Egyptian Journal of Geology, v. 51, 2007, p. 105- 124

Metamorphism of ultramafic rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, Eastern Desert, Egypt: mineralogical and O‐H stable isotopic constraints 

M. M. HAMDY* and E. M. LEBDA** 

* Geology Department, Faculty of Sciences, Tanta University, 31527 Tanta, Egypt ** Biological and Geological Sciences Department, Faculty of Education, Kafr El Sheikh University,  

Kafr El Sheikh, Egypt  

ABSTRACT The stable oxygen and hydrogen isotopes in the serpentine minerals and the chemistry of the rock‐forming minerals  in  the Neoproterozoic ultramafic  rocks  from Gebel Arais  (AR) and Gebel Malo Grim  (MG)  (south Eastern Desert, Egypt) were studied. The aim  is to define the source of serpentinization fluids and when  it took place. The studied rocks include ophiolitic peridotites (spinel harzburgite and spinel lherzolite from the AR and MG) and non‐ophiolitic  (intrusive‐affiliated) olivine websterite  (from  the AR) occurring within  the ophiolitic peridotite rocks.   Source of  fluids, PT conditions and  the  tectonic environment of serpentinization and  the pathways of  the later regional metamorphism of the two types of the ultramafic rocks are different. The ophiolitic peridotites were mostly serpentinized after their obduction by infiltration of metamorphic and/or hydrothermal fluids (δ18O ≤ 3.72 ‰ for AR‐rocks and δ18O ≤ 5.78 ‰ for MG‐rocks) particularly along the contact of the rocks with the  lower  infrastructural Pre‐Pan‐African  continental  rocks. This  formed predominant  lizardite  (δD  from  ‐108.5  to  ‐94.8 ‰).  The  serpentinized ultramafic  rocks  suffered prograde  regional metamorphism  causing recrystallization  of  the  pseudomorphic  textures  to  non‐pseudomorphic  ones,  alteration  of  aluminian chromite  to  Fe3+‐rich    aluminian  chromite,  ferritchromite  and  Cr‐magnetite  and  formation  of  talc  and anthophyllite (in MG‐rocks). This transferred the rocks from the lowest greenschist facies to the transitional greenschist‐amphibolite facies of metamorphism (T= 500–550 ºC).  The  non‐ophiolitic  olivine  websterites,  on  the  other  hand,  were  probably  serpentinized  before  their incorporation into the obducted ophiolitic peridotites and during their cooling. This might took place in the continental mantle wedge over the subducted oceanic lithosphere. The water of the serpentinization (δ18O = 6.75 ‐ 6.85 ‰) was a mixture of oceanic water released from the subducted oceanic crust and the continental magma c water in the mantle wedge. Temperature of serpen niza on was between 300 and 500 ºC forming antigorite with  δD  from  ‐74  to  ‐77.2  ‰.  By  cooling  the  serpentinized  rock was  subjected  to  retrograde regional metamorphism  forming  tremolite,  chlorite  (T  =  176  to  245  ºC)  and  lizardite  on  the  expense  of antigorite at the lowest greenschist facies of metamorphism.  Keywords: Ultramafic rocks, O‐H isotopes, mineral chemistry, serpentinization, metamorphism, ED, Egypt  

INTRODUCTION Ultramafic  rocks  of  Neoproterozoic  age  are  common  in  the  Eastern  Desert  of  Egypt.  These  rocks  are commonly  regarded  as  part  of  the widely  distributed  dismembered  ophiolite  sequence. However, many ultramafic  intrusions  are  recognized,  e.g.  at Abu Hamamid, Genina Gharbia, G.  El Motaghayerat  and W. Allaqi.  Dismembered  ophiolite  suites,  island‐arc  meta‐volcanosedimentary  assemblages  and  island  arc gabbro‐diorite complexes were formed during the arc stage, as early as 850 Ma ago (Stern, 2002). During the collision stage the ophiolitic ultramafic rocks, were obducted over the continental margin of a back‐arc basin (Akaad, 1996, 1997; Akaad and Abu El Ela, 2002; El Gaby, 2005). They were accreted  to  the East Saharan Craton  (Ries  et  al.,  1983;  El Gaby  et  al.,  1984,  1988; Abu  El  Ela,  1996).  They were  subjected  to  regional metamorphism  during  the  collision  stage  between  650  and  620  Ma  ago  (Finger  and  Helmy,  1998). Granodiorite  intrusions  predominated  during  this  stage  (Moghazi,  2002).  Large masses  of  volcanic  rocks (Dokhan volcanics) and alkaline granites erupted during the extensional post‐collision stage  (610–550 Ma) (Ghoneim and Lebda, 1997).   The  ophiolitic  ultramafic  rocks  in  the  Eastern Desert  are  represented mainly  by  peridotite mantle  slices, comprising  predominate  harzburgites  and  dunites  together with  subordinate  pyroxenites  and wherlites. They  serpentinized  to different degrees, but  still enclosing  few  relics of unserpentinized peridotites. They suffered  regional metamorphism  in  the greenschist‐amphibolite  facies  (Ghoneim and Aly, 1986; Azer and 

106         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

Khalil,  2005;  Azer  and  Stern,  2007).  The  intrusive  ultramafic  rocks  comprising  spinel  lherzolite  and clinopyroxenite  occurs  as  small,  frequently  layered  intrusions  and  sills.  Some  of  them  are  similar  to  the Alaskan  type  ultramafic‐mafic  complexes  (Farahat  and  Helmy,  2006),  which  are  common  Phanerozoic intrusions  formed  above  the  subduction  zone  (Tistl  et  al.,  1994).  These  non‐ophiolitic  ultramafic  were intruded coevally with the island‐arc calc‐alkaline magmatic rocks (El Gaby, 1990). These rocks are commonly unmetamophosed, but  sometimes  they have clearly been metamorphosed  (El Gaby, 1990). Some authors suggest  that serpentinization of ultramafic  rocks  took place by  interaction with hot water during  seafloor weathering and  interaction with hot seawater  (Lebda, 1995; Li and Lee, 2006). Other authors believe  that serpentinization  took place by  infiltration of metamorphic and hydrothermal waters along major  tectonic fractures during or after rock exhumation (Hyndman and Peacock, 2003; Hamdy, 2004).   The most proper way to decipher the source of the fluids inducing the serpentinization of ultramafic rocks is to  study  the  O‐H  isotopic  composition  of  the  serpentinites.  Till  to  date,  we  lack  such  studies  on  the serpentinites  from  the Eastern Desert of Egypt. The main objective of  the present  study  is  to detect  the source of the fluids that caused the serpentinization of the ultramafic rocks and when it took place. It also aims  at  estimating  the  PT  conditions  of  metamorphism.  Both  ophiolitic  and  non‐ophiolitic  (intrusive‐ affiliated) ultramafic  rocks were selected  for  this study  from Arais  (AR) and Malo Grim  (MG) areas,  south Eastern Desert. To achieve  the aims of  study  stable oxygen and hydrogen  isotopes were analyzed  in  the serpentine  minerals  as  well  as  the  chemical  composition  of  all  rock‐forming  minerals  in  the  sampled ultramafic rocks were determined.   

GEOLOGIC SETTING AND FIELD OBSERVATIONS The area of Gebel Arais (AR) lies between la tudes 23º 31΄ 20˝ and 23º 34΄ 10˝N and longitudes 34º 49΄ 40˝ and 34º 54΄ 45˝E, and that of Gebel Malo Grim  (MG)  lies between  la tudes 22º 17´ 30˝ and 22º 21´N and longitudes 36º 09´30˝ and 36º 17´E. The AR‐area (Fig. 1A) is reached from 65 km from Bernice on the Bernice‐Shalatin road, and then westward along W. Marafai to Bir El‐Gahliya and then for further 33 km along W. Bitan.  The  area  is  occupied  by  gneisses,  ophiolitic  peridotites  and metagabbros,  island‐arc  volcaniclastic metasediments, non‐ophiolitic ultramafics and syn‐collision granodiorite. The gneisses to the west represent the infrastructure upon which the supracrustal ophiolites were thrust along a major NW–SE trending thrust fault  (Ghoneim  et al., 2002). The ophiolitic ultramafic  rocks also  thrust over  the  island  arc  volcanics  and volcaniclastic metasediments to the east forming an ophiolitic mélange (Ghoneim et al, 2002). The studied ophiolitic  ultramafics  are  composed  mainly  of  serpentinized  peridotites.  The  serpentinized  ophiolitic peridotites occur as isolated sheets or slabs (2–20 km long and 0.7–3 km width) tectonically mixed with the island arc rock assemblage. They also occur as small lenses in the metasedimentary matrix of the mélange. They  are  generally massive,  but  become  sheared  and  foliated  along  their  peripheries.  Sometimes,  these serpentinites  include  small  pockets  and  veins  of magnesite  (Hamdy,  in  press)  and  lenses  of  chromitite (Ghoneim et al., 2002). The  sampled non‐ophiolitic ultramafic  rocks occur within  the ophiolitic peridotite slabs in their west and west northern parts. Their identification and distinction from the ophiolitic peridotite rocks was not possible  in the field. The contact between the two types of the rocks was also absent. Only sampling sites of these non‐ophiolitic ultramafic rocks are plotted on the geological map (Fig. 1A). Predicting origin of  these non‐ophiolitic ultramafics  is  summarized  in  sec on 3. Discussing  the origin of  these  rocks based on their mineral chemistry and whole‐rock geochemistry is the subject of further publication.  The MG‐area (Fig. 1B) can be reached at 150 km from Shala n on the Shala n‐Halaib road, then going for 50 km to the west through W. Yoider. The ultramafic rocks are composed of serpentinized peridotites forming the base of the dismembered ophiolitic sequence that comprises also metagabbros, pillow lavas and pelagic sediments (Abu El Laban, 2002). They occur as sheets and lenses enclosed within the mélange matrix made of schist and metasediments. The mélange comprises beside  the ophiolitic rocks,  island arc metavolcanics and metagabbros;  they  are  intruded  by  syn‐collision  and  post  collision  granites.  Serpentinized  ophiolitic perido tes form ridges about 20 km long and about 0.4–1.8 km wide, elongated in NE‐SW direction. They are mostly massive but are sometimes brecciated and fragmented along their contacts with the mélange matrix.   

SAMPLES AND ANALYTICAL METHODS Complete serpentinization of some of the AR and MG ophiolitic peridotites make it rather difficult to define their  composition  and origin. Relics of olivine  and orthopyroxene,  textures of  these  rocks  and  their high normative olivine and orthopyroxene contents refer to the spinel harzburgite composition of the peridotites 

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 107

(Fig. 2). However, some samples have the composi on of spinel lherzolite. Some samples from AR are rich in mineral  constituents  of  the  Al‐hercynite,  not  similar  to  the  ophiolitic  ultramafic  rocks  but  are  at  least affiliated to the Pan‐African non‐ophiolitic continental mantle‐derived ultramafic rocks. Occurrence of these non‐ophiolitic ultramafic rocks within the obducted ophiolitic peridotite  indicates that these non‐ophiolitic ultramafic rocks might derive  from the continental mantle wedge over the subducted oceanic  lithosphere. The relics of primary minerals and the estimated normative composition of the AR‐non‐ophiolitic ultramafics classify them as olivine websterites with wide ranges of clinopyroxene and orthopyroxene modal content. They range from clinopyroxene‐rich to orthopyroxene‐rich websterites.  Major  and  some  minor  elements  analyses  of  minerals  were  carried  out  at  the  Institute  of  Geological Sciences‐Polish Academy of Sciences by JEOL‐JXA‐840A scanning electron microscope (SEM) equipped with Link Analytical AN‐1000/855 energy dispersive X‐ray spectrometer (EDS). The analy cal condi ons were 15 kV  accelera ng  voltage  and  35  nA  beam  current.  In  order  to  es mate  Fe2O3  from  FeO  in  Cr‐spinels  the chemical data were stoichiometrically recalculated according to Droop (1987).  The O and H  isotopes were analyzed  in separated serpentine minerals obtained  from  fresh, water‐washed rock fragments (0.14–0.08 mm in size). Mineral concentrates were achieved by using heavy liquids. For final

Fig. 1. Geological maps of the areas around ultramafic rocks at A) Gebel Arais (a er Ghoneim et al., 2002) and B) Gebel Malo Grim (after Abu El‐Laban, 2002). 

108         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

Fig.2. Nomenclature of ultramafic rocks based on Ol‐Opx‐Cpx normative composition (after Streickeisen, 1976). 

                 

purification,  the  separated  minerals  were  hand  picked  under  a  binocular  microscope.  Iron  stained  or composite  grains  and  those with  visible  inclusions were  rejected. Mineral  separates were  subjected  to ultrasound  vibration  in  dis lled water  for  15 minutes  to  remove  surface  contaminants.  The  oxygen  and hydrogen  isotopes  in  the  serpentine  concentrates were  analyzed  in  the  Stable  Isotope  Laboratory of  the University  of  Lausanne,  Switzerland.  The  oxygen  isotope  composition was measured  using  CO2‐Laserline extraction method of Kasemann et al. (2001). Hydrogen isotopes (H, D) were analyzed using the method of carbon reduction for water as described by Sharp et al. (2001). Oxygen and hydrogen isotope composi ons are given  in  the standard δ‐notation, expressed  relative  to VSMOW  in per mil  (‰). Oxygen and hydrogen isotope analyses of the used standards generally have an average precision of ±0.1% and 2% respectively.  

PETROGRAPHY AND MINERAL CHEMISTRY Serpentinized Ophiolitic Spinel Peridotites The studied ophiolitic peridotites suffered variable degrees of serpentinization. In completely serpentinized rocks no primary textures are detected, while original peridotite minerals and textures have been retained in partly serpentinized peridotites from AR. The serpentine minerals were properly identified using their X‐ray diffraction (XRD) spectra compared to the data of the Powder Diffrac on File (1992) of the  ICDD. The XRD patterns of  the  serpentinites  (not  shown here)  indicate  that  the dominant  serpentine mineral  is  lizardite, whereas  chrysotile  is  subordinate. These  serpentine minerals occur as alteration products of olivines and pyroxenes, in the form of anastomizing veins, and as cross‐cutting veins. Serpentine minerals also occur as thin  rims  surrounding  primary  spinels.  They  appear  to  be  accompanied  by  the  shedding  of  fine‐grained magnetite, which  concentrates  in  veins or  along  relict pyroxene  cleavages.  In  addition  to  the  serpentine minerals,  all  serpentinites  contain  chromite, magnetite  and  sulphides  grains.  The MG‐peridotites  contain also talc, anthophyllite and magnesite.   Lizardite  forms  mesh  and  bastite  textures  (pseudomorphic)  and  sometimes  occur  as  interlocking  and penetrating  grains  (non‐pseudomorphic)  (Figs.  3A‐3C)  confirming  the  harzburgite  parent  rocks.  FeO  and Cr2O3 contents in lizardite increase distinctly with increasing degree of serpentinization from the partly (e.g. samples # AR‐25, AR‐78, MG‐06, MG‐10) to the completely serpen nized rocks (e.g. samples # AR‐23, AR‐24, MG‐47, MG‐69) (from 1.80 to 3.75 wt% in AR‐rocks and from 0.83 to 6.21 wt% in MG‐rocks; from 0.12 to 0.41 wt% in AR and from 0.09 to 0.66 wt%  in MG‐rocks, respectively) (Table 1). Apparently, with the  increasing grade of metamorphism  Fe  released  from  olivine  and  orthopyroxene  and  Cr  released  from  chromite  are accommodated  in the prograde serpentines. Chrysotile occurs as crossfiber veinlets traversing the  lizardite matrix, indicating its later crystalliza on under sta c condi ons (O’Hanley and Wicks, 1995).   Chrysotile  in  veins  shows  that  Al  and  Cr  are  relatively  immobile  during  recrystallization  of  lizardite  and therefore remain in their original crystal lattice. 

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 109

 

Fig.  3.  A‐D)  principle  textures  in  serpentinized  mantle  peridotites. A)  hourglass  (pseudomorphic) (sample#  AR‐25);  B)  par al  recyrstalliza on  of  lizardite  in  hourglass  texture  to  lizardite  in interpenetrating  texture  (non‐pseudomorphic)  (sample#  AR‐23);  C)  lizardite  in  interlocking texture  (non‐pseudomorphic)  (sample# MG‐69); D) bas te a er orthopyroxene with flakes of talc; E&F) olivine websterite with antigorite  in non‐pseudomorphic  textures  (serrate  veins  (E) and interlocking (F), relics of lizardite in patchy texture (E) and growing chlorite among antigorite (F). 

110         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

Table 1. Representative microprobe analyses of mineral constituents of serpentinized ophiolitic peridotites Locality G. Arais Mineral lz lz lz lz lz lz lz lz chr chr chr chr Sample AR-25 AR-78 AR-23 AR-24 AR-24 AR-24 AR-33 AR-33 AR-23 AR-23 AR-25 AR-25 Analysis 12'-3 5'-2 6'-2 10'-2 22-5 23-6 10'-4 11'-5 11'-1 12'-2 8'-4 9'-5 SiO2 43.44 43.04 42.09 42.62 43.70 44.08 44.35 43.41 42.47 42.60 43.07 42.11 TiO2 0.04 0.15 0.00 0.01 0.01 0.02 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 Al2O3 0.46 0.14 0.39 1.12 0.69 0.42 0.27 0.31 0.13 0.00 0.23 0.20 Cr2O3 0.12 0.34 0.09 0.16 0.11 0.14 0.36 0.41 0.02 0.00 0.00 0.05 FeO 1.80 1.85 3.75 1.98 2.81 1.94 2.92 3.00 1.81 2.05 1.88 2.31 MnO 0.16 0.09 0.26 0.04 0.29 0.30 0.00 0.12 0.00 0.00 0.07 0.05 MgO 36.41 36.88 37.15 37.67 36.92 36.29 37.75 36.95 38.42 36.68 36.31 36.56 CaO 0.34 0.13 0.14 0.00 0.34 0.33 0.00 0.00 0.00 0.19 0.18 0.21 Na2O 0.00 0.01 0.03 0.05 0.03 0.02 0.06 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 K2O 0.00 0.03 0.03 0.03 0.00 0.00 0.03 0.01 0.01 0.03 0.00 0.00 Total 82.77 82.66 83.93 83.68 84.90 83.54 85.74 84.23 82.88 81.56 81.74 81.49

No of cations on the basis of 9 oxygen atoms Si 2.109 2.096 2.047 2.053 2.084 2.121 2.092 2.087 2.064 2.102 2.116 2.086 Al 0.026 0.008 0.022 0.064 0.039 0.024 0.015 0.018 0.007 0.000 0.013 0.012 Ti 0.001 0.005 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 Fe2+ 0.073 0.075 0.153 0.080 0.112 0.078 0.115 0.121 0.074 0.085 0.077 0.096 Cr 0.005 0.013 0.003 0.006 0.004 0.005 0.013 0.016 0.001 0.000 0.000 0.002 Mn 0.007 0.004 0.011 0.002 0.012 0.012 0.000 0.005 0.000 0.000 0.003 0.002 Mg 2.635 2.678 2.694 2.705 2.625 2.604 2.655 2.649 2.784 2.699 2.659 2.699 Ca 0.018 0.007 0.007 0.000 0.017 0.017 0.000 0.000 0.000 0.010 0.009 0.011 Na 0.000 0.001 0.003 0.005 0.003 0.002 0.005 0.000 0.002 0.000 0.000 0.000 K 0.000 0.002 0.002 0.002 0.000 0.000 0.002 0.001 0.001 0.002 0.000 0.000

Locality G. Malo Grim Mineral lz lz lz lz lz lz lz lz chr chr chr chr Sample MG-10 MG-10 MG-10 MG-47 MG-47 MG-69 MG-69 MG-69 MG-69 MG-10 MG-10 MG-47 Analysis 16-4 15-6 14-5 1 2 22-7 23-8 8'-2 13'-4 2'-5 3'-6 4'-11 SiO2 43.01 43.93 44.15 41.56 41.30 42.71 43.92 41.94 43.96 42.07 43.02 42.24 TiO2 0.13 0.05 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 Al2O3 0.21 0.13 0.23 0.14 0.26 0.21 0.25 0.28 0.19 0.06 0.05 0.16 Cr2O3 0.32 0.30 0.24 0.09 0.16 0.23 0.25 0.36 0.02 0.00 0.00 0.08 FeO 0.83 0.98 1.55 3.99 3.36 1.77 1.54 6.21 1.14 2.37 2.35 2.45 MnO 0.12 0.15 0.18 0.17 0.22 0.10 0.00 0.00 0.02 0.00 0.27 0.00 MgO 37.35 37.64 37.69 38.06 38.68 36.83 37.58 35.98 37.16 36.98 36.29 39.35 CaO 0.02 0.02 0.00 0.00 0.00 0.60 0.06 0.11 0.00 0.19 0.21 0.00 Na2O 0.17 0.15 0.10 0.00 0.00 0.04 0.09 0.08 0.02 0.09 0.08 0.09 K2O 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.03 0.00 0.01 0.00 0.02 0.01 0.06 Total 82.16 83.35 84.15 84.03 83.98 82.52 83.69 85.00 82.51 81.78 82.28 84.43

No of cations on the basis of 9 oxygen atoms Si 2.096 2.092 2.106 2.024 2.009 2.087 2.105 2.040 2.127 2.079 2.110 2.029 Al 0.012 0.007 0.013 0.008 0.015 0.012 0.014 0.016 0.011 0.003 0.003 0.009 Ti 0.005 0.002 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 Fe2+ 0.034 0.039 0.062 0.163 0.137 0.072 0.062 0.253 0.046 0.098 0.096 0.098 Cr 0.012 0.011 0.009 0.003 0.006 0.009 0.009 0.014 0.001 0.000 0.000 0.003 Mn 0.005 0.006 0.007 0.007 0.009 0.004 0.000 0.000 0.001 0.000 0.011 0.000 Mg 2.714 2.705 2.680 2.764 2.805 2.683 2.685 2.610 2.681 2.724 2.653 2.818 Ca 0.001 0.001 0.000 0.000 0.000 0.031 0.003 0.006 0.000 0.010 0.011 0.000 Na 0.016 0.014 0.009 0.000 0.000 0.004 0.008 0.008 0.002 0.009 0.008 0.008 K 0.000 0.000 0.001 0.001 0.000 0.002 0.000 0.001 0.000 0.001 0.001 0.004  Chromite  occurs  as  disseminated  subhedral  and  anhedral  crystals  of  reddish  brown  colour.  Detailed compositional profiles (Fig. 4) show dis nc vely three zones (core, intermediate zone and rim), some mes without  apparent  compositional  gaps  in  between.  The  core  has  aluminian  chromite  composition.  It  is commonly the  largest  in size (~ 350 μm), except  in some MG‐samples where  it  is the smallest  in size (~ 30 μm).  It usually retains the primary spinel composition. Discussing the primitive composition of the core  in relation to the mantle processes is beyond the scope of this paper. The compositions of the intermediate and the  rim  zones  are  given  in  Table  1  and  plo ed  in  the Al‐Cr‐Fe3+  triangle of  Stevens  (1944)  (Fig.  5a).  The variation  in  composition  from  the  core  to  the  intermediate  and  rim  zones  is  the  result  of metamorphic altera on  of  the  aluminian  spinel  (Abzalov,  1998;  Barnes,  2000;  Proenza  et  al.,  2004).  The  altera on  is accompanied by decrease  in Al, Mg, and Cr contents, and consequence  increase in Fe3+ and Fe2+ . Due to Al

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 111

Table 1 (Continued) Locality G. Arais Mineral Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Mt Sample AR-23 AR-23 AR-24 AR-25 AR-78 AR-33 Grain# 1 3 5 13 22 9

Analysis 2'-1 3'-1 2'-3 3'-3 2'-5 3'-5 2'-13 3'-13 2'-22 3'-22 2'-9 3'-9 Location int rim int rim int rim int rim int rim int rim SiO2 0.39 0.17 0.30 0.35 0.19 0.32 0.08 0.20 0.13 0.11 0.18 0.22 TiO2 0.05 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.10 0.00 0.23 0.01 0.08 0.00 Al2O3 12.30 0.22 12.95 0.25 13.02 0.21 12.03 1.85 14.23 0.15 12.35 0.03 FeO 18.89 90.59 19.79 88.70 20.93 87.70 27.91 79.32 26.93 87.55 31.90 92.40 Cr2O3 58.16 1.97 58.24 3.31 57.26 4.43 52.25 9.88 51.51 4.03 49.71 0.00 MnO 0.07 0.37 0.05 0.31 0.46 0.28 1.18 1.24 1.10 0.14 2.19 0.00 MgO 8.70 0.83 8.98 1.05 8.93 1.59 5.48 1.53 6.54 0.86 4.25 0.54 NiO 0.09 1.28 0.19 1.31 0.00 1.13 0.10 1.88 0.00 0.84 0.10 0.05 Total 98.65 95.43 100.56 95.28 100.79 95.66 99.03 95.90 100.70 93.69 100.76 93.24

No of cations on the basis of 32 oxygen atoms Si 0.104 0.067 0.078 0.136 0.050 0.123 0.022 0.074 0.035 0.044 0.050 0.090 Ti 0.010 0.000 0.012 0.000 0.000 0.000 0.021 0.000 0.052 0.003 0.017 0.000 Al 3.848 0.102 3.975 0.115 4.005 0.097 3.921 0.805 4.465 0.070 4.005 0.014 Fe2+ 4.519 6.981 4.460 6.878 4.421 6.647 5.462 6.209 5.154 7.174 5.724 7.652 Fe3+ 0.000 15.219 0.000 14.731 0.133 14.433 0.617 12.237 0.609 14.619 1.118 15.896 Cr 12.200 0.612 11.987 1.018 11.812 1.347 11.414 2.884 10.839 1.264 10.810 0.000 Mn 0.016 0.123 0.011 0.102 0.102 0.091 0.277 0.388 0.248 0.047 0.511 0.000 Mg 3.445 0.486 3.489 0.610 3.477 0.912 2.261 0.843 2.598 0.509 1.745 0.328 Ni 0.020 0.410 0.040 0.410 0.000 0.350 0.000 0.560 0.000 0.270 0.020 0.020 Cr# 0.77 0.04 0.75 0.06 0.74 0.08 0.72 0.18 0.68 0.08 0.68 0.00 Fe3+# 0.00 0.96 0.00 0.93 0.01 0.91 0.04 0.77 0.04 0.92 0.07 0.99 Mg# 0.43 0.07 0.44 0.08 0.44 0.12 0.29 0.12 0.34 0.07 0.23 0.04

Locality G. Malo Grim Mineral Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Cr-Mt Al-Cr Cr-Mt Fe-Cr Cr-Mt Fe-Cr Mt Sample MG-06 MG-06 MG-69 MG-47 MG-47 MG-10 Grain# 2' 6' 15 8' 10 12'

Analysis 2'-2 3'-2 2'-6 3'-6 2'-15 3'-15 2'-8 3'-8 2'-10 3'-10 2'-12 3'-12 Location int rim int rim int rim int rim int rim int rim SiO2 0.07 0.11 0.05 0.16 0.05 0.18 0.10 0.18 0.07 0.22 0.23 0.18 TiO2 0.36 0.00 0.23 0.07 0.15 0.00 0.00 0.00 0.21 0.02 0.09 0.00 Al2O3 8.81 0.06 9.23 0.34 5.40 0.50 15.15 1.49 3.28 0.10 2.78 0.00 FeO 34.12 90.02 34.47 90.60 34.12 85.95 25.91 80.56 36.23 91.34 37.77 90.30 Cr2O3 51.38 1.78 51.10 2.02 56.25 4.72 51.44 8.20 53.76 1.34 52.58 0.00 MnO 0.39 0.52 0.00 0.05 0.02 0.02 0.00 0.71 0.36 0.41 0.93 0.30 MgO 4.23 0.80 4.03 0.94 3.67 3.11 7.48 2.65 4.96 1.05 4.50 0.71 NiO 0.00 1.15 0.72 1.31 0.01 1.42 0.07 1.44 0.48 0.23 0.35 0.11 Total 99.36 94.44 99.83 95.49 99.67 95.90 100.15 95.23 99.35 94.71 99.23 91.60

No of cations on the basis of 32 oxygen atoms Si 0.020 0.044 0.014 0.063 0.014 0.068 0.026 0.067 0.021 0.037 0.069 0.075 Ti 0.077 0.000 0.049 0.021 0.033 0.000 0.000 0.000 0.047 0.006 0.020 0.000 Al 2.955 0.028 3.084 0.157 1.840 0.223 4.724 0.654 1.140 0.047 0.977 0.000 Fe2+ 6.110 6.979 6.125 7.024 6.412 5.809 5.038 5.873 5.617 7.171 5.680 7.417 Fe3+ 1.392 15.368 1.492 15.134 1.281 14.298 0.494 12.864 2.258 15.440 2.540 15.925 Cr 11.556 0.560 11.451 0.625 12.852 1.411 10.756 2.415 12.534 0.052 12.390 0.000 Mn 0.094 0.176 0.000 0.017 0.005 0.006 0.000 0.224 0.090 0.138 0.230 0.105 Mg 1.796 0.475 1.705 0.549 1.583 1.755 2.952 1.473 2.183 0.621 2.002 0.438 Ni 0.000 0.370 0.160 0.410 0.000 0.430 0.010 0.430 0.110 0.070 0.080 0.040 Cr# 0.73 0.04 0.72 0.04 0.81 0.09 0.67 0.15 0.79 0.03 0.78 0.00 Fe3+# 0.09 0.96 0.09 0.95 0.08 0.90 0.03 0.81 0.14 0.97 0.16 1.00 Mg# 0.23 0.06 0.22 0.07 0.20 0.23 0.37 0.20 0.28 0.08 0.26 0.06  loss  relative  to  Cr,  the  intermediate  zone  has  aluminian  chromite  to  ferritchromite  composition.  The composition of the outer rim is Cr‐magnetite to magnetite, which is nearly devoid of Al and lie along the Cr–Fe3+  sideline.  However,  some  chromite  grains  look  homogeneous  in  reflected  light  and  show  cryptic elemental zoning. The Mg# [Mg/ (Mg+Fe2+)] decreases from the intermediate zone to the rim due to the Mg‐Fe2+ exchange (Table 1). The Fe3+# [Fe3+/ (Fe3++Al+Cr)] increases with decreasing Mg# from the intermediate zone to the rim due to Al‐loss and Fe3+‐enrichment (Fig. 5b).   Magnetite occurs also as veinlets  cutting  the  zoned  chromite,  indicating  that  compositional  zoning of  the chromite  preceded  the  formation  of  the metamorphic magnetite  veinlets. Magnetite  as well marks  the concentric layers of the serpentine in the mesh texture. Its grain size is generally very small (in the order of a few microns or below),  although occasionally  euhedral  crystals may  reach over 10 µm. This magne te  is

112         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

Table 1 (Continued) Locality G. Malo Grim

Mineral tc tc tc ath ath ath mag mag mag mag

Sample MG-06 MG-06 MG-10 MG-47 MG-47 MG-47 MG-01 MG-10 MG-68 MG-47 Analysis 10'-3 17-4 18-5 10'-1 10'-2 10'-3 4'-1 7'-2 5'-1 6'-1

SiO2 60.92 59.98 61.09 57.21 56.78 57.36 0.04 0.08 0.09 0.09 TiO2 0.04 0.07 0.22 0.07 0.02 0.03 Al2O3 0.28 0.05 0.00 0.34 0.42 0.50 Cr2O3 0.26 0.03 0.00 0.17 0.28 0.20 0.09 0.09 0.00 0.07 FeO 3.85 2.71 3.11 5.60 6.15 5.80 13.42 9.47 13.79 10.63 MnO 0.04 0.00 0.00 0.20 0.00 0.16 0.13 0.25 0.17 0.27 MgO 26.85 27.17 27.60 34.84 34.26 34.26 36.82 38.91 36.63 38.07 CaO 0.00 0.15 0.16 0.09 0.20 0.18 0.17 0.10 0.27 0.15 CoO 0.00 0.11 0.00 0.08 NiO 0.16 0.36 0.21 0.32 Na2O 0.16 0.17 0.13 0.09 0.09 0.06 K2O 0.00 0.00 0.00 0.02 0.02 0.01 Total 92.40 90.33 92.31 98.63 98.22 98.56 50.83 49.37 51.16 49.68 O atoms 24 24 24 24 24 24 6 6 6 6 Si 8.067 8.081 8.069 7.636 7.628 7.661 0.006 0.012 0.013 0.014 Al 0.044 0.008 0.000 0.053 0.066 0.079 Ti 0.004 0.007 0.022 0.007 0.002 0.003 Fe2+ 0.426 0.305 0.344 0.625 0.691 0.648 Cr 0.027 0.003 0.000 0.018 0.030 0.021 0.001 0.002 0.003 0.003 Co 0.339 0.239 0.270 0.348 Ni 0.002 0.002 0.002 0.000 Mn 0.004 0.000 0.000 0.023 0.000 0.018 0.003 0.006 0.007 0.004 Mg 5.300 5.457 5.435 6.772 6.861 6.822 1.657 1.752 1.721 1.645 Ca 0.000 0.022 0.023 0.013 0.029 0.026 0.005 0.003 0.005 0.009 Na 0.041 0.044 0.033 0.023 0.023 0.016 0.000 0.000 0.000 0.000 K 0.000 0.000 0.000 0.003 0.003 0.002 0.000 0.010 0.010 0.010 Mg# 0.92 0.91 0.91

lz (lizardite), chr (chrysotile), Al-Cr (aluminian chromite), Cr-Mt (Cr-magnetite), Mt (magnetite), Fe-Cr (ferritchromite), tc (talc), ath (anthophyllite), mag (magnesite).  produced by  shedding excess  iron during  serpentinization  reaction of  somewhat  iron‐rich  ferromagnesian minerals.   Talc is not abundant in the studied serpentinites. It is recorded only in samples # MG‐06 and MG‐10. It forms fine  shreds,  dense  fibres  and medium  grained  flaky  crystals  (0.01–0.03 mm)  (Fig.  3D).  Perfect  cleavage, straight extinction and high interference colours are characteristic features of talc. Talc is pseudomorphous after  anthophyllite.  It  is  homogenous  and  commonly  associated  with  the  alteration  of  orthopyroxene. Representative analyses are given in Table 1.  Anthophyllite  is an uncommon mineral occurring only  in MG‐samples.  It occurs as fine to medium grained prismatic  and  elongated  crystals  (0.02–0.05 mm  long).  Its Mg#  ranges  from  0.91  to  0.92  indicating  its magnesio‐anthophyllite composition (Table 1). It is a common replacement mineral of orthopyroxene, where it initially grows along cleavage planes and eventually replacing the whole grain at the end.   Magnesite is encountered only in MG‐serpentinized peridotites. It occurs as granular aggregates and discrete rhombs, commonly stained with reddish iron material. It has mainly a ferrian magnesite composition (Table 1) with the formula (Mg1.645‐1.752 Fe0.239‐0.348 Ca0.003‐0.009 Mn0.003‐0.007 Ni0.000‐0.002) (CO3)2.  Secondary sulphide minerals that formed during serpentinization are uncommon. They occur as fine grains (20–60  µm)  among  serpentine minerals  and  along  rock  cracks.  The  sulphides  are mainly  represented  by pyrite and pentlandite.   Serpentinized Non-Ophiolitic (Intrusive-Affiliated) Olivine Websterites The AR‐non‐ophiolitic websterites are inequigranular with grain size ranging from 0.5 to 0.9 mm across. The rocks  preserve  their  primary  textures.  The  primary magmatic minerals  are  orthopyroxene  (25–55  vol.%), clinopyroxene (35–65 vol.%), and opaque minerals (Al‐hercynite, Cr‐magnetite, titanian magnetite, ilmenite and sulphides) (Fig. 3E). Trapped pore liquid components between cumulus minerals in the rocks are limited. 

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 113

                                              The metamorphic minerals  are mainly  serpentines  (mainly  antigorite with  subordinate  lizardite  and  rare chrysotile), amphibole and chlorite.   An gorite (20–40 vol.%) occurs as flaky crystals or interpenetrating and interlocking elongate plates forming non‐pseudomorphic  textures  (Figs.  3E,  3F).  Some mes,  they  are  arranged  in  roughly  parallel  aggregates. Antigorite has a wide chemical composition (Table 2), but it is common in part with that of the lizardite and chrysotile  in  the studied serpentinized peridotite  rocks.  Its composition  is varied depending on  the modal composition  of  the  clino‐  and  orthopyroxene.  With  increasing  amount  of  clinopyroxene  relative  to orthopyroxene the concentration of SiO2 increases from 36.68 to 42.24 wt% whereas the concentrations of Al2O3 and FeO decrease from 6.17 to 0.13 wt% and from 7.59 to 2.39 wt%, respectively. Antigorite replaces 

Fig. 4. Back sca ered electron (BSE) images and qualita ve microprobe profiles of Cr, Al and Fe along line A‐A’  in  chromite  from  the  serpentinized mantle peridotites. A) wide  aluminian  chromite  core  (dark) with  thin  alteration  zone  of  Cr‐magnetite  (light)  (sample# AR‐25); B)  zoned  spinel with  aluminian chromite  core,  Fe3+‐rich aluminian  chromite  intermediate  zone and Cr‐magnetite wider outer  zone (Sample#  MG‐10);  C)  aluminain  chromite  (darker)  interpenetrated  with  Fe3+‐richer  aluminian chromite‐ferritchromite (lighter) (sample#MG‐47).  

114         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

                        orthopyroxene  contains also  chromium. When antigorite  recrystallized  to  chrysotile  the  latter  shows  less variation  in Al  and  Cr  content  due  to  its  low  immobility  during  alteration  and  therefore  remain  in  their original microstructural site of antigorite.  Amphiboles often occur  in the clinopyroxene‐rich websterite. They occur as prismatic crystals and acicular crystals  along  fractures  in  clinopyroxene.  They  have  the  composition  of  tremolite  according  to  the nomenclature of  Leake  et al.  (1997).  Some mes  they  contain  in  their  composi on  FeO  (0.79–2.08 wt%), Al2O3 (0.08–1.68 wt%) and Cr2O3 (0.0–0.32 wt%) (Table 2).   Chlorite  occurs  as  fine  anhedral  plates  and  sometimes  as  tabular  discrete  crystals  (Fig.  3F).  It  is  always bordered  by  abundant  small  iron  oxide  crystals  forming  complete  or  partial  coronas which  separate  the grains  from  the  surrounding  minerals.  Its  composition  varies  widely  from  penninite  in  the  Opx‐rich websterite to clinochlore in the Cpx‐rich websterite (according to the classifica on of Hey, 1954) (Fig. 6). The SiO2  and MgO  contents  decrease  from  33.14  to  29.85 wt%  and  from  33.47  to  28.03 wt%,  respectively. Meanwhile, Al2O3, FeO and TiO2 contents increase from 13.99 to 20.65 wt%, from 2.93 to 4.52 wt% and from 0.02 to 0.26 wt% respectively (Table 2).                  

Fig. 5. a) Composition of  intermediate and outer zones  in chromite  from  the serpentinized AR and MG‐mantle peridotites plotted on Al‐Cr‐Fe3+ triangle of spinel nomenclature of Stevens  (1944). Spinel stability limits of Sack and Ghiorso (1991) are drawn.  b) Mg# [Mg/(Mg+Fe2+)] versus Fe3+# [Fe3+/( Fe3++Cr+Al)] of intermediate zone and rim. 

Fig. 6. Nomenclature of chlorite from the AR‐serpen nized websterite (a er Hey, 1954).

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 115

Table 2. Representative microprobe analyses of mineral constituents of the serpentinized AR-non-ophiolitic websterite

Mineral atg atg atg atg atg atg atg chr chr Sample AR-54 AR-54 AR-54 AR-81 AR-81 AR-82 AR-82 AR-54 AR-81 Analysis 2-A38 5-A43 1-A23 2-A24 4 14 3-A39 1-A34 3-A25 SiO2 39.08 36.68 41.12 42.24 41.21 41.33 38.71 39.35 41.45 TiO2 0.00 0.11 0.10 0.00 0.13 0.03 0.01 0.00 0.09 Al2O3 1.96 6.17 0.44 0.53 0.13 0.19 1.55 1.29 0.54 Cr2O3 0.03 0.10 0.37 0.27 0.00 0.14 0.00 0.01 0.02 FeO 4.40 7.59 2.99 2.39 3.35 5.20 5.58 3.99 2.36 MnO 0.13 0.06 0.26 0.48 0.67 1.03 0.00 0.00 0.41 MgO 35.67 31.33 36.44 36.43 36.26 35.41 36.02 36.00 37.01 CaO 0.00 0.02 0.08 0.09 0.09 0.20 0.00 0.03 0.06 Na2O 0.00 0.01 0.07 0.13 0.06 0.13 0.04 0.00 0.02 K2O 0.09 0.04 0.00 0.00 0.07 0.00 0.00 0.08 0.08 Total 81.36 82.11 81.87 82.56 81.97 83.66 81.91 80.75 82.04

No of cations on the basis of 9 oxygen atoms Si 1.973 1.864 2.044 2.072 2.054 2.044 1.955 1.995 2.048 Al 0.117 0.369 0.026 0.031 0.008 0.011 0.092 0.077 0.031 Ti 0.000 0.004 0.004 0.000 0.005 0.001 0.000 0.000 0.003 Fe2+ 0.186 0.323 0.124 0.098 0.140 0.215 0.236 0.169 0.098 Cr 0.001 0.004 0.015 0.010 0.000 0.005 0.000 0.000 0.001 Mn 0.006 0.003 0.011 0.020 0.028 0.043 0.000 0.000 0.017 Mg 2.684 2.373 2.701 2.665 2.694 2.610 2.712 2.721 2.727 Ca 0.000 0.001 0.004 0.005 0.005 0.011 0.000 0.002 0.003 Na 0.000 0.001 0.007 0.012 0.006 0.012 0.004 0.000 0.002 K 0.006 0.006 0.000 0.000 0.004 0.000 0.000 0.005 0.005

Ta Mineral amph amph amph amph amph Mineral chl chl chl chl chl chl Sample AR-81 AR-81 AR-82 AR-82 AR-82 Sample AR-54 AR-55 AR-55 AR-82 AR-82 AR-82 Analysis 2 4 7 12 14 Analysis 1-A37 3-A42 4-A44 1 3 4 SiO2 57.38 57.83 54.62 53.11 57.01 SiO2 29.85 30.21 30.22 32.03 33.14 31.95 TiO2 0.00 0.15 0.00 0.00 0.04 TiO2 0.09 0.19 0.26 0.02 0.07 0.08 Al2O3 0.79 0.26 1.68 0.08 0.49 Al2O3 20.65 20.45 20.52 14.63 13.99 14.97 FeO 2.00 2.08 2.00 0.79 1.29 Cr2O3 0.13 0.17 0.04 Cr2O3 0.00 0.24 0.00 0.13 0.32 FeO 4.16 4.48 4.52 2.93 3.14 3.15 MnO 0.28 0.00 0.00 0.11 0.08 MnO 0.16 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 MgO 22.05 22.90 24.90 18.80 23.40 MgO 28.03 29.00 29.27 33.10 32.64 33.47 CaO 13.40 13.93 12.55 23.74 13.42 CaO 0.00 0.00 0.00 0.10 0.08 0.15 Na2O 0.32 0.22 0.43 0.03 0.16 Na2O 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.03 K2O 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 K2O 0.07 0.03 0.03 0.00 0.00 0.01 Total 96.22 97.61 96.19 96.79 96.21 Total 83.14 84.54 84.86 82.82 83.06 83.86 O atoms 23 23 23 23 23 O atoms 36 36 36 36 36 36 TSi 7.969 7.934 7.620 7.598 7.904 Si 5.888 5.871 5.852 6.321 6.512 6.245 TAl 0.031 0.042 0.276 0.013 0.080 AlIV 2.112 2.129 2.146 1.679 1.486 1.755 TTi 0.000 0.015 0.000 0.000 0.004 AlVI 2.685 2.551 2.531 1.721 1.749 1.691 CAl 0.098 0.000 0.000 0.000 0.000 Altot 4.797 4.680 4.677 3.400 3.235 3.446 CCr 0.000 0.026 0.000 0.015 0.035 Ti 0.013 0.028 0.038 0.003 0.010 0.012 CMg 4.565 4.684 5.000 4.010 4.837 Cr 0.020 0.026 0.006 0.000 0.000 0.000 CFe2 0.232 0.239 0.000 0.095 0.128 Mg 8.242 8.402 8.450 9.739 9.561 9.752 CMn 0.033 0.000 0.000 0.013 0.000 Fe2+ 0.686 0.728 0.732 0.484 0.516 0.514 CCa 0.071 0.052 0.000 0.868 0.000 Mn 0.027 0.000 0.000 0.000 0.000 0.008 BMg 0.000 0.000 0.178 0.000 0.000 Ca 0.000 0.000 0.000 0.021 0.017 0.032 BFe2 0.000 0.000 0.233 0.000 0.021 Na 0.000 0.004 0.000 0.004 0.003 0.011 BMn 0.000 0.000 0.000 0.000 0.009 K 0.018 0.007 0.007 0.000 0.000 0.002 BCa 1.923 1.996 1.588 2.000 1.969 Mg# 0.92 0.92 0.92 0.95 0.95 0.95 BNa 0.077 0.004 0.000 0.000 0.000 ACa 0.000 0.000 0.287 0.771 0.024 ANa 0.009 0.054 0.116 0.008 0.043 AK 0.000 0.000 0.002 0.000 0.000 atg (antigorite), chr (chrysotile), amph (amphibole), chl (chlorite)  

OXYGEN AND HYDROGEN ISOTOPES IN SERPENTINES Overall, the δ18O values of the serpentines from the MG‐ophiolitic peridotites (lizardite and chrysotile) are higher than those from the serpentinized AR‐ ophiolitic peridotites (lizardite and chrysotile) and serpentines from the serpentinized AR‐non‐ophiolitic websterites (antigorite) (Table 3). The δ18O values in the serpentine minerals from the serpentinized MG‐peridotite (δ18O =7.39–7.78 ‰) are higher than those of the unaltered mantle  (δ18O  =5.4–5.8  ‰)  (Kyser,  1987).  Lizardite  and  chrysotile  in  the  AR‐peridotites  have  δ18O  values 

116         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

varying from 5.1 to 5.72 ‰, whereas the antigorite  in the AR‐websterite  is enriched  in 18O and has values ranging from 5.75 to 5.85 ‰.  Hydrogen  isotope concentration  in  serpentines varies widely  from  ‐108.5  to –74 ‰. The  δD values  in  the serpentines  from the AR and MG‐ ophiolitic peridotites have usually  lower δD values  (‐102.9 and  ‐95.9 ‰ and  ‐108.5  to  ‐94.8 ‰  respectively)  compared  to  the  higher  δD  values  (between  ‐74  to  ‐76.8 ‰)  in  the serpentines from the AR‐non‐ophiolitic websterite.  

METAMORPHIC THERMOMETRY AND TEXTURAL RELATIONSHIPS Lizardite dominates in the serpentinized AR and MG‐ophiolitic peridotites indicating that the temperature of serpentinization  did  not  exceed  ~200  °C  (O'Hanley,  1996;  Evans,  2004). However,  the  recrystalliza on  of lizardite  to  chryso le  in  some  samples  refers  to higher  temperatures up  to 300  °C  (O'Hanley, 1996).  The abundance of non‐pseudomorphic textures in serpentinized MG‐peridotites compared to those from AR is an indication of higher temperature of serpentinization (O'Hanley and Wicks, 1995). The polygonal units of the hourglass texture and the penetrative fabric of the serrate veins in all serpentinized peridotites indicate that fracturing of these rocks was developed in a dynamic regime (Wicks and O'Hanley, 1988; Mével, 2003).  Zoning in altered spinel grains, in the ophiolitic peridotites, from an aluminian chromite core through Fe3+‐rich aluminian chromite to ferritchromite intermediate zone followed by a Cr‐magnetite to magnetite outer zone of varied widths reflect variation in the degree of alteration. With  increasing degree of alteration the size of the aluminian chromite core decreases whereas the widths of the  intermediate Fe3+‐rich aluminian chromite to ferritchromite zone and the outer Cr‐magnetite to magnetite zones increase. Sack and Ghiorso (1991)  showed  that  the  Fe3+  in  these alteration  zones  increases with  increasing  the  temperature of  their formation.  In  the  partly  serpentinized  AR  and MG‐  ophiolitic  peridotites,  narrow  intermediate  Fe3+‐rich aluminian chromite and outer Cr‐magnetite zones are developed. The compositions of the different zones in the chromite are plotted on the Fe3+‐Cr‐Al diagram (Fig. 5a) where they indicate temperatures of forma on of  400–450  ºC.  The  Fe3+‐rich  aluminian  chromite‐ferritchromite  intermediate  zone  and  the  Cr‐magnetite zones are developed in the completely serpentinized peridotites. This corresponds to higher temperature of metamorphism up to 550 ºC. In talc‐bearing serpentinites from MG the magnetite rims become much wider surrounding  lobate Fe3+‐rich aluminian chromite  to  ferritchromite  intermediate zones. The composition of this zone corresponds to temperature of metamorphism of 500–550 ºC.   The sulphide‐oxide assemblage (magnetite‐pentlandite‐pyrite) in the AR and MG serpentinized peridotites is stable at temperatures of ~200°C to 400 °C (Lorand, 1985) consistent with other temperature es mates.   In the AR‐non‐ophioli c websterites chlorite formed at T between 176 and 204 ºC in Opx‐rich websterite and between 242 and 245 ºC  in Cpx‐rich websterite (geothermometer of Cathelineau and Nieva, 1985  is used). Tremolite is assumed to have formed at temperatures ranging from 300 to 450 ºC (Bucher and Frey, 1994). Antigorite is suggested to have occurred at T between 300 and 500 ºC (Deer et al., 1992).   

DISCUSSION The  data  presented  above,  indicate  that  all  ultramafic  rocks  suffered  progressive metamorphism.  Two essential metamorphic events have occurred, which are represented by an earlier serpentinization followed by a later regional metamorphism.   1. Serpentinization 1.1. Source of serpentinization fluids Oxygen and hydrogen  isotope data are used as  tracers of  fluid‐rock  interaction during serpentinization of ultramafic  rocks. Mantle  peridotites  that  have  not  interacted with  external  fluids  should  have  bulk  rock oxygen isotope ratios within the range of δ18O = 5.4–5.8 ‰ (Kyser, 1987). If the rock interacted with a fluid its composition will  largely depend on the  isotopic composition of  the  interacting  fluid and  fluid  fluxes as well  as  the  temperature  during  serpen niza on.  Submarine weathering  and  low  temperature  (<  225  ºC) hydrothermal alteration of the ultramafic rocks induce a general enrichment in 18O in the bulk rock, whereas higher temperature interactions deplete the rocks in 18O (Alt et al., 1986; Muehlenbachs, 1987; Früh‐Green et al., 2001).   In conjunction with the δ18O values, the δD values can be used to determine the isotopic compositions of the 

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 117

 

Table 3. Oxygen and hydrogen isotopes of serpentines in AR and MG-ultramafic rocks Rock Sample δ18O ‰ δD ‰

AR-peridotite

AR-23 5.59 -97.80 AR-24 5.10 -100.90 AR-25 5.33 -102.30 AR-28 5.41 -102.50 AR-29 5.67 -98.74 AR-30 5.58 -100.73 AR-31 5.72 -100.18 AR-33 5.22 -95.90 AR-70 5.53 -99.14 AR-78 5.15 -96.10

MG-peridotite

MG-01 7.78 -99.76 MG-05 7.69 -100.24 MG-06 7.41 -97.14 MG-08 7.60 -94.80 MG-10 7.59 -102.47 MG-12 7.42 -96.74 MG-19 7.49 -98.96 MG-20 7.39 -95.10 MG-26 7.53 -100.81 MG-28 7.51 -108.50

AR-websterite

AR-53 5.81 -75.62 AR-54 5.85 -74.00 AR-80 5.77 -77.12 AR-81 5.79 -76.10 AR-82 5.75 -77.20

 fluids causing  the  serpentinization. Figure 7  shows  the oxygen and hydrogen  isotope  composi ons of  the serpentine minerals  in  the  studied  ultramafic  rocks  compared with  the  compositions  known  to  date  of serpentinites  from different  tectonic environments  in both marine and  continental  settings  (Wenner and Taylor, 1973; Agrinier and Cannat, 1997; Kyser et al., 1999; Miller et al., 2001). Serpen nes from both AR and MG‐serpentinized ophiolitic peridotites have δ18O between 5.1 and 7.78 ‰ and δD between ‐108.5 and ‐94.8 ‰, i.e. lying within the field of ophiolitic lizardite and chrysotile, which overlaps considerably with the field of continental lizardite and chrysotile. In contrast, serpentine minerals in the AR‐non‐ophiolitic websterites  are poorer  in deuterium (δD between  ‐74 and  ‐77.2 ‰) and are plotted between the fields of the oceanic lizardite and chrysotile and continental lizardite and chrysotile. Thus it is concluded that the serpentinization of  ophiolitic  peridotites  took  place  by  fluids  different  from  those  that  serpentinized  the  non‐ophiolitic websterites.  The δ18O values of the serpentinizing fluids can be estimated using the dependency of the oxygen  isotope fractionation  between  the  serpentines  and  the  serpentinizing  fluids  (δ18Oserpentine‐serpentinization  fluids)  on temperature (Zheng, 1993) (Fig. 8). The temperatures of serpen niza on (≤ 200 ºC for the dominant lizardite in  the  serpen nized ophioli c perido te and 300–500  ºC  for  the dominant antigorite  in  the  serpentinized websterite)    estimate  δ18Oserpentine‐serpentinization  fluids  ≥  2  ‰  for  the  lizardite  in  AR  and  MG‐serpentinized ophiolitic peridotites and between  ‐1 and 1.5 ‰  for  the antigorite  in  the AR‐serpentinized non‐ophiolitic websterite. By subtracting the δ18O values of the serpentines from the estimated δ18O serpentine‐serpentinization 

fluids  fractionation values,  the  δ18O of  the  serpentinization  fluids was  ≤ 3.72 ‰  for  the  serpentines  in AR‐ 

118         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

Fig. 7. Oxygen and hydrogen isotope ratios of serpentine in the studied ultramafic rocks compared with the range of isotopic compositions of serpentines formed in oceanic and continental settings and those recorded in ophiolites (Wenner and Taylor, 1973; Agrinier and Cannat, 1997; Kyser et al., 1999; Miller et al., 2001). Symbols as in Fig. 2. 

Fig. 8. Oxygen isotope fractionation curve for serpen ne (Zheng, 1993). 

peridotites and ≤ 5.78 ‰ for the serpentines in the MG‐perido tes but lies between 6.75 and 6.85 ‰ for the serpentines in the AR‐non‐ophiolitic websterite.   The  estimated  δ18O  values  of  the  serpentinizing  fluids  in  both  ophiolitic  and  non‐ophiolitic  ultramafic occurrences as well as the δD values of serpentine minerals are consistent with the δ18O and δD values for the metamorphic  and/or hydrothermal waters  given by  Sheppard  (1986), Pultlitz et al.  (2000)  and Hoefs (2003).  The  metamorphic  and/or  hydrothermal  water  of  serpen niza on  of  the  AR  and  MG‐ophiolitic peridotites  could  be  released  from  the  surrounding  rocks  during  their  metamorphism  or  from  the surrounding magmatic activity (Fig. 9). This must have acted most probably after obduction of the rocks  in particular at their shear zone.  Inconsistency of the  isotopic composition of antigorite  in the non‐ophiolitic websterite  with  the  compositions  of  both  oceanic  and  continental  serpentines  makes  the  source  of serpentinization water of these non‐ophiolitic rocks is still of debate. The suggested tectonic setting of these non‐ophiolitic  ultramafic  rocks  as  the  continental mantle wedge  over  the  subducted  oceanic  lithosphere might explain  this. The water of  serpentinization  could be a mixture of oceanic water  released  from  the subducted oceanic crust due to devolatization and continental magmatic water  in the mantle wedge. This water hydrated the ultramafic rocks forming antigorite with D composition in between the D compositions in oceanic and the continental serpentines.  1.2. Timing of fluid uptake As shown the ophiolitic peridotites at AR and MG were mostly subjected to serpentinization by metamorphic and/or hydrothermal  fluids  taking place after  their obduction.  The obduction of  the ophiolitic ultramafic rocks was followed by the metamorphic event in the East African Orogen (Moghazi, 2002). Deformation due to  the  obduction  helped  in  the  infiltration  of  the metamorphic  and/or  hydrothermal  fluids  that  caused serpentinization. This could feasibly occur along the tectonic continental crust‐oceanic mantle contact at the Pan‐African ophiolite of the Eastern Desert.   The AR‐non‐ophiolitic websterite was mostly  serpentinized  at  a  different  time  by  different water.  If  the sources of water PT conditions and the timing of serpentinization of the two types of the AR‐ultramafic rocks are the same, the serpentine minerals and their isotopic compositions should be similar. It is probable that the serpentinization of the non‐ophiolitic websterite took place at another time. It is worth to say that the websterite might  serpentinized  before  its  emplacement  in  the  ophiolitic  peridotite?  Its  serpentinization might take place probably during its up welling and cooling. The temperature of serpentinization was higher and the source of water was deeper comparing with the ophiolitic peridotites. 

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 119

2. Regional Metamorphism 2.1. Prograde metamorphism of the serpentinized ophiolitic peridotites The  lower  temperatures  of  serpentinization  of  the AR  and MG‐ophiolitic  peridotites  led  to  formation  of lizardite  pseudomorphs  after  olivine  and  orthopyroxene.  Increasing  temperature  with  regional metamorphism  caused  recrystallization  of  lizardite  in  non‐pseudomorphic  textures.  During  this  regional metamorphism aluminian chromite grains are altered to Fe3+‐rich aluminian chromite, ferritchromite and Cr‐magnetite. Talc and anthophyllite  formed  in MG‐rocks. The alteration of aluminian chromite  leads  to  the libera on  of  the Al, Mg  and  Ti  (Abzalov,  1998; Barnes,  2000;  Proenza  et  al.,  2004). According  to  Barnes (2000),  the  Fe3+‐rich  aluminian  chromite‐ferritchromite  zone  were  formed  by  reactions  between  the aluminian chromite grains and surrounding magnetite rims, where  its size  increases by  increasing grade of metamorphism.  In  the AR and MG‐partly  serpentinized  rocks  containing  lizardite pseudomorphs,  the  thin Fe3+‐rich aluminian chromite and Cr‐magnetite zones were formed under the PT conditions up to the lower greenschist  facies.  As  the  degree  of  serpentinization  increases  and  the  pseudomorphic  textures  vanish chrysotile  crystallizes  and  the  ferritchromite  intermediate  zone  is  developed.  Here,  the  conditions correspond  to  the upper greenschist  facies  (Fig. 10).  In  the  serpentinized  talc‐bearing MG‐peridotites,  the chromite grains have wider Fe3+‐rich aluminian chromite, ferritchromite and magnetite zones separated by curved  and  lobate  phase  boundaries.  In  this  case  the  PT  conditions  correspond  to  that  of  the  upper greenschist  to  the  transitional  greenschist‐amphibolite  facies.  The  metamorphism  of  the  AR  and  MG ophiolitic  peridotite  rocks  (up  to  the  transitional  greenschist‐amphibolite  facies)  are  similar  to  those determined for many metamorphosed ultramafic rocks in the Eastern Desert (Ghoneim and Aly, 1986; Azer and Khalil, 2005). Ultramafic bodies in orogenic belts are commonly metamorphosed to the same grade as the  surrounding  rocks  (Winter, 2001) and are described by Evans  (2004) as  ‘‘isofacial’’. The metamorphic facies that prevailed during the evolution of the Egyptian Neoproterozoic basement complex was up to the transitional greenschist‐amphibolite facies (Azer and Khalil, 2005). Thus most of the studied ultramafic rocks are  isofacial with the Neoproterozoic basement rocks  in the Eastern Desert. However, our data  imply that the studied AR‐serpentinite rocks have presumably suffered only the primary hydrothermal metamorphism but escaped the later regional one.  2.2. Retrograde metamorphism of the AR-serpentinized non-ophiolitic (intrusive-affiliated) websterite The textural relationships between the metamorphic minerals in the AR‐non‐ophiolitic websterite that could be indications for the pathways of metamorphism are lack. However, the suggested origin as affiliated to the continental  mantle‐derived  intrusive  ultramafic  rocks  proposes  a  probable  retrograde  metamorphic pathway, as the metamorphism could be the result of the rock cooling. The serpentinization and formation of  antigorite  at  T  <  500  ºC was  the  peak  of metamorphism.  The  rock  transferred  from  the  transitional greenschist‐amphibolite facies to the lower to upper greenschist facies by forma on of tremolite at T=300‐400 ºC. Chlorite formed at temperatures between 176 and 245 ºC in the lowest greenschist to the greenschist facies (Bucher and Frey, 1994).  During this stage some an gorite recrystallized to lizardite and chryso le.   

CONCLUSIONS The Neoproterozoic metamorphosed ultramafic  rocks at G. Arais‐AR  (ophiolitic  spinel peridotite and non‐ophiolitic (intrusive‐affiliated) olivine websterite) and at G. Malo Grim‐MG (ophiolitic spinel peridotite) south Eastern  Desert  of  Egypt  show  distinctly  variation  in  sources  of  fluids,  PT  conditions  and  pathways  of metamorphism.   It is concluded that after the obduction of the ophiolitic peridotites on the  infrastructural Pre‐Pan‐African continental rocks, the peridotites were serpentinized by metamorphic and/or hydrothermal waters with δ18O ≤ 3.72 ‰ for AR‐rocks and δ18O ≤ 5.78 ‰ for MG‐rocks. Serpentinization of the ophiolitic peridotites formed D‐enriched lizardite (δD from ‐102.9 to 95.9 ‰ in AR and from ‐108.5 to ‐94.8 ‰ in MG). The temperature of the water  infiltrating the MG‐rocks was higher than that  infiltrating the AR‐rocks. The obducted ophiolitic ultramafic rocks (particularly the MG‐peridotites) underwent progressive metamorphism (regional)  causing  alteration  of  aluminian  chromite  to  intermediate  Fe3+‐rich  aluminian  chromite‐ferritchromite zone and Cr‐magnetite outer zone and  formation of talc and anthophyllite. This transferred the peridotites from the  lowest greenschist facies to the transitional greenschist‐amphibolite facies (in the MG) at T=500–550 ºC.   The  AR‐non‐ophiolitic  olivine  websterite  was  probably  serpentinized  before  its  emplacement  in  the obducted ophiolitic peridotite rocks. Serpentinization was at T< 500 ºC forming antigorite. It happened most probably by a water (δ18O = 6.75 – 6.85 ‰) mixture of an oceanic water released from the subducted oceanic 

120         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

 crust and a magmatic water  from the continental mantle wedge. By progressive cooling the  rock suffered retrograde  metamorphism.  This  accompanied  by  formation  of  tremolite  and  chlorite  and  partial recrystallization of antigorite to lizardite in the lowest greenschist to the greenschist facies.  

ACKNOWLEDGMENT The authors are greatly  indebted  to Prof. M. Ghoneim  for his  fruitful discussions and valuable comments. This paper has benefited from constructive reviews of Prof. S. El Gaby and Prof. Z. Abdel Kader.  

 REFERENCES

Abu El Ela, A. M., 1996, Contribution to mineralogy and geochemistry of some serpentinites from the Eastern Desert of Egypt. Middle East Research Centre, Ain Shams University. Earth Science, 10, 1‐25. 

Abu  El‐Laban,  S.  A.,  2002,  Some  geological  and  geochemical  studies  in  Abu  Ramad  Area,  South  Eastern Desert, Egypt. Ph D. Cairo University, 274 pp. 

Abzalov, M. Z., 1998, Chrome‐spinels  in gabbro‐wherlites  intrusions of the Pechenga area, Kola Peninsula, Russia: emphasis on the alteration features. Lithos, 43, 109‐134. 

Fig. 9. Schema c  cross  sec on  illustra ng fluid expulsion along  the  contact of  the obducted ophioli c ultramafic  rocks  and  the  underlying  infrastructural  continental  rocks  and  from  the  subducted oceanic crust causing serpentinization of the ophiolitic and the non‐ophiolitic ultramafic rocks.   

Fig. 10. Composi on of  intermediate and outer zones  in chromite  from  the serpen nized AR and MG‐mantle peridotites plotted on the triangle of spinel metamorphic facies (Suita and Streider, 1996). Symbols as in Fig. 5a. 

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 121

Agrinier, P. and Cannat, M., 1997, Oxygen  isotopic constraints on serpentinization processes  in ultramafic rocks  from  the Mid‐Atlan c Ridge  (23ºN)  in the MARK area.  In:  J.A. Karson, M. Cannat, D.J. Miller, D. Elthon (eds.), Proc. ODP, Sci. Results, Vol. 153, College Sta on, TX, , pp. 381‐388. 

Akaad, M. K., 1996, Rock succession of the Basement: An autobiography and assessment. Geological Survey of Egypt, Paper No. 71. 

Akaad, M. K., 1997, On the behaviour of serpentinites and its implications. Geological Survey of Egypt, Paper No. 74. 

Akaad, M. K. and Abu El Ela, A. M., 2002, Geology of  the basement  rocks  in  the eastern half of  the belt between la tudes 25º 30' and 26º 30'N Central Eastern Desert, Egypt. Geological Survey of Egypt, Paper No. 78. 118p. 

Aly,  S. M., Ghoneim, M.  F.  and Beniamin, N.,  1995, Geology  and  origin  of  the Gerf  serpentinites,  Egypt. Egyptian Mineralogist, 7, 95‐108. 

Alt, J. C., Muehlenbachs, K. and Honnorez, J., 1986, An oxygen isotopic profile through the upper kilometre of the oceanic crust, DSDP Hole 504B. Earth and Planetary Science Le ers, 80, 217‐229. 

Azer, M. K. and Khalil, A. E. S., 2005, Petrological and mineralogical studies of Pan‐African serpentinites at Bir Al‐Edeid area, central Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 43, 525‐536. 

Azer, M. K. and Stern, R. J., 2007, Neoproterozoic (835‐720 Ma) serpen nites  in the Eastern Desert, Egypt: fragments of forearc mantle. The Journal of Geology, 115, 457–472.   

Barnes, S.  J., 2000, Chromite  in Komatiites,  II. Modifications during greenschist  to mid‐amphibolite  facies metamorphism. Journal of Petrology, 41, 387‐409. 

Bucher, K. and Frey, M., 1994, Petrogenesis of metamorphic rocks. 6th edition. Springer‐Verlag, Berlin. Burkhard, D. J. M. and O'Neil J. R., 1988, Contrasting serpentinization processes in the eastern Central Alps, 

Contribution to Mineralogy and Petrology, 99, 498‐506. Cathelineau, M.  and Nieva,  D.  1985,  A  chlorite  solid  solution  geothermometer.  The  Los  Azufres Mexico 

geothermal system. Contribution to Mineralogy and Petrology, 91, 235‐244. Deer, W. A., Howie, R. A., and Zussman, J., 1992, An introduc on to the rock‐forming minerals (2nd edition). 

Longman Scien fic & Technical, 696p. Droop, G. T. R., 1987, A general equation for estimating Fe3+concentrations in ferromagnesian silicates and 

oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine, 51, 431‐435. El Gaby, S., 2005, Integrated evolution and rock classification of the Pan‐African belt in Egypt. In: Proceeding 

of the First Symposium On Classification of Basement Complex of Egypt, pp. 1‐9. El Gaby, S., El‐Nady, O. and Khudeir, A.A., 1984, Tectonic evolution of the basement complex in the Central 

Eastern Desert of Egypt. Geological Rundschau, 73, 1019‐1036. El Gaby, S., List, F. K. and Tehrani, R., 1988, Geology, evolution and metallogenesis of the Pan‐African Belt in 

Egypt. In: El Gaby, S., Greiling, R.O. (eds.), The Pan‐African Belt of Northeast Africa and Adjacent Areas. Viewig, Braunschweig, pp. 17‐68. 

El Gaby, S., List, F.K. and Tehrani, R., 1990, The basement complex of the Eastern Desert and Sinai. In: Said, R. (ed.). The geology of Egypt. A.A.Balkeme, Ro erdam, pp. 175‐184. 

Evans, B. W., 2004, The serpentinite multisystem revisited: chrysotile is metastable. International Geological Review, 46, 479‐506. 

Farahat E.  S. and Helmy H. M. 2006, Abu Hamamid Neoproterozoic Alaskan‐type  complex,  south Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 45, 187‐197. 

Finger,  F.  and  Helmy,  H.M.,  1998,  Composition  and  total‐Pb  model  ages  of  monazite  from  high‐grade paragenesis  in  the Abu Swayel area,  south Eastern Desert, Egypt. Mineralogy and Petrology, 62, 269‐289. 

Früh‐Green, G. L., Scambelluri, M. and Vallis, F., 2001, O‐H isotope ratios of high pressure ultramafic rocks: implications  for  fluid  sources  and  mobility  in  the  subducted  hydrous  mantle.  Contributions  to Mineralogy and Petrology, 141, 145‐159.  

Ghoneim, M. F. and Aly, S. M., 1986, Geology and petrochemistry of Ghadir forma on, Eastern Desert Egypt. M.E.R.C. Ain Shams University, Earth Science Series, 6, 125‐140. 

Ghoneim, M. F. and Lebda, M. M., 1997, Metavolcanic and older granites of the central Eastern Desert of Egypt  are  cogene c  island  arc  regime:  mineralogical  and  geochemical  evidences.  3rd  International Conference on Geochemistry, Alexandria University, Egypt, 1, 153‐170. 

Ghoneim, M. F., Lebda, M. M., Nasr, B. B. and Khedr, M. Z., 2002, Geology and tectonic evolu on of the area around Wadi Arais, Southern Eastern Desert, Egypt. 6th International Conference on the Geology of the Arab World, Cairo University, 45‐66. 

122         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

Graham, C.M., Skelton A.D.L., Bickle, M. and Cole, C., 1997, Lithological, structural and deformation controls on  fluid  flow  during  regional  metamorphism,  in:  M.B.  Holness  (ed.),  Deformation‐enhanced  Fluid Transport in the Earth's Crust and Mantle. Min. Soc. Series, Chapman and Hall, London, , pp. 196‐226. 

Hamdy, M. M., 2004, Continental upper mantle in the area of the Sudetes on the basis of mineralogical and geochemical  studies  of  ultramafic  rock  occurrences,  SW  Poland.  PhD  Thesis,  Institute  of  Geological Sciences, Polish Academy of Sciences, 221p. 

Hamdy, M. M., Stable isotope and trace element characteristics of some serpentinite‐hosted vein magnesite deposits  from  the  Eastern  Desert  of  Egypt:  arguments  for  magmatism  and  metamorphism‐related mineralising fluids. Middle East Research Centre, Ain Shams University (In Press). 

Hey, M.H., 1954, A new review of the chlorites. Mineralogical Magazine, 30, 277‐292. Hoefs, J., 2003, Stable isotope geochemistry. 5th edition. – Springer‐Verlag, Berlin, 244 p. Hyndman R, D. and Peacock, S. M., 2003, Serpen niza on of the forearc mantle. Earth and Planetary Science 

Le ers, 212, 417‐432. Kasemann, S., Meixner, A., Rocholl, A., Vennemann, T., Schmitt, A. and Wiedenbeck, M., 2001, Boron and 

oxygen isotope composi on of cer fied reference materials NIST SRM 610/612, and reference materials JB‐2G and JR‐2G. Geostandards Newsle er, 25, 405‐416. 

Kyser, T. K., 1987, Stable  isotope variations  in the mantle. Reviews of Mineralogy, Mineralogical Society of America, 16, 141‐164. 

Kyser,  K.  T., O’Hanley, D.  S.  and Wicks,  F.  J.,  1999,  The  origin  of  fluids  associated with  serpentinization processes: evidence from stable‐isotope compositions. Canadian Mineralogist, 37, 223‐237. 

Leake, B. W., Wooley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G., 1997, Nomenclature of amphiboles. Report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical  Association  Commission  on  new  minerals  and  mineral  names.  European  Journal  of Mineralogy, 9, 623‐651.  

Lebda, E.M., 1995, Petrology and mineral chemistry of serpen nite rocks of the Gogołów‐Jordanów massif, SW Poland. Ph.D. Thesis, Wrocław University, Poland, 189p. 

Li, Z‐X. A. and Lee, C‐T. A., 2006, Geochemical  investigation of serpentinized oceanic lithospheric mantle  in the  Feather  River  Ophiolite,  California:  Implications  for  the  recycling  rate  of  water  by  subduction. Chemical Geology, 235, 161‐185 

Lorand, J.‐P., 1985, The behavior of the upper mantle sulfide component during the  incipient alteration of Alpine” –type peridotites as  illustrated by the Beni Bousera (Northern Morocco) and Ronda (Southern Spain) ultramafic bodies. Tschermaks Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 34, 183‐209. 

Mével, C., 2003, Serpentinization of abyssal peridotites at mid‐ocean ridges. Comptes Rendus Geoscience, v. 335, p. 825‐852 

Miller, J. A., Cartwright, I., Buick, I. S. B. and Barnicoat, A. C., 2001, An O‐isotope profile through the HP–LT Corsican ophiolite, France and its implications for fluid flow during subduction. Chemical Geology, 178, 43‐69. 

Moghazi,  A.M.,  2002,  Petrology  and  geochemistry  of  Pan‐African  granitoids  Kab  Amiri  area,  Egypt‐implications for tectonomagmatic stages in the Nubian Shield evolution. Mineralogy and Petrology, 75, 41‐67. 

Muehlenbachs,  K.,  1987,  Alteration  of  the  oceanic  crust  and  the  18O  history  of  seawater.  Reviews  in Mineralogy, Mineralogical Society of America, 16, 425‐444 

O’Hanley, D.S., 1996, Serpentinites, Oxford University Press, New York, 277 p. O’Hanley, D.S. and Wicks F.J., 1995, Conditions of  formation of  lizardite, chrysotile and antigorite, Cassiar, 

British Columbia, Canadian Mineralogist, 33, 753‐773. Proenza,  J.A., Ortega‐Gutierrez,  F.,  Camprubi,  A.,  Tritlla,  J.,  Elias‐Herrera, M.  and  Reyes‐Salas, M.,  2004, 

Paleozoic serpentinites enclosed chromitites from Tehuitzingo (Acatla´n Complex, southern Mexico): a petrological and mineralogical study. Journal of South American Earth Sciences, 16, 649‐666. 

Pultlitz,  B., Matthews,  A.  and  Valley,  J. W.,  2000, Oxygen  and  hydrogen  isotope  study  of  high‐pressure metagabbros  and metabasalts  (Cyclades,  Greece):  implications  for  the  subduction  of  oceanic  crust. Contributions to Mineralogy and Petrology, 138, 114‐126. 

Ries,  A.C.,  Shackleton,  R.,  Graham,  R.H.  and  Fitches, W.R.,  1983,  Pan‐African  structures,  ophiolites  and mélanges in the Eastern Desert of Egypt: a traverse at 26º N. Journal of Geological Society London, 140, 75–95. 

Metamorphism of Ultramafic Rocks at Gebel Arais and Gebel Malo Grim, ED, Egypt 123

Sack,  R.O.  and  Ghiorso,  M.S.,  1991,  Chromian  spinels  as  petrogenetic  indicators:  thermodynamic  and Petrological applications. American Mineralogist, 76, 827‐847. 

Sharp,  Z. D., Atudorei, V.  and Durakiewicz,  T.,  2001, A  rapid method  for determination of hydrogen  and oxygen isotope ratios from water and hydrous minerals. Chemical Geology, 178, 197‐210. 

Sheppard, S. M. F., 1986, Characterization and  isotopic variations  in natural waters,  in:  J. W. Valley, H. P. Taylor &  J.  R.  O'Neil,  (eds.),  Stable  Isotopes  in  High  Temperature  Geological  Processes,  Reviews  in Mineralogy, Mineralogical Society of America, 16, 165‐183,  

Stern, R.J., 2002, Crustal evolution in the East African Orogen: a neodymium isotopic perspective. Journal of African Earth Sciences, 34, 109‐117. 

Stevens, R. E., 1944, Compsoi on of some chromites of the Western Hemisphere. Amercian Mineralogist, 29, 1‐34. 

Streckeisen, A., 1976, Classification of the common igneous rocks by means of their chemical composition. A provisional attempt. Neues Jahr Buch für Mineralogie, 1, 1‐15. 

Suita, M.T.F.  and  Strieder,  A.J.,  1996,  Cr‐spinel  from  Brazilian mafic  ultramafic  complexes: metamorphic modifica ons. Interna onal Geology Review, 38, 245‐267. 

Tistl, M., Burgath, K.P., Hohndorf, A., Kreuzer, H., Munoz, R. and Salinas, R., 1994, Origin and emplacement of Tertiary ultramafic complexes in northwest Colombia: evidence from geochemistry and K–Ar, Sm–Nd and Rb–Sr isotopes. Earth and Planetary Science Letters, 126, 41–59. 

Wenner,  D.B.  and  Taylor  H.P.,  1973,  Oxygen  and  hydrogen  isotopic  studies  of  the  serpentinization  of continental and ophiolite ultramafic complexes, American Journal of Science, 273, 207‐39. 

Wicks F.J. and O’Hanley, D.S., 1988, Serpentine minerals: structure and petrology, in: Reviews in Mineralogy, Mineralogical Society of America, 19, 91‐167 

Winter,  J.W.,  2001, An  introduction  to  igneous  and metamorphic petrology.  Prentic‐Hall  Inc.,  Englewood Cliffs, NJ 697p. 

Zheng  Y.‐F.,  1993,  Calcula on  of  oxygen  isotope  frac ona on  in  hydroxyl‐bearing  silicates,  Earth  and Planetary Science Letters, 120, p 247‐263. 

 

124         M. M. HAMDY and E. M. LEBDA 

براهين من التركيب المعدني : مصر-تحول الصخور الفوق مافية بجبل عرايس وجبل وملوجريم ،الصحراء الشرقية ونظائر األوكسجين والهيدروجين

**المتولى محمد لبدة و *محمد محمود حمدى

،مصر ٣١٥٢٧م الجيولوجيا، كلية العلوم، جامعة طنطا، طنطا قس * قسم العلوم البيولوجية والجيولوجية، كلية التربية، جامعة كفر الشيخ، كفر الشيخ، مصر **

نظائر األكسجين والهيدروجين لمعادن السربنتين وكذا كيمياء المعادن المتحولة بالصخور الفوق مافية يتناول هذا البحث دراسة

إلى التعـرف علـى مصـدر سـوائل ةتهدف هذه الدراسو ٠بجبل عرايس وجبل ملو جريم بجنوب الصحراء الشرقية المصريةالصخور موضـوع الدراسـة مـن صـخور وتتكون ٠السربنتنة ومتى حدثت عملية السربنتنة بالنسبة لعمليات التحول التالية

بجبل عرايس و جبل ملو جريم وصخور أوليفين ويبستريت غير ) يتسبينل ليرزول –سببنل هارزبرجيت (بيريدوتيت أوفيوليتية ٠بجبل عرايس فقط) تشابه الصخور الفوق مافية المتداخلة(أوفيوليتية

يعتقد أن مصادر سوائل السربنتنة وكذا درجات الحرارة واألوضاع التكتونية ومسارات التحول اإلقليمي التالية مختلفة بين نوعى

فصخور البيريدوتيت غالبا تمت سربنتنتها بعد إنزالقها على صخور البنية األساسـية . ة التى تمت دراستهاالصخور الفوق مافيلصـخور عـرايس ‰ ٣.٧٢≤ δ18O لـه (القارية وخاصة فى مناطق التماس بينهما وذلك بماء قارى متحول أو حرمـائي

،≥δ18O له (نه األساسى ليزرديت وقد أدى هذا لتكوين سربنتين معد). لصخور ملو جرايم ‰ ٥.٧٨δD ١٠٨.٥-تتراوح من وقد عانت هذه الصخور بعد هذا من تحول إقليمي تقدمى أدى إلعادة تبلور معادن السربنتين فى أنسجة غيـر ) ‰٩٤.٨ –إلي

ي والماجنيتيت كاذبة بدال من األنسجة الكاذبة، تحلل الكروميت األلوميني إلي كروميت األلوميني غني بالحديديك وكروميت الفيريتوبهذا إنتقلت الصخور من سحنة تحول الشيست األخضر ٠الكرومي كذا تكوين التلك واألنثوفيليت وخاصة في صخور ملو جريم

أما على الجانب اآلخر فصـخور األوليفـين ٠السفلية إلي السحنة اإلنتقالية بين سحنتي الشيست األخضر واألمفيبواليت للتحولحيث تم هـذا فـى الوتـد . ربنتنتها قبل تداخلها في صخور البريدوتيت األوفيوليتية وذلك أثناء تبريدهاويبستريت فغالبا تمت س

كان خليطـا ) ‰ ٦.٨٥-٦.٧٥ δ18O = له (ويعتقد أن ماء السربنتنة ٠الوشاحي القاري الواقع فوق اللوح المحيطي المندثروسـربنتنة ٠ا وإنصهارها وماء مجماتى قارى من الوتد الوشاحىمن ماء محيطي نتج من القشرة المحيطية المندثرة بعد تحوله

مقارنة بصخور البيريدوتيت األوفيوليتية حيث تكون األنتيجويت ) م٥٠٠ºإلي ٣٠٠(هذه الصخور تمت في درجات حرارة أعلى رة الصخرة المسـربنتنة وبإنخفاض درجة حرا ٠فقيرا فى محتواه من نظير الديوتيريوم مقارنة بالليزرديت بصخور البيريدوتيت

) م ٢٤٥ºالـى ١٧٦عنـد حـرارة تراوحـت مـن (فهى غالبا تعرضت لتحول إقليميى تراجعي مكونة التريمواليت والكلوريت ٠والليزرديت على حساب األنتيجوريت وذلك فى سحنة الشيست األخضر السفلية للتحول