدن حمله می‌کنند و آنها را به‌صورت رودینگیت دگرنهاد می‌کنند (Shirdashtzadeh and Torabi, 2020). البته بررسی این رودینگیت‌ها از اهداف این پژوهش نیست.

  1. ویژگی‌های میکروسکوپی

بر پایة بررسی‌های میکروسکوپی، این نمونه‌ها پریدوتیت‌های چهار فازی هستند که از کانی‌های اصلی الیوین (نزدیک به 70 درصدحجمی)، ارتوپیروکسن (15 تا 20 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (5 تا 7 درصدحجمی) و کانی فرعی کروم‌اسپینل‌های کرمی‌شکل قهوه‌ای ( کم‌تر از 5 درصدحجمی) ساخته شده‌اند. البته به‌دنبال دگرسانی، کانی‌های سرپانتین، کلریت و تالک نیز در این سنگ‌ها پدید آمده‌اند. این ترکیب کانی‌شناسی مودال که به‌طور چشمی و با کمک میکروسکوپ به‌دست آمده است با ترکیب یک هارزبورگیت کلینوپیروکسن‌دار همخوانی دارد. در ادامه به بررسی ویژگی‌های میکروسکوپی ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن پرداخته شده است.

  1. 1. ارتوپیروکسن

فنوکریست‌های بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار اورتوپیروکسن با ابعادی کمتر از یک تا چند میلیمتر و با فراوانی نزدیک به 15-20 درصدحجمی در این سنگ‌ها پراکنده‌ هستند. خاموشی موجی و رخ‌های خمیده (شکل 2) و شواهدی از کلینوپیروکسن‌های ساب‌سالیدوس[5] به‌صورت اکسولوشن[6] در فنوکریست‌های اورتوپیروکسن (شکل 2) و نداشتن بافت کومولایی از شواهد دگرریختی این سنگ‌ها در شرایط فشار بالاست که نشان می‌دهد این هارزبورگیت‌ها از نوع پریدوتیت‌های گوشته‌ای هستند. از آنجایی‌که برخی اورتوپیروکسن‌ها با خاموشی موجی بستیتی شده‌اند و با رگه‌هایی از تالک و سرپانتین قطع شده‌اند (شکل 2) می‌توان گفت فرایند دگرریختی این سنگ‌ها پیش از سرپانتینیتی‌شدن آنها رخ داده است. از آنجایی‌که رگه‌ها جهت‌یافتگی خاصی را نشان نمی‌دهند می‌توان گفت در هنگام سرپانتینیتی‌شدن شرایط چندان پر تنشی بر این سنگ‌ها حاکم نبوده است. پیدایش خوردگی خلیجی و آمیبی‌ در کناره‌ بلورهای اورتوپیروکسن‌ که با الیوین‌های ثانویه پر شده‌ است نشان می‌دهد این اورتوپیروکسن‌ها در پی گذر مذاب‌های بالارونده مافیک (که محصول ذوب کلینوپیروکسن‌ها بوده‌اند) در حاشیة خود دچار ذوب شده‌اند و ازاین‌رو، الیوین به‌صورت ثانویه در این بخش‌ها پدید آمده است (شکل 2-A).

شکل 2. تصویرهای میکروسکوپی از A، B) فنوکریست‌های اورتوپیروکسن‌ در کنار الیوین‌های اولیه (Ol1) که در بخش‌هایی دچار خوردگیِ خلیجی و آمیبی شده‌اند و با الیوین‌های ثانویه (Ol2 یا جانشینی) پر شده‌اند (تصویر A: XPL؛ تصویر B: PPL)؛ C، D) در اورتوپیروکسن‌ها خاموشی موجی، خمیدگی رخ‌‌ها و نیز نشانه‌هایی از پیدایش کلینوپیروکسن‌های ساب‌سالیدوس به‌صورت تیغه‌های اکسولوشن دیده می‌شوند (تصویر C: XPL؛ تصویر D: PPL).

Figure 3. Photomicrographs of A, B) The orthopyroxene phenocrysts beside the primitive olivines (Ol1) exhibit embayed and amoeboid corrosion features and are associated with secondary (replacive) olivines (Ol2) (Image A in XPL and Image B in PPL); C, D) The orthopyroxenes display undulose extinction, bent cleavage planes, and the exsolution lamellae of clinopyroxene within the orthopyroxenes, indicating subsolidus exsolution processes (Image C in XPL and Image D in PPL).

  1. 2. کلینوپیروکسن

فنوکریست‌های بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار کلینوپیروکسن با ابعادی کمتر از یک تا چند میلیمتر و با فراوانی اندک (نزدیک به 5-7 درصدحجمی) در سنگ پراکنده‌ هستند. مقاومت فیزیکی و شیمیایی این کانی‌ها بیشتر از کانی‌های دیگر است؛ به‌گونه‌ای که کمترین از دگرسانی و خردشدگی را نشان می‌دهند. از این رو شکستگی و در نتیجه رگه ندارند (شکل 3).

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از A، B) فنوکریست کلینوپیروکسن با مقاومت بیشتر در برابر خردشدگی و ‌دگرسانی شیمیایی و ماکل دگرریختی (ماکل مکانیکی)، در کنار الیوین‌های اولیة (Ol1) خردشده و سرپانتینیتی‌شده (تصویر A: XPL؛ تصویر B: PPL).

Figure 2. Photomicrographs of A, B) Phenocrysts of clinopyroxene with higher resistance to fracturing and chemical alteration, with evidence of mechanical deformation (mechanical twinning), alongside primary olivine crystals (Ol1) that are fractured and serpentinized (Image A in XPL and Image B in PPL).

شیمی کانی‌ها

یکی از ابزارهای بررسی خاستگاه و تحولات سنگ‌ها، بررسی شیمی کانی‌های سازندة آنها با کمک تجزیة ریزکاوالکترونی و محاسبة فرمول ساختاری آنهاست. دربارة پریدوتیت‌های گوشته‌ای افیولیت نایین، این بررسی‌های کانی‌شناسی اهمیت ویژه‌ای دارد؛ زیرا بررسی تغییرات ترکیب کانی‏‌ها در این گروه سنگی می‌تواند راهنمای خوبی برای شناخت فرایندهای مؤثر بر این افیولیت و خاستگاه آن باشد.

در این بخش شیمی کانی‏‌های درون پریدوتیت‏‌های گوشته ای افیولیت نایین بررسی می‌شود. پس از آماده‌سازی نمونه‏‌ها به‌صورت مقطع نازک میکروسکوپی و انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری، برای تعیین ترکیب شیمیایی کانی‌ها و محاسبة فرمول ساختاری آنها، تجزیة شیمیایی با کمک ریزکاوالکترونی روی ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن درون سنگ‌های بررسی‌شده انجام شد. سپس فرمول ساختاری کانی‌های یادشده و سازنده‌های پایانی آنها به‌دست‌آورده شد. در ادامه به بررسی ویژ‌گی‌های شیمیایی هر یک از این کانی‌ها پرداخته می‌شود.

  1. کلینوپیروکسن

کلینوپیروکسن‌ها از کانی‌های مهم سازندة هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب به‌شمار می‌رود. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة این کانی‌ در این پریدوتیت‌های گوشته‌ای و فرمول ساختاری محاسبه‌شدة آنها بر پایه 6 اتم اکسیژن و بر پایة روش موریموتو (Morimoto, 1988a) و نیز سازنده‌های پایانی و فرمول شیمیایی این کانی‏‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند.

محتوای عنصر منیزیم در فرمول ساختاری کلینوپیروکسن‏‌ها apfu 89/0 تا 97/0 است (جدول 1). ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها بر پایة محاسبه میزان سازنده‌های پایانی، به‌صورت Ac0.05-0.16،Fs3.03-4.12،En46.75-51.50، Wo47.14-49.93 به‌دست آمد (جدول 1) که معادل ترکیب دیوپسید است.

در شکل 4-A، ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها در بخش کوآد[7] نمودار رده‌بندی پیروکسن‏‌ها نمایش داده شده است. در این نمودار، پیروکسن‏‌ها بر پایة شمار کل کاتیون‏‌های در جایگاه M (Ml و M2) بر پایة شش اکسیژن رده‌بندی می‌شوند. مقدار کاتیون‌های Ca، Mg، Fe2+ و Na در جایگاه‌های M در نمودار Q-J (شکل 4) به‌صورت Q=Ca+Mg+Fe2+ و J=2Na نمایش داده شده است. بنابراین، پیروکسن‌ها را می‌توان بر پایة مولفه‌های Q و J رده‌بندی کرد. در این نمودار، پیروکسن‏‌هایی که در بخش کوآد جای می‌گیرند را در نمودار سه‌تایی پیروکسن (نمودار Wo-En-Fs) با اتم‌های Ca، Mg و Fe (=Fe2++Fe3++Mn) رده‌بندی می‌شوند. کلینوپیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب نیز در محدودة کوآدِ نمودار Q-J جای گرفته‌اند (Morimoto, 1988). ازاین‌رو، برای رده‌بندی این کلینوپیروکسن‌ها، از نمودار سه‌تایی بر پایة عناصر Ca-Mg-Fe برای رده‌بندی کلینوپیروکسن بهره گرفته شده است (شکل 4-B). در این نمودار ترکیب کلینوپیروکسن‌های پریدوتیت گوشته‌ای جنوب سپرآب در محدودة دیوپسید جای دارد.

شکل 4. نمودار رده‌بندی پیروکسن‌ها (Morimoto, 1988) با کمی تغییر A) نمودار J در برابر Q؛ B) نمودار سه‌تایی En-Wo-Fs.

Figure 4. Classification diagram of pyroxenes (Morimoto, 1988) with small modifications. A) J versus Q diagram; B) En-Wo-Fs diagram.

  1. اورتوپیروکسن

ارتوپیروکسن‌ها از کانی‌های اصلی سازندة هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب به‌شمار می‌روند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة آنها و فرمول ساختاری محاسبه‌شدة آنها بر پایه 6 اتم اکسیژن و بر پایة نمودار موریموتو (Morimoto, 1988) و نیز سازنده‏‌های پایانی و فرمول شیمیایی این کانی‏‌ها در جدول 2 آورده شده‌اند. محتوای عنصر منیزیم در فرمول ساختاری اورتوپیروکسن‌ها در بازة apfu 70/1 تا 76/1 است (جدول 2). بر پایة میزان سازنده‌های پایانی به‌دست‌آمده، ترکیب این اورتوپیروکسن‌ها به‌صورت En87.40-90.20Fs8.28-8.81Wo1.14-4.14 است (جدول 2) که معادل ترکیب برونزیت تا انستاتیت است. برونزیت‌ها معمولاً به‌علت جلای برنزیِ خاص خود، در نمونة دستی نیز به‌خوبی دیده می‌شوند. همچنین، در شکل 4-A، ترکیب اورتوپیروکسن‏‌ها در بخش کوآد[8] نمودار رده‌بندی پیروکسن‏‌ها جای گرفته است. همچنین، در نمودار سه‌تایی بر پایة عناصر Ca-Mg-Fe (شکل 4-B) نیز ترکیب آنها در مرز برونزیت-انستاتیت جای دارد.

بحث

  1. برآورد دما و فوگاسیتة اکسیژن گوشته
  2. 1. برآورد دمای گوشته برپایة شیمی اورتوپیروکسن و کلینوپیروکسن

بررسی‌های زمین‌دماسنجی برای تعیین شرایط دما پیدایش سنگ‌های گوناگون و نیز سنگ‌های الترامافیک در دهه‏‌های اخیر جایگاه خاصی در بررسی‌های زمین‌شناسی پیدا کرده است. در این بخش نخست به بررسی شرایط دما برای هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب بر پایة داده‏‌های پیروکسن‌های آنها پرداخته می‏‌شود. برای ارزیابی شرایط دمای حاکم بر هارزبورگیت‌های گوشته‌ای جنوب سپرآب در شمال‌باختری افیولیت نایین از دماسنجی‌های کلینوپیروکسن – ارتوپیروکسن (Wood and Banno, 1973; Wells, 1977) بهره گرفته شده است (جدول 3). رابطة پیشنهادیِ وود و بانو (Wood and Banno, 1973) چنین است:

( رابطة 1)

ولز (Wells, 1977) نیز رابطة 2 را پیشنهاد کرده است.

 (رابطة 3)

متغییرها در رابطه‌های 1 و 2 به‌صورت زیر تعریف می‏‌شوند:

این دو به ترتیب اکتیویتة کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن هستند (رابطة 3) و به‌صورت زیر به‌دست آورده می‌شوند و  است.

( رابطة 3)

جدول 3. دماسنجی به روش کلینوپیروکسن-اورتوپیروکسن برای میانگین ترکیب این دو کانی در هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب.

Table 3. Clinopyroxene-orthopyroxene thermometry based on the average compositions of these two minerals in the harzburgites from the south of Separab region.

Mineral

Clinopyroxene

Orthopyroxene

Average Composition

N=22

(Table 2)

N=6

(Table 1)

Fe2+

0.060

0.144

Mg2+

0.919

1.722

Ca2+

0.912

0.052

Mn2+

0.002

0.004

Na+

0.002

0.000

Fe3+

0.006

0.020

Al3+

0.097

0.078

Ti4+

0.001

0.000

Cr3+

0.034

0.021

a opx

 

0.838

X opx Fe

 

0.061

a cpx

0.399

 

Thermometry Method:

WB

W

Reference

Wood and Banno (1973)

Wells (1977)

Average T (oC)

1487

1456

بر پایة رابطة 1 و با استفاده از میانگین ترکیب کلینوپیروکسن و اورتوپیروکسن‌های درون هارزبوزگیت‌های جنوب سپرآب، دمای تعادل‌ به‌دست آمده برابر با 1487 درجة سانتیگراد است (جدول 3).

در ادامة روش ولز (Wells, 1977) به‌کار برده شد که این روش برای ترکیبات منیزیم بالا بهتر از روش وود و بانو (Wood and Banno, 1973) رفتار می‌کند. بر پایة کاربرد این روش، دمای به‌دست‌آمده برای سنگ‌های منطقه برابر با 1456 درجة سانتیگراد است (جدول 3).

به‌هر روی می‌توان گفت دماهای به‌‌دست‌آمده از روش‌های WB و W (جدول 3) برای هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب در شمال‌باختری افیولیت ‌نایین (به‌ترتیب 1456 و 1487 درجة سانتیگراد) بسیار بالاتر از هارزبورگیت‌های بررسی‌شدة پیرنیا (Pirnia, 2007) در بخش جنوبی (باختر روستای سوچه) تا بخش‌های مرکزی (نزدیکی روستای ابیانه) افیولیت نایین (به‌ترتیب دمای 1157 و 1067 درجة سانتیگراد) و نیز هارزبورگیت‌های بررسی‌شدة شیردشت‌زاده (Shirdashtzadeh, 2014) در بخش شمال‌خاوری افیولیت نایین (منطقة دره‌ده) (به‌ترتیب دمای 1063 و 1120 درجة سانتیگراد) هستند. در شرایط دما-فار بیشترِ پیش کمان‌ها، سیالات محلول‌های آبی کمابیش رقیقی هستند؛ اما به‌سوی کمان و در ژرفاهای بیشتر در زیر کمان‌های آتشفشانی و فراتر از آن، سیالات به مذاب‌های سیلیکاتی و شاید گاه به مایعات فرابحرانی تبدیل می‌شوند (Bebout, 2013). ازاین‌رو، در ژرفاهای کمتر تأثیر آنها بر کاهش دمای ذوب‌بخشی گوشته کمتر است. این ویژگی چه‌بسا نشان‌دهندة تفاوت شیمیایی در ژرفای محیط پیدایش هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب نسبت به هارزبورگیت‌های باختر روستای سوچه، نزدیکی روستای ابیانه و نیز منطقة دره‌ده است.

  1. 2. بررسی فوگاسیتة اکسیژن بر پایة شیمی کلینوپیروکسن

در این پژوهش، میزان AlVI نسبت به AlIV در کلینوپیروکسن‌ها به‌عنوان پارامتری که بتواند شرایط کمابیش احیایی‌ محیط را نمایش دهد به‌کار برده شد. به این معنا که هرچه مقدار AlVI بالاتر از AlIV باشد محیط احیایی‌تر و شرایط به محیط تکتونوماگمایی MOR همانندتر است و برعکس. برای سهولت در مقایسة نمونه‌های کلینوپیروکسن نمودار AlIV+Cr+2Ti در برابر AlIV+Na و Na در برابر AlVI/AlIV رسم شدند. در این نمودارها نمونه‌هایی از کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های پهنه‌های MOR و SSZ نیز به‌عنوان مناطق با فوگاسیتة کم و فوگاسیتة بالای اکسیژن برای مقایسه بهتر آورده شدند (شکل 5). مقایسة نمونه‌ها در این نمودارها نشان می‌دهد کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های سپرآب بسیار به کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های مناطق با فوگاسیتة کم شباهت دارند؛ اما کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده بیشتر همانند کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های پهنه‌های SSZ هستند. این ویژگی چه‌بسا نقش کمتر سیالات رهاشده از تختة فرورونده در سپرآب نسبت به سوچه و دره‌ده‌ را نشان می‌دهد.

شکل 5. مقایسه شیمی کلینوپیروکسن درون هارزبورگیت‌های افیولیت نایین با کلینوپیروکسن‌های درون نمونه‌هایی از هارزبورگیت‌های مناطق MOR (Johnson et al., 1990; Hellebrand et al., 2002; Guo et al., 2015) و SSZ (Kapsiotis, 2016; Sahamieh, 2018; Tamura and Arai, 2006). A) نمودار AlIV+Cr+2Ti در برابر AlVI+Na (Schweitzer et al., 1979)؛ B) نمودار Na در برابر AlVI/AlIV.

Figure 5. Chemical comparison of clinopyroxene in the harzburgites of the Nain ophiolite with clinopyroxene within harzburgites samples from the MOR (Johnson et al., 1990; Hellebrand et al., 2002; Guo et al., 2015b) and SSZ Kapsiotis, 2016; Sahamieh, 2018; Tamura and Arai, 2006) regions. A) AlIV+Cr+2Ti versus AlVI+Na diagram (Schweitzer et al., 1979); B) Na versus AlVI/AlIV diagram.

  1. بررسی خاستگاه زمین‌ساختی بر پایة شیمی پیروکسن‌ها

برپایة بررسی محتوای سدیم، کروم، آلومینیم و تیتانیم درون کلینوپیروکسن‌ها (جدول 2)، پریدوتیت‌های سپرآب همانند دیگر مناطق مورد مقایسه، در گسترة پریدوتیت‌های زیر پوسته اقیانوسی جای گرفته‌اند (شکل‌های 6-A تا 6-F).

شکل 6. شناسایی پریدوتیت‌های زیرپوسته‌ای قاره‌ای از پریدوتیت‌های زیرپوسته‌ای اقیانوسی بر پایة فرمول ساختاری کلینوپیروکسن در A) نمودار Cr در برابر Na (Kornprobst et al., 1981a)؛ B) نمودار Ti در برابر Na (Andal et al., 2005a)؛ C) نمودار عدد کروم (Cr#) در برابر Na (Andal et al., 2005b)؛ D) نمودار Ti در برابر Na (Seyler and Bonatti, 1994)؛ E) نمودار AlIV در برابر AlVI (Seyler and Bonatti, 1994)؛ F) نمودار نسبت AlIV به AlVI در برابر Ti (Seyler and Bonatti, 1994).

Figure 6. Discrimination of subcontinental lithospheric mantle (SCLM) peridotites from oceanic mantle peridotites based on the structural formula of clinopyroxene A) Cr versus Na diagram (Kornprobst et al., 1981b); B) Ti versus Na diagram (Andal et al., 2005b); C) Cr-number (Cr#) versus Na diagram (Andal et al., 2005b); D) Ti versus Na diagram Seyler and Bonatti, 1994); E) Tetrahedral Al versus octahedral Al diagram (Seyler and Bonatti, 1994); F) Tetrahedral Al/octahedral Al ratio versus Ti diagram (Seyler and Bonatti, 1994).

 

بررسی میزان سدیم کلینوپیروکسن (شکل‌های 6-A تا 6-D) نشان می‌دهد پریدوتیت‌های سپرآب به گوشته زیر پوستة اقیانوسی متعلق هستند و با کلینوپیروکسن درون گوشته زیر پوستة قاره‌ای کاملاً متفاوت هستند. همچنین، مقایسة کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های سپرآب با هارزبورگیت‌های سوچه و نیز دره‌ده نشان می‌دهد که کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های سپرآب سدیم کمتری دارند (شکل‌های 6-A تا 6-D). البته ازآنجایی‌که کروم بیشتر وارد ساختار اسپینل می‌شود تا کلینوپیروکسن‌ها، مقدار محتوای کروم درون کلینوپیروکسن‌ها تفاوت خاصی میان مناطق گوناگون نشان نمی‌دهد (شکل‌های 6-C)؛ اما میزان تیتانیم درون کلینوپیروکسن در نمونه‌های سپرآب بسیار کمتر و تا اندازه‌ای همانند نمونه‌های هارزبورگیت در بخش جنوبی افیولیت نایین است (شکل‌های 6-B، 6-D و 6-F).

به‌طور کلی در پی دگرنهادشدن گوة گوشته‌ای با سیالات رهاشده از تختة فرورونده، شدت ذوب‌بخشی گوشته در پهنه‌های فرورانش بیشتر است. ازاین‌رو، مقایسة داده‌های کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های MOR (Shibata et al., 1979; Hamlyn and Bonatti, 1980; Dick, 1989; Johnson et al., 1990; Edwards et al., 1996; Hellebrand et al., 2002) و هارزبورگیت‌های SSZ و پیش‌کمانی (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000) نشان می‌دهد میزان Al2O3 و تا اندازه‌‌ای TiO2 و Na2O در ترکیب‌ پیروکسن‌های پهنه‌های MOR بیشتر است؛ اما مقدار Cr# و Mg# در آنها کمتر است (شکل‌های 7 و 8). این ویژگی نشان می‌دهد در مناطقی که فاکتورهای فرورانش بیشتر هستند (پهنه‌های SSZ) و فرایند ذوب‌بخشی شدت بیشتری دارد، میزان Al2O3 و تا اندازه‌‌ای TiO2 و Na2O در ترکیب‌ پیروکسن‌ها کمتر است؛ اما مقدار Cr# و Mg# در آنها بیشتر است.

 

 

شکل 7. ترکیب کلینوپیروکسن هارزبورگیت‌های گوشته‌‌ای در مناطق جنوب سپرآب (شمال‌باختری افیولیت نایین) و دره‌ده (خاور افیولیت نایین) روی نمودارهای Mg# در برابر تغییرات Al2O3، TiO2 و Cr# و Na2O (در مقایسه با افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا برگرفته از چوی و همکاران (Choi et al., 2008) و منابع آن) (دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های MOR: (Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979)؛ دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های SSZ و پیش‌کمانی: (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

Figure 6. Composition of clinopyroxenes in the mantle harzburgites from the southern Separab (northwest of the Nain ophiolite) and Darreh Deh (east of the Nain ophiolite) areas on Mg# versus Al2O3, TiO2, Cr#, and Na2O plots (compared to the Coast Range ophiolite of California taken from (Choi et al., 2008) and references therein) (other MOR harzburgite data: ((Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979); other SSZ and Forearc harzburgite data: Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

شکل 8. ترکیب اورتوپیروکسن هارزبورگیت‌های گوشته‌‌ای در مناطق جنوب سپرآب (شمال‌باختری افیولیت نایین) و دره‌ده (خاور افیولیت نایین) روی نمودارهای Mg# در برابر تغییرات A) Al2O3؛ B) Cr#؛ C) TiO2؛ D) Na2O (در مقایسه با افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا برگرفته از چوی و همکاران (Choi et al., 2008) و منابع آن) (دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های MOR: (Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979)؛ دیگر داده‌های هارزبورگیت‌های SSZ: (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

Figure 7. Composition of orthopyroxenes in the mantle harzburgites from the southern Separab (northwest of the Nain ophiolite) and Darreh Deh (east of the Nain ophiolite) areas on Mg# versus A) Al2O3; B) TiO2; C) Cr#; and D) Na2O plots (compared to the Coast Range ophiolite of California taken from (Choi et al. 2008) and references therein) (other MOR harzburgite data: (Dick, 1989; Edwards et al., 1996; Hamlyn and Bonatti, 1980; Hellebrand et al., 2002; Johnson et al., 1990; Shibata et al., 1979); other SSZ harzburgite data: (Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Pearce et al., 2000)).

 

بر پایة داده‌های شیمیایی، پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های نایین همگی به پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های پهنه‌های فرورانش شباهت دارند. این ویژگی‌ با یافته‌های پیشین که پیدایش برخی از واحدهای سنگی این افیولیت را یک محیط فرورانش (جایگاه پیش‌کمانی در یک پهنة فرافرورانش (Shirdashtzadeh et al., 2024)) در کرتاسة پسین و هنگام فرورانش پوستة قدیمی نئوتتیس دانسته‌اند همخوانی دارد.

در ادامه نمونه‌های پیروکسن مناطق پیش‌کمانی بررسی‌شده در افیولیت نایین با پیروکسن‌های پیش‌کمانی در پهنة فرافرورانش ترکیه مقایسه می‌شوند (شکل‌های 8 و 9).

  1. 1. کلینوپیروکسن

برپایة بررسی محتوای سدیم، عدد کروم و منیزیم، آلومینیم و تیتانیم درون کلینوپیروکسن‌ها (شکل 7)، پریدوتیت‌های سپرآب همانند دیگر پهنه‌های مورد مقایسه، در محدودة همپوشانی هارزبورگیت‌های MOR و SSZ (و به‌ویژه SSZ) در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا جای گرفته‌اند. البته گرایش هارزبورگیت‌های سپرآب به پهنه‌های MOR در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا[9] بسیار بیشتر از هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده است (شکل 7). از میان هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده، هارزبورگیت‌های سوچه به هارزبورگیت‌های SSZ در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا شبیه‌تر هستند. آلومینیم و تیتانیم دو عنصر نامتحرک در هنگام هوازدگی، دگرسانی‌های گرمابی و زیر دریایی و نیز دگرگونی در رخساره شیست سبز، آمفیبولیت تا گرانولیت هستند (Rollinson, 1993) و مقدار بالاتر آلومینیم و مقدار کمتر تیتانیم در نمونه‌های سپرآب نسبت به مناطق سوچه و دره‌ده می‌تواند تفاوت در ویژگی‌های تکتونوماگمایی خاستگاه این سنگ‌ها را نشان دهد.

در نمودارهای شکل 9، از میان پارامترها و عنصرهای مورد بررسی، مقدار Cr# کمتر در پیروکسنِ هارزبورگیت‌های سپرآب (کمتر از 0/3؛ جدول 2) آنها را به هارزبورگیت‌های MOR در افیولیت‌های فرافرورانش در کمربند تارید[10] در جنوب‌باختری ترکیه با درجات ذوب‌بخشی کمتر شبیه کرده است. همچنین، میزان TiO2 و Na2O در سپرآب کمتر از میزان آن در نمونه‌های جنوب‌باختری ترکیه است (شکل‌های 9-C و 9-D).

شکل 9. ترکیب کلینوپیروکسن در هارزبورگیت‌های گوشته‌ افیولیت‌ نایین روی نمودارهای Cr# در برابر تغییرات A) Al2O3؛ B) Cr2O3؛ C) TiO2؛ D) Na2O (بر پایة درصدوزنی) (بازة ترکیبی نمونه‌های هارزبورگیت‌ِ MOR و SSZ در افیولیت‌های فرافرورانش جنوب‌باختری ترکیه از آلدانماز (Aldanmaz, 2012) برگرفته شده است).

Figure 8. Composition of clinopyroxene in the mantle harzburgites of the Nain ophiolite, plotted on Cr# versus A) Al2O3; B) Cr2O3; C) TiO2, and D) Na2O (in wt.%) variation diagrams (the compositional range of MOR and SSZ harzburgite samples from the southwestern Turkey suprasubduction ophiolites is from (Aldanmaz, 2012)).

  1. 2. اورتوپیروکسن

در شکل‌های 8 و 10، هارزبورگیت سپرآب با هارزبورگیت گوشته‌ای دره‌ده و نیز پریدوتیت‌های‌ MOR و SSZ در افیولیت‌های کاست رینج کالیفرنیا (Choi et al., 2008) مقایسه شده‌اند. بر پایة شکل‌ 8، ترکیب ارتوپیروکسن‌های هارزبورگیت سپرآب از نظر اکسید عنصرهای اصلی (Al2O3، Na2O، TiO2) و مقدار Cr# و Mg#، بیشتر همانند پریدوتیت‌های مناطق SSZ در افیولیت کاست‌رینج کالیفرنیا و افیولیت‌های جنوب‌باختری ترکیه است؛ هرچند برخی نمونه‌ها در محدوده همپوشانی ترکیبی پریدوتیت‌های پهنه‌های فرافروانش و کافت میان‌اقیانوسی جای گرفته‌اند. البته مقایسة سپرآب با دیگر هارزبورگیت‌های این افیولیت در منطقة سوچه و دره‌ده نشان می‌دهد همانند کلینوپیروکسن‌های درون این سنگ‌ها (شکل‌های 5 تا 7)، ترکیب ارتوپیروکسن‌های هارزبورگیت سپرآب نسبت به آنها، تا اندازه‌ای به محدودة MOR نزدیک‌تر شده است که این ویژگی گویای تفاوت در شدت ذوب‌بخشی، شرایط و نوع محیط فرورانشی پیدایش آنهاست.

افزون‌بر این در شکل 10 هارزبورگیت‌های گوشته‌‌ای در مناطق سپرآب با افیولیت‌های فرافرورانش MOR و SSZ کمربند تارید در جنوب‌باختری ترکیه از نظر ترکیب عنصرهای اصلی اورتوپیروکسن‌ها مقایسه شدند. این مقایسه نیز نشان می‌دهد هارزبورگیت‏‌های گوشته ای منطقه سپرآب دچار ذوب‌بخشی کمتری شده‌اند (Cr# کمتر و TiO2 بالاتر) و بیشتر ماهیت محیط کافت میان اقیانوسی نشان می‌دهند؛ اما هارزبورگیت‏‌های دره‌ده و سوچه بیشتر ماهیت محیط فرورانشی نشان می‌دهند.

شکل 10. ترکیب اورتوپیروکسن در هارزبورگیت‌های گوشته‌ افیولیت‌ نایین روی نمودارهای Cr# در برابر تغییرات Al2O3، TiO2، Na2O، Cr2O3 (بر پایة درصدوزنی) (بازة ترکیبی نمونه‌های هارزبورگیت‌ِ MOR و SSZ در افیولیت‌های فرافرورانش جنوب‌باختری ترکیه از آلدانماز (Aldanmaz, 2012) برگرفته شده است).

Figure 9. Composition of orthopyroxene in the mantle harzburgites of the Nain ophiolite, plotted on Cr# versus Al2O3, TiO2, Na2O, Cr2O3 (wt.%) variation diagrams (the compositional range of MOR and SSZ harzburgite samples from the southwestern Turkey suprasubduction ophiolites is from (Aldanmaz, 2012)).



  1. الگوی تکتونوماگمایی پیدایش هارزبورگیت‌های سپرآب
  • تفاوت زمین‌شیمیایی هارزبورگیت‌های سپرآب (که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه MOR نشان می‌دهند) و دیگر هارزبورگیت‌های افیولیت نایین (که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه SSZ نشان می‌دهند) و نیز تفاوت دماهای به‌دست‌آمده از دماسنجی پیروکسن‌های درون این هارزبورگیت‌ها (جدول 3) را می‌توان به دو الگوی محتمل و متفاوت زیر نسبت داد:
  • بر پایة یافته‌های شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2024) که نشان دادند پلاژیوگرانیت‌های این افیولیت در دو محیط MOR به سن ژوراسیک و SSZ به سن کرتاسة پسین پدید آمده‌اند، هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب نیز که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه MOR نشان می‌دهند قدیمی‌تر هستند و در یک کافت میان اقیانوسی در ژوراسیک پدید آمده‌اند؛ اما زایش دیگر هارزبورگیت‌های مورد مقایسه که ماهیت پیش‌کمانیِ شبیه SSZ دارند در کرتاسة پسین در یک محیط فرورانش پیش کمانی در بالای تختة فرورونده نئوتتیس درون گوشته رخ داده است. البته با توجه به اینکه شیمی پیروکسن‌ها در همة هارزبورگیت‌های بررسی‌شده همانند هارزبورگیت‌های پهنه‌های فرورانش هستند و شواهد ذوب‌بخشی و ویژگی‌های شیمیایی پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهند (البته ویژگی‌های شیمیاییِ شاخص پهنه‌های فرورانشی در منطقه سپرآب از مناطق دیگر کمتر است)، این الگو چه‌بسا برای پیدایش این هارزبورگیت‌ها نمی‌تواند صحیح باشد و هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب احتمالاً در یک محیط کافت ‌میان‌اقیانوسی قدیمی به سن ژوراسیک پدید نیامده‌اند.
  • با توجه به شباهت شیمیایی پیروکسن‌های جنوب سپرآب به محدودة همپوشانی ترکیبی MOR و SSZ در مقایسه با دیگر مناطق جهان (شکل های 7 و 8) و نیز مقایسه آنها با هارزبورگیت‌های افیولیت‌های فرافرورانش کمربند تارید ترکیه (شکل‌های 9 و 10)، بالابودن برخی فاکتورهای شیمیایی (مقدار Cr# و Mg#؛ شکل های 7 و 8) نشان‌دهندة مناطق مرتبط با فرورانش و تأثیر فرایند ذوب‌بخشی در پیدایش همة این سنگ‌هاست. اما از آنجایی‌که در مقایسه، میزان Al2O3 و تا اندازه‌‌ای TiO2 و Na2O در ترکیب‌ پیروکسن‌های سپرآب بیشتر اما مقدار Cr# و Mg# در آنها کمتر است می‌توان پیدایش هارزبورگیت‏‌های گوشته‌ای پیش‌کمانیِ منطقه سپرآب با شباهت بیشتر به ترکیب هارزبورگیت‌های MOR در یک محیط کافت میان‌اقیانوسی در مرحلة آغازینِ فرایند «آغاز فرورانش[11]» و در یک محیط پیش کمانی در بالای محل آغاز فرورانش تختة اقیانوسی فرورندة نئوتتیس قدیمی درون گوشتة سست‌کره‌ای که در آن هنگام (کرتاسة پسین)، گوة گوشته‌ای چندان تحت‌تاثیر سیالات رهاشده از این تختة اقیانوسی و در نتیجه ذوب‌بخشی شدیدی نبوده است و از این‌رو، مذاب‌های خروجی از کافت میان‌اقیانوسی منطقه پیش‌کمانی اولیه[12] ماهیتی شبیه MOR نشان می‌داده‌اند (MOR-like FAB) و میزان TiO2، Cr# و Na2O مذاب کمتر بوده است (شکل های 7 و 8). همچنین، با توجه به فوگاسیتة اکسیژن کمتر و دماهای بیشتر به‌دست‌آمده بر پایة شیمی پیروکسن‌ها، ذوب آنها در دمای بیشتری روی داده است که نشان می‌دهد گوشته چندان تحت‌تأثیر سیالات رهاشده از تختة فرورونده نبوده است. اما هارزبورگیت‏‌های دره‌ده و بخش جنوب افیولیت نایین با اندکی تاخیر هنگامی پدید آمده‌اند که از زمان فرورانش تختة فرورندة نئوتتیس قدیمی درون گوشتة سست‌کره‌ای زمان بیشتری گذشته بوده است و از این رو گوة گوشته‌ای بیشتر تحت‌تاثیر سیالات رهاشده از این تختة اقیانوسی بوده است و از این رو با افزایش فاکتورهای شیمیایی پهنه‌های فرورانش در مذاب‌های خروجی از این کافت میان‌اقیانوسی جوان، هارزبورگیت‌های این مناطقِ پیش‌کمانی، میزان TiO2، Cr# و Na2O بیشتر (شکل‌های 9 و 10)، فوگاسیتة اکسیژن بیشتر، دمای ذوب کمتر و شدت ذوب‌بخشی بیشتری (Cr# بیشتر) نشان می‌دهند که گویای بلوغ بیشتر پهنة پیش‌کمانی[13] و شباهت آن به پهنة SSZ است (SSZ-like FAB). با توجه به دماهای کمتر به‌دست‌آمده بر پایة شیمی پیروکسن‌ها، ذوب آنها در دمای کمتری روی داده است که نشان می‌دهد گوشته تحت‌تأثیر سیالات رهاشده از تختة فرورونده بوده و دمای ذوب آن کاهش یافته است. در این فرضیه اگرچه پیدایش همة هارزبورگیت‌های بررسی‌شده را می‌توان به کرتاسة پسین نسبت داد، اما با توجه به تأثیر کمتر تختة فرورونده، ذوب‌بخشی کمتر و دمای ذوب/تبلور بیشتر پیروکسن‌ها و ویژگی‌های شیمیاییِ نمونه‌های جنوب سپرآب، گمان می‌رود هارزبورگیت‌های سپرآب در مرحلة آغازینِ فرایند «آغاز فرورانشِ» تختة فرورونده پدید آمده‌اند و سن آنها از دیگر هارزبورگیت‌ها (با تأثیر بیشتر تختة فرورونده و ذوب‌بخشی بیشتر) اندکی قدیمی‌تر باشد. برپایة این فرضیه ناهمگنی شرایط ذوب‌بخشی گوشته زیر پهنة پیش‌کمانی در این منطقه را به میزان تکامل این پهنه و پیشروی تختة فرورونده دانست.

اگرچه آزمودن درستی هر یک از این ادعاها به انجام سن‌سنجی دقیق روی این واحدهای سنگی نیاز دارد، اما همان‌گونه‌که در نمودار شکل‌های 5 تا 10 به‌خوبی دیده می‌شود، شباهت بسیار روشن و آشکار پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های جنوب سپرآب به هارزبورگیت‌های SSZ بر پیدایش آنها در کرتاسة پسین و در یک کافت میان‌اقیانوسی جوان در پهنه پیش‌کمانی تاکید دارد؛ اما پیروکسن‌های درون دیگر هارزبورگیت‌ها به‌خوبی در گسترة ترکیبی پیروکسن‌های درون یک محیط فرورانش (در کرتاسة پسین) جای گرفته‌اند. این ویژگی که گویای ناهمگنی گوشتة زیر پوستة اقیانوسی پهنة پیش‌کمانی در پی شرایط متغییر زمین‌ساختی از زمان آغاز فرورانش پوستة اقیانوسی قدیمی نئوتتیس درون گوشته و مرتبط با میزان پیشروی آن به درون گوشته است.

برداشت

هارزبورگیت‌ها‌ یکی از واحدهای سنگی پریدوتیتی در مجموعة افیولیتی نایین در شمال شهر نایین (پهنة ایران مرکزی) هستند که در بخش‌های مختلف این افیولیت رخنمون دارد.

ترکیب کانی‌شناسی هارزبورگیت‌های جنوب روستای سپرآب در شمال‌باختری این افیولیت شامل الیوین، اورتوپیروکسن، و کمتر از ۵ درصدحجمی کلینوپیروکسن و اسپینل است. مقایسة ترکیب شیمیایی عنصرهای اصلی این پیروکسن‌ها با پیروکسن‌های درون هارزبورگیت‌های بخش خاوری (دره‌ده) و جنوبی (سوچه) نشان می‌دهد پیروکسن‌ها در هارزبورگیت‌های سپرآب (مانند: میزان Cr#>3/0 و Na2O >1/0 درصدوزنی) در شرایط دمایی بالاتر (1456 و 1487 درجة سانتیگراد) و فوگاسیتة اکسیژن کمتر (AlVI/AlIV بیشتر) و در پی ذوب‌بخشی کمترِ گوة گوشته‌ای پدید آمده‌اند و ازاین‌رو، پیدایش آنها را می‌توان به یک پهنة پیش‌کمانی اولیه با شباهت بیشتر به کافت میان‌اقیانوسی (MOR-like FAB) نسبت داد؛ اما هارزبورگیت‌های سوچه و دره‌ده در مراحل پیشرفته‌تر فرورانش و بلوغ محیط پیش‌کمانی با شباهت بیشتر به پهنه‌های فرورانش (SSZ-like FAB) پدید آمده‌اند که شرایط دمایی ذوب‌بخشی کمترِ گوة گوشته‌ای کمتر و فوگاسیتة اکسیژن بیشتر بوده است.

پس می‌توان گفت ترکیب شیمیایی این پیروکسن‌ها به‌خوبی ناهمگنی‌های ترکیبی گوشته‌ای در زیر پوستة اقیانوسی پیش‌کمانی در طول زمان و با پیشرفت فرایند فرورانش تختة فرورونده را نشان می‌دهد.

سپاس‌گزاری

از دانشگاه تربیت مدرس برای پشتیبانی از انجام این پژوهش، از دانشگاه کانازاوا و دکتر قدرت ترابی برای همکاری در تهیه داده‌های ریزکاوالکترونی و نیز از داوران گرامی مجله برای پیشنهادهای سازنده سپاس‌گزاری می‌شود.

 

[1] Suprasubduction

[2] weight percent

[3] atom per formula unit

[4] Pectolite: NaCa2Si3O8(OH)

[5] subsolidus

[6] exsolution

[7] Quad

[8] Quad

[9] Coast Range ophiolite (CRO) of California in North American Cordillera

[10] Tauride Belt

[11] subduction initiation

[12] initial forearc basin

[13] mature forearc basin

References

Aistov, L., Melnikov, B., Krivyakin, B., and Morozov, L. (1984) Geology of the Khur area (Central Iran). 131p. V/O“Technoexport, Report TE/no. 20, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Aldanmaz, E. (2012) Trace element geochemistry of primary mantle minerals in spinel-peridotites from polygenetic MOR – SSZ suites of SW Turkey: constraints from an LA-ICP-MS study and implications for mantle metasomatism. 76, 59–76. https://doi.org/10.1002/gj.1336
Andal, E.S., Arai, S., and Yumul Jr, G.P. (2005) Complete mantle section of a slow-spreading ridge-derived ophiolite: An example from the Isabela ophiolite in the Philippines. Island Arc, 14(3), 272–294. https://doi.org/10.1111/j.1440-1738.2005.00471.x
Balázs, A., Faccenna, C., Gerya, T., Ueda, K., and Funiciello, F. (2022) The Dynamics of Forearc–Back-Arc Basin Subsidence: Numerical models and observations from Mediterranean Subduction Zones. Tectonics, 41, 2021TC007078, https://doi.org/10.1029/2021TC007078
Bebout, G.E. (2013) Metasomatism in Subduction Zones of Subducted Oceanic Slabs, Mantle Wedges, and the Slab-Mantle Interface, in Metasomatism and the Chemical Transformation of Rock. Lecture Notes in Earth System Sciences: Springer, Berlin, Heidelberg, https://doi.org/10.1007/978-3-642-28394-9_9
Bjerg, E.A., Ntaflos, T., Thöni, M., Aliani, P., and Labudia, C.H. (2009) Heterogeneous lithospheric mantle beneath Northern Patagonia: Evidence from Prahuaniyeu garnet- and spinel-peridotites. Journal of Petrology, 50(7), 1267–1298. https://doi.org/10.1093/petrology/egp021
Choi, S., Mukasa, S., and Shervais, J. (2008) Initiation of Franciscan subduction along a large-offset fracture zone: Evidence from mantle peridotites, Stonyford. California Geology, 36(8), 595–598.
Dalvand, S. (2017) Geochemistry of Gabbroic and Peridotitic Rocks in the Nain Ophiolite: Based on Olivine, Pyroxene, and Spinel Chemistry. M.Sc. Thesis, University of Damghan, Damghan, Iran.
Dick, H.B. (1989) Abyssal peridotites, very slow spreading ridges and ocean ridge magmatism. Geological Society, London, Special Publications, 42(1), 71–105. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.06
Edwards, J.S., Falloon, J.T., Malpas, J., and Pedersen, B.R. (1996) A review of the petrology of harzburgites at Hess Deep and Garrett Deep: implications for mantle processes beneath segments of the East Pacific Rise. Geological Society, London, Special Publications, 118(1), 143–156. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1996.118.01.08
Falahaty, S., Saidi, M., Noghreyan, M., Khalili, M., Torabi, G., and Machizadeh, M.A. (2009) Study of the effect of the nature of the rodingite forming fluids in the minerals of the rodingite of Nain ophiolite. The Iranian Society of Crystallography and Mineralogy, 17(1), 17-28.
Ghorbani, G., Moghadam, H.S., Dilek, Y., Arai, S., and Khedr, M.Z. (2024) Mineral chemistry and melt evolution of the mantle wedge peridotites in the Late Cretaceous Zagros Belt ophiolites (Iran): clues for the subduction initiation-induced forearc magmatism. Journal of the Geological Society, 181(4), jgs2023-209. https://doi.org/10.1144/jgs2023-209
Glennie, K. (1992) Plate Tectonics and the Oman Mountains. Tribulus, 2(2), 11–21.
Guo, G., Yang, J., Liu, X., Xu, X., Liu, Z., and Ba, D. (2015) Mid-ocean ridge (MOR) and suprasubduction zone (SSZ) geological events in the Yarlung Zangbo suture zone: Evidence from the mineral record of mantle peridotites. Journal of Asian Earth Sciences, 110, 33–54. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.02.012
Hamlyn, P.R., and Bonatti, E. (1980) Petrology of mantle-derived ultramafics from the Owen fracture zone, northwest Indian Ocean: Implications for the nature of the oceanic upper mantle. Earth and Planetary Science Letters, 48(1), 65–79. https://doi.org/10.1016/0012-821X(80)90171-5
Hellebrand, E., Snow, J.E., Hoppe, P., and Hofmann, A.W. (2002) Garnet-field Melting and Late-stage Refertilization in ‘Residual’ Abyssal Peridotites from the Central Indian Ridge. 43(12), 2305–2338.
Ishii, T., Kojitani, H., and Akaogi, M. (2019) Phase Relations of Harzburgite and MORB up to the Uppermost Lower Mantle Conditions: Precise comparison with pyrolite by multisample cell high-pressure experiments with implication to dynamics of subducted slabs. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 124(4), 3491–3507. https://doi.org/10.1029/2018JB016749
Ishii, T., Robinson, P.T., Maekawa, H., and Fiske, R. (1992) Petrological studies of peridotites from diapiric serpentinite seamounts in the Izu-Ogasawara-Mariana forearc, Leg 125. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 445–485.
Jabbari, A. (1997) Geology and Petrology of Nain Ophiolite. 163 p. Ph.D. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran.
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: Solid Earth, 95(B3), 2661–2678. https://doi.org/10.1029/JB095iB03p02661
Kapsiotis, A.N. (2016) Mineralogy, geochemistry and geotectonic significance of harzburgites from the southern Dramala upper mantle suite, Pindos ophiolite complex, NW Greece. Geological Journal, 51(2), 236–262. https://doi.org/10.1002/gj.2626
Kelemen, P.B., Dick, H.J.B., Hole, W., Earth, D., and Columbi, O. (1992) Formation of harzburgite by pervasive melt / rock reaction in the upper mantle. Nature, 358, 635–641. https://doi.org/10.1038/358635a0
Khanabadi, M. (2013) Mineralogy and geochemistry of rodingites from the southern part of the Kuh-Zard, Nain ophiolite. University of Isfahan, Isfahan, Iran.
Kornprobst, J., Ohnenstetter, D., and Ohnenstetter, M. (1981) Na and Cr contents in clinopyroxenes from peridotites: A possible discriminant between “sub-continental” and “sub-oceanic” mantle. Earth and Planetary Science Letters, 53(2), 241–254. https://doi.org/10.1016/0012-821X(81)90157-6
LeMaitre, R.W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre LeBas, M.J., Sabine, P.A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A.R., and Zanettin, B. (2002) A classification and glossary of terms. International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks, 193 pp.
Lensch, G., and Davoudzadeh, M. (1982) Ophiolites in Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, 5, 306 –320.
Maaløe, S. (2004) The solidus of harzburgite to 3 GPa pressure: the compositions of primary abyssal tholeiite. Mineralogy and Petrology, 81(1), 1–17. https://doi.org/10.1007/s00710-004-0028-6
Manouchehri, S. (1997) Study of petrography and petrology of ophiolites in the north of Nain. University of Shahid Beheshti.
Mehdipour, J., Moazzen, M., Rahgoshay, M., and Shafaii, H. (2010) Mineral chemical composition and geodynamic significance of peridotites from Nain ophiolite, central Iran. Journal of Geodynamics, 49(5), 261–270. https://doi.org/10.1016/j.jog.2010.01.004
Milsom, J. (2003) Forearc ophiolites: A view from the western Pacific. Geological Society of London, 218, 507-515, https://doi.org/10.1144/GSL.SP.2003.218.01.26
Mohamed, Z.K., Shoji, A., and Marie, P. (2013) Petrology and chemistry of basal lherzolites above the metamorphic sole from Wadi Sarami central Oman ophiolite. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences, 108(2003), 13–24. https://doi.org/10.2465/jmps.121026
Morimoto, N. (1988) Nomenclature of Pyroxenes. Mineralogy and Petrology, 39(1), 55–76. https://doi.org/10.1007/BF01226262
Nishio, I., Itano, K., Waterton, P., Tamura, A., Szilas, K., and Morishita, T. (2022) Compositional Data Analysis (CoDA) of Clinopyroxene from Abyssal Peridotites. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 23(8), e2022GC010472. https://doi.org/10.1029/2022GC010472
Parkinson, I.J., and Pearce, J.A. (1998) Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana forearc (ODP Leg 125): evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a supra-subduction zone setting. Journal of Petrology, 39(9), 1577–1618. https://doi.org/10.1093/petroj/39.9.1577
Parkinson, I.J., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F., Johnson, K.T.M., and Ingram, G. (1992) Trace element geochemistry of peridotites from the Izu-Bonin-Mariana Forearc, Leg 125. Proceeding of Scientific Results, ODP, Leg 125, Bonin/Mariana Region, 125, 487–506. https://doi.org/10.2973/odp.proc.sr.125.183.1992
Pearce, A., Lippard, L., and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites: Geological Society, London, Special Publications, 16(1), 77–94, https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1984.016.01.06
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(1), 36–53. https://doi.org/10.1007/s004100050572
Piccardo, G.B., Padovano, M., and Guarnieri, L. (2014) The Ligurian Tethys: Mantle processes and geodynamics. Earth Science Reviews, 138, 409–434, https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2014.07.002
Pirnia, T. (2007) Petrology of Nain ophiolite mantle peridotites (Isfahan province). 193 p. M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran.
Pirnia, T., Arai, S., and Torabi, G. (2010) Post-deformational impregnation of depleted MORB in Nain lherzolite (Central Iran). Journal of Mineralogical and Petrological Sciences, 105(2), 74–79. https://doi.org/10.2465/jmps.091014
Pirnia, T., Arai, S., and Torabi, G. (2013) Better picture of the mantle section of the Nain ophiolite inferred from detrital chromian spinels. Journal of Geology, 121(6), 645–661. https://doi.org/10.1086/673175
Pirnia, T., Saccani, E., and Arai, S. (2018) Spinel and plagioclase peridotites of the Nain ophiolite (Central Iran): Evidence for the incipient stage of oceanic basin formation. Lithos, 310-311, 1-19. https://doi.org/10.1086/673175
Rahgoshay, M., Mahdipour Ghazi, J., and Shafaii Moghadam, H. (2009) Geochemistry and petrology of the mantle sequence in the Nain Ophiolite. Scientific Quarterly Journal of Earth Sciences, 18, 31–44.
Rahmani, F., Noghreyan, M., and Khalili, M. (2007) Geochemistry of sheeted dikes in the Nain Ophiolite (Central Iran). Ofioliti, 32(2), 119–129.
Rajabi, S., and Torabi, G. (2013) Study of mantle peridotites of Surk ophiolitic melange (Yazd province, Iran). Petrological Journal, 3(12), 51-68. https://ijp.ui.ac.ir/article_16119.html
Rampone, E., Borghini, G., and Basch, V. (2020) Geoscience Frontiers Melt migration and melt-rock reaction in the Alpine-Apennine peridotites: Insights on mantle dynamics in extending lithosphere. Geoscience Frontiers, 11(1), 151–166. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2018.11.001
Rampone, E., Piccardo, G.B., and Hofmann, A.W. (2008) Multi-stage melt – rock interaction in the Mt. Maggiore (Corsica, France) ophiolitic peridotites: microstructural and geochemical evidence. Contributions to Mineralogy and Petrology, 156, 453–475. https://doi.org/10.1007/s00410-008-0296-y
Rashidi, A. (2017) Mineral Chemistry and Petrogenesis of Mantle Peridotites in the Nain Ophiolite. University of Damghan.
Reichert, J. (2007) A metallogenetic model for carbonate-hosted non-sulphide zinc deposits based on observations of Mehdi Abad and Irankuh, Central and Southwestern Iran. 152 p. Dissertation Mathematisch-Naturwissenschaftlich-Technischen Fakultät Martin-Luther-Universität Halle-Wit.
Rezaei, Z., Noghreyan, M., and Khalili, M. (2012) Petrological study of plagiogranites in the Nain ophiolite (Central Iran). Ofioliti, 37(2), 93–99. https://doi.org/10.4454/ofioliti.v37i2.409
Ringwood, A.E. (1966) The Chemical Composition and Origin of the Earth. Advances in Earth Science, 65–25438, 287. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1966aes.conf.287R
Ringwood, A.E., and Irifune, T. (1988) Nature of the 650–km seismic discontinuity: implications for mantle dynamics and differentiation. Nature, 331(6152), 131–136. https://doi.org/10.1038/331131a0
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evolution, presentation, interpretation. 397 p. Longman Scientific and Technical, London. https://doi.org/10.4324/9781315845548
Romanko, E., Kokorin, Y., Krivyakin, B., Susov, M., Morozov, I., and Sharkovski, M. (1984) Outline of metallogeny of Anarak area (Central Iran). 136 p. Geological Survey of Iran, Technoexport Report 19.
Safdari, E., and Shirdashtzadeh, N. (2024) Difference of olivine chemistry in harzburgites of the north, east and south of Nain Ophiolite. The 42nd National Geosciences Congress, Tehran, Iran.
Sahamieh, R.Z. (2018) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Farmahin volcanic rocks (North of Arak). Journal of Economic Geology, 10(1), 25–45. https://doi.org/10.22067/econg.v10i1.61242
Schweitzer, E.L., Papike, J.J. and Bence, A.E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxenes from deep-sea basalts. American Mineralogist, 64(5–6), 501–513.
Secchiari, A., Godard, M., and Montanini, A. (2023) Mantle Heterogeneity Generated by Melt-Rock Reaction: New Insights from the West Iberian Margin Peridotites (ODP Legs 149 and 173). AGU Fall Meeting Abstracts, 2023, T21C-07.
Secchiari, A., Godard, M., and Montanini, A. (2025) Mantle Heterogeneity Generated by Melt Depletion and Melt–Rock Interaction: The West Iberian Margin Peridotites (ODP Leg 149 and 173). Journal of Petrology, 66(2), egaf005. https://doi.org/10.1093/petrology/egaf005
Seyler, M., and Bonatti, E. (1994) Na, AlIV and AlVI in clinopyroxenes of subcontinental and suboceanic ridge peridotites: A clue to different melting processes in the mantle? Earth and Planetary Science Letters, 122(3–4), 281–289. https://doi.org/10.1016/0012-821X(94)90002-7
Shibata, T., Thompson, G., and Frey, F.A. (1979) Tholeiitic and alkali basalts from the Mid-Atlantic Ridge at 43°N. Contributions to Mineralogy and Petrology, 70(2), 127–141. https://doi.org/10.1007/BF00374441
Shirdashtzadeh, N. (2014) Petrology of pillow lavas and amphibolites and metamorphism in mantle peridotites of Nain and Ashin ophiolites. 345 p. Ph.D. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran.
Shirdashtzadeh, N., and Torabi, G. (2020) Serpentinization and chloritization of metamorphosed lherzolites in Darreh-Deh (east of Nain Ophiolite, Central Iran): Calcium source for rodingitization and tremolitization. Neues Jahrbuch Für Mineralogie - Abhandlungen (Journal of Mineralogy and Geochemistry), 196(3), 179–191. https://doi.org/10.1127/njma/2019/0163
Shirdashtzadeh, N., Dilek, Y., Furnes, H., and Elton, L.D. (2024) Early Jurassic and Late Cretaceous plagiogranites in Nain-Baft ophiolitic mélange zone in Iran: remnants of rift–drift and SSZ evolution of a Neotethyan seaway. Journal of the Geological Society, 181(ja), jgs2023-181. https://doi.org/10.1144/jgs2023-181
Shirdashtzadeh, N., Furnes, H., Miller, N.R., Dantas, E.L., Torabi, G., and Meisel, T.C. (2022) Subduction initiation of the Neo-Tethys Ocean in Central Iran based on U-Pb geochronology, geochemical and Nd isotope data of the Ashin ophiolite. Ofioliti, 47(2). https://doi.org/10.4454/ofioliti.v47i2.557
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., and Morishita, T. (2020) Evolution of lithospheric mantle in the north of Nain-Baft oceanic crust (Neo-Tethyan ophiolite of Ashin, Central Iran). Island Arc, 29, 1–12. https://doi.org/10.1111/iar.12342
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., Meisel, T., Arai, S., Bokhari, S., Samadi, R., and Gazel, E. (2014) Origin and evolution of metamorphosed mantle peridotites of Darreh Deh (Nain Ophiolite, Central Iran): Implications for the Eastern Neo-Tethys evolution. Neues Jahrbuch Fur Geologie Und Palaontologie-bhandlungen, 273(1), 89–120. https://doi.org/10.1127/0077-7749/2014/0418
Stern, R.J., and Bloomer, S.H. (1992) Subduction zone infancy: Examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California arcs. GSA Bulletin, 104(12), 1621–1636, https://doi.org/10.1130/0016-7606(1992)104<1621:SZIEFT>2.3.CO;2
Stern, R.J., Reagan, M., Ishizuka, O., Ohara, Y., and Whattam, S. (2012) To understand subduction initiation, study forearc crust: To understand forearc crust, study ophiolites. Lithosphere, 4(6), 469–483, https://doi.org/10.1130/L183.1
Straub, S.M., Batanova, V., Sobolev, A., Gómez-Tuena, A., Espinasa-Perena, R., Fleming, W.L., Bindeman, I.N., Stuart, F.M., Widom, E., and Iizuka, Y. (2023) The Systematics of Olivine CaO + Cr-Spinel in High-Mg# Arc Volcanic Rocks: Evidence for in-Situ Mantle Wedge Depletion at the Arc Volcanic Front. Journal of Petrology, 64, 1–19, https://doi.org/10.1093/petrology/egad085
Streckeisen, A. (1974) Classification and nomenclature of plutonic rocks recommendations of the IUGS subcommission on the systematics of Igneous Rocks. Geologische Rundschau, 63(2), 773–786. https://doi.org/10.1007/BF01820841
Tamura, A., and Arai, S. (2006) Harzburgite – dunite – orthopyroxenite suite as a record of supra-subduction zone setting for the Oman ophiolite mantle. 90, 43–56. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2005.12.012
Torabi, G. (2004) Petrology of Anarak area ophiolites (NE of Isfahan Province, Iran). 240 p. Tarbiat Ph.D. Thesis, Modares University, Tehran, Iran,
Warr, L.N. (2021) IMA–CNMNC approved mineral symbols. Mineralogical Magazine, 85(3), 291–320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43
Wells, P.R.A. (1977) Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 62, 129–139. https://doi.org/10.1007/BF00372872
Wood, B.J., and Banno, S. (1973) Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology, 42(2), 109–124). https://doi.org/10.1007/BF00371501
Zheng, Y. (2019) Subduction zone geochemistry: Geoscience Frontiers, 10(4), 1223–1254, https://doi.org/10.1016/j.gsf.2019.02.003 
Petrological Journal
Volume 16, Issue 2 - Serial Number 62
Petrological Journal, 16th Year, No. 62 2025
July 2025
Pages 45-72

Files

History

  • Receive Date: 07 June 2025
  • Revise Date: 05 July 2025
  • Accept Date: 16 July 2025

Share

How to cite

Statistics