background image

www.geologicacarpathica.com

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

, FEBRUARY 2014, 65, 1, 83—95                                                        doi: 10.2478/geoca-2013-0006

Introduction

Chromian spinel [hereafter Cr-spinel, (Mg,Fe

2+

)(Cr,Al,Fe

3+

)

2

O

4

]

is  a  common  accessory  mineral  in  ultramafic  and  mafic
rocks. Its composition has often been used as a sensitive in-
dicator in order to determine the degree of partial melting in
the mantle source region and/or the composition of the pro-
duced mafic melt (e.g. Dick & Bullen 1984; Arai 1992; Zhou
et  al.  1998;  Proenza  et  al.  1999;  Barnes  &  Roeder  2001;
Hellebrand et al. 2001; Kamenetsky et al. 2001; Zhou et al.
2005; González-Jiménez et al. 2011). In addition, variations
concerning  Cr-spinel  composition  in  peridotites  are  also
known to reflect dissimilarities in the processes involved in
the evolution of upper mantle rocks, such as partial melting
and mantle metasomatism (e.g. Kubo 2002; Arif & Jan 2006),
or even discrepancies in the geotectonic setting in which they
were formed (e.g. Ishii et al. 1992; Ahmed et al. 2012).

Compared  to  other  high-T  igneous  phases  Cr-spinel  is

thought to be resistant to post-magmatic processes such as al-
teration  and  regional  metamorphism  (e.g.  Burkhard  1993;
Barnes  2000;  Mellini  et  al.  2005).  Therefore,  it  is  especially
useful  in  evaluating  the  tectonic  provenance  of  strongly
hydrated mantle peridotites (serpentinites), since it commonly
represents  the  only  preserved  primary  phase  (e.g.  Saumur  &
Hattori  2013).  However,  there  is  now  plenty  of  convincing

Composition and alteration of Cr-spinels from Milia and

Pefki serpentinized mantle peridotites (Pindos Ophiolite

Complex, Greece)

ARGYRIOS KAPSIOTIS

Department of Geology, Section of Earth Materials, Panepistimiopolis of Rion, University of Patras, 265 04 Patras, Greece;

Present address: Department of Earth Sciences, Sun Yat-sen University, 510275 Guangzhou, P.R. China;  kapsiotisa@yahoo.gr

(Manuscript received May 9, 2013; accepted in revised form October 16, 2013)

Abstract: The Pindos Ophiolite rocks include variably serpentinized peridotites derived from a harzburgitic and subor-
dinately dunitic mantle. In the serpentinized matrix of these rocks pseudomorphic (mesh, bastite) and non-pseudomor-
phic (interpenetrating, type-2 hourglass) textures were recognized. Chromian spinel (Cr-spinel) is anhedral to subhedral
and often replaced by a porous opaque phase. Chemistry data show that Cr-spinel cores retain their original composi-
tion, having Cr#[Cr/(Cr + Al)] that ranges between 0.45 and 0.73, and Mg#[Mg/(Mg + Fe

2+

)] that varies between 0.52

and 0.65, accompanied by low content in TiO

2

 ( < 0.11 wt. %). The relatively wide variation of their Cr# values reflects

that the studied peridotites were produced by variable degrees of melting. It is likely that the Pindos peridotites repre-
sent mantle residues originally formed in a mid-ocean ridge (MOR) environment, which were subsequently entrapped
as part of a mantle wedge above a supra-subduction zone (SSZ) regime. Cr-spinel adjacent to clinochlore systematically
displays limited compositional and textural zoning along grain boundaries and fractures. However, the degree of peri-
dotite serpentinization does not correlate with the abundance of zoning effects in accessory Cr-spinel. Thus, Cr-spinel
zoning is thought to represent a secondary feature obtained during the metamorphic evolution of the host peridotites.
Core to rim compositional trends are expressed by MgO and Al

2

O

3

 impoverishment, mainly compensated by Cr

2

O

3

 and

FeO increases. Such chemical trends are produced as a result of Cr-spinel re-equilibration with the surrounding serpen-
tine, and their subsequent replacement by ferrian (Fe

3+

-rich) chromite and clinochlore, respectively, during a brief, fluid

assisted, greenschist facies metamorphism episode (> 300 °C). The limited occurrence of ferrian chromite with high
Fe

3+

# values suggests that elevated oxidizing conditions were prevalent only on a local scale during Cr-spinel alteration.

Key words: Pindos, metamorphism, peridotites, Cr-spinel, ferrian chromite.

evidence  that  Cr-spinel  may  undergo  significant  chemical
modifications  related  to  sub-solidus  equilibration  during  the
post-magmatic stage. More specifically, textural observations
and mineral chemistry data indicate that hydrothermal alter-
ation  and  metamorphism  can  significantly  modify  primary
Cr-spinel composition (e.g. Bliss & MacLean 1975; Evans &
Frost 1975; Wylie et al. 1987; Kimball 1990; Suita & Streider
1996; Barnes 2000; Mellini et al. 2005; Farahat 2008; Merlini
et al. 2009; Rollinson et al. 2012; Sansone et al. 2012).

High  Cr/Al,  low  Mg/Fe

2+

  and  considerable  to  high  Fe

3+

contents  describe  the  most  common  alteration  trend  of
Cr-spinel. The composition of this alteration product can be
expressed  as  (Fe

2+

,Fe

3+

,Mg)(Cr,Fe

3+

,Fe

2+

,Al)

2

O

4

  and  is

known  in  the  literature  as  ferrian  chromite  (formerly  called
‘ferritchromite’  or  ‘ferritchromit’,  Spangenberg  1943;  and
cited  in,  among  others,  Evans  &  Frost  1975;  González-
Jiménez  et  al.  2009;  Mukherjee  et  al.  2010;  Gervilla  et  al.
2012;  Derbyshire  et  al.  2013).  Various  investigations  sug-
gest that ferrian chromite forms during low-T hydrothermal
alteration (e.g. Burkhard 1993; Wylie et al. 1987; Mukherjee
et  al.  2010).  However,  the  majority  of  studies  indicate  that
ferrian chromite is produced as a consequence of metamor-
phism (e.g. Bliss & MacLean 1975; Barnes 2000; Proenza et
al.  2004;  Mellini  et  al.  2005;  Merlini  et  al.  2009;  Grieco  &
Merlini 2012).

background image

84

KAPSIOTIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1, 83—95

The  present  paper  discusses  the  compositional  variability

of accessory Cr-spinels from a set of mantle peridotite bod-
ies, located in the areas of Milia and Pefki, Pindos Ophiolite
Complex,  Greece.  In  this  study,  Cr-spinel  compositions  are
used as a petrogenetic tool to conclude the genesis and geo-
tectonic  origin  of  the  studied  mantle  peridotites.  Moreover,
the current study attempts to provide insights into the influ-
ence  of  serpentinization  and  metamorphism  on  Cr-spinels,
with the aim of explaining their alteration patterns on the ba-
sis of textural and mineral chemistry data.

Geological framework

The  External  Hellenides  are  part  of  the  Alpine  orogenic

belt, representing a typical fold-thrust belt. They are mainly
composed of Mesozoic and Cenozoic sedimentary rocks de-
posited  in  a  series  of  platforms  (pre-Apulian  and  Gavrovo
Zones)  and  basins  (Ionian  and  Pindos  Zone).  According  to
Jones & Robertson (1991) the Pindos Zone is made up of a
series  of  Mesozoic  and  Tertiary  tectono-stratigraphic  units
including: 1) the Pindos Ophiolites (Jurassic), 2) the shallow-
water  Orliakas  limestones  (Late  Cretaceous),  3)  the  Avdella

Mélange  (Late  Triassic—Late  Jurassic),  4)  the  Dio  Dendra
Group deep-water sediments (Late Jurassic—Late Cretaceous)
and 5) the Pindos flysch (Late Cretaceous—Tertiary).

The ophiolites of northwestern continental Greece are con-

sidered to be oceanic remnants after the progressive closure
of the Neotethyan Ocean. Among these the Pindos Ophiolite
Complex (Fig. 1) has been extensively studied with regard to
its structural features and tectonic position (e.g. Ross & Zim-
merman  1996;  Rassios  &  Smith  2000;  Rassios  &  Moores
2006; Ghikas et al. 2009; Rassios & Dilek 2009).

The  Pindos  Ophiolite  Complex  is  located  in  northwestern

Greece and corresponds to a piece of Middle to Upper Jurassic
oceanic  crust  (Rassios  &  Smith  2000).  It  is  tectonically  em-
placed  over  the  autochthonous  Maastrichtian-Eocene  Pindos
flysch. It can be subdivided into four principal tectonic units:
the Dramala Ultramafic Complex, the Loumnitsa Unit and the
Aspropotamos  Complex,  all  structurally  overlying  a  sub-
ophiolitic chaotic lithological formation known as the Avdella
Mélange  (Jones  &  Robertson  1991).  The  Dramala  Complex
represents oceanic mantle and part of its crustal sequence and
comprises variably depleted spinel harzburgite—dunite masses
(>1000 km

2

), which may host small chromitite pods, pyroxen-

ite  and  ultramafic  cumulates  (Jones  &  Robertson  1991).  Lo-

Fig. 1. Simplified geological map of the Pindos Ophiolite Complex showing the location of the areas of Milia and Pefki (modified after
Jones & Robertson 1991) and inset map illustrating the location of the Pindos Ophiolites in the Greek peninsula.

background image

85

COMPOSITION AND ALTERATION OF Cr-SPINELS FROM SERPENTINIZED PERIDOTITES (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1,  83—95

cally, harzburgite and chert breccias are cemented by ophical-
cite,  indicating  that  the  Dramala  ultramafic  rocks  were  once
exposed on the sea floor (Jones et al. 1991). The intrusive and
extrusive crustal rocks of the Aspropotamos Complex cover a
wide range of geochemical affinities, varying from N-MORB
through MORB/IAT to IAT and boninites cross-cutting all the
previous  types  of  volcanics  (Kostopoulos  1989).  The  Loum-
nitsa  Unit  represents  the  metamorphic  sole  of  both  Dramala
and Aspropotamos complexes, consisting of low amphibolite-
and  greenschist-facies  metaigneous  and  metasedimentary
rocks that have yielded amphibole Ar-Ar ages of 169 ± 5 and
165 ± 3 Ma  (Whitechurch  &  Parrot  1978;  Spray  &  Roddick
1980).  The  Avdella  Mélange  represents  a  subduction-accre-
tion formation and includes sediments, volcanic and plutonic
rocks, as well as metamorphic rocks of the Loumnitsa Unit.

Sampling and field observations

A  total  of  17  serpentinized  peridotite  samples  were  col-

lected  from  the  Pindos  Ophiolite  Complex.  The  peridotite
samples were taken from the Milia and Pefki districts, each
of them located in the southeastern part of the Dramala Mas-
sif.  Care  was  taken  to  sample  variably  serpentinized  rocks
from different mantle lithologies.

The  studied  areas  are  extremely  mountainous  (with  sum-

mits  between  1500  and  2150 m  above  sea  level).  Extensive
outcrops  of  peridotites  are  well  exposed  both  in  Milia  and
Pefki.  The  peridotites  are  coarse-grained  and  strongly  de-
formed.  Deformed  massive  and  variably  serpentinized
harzburgite  is  the  dominant  rock  type  in  the  mantle  section
of both investigated regions, commonly cross-cut by pyrox-
enite dykes and gabbroic veins, especially in the area of Pefki.
Milia  harzburgites  may  contain  blocky-shaped  pyroxene,
which probably represents a preserved high-T  ‘asthenospheric’
(or  ‘mantle’)  fabric  (Rassios  &  Dilek  2009).  On  the  other
hand, dunite is subordinate to harzburgite in both areas and
relatively  more  uncommon  in  the  area  of  Pefki.  Dunite  oc-
curs in the form of small pods or bodies ranging from a few m
to  a  few  tens  of  m  in  size.  The  largest  dunite  bodies  com-
monly  host  podiform  chromitites.  The  contact  between
harzburgite and dunite is transitional and frequently sheared
and serpentinized. Moreover, dunite is commonly more ser-
pentinized and mylonitized compared to harzburgite.

Serpentinization  is  almost  pervasive  through  the  whole

mantle section in Milia, whereas in Pefki serpentinization ef-
fects  are  only  local  within  the  ultramafic  section.  Serpenti-
nized  rocks  are  frequently  strongly  deformed,  displaying
foliation along sizeable shear zones (a few m in thickness),
which  further  indicates  that  these  rocks  were  affected  by  re-
gional metamorphism. They are commonly covered by a thick
reddish to dark brown crust made up of a complex mixture of
iron oxide with clay minerals, owing to local weathering.

Petrography

The peridotite samples are variably serpentinized and gener-

ally  composed  of  harzburgite  and  subordinate  dunite.  The  de-

gree of serpentinization is up to 40 vol. % in harzburgite and
does  not  exceed  50 vol. %  in  dunite.  In  addition,  completely
serpentinized  rocks  originating  from  both  peridotite  types
were also found. In serpentinized harzburgite, the primary min-
eral phases include olivine and orthopyroxene porphyroclasts
accompanied by minor relicts of clinopyroxene and accessory
Cr-spinel, whereas secondary phases include serpentine, chlo-
rite  and  magnetite  accompanied  by  minor  tremolite  and  talc.
Serpentinized dunite contains relicts of olivine, Cr-spinel and
serpentine accompanied by subordinate chlorite and tremolite.

In  the  serpentinized  peridotite  matrix  four  different  types

of  texture  were  recognized,  in  decreasing  order  of  abun-
dance:  I)  mesh  texture  defined  by  serpentine  and  magnetite
that replace olivine, II) bastite texture represented by serpen-
tine pseudomorphs after orthopyroxene, III) interpenetrating
texture and IV) type-2 hourglass texture.

The  mesh  cores  consist  of  serpentine,  magnetite,  chlorite

(Fig. 2a)  or  olivine  relicts,  since  replacement  of  olivine  by
serpentine  and  magnetite  proceeds  towards  the  olivine  por-
phyroclast core. In some cases, outlines of large olivine crys-
tals  ( > 1 mm)  may  be  preserved  in  the  groundmass  of
mesh-textured serpentinites after dunite, which indicates that
dunites are mostly coarse-grained similarly to their harzbur-
gitic  equivalents.  In  the  mesh  rims,  serpentine  fibres  are
commonly  perpendicularly  oriented  to  the  mesh  cells.  Bas-
tite pseudomorphs are made up of serpentine (Fig. 2b), trem-
olite, chlorite or talc. They have elongated ovoidal shape and
commonly exhibit Cr-spinel exsolution lamellae. Deformation
characteristics such as kinking and undulatory extinction may
still  be  recognizable  at  some  bastite  grains.  Interpenetrating
texture consists of elongated, intersecting blades of serpentine,
whereas type-2 hourglass texture exhibits wavy extinction due
to  recrystallization  (Fig. 2c;  O’Hanley  &  Wicks  1995).  In
some samples these non-pseudomorphic textures are superim-
posed on the pseudomorphic ones (mesh and bastite).

Except  for  serpentine  the  other  secondary  silicate  phases

replace  mantle  exsolved  orthopyroxene  and  clinopyroxene
crystals. Moreover, chlorite was also found to form either in-
tergrowths with serpentine or aureoles surrounding Cr-spinel
grains.  In  the  last  case,  chlorite  is  subhedral  and  bladed  in
shape and it was found to overprint mesh serpentine. Apart
from replacing pyroxenes, tremolite also occurs as randomly
oriented  prismatic  crystals  scattered  in  the  serpentinized
groundmass. Magnetite commonly forms irregular networks
(Fig. 2d) or occurs as fine dusty grains scattered in the ser-
pentinized matrix. In some samples magnetite is overgrown
on  Cr-spinel  grains  (Fig. 2e),  which  represents  textural  evi-
dence supporting its formation during serpentinization (syn-
serpentinization magnetite).

Spinel textures

  Cr-spinel  constitutes  less  than  2—3 vol. %  of  the  studied

rocks. It occurs as isolated and fractured crystals in the peri-
dotite  groundmass.  Grain  sizes  vary  within  samples,  but
most are between 0.1 and 1.5 mm. They appear to form red
to dark brown coloured anhedral to subhedral crystals. More-
over,  optical  microscopy  revealed  that  several  Cr-spinel

background image

86

KAPSIOTIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1, 83—95

Fig. 2. a – Mesh texture (crossed nicols/XPL); – Bastite texture marked by the white dashed line (XPL); – Type-2 hourglass texture
marked by the white dashed line (XPL); d – Magnetite network in serpentinized peridotite (back-scattered electron image/BSE); – Syn-
serpentinization  magnetite  overgrown  on  unaltered  anhedral  Cr-spinel  (BSE); –  Cr-spinels  exhibiting  optical  zoning  (plane  polarized
nicols/PPL); – Complete ferrian chromite rim in a Cr-spinel grain armoured by clinochlore aureole (BSE, micrograph taken from Kapsiotis
et al. 2007). – Partly altered Cr-spinel grain. Abbreviations: Ser – serpentine, Chl – clinochlore, Spn – Cr-spinel, Mgt – magnetite,
Bst – bastite, Ol – olivine, Fe-Chr – ferrian chromite, Tlc – talc.

background image

87

COMPOSITION AND ALTERATION OF Cr-SPINELS FROM SERPENTINIZED PERIDOTITES (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1,  83—95

grains were optically inhomogeneous (Fig. 2f). Most of them
show  irregular  zoning  due  to  replacement  by  an  opaque
phase  along  cracks  and  grain  boundaries.  In  petrographic
terms only Cr-spinels in contact with chlorite display zoning.
On  the  other  hand,  Cr-spinel  grains  solely  in  contact  with
serpentine are homogeneous.

Combined electron microscopy and mineral chemistry ana-

lytical work revealed that the opacity of the studied Cr-spinels
is  mainly  correlated  with  an  increase  in  their  Fe

2+

  content.

Their compositional zoning is apparent in back-scattered elec-
tron images (BSE), in which the edges of the zoned Cr-spinel
grains appear to be bright and separated from the inner part of
the grains by sharp contacts. Zoning, although commonly lim-
ited, advances from grain boundaries and fractures towards the
inner part of the grain, which gives the crystal edges the ap-
pearance of being ragged and poorly defined (Fig. 2g). On the
other  hand,  a  few  grains  exhibiting  patchy  zoning  were  also
found  (Fig. 2h).  Generally,  the  opaque  zones  have  a  porous
structure  displaying  sieve  texture.  Analytical  work  revealed
that the most sizeable pores are filled with chlorite. Intrigu-
ingly each zoned Cr-spinel is surrounded by chlorite aureoles
(Fig. 2g).  These  aureoles  are  up  to  70 µm  thick  and  display
grey to purple colours under cross-polarizers.

It is worthy mentioning that the extent of Cr-spinel zoning

is not directly correlated with the degree of serpentinization
of the host rocks. Even though harzburgite is generally less
altered  compared  to  dunite,  harzburgitic  Cr-spinels  display
zoning more frequently. Moreover, zoning extent and thick-
ness are greater in Cr-spinels hosted in harzburgite. However,
there  are  samples  in  which  some  accessory  Cr-spinels  may
display zoning and some others not. Additionally, no zoning
effect was observed in accessory Cr-spinel from 3 serpenti-
nized dunite samples.

Analytical techniques

Cr-spinels were investigated in situ and imaged using a Su-

per JEOL JSM—6300 scanning electron microscope (SEM) at
the University of Patras, Greece. The quantitative analyses of
Cr-spinel core—rim pairs, serpentine and chlorite (clinochlore)
were  performed  using  a  Super  JEOL  JSM-6300  microprobe
operated in wavelength-dispersive spectrometry (WDS) mode.
Its operating conditions were 15 kV accelerating voltage and
20 nA beam current, with 4 µm beam diameter. The ZAF cor-
rection software was put into use (Reimer 1998). Calibrations
were done using natural and synthetic reference materials. The
proportion of Fe

3+

 in Cr-spinel was calculated assuming ideal

spinel  stoichiometry  (AB

2

O

4

).  27  Cr-spinel  and  ferrian

chromite pair analyses (19 from harzburgite and 8 from dun-
ite) were carried out on 14 serpentinized mantle rock samples.
Selected pair analyses of Cr-spinel and ferrian chromite from
the  studied  serpentinized  peridotites  are  listed  in  Table 1,
whereas representative analyses of serpentine and clinochlore
are  listed  in  Table 2.  Selected  spinel-group  minerals  and  cli-
nochlore analytical data are taken from Kapsiotis et al. (2007).

Qualitative X-ray powder diffraction (XRD) analyses were

performed  using  a  Philips  PW  1410  powder  diffractometer
to better characterize serpentine minerals. Powdered samples

were scanned from 3 to 60° 2

θ, with a step size of 0.02° 2θ

and a count time of 4 sec per step.

Mineral chemistry (and XRD data)

Cr-spinel

Analytical traverses across optically zoned Cr-spinel grains

revealed  detectable  chemical  zoning.  In  serpentinized  rocks
from both areas Cr-spinel cores have quite similar composi-
tions.  In  particular,  Cr-spinel  cores  have  Cr#[Cr/(Cr + Al)]
that ranges between 0.45 and 0.73, and Mg#[Mg/(Mg + Fe

2+

)]

that  varies  between  0.52  and  0.65  (Fig. 3a),  thus  they  can

Fig. 3.  Compositional  variations  of  Cr-spinel  cores  and  ferrian
chromite  from  the  studied  serpentinized  peridotites  in  terms  of:
a – Cr#[Cr/(Cr+Al)] versus Mg#[Mg/(Mg+Fe

+2

)]. Data for spinel in

modern abyssal peridotites are from Dick & Bullen (1984) and Juteau
et  al.  (1990).  Field  for  spinel  in  equilibrium  with  boninites  and
N-MORB’s is taken from Dick & Bullen (1984). Data for spinel in
fore-arc  peridotites  are  from  Ishii  et  al.  (1992)  and  Ohara  &  Ishii
(1998). b – Classification of the composition of Cr-spinel and ferrian
chromite  from  the  studied  peridotites  in  terms  of  Cr#[Cr/(Cr + Al)]
versus Mg#[Mg/(Mg + Fe

+2

)]. Cr-spinel composition is also contoured

at a nominal temperature of 1200 °C for olivine compositions from
Fo

90

  to  Fo

96

  (quantitatively  computed  by  Dick  &  Bullen  1984).

Symbols:  black  squares  –  harzburgitic  Cr-spinel  cores,  open  cir-
cles – dunitic Cr-spinel cores, grey squares – ferrian chromite.

background image

88

KAPSIOTIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1, 83—95

Table 1:

 Representative 

electron-microp

robe 

analyses 

of 

Cr-spinel 

and 

ferrian 

chromite 

pairs 

from 

the 

studied 

serpentinized 

peridotite

(wt. % 

– 

not 

detected, 

Spn 

– 

Cr-spinel, 

Fe-chr 

– 

fer

rian

chromite). 

Continued 

on 

the 

next 

page.

be  classified  as  spinel  to  magne-
siochromite  solid  solution  mem-
bers  (Fig. 3b).  Moreover,  Fe

3+

/

(Fe

3+

+ Fe

2+

)  is  up  to  0.30.  Cr

2

O

3

ranges 

between 

37.82 

and

55.56 wt. %,  Al

2

O

3

  between  14.12

and  31.27 wt. %,  MgO  between
10.78  and  14.13 wt. %,  and  FeO

t

between 15.87 and 26.06 wt. %. In
terms  of  Cr#  and  Mg#  values  Cr-
spinel core analyses plot mostly in
the  field  of  spinel  from  fore-arc
peridotites  (Fig. 3a;  Ishii  et  al.
1992; Ohara & Ishii 1998), whereas
a  few  analyses  plot  on  the  bound-
ary  between  the  fields  of  spinel
form fore-arc peridotites and abys-
sal  peridotites  (Fig. 3a;  Dick  &
Bullen  1984;  Juteau  et  al.  1990).
Furthermore,  Cr#  is  lower  in  Cr-
spinel from harzburgite (0.45—0.63)
compared  to  dunite  (0.67—0.73;
Fig. 3a).

On the other hand, the composi-

tion  of  opaque  regions  varies
within  the  following  ranges:
Cr# = 0.75—0.90,  Mg# = 0.12—0.40,
which  is  indicative  of  chromite
chemistry  (Fig. 3b),  while  Fe

3+

/

(Fe

3+

+ Fe

2+

) < 0.55.  Cr

2

O

3

  ranges

between  34.10  and  63.82 wt. %,
Al

2

O

3

 

between 

4.02 

and

11.07 wt. %,  MgO  between  2.27
and 8.05 wt. %, and FeO

t

 between

26.21 and 56.04 wt. %.

The  TiO

content  of  Cr-spinel

cores  is  generally  very  low
(<0.11 wt. %), whereas it can be up
to 0.48 wt. % in the porous opaque
regions. MnO and SiO

2

 contents are

also  lower  in  cores  (<0.46 wt. %
and <0.32 wt. %, respectively) com-
pared  to  the  rims  (<1.88 wt. %  and
< 2.39 wt. %). Moreover, Fe

3+

#[Fe

3+

/

(Fe

3+

+Cr+Al)] is low (<0.12), com-

monly  showing  a  slight  increase
from core to rim. However, in two
rims  it  was  found  to  be  relatively
elevated (0.38 and 0.40).

Regarding certain mineral chem-

istry features (elevated FeO

t

 and re-

duced  Al

2

O

3

  and  MgO  contents)

combined with their physical prop-
erties  (high  reflectivity  and  low
hardness),  it  can  be  claimed  that
the opaque regions correspond to a
FeO

t

-  and  Cr

2

O

3

-rich,  Al

2

O

3

-poor

spinel  phase  generally  known  as
ferrian chromite.

background image

89

COMPOSITION AND ALTERATION OF Cr-SPINELS FROM SERPENTINIZED PERIDOTITES (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1,  83—95

Table 1:  Continued.

Table 2: Representative electron-microprobe analyses of serpentine and clinochlore from the studied peridotites (wt. % – not detected;
analyses PM11/1 and P22/1 are taken from Kapsiotis et al. 2007).

Area Milia 

Pefki  Milia 

Pefki 

Sample PM

2A

 PM

2A

 PM

5

 

P

15

 

P

16

 

P

21

 

P

22

 PM

2A 

PM

11 

P

21

 

P

21

 

P

22

 

Mineral Serpentine 

Clinochlore 

Analysis 

1 2 8 6 2 2 1 1 1 4 5 1 

SiO

2

 

   44.55 

   44.04 

   39.69 

   41.79 

   40.64 

   40.18 

   40.9 

   30.04 

   34.85 

   34.24 

   35.37 

   37.15 

TiO

2

 

0.18 

– 

     0.17 

 

 

 

0.05 –

 

 

 

 

 

Al

2

O

3

 

1.20 

0.54 

     0.54 

0.04 

0.17 

0.86 

0.32 

   21.07 

   13.06 

   18.85 

   16.75 

     9.64 

Cr

2

O

3

 

0.40 0.17  –

 

 

 

0.54  –  0.29 3.33 2.45 2.02 2.37 

FeO

2.20 

1.32 

     5.39 

7.29 

7.74 

7.51 

6.57 

5.38 

1.42 

3.05 

3.16 

3.47 

MgO 

   41.00 

   36.83 

   35.76 

   39.36 

   37.01 

   34.75 

   35.32 

   28.04 

   33.14 

   33.34 

   34.63 

   34.52 

NiO 

– 0.17 – 0.59 

0.23 –

 

0.21 0.06 0.22 0.16  –  0.42 

MnO 

0.34 

– 

     0.42 

0.08 

0.03 

 

– 0.01 – 0.10 –

 

 

CaO 

 

0.15 

     0.08 

 

 

 

 

 

0.05 –

 

 

 

Na

2

 

0.44 –

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

K

2

 

0.69 –

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Total 

   89.87 

   84.35 

   82.05 

   89.15 

   85.82 

   83.84 

   83.37 

   84.89 

   86.07 

   92.19 

   91.93 

   87.57 

Atoms pfu based on O (+ OH) = 9 

Atoms pfu based on O = 28 

Si 

2.001 2.100 1.978 1.936 1.952 1.970 2.007 5.840 6.613 6.099 6.307 6.988 

Al

IV

 

 

 

     0.022 

0.002 

0.010 

0.030 

– 

2.160 

1.387 

1.901 

1.693 

1.012 

Al

VI

 

0.063 0.030 0.010  –

 

 

0.020 0.018 2.664 1.531 2.053 1.824 1.123 

Ti 

0.006 

– 

     0.006 

 

 

– 0.002 –

 

 

 

 

 

Cr 

0.014 0.006  – 

 

 

0.021  – 

0.045 0.499 0.345 0.284 0.352 

Fe

+3

 

0.070 0.050 0.20  0.250 0.280 0.280 0.240  –

 

 

 

 

 

Fe

+2

 

 

 

 

 

 

 

 

0.875 0.225 0.454 0.471 0.546 

Ni 

 

0.010 –  0.020 

0.010 –

 

0.010 0.010  –

 

0.020 –

 

0.060 

Mn 

0.013  – 

0.018 0.003 0.001  –

 

– 0.002 –

 

0.015 –

 

– 

Mg 

2.745 2.618 2.657 2.718 2.651 2.539 2.583 8.126 9.293 8.854 9.206 9.680 

Ca 

 

0.008 0.004  –

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Na 

 

0.041 –

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

0.042 –

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Cation sum 

4.912 

4.905 

4.895 

4.929 

4.904 

4.860 

4.860     19.722     19.746     19.741     19.785     19.761 

Rock Dunite 

Area Milia 

Pefki 

Sample M

2B

 

M

2B

 

M

2B

 

M

2B

 

PM

12

 PM

12

 PM

12

 PM

12

 

P

11

 

P

11

 

P

11

 

P

11

 

Mineral 

Spn Fe-chr Spn Fe-chr Spn Fe-chr Spn Fe-chr Spn Fe-chr Spn Fe-chr 

Analysis 

1core 1rim 3core 3rim 1core 1rim 2core 2rim 1core 1rim 3core 3rim 

SiO

2

 

 

      0.36 

– 

      0.24 

– 

      1.57        0.16        0.96 

– 

      0.94 

 

      0.13 

TiO

2

 

 

 

 

 

 

      0.22 

– 

      0.27        0.06        0.24 

 

      0.10 

Al

2

O

3

 

    16.55        7.03      16.71        7.24      14.95        4.95      14.12        5.11      16.49        5.05      17.56        5.23 

Cr

2

O

3

 

    49.94      58.08      50.45      57.98      55.55      58.98      55.56      59.01      54.57      59.65      52.75      59.01 

Fe

2

O

3

 

      6.04        4.74        4.24        4.43        1.38        2.79        0.90        3.74        0.07        2.73        2.06        4.63 

FeO

 

    14.10      24.99      15.41      25.08      17.93      26.30      17.73      26.38      16.93      26.88      16.06      25.46 

MnO 

      0.23        0.23        0.12        0.28 

– 

      1.13        0.05        0.85 

– 

      0.91 

– 

      0.79 

MgO 

    13.27        5.71      12.34        5.45      10.93        5.23      10.78        4.89      11.57        4.41      12.44        4.43 

ZnO 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Total 

  100.12    101.13      99.26    100.69    100.74    101.17      99.30    101.21      99.69    100.80    100.88      99.77 

Atoms pfu based on O = 4 

Si 

– 0.012 

– 0.008 

– 0.054 

0.005 

0.033 

– 0.033 

 

0.005 

Ti 

 

 

 

 

 

0.006 – 

0.007 0.001 0.006 –

 

0.003 

Al 

      0.614 

0.283 

0.628 0.293 0.563 0.201 0.541 0.208 0.620 0.207 0.647 0.217 

Cr 

1.243 

1.570 

1.271 1.576 1.404 1.607 1.427 1.614 1.376 1.643 1.304 1.645 

Fe

+3

 

0.143 

0.122 

0.102 0.115 0.033 0.072 0.022 0.097 0.002 0.071 0.049 0.123 

Fe

+2

 

0.371 

0.715 

0.411 0.721 0.479 0.758 0.482 0.763 0.451 0.783 0.420 0.751 

Mn 

0.006 

0.007 

0.003 0.008  – 

0.033 0.001 0.025  – 

0.027  – 

0.024 

Mg 

0.623 

0.291 

0.586 0.279 0.521 0.269 0.522 0.252 0.550 0.229 0.580 0.233 

Zn 

– –

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Cation sum 

3.000 

3.000 

3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 

Cr# 

0.67 0.85 0.67 0.84 0.71 0.89 0.73 0.89 0.69 0.89 0.67 0.88 

Mg# 

0.63 0.29 0.59 0.28 0.52 0.26 0.52 0.25 0.55 0.23 0.58 0.24 

Fe

3+

0.072 

0.062 

0.051 0.058 0.017 0.038 0.011 0.051 0.001 0.037 0.025 0.062 

background image

90

KAPSIOTIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1, 83—95

Serpentine

As  it  was  identified  by  XRD  data,  the  serpentine  ground-

mass of the studied hydrated peridotites consists of antigorite
and chrysotile (Fig. 4). Antigorite was found to be the domi-
nant  serpentine  polymorph  in  interpenetrating  and  type-2
hourglass texture. Most of serpentine grains contain relatively
elevated  concentrations  of  Al

2

O

3

  (up  to  2.37 wt. %),  consis-

tently with antigorite composition. SiO

2

 ranges between 41.94

and  46.67 wt. %,  MgO  between  35.71  and  42.04 wt. %,
whereas Cr

2

O

3

 is up to 0.88 wt. %. Chrysotile grains contain

lower Al

2

O

3

 (up to 0.46 wt. %), whereas Cr

2

O

content is be-

low the detection limit of the electron microprobe.

Chlorite

Chlorites are characterized by relatively high Cr

2

O

3

 (up to

3.33 wt. %).  Their  SiO

2

  content  varies  between  30.04  and

37.15 wt. %,  whereas  Al

2

O

3

  concentration  may  be  up  to

21.07 wt. %  and  MgO  content  ranges  between  28.04  and
34.63 wt. %. Concentrations of TiO

2

, MnO and NiO are low

and sometimes even below detection limits. The Si contents
of  chlorite  classify  them  as  clinochlore  after  the  classifica-
tion of Bailey (1980). Their chemical characteristics are sim-
ilar  to  those  of  chlorites  from  other  hydrated  ophiolitic
peridotites (e.g. Jan & Windley 1990).

Discussion

Primary Cr-spinel compositions

The compositions of Cr-spinel cores are generally similar

within individual samples. They are characterized by moder-
ate  to  elevated  Cr#(0.45—0.73),  high  Mg#(0.52—0.65),  low
Fe

3+

#  resembling  in  composition  Cr-spinels  in  podiform

chromitites from the Rayat area, northeastern Iraq (Arai et al.
2006).  In  addition,  their  TiO

2

  and  MnO  contents  are  low

( < 0.11 wt. % and  < 0.46 wt. %, respectively), which is rather
usual for unaltered Cr-spinel in ultramafic rocks (e.g. Barnes

2000; Singh & Singh 2013). Cr-spinel cores should form at
high T’s in equilibrium with olivine containing  ~ Fo

93

, since

their  composition  runs  between  the  Fo

90

  and  Fo

96

  contours

(Fig. 3b).  Moreover,  Cr-spinel  core  compositions  plot  out-
side  of  the  fields  of  metamorphic  spinel  compositions
(Fig. 5), which further implies that they have not been affected
by post-magmatic processes and retain their primary compo-
sition.  Therefore,  they  can  be  used  as  indicators  to  unravel
the petrogenesis of peridotites.

The  composition  of  accessory  Cr-spinel  in  peridotites  is

regarded  as  a  useful  tool  for  revealing  melting  processes  in
the mantle (e.g. Okamura et al. 2006; Uysal et al. 2007). It is
known  that  Cr#  of  spinel  is  sensitive  to  melting  processes
and that systematically increases with the degree of peridotite
depletion (e.g. Zhou et al. 2005; Uysal et al. 2012). Based on
that  criterion  it  is  deduced  that  the  studied  peridotites  were
produced  by  variable  degrees  of  mantle  melting  and  that
dunite  represents  a  mantle  residue  resulting  from  higher
melting degrees compared to harzburgite.

Except for partial melting, melt-peridotite interaction pro-

cess may account for the high Cr# values in spinel (e.g. Uysal
et  al.  2012).  In  contrast  to  metasomatically  added  Cr-spinel
grains the studied ones are commonly anhedral to subhedral
in shape and depleted in TiO

2

, which are suggestive of their

residual  origin.  Additionally,  Cr-spinels  analysed  in  the
present study bear no compositional similarities with spinel
in equilibrium with boninite melts. On the other hand, a few
analyses  plot  on  the  boundary  of  the  field  representing  the
composition of spinel in equilibrium with normal mid ocean
ridge basalts (N-MORBs, Fig. 3a). However, a MORB melt
would crystallize spinels having low Cr# ( < 0.60) and elevated
TiO

2

.  Therefore,  any  magmatic/metasomatic  origin  of  the

examined Cr-spinels should be precluded.

It  has  been  established  that  Cr-spinel  composition  can  re-

flect  formation  of  mantle  rocks  in  different  tectonic  regimes
(e.g.  Zhou  et  al.  2005;  Ahmed  et  al.  2012).  According  to  a
number  of  studies  Cr-spinels  with  Cr#<0.60  are  commonly
found in abyssal peridotites related to the lithospheric mantle
emplaced  near  the  ocean  ridge,  whereas  those  having  higher
values are found in peridotites produced in a supra-subduction
zone (SSZ) environment (e.g. Dick & Bullen 1984; Juteau et
al. 1990; Ishii et al. 1992; Ohara & Ishii 1998). In such set-
tings, fluid assisted partial melting leads to higher peridotite
melting  degrees,  thereby  elevating  Cr#  in  Cr-spinel  (e.g.
González-Jiménez  et  al.  2011;  Derbyshire  et  al.  2013).  In
terms of Cr# vs Mg# values the majority of Cr-spinel analyses
plot in the field of spinel from fore-arc peridotites (Fig. 3a).
On the other hand, a few harzburgitic Cr-spinel analyses plot
near the intersection of spinel fields form fore-arc peridotites
and modern abyssal peridotites (Fig. 3a), thus indicating that
they represent hybrid mineral compositions.

The compositional features of Cr-spinels from the Pindos

peridotites  indicate  that  these  rocks  were  probably  affected
by a two-stage melting process, including: 1) a partial melt-
ing episode in a mid ocean ridge (MOR) setting, recorded in
residual harzburgites with low Cr# (<0.60) Cr-spinels, 2) fol-
lowed by subsequent entrapment and melting of harzburgites
in the mantle wedge above an intra-oceanic SSZ. The latter
melting episode is documented by the existence of high Cr#

Fig. 4.  X-ray  diffraction  (XRD)  diagram  showing  the  presence  of
antigorite  and  chrysotile  polymorphs  in  the  studied  serpentinized
peridotites. Abbreviations: Ant – antigorite, Chr – chrysotile.

background image

91

COMPOSITION AND ALTERATION OF Cr-SPINELS FROM SERPENTINIZED PERIDOTITES (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1,  83—95

( > 0.60)  Cr-spinels  in  both  peridotite  types  and  was  most
likely responsible for the formation of dunites.

Origin  of  zoning  in  Cr-spinel:  implications  for  the  post-
magmatic evolution of peridotites

Zoning  in  Cr-spinel  might  originate  as  a  result  of  various

processes. For instance in cumulate rocks zoning in Cr-spinel
may be the product of reactions with the intercumulus liquid
(e.g. Saumur & Hattori 2013). However, the studied serpen-
tinized  ultramafic  rocks  represent  hydrated  residual  mantle
peridotites,  having  petrographic  and  mineral  chemistry  fea-
tures inconsistent with a cumulate origin. On the other hand,
the  examined  peridotites  could  have  reacted  with  mafic
melts produced by fluid assisted partial melting of the mantle
wedge  above  a  subducted  slab.  Melt-peridotite  interaction
may  produce  zoning  patterns  in  accessory  Cr-spinel  (e.g.
Mondal & Zhou 2010). However, there is no textural evidence
to support such a possibility and as was discussed above, the
studied Cr-spinels are supposed to have a residual origin.

Textural  evidence  indicates  that  the  zoning  pattern  in

Cr-spinel is not a primary feature. In fact, it is apparently re-
lated to the post-magmatic processes by which the peridotites
were affected since zoned Cr-spinel occurs exclusively in al-
tered  rock  samples.  However,  it  is  not  clear  which  process,
serpentinization  or  regional  metamorphism,  is  responsible
for  the  alteration  of  Cr-spinel.  The  investigated  peridotites
are not uniformly serpentinized. Moreover, zoning is not so
common in accessory Cr-spinel from serpentinized dunite. In
addition,  Cr-spinels  bordered  by  serpentine  do  not  exhibit
any  alteration  marks.  Furthermore,  the  common  finding  of
clinochlore  aureoles  surrounding  zoned  Cr-spinel  and  over-
printing mesh serpentine provides evidence that the crystalli-
zation  of  clinochlore  post-dated  serpentinization.  Equally,
clinochlore  in  the  examined  hydrated  peridotites  contains
higher Al

2

O

3

, Cr

2

O

3

 and Mg/Fe compared to those in olivine

or  pyroxene,  thus  it  could  not  have  formed  by  isochemical
replacement of these silicate phases during serpentinization.

According  to  a  number  of  recent  researches  Cr-spinel  re-

mains almost unaffected during serpentinization, although it
becomes  variably  altered  during  low-grade  metamorphism
(e.g.  Mellini  et  al.  2005;  Mikuš  &  Spišiak  2007;  Farahat
2008;  González-Jiménez  et  al.  2009;  Merlini  et  al.  2009;
Gervilla  et  al.  2012;  Singh  &  Singh  2013).  According  to
Bach  et  al.  (2006)  common  low-T  serpentinization,  taking
place  during  ocean-floor  metamorphism  cannot  cause  any
changes  in  Cr-spinel  composition.  Furthermore,  Merlini  et
al. (2009) suggest that Cr-spinels that were not subjected to
any  higher-T  metamorphic  overprints  after  serpentinization
retain their mantle/igneous composition. In addition, Barnes
(2000)  suggested  that  only  prograde  metamorphism  might
have  a  significant  impact  on  Cr-spinel  chemistry  at  a  post-
magmatic stage of evolution.

Overall observations indicate that Cr-spinel undergoes dis-

solution along fractures and grain boundaries, being partially
replaced  by  ferrian  chromite.  Although  well-developed  cli-
nochlore growths are common adjacent to the altered parts of
Cr-spinel  grains,  zoning  in  the  latter  is  texturally  limited  to
their  boundaries  and  fractures.  The  irregular  development  of

ferrian  chromite  along  grain  boundaries  and  fractures  further
indicates  that  no  crystallographic  orientation  has  been  fol-
lowed  for  its  formation  and  that  alteration  is  heterogeneous
even on grain scale. Moreover, it indicates that alteration pro-
cess had not occurred uniformly from all directions (e.g. Bliss
& MacLean 1975; Mukherjee et al. 2010). Thus, textural evi-
dence suggests that the alteration rims of zoned Cr-spinel rep-
resent only the initial stages of its compositional modification.
According to Candia & Gaspar (1997) complete metamorphic
re-equilibration  takes  place  only  when  P

H2O

= P

total

.  Under

P

H2O

< P

total

,  relict  primary  textures  are  preserved.  Moreover,

Merlini et al. (2009) suggested the following reaction for ferrian
chromite  formation:  2(Mg

0.60

Fe

0.40

)(Cr

1.30

Al

0.70

)O

4

+ 3/2

( M g

2 . 5 7

A l

0 . 3 2

F e

0 . 1 1

) S i

2

O

5

( O H )

4

+H

2

O + 1 / 1 2 O

2

7 / 6

( M g

0 . 4 0

F e

0 . 6 0

) ( C r

1 . 8 5

F e

0 . 0 8

A l

0 . 0 7

) O

4

+ 1 / 2

(Mg

9.18

Fe

0.34

Al

1.60

Cr

0.88

)(Al

2

Si

6

)O

20

(OH)

16

,  and  supported

that  replacement  of  Cr-spinel  by  ferrian  chromite  is  com-
monly  partial,  because  the  reaction  between  Cr-spinel  and
serpentine during metamorphism does not convert all of the
reactants  and  the  environment  acts  as  a  closed  system  with
the exception of fluids. Cr-spinel textures show that the ini-
tial  size  of  the  grains  remained  unchanged  after  alteration.
However, a mass loss took place during ferrian chromite for-
mation (indicated by the reaction above) resulting in the for-
mation of pores.

The  occurrence  of  ferrian  chromite  in  hydrated  forearc

mantle  peridotites  is  very  rare  (e.g.  Tsujimori  et  al.  2004;
Saumur & Hattori 2013). On the other hand, the formation of
ferrian  chromite  in  serpentinites  requires  heating  after  ser-
pentinization  (e.g.  Cerny  1968).  Although  high-T  phases,
such as antigorite, tremolite and talc are present in the stud-
ied  hydrated  peridotites,  the  presence  of  texturally  ‘imma-
ture’  ferrian  chromite  is  in  accordance  with  affection  of
peridotites by a short-lived thermal event, which did not al-
low  complete  development  of  thick  ferrian  chromite  rims.
The occurrence of ferrian chromite in the examined rocks in-
dicates that they have been affected by a brief heating event
uncommon in cases of typical serpentinite exhumation. Field
observations  support  that  serpentinites  display  foliation
along  well-developed  shear  zones,  which  provides  further
evidence that the studied peridotites were affected by regional
metamorphism. These shear zones have been developed dur-
ing  the  upward  protrusion  of  the  investigated  peridotites
(Rassios  &  Moores  2006),  from  the  base  of  the  mantle
wedge  through  its  hotter  interior  towards  cooler  shallow
crustal levels along major thrust zones. Probably the passage
of these already hydrated peridotites through the hot mantle
wedge  interior  caused  a  thermal  event  allowing  ferrian
chromite formation to take place.

Ferrian chromite formation

Cr-spinel  replacement  by  secondary  phases  like  ferrian

chromite and Cr-magnetite is direct evidence that even Cr-Fe-
oxides  may  become  unstable  in  the  post-magmatic  environ-
ment  (e.g.  Farahat  2008;  González-Jiménez  et  al.  2009;
Mukherjee  et  al.  2010).  Textural  and  compositional  varia-
tions in the studied zoned Cr-spinel grains suggest that alter-
ation to ferrian chromite took place after serpentinization.

background image

92

KAPSIOTIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1, 83—95

During that metamorphic episode primary Cr-spinel (now

preserved  in  the  core  of  zoned  Cr-spinels)  lost  Al

2

O

3

  and

MgO,  whereas  it  became  enriched  in  FeO

t

  and  residually  in

Cr

2

O

(Fig. 5). Kimball (1990) suggested that during Cr-spinel

breakdown,  Cr  is  preferentially  incorporated  in  Cr-spinel  and
Al  in  chlorite  and  that  explains  the  higher  Cr  and  lower  Al
content in altered spinel. Mg and Al are fixed in the coexist-
ing layer silicates (chrysotile/antigorite) to promote the for-
mation  of  clinochlore.  In  addition,  the  core  has  lower
concentrations  of  MnO  and  SiO

2

  compared  to  the  rim

(Fig. 5). Mn commonly substitutes for Fe

2+

 in Cr-spinel lat-

tice  (e.g.  Singh  &  Singh  2013).  However,  Mn  is  more  sus-
ceptible to leaching (Stanton 1972), thus MnO increase from
core  to  rim  is  in  accordance  with  Mn  release  from  the  sur-
rounding  olivine  upon  serpentinization  (e.g.  Barnes  2000).
Furthermore,  the  SiO

2

  content  detected  in  ferrian  chromite

rims should be ascribed to septochlorite intergrowths within
the pores (e.g. Mellini et al. 2005; Derbyshire et al. 2013). It
is worth mentioning that although high ZnO contents may be
common in altered Cr-spinel from metamorphosed ultramafic
rocks  (e.g.  Barnes  2000;  Singh  &  Singh  2013)  the  present
ferrian  chromite  compositions  are  depleted  in  Zn.  High  Zn
contents in ferrian chromite might be explained by Cr-spinel
re-equilibration  with  olivine  prior  to  serpentinization,  be-
cause Zn is commonly concentrated in olivine. However, the
olivine in the examined rocks does not contain ZnO (unpub-

lished data), which further explains the absence of Zn from
the ferrian chromite.

The  examined  ferrian  chromite  compositions  differ  from

those commonly reported in the literature, especially in terms
of Fe

3+

#, which is suggestive of their compositional ‘immatu-

rity’.  In  the  vast  majority  of  the  studied  zoned  Cr-spinels
Fe

3+

#  shows  a  weak  increase  from  core  to  rim,  having  low

values  ( < 0.12).  However,  two  ferrian  chromite  analyses
show higher Fe

3+

# (0.38 and 0.40). Their slight Fe

3+

 enrich-

ment suggests the local passage to relatively more oxidizing
alteration  conditions.  Gervilla  et  al.  (2012)  claimed  that
Fe-bearing  fluid  circulation  takes  place  in  such  conditions,
assisted  by  the  already  formed  interconnected  network  of
pores in Cr-spinel, causing dissolution of the silicates (mainly
chlorite)  in  the  pores  and  promoting  diffusion  of  Fe

2+

  and

Fe

3+

 into ferrian chromite, according to the following reaction:

(Fe

0.6

Mg

0.4

)Cr

2

O

4

+ Fe

3

O

4

2(Fe

0.8

Mg

0.2

)CrFeO

4

.  The  pres-

ent  data  suggest  that  the  amount  of  magnetite  component
added  in  ferrian  chromite  was  very  restricted  and  the  reac-
tion proposed above remained incomplete.

Metamorphic evolution path

Projection of Cr-spinel analyses on the triangular diagram

Al

3+

—Cr

3+

—Fe

3+

 indicates that ferrian chromite compositions

plot  mainly  within  the  compositional  field  of  Cr-spinel

Fig. 5. BSE image (white square on Fig. 2h), showing limited Cr-spinel replacement by ferrian chromite (indicated by the black dashed line)
and  clinochlore  and  profile  line  analyses  illustrating  elemental  variations  between  clinochlore,  ferrian  chromite  and  unaltered  Cr-spinel.
Abbreviations: Chl – clinochlore, Fe-chr – ferrian chromite, Ser – serpentine, Spn – Cr-spinel.

background image

93

COMPOSITION AND ALTERATION OF Cr-SPINELS FROM SERPENTINIZED PERIDOTITES (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1,  83—95

formed during the greenschist facies metamorphism (Fig. 6).
In  addition,  two  ferrian  chromite  analyses  plot  within  the
field of spinel affected by low amphibolite facies metamor-
phism. T is supposed to range between 200 and 400 °C dur-
ing  greenschist  facies  metamorphism  (Ernst  1993).
Moreover,  according  to  Merlini  et  al.  (2009)  T  needs  to  be
strictly  above  300 °C  to  allow  metamorphism  to  provoke
significant  changes  in  Cr-spinel  chemistry.  The  presence  of
tremolite and talc in the secondary assemblage of the Pindos
hydrated  peridotites  provides  direct  evidence  that  T  rose
above  400 °C  (Evans  &  Frost  1975)  during  metamorphism.
Additionally,  the  occurrence  of  clinochlore/antigorite  inter-
growths  in  the  altered  silicate  groundmass  of  the  studied
rocks,  combined  with  the  absence  of  metamorphic  olivine
(after dehydration of antigorite) implies that T did not exceed
the range of lower amphibolite facies metamorphism (Caruso
& Chernosky 1979).

Therefore,  the  following  two-stage  post-magmatic  evolu-

tion scenario is proposed in order to explain Cr-spinel alter-
ation  in  the  Pindos  serpentinized  peridotites.  During
ocean-floor  hydrothermal  alteration,  low  T  serpentinization
did  not  produce  any  compositional  or  textural  change  in
Cr-spinel,  as  it  took  place  under  reducing  conditions  (indi-
cated by the low Fe

3+

# values), probably at T’s below 300 °C

where  chrysotile  is  stable  (e.g.  Schwartz  et  al.  2013).  The
second stage mainly has to do with the formation of ferrian
chromite  under  higher  T  ( > 300 °C)  hydrous  fluid-saturated
conditions,  and  involves  the  dissolution—precipitation  reac-
tion  of  primary  Cr-spinel  with  serpentine  to  produce  cli-
nochlore  and  FeO-  and  Cr

2

O

3

-rich,  Al

2

O

3

-poor  Cr-spinel,

according to the reactive mechanism proposed by Merlini et
al. (2009). These hydrous MgO- and SiO

2

-rich fluids (proba-

bly derived from first stage low-T serpentinization of olivine
and pyroxene) had the opportunity to carry out element dif-
fusion  exchanges,  promoting  a  compositional  gradient
across Cr-spinel grains, which is now being viewed as zon-
ing. Cr-spinel and serpentine re-equilibration to form ferrian
chromite and clinochlore, respectively, took place around the
transition  from  mid-  to  advanced  greenschist  facies  meta-
morphism (at T’s > 300 °C), which is also supposed to stabi-
lize antigorite.

Generally,  the  present  ferrian  chromite  compositions  indi-

cate  metamorphic  alteration  of  Cr-spinel  under  elevated
greenschist  facies  conditions.  However,  two  ferrian  chromite
analyses,  characterized  by  the  highest  Fe

3+

  contents  (Fig. 6),

are  suggestive  of  more  oxidizing  conditions.  These  ferrian
chromite  compositions  in  the  studied  peridotites  imply  the
passage  to  low-grade  amphibolite  facies  metamorphism
(550 °C < < 600 °C). However, such metamorphic grade was
only  locally  achieved,  as  it  is  indicated  by  the  coincidental
presence of ferrian chromite with high Fe

3+

# values.

Conclusions

Variably  serpentinized  peridotites  occur  in  the  Dramala

Unit of the Pindos Ophiolite Complex in Greece. Accessory
Cr-spinel  in  these  rocks  occasionally  displays  limited  alter-
ation  to  an  opaque  phase  along  fractures  and  grain  bound-

Fig. 6. Compositional changes in Cr-spinels from the Pindos serpen-
tinized  peridotites  expressed  in  a  triangular  Al—Fe

3+

—Cr  plot  with

special reference to the fields of the different metamorphic facies de-
fined for Cr-spinels by Purvis et al. (1972), Evans & Frost (1975) and
Suita & Streider (1996). Solvus determined at 600, 550 and 500 °C
by  Shack  &  Ghiorso  (1991)  for  chromite  coexisting  with  olivine
containing 90% forsterite. Symbols: black squares – harzburgitic
Cr-spinel  cores,  open  circles  –  dunitic  Cr-spinel  cores,  grey
squares – ferrian chromite.

aries.  Cr-spinel  cores  preserve  their  primary  composition,
which further indicates that the studied rocks represent resid-
ual  mantle  peridotites  that  were  produced  by  variable  de-
grees of melting through a two-stage melting process, initiated
in a MOR setting that was evolved in a SSZ. Cr-spinel is al-
tered  to  a  FeO-  and  Cr

2

O

3

-rich  but  MgO-  and  Al

2

O

3

-poor

spinel  phase,  referred  to  as  ferrian  chromite,  which  is  ar-
moured  by  clinochlore  overgrowing  mesh  serpentine.  The
extent  and  frequency  of  Cr-spinel  replacement  by  ferrian
chromite does not correlate with the degree of rock serpenti-
nization and appears to be the result of a short-lived thermal
event.  Overall  data  show  that  alteration  of  Cr-spinel  took
place after serpentinization, mainly during an episode of ad-
vanced greenschist facies metamorphism.

Acknowledgments: This paper is based in part on the Ph.D.
Thesis of A. Kapsiotis at the University of Patras, Greece. Drs.
D. Lenaz, P. Uher and T. Mikuš are gratefully acknowledged
for their constructive criticism on a preliminary version of the
manuscript. Special thanks are also due to Dr. I. Broska for his
editorial comments. The author is thankful to Dr. K. Hatzipa-
nagiotou for his encouragement and those colleagues from the
Department  of  Geology  at  the  University  of  Patras  who  did
not tire in sharing ideas. V. Kotsopoulos of the Laboratory of
Electron  Microscopy  and  Microanalysis,  University  of
Patras, is also acknowledged for his assistance with the mi-
croanalyses and SEM micrographs. Research was partly sup-
ported  by  the  University  of  Patras,  ‘K.  Karatheodoris’
program and Pythagoras I Project, which is co-funded by the
European  Social  Fund  and  national  resources  (EPEAK).  A.
Kapsiotis was also supported by the State Scholarship Foun-
dation of Greece (IKY) during his Ph.D. study.

background image

94

KAPSIOTIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1, 83—95

References

Ahmed  H.A.,  Harbi  H.M.  &  Habtoor  A.M.  2012:  Compositional

variations and tectonic settings of podiform chromitites and as-
sociated  ultramafic  rocks  of  the  Neoproterozoic  ophiolite  at
Wadi Al Hwanet, northwestern Saudi Arabia.  J. Asian Earth
Sci.
 56, 118—134.

Arai S. 1992: Chemistry of chromian spinel in volcanic rocks as a po-

tential guide to magma chemistry. Mineral. Mag. 56, 173—184.

Arai S., Shimizu Y., Ismail S.A. & Ahmed A.H. 2006: Low-T for-

mation  of  high-Cr  spinel  with  apparently  primary  chemical
characteristics  within  podiform  chromitite  from  Rayat,  north-
eastern Iraq. Mineral. Mag. 70, 5, 499—508.

Arif M. & Jan M.Q. 2006: Petrotectonic significance of the chemis-

try of chromite in the ultramafic-mafic complexes of Pakistan.
J. Asian Earth Sci. 27, 628—646.

Bach  W.,  Paulick  H.,  Garrido  C.J.,  Ildefonse  B.,  Meurer  W.  &

Humphris S.E. 2006: Unravelling the sequence of serpentiniza-
tion reactions: petrography, mineral chemistry, and petrophysics
of serpentinites from MAR 15 °N (ODP Leg 209, Site 1274).
Geophys. Res. Lett. 25, 1467—1470.

Bailey  S.W.  1980:  Summary  of  recommendations  of  AIPEA  no-

menclature  committee  on  clay  minerals.  Amer.  Mineralogist
65, 1—7.

Barnes  S.J.  2000:  Chromite  in  komatiites.  II.  Modification  during

greenschist  to  mid-amphibolite  facies  metamorphism.  J.  Pe-
trology
 41, 387—409.

Barnes S.J. & Roeder P.L. 2001: The range of spinel compositions

in  terrestrial  mafic  and  ultramafic  rocks.  J.  Petrology  42,
2279—2302.

Bliss  N.W.  &  MacLean  W.H.  1975:  The  petrogenesis  of  zoned

chromite  from  central  Manitoba.  Geochim.  Cosmochim.  Acta
39, 973—990.

Burkhard D.J.M. 1993: Accessory chromium spinels: Their coexist-

ence  and  alteration  in  serpentinites.  Geochim.  Cosmochim.
Acta
 57, 1297—1306.

Candia M.A.F. & Gaspar J.C. 1997: Chromian spinels in metamor-

phosed  ultramafic  rocks  from  Mangabal I  and  II  complexes,
Goiás, Brazil. Miner. Petrology 60, 27—40.

Caruso  L.J.  &  Chernosky  J.V.  Jr  1979:  The  stability  of  lizardite.

Canad. Mineralogist 17, 757—769.

Cerny P. 1968: Comments on serpentinization and related metaso-

matism. Amer. Mineralogist 53, 1377—1385.

Derbyshire E.J., O’Driscoll B., Lenaz D., Gertisser R. & Kronz A.

2013:  Compositionally  heterogeneous  podiform  chromitite  in
the  Shetland  Ophiolite  Complex  (Scotland):  Implications  for
chromitite  petrogenesis  and  late-stage  alteration  in  the  upper
mantle  portion  of  a  supra-subduction  zone  ophiolite.  Lithos
162—163, 279—300.

Dick  H.J.B.  &  Bullen  T.  1984:  Chromian  spinel  as  a  petrogenetic

indicator  in  abyssal  and  alpine-type  peridotites  and  spatially
associated lavas. Contr. Mineral. Petrology 86, 54—76.

Ernst W.G. 1993: Metamorphism of Franciscan tectonostratigraphic

assemblage,  Pacheco  Pass  area,  east-central  Diablo  Range,
California Coast Ranges. Bull. Geol. Soc. Amer. 105, 618—636.

Evans  B.W.  &  Frost  B.R.  1975:  Chrome-spinel  in  progressive

metamorphism. A preliminary analysis. Geochim. Cosmochim.
Acta
 39, 959—972.

Farahat E.S. 2008: Chrome-spinel in serpentinites and talc carbon-

ates  of  the  El  Ideid-El  Sodmein  District,  central  Eastern
Desert,  Egypt:  their  metamorphism  and  petrogenetic  implica-
tions. Chem. Erde 68, 193—205.

Gervilla  F.,  Padrón-Navarta  J.A.,  Kerestedjian  T.,  Sergeeva  I.,

González-Jiménez  J.M.  &  Fanlo  I.  2012:  Formation  of  ferrian
chromite in podiform chromitites from the Golyamo Kamenyane

serpentinite,  Eastern  Rhodopes,  SE  Bulgaria:  a  two  stage  pro-
cess. Contr. Mineral. Petrology 164, 643—657.

Ghikas C., Dilek Y. & Rassios A.E. 2009: Structure and tectonics

of subophiolitic mélanges in the western Hellenides (Greece):
implications  for  ophiolite  emplacement  tectonics.  Int.  Geol.
Rev.
 52, 423—453.

González-Jiménez J.M., Kerestedjian T., Proenza J.A. & Gervilla F.

2009:  Metamorphism  on  chromite  ores  from  the  Dobromirtsi
ultramafic  massif,  Rhodope  mountains  (SE  Bulgaria).  Geol.
Acta
 7, 413—429.

González-Jimenéz  J.M.,  Proenza  J.A.,  Gervilla  F.,  Melgarejo  J.C.,

Blanco-Moreno  J.A.,  Ruiz-Sánchez  R.  &  Griffin  W.L.  2011:
High-Cr and High-Al chromitites from the Sagua de Tánamo dis-
trict, Mayarí-Cristal ophiolitic massif (eastern Cuba): Constraints
on their origin from mineralogy and geochemistry of chromian
spinel and platinum-group elements. Lithos 125, 101—121.

Grieco G. & Merlini A. 2012: Chromite alteration processes within

Vourinos ophiolite. Int. J. Earth Sci. 101, 1523—1533.

Hellebrand  E.,  Snow  J.E.,  Dick  H.J.B.  &  Hofmann  A.W.  2001:

Coupled major and trace elements as indicator of the extent of
melting in mid-ocean-ridge peridotites. Nature 410, 677—681.

Ishii T., Robinson P.T., Maekawa H. & Fiske R. 1992: Petrological

studies  of  peridotites  from  diapiric  serpentinite  seamounts  in
the Izu-Mariana fore-arc, Leg 125. Proc. ODP, Sci. Res. 125,
445—485.

Jan M.Q. & Windley B.F. 1990: Chromian spinel silicate chemistry

in ultramafic rocks of the Jijal complex, northwestern Pakistan.
J. Petrology 31, 667—715.

Jones G. & Robertson A.H.F. 1991: Tectono-stratigraphy and evo-

lution  of  the  Mesozoic  Pindos  ophiolite  and  related  units,
northwestern Greece. J. Geol. Soc. London 148, 267—288.

Jones  G.,  Robertson  A.H.F.  &  Cann  J.R.  1991:  Genesis  and  em-

placement  of  the  suprasubduction  zone  Pindos  Ophiolite,
northwestern Greece. In: Peters T., Nicolas A. & Coleman S.
(Eds.):  Ophiolite  genesis  and  evolution  of  the  oceanic  litho-
sphere. Sultanate of Oman – Ministry of Petroleum and Min-
erals
, 771—799.

Juteau  T.,  Berger  E.  &  Cannat  M.  1990:  Serpentinized,  residual

mantle peridotites from the M.A.R. median valley, ODP hole
670A (21°10’N, 45°02’W): primary mineralogy and geother-
mometry. Proc. ODP, Sci. Res. 106(109), 27—45.

Kamenetsky  V.S.,  Crawford  A.J.  &  Meffre  S.  2001:  Factors  con-

trolling  chemistry  of  magmatic  spinel:  An  empirical  study  of
associated  olivine,  Cr-spinel  and  melt  inclusions  from  primi-
tive rocks. J. Petrology 42, 655—671.

Kapsiotis  A.,  Tsikouras  B.,  Grammatikopoulos  T.,  Karipi  S.  &

Hatzipanagiotou K. 2007: On the metamorphic modification of
Cr-spinel compositions from the ultrabasic rocks of the Pindos
ophiolite complex (NW Greece). Bull. Geol. Soc. Greece 40, 2,
781—793.

Kimball K.L. 1990: Effects of hydrothermal alteration on the com-

position  of  chromian  spinels.  Contr.  Mineral.  Petrology  105,
337—346.

Kostopoulos  D.K.  1989:  Geochemistry,  petrogenesis  and  tectonic

setting of the Pindos Ophiolite, NW Greece. Unpubl. PhD The-
sis, University of Newcastle
, Newcastle, UK, 1—468.

Kubo  K.  2002:  Dunite  formation  processes  in  highly  depleted  peri-

dotite: case study of the Iwanaidake peridotite, Hokkaido, Japan.
J. Petrology 43, 423—448.

Mellini M., Rumori C. & Viti C. 2005: Hydrothermally reset mag-

matic  spinels  in  retrogade  serpentinites:  Formation  of  “ferrit-
chromit” rims and chlorite aureoles. Contr. Mineral. Petrology
149, 266—275.

Merlini A., Grieco G. & Diella V. 2009: Ferritchromite and chromian-

chlorite  formation  in  mélange-hosted  Kalkan  chromitite
(Southern Urals, Russia). Amer. Mineralogist 94, 1459—1467.

background image

95

COMPOSITION AND ALTERATION OF Cr-SPINELS FROM SERPENTINIZED PERIDOTITES (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2014, 65, 1,  83—95

Mikuš M. & Spišiak J. 2007: Chemical composition and alteration

of Cr-spinels from Meliata and Penninic serpentinized peridot-
ites (Western Carpathians and Eastern Alps). Geol. Quart. 51,
257—270.

Mondal S.K. & Zhou M.-F. 2010: Enrichment of PGE through in-

teraction  of  evolved  boninitic  magmas  with  early  formed  cu-
mulates in a gabbro-breccia zone of the Mesoarchean Nuasahi
massif (eastern India). Mineralium Depos. 45, 69—91.

Mukherjee R., Mondal S.K., Rosing M.T. & Frei R. 2010: Compo-

sitional variations in the Mesoarchean chromitites of the Nug-
gihalli  schist  belt,  Western  Dharwar  Craton  (India):  potential
parental  melts  and  implications  for  tectonic  setting.  Contr.
Mineral. Petrology 160, 865—885.

O’Hanley D.S. & Wicks F.J. 1995: Conditions of formation of liz-

ardite,  chrysotile  and  antigorite,  Cassiar,  British  Columbia.
Canad. Mineralogist 33, 753—773.

Ohara  Y.  &  Ishii  T.  1998:  Peridotites  from  the  southern  Mariana

forearc: heterogeneous fluid supply in the mantle wedge. Island
Arc
 7, 541—558.

Okamura H., Arai S. & Kim Y.U. 2006: Petrology of fore-arc peri-

dotite  from  the  Hahajima  Seamount,  the  Izu-Bonin  arc,  with
special  reference  to  chemical  characteristics  of  chromian
spinel. Mineral. Mag. 70, 15—26.

Proenza J.A., Gervilla F., Melgarejo J.C. & Bodinier J.L. 1999: Al-

and  Cr-rich  chromitites  from  the  Mayarí-Baracoa  ophiolitic
belt (eastern Cuba): Consequence of interaction between vola-
tile-rich melts and peridotites in suprasubduction mantle. Econ.
Geol.
 94, 547—566.

Proenza  J.A.,  Ortega-Gutièrrez  F.,  Camprubì  A.,  Tritlla  J.,  Elìas-

Herrera M. & Reyes-Salas M. 2004: Paleozoic serpentine-en-
closed  chromitites  from  Tehuitzingo,  (Acatlan  complex,
Southern Mexico): A petrological and mineralogical study. J.
S. Amer. Earth Sci.
 16, 649—666.

Purvis  A.C.,  Nesbitt  R.W.  &  Hallberg  J.A.  1972:  The  geology  of

part of the Carr Boyd rocks complex and its associated nickel
mineralization, Western Australia. Econ. Geol. 67, 1093—1113.

Rassios  A.  &  Smith  A.G.  2000:  Constraints  on  the  formation  and

emplacement age of western Greek ophiolites (Vourinos, Pindos
and Othris) inferred from deformation structures in peridotites.
Geol. Soc. Amer., Spec. Pap. 349, 473—483.

Rassios A. & Moores E.M. 2006: Heterogeneous mantle complex,

crustal processes, and obduction kinematics in a unified Pindos-
Vourinos ophiolitic slab (Northern Greece). Geol. Soc. London,
Spec. Publ.
 260, 237—266.

Rassios A. & Dilek Y. 2009: Rotational deformation in the Jurassic

Mesohellenic ophiolites, Greece, and its tectonic significance.
Lithos 108, 207—223.

Reimer  L.  1998:  Scanning  electron  microscopy:  Physics  of  image

formation and microanalysis. Opt. Sci., Springer, Berlin, 1—515.

Rollinson  H.,  Adetunji  J.,  Yousif  A.A.  &  Gismelseed  A.M.  2012:

New Mössbauer measurements of Fe

3+

/

ΣFe in chromites from

the mantle section of the Oman ophiolite: evidence for oxida-
tion of the sub-oceanic mantle. Mineral. Mag. 76, 579—596.

Ross J.V. & Zimmerman J. 1996: Comparison of evolution and tec-

tonic significance of the Pindos and Vourinos ophiolite suites,
northern Greece. Tectonophys 256, 1—15.

Sansone M., Prosser G., Rizzo G. & Tartarotti P. 2012: Spinel-peri-

dotites of the Frido Unit ophiolites (Southern Apennine-Italy):
evidence for oceanic evolution. Period. Mineral. 81, 35—59.

Saumur  B.M.  &  Hattori  K.  2013:  Zoned  Cr-spinel  and  fer-

ritchromite alteration in forearc mantle serpentinites of the Rio
San  Juan  Complex,  Dominican  Republic.  Mineral.  Mag.  77,
117—136.

Schwartz S., Guillot S., Reynard B., Lafay R., Debret B., Nicollet C.,

Lanari P. & Auzende A.L. 2013: Pressure-temperature estimates
of  the  lizardite/antigorite  transition  in  high  pressure  serpen-
tinites. Lithos, http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2012.11.023

Shack R.O. & Ghiorso M.S. 1991: Chromian spinels as petrogenetic

indicators: thermodynamic and petrological applications. Amer.
Mineralogist
 76, 827—847.

Singh  A.K.  &  Singh  R.B.  2013:  Genetic  implications  of  Zn-  and

Mn-rich  Cr-spinels  in  serpentinites  of  the  Tidding  Suture
Zone, eastern Himalaya, NE India. Geol. J. 48, 22—38.

Spangenberg K. 1943: Die chromitlagerstätte von Tampadel in Zob-

ten. Z. Prakt. Geol. 51, 13—35.

Spray J.G. & Roddick J.C. 1980: Petrology and 

40

Ar/

39

Ar geochro-

nology  of  some  Hellenic  sub-ophiolite  metamorphic  rocks.
Contr. Mineral. Petrology 72, 43—55.

Stanton  R.L.  1972:  Ore  petrology.  In:  International  series  in  the

earth and planetary science. McGraw-Hill, New-York, 1—713.

Suita M.T.F. & Streider A.J. 1996: Cr-spinel from Brazilian mafic-

ultramafic  complexes:  Metamorphic  modifications.  Int.  Geol.
Rev.
 38, 245—267.

Tsujimori T., Kojima S., Takeuchi M. & Tsukada K. 2004: Origin

of serpentinites in the Omi serpentinite mélange (Hida Moun-
tains, Japan) deduced from zoned Cr-spinel. J. Geol. Soc. Japan
110, 591—597.

Uysal  I.,  Kaliwoda  M.,  Karsli  O.,  Tarkian  M.,  Sadiklar  M.B.  &

Ottley C.J. 2007: Compositional variations as a result of par-
tial melting and melt-peridotite interaction in an upper mantle
section  from  the  Ortaca  area,  southwestern  Turkey.  Canad.
Mineralogist 
45, 1471—1493.

Uysal  I.,  Ersoy  E.Y.,  Karsli  O.,  Dilek  Y.,  Sadiklar  M.B.,  Ottley

C.J., Tiepolo M. & Meisel T. 2012: Coexistence of abyssal and
ultra-depleted  SSZ  type  mantle  peridotites  in  a  Neo-Tethyan
ophiolite in SW Turkey: constraints from mineral composition,
whole-rock geochemistry (major-trace-REE-PGE), and Re-Os
isotope systematics. Lithos 132—133, 50—69.

Whitechurch H. & Parrot J.F. 1978: Ecailles métamorphiques infra-

peridotiques dans le Pinde septentrional (Grèce): Croûte ocea-
nique, métamorphisme et subduction. Cr. Acad. Sci. Paris 286,
1491—1494.

Wylie  A.G.,  Candela  P.A.  &  Burkle  T.M.  1987:  Compositional

zoning in unusual Zn-rich chromite from the Sykeville district
of Maryland and its bearing on the origin of the ferritchromit.
Amer. Mineralogist 72, 413—422.

Zhou M.-F., Sun M., Keays R.R. & Kerrich R.W. 1998: Controls on

platinum-group elemental distributions of podiform chromitites:
A case study of high-Cr and high-Al chromitites from Chinese
orogenic belts. Geochim. Cosmochim. Acta 62, 677—688.

Zhou M.-F., Robinson P.T., Malpas J., Edwards S.J. & Qi L. 2005:

REE  and  PGE  geochemical  constraints  on  the  formation  of
dunites in the Luobusa ophiolite, Southern Tibet. J. Petrology
46, 615—639.