Manuscript ID : geology-50138 Visit : 31 Page: 47 - 63

Article Type: Original Research

Mineral chemistry and geochemistry of trace and rare earth elements in the ultramafic rocks of west of Maku

Subject Areas :

1 -

Received: 2024-07-17 Accepted : 2024-07-29 Published : 2025-05-04

Keywords: Ophiolite, Rare earth elements pattern, Serpentinite, Crystal chemistry, Maku,

Abstract :

Late Cretaceous ultramafic rocks of the Neo-Tethyan ophiolite are located in the western Maku near the Iran-Turkey border as small, scattered bodies in vast areas. This part of Iran's territory belongs to the South Armenian Block (SAB), is Gondwanan, and is near the northern Neo-Tethyan suture. This study is focused on rock classification, residual phase composition, and mantle rock formation setting, using exact field relation observation, crystal chemistry studies, and whole rock chemistry accompanied by trace and rare earth elements investigations. The studied rocks were highly serpentinized, Ca-poor, and hydrated. These mantle rocks experienced a high degree of partial melting and were completely depleted from the incompatible elements. Therefore, the abundance of them was measured using a special method. The main phases are forsterite, enstatite, diopside, and chromian-spinel which are seen in the chrysotile-lizarditic serpentinized matrix. The U-shape rare earth elements pattern of the western Maku serpentinites is recorded as crustal contamination evidence. Additionally, the studied ultramafic rocks of western Maku based on the whole rock chemistry, diagrams and relations between major oxide and trace elements belong to the subducted serpentinites group. Also, they practiced high refertilization values by fluid/rock interactions on them. Hence, the enrichment of fluid mobile elements (FMEs) such as U, Pb, and Sr results from secondary events occurring during exhumation.

References:

آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران، انتشارات سازمان زمین¬شناسی کشور، تهران.
جلالت وکیل کندی، ص.، شاه پسندزاده، م.، هنرمند، م. و احمدی پور، ح.، 1398. الگوی ساختاری بخش خاوری توده پریدوتیتی ده شیخ، آمیزه افیولیتی اسفندقه، جنوب باختر ایران، فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 13 (49): 49-61.
روستایی، م.، زمانی، ب.، نواب پور، پ. و مؤید، م.، 1393. بررسی ساز و کار و نئوتکتونیک زون گسله سیه چشمه- خوی، علوم زمین، 24 (96): 221-234.
مجرد، م.، 1401. پترولوژی گدازه‌های جوان ماکو-پلدشت: با نگاهی به توزیع اندازه بلورهای الیوین و حفرات، زمین¬شناسی کاربردی پیشرفته، 12 (4): 981-1000.
مجرد، م. و مؤید، م.، 1403. ژئوشیمی سرپانتینیتهای قطعه مرکزی خط درز نئوتتیس (از شمالغرب ایران تا زاگرس عراقی و شرق آناتولی)، فصلنامه زمین¬شناسی ایران، 18 (69): 49-66.
مجیدی، م.، 1385. ورقه 1:100000 سیه چشمه، سازمان زمین¬شناسی کشور. تهران.
نیک‌بخت، س.، بیابانگرد، ح. و باقری، س.، 1399. پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت سیاه جنگل، شمالشرق آتشفشان تفتان، فصلنامه زمین¬شناسی ایران، 14 (56): 87-99.
Bellon, H. and Braud, J., 2003. Carbonate Sedimentary Environment, John Wiley, 360.
Cliff, R.A., Droop, G.T. and Rex, D., 1985. Alpine metamorphic in the south-east Tauern Window. Journal of Metamorphic Geology, 3(4), 403-415.
Bach, W. and Klein, F., 2009. The petrology of seafloor rodingites: insights from geochemical reaction path modelling. Lithos, 112, 103–117.
Barnes, J. D., Eldam, R., Lee, C. T. A., Errico, J. C., Loewy, S. and Cisneros, M., 2013. Petrogenesis of serpentinites from the Franciscan Complex, western California, USA. Lithos, 178, 143–157. https://doi.org/10. 1016/j.lithos.2012.12.018.
Barrier, E. and Vrielynck, B., 2008. Paleotectonic maps of the Middle East – Atlas of 14 maps, in: Middle East Basin Evolution Programme.
Berberian, M. and King, G.C.P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265. https://doi.org/10.1139/e81-019.
Berberian, M., 1997. Tectonic and Fault Reevaluation Study of the Bushehr Nuclear Power Plant Site. Khak-e Khub, Atomic Energy Organization of Iran (AEOI), April 1997, 98 pages, 5 Maps and Figures, 48 Plates in 13 Chapters (in English).
Dilek, Y. and Furnes, H., 2014. Ophiolites and their origins. Elements, 10, 93–100.
Deschamps, F., Godard, M., Guillot, S. and Hattori, K., 2013, Geochemistry of subduction zone serpentinites. A review: Lithos, 178, 96-127.
Ewart, A., Collerson, K. D., Regelous, M., Wendt, J. I. and Niu, Y., 1998. Geochemical evolution within the Tonga–Kermadec–Lau arc–backarc system: the role of varying mantle wedge composition in space and time. Journal of Petrology, 39, 331–368.
Green II, H.W., 2007. Shearing instabilities accompanying high-pressure phase transformations and the mechanics of deep earthquakes. Proceedings of the National Academy of Sciences, 104, 9133–9138.
Grosjean, M., Moritz, R., Rezeau, H., Hovakimyan, S., Ulianov, A., Chiaradia, M. and Melkonyan, R., 2022. Arabia-Eurasia convergence and collision control on Cenozoic juvenile K-rich magmatism in the South Armenian block. Lesser Caucasus. Earth-Science Reviews, 226. https://doi.org/10.1016/j. earscirev.2022.103949 103949.
Gruau, G., Bernard-Griffiths, J. and Lecuyer, C., 1998. The origin of U-shaped rare earth patterns in ophiolite peridotites: Assessing the role of secondary alteration and melt/rock reaction. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62, 21/22: 3545–3560.
Huang, R. F., Sun, W. D., Ding, X. and Wang, Y. R., 2013. Mechanism for serpentinization of mafic and ultramafic rocks and the potential of mineralization. Acta Petrologica Sinica, 29(12): 4, 336–4,348 (in Chinese with English abstract).
Kochergina, Y. V., Ackerman, L., Erban, V., Matusiak-Małek, M., Puziewicz, J., Halodová, P. and Magna, T., 2016. Rhenium–osmium isotopes in pervasively metasomatized mantle xenoliths from the Bohemian Massif and implications for the reliability of Os model ages. Chemical Geology, 430, 90–107. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2016.03.020.
Kodolányi, J., Pettke, T., Spandler, C., Kamber, B. S. and Gméling, K., 2012. Geochemistry of ocean floor and fore-arc serpentinites: Constraints on the ultramafic input to subduction zones. Journal of Petrology, 53(2), 235–270. https://doi.org/10.1093/petrology/egr058.
Li, X. P., Rahn, M. and Bucher, K., 2004. Serpentinites of the Zermatt-Saas ophiolite complex and their texture evolution. Journal of Metamorphic Geology, 22, 159–177. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2004. 00503.x
Modjarrad, M., Whitney, D.L. and Omrani, H., 2024a. Petrologic evolution of the Gysian ophiolitic serpentinites, NW Iran. Acta Geochim, https://doi.org/10.1007/s11631-024-00682-6
Modjarrad, M. Whitney, D.L. and Omrani, H., 2024b. The P–T–X conditions of staurolite-garnet metabasites, NW Iran: implications for metamorphism during Arabia-Eurasia collision. Journal of Asian Earth sciences: X, https://doi.org/10.1016/j.jaesx.2024.100175
Modjarrad, M., Uysal, İ., Moghadam, H.S., Demir, Y. and Müller, D., 2025. Geochemical insights and petrogenetic processes of ophiolitic fragments from the Avajiq and Silvana: Implications for Neo-Tethyan Evolution in Northwest Iran. International Geology Reviews, https://doi.org/10.1080/00206814.2025.2453979
Mohajjel, M., and Fergusson, C.L., 2000. Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Journal of Structural Geology, 22, 1125–1139. https://doi.org/10.1016/S0191-8141(00)00023-7.
Mohammadi, A., Burg, J.P. and Guillong, M., 2020. The Siah Cheshmeh-Khoy-Misho-Tabriz fault (NW Iran) is a cryptic neotethys suture: evidence from detrital zircon geochronology, Hf isotopes, and provenance analysis, International Geology Review, https://doi.org/10.1080/00206814.2020.1845992
Neill, I., Meliksetian, Kh., Allen, M.B., Navarsardyan, G. and Karapetyan, S., 2013. Pliocene– Quaternary volcanic rocks of NW Armenia: magmatism and lithospheric dynamics within an active orogenic plateau. Lithos, 180–181, 200–215
Nikogosian, I.K., Bracco Gartner, A.J.J., Mason, P.R.d., van Hinsbergen, D.J.J., Kuiper, K.F., Kirscher, U., Matveev, S., Grigoryan, A., Grigoryan, E., Israyelyan, A., van Bergen, M.J., Koornneef, J.M., Wijbrans, J.R., Davies, G.R. and Meliksetian, K., 2023. The South Armenian Block: Gondwanan origin and Tethyan evolution in space and time. Gondwana Research, 121, 168–195. https://doi.org/10.1016/j.gr.2023.03.023
Niu, Y., Langmuir, C.H. and Kinzler, R.J., 1997. The origin of abyssal peridotites: a new perspective. Earth and Planetary Science Letters, 152, 251–265.
Niu, Y., 1999. Comments on some misconceptions in igneous/ experimental petrology and methodology: a reply. Journal of Petrology, 40, 1195–1203
Niu, Y., Gilmore, T., Mackie, S., Greig, A. and Bach, W., 2002. Mineral chemistry, whole-rock compositions and petrogenesis of ODP Leg 176 gabbros: data and discussion. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 176. 60. [Online] Available at http://www-odp.tamu.edu/publications/176_SR/chap_08/ chap_08.htm
Niu, Y. and O’Hara, M.J., 2003. The origin of ocean island basalts (OIB): a new perspective from petrology, geochemistry and mineral physics considerations. Journal of Geophysical Research, 108, 10.1029/ 2002JB002048, 19.
Niu, Y., 2004. Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: implications for mantle melting, melt extraction and post-melting processes beneath mid-ocean ridges. Journal of Petrology, 45, 2423–2458.
Parkinson, I.J. and Pearce, J.A., 1998. Peridotites from the Izu–Bonin–Mariana forearc (ODP Leg 125): evidence for mantle melting and melt–mantle interaction in a suprasubduction zone setting. Journal of Petrology, 39 (9), 1577–1618.
Paulick, H., Bach, W., Godard, M., De Hoog, J.C.M., Suhr, G. and Harvey, J., 2006. Geochemistry of abyssal peridotites (Mid-Atlantic Ridge, 15°20′N, ODP Leg 209): implications for fluid/rock interaction in slow spreading environments. Chemical Geology, 234, 179–210.
Pearce, J. A. and Robinson, P. T., 2010. The Troodos ophiolitic complex probably formed in a subduction initiation, slab edge setting. Gondwana Research, 18(1), 60–81. https://doi.org/10.1016/j.gr.2009.12.003
Pfeifer, H. R., 1990. Major and Trace Element Discrimination Diagrams to Determine Possible Protoliths of Orogenic Ultramafic Rocks. Universite de Lausanne.
Rolland, Y., Hässig, M., Bosch, D., Bruguier, O., Melis, R., Galoyan, G., Topuz, G., Sahakyan, L., Avagyan, A. and Sosson, M., 2020. The East Anatolia-Lesser Caucasus ophiolite: An exceptional case of large-scale obduction, synthesis of data and numerical modelling. Geosciences Frontiers, 11, 83–108. https://doi.org/10.1016/j. gsf.2018.12.009
Rudnick, R. L. and Fountain, D. M., 1995. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Review of Geophysics, 33, 267–309.
Rüpke, L.H., Morgan, J.P., Hort, M. and Connolly, J.A.D., 2004. Serpentine and the subduction zone water cycle. Earth and Planetary Science Letters, 223, 17–34.
Sun, S. S. and McDonough, W. F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In A. D. Saunders and M. J. Norry (Eds.), (42: 313–345). Magmatism in the Ocean Basins: Geological Society Special Publication. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Taylor, S.R. and McLennan, S.M., 1985. The Continental Crust: Its composition and evolution; an examination of the geochemical record preserved in sedimentary rocks; Blackwell, Oxford. 312.
Uysal, İ., 2008. Platinum-group minerals (PGM) and other solid inclusions in the Elbistan–Kahramanmaras¸ mantle-hosted ophiolitic chromitites, south-eastern Türkiye: their petrogenetic significance. Turkish Journal of Earth Sciences, 17, 729–740.
Uysal, İ., Tarkian, M., Sadiklar, M.B., Zaccarini, F., Meisel, T., Garuti, G. and Heidrich, S., 2009. Petrology of Al- and Cr-rich ophiolitic chromitites from the Muğla, SW Türkiye: implications from composition of chromite, solid inclusions of platinum-group mineral, silicate, and base-metal mineral, and Os-isotope geochemistry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 158, 659–674.
Uysal, İ., Akmaz, R.M., Kapsiotis, A., Demir, Y., Saka, S., Avcı, E. and Müller, D., 2015. Genesis and geodynamic significance of chromitites from the Orhaneli and Harmancık ophiolites (Bursa, NW, Türkiye) as evidenced by mineralogical and compositional data. Ore Geology Reviews, 65, 26–41.
Wakabayashi, J., 2017, Structural context and variation of ocean plate stratigraphy, Franciscan Complex, California: Insight into mélange origins and subduction-accretion processes. Progress in Earth and Planetary Science, 4:, 18, https://doi.org/10.1186/s40645-017-0132-y.
Whattam, S.A. and Stern, R.J., 2011. The ‘subduction initiation rule’: A key for linking ophiolites, intra-oceanic fore arcs, and subduction initiation. Contributions to Mineralogy and Petrology, 162, 1031–1045. doi:10.1007/s00410-011- 0638-z.
Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187.
Wu, K., Yuan, H. L., Lyu, N. and Zhang, L. P., 2020. The behavior of fluid mobile elements during serpentinization and dehydration of serpentinites in subduction zones. Acta Petrologica Sinica, 36(1), 141–153. (in Chinese with English abstract).
Xin, G.Y., Chu, Y., Su, B.X., Lin, W., Uysal, I. and Feng, Z.T., 2021. Rapid transition from MORB type to SSZ type oceanic crust generation following subduction initiation: insights from the mafc dikes and metamorphic soles in the Pozantı Karsantı ophiolite, SE Türkiye. Contributions to Mineralogy and Petrology, 176, 64 https://doi.org/10.1007/s00410-021-01821-5.
Zhang, Z., Xiao, W., Ji, W. and Majidifard, M.R., 2018, Geochemistry, zircon U-Pb and Hf isotope for granitoids, NW Sanandaj-Sirjan zone, Iran: Implications for Mesozoic-Cenozoic episodic magmatism during Neo-Tethyan lithospheric subduction. Gondwana Research, 62: 227-245. doi:10.1016/j.gr.2018.04.002.

Full-Text:

شیمی کانی و ژئوشیمی عناصر جزئی/ نادرخاکی درالترامافیکهای غرب ماکو

منیر مجرد (1 و ¹)

1. دانشیار گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران

تاریخ دریافت: 27/04/1403

تاریخ پذیرش: 08/05/1403

چکیده

سنگ‌های الترامافیک کرتاسه فوقانی در ناحیه غرب ماکو در نزدیکی مرز با ترکیه متعلق به افیولیت نئوتتیس و به‌صورت تودههای کوچک و پراکنده، توزیع وسیعی دارند. این بخش از خاک ایران بخشی از بلوک ارمنستان جنوبی و گندوانایی و نزدیک به خطواره سیوان-آکرا است. در این مطالعه با استفاده از مشاهده دقیق روابط صحرایی، بررسی شیمی بلور و دادههای سنگکل که شامل عناصر جزئی و نادر خاکی است، به طبقهبندی این گروه سنگی، شناسایی ترکیب فازهای باقیمانده و تشخیص جایگاه تشکیل سنگ گوشتهای پرداخته شده است. سنگ‌های الترامافیک این ناحیه به‌شدت سرپانتینی شده، کم کلسیم و هیدراته هستند. این سنگ‌های گوشتهای درجه بالایی از ذوب بخشی را تجربه کرده و از عناصر ناسازگار تهی هستند. بنابراین اندازهگیری مقادیر این عناصر با روش خاصی صورت گرفت. فازهای اصلی شامل فورستریت، انستاتیت، دیوپسید و کروم اسپینل است و در یک متن غالب سرپانتینی از نوع کریزوتیل و لیزاردیت به چشم میخورند. الگوی عناصر نادر خاکی سنگ‌ها زنگولهای است و نشانهی آلایش با پوسته قارهای را ثبت کرده است. بعلاوه سنگ‌های الترامافیک غرب ماکو بر اساس ژئوشیمی سنگکل و با استفاده از نمودارها و نسبتهای بین اکسید عناصر اصلی و جزئی، از دسته سرپانتینیتهای فرورانده شده ارزیابی شده و درجات بالایی از باروری مجدد آنها توسط فرایندهای تبادل سنگ/سیال روی داده است. بنابراین فراوانی نسبی بالای عناصر محلول در سیال مانند اورانیم، سرب و استرانسیم در آنها حاصل فرایندهای ثانوی می‌باشد.

واژههای کلیدی: افیولیت، الگوی عناصر نادر خاکی، سرپانتینیت، شیمی بلور، ماکو.

Mineral chemistry and geochemistry of trace and rare earth elements in the ultramafic rocks of west of Maku

Monir Modjarrad 1, *

1 Associated Professor of, Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Urmia, Iran

Abstract

Keywords: Ophiolite, Rare earth elements pattern, Serpentinite, Crystal chemistry, Maku

مقدمه

مطالعه بخش گوشتهای یک افیولیت میتواند اطلاعات مفیدی را درباره فرایندهای تکوین گوشته فوقانی و محیط تکتونیکی پیدایش افیولیت در اختیار بگذارد (Uysal et al., 2009; 2008). افیولیتهای مرتبط با جایگاه فرافرورانشی² یا جلوی قوسی³ اغلب دانشی درباره تاریخچه تحولات لیتوسفر اقیانوسی قدیمی و موقعیت آن از لحاظ چرخه ویلسون در اختیار قرار میدهد (Uysal et al., 2015; Pearce and Robinson, 2010). کارهای پژوهشی اخیر بر روی افیولیتها نشان داده است، اغلب سنگ‌های الترامافیک اقیانوسی در محیط جلوی قوس پدید آمدهاند (Xin et al., 2021; Dilek and Furnes, 2014). طبق یافتههای نوین، افیولیتهای جلوی قوسی بخشی از پوسته اقیانوسی هستند و در مراحل آغازین فرورانش ایجاد شده است (Whattam and Stern, 2011). این دسته از افیولیتها اغلب به شکل یک آمیزه رنگین در سطح ظاهر میشوند (Wakabayashi, 2017).

در گوشه شمال غربی ایران فشارش مورب ورقه عربی به زیر خرد قاره ایران و بلوک ارمنستان جنوبی⁴ طی فرورانش نئوتتیس با شیب به سمت شمال شرقی در زمان تریاس تا ژوراسیک زیرین (Zhang et al., 2018) منجر به پیدایش قوس ماگمایی سنوزوئیک مشهور به نام ارومیه – دختر⁵ با نام معادل کمربند ماگمایی ترکیه-قفقاز کوچک-ایران⁶ شده است (Grosjean et al., 2022). این کمربند به‌موازات نوار دگرگونه سنندج-سیرجان و نیز لکههای افیولیتی متعدد امتداد کوهزایی زاگرس⁷ از زمان ژوراسیک میانی تا برخورد عربی-اوراسیایی ظهور پیدا کرده است (Berberian and King, 1981; Mohajjel and Fergusson, 2000).

برخی زمینشناسان معتقدند نئوتتیس شامل دو شاخه شمالی (خطواره سیوان – آکرا) و جنوبی (خطواره بیتلیس – زاگرس⁸) بوده و شاخه شمالی دیرتر از شاخه جنوبی و در میوسن میانی بسته شده است (Neill et al., 2013). لکههای افیولیتی متعدد کمربند افیولیتی زاگرس متعلق به کرتاسه بالایی و ناشی از پدیدههای مربوط به بسته شدن اقیانوس نئوتتیس جنوبی هستند. لکههای افیولیتی از شمال تا جنوب در ارمنستان، شرق ترکیه، شمال غرب ایران و شمال شرق عراق در سطح رخنمون پیدا کردهاند و مهمترین آنها عبارتند از: آماسیا، استپاناوان، سیوان و ودی در ارمنستان، کاگیزمان، چادیران، تاشلیچای و شرق وان در ترکیه، آواجیق، چالدران، خوی، سرو، گیسیان، پیرانشهر، سردشت، مریوان، کامیاران و کرمانشاه در ایران و حسن بگ، پشتاشان، بولفات، ماوات و پنجوین در عراق (Modjarrad et al., 2024a and references therein; Modjarrad et al., 2025). مطالعه بخش گوشتهای توالی یک افیولیت در شناخت وقایع و منشاء آن کارآیی زیادی دارد (مجرد و مؤید، 1403، جلالت وکیلکندی و همکاران، 1398، نیکبخت و همکاران، 1399).

در مطالعه حاضر بر روی یک مجموعه نمونه جدید از سرپانتینیتهای پراکنده غرب ماکو تحقیقات مربوط به شیمی بلور و نیز ترکیب سنگ کل سامان یافته و مهم‌تر از همه با تکنیک ویژهای مقادیر بسیار اندک عناصر جزئی و نادر خاکی آن که نقش تعیینکنندهای در مطالعه پترولوژی دارد، به‌دشواری سنجیده و بررسی شده است. شواهد حاکی از این است که ناحیه ماکو قطعهای از بلوک ارمنستان جنوبی و گندوانیک بوده (Nikogosian et al., 2023) و بیشتر به خطواره نئوتتیس شمالی نزدیک میباشد. در بخش شمال‌غربی ایران پیچیدگی این فرایندها بیشتر بوده است (شکل 1) و بیشتر لکهها در امتداد گسل تراستی مهم موسوم به سیهچشمه (چالدران) – خوی – تبریز به سطح رسیدهاند (Mohammadi et al., 2020).

زمینشناسی ناحیه

سنگ‌های الترامافیک سرپانتینی شده افیولیتی در غرب ماکو به‌صورت تودههای کوچک و پر تعداد در این ناحیه تا مرز بین ایران و ترکیه به همراه سنگ‌های متابازیتی با منشاء پشته میان اقیانوسی (Modjarrad et al., 2024b) و بازالت‌های جوان کواترنری ماکو (مجرد، 1401) سطح را پوشاندهاند. البته درجه دگرگونی در سنگ‌های این ناحیه به‌اندازه بخش‌های شمالی در استپاناوان و آماسیا (Rolland et al., 2020) نیست. از آنجا که محصولات آتشفشانی طغیانی پلدشت تا ماکو با ترکیب مشابه آتشفشان آرارات بخش وسیعی از ناحیه را با سنگ‌های آندزیتی- توف و بازالت حفرهدار جوان پوشاندهاند. بنابراین رخنمون سنگ‌های الترامافیک در سطح کوچک و به‌صورت پراکنده است. همچنین سنگ‌های الترامافیک توسط رسوب‌گذاری آهک‌های پلاژیک پالئوسن نیز محفوظ شده و از دید پنهان هستند.

این ناحیه در خطواره افیولیتی نئوتتیس به‌صورت آمیزه رنگین تکتونیزه در کرتاسه فوقانی پدید آمده (آقانباتی، 1383) و در امتداد گسل اصلی امتدادلغز سیهچشمه (چالدران) – خوی – تبریز (روستایی و همکاران، 1393) و گسل‌های تراستی نظیر شادلو (شکل a-2) در سطح ظاهر شده است (Berberian, 1997). بیشتر تمرکز سرپانتینیتها در اطراف روستاهای علوجنی، هالهال، دلیکوردی و شاه بندهلو است و نمونهبرداری از این مناطق صورت گرفت (شکل b-2).

شکل 1. نقشه کهن ساختاری⁹ خطواره نئوتتیس در زمان 6/3 تا 59/2 میلیون سال قبل¹⁰ اقتباس شده از نقشه شماره 14 برنامه تکامل حوضه خاورمیانه¹¹ (Barrier and Vrielynck, 2008). موقعیت کنونی برخی لکههای افیولیتی مهم افزوده شده و با ستاره مشکی مشخص شده است

شکل 2. (a موقعیت جغرافیایی ناحیه مورد مطالعه بر روی عکس ماهوارهای شمال غرب ایران. گسل اصلی امتدادلغزی که برونزد لکهها در امتداد آن است، مشخص شده است، (b نقشه زمینشناسی ناحیه غربی ماکو (اقتباس شده و تغییر یافته بر روی ورقه 1:100000 سیهچشمه از مجیدی، 1385) و توزیع لکه‌های الترامافیکی بر روی آن، همچنین محل نمونه‌برداری‌ها بر روی نقشه علامت‌گذاری شده است.

روش مطالعه

از بین ده‌ها نمونه سنگی از سرپانتینیتهای پراکنده در غرب ماکو تعداد 20 نمونه برای تهيه مقطع نازك انتخاب و توسط ميكروسكوپ پلاريزان در گروه زمینشناسی دانشگاه ارومیه مورد مطالعه و بررسي قرار گرفت. پس از آن هشت نمونه از متنوعترین نمونه‌ها از نظر کانی‌شناسی و بافتی که توزیع جغرافیایی مناسبی از ناحیه داشتند، جهت انجام تجزیه به‌وسیله دستگاه فلوئورسانس اشعه ایکس¹² (برای دستیابی به اکسید عناصر اصلی) و طیف‌سنجی جرمی پلاسمای جفتیده القائی¹³ (برای اندازهگیری عناصر جزئی و نادر خاکی) در آزمایشگاه ساواآزما (معتمد وزارت صمت در تهران) تجزیه شد (جدول 1S نتایج را نشان می‌دهد). ازآنجاکه سنگ‌ها بسیار تهی شده بودند اغلب عناصر جزئی، همه عناصر نادر خاکی و نیز کل گروه پلاتین که با صرف هزینه بالا مورد تجزیه قرار گرفتند، زیر حد تشخیص دستگاه گزارش شد.

با عنایت به اینکه فراوانی برخی عناصر جزئی و نیز الگوی عناصر نادر خاکی در تعیین خاستگاه و بررسی سیر تکاملی پوسته نقش حیاتی دارند بنابراین چهار نمونه متنوع از نظر اکسید عناصر اصلی انتخاب و در آزمایشگاه GeoLab انتاریو (وزارت معدن کانادا) مورد تجزیه قرار گرفت (جدول 2S). در این تجزیه به‌صورت ویژه حد تشخیص دستگاه تا حد ده‌هزارم پی پی ام پایین آورده شد تا غلظت بسیار اندک عناصر پس از تغلیظ در اسید مرکب سنجیده شود. مجموع تمام عناصر نادر خاکی در این سنگ‌ها به‌سختی به دو پی پی ام میرسد و نشان از تهیشدگی شدید آنها دارد. استانداردهای مورد استفاده پیروکسنیت ISO 17025 و نیز OREAS 684 برای کالیبراسیون دستگاه است.

پس از پتروگرافی دقیق و نیز بررسی نتایج ژئوشیمی تعداد چهار نمونه برای انجام تجزیه نقطهای ریزکاونده الکترونی¹⁴ در آزمایشگاه گروه علوم زمین دانشگاه لودویگ ماکسی میلیان مونیخ در کشور آلمان انتخاب شد. دستگاه از نوع کامکا SX-100 و کانی‌های اصلی نظیر الیوین، پیروکسن، اسپینل و سرپانتین در سنگ‌های مورد بحث مورد تجزیه قرار گرفتند. جدول 3S نتایج این تجزیه را خلاصه کرده است.

پتروگرافی و شیمی کانیها

سنگ‌های الترامافیک پراکنده در ناحیه غربی ماکو اغلب به‌شدت (بیش از 70 درصد) سرپانتینی شدهاند و فقط بقایایی از الیوین، پیروکسنها و اسپینل در زمینهای از سرپانتین وجود دارد (شکل 3). بنابراین استفاده از پسوند سرپانتینی برای این سنگ‌ها الزامی است. با توجه به نسبت فراوانی حجمی فازهای باقیمانده این سنگ‌ها از نوع هارزبورژیت سرپانتینی میباشند.

الیوین در این سنگ‌ها از نوع فورستریتی بوده و حدود 10-20 درصد حجمی فراوانی دارد. این کانی بافت غربالی داشته و به‌صورت جزایری باقیمانده در متن سرپانتینهای رشتهای و تودهای لیزاردیتی، کریزوتیلی منیزیم بالا نمود دارد.

ارتوپیروکسن از نوع انستاتیت با فراوانی حدود 10 درصد حجمی و کلینوپیروکسن دیوپسیدی بسیار کمتر (حدود 5 درصد حجمی) در این سنگ‌ها وجود دارند. گاهی بافت نبود امتزاجی از دو پیروکسن در نمونهها دیده میشود. ولی اغلب این دو کانی به‌صورت فازهای مجزا رشد کردهاند.

کانی تیره از نوع کروم اسپینل به‌صورت شکسته و تکه تکه شده در ابعاد ریز هم دیده میشود. در بعضی نمونهها کانی کلینوپیروکسن ثانویه رشد کرده و نمیتوان آن را جزء کانی‌های اصلی قلمداد و در طبقهبندی سنگ لحاظ کرد. خلاصهای از نتایج بررسی شیمی کانی‌ها بر روی عکس‌های میکروسکوپ الکترونی درج شده تا مطالعه و مقایسه آسان‌تر شود (شکل 3).

شکل 3. تصاویر میکروسکوپ الکترونی نمونههای سرپانتینی غرب ماکو. خلاصهای از نتایج شیمی بلور روی عکس‌ها قید شده است. نشانههای اختصاری کانی‌ها از Whitney and Evans (2010) میباشد

ژئوشیمی سنگ کل

به‌منظور درک شرایط تشکیل و نیز ویژگیهای ژئوشیمیایی سنگ‌های الترامافیک سرپانتینی غرب ماکو اقدام به تجزیه سنگ کل نمونهها شد (جدول 1). این نتایج نشان داد سنگ‌های مورد نظر هیدراته و فقیر از کلسیم بوده و با ترکیب نورماتیو بازمحاسبه شده متعلق به دسته هارزبورژیت و/یا الیوین-ارتوپیروکسنیت کلینوپیروکسن دار میباشند. این سنگ‌ها محتوای بالایی از مواد فرار داشته (LOI=12-15 wt.%) و به‌شدت سرپانتینی شدهاند. محتوای بالای اکسید منیزیم (حدود 30-45 درصد) از ویژگیهای سنگ‌های الترامافیک گوشته محسوب میشود (Pfeifer, 1990). میزان اندک اکسیدهای آلومینیم و کلسیم ناشی از حضور کم فاز کلینوپیروکسن به دلیل نرخ بالای ذوب بخشی در این تفاله گوشتهای است. در نمونههایی که کلینوپیروکسن ثانویه به‌صورت متاسوماتیک در آنها پدید آمده این دو اکسید فراوانی بیشتری دارند.

در نمودار مثلثی اکسیدهای آلومینیم- کلسیم-منیزیم سنگ‌های مورد مطالعه اغلب در گستره هارزبورژیت و کمتر در بخش لرزولیت گوشتهای واقع شدهاند (شکل a-4). با هدف قیاس الترامافیکهای غرب ماکو با سایر افیولیت‌های شناخته شده امتداد نئوتتیس، برخی از موارد مهم در همین نمودار مشخص و تشابه موارد متعددی از آنها نظیر غرب وان ترکیه، خوی، کرمانشاه و پنجوین عراق با الترامافیکهای حاضر تأیید میشود (شکل b-4). البته بعضی از آنها بیشتر لرزولیتی هستند و یا بیشتر دگرگون شده و منیزیم از دست دادهاند.

شکل 4. (a رابطه بین سرپانتینیتهای غرب ماکو و پروتولیت آن در مثلث MgO-Al2O3-CaO (wt.%) (Li et al., 2004)، (b همین نمودار برای سرپانتینیتهای مهم نئوتتیس رسم شده است

با توجه به‌شدت سرپانتینی شدن الترامافیکهای غرب ماکو، فراوانی عناصر جزئی برای تعیین ژنز آنها میتواند بسیار ارزشمند باشد. فراوانی کروم بین 2850-2000، نیکل از 2060-1700، اسکاندیم بین 20-10، تیتانیم 200-100، باریم 350-80، لیتیم 9-2 و سرب زیر سه پی پی ام می‌باشد (جدول 2S).

برای رسم الگوی عناصر نادر خاکی این سنگ‌ها از کندریت برای به هنجارسازی استفاده شد (شکل a-5). این الگو یک شکل زنگولهای داشته و هم عناصر نادرخاکی سبک و هم سنگین بالا و مقادیر عناصر میانه گروه کم است. بیهنجاری منفی خفیفی از یوروپیم در این الگو دیده میشود. با هدف مقایسه، دو مورد الگوی مربوط به الترامافیکهای جلوی قوسی از ناحیه بونین و کرمانشاه در این نمودار آورده شده که تشابه قابل ملاحظهای با روندهای نمونههای غرب ماکو نشان میدهند.

همچنین رسم الگوی تغییرات عنکبوتی نمودارهای چندین عنصری به هنجار شده نسبت به گوشته اولیه، بیهنجاری مثبتی از باریم، اورانیم، سرب و استرانسیم در کنار بیهنجاری منفی نسبی از توریم، پتاسیم، فسفر و بیشتر عناصر با مقاومت یونی بالا مانند زیرکونیم و نئودمیم را نشان میدهد (شکل b-5).

شکل 5. (a الگوی عناصر نادر خاکی به هنجار شده نسبت به کندریت (Taylor and McLennan, 1985)، بعلاوه دو روند از سرپانتینیتهای جلوی قوس با هدف قیاس آورده شده است. منابع روی نمودار درج شده است، (b نمودار عنکبوتی چندین عنصری به هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989).

بحث

برای تعیین محیط تکتونیکی پیدایش سنگ‌های الترامافیکی پراکنده در ناحیه غرب ماکو به رسم نمودارهای هارکرگونه بر مبنای اکسید منیزیم برای برخی اکسیدها و عناصر انتخابی مانند اکسیدهای سیلیسیم، تیتانیم، آلومینیم، ایتریم، ایتربیم، اسکاندیم و لوتسیم اقدام شد (شکلهای 6 و 7). از آنجا که نمونهها به‌شدت منیزیم از دست دادهاند، بنابراین نمونهها در هیچ‌یک از محدودههای الترامافیکهای مناطق عمیق و یا جلوی قوسی (فرافرورانشی) قرار نگرفتند. اگر مسئله افت محتوای منیزیم را در نظر نگیریم نمونهها به‌خوبی روند موازی با مناطق جلوی قوسی را ثبت کردهاند (شکل 6). بخصوص وانادیم و آلومینیم این مشخصه را خوب نشان میدهند. بقیه الترامافیکهای مقایسه شده نئوتتیس نیز اغلب در جایگاه‌های تعیین شده استقرار نیافته و درجاتی از سرپانتینی شدن مانع از تعیین دقیق جایگاه تشکیل آنها میشود (شکل 6).

شکل 6. نمودار تغییرات اکسید منیزیم در برابر (a سیلیس، (b اکسید آلومینیم و (c تیتانیم برای سرپانتینیتهای غرب ماکو و نیز افیولیتهای مهم خطدرز نئوتتیس. افت محتوای منیزیم به‌واسطه سرپانتینی شدن مانع از جایگیری نقاط در محدودههای مورد نظر شده است. با این وجود موازات روند جلوی قوسی تا حدی دیده میشود. (محدودههای الترامافیکهای مناطق عمیق و جلوی قوسی از Niu et al., 1997 و Parkinson and Pearce, 1998)

شکل 7. نمودارهای تغییرات اکسید منیزیم در برابر عناصر جزئی مانند (a ایتریم، (b اسکاندیم، (c ایتربیم و (d لوتسیم که روند کاهش منیزیم از استقرار نمونهها در محدودههای مورد نظر ممانعت کرده است

با هدف طبقهبندی سرپانتینیتهای غرب ماکو (جدول 1) طبق دستهبندی دشامپ و همکاران (Deschamps, et al., 2013)، نمودارهایی بر پایه ایتربیم در برابر استرانسیم، لیتیم، اورانیم، تیتانیم، باریم، سرب و نسبت لانتانیم به ایتربیم رسم شد (شکل 8). این عناصر که از نوع متحرک در سیال محسوب میشوند به‌خوبی میتوانند بیانگر تاریخچه وقایع مرتبط با غنیشدگی سرپانتینیتها باشند. شدت سرپانتینی شدن منجر به از دست رفتن شدید مقدار منیزیم در این سنگ‌ها شده و مانع از دستهبندی صحیح این سنگ‌ها شده است. با این وجود تعلق این سنگ‌ها به گروه سرپانتینیتهای لیزاردیتی فرورانده شده از این نمودارها نتیجه میشود (شکل 8). نکته مهم گستره باروری مجدد این سرپانتینیتها توسط تبادلات سنگ/سیال است و در نمودارها به‌خوبی مشهود است. غنیشدگی از عناصر متحرک در سیال در نمودارها ناشی از همین امر است.

جدول 1. مشخصات ژئوشیمیایی انواع سرپانتینیتهای محیطهای مختلف (Deschamps et al., 2013)

سیالات مشتق شده از سرپانتینیتها	سرپانتینیتهای گوه گوشتهای	سرپانتینیتهای فرورانده شده	سرپانتینیتهای مناطق عمیق
غنی از عناصر متحرک در سیال (FME)	محتوای Ti کم تا متوسط (5-30 ppm)	محتوای Ti بالا (30-500 ppm)	محتوای Ti متوسط (10-100 ppm)
نسبت بالایی از عناصر جزئی شامل: U/Th, Sb/Ce, Sr/Nd و غنی از B	محتوای Yb پایین (<0.05 ppm)	محتوای Yb غنیشده (0.02>1 ppm)	محتوای Yb به نسبت ثابت (0.005-0.05 ppm)
	LOI بالا	LOI اندک	FMQ تا FMQ-2
	FMQ+1- FMQ-1	FMQ-1, FMQ-2	ناهنجاری مثبت Eu
	کروم اسپینل: Cr#>0.6, XMg<0.4	کروم اسپینل: Cr#<0.6, XMg>0.4	کروم اسپینل: Cr#<0.6, XMg>0.4
	غنی از LILE مانند Cs, Rb, Sr	الگوی عناصر نادر خاکی به نسبت مسطح	غنی از Eu و Pb
		شواهد قوی مبنی بر غنیشدگی ثانویه/باروری مجدد

درباره منشاء سیالات مؤثر در باروری سرپانتینیتها لازم به ذکر است که با فرورانش تختال اقیانوسی که آبگیری و گرمایش آن توسط دگرگونی پیشرونده در کانال فرورانش (Green, 2007)، سیالات زیادی از این تختال آزاد شده و همین سیالات رهاشده باعث ذوب بخشی گوه گوشتهای و وقوع ماگماتیسم قوس‌های فرورانشی میشود. میزان متوسط آب در پوسته اقیانوسی در رخساره تدفینی زئولیتی حدود 7 درصد است و در سنگ‌های رخساره اکلوژیت این عدد به 09/0 درصد کاهش مییابد (Rüpke et al., 2004). پس میتوان نتیجه گرفت، به‌طور تقریبی کل آب پوسته اقیانوسی به درون گوه گوشتهای نفوذ و در آن انتشار مییابد. همین نکته باعث غنیشدگی متاسوماتیک (بارورسازی مجدد¹⁵) سنگ‌های این ناحیه میشود.

شکل 8. (a-g نمودارهای تعیین نوع خاستگاه سرپانتینیتهای مناطق عمیق، فرورانده شده و گوه گوشتهای (Deschamps et al., 2013)، سرپانتینیتهای غرب ماکو در هر سه مورد در گستره نوع فرورانده شده قرار دارند. علامتهای ستاره برای نشان دادن گوشته تهیشده و غنیشده و گستره خاکستری برای نمایش آرایه گوشته اقیانوسی استفاده شده است، نمودارهای برای بررسی غنیشدگی سرپانتینیتها از عناصر متحرک در سیال (Deschamps et al., 2013) نیز کارآیی دارند، بخش آبی که با علامت R مشخص شده بیانگر سرپانتینیتهای دچار باروری مجدد شده طی فرایند سرپانتینی شدن و تبادل سنگ/سیال است

به دلیل پایداری نسبی عناصری مانند اورانیم، سرب، زیرکونیم و نئوبیم سعی شد از نسبتهای معرفی شده بین این عناصر برای شناخت ویژگیهای ترکیبی نمونههای مورد مطالعه استفاده شود (شکل 9). نمونه‌های یاد شده به‌خوبی روند سنگ‌های ماگمایی از گوشته تهیشده تا گوشته غنیشده و مورب غنیشده را دنبال کرده است. بیهنجاری معناداری از عناصر اورانیوم، سرب و استرانسیم نسبت به گوشته اولیه در این سنگ‌ها مشاهده میشود که همگی جزء عناصر محلول در سیال¹⁶ هستند. این مشخصه عمومی همه سرپانتینیتها است و اغلب پترولوژیستها فراوانی بالای عناصر ناسازگاری مانند استرانسیم و سرب را به وجود رگههای کربناته ثانویه داخل این گروه سنگ‌ها نسبت میدهند (Kochergina et al., 2016). اما درباره اورانیم باید در نظر داشت که غنیشدگی از آن در سرپانتینیتهای حاشیه غیرفعال یا در پشتههای میان اقیانوسی شایع است (Barnes et al., 2013). اغلب سرپانتین به‌عنوان یک حامل دینامیک برای اورانیم شناخته میشود (Kodolanyi et al., 2012). ازاین‌رو بالا بودن نسبی محتوای اورانیم را میتوان به‌شدت سرپانتینی شدن سنگ‌های الترامافیک غرب ماکو نسب داد. علاوه بر سه عنصر اورانیم، سرب و استرانسیم باید به بالا بودن محتوای باریم نیز اشاره کرد (بیش از 360-150 پی پی ام) که خود یک مشخصه پوستهای است.

الگوی زنگولهای عناصر نادر خاکی در این سنگ‌ها میتواند نشانهای از آلایش با سیالات یا مذاب‌های پوسته قاره‌ای در پی صعود (Gruau et al., 1998)، یا در اثر صعود گوشته و تبادلات متاسوماتیک با بخش‌های غنی‌شده آن به وجود آمده باشد. درجه بالای سرپانتینی شدن این سنگ‌ها احتمال آلایش با سیالات دگرگونه قارهای و یا حتی آب‌های جوی را نیز افزایش میدهد. در حقیقت سرپانتینی شدن نوعی دگرسانی هیدروترمال سنگ‌های الترامافیک در شرایط دما پایین تا متوسط است (Huang et al., 2013). طی این فرایند فازهای مافیکی نظیر الیوین و پیروکسن به گروه کانی‌های سرپانتین تجزیه شده و از خلال واکنش بین بروسیت و کوارتز، مگنتیت و هیدروژن بجا میماند (Wu et al., 2020).

شکل 9. (a-d نمودارهای عناصر زیرکونیم و نئوبیم در برابر اورانیم و سرب برای سرپانتینیتهای غرب ماکو که در آن روند تحولات ماگمایی و نیز موقعیت گوشته تهیشده، غنیشده و بازالتهای پشته میان اقیانوسی عادی و غنیشده مشخص شدهاند، بعلاوه پریدوتیتهای اقیانوس‌های با گسترش کند با رنگ آبی مشخص شده و مرجع داخل شکل آمده است

با وجود اینکه رفتار ژئوشیمیایی اورانیوم و توریم اغلب به دلیل پتانسیل یونی مشابه به هم شبیه است ولی توریم در سیالات نامتحرک و اورانیم متحرک است (Parkinson and Pearce, 1998). این مورد به‌ویژه در پریدوتیتهای ناحیه فرورانشی بیشتر اهمیت پیدا میکند. اورانیم طی دگرسانی با سیالات از سنگ‌ها خارج شده ولی توریم به‌جا میماند و این دو از هم جدا می‌شوند. پس میتوان نتیجه گرفت، فراوانی نسبی اورانیم حاصل تعامل با سیالات کف اقیانوسی و دگرسانی هیدروترمال ایجاد شده است (Niu, 2004). در نمودارهای شکل 10 نیز این دو عنصر همبستگی مثبت خوبی با هم نشان میدهند و به خاطر افزودگی بعدی اورانیم ایجاد شده است.

همخوانی مثبت بین اورانیم و سرب در الترامافیکهای غرب ماکو نیز یک مشخصه همیشگی برای انواع سرپانتینیتها محسوب میشود و نشان از نقش پررنگ فرایندهای ماگمایی در کانال فرورانشی برای افزایش سرب، دارد. تبادلات سنگ/سیال در این ناحیه میتواند بهترین توضیح برای غنیشدگی این عنصر باشد (Paulick et al., 2006). از نظر نسبت Rb/Sr و نیز نسبت U/Pb سنگ‌های مورد بحث مشخصاتی نظیر پوسته قارهای یا محیط جلوی قوس از خود نشان میدهند (شکل d-10).

شکل 10. (a-d نمودارهای تعیین محیط تکتونیکی برای سرپانتینیتهای غرب ماکو، بعلاوه موقعیت پریدوتیتهای مناطق عمیق، بازالت پشته میان اقیانوسی، بازالت جزایر قوسی، گابروی اقیانوسی، پریدوتیتهای جلوی قوسی گودال ماریانا و نیز پریدوتیتهای جلوی قوسی تونگا مشخص شده است، MORB, Niu et al. (1999); IAB, Ewart et al. (1998) from Mariana and Tonga; oceanic gabbros, Bach et al. (2009), Niu et al. (2002), Niu and O’Hara (2003). Average OIB, PM and C1 values are from Sun & McDonough (1989), and CC (bulk continental crust) from Rudnick and Fountain (1995)..

نتیجه‌گیری

§ سنگ‌های الترامافیک سرپانتینی شده غرب ماکو در حد تودههای کوچک و پراکنده در مرز با کشور ترکیه متعلق به مراحل بسته شدن اقیانوس نئوتتیس شمالی است. این ناحیه بخشی از بلوک ارمنستان جنوبی (SAB) و در زمره سرزمینهای گندوانایی محسوب میشوند.

§ فازهای کانیایی به‌صورت بقایایی حفظ شده با فراوانی حجمی اندک در یک متن سرپانتینی دیده میشوند و شامل الیوین غنی از فورستریت، ارتوپیروکسن غنی از انستاتیت، کلینوپیروکسن غنی از دیوپسید با فراوانی کم و نیز اسپینل تکه تکه شده غنی از کروم به میزان بسیار کمتر میباشد. بنابراین سنگ‌ها در گروه هارزبورژیت سرپانتینی قرار میگیرند. بخشی از کلینوپیروکسنها نیز ثانویه و متاسوماتیک هستند بنابراین در نام سنگ دخالت داده نشدهاند.

§ الگوی عناصر نادر خاکی این سنگ‌ها حالت زنگولهای داشته، قابل قیاس با الترامافیکهای جلوی قوسی و دارای شواهدی از تعامل با پوسته قارهای است.

§ با دقت در فراوانیها، نسبتها و نمودارهای متعدد بر مبنای اکسید عناصر اصلی، جزئی و نادر خاکی سرپانتینیتهای غرب ماکو از نوع فرورانده شده طبقهبندی شد.

§ فراوانی عناصری مانند اورانیم، سرب و استرانسیم که جزء عناصر متحرک در سیال (FME) هستند، در این سنگ‌ها نسبت به گوشته اولیه بالاتر است و این نشانه باروری مجدد حاصل از تبادل سنگ/سیال طی مراحل فرورانش میباشد و آن را به‌خوبی از انواع دیگر متمایز میکند.

منابع

آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران، انتشارات سازمان زمینشناسی کشور، تهران. ##جلالت وکیل کندی، ص.، شاه پسندزاده، م.، هنرمند، م. و احمدی پور، ح.، 1398. الگوی ساختاری بخش خاوری توده پریدوتیتی ده شیخ، آمیزه افیولیتی اسفندقه، جنوب باختر ایران، فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 13 (49): 49-61. ##روستایی، م.، زمانی، ب.، نواب پور، پ. و مؤید، م.، 1393. بررسی ساز و کار و نئوتکتونیک زون گسله سیه چشمه- خوی، علوم زمین، 24 (96): 221-234. ##مجرد، م.، 1401. پترولوژی گدازه‌های جوان ماکو-پلدشت: با نگاهی به توزیع اندازه بلورهای الیوین و حفرات، زمینشناسی کاربردی پیشرفته، 12 (4): 981-1000. ##مجرد، م. و مؤید، م.، 1403. ژئوشیمی سرپانتینیتهای قطعه مرکزی خط درز نئوتتیس (از شمالغرب ایران تا زاگرس عراقی و شرق آناتولی)، فصلنامه زمینشناسی ایران، 18 (69): 49-66. ##مجیدی، م.، 1385. ورقه 1:100000 سیه چشمه، سازمان زمینشناسی کشور. تهران. ##نیک‌بخت، س.، بیابانگرد، ح. و باقری، س.، 1399. پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت سیاه جنگل، شمالشرق آتشفشان تفتان، فصلنامه زمینشناسی ایران، 14 (56): 87-99. ##Bellon, H. and Braud, J., 2003. Carbonate Sedimentary Environment, John Wiley, 360. ##Cliff, R.A., Droop, G.T. and Rex, D., 1985. Alpine metamorphic in the south-east Tauern Window. Journal of Metamorphic Geology, 3(4), 403-415. ##Bach, W. and Klein, F., 2009. The petrology of seafloor rodingites: insights from geochemical reaction path modelling. Lithos, 112, 103–117. ##Barnes, J. D., Eldam, R., Lee, C. T. A., Errico, J. C., Loewy, S. and Cisneros, M., 2013. Petrogenesis of serpentinites from the Franciscan Complex, western California, USA. Lithos, 178, 143–157. https://doi.org/10. 1016/j.lithos.2012.12.018. ##Barrier, E. and Vrielynck, B., 2008. Paleotectonic maps of the Middle East – Atlas of 14 maps, in: Middle East Basin Evolution Programme. ##Berberian, M. and King, G.C.P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265. https://doi.org/10.1139/e81-019. ##Berberian, M., 1997. Tectonic and Fault Reevaluation Study of the Bushehr Nuclear Power Plant Site. Khak-e Khub, Atomic Energy Organization of Iran (AEOI), April 1997, 98 pages, 5 Maps and Figures, 48 Plates in 13 Chapters (in English). ##Dilek, Y. and Furnes, H., 2014. Ophiolites and their origins. Elements, 10, 93–100. ##Deschamps, F., Godard, M., Guillot, S. and Hattori, K., 2013, Geochemistry of subduction zone serpentinites. A review: Lithos, 178, 96-127. ##Ewart, A., Collerson, K. D., Regelous, M., Wendt, J. I. and Niu, Y., 1998. Geochemical evolution within the Tonga–Kermadec–Lau arc–backarc system: the role of varying mantle wedge composition in space and time. Journal of Petrology, 39, 331–368. ##Green II, H.W., 2007. Shearing instabilities accompanying high-pressure phase transformations and the mechanics of deep earthquakes. Proceedings of the National Academy of Sciences, 104, 9133–9138. ##Grosjean, M., Moritz, R., Rezeau, H., Hovakimyan, S., Ulianov, A., Chiaradia, M. and Melkonyan, R., 2022. Arabia-Eurasia convergence and collision control on Cenozoic juvenile K-rich magmatism in the South Armenian block. Lesser Caucasus. Earth-Science Reviews, 226. https://doi.org/10.1016/j. earscirev.2022.103949 103949. ##Gruau, G., Bernard-Griffiths, J. and Lecuyer, C., 1998. The origin of U-shaped rare earth patterns in ophiolite peridotites: Assessing the role of secondary alteration and melt/rock reaction. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62, 21/22: 3545–3560. ##Huang, R. F., Sun, W. D., Ding, X. and Wang, Y. R., 2013. Mechanism for serpentinization of mafic and ultramafic rocks and the potential of mineralization. Acta Petrologica Sinica, 29(12): 4, 336–4,348 (in Chinese with English abstract). ##Kochergina, Y. V., Ackerman, L., Erban, V., Matusiak-Małek, M., Puziewicz, J., Halodová, P. and Magna, T., 2016. Rhenium–osmium isotopes in pervasively metasomatized mantle xenoliths from the Bohemian Massif and implications for the reliability of Os model ages. Chemical Geology, 430, 90–107. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2016.03.020. ##Kodolányi, J., Pettke, T., Spandler, C., Kamber, B. S. and Gméling, K., 2012. Geochemistry of ocean floor and fore-arc serpentinites: Constraints on the ultramafic input to subduction zones. Journal of Petrology, 53(2), 235–270. https://doi.org/10.1093/petrology/egr058. ##Li, X. P., Rahn, M. and Bucher, K., 2004. Serpentinites of the Zermatt-Saas ophiolite complex and their texture evolution. Journal of Metamorphic Geology, 22, 159–177. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2004. 00503.x##Modjarrad, M., Whitney, D.L. and Omrani, H., 2024a. Petrologic evolution of the Gysian ophiolitic serpentinites, NW Iran. Acta Geochim, https://doi.org/10.1007/s11631-024-00682-6##Modjarrad, M. Whitney, D.L. and Omrani, H., 2024b. The P–T–X conditions of staurolite-garnet metabasites, NW Iran: implications for metamorphism during Arabia-Eurasia collision. Journal of Asian Earth sciences: X, https://doi.org/10.1016/j.jaesx.2024.100175##Modjarrad, M., Uysal, İ., Moghadam, H.S., Demir, Y. and Müller, D., 2025. Geochemical insights and petrogenetic processes of ophiolitic fragments from the Avajiq and Silvana: Implications for Neo-Tethyan Evolution in Northwest Iran. International Geology Reviews, https://doi.org/10.1080/00206814.2025.2453979##Mohajjel, M., and Fergusson, C.L., 2000. Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Journal of Structural Geology, 22, 1125–1139. https://doi.org/10.1016/S0191-8141(00)00023-7. ##Mohammadi, A., Burg, J.P. and Guillong, M., 2020. The Siah Cheshmeh-Khoy-Misho-Tabriz fault (NW Iran) is a cryptic neotethys suture: evidence from detrital zircon geochronology, Hf isotopes, and provenance analysis, International Geology Review, https://doi.org/10.1080/00206814.2020.1845992##Neill, I., Meliksetian, Kh., Allen, M.B., Navarsardyan, G. and Karapetyan, S., 2013. Pliocene– Quaternary volcanic rocks of NW Armenia: magmatism and lithospheric dynamics within an active orogenic plateau. Lithos, 180–181, 200–215##Nikogosian, I.K., Bracco Gartner, A.J.J., Mason, P.R.d., van Hinsbergen, D.J.J., Kuiper, K.F., Kirscher, U., Matveev, S., Grigoryan, A., Grigoryan, E., Israyelyan, A., van Bergen, M.J., Koornneef, J.M., Wijbrans, J.R., Davies, G.R. and Meliksetian, K., 2023. The South Armenian Block: Gondwanan origin and Tethyan evolution in space and time. Gondwana Research, 121, 168–195. https://doi.org/10.1016/j.gr.2023.03.023 ##Niu, Y., Langmuir, C.H. and Kinzler, R.J., 1997. The origin of abyssal peridotites: a new perspective. Earth and Planetary Science Letters, 152, 251–265. ##Niu, Y., 1999. Comments on some misconceptions in igneous/ experimental petrology and methodology: a reply. Journal of Petrology, 40, 1195–1203##Niu, Y., Gilmore, T., Mackie, S., Greig, A. and Bach, W., 2002. Mineral chemistry, whole-rock compositions and petrogenesis of ODP Leg 176 gabbros: data and discussion. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 176. 60. [Online] Available at http://www-odp.tamu.edu/publications/176_SR/chap_08/ chap_08.htm##Niu, Y. and O’Hara, M.J., 2003. The origin of ocean island basalts (OIB): a new perspective from petrology, geochemistry and mineral physics considerations. Journal of Geophysical Research, 108, 10.1029/ 2002JB002048, 19. ##Niu, Y., 2004. Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: implications for mantle melting, melt extraction and post-melting processes beneath mid-ocean ridges. Journal of Petrology, 45, 2423–2458. ##Parkinson, I.J. and Pearce, J.A., 1998. Peridotites from the Izu–Bonin–Mariana forearc (ODP Leg 125): evidence for mantle melting and melt–mantle interaction in a suprasubduction zone setting. Journal of Petrology, 39 (9), 1577–1618. ##Paulick, H., Bach, W., Godard, M., De Hoog, J.C.M., Suhr, G. and Harvey, J., 2006. Geochemistry of abyssal peridotites (Mid-Atlantic Ridge, 15°20′N, ODP Leg 209): implications for fluid/rock interaction in slow spreading environments. Chemical Geology, 234, 179–210. ##Pearce, J. A. and Robinson, P. T., 2010. The Troodos ophiolitic complex probably formed in a subduction initiation, slab edge setting. Gondwana Research, 18(1), 60–81. https://doi.org/10.1016/j.gr.2009.12.003##Pfeifer, H. R., 1990. Major and Trace Element Discrimination Diagrams to Determine Possible Protoliths of Orogenic Ultramafic Rocks. Universite de Lausanne. ##Rolland, Y., Hässig, M., Bosch, D., Bruguier, O., Melis, R., Galoyan, G., Topuz, G., Sahakyan, L., Avagyan, A. and Sosson, M., 2020. The East Anatolia-Lesser Caucasus ophiolite: An exceptional case of large-scale obduction, synthesis of data and numerical modelling. Geosciences Frontiers, 11, 83–108. https://doi.org/10.1016/j. gsf.2018.12.009##Rudnick, R. L. and Fountain, D. M., 1995. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Review of Geophysics, 33, 267–309. ##Rüpke, L.H., Morgan, J.P., Hort, M. and Connolly, J.A.D., 2004. Serpentine and the subduction zone water cycle. Earth and Planetary Science Letters, 223, 17–34. ##Sun, S. S. and McDonough, W. F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In A. D. Saunders and M. J. Norry (Eds.), (42: 313–345). Magmatism in the Ocean Basins: Geological Society Special Publication. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19##Taylor, S.R. and McLennan, S.M., 1985. The Continental Crust: Its composition and evolution; an examination of the geochemical record preserved in sedimentary rocks; Blackwell, Oxford. 312. ##Uysal, İ., 2008. Platinum-group minerals (PGM) and other solid inclusions in the Elbistan–Kahramanmaras¸ mantle-hosted ophiolitic chromitites, south-eastern Türkiye: their petrogenetic significance. Turkish Journal of Earth Sciences, 17, 729–740. ##Uysal, İ., Tarkian, M., Sadiklar, M.B., Zaccarini, F., Meisel, T., Garuti, G. and Heidrich, S., 2009. Petrology of Al- and Cr-rich ophiolitic chromitites from the Muğla, SW Türkiye: implications from composition of chromite, solid inclusions of platinum-group mineral, silicate, and base-metal mineral, and Os-isotope geochemistry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 158, 659–674. ##Uysal, İ., Akmaz, R.M., Kapsiotis, A., Demir, Y., Saka, S., Avcı, E. and Müller, D., 2015. Genesis and geodynamic significance of chromitites from the Orhaneli and Harmancık ophiolites (Bursa, NW, Türkiye) as evidenced by mineralogical and compositional data. Ore Geology Reviews, 65, 26–41. ##Wakabayashi, J., 2017, Structural context and variation of ocean plate stratigraphy, Franciscan Complex, California: Insight into mélange origins and subduction-accretion processes. Progress in Earth and Planetary Science, 4:, 18, https://doi.org/10.1186/s40645-017-0132-y. ##Whattam, S.A. and Stern, R.J., 2011. The ‘subduction initiation rule’: A key for linking ophiolites, intra-oceanic fore arcs, and subduction initiation. Contributions to Mineralogy and Petrology, 162, 1031–1045. doi:10.1007/s00410-011- 0638-z. ##Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187. ##Wu, K., Yuan, H. L., Lyu, N. and Zhang, L. P., 2020. The behavior of fluid mobile elements during serpentinization and dehydration of serpentinites in subduction zones. Acta Petrologica Sinica, 36(1), 141–153. (in Chinese with English abstract). ##Xin, G.Y., Chu, Y., Su, B.X., Lin, W., Uysal, I. and Feng, Z.T., 2021. Rapid transition from MORB‑type to SSZ‑type oceanic crust generation following subduction initiation: insights from the mafc dikes and metamorphic soles in the Pozantı‑Karsantı ophiolite, SE Türkiye. Contributions to Mineralogy and Petrology, 176, 64 https://doi.org/10.1007/s00410-021-01821-5. ##Zhang, Z., Xiao, W., Ji, W. and Majidifard, M.R., 2018, Geochemistry, zircon U-Pb and Hf isotope for granitoids, NW Sanandaj-Sirjan zone, Iran: Implications for Mesozoic-Cenozoic episodic magmatism during Neo-Tethyan lithospheric subduction. Gondwana Research, 62: 227-245. doi:10.1016/j.gr.2018.04.002.##

جدول 1S. نتایج تجزیه اکسید عناصر اصلی در سنگهای الترامافیک سرپانتینی غرب ماکو به همراه محاسبه نورم. مخفف ها شامل:

D.L.: Detection Limit; SAV: Standard Analyses Values; S.D.: Standard Deviation

(wt.%)	1	2	3	4	5	6	7	8	D.L.		SAV	S.D.
SiO2	40.12	39.98	40.79	35.32	39.58	37.58	38.89	37.89	0.05	Si	22.42	0.812
Al2O3	0.56	0.52	0.42	0.68	0.63	0.59	0.61	1.28	0.05	Ti	0.144	0.007
Fe2O3	7.82	7.89	7.91	10.53	7.95	7.93	7.99	6.91	0.05	Al	6.02	0.123
MnO	0.13	0.12	0.15	0.12	0.15	0.12	0.13	0.14	0.05	Cr	1.36	0.052
MgO	34.84	35.95	35.69	36.52	34.94	36.95	35.79	34.83	0.05	Fe	8.00	0.264
CaO	0.67	0.81	0.06	0.9	0.83	0.94	0.93	4.17	0.05	Mn	0.129	0.004
SO3	0.26	0.25	0.23	0.28	0.15	0.29	0.27	0.28	0.05	Ni	0.223	0.008
L.O.I.	15.52	14.03	14.26	15.5	15.23	14.89	14.868	14.17	0.05	Mg	10.85	0.354
Total	99.92	99.55	99.51	99.85	99.46	99.29	99.478	99.67		Ca	4.56	0.200
Anorthite(An)	1.53	1.42	0.30	1.86	1.72	1.61	1.66	3.49
Diopside(Di)	1.40	0.66	0	2.04	1.87	2.38	2.30	13.41
Hypersthene(Hy)	43.14	39.83	46.98	21.56	40.16	27.91	35.22	16.21
Olivine(Ol)	30.13	34.63	29.37	47.97	32.24	44.16	37.04	45.09
Magnetite(Mt)	0.42	0	0.49	0.39	0.49	0.39	0.42	0.46
Hematite(Hm)	7.53	7.89	7.57	10.26	7.61	7.66	7.70	6.59
Color Index	82.62	83.25	84.41	82.22	82.37	82.51	82.68	81.76
Mg#	97.25	97.31	97.28	96.49	97.21	97.36	97.26	97.56
PGE	BDL	BDL	BDL	BDL	BDL	BDL	BDL	BDL	0.01

جدول 2S. نتایج تجزیه طیف سنجی جرمی بر روی عناصر جزئی و نادر خاکی در سرپانتینیت های غرب ماکو. فراوانی ها بر حسب پی پی ام می باشد.

	1	2	3	4
Ba	360.321	98.540	91.313	147.51
Cd	0.024	0.012	0.022	0.035
Ce	7.536	0.834	0.429	1.069
Co	93.54	101.71	88.06	87.93
Cr	2096.6	2282.9	2850.9	2686.5
Cs	0.1711	0.0581	0.2239	0.2033
Cu	16.85	8.32	4.37	5.36
Dy	0.339	0.045	0.040	0.068
Er	0.1850	0.0332	0.0397	0.0479
Eu	0.1275	0.0132	0.0064	0.0183
Ga	2.513	0.844	1.179	1.306
Gd	0.415	0.045	0.027	0.059
Hf	0.503	0.052	0.025	0.076
Ho	0.0686	0.0099	0.0111	0.0146
In	0.0149	0.0063	0.0084	0.0178
La	2.633	0.298	0.167	0.411
Li	8.998	2.241	4.872	4.780
Lu	0.02678	0.0083	0.01046	0.0112
Mo	0.484	0.351	1.518	1.512
Nb	5.203	0.572	0.321	0.716
Nd	2.306	0.267	0.148	0.326
Ni	1772.18	2066.9	1707.35	1712.0
Pb	2.835	0.461	0.654	1.207
Pr	0.612	0.065	0.039	0.093
Rb	3.485	0.582	0.725	0.951
Sc	12.435	8.978	19.554	19.486
Sm	0.458	0.050	0.029	0.065
Sr	19.83	9.74	9.62	12.72
Ta	0.287	0.039	0.030	0.046
Tb	0.0594	0.0080	0.0047	0.0089
Th	0.6218	0.0839	0.0424	0.1079
Ti	1607.4	195.4	100.4	228.4
Tm	0.02633	0.0058	0.00710	0.0092
U	0.3316	0.0443	0.0215	0.0518
V	57.58	37.72	72.35	71.26
W	0.391	0.214	1.158	1.103
Y	1.667	0.254	0.257	0.412
Yb	0.1828	0.0447	0.0562	0.0658
Zn	44.8	45.4	34.8	35.4
Zr	20.01	2.14	1.07	2.91

جدول 3S. نتایج تجزیه نقطه ای کانیها توسط دستگاه ریزکاونده الکترونی از نمونه های غرب ماکو. محاسبه کاتیون ها توسط نرم افزار AX انجام گرفته و مخفف N به معنی تعداد نقاط مورد تجزیه است.

	Ol N=41	Opx N=48	Cpx N=56	Spl N=40	Srp N=9
SiO2	39.858	56.437	52.9605	0.0775	41.7026
TiO2	0.005		0.0028	0.0054	0.327
Al2O3		2.0368	2.3841	27.9185	1.3696
Cr2O3	0.009	0.6105	0.9869	39.8192	0.5619
NiO	0.494	0.0499	0.0465	0.0552	0.047
FeO	9.4989	5.9768	2.185	21.0534	5.8412
MgO	50.1036	33.7568	17.2897	10.4397	35.5704
MnO	0.1351	0.1321	0.0732	0.0349	0.1572
CaO	0.0347	1.4228	23.8349	0.0469	0.2855
K2O		0.0283	0.0208	0.0149
Total	100.1768	100.451	99.7889	98.67	85.6117
Si	0.98	1.941	1.93	0.003	2.015
Al		0.083	0.102	0.986	0.078
Cr		0.017	0.028	0.971	0.021
Fe 3+	0.01	0.172	0.067	0.038
Fe 2+	0.186	0.004	0.002	0.513	0.236
Mn	0.003	0.004	0.002	0.001	0.006
Mg	1.836	1.73	0.939	0.487	2.562
Ca	0.001	0.052	0.931	0.002	0.015
Total	3.015	4	4	3	4.935
Mg #	0.904	0.927	0.934	0.49	0.92
Cr #		0.17	0.22	0.5

[1] * نویسنده مرتبط: m.modjarrad@urmia.ac.ir

[2] 1. Supra Subduction Zone (SSZ)

[3] 2. Fore-arc

[4] 1. South Armenian Block (SAB)

[5] 2. Urmia-Dokhtar magmatic arc (UDMA)

[6] 3. Turkish-Lesser Caucasian-Iranian magmatic belt

[7] 4. Zagros Orogenic (ophiolitic) belt (ZOB)

[8] 5. Bitlis-Zagros

[9] 1. Palaeotectonic map

[10] 2. The Piacenzian time

[11] 3. Middle East Basins evolution Programme (MEBE)

[12] 1. XRF

[13] 2. ICP-MS

[14] 3. Electron Prob Micro Analyser (EPMA)

[15] 1. Refertilization

[16] 2. Fluid Mobile Elements (FMEs)

Share To

Article Url

Mineral chemistry and geochemistry of trace and rare earth elements in the ultramafic rocks of west of Maku