تاریخچة تکامل اُلیستولیت‏‌های افیولیتی شمال انارک، ایران مرکزی با به‌کارگیری ‌بررسی‌های ‌سنگ‌نگاری و شیمی کانی‏‌ها

زارعی, الهه; شریفی, مرتضی; تدین, میثم

doi:10.22108/ijp.2021.127663.1225

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,646
تعداد مقالات	13,378
تعداد مشاهده مقاله	30,112,802
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,061,554

تاریخچة تکامل اُلیستولیت‏‌های افیولیتی شمال انارک، ایران مرکزی با به‌کارگیری ‌بررسی‌های ‌سنگ‌نگاری و شیمی کانی‏‌ها

پترولوژی

مقاله 7، دوره 12، شماره 2 - شماره پیاپی 46، شهریور 1400، صفحه 125-148 اصل مقاله (3.69 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2021.127663.1225

نویسندگان

الهه زارعی¹؛ مرتضی شریفی^* ²؛ میثم تدین³

¹دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان ، ایران

²دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان ، ایران

³استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان ، ایران

چکیده

افیولیت انارک در ارتباط با تکامل پالئوتتیس و به سن پالئوزوییک است. این افیولیت از پریدوتیت‏‌های سرپانتینی‌شده گوشته و پوسته، سنگ‏‌های کومولایی، گابروهای توده‎ای، گدازه‎های بالشی، دایک‏‌های مافیک و الترامافیک، رودینگیت و لیستونیت تشکیل شده و با مجموعة دگرگونی شامل شیست و مرمر همراه شده است. در همبری این مجموعة افیولیتی با پایین‏‌ترین بخش دگرگونه‎های انارک که کمپلکس چاه‌‎گربه نامیده می‏‌شود و درون شیست‎های سبرز، اُلیستولیت‏‌هایی از افیولیت انارک دیده می‎شود که شامل اُلیستولیت‎های لیستونیتی، متامافیک، سرپانتینیتی و متاپریدوتیتی هستند. ابعاد این اُلیستولیت‌ها از چند سانتیمتر تا چند صد متر تغییر می‌کند. اسپینل کروم‎دار، پیروکسن، کانی‎های ثانویه کلسیت، گارنت، ترمولیت، کلریت، مگنتیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های اصلی اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی هستند. اسپینل کروم‏‌دار، اسفن، اپیدوت، کلریت و کانی‏‌های کدر از کانی‌های سازندة اُلیستولیت متامافیک، اسپینل کروم‏‌دار، مگنتیت، ترمولیت، تالک، کلریت از کانی‌های سازندة اُلیستولیت سرپانتینیتی و همچنین، اسپینل کروم‏‌دار، مگنتیت، کلریت، کلسیت، گارنت و آنتی‏‌گوریت از کانی‏‌های سازندة اُلیستولیت متاپریدوتیتی به‌شمار می‌روند. ‌برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی، Cr# اسپینل‏‌ها در اسلایدهای اُلیستولیت لیستونیتی، متامافیک، سرپانتینیت و متاپریدوتیت به‌ترتیب برابربا 40/87- 92/97، 38/49- 89/51، ‌22/49- 05/60 و 76/29- 97/55 با مقدارهای TiO₂ آنها نیز بسیار کم هستند. متفاوت‌‌بودن شیمی کانی‏‌ها که گویای پیدایش آنها در محیط‏‌های زمین‌ساختی متنوعی است، ویژگی‏‌ محیط‏‌های پشتة میان‌اقیانوسی و یا مناطق فرافرورانش (سوپراسابداکشن) را نشان می‏‌دهند.

کلیدواژه‌ها

کمپلکس برافزایشی؛ شیمی کانی؛ افیولیت؛ اُلیستولیت؛ پالئوتتیس؛ انارک؛ ایران مرکزی

اصل مقاله

پوستة اقیانوسی هنگام فرورانش به زیر سنگ‏‌کره قاره‏‌ای به ‌‌شکل قطعاتی بریده بریده شده و در محیط گوة برافزایشی به لبة پوستة قاره‏‌ای بالایی افزوده می‏شود (Avraham et al., 1981; Pluijm and Marshak, 2004). این گوه‏‌ها شامل رسوب‌های دگرریخت‌شده با خاستگاه‌های گوناگون و سنگ‏‌های ماگمایی متعلق به پوستة اقیانوسی هستند. همچنین، بلوک‏‌های سرگردانی مانند اُلیستولیت‏‌ها نیز درون آنها پراکنده هستند (Pluijm and Marshak, 2004). به گفتة دیگر اُلیستولیت‏‌ها، قطعات بیگانه و نامنظم با خاستگاه‌های گوناگون آذرین، دگرگونی و یا رسوبی در ابعاد متفاوت و با سن‏‌های مختلف هستند که در پی فعالیت‏‌های زمین‌ساختی در میان واحدهای رسوبیِ در حال پیدایش جای گرفته‏‌اند. مجموعه واحد رسوبی و قطعه‌های بیگانه را اُلیستوستروم می‏‌نامند. ترکیب سنگ‌شناختی اُلیستولیت‏‌ها منبع اصلی دانش ما دربارة ساختمان زمین‏‌شناسی منطقة خاستگاه آنها، تاریخچة پشته‏‌های میان‌اقیانوسی و حوضه‏‌های مرتبط با توپوگرافی‏‌های شیب‏‌داری است که امروزه دیگر نشانه‌ای از آنها به‌جا نمانده است. محیط پیدایش اُلیستوستروم‏‌ها ‌برپایة جایگاه زمین‌ساختی و الگو‌های مفهومی پیشنهادیِ Festa و همکاران (2016) در ادامه آورده شده است:

1- حاشیه‏‌های غیرفعال در مناطقی با زمین‌ساخت کششی؛

2- حاشیه‏‌های فعال در محل صفحه‏‌های همگرا؛

3- جایگیری اُلیستوستروم‏‌ها در پی فرارانش در پهنه‌های فرورانشی و یا کمپلکس‏‌های برافزایشی- فرورانشی؛

4- مناطق کوهزایی.

بررسی واحدهای اُلیستوسترومی و آمیزه‌ها، مراحل پایانی فرورانش و فرایند برخورد بلوک‏‌ها را نشان می‏‌دهد. ‌برپایة یافته‏‌های نوین (Bagheri, 2007)، ‌پیدایش منطقة انارک پیامد مستقیم تحولات زمین‌ساختی اقیانوس پالئوتتیس دانسته شده است؛ نه رخدادهای کوهزایی پرکامبرین- پالئوزوییک زیرین. Bagheri و Stampfli (2008) کمپلکس‏‌های انارک- جندق و پشت‌بادام در بخش خاوری- مرکزی ایران را کمپلکس برافزایشی واریسکان دانسته‌اند. در بخش‏‌های درونی خردقاره ایران مرکزی، رخنمون‏‌های محدودی از سنگ‏‌های افیولیتی پالئوزوییک وجود دارد که گواهی بر وجود اقیانوس پالئوتتیس در ایران دانسته شده‏‌اند (Zanchi et al., 2009; Bagheri and Stampfli, 2008). ‌برپایة ‌بررسی‌های صحرایی، سنگ‌زایی و تکامل زمین‌ساختی ایران مرکزی، Ahmadi و همکاران (2020) پیدایش ماگمای اولیه گابروهای افیولیت انارک را پیامد ذوب‌بخشی صفحة فروروندة پالئوتتیس و گابروهای افیولیت انارک را مرتبط با محیط کمان ماگمایی دانسته‏‌اند. Bayat وTorabi (2011) قلمرو لامپروفیرهای آلکالن پالئوزوییک از خاور انارک تا بیاضه را از دیدگاه سنگ‌شناسی بررسی کرده و آنها را گواهی بر فرورانش پالئوتتیس و متاسوماتیسم گوشتة سست‌کره‌ای در نظر گرفته‏‌اند. Torabi (2004) با به‌کارگیری داده‌های تجزیة زمین‌شیمیایی پیشنهاد کرده است پریدوتیت انارک و اسپینل‏‌های آن پیامد نخستین فعالیت کافت اقیانوسی هستند. Bagheri (1993) ساختمان درونی افیولیت انارک را متفاوت از افیولیت‏‌هایی دانسته که در محیط پشتة میان‌اقیانوسی پدید آمده‌اند و محیط زمین‌ساختی جزیره‌های کمانی را برای آن پیشنهاد کرده است. Stern و همکاران (2021) افیولیت‏‌های پالئوزوییک ایران را توالی از ‌پیدایش پوستة اقیانوسی در بالای پهنة فرورانش (افیولیت‏‌های نوع فرافرورانش [1]) در زمان دونین تا افیولیت‏‌های نوع برخوردی- برافزایشی در زمان پرمین دانسته‌اند و پنج نمونة آشکار از بجامانده‏‌های افیولیتی پالئوزوییک میانی تا پایانی که شامل آق‏‌دربند، مشهد، رشت در شمال و افیولیت‏‌های انارک- جندق در جنوب است را معرفی کرده‏‌اند. Shafaii Moghadam و همکاران (2015) با سن‌سنجی U-Pb زیرکن‏‌های افیولیت پالئوزوییک سن 380- 383 میلیون سال پیش را پیشنهاد کرده‏‌اند. داده‌های تجزیة شیمیایی نیز نشان‌دهندة ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی و کانی‏‌شناسی بازالت‏‌های پهنة سنندج- سیرجان و نوع پشتة میان‌اقیانوسی هستند و ازاین‌رو، احتمالاً پیدایش آنها با حوضه‌ای حاشیه‏‌ای در ارتباط بوده است. Bagheri (2007) با به‌کارگیری روش ³⁹Ar-⁴⁰Ar کانی کروزیت متابازالت‌های واحد چاه‌گربه سن‏‌های 320 و 333 میلیون سال پیش را برای سنگ‏‌های دگرگونی انارک پیشنهاد کرده است. همچنین، با سن‌سنجی شیست‏‌های آبی انارک به روش ³⁹Ar-⁴⁰Ar، سن 6/1 ± 4/285 میلیون سال پیش (پرمین زیرین) و با سن‌سنجی زیرکن‏‌های ترونجمیت انارک به روش U-Pb، سن 0/1 ± 3/262 میلیون سال پیش را پیشنهاد کرده و منطقة انارک را بجاماندة کمپلکس برافزایشی پرموتریاس دانسته است. هدف این پژوهش بررسی ویژگی‏‌های صحرایی، سرشت افیولیتی‌‌بودن اُلیستولیت‎ها‎ ‌برپایة ‌بررسی‌های میکروسکوپی و داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی، همچنین، شناخت خاستگاه و پهنة زمین‌ساختی پیدایش این قطعات بیگانه است. بررسی خاستگاه بیشتر برای بررسی ترکیب و تکامل زمین‏‌شناسی منطقه خاستگاه و همچنین، بازسازی جایگاه زمین‌ساختی اولیه به‌کار برده می‏‌شود که در این راستا بررسی ‌سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‌شده نقش مهمی دارد.

زمین‏‌شناسی عمومی منطقة انارک

منطقة انارک در بخش شمال‌خاوری استان اصفهان، شمال‌باختری خردقارة ایران مرکزی و گوشة شمال‌باختری بلوک یزد، در فاصلة گسل‏‌های درونه و بیابانک جای گرفته است. بسته‌شدن حوضة پشت کمان خردقاره ایران مرکزی در زمان ائوسن پسین- الیگوسن چرخش خردقارة ایران مرکزی و جای‌گرفتن آن در جایگاه امروزی خود را به‌دنبال داشته است (Bagheri, 2007). ایـن خـردقـاره بـا گسل‏‌های پی‏‌سنگی اصلی و افیولیت‏‌های پالئوزوییک تا مزوزوییک که بقایای پوسته‌‏‌های اقیانوسی پالئوتتیس و نئوتتیس دانسته شده‏‌اند، فراگرفته شـده است (Torabi, 2010) و شـامل چنـدین واحـد زمین‌ساختی و چینه‏‌نگاری است که عبارتند از بلوک‏‌های لوت، طبس، یزد و سرزمین‏‌های ساغند، پشت‌بادام و انارک- جندق (Bagheri, 2007; Aghanabati, 2014) (‌‌شکل 1- A). منطقة بررسی‌شده در این پژوهش در 20 کیلومتری شمال شهر انارک جای دارد (‌‌شکل 1- B). Buchs و همکاران (2013) دگرگونه‏‌های انارک را کمپلکس برافزایشی ساخته‌شده از سرزمین‏‌های برافزایشی کربونیفر (واحد مرغاب)، پرمو- تریاس (چاه‌گربه)، پتیار، مرمر لاک، واحدهای الترامافیک و تریاس (واحد دوشاخ) دانسته‏‌اند. سنگ‏‌های این منطقه عبارتند از: افیولیت پالئوزوییک، کمپلکس دگرگونی چاه‌گربه، سنگ‏‌های دگرگونه کربونیفر- پرمین، سنگ‏‌های آهکی کرتاسه و رسوب‌های ترشیری (‌‌شکل 2). افیولیت انارک کهن‏‌ترین واحد سنگی در این منطقه است و در زیر مجموعة دگرگونی انارک جای گرفته است (Torabi, 2013). مجموعه‏‌های سنگی این افیولیت شامل پریدوتیت‏‌های سرپانتینی‌شده گوشته و پوسته، سنگ‏‌های کومولایی، گابرو‏‌های توده‏‌ای، گدازه‏‌های بالشی، دایک‏‌های مافیک و الترامافیک، رودینگیت و لیستونیت هستند (Torabi, 2004). ارتباط دگرگونه‏‌ها و الترامافیک‏‌های انارک را نخستین‏‌بار Sabzehei ‏و همکاران (2004) بررسی کردند. به باور آنها اُلیستولیت‎های افیولیتی انارک در پایین‏‌ترین بخش کمپلکس چاه‌گربه و درون شیست‏‌های سبرز (Sebarz schist) جای گرفته‏‌اند که ضخامت چشمگیری از تالک شیست‏‌ها و شیست‏‌های غنی از تالک دارند. Bagheri (2007) برای نخستین‏‌بار کمپلکس چاه‌گربه را تجمعی از رسوب‌های اقیانوسی آمیخته با رسوب‌های توربیدایتی درازگودال اقیانوسی دانسته است که ‌‌هنگام رویداد فرایندهای فرورانش احتمالاً در پایان پرمین پدید آمده‏‌اند. Bagheri (2007) برای کمپلکس چاه‌گربه را به دو بخش تقسیم کرده است:

1- زیر واحد اُلیستوستروم که قدیمی‏‌تر از واحد برافزایشی زیرین خود است و به گوة برافزایشی مرغاب افزوده شده و به‌نام آمیزه دانسته می‏‌شود؛

2- زیر واحد با قطعات جداشده که به‌صورت تدریجی به افیولیت انارک افزوده شده است.

دوکی‌‌‌شکل و بودینه‌‌بودن اُلیستولیت‏‌ها، توزیع نامنظم و تصادفی اُلیستولیت‏‌ها درون رسوب‌های دگرگون‌شده، نبود پیوستگی در محل همبری آنها، وجود قطعات با سنگ‌شناسی متفاوت، در اندازه‏‌های مختلف و به‌صورت نابرجا درون ماتریکسی از رسوب‌های دگرگون‌شدة اقیانوسی، موازی‌‌بودن برگوارگی اُلیستولیت‏‌های افیولیتی و برگوارگی شیست‏‌های سبرز، شواهدی بر اُلیستوستروم‌‌بودن این واحد هستند. برپایة بررسی‏‌های صحرایی، گسل‏‌های معکوس با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری بیشتر به‌عنوان مرز جداکننده و کنترل کنندة واحدهای اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی هستند که به‌صورت لنزی‌‌شکل آرایش یافته‏‌اند و بلوک‏‌های متاپریدوتیتی لنزی‌شکل نیز در محدودة میان گسل‏‌ها هستند. این گسل‏‌ها در ارتباط با فرورانش پالئوتتیس به زیر حاشیة جنوبی اوراسیا هستند. سنگ‌شناسی اُلیستولیت‏‌های منطقة انارک شامل لیستونیت، متامافیک، سرپانتینیت و متاپریدوتیت است.

شکل 1- A) واحدهای ساختاری اصلی ایران و جایگاه منطقة انارک با تغییر پس از Bagheri (2007)، Sharkovski و همکاران (1984)، Torabi (2011) (GFK: گسل کویر بزرگ؛ NBF: گسل نایبند؛ NF: گسل نهبندان؛ SSZ: پهنة سنندج- سیرجان؛ PTSZ: زمین‌درز پهنة پالئوتتیس؛ KDF: گسل کپه‏‌داغ؛ :UDMA کمان ماگمایی ارومیه- دختر) (افیولیت‏‌ها شامل: Ash: عشین؛ An: انارک؛ Jn: جندق؛ By: بیاضه؛ Pb: پشت‌بادام)؛ B) راه‏‌های دسترسی به منطقة انارک

شکل 2- نقشة زمین‌‌شناسی ساده‌شده منطقة چاه‌گربه برگرفته از Sharkovski و همکاران (1984) (محل نمونه‏‌برداری با چهارگوش زرد رنگ نمایش داده شده است)

روش انجام پژوهش

‌برپایة ‌بررسی‌های صحرایی انجام‌شده، برای بررسی سنگ‏‌شناسی اُلیستولیت‏‌های افیولیتی انارک، نمونه‏‌برداری از قطعات اُلیستولیتی که با رسوب‌های دگرگون‌شدة انارک همراه شده‏‌اند، با ثبت موقعیت مکانی (GPS) انجام شد. پس از تهیة مقطع‌های نازک و انجام ‌بررسی‌های ‌سنگ‌نگاری، ترکیب شیمیایی و سرشت کانی‏‌های موجود در مقاطع نازک (5 مقطع) در دانشگاه کانازاوای ژاپن (دستگاه ریزکاو الکترونی مدل JEOL JXA-8800R، با ولتاژ شتاب‌دهندة 15 کیلووات و جریان 15 نانوآمپر و قطر 3 میکرومتر) بررسی شد. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة کانی‏‌ها در جدول‏‌های 1 تا 5 آورده شده است. فرمول ساختاری کانی‏‌ها و سازنده‌های پایانی آنها ‌برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیةهای ‌‌ریزکاو الکترونی و برپایة شمار اکسیژن‏‌های موجود در فرمول ایده‏‌آل کانی‏‌های مورد نظر در نرم‌افزار Minpet و برخی از صفحه‌های گسترده به‌دست آورده شد. در به‌دست‌آوردن مقدارFe²⁺ وFe³⁺ و فرمول ساختاری کانی‏‌ها از استوکیومتری کانی‏‌ها بهره گرفته شد (Droop, 1987). همچنین، تعیین نوع کانی سرپانتین در اُلیستولیت‏‌های پریدوتیتی با دستگاه پراش پرتوی ایکس یا XRD (مدل Bruker Advance D8) در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه اصفهان انجام شد.

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) اسپینل‏‌های اُلیستولیت‏‌های متاپریدوتیت، سرپانتینیت متامافیک برپایة 6 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری (a.p.f.u.) (Cr# = 100× Cr/(Cr+Al); Mg# = 100×Mg/(Mg+Fe²⁺))

Meta-peridotite (sample No. 80- 352)										Rock Type
Spinel										Mineral Type
256	255	254	253	253	251	250	248	332	330	Point No.
38.87	43.42	42.77	42.36	42.36	42.03	41.22	41.08	39.59	39.79	Cr₂O₃
16.67	27.72	28.25	28.65	28.65	22.16	28.96	28.73	28.76	29.17	Al₂O₃
0.23	0.01	0.02	0.00	0.00	0.07	0.00	0.00	0.03	0.03	TiO₂
31.80	14.75	14.59	14.65	14.65	23.89	14.44	14.95	15.72	15.82	FeO
7.36	16.73	16.52	16.51	16.51	12.14	15.31	15.09	15.48	15.06	MgO
3.99	0.26	0.29	0.28	0.28	2.31	0.21	0.23	0.26	0.30	MnO
0.06	0.10	0.11	0.12	0.12	0.09	0.04	0.06	0.09	0.10	NiO
99.01	103.00	102.56	102.59	102.59	102.72	100.21	100.17	99.96	100.00	Total
8.06	7.88	7.79	7.70	7.70	8.02	7.68	7.68	7.39	7.41	Cr
5.15	7.50	7.67	7.77	7.77	6.31	8.05	8.01	8.00	8.11	Al
0.04	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	Ti
2.57	0.59	0.52	0.52	0.52	1.59	0.25	0.30	0.58	0.45	Fe³⁺
4.518	2.24	2.29	2.30	2.30	3.26	2.59	2.65	2.52	2.67	Fe²⁺
2.880	5.73	5.67	5.66	5.66	4.37	5.38	5.32	5.44	2.29	Mg
0.853	0.01	0.02	0.02	0.02	0.44	0.01	0.01	0.02	0.02	Mn
0.014	0.01	0.02	0.02	0.02	0.01	0.00	0.01	0.01	0.02	Ni
20.97	23.96	23.98	23.96	24.01	23.99	23.99	23.98	23.96	24.08	Total
74.89	71.83	71.21	71.09	71.09	57.21	67.46	66.70	68.29	66.47	Mg#
29.76	51.22	50.38	49.78	49.78	55.97	48.82	48.94	51.70	49.10	Cr#

جدول 1- ادامه

Listwaenite (Sample No. 81- 353)			Serpentinite (Sample No. 80- 346)							Rock Type
Magnetite			Spinel							Mineral Type
215	208	207	240	239	238	237	236	235	234	Point No.
0.67	0.33	0.77	41.20	41.07	41.54	41.44	40.89	41.52	41.49	Cr₂O₃
0.02	0.03	0.01	28.51	29.47	26.75	27.08	28.56	28.27	28.23	Al₂O₃
0.05	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.02	0.00	0.02	0.00	TiO₂
93.67	92.27	93.15	14.22	14.51	16.31	16.12	14.96	14.78	14.81	FeO
0.09	0.09	0.04	17.14	17.53	14.27	14.43	15.09	15.28	15.16	MgO
0.03	0.03	0.01	0.26	0.27	0.43	0.41	0.24	0.18	0.21	MnO
0.02	0.28	0.23	0.12	0.12	0.05	0.08	0.11	0.16	0.11	NiO
94.58	93.05	94.25	101.47	103	99.38	99.60	99.87	100.23	100.00	Total
0.16	0.08	0.18	7.52	7.37	7.91	7.86	7.66	7.76	7.77	Cr
0.00	0.01	0.00	7.77	7.89	7.60	7.66	7.98	7.88	7.89	Al
0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	Ti
11.90	11.95	11.90	0.69	0.72	0.47	0.45	0.34	0.34	0.32	Fe³⁺
14.79	14.80	14.76	2.06	2.04	2.81	2.78	2.62	2.58	2.61	Fe²⁺
0.04	0.04	0.02	5.90	5.93	5.12	5.16	5.33	5.38	5.35	Mg
0.00	0.00	0.00	0.01	0.02	0.05	0.05	0.01	0.00	0.01	Mn
0.00	0.07	0.05	0.02	0.02	0.01	0.016	0.02	0.03	0.02	Ni
23.97	23.97	23.96	23.97	23.97	23.99	23.97	26.91	26.95	26.90	Total
0.28	0.30	0.14	74.08	74.39	64.56	64.99	66.99	67.58	67.22	Mg#
95.57	87.40	97.54	60.05	59.73	49.22	49.42	50.25	51.46	51.00	Cr#

جدول 1- ادامه

Rock Type	Listwaenite (Sample No. 81- 353)		Meta-Mafic (Sample No. 416)
Mineral Type	Magnetite		Spinel
Point No.	226	228	1	2	3	4	5	6	7	8	9
Cr₂O₃	14.51	16.25	41.88	41.3	41.57	42.34	41.88	41.73	41.72	42.06	40.56
Al₂O₃	0.20	0.38	26.9	27.5	27.01	26.32	26.72	27.01	27.09	27.36	27.88
TiO₂	0.03	0.05	0.08	0.06	0.11	0.10	0.06	0.09	0.08	0.10	0.09
FeO	78.63	73.88	16.31	16.07	16.49	16.27	16.1	16.32	16.23	16.15	16.05
MgO	0.08	0.31	14.75	14.51	14.62	14.62	14.74	14.76	14.58	14.76	14.86
MnO	0.30	0.47	0.29	0.26	0.3	0.23	0.28	0.31	0.25	0.27	0.27
NiO	0.00	0.07	0.07	0.11	0.09	0.10	0.10	0.10	0.07	0.08	0.09
Total	93.78	91.44	100.3	99.83	100.21	100.01	99.89	100.34	100.05	100.8	99.82
Cr	3.53	4.05	7.89	7.8	7.84	8.02	7.92	7.85	7.88	7.88	7.63
Al	0.07	0.14	7.56	7.75	7.6	7.43	7.53	7.58	7.63	7.64	7.82
Ti	0.00	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
Fe³⁺	9.98	9.6	0.51	0.41	0.51	0.49	0.51	0.51	0.45	0.43	0.49
Fe²⁺	12.22	11.67	2.74	2.8	2.78	2.76	2.71	2.73	2.79	2.77	2.70
Mg	0.03	0.14	5.24	5.17	5.20	5.22	5.25	5.24	5.19	5.21	5.27
Mn	0.06	0.1	0.02	0.02	0.02	0.01	0.02	0.02	0.01	0.02	0.02
Ni	0.00	0.01	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01
Total	25.89	25.72	23.98	23.98	23.98	23.96	23.96	23.96	23.97	23.97	23.95
Mg#	0.31	1.24	65.63	64.84	65.14	65.35	65.92	65.7	64.98	65.28	66.11
Cr#	97.92	96.61	51.07	50.18	50.78	51.89	51.24	50.88	50.81	50.76	49.38

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای کلینوپیروکسن‏‌ها در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی و متامافیک برپایة 6 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری (a.p.f.u.)؛ (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فورستریت)

Rock Type	Listwaenite (Sample No. 81- 353)				Meta-Mafic (Sample No. 370)
Point No.	201	202	222	223	1
SiO₂	55.37	55.48	52.90	53.45	53.77
TiO₂	0.00	0.00	0.01	0.00	0.52
Al₂O₃	0.00	0.01	0.11	0.02	2.83
Cr2O₃	0.08	0.00	0.00	0.00	1.06
FeO*	3.76	3.36	5.93	6.28	2.94
MnO	0.21	0.18	0.22	0.22	0.10
MgO	16.84	17.14	15.69	14.95	17.00
CaO	23.66	23.65	23.65	24.30	20.79
Na₂O	0.04	0.02	0.16	0.12	0.60
K₂O	0.01	0.01	0.03	0.00	0.01
NiO	0.01	0.06	0.70	0.36	0.03
Total	100.0	99.95	99.44	99.75	99.71
Si	2.02	2.02	1.96	1.98	1.95
Al	0.00	0.00	0.00	0.00	0.12
Fe³⁺	0.00	0.00	0.08	0.04	0.00

جدول 2- ادامه

Rock Type	Listwaenite (Sample No. 81- 353)				Meta-Mafic (Sample No. 370)
Point No.	201	202	222	223	1
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01
Fe²⁺	0.09	0.88	0.00	0.00	0.00
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03
Mg	0.98	0.89	0.00	0.00	0.00
Ni	0.00	0.00	0.02	0.01	0.00
Mn	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.92	0.92	0.94	0.96	0.81
Na	0.00	0.00	0.01	0.00	0.04
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	3.99	4.00	3.99	4.00	3.99
Wo	47.13	47.05	47.03	48.43	44.39
En	46.68	47.43	43.40	41.44	50.52
Fs	6.18	5.51	9.56	10.12	5.08
Mg#	88	90	89	84	90

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای آمفیبول‏‌ها در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی (نمونة 81-353) برپایه اکسیژن 23 در واحد فرمول ساختاری (a.p.f.u.)

Point No.	359	360	361	362	363	204	205	211	212	213	214
SiO₂	58.27	57.99	57.52	57.56	57.91	57.83	58.25	58.84	58.74	57.98	58.45
TiO₂	0.01	0.00	0.09	0.00	0.05	0.017	0.07	0.01	0.00	0.00	0.00
Al₂O₃	0.04	0.04	0.12	0.02	0.01	0.09	0.10	0.01	0.02	0.04	0.02
FeO	2.14	4.14	5.76	2.50	3.87	5.44	5.4	3.01	3.20	4.41	1.83
Cr₂O₃	0.03	0.02	0.00	0.04	0.00	0.00	0.00	0.00	0.04	0.00	0.00
MnO	0.21	0.24	0.32	0.22	0.23	0.37	0.29	0.23	0.22	0.25	0.17
MgO	23.71	22.28	21.01	22.86	22.12	21.00	20.90	22.73	22.91	21.68	23.51
CaO	12.11	11.90	11.33	11.81	11.79	12.93	12.92	13.40	13.37	13.31	13.71
Na₂O	0.14	0.20	0.51	0.15	0.20	0.29	0.34	0.17	0.18	0.18	0.12
K₂O	0.04	0.02	0.13	0.05	0.06	0.04	0.056	0.08	0.08	0.02	0.03
Total	96.72	96.84	96.84	95.20	96.29	98.03	98.36	98.52	98.76	97.91	97.86
Si	7.91	7.94	7.94	7.96	7.97	7.98	8.02	8.01	7.96	7.99	7.98
Al	0.01	0.01	0.04	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.24	0.47	0.56	0.29	0.44	0.09	0.003	0.00	0.10	0.01	0.00
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.007	0.001	0.00	0.00	0.00
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.004	0.00	0.00
Fe²⁺	0.00	0.00	0.20	0.00	0.00	1.06	1.23	0.686	0.526	0.99	0.41
Mg	4.80	4.54	4.32	4.71	4.54	4.32	4.29	4.614	4.634	4.45	4.78
Mn	0.02	0.02	0.03	0.02	0.02	0.04	0.03	0.02	0.02	0.03	0.02
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.01	0.00	0.00	0.00
Na	0.03	0.05	0.13	0.04	0.05	0.08	0.09	0.04	0.05	0.03	0.00
Total	14.80	14.80	14.83	14.80	14.80	15.00	15.00	15.01	15.00	15.02	15.04
Mg#	88.37	89.00	89.00	88.00	88.00	89.00	89.00	89.00	89.00	89.00	88.00

جدول 4- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای گارنت‏‌ها در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی (نمونة 81-353) برپایة 12 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری (a.p.f.u.) (Alm: آلماندن؛ And: آندرادیت؛ Grs: گروسولار؛ Prp: پیروپ؛ Sps: اسپسارتین؛ Uva: اُواروویت)

Point No.	356	357	358	217	219	220	221	225	231
SiO₂	36.99	36.71	36.96	35.70	36.66	36.86	36.51	36.57	35.80
TiO₂	0.01	0.07	0.07	1.08	0.03	0.03	0.02	0.02	0.60
Al₂O₃	1.68	1.77	1.53	1.98	3.02	2.88	2.11	2.01	3.89
Cr₂O₃	0.16	0.17	0.30	2.90	1.61	1.61	0.06	0.56	5.48
FeO*	25.66	25.38	25.74	21.79	23.25	23.53	25.72	25.26	19.63
MnO	0.30	0.24	0.31	0.34	0.29	0.30	0.27	0.29	0.46
MgO	0.00	0.00	0.00	0.52	0.43	0.03	0.12	0.02	1.81
CaO	31.65	31.85	31.40	33.24	33.49	34.29	34.20	34.22	30.64
Na₂O	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.02	0.00	0.00
Total	96.33	96.05	96.05	94.68	97.22	97.98	99.01	98.43	92.86
Si	3.12	3.10	3.12	2.97	3.00	2.99	2.99	3.00	2.93
Al	0.16	0.17	0.15	0.19	0.29	0.27	0.20	0.19	0.37
Fe³⁺	1.57	1.59	1.55	1.51	1.59	1.60	1.76	1.73	1.31
Ti	0.00	0.00	0.00	0.06	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03
Cr	0.01	0.01	0.02	0.19	0.10	0.10	0.00	0.03	0.35
Fe²⁺	0.23	0.20	0.26	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02
Mg	0.00	0.00	0.00	0.06	0.05	0.00	0.01	0.00	0.22
Mn	0.02	0.01	0.02	0.02	0.02	0.02	0.01	0.02	0.03
Ca	2.86	2.88	2.84	2.96	2.93	2.98	3.00	3.00	2.69
Na	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Total	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
Alm	7.54	6.61	8.40	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.98
And	89.80	89.17	89.74	78.05	79.98	80.76	89.81	88.16	65.12
Grs	1.26	2.99	0.00	9.21	12.30	13.04	8.67	9.23	7.81
Prp	0.00	0.00	0.00	2.11	1.77	0.12	0.51	0.08	7.43
Sps	0.70	0.57	0.71	0.79	0.68	0.68	0.63	0.67	1.09
Uva	0.61	0.64	1.16	9.82	5.25	5.22	0.22	1.85	17.55

جدول 5- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای کلریت‏‌ها در اُلیستولیت‏‌های متامافیک و اُلیستولیت سرپانتینی بر پایة 28 اتم اکسیژن در واحد فرمول ساختاری (a.p.f.u.)

Rock Type	Meta-Mafic (Sample No. 344)	Serpentinite (Sample No. 346)			Serpentinite (Sample No. 81- 353)
Point No.	13	239	240	241	232	233	209	216
SiO₂	28.40	31.73	31.25	32.05	28.91	28.82	35.03	32.52
TiO₂	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al₂O₃	18.43	13.24	13.06	13.70	15.50	14.76	11.49	14.45
Cr₂O₃	0.00	3.11	4.38	2.83	2.48	2.04	1.68	0.27
FeO*	26.82	8.15	8.32	8.27	20.17	21.50	9.31	9.02
MnO	0.32	0.12	0.09	0.14	0.25	0.02	0.18	0.21
MgO	13.88	28.97	28.40	29.34	20.34	19.53	28.35	29.22
CaO	0.46	0.01	0.02	0.01	0.01	0.06	0.92	0.04
Na₂O	0.04	0.00	0.00	0.03	0.03	0.01	0.10	0.00
K₂O	0.01	0.002	0.00	0.00	0.02	0.01	0.04	0.02
Total	88.40	85.37	85.55	86.40	87.76	86.79	87.14	85.79

جدول 5- ادامه

Rock Type	Meta-Mafic (Sample No. 344)	Serpentinite (Sample No. 346)			Serpentinite (Sample No. 81- 353)
Point No.	13	239	240	241	232	233	209	216
Si	5.96	6.31	6.24	6.29	5.96	6.04	6.82	6.40
Al^IV	2.03	1.68	1.75	1.70	2.03	1.95	1.17	1.59
Al^VI	2.52	1.41	1.31	1.46	1.73	1.69	1.46	1.75
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe³⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe²⁺	4.71	1.35	1.39	1.35	3.48	3.77	1.51	1.48
Cr	0.00	0.48	0.69	0.43	0.40	0.33	0.26	0.04
Mn	0.05	0.02	0.01	0.024	0.04	0.00	0.03	0.03
Mg	4.34	8.59	8.45	8.59	6.26	6.11	8.23	8.57
Ca	0.10	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.19	0.01
Na	0.02	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.04	0.00
K	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00
Total	19.76	19.88	19.87	19.90	19.95	19.95	19.74	19.90
Mg#	5.71	2.35	2.39	2.35	4.48	4.77	2.51	2.48

سنگ‌نگاری واحدهای سنگی

اُلیستولیت‎های لیستونیتی

کربناته‌شدن سنگ‏‌های الترامافیک افیولیتی در پی نفوذ سیال‌های غنی از CO₂ باعث می‏‌شود کانی‏‌های اولیه بی‌آب مانند الیوین یا پیروکسن و کانی‏‌های ثانویه آبدار مانند سرپانتین با کربناته‏‌های Ca-Mg و سیلیکاته‏‌هایی مانند کوارتز و تالک با نسبت کمتری از MgO/SiO₂ در سنگ‏‌های الترامافیک جایگزین شوند (O’Hanley, 1996). اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی با طیفی از کانی‏‌های سیلیسی- کربناته، محصول دگرسانی سنگ‏‌های الترامافیک و حضور کروم‌اسپینل‏‌های بجامانده هستند. در ‌بررسی‌های صحرایی اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی به رنگ قهوه‏‌ای کم‏‌رنگ تا پر‏‌رنگ و به‌صورت توده‏‌های بودین‌شده رخنمون دارند. این اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی گردشده، فاصلة بسیاری را از خاستگاه اصلی خود طی کرده‏‌اند؛ همچنین، به‌صورت بودین‌شده (‌‌شکل 3- A) و یا لنزی‌شکل همراه با اُلیستولیت‏‌های متاپریدوتیتی دیده می‏‌شوند (‌‌شکل 3- B). مرز این لنزها با شیست‏‌های سبرز به‌صورت گسل‏‌های ‌راستالغز با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری است. این گسل‎ها سنگ‏‌های رسوبی و آذرینی که در پی فرورانش به اعماق رفته‏‌اند را به‌صورت اُلیستولیت‏‌های دگرگونی در سطح زمین پدیدار کرده‌اند. درجة دگرریختی اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی از مرکز تودة سنگی به‌سوی حاشیة آن، جایی‌که معمولاً موازی گسل‏‌ها دگرریخت یا برگواره شده‏‌اند، افزایش یافته است (Boskabadi et al., 2020).

اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی بیشتر دربردارندة کلسیت، کلینوپیروکسن، ترمولیت، اسپینل کروم‏‌دار، مگنتیت کروم‏‌دار، کانی‏‌های کدر، گارنت و بقایایی از شبکه‏‌های سرپانتین اولیه با بافت گرانوبلاستیک هستند. ‌برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی، گارنت‏‌ها از نوع آندرادیت و ایزوتروپ هستند و رنگ آنها در نور پلاریزه متقاطع (XPL) سیاه و در نور پلاریزه عادی (PPL) روشن است (‌‌شکل 4- A). ‌بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‏‌دهند کروم‌اسپینل‏‌ها شکستگی فراوان و رنگ قهوه‏‌ای دارند (‌‌شکل 4- B). آمفیبول‏‌های ترمولیت از راه رخداد دگرگونی پسرونده در لیستونیت‏‌ها که از دگرگونی پریدوتیت‎های گوشته روی داده است، پدید آمده‏‌اند. همچنین، بافت نماتوبلاستیک را به‌نمایش گذاشته‏‌اند و در همراهی با کلینوپیروکسن، کانی‏‌های کدر، کلریت و در زمینه‏‌ای از کلسیت دیده می‌شوند (‌‌شکل 4- C). وجود سرپانتین، کانی‏‌های کدر و مگنتیت‏‌های کروم‏‌دار حاصل از دگرگونی اسپینل‏‌های کروم‏‌دار اولیه که از اطراف با گارنت جایگزین شده‏‌اند، گواه این ادعاست (‌‌شکل 4- D).

شکل 3- A) تصویر صحرایی از اُلیستولیت لیستونیتی بودین‌شده درون شیست‏‌های سبرز (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی لنزی‌شکل در پی عملکرد گسل‏‌های ‌راستالغز با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری در کنار واحد پریدوتیتی آرایش یافته‏‌اند (دید رو به شمال‌باختری)

شکل 4- A) گارنت آندرادیت به‌همراه اپیدوت در زمینه‌ای از کلسیت (در XPL)؛ B) اسپینل کروم‏‌دار در اُلیستولیت لیستونیتی به رنگ قهوه‏‌ای و با اندازة کوچک (در PPL)؛ C) ترمولیت، کلریت، کلینوپیروکسن و کانی‏‌های کدر در اُلیستولیت لیستونیتی؛ D) مجموعه کانی‏‌های کلریت کروم‏‌دار، مگنتیت، گارنت و اپیدوت در اُلیستولیت لیستونیتی (در PPL) (نام اختصاری کانی‏‌ها از Whitney and Evans (2010))

تنوع اُلیستولیت‏‌های انارک

اُلیستولیت‌ متنوع انارک که مجموعه اُلیستولیت‏‌های متاپریدوتیتی، متامافیک و سرپانتینیتی را دربر می‏‌گیرد، در محیط خاص خود پدید آمده است. سپس در پی تغییر شرایط زمین‌ساختی- رسوبی (گسل‏‌های فلسی درون گوة برافزایشی) این پیکره واحد درون رسوب‌های گوة برافزایشی فرو افتاده است. سنگ‏‌های الترامافیک به‌صورت ترمودینامیکی در دماهای کم در محیط‏‌های نزدیک سطح و در پی واکنش‏‌های آبگیری و سرپانتینی ناپایدار می‌شوند و با سیال‌های آبدار واکنش می‏‌دهند (McCollom and Bach, 2009). در ‌بررسی‌های صحرایی اُلیستولیت‎های متاپریدوتیتی به‌صورت لنزی‌شکل (‌‌شکل 5- A) و اُلیستولیت متاپریدوتیتی، متامافیک و سرپانتینیتی (‌‌شکل 5- B) درون شیست‏‌های سبرز یافت شدند.

شکل 5- A) اُلیستولیت پریدوتیتی که درون شیست‏‌های سبرز جای گرفته است (دید رو به باختری)؛ B) مجموعة متنوع اُلیستولیت پریدوتیت، متامافیک و اُلیستولیت سرپانتینیت (دید رو به شمال‌باختری)

کانی‏‌شناسی اُلیستولیت‏‌های متاپریدوتیتی‏‌ نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها بیشتر از آنتی‏‌گوریت همراه با مگنتیت، اسپینل‏‌های کروم‏‌دار، کلسیت، کلریت و دانه‏‌های ریز گارنت پدیدآمده از افزایش فشار ساخته شده‏‌اند (‌‌شکل 6- A). در روند آزادسازی آهن، مگنتیتی‌شدن کروم‌اسپینل‏‌ها در حاشیه کانی و در مرز شکستگی‏‌ها روی داده است (‌‌شکل 6- B). ‌هنگام سرپانتینی‌شدن الیوین، آهن آزاد وارد محیط می‏‌شود و با اسپینل کروم‏‌دار، کانی‌های مگنتیت، کلریت کروم‏‌دار و آب را پدید می‏‌آورد. سرپانتین‏‌ها نیز از نوع آنتی‏‌گوریت هستند. در ‌بررسی‌های میکروسکوپی، سرپانتین‏‌ها بافت غربالی دارند و بافت سودومورف غربالی این سنگ‏‌ها ویژة واکنش‏‌های آبگیری است. در هنگام فرورانش، پریدوتیت‏‌ها دچار دگرگونی پسرونده می‌شوند و در پی فرایند آبگیری کریزوتیل و لیزاردیت آنتی‏‌گوریت پدید می‏آید (‌‌شکل 6- C). در اُلیستولیت متامافیک، مجموعه کانی‏‌های اسپینل کروم‏‌دار، مگنتیت، اسفن، اپیدوت و کلریت رگه‏‌ای دیده می‏‌شوند (‌‌شکل 6- D). در اُلیستولیت سرپانتینیتی بلورهای ترمولیت که ‌پس از زمین‌ساخت هستند در زمینه‏‌ای از تالک می‏دیده می‌شوند (‌‌شکل 6- E). همچنین، شکستگی کروم‌اسپینل‏‌ها در اُلیستولیت سرپانتینیتی نسبت به اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی بیشتر است.

شکل 6- A) مجموعه کانی‏‌های گارنت، کلسیت و سرپانتین در اُلیستولیت متاپریدوتیت؛ B) اسپینل‏‌های کروم‏‌دار شکسته‌شده در اُلیستولیت متاپریدوتیت که از حاشیه با مگنتیت جایگزین شده‏‌اند (در PPL)؛ C) اُلیستولیت متاپریدوتیت با سرپانتینِ آنتی‏‌گوریت و کانی‏‌های تالک، کلریت و مگنتیت؛ D) مجموعه کانی‏‌های اسفن اپیدوت و رگة کلریتی در اُلیستولیت متامافیک (در XPL)؛ E) بلورهای آمفیبول کلسیک از نوع ترمولیت با بافت نماتوبلاستی در زمینه‏‌ای از تالک در اُلیستولیت سرپانتینیت (در XPL)؛ F) اسپینل‏‌های کروم‏‌دار شکسته‌شده در زمینه‏‌ای از تالک در اُلیستولیت سرپانتینیت که از حاشیه با مگنتیت جایگزین شده‏‌اند (در PPL) (نام اختصاری کانی‏‌ها از Whitney and Evans (2010))

زمین‌شیمی

شیمی اسپینل‏‌های کروم‏‌دار در اُلیستولیت‏‌ها

عدد کروم# Cr اسپینل‏‌ها در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی (40/87- 92/97)، متامافیک (38/89- 49/51)، سرپانتینیتی (22/49- 05/60) و متاپریدوتیتی (76/29- 97/55) است و عدد منیزیمMg# آنها به‌ترتیب در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی (14/0- 24/1)، متامافیک (84/64- 11/66)، سرپانتینیتی (56/64- 39/74) و متاپریدوتیتی (21/57- 89/74) به‌دست‌ آورده شده است (جدول 1). علت مقدار کم عدد منیزیم در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی پیدایش کانی مگنتیت است. نمودار سه‌تایی Al-Cr-Fe³⁺(Sack and Ghiorso, 1991) محدودة پایداری اسپینل‏‌ها با الیوین‏‌های با فورستریت 90 را نشان می‏‌دهد (‌‌شکل 7- A)، در این نمودار برخی اسپینل‏‌ها بیرون از محدودة دمایی °C600 جای می‏‌گیرند که نشان می‌دهد دچار دگرسانی نشده‌اند؛ اما برخی اسپینل‏‌های اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی دچار دگرسانی شده و در گوشة راست نمودار تمرکز پیدا کرده‏‌اند. حاشیه‏‌های مگنتیتی و پیدایش کلریت و گارنت در اطراف آنها نیز گواه این ادعا هستند. کم‌‌بودن درصدوزنی Al₂O₃ در اسپینل‏‌های کروم‏‌دار موجود در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی (01/0- 38/0 درصدوزنی) و افزایش آن در اُلیستولیت‏‌های متامافیک، سرپانتینیتی و پریدوتیتی (به‌ترتیب برابربا 26- 22، 27- 26 و 16/22- 96/28 درصدوزنی) چشمگیر است. کاهش میزان مؤلفه‏‌های Al₂O₃، MgO، Mg# و به‌ویژه افزایش مؤلفه‏‌های Cr# و Cr₂O₃‌هنگام فرایندهای سرپانتینیتی‌شدن و لیستونیتی‌شدن نشان‌ می‌دهد فشار یا ژرفای جایگیری اسپینل‏‌ها در این فرایندها کاهش یافته است (Ballhaus et al., 1991; Zhou and Robinson, 1994). این ویژگی با جای‌گرفتن این واحدهای عمقی توسط گسل‏‌های ‌راستالغز به سطح زمین مرتبط دانسته می‌شود. نمودار عدد کروم Cr# دربرابر درصدوزنی TiO₂ (شکل 7- B) برای کروم‌اسپینل‏‌های اُلیستولیت‏‌ها سرشت افیولیتی را نشان می‏‌دهد. به باور Farahat (2008)، هسته‏‌های کروم‌اسپینل با مقدار TiO₂ کمتر از 2/0 درصدوزنی از ویژگی سنگ‏‌های افیولیتی هستند؛ زیرا هنگام ذوب‌بخشی گوشتة بالایی، Ti به‌شدت وارد گدازه می‏‌شود (Jan and Windley, 1990). غنی‌شدگی کروم‌اسپینل‏‌ها از Cr و Mg و کم‌‌بودن Fe³⁺ و Ti در آنها بازتابی از سرشت اولیه این کانی‏‌ها به‌شمار می‌رود (Farahat, 2008; Falah et al., 2020).

‌شکل 7- ترکیب کروم‌اسپینل‏‌های اُلیستولیت‌های افیولیتی شمال انارک در: A) نمودار سه‌تایی کاتیون‏‌های سه‌ظرفیتی Cr-Al-Fe³⁺(Sack and Ghiorso, 1991)؛ B) نمودار Cr# دربرابر درصدوزنی TiO₂ (Bonavia et al., 1993)

کلینوپیروکسن در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی و متامافیک

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة 5 نقطة کلینوپیروکسن در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی و متامافیک در جدول 2 آورده شده‌اند. ‌برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاو الکترونی، کلینوپیروکسن‏‌ها ترکیب دیوپسید نشان می‌دهند (جدول 2). فرمول ساختاری کلینوپیروکسن‏‌ها ‌برپایة 6 اتم اکسیژن و 4 کاتیون به‌دست آورده شده است (Vieten and Hamm, 1978). ترکیب سازنده‌های پایانی کلینوپیروکسن‏‌ها در نمودار Q-J در محدودة Quad جای گرفته (‌‌شکل 8- A) و در نمودار سه‌تایی Wo-En-Fs موازی خط ولاستونیت و انستاتیت در نوسان است (‌‌شکل 8- B). بررسی کلینوپیروکسن درون اُلیستولیت‏‌ها نشان می‏‌دهد میزان برخی عنصرهای اصلی همانند Na، Ti و Ca در این کانی‏‌ها ‌‌هنگام رویداد دگرگونی دچار تغییرات اندکی شده‏‌ است (Zhou et al., 1994).

شکل 8- بررسی ترکیب کلینوپیروکسن‏‌های اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی و متامافیک شمال انارک در: A) نمودار ‌برپایة مؤلفه‏‌های Q دربرابر J؛ B) نمودار سه‌تایی Wo-En-Fs (Morimoto et al., 1988)

آمفیبول در اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی و محاسبة ساختاری کانی آمفیبول در نمونه‏‌ها در جدول 3 آورده شده‌اند. در رده‏‌بندی آمفیبول‏‌ها ‌برپایة نمودار پیشنهادیِ Deer و همکاران (1992)، همة آمفیبول‏‌ها در اُلیستولیت‎های لیستونیتی از نوع آمفیبول‏‌های کلسیک هستند و در زیر گروه ترمولیت جای می‏‌گیرند (جدول 3؛ ‌‌شکل‌های 9- A و 9- B). مقدار Mg# ترمولیت برابربا 87 است. مقدار Na₂O و Al₂O₃ کم و به‌ترتیب برابربا 12/0- 51/0 و 01/0- 12/0 درصد وزنی است (جدول 3). همچنین، میزان CaO در این سنگ‏‌ها برابربا 33/11- 71/13 درصدوزنی به‌دست آمده است. ‌برپایة نمودار پیشنهادیِ Veblen و Ribe (1982)، آمفیبول‏‌های اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی از نوع دگرگونی به‌شمار می‌روند (‌‌شکل 9- C).

شکل 9- ترکیب آمفیبول‏‌های اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی شمال انارک در: A، B) نمودارهای رده‌بندی آمفیبول‌ها (Deer et al., 1992)؛ C) نمودار بررسی ترکیب شیمیایی آمفیبول‏‌ها (Velben and Ribe, 1982)

گارنت

گارنت‏‌ها از مهم‌ترین کانی‏‌های سیلیکاتی هستند که در محدودة گسترده‏‌ای از محیط‏‌های زمین‏‌شناسی یافت می‏‌شوند (Deer et al., 1997). کانی‏‌های گروه گارنت ویژگیِ سنگ‏‌های دگرگونی هستند؛ اما در برخی سنگ‏‌های آذرین و همچنین، به‌صورت دانه‏‌های آواری در رسوب‌ها نیز یافت می‏‌شوند. فرمول گارنت برپایة 8 کاتیون و 12 اکسیژن به‌دست آورده شد. برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ‌‌ریزکاو الکترونی، گارنت‏‌هایِ اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی از نوع آندرادیت کروم‏‌دار هستند (جدول 4) و در نمودار سه‌تایی Alm-Grs-And در گوشة نمودار و در محدودة آندرادیت جای می‏‌گیرند (‌‌شکل 10- A). واکنش‏‌هایی که در پیدایش گارنت در شرایط دگرگونی نقش دارند شامل سرپانتینی‌شدن در پی آبگیری سنگ آذرین اولیه (پریدوتیت‏‌ها) و هجوم سیال‌هایی با فوگاسیتة بالای CO₂ و یون⁺²Ca در امتداد پهنه‏‌های گسلی هستند. در پی واکنش اسپینل کروم‏‌دار و سرپانتین، مجموعه کانی‏‌های گارنت، مگنتیت، کلریت و کلسیت پدید می‏آیند.

کلریت

‌برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاو الکترونی کانی‏‌های کلریت و فرمول ساختاری آنها ‌برپایة 28 اکسیژن (جدول 5)، کلریت‏‌ها در اُلیستولیت متامافیک از نوع پیکنوکلریت و در اُلیستولیت‏‌های سرپانتینیتی از نوع پینیت هستند (‌‌شکل 10- B). ‌برپایة داده‌های به‌دست‌آمده، کلریت‏‌های درون اُلیستولیت‏‌های سرپانتینیتی از نوع کروم‏‌دار هستند؛ اما در اُلیسولیت متامافیک مقدار Cr₂O₃ برابر صفر است. کلریت‏‌ها از نوع منیزیم‏‌دار هستند و در پریدوتیت‏‌های گوشته، اسپینل‏‌های فراگرفته‌شده با کلریت پیامد واکنش کانی‏‌های الیوین، پیروکسن، اسپینل و سیال در شرایط ساب‌سالیدوس برپایة واکنش زیر هستند (Torabi, 2012; Shirdashtzadeh et al., 2016):

H₂O + (Mg,Fe)₂SiO₄+ (Mg,Fe)₂SiO₆+ (Mg,Fe)(Al,Cr)₂O₄= (Mg,Fe)₅(Al,Cr)₂Si₃O₁₀(OH)₄

سرپانتین

اُلیستولیت‏‌های متاپریدوتیتی منطقه از کانی‏‌های گروه سرپانتین ساخته شده‏‌اند. در درجه‏‌های کم دگرگونی، کانی غالب سرپانتین لیزاردیت به‌صورت بافت مشبک است که به‌جای الیوین‏‌های اولیه پدید می‌آید. همچنین، کریزوتیل بیشتر به‌جای ارتوپیروکسن و در پایان، آنتی‏‌گوریت پدید می‌آیند. فرایند سرپانتینی‌شدن منجر به آزاد‌شدن یون کلسیم از ساختار فازهای اولیه مانند الیوین می‏‌شود، در نتیجه یون کلسیم آزادشده در فرایندهای پیدایش کانی‏‌های کلسیم‏‌دار مانند ترمولیت و تشکیل سنگ‏‌هایی مانند لیستونیت و رودینگیت شرکت کند (Shirdashtzadeh et al, 2020). ‌برپایة ‌بررسی‌های سنگ‏‌شناسی و داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة XRD نمونه‏‌ها کانی سرپانتینِ این سنگ‏‌ها از نوع آنتی‏‌گوریت است (‌‌شکل 10- C).

سنگ‌زایی و پهنة زمین‌ساختی پیدایش اُلیستوستروم‎های منطقة شمال انارک

ازآنجایی‌که قطعات اُلیستولیتی متعلق به افیولیت انارک هستند و سنگ‌مادر آنها به پریدوتیت‏‌ها و دایک‏‌های مافیک و الترامافیک دگرسان‌شده تعلق دارد، بیشتر ترکیب شیمی کانی‏‌های بجامانده سنگ به‌عنوان کانی‏‌های ردیاب برای بررسی خاستگاه و شرایط پیدایش پریدوتیت‏‌های گوشته به‌کار برده می‌شود (Dick and Bullen, 1984). در نمودار سه‌تایی Al-Cr-Fe³⁺ (Proenza et al., 2007) اسپینل‏‌های بررسی‌شده در محدودة پریدوتیت‏‌های تفاله‏‌ای افیولیتی جای می‏‌گیرند. نمودار TiO₂ دربرابر Cr₂O₃ برای اسپینل‏‌های بررسی‌شده محدودة پریدوتیت‏‌های تهی‌شده اقیانوسی (تکتونایت‏‌های اقیانوسی) را نشان می‏‌دهد (‌‌شکل 11- B). مقدار کم TiO₂ اسپینل‏‌ها تهی‏‌شدگی و خاستگاه افیولیتی‌ این قطعات را نشان می‏‌دهد (Jan and Windley, 1990; Arai and Yurimoto, 1994; Ahmed et al., 2005). اُلیستولیت‏‌های بررسی‌شده در نمودار #Mg دربرابر #Cr در محدودة محیط‏‌های پشتة میان‌اقیانوسی و پشت کمانی وابسته به پهنة فرافرورانش جای می‏‌گیرند (‌‌شکل 11- C). Dick و Bullen (1984) ‌برپایة عدد کروم در اسپینل‏‌ها، پریدوتیت‏‌ها را به سه گروه دسته‌بندی کرده‏‌اند:

1- پریدوتیت‏‌هایی که عدد کروم کمتر از 6/0 دارند و از سنگ‌کرة اقیانوسی در محیط زمین‌ساختی پشتة میان‌اقیانوسی پدید آمده‏‌اند؛

2- پریدوتیت‏‌هایی با عدد کروم بیشتر از 6/0 که بیشتر در جزیره‌های کمانی پدید می‏‌آیند؛

3- پریدوتیت‏‌هایی با عدد کروم برابربا 6/0 که نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‏‌ها در ارتباط با فرورانش پوستة اقیانوسی است.

اسپینل‏‌های بررسی‌شده در اُلیستولیت‏‌های سرپانتینیت و متاپریدوتیت عدد کروم کمتر از 6/0 دارند که پیوستگی آنها را با الترامافیک‏‌های اقیانوسی پهنه‏‌های پشتة میان‌اقیانوسی نشان می‏‌دهند و اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی عدد کروم بیشتر از 6/0 دارند که نشان‌دهندة پیدایش آنها در محیط کمانی است.

شکل 10- A) ترکیب گارنت‏‌هایِ اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی شمال انارک در نمودار سه‌تایی گارنت‏‌ها؛ B) ترکیب کلریت‏‌های اُلیستولیت‏‌های لیستونیتی در نمودار Si دربرابر Fe²⁺ + Fe³⁺(Hey, 1954)؛ C) نمودار تجزیة XRD برای بررسی نوع سرپانتین در اُلیستولیت متاپریدوتیتی (Atg: آنتی‌گوریت)

نمودار Al₂O₃ دربرابر TiO₂ در اسپینل‏‌های ماگمایی برای جدایش ماگماهای گوناگون، جایگاه زمین‌ساختی و خاستگاه گوشته‏‌ای آنها به‌کار برده می‌شود (Kamenetsky et al., 2001). برپایة مقدار TiO₂ و Al₂O₃ کروم‌اسپینل‏‌ها، بیشتر نمونه‏‌های اُلیستولیت در محدوده‏‌ای که پریدوتیت‏‌های بالای پهنة فرورانش و پشتة میان‌اقیانوسی با هم همپوشانی دارند جای گرفته‏‌اند (‌‌شکل 11- D). ‌برپایة نمودار Cr₂O₃ دربرابر Al₂O₃ (شکل 11- E)، کروم‌اسپینل‏‌های اُلیستولیت‏‌های متامافیک، سرپانتینیت و متاپریدوتیت سرشت گوشته‏‌ای دارند و در محدودة آرایة گوشته‏‌ای جای گرفته‏‌اند. مقدار Al بالا و Ti کم در اسپینل‏‌ها از ویژگی‌های اسپینل‏‌های پهنه‌های مورب است (Dick and Bullen, 1984; Arai, 1992). این ویژگی در اسپینل‏‌های اُلیستولیت‏‌های متامافیک، سرپانتینیت و متامافیک دیده می‏‌شود. نمونه‏‌های اُلیستولیت لیستونیتی به علت ‌تأثیر دگرسانی و تغییر در مقدار عنصرهای اصلی در محدوده‏‌های مورد نظر جای نگرفته‏‌اند.

شکل 11- ترکیب کروم‌اسپینل قطعات اُلیستولیت‌های افیولیتی شمال انارک در: A) ‏نمودار سه‌تایی Cr-Al-Fe³⁺ (Proenza et al., 2007)؛ B) نمودار درصدوزنی TiO₂ دربرابر Cr₂O₃ (محدوده‏‌های الترامافیک‏‌ها برگرفته از Zhou و Kerrich (1992)، Jan و Windley (1990) و Arai و Yurimoto (1994) هستند)؛ C) نمودار Mg# دربرابر #Cr (محدودة پشتة میان‌اقیانوسی برگرفته از Arai (1992) است)؛ D) نمودار درصدوزنی Al₂O₃ دربرابر TiO₂ (Dick and Bullen, 1984)؛ E) نمودار درصدوزنی Cr₂O₃ دربرابر Al₂O₃ (Kepezhinskas et al., 1995)

Torabi (2004) جایگاه زمین‌ساختی پیدایش افیولیت انارک را به محیط زمین‌ساختی پشتة میان‌اقیانوسی مربوط می‏‌داند. خاستگاه اُلیستولیت‏‌ها نیز علت‌های گوناگونی دارد که آنها را باید در حرکت‌های بزرگ مقیاس صفحه‌های زمین‌ساختی جستجو کرد. ازآن‏‌جایی‌که در این پژوهش به بررسی پهنة زمین‌ساختی قطعات اُلیستولیت مربوط به افیولیت انارک پرداخته شده است، برپایة ‌بررسی‌های صحرایی و داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه‌های زمین‌شیمیایی، محیط‏‌های جداگانه‏‌ای را برای این قطعات پیشنهاد می‌شود. در آغاز تکامل اقیانوس پالئوتتیس در زمان اردوویسین و گسترش آن، محیط‏‌های زمین‌ساختی دیگری مانند مجموعة هستة اقیانوسی [2] در پی فعالیت گسل‏‌های کششی، در حال ‌پیدایش بوده‏‌اند (‌‌شکل 12- A). در محل پیدایش گسل‏‌های کششی با هندسة قاشقی [3] که در دو سوی شکاف میان‌اقیانوسی وجود دارند، در پی فعالیت این نوع گسل‏‌ها، بخشی گوه‌مانند سست کره به بالاآمدن گرایش دارد (uplift) و بخش‏‌های قاعده‏‌ای سنگ‌کره مانند پریدوتیت و گابرو را با خود به بالا می‏‌آورد. در چنین حالتی، هنگامی‌که در بستر پوستة اقیانوسی در امتداد عمود بر شکاف میان‌اقیانوسی حرکت شود، سنگ‏‌هایی دیده می‏شوند که در تعادل با سنگ‏‌های دو سوی خود نیستند. به چنین حالتی مجموعة هستة اقیانوسی یا OCC گفته می‏‌شود (Whitney et al., 2013) که در آن، سنگ‏‌های الترامافیک و مافیک در زمینه‏‌ای از همان جنس جای گرفته‌اند و در حوضه رسوبی جریان یافته‏‌اند که بیشتر از سنگ آهک پلاژیک یا ماسه سنگ دانه متوسط تا دانه درشت و قطعاتی از اُلیستولیت‏‌های افیولیتی است. الگوی مفهومی دیگری که برای اُلیستولیت‏‌های افیولیتی پیشنهاد شده است، محیط فرافرورانش است. در این الگو به‌علت فرورانش درون اقیانوسی و ‌پیدایش جزیره‌های اقیانوسی نابالغ درون اقیانوسی، قطعات اُلیستولیتی پدید می‌آیند و در پی فرایند‏‌های زمین‌ساختی درون حوضه رسوبی فرو افتاده و با فرورانش ورقة اقیانوسی و عملکرد گسل‏‌های ‌راستالغز، این قطعات اُلیستولیتی به رسوب‌های گوة برافزایشی افزوده شده‏‌اند (‌‌شکل 12- B).

برداشت

در شمال منطقة انارک، بخش پایینی کمپلکس چاه‌گربه و درون شیست‏‌های سبرز، اُلیستولیت‏‌های افیولیتی با سنگ‏‌شناسی مختلف در کنار یکدیگر جای گرفته‏‌اند که نشان‌دهندة فعالیت‏‌های زمین‌ساختی در آن زمان است؛ برای نمونه، شواهد این فعالیت‏‌ها گوه‏‌های برافزایشی گودال اقیانوسی و زمین‌درز قدیمی پالئوتتیس در جنوب‌خاوری انارک است. در کمپلکس‏‌های برافزایشی همة بلوک‏‌های زمین‌ساختی و قطعات اُلیستولیتی معمولاً ‌پس از افزوده‌شدن به حاشیة برافزایشی در حال رشد، همگی به‌گونه‏‌ای موازی می‏‌چرخند و آرایش می‏‌گیرند تا در نهایت همة قطعه‏‌های سنگی افزوده‌شده موازی یکدیگر ‎باشند. ازاین‌رو، همة قطعات درون دگرگونه‏‌های چاه‌گربه در یک راستا دیده می‌شوند. دوکی‌‌‌شکل و بودینه‌‌بودن اُلیستولیت‏‌ها، پراکندگی نامنظم و تصادفی، نبود پیوستگی در محل همبری آنها، وجود قطعات با سنگ‌شناسی متفاوت، در اندازه‏‌های مختلف و به‌صورت نابرجا درون ماتریکسی از رسوب‌های خردشده و دگرگون‌شدة اقیانوسی (ماتریکس گلی و ماسه‏‌ای)، موازی‌‌بودن برگوارگی اُلیستولیت‏‌های افیولیتی و برگوارگی شیست‏‌های سبرز، شواهدی از اُلیستولیت‌‌بودن این قطعات بیگانه هستند که نشان می‌دهد افیولیت انارک از دگرگونه‏‌های انارک قدیمی‏‌تر است. سنگ‌شناسی اُلیستولیت‏‌ها شامل اسلایدهای متامافیک، لیستونیت، سرپانتینیت و متاپریدوتیت است. بررسی‏‌های صحرایی نشان می‏‌دهند این قطعات به پریدوتیت‏‌های گوشته و دایک‏‌های افیولیت انارک متعلق هستند و خاستگاه افیولیتی دارند.

شکل 12- الگوی مفهومی چگونگی پیدایش و جایگیری اُلیستوسترم‏‌های افیولیتی در: A) حاشیه‏‌های غیرفعال (اصلاح‌شده ‌پس از Balestro و همکاران (2015)، Festa و همکاران (2015))؛ B) الگوی مفهومی پیدایش اُلیستوستروم‏‌های حاشیه‏‌های فعال

‌برپایة نتایج به‌دست‌آمده از نمودارهای پیشنهادشده، دو محیط پشتة میان‌اقیانوسی و پشت‌کمان مربوط به پهنة فرافرورانش برای قطعات اُلیستولیتی پیشنهاد شده است. قطعات افیولیتی وابسته به محیط فرافرورانش با داشتن کروم‌اسپینل‏‌هایی با عدد کروم بسیار بالاتر از آنچه که در پریدوتیت‏‌های پشته‏‌های میان‌اقیانوسی دیده می‏‌شود، از یکدیگر شناخته می‏‌شوند. ازآنجایی‌که این اُلیستولیت‎ها خاستگاه‏‌های متفاوتی دارند، پس بیشتر این قطعات با خاستگاه‌های مختلف، در محیط زمین‌ساختی گوة برافزایشی، در هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی پالئوتتیس به زیر اوراسیا، در کنار یکدیگر جای گرفته‏‌اند. ‌برپایة این اطلاعات مهم، تغییر رژیم زمین‌ساختی از محیط مجموعه هستة اقیانوسی (Oceanic Core Complex) در نزدیکی پشته‏‌های میان‌اقیانوسی به محیط فرافرورانش برای پیدایش این قطعات بیگانه ‌هنگام تکامل اقیانوس پالئوتتیس برای منطقه شمال انارک پیشنهاد می‌شود.

سپاس‌گزاری

نویسندگان مقاله قدردان جناب آقای دکتر ترابی برای راهنمایی‎های ارزشمندشان، ‌بررسی‌های صحرایی و نیز انجام آنالیزهای ‌‌ریزکاو الکترونی نمونه‏‌ها در دانشگاه کانازاوای ژاپن هستند؛ به گونه‏‌ای که این پژوهش مدیون حمایت‏‌های ایشان است. همچنین، نگارندگان از پشتیبانی مالی معاونت پژوهشی دانشگاه اصفهان و پیشنهادهای ارزشمند داوران گرامی مجلة پترولوژی بسیار سپاس‌گزارند.

[1] suprasubduction

[2] Oceanic Core Complex

[3] Listric

مراجع

Aghanabati, S. A. (2014) Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Ahmadi, M., Sharifi, M. and Torabi, G. (2020) Petrography and mineral chemistry of metasomatized gabbros from the Anarak Ophiolite. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 26(2): 437-454.

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

Arai, S. (1992) Petrology of peridotites as a tool of insight into mantle processes: a review. Journal of Mineralogy, Petrology and Economic Geology 87(9): 351- 363, DOI: 10.2465/ganko.87.351.

Arai, S. and Yurimoto, H. (1994) Podiform chromites of the Tari-Misaka ultramafic complex, southwestern Japan, as mantle- melt interaction products. Economic Geology 89: 1279- 1288.

Avraham, B., Jones, Z. D. and Cox, A. (1981) Continental accretion: from oceanic plateaus to allochthonous terranes. Science 213: 47- 54.

Bagheri, S. (1993) Geology and petrology of Anarak ophiolite (Central Iran). M. Sc. Thesis, University of Isfahan, Iran (in Persian).

Bagheri, S. (2007) Exotic Paleo-Tethys terrane in Central Iran: new geological data from Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam areas. Ph.D. thesis, Lausanne: University of Lausanne, Switzerland.

Bagheri, S. and Stampfli, M. G. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht- e- Badam metamorphic complexes in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Techtonophysics 451: 123-155.

Balestro, G., Festa, A., Dilek, Y. and Tartarotti, P. (2015) Pre- Alpine extensional tectonics of aperidotite- localized oceanic core complex in the late Jurassic, high- pressure Monviso ophiolite (Western Alps). Episodes 38(4): 266–282.

Ballhaus, C., Berry, R. F. and Green D. (1991) High-pressure experimental calibration of the olivine orthopyroxene- spinel oxygen geobarometer: implications for the oxidation state of the upper mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology 107(1): 27- 40.

Bayat, F. and Torabi, G. (2011) Alkaline lamprophyric province of Central Iran. Island Arc 20: 386- 400.

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

Boskabadi, A., Pitcairn, K. I., Leybourne, M. I., Teagle, D. A. H., Cooper, M. J., Hadizadeh, H., Nasiri Bezenjani., Monazzami, H. and Bagherzadeh, R. (2020) Carbonation of ophiolitic ultramafic rocks: Listvenite formation in the Late Cretaceous ophiolites of eastern Iran. Lithos 352–353: 105307.

Buchs, D. M., Bagheri, S., Martin, L., Hermann, J. and Arculus, R. (2013) Paleozoic to Triassic ocean opening and closure preserved in Central Iran. Constraints from the geochemistry of meta- igneous rocks of the Anarak area. Lithos 172–173: 267–287.

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

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1997) Rock Forming Minerals, Single- chain Silicates. The Geological Society, London, UK.

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

Droop, G. T. R. (1987) A general eruption for estimating Fe³⁺ Concentration in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51(361): 431- 435.

Falah, S., Ahmadi Khalaji, A., Veisinia, A., Tahmasbi, Z. and Rahmzadeh, B. (2020) The study of mineral chemistry of the harzburgite in the Noorabad- Harsin ophiolite complex: An evidence from the evolution of partial melting of mantle peridotite from the deep ocean to the subduction zone. Iranian Journal of Petrology 11(41): 1-28.

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

Festa, A., Balestro, G., Dilek, Y. and Tartarotti, P. (2015) A Jurassic oceanic core complex in the high- pressure Monviso ophiolite (western Alps, NW Italy). Lithosphere 7: 646–652. DOI: 10.1130/L458.1

Festa, A., Ogata, K., Pini, G. A., Dilek, Y. and Alonso, J. L. (2016) Origin and significance of olistostromes in the evolution of orogenic belts: a global synthesis. Gondwana Reseach 39: 180–203.

Hey, M. H. (1954) A new review of the chlorites. The Mineralogy Magazine and Journal of the Mineralogical Society 30(224): 278- 292.

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

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

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.

McCollom, T. M. and Bach, W. (2009) Thermodynamic constraints on hydrogen generation during serpentinization of ultramafic rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta 73(3): 856–875.

Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Akoi, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine 52: 535-555.

O’Hanley, D. S. (1996) Serpentinites: Records of Tectonic and Petrological History. Oxford University Press, New York. Mineralogical Magazine 61(408): 742, DOI: 10.1180/minmag.1997.061.408.22.

Pluijm, B. A. V. and Marshak, S. (2004) Earth structure an introuduction to structural geology and tectonics. Norton & Company, New York.

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

Sabzehei, M., Mohajjel, M., Emami, M. H. and Torabi, G. (2004) new feature of ultramafic masses and metamorphites in Anarak area (NE of Isfahan Province): very old olistostromes. Research Journal of University of Isfahan "Science" 20(2) (in Persian), https://www.sid.ir/En/Journal/ViewPaper.aspx?ID=32772

Sack, R. O. and Ghiorso, M. S. (1991) Chromian spinels as petrogenetic indicators: thermodynamic and petrological applications. American Mineralogist 76(5-6): 827–847.

Shafaii Moghadam, H. and Stern, R. J. (2015) Ophiolites of Iran: keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia. Mesozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Science 100: 3159.

Sharkovski, M., Susov, M. and Krivyakin, B. (1984) Geology of the Anarak Area (Central Iran). Explanatory Text of the Anarak Quadrangle Map 1:250000. Geological Survey of Iran, V/O “Technoexport” USSR Ministry of Geology Reports 19.

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 196(3): 179 – 191.

Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., Samadi, R., Meisel, T. C. and Hussain Bokhari, S. N. (2016) Petrology, thermobarometry and geochemistry of Darreh Deh picrites (East of Naein ophiolitic mélange). Scientific Quarterly Journal, Geosciences 25: 98, 43-54 (In Persian).

Stern, R. J., Shafaii Moghadam, H., Pirooz, M. and Mooney, W. (2021) The geodynamic evolution of Iran. The Annual Review of Earth and Planetary Sciences 49: 9- 39.

Torabi, G. (2004) Petrology of Anarak area ophiolites (NE of Isfahan province), with special reference to ultramafic- mafic rocks of north of Anarak ophiolite, and ultramafic mafic associations in Ashin- Zavar ophiolitic mélange. Ph.D. Thesis, Tarbiat Modarres Tehran, Iran (in Persian).

Torabi, G. (2010) Early Oligocene alkaline lamprophyric dykes from the Jandaq area (Isfahan Province, Central Iran): Evidence of Central-East Iranian microcontinent confining oceanic crust subduction. Island Arc 19: 277-291.

Torabi, G. (2011) Late Permian blueschist from Anarak ophiolite (Central Iran, Isfahan province), a mark of multisuture closure of the Paleo-Tethys Ocean. Revista Mexicana de Ciencias Geologicas 28: 544-554.

Torabi, G. (2012) Central Iran Ophiolites, Naein, Ashin and Surk (Mesozoic) Anarak, Jandaq, Bayazeh and Posht-e-Badam (Paleozoic). Jahad-e-Daneshgahi, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Torabi, G. (2013) Chromitite absence, presence and chemical variety in ophiolites of the Central Iran (Naein, Ashin, Anarak and Jandaq). Neues Jahrbuch Für Geologie Und Paläontologie-Abhandlungen 267: 171–192.

Veblen, D. R. and Ribbe, P. H. (1982) Amphiboles: Petrology and experimental phase relations. Amphiboles: petrology and experimental phase relations, Reviews in Mineralogy, Mineralogical Society of America, Washington, D.C.

Vieten, K. and Hamm, H. M. (1978) Additional notes on the calculation of the crystal chemical formula of clinopyroxenes and their contents of Fe³⁺ from microprobe analyses. Neues Jahrbuch fur Mineralogie Monatshefte 2: 71- 83.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock- forming minerals, American Mineralogist 95(1): 185-187, DOI: 10.2138/am.2010.3371.

Whitney, D. L., Teyssier, C., Rey, P. and Buck, W. R. (2013) Continental and oceanic core complexes. Bulletin, 125(3- 4): 273- 298.

Zanchi, A., Zanchetta, S., Garzanti, E., Balini, M., Berra, F., Mattei, M. and Muttoni, G. (2009) The Cimmerian evolution of the Nakhlak–Anarak area, Central Iran, and its bearing for the reconstruction of the history of the Eurasian margin. Geological Society of London, Special Publications 312: 261- 286.

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

Zhou, M. F. and Robinson, P. T. (1994) High-Cr and high-Al podiform chromitites, western China, Relationship to partial melting and melt/rock reaction in the upper mantle. International Geology Review 678-686.

Zhou, M. F., Robinson, P. T. and Bai, W. J. (1994) Formation of podiform chromitites by melt/rock interaction in the upper mantle. Mineralium Deposita 29: 98-101.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,286

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 395

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

تاریخچة تکامل اُلیستولیت‏‌های افیولیتی شمال انارک، ایران مرکزی با به‌کارگیری ‌بررسی‌های ‌سنگ‌نگاری و شیمی کانی‏‌ها