Document Type : Original Article
Authors
1 Bu -Ali Sina University
2 Department of Geology, faculty of science, Bu -Ali Sina University, Hamedan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
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¢ 03.9² |
N 47° 56¢ 48.9² |
Olivine gabbros |
N5 |
|
E 34° 10¢ 51² |
N 47° 56¢ 32.9² |
Troctolites |
N2 |
|
E 34° 11¢ 10.2² |
N 47° 56¢ 49.1² |
Olivine gabbros |
N8 |
|
E 34° 11¢ 04.8² |
N 47° 56¢ 54.5² |
Gabbros |
N7 |
|
E 34° 12′ 40.4″ |
N 47° 54′ 36.5″ |
Olivine gabbros |
N31 |
|
E 34° 13¢ 09.3² |
N 47° 54¢ 21.9² |
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¢ 47.3² |
Gabbros |
S10 |
|
E 34° 13′ 30.5″ |
N 47° 51′ 32.9² |
Olivine gabbronorites |
N65 |
|
E 34° 24¢ 30.8² |
N 47° 40¢ 1.8² |
Gabbros |
S20, S21 |
|
E 34° 23¢ 44.9² |
N 47° 38¢ 27.3² |
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 FeOt، 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، FeOt، 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.
)