بررسی ویژگی های پترولوژیکی، منشأ و خاستگاه تکتونیکی گابروهای ایزوتروپ مجموعه افیولیتی کرمانشاه بر مبنای شیمی سنگ کل

آلیانی, فرهاد; دارایی زاده, زینب

doi:10.22108/ijp.2018.105479.1041

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,650
تعداد مقالات	13,402
تعداد مشاهده مقاله	30,203,913
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,074,511

بررسی ویژگی های پترولوژیکی، منشأ و خاستگاه تکتونیکی گابروهای ایزوتروپ مجموعه افیولیتی کرمانشاه بر مبنای شیمی سنگ کل

پترولوژی

مقاله 9، دوره 8، شماره 32، اسفند 1396، صفحه 145-166 اصل مقاله (11.7 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2018.105479.1041

نویسندگان

فرهاد آلیانی^* ¹؛ زینب دارایی زاده²

¹خیابان شهید فهمیده- دانشگاه بوعلی سینا

²گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران

چکیده

گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه شامل طیف وسیعی از گابرو، لوکوگابرو، الیوین گابرو، گابرو نوریت، الیوین گابرو نوریت و تروکتولیت می باشند که عمدتاً ریز تا متوسط بلور بوده و از پلاژیوکلازهای یوهدرال ـ ساب هدرال، کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن های ساب هدرال، الیوین و به مقادیر کم آمفیبول تشکیل یافته اند. گابروهای مذکور با مقادیر بالای MgO و CaO و مقادیر اندک TiO2، K2O، P2O5، Zr و Y مشخص می شوند. ویژگی های ژئوشیمیایی گابروها، ماهیت تولئیتی غنی از منیزیم، فقیر از پتاسیم و تیتانیم پروتولیت آنها و تولید ماگما در موقعیت جزیره قوسی را اثبات می نماید. طرح پراکندگی چند عنصری بهنجار شده با N-MORB و گوشته اولیه، الگوهای تقریباً یکنواختی برای عناصر با قدرت میدان بالا، تهی شدگی نمونه ها از عناصری مانند P، Zr، Sm، Ti و Y؛ و غنی شدگی آنها از عناصر لیتوفیل بزرگ یون مانند Ba، Rb، K، Th و Sr؛ و نیز آنومالی منفی Nb را نشان می دهد. الگوهای عناصر نادر خاکی نشان می دهد که گابروها نیز همانند تولئیت های جزیره قوسی از LREE تهی شده اند. گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه مشخصات انتقالی بین بازالت های پشته میان اقیانوسی و تولئیت های جزایر قوسی داشته، بنابراین ممکن است در موقعیت حوضه پشت قوس یا محیط سوپراسابداکشن زون تشکیل شده باشند.

کلیدواژه‌ها

گابروهای ایزوتروپ؛ حوضه پشت قوس؛ سوپرا سابداکشن زون؛ افیولیت کرمانشاه؛ تراست اصلی زاگرس

اصل مقاله

افیولیت کرمانشاه در پهنه ساختمانی- زمین‏‌ساختی باختر ایران، در بخش شمالی تراست اصلی زاگرس جای دارد و به باور Shafaii Moghadam و همکاران (2011) از افیولیت‏‌های کمربند خارجی زاگرس به‏‌شمار می‏‌رود. رویداد این افیولیت نشان‌دهندة بسته‏‌شدن نئوتتیس و به‌دنبال آن، برخورد قاره‏‌ای میان صفحه آفرو- عربی و ایران مرکزی در راستای زمین‌درز زاگرس است.

مجموعه افیولیتی کرمانشاه دربردارندة سنگ‏‌های گوناگون سازندة توالی افیولیتی کامل است که عبارتند از: الترامافیک‏‌های تکتونایت (هارزبورگیت، دونیت و لرزولیت)، سنگ‏‌های الترامافیک کومولایی، گابروهای پگماتوییدی، تروکتولیت‏‌ها، متاگابروهای لایه‏‌ای و گابروهای میلونیتی، گابروهای ایزوتروپ، لوکوگابروها، گابروهای آمفیبول‏‌دار، ورلیت‏‌ها، پلاژیوگرانیت‏‌ها، دایک‏‌های صفحه‏‌ای، پیلولاواها، بازالت‏‌های اسپیلیتی، سنگ‏‌های آذرین حدواسط که به‌گونه دگرشیب با نهشته‏‌های رسوبی- آواری (با سن الیگومیوسن) و نیز کربنات‏‌های بیستون (با سن کرتاسه پسین) پوشانده شده‏‌اند (Elyaszadeh et al., 2010). کربنات‏‌های مجموعه بیستون روی افیولیت رانده شده‏‌اند. این افیولیت در زمان ماستریشتین (Lippard et al., 1986) روی سنگ‏‌های آهکی به سن تریاس پیشین- کرتاسه پسین رانده شده‏‌ است. نقشه زمین‏‌شناسی ساده‏‌ای از این منطقه در شکل 1 آمده است.

مجموعه‏‌های سنگی گوناگونِ کمپلکس‏‌های افیولیتی، نقش مهمی در شناسایی خاستگاه زمین‌ساختی ماگمای آنها و نیز شناسایی رویدادهای شناخته‌شدة پهنه اقیانوسی دارند (Tanirli and Rizaoglu, 2016). از سنگ‏‌های سازندة توالی مافیک افیولیتی، گابروها هستند که در پی تبلوربخشی در آشیانه ماگمایی پدید آمده و برپایه جایگاه آنها در آشیانة ماگمایی، به دو گروه رده‌بندی می‏‌شوند:

(1) گابروهایی که در بخش پایین آشیانة ماگمایی پدید می‌آیند؛

(2) گابروهایی که در بخش بالایی آشیانة ماگمایی پدید آمده و با دایک‏‌های صفحه‏‌ای مرتبط هستند.

هرچند گابروهای کومولایی (لایه‏‌ای) و گابروهای ایزوتروپ با هم همانندی‌های فراوانی دارند، اما از دیدگاه زمین‏‌شیمی عنصرهای اصلی و نیز ترکیب کانی‏‌شناسی، فراوانی عنصرهای کمیاب ناسازگار آنها با یکدیگر تفاوت دارند (Yellappa et al., 2016).

گابروهای لایه‏‌ای دارای مقادیر پایین‏‌تر K₂O، P₂O₅، TiO₂ و عنصرهای کمیاب ناسازگار هستند. گابروهای کومولایی در مقایسه با انواع مشابه گابروهای ایزوتروپ (از دیدگاه کانی‏‌شناسی و ترکیب عنصرهای کمیاب)، از بیشتر عنصرهای ناسازگار تهی شده‏‌اند و فراوانی عنصرهای کمیاب در آنها تنها 5-1 برابر کندریت است. این گابروها از کانی‏‌های جدایش‌یافته از ماگما ساخته شده‌‏‌اند؛ درحالی‌که عنصرهای ناسازگار در ماگمای بجامانده انباشته می‌شوند.

در مقایسه با گابروهای لایه‏‌ای، گابروهای ایزوتروپ دارای مقدار اندکی بالاتر K₂O، P₂O₅، TiO₂ و عنصرهای کمیاب ناسازگار (10 برابر کندریت) هستند و ترکیب‌شان هم‌ارز بازالت‏‌های پدیدآمده از انجماد ماگماهای بجامانده به‌شمار می‌رود و فراوانی عنصرهای کمیابِ آنها همانند بازالت‏‌هاست (Leterrier, 1985). هر دو گروه از گابروها، در بسیاری از سکانس‏‌های افیولیتی دیده می‌شوند (Tekeli and Erendil, 1986; Parlak et al., 1996, 2000; Boudier et al., 2000; Arvin et al., 2005; Bagci, 2013). گابروهای ایزوتروپ در بالای سکانس کومولایی جای داشته و معمولاً به‏‌صورت توده‏‌ای غیرکومولایی و بی‌برگوارگی‏‌ هستند (Pallister and Hopson, 1981). چنین گابروهایی در بسیاری از افیولیت‏‌ها (مانند: سماییل، عمان و قزل‏‌داغ) توصیف شده‏‌اند (Pearce et al., 1981; Tekeli and Erendil, 1986; Boudier et al., 2000). این سنگ‏‌های نفوذی/ گابروهای ایزوتروپ در سکانس افیولیتی نشانة آشیانة ماگمایی جدایش‌یافته به‌شمار می‌روند (Hopson et al., 1981; Nicolas, 1989).

شکل 1- نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 هرسین در مجموعه افیولیتی کرمانشاه (با تغییراتی پس از: Shahidi و Nazari، 1977)

تا کنون بررسی‌های بسیاری و از دیدگاه‌‏‌های گوناگون روی افیولیت کرمانشاه انجام شده است (مانند: Ghazi and Hassanipak, 1999; Allahyari et. al., 2010; Saccani et al., 2013; Whitechurch et al., 2013; Ao et al. 2016). این پژوهش نیز بر آن است که برپایه داده‌های زمین‏‌شیمیایی گابروهای ایزوتروپ در افیولیت کرمانشاه، ویژگی‏‌های سنگ‌شناسی، خاستگاه و نیز خاستگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها را شناسایی کند.

روابط صحرایی سنگ‏‌های مافیک

سنگ‏‌های مافیک در جنوب شهر صحنه، بخش مهمی از سکانس افیولیتی را در بر گرفته‌اند. در کنار الترامافیک‏‌ها، مجموعه متنوعی از گابرو‏‌ها دیده می‌شوند. گابرو‏‌ها فراوان‏‌ترین توده‏‌های مافیک در این ناحیه هستند. توده‏‌های گابرویی گاه به‏‌صورت توالی‏‌های کم ‌ارتفاع، کشیده و گاه به‏‌صورت ارتفاعات بلند نزدیک در ناحیه‌ای به بزرگی به 500 تا 700 مترمربع رخنمون دارند. کشیدگی کلی این توالی در ناحیه صحنه به‌صورت خاوری- باختری با تمایل به شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری است و در کل، از روند بلندی‌های زاگرس (کوه بیستون) پیروی کرده است. در ناحیه صحنه، توالی گابرویی از گابرو‏‌های کومولایی است. رخنمون این سنگ‌ها از پس روستای سرآسیاب آغاز شده و تا پس از روستای سیاه‏‌چقا‏‌ و نزدیکی روستای علی‏‌آباد گروس ادامه دارد. پس از روستای گروس، به‌سوی خاور ناحیه، گابرو‏‌ها کم‌کم جهت‏‌یافته شده و سرانجام پس از روستای شوه در پی اثر روراندگی، گابروهای میلونیتی جای گابروهای ایزوتروپ را گرفته‌اند. گذر از سنگ‏‌های الترامافیک گوشته‏‌ای به سنگ‏‌های بازیک پوسته‏‌ای با الیوین‏‌گابرو و تروکتولیت دنبال شده است. تروکتولیت‏‌ها در شمال‏‌خاوری روستای سیاه‏‌چقا و نیز در روستای ارگنه بالا گسترش کمابیش خوبی دارند. تروکتولیت‏‌ها با لایه کم‌ستبرایی (نزدیک به 40 متر) از دونیت، هارزبورگیت و پیروکسنیتِ تالکی‌شده از هارزبورگیت‏‌ تکتونایت‏‌ها‏‌ جدا شده‌اند. در برخی بخش‏‌ها نیز به‌طور مستقیم و با کنتاکت گسله، روی هارزبورگیت‏‌ها جای گرفته‌اند. پیروکسن‏‌گابروها و گابروهای الیوین‏‌دار از سنگ‏‌های همراه این آنها هستند که در پی رفتار گسل‏‌های تراستی خرد شده و با یکدیگر در آمیخته‏‌اند.

افزون‌بر گابرو‏‌های یادشده، گابرو‏‌های پگماتوییدی با گستردگی اندک در صحنه، همچنین، در شمال‏خاوری هرسین (درنزدیکی توده‏‌های سرپانتینیتی) و نیز در پیرامون نورآباد (شهرستان دلفان، استان لرستان) دیده می‏‌شوند. گابرو‏‌های پگماتوییدی بخش زیرین توالی مافیک را می‌سازند. به‏سوی بالای توالی، کم‌کم اندازه و بزرگی بلور‏‌ها کمتر (ریزتر) شده و گابرو‏‌های ایزوتروپ جای گابرو‏‌های پگماتوییدی را گرفته‌اند. توده‏‌های فراوانی از گابروهای ایزوتروپ در نزدیکی نورآباد و نیز در جاده نورآباد- هرسین به‏‌صورت تپه‏‌های منفرد رخنمون یافته‏‌اند. گابرو‏‌های ایزوتروپ در این منطقه آشکار گسترة بسیار بزرگ‌تری را در بر دارند. مختصات جایگاه گابروهای ایزوتروپ در جدول 1 آورده شده است.

روش انجام پژوهش

برای بررسی، نخست نمونه‏‌های فراوانی از گابروهای گوناگونِ این توالی افیولیتی گرد‏‌آوری شده و مقطع‌های نازک از آنها ساخته شد. بررسی‌های میکروسکوپی برای بررسی سنگ‌شناسی و سنگ‏‌نگاری آنها انجام شد. برپایه پراکندگی صحرایی و سنگ‏‌شناختی، شمار15 نمونه از گابروهای ایزوتروپ در آزمایشگاه زمین‏‌شیمی تجزیه‌ای مؤسسه زمین‏‌شناسی و کانی‏‌شناسی نووسیبریسک (شاخه سیبری، آکادمی علوم زمین روسیه) تجزیه شدند. داده‌های تجزیه‌ای سنگ کل گابروهای بررسی‏‌شده در جدول 2 آورده شده‌اند. بررسی و پردازش داده‏‌ها با نرم‏‌افزارهای GCDKit، Igpet و Minpet انجام شد.

جدول 1- جایگاه نمونه‌برداری‌ از گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه

GPS locations		Rock type	Sample No.	...	GPS locations		Rock type	Sample No.
E 34^° 11^¢ 03.9^²	N 47^° 56¢ 48.9^²	Olivine gabbros	N5		E 34^° 10^¢ 51^²	N 47^° 56^¢ 32.9^²	Troctolites	N2
E 34^° 11^¢ 10.2^²	N 47^° 56^¢ 49.1^²	Olivine gabbros	N8		E 34^° 11¢ 04.8^²	N 47^° 56¢ 54.5^²	Gabbros	N7
E 34^° 12^′ 40.4^″	N 47^° 54^′36.5^″	Olivine gabbros	N31		E 34^° 13^¢ 09.3²	N 47^° 54^¢ 21.9^²	Troctolites	N24
E 34^° 13^′ 06.4^″	N 47^° 52^′49.0^″	Gabbros	N40		E 34^° 13^′ 01.1^″	N 47^° 52^′ 43.8^″	Troctolites	N35
E 34^° 11^′ 46.4^″	N 47^° 54^′ 25.7^″	Olivine gabbronorites	N44		E 34^° 11^′ 40.2^″	N 47^° 54^′ 15.1^″	Gabbro norites	N42
E 34^° 24^¢ 36.1²	N 47^° 40^¢ 47.3^²	Gabbros	S10		E 34^° 13^′30.5^″	N 47^° 51^′ 32.9^²	Olivine gabbronorites	N65
E 34^° 24^¢ 30.8^²	N 47^° 40^¢ 1.8^²	Gabbros	S20, S21		E 34^° 23^¢ 44.9^²	N 47^° 38^¢ 27.3^²	Gabbros	S16

جدول 2- داده‌های تجزیه شیمیایی به روش ICP-MS برای نمونه‌های برگزیدة گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه (فراوانی اکسید عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و فراوانی عنصرهای فرعی و کمیاب برپایه ppm است)

Sample No.	S21	N65	N42	S16	S20	N44	N2	S10	N40	N35	N24	N31	N8	N7	N5
SiO₂	40.87	40.97	41.65	44.63	44.78	45.50	45.97	46.61	47.19	47.46	47.54	48.51	48.81	49.88	50.01
Al₂O₃	24.14	12.49	12.29	31.54	31.0	20.05	27.08	20.95	15.95	22.69	22.21	19.48	18.78	8.08	18.31
Fe₂O₃	0.58	7.85	8.10	1.19	1.13	5.12	2.63	2.64	9.70	4.13	5.42	4.22	4.25	4.86	4.05
MnO	0.02	0.12	0.12	0.01	0.01	0.08	0.04	0.05	0.11	0.06	0.08	0.07	0.07	0.10	0.07
MgO	4.86	22.25	22.56	2.22	2.53	12.02	6.21	8.24	10.08	8.09	10.45	9.29	10.93	14.15	9.09
CaO	22.63	8.17	7.37	14.38	15.91	11.81	14.62	15.82	13.57	11.43	10.01	14.61	14.48	18.33	14.46
Na₂O	0.06	0.8	1.26	2.25	1.63	1.86	1.75	1.83	2.08	3.02	2.90	2.03	1.76	1.49	2.37
K₂O	0.01	0.03	0.03	0.06	0.03	0.04	0.04	0.08	0.08	0.09	0.04	0.11	0.07	0.1	0.07
P₂O₅	0.01	0.03	0.03	0.01	0.01	0.04	0.02	0.01	0.03	0.02	0.02	0.02	0.01	0.03	0.01
Cr₂O₃	0.01	0.07	0.22	0.01	0.03	0.08	0.08	0.06	0.06	0.03	0.01	0.13	0.21	0.41	0.08
TiO₂	0.03	0.19	0.26	0.04	0.04	0.34	0.12	0.11	1.02	0.21	0.08	0.28	0.18	0.5	0.17
LOI	6.02	7.16	6.11	3.08	2.48	2.19	0.92	3.08	0.24	2.11	1.34	0.76	0.47	1.41	0.72
Sum	99.2	100.3	100.12	99.44	99.6	99.21	99.5	99.54	99.69	99.43	100.16	99.58	100.08	99.46	99.48
Nb	0.05	0.07	0.25	0.05	0.05	0.18	0.14	0.05	0.05	0.07	0.05	0.07	0.05	0.36	0.05
Zr	3.12	7.31	23.03	3.15	3.31	22.43	8.96	4.23	20.60	9.67	4.11	12.91	7.48	22.50	5.53
Y	1.18	2.06	5.92	1.19	1.34	10.13	2.72	2.63	14.43	3.10	1.84	6.25	4.49	14.33	4.43
Sr	111.9	142.5	87.95	243.1	193.3	125.5	199.1	227.1	277.7	279.3	207.8	318.6	142.2	92.81	164.3
Ta	<0.01	<0.01	0.02	<0.01	<0.01	0.02	0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	0.01	<0.01	0.04	<0.01
U	<0.01	<0.01	0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	0.04	<0.01
V	110.0	110.0	110.0	110.0	110.0	110.0	110.0	110.0	439.8	110.0	110.0	110.0	110.0	330.0	220.0
Rb	<0.5	<0.5	0.62	0.51	<0.5	0.55	1.06	1.47	<0.5	1.30	<0.5	0.86	0.59	1.54	1.65
Th	0.03	004	0.04	0.03	0.03	0.04	0.04	0.03	0.03	0.03	0.03	0.04	0.03	0.33	0.03
Ba	<1	10.35	3.98	4.90	5.62	4.11	3.60	4.70	32.09	8.48	5.05	31.53	8.61	24.49	7.40
Cs	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	<0.1	0.14	<0.1	0.14	<0.1	<0.1	<0.1	1.47	<0.1
La	0.04	0.51	0.43	0.07	0.06	0.70	0.24	0.23	0.83	0.81	0.35	1.12	0.38	1.10	0.38
Ce	0.08	1.10	1.34	0.14	0.16	2.41	0.70	0.86	3.19	2.01	0.70	0.60	0.94	3.03	0.81
Pr	0.01	0.16	0.25	0.02	0.02	0.45	0.13	0.04	0.76	0.33	0.11	0.47	0.19	0.64	0.14
Nd	0.05	0.84	1.45	0.10	0.11	2.76	0.73	0.32	4.70	1.50	0.46	2.37	1.05	3.60	0.78
Sm	0.02	0.26	0.51	0.04	0.04	1.00	0.28	0.20	1.81	0.43	0.11	0.82	0.38	1.42	0.37
Eu	0.07	0.18	0.27	0.09	0.10	0.48	0.27	0.15	0.89	0.42	0.33	0.42	0.3	0.57	0.30
Gd	0.03	0.36	0.84	0.04	0.07	1.38	0.38	0.33	2.52	0.48	0.12	1.12	0.67	1.98	0.65
Tb	0.06	0.05	0.15	0.01	0.09	0.26	0.07	0.08	0.46	0.08	0.02	0.19	0.12	0.39	0.11
Dy	0.03	0.38	0.97	0.03	0.06	1.69	0.46	0.50	3.05	0.56	0.13	1.10	0.81	2.63	0.76
Ho	0.01	0.08	0.20	0.01	0.01	0.38	0.09	0.11	0.62	0.11	0.03	0.24	0.16	0.54	0.16
Er	0.02	0.23	0.60	0.02	0.03	1.01	0.25	0.25	1.52	0.30	0.08	0.63	0.41	1.37	0.41
Tm	0.06	0.04	0.09	<0.06	0.06	0.15	0.04	0.03	0.20	0.05	0.01	0.08	0.06	0.19	0.06
Yb	0.02	0.20	0.56	0.02	0.03	0.94	0.21	0.23	1.21	0.28	0.08	0.51	0.38	1.22	0.38
Lu	<0.005	0.03	0.08	<0.005	<0.005	0.14	0.03	0.03	0.18	0.04	0.01	0.08	0.06	0.17	0.06
Hf	<0.01	0.14	0.53	<0.01	0.02	0.65	0.17	0.06	1.06	0.22	0.04	0.38	0.18	0.72	0.14

سنگ‏‌نگاری

گابروهای ایزوتروپ معمولاً به گابروهای غیرکومولایی، دانه‏‌ریز (شکل‌های2- a و 2- b)، بی‌لایه‏‌بندی در بخش‏‌های بالای بخش نفوذی توالی مافیک گفته می‏‌شود. گابروهای ایزوتروپ بررسی‏‌شده در افیولیت کرمانشاه دربردارندة گابرو، الیوین گابرو، گابرو نوریت، الیوین گابرو نوریت و تروکتولیت هستند (جدول 1). توصیف سنگ‏‌نگاری گابروها در جدول 3 آمده است.

شکل 2- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه. a، b) گابرو؛ c) الیوین گابرو، دوقلویی پیروکسن به‌خوبی دیده می‏‌شود؛ d) تروکتولیتِ بی کلینوپیروکسن (آلی‏‌والیت)، بلور‏‌های پلاژیوکلاز در مقاطع تروکتولیت‏‌ها به‌صورت شکل‏‌دار با ماکل پلی‏‌سنتتیک هستند و در میان بلورهای دیگر به‌خوبی دیده می‌شوند؛ e) پیدایش بافت کرونا (حاشیه کلیفیتی) در گرداگرد الیوین؛ f) دگرسانی و جایگزینی کلینوپیروکسن با آمفیبول (نام‌های اختصاری برگرفته از Kretz (1983) هستند؛ Ol: الیوین؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Opx: ارتوپیروکسن؛Cpx: کلینوپیروکسن؛ Amph: آمفیبول)

جدول 3- ویژگی‏‌های سنگ‏‌نگاری گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه (Pl: plagioclase; Cpx: clinopyroxene; Opx: orthopyroxene; Ol: olivine; Amph: amphibole; Cr-sp: Cr-spinel; Op: opaque minerals; Serp: serpentine; Chl: chlorite; Fe-Ti ox: Fe-Ti oxides; Sau: saussurite; act: actinolite; tre: Tremolite; (): rare occurrence.)

Alteration minerals	Alteration degree	Modal composition (%)	Rock texture	Rock type
Chl; and Fe-Ti Oxides; (Serp); Amph. (act. tre.) and clay minerals.	Low-moderate	Pl. 65–70; Cpx 20–25; Opx 4–5; Ol. 1-2 and Amph. 1-2	Granular Poiklitic	Gabbros
(Serp); act; and clay min.	moderate	Pl. 60–65; Cpx 15–20; Ol 5–10; Opx 0–5; and Amph. <5	Granular Poiklitic	Olivine gabbros
Chl; and Fe-Ti Oxides; (Serp); Amph. (act. tre.) and clay minerals.	moderate	Pl. 50–55; Cpx 25–30; Opx 10–15; and Amph. <5	Granular Poiklitic	Gabbro norites
(Serp); act; and clay min.	moderate	Pl. 45–50; Cpx 30–35; Ol. 10–15 and Opx 7–8	Granular Poiklitic	Olivine gabbronorites
Chl; Sau; act; tre; (Serp) and Fe-ox	moderate	Pl. 70–75; Ol. 20–25 and Cpx 5	Granular Poiklitic	Troctolites

پلاژیوکلازهایِ گابروها به‏‌‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار، با دوقلویی‏‌های آلبیتی و کارلسباد هستند. این کانی‌ها تا اندازه‏‌ای به سریسیت (کانی رسی) دگرسان شده‏‌اند. گاه پلاژیوکلاز درون کلینوپیروکسن به‏‌‏‌صورت میانبار دیده می‌شود. خمیدگی سطوح ماکل و پیدایش کینک‏‌باند از ویژگی‏‌های پلاژیوکلازها هستند (شکل 2- c).

الیوین‏‌هایِ الیوین گابروها بیشتر بی‏‌شکل هستند که بیشترشان سرپانتینی شده‏‌اند.

کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار بوده و برپایه ویژگی‏‌های نوری، از نوع اوژیت هستند. این کانی معمولاً به ترمولیت، اکتینولیت و مگنتیت دگرسان شده‏‌ است. پیروکسن‏‌ها ماکل دوقلویی دارند (شکل 2- c). گاه برخی بلور‏‌های الیوین درون پیروکسن‏‌ها به‌دام افتاده‏‌اند. همچنین، کلینوپیروکسن‏‌ها تیغه‏‌های جدایشی ارتوپیروکسن دارند و در حاشیه‏‌ها با آمفیبول‏‌ جانشین شده‌اند.

ارتوپیروکسن‏‌هایِ گابروهای بررسی‏‌شده نیز شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار بوده و بیشتر انستاتیتی هستند.

آمفیبول‏‌های هورنبلند و اکتینولیت (ثانویه) به‏‌‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکلی هستند که گاه با کلریت جایگزین شده‏‌اند.

کانی‏‌های تیره (مانند: تیتانومگنتیت، پنتلاندیت، پیروتیت) از کانی‏‌های فرعی هستند که در میان کلینوپیروکسن‏‌ها و پلاژیوکلاز جای گرفته‏‌اند. ترمولیت، اکتینولیت، سرپانتین و کانی‏‌های تیره‏‌ (مانند: هماتیت) از کانی‏‌های ثانویه تروکتولیت‏‌ها هستند.

پیدایش آمفیبول (اورالیت) از پیروکسن، سرپانتین و مگنتیت از الیوین و نیز کلریتی‏‌شدن از نشانه‌های دگرسانی اندک در گابروهای ایزوتروپ هستند. جانشینی‏‌های کلینوپیروکسن، از حاشیه بلورهای اوژیت آغاز شده و تا مرکز بلور گسترش یافته‌اند (شکل 2- e). در بخش‏‌هایی که میزان دگرسانی بسیار بالاست، ارتوپیروکسن‏‌ها با باستیت جایگزین شده‏‌اند. در برخی مقطع‌ها، الیوین گابروها، بلور‏‌های الیوین از درون با سرپانتین جایگزین شده‏‌اند. پیروکسن‏‌ها نیز تا اندازه‌ای دگرسان شده‏‌اند. بخش‌های شناخته‌شده بجا‏‌مانده، نشان می‌دهد این پیروکسن‌ها، کلینوپیروکسن بوده‌اند. پلاژیوکلاز‏‌های نیز تا اندازه‌ای سوسوریتی شده‏‌اند. در کل، دگرسانی‌‌های کلریتی‌شدن و سرپانتینی‏‌شدن در این منطقه ‏آشکارا دیده می‏‌شوند.

در برخی نمونه‏‌های گابروها، در مرز کانی‏‌های الیوین و پلاژیوکلاز، حاشیه‏‌های کلیفیتی(بافت کرونا) باریکی دیده می‌شوند که از ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و آمفیبول ساخته شده‌اند (شکل 2- f).

زمین‏‌شیمی

در کل، گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه با میزان MgO برابر با 25/22 تا 22/2 درصد وزنی، CaO برابر با 63/22 تا 02/6 درصد وزنی، Ba/Zr برابر با 40/3 تا 17/0، K₂O برابر با 11/0 تا 01/0 درصد وزنی، TiO₂ برابر با 02/1 تا 03/0 درصد وزنی، P₂O₅ برابر با 04/0 تا 01/0 درصد وزنی، Zr برابر با ppm 03/23 تا 12/3، Nb برابر با ppm 36/0 تا 07/0 و Y برابر با ppm 43/14 تا 18/1 شناخته می‏‌شوند. در گابروهای یادشده میزان SiO₂ کم (1/50 تا 87/40 درصد وزنی) است و در نمودار Zr/TiO₂ در برابر SiO₂ (Winchester and Floyd, 1977)، بیشترشان در محدوده بازالت ساب‌آلکالن و در نمودار مجموع آلکالن در برابر سیلیس (Middlemost, 1994; Cox et al., 1979) نیز در محدوده ساب‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل‌های 3- a و 3- b). گابروهای یادشده از سری توله‏‌ایتی هستند (Peccerillo and Taylor, 1976; Ross and Bédard, 2009؛ شکل‌های 3- c تا 3- f).

گابروها دچار دگرسانی کف دریا و نیز دگرگونی گرمابی درجه پایین شده‏‌اند؛‌ ازاین‌رو، برخی عنصرهای اصلی (مانند: عنصرهای قلیایی و قلیایی خاکی) در آنها تغییر کرده‌اند. پس باید نمودار‏‌های رده‌بندی و شناسایی را به‌کار برد که برپایه عنصرهای نامتحرک باشند. همچنین، چه‌بسا دگرسانی تحرک برخی عنصرهای کمیاب نیز شده باشد؛‌ به‌ویژه عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Ba، Sr و Rb). عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Ti، Zr، Th و Nb) در شرایط دگرگونی درجه ضعیف، به نسبت نامتحرک هستند و ازاین‌رو، این عنصرها در بررسی سنگ‏‌های گابرویی و نیز شناسایی خاستگاه زمین‏‌ساختی آنها به‌کار برده می‌شوند (Pearce and Cann, 1973; Winchester and Floyd, 1977; Pearce, 1996; Jenner, 1996).

مقدار TiO₂ در برابر شاخص مافیک (FeO*/(FeO*+MgO)) (شکل 4- a) افیولیت‏‌های کم‏‌تیتانیم را از گروه‌های تیتانیم بالا جدا می‏کند (Serri, 1981). برپایه این داده‌ها، افیولیت کرمانشاه در رده افیولیت‏‌های کم‏‌تیتانیم است. گابروهای ایزوتروپ مجموعه افیولیتی کرمانشاه روی نمودار log Cr در برابر log Ti (Pearce, 1975)، در گسترة توله‏‌ایت کم‏‌پتاسیم جای می‌گیرد (شکل 4- b) و این نکته، درستیِ یافته‌های به‌دست‌آمده از نمودارهای رسم‌شده برپایه عنصرهای اصلی را نشان می‌دهد.

شکل 3- گابروهای ایزوتروپ مجموعه افیولیتی کرمانشاه در: a) نمودار سیلیس در برابر مجموع آلکالی‌ها (Middlemost, 1994)؛ b) نمودار سیلیس در برابر مجموع آلکالی‌ها (Cox et al., 1979)؛ c) نمودار SiO₂ در برابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ d) نمودار Y در برابر Zr ؛ e) نمودار Yb در برابر Th؛ f) نمودار Yb در برابر La (Ross and Bédard, 2009)

شکل 4- گابروهای ایزوتروپ مجموعه افیولیتی کرمانشاه در: (a) نمودار TiO₂ در برابر شاخص مافیک (FeO*/(FeO*+MgO)) (Serri, 1981)؛ b) نمودار log Cr در برابر log Ti (Pearce, 1975) (OFB: بازالت کف اقیانوسی؛ LKT: توله‏‌ایت‏‌های کم‌ پتاسیم)

گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه در نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 2008)، در محدوده سنگ‌های پهنه فرافرورانش هستند (شکل 5- a). Shervais (1982) فراوانی عنصرهای Ti و V را برای شناسایی بازالت‏‌های رژیم‏‌های زمین‏‌ساختی گوناگون به‌کار برد. در نمودار Ti در برابر V (شکل 5- b)، گابروهای ایزوتروپ ویژگی‏‌های انتقالی میان توله‏‌ایت جزایر کمانی و بونینیتی را به نمایش می‏‌گذارند.

در نمودار سه‌تاییِ Th-Zr/117-Nb/16 (Wood, 1980)، گابروهای یادشده در محدوده توله‏‌ایت جزایر کمانی، در نمودار Zr/4-Nb*2-Y (Meschede, 1986)، در محدوده D (بازالت کمان آتشفشانی و بازالت پشته میان‌اقیانوسی)، در نمودار La/10-Y/15-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989) در محدوده توله‏‌ایت کمان آتشفشانی، بازالت پهنه پشت‌کمان و بازالت پشته میان‌اقیانوسی نرمال و در نمودار TiO₂-P₂O₅*10-MnO*10 (Mullen, 1983) در محدوده توله‏‌ایتی و بونینیتی هستند (شکل‌های 5- c تا 5- f).

با کاربرد نمودار‏‌‏‌های شناسایی پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی برپایه فاکتورهای لگاریتمی نسبت‏‌های عنصرهای کمیاب نامتحرک (مانند: La/Th، Sm/Th، Yb/Th و Nb/Th)، بازالت‏‌های جزایر کمانی، پشته میان‌اقیانوسی، جزایر اقیانوسی و بازالت‏‌های قاره‏‌ای به‌خوبی از یکدیگر شناسایی می‌شوند (Agrawal, 2008). گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه روی نمودارهای یادشده روندی از MORB به IAB نشان می‏‌دهند (شکل 6).

الگوی عنصرهای کمیاب ناسازگار بهنجار شده در برابر ترکیب N-MORB و گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه در شکل 7 نشان داده شده است. نمودار N-MORB/نمونه (شکل 7)، گابروهای بررسی‏‌شده الگوهای کمابیش یکنواخت HFSE، غنی‏‌شدگی از عنصرهای LIL (مانند: Ba، Rb، K، Th و Sr) و تهی‏‌شدگی از Nb نشان می‌دهند. الگوهای عنصرهای کمیاب ناسازگار بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough,1989) برای گابروهای یادشده نیز غنی‏‌شدگی از LILE (مانند: Rb و Ba) در مقایسه با HFSE (مانند: Nb و Ti) نشان می‏‌دهند.

‏‌‏‌

شکل 5- گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه در: a) نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb (Pearce, 2008)؛ b) نمودار Ti در برابر V (Shervais, 1982)؛ c) نمودار سه‌تایی Th-Zr/117-Nb/16 (Wood, 1980)؛ d) نمودار Zr/4-Nb*2-Y (Meschede, 1986)؛ e) نمودار TiO₂-P₂O₅*10-MnO*10 (Mullen, 1983)؛ f) نمودار La/10-Y/15-Nb/8 (Cabanis and Lecolle, 1989) (OIT: توله‏‌ایت جزایر اقیانوسی؛ MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی؛ N-MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی عادی، E-MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی غنی‏‌شده؛ OIB: بازالت جزایر اقیانوسی؛ IAT: توله‏‌ایت جزایر کمانی؛ CAB: بازالت کمان قاره‏‌ای؛ BON: بونینیت؛ WPA: بازالت آلکالن درون‌صفحه‏‌ای؛ WPT: توله‏‌ایت درون‌صفحه‏‌ای؛ VAB: بازالت کمان آتشفشانی)

شکل 6- گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه در نمودارهای شناسایی پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی ماگما (Agrawal, 2008) (MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی؛ OIB: بازالت جزایر اقیانوسی؛ IAB: بازالت جزایر کمانی؛ CRB: بازالت کافت قاره‏‌ای). مقادیر فاکتورهای DF 1 و DF 2:

(a) DF1 = 0.3518 loge (La/Th) + 0.6013 loge (Sm/Th) – 1.3450 loge (Yb/Th) + 2.1056 loge (Nb/Th) – 5.4763

DF2 = –0.3050 loge (La/Th) – 1.1801 loge (Sm/Th) + 1.6189 loge (Yb/Th) + 1.2260 loge (Nb/Th) – 0.9944

(b) DF1 = 0.3305 loge (La/Th) + 0.3484 loge (Sm/Th) – 0.9562 loge (Yb/Th) + 2.0777 loge (Nb/Th) – 4.5628

DF2 = –0.1928 loge (La/Th) – 1.1989 loge (Sm/Th) + 1.7531 loge (Yb/Th) + 0.6607 loge (Nb/Th) – 0.4384

(c) DF1 = 1.7517 loge (Sm/Th) – 1.9508 loge (Yb/Th) + 1.9573 loge (Nb/Th) – 5.0928

DF2 = –2.2412 loge (Sm/Th) + 2.2060 loge (Yb/Th) + 1.2481 loge (Nb/Th) – 0.8243

شکل 7- گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه در: a) الگوهای عنصرهای کمیاب ناسازگار بهنجارشده به ترکیب N-MORB؛ b) بهنجار‌شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

الگوهای REE بهنجارشده به کندریت Boynton, 1984)) برای گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه، روند‏‌های HREE یکنواخت و اندکی تهی‌شده از عنصرهای LREE در مقایسه با عنصرهای HREE را نشان می‏‌دهند (شکل 8).

شکل 8- الگوهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت Boynton, 1984)) برای گابروهای ایزوتروپ افیولیتکرمانشاه

بحث

دارابودن بلور‏‌هایی از پلاژیوکلاز درون پیروکسن‏‌ و یا برعکس، به‌ویژه در گابرو‏‌ها، نشان‏‌دهنده هم‌زمانی تبلور این دو فاز کانیایی است.خمیدگی سطوح ماکل و پیدایش کینک‏‌باند از ویژگی‏‌های پلاژیوکلازهاست و گواهی بر دگرریختی پلاستیک است (Shelley, 1993). کلینوپیروکسن‏‌ها معمولاً به ترمولیت، اکتینولیت و مگنتیت دگرسان شده‏‌اند. جانشینی‏‌های کلینوپیروکسن، از حاشیه بلورهای اوژیت آغاز شده و تا مرکز بلور گسترش یافته است.

تروکتولیت‏‌‏‌ها و الیوین گابروهای منطقه از دیدگاه بافتی اهمیت دارند؛‌ زیرا:

(1) الیوین‏‌های پدیدآمده با مذاب بجا‏‌مانده در دمای بالا به طور یکنواخت واکنش داده و حاشیه واکنشی (بافت کرونا، حاشیه کلیفیتی) در گرداگرد آنها پدید آمده است. بافت کرونای یادشده میان پلاژیوکلاز و الیوین، از پیروکسن و گاه آمفیبول ‏‌است. اورالیتی‏‌شدن پیروکسن‏‌ها، آنها را با اکتینولیت و ترمولیت جایگزین می‌کند و کانی اسپینل نیز پدید می‌آید. برپایه ویژگی‏‌های بلورشناسی نوری، اسپینل‌ها چه‌بسا از اسپینل‏‌های آهن و منیزیم‏‌دار هستند؛

(2) بیشتر کانی‏‌های الیوین بی‏‌شکل بوده؛ اما پلاژیوکلازها نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار (ایدیومورف) هستند. ایدیومورفیسم این بلورها به مقدار نسبی آنها بستگی دارد؛ به‏‌گونه‏‌ای‌که فراوانی پلاژیوکلاز در برابر الیوین به مقدار معین در مایع، تبلور این کانی پیش از الیوین را در پی دارد. ازاین‌رو، پلاژیوکلاز به‏‌‏‌صورت ایدیومورف در می‏‌آید و بر عکس؛

(3) کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کلسیک هستند و هیچ‏‌گونه نشانه‌ای از زونینگ در آنها دیده نمی‏‌شود. نبود زونینگ در پلاژیوکلازها رشد تعادلی هنگام تبلور را نشان می‌دهد.

کانی آمفیبول در گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه نشان‌دهندة آب‌دار‏‌بودن محیط در هنگام جدایش بلوری ماگمایی آنها بوده و نشان‏‌دهنده خاستگاه مرتبط با فرورانش برای آنهاست.

با افزایش میزان SiO₂، میزان Na₂O، P₂O₅، Zr و Sr افزایش می‌یابد؛ اما میزان FeO_t، CaO و Ni کاهش می‏‌یابد (جدول 2). این پدیده نشان می‏‌دهد جدایش بلوری کانی‏‌های مافیک، فرایند مهمی در پیدایش این سنگ‏‌ها بوده است؛ هرچند پدیده آلایش نیز افزایش SiO₂ و عنصرهای ناسازگار و کاهش بیشتر عنصرهای سازگار را در پی دارد (Shinjo et al., 2000). همخوانی منفی MgO و Sr (بجامانده در پلاژیوکلاز) و Al₂O₃ نشان می‌دهد پلاژیوکلازها هنگام فرایند تبلوربخشی متبلور نشده‏‌اند. ازاین‏‌رو، مقدار مودال آنها در پایان فرایند تبلوربخشی افزایش می‏‌یابد (Kocak et al., 2005). همخوانی منفی میان MgO و Al₂O₃ نشان می‏‌دهد پیروکسن و چه‌بسا الیوین در تبلور اولیه جدا شده‏‌اند. ترکیب سنگ‏‌کل بیشتر از عنصرهای Ti و P تهی است (همانند ماگماهای مافیک وابسته به پهنه فرورانش). فراوانی TiO₂ با افزایش SiO₂، کاهش می‏‌یابد و این پدیده نشانة تبلور مگنتیت تیتانیم‏‌دار و فوگاسیته اکسیژن بالایِ مذاب است (Kocak et al., 2005).

افیولیت‏‌ها برپایه روندهای جدایش بلوری سنگ‏‌های گابرویی، گدازه‌ها و دایک‏‌ها، به دو گروه رده‌بندی می‌شوند (Miyashiro, 1973, 1975; Serri, 1980, 1981):

(1) سنگ‌های تیتانیم‌دار یادشده؛

(2) سنگ‌های کم تیتانیم.

گروه نخست از افیولیت‏‌ها، ویژگی‏‌های معمول ماگماهای بازالت‏‌های پشته میان‌اقیانوسی را نشان می‌دهند؛‌اما افیولیت‏‌های کم تیتانیم، گستره بزرگی از بازة ترکیبیِ بازالت‏‌های پشته میان‌‌اقیانوسی، توله‏‌ایت‏‌های جزایر کمانی و ماگماهای بونینیتی را نشان می‏‌دهند (Serri, 1980)؛ در اینباره کاربرد گابروهای لایه‏‌ای و نیز ایزوتروپ (به‌علت دگرسانی بسیار کمتر آنها در برابر دایک‏‌ها و گدازه‏‌ها) بسیار مؤثرتر است. در نمودار TiO₂ در برابر MI (شاخص مافیک)، سنگ‏‌های گابرویی افیولیت کرمانشاه در منطقه کم‏‌تیتانیم هستند (شکل 4- a). با توجه به دیگر نمودار‏‌های شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما، روشن است که گابروهای افیولیت کرمانشاه ویژگی‏‌هایِ افیولیت‏‌های پدیدآمده در پهنه فرافرورانش با ماگمای توله‏‌ایتی را نشان می‏‌دهند. در نمودار IAB-MORB-CRB-OIB، گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه با کاهش La/Th، Sm/Th، Yb/Th و Nb/Th (شکل 6)، روندی از MORB به IAB را نشان می‏‌دهند و نشان از غنی‏‌شدگی گوشته بالایی به‌علت مؤلفه‏‌های فرورانشی دارند.

در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب N-MORB، نزدیک به همه گابروهای بررسی‏‌شده، از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (به‌ویژه Rb، Ba، K، Th و Sr) غنی شده‌اند؛‌ اما برعکس، از عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: P، Zr، Sm، Ti و Y) تهی شده‏‌اند (شکل 7). این ویژگی ویژة ماگماهای وابسته به پهنه فرورانش یا دگرسان شده است. غنی‏‌شدگی بیشتر عنصرهای LIL در برابر عنصرهای HFS در این سنگ‏‌ها به‌روشنی نشان می‏‌دهد افزون‌بر سازندگان گوشته بالایی، مواد پوسته‏‌ای نیز دخالت داشته‏‌اند (آلایش با مواد پوسته‏‌ای). این مواد چه‌بسا با سیال‌های بالاآمده در پهنه فرورانش به سازندگان درگیر افزوده شده باشند؛ وضعیت یادشده نشانة سنگ‏‌های وابسته به کمان است (Pearce et al., 1984; Yumul and Balce, 1994; Yumul, 1996).

تهی‏‌شدگی از HFSE نیز چه‌بسا پیامد آلایش پوسته‏‌ای بوده باشد یا جدایش از خاستگاهی تأثیرپذیرفته از مواد فرورانش را به‏یاد می‌آورد (Sun and McDonough,1989). غنی‏‌شدگی از Th و تهی‏‌‏‌شدگی از Nb، ویژگی سنگ‏‌های مافیک پدیدآمده در پهنه‏‌های وابسته به فرورانش به‏‌شمار می‏‌رود (Arculus and Powel, 1986; Pearce, 1983; Wallin and Metcalf, 1998; Wood et al., 1979; Yogodzinski et al., 1993; Tanirli and Rizaoglu, 2016). نبود آنومالی‏‌های فراوان Ti و P در برخی نمونه‏‌ها (مانند: نمونه N40)، نشان می‏‌دهد تبلور آپاتیت و اکسیدهای آهن- تیتانیم در سنگ‌زایی آنها مؤثر نبوده است. افزایش اندک Zr هنگام جدایش بلوری، چه‌بسا نشان‏‌دهندة تبلور کلینوپیروکسن باشد (Villemant et al., 1981).

الگوهای فراوانی عنصرهای کمیاب در گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه، پهنه پشته میان‌اقیانوسی و بازالت جزایر کمانی را پیشنهاد می‏‌کند؛ ازاین‏‌رو، چه‌بسا خاستگاه این سنگ‌ها بازالت پشت‌کمان بوده باشد. اختلاف‌های کوچک، اما بنیادی میان ترکیب سنگ‌های پشت‌کمان و MORB دیده می‌شود. برای نمونه: بازالت‏‌های پشت‌کمان در برابر MORB، از آب غنی شده‏‌اند (Saunders and Tarney, 1979)؛ زیرا خاستگاه آب، صفحه فرورونده است. این پدیده در شیمی بازالت‏‌های پشت‌کمان نقش مهمی دارد. آب عامل افزایش درجه ذوب‌بخشی در برابر پشته میان‌اقیانوسی به‏‌شمار می‏‌رود (Dick and Bullen, 1984). درجه بالای ذوب‌بخشی سنگ خاستگاه گابروها برپایه ویژگی‌های زیر شناخته می‏‌شود: مقدار کم SiO₂، FeO_t، Na₂O، K₂O و HFSE، مقدار بالای CaO و LILE، مقدار متوسط تا بالای Al₂O₃ (Johannes, 1978).

نسبت بالای LILE/HFSE یا همان غنی‏‌شدگی از LILE (مانند: Rb و Ba) و تهی‏‌شدگی از HFSE و نیز تهی‏‌شدگی اندک از Nb، نشان‏‌دهنده مشارکت مؤلفه‏‌های فرورانشی است (Malpas et al., 2003; Dai et al., 2013; Zhang et al., 2016) و چه‌بسا پیامد مشارکت مذاب با مؤلفه‏‌های سیالی جداشده از پوسته بازالتی فرورونده و یا رسوب‌های پلاژیک پدید آمده باشند. برپایه داده‏‌های آزمایشگاهی و تفسیر فراوانی‏‌ عنصرهای کمیاب دربارة ماگماهای کمان، نبود غنی‏‌شدگی یا غنی‏‌شدگی اندک از HFSE به فرایندهای فرورانش بستگی دارد؛ زیرا HFSE بیشتر از گوة گوشته‏‌ای جدا می‏‌شوند (Tatsumi et al., 1986; Pearce and Peate, 1995). نسبت‏‌های بالای Sr/Nd عموماً پیامد مشارکت سیال‌های جداشده از صفحه فرورونده هستند؛ اما نسبت‏‌های بالای Th/Yb و کم Sr/Nd پیامد افزوده‏‌شدن رسوب‌های فرورونده به گوة گوشته‏‌ای هستند (Davidson, 1987; Elliott et al., 1997).

الگو‏‌های HREE یکنواخت در نمودار عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت، با وجود مقدارهای فراوانِ کلینوپیروکسن سازگاری دارند (Berger et al., 2001) و بیشترین مقدار REE متوسط و سنگین و به مقدار کمتر LREE درگابروها در ساختار کلینوپیروکسن انباشته شده‌‌اند. آنومالی مثبت Eu روی الگوهای REE و فراوانی بالای Al₂O₃ نیز انباشتگی پلاژیوکلاز را نشان می‏‌دهند. نسبت Eu/Yb در گستره 2/0 تا 0/1 معمولاً بالاتر از MORB (37/0<؛ Thirlwall et al., 1994) است. الگو‏‌های REE کمابیش یکنواخت هستند؛ اما مقدارهای HREE در گابروهای بررسی‏‌شده اندکی بالاتر بوده و همانند MORB هستند.

برپایه غنی‏‌شدگی گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه از LILE در برابر HFSE در نمودار‏‌های عنکبوتی بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (شکل 7)، گابروهای یادشده در پهنه وابسته به فرورانش پدید آمده‏‌اند. در حقیقت، این سنگ‏‌ها، توله‏‌ایت‏‌های جزایر کمانی پدیدآمده در پهنه فرافرورانش هستند و مقدارهای کلی کمِ LREE و HREE این سنگ‏‌ها با خاستگاه تهی‌شده آنها همخوانی دارد. به گفته دیگر، ازآنجاییکه ‏سنگ‌های گابروییدی از REE تهی‏‌شدگی نسبی دارند، پس گمان می‌رود خاستگاه این سنگ‏‌ها، مذاب‏‌های گوشته‏‌ای پدیدآمده در درجه‌های بالای ذوب‌بخشی پریدوتیت‏‌ها بوده است.

جای‌گرفتن نمونه‌ها در بالای محدوده MORB-OIB در نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb، ویژگی سنگ‌های پهنه فرافرورانش است (Wang et al., 2016). افیولیت‏‌های پدیدآمده در پهنه فرافرورانش در سه پهنه گوناگون پدید می‌آیند: جزایر کمانی، پهنه‏‌های پشت‌کمان و پیش کمان. این افیولیت‏‌ها اغلب ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی توله‏‌ایت جزایر کمانی (IAT) و نیز بونینیتی نشان می‏‌دهند. به ‌گفته دیگر، در پهنه سوپرسابداکشن، چه‌بسا ماگماهای توله‏‌ایت جزایر کمانی و نیز بونینیتی دیده شوند (Malpas and Langdon, 1984; Beccaluva and Serri, 1988; Smellie et al., 1995; Bedard et al., 1998; Dilek and Flower, 2003; Yibas et al., 2003; Beccaluva et al., 2004, 2005; Saccani and Photiades, 2004, 2005; Bagci et al., 2005, 2006, 2008; Bagci and Parlak, 2009; Tanirli and Rizaoglu, 2016). گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه نیز ویژگی‏‌های انتقالی میان توله‏‌ایت جزایر کمانی و بونینیتی را نشان می‏‌دهند (شکل‌های 5- b و 5- e).

در افیولیت کرمانشاه، دایک‏‌های منفرد با ویژگی IAT (Desmons and Beccaluva, 1983)، پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای، گابروها و سنگ‏‌های آتشفشانی با ویژگی‏‌های IAT و بازالت‏‌های آلکالن درون‌صفحه‏‌ای، (Ghazi and Hassanipak, 1999) و گابروهای MORB و هارزبورگیت‏‌های فرافرورانش (Allahyari et al., 2010) گزارش شده‌اند. Saccani و همکاران (2013) برپایه شاخص‏‌های زمین‏‌شیمیایی و داده‏‌های ایزوتوپی Sr-Nd، چهار گروه سنگی را در میان متاگابروها و سکانس آتشفشانی/نیمه‌آتشفشانی افیولیت کرمانشاه شناسایی کرده‏‌اند:

(1) متاگابروها و متادایک‏‌هایی با سرشت N-MORB؛

(2) بازالت‏‌های آلکالن و تراکی‌بازالت‏‌های با ویژگی بازالت جزایر کمانی (OIB)؛

(3) سنگ‏‌هایی با سرشت مورب پلوم (P-MORB)؛

(4) سنگ‏‌هایی با ویژگی مورب غنی‏‌شده (E-MORB).

برپایه داده‏‌های زمین‏‌شیمی دایک‏‌های دیابازی، Torkian و همکاران (2012)، خاستگاه زمین‏‌ساختی افیولیت‏‌ کرمانشاه را پهنه پشت‌کمان یا پهنه فرافرورانش دانسته‌اند. در این پژوهش نیز گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه در پهنه پشت‌کمانی یا پهنه فرافرورانش پدید آمده‏‌اند. نشانه‌های زمین‌شیمایی که نشان‌دهندة چنین خاستگاهی (پهنه فرافرورانش) برای گابروهای بررسی‏‌شده هستند، عبارتند از:

(1) شیمی انتقالی از MORB تا توله‏‌ایت جزایر کمانی؛

(2) وابستگی V- Ti؛

(3) غنی‏‌شدگی از HFSE در برابر توله‏‌ایت جزایر کمانی؛ و تهی‏‌شدگی از HFSE (مگر Nb) در برابر N-MORB.

گمان می‌رود میان سرعت فرورانش در پهنه جزایر کمانی و انرژی گسترش در پهنه پشت‌کمان وابستگی نزدیکی باشد (Rodkin and Rodnikov, 1996). در کمان‏‌های با فرورانش تند (>10 cm/yr)، ماگماها از HFSE بسیار تهی‏‌شده هستند؛ اما کمان‏‌های با فرورانش کند (3-7 cm/yr)، دارای کمترین فرایندهای آتشفشانی پشت‌کمان بوده و ماگماهای آنها از HFSE تهی‏‌شدگی ندارند یا تهی‏‌شدگی ناچیزی نشان می‏‌دهند (Thirlwall et al., 1994)[30]. فراوانی‏‌های HFSE و HREE در گابروهای بررسی‏‌شده اندکی کمتر از N-MORB و شاید نرخ فرورانش کم و فرایندهای آتشفشانی اندک پشت‌کمان را نشان می‌دهد.

سنگ‏‌های دگرگونی ترمولیت‌دار بسیار متراکم، نفریت یافت ‌شده در منطقه و نیز سرپانتینیت‏‌های آنتی‏‌گوریتی بسیار متراکم (به‌نام باونیت)، گواه روشنی بر رویداد پدیده فرورانش و رخداد دگرگونی فشار بالا در این منطقه هستند است (Aliani and Daraeezadeh, in press).

نتیجه‌گیری

در افیولیت کرمانشاه هر دو نوع گابرو (گابروهای لایه‏‌ای و ایزوتروپ) یافت می‌شوند.

گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه دربردارندة گابرو، الیوین گابرو، گابرو نوریت، الیوین گابرو نوریت و تروکتولیت هستند.

گابروهای ایزوتروپ بیشتر بافت گرانولار، پویی‏‌‏‌کیلیتیک نشان می‏‌دهند ترکیب کانی‏‌شناسی آنها دربردارندة پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، ارتوپیروکسن، الیوین و آمفیبول. کروم‏‌اسپینل و گاه آمفیبول، همچنین، کانی‏‌های‏‌ فرعی و ثانویه کلریت، کانی‏‌های رسی، مگنتیت و زوییزیت است.

برپایه شاخص مافیک و مقدار TiO₂، گابروهای ایزوتروپ افیولیت کرمانشاه از گروه افیولیت‏‌های کم تیتانیم هستند که از خاستگاه ماگمایی تهی‏‌شده جدا شده است. این افیولیت از گروه افیولیت‌های شناخته‌شدة پهنه فرافرورانش است.

غنی‏‌شدگی گابروهای ایزوتروپ از LILE پیامد آلایش با مواد پوسته‏‌ای است و نشان‌دهندة سنگ‏‌های وابسته به کمان است. تهی‏‌شدگی آنها از HFSE نیز چه‌بسا پیامد آلایش پوسته‏‌ای یا جدایش از خاستگاهی باشد که با مواد فرورانش آلایش یافته است.

برپایه تهی‏‌شدگی نسبی سنگ‏‌های گابروییدی از REE، گمان می‌رود خاستگاه این سنگ‏‌ها، مذاب‏‌های گوشته‏‌ایِ پدیده‌آمده در درجه‌های بالای ذوب‌بخشی پریدوتیت‏‌ها باشد.

ویژگی‏‌های سنگ کل سنگ‏‌های گابرویی نشان می‏‌دهد آنها از ماگمای توله‏‌ایتی جزایر کمانی کم تیتانیم هنگام بسته‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس در پایان کرتاسه جدا شده‏‌اند.

وجود کانی آمفیبول در گابروها نشان‏‌دهنده آب‌دار‏‌بودن محیط در هنگام جدایش بلوری ماگمای آنها بوده است و خاستگاه وابسته به پهنه فرورانش آنها را نشان می‌دهد.

داده‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ کل دایک‏‌ها، سنگ‏‌های آتشفشانی و نیز داده‏‌های کنونی شیمی سنگ گابروهای ایزوتروپ، نشانه‌های مستدلی هستند که خاستگاه پشت‌کمانی این کمپلکس افیولیتی و وابستگی افیولیت کرمانشاه به پهنه فرافرورانش را نشان می‌دهند.

سپاس‌گزاری

نگارندگان این پژوهش از پروفسور فیلیکس پتروویچ لسنوف (پژوهشگر ارشد آزمایشگاه ژئودینامیک و ماگماتیسم مؤسسه زمین‏‌شناسی و کانی‏‌شناسی سوبولف شاخه سیبری، عضو فرهنگستان علوم طبیعی روسیه، متخصص در زمینه ماگماتیسم مافیک- الترامافیک پهنه‌های چین‌خورده) برای همکاری در انجام تجزیه‌های این مقاله سپاس‌گزاری می‌کنند.

مراجع

Agrawal, S., Guevara, M. and Verma, S. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50: 1057-1079.

Aliani, F. and Daraeezadeh, Z., (in press) The first report of the presence of high pressure metamorphic minerals in Kermanshah Ophiolite Complex. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy (in Persian).

Allahyari, K., Saccani, E., Pourmoafi, M., Beccaluva, L. and Masoudi, F. (2010) Petrology of mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophiolitic complex (Zagros belt, Iran): implications for the geodynamic evolution of the Neo-Tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti 35: 71–90.

Arculus, R. J. and Powel, R. (1986) Source component mixing in the regions of arc magma generation. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 91(B6): 5913–5926.

Arvin, M., Babaei, A., Ghadmi, G., Dargahi, S. and Ardekani, A. S. (2005) The origin of the Kahnuj ophiolitic complex, SE of Iran: constrains from the whole rock and mineral chemistry of the Bande-Zeyarat gabbroic complex. Ofioliti 30(10): 1–14.

Bagci, U. (2013) The geochemistry and petrology of the ophiolitic rocks from the Kahramanmaras Region, Southern Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences 22: 1–27.

Bagci, U. and Parlak, O. (2009) Petrology of the Tekirova (Antalya) ophiolite (Southern Turkey): evidence for diverse magma generations and their tectonic implications during Neotethyan subduction. International Journal of Earth Sciences 98(2):387–405.

Bagci, U., Parlak, O. and Hoeck, V. (2005) Whole-rock mineral chemistry of cumulates from the Kizildag (Hatay) Ophiolite (Turkey): Clues for multiple magma generation during crustal accretion in the southern Neotethyan Ocean. Mineralogical Magazine 69(1), 53–76.

Bagci, U., Parlak, O. and Hoeck, V. (2006) Geochemical character and tectonic environment of ultramafic to mafic cumulates from the Tekirova (Antalya) ophiolite (southern Turkey). Geological Journal 41(2), 193–219.

Bagci, U., Parlak, O. and Hoeck, V. (2008) Geochemistry and tectonic environ- ment of diverse magma generations forming the crustal units of the Kizildag (Hatay) ophiolite southern Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences 17(1): 43–71.

Beccaluva, L. and Serri, G. (1988) Boninitic and low-Ti subduction-related lavas from intraoceanic arc-backarc systems and low-Ti ophiolites: a reappraisal of their petrogenesis and original tectonic setting. Tectonophysics 146(1-4): 291-315.

Beccaluva, L., Coltorti, M., Giunta, G. and Siena, F. (2004) Tethyan vs Cordilleran ophiolites: a reappraisal of distinctive tectono-magmatic features of suprasubduction complexes in relation to the subduction mode. Tectonophysics 393: 163–174.

Beccaluva, L., Coltorti, M., Saccani, E. and Siena, F. (2005) Magma generation and crustal accretion as evidenced by suprasubduction ophiolites of the Albanide–Hellenid Subpelagonian zone. Island Arc 14(4): 551–563.

Bedard, J. H., Lauziere, K., Tremblay, A. and Sangster, A. (1998) Evidence for fore arc sea floor spreading from the Betts Cove ophiolite, Newfoundland: oceanic crust of boninitic affinity. Tectonophysics 284(3-4): 233–245.

Berger, S., Cochrane, D., Simons, K., Savov, I., Ryan, J. G. and Peterson, V. L. (2001) Insights from rare earth elements into the genesis of the Buck Creek Complex, Clay County, NC. Southeastern Geology 40 (3): 201–212.

Boudier, F., Godard, M. and Armbruster, C. (2000) Significance of gabbronorite occurrence in the crustal section of the Semail ophiolite. Marine Geophysical Research 21(3): 307–326.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 2: 63-114. Developments in Geochemistry, Elsevier, Amsterdam.

Cabanis, B. and Lacolle, M. (1989) Le diagramme La/10- Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des séries volcaniques et la mise en évidence des processus de mélange et/ou de contamination crustale. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences de Paris 309: 2023-2039.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London, UK.

Dai, J. G., Wang, C. S., Polat, A., Santosh, M., Li, Y. L. and Ge, Y. K. (2013) Rapid forearc spreading between 130 and 120 Ma: evidence from geochronology and geochemistry of the Xigaze ophiolite, southern Tibet. Lithos 172–173: 1–16.

Davidson, J. P. (1987) Crustal contamination versus subduction zone enrichment: examples from the Lesser Antilles and implications for mantle source compositions of island arc volcanic rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta 51(8): 2185-2198.

Desmons, J. and Beccaluva, L. (1983) Mid-ocean ridge and island-arc affinities in ophiolites from Iran: palaeographic implications: complementary reference. Chemical Geology 39(1-2):39-63.

Dick, H. J. and Bullen, T. (1984) Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology 86(1): 54-76.

Dilek, Y. and Flower, M. F. (2003) Arc-trench rollback and fore arc accretion: 2. A model template for ophiolites in Albania, Cyprus, and Oman. Geological Society, London, Special Publications 218(1): 43-68.

Elliott, T., Plank, T., Zindler, A., White, W. and Bourdon, B. (1997) Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc. Journal of Geophysical Research 102: 14991–15019.

Elyaszadeh, R., Mohajjel, M., Biralvand, M., (2010) Structure of the collision zone of Zagros orogen in northwest (NW) Iran. Quarterly Iranian Journal of Geology,4 (16): 25-36.

Ghazi A. M. and Hassanipak A. A. (1999) Geochemistry of subalkaline and alkaline extrusives from the Kermanshah ophiolite, Zagros Suture Zone, Western Iran: Implications for Tethyan plate tectonics. Asian Journal of Earth Sciences 17: 319-332.

Hopson, R. G., Gregory, R. T., Pallister, J. S. and Bailey, E. H. (1981) Geologic section through the Samail ophiolite and associated rocks along a Muscat-Ibra transect, South-eastern Oman Mountains. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 84(B4): 2527–2544.

Jenner, G. A. (1996) Trace element geochemistry of igneous rocks: geochemical nomenclature and analytical geochemistry. In: Trace element geochemistry of volcanic rocks: applications for mass ive sulphide exploration (Ed. Wyman, D. A.) 12: 51-77. Geological Association of Canada Short Course Notes.

Johannes, W. (1978) Melting of plagioclase in the system Ab-An and Qz-Ab-An at P H₂O= 5 kbars, an equilibrium problem. Contributions to Mineralogy and Petrology 66(3): 295-303.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

Kocak, K., Isıka, F., Arslanb, M. and Zedef, V. (2005) Petrological and source region characteristics of ophiolitic hornblende gabbros from the Aksaray and Kayseri regions, central Anatolian crystalline complex, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 25(6): 883-891.

Leterrier, J. (1985) Mineralogical, geochemical and isotopic evolution of two Miocene mafic intrusions from the Zagros (Iran). Lithos 18: 311–329.

Lippard, S. J., Shelton, A. W. and Gass, I. G. (1986) The ophiolite of northern Oman. Geological Society of London. Memoirs 11: 178P.

Malpas, J. and Langdon, G. (1984) Petrology of upper pillow lava suite, Troodos ophiolite, Cyprus. Geological Society, London, Special Publications 13(1): 155–167.

Malpas, J., Zhou, M. F., Robinson, P. T. and Reynolds, P. H. (2003) Geochemical and geochronological constraints on the origin and emplacement of the Yarlung Zangbo ophiolites, Southern Tibet. In: Ophiolites in Earth History (Eds. Dilek, Y. and Robinson, P. T.) Special Publication 218: 191–206. Geological Society, London, UK.

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology 56: 207-218.

Middlemost, E. A. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews 37(3-4): 215-224.

Miyashiro, A. (1973) The Troodos ophiolitic complex was probably formed in an island arc. Earth and Planetary Science Letters 19(2): 218–224.

Miyashiro, A. (1975) Classification characteristics and origin of ophiolites. The Journal of Geology 83(2): 249–281.

Mullen, E. D. (1983) MnO/TiO₂/P₂O₅: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters 62: 53-62.

Nicolas, A. (1989) Structures of ophiolite and dynamics of oceanic lithosphere. Netherlands, Netherland.

Pallister, J. S. and Hopson, C. A. (1981) Semail ophiolite plutonic suite: field relations, cryptic variation and layering, and a model of a spreading ridge magma chamber. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 86(B4): 2593–2644.

Parlak, O., Delaloye, M. and Bingo, L. E. (1996) Mineral chemistry of ultramafic and mafic cumulates as a indicator of the arc-related origin of the Mersin ophiolite (southern Turkey). Geologische Rundschau 85: 647–661.

Parlak, O., Hoeck, V. and Delaloye, M. (2000) Suprasubduction zone origin of the Pozanti-Karsanti ophiolite (southern Turkey) deduced from whole–rock and mineral chemistry of the gabbroic cumulates. In: Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area (Eds. Bozkurt, E., Winchester, J. A. and Piper, J. D.) Special Publications 173: 385-405. Geological Society, London, UK.

Pearce, J. (1975) Basalt geochemistry used to investigate past tectonic environments on Cyprus. Tectonophysics 25(1-2): 41-67.

Pearce, J. A. (1983) Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Natwich Shiva, Cambridge, UK.

Pearce, J. A. (1996) A user’s guide to basalt discrimination diagrams, In: Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration (Ed. Wyman, D.A.) Short Course Notes 12: 79–113. Geological Association of Canada

Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100(1): 14-48.

Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23(1): 251-285.

Pearce, J. A., Alabaster, T., Shelton, A. W., Searle, M. P., Vine, F. J. and Smith, A. G. (1981) The Oman ophiolite as a Cretaceous arc-basin complex, evidence and implications. Philosophical Transactions of the Royal Society, London (Series A), 300: 299–317.

Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19: 290–300.

Pearce, J. A., Lippard, S. J. and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of Supra-Subduction Zone Ophiolites. In: Marginal Basin Geology: Volcanic and Associated Sedimentary and Tectonic Processes in Modern and Ancient Marginal Basins (Eds. Kokelaar, B. P. and Howells, M. F.) Special Publication 16: 77–94. Geological Society, London, UK.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63–81.

Rodkin, M. and Rodnikov, A. (1996) Origin and structure of back-arc basins: new data and model discussion. Physics of the Earth and Planetary Interiors 93(1-2): 123-131.

Ross, P. S. and Bédard, J. H. (2009) Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace element discriminant diagrams. Canadian Journal of Earth Sciences 46(11): 823-839.

Saccani, E. and Photiades, A. (2004) Mid-ocean ridge and suprasubduction affinities in the Pindos Massif ophiolites (Greece): implications for magma genesis in a protoforearc setting. Lithos 73(3): 229–253.

Saccani, E. and Photiades, A. (2005) Petrogenesis and tectonomagmatic signifi- cance of volcanic and subvolcanic rocks in the Albanide–Hellenide ophiolitic mélanges. Island Arc 14(4): 494–516.

Saccani, E., Allahyari, K., Beccaluva, L. and Bianchini, G. (2013) Geochemistry and petrology of the Kermanshah ophiolites (Iran): Implication for the interaction between passive rifting, oceanic accretion, and OIB-type components in the Southern Neo-Tethys Ocean. Gondwana Research 24: 392–411.

Saunders, A. D. and Tarney, J. (1979) The geochemistry of basalts from a back-arc spreading centre in the East Scotia Sea. Geochimica et Cosmochimica Acta 43(4): 555-572.

Serri, G. (1980) Chemistry and petrology of gabbroic complexes from the northern Apennine ophiolites. in Ophiolites; proceedings, international ophiolite symposium.

Serri, G. (1981) The petrochemistry of ophiolite gabbroic complexes. A key for the classification of ophiolites into low-Ti and high-Ti types. Earth and Planetary Science Letters 52(1): 203-212.

Shafaii Moghadam H. and Stern, R. J. (2011) Late Cretaceouse fore arc ophiolites of Iran. Island Arc 20: 1-4.

Shahidi, A. R. and Nazari, B. (1997) Geological map of the Harsin area 5558, Scale 1:100 000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Shelley, D. (1993) Igneous and Metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, University Press, Cambridge, UK.

Shervais, J. W. (1982) Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and planetary Science letters 59(1): 101-118.

Shinjo, R., Woodhead, J. D. and Hergt, J. M. (2000) Geochemical variation within the northern Ryukyu Arc: magma source compositions and geodynamic implications. Contributions to Mineralogy and Petrology 140(3): 263-282.

Smellie, J., Stone, P. and Evans, J. (1995) Petrogenesis of boninites in the Ordovician Ballantrae Complex ophiolite, southwestern Scotland. Journal of Volcanology and Geothermal Research 69(3-4): 323-342.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in oceanic Basins (Eds. Sunders, A. D. and Norry, M.) Special publication 42: 313-345. Geological Society of London, UK.

Tanirli, M. and Rizaoglu T. (2016) Whole-rock and mineral chemistry of mafic cumulates from the Low-Ti ophiolite in the southern part of Kahramanmaras, Turkey, Russian Geology and Geophysics 57: 1398-1418.

Tatsumi, Y., Hamilton, D. and Nesbitt, R. (1986) Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and origin of arc magmas: evidence from high-pressure experiments and natural rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research 29(1-4): 293-309.

Tekeli, O. and Erendil, M. (1986) Geology and petrology of the Kizildag ophiolites (Hatay). Bulletin of Mineral Research and Exploration, Research Ankara 107: 21–38.

Thirlwall, M., Smith, T. E., Graham, N., Theodorou, N., Hollings, J. P. and Arculus, R. J. (1994) High field strength element anomalies in arc lavas: source or process? Journal of Petrology35(3): 819-838.

Torkian, A., Daraeezadeh, Z. and Aliani, F. (2012) Application of geochemical data for determining tectonic setting of diabasic dykes in the Kermanshah ophiolite; Sahneh-Harsin area. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(2): 331-342 (in Persian).

Villemant, B., Jaffrezic, H., Joron, J. L. and Treuil, M. (1981) Distribution coefficients of major and trace elements; fractional crystallization in the alkali basalt series of Chaine des Puys (Massif Central, France). Geochimica et Cosmochimica Acta 45(11): 1997-2016.

Wallin, E. T. and Metcalf, R. V. (1998) Supra–subduction Zone Ophiolites Formed in an Extensional Forearc: Trinity Terrane, Klamath Mountains, California. The Journal of Geology 106(5): 591–608.

Wang, B. -D., Wang, L. Q., Chung, S. L., Chen, J. L., Yin, F. G., Liu, H., Li, X. B. and Chen, L. K. (2016) Evolution of the Bangong–Nujiang Tethyan ocean: insights from the geochronology and geochemistry of mafic rocks within ophiolites. Lithos 245: p. 18-33.

Whitechurch, H., Omrani, J., Agard, P., Humbert, F., Montigny, R., Jolivet, L. (2013) Evidence for Paleocene–Eocene evolution of the foot of the Eurasian margin (Kermanshah ophiolite, SW Iran) from back-arc to arc: Implications for regional geodynamics and obduction. Lithos 182-183: 11-32.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters 50(1): 11-30.

Wood, D. A., Joron, J. L. and Treuil, M. (1979) A Reappraisal of the Use of Trace Elements to Classify and Discriminate Between Magma Series Erupted in Different Tectonic Settings. Earth and Planetary Science Letters 45(2): 326–336.

Yellappa, T., Tsunogae, T., Chetty, T. R. K. and Santosh, M. (2016) Mineral chemistry of isotropic gabbros from the Manamedu Ophiolite Complex, Cauvery Suture Zone, southern India: Evidence for neoproterozoic suprasubduction zone tectonics. Journal of Asian Earth Sciences 130: 155-165.

Yibas, B., Reimold, W. U., Anhaeusser, C. R. and Koeberl, C. (2003) Geochemistry of the mafic rocks of the ophiolitic fold and thrust belts of southern Ethiopia: constraints on the tectonic regime during the Neoproterozoic (900–700 Ma). Precambrian Research 121(3): 157-183.

Yogodzinski, G. M., Volynets, O. N., Koloskov, A. V., Seliverstov, N. I. and Matvenkov, V. V. (1993) Magnesian andesites and the subduction compo- nent in strongly calc–alkaline series at Piip volcano, far western Aleutians. Journal of Petrology 35(1): 163–204.

Yumul, Jr., G. P. (1996) Review of the Geochemistry of mid-ocean ridge and supra-subduction zone ophiolites: Comparison and discussion. Journal of Geological Society of Philippines L1(1/2): 3–36.

Yumul, Jr., G. P. and Balce, G. R. (1994) Supra-subduction zone ophiolites as favourable hosts for chromite, platinum and massive sulfides. Journal of Asian Earth Sciences 10: 65–79.

Zhang, C., Liu, C. Z., Wu, F. Y., Zhang, L. L. and Ji, W. Q. (2016) Geochemistry and geochronology of mafic rocks from the Luobusa ophiolite, south Tibet. Lithos 245: 93-108.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 887

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 815

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

بررسی ویژگی های پترولوژیکی، منشأ و خاستگاه تکتونیکی گابروهای ایزوتروپ مجموعه افیولیتی کرمانشاه بر مبنای شیمی سنگ کل