زمین‌شیمی و جایگاه ژئودینامیکیِ توالی پوسته‌ایِ مجموعة افیولیتی شاهینی (شمال‏باختری کامیاران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان

3 زنجان، دانشگاه زنجان، دانشکده علوم، گروه زمین‌شناسی

4 آکادمی علوم دانشگاه چین، پکن 100049، چین

10.22108/ijp.2020.117713.1142

چکیده

مجموعة افیولیتی شاهینی در شمال‌باختری کامیاران که حلقة پیوند افیولیت‏‌های کرمانشاه و کردستان است، در راستای زاگرس و زمین‌درز نئوتتیس، در باختر ایران جای دارد. این مجموعه دربردارندة پریدوتیت‌های گوشته‌ای و توالی پوسته‌ای است. هارزبورژیت کلینوپیروکسن‏‌دار و لرزولیت از پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای سرپانتینی‌شده‏‌ هستند. این سنگ‌ها با دایک‏‌های میکروگابرویی قطع شده‌اند. توالی پوسته‌ای دربردارندة گابروهای پگماتیک، ایزوتروپ، دایک‏‌های میکروگابرویی، بازالت و آذرآوری‌های آندزیتی است. توالی رسوبی- آتشفشانی که دربردارندة رادیولاریت، شیل، آهک‏‌های پلاژیک، ماسه‌سنگ و افق‌های توفی است، روی بخش بیرونی جای گرفته است. برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی، سنگ‌های توالی پوسته‌ای تنوع ترکیبی و سرشت توله‏‌ایتی تا کالک‌آلکالن را نشان می‏‌دهند. در نمودارهای تکتونوماگمایی، این سنگ‌ها بیشتر در گسترة ترکیبی مورب و گاه کمان آتشفشانی جای گرفته‏‌اند. غنی‏‌شدگی عنصرهای LILE، تهی‌‌شدگی نسبی از عنصرهای HFSE، غنی‏‌شدگی متفاوت عنصرهای LREE و روند تغییرات خطی عنصرهای HREE، نشان از پیدایش ماگما در محیط وابسته به کمان و از خاستگاه گوشته‏‌ای ناهمگن با درجات متفاوتی از ذوب‌بخشی دارد؛ اما کاهش نسبت‌های Ce/Th، Th/Yb، La/Nb و Ce/Nb نشان‌دهندة گرایش آنها به محیط‏‌های حد واسط میان IAB و MORB است. ژرفای به‌دست‌آمده برای محل ذوب سنگ خاستگاه سنگ‏‌های منطقه برابربا 50 تا 60 کیلومتر برآورد می‏‌شود. این ژرفا نشان‌دهندة ذوب‌بخشی در گوشته لرزولیتی اسپینل‌دار است. ویژگی‌های صحرایی و داده‌های زمین‌شیمیایی نشان‌دهندة پیدایش افیولیت‏‌ها در یک پهنة اقیانوسی در مرز قاره- اقیانوس در بخش شمالی نئوتتیس است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and Geodynamic setting of Crustal sequence in Shahini ophiolitic complex, NW of Kamyaran

نویسندگان [English]

  • Bahman Rahimzadeh 1
  • Ayoub Veisinia 2
  • Mohammad Ebrahimi 3
  • Rasoul Esmaeili 4
1 Department of geology, faculty of earth science, shahid beheshti university, tehran, iran
2 Department of Geology, Zanjan University, Zanjan, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Science, University of Zanjan
4 3University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
چکیده [English]

The Shahini ophiolitic complex is located west of Kamyaran as a ring connection between the Kermanshah and Kurdistan ophiolites, outcropped along the Zagros and Neotethys suture zone, in western Iran. This complex include the mantle peridotites and crustal sequence. The peridotites are highly serpentinized mantle peridotites consist of cpx-bearing harzburgite and lherzolite that cross cut by isolated diabasic dikes. The crustal sequence include pegmatic gabbros, Isotropic gabbro, microgabbroic dykes, basalt and pyroclastic andesite. The sedimentary-volcanic sequence consist of shale, limestone, sandstone and tuff horizons covered the extrusive sequence. Based on chemical analyses the crustal sequence shows the various composition with tholeiitic to calcalkaline affinity. In the tectonomagmatic diagrams, these rocks are often plotted in the MORB regions and in some occasions, they are plotted in volcanic arcs regions. The enrichment in LILE, slightly depletion of HFSE, different enrichment in LREE and linear trends of HREE suggested the magma source originated in the arc environment from the heterogeneous mantle with varying degrees of partial melting. However, the low ratios of Th/Yb, La/Nb, Ce/Nb and Ce/Th inclined the tendency between the IAB and MORB environments. The depth of partial melting estimate between 50 to 60 km correlating and show the partial melting happens in the spinel lherzolite zone. Field relationships and geochemical evidence indicate that Kamyaran ophiolites formed in the oceanic basin in the ocean-continent borders zone in the northwest margin of Neotethys Ocean.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemistry
  • Ophiolitic crustal sequence
  • Supra-subduction
  • NW of kamyaran
  • Zagros

افیولیت‏‌ها پاره‌هایی از پوسته و گوشتة بالایی اقیانوسی هستند که بیشتر در نوارهای فعال زمین‌ساختی و در راستای زمین‌درزهای بزرگ (مانند: پهنه‌های برخورد قاره- قاره و کمان- قاره، جایگاه برخورد پشته و گودال اقیانوسی) و در پی رویدادهای فرورانش- برافزایش به مرزهای قاره افزوده شده‏‌‏‌اند (Dilek and Furnes, 2011).

بررسی ویژگی‌های ساختاری، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی واحد‌های سنگی افیولیت‌ها، دانسته‌های ارزشمندی را دربارة نقش برجستگی‌های گوشته‌ای (دیاپیر)، بیرون‌زدگی سست‌کره‌ای (آستنوسفری) ناشی از برخورد، رشد پوسته از راه ماگماتیسم و برافزایش زمین‌ساختی در چرخه‌های فرورانش- برافزایش و تغییرات در ساختار و ترکیب خاستگاه گوشته‌ای فراهم کنند (Dilek and Robinson, 2003). گاه توالی بیرونی در یک افیولیت، ویژگی‌های شیمیایی گوناگونی دارد که نشان‌دهندة تغییرات مکانی- زمانی ماگماهای سازندة توالی بیرونی افیولیت‌هاست (Pearce et al., 1984). پیدایش نوارهای افیولیتی ایران پیامد بسته‌شدن اقیانوس‌های کهن پالئوتتیس و نئوتتیس در پی رویدادهای کوهزایی سیمرین و پس از آن است (Stampfli, 2000).

افیولیت‌های زاگرس از شمال‌باختری به افیولیت‌های مدیترانة خاوری و از جنوب‌خاوری به افیولیت‌های اسماعیل در عمان می‌پیوندند (Dilek and Furnes, 2009). این افیولیت‌ها در کرتاسة پایانی تا پالئوسن جایگزین شده‌اند (Berberian and King, 1981). به‌جامانده‌های پوستة اقیانوسی در زاگرس، از شمال‌باختری به‌سوی جنوب‌خاوری، دربرگیرندة افیولیت‌های خوی (Khalatbari- Jafari et al., 2003) کردستان (Saccani et al., 2014; Allahyari et al., 2014)، کرمانشاه (Allahyari et al., 2010; Saccani et al., 2013)، نی‌ریز (Monsef et al., 2018) و حاجی‌آباد (Shafaii Moghadam et al., 2012) هستند.

افیولیت‏‌های کرمانشاه از دیدگاه سنی به دو گروه جداگانه دسته‌بندی می‌شوند:

- گروه نخست دربرگیرندة کمپلکس هرسین - صحنه در جنوب‌خاوری و به سن کرتاسة پایانی است (Ghazi and Hassanipak, 1999, Ao et al., 2016)؛

- گروه دوم یک گسترة ماگمایی از خاور صحنه به‌سوی کامیاران با سن ائوسن تا الیگوسن است (Allahyari et al., 2010; Whitechurch et al., 2013; Ao et al., 2017).

مجموعة کامیاران دربردارندة توالی از هم گسیخته‌ای از سرپانتینیت‏‌های برشی، جریان‏‌های گدازه و میان‏‌لایه‏‌های رسوبی به سن پالئوسن تا ائوسن میانی است (Braud, 1987; Shahidi and Nazari, 1997) که به‌سوی پهنة سنندج- سیرجان فرارانده شده است. گسل زاگرس و راندگی‌ها در منطقة شاهینی، همة مرز همبری واحدهای مجموعة افیولیتی کامیاران را گسله و زمین‌ساختی کرده است (Sadeghian and Delavar, 2007).

Veisinia و همکاران (2018) پریدوتیت‌های گرماب را از نوع پسماندی و تهی‌شده دانسته‌اند و محیط پشت‌کمان را برای پیدایش آنها پیشنهاد می‌کنند. Sudi Ajirlu و همکاران (2017) نیز سرشت زمین‌شیمیایی دایک‌های دیابازی مجموعة افیولیتی کامیاران را با گرایش IAB و وابسته به محیط فرورانش می‌دانند. Shojaei و همکاران (2010) نیز محیط وابسته به کمان را برای پیدایش گدازه‌های بالشی مجموعة افیولیتی کامیاران یاد می‌کنند. Ahmadi (2001) با بررسی متابازالت‌های کامیاران دو محیط بازالت‌های بستر اقیانوس (OFB) با گرایش بیشتر به‌سوی بازالت‌های پهنة پشت‌کمان (BABB) و بازالت‌های محیط ریفتی و یا پهنة حاشیه‌ای را برای محیط پیدایش آنها پیشنهاد دادند؛ اما در بخش‏‌های شمال‏‌باختری کامیاران بررسی‌های جامعی انجام نشده است.

در این پژوهش، برای بررسی سنگ‌زایی و جایگاه ژئودینامیکی پیدایش توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی (که دربرگیرندة گابرو، بازالت، دایک‌های دیابازی و گدازه‌های آندزیتی است)، ویژگی‌های صحرایی، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی آنها بررسی شده است.

 

روش انجام پژوهش

برای دست‏‌یابی به فراوانی اکسیدهای اصلی و عنصرهای فرعی و کمیاب، پس از انجام بررسی‌های میکروسکوپی، از ‌نزدیک به 80 مقطع نازک، شمار 12 نمونه از سنگ‌های توالی پوسته‌ای منطقه (مانند: گابرو، بازالت و آندزیت) که دچار کمترین هوازدگی و دگرسانی شده‌اند، برای تجزیة شیمیایی سنگ کل برگزیده شدند. نمونه‌های برگزیده برای تجزیة شیمیایی سنگ کل به انستیتوی زمین‌شناسی و ژئو‌فیزیک آکادمی علوم چین فرستاده شدند. فراوانی اکسید عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‌ها به روش‌های XRF (با دستگاه فلوئورسانس پرتوی ایکس، مدل Phillips PW 1500) و ICP-MS اندازه‌گیری شد. برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌ها در ظرف‌های تفلونی به مدت 6 روز در دمای 120 درجه سانتیگراد در آمیزه‌ای از اسید فلوئوریدریک و اسیدنیتریک حل شدند. سپس محلول به‌دست‌آمده را خشک و جامد به‌جامانده را در 50 میلی‌لیتر اسیدنیتریک 1 درصد حل کردند. محلول به‌دست‌آمده را با دستگاه اسپکترومتر جرمی (مدل NexION 2000 IC-MS، ساخت شرکت PerkinElmer) تجزیه کردند. انحراف استاندارد نسبی برای عنصرهای اصلی ±2% و برای دیگر عنصرهای ±5% است. برای ارزیابی ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای اصلی و کمیاب نمونه‌های گابرو، بازالت و آندزیت در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

زمین‌شناسی منطقة شاهینی

در کل، پهنة افیولیتی خاور مدیترانه- عمان ویژگی‌های افیولیت‌های مرتبط با محیط‌های فرورانش یا سوپراسابداکشن (SSZ= Suprasubduction Zone) را نشان می‌دهد (Babaie et al., 2006; Bagci et al., 2008). فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیرپهنة سنندج- سیرجان از ژوراسیک آغاز شده است؛ به‌گونه‌ای‌که سنگ‌های آذرین درونی پهنة سنندج- سیرجان، با سن ژوراسیک بالایی تا کرتاسه (149- 172 میلیون سال پیش) و با همانندیِ زمین‌شیمیایی با سنگ‌های کمان ماگمایی در پهنه‌های فرورانش گسترش یافته‌اند (Ahmadi Khalaji et al. 2007; Mahmoudi et al. 2011; Esna-Ashari et al. 2012). افزون‌بر سنگ‌های آذرین درونی ژوراسیک، در راستای مرز شمال‌خاوری زمین‌درز زاگرس، سنگ‌های آتشفشانی حد واسط ژوراسیک بالایی به‌صورت میان‌لایه همراه با آهک‌های کم‌ژرفای دریایی گسترش دارند (Mohajjel and Fergusson, 2014). ادامة فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیرپهنة سنندج- سیرجان در کرتاسه نیز ادامه داشته است. توالی دریایی با سنگ‌های بازالتی و بازالت‌آندزیتی و با ویژگی‌های زمین‌شیمیایی کالک‌آلکالن و سازگار با کمان ماگمایی قاره‌ای از شواهد این رویداد هستند (Azizi and Jahangiri 2008; Azizi and Moinvaziri, 2009). در کرتاسه پایانی، همزمان با بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس، سنگ‌های افیولیتی در راستای راندگی اصلی زاگرس، روی پوسته قاره‌ای رانده شده‌اند (Mohajjel and Fergusson, 2014).

 


جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی اکسیدهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب (برپایة ppm) به روش XRF و ICP-MS برای سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی

Sample No.

19

16

15

14

13

12

11

10

8

7

20

18

Rock Type

Gabbro

Basalt

Andesite

SiO2

49.26

48.23

48.61

48.72

48.52

47.16

41.4

47.67

47.27

49.17

66.47

50.64

TiO2

1.17

1.04

1.44

1.13

1.35

1.03

0.88

1.02

1.06

0.98

0.82

1.22

Al2O3

17.01

16.71

15.7

17.14

15.55

17.76

15.1

17.44

17.66

16.96

14.44

17.66

Cr2O3

0.05

0.06

0.06

0.05

0.06

0.06

0.05

0.06

0.06

0.06

0.01

0.04

Fe2O3

8.38

8.07

9.44

8.13

9.24

8.15

6.97

7.66

8.16

7.69

5.14

7.58

MnO

0.15

0.15

0.18

0.15

0.17

0.13

0.14

0.12

0.13

0.13

0.09

0.15

MgO

8.62

9.29

8.88

8.62

9.14

7.91

7.18

6.3

8.38

5.96

1.49

6.04

CaO

10.5

9.48

9.83

10.5

9.86

10.9

22.2

11.25

10.9

10.95

2.41

9.13

Na2O

3.39

3.11

3.5

3.4

3.35

3.2

0.27

3.96

3.1

4.19

5.06

3.7

K2O

0.09

0.64

0.09

0.23

0.23

0.13

0.03

0.14

0.09

0.22

2.28

0.73

P2O5

0.13

0.1

0.14

0.13

0.13

0.09

0.08

0.09

0.09

0.1

0.16

0.17

LOI

1.33

2.9

1.98

2.51

2.61

3.74

5.43

4.23

3.31

3.81

1.72

2.31

Total

100.08

99.78

99.85

100.18

100.21

100.26

99.73

99.94

100.21

100.22

100.09

99.37

Be

0.61

0.53

0.42

0.77

0.35

0.38

0.39

0.44

0.37

0.39

1.06

1.07

Sc

29.5

27.4

29.9

27.6

24.4

22

19.7

23.2

23.4

23.9

11.4

19.2

V

191

178

235

184

221

171

148

161

169

169

104

144

Ni

163

191.5

166.5

161

191.5

222

180.5

212

219

173

24.3

119.5

Zn

67

59

78

63

75

63

52

58

61

57

46

51

Ga

17.3

15.6

17.95

16.45

16.8

14.7

14.5

15.9

16.2

15.85

16.4

18.8

Rb

1.5

17.1

0.9

4.3

5.3

2.6

0.6

2.6

2.1

5.7

37.2

25.5

Sr

282

1250

176.5

503

223

250

42.5

328

175

248

366

409

Y

25.3

22.1

31.4

23.4

28.8

22.2

19.1

21.2

22.9

21.7

11.7

27.4

Zr

102

87

102

102

94

84

71

81

84

85

97

142

Nb

1.8

1.5

2.9

1.7

2.6

0.5

0.5

0.5

0.6

0.6

10.1

6.5

Cs

0.18

0.74

0.05

1.63

0.09

0.7

0.69

0.54

0.8

0.31

0.88

0.34

Ba

44.5

40.5

18.1

19.6

46.4

13.8

5.8

11.5

3.8

7.8

480

160

Pb

4

7.1

2.2

1.6

2.7

1.5

1.8

1.7

2.2

2

4.7

2.2

La

4.6

3.7

3.7

4.5

3.4

2.6

2.3

2.5

2.4

2.4

11.7

11.2

Ce

13.4

11

11.9

13

11

9.4

8.1

8.9

9.1

8.6

24.1

25.5

Pr

2.15

1.8

2.01

2.05

1.95

1.6

1.44

1.61

1.58

1.55

3

3.44

Nd

10.7

9

11.3

10.1

10.7

8.4

7.4

8.4

8.5

8

12

15.2

Sm

3.28

2.79

3.9

2.99

3.51

2.91

2.42

2.69

2.76

2.62

2.65

3.95

Eu

1.23

1.14

1.47

1.2

1.31

1.04

0.88

1.09

1.19

1.09

0.86

1.32

Gd

4.27

3.83

5.32

4.04

4.91

3.85

3.18

3.62

3.75

3.7

2.6

4.85

Tb

0.72

0.64

0.89

0.67

0.78

0.63

0.51

0.59

0.64

0.59

0.39

0.77

Dy

4.51

4.06

5.65

4.19

5.11

3.96

3.39

3.82

3.96

3.79

2.22

4.85

Ho

0.95

0.88

1.2

0.89

1.09

0.85

0.72

0.82

0.86

0.81

0.45

1

Er

2.76

2.54

3.41

2.67

3.35

2.57

2.15

2.44

2.53

2.46

1.22

3.11

Tm

0.38

0.36

0.51

0.38

0.49

0.38

0.32

0.36

0.38

0.37

0.18

0.45

Yb

2.44

2.23

3.14

2.32

2.95

2.31

1.94

2.16

2.37

2.21

1.15

2.94

Lu

0.38

0.35

0.5

0.38

0.48

0.37

0.3

0.34

0.36

0.32

0.19

0.46

Hf

2.4

2.1

2.8

2.4

2.6

2.1

1.7

1.9

2.1

2.1

2.5

3.4

Ta

0.2

0.16

0.24

0.19

0.2

0.06

0.06

0.06

0.06

0.06

0.79

0.55

Th

0.17

0.14

0.25

0.21

0.23

0.06

0.07

0.05

0.05

0.08

2.74

2.78

 


 


منطقة شاهینی در میان پهنه‌های ساختاری زاگرس در جنوب‌باختری و سنندج- سیرجان در شمال‌خاوری جای دارد. مجموعة افیولیتی شاهینی، از جنوب‌باختری به سنگ‌های کربناتی ژوراسیک- کرتاسه (آهک‌های بیستون) و از شمال‌خاوری به واحدهای فیلیشی کرتاسة بالایی- پالئوسن محدود می‌شود (شکل 1).

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی ساده‌شده افیولیت شاهینی (برگرفته از Sadeghian و Delavar (2007) با تغییرات)

 

توالی گوشته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی دربردارندة هارزبورژیت‌های بیشتر سرپانتینیتی به‌همراه تالک است (Whitechurch et al., 2013; Ao et al., 2016). توالی پوسته‌ای آن نیز دربردارندة گابرو- دیوریت‌های نواری (که بیشترشان دگرریخت و میلونیتی هستند)، مجموعه دایک صفحه‌ای میکروگابرو، دیاباز و پلاژیوگرانیت است. ماسه‌سنگ کنگلومرا و سنگ‌آهک همراه با میان‌لایه‌هایی از بازالت‌ها و ولکانوکلاست‌ها، بازالت‌های بالشی، اسسپیلیت‌ها و گدازه‌های برشی، لیتیک- توف‌ها، ماسه‌سنگ، و سیلت‌استون‌های توفی سبز - سرخ، چرت‌های با نوارهای سرخ‌رنگ و سنگ‌آهک‌های بایومیکرایتی پلاژیک سنومانین - دانین از رسوب‌های نیمه‌ژرف سکانس فلیشی هستند (Whitechurch et al., 2013; Ao et al., 2016). راندگی اصلی زاگرس در جنوب‌باختری منطقه روی داده است. ازاین‌رو، این منطقه، بسیار تحت‌تأثیر ساختارهای تراستی مرتبط با راندگی اصلی زاگرس بوده است و سپس با گسل‌های راستالغز و عادی در راستای شمال‌باختری- جنوب‌خاوری قطع شده است (Rahimzadeh and Movahednia, 2019). واحد زیرین توالی افیولیتی در منطقه شمال‌باختری، هارزبورژیت است. این گروه سنگی معمولاً به‌صورت تکه‌های نابرجاست و در همبری با بخش گابرویی و بازالتی دیده می‌شود. همچنین، در پی رفتار مؤلفه راستالغز در بخش‌های نزدیک گسل زاگرس بسیار خرد و دگرریخت شده است و بیشتر آن سرپانتینیتی شده است (Rahimzadeh and Movahednia., 2019).

در سری سنگ‌های افیولیتی منطقة شاهینی، واحد گابرو- دیوریت دگرگون و دگرریخت شده، روی واحد هارزبورژیتی جای می‌گیرد. این واحد سنگی در جنوب‌خاوری روستای آفریان علیا به‌خوبی دیده می‌شود و ازآنجایی‌که دگرریخت‌شده است (شکل 2- A)، از دیگر واحدهای گابرویی جوان‌تر (آذرین درونی) به‌خوبی شناخته می‌شود. گابروها در بخش‌های نزدیک به گسل اصلی زاگرس میلونیت گابرو و حتی الترامیلونیت شده‌اند.


 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی. A) نمایی از واحد گابرو- دیوریت دگرریخت شده؛ B) رخنمونی از دایک‌های دیابازی درونی در پریدوتیت‌های دگرسان‌شده در شمال روستای آفریان بالا؛ C) ساخت بالشی در سنگ‌های بازالتی روستای پشاباد؛ D): دورنمایی از مجموعه آتشفشانی- رسوبی (خط‌چین آبی‌رنگ عدسی‌های منگنز را نشان می‌دهند)؛ E) نمایی از واحدهای آواری- آهکی فلیشی کرتاسة بالایی- پالئوسن در شمال روستای شاهینی؛ F) نمای نزدیک از واحد گابرو در شمال‌خاوری روستای پشاباد

 

 

مجموعة دایک‌های دیابازی و میکروگابرویی در بخش‌هایی از منطقة شاهینی (شمال‌خاوری روستای آفریان بالا) دیده می‌شود. این سنگ‌ها هم‌راستا و هم‌روند با یکدیگر هستند و بخشی از واحد دایکی ورقه‌ای را پدید آورده‌اند (شکل 2- B).

گسترده‌ترین واحد سنگی مجموعة افیولیتی در منطقة شاهینی، سنگ‌های بازالتی هستند که در پی دگرسانی پروپیلیتیک و سرپانتینی‌شدن، بیشترشان با رنگ سبز در رخنمون دیده می‌شوند. ساخت بالشی، یکی از ساخت‌های بسیار آشکار در این بازالت‌ها و گویای فوران‌های زیرآبی بازالت‌ها در بستر دریاست (شکل 2- C). مجموعة سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی دربردارندة توف با میان‌لایه‌های بازالتی، آهک‌های سیلیسی سرخ‌رنگ، چرت‌های نواری و آهک‌های میکرایتی پلاژیک است. این مجموعه روی بازالت‌های بالشی جای گرفته است و کانه‌زایی منگنز دارد (شکل 2- D).

جوان‌ترین بخش مجموعة افیولیتی، سنگ‌های آهکی پلاژیک هستند و دربردارندة رسوب‌های آهکی، آهکی- سیلیسی سرخ‌رنگ هستند و برپایة فسیل‌های آنها، سن سنومانین تا دانین دارند (Sadeghian and Delavar, 2007). برپایة پژوهش (Ao et al., 2016) افیولیت کرمانشاه در ناحیه صحنه- کامیاران در ائوسن پسین (7/35- 0/38 میلیون سال پیش) پدید آمده است. برپایة بررسی‌های Azizi و همکاران (2011) نیز سن سنگ‌های بازالتی شمال‌باختری کامیاران ‌نزدیک به 8/1±6/54 میلیون سال پیش به‌دست آورده شده است. Whitechurch و همکاران (2013) سن سنگ‌های آذرین درونیِ الیوین‌گابرویی در شمال کامیاران را ‌نزدیک به 26 میلیون سال پیش به‌دست آورده‌اند. در شمال‌خاوریی منطقه، سنگ‌های فلیشی رخنمون چشمگیری دارند. این مجموعه دربردارندة سنگ‌های ماسه‌سنگی، شیلی، کنگلومرایی، آتشفشانی- رسوبی و آذرآواری‌های بازیک با حجم چشمگیر است (شکل 2- E). توده‌های آذرین درونی جوان‌تری (سنوزوییک) نیز در بخش‌های شمال‌باختریی منطقة شاهینی، گسترش دارند (شکل 2- F). این توده‌های آذرین درونی تأخیری طیف سنگ‌شناختی گسترده‌ای از گابرو، الیوین‌گابرو، گابروی پگماتیک و به مقدار کمتری دیوریت و لویکودیوریت و تونالیت را دربر می‌گیرند و به درون مجموعة افیولیتی تزریق شده‌اند (Sadeghian and Delavar, 2007). این توده‌های آذرین درونیِ دیوریتی- گابرویی برپایة بررسی‌های Leterrier (1985) با سن‌سنجی Rb-Sr سن 1±34 میلیون سال پیش را نشان می‌دهند. همچنین، برپایة K-Ar بیوتیت در دیوریت‌های شمال کامیاران، این سنگ‌های آذرین درونیِ دیوریتی سن 4/2±5/26 میلیون سال پیش دارند (Whitechurch et al., 2013).

 

سنگ‌نگاری

- گابروها

گابروها با اینکه بافت‌های متفاوت پگماتیک، گرانولار و گهگاه لایه‌ای و میگروگابرویی دارند؛ اما ترکیب کانی‌شناسی آنها همانند یکدیگر است. درکل، پلاژیوکلاز (60- 50 درصدحجمی) و کلینوپیروکسن (30- 20 درصدحجمی) از کانی‌های اصلی سازندة گابروها هستند. بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‏‌شکل‌دار تا شکل‏‌دار هستند و ماکل‏‌ تکراری دارند (شکل 3- A) و اندکی دچار دگرسانی سریسیتی شده‏‌اند (شکل 3- B). بافت اصلی در گابروها گرانولار است (شکل 3- C)؛ اما پیروکسن‌های ریزدانه به‌صورت میانبار در پلاژیوکلازهای شکل‌دار با اندازة متوسط 5/2 میلیمتر بافت پویی‌کیلیتیک را نیز در آنها پدید آورد‌ه‌اند. این ویژگی نشانة رشد تُند‌تر پلاژیوکلاز است (Best, 2002). پیروکسن‌ها از نوع کلینوپیروکسن‌ هستند و به‌صورت بلورهای بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و اندازة متوسط 1- 2 میلیمتر در میان پلاژیوکلازها دیده می‌شوند. در پیرامون بلورهای کلینوپیروکسن حاشیه‌های واکنشی کم‌ضخامتی از جنس اکتینولیت دیده می‌شوند که چه‌بسا پیامد واکنش کلینوپیروکسن با ماگما‌های دربرگیرنده باشند.

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی. A) درشت‌بلورهای شکل‌دار پلاژیوکلاز با ماکل نواری و دوتایی و کلینوپیروکسن‌های بیشتر اورالیتی و اکتینولیت‌شده که میان پلاژیوکلازها را پرکرده‌اند؛ B) دگرسانی سرسیتی بلورهای پلاژیوکلاز در کنار پیروکسن‌های تجزیه‌شده به اکتینولیت؛ C) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن‌های اکتینولیتی‌شده؛ D) پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده در خمیره‌ای از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و اکسیدهای آهن؛ E) آرایش میکرولیت‌ها و درشت بلورهای پلاژیوکلاز در زمینه‌ای از پلاژیوکلازهای ریز جهت‌یافته و پیدایش بافت تراکیتی؛ F) میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و ریزبلورهای کلینوپیروکسن و اکسیدهای آهن در زمینه‌ای شیشه‌ای (همة تصویرها در XPL هستند، مگر تصویر D؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Opx: ارتوپیروکسن؛ Ser: سریسیت؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Act: اکتینولیت؛ Ol: الیوین؛ Qtz: کوارتز؛ Bt: بیوتیت)

 


- بازالت

فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. فنوکریست‌های درشت پلاژیوکلاز به شکل بلورهای کشیده (گاه خرد‌شده) و با میانبار کلینوپیروکسن به‌همراه فنوکریست‌های کلینوپیروکسن دگرسان‌شده در زمینه‌ای از پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول و کوارتز دیده می‌شوند (شکل 3- D). این سنگ‌ها با بافت شیشه‌ای، پورفیری تا اینترگرانولار شناخته می‌شوند. در بافت اینترگرانولار فضای میان پلاژیوکلازها با دیوپسید- اوژیت و کانی‌های کدر (اپاک) و گاه شیشه پر شده است. همچنین، بلورهای پلاژیوکلاز گاه سوسوریتی‌ شده‌اند‌ (آلبیت+ اپیدوت+ کلسیت) و منطقه‌بندی ضعیفی دارند. بلورهای ریز کلینوپیروکسن و آمفیبول نیز به‌صورت میانبار در این ‌کانی‌ دیده‌ می‌شوند. درون بلور‌های پیروکسن نیز میانبار پلاژیوکلاز دیده می‌شود. اکسید‏های آهن – تیتانیم، آپاتیت و اسفن از کانی‏های فرعی هستند. کلریت، کلسیت، زئولیت، اکتینولیت، اپیدوت و کوارتز نیز از کانی‏های ثانویه (پدیدآمده از دگرسانی) به‌شمار می‌روند. حفره‌هایِ این نمونه‌ها با بلورهای کلسیت و کوارتز (به‌صورت بافت بادامکی) پر‌شده‌اند. گاه خمیرة این بازالت‌ها با جهت‌یافتگی میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و به‌دنبال آن، پیدایش بافت پورفیریک با خمیرة میکرولیتی- جریانی (تراکیتی) شناخته می‌شود (شکل 3- E).

 

- دایک‌های میکروگابرویی

پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن از کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. گاهی شیشه نیز در میان بلورها دیده می‌شود. بافت‌های اصلی سنگ اینترگرانولار و میکروگرانولار هستند (شکل 3- F). بلورهای پلاژیوکلاز تیغه‌ای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و تا اندازه‌ای به سریسیت و کانی‌های رسی دگرسان شده‌اند. پلاژیوکلازها منطقه‌بندی ندارند؛ اما ماکل‌های تکراری در برخی بلورهای این کانی دیده می‌شوند. کلینوپیروکسن‌ها نیز به‌صورت بلورهای بی‌شکل در میان پلاژیوکلازها دیده می‌شوند و از حاشیه و یا در راستای شکستگی‌ها به اکتینولیت و کلریت تجزیه شده‌اند.

 

زمین‌شیمی

برای شناسایی سرشت شیمیایی و سرشت سنگ‌های توالی پوسته‌ای افیولیت شاهینی داده‌های زمین‌شیمیایی گابرو، بازالت و آندزیت‌ها (جدول 1) روی نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2*0.0001 (شکل 4- A) نمایش داده شدند. برپایة این نمودار نمونه‌ها در گسترة ترکیبی بازالت جای گرفته‌اند (شکل 4- A). در نمودار Nb/Y دربرابر Ti/Y، نمونه‌ها سرشت توله‌ایتی نشان می‌دهند (شکل 4- B). با افزایش SiO2 به مقدار Na2O، K2O و P2O5 افزوده و از MgO، CaO، Fe2O3 و TiO2 کاسته می‌شود.

 

 

 

شکل 4- سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی در: A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2*0.0001 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر Ti/Y (Pearce, 1982) (Alk-Bas: آلکالی‌بازالت؛ And/Bas-And: آندزیت/ بازالت، آندزیت)

 

 

افزون‌بر پدیدة جدایش بلورین کانی‌های مافیک که چه‌بسا عامل این روند باشد. آلایش پوسته نیز شاید عنصرهای ناسازگار را افزایش و مقدار عنصرهای سازگار را کاهش داده باشد (Shinjo et al., 2000). با بهنجار‌کردن داده‌های تجزیه‌های شیمیایی به ترکیب استاندارد مورب عادی و کندریت، به غنی‌‌شدگی و یا تهی‌‌شدگی خاستگاه ماگما/ماگماهای سازنده، تحولات ماگمایی و روند جدایش بلورین پی برده می‌شود. در اینباره عنصرهای کمیاب و فرعی سنگ‌ها در محیط‌های تکتونوماگمایی گوناگون، تمرکزهای متفاوتی را در نمودارهای عنکبوتی نشان می‌دهند. برای تفسیر بهتر تحولات زمین‌شیمیایی، سنگ‌های توالی پوسته‌ای شاهینی با نمونه‌هایی از مجموعة افیولیتی کرمانشاه (تمرک، گاماسیاب) و کردستان (سروآباد) و بخش خاوری مجموعة افیولیتی کامیاران که در راستای نوار افیولیتی زاگرس جای گرفته‌اند و بیشترین همانندیِ زمین‌شیمیایی را با نمونه‌ها دارند، مقایسه شدند.

در شکل 5، بررسی نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های توالی پوسته‌ای شاهینی با ترکیب کندریت نشان از الگوهایی کمابیش مسطح با تهی‌‌شدگی کم از عنصر Tm دارد. الگوی ترکیب گابروهای شاهینی (شکل 5- A) در گسترة ترکیبی گابروهای ترشیاری گاماسیاب (Whitechurch et al., 2013) است؛ اما نسبت به آنها مقدار LREE کمابیش کمتری نشان می‌دهد. گابروهای بررسی‌شده روند تیپیک N-MORB دارند؛ اما گابروهای گاماسیاب کمی به‌سوی E-MORB گرایش دارند. چنین روندی چه‌بسا نشان‌دهندة درجة ذوب‌بخشی کمتر و یا غنی‌‌شدگی بیشتر از عنصرهای LREE در خاستگاه متاسوماتیزشده گابروهای بررسی‌شده باشد. همچنین، کمتر‌بودن بودن فراوانی LREE در نمونه‌های بررسی‌شده شاید پیامد تفاوت در میزان دگرسانی نمونه‌ها باشد؛ به‌گونه‌ای‌که دگرسانی بیشتر گابروهای گاماسیاب تا اندازه‌ای تمرکز عنصرهای LREE در آنها را افزایش داده است. در شکل 5- B، بررسی الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب گابروهای این منطقه دربرابر ترکیب N-MORB بهنجار شده‌اند. در این نمودار، افزون‌بر‌این‌که این سنگ‌ها در گسترة ترکیبیِ گابروهای SSZ کرمانشاه جای می‌گیرند، از عنصرهای LILE (مانند: Rb، Ba و Sr) و تهی‌‌شدگی در برخی عنصرهای HFSE (مانند: Nb و Ti) نیز غنی‌‌شدگی نشان می‌دهند. آنومالی منفی Nb و Ti پیامد پدیده‌های زیر است:

1- ماگماتیسم مرتبط با فرورانش؛

2- دخالت پوسته در فرایندهای ماگمایی (Kuster and Harms, 1998)؛

3- پایداری فازهای دارای این عنصرها هنگام ذوب‌بخشی و یا جدایش آنها در هنگام فرایند جدایش بلورین.

مقدار بالای LILE چه‌بسا پیامد افزوده‌شدن ترکیب‌های رهاشده از تختة فرورو (subducted slab) همراه با سیال‌های آبدار و یا مذاب‌های جداشده از آن صفحه و دخالت آنها در پیدایش سنگ‌های مافیک بررسی‌شده باشد (Stern et al., 2006; Ishikawa et al., 2007; Juteau and Maury, 2009). در الگوی بهنجارشده بازالت‌ها دربرابر ترکیب کندریت (شکل 5- C)، نمونه‌های بازالتی شاهینی نزدیکِ گسترة ترکیبی بازالتی SSZ کرمانشاه و بازالت‌های مجموعة افیولیتی سروآباد جای می‌گیرند (Saccani et al., 2013; Saccani et al., 2014)؛ هرچند این بازالت‌های شاهینی از گدازه‌های بازالتی SSZ کرمانشاه اندکی تهی‌شده‌تر هستند. این ویژگی چه‌بسا نشان‌دهندة ترکیب تهی‌شده‌تر خاستگاه گوشته‌ای بازالت‌های بررسی‌شده باشد. همچنین، چه‌بسا پیامد ناهمگنی ترکیب گوة گوشته‌ای و یا تأثیر متفاوت ترکیب‌های برخاسته (subduction components) از تختة فرورو، به‌ویژه سیال‌ها، روی گوة گوشته‌ای باشد که پدیدآورندة اصلی ماگمای سازندة این سنگ‌ها هستند (Khalatbari-Jafari and Sepehr, 2011). تهی‌‌شدگی اندکی که از عنصرهای LREE و مسطح‌‌شدگی که در الگوی HREE دیده می‌شوند شاید نشان‌دهندة تبلور سنگ‌های بازالتی بررسی‌شده از ماگمای مادری با ترکیب N-MORB و جداشده از خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده باشد (Monsef et al., 2018). الگوی عنصرهای خاکی کمیاب آندزیت‌ها دربرابر ترکیب کندریت، نشان از شیب تُند الگو از LREE به‌سوی HREE دارد. در این الگو، LREE تا 70 برابر غنی‌‌شدگی دربرابر ترکیب کندریت و HREE از 9 تا 30 برابر غنی‌‌شدگی دربرابر ترکیب کندریت نشان می‌دهند (شکل 5- E). در این شکل، تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب سبک به سنگین آندزیت‌ها دربرابر الگوی نمونه‌های گابرویی و بازالتی در تراز بالاتری است و این نکته نشان‌دهندة فرایند جدایش بلورین در پیدایش آنهاست. شیب منفی LREE به‌سوی HREE شاید پیامد سرشت ناسازگار LREE نسبت به HREE، ناهمگنی خاستگاه و یا تأثیر متفاوت سیال‌ها باشد (Tian et al., 2008). همچنین، شیب منفی یادشده در نمودار شاید بازتابی از خاستگاه گوة گوشته‌ای تهی‌شده باشد که با ترکیب‌های برخاسته از تختة فرورو، از عنصرهای کمیاب سبک سرشار شده‌ است (Dilek and Thy, 2006).

با افزایش جدایش بلورین ماگما، فراوانی عنصرهای LREE که گرایش بیشتری به حضور در ماگما دارند، افزوده می‌شود و نسبت LREE/HREE افزایش می‌یابد. تفاوت در میزان غنی‌‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) دربرابر ترکیب کندریت در نمونه‌های گابرویی، بازالتی و آندزیتی چه‌بسا نشان می‌دهد در پهنه‌های فرورانش، درجات متفاوت ذوب‌بخشی در گوشتة تهی‌شده خاستگاه مورب یا DMM (Caulfield et al., 2008)، ماگماهایی با درجات غنی‌‌شدگی متفاوتی از عنصرهای LREE را پدید می‌آورد (Pearce et al., 2005). افزون‌براین، اختلاف در ترکیب عنصرهای اصلی و کمیاب در میان نمونه‌های بررسی‌شده چه‌بسا پیامد دو خاستگاه متفاوت و یا دو شیوة متفاوت تحول مذاب باشد. ترکیب خاستگاه گوشته‌ای، شیوة ذوب گوشته‌ای و تبلوربخشی تا رسیدن مذاب به سطح پوسته از فرایندهایی هستند که مذاب‌های با ترکیب متفاوت را در پشته‌های میان‌اقیانوسی پدید می‌آورند. تهی‌‌شدگی ناچیز عنصر Ce در آندزیت‌ها چه‌بسا به دگرسانی بستگی دارد که در پی نفوذ آب دریا روی می‌دهد (Saunders and Tarney, 1984). نبود تهی‌‌شدگی آشکار از عنصر Eu در گابروها و بازالت‌ها نیز نشان‌دهندة پیش‌دستی تبلور پیروکسن‌ها و جدایش‌نیافتن پلاژیوکلاز یا اکسایش نسبی ماگماست (Kuzmichev et al., 2005). در کل، مقدارهای متفاوت غنی‌‌شدگی در عنصرهای LREE (به‌ویژه در گدازه‌های آندزیتی) و روند خطی در الگوهای تغییرات عنصرهای HREE در گابرو و بازالت‌ها چه‌بسا پیامد خاستگاه گوشته‌ای با ترکیب پریدوتیت اسپینل‌داری است که دچار درجات متفاوتی از ذوب‌بخشی و غنی‌‌شدگی شده است (Lin et al., 1989). این ویژگی در افیولیت‌های نوع فرافرورانش پدیده‌ای عادی است (Dilek, 2003; Dilek and Furnes, 2009). در الگوی عنصرهای کمیاب و خاکی بهنجارشده بازالت‌ها دربرابر ترکیب N-MORB (شکل 5- D)، نمونه‌های بازالتی بیشترین همانندیِ زمین‌شیمیایی را با گسترة ترکیبی دایک‌های بازالتی N-MORB دارند. همچنین، مقدار LREEs در آنها از نمونه‌های بازالتی سروآباد اندکی تهی‌شده‌تر است. در این نمودار، نمونه‌های بازالتی همانند گابروها از عنصرهای LILE (مانند: Rb، Ba و Sr) غنی‌‌شدگی و در برخی عنصرهای HFSE (مانند: Nb، Ta و Ti) تهی‌‌شدگی دارند. این ویژگی از ویژگی‌های آشکار افیولیت‌های وابسته به فرورانش است (Beccaluva et al., 2004; Dilek et al., 2007). در شکل 5- F، فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در گدازه‌های آندزیتی بررسی‌شده دربرابر ترکیب N-MORB بهنجار شده‌اند. بررسی این الگو نشان می‌دهد گدازه‌های آندزیتی بیشترین همخوانی را با نمونه‌های آتشفشانی تمرک در افیولیت منطقه (صحنه- هرسین) دارند و از عنصرهای Rb، Ba، K و Sr غنی‌‌شدگی و از عنصرهای Ta، Nb، Ce، P و Ti تهی‌‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌‌شدگی از عنصرهای کمیاب سبک و تهی‌‌شدگی آشکار از عنصر Nb از ویژگی‌های پهنه‌های پشت‌کمان و محیط‌های مرتبط با فرورانش است (Juteau and Maury, 2009). غنی‌‌شدگی از LILE همراه با بالا‌بودن Ba از ویژگی‌هایی هستند که گویای دخالت پوستة فرورو در تحول و پیدایش ماگمای پهنه‌های پشت‌کمان ماگمایی هستند (Kamber at al., 2012). هر اندازه سیستم جزیره‌های کمانی به‌سوی بلوغ بیشتر می‌رود، مذاب‌های پدیدآمده غنی‌‌شدگی بیشتری از LREE دربرابر HREE نشان می‌دهند. ازاین‌رو، در یک سیستم کمانی جوان که مذاب‌های توله‌ایتی می‌سازد، با بلوغ بیشتر، به‌سوی مذاب‌های کالک‌آلکالنی پیش می‌رود که در الگوی REE آنها، تمرکز LREE بالاتر است (Delavari, 2010).

در توالی پوسته‌ایِ افیولیت شاهینی، نسبت LILE/HFSE در الگوهای بهنجار نمونه‌های بررسی‌شده دربرابر ترکیب N-MORB بالاست. این پدیده چه‌بسا نشان‌دهندة آلودگی گزینشی گوة گوشته‌ای بالای تختة فرورو با سیال‌های آب‌دار سرشار از عنصرهای LILE در پی آب‌زدایی رسوب‌های روی تختة فرورو (Saccani et al., 2008) و یا ذوب دوباره ترکیب‌های بازماندی (Residual) ناسازگار هنگام زایش ماگمای بازالتی باشد. این فرایندها هم‌راستا با پیشرفت فرورانش و بلوغ آن و با گذر از پهنة پیش‌کمان به‌سوی پهنة پشت‌کمان شدت می‌یابند و ترکیب سنگ‌های توالی بیرونی افیولیتی از N-MORB تا گدازه‌های با نسبت‌های بالای LILE/HFSE متغیر می‌شود. به‌موازات دور‌شدن از لبه پهنة فرورانش و نزدیکی به پهنه‌های پشت‌کمان و برخاستن سیال‌های آب‌دار و مذاب در پی فرایندهای یادشده و در صورت فراهم‌بودن شرایط زمین‌ساختی- کششی، گوشتة بالایی ناپایدار می‌شود و شرایط برای بالا‌آمدن برجستگی‌های گوشته‌ای (دیاپیرها) فراهم خواهد شد (Saunders and Tarney, 1984; Tian et al., 2008).


 

 

 

شکل 5- سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی در: A) الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب گابروها، بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت؛ B) نمودار عنکبوتی برای گابروها، بهنجارشده دربرابر ترکیب N-MORB؛ C) الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‌های بازالتی، بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت؛ D) نمودار عنکبوتی بازالت‌ها، بهنجارشده دربرابر ترکیب N-MORB؛ E) الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‌های آندزیتی، بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت؛ F) نمودار عنکبوتی آندزیت‌ها، بهنجارشده دربرابر ترکیب N-MORB (گسترة ترکیبی ‌Early Tertiary Gabbro of Gamasiab و Tamark Volcanic Unit از Saccani و همکاران (2013)؛ گسترة ترکیبی گابرویِ N-MORB و گابروی SSZ کرمانشاه از Whitechurch و همکاران (2013) و Saccani و همکاران (2013)؛ گسترة ترکیبی گدازه‌های بازالتیِ SSZ و متادایک‌های بازالتی N-MORB کرمانشاه از Whitechurch و همکاران (2013) و Saccani و همکاران (2013)؛ گسترة ترکیبی بازالت و گابروهایِ N-MORB سرو‌آباد از Saccani و همکاران (2014)؛ گسترة ترکیبی گدازه‌های پالئوسنِ کامیاران از Ao و همکاران (2016)؛ گسترة ترکیبی آندزیتِ کامیاران از Azizi و همکاران (2011)) (ترکیب استاندارد کندریت و N-MORB برگرفته از Sun و McDonough (1989) هستند)

 


- شناسایی پهنة زمین‌ساختی

شناخت جایگاه زمین‌ساختی در تفسیر سنگ‌زایی (petrogenesis) سنگ‌ها بسیار کارآمد است. هر یک از محیط‌های زمین‌شناسی، مجموعه سنگ‌های ویژة خود را دارند و پراکندگی سنگ‌ها با جایگاه زمین‌ساختی تغییر می‌کند. برپایة فراوانی نسبی عنصرهای کم‌تحرک، نامتحرک و نسبت‌های میان آنها محیط زمین‌ساختی پیدایش سنگ‌های مافیک شناخته می‌شود (Safonova and Santosh, 2014). با به‌کارگیری نسبت Zr/Nb، سنگ‌های وابسته به پهنة فرورانش و کوهزایی از غیرکوهزایی جدا می‌شوند. اگر نسبت Zr/Nb از 10 بیشتر باشد، نشان‌دهندة ماگماتیسم وابسته به پهنة فرورانش است و هنگامی‌که این نسبت از 10 کمتر باشد، نشان‌دهندة خاستگاه غیرکوهزایی سنگ‌هاست (Sommer et al., 2006). این نسبت برای سنگ‌های توالی پوسته‌ای شاهینی برابربا 20 تا 170 است و نشان‌دهندة وابستگی آنها با محیط فرورانشی است.

سنگ‌های بررسی‌شده نسبت‌های بالایی از Ba/Nb دارند (میانگین: 20). این ویژگی معمولاً از ویژگی‌های ماگماهای محیط‌های کمانی است (Fitton et al., 1991). بالا‌بودن نسبت La/Ta نیز از دیگر ویژگی‌های پهنه‌های کمان است (Trumbull et al., 1999) که در سنگ‌های منطقه نیز دیده می‌شود. میزان TiO2 از معیارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی گدازه‌هاست. مقدار TiO2 در بازالت و آندزیت‌های پهنه‌های کمان، به‌ندرت از 3/1 درصدوزنی فراتر می‌رود؛ اما TiO2 در سنگ‌های دیگر محیط‌های زمین‌ساختی از 10 درصدوزنی بیشتر است (Rendeng et al., 2006). مقدار TiO2 در همة سنگ‌های بررسی‌شده (مگر یک نمونه) از 3/1 درصدوزنی کمتر است و این نکته نشان‌دهندة وابستگی آنها با محیط جزیره‌های کمانی است. سنگ‌های توالی پوسته‌ای بررسی‌شده در نمودار Ce دربرابر Ce/Pb (شکل 6- A)، در گسترة ترکیبی توله‌ایت‌ جزیره‌های کمانی جای می‌گیرند. در نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 6- B) که در تفسیر ماگماتیسم پهنه‌های فرورانش کاربرد گسترده‌ای دارد، نمونه‌ها افزون‌بر ارتباط با محیط فرورانش، در گسترة ترکیبی مورب عادی (N-MORB) و بازالت‌های پشت‌کمان (BABB) نیز جا نمایی می‌شوند. این ویژگی از ویژگی‌های افیولیت‌های فرافرورانش است (Beccaluva et al., 2004).

در شناسایی پهنه‌های زمین‌ساختی، نمودار Zr/Y-Y، به‌خوبی بازالت‌های جزیره‌های کمانی، MORB و بازالت‌های درون‌صفحه‌ای را از هم جدا می‌کند. اگر محل‌های تلاقی مقیاس لگاریتمی داشته باشند، نتایج بهتری برای جدا‌کردن نمونه‌ها خواهند داشت (Pearce and Norry, 1979). در این نمودار، نمونه‌ها در گسترة همپوشانی ترکیبیِ بازالت‌های مورب و جزیره‌های کمانی جای می‌گیرند (شکل 6- C). Shervais (1982) فراوانی عنصرهای Ti و V را برای شناسایی بازالت‌های رژیم‌های زمین‌ساختی گوناگون به‌کار برد. نسبت Ti/V برای سنگ‌های آتشفشانی IAB از 20 بیشتر، برای بازالت‌های مورب و طغیانی برابربا 20 تا 50 و به‌گونة عمومی برای آلکالن‌های BABB از 50 کمتر است. مقدار این نسبت در سنگ‌های منطقه از 34 تا 50 است و نمونه‌ها در منطقة همپوشانی بازالت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی و پشت‌کمان جای می‌گیرند (شکل 6- D). بیشتر بازالت‌های پهنة پشت‌کمان (BABB)، در مرحلة نخستینِ بازشدگی پهنة پشت‌کمان، ترکیب‌های حد واسطی از سوپراسابداکشن تا مورب عادی نشان می‌دهند (Yaliniz, 2008) و چه‌بسا با تزریق یک خاستگاه گوشته‌ای از نوع مورب در گوة گوشته‌ای زیر کمان مرتبط باشند (Saccani et al., 2008). برپایة پژوهش Baker (1984)، نسبت La/Nb در توله‌ایت و آلکالی‌بازالت‌ها برابربا 1 تا 5 است. این مقدار چه‌یسا مرتبط به بلوغ کمان و نشان‌دهندة اوج فعالیت ماگمایی است.


 

 

 

شکل 6- جایگاه نمونه‌های توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی روی: A) نمودار Ce دربرابر Ce/Pb (Miller et al., 1994)؛ B) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 2008)؛ C) نمودار Y دربرابر Zr/Y (Pearce and Norry, 1979)؛ D) نمودار Ti دربرابر V (Shervais, 1982)؛ E) نمودار Y دربرابر La/Nb (Floyd et al., 1991)؛ F) نمودار FeOT/MgO دربرابر TiO2 (Shuto et al., 2006) (OIB: Oceanic Island Basalt; BABB: Back Arc Basin Basalt; WPB: Within-Plate Basalt; IAB: Island Arc Basalt; OFB: Oceanic Floor Basalt; FAB: Forearc Basin Basalt) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)


 

 

در نمودار Y دربرابر La/Nb (شکل 6- E) و نمودار FeOt/MgO دربرابر TiO2 (شکل 6- F)، نمونه‌ها در گسترة ترکیبی پشت‌کمان جای می‌گیرند. پهنه‌های پشت‌کمان پهنه‌های کششی هستند که روی کرانه‌های قاره‌ای فعال و در ارتباط با فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر پوستة قاره‌ای در میان و یا پشت پهنة اصلی ماگمایی پهنه‌های فرورانش پدید آمده‌اند (Martinez et al., 2007). به باور Khan (1997)، کشش در پهنه‌های پشت‌کمان، در پی فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر سنگ‌کرة قاره‌ای و جریان گرمایی پدیدآمده از بالاآمدن ماگما در پهنة زمین‌ساختی پشت‌کمان است. به باور Taylor و Martinez (2003)، فرایندهای مؤثر بر ماگماتیسم پشت‌کمان با فرایندهای پیدایش بازالت‌ها در پهنه‌های اقیانوسی مشابه هستند؛ اما در پی پدیده فرورانش، تنوع زمین‌شیمیایی ماگمایی در پهنه‌های پشت‌کمان نسبت به پهنه‌های اقیانوسی بیشتر است. گدازه‌های بازالتی در پشته‌های میان‌اقیانوسی متأثر از ترکیب‌های برخاسته از تختة فرورو در پهنه‌های فرورانش نیستند؛ اما موازی دور‌شدن از بازشدگی‌های میان‌اقیانوسی و به سوی پهنه‌های پشت‌کمان بر تأثیر مشتقات فرورانش و گوناگونی ترکیبی سنگ‌ها افزوده می‌شود. در حقیقت، ماگماهای پدیدآمده از گوة گوشته‌ای با افزایش مذاب‌ها و سیال‌های پدیدآمده از تختة فرورو، از قلمرو مورب دور می‌شوند و به محدودة فرورانش وارد می‌شوند. در کمپلکس افیولیتی Tangihua در نیوزیلند، توالی بیرونی با ترکیب توله‌ایتی، کلسیمی- قلیایی و قلیایی را به محیط فرافرورانش و در یک پهنة انتقالی از پیشانی کمان به پشت‌کمان نسبت داده‌اند (Nicholson et al., 2000). در الگوی آنان، پیدایش گدازه‌های توله‌ایتی و کلسیمی- قلیایی پیامد ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای تهی‌شده که با مواد فرورانش برخاسته از تختة فرورو آغشته شده‌اند، دانسته شده است.

 

- بررسی سنگ‌زایی

ماگما در هنگام تکامل و بالا‌آمدن تحت‌تأثیر عوامل گوناگونی است. این فرایندها مانند جدایش بلورین، ذوب‌بخشی و آلایش هر یک مسیر خاصی را در روند تحول ماگما پدید می‌آورند. این پدیده‌ها شاید در آشیانة ماگمایی یا هنگام بالا‌آمدن مذاب به سطح یا در هر دو حالت رخ دهند و اثر یکدیگر را افزایش یا کاهش بدهند. در ادامه به بررسی هر یک از این عوامل پرداخته می‌شود. در کل، در ترکیب ماگمای اولیه، Mg#= 7/0، Ni= 400- 500 ppm، Cr> 1000 ppm و مقدار SiO2 کمتر از 50 درصدوزنی است (Glenn, 2004). در سنگ‌های منطقة شاهینی، Ni – 24- 222 ppm و Cr>1000 ppm است. پس ماگمای سازندة این سنگ‌ها، ماگمای اولیه نبوده است و پس از پیدایش در گوشته، دچار تحولات ماگمایی بعدی شده است و یا اینکه ماگما از گوشتة متاسوماتیزه جدا شده است. نمودار Ni دربرابر Mg (شکل 7- A)، این نکته را به‌خوبی نشان می‌دهد. فراوانی عنصرهای ناسازگار بسیار با فرایندهای ذوب‌بخشی کنترل می‌شود (Pearce and Peate, 1995). از این‌رو، از این عنصرها برای برآورد آهنگ ذوب و میزان تهی‌‌شدگی خاستگاه بهره گرفته می‌شود (Woodhead et al., 1993)؛ به‌ویژه برای شناسایی سرشت خاستگاه گوشته‌ای که در نزدیکی کمان آتشفشانی است و در پی بیرون‌ریختن مذاب‌های پیشین تهی‌شده است، عنصرهای HFSE (Zr و Nb) به‌کار برده می‌شوند (Grove et al., 2002). برپایة تحرک بسیار کمِ عنصرهای Zr، Y و Nb در درجة بالای دگرسانی (Prytulak and Elliott, 2007)، نمودار دوتایی Zr دربرابر Zr/Y برای اندازه‌گیری غنی‌‌شدگی خاستگاه ماگمای نمونه‌های توالی پوسته‌ای شاهینی به‌کار رفت. برپایة این نمودار، نمونه‌ها غنی‌‌شدگی در خاستگاه را نشان نمی دهند (شکل 7- B). در نمودار Nb دربرابر Zr (شکل 7- C) نیز همة نمونه‌ها در بخش گوشتة تهی‌شده جای گرفته‌اند.

میزان نه‌چندان بالای عنصر Zr (ppm 142- 71) چه‌بسا به خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده و محیط پیدایش فرافرورانش وابسته است (Pearce, 2003). در کل، آمیختگی میان گوشته بارور با گوشتة تهی‌شده زیرکمان (sub-arc) در پهنه‌های فرورانش انجام می‌شود (Martinez and Taylor, 2002). ترکیب چنین گوشته‌ای در پی بیرون‌ریختن مذاب‌های پیشین و آمیختگی میان گوشته‌های غنی‌شده و تهی‌شده در منطقة زیرکمان، تأثیر چشمگیری بر کاهش مقدار باروری گوشته دارد (Hochstaedter et al., 2001). گدازه‌های پدیدآمده از ذوب تختة فرورو و یا رسوب‌های فرورانده‌شده، نسبت بالایی از Nb/Zr>25/0 دارند (Elburg et al., 2002). در نمونه‌های بررسی‌شده نسبت Nb/Zr (1/0- 02/0) به‌دست آورده شده است و نشان‌دهندة اهمیت ذوب‌بخشی در نمونه‌های شاهینی است.

برپایة شکل‌های 7- D و 7- E، تغییرات نسبت La/Yb به ذوب‌بخشی وابسته است (Pinto-Linares et al. 2008) و همان‌گونه‌که دیده می‌شود، چگونگی تغییرات ترکیبی این سنگ‌ها بیشتر به ذوب‌بخشی و فرایندهای خاستگاه بستگی دارد تا به جدایش بلورین. به باور Coban (2007)، گارنت‌داربودنِ سنگ خاستگاهِ به‌جامانده شاید تأثیر مهمی در پیدایش روندهای جدایشی REEها داشته باشد. Coban (2007) نمودار Sm/Yb دربرابر Ce/Sm را برای بررسی بود یا نبود گارنت در خاستگاه گوشته‌ای به‌کار برده است. جایگاه نمونه‌ها در این نمودار خاستگاه ماگمای سازندة این سنگ‌ها را گوشته‌ای تهی از گارنت نشان می‌‌دهد (شکل 7- F). نسبت Ce/Pb معمولاً برای شناسایی رخداد آلودگی پوسته‌ای به‌کار برده می‌شود؛ زیرا فرایندهایی مانند ذوب‌بخشی و تبلوربخشی، تأثیر بسیار کمی روی نسبت‌های یادشده دارند (Hofmann et al., 1986). برپایة نمودار MgO دربرابر Ce/Pb (شکل 7- G) نمونه‌ها در گسترة ترکیبی آلایش‌یافته با پوسته جای می‌گیرند. نسبت Ce/Pb برای ماگماهای جداشده از گوشته برابربا 25±5 است (Hofmann et al., 1986). این نسبت برای سنگ‌های توالی پوسته‌ای شاهینی برابر 5/1 تا 5/11 است و چه‌بسا نشان‌دهندة تأثیر آلایش پوسته‌ای روی ترکیب آنهاست. جایگیری نمونه‌ها در نمودار Zr/Hf دربرابر Nb/Ta (شکل 7- H) نیز نشان‌دهندة مشارکت پوستة قاره‌ای زیرین در تحول ماگمای سازندة سنگ‌های بررسی‌شده است. نسبت Tb/Yb عاملی برای شناسایی خاستگاه بازالت‌ها و گابروهاست (Rooney, 2010)؛ به‌گونه‌ای‌که اگر این نسبت بیشتر از 8/1 باشد، خاستگاه این سنگ‌ها از گارنت‌پریدوتیت است و اگر کمتر از این مقدار باشد، از خاستگاه اسپینل‌پریدوتیت است. ازاین‌رو، از آنجایی‌که این نسبت در نمونه‌های بررسی‌شده از 26/0 تا 34/0 درصد در تغییر است. پس سنگ‌های گابرویی، بازالتی و آندزیتی شاهینی از خاستگاه اسپینل‌پریدوتیت دانسته می‌شوند.


 

 

 

شکل 7- سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی در: A) نمودار Ni دربرابر MgO برای شناخت ماگمای اولیه از غیر اولیه (Varekamp et al., 2010)؛ B، C) نمودارهای Zr دربرابر Zr/Y و Y (Pearce and Norry, 1979)؛ D) نمودار La دربرابر La/Yb (Pinto-Linares et al., 2008) برای شناخت نقش ذوب‌بخشی از تبلوربخشی؛ E) نمودار Nb/Zr دربرابر Y (Stacey and Wade, 2016)؛ F) نمودار Sm/Yb دربرابر Ce/Sm (Coban, 2007)؛ G) نمودار MgO دربرابر Ce/Pb (Furman, 2007)؛ H) نمودار Zr/Hf دربرابر Nb/Ta (Aldanmaz et al., 2000) ( PM: Primitive Mantle; UC: Upper Crust; LC: Lower crust) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)



- نقش سیال‌ها در پیدایش ماگما/ماگماهای توالی پوسته‌ای افیولیت شاهینی

آلایش با مواد پوسته‌ای یا سیال آزادشده از تختة فرورو تغییراتی را در ترکیب شیمیایی ماگما پدید می‌آورند. بررسی‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند انتشار آب و نقش آن در ذوب‌بخشی گوشته در پشتة میان‌اقیانوسی و پهنه‌های پشت‌کمان متفاوت است (Tian et al., 2008).

سرشت ماگما در پهنه‌های پشت‌کمان با سیال‌های برخاسته از تختة فرورونده و جریان‌های همرفتی در گوة گوشته‌ای کنترل می‌شود (Kelley et al., 2006). سیال‌های برخاسته از تختة فرورونده در پهنة فرورانش ویژگی‌های زمین شیمیایی گوة گوشته‌ای در بالای پهنة فرورانش را تغییر می‌دهند. این سیال‌ها چه‌بسا سیال‌های پس از آبزدایی پوستة اقیانوسی (Turner et al., 1997)، سیال‌های پس از آب زدایی رسوب‌های فرورونده (Class et al., 2000) و یا افزوده‌شدن مذاب‌هایی از رسوب‌های فرورونده باشند (Munker, 2000). نسبت عنصرهای متحرک به عنصرهای نامتحرک به‌گونة مؤثر بازتابی از اهمیت تأثیر فرورانش در خاستگاه گوشته‌ای مذاب‌هاست (Woodhead et al., 2001). عنصر Ba در قلمروهای دمایی گسترده‌ای در پهنه‌های فرورانش متحرک است و همراه با سیال‌های آب‌دار انتشار یابد. هنگامی‌که پوشش رسوبی روی پوستة اقیانوسی فرورانده می‌شود، عنصر Ba با سیال‌های جداشده از رسوب‌های آبدار و پوستة اقیانوسی به گوة گوشته‌ای منتقل می‌شود و ماگماهای با Ba بالا پدید می‌آیند (Morata and Aguirre, 2003). عنصر Th در سیال‌های کم‌دما کم‌تحرک و یا نامتحرک است؛ اما در دمای بالا که رسوب‌های بالای تختة فرورو و یا گوة گوشته‌ای دچار ذوب‌بخشی می‌شوند، گرایش ترکیبی پیدا می‌کند. Nb بیشتر نامتحرک است (Tian et al., 2008). ازاین‌رو، از نسبت‌‌هایی مانند Ba/Th و Th/Nb در شناخت چگونگی تأثیر سیال‌ها در پیدایش ماگما/ماگماهای توالی پوسته‌ای افیولیت تکتونیزه شمال‌باختری کامیاران بهره گرفته شد. در اینباره مقدار نسبت‌ عنصرهای یادشده در مورب هند، شاخصی برای شناسایی افیولیت‌های نوع مورب و نسبت‌های همین عنصرها در کمان تونگا (شکل‌های 8- A و 8- B) دانسته شده‌اند (Pearce et al., 2005; Pearce and Peate, 1995). در شکل 8- A، خط‌های هم‌روند مورب هند رخدادهایی مانند آمیختگی ماگما در آشیانة ماگمایی، ذوب دینامیک و بیرون‌ریختن مواد مذاب را نشان می‌دهند که به‌طور طبیعی در مورب‌ها روی می‌دهند. درصد‌های نوشته‌شده در کنار این خط‌ها درصد مشارکت عنصرهای برخاسته از تختة فرورو را نشان می‌دهند. خط عمودی SZ نیز نشانة افزایش مشارکت ترکیب‌های فرورانش از محیط مورب (مانند: اقیانوس هند) به سوی محیط فرورانش (مانند: کمان تونگا) است. در نمودار نسبت Th/Yb بهBa/Yb، در پی تحرک بیشتر عنصر Ba، میزان غنی‌‌شدگی آن بسیار بیشتر از Th است. تهی‌‌شدگی آشکار عنصر Th در گابروها و بازالت‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة اهمیت کم ذوب رسوب‌های و افزایش نسبتBa/Yb در آنها گویای نقش سیال‌ها در زایش این سنگ‌هاست. میزان مشارکت عنصر Ba برخاسته از تختة فرورو از ‌نزدیک به %30 از بازالت تا %80 درگدازه‌های آندزیتی در تغییر است. نسبت بالای Ba/La در نمونه‌های بررسی شده (شکل 8- B) نشان‌دهندة تأثیر سیال‌های پدیدآمده از فرورانش و فرایند متاسوماتیسم گوشته‌ای در ژرفای کم (Pearce et al., 2005) در ماگمای گوشته‌ای نمونه‌های بررسی‌شده است. برپایة شکل‌های 8- A و 8- B، با افزایش تحرک عنصرها به‌ترتیب Ba>Th>Nb>Yb، میزان مشارکت آنها نیز در خاستگاه توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی باختر کامیاران افزایش یافته است. در کل، مشارکت عنصرهای کمیاب و خاکی و گاه غنی‌‌شدگی آنها در سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای افیولیت شاهینی در پی تأثیر سیال‌های برخاسته از تختة فرورو بر گوشته‌ای تهی‌شده است و نقش مواد مذاب پدیدآمده از ذوب‌بخشی رسوب‌های بالای این صفحه ناچیز بوده است. برپایة شکل‌های 7 و 8، ماگمای سازندة سنگ‌های منطقه، از ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده با سیال‌های سرچشمه‌گرفته از آبزدایی ورقه اقیانوسی دگرگون‌شده و رسوب‌های فرورونده همراه آن پدید آمده است.

 

 

 

شکل 8- سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی و تأثیر بیشتر سیال‌ها و نقش کمتر رسوب‌های در خاستگاه افیولیت شاهینی در: A) نمودار Th/Yb دربرابر Ba/Yb (Pearce et al., 2005)؛ B) نمودار Th/Nd دربرابر Ba/La (Zhengfu et al., 2013) (SZ: Subduction Zone; N-MORB: Normal Mid Ocean Ridge Basalt) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 


- درجه و ژرفای ذوب‌بخشی

از زمین‌شیمی عنصرهای خاکی کمیاب، به‌طور گسترده برای ارزیابی درجة ذوب‌بخشیو ژرفای خاستگاه گوشته‌ای ماگمای اولیه بهره گرفته می‌شود(Furman, 2007; Zhao and Zhou, 2007). به باور Shaw و همکاران (2003)، عنصرهای خاکی کمیاب یا نسبت‌های آنها (مانند: La/Yb و Sm/Yb) برای بررسی ترکیب گوشتة بالایی، کانی‌شناسی و ژرفای پیدایش مذاب کاربرد دارند؛ زیرا این عنصرها ضریب جدایش متفاوتی برای اسپینل و گارنت دارند. همچنین، عنصرهایLa و Sm با تغییرات کانی‌شناسی سنگ خاستگاه دچار تغییر نمی شوند؛ ازاین‌رو، ترکیب کلی سنگ را نشان می‌دهند (Aldanmaz et al., 2000). برپایة نمودار Sm/Yb دربرابر Sm که نشان‌دهندة تغییرات درجة ذوب‌بخشی در دو خاستگاه اسپینل‌پریدوتیتی و گارنت‌پریدوتیتی است؛ سنگ‌های بررسی‌شده روی منحنی اسپینل‌پریدوتیتی با درجة ذوب‌بخشی 5 تا 10 درصدی جای می‌گیرند (شکل 9- A). چنین خاستگاه اسپینل‌لرزولیتی نشان می‌دهد پیدایش و جدایش ماگمای پیدایش سنگ‌های بررسی‌شده از گوشته باید در ژرفای کمتر از 70 کیلومتر روی داده باشد؛ زیرا کانی اسپینل در این فشارها پایدار است. برپایة الگوی پیشنهادیِ Fleche و همکاران (1998) که برپایة ذوب‌بخشی در دو گوشتة تهی‌شده و غنی‌شده است، ماگمای مادر سنگ‌های توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی از گوشتة تهی‌شده و در ژرفای 50 تا 65 کیلومتر پدید آمده است (شکل 9- B).

 

 

 

شکل 9- سنگ‌های سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی در: A) نمودار Sm دربرابر Sm/Yb (Li and Chen, 2014) برای بررسی درجة ذوب‌بخشی؛ B) نمودار Sm/Yb دربرابر Ce/Yb (Fleche et al., 1998) (DM: Depleted Mantle; PM: Primitive Mantle) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

 


جایگیری و ژئودینامیک احتمالی افیولیت شاهینی

چندین فرضیه‌ برای تکامل زمین‌ساختی بخش عربی- ایرانی اقیانوس نئوتتیس و مرزهای قاره‌ای پیرامون آن پیشنهاد شده‌اند (Robertson, 2007; Agard et al., 2005). با این فرضیه‌ها بسیار همانند یکدیگر هستند، اما بیشتر آنها از دیدگاه زمان رویدادی که در این پهنه از زمان پرمین پسین تا کنون رخ داده است تفاوت دارند. نخست افیولیت کرمانشاه به‌جامانده پشتة میان‌اقیانوسی و قابل قیاس با افیولیت عمان دانسته شد (Ricou et al., 1977). سپس Desmons و Beccaluva (1983) خاستگاه جزیره‌های کمانی را برای سنگ‌های آتشفشانی کمپلکس کرمانشاه پیشنهاد کردند. به‌تازگی نیز گابروهای بخش‌های هرسین صحنه یا بازالت‌های غنی‌شدة پشتة میان‌اقیانوسی (E-MORB) یا بازالت‌های عادی پشتة میان‌اقیانوسی (N-MORB) دانسته شده‌اند (Allahyari et al., 2010).

افیولیت‌های کرمانشاه به‌جامانده‌های جداگانة گسترة اقیانوسی ائوسن با گسترش آهستة (Braud, 1987) پشت‌کمان (Whitechurch et al., 2013) شمرده می‌شوند که درست پیش از برخورد میان صفحة عربی و اوراسیا پدید آمده‌اند. همچنین، این افیولیت‌ها پهنة تحولی اقیانوس- قاره (Wrobel-Daveau et al., 2010) که هنگام کافت صفحة عربی پدید آمده‌ است و افیولیت پهنة فرافرورانش در کرتاسه پسین (Saccani et al., 2013) نیز تفسیر شده‌اند. به باور برخی زمین‌شناسان (مانند: Vincent et al., 2005; Whitechurch et al., 2013)، افیولیت ائوسن کرمانشاه در ناحیه کامیاران، افیولیت پهنة فرافرورانش و مرتبط با کمان است و برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آن، در خاستگاه کششی پشت‌کمان پدید آمده است. Azizi و همکاران (2013) نیز خاستگاه پشت‌کمانی را برای افیولیت‌های زاگرس در منطقه کامیاران پیشنهاد کرده‌اند.

در پژوهش‌های پیشین، سن 40K-40Ar دایک‌های میکروگابرویی افیولیت‌های کرمانشاه برابربا 83 - 86 میلیون سال پیش به‌دست آمده است (Delaloye and Desmons, 1980). برپایة روش U-Pb، Azizi و همکاران (2011) سن گابروها و بازالت‌های منطقه کامیاران را 36 تا 54 میلیون سال پیش پیشنهاد کرده است و بر این باور هستند که خاستگاه ماگمای محور دینور- پینجوین یک گوشتة تهی‌شده است که در کمان اقیانوسی پدید آمده است و چه‌بسا از افیولیت‌های محیط بالای پهنة فرورانش باشد. این پژوهشگران جزیره‌های کمانی و محیط سوپراسابداکشن را جایگاه پیدایش سنگ‌های محور صحنه- پنجوین دانسته‌اند. Ao و همکاران (2016) نیز برپایة تازه‌ترین داده‌های ایزوتوپی به روش U-Pb، سن پیدایش بخش صحنه- کامیارانِ مجموعة افیولیتی کرمانشاه را 5/0 ± 7/35 میلیون سال پیش دانسته‌اند. در ائوسن بالایی و در الیگوسن، با ادامة فرورانش بخش جنوب‌باختری پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر بخش شمال‌خاوری آن و افزایش آرام‌آرام شیب فرورانش، توده‌های آذرین درونی و گاه آتشفشانیِ (بیشتر بازیک با ترکیب کالک‌آلکالن و توله‌ایتی) در محور صحنه- کامیاران- مریوان و به‌صورت جزیره‌های کمانی در گسترة اقیانوسی پدید آمده‌اند (Moinvaziri et al., 2008).

برپایة پژوهش‏‌های پیشین و یافته‌های این پژوهش گمان می‌رود افزون‌بر توده‏‌های آذرین درونی کمان ماگماییِ دور دوم فرورانش (فرورانش سنوزوییک و به‌ویژه ائوسن نئوتتیس) (Azizi and Moinvaziri, 2009; Moinvaziri et al., 2014)، توده‏‌های گابرویی با ویژگی‌های توله‏‌ایتی مرتبط با افیولیت نیز در نزدیکی این کمان و همراه دیگر واحدهای افیولیتی یافت شوند. گابروهای پنجوین (Yousif et al., 2007)، گابروی قه‏‌لاجی (Ranin, 2008)، استوک‏‌های مجموعة افیولیتی سروآباد و گابروهای محور دینور- کامیاران (Rahimzadeh et al., 2014) از شمار این گابروها شمرده می‌شوند. روند خطی خاستگاه ماگمایی از مورب تا محیط کمان در نمونه‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة تأثیر مؤلفه فرورانش و یا پیامد تأثیر ماگماتیسم کالک‌آلکالن پالئوژن است (Rahimzadeh et al., 2014). کنار هم ‌جای‌گرفتن گابروهای توله‌ایتیِ توالی افیولیت‌ها و گابروهای کالک‌آلکالن بعد (پس از پیدایش) افیولیتی سنوزوییک با توجه به زمین‌ساخت بسیار فعال زاگرس (Alipour et al., 2012) چه‌بسا عامل همجواری بیشتر این گابروها باشد. از سوی دیگر، نزدیک‌بودن کمان ماگمایی اقیانوسی به محل درازگودال و انتقال کمان ماگمایی اقیانوسی به قاره چه‌بسا همجواری و نزدیکی سرشت ماگمایی توده‌های افیولیتی و قاره را به‌دنبال داشته است (Whitechurch et al., 2013).

 

برداشت

مجموعة افیولیتی شاهینی در بخش شمالی زمین‌درز زاگرس و میان دو منطقه ساختاری و زمین‌ساختی ایران مرکزی و صفحة عربی جای دارد. توالی پوسته‌ای منطقة شاهینی دربردارندة سنگ‌های بازالتی، گابرو پگماتوییدی و میلونیتی، مجموعه دایک صفحه‌ای میکروگابرو و دیاباز است. بررسی نمودارهای عنکبوتی نشان‌دهندة تمرکز عنصرهای کمیاب و فرعی در ترازهای متفاوت است و خاستگاه گوشتة تهی‌شده را برای توالی پوسته‌ای محدوده شاهینی نشان‌ می‌دهند. مقایسه سنگ‌های توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی با گوشته اولیه نشان‌دهندة غنی‌‌شدگی از عنصرهای LILE نسبت به عنصرهای HFSE و مقایسه آنها با ترکیب کندریت نشان‌دهندة غنی‌‌شدگی بیشتر عنصرهای LREE دربرابر عنصرهای HREE، همراه با روند خطی عنصرهای HREE است. این ویژگی‌ها در مجموع نشان‌دهندة ذوب‌بخشی یک خاستگاه گوشته‌ای ناهمگن با ترکیب لرزولیت اسپینل‌دار همراه با درجات متفاوتی از ذوب‌بخشی است. نمودارهای گوناگون تکتونوماگمایی و چندعنصری نشان از ویژگی‌های زمین‌شیمیایی مورب در بیشتر تجزیه‌ها و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی قابل مقایسه با پشت‌کمان در برخی تجزیه‌ها دارند. گوناگونی این چنین از ویژگی‌های آشکار افیولیت‌های سامانه‌های فرافرورانش است که از گوشتة تهی‌شده خاستگاه گرفته‌اند. بررسی رفتارهای عنصرهایی مانند Nb، Th، Ba و Yb و مقایسه نسبت‌های آنها نشان از تأثیر متفاوت ترکیب‌های مرتبط با فرورانش (Subduction components) در خاستگاه ماگما/ماگماهای سازندة توالی پوسته‌ای مجموعة افیولیتی شاهینی دارد که در میان آنها، نقش سیال‌های آب‌دار برخاسته از تختة فرورو به مراتب بیشتر از نقش مواد مذاب پدیدآمده از ذوب‌بخشی رسوب‌های روی صفحه یادشده است. بررسی‌های روی زمین، سنگ‌نگاری و نمودارهای زمین‌شیمیایی نشان‌دهندة خاستگاه کششی پشت‌کمان و موقعیت انتقالی از پیش‌کمان به سوی پشت‌کمان برای سنگ‌های توالی بیرونی مجموعة افیولیتی شاهینی است. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نشان‌ می‌دهند خاستگاه گابروها تهی‌تر از بازالت‌هاست. این ویژگی با سن‌ کمتر گابروها که پیشتر، Azizi و همکاران (2011) و Ao و همکاران (2016) آن را به‌دست‌ آورده‌اند، همخوانی دارد. فراوانی سیلس و عنصرهای کمیاب در آندزیت‌ها با سرشت حد واسط و کالک‌آلکالن بیشتر است و بیشتر روی گابروها و در تراز بالاتر از آنها دیده می‌شوند. در حقیقت، افیولیت بررسی‌شده به‌صورت Dismembered (گسیخته) است و تراست‌‌شدگی و درهم‌بودن و گاه نبود یک یا چند واحد از افیولیت در یک مکان شناخته‌شده همانند سن یادشده درستی این نکته را نشان می‌دهد. این ویژگی پیامد فراراندگی‌های متوالی تکه‌های متفاوت از تختة فرورو است. ازاین‌رو، در رخنمون‌های قابل دسترس و کنونیِ توالی پوسته‌ای کامیاران، نخست بازالت و سپس گابرو پدید آمده است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از پشتیبانی‏‌های مالی دانشگاه زنجان برای انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‏کنند. همچنین، از راهنمایی‏‌های علمی ارزنده داوران گرامی برای غنای بیشتر مقاله، بسیار سپاس‌گزارند.

 

 

منابع
Babaei, H. A., Babaei, A., Ghazi, A. M. and Arvin, M. (2006) Geochemical, 40Ar/39Ar age, and isotopic data for crustal rocks of the Neyriz ophiolite, Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 43: 57-70.
Bagci, U., Parlak, O. and Hock, V. (2008) Geochemistry and tectonic environment of diverse magma generations forming the crustal units of the Kizildag (Hatay) ophiolite, southern Turkey. Turkish Journal of Earth Science 17: 43-71.
Baker, P. E. (1984) Geochemical evolution of St. Kilts and Montserrat, Lesser Antilles. Journal of the Geological Society 141(3): 401-410.
Kamber, E. (2012) Back arc basing in the coatmalia zone in Africa. Journal of Geophysical 92(2): 34-62.
Khalatbari-Jafari, M., Juteau, T., Bellon, H. and Emami, H. (2003) Discovery of two ophiolite complexes of different ages in the Khoy area (NW Iran). Comptes Rendus Geoscience 917-929.
Khan, M. A., Stern, R. J., Gribble, R. F. and Windley, B. F. (1997) Geochemical and isotopic constraints on subduction polarity, magma sources, and palaeogeography of the Kohistanintra-oceanic arc, northern Pakistan Himalaya. Geological Society London 154: 935-946.
Pearce, J. A., Lippard, S. S. and Roberts, S. (1984) Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. In: Marginal Basin Geology: Volcanic and Associated Sedimentary and Tectonic Processes in Modern and Ancient Marginal Basins (Eds. Kokelaar, B. P. and Howells, M. F.), Special Publication 16: 77-94. Geological Society of London, UK.
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: 33-47.
Ranin, A. (2008) Petrology and metamorphism of the plutonic rocks of the Marivan region. M. Sc. thesis, University of Bu- Ali Sina, Hamadan, Iran (in Persian).
Robertson, A. H. F. (2007) Overview of tectonic settings related to the rifting and opening of Mesozoic ocean basins in the Eastern Tethys: Oman, Himalayas and Eastern Mediterranean regions. In: Imaging, Mapping and Modelling Continental Lithosphere Extension and Breakup (Eds. Karner, G., Manatschal, G. and Pinheiro, L.) Special Publication 282: 325-389. Geological Society of London, UK.
Shafaii Moghadam, H., Mosaddegh, H., and Santosh, M. (2012) Geochemistry and petrogenesis of the Late Cretaceous Haji-Abad ophiolite (Outer Zagros Ophiolite Belt, Iran): implications for geodynamics of the Bitlis-Zagros suture zone. Geological Journal 48(6): 579-602.
Stern, R. J., Kohut, E. J., Bloomer, S. H., Leybourne, M., Fouch, M. and Vervoot, J. (2006) Subduction factory processes beneath the Guguan cross-chin, Mariana Arc: no role for sediments, are serpentinites important? Contributions to Mineralogy and Petrology 151(2): 202-221.
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.Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94: 401- 419.
Ahmadi Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M. V., and Rahimpour Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj- Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 29: 859- 877.
Ahmadi, M. (2001) Petrological study of Kamyaran basaltic complex. M. Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post- collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology Geothermal Research 102: 67- 95.
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., Saccani, E., Pourmoafi, M., Beccaluva, L., and Masoudi, F. (2010) petrology of mantle peridotites and intrusive mafic rocks from the Kermanshah ophiolitic complex (Zagros belt, Iran): implications for the geodynamic evolution of the neo- Tethyan oceanic branch between Arabia and Iran. Ofioliti 35: 71- 90.
Allahyari, K., Saccani, E., Rahimzadeh, B., and Zeda, O. (2014) Mineral chemistry and petrology of highly magnesian ultramafic cumulates from the Sarve- Abad (Sawlava) ophiolites (Kurdistan, NW Iran): new evidence for boninitic magmatism in intra oceanic forearc setting in the Neo- Tethys between Arabia and Iran. Journal of Asian Earth Sciences79: 312- 328.
Ao, S., Xiao W., Khalatbari-Jafari M., Talebian M., Chen L., Wan B., Ji W., and Zhang Z. (2016) U- Pb zircon ages, field geology and geochemistry of the Kermanshah ophiolit (Iran); from continental rifting at 79 Ma to oceanic core complex at ca. 36 Ma in the southern Neo- Tethys, Gondwana Research 31: 305- 318.
Azizi, H. and Moinvaziri, H. (2009) Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics 47: 167- 179.
Azizi, H., and Jahangiri, A. (2008) Cretaceous subduction- related volcanism in the northern Sanandaj- Sirjan Zone, Iran: Journal of Geodynamics 45: 178- 190.
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., Coltortia, M., Giuntab, G. and Sienaa F. (2004) Tethyan vs. Cordilleran ophiolites: a reappraisal of distinctive tectono- magmatic features of supra- subduction complexes in relation to the subduction mode. Tectonophysics, 393:163- 174.
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210- 265.
Best, M. G. (2002) Igneous and Metamorphic Petrology, 2nd Edition, Wiley- Blackwell, ISBN: 978- 1- 405- 10588- 0, 752p.
Braud, J. (1987) La suture du Zagros au niveau de Kermanshah (Kurdistan Iranien): reconstitution pale´oge´ographique, e´volution ge´odynamique, magmatique et structurale, The`se, Universite´ Paris- Sud. 489.
Caulfield, J. T., Turner, S. P., Dosseto, A., Pearson, N. J. and Beier, C. (2008) Source depletion and extent of melting in the Tongan sub- arc mantle. Earth and Planetary Science Letters. 273: 279- 288.
Class, C., Miller, D. M., Goldstein, S. L. and Langmuir, C. H. (2000) Distinguishing melt and fluid subduction components in Umnak volcanics, Aleutian Arc. Geochemistry Geophysics Geosystems 1(6): 10.1029/1999GC000010.
Coban, H. (2007) Basalt magma genesis and fractionation in collision- and extension related provinces: A comparison between eastern, central and western Anatolia. Earth Science Reviews 80: 219- 238.
Delaloye, M., and Desmons, J. (1980) Ophiolites and melange terranes in Iran: a geochronological study and its paleotectonic implications. Tectonophysics 68:83- 111.
Delavari, M. (2010) Petrology and geochemistry of the Nehbandan ophiolitic complex. PhD Thesis, Tarbiat Moallem University, Tehran, 331 p. (in Persian).
Desmons, J., and Beccaluva, L. (1983) Mid- ocean ridge and island- arc affinities in ophiolites from Iran: palaeographic implications: complementary reference. Chemical Geology 39:39- 63.
Dilek, Y. (2003) Ophiolite concept and its evolution, inDilek, Y., and Newcomb, S., eds., Ophiolite Concept and the Evolution of Geological Thought: Geological Society of America Special Paper 373:1- 16.
Dilek, Y. and Robinson, P. T. (2003) Ophiolites in Earth history: introduction Geological Society, London, Special publication, 218:1- 8.
Dilek, Y. and Thy, P. (2006) Age and petrogenesis of plagiogranite intrusions in the Ankara mélange, central Turkey. Island Arc, 15:44- 57.
Dilek, Y., and Furnes, H. (2009) Structure and geochemistry of Tethyan ophiolites and their petrogenesis in sub- duction rollback systems: Lithos, 113: 1- 20.
Dilek, Y., and Furnes, H. (2011) Ophiolite genesis and global tectonics: geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere. The Geological Society of America Bulletin 123:387- 411.
Dilek, Y., Furnes, H. and Shallo, M. (2007) Suprasubduction zone ophiolite formation along the periphery of Mesozoic Gondwana. Gondwana Research 11:453- 475.
Elburg M. A., Bergen M. V., Hoogewerff J., Foden J., Vroon P., Zulkarnain I., and Nasution A. (2002) Geochemical trends across an arc- continent collision zone: magma sources and slab- wedge transfer processes below the Pantar Strait volcanoes, Indonesia. Geochemica et Cosmochimica Acta 66.15:2771- 2789
Esna-Ashari, A., Tiepolo, M., Valizadeh, M. V., Hassanzadeh, J., and Sepahi, A. A. (2012). Geochemistry and zircon U- Pb geochronology of Aligoodarz granitoid complex, Sanandaj- Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 43, 11- 22.
Fitton J.G., James D., and Leeman W.P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: compositional variations in space and time, Journal of Geophysical Research, 96: 13693- 13712.
Fleche, M. R., Camire, G. and Jenner, G. A. (1998) Geochemistry of post- Acadian, Carboniferous continental intraplate basalts from the Maritimes Basin, Magdalen Islands, Quebec, Canada. Chemical Geology 148: 115- 136.
Floyd, P.A., Kelling, G., Gocken, S.L. and Gocken N. (1991) Geochemistry and tectonic environment of basaltic rocks from the Miss ophiolitic mélange, south Turkey. Chemical Geology 89:263- 80.
Furman, T. (2007) Geochemistry of East African Rift basalts: An overview. Journal of African Earth Sciences 48: 147- 160.
Ghazi A. M., and Hassanipak A. A. (1999) Geochemistry of Subalkaline and alkaline extrusives from the Kermanshah ophiolite, Zagros suture zone, western Iran: implications for Tethyan plate tectonics, Journal of Asian Earth Sciences, 17(3):319- 332.
Glenn, A. G. (2004) The influence of melt structure on trace element partitioning near the peridotite solidus. Contributions to Mineralogy and Petrology 147: 511- 527.
Grove, T. L., Parman, S. W., Bowring, S. A., Price, R. C., and Baker, M. B. (2002) The role of an H2O- rich fluid component in the generation of primitive basaltic andesites and andesites from the Mt. Shasta region, N. California. Contributions to Mineralogy and Petrology, 142, 375- 396.
Hochstaedter, A., Gill, J., Peters, R., Broughton, P., Holden, P. and Taylor, B. (2001) Across- arc geochemical trends in the Izu- Bonin arc: contributions from the subducting slab, Geochem. Geophys. Geosyst., 2, 2000GC000105, 2001.
Hofmann, A. W., Jochum, K. P., Seufert, M. and White, W. M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79:33- 45
Ishikawa, A., Kaneko, Y., Kadarusman, A. and Ota, T. (2007) Multiple generations of forearc mafic–ultramafic rocks in the Timor–Tanimbar ophiolite, eastern Indonesia. Gondwana Research 11:200- 217.
Juteau, T. and Maury, R. (2009) La crout Océanique, Pétrologie et Dynamique Engogene. Société Géologique de FRANCE Vuibert. Paris, Cedex 13.
Kelley, K. A., Plank, T., Grove, T. L., Stolper, E. M., Newman, S. and Hauri, E. H. (2006). Mantle melting as a function of water content beneath back- arc basins. Journal of Geophysical Research111, B09208.
Khalatbari-Jafari, M., and Sepehr, H. (2011) The Geology and Petrology of the Kahduiyeh Tectonized Ophiolite, Geological Survey of Iran, 12 (21):103- 112.
Kuster, D., and Harms, U. (1998) Post- collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45, 177- 195.
Kuzmichev, A., Kröner, A., Hegner, E., Dunyi, L. and Yusheng, W. (2005) The Shishkhid ophiolite, northern Mongolia: A key to the reconstruction of a Neoproterozoic island- arc system in central Asia. Precambrian Research 138:125- 150.
Leterrier, J. (1985) Mineralogical, geochemical and isotopic evolution of two Miocene mafic intrusions from the Zagros (Iran). Lithos 18: 311- 329.
Li, Z. and Chen, B. (2014) Geochronology and geochemistry of the Paleoproterozoic meta- basalts from the Jiao- Liao- Ji Belt, North China Craton: Implications for petrogenesis and tectonic setting. Precambrian Research 255: 653- 667.
Lin, P. N., Stern, R. J. and Bloomer, S. H. (1989) Shoshonitic volcanism in the northern Mariana arc: 2. Large- ion lithophile and rare element abundances: Evidence for the source of incompatible element enrichments in intra oceanic arcs. J. Geophys. Res. 94: 497- 4514.
Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B., and Mohajjel, M., 2011, U- Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj- Sirjan Zone, Iran: Journal of Asian Earth Sciences, 41: 238- 249.
Martinez, F. and Taylor, B. (2002) Mantle wedge control on back- arc crustal accretion, Nature, 416:417- 420.
Martinez, F., Okino, K., Ohara, Y. and Goffredi, S. H. (2007) Back arc Basin. Oceanography 20(1): 11- 12.
Miller, D.M., Goldstein, S.L., and Langmuir, C.H. (1994) Cerium/ lead and lead isotope ratios in arc magmas and the enrichment of lead in the continents: Nature, v. 368, p. 514–520.
Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros Orogen in northwestern Iran. International Geology Review 56: 263- 287.
Moinvaziri, H. Azizi, B. and Akbarpour. A. (2014) Mesozoic magmatism in the northwestern Sanandaj–Sirjanzone as an evidence for active continental margin. Arab J Geosci 8 (5) :1- 12.
Moinvaziri, H. Azizi, B. Mehrabi. and F. Izadi. (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.
Monsef, I., Monsef, R., Mata, J., Zhang, Z., Pirouz, M., Rezaeian, M., Esmaeili, R., and Xiao, W. (2018) Evidence for an early-MORB to fore- arc evolution within the Zagros suture zone: Constraints from zircon U- Pb geochronology and geochemistry of the Neyriz ophiolite (South Iran). Gondwana Research. 62:287- 305.
Morata D., and Aguirre L. (2003) Extensional lower Cretaceous volcanism in the Coastal Range (29º 20'- 30º S), Chile: geochemistry and petrogenesis. J. South Amer. Earth Sci. 16, pp. 459- 476.
Munker, C. (2000) The isotope and trace element budget of the Cambrian Devil River arc system, New Zealand: identification of four source components. Journal of Petrology 41: 759- 788.
Nicholson, K. N., Black, P. M. and Picard, C. (2000) Geochemistry and tectonic significance of the Tangihua ophiolite complex, New Zealand. Tectonophysics, 321:1- 15.
Pearce, J. A. (2003) Supra- subduction zone ophiolites: The search for modern analogues. In: Dilek Y and Newcomb S. Ophiolites concept and evolution of geological thought. Geological Society of America. Special Paper, 373, Boulder, Colorado, 269- 293.
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 Peate, D. W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences 23:251- 285.
Pearce, J. A., Stern, R. J., Bloomer, S. H. and Fryer, P. (2005) Geochemical mapping of the Mariana arc- basin system: implications for the nature and distribution of subduction components. Geochem. Geophys. Geosyst., 6, Q07006, doi:10.1029/2004GC000895.
Pinto- Linares, P. J., Levresse, G., Tritlla, J., Valencia, V. A., Torres- Aguilera, J. M., Gonzlez, M. and Estrada, D. (2008) Transitional adakite- like to calc- alkaline magmas in a continental extensional setting at La Paz Au- Cu skarn deposits, Mesa Central, Mexico: metallogenic implications. Revista Mexicana de Ciencias Geologicas 25: 39- 58.
Prytulak, J. and Elliott, T. (2007) TiO2 enrichment in ocean island basalts. Earth and Planetary Science Letters 263: 388- 403.
Rahimzadeh, B., and Movahednia, M. (2019) Geology, geochemistry and type of manganese mineralization in volcano- sedimentary sequence of upper part of ophiolites in Afarian- Pashabad area, Northwest of Kamyaran. Journal of Geoscience (in press) (in Persian).
Rahimzadeh, B., Hasanzadeh, J. and Masoudi, F. (2014) Geochemistry and dating of gabbros associated with Sawlava ophiolites- NW Iran. Materials and Energy. 13: 877- 896.
Rendeng, S., Jingsui, Y., Cailai, W., Iizuka, T. and Hirata, T. (2006) Island arc volcanic rocks in the north Qaidam UHP belt, Northern Tibet plateau: Evidence for ocean- continent subduction preceding
Ricou, L.- E., Braud, J., and Brunn, J.H. (1977) Le Zagros. Livre à la mémoire de A.F. de Lapparent (1905–1975). Mémoire hors Série de la Société Géologique de France, 8:33–52.
Rooney, T. O. (2010) Geochemical evidence of lith- ospheric thinning in the southern main Ethiopian rift. Lithos, 117:33- 48.
Saccani, E., Allahyari, K., and Rahimzadeh, B. (2014) Petrology and geochemistry of mafic magmatic rocks from the Sarve- Abad ophiolites (Kurdistan region, Iran): evidence for interaction between MORB- type asthenosphere and OIB- type components in the southern Neo- Tethys Ocean. Tectonophysics, 621: 132- 147.
Saccani, E., Allahyari, K., Beccaluva, L. and Bianchini, G. (2013) Geochemistry and petrology of the Kermanshah ophiolites (Iran): Implication for the interaction between passive rifting, oceanic accretion, and OIB- type components in the Southern Neo- Tethys Ocean. Gondwana Research, 24:392- 411.
Saccani, E., Photiades, A. and Beccaluva, L. (2008) Petrogenesis and tectonic significance of IAT magma- types in the Hellenide ophiolites as deduced from the Rhodiani ophiolites (Pelagonian zone, Greece). Lithos 104:71- 84.
Sadeghian, M. and Delavar, S.T. (2007) Geological map of Kamyaran area scale 1:100000 Geologic Survey of Iran.
Safonova, I.Yu., and Santosh, M. (2014) Accretionary complexes in the Asia- Pacific region: Tracing archives of ocean plate stratigraphy and tacking mantle plumes. Gondwana Research 25, 126- 158.
Saunders, A. D. and Tarney, J. (1984) Geochemical characteristics of basaltic volcanism within back- arc basins. In Marginal basin geology (B. P. Kokelaar and M. F. Hovells, eds.) Spec. Publ. Geol. Soc. London, 16, 59- 76.
Shahidi, M. and Nazari, H. (1997) Geological map of Harsin, 1/100.000 scale. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Shaw, J. E., Baker, J. A., Menzies, M. A., Thirl wall, M. F. and Ibrahim, K. M. (2003) Petrogenesis of the largest intraplate volcanic field on the Arabian Plate (Jordan): a mixed lithosphere- asthenosphere source activated by lithospheric extension. Journal of Petrol- ogy, 44: 1657- 1679.
Shervais, J.W. (1982) Ti- V plots and the petrogenesis of modern ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letters 59, 101–118.
Shinjo, R., Woodhead, J. D., and Hergt, J. M. (2000) Geochemical variation within the northern Ryukyu Arc: magma source compositions and geodynamic implications. Contributions to Mineralogy and Petrology, 140:263- 282.
Shojaei A., Rahgoshay M. and Shafaii Moghadam H. (2010) Petrology and geochemistry of pillow lavas in Kamyaran ophiolite, north of Kermanshah, 14th Conference of Geological Society of Iran, Urumieh University.
Shuto, K., Ishimoto, H., Hirahara, Y., Sato, M., Matsui, K., Fujibayashi, N., Takazawa, E., Yabuki, K., Sekine, M., Kato, M., and Rezanov, A.I. (2006). Geochemical secular variationof magma source during Early to Middle Miocene time in the Niigata area, NEJapan: Asthenosphere mantle upwelling during back- arc basin opening. Lithos 86:1- 33.
Sommer, C. A., Lima, E. F., Nardi, L. V. S., Liz, J. D. and Waichel, B. L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southernmost Brazil: shoshonitic, high- K tholeiitic and silica- saturated, sodic alkaline volcanism in post collisional basins. Anais da Academia Brasileira de Ciencias 78: 573- 589.
Stacey, C. and Wade, C. (2016) Stratigraphy of the lower Gawler Range Volcanics in the Roopena area, north- eastern Eyre Peninsula. Geological Survey of South Australia. Report Book 2015/00021.
Stampfli, G. M. (2000) Tethyan oceans. In: Bozkurt, E., Winchester, J. A., and Piper, J. D. A. (Eds.), tectonics and magmatism in Turkey and surrounding area, Special Publication, 173. Geological Society, London, 1- 23.
Sudi Ajirlu, M., Hajialioghli, R. and Moazzen, M. (2017) Mineral chemistry and Tectonic setting of diabasic dykes of Kamyaran ophiolite complex, Western Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 25: 609- 618.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and process. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.), Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society of London, Special Publication, 42:313- 345.
Taylor, B., and F. Martinez (2003), Back‐arc basin basalt systematics, Earth Planet. Sci. Lett., 210, 481- 497.
Tian, L., Castillo, P. R., Hawkins, J. W., Hilton, D. R., Hanan, B. H. and Pietruszka, A. J. (2008) Major and trace element and Sr- Nd isotope signatures of lavas from the central Lau Basin: implications for the nature and influence of subduction components in the back- arc mantle. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 178:657- 670.
Trumbull, R. B., Wittenbrink, R., Hahne, K., Emmermann, R., Busch, W., Gerstenberger, H. and Siebel, W. (1999) Evidence for Late Miocene to Recent contamination of arc andesites by crustal melts in the Chilean Andes (25- 26°S) and its geodynamic implications. Journal of South American Earth Science.12: 135- 155.
Turner, S., Hawkesworth, C., Rogers, N., Bartlett, J., Worthington, T., Hergt, J., Pearce, J. and Smith, I. (1997) 238U- 230Th disequilibria, magma petrogenesis and flux rates beneath the depleted Tonga- Kermadec island arc. Geochimica et Cosmochimica Acta 61: 4855- 4884.
Varekamp, J., Hesse, A. and Mandeville, C. (2010) Back- arc basalts from the Loncopue graben (Province of Neuquen, Argentina). Journal of volcanology and geothermal research 197(1): 313- 328.
Veisinia, A., Ebrahimi, M., Mokhtari, M. A., Amadian, J. and Azimzadeh, A. M. (2018) Mineral chemistry and tectonic setting of mantle peridotites of the Garmab ophiolitic sequence, NE Kamyaran. Kharazmi Journal of Earth Sciences 3(2).
Vincent, S.J., Allen, M.B., Ismail- Zadeh, A.D., Flecker, R., Foland, K.A., and Simmons, M.D. (2005) Insights from the Talysh of Azerbaijan into the Paleogene evolution of the South Caspian region. Geological Society of America Bulletin 117:1513- 1533.
Whitechurch, H., Omrani, J., Agard, P., Humbert, F., Montigny, R. and Jolivet, L. (2013) Evidence for Paleocene- Eocene evolution of the foot of the Eurasian margin (Kermanshah ophiolite, SW Iran) from back- arc to arc: implications for regional geodynamics and obduction. Lithos, 182: 11- 32.
Winchester. J, A., and Floyd, P, A. (1997) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements, Chemical Geology, 20: 325- 343.
Woodhead, J. D., Eggins, S., and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island arc and back- arc basin basalts: evidence for a multiphase melts extraction and a depleted mantle wedge. Earth and planetary Sciences Letters, 144, 491- 504.
Woodhead, J.D., Hergt, J.M., Davidson, J.P., and Eggins, S.M. (2001) Hafnium isotope evidence for “conservative” element mobility during subduction zone processes: Earth and Planetary Science Letters, 192:331- 346.
Wrobel- Daveau, J.C., Ringenbach, J.C., Tavakoli, S., Ruiz, G., Masse, P., and FrizondeLamotte, D. (2010) Evidence for mantle exhumation along the Arabian margin in the Zagros (Kermanshah area, Iran). Arabian Journal of Geosciences. Springer Berlin/Heidelberg 499- 513.
Yaliniz, M.K. (2008). A geochemical attempt to distinguish forearc and backarc Ophiolites from the Supra- Subduction Central Anatolian Ophiolites (Turkey) by comparison with modern Oceanic analogues. Ofioliti, 33 (2): 119- 129.
Zhao, J.H. and Zhou, M.F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusions in the Panzhihua district (Sichuan Province, SW China) Implications for subduction - related metasomatism in the upper mantle. Precambrian Research 152: 27- 47.
Zhengfu, G., Marjorie, W., Maoliang, Z. and Lihong, Z. (2013) Post- collisional, K- rich mafic magmatism in south Tibet: constraints on Indian slab- to- wedge transport processes and plateau uplift. Contribution to Mineralogy and Petrology 165(6): 1311- 1340.