Geochemistry of Central part of the Neo-Tethys Suture zone serpentinites (From NW Iran to Iraqi Zagros and Eastern Anatoly)
Subject Areas :
monir modjarrad
1
,
Mohsen Moayyed
2
1 -
2 -
Keywords: Ophiolite, Peridotite, Subduction, Serpentinite, Neo-Tethys,
Abstract :
The subduction and closure of the vast Neo-Tethys ocean between the Arabian and Eurasian plates has left numerous ophiolitic traces, the unique position of Iran in its central part is noticeable. The lack of information, right on the border of Iran with Iraq and Turkey, due to security considerations, has so far prevented the overview of this suture zone in the northwestern border of Iran. Adding Gysian ophiolite in southern Urmia as a missing link in this stretch can partially cover this lack of information. A comparative study of whole rock chemistry of serpentinites in the central part of the Neo-Tethys ophiolites, considering several sectors from Iran (Kamyaran, Marivan and Gysian), Iraq (Penjwin and Mawat) and Turkey (Guleman and Osmanie) in this article, indicates that they belong to subducted serpentinites, whether they were originally formed in the fore-arc environment or the at abyssal oceanic environment. Composition of the serpentinites of the central part of the suture zone is similar to the average global serpentinites which have mostly lizardite/chrysotile. All of them show depletion of Mg resulting sea floor alteration during serpentinization. The mentioned point may be caused to data deviation from abyssal peridotites field. Considering that the transition metals contents the confirmed the above setting. Almost all of the studied serpentinites are from subducted type which indicates refertilization of LILE evidences as a result of rock/fluid interaction through serpentinization.
فصلنامه پژوهش¬های دانش زمین. 12 (48)، 1-19.
میری، م.، ابراهیمی، م. و ویسی نیا، ا.، 1399. بررسی پتروژنز سرپانتینیت¬های پهنه گرماب در پهنه افیولیت کرمانشاه (غرب ایران) با استفاده از شیمی کانی¬ها و نمودارهای فازی. زمین¬شناسی کاربردی پیشرفته، 10 (4)، 651-634.
مؤید، م.، 1381. نگرشی نو بر تکوین و تکامل نئوتتیس و ارتباط آن با ماگماتیسم ترشیری ارومیه-دختر و البرز غربی- آذربایجان. ششمین همایش انجمن زمین¬شناسی ایران. SGSI06-052.
نیکبخت، س.، بیابانگرد، ح. و باقری، س.، 1399. پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت سیاه جنگل شمال شرق آتشفشان تفتان. فصلنامه زمین¬شناسی ایران، 56 (14): 99-87.
ویسی نیا، ا.، ابراهیمی، م. رحیم زاده، ب. و اسمعیلی، ر.، 1400. بررسی ژئوشیمی مجموعه افیولیتی گرماب، شمال شرق کامیاران: سیر تحولی مورب به قوس اقیانوسی. علوم زمین، 31(1)، 148-135.
Ali, S. A., Buckman, S., Aswad, K. J., Jones, B. G., Ismail, S. A. and Nutman, A. P., 2012. Recognition of Late Cretaceous Hasanbag ophiolite-arc rocks in the Kurdistan region of the Iraqi Zagros thrust zone: a missing link in the paleogeography of the closing Neo Tethys Ocean. Lithosphere, 4, 395-410.
Ao, S., Xiao, W., Jafari, M. K., Talebian, M., Chen, L., Wan, B., Ji, W. and Zhang, Z., 2016. U-Pb zircon ages, field geology and geochemistry of the Kermanshah ophiolite (Iran): from continental rifting at 79 Ma to oceanic core complex at ca. 36 Ma in the southern NeoTethys. Gondwana Research, 31, 305-318.
Ao, S., Jafari, M. K. and Xiao, W., 2017. U-Pb zircon age of the Piranshahr ophiolite in NW Iran: enigmatic relict of an arc in NeoTethys before the Arabia and Eurasia collision. GSA Annual Meeting in Seattle, Washington, USA. DOI:10.1130/abs/2017AM-302778.
Ao, S., Mao, Q. Jafari, M. K. and et al., 2020. U–Pb age, Hf–O isotopes, and geochemistry of the Sardasht ophiolite in the NW Zagros orogen: Implications for the tectonic evolution of NeoTethys. Geological Journal, 1–15. DOI: 10.1002/gj.4011.
Aqrawi, A. M., Elias, E.M. and Mohammed, Y. O., 2007. Oxygen and Hydrogen Isotope Study of Serpentinized Peridotite Rocks, Thrust Zone, North East Iraq. Iraqi Journal of Earth Sciences, 7 (1), 13-20.
Aswad, K. J., Aziz, N. R. H. and Koyi, H. A., 2011. Cr-spinel compositions in serpentinites and their implications for the petrotectonic history of the Zagros suture zone, Kurdistan Region, Iraq Geological Magazine, 148, 802-818.
Bach, W. and Klein, F., 2009. The petrology of seafloor rodingites: insights from geochemical reaction path modelling. Lithos 112, 103–117.
Beard, J.S., 1986. Characteristic mineralogy of arc-related cumulate gabbros: implications for the tectonic setting of gabbroic plutons and for andesite genesis. Geology, 14, 848-851.
Bilici, Ö. and Kolayli, H., 2018. Mineral records of the pyroxenites formed within harzburgites (Ulaş, Sivas, Turkey): implications on petrogenesis and tectonic setting. Turkish Journal of Earth Sciences, 27, 384-404.
Bogolepov, V.G., 1970. Problem of serpentinization of ultrabasic rocks: International Geology Review, 12, 421–32.
Boudier, F., Baronnet, A. and Mainprice, D., 2009. Serpentine mineral replacements of natural olivine and their seismic implications: Oceanic lizardite versus subduction-related antigorite: Journal of Petrology, 51(1-2), 495-512.
Cannaò, E., Scambelluri, M., Agostini, S., Tonarini, S. and Godard, M., 2016. Linking serpentinit geochemistry with tectonic evolution at the subduction plate-interface: The Voltri Massif case study (Ligurian Western Alps, Italy): Geochimica et Cosmochimica Acta, 116, 115-133.
Deschamps, F., Godard, M., Guillot, S. and Hattori, K., 2013. Geochemistry of subduction zone serpentinites: A review. Lithos, 178, 96-127.
Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S., 2010. Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review, 52, 536–578. https://doi.org/10. 1080/00206810903360422
Eren Rizeli, M, Wang, K.L., Bingol, A.F. and Beyarslan, M., 2016. Mineral chemistry and petrology of mantle peridotites from the Guleman ophiolite (SE Anatolia, Turkey): evidence of a forearc setting: 13th International Conference on Gondwana to Asia, At: Trivandrum, India Volume: 22.
Evans, B. W., Hattori, K. and Baronnet, A., 2013. Serpentinite: what, why, where?: Element, 9(2), 99-106.
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.
Günay, K. and Çolakoğlu, A., 2016. Spinel compositions of mantle-hosted chromitite from the Eastern Anatolian ophiolite body, Turkey: Implications for deep and shallow magmatic processes. Ore Geology Reviews, 73, 29–41.
Günay, K., Çolakoğlu, A.R. and Çakır, Ü., 2012. Geochemical properties and rodingitization of diabase dykes cutting peridotites in Yüksekova complex (Özalp, Van — Turkey). Bulletin of Mineralogy and Exploration, 144, 1–22.
Hacker, B., Abers, G. and Peacock, S., 2003. Subduction factory 1. Theoretical mineralogy densities, seismic wave speeds, and H2O contents. Journal of Geophysical Research 108 (B1). http://dx.doi.org/10.1029/2001JB001127.
Ismail, A. A., Mirza, T. M. and Carr, P, F., 2010. Platinum-group elements geochemistry in podiform chromitites and associated peridotites of the Mawat ophiolite, northeastern Iraq. Journal of Asian Earth Sciences, 37, 31–41.
Ismail, S. A., Arai, S., Ahmed, A. H. and Shimizu, Y., 2009. Chromitite and peridotite from Rayat, northeastern Iraq, as fragments of a Tethyan ophiolite. Island Arc, 18, 175–183.
Jagoutz, E., Palme, H., Baddenhausen, H., Blum, K., Cendales, M., Dreibus, G., Spettel, B., Lorenz, V. and Vanke, H., 1979. The abundance of major, minor and trace elements in the earth's mantle as derived from primitive ultramafic nodules. Geochimica et Cosmochimica Acta, 11 (2), 2031–2050
Klein, F., Bach, W., Humphris, S. E., Kahl, W. A., Jöns, N., Moskowitz, B. and Berquó, T. S., 2014. Magnetite in seafloor serpentinite some like it hot. Geology, 42(2), 135-138.Lafay, R., Deschamps, F., Schwartz, S., Guillot, S., Godard, M., Debret, B. and Nicollet, C., 2013. High-pressure serpentinites, a trap-and-release system controlled by metamorphic conditions: Example from the Piedmont zone of the western Alps. Chemical Geology, 343, 38-54.
Leturmy, P. and Robin, C., 2010. Tectonic and stratigraphic evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic: introduction. In: Leturmy, P., Robin, C. (eds.) Tectonic and stratigraphic evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic. Geol. Soc. London Spsc. Publ. 330. Geological Society of London, London, 1–4.
McDonough, W.F. and Sun, S.-S., 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120, 223–253.
McQuarrie, N., Stock, J.M., Verdel, C. and Wernicke, B., 2003. Cenozoic evolution of NeoTethys and implications for the causes of plate motions. Geophysical Research Letters, 30(20), 2036.
Modjarrad, M. Whitney, D.L. and Omrani, H. (2024) etrologic evolution of the Gysian ophiolitic serpentinites, NW Iran. Acta Geochimica, https://doi.org/10.1007/s11631-024-00682-6
Modjarrad, M., 2022. Geochemistry and crystal shape, size and spatial distribution in arc-related gabbro, Urmia, NW Iran. Acta Geochim, DOI: 10.1007/s11631-022-00557-8.
Moghadam, H., Corfu, F., Stern, R. J. and Lotfi Bakhsh, A., 2018. The Eastern Khoy metamorphic complex of NW Iran: a Jurassic ophiolite or continuation of the Sanandaj–Sirjan Zone? Journal of the Geological Society, DOI: 10.1144/jgs2018-081.
Moghadam, H., Li, Q.L., Stern, R. J., Chiaradia, M., Karsli, O. and Rahimzadeh, B., 2020. The Paleogene Ophiolite Conundrum of the Iran-Iraq Border Region. Journal of the geological society, DOI: https://doi.org/10.1144/jgs2020-009.
Mohammad, Y. O., 2011. P–T evolution of meta-peridotite in the Penjwin ophiolite, northeastern Arabian journal of Geosciences, 6(2).
Monsef, I., Monsef, R., Mata, J., Zhang, Z., Pirouz, M., Rezaeian, M., Esmaeli, R. and Xiao, W. (2018) Evidence for an early-MORB to fore-arc evolution within the Zagros suture zone: constraints from zircon U-Pb geochronology and geochemistry of the Neyriz ophiolite (South Iran). Gondwana Res, 62: 287-305.
Moores, E. M., Kellogg, L. H. and Dilek, Y., 2000. Tethyan ophiolites, mantle convection, and tectonic ‘historical contingency’: A resolution of the ‘ophiolite conundrum’. In Dilek Y., Moores E. M., Elthon D. and Nicolas A. (eds.) Ophiolites and Oceanic Crust: New Insights from Field Studies and the Ocean Drilling Program, pp. 3–12. Geological Society of America Special Paper 349.
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.
Niu, Y. and Hekinian, R., 1997. Spreading rate dependence of the extent of mantle melting beneath ocean ridges. Nature 385, 326–329.
Okay, A.I. and Tüysüz, O., 1999. Tethyan sutures of northern Turkey. In: Durand, B., Jolivet, L., Horvath, F., Serane, M. (Eds.). Mediterranean Basins. Tertiary Extension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. London Spec. Publ., 156: 475-515.
Palandri, J. L. and Reed, M. H., 2004. Geochemical models of metasomatism in ultramafic systems: serpentinization, rodingitization, and sea floor carbonate chimney precipitation: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 68(5), p. 1115-1133.
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.
Parlak, O., Höck, V. and Delaloye, M., 2002. The suprasubduction zone Pozantı-Karsantı ophiolite, southern Turkey: evidence for high-pressure crystal fractionation of the ultramafic cumulates. Lithos, 65: 205-224.
Pawley, A. R. and Holloway, J. R., 1993. Water sources for subduction zone volcanism: New experimental constraints. Science, 260(5108): 664-667.
Pearce, J.A. and Stern, R.J., 2006. Origin of back-arc basin magmas: trace element and isotope perspectives. Geophisical Monograph series 166, American Geophysical Union, Washington, 63-86.
Pearce, J.A., van der Laan, S.R., Arculus, R. J., Murton, B. J., Ishii, T., Peate, D.W. and Parkinson, I.J. 1992. Boninite and harzburgite from LEG125 (Bonin–Mariana Forearc): a case study of magma genesis during the initial stages of subduction. In: Fryer P, Pearce JA, Stokking LB (eds) Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientifi c Results, Ocean Drilling Program, College Station, 125, 623–657.
Putnis, A. and Austrheim, H., 2010. Fluid-induced processes: metasomatism and metamorphism. Geofluids, 10:254-269.
Richards, J.P., 2015. Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Tethyan orogen: From subduction to collision. Ore Geology Reviews, 70:323-345.
Rizaoglu, T., Bagci, U. and Parlak, O., 2019. Geochemistry and tectonic signifi cance of the ophiolitic rocks of the Yarpuz-Kaypak (Amanoslar, Osmaniye) area. Bull. Min. Res. Exp., 159: 99-116.
Robertson, A.H.F., 2002. Overview of the genesis and emplacement of mesozoic ophiolites in the eastern mediterranean tethyan region. Lithos, 65: 1-67.
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.
Salters, V.J.M. and Stracke, A., 2004. Composition of the depleted mantle. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 5 (5). http://dx.doi.org/10.1029/2003GC000597.
Şengör, A. C., Özeren, M. S., Keskin, M., Sakınç, M., Özbakır, A. D. and Kayan, I., 2008. Easte Turkish high plateau as a small Turkic-type orogen: Implications for post-collisional crust-forming processes in Turkic-type orogens: Earth-Science Reviews, 90(1-2), 1-48.
Sengor, A.M.C. and Yılmaz, Y., 1981. Tethyan evolution of Turkey, a plate tectonic approach. Tectonophysics, 75: 181-241.
Sharp, Z.D., Barnes, J.D., 2004. Water-soluble chlorides in massive seafloor serpentinites: a source of chloride in subduction zones: Earth and Planetary Sciences Letters, 226:243–254.
Skelton, A. D. and Valley, J. W., 2000. The relative timing of serpentinisation and mantle exhumation at the ocean–continent transition, Iberia: constraints from oxygen isotopes: Earth and Planetary Science Letters, 178(3), 327-338.
Tonarini, S., Agostini, S., Doglioni, C., Innocenti, F. and Manetti, P., 2007. Evidence for serpentinite fluid in convergent margin systems: the example of El Salvador (Central America) arc lavas: Geochemistry, Geophysics, Geosystems, v. 8 (9). http:// dx.doi.org/10.1029/2006GC001508.
Uner, T., 2021. Supra-subduction zone mantle peridotites in the Tethyan Ocean (East Anatolian Accretionary Complex–Eastern Turkey): Petrological evidence for melting and melt-rock interaction. Mineralogy and Petrology , 115: 663–685.
Van Keken, P. E., Hacker, B. R., Syracuse, E. M. and Abers, G. A., 2011. Subduction factory: 4. Depth dependent flux of H2O from subducting slabs worldwide: Journal of Geophysical Research. Solid Earth, 116(B1).
Yilmaz, A. and Yilmaz, H., 2013. Ophiolites and Ophiolitic Mélanges of Turkey: A Review. Geological Bulletin of Turkey, 56 (2): 61-114.
Zhihong, W. and Huafu, L., 1998. Geology, petrology and geochemistry of the mafic-ultramafic rocks in Fujian coastal region, southeastern China, and their genesid. Ofioliti, 23(1):1-6.
Wang, X., Lang, X., Klemd, R., Deng, Y. and Tang, J., 2022. Subduction initiation of the Neo-Tethys oceanic lithosphere by collision-induced subduction transference. Gondwana Research, 104:54-69.
ژئوشیمی سرپانتینیتهای قطعه مرکزی خط درز نئوتتیس (از شمالغرب ایران تا زاگرس عراقی و شرق آناتولی)
منیر مجرد *و1 و محسن مؤید 2
1 دانشیار گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران
2 استاد گروه زمینشناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
تاریخ دریافت: 20/01/1402
تاریخ پذیرش: 01/03/1402
چکیده
فرورانش و بسته شدن اقیانوس وسیع نئوتتیس مابین ورقههای عربی و اوراسیایی آثار افیولیتی متعددی بجای گذاشته که موقعیت کم‌نظیر ایران در بخش مرکزی آن قابل ملاحظه است. کمبود اطلاعات، درست در مرز ایران با عراق و ترکیه به دلیل ملاحظات امنیتی تاکنون مانع بررسی اجمالی این خط درز در منتهیالیه شمالغربی ایران شده است. افزودن افیولیت گیسیان در جنوب ارومیه به‌عنوان حلقه گم شده در این امتداد میتواند تا حدودی این نبود اطلاعات را پوشش دهد. مطالعه تطبیقی شیمی سنگکل سرپانتینیتهای بخش مرکزی افیولیتهای نئوتتیس با در نظر گرفتن چندین لکه از ایران (کامیاران، مریوان و گیسیان)، عراق (پنجوین و ماوات) و ترکیه (گولمان و عثمانیه) در این مقاله، بیانگر تعلق آنها به انواع سرپانتینیت فرورانده اعم از تشکیل اولیه در محیط جلوی قوسی یا محیط عمیق اقیانوسی میباشد. ترکیب سرپانتینیتهای قطعه مرکزی خطدرز، مشابه متوسط سرپانتینیتهای جهانی است و بیشتر دارای لیزاردیت/کریزوتیل میباشند. در همه آنها تهیشدگی از منیزیم به سبب دگرسانی کف اقیانوسی طی فرآیندهای سرپانتینیشدن روی داده است. همین امر ممکن است منجر به انحراف دادهها از بخش پریدوتیتهای پهنههای عمیق اقیانوسی شده باشد. با در نظر گرفتن این نکته فراوانی فلزات واسطه مختصات چنین پهنهای را تأیید میکند. بیشتر سرپانتینیتهای امتداد نامبرده از نوع فرورانده ارزیابی میشوند. باروری مجدد عناصر با شعاع یونی بزرگ، از طریق تبادل سنگ/سیال حین سرپانتینیشدن در آنها مشهود است.
واژه‌های کلیدی: افیولیت، پریدوتیت، فرورانش، سرپانتینیت، نئوتتیس.
مقدمه
افیولیتها اجزاء لیتوسفر اقیانوسی هستند؛ با عملکرد تکتونیک بر روی قارهها رانده شدهاند و از آنها برای شناسایی مرز ورقههای قدیمی استفاده میشود. ویژگیهای ژئوشیمیایی افیولیتها به‌عنوان کلیدی برای درک جایگاه ژئودینامیکی آن گستره بکار برده میشود، البته میبایست در کنار تعیین سن برای ارزیابی نهایی مورد استفاده قرار گیرد. کم‌وبیش همه افیولیتها تحت تأثیر دگرگونی و دگرشکلی کف دریا و نیز دگرگونی ناشی از جایگیری ثانوی بر روی قاره، واقع میشوند. البته باید به این نکته توجه کرد، هر مجموعه مافیک-الترامافیک دگرگون شدهای به‌طور حتم یک افیولیت نیست و ممکن است در موقعیت زمین‌شناختی دیگری ایجاد شده باشد.
حوضه اقیانوس نئوتتیس در دوره پرمین تا تریاس زیرین با جدایش کافتی قطعات قارهای از حاشیه شمالی گندوانا تا فاز سیمرین شروع به بازگشایی و گسترش کرد (Richards, 2015) و در نهایت با تصادم آفرو-عربی و هندوستان با اوراسیا بسته شده و خط درز طویلی را در بخش بزرگی از خشکیهای کره زمین از اروپا تا خاورمیانه و آسیای شرقی ایجاد کرده است. این قطعات قارهای امروزه به‌صورت کشورهای ترکیه، ایران، تبت و هند و چین در آمده و به سمت شمال و اوراسیا حرکت کردهاند. در این امتداد اجزاء فرافرورانش1 به سنین ژوراسیک و کرتاسه پایانی به‌طور متعدد گزارش شده است (مانند سیستان، مکران و هرمزگان: نیکبخت و همکاران، 1399 ، تاجور و همکاران، 1399، جلالت و همکاران، 1398). برای نمونه از آناتولی در دو خط درز (Goncuoglu et al., 2007) که با افیولیتهای یونان و بالکان در ارتباط است و یا کمربند سیوان-آکرا در ارمنستان (Rolland et al., 2020). در مکران ایران نیز افیولیتهای ژوراسیک شناسایی شدهاند (McCall, 2002). در بخش مرکزی ایران افیولیتهای ژوراسیک غایب هستند (Moghadam et al., 2018). افیولیتهای نوع فرافرورانشی به سن کرتاسه پسین در آناتولی غربی تا غرب ایران (در امتداد کمربند بیتلیس-زاگرس) و عمان مورد اشاره قرار گرفتهاند (Moghadam et al., 2020). بیشتر افیولیتهای غرب ایران به‌زعم دانشمندان سنی معادل کرتاسه پایانی دارند (Moghadam et al., 2020). بحث درباره افیولیت خوی پیچیدهتر است. ولی افیولیتهای جوان‌تر خوی نیز سن کرتاسه فوقانی را ثبت کردهاند (Khalatbari-Jafari et al., 2003).
با وجود اینکه زمینشناسی و تقدم و تأخر رویدادها در طول نوار طویل نئوتتیس کم‌وبیش یکی است ولی به‌صورت محلی وقایعی در هر بخش رخ داده که بایستی توسط زمینشناسان هر کشور مورد دقت قرار گرفته و سپس به‌منظور تطبیق نوار در مرز کشورها مورد استفاده قرار گیرد. البته سطح مستندسازی و مطالعات چاپ شده در کشورهای گوناگون متفاوت است و برای مثال در ترکیه بهتر از همه انجام شده (Yilmaz and Yilmaz, 2013; Gunay and Colakoglu, 2016). در رتبه بعدی در ایران حجم مطالعات بسیار بالاست (به‌عنوان مثال: مؤید، 1381، Moghadam et al., 2020; Ao et al., 2016; Monsef et al., 2018). ولی در بعضی کشورها بسیار ضعیف و دسترسی به دادهها محدود و گاهی غیرممکن است، مانند عراق (به‌جز موارد معدودی که در چند سال اخیر به دلیل پی‌جویی‌های معدنی انتشار یافته) یا پاکستان، آذربایجان و ارمنستان. مدل فرورانش اقیانوس نئوتتیس هنوز هم یک موضوع بحث‌برانگیز است. برخی دانشمندان شواهد ماگمایی با تعیین سن دقیق برای فرورانش و بسته شدن آن ارائه کردهاند (Wang et al. 2022). تولید ماگما در نتیجه فرورانش ناشی از ذوب پوسته اقیانوسی به همراه رسوبات روی آن و با تأثیرپذیری از سیالات ناحیه گوه گوشتهای روی داده است. این ماگمازاییها در موارد متعددی در طول خط درز نئوتتیس مدتها بعد از برخورد قاره- قاره منجر به تولید آداکیت نیز شده است (مجرد، 1396 و 1400). محققین کوتاهشدگی پوسته ایران را از آثار بسته شدن نئوتتیس بین دو ورقه عربی- اوراسیایی میدانند. یافتههای نوین نشان میدهد نرخ همگرایی این دو ورقه کم‌وبیش ثابت است (دو تا سه سانتیمتر در سال) و این در کنار نرخهای متغیر تولید مذاب در قوس ارومیه-دختر، بیانگر این نکته مهم است که علیرغم تصور قبلی، نرخ تولید ماگما تابع مستقیمی از نرخ فرورانش نیست (McQuarrie et al., 2003). گستره مورد مطالعه حاضر، درست در محل مرز سه کشور ایران، ترکیه و عراق واقع شده جایی که لکههای افیولیتی متعددی در سمت غرب (ترکیه) و جنوبغرب (عراق) و نیز در ایران به‌عنوان حلقه مفقوده این بخش (Modjarrad et al., 2024) مورد بررسی قرار گرفته است. بنابراین درباره زمینشناسی این موقعیت جغرافیایی ذکر توضیحاتی به‌طور خلاصه لازم است.
نگاهی به افیولیتهای قطعه مرکزی نئوتتیس
در این نوشتار سعی شده است ویژگیهای ژئوشیمیایی سرپانتینیتهای گیسیان در ارتباط با افیولیتهای مجاور از گرماب کامیاران و مریوان در ایران تا پنجوین، ماوات و رایات در شمال شرق عراق موسوم به زاگرس عراقی و گولمان تا پهنه افیولیت عثمانیه در آناتولی شرقی در ترکیه (شکل 1) تا حد مقدور با هم قیاس شده و درباره نحوه برونزد یافتن آنها نتیجهگیری شود. بدین منظور لازم است ابتدا کلیاتی درباره مشخصات افیولیت نئوتتیس در هر کشور به‌طور خلاصه توضیح داده شود.
نئوتتیس در غرب ایران
ایران درست در مرکز طولانیترین کوهزایی ناشی از برخورد قاره- قاره قرار گرفته و پس از بسته شدن نئوتتیس از آلپ در اروپا تا هیمالیا در آسیای شرقی کشیده شده است. این موقعیت باعث شده ایران از شمال غرب تا جنوبشرق به طول صدها کیلومتر برونزد سنگهای افیولیتی به سن اواخر مزوزوئیک را در خود جای دهد. چنین موقعیتی یک آزمایشگاه طبیعی برای درک نحوه تکوین و تکامل خشکی ایران محسوب میشود. در بخش شمالغربی ایران پیش‌ازاین فقط به افیولیت خوی پرداخته شده است. درباره لکه خوانده شده بنام افیولیت خوی باید به نکاتی توجه داشت از جمله فاصله قابل توجه آن پهنه از گسلهای تراستی و محور اصلی فرورانش نئوتتیس. البته تحقیقات اخیر نیز نشان میدهد این پهنه در واقع چیزی غیر از یک افیولیت است (Moghadam et al., 2018). در گذشته تصور بر این بود لکه خوی متشکل از افیولیتهای دوگانه ژوراسیک و کرتاسه است. درحالی‌که ارتباط افیولیتهای اواخر کرتاسه با تودههای ژوراسیکی آن نامعلوم بود.
شکل 1. نقشه ساده شده نمایشگر خطدرز نئوتتیس به همراه لکههای افیولیتی بزرگ در ایران، ترکیه و عراق که در آن کمربند خارجی زاگرس OB نیز نشان داده شده است. به‌علاوه کمربند سنندج- سیرجان و گروه والاش- نئوپوردان- کامیاران نیز علامتگذاری شده است. نقشه اولیه از Dilek et al. (2010) گرفته شده و بر روی آن اعداد یک تا هفت بیانگر لکههای افیولیتی مقایسه شده در این مقاله است. پهنه گیسیان توسط ستاره زرد رنگ علامتگذاری شده است
سنسنجی اورانیوم-سرب بر روی زیرکن-روتیل-تیتانیت سنگهایی که تصور میشد افیولیت ژوراسیک هستند، با دو هدف صورت گرفته یکی اینکه معلوم شود، آیا آنها اجزاء یک افیولیت واقعی هستند یا خیر و دوم اینکه ارتباط آنها با افیولیتهای کرتاسه پایانی (نظیر افیولیتهای زاگرس-بیتلیس در غرب ایران-آناتولی جنوبی یا کمربند سیوان-آکرا در شمال ارمنستان یا ازمیر-آنکارا در پونتید جنوبی) مشخص شود (Moghadam et al., 2018). دادههای سنیابی نشان داد افیولیت فرضی در حقیقت مجموعهای از سنگهای آذرین دگرگون شده است که سنی مشابه سنگهای آذرین کمربند سنندج- سیرجان داشته (کامبرین تا ژوراسیک) و در ریفت قارهای ژوراسیک ایجاد شدهاند. شاید این ریفت مقدمه پیدایش حوضه پشت قوسی است و افیولیت خوی طی آن شکل گرفته است. برونزدهای متعددی از سنگهای مافیک در کمربند ارومیه-دختر نیز به ثبت رسیده که سن مشابهی دارند (Modjarrad, 2022). این سنگهای آذرین واجد مقادیر زیادی زیرکن به ارث رسیده کامبرین، اردویسین، سیلورین و کربونیفر تا پرمین هستند و بیانگر پوسته قارهای قدیمی در این پهنه است (Moghadam et al., 2018). لکههای افیولیتی مهم غرب ایران در ارتباط با نئوتتیس شامل هرسین صحنه (فلاح و همکاران، 1398)، کامیاران (رحیم زاده و همکاران، 1392: میری و همکاران، 1399)، مریوان (کریمی و همکاران، 1399)، سردشت (Ao et al., 2020)، پیرانشهر (Ao et al., 2017) و مورد اخیر معرفی شده گیسیان (Modjarrad et al., 2024) میباشند.
در این بخش به توضیح برخی افیولیتهای مهم در غرب ایران میپردازیم.
افیولیت کامیاران: سهولآوا در نزدیکی کامیاران استان کردستان (شکل 1) شامل اجزاء مختلف توالی افیولیتی است و در این مجال پریدوتیتهای سرپانتینی آن مورد نظر میباشد. برای این پریدوتیتها جایگاه تشکیل پهنههای عمیق اقیانوسی تا پهنه مرتبط با فرافرورانش با نرخ ذوب بخشی زیاد پیشنهاد شده است (رحیم زاده و همکاران، 1392). در واقع علاوه بر تفکیک نشدن دو محیط عمیق و جلوی قوسی، حتی از محیط حوضه پشت قوس هم برای این موقعیت افیولیتی صحبت به میان آمده که نشان از ضعف داده و تفسیر در مطالعات قبلی این ناحیه و پیچیدگی موضوع است. در پهنه گرماب (مابین هرسین صحنه و سروآباد) تنها پریدوتیتهای هارزبورژیتی- لرزولیتی سرپانتینی شده به همراه گابروهای ملانژ شده، برونزد دارند. در بررسیهای محققین نرخ ذوب بخشی بالا از منشأ تهیشده برای این سنگهای الترامافیک پیشنهاد شده است (میری و همکاران، 1399). همچنین تعلق این واحد به سنگهای مناطق عمیق اقیانوسی با نرخ ذوب بخشی زیاد در کنار شکلگیری به‌صورت پسماندی در یک حوضه قوس- پشت قوس از احتمالات ذکر شده دیگر در اینباره است (ویسی نیا و همکاران، 1400).
افیولیت مریوان: افیولیتهای ناحیه مرزی کردستان در ایران از حیث شیمی سنگ کل مورد مطالعه قرار گرفته و به تعلق آنها به هر دو نوع پریدوتیتهای عمیق2 یا نوع فرافرورانشی3 اشاره شده است (کریمی و همکاران، 1399). تبادل بین مذاب- سنگ و نیز سیال- سنگ در این سنگها منجر به درجههای مختلف تهیشدگی در آنها شده است. بدین شرح ماهیت پریدوتیتهای عمیق اقیانوسی پهنه مریوان طی فرآیند تبادل مذاب- سنگ دستخوش تغییر شده و علامتهای نوع فرارانشی را ثبت کرده است.
افیولیت گیسیان: این پهنه در شمال غرب ایران در محل مرز سه کشور ایران با ترکیه و عراق (شکل 1) یک قطعه از این کمربند تراستی است. در این بخش، خط درز افیولیتی از برخورد ورقه عربی با لبه قاره اوراسیا با شیب به سمت شمال و شرق حاصل شده است. دادههای سن سنجی Ar-Ar سنی حدود 98 میلیون سال برای این سنگها نشان داده است (علی زاده، 1390). متاپلیتهای ناحیه کچله در غرب گیسیان با کانیشناسی ساده میکا+کوارتز+فلدسپار و دانه اپک از یک پروتولیت اسیدی (شبه پوسته فوقانی) با سنگ مولد آذرین در حد تراکیت با درجه بالای شاخص هوازدگی حاصل شدهاند (مجرد، 1400). این رسوبات در موقعیت تکتونیکی حاشیه فعال قاره تکامل یافته و سپس طی تصادم قاره- قاره دچار دگرگونی ناحیهای درجه پایین (LT/LP-MP) طی دو مرحله دگرشکلی شدهاند (مجرد، 1400). در تداوم لکههای ترکیه و عراق، در این قسمت از کمربند نیز پریدوتیتهای هارزبورژیتی سرپانتینی شده برونزد دارند. هیچ آنتیگوریتی در این سنگها دیده نشده و مجموعه کانیایی لیزاردیت+ کریزوتیل+اسپینل کرومدار به همراه بقایایی از کلینوپیروکسن و مقادیر اندکی از ارتوپیروکسن و الیوین فازهای غالب میباشد (مجرد، 1401). با توجه به نبود آنتیگوریت در پریدوتیتهای سرپانتینی گیسیان، عمق تشکیل سرپانتینیتها کمتر از 50 کیلومتر تخمین زده شده است (مجرد، 1401). مینرالشیمی نمونههای گیسیان تعلق این افیولیتها را به محیط جلوی قوس تأیید میکند (Modjarrad and Omrani, under review) .
نئوتتیس در شرق ترکیه
سنگهای افیولیتی و آمیزههای رنگی مناطق وسیعی از سطح ترکیه را پوشاندهاند و در ارتباط با عملکرد اقیانوس پالئوتتیس و نئوتتیس و در امتداد خط درز آناتولی میباشد (Sengor and Yilmaz, 1981). در این رابطه آناتولی به واحدهای تکتونیکی متعددی در امتداد شرقی- غربی تقسیم شده است. در سمت شرق ترکیه و اطراف دریاچه وان، واحدهای افیولیتی با نام آناتولید-تورید (Anatolid-Tauride) شناخته میشوند (Okan and Tuysuz, 1999). به عقیده برخی این ناحیه از شرق آناتولی، در بخش منشورهای افزایشی (EAAC) واقع شده و حین فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر قاره اوراسیا به سمت شمال در بازه کرتاسه تا الیگوسن تشکیل شده است (Sengor et al., 2008). این محل در موقعیت اتصال قطعات مختلف پوستههای قارهای و اقیانوسی واقع شده و حالت گنبدی گرفته و در مرحله تصادم از ائوسن تاکنون با افزایش ارتفاع روبروست. مناطقی از شرق ترکیه در ناحیه وان (Mehmatalan-Mollatopuz) از نقطه نظر تمام اجزاء افیولیتی نظیر دگرگونهها، فیلیشها و دایکهای دیابازی به‌دقت مورد مطالعه قرار گرفته است (Gunay et al., 2012) و واجد کرومیتهای با کروم زیاد است و در یک محیط فرافرورانش شکل گرفته است (Gunay and Colakoglu, 2016). ورقه آناتولی نظیر ورقه ایران از اجزاء مهم کمربند آلپ- هیمالیاست و در آن لکههای متعدد افیولیتی با روند شرقی-غربی در میان توالیهای ضخیم کربناته و تودههای دگرگونی ناحیهای برونزد یافتهاند. در بخش آناتولی اعتقاد بر این است که نئوتتیس دارای دو شاخه اقیانوسی شمالی و جنوبی است. شاخه شمالی نئوتتیس شامل اقیانوس ازمیر- آنکارا- ایرزینجان و تورید-پونتید بوده (Sengor and Yilmaz, 1981) و شاخه جنوبی شامل تتیس جنوبی و بریوت در جنوب آناتولی است (Robertson, 2002). هم‌زمان با آغاز بسته شدن نئوتتیس در کرتاسه پسین، افیولیتهای هر دو شاخه شمالی و جنوبی بر روی حاشیه غیرفعال قاره جایگیری کردهاند. البته این نکته انتقادی را باید ذکر کرد، به‌احتمال زیاد شاخه جنوبی همان روند اصلی نئوتتیس است و شاخه شمالی مربوط به حوضه پشت قوس4 میباشد. این لکهها بیشتر از نوع جلوی قوسی و فرافرورانشی با سن کرتاسه پایانی میباشند (Parlak et al., 2002). البته در آناتولی مرکزی نظیر سیواس در کوههای اولاش نیز پریدوتیتهای افیولیتی از همین محیط جلوی قوسی برونزد دارند (Bilici and Kolayli, 2018).
پریدوتیتهای شرق دریاچه وان از ذوب بخشی با نرخ زیاد، علامتهای پریدوتیتهای قوسی را ثبت کردهاند. فراوانی قابل ملاحظه عناصر نادر خاکی نشانه غنیشدگی طی فرورانش است. دادهها حاکی از این است که پریدوتیتهای شرق وان در کمربند فرورانشی لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس با درجه بالایی از ذوببخشی که منجر به غنیشدگی مجدد پریدوتیتهای جلوی قوس شده، تشکیل شدهاند (Uner, 2021). از این لحاظ میتوان پریدوتیتهای یاد شده را با افیولیتهای جنوبی ترکیه و افیولیتهای ایران قابل قیاس دانست. مسئله دیگر درباره افیولیتهای وان فاصله قابل توجه از نوار افیولیتی زاگرس- بیتلیس است. به نظر میرسد این لکهها نظیر افیولیت خوی در ایران با نوارهای شمالی مانند قفقاز کوچک در ارتباط باشد. نواحی از بلافصل مرز ایران از پهنه حکاری و یوکسکوا ترکیه، مانند شمدنلی و کورگان لکههای افیولیتی به سن ماستریشتین در خود جای دادهاند (Parlak et al., 2000). متأسفانه دادهای از سنگ کل سرپانتینیتهای پهنه اخیر منتشر نشده، بنابراین در این پژوهش نمیتوان بیشتر درباره آن بحث کرد.
دو پهنه گولمان و یارپوز از آناتولی با توجه به در دسترس بودن داده سنگ کل پریدوتیتهای سرپانتینی شده، و نیز تعلق به کمربند زاگرس- بیتلیس (نوار اصلی افیولیت نئوتتیس) با سنگهای مشابه از گیسیان در جنوب ارومیه قیاس شدهاند، درباره آنها بیشتر توضیح داده میشود:
افیولیت گولمان5: این پهنه در جنوبشرق ترکیه واقع شده (شکل 1) و برونزد هارزبورژیتها با عدسیهای دونیتی همراه تودههای کرومیتی وسیع در آن دیده میشود. بر اساس مطالعات کانیشناختی و پترولوژیکی این سنگها از یک گوشته تهیشده حاصل و به یک محیط فرافرورانشی متعلق هستند (Eren Rizele i et al., 2016). تهیشدگی از TiO2, Al2O3 و CaO برای هارزبورژیتهای گولمان نشانه پریدیدوتیتهای تهیشده در محیط جلوی قوس یا پریدوتیتهای مناطق عمیق تهیشده میباشد و در حین فرورانش رو به شمال شاخه جنوبی نئوتتیس حین برخورد ورقههای آناتولی-عربی ایجاد شده است.
افیولیت یارپوز6: این افیولیتها موسوم به عثمانیه در شمال ورقه عربی و در محل برخورد نئوتتیس جنوبی با ورقه عربی و برخورد پلتفرم تورید با ورقه عربی در کرتاسه پایانی تا میوسن شکل گرفته و از رشته کوه آمانوس تا آنکارا تداوم دارد (شکل 1). این افیولیت بیشتر شامل تکتونایت گوشتهای هارزبورژیتی و سنگهای کومولایی است و در بعضی قسمتها بهشدت سرپانتینی شده و در طول بسته شدن نئوتتیس در اواخر کرتاسه بر روی حاشیه شمالی ورقه عربی رانده شده است (Rizaoglu et al., 2019).
نئوتتیس در شمالشرق عراق
در بخش شمال شرقی عراق در بخشی که امتداد رشته کوه تراستی زاگرس ایران وارد کشور عراق میشود و زاگرس عراقی خوانده میشود، این کمربند افیولیتی وجود دارد (شکل 1). در این خطواره، آمیزه رنگی به سن مزوزوئیک درون واحدهای رسوبی برونزد دارد (Moores et al., 2000). گروه سنگی والاش، شامل پریدوتیتهای سرپانتینی است و در امتداد محدوده تراستی بر روی رسوبات آهکی چینخورده دگرگونی قرار گرفته است. بر روی این امتداد در شمالشرق عراق لکههای مهمی نظیر پنجوین، بولفات، ماوات، رایات، قلندر و حسن بگ به سن حدود 100 میلیون سال برونزد دارند (Asward et al., 2011; Ali et al., 2012). این لکهها بیشتر با افیولیت نیریز و کرمانشاه در ایران و سمعیل در عمان هم‌زمان هستند. فرارانش افیولیتهای زاگرس عراقی در کرتاسه بالایی آغاز و جایگیری آنها طی ماستریشتین رخ داده است (Leturmy and Robin, 2010). سنگهای متاپریدوتیتی پنجوین در پهنه کردستان عراق در شمال غرب محدوده تراستی زاگرس، مهمترین افیولیت مطالعه شده در عراق است. این سنگها دو مرحله دگرگونی متوالی درجه پایین را پشت سر گذاشتهاند و در حد رخساره آمفیبولیت دگرگون شده است. سپس در ترشیاری، هم‌زمان با صعود مجدد و فرارانش افیولیت پنجوین بر روی توالی سازند قرمز مرگا مجدد به‌صورت پیشرونده دگرگون شدهاند (Mohammad, 2011). واحد افیولیتی رایات عراق شامل پریدوتیتهای سرپانتینی و کرومیتیت است و بهشدت سرپانتینی شده ولی اسپینلهای کرومدار مصون مانده، نشانگر هارزبورژیتی بودن پروتولیت مشابه افیولیت عمان برای این واحد است (Ismail et al., 2009). در نزدیکی اربیل عراق پهنه حسن بگ در مرز با ایران در اثر برخورد قوس ماگمایی نئوتتیس با حاشیه قارهای ورقه عربی در عراق ناحیه بسیار مرتفع قندیل در این پهنه شکل گرفته است. مطالعات نشان داده این افیولیتها در کرتاسه پایانی تا پالئوسن (به سن حدود 100 میلیون) در این پهنه با درجاتی از دگرگونی برونزد یافتهاند (Mohammad, 2011). یکی از لکههای افیولیتی بخش شمال شرق زاگرس عراقی به‌عنوان معرف که دادههای سنگ کل آن در دسترس بود برای قیاس با سرپانتینیتهای گیسیان برگزیده شده که بیشتر در رابطه با آن توضیح داده میشود:
افیولیت ماوات7: افیولیت ماوات در ناحیه تراستی زاگرس عراقی در سلیمانیه کردستان عراق جاگیری کرده و در آن عدسیها و تودههای پراکنده کرومیتیتی با دونیتها به همراه سنگهای الترامافیک هارزبورژیتی برونزد دارند. مطالعات نشانگر تشکیل این مجموعه از ذوب بخشی گوشته فوقانی است. فراوانی زیاد عناصر گروه پلاتین در این واحد و نیز نسبت بین این عناصر، نشانه درجات بالای ذوب بخشی منبع گوشتهای است و در یک محیط فرافرورانش تشکیل شده است (Ismail et al., 2010). مطالعات ایزوتوپی نشان داده سرپانتینیتهای پنجوین در اثر یک رخداد تکتونیکی جاگیری کردهاند درحالی‌که سرپانتینیتهای ماوات پس از آبگیری در گوه گوشته8 توسط فرآیند گنبدی شدن در توالی آتشفشانی-رسوبی والاش استقرار یافته است (Aqrawi et al., 2007).
فرآیند سرپانتینی شدن
سرپانتینیشدن در گستره بسیار وسیعی از دما و فشار اتفاق میافتد، سرپانتینیشدن دما پایین سنگهای اولترامافیک تیپ آلپی در اثر نفوذ آبهای جوی یا نفوذ آبهای شور خارج شده از رسوبات اتفاق میافتد. این مورد بیشتر سرپانتینیشدن پسرونده خوانده میشود. در مقابل سرپانتینیشدن پیشرونده در بسیاری از فرآیندهای دگرگونی در طی تدفین و گرم شدن سنگهای اولترامافیک اتفاق میافتد و شامل فرآیندهای خشک بیآب است. طی این فرآیند از واکنش کریزوتیل، آنتیگوریت و بروسیت یا از واکنش آنتیگوریت با بروسیت، فورستریت + آب تشکیل میشود (Klein et al., 2014; Evans et al., 2013). سرپانتینی شدن این سنگها از کف اقیانوس جایی که نفوذ آب در شکستگیهای پوسته اقیانوسی جوان و در رگههای هیدروترمالی صورت گرفته، آغاز و با فرورانش تختال در رخسارههای دگرگونی دما پایین گسترش مییابد. در این میان بافتهای منحصربه‌فردی هم در سرپانتینیتها ایجاد میشوند. هنگامی‌که بلورهای ارتوپیروکسن باستیتی شده و یا بقایای بلورهای الیوین سالم، به‌صورت پورفیروکلاست عمل کرده و سرپانتینهای نواری در اطراف بلور قرار گیرند، بافت چشمی ایجاد میشود. تشکیل بافتهای شبکهای و پرشدگی رگهها با کلسیت نیز در این مرحله و نزدیک سطح صورت میگیرد. بافتهای شبکهای و باستیتی در اولین مراحل سرپانتینی شدن ایجاد میشوند (Boudier et al., 2009).
بررسی اکسید عناصر اصلی و نیز مقادیر عناصر جزئی در سنگهای الترامافیک و مافیک لیتوسفر اقیانوسی میتواند در ارزیابی و تفسیر وقایع ژئودینامیکی دخیل در تشکیل این سنگها بسیار کمککننده باشد (Pearce and Stern, 2006). گرچه باید به این نکته توجه داشت که فرارانش افیولیتها بر روی قارهها و نیز تکامل طولانی مدت آنها طی فرورانش آنها تا زمانی که افیولیتها در موقعیت کنونی خود جایگیری کنند، ترکیب ژئوشیمیایی این سنگها را تحت تأثیر قرار میدهد (Putnis and Austrheim, 2010). به‌عنوان مثال سرپانتینی شدن کلینوپیروکسنهای دیوپسیدی میتواند با فعالیت سیالات منجر به افزایش اکسید کلسیم در مقابل کاهش سیلیس در این سنگها شود (Bach and Klein, 2009). بنابراین عمده کارهای ژئوشیمی بر روی چنین سنگهایی میبایست بر روی عناصری باشد که کمتر در اثر این فرآیندها دستخوش تغییر میشوند.
ژئوشیمی سرپانتینیتها
جدول 1 دادههای معرف مربوط به پریدوتیتهای سرپانتینیتی هر یک از افیولیتهای 7 گانه مقایسه شده را خلاصه کرده است. هر ستون از بین تعداد زیادی (برای مثال درباره گیسیان از بین 16 مورد تجزیه) نمونه انتخاب شده و میانگین گرفته نشده است. سعی شده میزان سرپانتینی شدن در همه موارد کم‌وبیش یکسان و نمونهها هارزبورژیتی باشند. در ضمن با عنایت به چاپ مقالهها در مجلههای معتبر، دادهها از اعتبار کافی و قابل قیاس برخوردارند.
با یک نگاه اجمالی معلوم میشود ترکیب این پریدوتیتهای سرپانتینی شده مشابه بیشتر پریدوتیتهای امتداد خط درز نئوتتیس مانند سرپانتینیتهای ولتری در آلپ ایتالیا (Cannao, 2016) و یا متوسط سرپانتینیتهای فرورانشی معرفی شده توسط دشامپ9 (2013) میباشد. بعضی اکسیدها مانند Na2O, K2O, P2O5, MnO در بیشتر موارد زیر حد سنجش دستگاههای آنالیزی است و در مقابلSiO2 و MgO تا 45% و آهن کل تا 10% فراوانی قابل توجهی در آنها دارد. برخی اکسیدهای دیگر مانند Al2O3, CaO و TiO2 با اینکه فراوانی کمی دارند ولی در تعیین صفات سنگها نقش‌آفرینی میکنند. بر پایه یک پیشفرض کلاسیک، مقادیر مجموع اکسیدهای خشک در برابر سیلیس، طی سرپانتینی شدن ثابت باقی میماند (Bogolepov, 1970) درحالی‌که CaO به‌طور منظم تهی میشود (Palandri and Reed, 2004). میزان LOI بالا در این واحدها بین 7% تا 13% بیانگر شدت سرپانتینی شدن در آنها میباشد (جدول 1).
فراوانی فلزات واسطه مانند Sc, V, Co, Ni, Cr و Cu در این سنگها قابل ملاحظه است. به دلیل حضور الیوین و پیروکسن زیاد در سنگ اولیه، به‌جز تیتانیم در مورد بقیه عناصر بسیار مشابه گوشته اولیه است (جدول 1). کمبود تیتانیم در این سنگها شاید به خاطر، سنگ مادر دونیتی تا هارزبورژیتی (Zhihong and Huafu, 1998) است. محتوای عنصرهای نادر خاکی در سرپانتینیتهای مورد بحث به‌جز چند مورد زیر حد تشخیص دستگاه و علامت تهیشدگی شدید این سنگهاست.
جدول 1. ترکیب متوسط سنگ کل پریدوتیتهای سرپانتینی شده در امتداد بخش مرکزی خط درز نئوتتیس. منابع مربوط به هر پهنه در متن آمده است. لکه 1: رحیم زاده و همکاران، 1392، لکه 2: میری و همکاران، 1399، لکه 3: کریمی و همکاران، 1399، لکه 4: Ismail et al., 2010، لکه 5: مجرد، 1401، لکه 6: Eren Rizeli et al., 2016، لکه 7: Rizaoglu et al., 2019.
| سهولآوا کامیاران (ایران) | گرماب کامیاران (ایران) | مریوان کردستان (ایران) | ماوات سلیمانیه (عراق) | گیسیان ارومیه (ایران) | گولمان ایلازیک (ترکیه) | یارپوز عثمانیه (ترکیه) |
شماره پهنه بر روی نقشه | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 |
SiO2 | 58/40 | 20/39 | 93/45 | 64/40 | 86/39 | 22/42 | 17/39 |
TiO2 | 08/0 | 01/0 | 1/0 | 02/0 | 03/0 | 04/0 | 01/0 |
Al2O3 | 5/1 | 92/0 | 1/2 | 56/0 | 21/1 | 23/2 | 78/0 |
Cr2O3 |
|
| 43/0 |
| 45/0 |
| 40/0 |
tFe2O3 | 76/10 | 30/8 | 91/8 | 83/8 | 52/7 | 91/7 | 25/8 |
MnO | 17/0 | 09/0 | 11/0 | 13/0 | 12/0 | 12/0 | 11/0 |
NiO |
|
|
|
| 25/0 |
| 33/0 |
MgO | 37/46 | 73/37 | 13/41 | 38/41 | 04/37 | 72/34 | 47/38 |
CaO | 56/0 | 03/0 | 06/1 | 34/0 | 13/0 | 30/2 | 71/0 |
L.O.I. | 66/7 | 11/13 | 10/12 | 99/6 | 31/13 | 70/9 | 00/12 |
Total | 93/99 | 06/99 | 02/100 | 01/99 | 9/99 | 95/99 | 11/100 |
(ppm) |
|
|
|
|
|
|
|
Co | 4/99 | 6/93 | 129 |
| 108 | 91 | 120 |
Zn |
| 8/30 |
| 47 | 56 | 24 | 43 |
Cr |
| 1960 | 2601 | 2833 | 2212 |
| 2929 |
V | 30 | 47 | 03/60 | 38 | 44 | 58 | 45 |
Sc | 2/0 | 10 | 53/16 | 9 | 3/14 | 13 | 31 |
Cu | 11 | 2/0 |
| 8 | 58 | 2/24 |
|
Sr |
| 8/0 | 90/6 |
| 3/4 |
| 9 |
Y |
| 28/0 | 05/1 |
| 4/3 |
| 2 |
Cd |
|
|
|
| 1/0 |
|
|
Ba |
| 1/3 | 26/2 |
| 16 |
| 74 |
Yb |
| 07/0 | 14/0 |
| 1/0 |
|
|
Ti |
|
|
|
| 53 |
|
|
Pb |
| 2/0 | 5/4 |
| 9 |
| 18 |
خاستگاه پریدوتیتها
در نمودار مثلثی LOI- سیلیس- مجموع سایر اکسیدها معلوم شد، سرپانتینیتهای این بخش از نئوتتیس ترکیبی مشابه میانگین جهانی (UB-N) و شبیه به هم دارند (شکل 2a-). سرپانتینیتهای پهنههای مطالعه شده به‌جز در گیسیان ارومیه، یارپوز ترکیه و گرماب کامیاران در بقیه موارد دارای آنتیگوریت تعیین شده است (شکل 2b-). نمودارهای وابسته به اکسید آلومینیوم درجه ذوب بخشی از 10 تا 25% را برای این سنگها از غرب ایران تا شمال شرق عراق تا شرق ترکیه، با وجود تأثیرات ناشی از سرپانتینی شدن، نشان میدهد (شکل 2c-). تفکیک محیط پیدایش پریدوتیتها با استفاده از ترکیب سنگ کل، کار دشواری است و در نمودارهای متمایزکننده نیز بیشتر این دو نوع دارای همپوشانی هستند (شکل 2d-). نسبت MgO/SiO2 فاکتور خوبی برای تشخیص نوع جلوی قوسی از انواع عمیق اقیانوسی پریدوتیتهاست ولیکن با دگرسانی کف اقیانوسی و سرپانتینی شدن پریدوتیتها اعتبار خود را از دست میدهد. بنابراین بیشتر پریدوتیتهای پهنههای 7 گانه مطالعه شده از نوع عمیق تا جلوی قوسی ارزیابی میشوند (شکل 2e-).
شکل 2. (a نمودار سهتایی از ده برابر LOI-سیلیس-مجموع اکسیدهای دیگر برای نمایش ترکیب سنگ کل پریدوتیتهای سرپانتینی مطالعه شده. با این پیشفرض که سرپانتینی شدن و به‌تبع آن افزایش LOI نمیتوانسته فراوانی سایر اکسیدها را تغییر دهد (البته به‌جز سنگهای غنی از تالک). استاندارد بین‌المللی با نماد UB-N از Georem (http://georem.mpch-mainz.gwdg.de) اخذ شده است، (b نمودار LOI در مقابل سیلیس که در آن با وجود همپوشانی میدان سرپانتینیتهای لیزاردیتی با انواع آنتیگوریتی، مشخص شد که به‌جز کامیاران و یارپوز ترکیه که مانند گیسیان فاقد آنتیگوریت هستند بقیه موارد آنتیگوریتدار میباشند (Deschamps et al., 2013)، (c نمودار سهتایی از مجموع آلکالن-آهن کل-اکسید منیزیم برای سرپانتینیتهای گیسیان که در آن محدوده سنگهای کومولایی و غیر کومولایی از (Beards, 1986) گرفته شده است، (b الگوی به هنجار شده فلزات واسطه نسبت به گوشته اولیه (Jagoutz et al., 1979)، (c نمودار تغییرات فراوانی Al2O3 در مقابل MgO که در آن روند تهیشدگی از منیزیم و نیز نرخ ذوب بخشی گوشته اولیه (Niu, 1997) نیز آورده شده است، (d نمودار تغییرات Al2O3 در برابر CaO (محدودهها از Pearce et al. (1992)، نماد دایره قرمز برای گیسیان استفاده شده و بقیه روی شکل درج شده است، (e نمودار MgO/SiO2 در برابر Al2O3/SiO2 که بیانگر محدوده افیولیتهای جلوی قوسی و مناطق عمیق است. روند مربوط به فرآیندهای ثانوی نظیر کربناتی شدن (افزایش اکسید منیزیم) و دگرسانی کف دریا (افزایش سیلیس) با فلش علامتگذاری شده است. نماد دایره قرمز برای گیسیان استفاده شده و بقیه روی شکل درج شده است. همین نمادها در کل مقاله استفاده شده است
نمودارهای تغییرات اکسید عناصر اصلی و فلزات واسطه در برابر اکسید منیزیم نشانگر روندی به‌موازات پریدوتیتهای پشته میان اقیانوسی برای همه پهنههای مورد بحث است. با وجود این برای جدایش دو محیط جلوی قوسی و عمیق کارآیی نداشته است (شکل 3ـa-d).
شکل 3. (a-d نمودارهای عناصر اصلی (CaO, Al2O3) و فلزات واسطه (Sc, V) در برابر اکسید منیزیم که در آنها میدان پریدوتیتهای پشتهمیان اقیانوسی (Niu, 2004) و جایگاه هارزبورژیتهای جلوی قوسی و دونیتهای فرافرورانشی Parkinson and Pearce, 1998)) مشخص شده است. نماد دایره قرمز برای گیسیان استفاده شده و بقیه روی شکل درج شده است
تعیین جایگاه تشکیل سرپانتینیتها
به‌تازگی با مطالعه دهها مورد سرپانتینیت از مکانهای مختلف جهان، اقسام سرپانتینیت به سه دسته مرتبط با پهنههای عمیق اقیانوسی، فرورانده و گوه گوشتهای تقسیم شده است (Deschamps et al., 2013). بر خلاف تفکیک نشدن موفق انواع پریدوتیتهای مناطق عمیق و جلوی قوسی برای بخش مرکزی خط درز نئوتتیس در مطالب بالا، با مطالعه گروههای یاد شده توسط نمودارهای ویژه سرپانتینیتها (شکل 4a-c)، بیشتر سرپانتینیتهای ذکر شده از نوع فرورانده ارزیابی میشوند. تنها پریدوتیتهای سهولآوا کامیاران از نوع عمیق تعیین شده است. همین نتیجه با استفاده از نسبت عناصر جزئی نیز تأیید میشود (شکل 5a-d). گرچه همپوشانی با نوع عمیق در این دست نمودارها هم وجود دارد و درباره پریدوتیتهای گرماب کامیاران نیز با تردید تعلق به انواع عمیق روبرو هستیم. همچنین پدیده باروری دوباره10 حین سرپانتینی شدن توسط تبادلات سنگ/سیال در این سنگها اتفاق افتاده است (شکل 5b-d).
شکل 4. (a-c نمودارهای تغییرات اکسیدهای TiO2, FeO و CaO در مقابل MgO برای قیاس ترکیب سرپانتینیتهای مطالعه شده. مقصود از اکسید آهن، آهن کل بوده است. جایگاه مربوط به گوشته تهیشده(Salters and Stracke, 2004) و پریدوتیتهای مناطق عمیق، گوهگوشته و فرورانده (Deschamps et al., 2013; Niu, 2004) نیز در آن معین شده است. همچنین جایگاه ترکیبی کانیهای مهم در سنگهای الترامافیک با ششگوش خاکستری و متوسط سرپانتینیتهای استاندارد با ستاره آبی نشان داده شده است. در یک نگاه اجمالی همه انواع پریدوتیتهای سرپانتینی مطالعه شده در بخش مرکزی نئوتتیس از نوع فرورانده شده ارزیابی میشود. نماد دایره قرمز برای گیسیان استفاده شده و بقیه روی شکل درج شده است
شکل 5. (a-d نمودار تغییرات مقادیر Ti, Ba, Pb و Sr در برابر Yb برای سنگهای مورد بحث. ترکیب حدودی گوشته تهیشده از Salters and Stracke (2004) و گوشته اولیه از McDonough and Sun (1995) گرفته شده است. جایگاه باروری دوباره در حین وقایع فرو/فرارانش با رنگ خاکستری از افزوده شده است (Deschamps et al., 2013). دایرههای قرمز نمونههای افیولیت گیسیان و نمادهای دیگر روی شکل مندرج است، گرچه بیشتر پهنهها فاقد داده برای پیاده‌سازی در این نمودارها بودند ولی درباره نمونههای ایران میتوان آثار باروری مجدد را علاوه بر نوع فرورانده برای سرپانتینیتها به‌خوبی رؤیت کرد. گرچه همپوشانی گسترهها با نوع عمیق، مانع تصمیم قطعی میشود
بحث
عناصر متحرک در سیال (FME) در سرپانتینیتها اطلاعات مفیدی درباره شناخت بهتر نحوه تبادل سنگ/سیال حین دگرسانی و سرپانتینی شدن به دست میدهد و در بیشتر انواع سرپانتینیتها روی میدهد (Sharp and Barnes, 2004). با یک بررسی کلی فراوانی FME مانند Sr, Ba, Pb در این پریدوتیتها زیاد است و نقش چنین سرپانتینیتهایی در تولید ماگمای قوس پر رنگ است (مانند: Lafay et al., 2013). البته باید دقت داشت این غنیشدگی در انواع فرورانده چشمگیر است (Tonarini et al., 2007) و در نتیجه تعاملات ثانوی سنگ/سیال (مشتق شده از رسوبات)، حین باروری مجدد روی داده است.
با فرورانش رو به پایین لیتوسفر اقیانوسی هیدراته و گرم شدن آن به دلیل دگرگونی پیشرونده، سیالات از تختال مشتق شده و با افت نقطه ذوب سنگها منجر به ذوب بخشی در گوه گوشتهای و تولید ماگمای قوسی میشود (Green, 2007). آبزدایی از تختال بیشتر در 100 تا 170 کیلومتری ابتدای محل فرورانش صورت میگیرد (بسته به شیب زمین گرمایی و پایداری کانیهای کلیدی آبدار مثل آمفیبول و سرپانتین) (Pawley and Holloway, 1993). آب رها شده میتواند به گوه گوشتهای فوقانی ورود کرده و با پریدوتیتهای گوشتهای آمیخته و کانیهای آبدار بسازد. آب در این محیط به شکلهای مختلفی حضور دارد: آب مولکولی در ماگماها و یا سیالات سیلیکاته برخاسته از تختال، فاز هیدروکسیل به‌عنوان بخشی از فازهای آبدار، هیدروژن به‌صورت نقص نقطهای در کانیهای غیر آبدار (مثل الیوین، پیروکسن و گارنت) و در نهایت به‌صورت سیالات فوق بحرانی در شرایط فشار و دمای بالا. پترولوژی تجربی به‌خوبی میدان پایداری کانیهای آبدار و میزان آب موجود در آنها را برآورد کرده است (Hacker, 2003). به‌طور متوسط لیتوسفر اقیانوسی در رخساره زئولیتی حدود 7% آب دارد که در رخساره اکلوژیتی این میزان به 09/0% کاهش مییابد. بدین معنی که نزدیک به تمام آب پوسته اقیانوسی در دمای 300 تا 600 درجه سانتی‌گراد در فشار کمتر از 15 کیلوبار به درون گوه گوشته نفوذ میکند (Rupke et al., 2004).
سرپانتینیتهای عمیق با پریدوتیتهای سالمتر تبادل عنصری انجام میدهند (Van Keken et al., 2011). دو گونه سنگ مادر اصلی برای سرپانتینیتهای فرورانده معرفی شده است: پریدوتیتهای اقیانوسی فرورانشی و پریدوتیتهای قارهای که در طول فاز کششی توسط آب دریا هیدراته شدهاند. با این حال، چون همه سرپانتینیتها ازنظر ظاهری شبیه هستند به‌طور معمول شناسایی و جدایش این دو گروه در صحرا غیرممکن است (Skelton and Valley, 2000).
سرپانتینیت در یک لیتوسفر اقیانوسی فرورونده بخش تحتانی پوسته اقیانوسی را تشکیل میدهد و در حدفاصل پوسته و گوشته لیتوسفری است. برای سرپانتینی شدن این بخش لازم است در مدل گردش سیالات داغ فرورونده، نفوذ سیالات تا بخش تکتونیت قاعده در نظر گرفته شود. اما زمانی که یک لیتوسفر اقیانوسی و بخصوص حوضه جلو قوس بر روی حاشیه غیرفعال رانده میشود، مدتها در زیر آب اقیانوس حرکت کرده و بر روی مواد آبدار که همراه با اصطکاک است متحمل آبگیری و سرپانتینی شدن میشود.
در بخشهای مختلف سیستم نئوتتیس نرخ گسترش یکنواخت نبوده است. همچنین دو فرورانش متوالی یکی فرورانش به زیر پوسته اقیانوسی و دیگری فرورانش به زیر پوسته قارهای روی داده است (مؤید، 1381). پس احتمال وجود سنگهای دگرگونی و نوارهای افیولیتی متوالی در این امتداد دور از ذهن نیست. این خود باعث پیچیدگی در تصمیمگیری مبنی بر تعلق لکههای الترامافیک به فرآیندهای بخصوص میباشد. بنابراین تعیین دقیق جایگاه تشکیل سرپانتینیتها با دشواری روبروست.
از دیگر برایندهای پژوهش حاضر ترسیم دقیق خط درز نئوتتیس در مرز سه کشور ایران، عراق و ترکیه است. به‌این‌ترتیب که برخلاف آنچه در مقاله دیلک و همکاران11 (2010) ادعا شده و بعدها در مقاله‌های زیادی به آن استناد شده (e.g., Moghadam et al., 2018)، در حقیقت امتداد فرورانش اصلی و گسلهای تراستی (مسئول برگرداندن سرپانتینیتها به سطح)، در طول مرز ایران با عراق قرار داشته و پس از عبور از مریوان (پنجوین عراق) و رسیدن به سردشت (ماوات عراق) به پیرانشهر (رایات و حسن بگ عراق) و در شمال به گیسیان در جنوب ارومیه (مناطق معادل در ترکیه شمدنلی و گورکان در حکاری و یوکسکوا) ختم شده و در این ناحیه از ایران خارج شده و به آناتولی ترکیه پیوسته است (شکل 6). البته باید در نظر داشت برخی از این لکهها، مانند پیرانشهر (Ao et al., 2017)، در واقع بقایای دگرگونی قوس ماگمایی ناشی از فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر پوسته اقیانوسی است و قبل از هرگونه تصادم قاره- قاره به وجود آمدهاند.
شکل 6 . روند اصلاح شده امتداد خط درز نئوتتیس در مرز سه کشور ایران، عراق و ترکیه بر اساس مستندات
نتیجهگیری
در این تحقیق سرپانتینیتهای 7 پهنه از امتداد خط درز نئوتتیس در سه کشور ایران، عراق و ترکیه از نقطه نظر ترکیب سنگ کل مورد بررسی و مقایسه قرار گرفتند. با در نظر گرفتن دادههای ژئوشیمی سنگ کل و مرور اطلاعات قبلی درباره سرپانتینیتهای بخش مرکزی خط درز نئوتتیس، به نظر میرسد بیشتر این پریدوتیتهای سرپانتینی از نوع فرورانده باشند. البته باید در نظر داشت انواع پریدوتیتهای عمیق و جلوی قوسی نیز میتوانسته در امتداد کانال فرورانشی سرپانتینیتی شده باشد. بنابراین این نمیتواند منجر به تعیین تکلیف قطعی این پریدوتیتها شود. این نکته که برخی سنگهای مذکور فاقد آنتیگوریت هستند (نظیر گیسیان)، نشان از عمق کم تشکیل در گستره خط درز میباشد. تأیید نهایی این نتیجه البته مستلزم کار ایزوتوپی و نیز مطالعه روی عناصر گروه پلاتین بر روی پهنههای یاد شده میباشد.
منابع
تاجور، ع.، خطیب، م. و زرین‌کوب، م.، 1399. جایگاه تکتونوماگمایی دیابازها و جریانهای بازالتی افیولیت مکران، جنوبشرقی ایران. فصلنامه زمینشناسی ایران، 55 (14): 79-67. ##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. فصلنامه زمینشناسی ایران، 49 (13): 61-49. ##فلاح، س.، احمدی خلجی، ا. ویسی نیا، ا.، طهماسبی، ز. و رحیم زاده، ب.، 1399. بررسی شیمی کانی هارزبورژیتهای مجموعة افیولیتی نورآباد- هرسین: شواهدی بر تحول ذوببخشی گوشتة پریدوتیتی از منطقة ژرف اقیانوسی به‌سوی پهنة فرورانش. پترولوژی، 11(41)، 1-28. ##رحیم زاده، ب.، مسعودی، ف. معین وزیری، ح. و الهیاری، خ.، 1392. سنگشناسی، پتروژنز و ژئودینامیک مجموعه افیولیتی سه ول آوا شمال غرب ایران. پترولوژی، 4 (14)، 93-114. ##علی زاده، ا.، 1390. سن جایگیری آمیزههای رنگین در جنوب باختری ارومیه. سیامین گردهمایی علوم زمین. سازمان زمینشناسی کشور، تهران. ##کریمی، آ. احمدی، ع. خیرخواه، م. و پرتابیان، ع.، 1399. سنگشناسی و زمین‌شیمی پریدوتیت های افیولیتی پهنه مریوان-کامیاران، زاگرس (باختر ایران). علوم زمین، 30 (118)، 36-25. ##مجرد، م.، 1401. پتروگرافی و ژئوشیمی سرپانتینیتهای افیولیت گیسیان سیلوانا – جنوب ارومیه؛ ارتباط با فرورانش نئوتتیس در مرز شمال غربی ایران. پژوهشهای دانش زمین، 13 (52)، 75-98. ##مجرد، م.، 1400. مطالعه زادگاه و دگرگونی درجه پائین میکاشیستهای حاشیه قارهای مرتبط با آمیزه رنگین گیسیان- جنوب ارومیه. فصلنامه پژوهشهای دانش زمین. 12 (48)، 1-19. ##میری، م.، ابراهیمی، م. و ویسی نیا، ا.، 1399. بررسی پتروژنز سرپانتینیتهای پهنه گرماب در پهنه افیولیت کرمانشاه (غرب ایران) با استفاده از شیمی کانیها و نمودارهای فازی. زمینشناسی کاربردی پیشرفته، 10 (4)، 651-634. ##مؤید، م.، 1381. نگرشی نو بر تکوین و تکامل نئوتتیس و ارتباط آن با ماگماتیسم ترشیری ارومیه-دختر و البرز غربی- آذربایجان. ششمین همایش انجمن زمینشناسی ایران. SGSI06-052. ##نیکبخت، س.، بیابانگرد، ح. و باقری، س.، 1399. پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت سیاه جنگل شمال شرق آتشفشان تفتان. فصلنامه زمینشناسی ایران، 56 (14): 99-87. ##ویسی نیا، ا.، ابراهیمی، م. رحیم زاده، ب. و اسمعیلی، ر.، 1400. بررسی ژئوشیمی مجموعه افیولیتی گرماب، شمال شرق کامیاران: سیر تحولی مورب به قوس اقیانوسی. علوم زمین، 31(1)، 148-135. ##Ali, S. A., Buckman, S., Aswad, K. J., Jones, B. G., Ismail, S. A. and Nutman, A. P., 2012. Recognition of Late Cretaceous Hasanbag ophiolite-arc rocks in the Kurdistan region of the Iraqi Zagros thrust zone: a missing link in the paleogeography of the closing Neo Tethys Ocean. Lithosphere, 4, 395-410. ##Ao, S., Xiao, W., Jafari, M. K., Talebian, M., Chen, L., Wan, B., Ji, W. and Zhang, Z., 2016. U-Pb zircon ages, field geology and geochemistry of the Kermanshah ophiolite (Iran): from continental rifting at 79 Ma to oceanic core complex at ca. 36 Ma in the southern NeoTethys. Gondwana Research, 31, 305-318. ##Ao, S., Jafari, M. K. and Xiao, W., 2017. U-Pb zircon age of the Piranshahr ophiolite in NW Iran: enigmatic relict of an arc in NeoTethys before the Arabia and Eurasia collision. GSA Annual Meeting in Seattle, Washington, USA. DOI:10.1130/abs/2017AM-302778. ##Ao, S., Mao, Q. Jafari, M. K. and et al., 2020. U–Pb age, Hf–O isotopes, and geochemistry of the Sardasht ophiolite in the NW Zagros orogen: Implications for the tectonic evolution of NeoTethys. Geological Journal, 1–15. DOI: 10.1002/gj.4011. ##Aqrawi, A. M., Elias, E.M. and Mohammed, Y. O., 2007. Oxygen and Hydrogen Isotope Study of Serpentinized Peridotite Rocks, Thrust Zone, North East Iraq. Iraqi Journal of Earth Sciences, 7 (1), 13-20. ##Aswad, K. J., Aziz, N. R. H. and Koyi, H. A., 2011. Cr-spinel compositions in serpentinites and their implications for the petrotectonic history of the Zagros suture zone, Kurdistan Region, Iraq Geological Magazine, 148, 802-818. ##Bach, W. and Klein, F., 2009. The petrology of seafloor rodingites: insights from geochemical reaction path modelling. Lithos 112, 103–117. ##Beard, J.S., 1986. Characteristic mineralogy of arc-related cumulate gabbros: implications for the tectonic setting of gabbroic plutons and for andesite genesis. Geology, 14, 848-851. ##Bilici, Ö. and Kolayli, H., 2018. Mineral records of the pyroxenites formed within harzburgites (Ulaş, Sivas, Turkey): implications on petrogenesis and tectonic setting. Turkish Journal of Earth Sciences, 27, 384-404. ##Bogolepov, V.G., 1970. Problem of serpentinization of ultrabasic rocks: International Geology Review, 12, 421–32. ##Boudier, F., Baronnet, A. and Mainprice, D., 2009. Serpentine mineral replacements of natural olivine and their seismic implications: Oceanic lizardite versus subduction-related antigorite: Journal of Petrology, 51(1-2), 495-512. ##Cannaò, E., Scambelluri, M., Agostini, S., Tonarini, S. and Godard, M., 2016. Linking serpentinit geochemistry with tectonic evolution at the subduction plate-interface: The Voltri Massif case study (Ligurian Western Alps, Italy): Geochimica et Cosmochimica Acta, 116, 115-133. ##Deschamps, F., Godard, M., Guillot, S. and Hattori, K., 2013. Geochemistry of subduction zone serpentinites: A review. Lithos, 178, 96-127. ##Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, S., 2010. Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review, 52, 536–578. https://doi.org/10. 1080/00206810903360422##Eren Rizeli, M, Wang, K.L., Bingol, A.F. and Beyarslan, M., 2016. Mineral chemistry and petrology of mantle peridotites from the Guleman ophiolite (SE Anatolia, Turkey): evidence of a forearc setting: 13th International Conference on Gondwana to Asia, At: Trivandrum, India Volume: 22. ##Evans, B. W., Hattori, K. and Baronnet, A., 2013. Serpentinite: what, why, where?: Element, 9(2), 99-106. ##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. ##Günay, K. and Çolakoğlu, A., 2016. Spinel compositions of mantle-hosted chromitite from the Eastern Anatolian ophiolite body, Turkey: Implications for deep and shallow magmatic processes. Ore Geology Reviews, 73, 29–41. ##Günay, K., Çolakoğlu, A.R. and Çakır, Ü., 2012. Geochemical properties and rodingitization of diabase dykes cutting peridotites in Yüksekova complex (Özalp, Van — Turkey). Bulletin of Mineralogy and Exploration, 144, 1–22. ##Hacker, B., Abers, G. and Peacock, S., 2003. Subduction factory 1. Theoretical mineralogy densities, seismic wave speeds, and H2O contents. Journal of Geophysical Research 108 (B1). http://dx.doi.org/10.1029/2001JB001127. ##Ismail, A. A., Mirza, T. M. and Carr, P, F., 2010. Platinum-group elements geochemistry in podiform chromitites and associated peridotites of the Mawat ophiolite, northeastern Iraq. Journal of Asian Earth Sciences, 37, 31–41. ##Ismail, S. A., Arai, S., Ahmed, A. H. and Shimizu, Y., 2009. Chromitite and peridotite from Rayat, northeastern Iraq, as fragments of a Tethyan ophiolite. Island Arc, 18, 175–183. ##Jagoutz, E., Palme, H., Baddenhausen, H., Blum, K., Cendales, M., Dreibus, G., Spettel, B., Lorenz, V. and Vanke, H., 1979. The abundance of major, minor and trace elements in the earth's mantle as derived from primitive ultramafic nodules. Geochimica et Cosmochimica Acta, 11 (2), 2031–2050##Klein, F., Bach, W., Humphris, S. E., Kahl, W. A., Jöns, N., Moskowitz, B. and Berquó, T. S., 2014. Magnetite in seafloor serpentinite some like it hot. Geology, 42(2), 135-138.Lafay, R., Deschamps, F., Schwartz, S., Guillot, S., Godard, M., Debret, B. and Nicollet, C., 2013. High-pressure serpentinites, a trap-and-release system controlled by metamorphic conditions: Example from the Piedmont zone of the western Alps. Chemical Geology, 343, 38-54. ##Leturmy, P. and Robin, C., 2010. Tectonic and stratigraphic evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic: introduction. In: Leturmy, P., Robin, C. (eds.) Tectonic and stratigraphic evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic. Geol. Soc. London Spsc. Publ. 330. Geological Society of London, London, 1–4. ##McDonough, W.F. and Sun, S.-S., 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120, 223–253. ##McQuarrie, N., Stock, J.M., Verdel, C. and Wernicke, B., 2003. Cenozoic evolution of NeoTethys and implications for the causes of plate motions. Geophysical Research Letters, 30(20), 2036. ##Modjarrad, M. Whitney, D.L. and Omrani, H. (2024) etrologic evolution of the Gysian ophiolitic serpentinites, NW Iran. Acta Geochimica, https://doi.org/10.1007/s11631-024-00682-6##Modjarrad, M., 2022. Geochemistry and crystal shape, size and spatial distribution in arc-related gabbro, Urmia, NW Iran. Acta Geochim, DOI: 10.1007/s11631-022-00557-8. ##Moghadam, H., Corfu, F., Stern, R. J. and Lotfi Bakhsh, A., 2018. The Eastern Khoy metamorphic complex of NW Iran: a Jurassic ophiolite or continuation of the Sanandaj–Sirjan Zone? Journal of the Geological Society, DOI: 10.1144/jgs2018-081. ##Moghadam, H., Li, Q.L., Stern, R. J., Chiaradia, M., Karsli, O. and Rahimzadeh, B., 2020. The Paleogene Ophiolite Conundrum of the Iran-Iraq Border Region. Journal of the geological society, DOI: https://doi.org/10.1144/jgs2020-009. ##Mohammad, Y. O., 2011. P–T evolution of meta-peridotite in the Penjwin ophiolite, northeastern Arabian journal of Geosciences, 6(2). ##Monsef, I., Monsef, R., Mata, J., Zhang, Z., Pirouz, M., Rezaeian, M., Esmaeli, R. and Xiao, W. (2018) Evidence for an early-MORB to fore-arc evolution within the Zagros suture zone: constraints from zircon U-Pb geochronology and geochemistry of the Neyriz ophiolite (South Iran). Gondwana Res, 62: 287-305. ##Moores, E. M., Kellogg, L. H. and Dilek, Y., 2000. Tethyan ophiolites, mantle convection, and tectonic ‘historical contingency’: A resolution of the ‘ophiolite conundrum’. In Dilek Y., Moores E. M., Elthon D. and Nicolas A. (eds.) Ophiolites and Oceanic Crust: New Insights from Field Studies and the Ocean Drilling Program, pp. 3–12. Geological Society of America Special Paper 349. ##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. ##Niu, Y. and Hekinian, R., 1997. Spreading rate dependence of the extent of mantle melting beneath ocean ridges. Nature 385, 326–329. ##Okay, A.I. and Tüysüz, O., 1999. Tethyan sutures of northern Turkey. In: Durand, B., Jolivet, L., Horvath, F., Serane, M. (Eds.). Mediterranean Basins. Tertiary Extension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. London Spec. Publ., 156: 475-515. ##Palandri, J. L. and Reed, M. H., 2004. Geochemical models of metasomatism in ultramafic systems: serpentinization, rodingitization, and sea floor carbonate chimney precipitation: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 68(5), p. 1115-1133. ##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. ##Parlak, O., Höck, V. and Delaloye, M., 2002. The suprasubduction zone Pozantı-Karsantı ophiolite, southern Turkey: evidence for high-pressure crystal fractionation of the ultramafic cumulates. Lithos, 65: 205-224. ##Pawley, A. R. and Holloway, J. R., 1993. Water sources for subduction zone volcanism: New experimental constraints. Science, 260(5108): 664-667. ##Pearce, J.A. and Stern, R.J., 2006. Origin of back-arc basin magmas: trace element and isotope perspectives. Geophisical Monograph series 166, American Geophysical Union, Washington, 63-86. ##Pearce, J.A., van der Laan, S.R., Arculus, R. J., Murton, B. J., Ishii, T., Peate, D.W. and Parkinson, I.J. 1992. Boninite and harzburgite from LEG125 (Bonin–Mariana Forearc): a case study of magma genesis during the initial stages of subduction. In: Fryer P, Pearce JA, Stokking LB (eds) Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientifi c Results, Ocean Drilling Program, College Station, 125, 623–657. ##Putnis, A. and Austrheim, H., 2010. Fluid-induced processes: metasomatism and metamorphism. Geofluids, 10:254-269. ##Richards, J.P., 2015. Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Tethyan orogen: From subduction to collision. Ore Geology Reviews, 70:323-345. ##Rizaoglu, T., Bagci, U. and Parlak, O., 2019. Geochemistry and tectonic signifi cance of the ophiolitic rocks of the Yarpuz-Kaypak (Amanoslar, Osmaniye) area. Bull. Min. Res. Exp., 159: 99-116. ##Robertson, A.H.F., 2002. Overview of the genesis and emplacement of mesozoic ophiolites in the eastern mediterranean tethyan region. Lithos, 65: 1-67. ##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. ##Salters, V.J.M. and Stracke, A., 2004. Composition of the depleted mantle. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 5 (5). http://dx.doi.org/10.1029/2003GC000597. ##Şengör, A. C., Özeren, M. S., Keskin, M., Sakınç, M., Özbakır, A. D. and Kayan, I., 2008. Easte Turkish high plateau as a small Turkic-type orogen: Implications for post-collisional crust-forming processes in Turkic-type orogens: Earth-Science Reviews, 90(1-2), 1-48. ##Sengor, A.M.C. and Yılmaz, Y., 1981. Tethyan evolution of Turkey, a plate tectonic approach. Tectonophysics, 75: 181-241. ##Sharp, Z.D., Barnes, J.D., 2004. Water-soluble chlorides in massive seafloor serpentinites: a source of chloride in subduction zones: Earth and Planetary Sciences Letters, 226:243–254. ##Skelton, A. D. and Valley, J. W., 2000. The relative timing of serpentinisation and mantle exhumation at the ocean–continent transition, Iberia: constraints from oxygen isotopes: Earth and Planetary Science Letters, 178(3), 327-338. ##Tonarini, S., Agostini, S., Doglioni, C., Innocenti, F. and Manetti, P., 2007. Evidence for serpentinite fluid in convergent margin systems: the example of El Salvador (Central America) arc lavas: Geochemistry, Geophysics, Geosystems, v. 8 (9). http:// dx.doi.org/10.1029/2006GC001508. ##Uner, T., 2021. Supra-subduction zone mantle peridotites in the Tethyan Ocean (East Anatolian Accretionary Complex–Eastern Turkey): Petrological evidence for melting and melt-rock interaction. Mineralogy and Petrology , 115: 663–685. ##Van Keken, P. E., Hacker, B. R., Syracuse, E. M. and Abers, G. A., 2011. Subduction factory: 4. Depth dependent flux of H2O from subducting slabs worldwide: Journal of Geophysical Research. Solid Earth, 116(B1). ##Yilmaz, A. and Yilmaz, H., 2013. Ophiolites and Ophiolitic Mélanges of Turkey: A Review. Geological Bulletin of Turkey, 56 (2): 61-114. ##Zhihong, W. and Huafu, L., 1998. Geology, petrology and geochemistry of the mafic-ultramafic rocks in Fujian coastal region, southeastern China, and their genesid. Ofioliti, 23(1):1-6. ##Wang, X., Lang, X., Klemd, R., Deng, Y. and Tang, J., 2022. Subduction initiation of the Neo-Tethys oceanic lithosphere by collision-induced subduction transference. Gondwana Research, 104:54-69. ##
Geochemistry of Central part of the Neo-Tethys Suture zone serpentinites
(From NW Iran to Iraqi Zagros and Eastern Anatoly)
Modjarrad, M.1 and Moayyed, M. 2
1 Department of Geology, Faculty of Sciences, Urmia University, Urmia, Iran
2 Department of Earth sciences, Faculty of Natural sciences, University of Tabriz
ABSTRACT
The subduction and closure of the vast Neo-Tethys ocean between the Arabian and Eurasian plates has left numerous ophiolitic traces, the unique position of Iran in its central part is noticeable. The lack of information, right on the border of Iran with Iraq and Turkey, due to security considerations, has so far prevented the overview of this suture zone in the northwestern border of Iran. Adding Gysian ophiolite in southern Urmia as a missing link in this stretch can partially cover this lack of information. A comparative study of whole rock chemistry of serpentinites in the central part of the Neo-Tethys ophiolites, considering several sectors from Iran (Kamyaran, Marivan and Gysian), Iraq (Penjwin and Mawat) and Turkey (Guleman and Osmanie) in this article, indicates that they belong to subducted serpentinites, whether they were originally formed in the fore-arc environment or the at abyssal oceanic environment. Composition of the serpentinites of the central part of the suture zone is similar to the average global serpentinites which have mostly lizardite/chrysotile. All of them show depletion of Mg resulting sea floor alteration during serpentinization. The mentioned point may be caused to data deviation from abyssal peridotites field. Considering that the transition metals contents the confirmed the above setting. Almost all of the studied serpentinites are from subducted type which indicates refertilization of LILE evidences as a result of rock/fluid interaction through serpentinization.
Keywords: Ophiolite, Peridotite, Subduction, Serpentinite, Neo-Tethys
[1] Supra Subduction Zone (SSZ)
[2] Abyssal
[3] Supra-Subduction-Zone (SSZ)
[4] Back Arc Basin (BAB)
[5] Guleman-Elazig
[6] Yarpuz-Kaypak
[7] Mawat
[8] Mantle wedge
[9] Deschamps et al. (2013)
[10] Refertilization
[11] Dilke et al. (2010)
