سنگ‌شناسی، پتروژنز و ژئودینامیک مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا، شمال‌غرب ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

چکیده

افیولیت‌های زاگرس، عمدتاً در عمان، نیریز، کرمانشاه، کردستان و شمال‌غرب عراق رخنمون دارند. مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا، بخشی از مجموعه افیولیتی کردستان است. در این پژوهش، پتروژنز و ژئودینامیک این بخش از افیولیت‌های زاگرس بررسی شده است. بازالت، میکروگابرو، گابرو، دونیت و ورلیت‌های کم‌و‌بیش سرپانتینی، مهم‌ترین سنگ‌های مجموعه هستند. پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن، درشت بلورهای بازالت‌ها و میکروگابروها را تشکیل می‌دهند. بافت چیره در بازالت‌ها پورفیریک و میکرولیتی-شیشه‌ای و در میکروگابروها، اینترسرتال و میکروگرانولار است. کانی‌های اصلی گابروها را کلینوپیروکسن (اوژیت-دیوپسید) و پلاژیوکلاز با ترکیب چیره لابرادور تشکیل می‌دهند. کانی‌های اصلی پریدوتیت‌ها شامل الیوین (Fo=88-91)، کلینوپیروکسن (دیوپسید-کلینوانستاتیت) و کروم-اسپینل (پیکوتیت) هستند. مقایسه نتایج ژئوشیمی این یررسی با استانداردهای جهانی نشان می‌دهد که بازالت‌ها و میکروگابروهای مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا، دارای سرشت توله‌ایتی و منشأ ماگمایی بین E-MORB و N-MORB هستند. گابروها با سرشت توله‌ایتی متمایل به کالک‌آلکالن، ویژگی‌های حدواسط مورب تا قوس اقیانوسی را نشان می‌دهند. ویژگی‌های شیمیایی پریدوتیت‌ها، محدوده گوشته عمیق متمایل به محیط بالای پهنه فرورانش را معرفی می‌نماید. حجم بالای بازالت-میکروگابرو، مقدار پایین Ti و بالا بودن مقدار Al و Cr# در کروم-اسپینل پریدوتیت‌ها، نشان‌دهنده نرخ بالای ذوب بخشی (25 تا 35 درصد) است. این واقعیت بیانگر آن است که مجموعه سه‌ول‌آوا از ذوب گوشته‌ با نرخ ذوب بخشی بالا منشأ گرفته است. داده‌های ژئوشیمی نشان از منشأ گوشته نسبتاً تهی‌شده برای مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا دارد که این ویژگی در گابروها و پریدوتیت‌ها بارزتر است. مقایسه سنگ‌شناسی و ژئوشیمی این افیولیت‌ها با نمونه‌های شناخته شده دنیا، نشان می‌دهد که این مجموعه در محیط پشت قوس اقیانوسی شکل گرفته است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography, petrogenesis and geodynamic of Sawlava ophiolitic complex, NW of Iran

نویسندگان [English]

  • Bahman Rahimzadeh 1
  • Fariborz Masoudi 1
  • Hossein Moinvaziri 1
  • Khalil Allahyari 2
چکیده [English]

Zagros ophiolites are mainly exposed in Oman, Neyriz, Kermanshah, Kurdistan and north western of Iraq. The Sawlava ophiolitic complex is a member of Kurdistan ophiolites. In this research petrogenesis and geodynamic of this part of Zagros ophiolites have been investigated. Basalt, microgabbro, gabbro with serpentinized dunite and wherlite are the main rock units of the complex. The phenocryst in the basalta and the microgabbros are plagioclase and clinopyroxene and the main textures in the basalts are porphyric and microlitic-glassy whereas intersertal and microgranular are dominant in the microgabbros. The main minerals in the gabbros are clinopyroxene (augite-diopside), plagioclase with labrador composition. In the peridotites, the major minerals are olivine (Fo= 88-91), clinopyroxene (diopside-clinoenstatite) and chromin spinels (picotite). By analogy with the global standards, the obtained geochemical data reveal that basalts and microgabbros in Sawlava ophiolitic complex are tholeiitic in nature, and their magma source tends towards N-MORB and E-MORB. Gabbros are in tholeiite to calc-alkaline magma series and show the abyssal MORB to oceanic ARC features. The chemistry of peridotites shows the abyssal to supra-subduction zone source. The high volume of basalt-microgabbro, low Ti value and high content of Al and Cr# in peridoitite chromian spinels, reveal a high rate of partial melting (25-35%) indicating that the depleted mantle subjected to high degree of partial melting can be the Sawlava complex source. According to geochemical data a depleted mantle may be the source of Sawlava ophiolitic complex. This feature is more remarkable in the studied gabbros and peridotites. Comparing the lithological and geochemical characteristics of the studied ophiolites with some other complexes in the world documented that the complex under discussion formed in an oceanic back arc setting.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Petrogenesis
  • Geodynamic
  • Sawlava ophiolitic complex
  • Zagros

مقدمه

افیولیت‌های زاگرس قسمتی از افیولیت‌های خاورمیانه است که از شمال‌غرب به افیولیت‌های مدیترانه شرقی و از جنوب‌شرق به افیولیت‌های اسماعیل در عمان متصل می‌شود (Dilek and Furnes, 2009). افیولیت‌های زاگرس، طی کرتاسه پایانی-پالئوسن جایگزین شده‌اند (Berberian and King, 1981؛(Agard et al., 2005. گسل زاگرس محل یکی از شاخه‌های نئوتتیس به شمار می‌رود که از جنوب ترکیه و شمال‌غرب ایران گذشته، تا دریای عمان ادامه داشته است (Berberian and King, 1981). این شاخه از نئوتتیس، در پرمین شروع به باز‌شدن کرده، در تریاس به بیشترین وسعت خود رسیده است (Moinevaziri et al., 2008). فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خرد قاره ایران مرکزی، در نتیجه حرکت رو به شمال‌‌شرق قاره آفریقا، از تریاس پایانی-ژوراسیک زیرین یعنی از زمان برخورد ایران مرکزی با بلوک توران آغاز و در کرتاسه باﻻیی (Alavi, 2004) یا ائوسن میانی (Agard et al., 2005) و یا میوسن بسته شده است Mohajjel et al., 2003)؛ Moinevaziri et al., 2008؛ Azizi and Moinevaziri, 2009) مانند دریای اژه بین ترکیه و یونان، فرورانش پوسته باقیمانده این اقیانوس به زیر ارورازیا هم‌چنان ادامه دارد (Boccaletti and Guazzone, 1974). در نتیجه این فرورانش، پهنه ماگمایی ارومیه-دختر به موازات زاگرس شکل گرفته است (Berberian and King, 1981).

نخستین بار Sabzehei و همکاران (2010) در نقشه زمین‌شناسی با مقیاس 100000/1 پاوه و غرب پاوه، این مجموعه را تحت عنوان افیولیت پیازه معرفی کردند. در سال‌های اخیر افیولیت‌های زاگرس در شمال عراق (پینجوین) توسط Al-Hassan (1985)،
Al-Hassan و Hubbard (1987)، Yousif (2009)، Yousif و همکاران (2007) و Azizi و همکاران (2011) از نظر ژئوشیمیایی مطالعه شده‌اند. این محققان، سنگ‌های محور صحنه-پینجوین را به جزایر قوسی و محیط بالای پهنه فرورانش (supra-subdaction zone) نسبت داده‌اند. Azizi و همکاران (2011) سن ماگماتیسم منطقه کامیاران را 36 تا 54 میلیون سال اعلام نموده و منشأ ماگماتیسم را گوشته‌ای تهی شده پیشنهاد کرده‌اند. رفتار عناصر کمیاب توده گابروی جنوب‌شرق مریوان (قه‌لاجی) نیز، نشان از یک محیط فرورانش (آنومالی منفی (Nb دارد و سن مطلق این توده با روش U-Pb، 9/37 میلیون سال اعلام شده است (Ranin, 2009). Moinevaziri و همکاران (2008) سن رادیومتری توده‌های آذرین محور صحنه-مریوان را 27 تا 34 میلیون سال و ماگماتیسم این محور را نتیجه دور دوم فرورانش نئوتتیس در اولیگوسن می‌دانند. بررسی‌های فوق، می‌تواند شواهدی بر آن باشد که در پالئوژن یک سیستم فرورانش بین پوسته اقیانوسی نئوتتیس و پهنه سنندج-سیرجان در منطقه کردستان وجود داشته است.

در منطقه سه‌‌ول‌آوا، مجموعه‌ای از افیولیت‌های زاگرس با واحدهای متنوع سنگی و رخنمون‌های گسترده وجود دارند که مطالعه آنها می‌تواند شناخت بهتری در شکل‌گیری افیولیت‌ها در امتداد کوهزایی زاگرس را در پی داشته باشد. در این پژوهش، روابط صحرایی، سنگ‌شناسی و ژئوشیمی واحدهای اصلی این مجموعه افیولیتی شامل: بازالت، میکروگابرو، گابروها، دونیت و ورلیت به منظور بررسی پتروژنز و ژئودینامیک آن مطالعه شده است.

 

زمین‌شناسی صحرایی

افیولیت‌های کردستان در بین راندگی زاگرس و پهنه سنندج-سیرجان قرار گرفته‌اند. از صحنه تا شمال‌شرق کامیاران، گدازه‌های بازالتی گاهی با ساخت بالشی و گابرو همراه با سنگ‌های الترامافیک فراوان رخنمون دارند. در همین امتداد، از روستای پایگلان (در غرب کامیاران) به سمت سه‌ول‌آوا (سروآباد) و سپس پینجوین در مرز ایران و عراق این واحدها به صورت عدسی‌های الترامافیک، به همراه واحدهای خروجی با گستره زیاد، مشاهده می‌شوند. منطقه مطالعه شده در امتداد افیولیت‌های کامیاران-مریوان، از شهر سه‌ول‌آوا عبور می‌کند (شکل 1). در جنوب‌غرب و غرب مجموعه سه‌ول‌آوا، آهک‌های زاگرس (سازند بیستون) و در شمال و شمال‌شرق، اسلیت و فیلیت‌های سنندج، سنگ‌های همبر را می‌سازند. در شمال و شرق شهر سه‌ول‌آوا، مجموعه افیولیتی به ترتیب از بالا به پایین شامل توده‌های عظیم و مرتفع بازالت، انواع گابروها و در قاعده توالی واحدهای پریدوتیت شامل دونیت و ورلیت است. یکی از بهترین نقاط برای تشخیص رابطه بین این واحدها، روستای میانه در غرب سه‌ول‌آوا است که ضخامت توالی رخنمون یافته حدود 1800 متر تخمین زده می‌شود (شکل 2). بازالت‌ها در ارتفاع 2300 تا 2950 متری، بالاترین بخش کمپلکس را می‌سازند. بیشتر قسمت‌های بالایی این واحد دارای ساخت بالشی و بین گدازه‌های بالشی را، رسوبات سیلیسی پر کرده است. واحد بازالتی در قاعده، فاقد ساخت بالشی بوده و گاهی اسپیلیتی شده و به رنگ سبز دیده می‌شود (شکل 3-A و B). میکروگابروها بدون مرز مشخص در زیر بازالت‌ها قرار می‌گیرند. این سنگ‌ها در بعضی از مناطق مانند روستای برقرو (شرق منطقه)، به صورت دایک‌های متقاطع دیده می‌شوند (شکل 3-C).گابروهای با بافت دانه‌ای و پگماتوئیدی در زیر میکروگابروها قرار دارند (شکل 3-D). گابروها در نواحی نزدیک به گسل اصلی زاگرس به میلونیت گابرو و حتی اولترامیلونیت تبدیل شده‌اند (شکل 3-E). در محدوده بین گابروهای درشت بلور و میکروگابروها، دایک‌های فلسیک با ترکیب گرانیتی نفوذ کرده‌اند (شکل 2). این دایک‌ها دارای ویژگی‌های شیمیایی پلاژیوگرانیت‌های اقیانوسی هستند (Mahmoudi, 2010). در پایین‌ترین قسمت، بخش گوشته‌ای دیده می‌شود که ارتباط گسلی با گابروها دارد. به دلیل عملکرد مؤلفه راستالغز در قسمت‌های نزدیک گسل زاگرس، بخش گوشته‌ای به شدت بهم‌ریخته و به سرپانتینیت تبدیل شده است. قسمت‌های سالم مانده عمدتاً شامل دونیت و ورلیت هستند (شکل 3-F).

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه مطالعه شده که بر اساس بررسی‌های صحرایی و استفاده از نقشه 100000/1 پاوه (Sabzehei et al., 2010) تهیه شده است. محدوده مطالعاتی روی نقشه ایران با چهارگوش قرمز نشان داده شده است.

 

 

شکل 2- ارتباط واحدهای اصلی مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا در روستای میانه با دید به طرف جنوب


 

 

   
   
   

 

شکل 3-تصویر‌های رخنمون واحدهای مختلف افیولیت سه‌ول‌آوا. A) گدازه‌های بالشی، (B مقطع عرضی گدازه‌های بالشی که فضای بین آنها را نهشته‌های سیلیسی پر کرده است، C) دایک‌های متقاطع در بخش میکروگابروها، D) گابرو با بافت دانه‌ای تا پگماتوئیدی، E) گابروی میلونیتی با ساخت نواری، F) پریدوتیت که در امتداد شکستگی‌ها به سرپانتین تبدیل شده است.

 

 

سنگ‌شناسی

واحد بازالتی دارای درشت بلورهای کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز در خمیره‌ای با شیشه فراوان و ریز بلور‌های پلاژیوکلاز (لابرادور یا لابرادور-آندزین)، کلینوپیروکسن (دیوپسید-اوژیت)، الیوین و کانی‌های تیره است. میزان ریز بلورهای موجود در خمیره شیشه‌ای بسیار متغیر و بافت این سنگ‌ها به ترتیب فراوانی میکرولیتیک-شیشه‌ای (شکل 4-A)، پورفیریک (شکل 4-B) و گلومروپورفیریک هست. یکی از ویژگی‌های اصلی پلاژیوکلازها نبود پهنه‌بندی در آنهاست. آپاتیت، کانی‌های تیره و به ندرت الیوین کانی‌های فرعی را تشکیل می‌دهند. برخلاف قسمت‌های فوقانی، دگرسانی در نمونه‌های قاعده این واحد به صورت گسترده دیده می‌شود. کانی‌های ثانویه کلریت و اپیدوت از کلینوپیروکسن و سرسیت که حاصل تبدیل پلاژیوکلازها است، کم ‌و ‌بیش دیده می‌شوند. میکروگابروها دارای کانی‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز به همراه کانی‌های تیره هستند. گاهی شیشه نیز در بین بلورها وجود دارد. بافت‌های اصلی سنگ اینترسرتال و میکروگرانولار (شکل 4-C) است. مهم‌ترین کانی‌های بخش گابرویی با بافت دانه‌ای و پگماتیتی (شکل 4-D)، لابرادوریت و کلینوپیروکسن از نوع اوژیت یا اوژیت-دیوپسید هستند. کانی‌های فرعی را آپاتیت، مگنتیت و الیوین تشکیل می‌دهند. در بخش‌های نزدیک به گسل زاگرس، گابروهای درشت بلور، دارای بافت‌های میلونیتی و اولترامیلونیتی هستند. در این حالت، سنگ فاقد درشت بلور‌ و کانی‌های خرد شده قابل تشخیص، بیشتر کلینوپیروکسن هستند (شکل 4-E). کانی‌های ثانویه در بخش گابروها گسترده و شامل کلریت، اپیدوت، کلسیت و سرسیت است.

بخش پریدوتیت شامل دونیت و ورلیت است. ورلیت با بافت دانه‌ای و انباشتی دارای کانی‌های الیوین (Fo=88-91)، کلینوپیروکسن (دیوپسید-‌کلینوانستاتیت)، کروم-اسپینل و مگنتیت هستند (شکل4-F). دونیت‌ها با بافت مشبک که حاصل شکستگی‌های اولیوین است، دارای کلینوپیروکسن کمتر و کروم-اسپینل بیشتری نسبت به ورلیت هستند (شکل 4-G). در بیشتر رخنمون‌های نزدیک گسل اصلی زاگرس، پریدوتیت‌ها در اثر دگرسانی به مجموعه‌ای از سرپانتین، کلریت، کلسیت و اکسید ‌آهن تبدیل شده‌اند. دایک‌های فلسیک دارای بافت گرانولار هستند و کانی‌های تشکیل دهنده آنها به ترتیب فراوانی: پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند و بیوتیت است (شکل 4-H). در بعضی از این دایک‌ها فلدسپار آلکالن نیز دیده می‌شود. در برخی دیگر، کانی‌های مافیک بسیار اندک ولی پلاژیوکلاز فزونی یافته است. کانی‌‌های روتیل و زیرکن نیز به ندرت دیده می‌شوند. معمولاً یک توالی افیولیتی کامل، شامل بخش پوسته‌ای و گوشته‌ای است. در مقایسه با توالی افیولیتی Nicolas و Boudier (2003) مجموعه مطالعه شده، مشابه LHOT (lherzolite Harzburgite Ophiolite Type) است. افیولیت‌های منطقه در تقسیم‌بندی Beccaluva و همکاران (2004) در مقایسه با افیولیت‌های تتیسی، تفاوت های اندکی را نشان می‌دهد. برای مثال ضخامت رخنمون یافته در افیولیت‌های تتیسی 15 کیلومتر معرفی شده است که ضخامت رخنمون یافته مجموعه سه‌ول‌آوا کمتر از آن است. در مقایسه با نوع مدیترانه‌ای به عنوان یک مجموعه کامل در تقسیم‌بندی Dilek و Newcomb (2003) مجموعه سه‌ول‌آوا، دارای توالی پوسته‌ای تقریباً کامل ولی رخنمون توالی گوشته‌ای ناقص است.

 

روش‌های آزمایشگاهی

برای انجام این مطالعه تعداد 200 نمونه از واحدهای مختلف برداشت و از آنها مقطع نازک تهیه شد. بر اساس مطالعات میکروسکوپی، تعداد 23 نمونه با کمترین هوازدگی برای آنالیز کل سنگ با روش XRF با اسپکترومتر ARL Advant-XP در دانشگاه فرارای ایتالیا، تجزیه شدند. میزان L.O.I در دمای 1000 درجه اندازه‌گیری شد. کالیبراسیون دستگاهی با استفاده از منابع بین‌المللی و تصحیح ماتریکس از روش پیشنهادی Lachance و Trail (1996) انجام شد. مقادیر عناصر کمیاب و کمیاب خاکی با استفاده از دستگاه طیف‌سنج جرمی
(ICP-MS) با طیف‌سنج حرارتی سری X-1 به دست آمد. برای تشخیص و محدوده دقت از استانداردهای بین‌المللی و نمونه شاهد استفاده شد. محدوده دقت اندازه‌گیری از 2 تا 7 درصد بوده است (جدول 1).


 

 

     
     

شکل 4- تصاویر پتروگرافی واحدهای مختلف مجموعه افیویتی بررسی شده (تصاویر XPL و هماهنگ با شکل 4 است). A) مقطع میکروسکوپی بازالت با بافت میکرولیتیک-شیشه‌ای، شامل میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و ریز بلورهای کلینوپیروکسن در زمینه شیشه‌ای،
B) بازالت با بافت پورفیریک، میکروفنوکریست‌های پلاژیوکلاز، گاهی

   

پیروکسن و مگنتیت در خمیره میکرولیتی و کمتر شیشه‌ای، (C مقطع میکروسکوپی میکروگابرو، شامل بلورهای کشیده پلاژیوکلاز همراه با بلورهای ریز پیروکسن و گاهی الیوین در یک خمیره شیشه‌ای، D) پگماتوئید گابرو با درشت بلورهای خودشکل پلاژیوکلاز تا 5 سانتی‌متر و پیروکسن غالباً اورالیتی که بیشتر اوقات بین بلورهای پلاژیوکلازها را پر کرده است، E) گابروهای اولترامیلونیت با بافت جریانی و گرهک‌هایی متشکل از کلینوپیروکسن در حال تبدیل به آمفیبول به همراه اپیدوت و کوارتز، F) ورلیت با بافت کومولایی شامل بلورهای نیمه شکل‌دار الیوین که توسط بلورهای بی‌شکل پیروکسن در برگرفته شده‌اند. الیوین در محل شکستگی‌ها به سرپانتین تبدیل شده است، G) دونیت با بافت مشبک الیوین که در محل شکستگی به سرپانتین تبدیل شده، کانی کروم اسپینل نیز دیده می‌شود. در بعضی نمونه‌ها کروم اسپینل تا 5 درصد از کل سنگ را تشکیل می‌دهد، H) تصویر میکروسکوپی دایک‌های فلسیک شامل کانی‌های پلاژیوکلاز، کوارتز و هورنبلاند. (کلینوپیروکسن= Cpx، پلاژیوکلاز=
Plg، سرپانتین= Ser، کریپتوکریستال خرد شده= CC، الیوین= Ol، مگنتیت= Mt، کوارتز= Qt، پلاژیوکلاز= Plg، هورنبلاند= Hb، بیوتیت= Bt).

 

 

تعداد 150 نقطه آنالیز نقطه‌ای بروی کانی‌های الیوین، پیروکسن، پلاژیوکلاز و کروم-اسپینل انجام شد. آنالیزهای نقطه‌ای در مؤسسه تحقیقات ذخایر معدنی و علوم زمین (CNR) در شهر پادوای ایتالیا با استفاده از دستگاه الکترو‌مایکروپروب (EMPA)CAMEBAX  انجام شده‌اند (جدول 2). شتاب ولتاژ و شدت جریان به کار رفته به ترتیب 15 کیلو ولت و 20 میکرو آمپر و مدت زمان شمارش 100 ثانیه بوده است. کالیبراسیون با استفاده از استاندارهای کانی‌های طبیعی و مصنوعی انجام و تصحیحات ماتریکس با روش PAP انجام گرفته است. در جدول‌های 2-1 و 2-2 مقدار Mg# برابر با Mg/(Mg+Fe2+) و مقدار Cr# Cr/(Cr+Al) است. همچنین، Fo و Fa اعضای نهایی الیوین هستند که بر اساس کاتیون‌های
Si-Fe-Mg و بر مبنای 4 اتم اکسیژن محاسبه شده‌اند.

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز کل سنگ پریدوتیت‌های سه‌ول‌آوا، عناصر اصلی و فرعی با روش XRF بر حسب درصد

Element

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

P2O5

LOI

Total

V

S

Cu

Sc

Co

Y

Pb

Q-9

45.54

0.03

0.89

8.04

0.14

45.04

0.31

0.01

 

10.07

100.05

42

 

6

6

106

 

 

Q-11

43.07

0.1

3.09

9.36

0.13

43.12

1.13

   

11.61

99.97

32

74

24

2

93

2

 

Q-12

42.82

0.13

1.75

10.59

0.14

44.34

0.22

   

11.51

99.91

42

 

34

5

95

3

 

Q-42

42.5

0.11

1.86

9.9

0.15

45.02

0.43

 

0.01

7.28

99.99

43

 

29

 

114

 

0.5

Q-43

40.58

0.08

1.5

10.76

0.17

46.35

0.56

   

7.66

99.93

30

 

11

0.2

99.4

 

0.5

R-11

45.68

0.02

0.75

8.8

0.16

44.59

0

   

12.35

100.02

54

8

4

7

111

 

0.4

 

ادامه جدول 1- نتایج تجزیه کل سنگ مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا، عناصر اصلی با روش XRF بر حسب درصد و عناصر کمیاب با روش ICP (ppm)

 

Basalt and Microgabbro

Gabbro

Element

Q2

Q5

Q51

Q53

Q56

Q57

Q58

Q60

Q61

Q65

Q31

Q32

Q77

Q-8

Q-19

Q-40

Q-41

SiO2

52.31

51.26

49.54

48.69

48.33

49.21

49.53

49.44

49.91

48.82

52.45

51.73

49.34

51.65

51.39

48.46

51.68

TiO2

1.82

1.40

1.49

1.37

1.09

1.45

1.18

2.49

1.58

1.28

0.76

1.17

1.26

0.69

0.34

0.46

0.86

Al2O3

13.96

15.70

16.35

16.15

17.8

15.47

15.93

14.53

15.18

17.25

14.72

15.02

16.26

15.43

19.08

18.46

14.96

Fe2O3

1.32

1.10

1.36

1.18

1.24

1.5

1.12

1.5

1.21

1.11

1.16

1.12

1.67

0.87

0.57

0.80

0.88

FeO

8.79

7.33

7.56

8.3

6.44

8.23

7.3

11.75

8.05

6.13

7.75

7.46

7.3

5.78

3.77

5.34

5.85

MnO

0.17

0.15

0.156

0.154

0.124

0.158

0.147

0.187

0.157

0.117

0.18

0.16

0.185

0.12

0.09

0.11

0.12

MgO

6.57

8.55

5.95

6.63

8.18

8.27

7.61

5.77

8.22

7.16

9.04

8.29

8.28

10.45

9.52

13.28

11.15

CaO

10.46

11.21

11.13

11.92

10.62

9.65

11.07

8.62

9.25

10.58

10.93

11.89

10.45

12.26

11.98

10.94

11.33

Na2O

3.49

2.91

3.89

3.24

3.06

3.28

3.38

4.28

3.85

2.48

2.70

2.67

2.99

2.58

2.96

1.81

2.92

K2O

0.87

0.25

0.342

0.411

0.247

0.095

0.167

0.167

0.044

1.225

0.16

0.30

0.106

0.07

0.26

0.27

0.14

P2O5

0.24

0.14

0.175

0.167

0.133

0.169

0.163

0.314

0.174

0.263

0.14

0.20

0.152

0.11

0.04

0.07

0.11

LOI

1.55

1.97

1.92

1.54

2.4

2.13

2.05

1.72

1.9

3.02

1.11

1.10

1.42

1.88

2.30

2.85

2.13

Total

99.97

100.1

99.87

99.74

99.67

99.63

99.65

99.77

99.51

99.43

99.79

99.81

99.4

99.60

100.0

99.94

99.97

Cr

221.1

265.6

287.6

302.7

265.5

241.0

270.8

73.44

302.1

316.8

129.4

301.9

270.8

175.0

201.0

99.00

216.0

Ni

62.06

93.76

159.6

104.6

113.2

87.76

107.0

57.43

119.0

97.5

76.37

122.4

112.9

101.0

83.00

159.0

91.00

Zr

117.6

110.1

71.38

100.7

86.21

101.3

84.71

187.7

122.8

79.53

89.86

82.18

85.93

48.00

16.00

39.00

54.00

Ba

40.40

45.79

57.85

52.96

18.68

41.37

80.28

29

21.14

289.3

36.37

79.3

53.05

24.00

21.00

201.0

35.00

Sr

210.2

205.5

262.2

179.7

154.9

176.1

233.9

178.5

132.2

274.8

155.9

210.7

199.1

188.0

399.0

232.0

213.0

Co

32.00

42.00

43.00

35.00

43.00

39.00

60.00

32.00

41.00

37.00

41.00

38.00

40.00

24.00

42.00

37.00

36.00

Rb

9.80

8.05

8.35

5.00

1.32

1.78

2.40

2.27

0.48

37.12

1.02

15.28

3.29

1.45

10.17

3.91

23.79

Pb

1.00

4.00

18.00

17.00

15.00

13.00

9.00

9.00

4.00

6.00

4.00

6.00

1.00

0

0.70

1.00

1.00

Zn

73.00

54.00

62.00

60.00

59.00

63.00

85.00

86.00

38.00

29.00

38.00

32.00

72.00

21.00

21.00

15.00

20.00

Cu

70.00

67.00

43.00

41.00

43.00

43.00

144.0

38.00

1.00

2.00

1.00

2.00

77.00

11.00

84.00

34.00

38.00

Sc

33.00

32.00

24.00

23.00

20.00

23.00

44.00

20.00

30.00

34.00

30.00

34.00

23.00

28.00

12.00

7.00

30.00

Ga

15.00

13.00

8.00

12.00

10.00

9.00

19.00

16.00

12.00

11.00

12.00

12.00

12.00

12.00

7.00

9.00

10.00

Ce

14.57

16.66

9.38

15.62

10.05

12.12

14.96

25.58

14.62

39.70

13.86

9.07

13.2

20.00

6.00

8.00

16.00

Y

26.10

26.60

18.82

21.51

23.68

24.17

21.27

45.04

30.11

21.26

25.25

21.1

21.90

2.00

0.00

9.00

24.00

U

0.18

0.15

0.10

0.31

0.08

0.14

0.23

0.23

0.11

0.71

0.18

0.13

0.18

0.16

0.06

0.05

0.11

Th

0.28

0.49

0.29

1.21

0.23

0.52

0.91

0.81

0.40

4.34

0.74

0.52

0.39

1.00

1.00

1.00

2.00

S

432.0

36.00

151.0

312.0

198.0

183.0

166.0

302.0

176.0

121.0

356.0

159.0

233.0

0

0

8.00

0

V

225.7

229.3

181.1

229.6

233.1

202.8

227.4

331.8

252.8

251.0

259.5

178.2

195.5

179.0

84.00

78.00

200.0

Ta

0.29

0.41

0.22

0.69

0.23

0.31

0.75

0.73

0.37

4.03

0.57

0.21

0.35

0.89

0.16

0.16

0.22

Nb

4.11

6.72

3.72

11.62

3.71

5.03

12.76

12.22

5.77

66.02

9.62

2.97

5.79

13.86

2.69

2.59

3.36

Hf

2.70

2.55

1.78

2.44

2.17

2.34

2.03

4.34

2.97

2.07

2.18

1.98

2.04

2.33

1.22

1.64

2.26

Gd

4.30

4.24

3.11

3.36

3.81

3.86

3.38

7.06

4.68

3.91

3.88

3.17

3.55

4.95

2.39

2.94

4.95

Dy

4.94

4.93

3.58

4.02

4.47

4.45

4.02

8.31

5.68

4.11

4.66

3.83

3.98

5.37

3.00

3.49

5.27

Nd

11.88

11.98

8.18

10.35

9.30

9.97

10.05

19.37

12.46

17.94

10.27

7.55

9.96

14.21

5.04

7.1

10.94

Yb

2.86

2.70

1.98

2.41

2.52

2.57

2.29

4.77

3.34

2.17

2.58

2.25

2.19

3.00

1.76

1.94

2.80

Lu

0.39

0.40

0.28

0.35

0.39

0.39

0.34

0.70

0.48

0.31

0.40

0.34

0.32

0.43

0.24

0.29

0.40

Sm

3.65

3.54

2.57

2.97

3.06

3.16

2.94

5.89

3.89

3.86

3.11

2.51

2.94

4.19

1.86

2.42

2.63

Eu

1.26

1.33

0.94

0.98

1.17

1.16

1.08

1.90

1.30

1.20

1.05

0.91

1.13

1.40

0.70

0.86

1.30

Ho

1.01

1.03

0.73

0.86

0.92

0.92

0.84

1.73

1.16

0.84

0.96

0.80

0.82

1.11

0.62

0.70

1.01

Er

2.96

2.97

2.11

2.47

2.63

2.72

2.43

5.01

3.46

2.34

2.90

2.36

2.34

3.16

1.82

2.06

2.93

La

4.81

6.73

3.09

6.68

3.08

4.66

6.47

9.70

5.13

22.71

5.93

3.42

5.14

7.35

2.02

2.57

5.00

Pr

2.24

2.38

1.49

2.13

1.66

1.85

2.02

3.78

2.26

4.29

1.97

1.41

1.90

2.76

0.90

1.24

2.25


جدول‌های 2- نتایج آنالیز کانی‌ها (EMPA)

جدول 2-1- منتخب آنالیزهای تک کانی الیوین در سنگ‌های پریدوتیتی سه‌ول‌آوا

Sam

Mineral

SiO2

TiO2

Al2O3

Cr2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

NiO

Total

Mg#

Fo

Fa

Q43

Ol-1

40.28

0.03

0

0.05

11.25

0.15

48.05

0.1

0

0.3

100.2

0.884

88.3

11.6

Ol-5

40.21

0.02

0.02

0.04

11.11

0.21

48.32

0.11

0

0.21

100.2

0.886

88.4

11.4

Q9

Ol-1

41.24

0

0.03

0.02

9.15

0.15

49.57

0.19

0

0.39

100.74

0.906

90.5

9.4

Ol-6

40.78

0.01

0

0.03

9.2

0.17

49.7

0.18

0

0.42

100.49

0.906

90.4

9.4

Ol-7

40.64

0

0.03

0

8.82

0.17

50.29

0.17

0.05

0.42

100.59

0.910

90.9

8.9

Ol-15

40.98

0.02

0

0

8.93

0.17

50.43

0.14

0

0.44

101.09

0.909

90.8

9.0

Ol-18

40.45

0.02

0.02

0.05

8.87

0.13

50.24

0.19

0.02

0.37

100.37

0.910

90.9

9.0

Ol-20

40.80

0

0

0.08

8.74

0.07

49.61

0.16

0

0.39

99.86

0.910

90.9

9.0

Ol-22

40.82

0

0.01

0.04

8.74

0.14

50.45

0.18

0

0.42

100.79

0.911

91.0

8.8

Q42

O1-1

40.95

0.02

0.03

0.02

9.64

0.15

49.20

0.10

0.02

0.32

100.45

0.899

89.95

9.89

Ol-5

40.75

0.02

0.00

0.01

10.11

0.14

48.77

0.07

0.01

0.33

100.20

0.896

89.46

10.40

Ol-6

41.00

0.00

0.00

0.00

9.52

0.14

49.34

0.11

0.01

0.28

100.41

0.902

90.10

9.75

Q11

Ol-8

39.81

0.04

0

0.03

10.69

0.17

47.2

0.09

0.07

0.3

98.41

0.887

88.6

11.3

 

جدول 2-2- آنالیزهای تک کانی کروم-اسپینل در سنگ‌های پریدوتیتی و کرومیتیت‌های سه‌ول‌آوا

Peridotite

Sam

Mineral

SiO2

TiO2

Al2O3

Cr2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Ni

Totale

Cr#

Mg#

Q9

Cr-1

0.05

0.10

26.47

42.34

16.53

0.21

15.77

0.00

0.10

101.57

0.518

0.691

Cr-2

0.03

0.08

26.23

42.78

16.89

0.19

15.50

0.00

0.15

101.85

0.522

0.681

Cr-3

0.09

0.12

26.73

42.60

15.95

0.19

15.58

0.00

0.12

101.38

0.517

0.683

Cr-4

0.09

0.13

26.52

42.63

16.72

0.21

15.80

0.02

0.13

102.25

0.519

0.689

Cr-5

0.08

0.08

27.02

41.45

17.08

0.20

15.30

0.00

0.17

101.38

0.507

0.673

Cr-6

0.08

0.09

27.10

41.97

17.06

0.22

14.65

0.00

0.23

101.40

0.510

0.648

Cr-7

0.03

0.11

26.99

42.10

16.43

0.17

15.54

0.00

0.13

101.51

0.511

0.682

Cr-8

0.08

0.07

26.64

42.53

16.47

0.20

15.91

0.01

0.15

102.07

0.517

0.694

Cr-9

0.09

0.10

27.26

42.15

16.61

0.28

15.36

0.02

0.12

101.98

0.509

0.672

Cr-10

0.08

0.06

28.05

40.27

16.81

0.22

15.16

0.01

0.16

100.82

0.491

0.668

Cr-11

2.33

0.06

20.06

32.44

29.17

1.22

14.89

0.03

0.21

100.41

0.520

0.647

Cr-12

0.06

0.11

26.27

42.44

16.78

0.21

15.54

0.00

0.14

101.56

0.520

0.683

Cr-13

0.65

0.08

29.19

41.65

15.57

0.19

13.15

0.05

0.17

100.69

0.489

0.601

Q11

Cr-1

0.10

3.43

16.59

42.04

24.06

0.31

14.12

0.00

0.19

100.84

0.520

0.647

Cr-2

0.39

3.52

14.58

40.27

28.61

0.24

11.82

0.02

0.28

99.73

0.520

0.683

Cr-3

0.00

2.19

19.75

41.16

22.48

0.28

14.99

0.01

0.21

101.07

0.489

0.601

Q42

Cr-1

0.05

0.98

18.9

44.47

20.49

0.25

14.46

0.01

0.16

99.77

0.612

0.656

Cr-2

0.07

4.24

12.52

41.24

28.13

0.33

12.28

0

0.34

99.14

0.688

0.543

Cr-3

0.15

3.33

13.09

41.03

28.85

0.32

11.93

0

0.22

98.91

0.678

0.536

Q43

Cr-1

0.05

3.17

14.88

42.83

26.05

0.30

12.24

0.00

0.23

99.75

0.659

0.546

Cr-2

0.13

3.01

15.07

42.99

25.19

0.31

12.81

0.04

0.19

99.75

0.657

0.570

Cr-3

0.17

2.72

17.08

43.39

24.15

0.52

12.02

0.05

0.11

100.21

0.630

0.536

Cr-4

0.06

3.56

14.25

40.53

29.80

1.10

10.66

0.04

0.24

100.23

0.656

0.485

Cr-5

0.02

3.27

15.12

42.35

27.26

0.30

12.33

0.01

0.26

100.92

0.653

0.544

Chromitite

P 27

Cr-1

0.14

0.17

11.27

57.07

20.81

0.34

11.36

0

0.12

101.28

0.773

0.546

Cr-2

0.07

0.16

11.08

56.36

20.84

0.32

11.11

0.03

0.09

100.05

0.773

0.542

Cr-3

0.07

0.19

11.52

56.31

20.82

0.31

11.13

0.02

0.07

100.45

0.766

0.539

P28

Cr-1

0.09

0.17

11.39

56.63

20.55

0.31

11.02

0.04

0.08

100.29

0.770

0.532

Cr-2

0.11

0.18

10.90

57.09

20.90

0.32

11.06

0.04

0.06

100.72

0.775

0.552

 

جدول 2-3- آنالیزهای تک کانی پلاژیوکلاز در پگماتیت گابروهای سه‌ول‌آوا

Element

Pl-1

Pl-2

Pl-3

Pl-4

Pl-5

Pl-6

Pl-7

Pl-8

Pl-9

Pl-10

Pl-11

Pl-12

Pl-13

Pl-14

Pl-15

SiO2

57.13

54.16

52.73

52.37

55.69

53.50

53.39

53.39

61.47

59.43

52.75

53.00

53.43

52.34

52.31

TiO2

0.13

0.11

0.06

0.04

0.12

0.06

0.06

0.08

0.05

0.06

0.10

0.06

0.07

0.05

0.05

Al2O3

26.56

27.29

28.31

28.77

27.45

28.89

29.17

28.91

23.07

25.00

29.47

29.58

29.20

29.64

29.63

Cr2O3

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.04

0.01

0.04

0.01

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

FeO

0.36

0.38

0.40

0.59

0.55

0.50

0.43

0.56

0.37

0.37

0.57

0.48

0.48

0.45

0.47

MnO

0.02

0.02

0.04

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.04

0.03

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

0.00

0.05

0.07

0.10

0.04

0.09

0.06

0.11

0.05

0.02

0.08

0.02

0.03

0.04

0.01

CaO

8.76

10.06

11.65

11.77

9.49

11.45

11.70

11.73

4.94

6.72

12.27

11.86

12.05

12.24

12.31

Na2O

6.57

5.63

5.01

4.74

6.12

5.08

5.01

4.92

8.63

7.90

4.52

4.52

4.73

4.42

4.30

K2O

0.07

0.06

0.09

0.07

0.19

0.06

0.07

0.08

0.17

0.19

0.09

0.08

0.07

0.09

0.08

Total

99.62

97.76

98.37

98.46

99.65

99.65

99.93

99.79

98.81

99.73

99.86

99.63

100.06

99.27

99.15

Ab %

75.2

67.3

57.4

53.3

50.1

44.4

43.5

43.6

42.9

42.0

41.4

40.6

39.8

39.3

38.5

An %

23.8

31.6

42.2

45.6

49.5

55.3

56.1

56.0

56.6

57.6

58.3

58.9

59.7

60.2

61.0

Or %

1.0

1.0

0.4

1.1

0.4

0.3

0.4

0.5

0.5

0.4

0.4

0.5

0.5

0.6

0.4

 

جدول 2-4- آنالیزهای تک کانی کلینوپیروکسن در گابرو پگماتوئیدی و پریدوتیت‌های سه‌ول‌آوا (کلینوانستاتیتCEn =)

 

 

 

Min

SiO2

TiO2

Al2O3

Cr2O3

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

FeO

Fe2O3

Totale

Gabbro

Q8

Diopside

4

51.86

0.61

2.64

0.24

0.14

17.05

20.84

0.29

0.00

3.97

1.78

99.42

5

51.89

0.62

2.76

0.23

0.10

17.12

20.68

0.29

0.00

4.16

1.67

99.51

6

51.97

0.67

2.68

0.24

0.11

17.13

20.87

0.34

0.00

3.81

1.99

99.81

7

52.19

0.49

2.30

0.16

0.16

16.43

21.63

0.30

0.00

4.30

1.55

99.50

9

52.99

0.08

0.62

0.02

0.16

16.15

23.94

0.11

0.00

3.84

1.08

98.98

10

51.61

0.79

2.52

0.12

0.19

16.44

20.74

0.31

0.02

4.91

1.56

99.20

14

52.18

0.54

2.32

0.20

0.22

17.23

20.84

0.33

0.00

3.70

2.03

99.59

15

52.97

0.52

2.29

0.23

0.22

16.31

21.39

0.29

0.02

5.56

0.00

99.79

16

51.14

0.60

2.59

0.22

0.18

16.51

20.86

0.33

0.04

3.82

1.95

98.23

17

52.60

0.49

2.19

0.21

0.15

17.65

20.30

0.35

0.00

4.10

1.44

99.47

Augite

8

49.78

0.70

5.69

0.03

0.22

15.08

11.46

1.13

0.06

13.04

0.00

97.20

11

48.11

0.31

7.65

0.00

0.36

13.96

10.46

1.44

0.04

12.43

3.01

97.77

Peridotite

Q11

Augite

1

51.82

0.77

3.00

1.40

0.11

17.83

20.23

0.45

0.00

2.79

0.90

99.27

2

52.07

0.40

2.21

0.97

0.14

17.56

22.06

0.32

0.01

1.43

1.78

98.94

3

50.41

0.51

2.86

1.43

0.16

18.83

18.83

0.43

0.00

0.87

3.07

97.39

4

51.53

0.42

3.01

1.35

0.14

17.74

21.42

0.36

0.00

1.12

2.65

99.74

5

51.50

1.32

2.97

1.18

0.16

18.30

19.69

0.55

0.00

2.23

1.84

99.73

6

51.25

0.35

3.15

1.33

0.13

18.78

20.27

0.31

0.01

0.56

2.96

99.11

7

51.45

0.32

2.70

1.13

0.12

18.36

21.58

0.20

0.00

0.40

2.91

99.18

8

52.34

0.45

2.91

1.35

0.10

20.06

18.18

0.29

0.01

2.48

2.01

100.21

9

51.84

0.52

2.89

1.29

0.11

18.95

19.73

0.43

0.02

1.26

2.81

99.86

10

52.00

0.63

2.97

1.37

0.16

18.73

19.97

0.42

0.00

1.69

2.19

100.12

11

51.77

0.84

3.21

1.29

0.10

18.88

18.67

0.33

0.00

3.48

0.76

99.33

Q42

1

52.51

0.24

2.90

1.44

0.17

17.41

21.43

0.32

0.00

3.14

0

99.57

2

52.37

0.34

1.99

1.22

0.12

18.10

21.76

0.41

0.00

3.02

0

99.34

CEn

1

56.52

0.08

2.03

1.93

0.12

35.76

1.14

0.04

0.00

2.57

0

100.19

2

56.66

0.11

2.04

1.76

0.10

33.88

1.95

0.11

0.00

2.51

0

99.12

 

 

شیمی‌کانی‌ها

پلاژیوکلاز: در پگماتیت گابروها، پلاژیوکلاز بیشتر دارای ترکیب لابرادوریت است ولی تعدادی از آنها به سمت آلبیت میل کرده‌اند. به طوری که در 4 نمونه ترکیب آندزین و یک نمونه ترکیب الیگوکلاز است. تغییرات ترکیب پلاژیوکلاز می‌تواند، تحت تأثیر آب دریا در هنگام نفوذ این گابروها به وجود آمده باشد. به طوری که با افزوده شدن یون سدیم در اثر تماس آب دریا به ترکیب این سنگ‌ها، پلاژیوکلازها از لابرادوریت به سمت قطب آلبیتی تغییر نماید (شکل 5-A).

پیروکسن: دو گروه پیروکسن در پریدوتیت و دو گروه در پگماتیت گابروها مشاهده می‌شود که تمام آنها کلینوپیروکسن هستند. در گابروها، کلینوپیروکسن نوع دیوپسید و اوژیت و در پریدوتیت‌ها، اوژیت و به میزان کمتری کلینوانستاتیت با 2 تا 4 درصد ولاستونیت هستند (شکل 5-B).

الیوین: فعالیت تکتونیکی و دگرسانی باعث تبدیل شدگی بیشتر کانی‌های الیوین در منطقه، به ویژه حاشیه جنوبی مجموعه سه‌ول‌آوا شده است. با این وجود، کانی‌های الیوین در رخنمون شمال‌شرقی مجموعه، سالم و آنالیزهای این رخنمون بیشتر مورد استفاده قرار گرفت. در پریدوتیت‌ها، الیوین دارای ترکیب شیمیایی تقریباً نزدیک به هم و در حد فاصل کریزولیت-فورستریت است (Fo=88.3-91)، (Mg#=0.884-0.911). الیوین‌ها فاقد منطقه‌بندی بوده، خودشکل تا نیمه خودشکل هستند.

کروم اسپینل:اسپینل‌های موجود در پریدوتیت‌ها از نوع آلومینیم بالا (Al2O3>25%) و اسپینل موجود در کرومیتیت‌های سه‌ول‌آوا، از نوع کروم بالا (Cr2O3=45-60%) هستند (Leblanc and Violette, 1983). اسپینل‌ها همگن، تقریباً خودشکل و فاقد پهنه‌بندی و لایه‌بندی هستند. عدد کروم در کرومیتیت‌ها (77/0) و در پریدوتیت‌ها (48/0 تا 67/0) است. بالا بودن Al در اسپینل‌ها از مشخصه اسپینل‌های مورب و (Sigurdsson and Schilling, 1976) همچنین، مقدار Ti پایین از دیگر ویژگی‌‌های اسپینل‌های مورب است (Dick and Bullen, 1984) که این دو ویژگی در اسپینل‌های سه‌ول‌آوا آشکار است.

 

   

شکل 5- A) ترکیب پلاژیوکلازها در گابروهای سه‌ول‌آوا، (B ترکیب پیروکسن‌ها در گابروها و پریدوتیت‌های سه‌ول‌آوا (Morimoto, 1989).

 

 

ژئوشیمی کل سنگ

1- بخش پوسته‌ای

به منظور شناسایی ماهیت شیمیایی و سرشت سنگ‌های این مجموعه، داده‌های شیمیایی بازالت‌ها به همراه میکروگابروها (جدول 1) بر روی نمودار Middlemost (1994) منتقل شدند. نمونه‌ها در محدوده بازالت پرمنیزیم توله‌ایتی و بازالت قرار گرفتند (شکل 6-A). در نمودار Ti/Y در مقابل Nb/Y (Pearce, 1982) نمونه‌ها سرشت توله‌ایتی را نشان می‌دهند (شکل 6-B). در نمودارهای عنکبوتی، نمونه‌های نرمال شده بازالت‌ها و میکروگابروها با روندی تقریباً تخت، هماهنگی زیادی را با مورب Pearce (1982) نشان می‌دهند (شکل 7-A). در این نمونه‌ها، غنی‌شدگی بسیار ضعیفی از عناصر Ba، Nb، Ta و Th دیده می‌شود. نبود آنومالی منفی Ta-Nb، ویژگی پشته‌های میان اقیانوسی را برای گروه بازالت-میکروگابرو پیشنهاد می‌کند. برخی از نمونه‌ها از لحاظ عناصر K و Rb تهی شده و برخی دیگر مختصری غنی‌شدگی نشان می‌دهند. آنومای منفی K در این سنگ‌ها، با توجه به سرشت توله‌ایتی بودن آنها طبیعی است. Rb نیز از K تبعیت می‌کند. از طرفی این عناصر جزو عناصر متحرک در بین عناصر نمودارهای شکل 7 هستند و غنی‌شدگی آنها تحت تأثیر دگرسانی رخ داده است.

در گابروهای درشت‌دانه (شکل 7-B)، مانند گروه بازالت-میکروگابرو، عناصر K و Rb آنومالی منفی تا مثبت دارند. گابروها برخلاف بازالت‌ها، آنومالی منفی بسیار اندک از عناصر Ta، Nb و Ti آنومالی مثبت اندکی از عناصر Ce و Th را نشان می‌دهند که می‌تواند تأثیر مؤلفه فرورانشی را با احتیاط برای این تغییرات پیشنهاد دهد. آنومالی منفی از Ti و Zr در نمونه Q19، همچنین آنومالی منفی Y و Zr در نمونه Q8، در گروه گابروها دیده می‌شود که دلیل بر تهی‌شدگی منشأ این نمونه‌ها است. این موضوع می‌تواند دلیلی بر چند منشأ بودن خاستگاه ماگمایی گابروها و هتروژن بودن گوشته ذوب شده باشد.

 

 

   

شکل 6-A) نمودار طبقه‌بندی TAS (Middlemost, 1994) نمونه‌های بازیک در محدوده بازالت و گابرو قرار گرفته‌اند، B) در نمودار Ti/Y در مقابل Nb/Y (Pearce, 1982) تمامی نمونه‌های بازالتی و گابرویی سرشت توله‌ایتی را نشان می‌دهند.

B

 

A

 

شکل 7- نمودار عناصر کمیاب نرمالیزه با مورب (Pearce, 1982). A) بازالت و میکروگابرو، B) گابروها. آنومالی منفی یا مثبت P نشانه تبلور زود هنگام و یا تأخیری آپاتیت است که در صورت اول، از ماگما جدا شده و مختصری آنومالی منفی ایجاد می‌کند و در صورت دوم، آنومالی مثبت بوجود می‌آورد. آنومالی منفی Ba و Rb در یکی از نمونه ها، شاید به علت آلتراسیون و شستشوی این عناصر باشد. مختصر آنومالی Ta دیده می‌شود. آنومالی منفی Y در یکی از نمونه‌ها نشانه عمق زیاد منشأ (گارنت لرزولیت) و خاص محیط‌های فرورانش است. آنومالی منفی نمونه Q19 در عناصر تیتانیم و زیرکونیم را می‌توان به تهی‌شدگی گوشته نسبت داد.

 

 

با توجه به نمودار عناصر نادر خاکی نمونه‌های سه‌ول‌آوا نسبت به کندریت (Boynton, 1984)، الگوی عناصر نادر بسیار شبیه به N-MORB (Sun and McDonough, 1989) است (شکل 8). تمامی نمونه‌های بازالتی-گابرویی سه‌ول‌آوا، مقدار LREE غنی‌شدگی و HREE تهی‌شدگی اندکی را نسبت به N-MORB نشان می‌دهند. به طورکلی، نمودارها نسبت به N-MORB که شیب مثبت دارد، در بازالت-میکروگابروها تقریباً بدون شیب بوده، در گابروها حتی اندکی شیب منفی پیدا می‌کند که به سمت E-MORB متمایل می‌شود. در مجموع می‌توان گفت تمامی نمونه‌ها در شکل 8، در بین N-MORB و E-MORB قرار می‌گیرند. شیب ضعیف نمودارهای عنکبوتی نیز، بیانگر نرخ ذوب بخشی بالا است. برای تشخیص محیط تکتونیکی از نمودارهای سه‌تایی Pearce و Cann (1973) استفاده شد. در این نمودارها، نمونه‌های بازالتی-میکروگابرویی همپوشانی خوبی با محدوده مورب دارند ولی نمونه‌های گابرویی پراکندگی نشان می‌دهند (شکل 9) و به سمت محدوده توله‌ایت‌های قوس اقیانوسی گرایش یافته‌اند. در نمودار سه‌تایی Mullen (1983) نمونه‌ها در محدوده مورب تا توله‌ایت قوس اقیانوسی قرار می‌گیرند (شکل 10-B). در نمودار دوتایی La/Nb (Gill, 1981) تمامی نمونه‌های بازالتی و گابرو در محدوده بین E-MORB-N-MORB قرار گرفته‌اند (شکل 10-C). در نمودار Shervais (1982)، که برای تشخیص جایگاه سنگ‌های مافیک معرفی شده است نمونه‌ها ویژگی‌های مورب را نشان می‌دهند. در حالی که گابروها از مورب تا کمان اقیانوسی پراکنده‌اند (شکل 10-D). نسبت La/Nb برای نمونه‌های سه‌ول‌آوا برابر 05/0 تا 48/1 که قابل مقایسه با 07/1=N-MORB است ولی La/Yb برابر با 22/1 تا 09/3 محاسبه شد که در مقایسه با
81/0=N-MORB بیشتر است.

در نمودار Th/Yb در مقابل Nb/Yb (Pearce, 2008) گابروها و بازالت‌ها ویژگی‌های حدواسط
E-MORB و N-MORB را نشان می‌دهند (شکل 11). در مقایسه با انواع مورب معرفی شده توسط Pearce (2008) نمونه های سه‌ول‌آوا با P-MORB نواحی Nicoya و Herradura هم‌پوشانی خوبی دارند و نمونه‌ها بین دو منشأ مورب E و N قرار می‌گیرند. بر این اساس، شکل‌گیری سنگ‌های بازالتی و میکروگابرویی سه‌ول‌آوا می‌تواند ناشی از ذوب بخشی گوشته با منشأ آستنوسفری در اعماق نسبتاً کم در محل یک پشته گسترشی اقیانوسی باشد. ولی گابروها همان طور که در نمودارهای تکتونوماگمایی مشخص است، به محیط مرتبط با یک گوشته تهی شده متعلق هستند.

 

A

 

B


شکل 8- نمودار عناصر نادر خاکی نمونه‌های سه‌ول‌آوا نسبت به کندریت (Boynton, 1984). (A بازالت-میکروگابرو، B) گابرو.


 

 

 

B

 

A

شکل 9- نمودارهای Pearce و Cann (1973). در A) نمونه‌های بازالتی در هر دو نمودار هم‌پوشانی خوبی با محدوده مورب دارند ولی نمونه‌های گابرو، پراکندگی نشان می‌دهند و در B) به سمت محدوده توله‌ایت‌های قوس اقیانوسی گرایش یافته‌اند.  گابرو، ¢ بازالت-میکروگابرو.

 

B

 

A

 

D

 

C

شکل 10- A: نمودار سه تایی (Pearce and Gale,1977)، نمونه‌های گابرو و بازالت با محیط ریفت اقیانوسی هماهنگی دارند،
(B نمودارهای سه تایی (Mullen, 1983)، نمونه‌ها محیط مورب (اندکی متمایل به توله‌ایت قوس ‌اقیانوسی) را نشان می‌دهند،
(C نمودار دو تایی La/Nb (Gill, 1981)، تمام نمونه‌های بازالتی و گابرو در محدوده بینابینی E-MORB-N-MORB هستند، (D در نمودار V در مقابل Ti/1000 (Shervais, 1982)، نمونه‌های بازالتی ویژگی‌های مورب را دارند. در حالی که، نمونه‌های گابرویی از محیط مورب به سمت کمان اقیانوسی تمایل نشان می‌دهند.  گابرو، ¢ بازالت-میکروگابرو.

 

شکل 11- موقعیت نمونه‌های بازالت-میکروگابرو و گابرو بر روی نمودار Th/Yb در مقابل Nb/Yb (Pearce, 2008). در این نمودار نمونه‌های بازالتی ویژگی‌های بین E-MORB-N-MORB را نشان می‌دهند. در مقایسه با مورب‌های مختلف معرفی شده توسط Perace، جایگاه نمونه‌ها با P-MORB هم‌پوشانی دارند (دایره خط چین)، ولی نمونه‌های گابرویی از محدوده مورب به سمت قوس اقیانوسی تمایل دارند.  گابرو، ¢ بازالت-میکروگابرو.

         

 


 

 

نمودار Zr-Zr/Y (Pearce et al., 1984) نشان می‌دهد که بازالت‌ها و میکروگابروها در محدوده بازالت‌های ریفت اقیانوسی قرار می‌گیرند. دو نمونه از گابروها در محدوده بازالت‌های جزایر قوسی قرار دارند و دو نمونه دیگر از گابروها، در خارج از محدوده قرار گرفته‌اند که با توجه به بهم‌ریختگی زیاد گابروها در مرز با پریدوتیت‌ها، به دلیل تأثیرات دگرسانی یا تفاوت در نوع گابروها (مرتبط با مورب یا قوس اقیانوسی) می‌تواند باشد (شکل 12). از طرفی آثار فرورانش در بعضی نمونه‌های گابرویی دیده می‌شود در حالی که، در بازالت و میکروگابروها دیده نمی‌شود. نمودار Ta/Yb-Ta/Yb .(Pearce and Norry, 1979) نشان می‌دهد که ماگمای سازنده بازالت‌ها و میکروگابروها از یک گوشته اندک تهی شده منشأ گرفته است. گابروها در محدوده‌های گوشته تهی شده، ماگمای توله‌ایتی و ماگمایی کالک‌آلکالن دیده می‌شوند (شکل 13). با توجه به بردارها تغییرات در بازالت‌ها ناشی از منشأ (W) و گابروها، متأثر از فرورانش (S) هستند.

 

 

A) Within Plate Basalts, B) Island Arc Basalts, C) Mid Ocean Ridge Basalts

شکل 12- نمودار Zr-Zr/Y (Pearce et al., 1984) نشان می‌دهد که بازالت‌ها و میکرو‌گابروها در محدوده بازالت‌های ریفت میان اقیانوسی قرار می‌گیرند و دو نمونه از گابروها در محدوده بازالت‌های جزایر قوسی قرار دارند. دو نمونه دیگر از گابروها در خارج از محدوده قرار گرفته‌اند که تنوع در منشأ و آثار دگرسانی می‌تواند علت آن باشد.

 

شکل 13- نمودار Ta/Yb-Ta/Yb (Pearce and Norry, 1979) نشان می‌دهد که ماگمای سازنده بازالت‌ها و میکروگابروها از یک گوشته اندک تهی شده منشأ گرفته. گابروها در جایگاه‌های پراکنده‌ای از گوشته تهی شده به ماگمای کالک‌آلکالن دیده می‌شوند. بردارهای تغییرات شیمیایی ناشی از تبلور تفریقی (F)، تأثیرات منبع (W)، آغشتگی پوسته‌ای (C) و فرورانش (S) را نشان می‌دهد. با توجه به بردارها، تغییرات در بازالت‌ها ناشی از منشأ (W) و گابروها متأثر از فرورانش (S) هستند.

 

2- بخش گوشته‌ای

در نمودار Cr#(Sp)/Mg#(Sp) (Arai, 1994)، نمونه‌های سه‌ول‌آوا با پریدوتیت‌های آلپی بیشترین هم‌پوشانی را دارند (شکل 14-A). در نمودار Cr#(Sp)/Fe#(Sp) (Arai, 1994)، نمونه‌ها مابین پریدوتیت‌های عمیق تا محیط بالای پهنه فرورانش قرار گرفته‌اند (شکل 14-B). در نمودار Cr#(Sp)/Mg#(Ol) (Dick and Bullen, 1984) پریدوتیت‌ها در محدوده گوشته عمیق تا محیط بالای پهنه فرورانش قرار می‌گیرند (شکل 14-C). افزایش مقدار Cr#(Sp) در پریدوتیت‌ها، نشان‌دهنده افزایش میزان ذوب بخشی است (Dick and Bullen, 1984؛ (Arai, 1994. در نمودارهای شکل 11 مقدار بالای Cr# نشان‌دهنده درصد ذوب بخشی بالای (25 تا 35 درصد) منشأ پریدوتیت‌ها از محدوده گذار پریدوتیت عمیق به بالای پهنه فرورانش است. فقدان آنومالی منفی Nb و Ta در سنگ‌های سه‌ول‌آوا و مقدار بالای درصد ذوب بخشی، منشأ پشته‌های با گسترش تند را پیشنهاد می‌دهد.


 

 

 

B

 

A

شکل 14- تشخیص جایگاه پریدوتیت‌ها. (A نمودار Cr#(Sp)/Mg#(Sp) (Arai, 1994) که درآن نمونه‌ها با پریدوتیت‌های آلپی بیشترین هم‌پوشانی را دارند. (B در نمودار Cr#(Sp)/Fe#(Sp) (Arai, 1994) نمونه‌ها در حدفاصل بین پریدوتیت‌های عمیق تا بالای پهنه فرورانش قرار گرفته‌اند. (C نمودار Cr#(Sp)/Mg#(Ol) (Dick and Bullen, 1984) در این نمودار، پراکندگی پریدوتیت‌ها از محیط عمیق گوشته‌ای به سمت محدوده بالای پهنه فرورانش قرار می‌گیرند. نمونه‌های Q9، Q11، Q42، Q43 پریدوتیت و نمونه‌های P27 و P28 کرومیتیت هستند.

 

C


 

 

بحث

پتروژنز

در داده‌های ژئوشیمی همانند صحرا، نمی‌توان مرز مشخص بین واحدهای بازالت و میکروگابرو تعریف کرد و این دو، ویژگی‌های یکسانی را نشان می‌دهند. محدود بودن دامنه SiO2 در بازالت-میکروگابروها، گابروها (48-52 درصد) و پریدوتیت‌ها (42-45 درصد) نشان از نبود تفریق زیاد است. بازالت و میکروگابروها در نمودارهای عنکبوتی شباهت بسیار زیادی با مورب Pearce (1982) دارند. مهم‌ترین نکته نمودارهای بازالت-میکروگابرویی نبود آنومالی منفی در Nb، Ta و Ti، که نشان از مورب بودن و عدم تداخل مؤلفه فرورانش است. در نمودارهای عنکبوتی ناهنجاری (مثبت و منفی) در عناصر K و Rb دیده می‌شود. تهی‌شدگی K در بازالت‌های با منشأ مورب عادی است و غنی‌شدگی این عناصر ممکن است تحت تأثیر دگرسانی توسط سیالات و یا آغشتگی با پوسته باشد. از آنجایی که سایر عناصر LIL که تحرک کمتری دارند، این ناهنجاری را نشان نمی‌دهند و از طرفی دگرسانی زیر دریایی اندکی در سنگ‌های افیولیتی سه‌ول‌آوا دیده می‌شود، بنابراین می‌توان گفت که ناهنجاری K و Rb، ناشی از تأثیرات دگرسانی است. به طور کلی، بخش بازالت میکروگابرویی ویژگی‌های منشأ مورب حدواسط را نشان می‌دهد. Mahmoudi (2010) در بررسی بازالت و میکروگابروهای این محدوده با توجه به ویژگی‌های ژئوشیمیایی بازالت‌ها که دارای طبیعت توله‌ایتی هستند، چهارچوب ژئودینامیکی "مرکز گسترش اقیانوسی" (MOR) را معرفی می‌کند و در این ارتباط دو نوع ماگما، یکی تهی‌شده و دیگری غنی‌شده را پیشنهاد می‌دهد.

گابروها تحت تأثیر دگرگونی بستر اقیانوسی قرار گرفته و در نتیجه کانی‌های اولیه سنگ (پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول) دگرسان شده‌اند. نمونه‌های گابرویی در نمودارهای ژئوشیمیایی مختلف، اکثراً در محدوده توله‌ایت جزایر قوسی قرار می‌گیرند. غنی‌شدگی نسبی از LILE مانند: Cs، K، Rb، Th و LREE یکی از ویژگی‌های افیولیت‌های بالای پهنه فرورانش است (Shervais, 2000) که در گابروهای سه‌ول‌آوا دیده می‌شود. از این میان، عناصر Ba، K و Rb در طول واکنش‌های آب‌گیری لبه فرورونده در محلول‌ها وارد می‌شوند ولی Th و LREE نسبتاً در برابر دگرسانی پایدارند (Shervais, 2000). آنومالی منفی در Nb شاخص ماگماهای جزایر قوسی است و می‌تواند به تفریق نسبی Nb با Ce و Th نسبت داده شود. زیرا Nb در اثر واکنش‌های آب‌زدایی یا ذوب بخشی صفحه فرورو، ترجیحاً در آمفیبول و کانی‌های فرعی نظیر تیتانیت و روتیل باقی می‌ماند (Pearce, 1996).

رفتار عناصر کمیاب توده گابروی قه‌لاجی (بخشی از گابروهای غرب منطقه) که جزیی از گابروهای این مطالعه است، به علت آنومالی منفی Nb نشان از یک محیط فرورانش دارد (Ranin, 2009). از سوی دیگر، ترتیب تبلور در گابروهای سه‌ول‌آوا به ترتیب الیوین-پلاژیوکلاز-کلینوپیروکسن است که بیشتر مشابه مورب است تا بالای پهنه فرورانش Cameron et al., 1980)؛ Hébert and Laurent, 1990). ترکیب عناصر موجود در کانی کروم اسپینل در پریدوتیت‌های عمیق و بالای پهنه فرورانش، می‌تواند در تشخیص این دو محیط راهگشا باشد (Dick and Bullen, 1984؛ Cameron, 1985؛ Crawford et al., 1989؛ Dick, 1989؛ (Umino et al., 1990. در پریدوتیت‌های سه‌ول‌آوا، نسبت Cr/Al بین 4/1 تا 2/3 و نسبت Mg/Fe بین 4/0 تا 9/0 است که این مقادیر تقریباً ما‌بین پریدوتیت‌های عمیق و پریدوتیت‌های بالای پهنه فرورانش است. موقعیت نمونه‌ها در نمودارهای ژئودینامیکی (شکل 13) ویژگی‌های بینابینی مورب و بالای پهنه فرورانش را نشان می‌دهند. بالا بودن مقدار Al و پایین بودن مقدار Ti از مشخصه‌های اسپینل‌های مورب است.

پریدوتیت‌های مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا، مشابه پریدوتیت‌های آلپی هستند و با افیولیت‌های بالای پهنه فرورانش قرابت نشان می‌دهند. نرخ ذوب بخشی، بالا بوده، حدود 25 تا 35 درصد است. این نرخ ذوب نشان می‌دهد که پریدوتیت‌ها در یک محیط عمیق متمایل به محیط بالای پهنه فرورانش تشکیل شده‌اند. از طرفی، نبود آنومالی منفی Tb و Nb در سنگ‌های خروجی توده افیولیتی سه‌ول‌آوا و مقدار ذوب بخشی بالا می‌تواند منشأ گوشته‌ای با گسترش تند را پیشنهاد دهد.

 

جایگیری و ژئودینامیک احتمالی

Azizi و Moinevaziri (2009) کمان آتشفشانی سنقر-بانه را با سرشت توله‌ایتی مایل به آلکالن معرفی کرده‌اند و طبق مدل پیشنهاد شده توسط این پژوهشگران، کمان مذکور در محیط پشت قوس در اثر برگشت جهت لبه (subduction rollback) تشکیل شده است. از طرفی، Shafaii Moghadam و Stern (2011)، محیط جلوی قوس (forarc) را برای تشکیل افیولیت‌های زاگرس پیشنهاد داده‌اند. Allahyari و همکاران (2011) محیط قوس میان اقیانوسی را برای افیولیت‌های کرمانشاه پیشنهاد داده است.

با تکیه بر پژوهش‌های قبلی و بررسی‌های صحرایی به نظر می‌رسد که علاوه بر توده‌های نفوذی با ویژگی‌های توله‌ایتی که مرتبط با افیولیت‌ها هستند (مانند گابروهای محور پینجوین (Al-Hassan, 1985؛ Yousif et al., 2007) ویسه، قه‌لاجی (Ranin, 2009) حواشی مجموعه سه‌ول‌آوا و گابروهای محور دینور-کامیاران)، مجموعه‌ای از گابرو-گرانیت پس از تشکیل افیولیت در منطقه رخنمون یافته‌اند که گابروی مروارید (Moinevaziri, 1970)، گابروی طا-بیساران (Izadi, 2005)، گرانیت به‌رده‌ره‌شه (Ranin, 2009)، گرانیت نژمار، سینیت انجمه و مونزونیت بنیدر از جمله این توده‌ها هستند. این نفوذی‌ها در امتداد افیولیت‌های کردستان رخنمون دارند و می‌توان آنها را کمان پس از تشکیل افیولیت در نظر گرفت که در پالئوژن نفوذ کرده‌اند.

سن مطلق توده گابروی جنوب شرق مریوان (قه‌لاجی) با روش U-Pb 9/37 میلیون سال است (Ranin, 2009). Azizi و همکاران (2011) بر اساس روش U-Pb سن گابروها و بازالت‌های کامیاران را به ترتیب 36 و 54 میلیون سال می‌دانند و عنوان می‌کنند که ماگمای محور دینور-پینجوین از یک گوشته تهی‌شده منشأ گرفته و در شرایط کمان اقیانوسی تشکیل شده و ممکن است جزو افیولیت‌های محیط بالای پهنه فرورانش باشند. در ائوسن بالایی و در طول الیگوسن، ادامه فرورانش بخش جنوب‌غربی پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر بخش شمال‌شرقی آن و افزایش تدریجی شیب فرورانش سبب شده تا در قلمرو اقیانوسی و به صورت جزایر قوسی، توده‌های نفوذی و گاهی آتشفشانی غالباً بازیک با ترکیب کالک‌آلکالن و توله‌ایتی در محور صحنه-کامیاران-مریوان، به وجود آیند (Moinvaziri et al., 2008).

برخی نمونه‌های گابروها، ویژگی‌های کمان اقیانوسی را نشان می‌دهند در حالی که، توالی خروجی شامل بازالت و میکروگابروها، ویژگی‌های مورب را نشان می‌دهند. پراکندگی نمونه‌های گابرو از سرشت توله‌ایتی تا کالک‌آلکالن، همچنین، روند خطی منشأ ماگمایی از مورب تا محیط قوس، می‌تواند نشان‌دهنده تأثیر مؤلفه فرورانش و یا به علت تأثیر ماگماتیسم کالک‌آلکالن پالئوژن باشد. کنار هم قرار گرفتن گابروهای توله‌ایتی مربوط به افیولیت‌ها و گابروهای کالک‌آلکالن بعد افیولیتی پالئوژن، با توجه به تکتونیک بسیار فعال و حرکت چند ده کیلومتری گسل زاگرس (Talebian and Jackson, 2002؛ (Alipour et al., 2012 می‌تواند عامل تغییر ترکیب گابروها باشد و دو منشأ متفاوت را برای گابروهای این پژوهش پیشنهاد دهد. اما پراکندگی نمونه‌های پریدوتیتی در دیاگرام‌های مختلف (شکل 14) که ما بین گوشته عمیق و محیط بالای پهنه فرورانش قرار می‌گیرند، تأثیر مؤلفه فرورانش اقیانوس-اقیانوس را در ماگماتیسم منطقه انکار ناپذیر می‌کند.

بر اساس ویژگی‌های معرفی شده توسط Pearce (2008) ویژگی‌های افیولیت‌های سه‌ول‌آوا با رده SSZ و مشخصاً تیپ MORB-IAT منطبق است. در این طبقه‌بندی: 1- مقدار Th بالا و Y پایین (شکل 9)، 2- قرار گرفتن در محدوده مورب (شکل‌های 9 و 10)، 3- وجود رسوبات با منشأ آتشفشانی در همراهی با توالی افیولیتی (شکل 2)، 4- ترتیب تبلور الیوین، پلاژیوکلاز و پیروکسن در مجموعه واحدها (شکل 5-D و F)، 5- فراوانی کانی‌ها به ترتیب الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز در واحدهای افیولیتی، 6- توده‌های تروکتولیت-ورلیت (تروکتولیت در افیولیت سه‌ول‌آوا مشاهده نشد)، 7-گوشته لرزولیتی-هارزبورژیتی (پریدوتیت‌های سالم ترکیب ورلیتی و دونیتی دارند) و 8- موقعیت جایگیری arc-proximal و back-arc basin را برای این نوع افیولیت‌ها پیشنهاد کرده است. اکثر این ویژگی‌ها با ویژگی‌های افیولیت‌های سه‌ول‌آوا همخوانی دارند.

 

نتیجه‌گیری

مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا، بخشی از افیولیت‌های کردستان و شامل: توالی پوسته‌ای بازالت، میکروگابرو، گابرو و توالی گوشته‌ای ناقص و بهم‌ریخته شامل: دونیت و ورلیت سرپانتینی است. مورفولوژی، ویژگی‌های پتروگرافی و ژئوشیمی بخش بازالتی-میکروگابرویی، نشان می‌دهد که این بخش دارای ویژگی‌های مورب و ماگمای حاصل از گوشته با تهی‌شدگی جزیی است. بیشتر بخش گابرویی و توالی گوشته‌ای روابط گسلی دارند و به هم ‌ریخته‌اند و ویژگی‌های ژئوشیمیایی نیز، نشان‌دهنده تنوع و تشکیل آنها در محیط مورب تا محیط بالای پهنه فرورانش است که از گوشته نسبتاً تهی شده منشأ گرفته‌اند.

برای گابروهای متنوع این مجموعه می‌توان سه خاستگاه را در نظر گرفت: 1- تشکیل گابروها در محیط قوس اقیانوسی، 2- تأثیر بعدی ماگماتیسم کالک‌آلکالن پالئوژن روی گابروهای افیولیتی و
3- قرارگیری امروزه گابروهای پالئوژن (کمان) با سرشت کالک‌آلکالن با واحد‌های گابروی افیولیتی در کنار یکدیگر. با توجه به تمایل ژئوشیمی پریدوتیت‌ها به محیط بالای پهنه فرورانش، می‌توان نقش فرورانش را پُر رنگ‌تر از تأثیر ماگماتیسم پالئوژن در شکل‌گیری سنگ‌های آذرین منطقه دانست. در نمودارهای ژئوشیمی تمایل پریدوتیت‌ها به محیط بالای پهنه فرورانش دیده می‌شود. با این وجود، دلایل زیادی از جمله حجم بالای توالی پوسته‌ای با درصد SiO2 نزدیک به هم، ویژگی‌های ماگمایی حدواسط N-MORB و E-MORB، مقدار Al بالا و Ti پایین در کروم-اسپینل‌های پریدوتیت‌ها و نرخ ذوب بخشی بالای پریدوتیت‌ها، نشان می‌دهد که منشأ ماگمای مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا، به محیط پشته‌های میان اقیانوسی با گسترش نسبتاً تند نسبت داده می‌شود که بخش گابرویی و پریدوتیتی آن از فرورانش اقیانوس-اقیانوس تأثیر جزیی پذیرفته است.

در مجموع، می‌توان پیشنهاد داد که ماگمای مجموعه افیولیتی سه‌ول‌آوا دارای منشأ گوشته با تهی‌شدگی نسبی است که بهترین مدل پیشنهادی برای این مجموعه، محیط پشت قوس اقیانوسی هست. با توجه به ویژگی‌های صحرایی توالی پوسته‌ای سه‌ول‌آوا، نتایج شیمیایی این مجموعه کاملاً قابل اتکاء است، ولی با توجه به بهم‌ریختگی قسمت‌های زیرین مجموعه سه‌ول‌آوا (بخش‌هایی از گابروها و پریدوتیت‌ها) به علت قرارگیری در پهنه برشی زاگرس، هم‌جواری امروزه کمان پالئوژن با این مجموعه و از طرفی نبود بررسی‌های قبلی کافی، در حال حاضر اظهار نظر باید با احتیاط صورت گیرد.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. Geologische Rundschau 95: 401-419.

Alavi, M. (1994) Tectonics of Zagros orogenic belt of Iran, new data and interpretation. Tectonophysics 229: 144-149.

Al-Hassan, M. E. (1985) Rare earth element pattern of layered gabbro of the Penjwin complex, NE Iraq. Ofioliti 12: 437-444.

Al-Hassan, M. E. and Hubbard, F. H. (1987) Magma segregations in a tectonic remnant of basalt ophiolite, Penjwin, NE Iraq. Ofioliti 10: 139-145.

Alipour, R., Zaré, M. and Ghassemi, M. R. (2012) Inception of activity and slip rate on the main recent fault of Zagros Mountains, Iran. Geomorphology 175-176: 86-97.

Allahyari, K., Sacanni, E., Pourmoafi, M., Beccalova, L. and Masoudi, F. (2011) Petrology of mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophiolitic complex (Zagros belt, Iran): implication for the geodynamic evolution of the Neo-Tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti 35: 71-90.

Arai, S. (1994) Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: review and interpretation. Chemical Geology 113: 191-204.

Azizi, H. and Moinevaziri, H. (2009) Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics 47: 167-179.

Azizi, H., Tanaka, T., Asahara, Y., Chung, S. L. and Zarrinkoub, M. H. (2011) Discrimination of the age and tectonic setting for magmatic rocks along the Zagros thrust zone, northwest Iran, using the zircon U-Pb age and Sr-Nd isotopes. Journal of Geodynamics 52: 304-320.

Beccaluva, L., Bianchini, G., Bonadiman, C., Siena, F. and Vaccaro, C. (2004) Coexisting anorogenic and subductionrelated metasomatism in mantle xenoliths from the Betic Cordillera (southern Spain). Lithos 75: 67-87.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 18: 210-265.

Boccaletti, M. and Guazzone, G. (1974) Remnant arcs and marginal basins in the Cenozoic development of the Mediterranean. Nature 252: 18-21.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. In: Rare earth element geo-chemistry (Ed. Henderson, P.) 63-108. Elsevier, Amsterdam.

Cameron, W. E. (1985) Petrology and origin of primitive lavas from the Troodos ophiolite. Cyprus, Contribute of Mineralogy and Petrology 89 (2-3): 239-255.

Cameron, W. E., Nisbet, E. G. and Dietrich, V. J. (1980) Dietrich petrographic dissimilarities between ophiolitic and ocean floor basalts, in Ophiolites. In: Proceedings of the International Ophiolite Symposium, Geological Survey Department Nicosia, Cyprus.

Crawford, A. J., Falloon, T. J. and Green, D. H. (1989) Classification, petrogenesis and tectonic setting of boninites. In: boninites and related rocks (Ed. A. J. Crawford, A. J.) 1-49. Unwin Hyman, Boston.

Dick, H. J. B. (1989) Abyssal peridotites, very slow spreading ridges and ocean ridge magmatism in Magmatism in the Ocean Basins. Geological society of London special publications 142: 71-105.

Dick, H. J. B. 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: 54-76.

Dilek, Y. and Furnes, H. (2009) Structure and geochemistry of Tethyan ophiolites and their petrogenesis in subduction rollback systems. Lithos 113: 1-20.

Dilek, Y. and Newcomb, S. (2003) Ophiolite concept and the evolution of geological thought. Geological Society of America Special Paper 373: 1-16.

Gill, J. B. (1981) Orogrnic andesites and plate tectonics. Springer, Berline.

Hébert, R. and Laurent, R. (1990) Mineral chemistry of the plutonic section of the Troodos ophiolite: new constraints for genesis of arc-related ophiolites, in ophiolites. In: Ophiolites: Ocean Crustal Analogues (Eds. Malpas, J. Moores, E. Panayiotou, M. A. and Xenophontos, C.) 149-163. Geological Survey Department Nicosia, Cyprus.

Izadi, F. (2005) Petrography, geochemical and petrogenesis of Ta-Bisaran ploton, Southwest of Sanandaj. MSc thesis, Tarbiat Moalem University, Tehran, Iran (in Persian).

Lachance, G. R. and Trail, R. J. (1996) Practical solution to the matrix problem in X-ray analysis. canadian spectroscopy 11: 43-48.

Leblanc, M. and Violette, J. F. (1983) Distribution of aluminum -rich and chromium -rich chromite pode in ophiolite peridotites. Economic Geolology 78: 293-301.

Mahmoudi, H. (2010) Geochemistry and petrology of Sarvabad igneous rocks, west of Sanandaj. MSc thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

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

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397-412.

Moinevaziri, H., Azizi, H., Mehrabi, B. and Izadi, F. (2008) Oligocene magmatism in the Zagros Thrust zone (Sahneh-Marivan area): evidences for the second Neotethyan Subduction Occurrence in the Paleogene. Journal of Science, University of Tehran 34: 113-122.

Moinevaziri, H. (1970) The study of petrology and mineralogy of Morvarid igneous rocks (between Sanandaj and Kermanshah). MSc thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. Canadian Mineralogist 27: 143-156.

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. and Boudier, F. (2003) Where ophiolites come from and what they tell us. Geological Society of America, Special Paper 373: 137-152.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In: andesites (ed. Thorpe, R. S.) 525-548. John Wiley & Sons, Inc., New York.

Pearce, J. A. (1996) A user's guide to basalt discrimination diagrams, In: Trace elament geochemistry of volcanic rocks: applications for massive sulphide exploration, (Ed. Wyman, D. A.) Short Course Notes 12: 79-113. Geological Association of Canada, Newfoundland and Labradors.

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

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. and Gale, G. H. (1977) Identification of ore deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geolological Society, London Special Publications 7: 14-24.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-43.

Pearce, J. A., Lippard, S. J. and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of suprasubduction-zone ophiolits. In: Marginal Basin geology (Eds. Kokelaar, B. P. and Howells, M. F.) Special Publication 16: 77-94. Geological Society, London.

Ranin, A. (2009) Petrology and metamprphic plotonic rocks from Marivan area. MSc thesis, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran (in Persian).

Sabzehei, M., Gourabjiri, A. and Eslamdoust, F. (2010) Geological map of Paweh and West Paweh 1/100000 scale. Geological survey of Iran, Tehran (in Persian).

Shafaii Moghadam, H. and Stern, R. J. (2011)Geodynamic evolution of Upper Cretaceous Zagros ophiolites: formation of oceanic lithosphere above a nascent subduction zone.Geological Magazine 148: 762-801.

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

Shervais, J. W. (2000) Birth, death and resurrection: the life cycle of suprasubduction zone ophiolites. Geochemistry, geophysics, geosystems 2: 2000GC000080.

Sigurdsson, H. and Schilling, J. G. (1976) Spinels in Mid-Atlantic ridge basalts: chemistry and occurrence. Earth and Planetary Science Letters 29: 2-7.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. Geological Society of London 42: 313-345.

Talebian, M. and Jackson, J. (2002) Offset on the main recent fault of NW Iran and implica-tions on the late Cenozoic tectonics of the Arabia-Eurasia collision zone. Geophysical Journal International 150: 422-439.

Umino, S., Yanai, S. Jaman, A. R., Nakamura, Y. and Iiyama, J. T. (1990) The transition from spreading to subduction: evidence from the Semail ophiolite, northern Oman Mountains, in ophiolites: oceanic crustal analogues. In: Proceedings of the Symposium "Troodos 1987". Geolological Survey Department, Nicosia, Cyprus.

Yousif, O. M. (2009) Serpentinites and their tectonic signature along the Northwest Zagros Thrust zone, Kurdistan region, Iraq. arabian journal of geosciences DOI 10.1007/s12517-009-0080-y.

Yousif, O. M., Mekawa, H. and Lawa, F. A. (2007) Mineralogy and origin of Mlakawa albitite from Kurdistan region, northeastern Iraq. Geosphere 3: 624-645.