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

رجبی, ثمینه; ترابی, قدرت

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,682
تعداد مقالات	13,774
تعداد مشاهده مقاله	32,262,949
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,763,298

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

پترولوژی

مقاله 5، دوره 3، شماره 12، اسفند 1391، صفحه 51-68 اصل مقاله (1.57 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

ثمینه رجبی؛ قدرت ترابی^*

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

چکیده

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

کلیدواژه‌ها

افیولیت‌های HOT؛ پریدوتیت‌های گوشته؛ واکنش مذاب صعود کننده/ سنگ دیواره؛ گسل نائین- دهشیر- بافت؛ سورک

اصل مقاله

مقدمه

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

روش انجام پژوهش

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

پتروگرافی

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

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

شکل ۲- تصاویر صحرایی از واحد های سنگی افیولیت سورک

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

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

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




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

شیمی کانی‌ها

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

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

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

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

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

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

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

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

B	A

D	C

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

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

Sample	839-1	839-1	839-1	839-1	839-3	839-3	840-3	840-3	840-3	841-2	841-2	841-2
Lithology	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	HZ	HZ	HZ
Point No.	61/1	62/1	63/1	64/1	73/1	74/1	45/1	46/1	47/1	53/1	58/1	59/1
SiO₂	40.65	40.39	40.77	40.47	40.19	40.55	40.89	40.65	40.50	40.71	40.22	40.38
TiO₂	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.02	0.03	0.00	0.02	0.01
Al₂O₃	0.00	0.00	0.00	0.03	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.02
Cr₂O₃	0.01	0.00	0.00	0.00	0.04	0.03	0.00	0.00	0.02	0.01	0.02	0.04
FeO^*	10.47	10.59	10.54	10.64	10.40	10.00	9.55	9.93	9.97	10.36	9.80	9.61
MnO	0.13	0.10	0.13	0.09	0.09	0.16	0.13	0.18	0.12	0.14	0.14	0.14
MgO	48.74	48.91	48.55	48.73	49.32	49.22	48.95	48.80	48.95	48.40	49.40	49.40
CaO	0.01	0.01	0.00	0.03	0.00	0.06	0.00	0.00	0.04	0.02	0.03	0.00
Na₂O	0.000	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.03	0.02
K₂O	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01
NiO	ND	ND	ND	ND	ND	ND	0.46	0.42	0.40	0.36	0.35	0.42
Total	100.01	100.00	100.00	100.00	100.04	100.03	100.00	100.00	100.02	100.01	100.02	100.04
O# 4
Si	0.998	0.993	1.001	0.995	0.988	0.995	1.002	0.998	0.995	1.001	0.988	0.991
Ti	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	0.000	0.000	0.000
Al	0.000	0.000	0.000	0.001	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001
Fe²⁺	0.215	0.218	0.217	0.219	0.214	0.205	0.196	0.204	0.205	0.213	0.201	0.197
Mn	0.003	0.002	0.003	0.002	0.002	0.003	0.003	0.004	0.002	0.003	0.003	0.003
Mg	1.785	1.793	1.778	1.786	1.807	1.800	1.788	1.787	1.792	1.774	1.809	1.807
Ca	0.000	0.000	0.000	0.001	0.000	0.002	0.000	0.000	0.001	0.001	0.001	0.000
Na	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	0.001
K	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000
Ni	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.009	0.008	0.008	0.007	0.007	0.008
Cations	3.001	3.006	2.999	3.004	3.011	3.005	2.998	3.001	3.004	2.999	3.010	3.008
Fe#	0.108	0.108	0.109	0.109	0.106	0.102	0.099	0.102	0.103	0.107	0.100	0.098
Mg#	0.893	0.892	0.891	0.891	0.894	0.898	0.901	0.898	0.897	0.893	0.900	0.902
Tephroite	0.134	0.102	0.135	0.092	0.092	0.164	0.135	0.186	0.123	0.147	0.144	0.144
Forsterite	89.116	89.069	89.023	88.972	89.342	89.546	90.014	89.584	89.592	89.124	89.820	90.033
Faylite	10.737	10.816	10.842	10.897	10.566	10.211	9.851	10.230	10.232	10.702	9.996	9.822
Ca-Ol	0.013	0.013	0.000	0.039	0.000	0.078	0.000	0.000	0.052	0.027	0.039	0.000
Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)], Fe#[Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)]

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

Sample	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3	839-3
Lithology	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz
Point No.	70-1	71-1	72-1	75-1	76-1	79-1	80-1	81-1	82-1	83-1	84-1	85-1	86-1	87-1
SiO₂	54.98	55.15	55.05	55.46	55.06	53.19	54.22	53.90	54.03	54.44	54.49	54.38	53.31	54.03
TiO₂	0.07	0.05	0.07	0.07	0.06	0.13	0.06	0.10	0.09	0.08	0.08	0.10	0.22	0.10
Al₂O₃	3.92	3.84	3.55	3.42	3.70	4.99	4.93	5.10	5.22	4.60	4.51	4.67	4.79	4.83
Cr₂O₃	0.28	0.24	0.27	0.27	0.25	0.61	0.49	0.50	0.52	0.52	0.47	0.45	0.47	0.54
FeO*	6.71	6.77	6.70	6.78	7.17	5.94	6.71	6.44	6.41	6.63	6.87	6.82	5.53	6.36
MnO	0.13	0.11	0.15	0.15	0.22	0.13	0.14	0.14	0.19	0.11	0.18	0.24	0.21	0.15
MgO	33.20	33.43	33.76	33.40	32.92	32.22	32.98	32.17	33.19	32.53	32.86	32.93	27.76	31.92
CaO	0.70	0.39	0.44	0.46	0.62	2.74	0.44	1.61	0.34	1.07	0.53	0.42	7.60	1.95
Na₂O	0.01	0.03	0.00	0.00	0.00	0.05	0.02	0.03	0.01	0.01	0.01	0.00	0.11	0.12
K₂O	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0
O# 6
Si	1.898	1.902	1.898	1.915	1.906	1.838	1.872	1.864	1.863	1.883	1.884	1.879	1.870	1.870
Ti	0.002	0.001	0.002	0.002	0.002	0.003	0.002	0.003	0.002	0.002	0.002	0.003	0.006	0.003
Al	0.160	0.156	0.144	0.139	0.150	0.203	0.200	0.208	0.212	0.188	0.184	0.190	0.198	0.197
Cr	0.008	0.006	0.007	0.007	0.007	0.017	0.013	0.014	0.014	0.014	0.013	0.012	0.013	0.015
Fe³⁺	0.033	0.032	0.049	0.019	0.028	0.101	0.041	0.047	0.044	0.028	0.032	0.033	0.044	0.051
Fe²⁺	0.161	0.163	0.144	0.177	0.180	0.070	0.153	0.140	0.141	0.164	0.167	0.164	0.118	0.134
Mn	0.004	0.003	0.004	0.004	0.006	0.004	0.004	0.004	0.006	0.003	0.005	0.007	0.006	0.004
Mg	1.709	1.719	1.735	1.719	1.699	1.659	1.697	1.659	1.705	1.677	1.694	1.697	1.452	1.647
Ca	0.026	0.014	0.016	0.017	0.023	0.101	0.016	0.060	0.013	0.040	0.019	0.015	0.286	0.072
Na	0.001	0.002	0.000	0.000	0.000	0.003	0.001	0.002	0.001	0.001	0.001	0.000	0.007	0.008
K	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000
Sum	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000
Mg#	0.914	0.913	0.923	0.907	0.904	0.960	0.917	0.922	0.924	0.911	0.910	0.912	0.925	0.925
Fe#	0.086	0.087	0.077	0.093	0.096	0.040	0.083	0.078	0.076	0.089	0.090	0.088	0.075	0.075
Cr#	0.048	0.037	0.046	0.048	0.045	0.077	0.061	0.063	0.062	0.069	0.066	0.059	0.062	0.071
Q	1.895	1.897	1.896	1.913	1.901	1.831	1.866	1.859	1.859	1.881	1.880	1.876	1.855	1.853
J	0.001	0.004	0.000	0.000	0.000	0.007	0.003	0.004	0.001	0.001	0.001	0.000	0.015	0.016
WO	1.334	0.739	0.832	0.871	1.197	5.237	0.850	3.126	0.659	2.070	1.016	0.808	14.989	3.792
EN	88.446	88.987	89.026	88.791	87.752	85.704	88.801	86.900	89.374	87.727	88.345	88.545	76.179	86.326
FS	10.220	10.273	10.142	10.338	11.051	9.059	10.349	9.974	9.968	10.204	10.639	10.648	8.832	9.883
Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)], Fe#[Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)], Cr# [Cr/(Cr+Al)]

جدول ۲- ادامه ...

Sample	839-4	839-4	839-4	840-1	840-1	840-1	840-1	840-1	840-1	841-2	841-2	841-2	841-2
Lithology	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Lz	Hz	Hz	Hz	Hz
Point No.	91-1	92-1	93-1	35-1	36-1	37-1	38-1	39-1	40-1	54-1	55-1	56-1	57-1
SiO₂	54.89	54.98	55.64	54.70	55.33	54.84	55.46	55.59	55.22	55.04	55.03	54.75	54.27
TiO₂	0.07	0.10	0.09	0.07	0.07	0.09	0.05	0.06	0.06	0.05	0.06	0.09	0.09
Al₂O₃	4.02	3.96	3.75	4.17	4.21	4.05	3.82	3.58	4.11	3.87	4.11	4.41	4.58
Cr₂O₃	0.36	0.28	0.38	0.41	0.33	0.46	0.41	0.36	0.60	0.27	0.26	0.50	0.47
FeO*	6.67	6.80	6.65	6.56	6.47	6.69	6.51	6.58	6.53	6.93	6.56	6.37	6.60
MnO	0.18	0.06	0.11	0.10	0.08	0.17	0.17	0.20	0.09	0.16	0.20	0.11	0.10
MgO	33.13	33.18	32.83	32.49	32.75	32.92	32.86	33.02	32.98	33.07	32.96	32.55	33.32
CaO	0.68	0.64	0.54	1.30	0.70	0.66	0.56	0.50	0.35	0.56	0.67	1.07	0.43
Na₂O	0.02	0.00	0.02	0.05	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00
K₂O	0.00	0.01	0.00	0.01	0.02	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
NiO	-	-	-	0.13	0.05	0.11	0.16	0.10	0.06	0.07	0.12	0.14	0.14
Total	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0
O# 6
Si	1.895	1.899	1.925	1.892	1.913	1.896	1.919	1.922	1.909	1.903	1.902	1.894	1.872
Ti	0.002	0.003	0.002	0.002	0.002	0.002	0.001	0.002	0.002	0.001	0.002	0.002	0.002
Al	0.164	0.161	0.152	0.170	0.171	0.165	0.155	0.146	0.167	0.157	0.167	0.180	0.186
Cr	0.010	0.008	0.010	0.011	0.009	0.012	0.011	0.010	0.016	0.007	0.007	0.014	0.013
Fe³⁺	0.033	0.029	0.000	0.034	0.000	0.026	0.000	0.000	0.000	0.027	0.020	0.014	0.052
Fe²⁺	0.159	0.167	0.192	0.156	0.187	0.168	0.188	0.190	0.189	0.173	0.170	0.170	0.139
Mn	0.005	0.002	0.003	0.003	0.002	0.005	0.005	0.006	0.003	0.005	0.006	0.003	0.003
Mg	1.705	1.708	1.693	1.676	1.688	1.697	1.695	1.703	1.700	1.704	1.697	1.678	1.714
Ca	0.025	0.024	0.020	0.048	0.026	0.024	0.021	0.018	0.013	0.021	0.025	0.039	0.016
Na	0.001	0.000	0.001	0.003	0.000	0.001	0.000	0.001	0.000	0.000	0.001	0.001	0.000
K	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000
Sum	4.000	4.000	4.000	4.000	3.999	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000
Mg#	0.915	0.911	0.898	0.915	0.900	0.910	0.900	0.900	0.900	0.908	0.909	0.908	0.925
Fe#	0.085	0.089	0.102	0.085	0.100	0.090	0.100	0.100	0.100	0.092	0.091	0.092	0.075
Cr#	0.057	0.047	0.062	0.061	0.050	0.068	0.066	0.064	0.087	0.043	0.040	0.072	0.065
Q	1.890	1.899	1.906	1.881	1.901	1.889	1.904	1.911	1.902	1.898	1.892	1.889	1.868
J	0.003	0.000	0.003	0.007	0.000	0.001	0.000	0.001	0.000	0.000	0.001	0.001	0.000
WO	1.300	1.233	1.039	2.523	1.358	1.266	1.085	0.962	0.679	1.068	1.298	2.072	0.826
EN	88.445	88.507	88.714	87.416	88.690	88.396	88.792	88.806	89.265	88.315	88.508	88.088	89.122
FS	10.255	10.260	10.247	10.061	9.952	10.337	10.123	10.232	10.056	10.617	10.194	9.840	10.052
Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)], Fe#[Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)], Cr# [Cr/(Cr+Al)]

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

Sample	839-1	839-1	839-1	839-1	839-1	839-3	839-3	839-3^*	839-3^*	839-6	839-6	840-2	840-2	841-2	841-2
Lithology	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	LZ	HZ	HZ
Point No.	65-1	66-1	67-1	68-1	69-1	77-1	78-1	88-1	89-1	102-1	103-1	41-1	42-1	51-1	52-1
SiO₂	52.23	52.07	52.35	53.12	51.75	51.14	51.50	51.98	51.17	52.33	51.39	50.30	51.94	51.98	52.80
TiO₂	0.26	0.29	0.29	0.23	0.31	0.32	0.30	0.40	0.49	0.31	0.32	0.26	0.32	0.30	0.23
Al₂O₃	4.02	4.28	4.32	3.16	4.64	4.26	4.43	4.93	4.80	4.35	4.76	6.13	4.68	4.64	2.91
Cr₂O₃	0.57	0.50	0.50	0.32	0.61	0.58	0.57	0.65	0.66	0.60	0.72	1.42	0.87	0.57	0.47
FeO^*	2.54	2.37	2.77	2.49	2.45	2.70	2.63	3.67	3.23	2.30	2.77	2.72	2.32	2.50	2.20
MnO	0.08	0.09	0.06	0.10	0.09	0.04	0.00	0.00	0.08	0.10	0.11	0.15	0.13	0.03	0.09
MgO	16.94	16.13	17.33	16.80	16.35	16.46	16.43	22.39	21.65	16.31	16.78	15.89	15.47	15.82	16.61
CaO	22.91	23.81	21.92	23.39	23.43	24.00	23.64	15.73	17.65	23.23	22.75	22.59	23.82	23.80	24.37
Na₂O	0.45	0.45	0.45	0.39	0.37	0.48	0.49	0.24	0.28	0.47	0.40	0.50	0.40	0.32	0.21
K₂O	0.00	0.01	0.01	0.00	0.02	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.01
NiO	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.05	0.05	0.04	0.10
Total	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0	100.0
O# 6
Si	1.891	1.890	1.893	1.926	1.877	1.854	1.866	1.850	1.824	1.898	1.862	1.827	1.892	1.891	1.919
Ti	0.007	0.008	0.008	0.006	0.008	0.009	0.008	0.011	0.013	0.008	0.009	0.007	0.009	0.008	0.006
Al	0.172	0.183	0.184	0.135	0.199	0.182	0.190	0.207	0.202	0.186	0.203	0.262	0.200	0.199	0.125
Cr	0.016	0.014	0.014	0.009	0.017	0.017	0.016	0.018	0.019	0.017	0.020	0.041	0.025	0.016	0.013
Fe3+	0.047	0.039	0.031	0.018	0.039	0.000	0.000	0.069	0.000	0.016	0.063	0.064	0.001	0.009	0.026
Fe2+	0.030	0.033	0.053	0.058	0.036	0.081	0.080	0.040	0.096	0.053	0.021	0.019	0.070	0.067	0.041
Mn	0.002	0.003	0.002	0.003	0.003	0.001	0.000	0.000	0.002	0.003	0.003	0.005	0.004	0.001	0.003
Mg	0.914	0.873	0.934	0.909	0.884	0.889	0.887	1.188	1.151	0.882	0.907	0.861	0.840	0.858	0.900
Ca	0.889	0.926	0.849	0.909	0.911	0.932	0.918	0.600	0.674	0.903	0.883	0.879	0.930	0.927	0.949
Na	0.032	0.032	0.031	0.027	0.026	0.034	0.035	0.017	0.019	0.033	0.028	0.035	0.028	0.023	0.015
K	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000
Ni	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	0.001	0.001	0.003
Sum	4.000	4.000	4.000	4.000	3.999	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000	4.000
Mg#	0.968	0.964	0.946	0.940	0.961	0.916	0.917	0.967	0.923	0.943	0.977	0.978	0.923	0.928	0.956
Fe#	0.032	0.036	0.054	0.060	0.039	0.084	0.083	0.033	0.077	0.057	0.023	0.022	0.077	0.072	0.044
Cr#	0.085	0.071	0.071	0.063	0.079	0.085	0.078	0.080	0.086	0.084	0.090	0.135	0.111	0.074	0.094
Q	1.833	1.831	1.836	1.875	1.830	1.903	1.885	1.828	1.921	1.838	1.811	1.758	1.840	1.853	1.890
J	0.063	0.063	0.063	0.055	0.052	0.068	0.070	0.033	0.039	0.066	0.056	0.070	0.056	0.045	0.029
WO	47.217	49.422	45.436	47.942	48.648	48.947	48.696	31.618	35.056	48.608	47.045	48.119	50.409	49.801	49.463
EN	48.572	46.586	49.976	47.915	47.230	46.690	47.081	62.625	59.815	47.474	48.300	47.113	45.536	46.060	46.908
FS	4.211	3.993	4.588	4.142	4.123	4.363	4.223	5.757	5.128	3.919	4.655	4.768	4.054	4.139	3.629
Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)], Fe#[Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)], Cr# [Cr/(Cr+Al)]

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

Sample	839	839	839	839
Lithology	LZ	LZ	LZ	LZ
SiO₂	44.32	43.88	43.88	44.28
TiO₂	1.01	1.06	1.08	1.22
Al₂O₃	14.65	15.12	14.59	14.23
Cr₂O₃	0.95	0.98	0.94	0.87
FeO^*	3.22	3.43	3.39	3.39
MnO	0.05	0.01	0.02	0.07
MgO	18.35	18.36	18.29	18.49
CaO	12.33	12.27	12.05	12.38
Na₂O	3.40	3.55	3.31	3.45
K₂O	0.00	0.00	0.00	0.01
NiO	0.11	0.12	0.08	0.12
Total	97.31	97.67	96.60	97.52
O# 23
Si	6.184	6.102	6.151	6.182
Ti	0.106	0.111	0.114	0.128
Al	2.407	2.476	2.409	2.341
Cr	0.105	0.107	0.104	0.096
Fe³⁺	0.304	0.378	0.397	0.304
Fe²⁺	0.071	0.020	0.000	0.092
Mn	0.006	0.001	0.003	0.008
Mg	3.817	3.805	3.822	3.849
Ca	1.843	1.827	1.809	1.852
Na	0.919	0.958	0.899	0.933
K	0.000	0.000	0.000	0.001
Sum	15.762	15.785	15.708	15.786
Mg#	0.982	0.995	1.000	0.977
Fe#	0.018	0.005	0.000	0.023
Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)], Fe# [Fe/(Fe²⁺+Mg)]

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

Sample	840-3	840-3	841-2	839-5	839-5
Point No.	43/1	44/1	60/1	94/1	95/1
TiO₂	0.07	0.04	0.02	0.07	0.08
Al₂O₃	55.83	55.89	55.00	56.23	56.28
Cr₂O₃	12.20	12.00	12.41	11.55	11.55
FeO^*	12.71	12.64	13.25	12.95	12.58
MnO	0.07	0.18	0.10	0.10	0.06
MgO	18.90	18.91	18.95	19.17	19.53
NiO	0.28	0.38	0.29	0.00	0.00
Total	100.06	100.04	100.02	100.07	100.08
O# 32
Ti	0.011	0.007	0.003	0.010	0.012
Al	13.789	13.801	13.496	13.716	13.792
Cr	2.020	1.987	2.042	1.889	1.897
Fe³⁺	0.169	0.197	0.313	0.228	0.246
Fe²⁺	2.058	2.017	2.016	2.035	1.948
Mn	0.004	0.024	0.010	0.010	0.003
Mg	5.902	5.902	5.877	5.912	6.049
Ni	0.048	0.065	0.049	0.000	0.000
Total	24.000	24.001	23.805	23.800	23.947
Mg#	0.741	0.745	0.745	0.744	0.756
Cr#	12.776	12.583	13.140	12.102	12.094
Fe³⁺#	1.061	1.235	1.974	1.441	1.541

Fe²⁺/Fe³⁺ assuming full site occupancy

Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)]

Cr# [Cr/(Cr+Al)]

Fe³⁺#[Fe³⁺/)Cr+Al+Fe³⁺(]

جدول 5- ادامه ...

Sample	839-5	839-5	839-5	839-5	839-5	839-5	839-6	839-6
Point No.	96/1	97/1	98/1	99/1	100/1	101/1	104/1	105/1
TiO₂	0.05	0.04	0.07	0.06	0.07	0.06	0.03	0.06
Al₂O₃	56.45	56.22	56.52	56.28	56.81	56.26	56.55	56.57
Cr₂O₃	11.55	11.71	11.76	11.70	11.19	11.51	11.15	11.27
FeO^*	12.76	12.77	12.33	12.96	12.53	12.89	12.83	12.75
MnO	0.09	0.16	0.04	0.14	0.03	0.08	0.12	0.12
MgO	19.15	19.15	19.36	18.93	19.44	19.26	19.35	19.29
NiO	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	100.05	100.04	100.07	100.06	100.07	100.06	100.03	100.06
O# 32
Ti	0.008	0.006	0.011	0.010	0.010	0.010	0.005	0.010
Al	13.886	13.819	13.857	13.838	13.912	13.858	13.909	13.756
Cr	1.905	1.929	1.934	1.928	1.837	1.902	1.839	1.838
Fe³⁺	0.185	0.208	0.151	0.171	0.197	0.235	0.255	0.219
Fe²⁺	2.044	2.024	1.999	2.096	1.984	2.016	1.983	2.005
Mn	0.007	0.019	0.000	0.016	0.000	0.006	0.014	0.014
Mg	5.955	5.951	5.999	5.883	6.019	5.996	6.016	5.930
Ni	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000
Total	23.991	23.957	23.950	23.942	23.957	24.023	24.021	23.771
Mg#	0.744	0.746	0.750	0.737	0.752	0.748	0.752	0.747
Cr#	12.066	12.252	12.245	12.230	11.667	12.067	11.675	11.787
Fe³⁺#	1.159	1.301	0.946	1.070	1.238	1.471	1.595	1.386
Fe²⁺/Fe³⁺ assuming full site occupancy, Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)], Cr# [Cr/(Cr+Al)], Fe³⁺#[Fe³⁺/)Cr+Al+Fe³⁺(]

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

Sample	845-1	845-1	845-2	845-2	845-2	845-2	845-2	845-4	845-4	845-4	845-4	845-1	845-1	845-1	845-1	845-1
Point No.	1/1	2/1	3/1	4/1	5/1	6/1	7/1	8/1	9/1	10/1	11/1	41/1	42/1	43/1	44/1	45/
TiO₂	0.09	0.08	0.06	0.08	0.07	0.07	0.08	0.08	0.05	0.06	0.08	0.10	0.11	0.10	0.10	0.11
Al₂O₃	31.07	28.07	30.90	30.64	31.00	30.85	29.77	30.74	30.78	30.75	30.49	27.48	31.00	31.12	29.87	30.76
Cr₂O₃	35.56	38.83	35.77	35.76	35.87	35.68	36.86	36.60	36.14	36.04	36.35	38.71	35.77	35.86	37.06	35.73
FeO^*	18.12	18.44	17.75	17.94	17.67	17.91	17.96	17.19	17.87	17.82	17.88	19.66	18.05	17.60	18.10	18.02
MnO	0.14	0.12	0.19	0.12	0.08	0.11	0.17	0.07	0.12	0.16	0.17	0.12	0.12	0.12	0.14	0.17
MgO	15.11	14.54	15.39	15.53	15.38	15.45	15.24	15.40	15.10	15.23	15.12	14.03	15.06	15.30	14.83	15.32
NiO	0.00	0.00	0.15	0.21	0.00	0.31	0.15	0.24	0.19	0.20	0.25	0.21	0.23	0.22	0.19	0.16
Total	100.09	100.08	100.21	100.29	100.07	100.37	100.23	100.32	100.24	100.26	100.33	100.31	100.34	100.32	100.29	100.27
Formula units based on 32 oxygens and
Ti	0.016	0.014	0.011	0.014	0.013	0.012	0.014	0.014	0.009	0.011	0.014	0.018	0.020	0.017	0.018	0.019
Al	8.577	7.919	8.600	8.516	8.617	8.563	8.316	8.546	8.579	8.474	8.421	7.796	8.626	8.625	8.352	8.550
Cr	6.582	7.347	6.675	6.664	6.685	6.641	6.906	6.823	6.754	6.660	6.732	7.365	6.675	6.665	6.948	6.661
Fe³⁺	0.797	0.790	0.845	0.921	0.782	0.895	0.871	0.732	0.783	0.818	0.808	0.916	0.789	0.773	0.770	0.868
Fe²⁺	2.763	2.888	2.636	2.597	2.684	2.613	2.670	2.637	2.726	2.680	2.705	3.022	2.751	2.672	2.801	2.669
Mn	0.000	0.000	0.010	0.000	0.000	0.000	0.005	0.000	0.000	0.002	0.005	0.000	0.000	0.000	0.000	0.005
Mg	5.273	5.185	5.414	5.458	5.402	5.420	5.381	5.412	5.320	5.307	5.278	5.030	5.299	5.363	5.240	5.384
Ni	0.000	0.000	0.028	0.041	0.000	0.059	0.029	0.046	0.037	0.037	0.048	0.042	0.044	0.042	0.038	0.032
Total	24.007	24.137	24.220	24.208	24.170	24.197	24.193	24.195	24.203	23.990	24.011	24.181	24.200	24.155	24.165	24.187
Mg#	0.656	0.642	0.673	0.678	0.668	0.675	0.668	0.672	0.661	0.664	0.661	0.625	0.658	0.667	0.652	0.669
Cr#	43.419	48.127	43.700	43.900	43.687	43.679	45.366	44.393	44.048	44.007	44.425	48.578	43.623	43.592	45.413	43.789
Fe³⁺#	4.994	4.922	5.244	5.718	4.862	5.557	5.411	4.545	4.858	5.127	5.062	5.699	4.906	4.814	4.792	5.397
Fe²⁺/Fe³⁺ assuming full site occupancy, Mg#[Mg/(Mg+Fe²⁺)], Cr# [Cr/(Cr+Al)], Fe³⁺#[Fe³⁺/)Cr+Al+Fe³⁺(]

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

Samole	842-1	842-1	842-1	842-1	842-1	842-1	842-1	842-1
Point No.	21/1	22/1	26/1	29/1	30/1	31/1	32/1	33/1
TiO₂	0.00	0.00	0.00	0.18	0.16	0.13	0.15	0.17
Al₂O₃	27.88	27.64	28.46	13.47	13.23	13.28	13.31	13.39
Cr₂O₃	39.30	39.70	39.86	56.18	55.91	56.07	55.91	55.93
FeO^*	16.81	17.19	18.06	19.72	20.47	20.13	20.03	19.81
MnO	0.14	0.19	0.15	0.18	0.15	0.33	0.31	0.27
MgO	15.78	15.25	13.33	10.11	10.07	10.05	10.25	10.40
NiO	0.08	0.03	0.13	0.16	0.00	0.01	0.04	0.04
Total	100.00	100.00	100.00	100.00	100.00	100.00	100.00	100.00
O# 32
Ti	0.000	0.000	0.000	0.036	0.031	0.025	0.030	0.033
Al	7.767	7.735	8.043	4.138	4.068	4.086	4.086	4.106
Cr	7.342	7.448	7.553	11.577	11.532	11.565	11.513	11.503
Fe³⁺	0.879	0.807	0.401	0.213	0.335	0.298	0.340	0.323
Fe²⁺	2.455	2.614	3.222	4.087	4.134	4.096	4.027	3.987
Mn	0.000	0.007	0.000	0.000	0.000	0.023	0.020	0.009
Mg	5.556	5.393	4.761	3.927	3.916	3.907	3.978	4.031
Ni	0.016	0.006	0.025	0.034	0.000	0.002	0.009	0.009
Total	24.012	24.010	24.003	24.001	24.002	24.001	24.002	24.002
Mg#	0.694	0.674	0.596	0.490	0.486	0.488	0.497	0.503
Cr#	48.594	49.055	48.430	73.669	73.921	73.893	73.806	73.692
Fe³⁺#	5.500	5.047	2.509	1.336	2.101	1.869	2.131	2.029

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

بحث

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

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

فرآیند ذوب بخشی و شواهد واکنش مذاب/ گوشته

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

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

B	A


D	C

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

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

بررسی کانی آمفیبول

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

نتیجه‌گیری

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

سپاسگزاری

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

مراجع

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, Ch. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. Ch., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J. A., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. Canadian Mineralogist 35: 219-246.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Zhou, M. F., Lightfoot, P. C., Keays, R. R., Moore, M. L. and Morrison, G. G. (1997) Petrogenetic significance of chromian spinels from the Sudbury igneous complex, Ontario, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences 34: 1405-1419.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 742

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 817

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

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