سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی بازالت‌های افیولیتی منطقه مریوان-پالنگان (زاگرس، غرب ایران)

کریمی, آزاد; احمدی, علی; پرتابیان, عبدالرضا

doi:10.22108/ijp.2019.114500.1113

تعداد نشریات	42
تعداد شماره‌ها	1,514
تعداد مقالات	12,478
تعداد مشاهده مقاله	24,739,427
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	10,433,066

سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی بازالت‌های افیولیتی منطقه مریوان-پالنگان (زاگرس، غرب ایران)

پترولوژی

مقاله 5، دوره 10، شماره 1 - شماره پیاپی 37، خرداد 1398، صفحه 75-96 اصل مقاله (3.01 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2019.114500.1113

نویسندگان

آزاد کریمی¹؛ علی احمدی^* ²؛ عبدالرضا پرتابیان¹

¹گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران

²دانشکده علوم، گروه زمین شناسی

چکیده

بازالت‌های مربوط به مجموعه افیولیتی مریوان-پالنگان، پهنه زمین‌درز زاگرس، غرب ایران، به منظور بررسی فرایندهای تکامل ماگمایی و ذوب بخشی سنگ منشأ مطالعه شدند. سنگ‌های بازالتی رخنمون قابل توجهی در سکانس پوسته‌ای افیولیت مریوان-پالنگان دارند و ساخت آن‌ها غالباً بالشی است. از نظر ویژگی‌های میکروسکوپی و شیمیایی دو گروه سنگی در منطقه قابل تفکیک است. هر دو گروه بر اساس رده‌بندی شیمیایی بازالت هستند. محاسبات نورم CIPW نشان می‌دهد که همه آن‌ها الیوین تولئیت (تولئیت آبیسال) هستند. از نظر سری ماگمای نیز سری تولئیت تا نزدیک به تحولی را نشان داده‌اند. همچنین براساس مقدار TiO2 از نوع افیولیت‌های Tiبالا هستند. تفریق مقادیر متغیری از الیوین، پلاژیوکلاز، و کلینوپیروکسن از روی دیاگرام‌های فِنِر به ویژه برای نمونه‌های گروه دوم دیده می‌شود. هرچند که نمونه‌های هر دو گروه در نمودارهای چند عنصری به E-MORB شباهت دارند اما از نظر HREE و MREE تمایز قابل توجهی نشان می‌دهند. مدل‌های ذوب درجات متفاوت ذوب بخشی از یک منشأ لرزولیت اسپینل‌دار (5 تا 25 درصد برای گروه اول و 15 تا 25 درصد برای گروه دوم) را نشان می‌دهند. همچنین، نسبت‌های Sm/Nd، Ce/Sm، Sm/Yb و La/Yb نمونه‌ها نزدیکی آن‌ها به مقادیر مربوط به گوشته غنی‌شده نوع دوم (EMII) را نشان می‌دهد. به همین دلیل، مشارکت سازنده‌های نوع EMII در منشأ ماگما ممکن است مسئول ماهیّت غنی‌شده بازالت‌های منطقه باشد. در این پژوهش چنین نتیجه‌گیری شده که درجات متغیر ذوب بخشی یک منشأ اسپینل پریدوتیتی و مشارکت سازنده‌گان نوع EMII، به پیدایش ماهیّت غنی‌شده بازالت‌های افیولیتی این بخش از بوم‌های مربوط به نئوتتیس منجر شده‌است.

کلیدواژه‌ها

بازالت؛ مورب؛ افیولیت؛ نئوتتیس؛ مریوان-پالنگان؛ زاگرس

اصل مقاله

افیولیت‏‌ها سنگ‏‌کرة اقیانوسی کهن هستند که در پی فرایندهای زمین‏‌ساختی در قاره‏‌ها جایگزین شده‏‌اند (Coleman, 1977; Nicolas, 1989; Pearce, 2014). از یک سو، فرورانش سنگ‏‌کرة اقیانوسی عامل مهمی در فعالیت‏‌های آتشفشانی کمان‏‌های ماگمایی است و بر ترکیب ماگماهای کمان آتشفشانی تأثیر مهمی دارد (White, 1989) و از سوی دیگر، فرورانش آن به بخش‏‌های ژرف‏‌تر گوشته از مهم‏‌ترین سازوکارهای بازگشت مواد به درون گوشته و خاستگاه برخی نقاط داغ و ناهمگنی‏‌های گسترده در آن است (White, 1986). بررسی سنگ‏‌کرة اقیانوسی نه تنها به درک چگونگی تحولات سیستم‏‌های ماگمایی زمین کمک می‏‌کند، بلکه با ارائه شواهدی از وجود حوضه‏‌های اقیانوسی قدیمی، در شناخت تحولات زمین‏‌ساختی و جغرافیای دیرینه نقش مهمی دارد (Bédard, 2014; Dilek and Furnes, 2014). ازاین‌رو، شناخت درست ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی و زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌کرة اقیانوسی نقش محوری در تبیین و توضیح فرایندهای زمین‏‌شیمیایی کل زمین دارد. از مهم‏‌ترین و در دسترس‏‌ترین راه برای ارزیابی سنگ‏‌کرة اقیانوسی بررسی افیولیت‏‌هاست.

گسل زاگرس محل برخورد شاخه‏‌ جنوبی نئوتتیس به‏‌شمار می‏‌رود و با گذر از جنوب ترکیه و شمال‏‌باختری ایران تا دریای عمان ادامه دارد (Berberian and King, 1981; Dilek and Flower, 2003; Dilek and Furnes, 2009). بازشدن این شاخه از نئوتتیس، در پرمین آغاز شده و در تریاس به بیشترین گسترش خود رسیده است (Moinevaziri et al., 2008). فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی (اوراسیا)، در پی جابجایی رو به شمال قارة آفریقا، از تریاس پسین - ژوراسیک آغاز و در کرتاسه پسین (Alavi, 2004) بسته شده‏‌ است. برخورد نهایی در ائوسن میانی (Agard et al., 2005)، یا ائوسن- الیگوسن (مانند: Allen and Armstrong, 2008)، یا الیگوسن (مانند: Pirouz et al., 2107) یا میوسن (Mohajjel et al., 2003; Azizi and Moinevaziri, 2009) و یا میوسن پسین- پلیوسن پیشین (مانند: Zhang et al., 2017) رخ داده است. در پایان و در نتیجة این فرورانش، افیولیت‏‌های زاگرس، در زمان کرتاسه پسین- پالئوسن جایگزین شده‏‌اند و پهنة ماگمایی ارومیه- دختر هم‏‌روند با زاگرس پدید آمده است (مانند: Berberian and King, 1981; Agard et al., 2005; Dilek et al., 2010).

افیولیت‏‌های زاگرس به دو گروه کمربند افیولیتی زاگرس درونی و بیرونی رده‏‌بندی شده‏‌اند (Shafaii- Moghadam and Stern, 2011). هرچند که برپایة اجماع عمومی، افیولیت‏‌های زاگرس تکامل زمین‏‌شناختی نئوتتیس را از زمان پیدایش ریفت تا بسته‏‌شدن پایانی نشان می‏‌دهند (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015)؛ اما هنوز دیدگاه‏‌های متفاوتی دربارة چگونگی این تکامل در زاگرس به‏‌ویژه زمان بسته‏‌شدن و برخورد پایانی آن وجود دارد (مانند: Alizadeh et al., 2013; Nouri et al., 2015; Moradpour et al., 2017; Aliani and Daraeezadeh, 2018; Mahmoudi et al., 2018; Monsef et al., 2018; Nouri et al., 2018). یکی از ویژگی‏‌ها متمایز افیولیت‏‌های منطقه مریوان- پالنگان رخنمون افیولیت‏‌های جوان‏‌ به سن ائوسن پسین است (Rahimzadeh et al., 2014) که به‌ندرت هم‌ارز آنها در دیگر رخنمون‏‌های افیولیت‏‌های نئوتتیس یافت می‌شود (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015). با توجه به جوان‏‌بودن این سنگ‏‌ها، بررسی آنها تا اندازه‏‌ای به زمان بسته‏‌شدن و برخورد پایانی نئوتتیس کمک می‌کند.

ازآنجایی‌که بازالت‏‌ها به‌علت خاستگاه‏‌گرفتن از گوشته از بهترین نمونه‏‌ها برای پی‌بردن به ویژگی‏‌های شیمیایی گوشته و تحولات سنگ‏‌شناسی آن هستند (Hess, 1989)، بررسی بازالت‏‌های مجموعة افیولیتی منطقه مریوان- پالنگان ضروری است. بررسی بنیادی روی مجموعة افیولیتی منطقه مریوان- پالنگان به تازگی آغاز شده است (Rahimzadeh et al., 2013; Allahyari et al., 2014; Saccani et al., 2014). پژوهشگران یادشده این افیولیت‏‌ها را به‌نام افیولیت‏‌های سروآباد (سه‏‌ول‏‌آوا) می‌شناسند. آنها افزون‏‌بر بررسی‏‌های سنگ‏‌شناختی و زمین‏‌شیمیایی، یک الگوی تکتونوماگمایی برای مجموعه افیولیت سروآباد پیشنهاد داده‌اند (Allahyari et al., 2014; Saccani et al., 2014). برپایة الگوی یادشده مشارکت سازنده‏‌های OIB در خاستگاه بازالت‏‌های با سرشت غنی‏‌شده منطقه نقش داشته است. ازاین‏‌رو، در این پژوهش به بررسی تنوع ترکیب شیمیایی بازالت‏‌های مجموعة افیولیتی منطقه مریوان- پالنگان و نقش فرایندهای ماگمایی (مانند: ذوب‌بخشی و تبلوربخشی) در پیدایش تنوع در این سنگ‏‌ها پرداخته شده ‏‌است.

از یک سو، این بررسی‏ به شناخت فرایندهای ماگمایی در پشته‏‌های میان‌اقیانوسی کمک می‌کند. از سوی دیگر، در ادامه و تکمیل بررسی‏‌های پیشین افزون‏‌بر فراهم‏‌آوردن داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی بیشتر برای این بخش از افیولیت‏‌های زاگرس خارجی و در تأیید سرشت E-MORB نشان داده‌شده در بررسی‏‌های پیشین، افزون‏‌‏‌بر نشان‏‌دادن تنوع نمونه‏‌های بازالتی منطقه (حداقل دو گروه)، از احتمال مشارکت سازنده‏‌های EMII در سنگ خاستگاه بازالت‏‌های افیولیت‏‌های تتیسی خبر می‏‌دهد.

روشانجام پژوهش

در این پژوهش پس از بررسی نقشه‏‌ و گزارش‏‌های نخستین، بررسی‏‌های پیشین، هنگام بازدیدهای صحرایی و برداشت اطلاعات گوناگونی از ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی و ساختاری واحدهای سنگی، از همة سنگ‏‌های مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان برپایة تنوع سنگ‌شناسی نمونه‏‌برداری شد. پس از تهیه و بررسی مقطع‌های میکروسکوپی، شمار 16 نمونة کمابیش سالم که نشانه‏‌های دگرسانی نداشته‌اند برای تجزیه برگزیده شدند. تجزیة شیمیایی اکسیدهای عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه Met-Solve Analytical Services Inc. در کانادا انجام گرفت. شمار 6 نمونه استاندارد TD-1 (Dunn and Stringer, 1990) برای ارزیابی دقت (precision) و صحت (accuracy) داده‏‌ها به‌طور ناشناس تجزیه شدند. انحراف از معیار 2δ میانگین آماری (Jeffrey, 1975) برای تعیین دقت به‌کار برده شد. برپایة این روش ارزیابی دقت برای عنصرهای اصلی بهتر از 08/0 درصد ، برای LILEها 5/7 درصد ، برای HFSEها 7 درصد و برای REEها و فلزهای پایه 4 درصد بود. صحت (Jenner, 1996) برای عنصرهای اصلی نیز بهتر از 5/6 درصد، 11 درصد برای LILEها، 15 درصد برای HFSEها، 6 درصد برای REEها و 15 درصد برای فلزهای پایه بود.

زمین‏‌شناسی منطقه

محدودة بررسی‏‌شده در این پژوهش بخشی از افیولیت‏‌های کردستان (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015) در کمربند افیولیتی زاگرس خارجی (Shafaii- Moghadam and Stern, 2011) به‌شمار می‌رود.

افیولیت‏‌های کردستان در ادامه افیولیت‏‌های کرمانشاه از شهرستان کامیاران آغاز شده‌اند و با‏‌ گذر از شهرستان‏‌های سروآباد و مریوان به افیولیت‏‌های پنجوین در شمال‏‌خاوری عراق می‌رسند (شکل‏‌های 1- A و 1- B). پژوهشگران پیشین افیولیت‏‌های بررسی‏‌شده را افیولیت‏‌های پیازه (Sabzehei et al., 2010)، افیولیت‏‌های سه‏‌ول‏‌آوا یا سروآباد (Saccani et al., 2014) و افیولیت‏‌های کردستان (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015) نامگذاری کرده‏‌اند. در این پژوهش، آنها، با نام «افیولیت‏‌های منطقة مریوان–پالنگان» نامگذاری شده‌اند. این مجموعة افیولیتی به دو بخشِ کمپلکس چور- نگل و پریدوتیت‏‌های سرپانتینیتی‏‌شده رده‏‌بندی می‌شوند. کمپلکس چور- نگل با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری در راستای روراندگی اصلی زاگرس و به درازا و پهنای نزدیک به 23 و 5 کیلومتر است و با سنگ‏‌های دگرگونی پهنة سنندج- سیرجان دربر گرفته شده ‏‌است (شکل 1- B). کمپلکس یادشده نشان‏‌دهندة یک توالی ناکامل افیولیتی است که به‏‌ترتیب از بالا به پایین دربردارندة سنگ‏‌های مافیک بیرونی، دسته دایک‏‌های صفحه‏‌ای، گابروها و سنگ‏‌های الترامافیک است (شکل 1- B).

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی منطقة مریوان- پالنگان (زاگرس، باختر ایران) برپایة بررسی‏‌های پیشین (Sabzehei et al., 2010; Allahyari et al., 2014). همان‏‌گونه‌که در شکل دیده می‏‌شود توالی سنگ‏‌های آذرین بیرونی بیشتر در بالاترین تراز ارتفاعی کمپلکس چور- نگل (که شامل سه قلة کوره‏‌میانه، پیازه و قله‏‌برد است) رخنمون یافته‏‌اند.

بیشتر پریدوتیت‏‌های سرپانتینیتی‏‌شده به‏‌صورت رخنمون‏‌های کوچک مقیاس –چند ده متر تا چند صد متر- در راستای گسل‏‌های تراستی منطقه ردیابی می‏‌شوند (شکل 1). بیشتر سنگ‏‌های مافیک بیرونی بررسی‏‌شده در این پژوهش در بالاترین تراز ارتفاعی کمپلکس چور- نگل رخنمون دارند (شکل 1). این سنگ‏‌ها بیشتر ساخت بالشی نشان می‏‌دهند (شکل‏‌های 2- A و B)؛ هرچند به ندرت گدازه‏‌های با ساختار تکه‏‌تکه‏‌ای (blocky) و ضخامت کم نیز در منطقه دیده شده‌اند (شکل 2- C). گدازه‏‌های بالشی از دیدگاه شکل و اندازه گوناگون هستند (شکل 2- B). قطر بالش‏‌ها گاه به بیشتر از 2 متر نیز می‏‌رسد (شکل 2- A).

شکل 2- رخنمون سنگ‏‌های بازالتی که به‏‌صورت ساخت‏‌های بالشی گوناگون (A و B) و گدازه‏‌های غیر بالشی (C) در منطقه دیده می‏‌شوند (در شکل C، روانة بازالتی با ساخت تکه‏‌تکه‏‌ای (blocky) دیده می‏‌شود)

سنگ‏‌نگاری بخش بازالتی مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان

سنگ‏‌های مافیک بیرونی در افیولیت‏‌های مریوان- پالنگان از دیدگاه ویژگی‏‌های میکروسکوپی متنوع هستند. بیشتر این سنگ‏‌ها بافت اَفیریک (شکل 3- A) و به‌ندرت بافت پورفیری (شکل 3- B) نشان می‏‌دهند. همچنین، گاه بافت حفره‏‌ای نیز در آنها دیده می‏‌شود (شکل 3- C). میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز مهم‏‌ترین فاز سازنده در بازالت‏‌های بالشی با بافت آفیریک هستند. این بلورها ویژگی‌های میکروسکوپی گوناگونی مانند شکل سوزنی، دم‏‌پرستویی (شکل 3- D)، اسکلتی (شکل 3- E) و گاه حالت جریانی (شکل 3- F) نشان می‏‌دهند. فضای میان میکرولیت‏‌ها با بلورهای ریز و فیبری‌شکلِ کلینوپیروکسن پر شده است (شکل 3- G). در نمونه‏‌های پورفیری، میانبارهای فراوان در برخی فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز بافت غربالی را پدید آورده است (شکل 3- B). همچنین، نشانه‌هایی از شکستگی و حاشیة خورده‏‌شده نیز در برخی فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود (شکل‏‌های 3- H و 3- I). برخی سنگ‏‌های مافیک منطقه نشانه‌های متنوعی از دگرسانی را نیز نشان داده‏‌اند. بررسی نشانه‏‌های دگرسانی در آنها نشان‏‌دهندة حضور کانی‏‌های ثانویه مانند کانی‏‌های گروه اپیدوت، کلریت و به مقدار کمتر کلسیت و هیدروکسیدهای آهن به‏‌صورت رگه، حفره (شکل 3- C) و شکستگی‏‌های پرشونده و فازهای جانشینی است.

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی بازالت‏‌های منطقه مریوان- پالنگان. A) بازالت با بافت آفریک؛ B) بافت پورفیری با فنوکریست پلاژیوکلاز که میانبارهای شیشه در آن بافت غربالی را پدید آورده ‏‌است؛ C) بافت حفره‏‌ای پرشده با کانی‏‌های ثانویه؛ D) بافت آفریک با میکرولیت‏‌های سوزنی و دم‏‌پرستوی؛ E) میکرولیت پلاژیوکلاز با حالت اسکلتی؛ F) میکرولیت‏‌های با حالت جریانی؛ G) پرشدن فضای میان میکرولیت‏‌ها توسط بلورهای ریز و فیبری کلینوپیروکسن؛ H) شکستگی‏‌های در بلورهای پلاژیوکلاز؛ I) پلاژیوکلاز دارای حاشیه واکنشی (مقیاس و حالت نوری PPL (Plain Polarized Light) و XPL (Crossed Polarized Light) در پایین تصویرها آورده شده ‏‌است)

زمین‏‌شیمی

برای انجام بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، نمونه‏‌های با کمترین نشانه‏‌های دگرسانی برای تجزیه برگزیده شدند. داده‌های تجزیة عنصرهای اصلی، به‌همراه محاسبه نورم CIPW و دادهای عنصرهای کمیاب به‏‌ترتیب در جدول‏‌های 1 و 2 آورده شده‌اند.

جدول 1- داده‌های تجزیة عنصرهای اصلی و محاسبه نورم CIPW در بازالت‏‌های منطقه مریوان- پالنگان (Mg#=100*Mg/(Mg+Fe²⁺))

Sample No.	72	85	13	22	33	102	49	58
SiO₂	49.38	50.75	50.5	51.68	48.59	49.58	50.73	50.18
TiO₂	1.29	1.31	1.38	1.36	1.3	1.26	1.24	1.27
Al₂O₃	16.82	17.02	17.12	16.94	18	17.25	15.8	17.28
Fe₂O₃	2.75	2.85	2.87	2.83	2.81	2.76	2.75	2.77
FeO	6.26	5.71	5.79	5.69	5.56	6.02	6.48	5.79
MnO	0.14	0.12	0.14	0.12	0.12	0.14	0.13	0.12
MgO	7.34	6.73	7.2	7.51	7.15	8.01	8.09	8.41
CaO	10.98	10.64	11.9	11.55	10.69	10.63	12.25	10.03
Na₂O	3.34	3.59	3.02	2.89	3.51	3.52	2.69	3.54
K₂O	0.65	0.29	0.23	0.43	0.45	0.71	0.36	0.19
P₂O₅	0.19	0.24	0.24	0.21	0.22	0.2	0.17	0.16
Total	99.14	99.25	100.39	101.21	98.4	100.08	100.69	99.74
Lol	1.76	2.59	1.49	1.75	2.2	2.22	1.52	2.08
Mg#	67.64	67.75	68.91	70.17	69.63	70.34	69.00	72.14
C.I.P.W.
Apatite (Ap)	0.45	0.57	0.57	0.50	0.52	0.47	0.40	0.38
Ilmenite (Il)	2.45	2.49	2.62	2.58	2.47	2.39	2.36	2.41
Orthoclase (Or)	3.84	1.71	1.36	2.54	2.66	4.20	2.13	1.12
Albite (Ab)	28.15	30.38	25.55	24.45	28.82	27.66	22.76	29.95
Nepheline (Ne)	0.06	0	0	0	0.48	1.15	0	0
Anorthite (An)	28.98	29.47	32.48	31.98	32.03	29.17	29.97	30.70
Magnetite (Mt)	3.99	4.13	4.16	4.10	4.076	4.00	3.99	4.02
Diopside (Di)	19.52	17.47	20.05	19.18	15.68	17.86	23.88	14.41
Hypersthene (Hy)	0	9.15	11.20	15.61	0	0	11.94	7.18
Olivine (Ol)	11.72	3.90	2.42	0	11.69	13.20	3.28	9.58
Quartz (Q)	0	0	0	0.27	0	0	0	0
Sum	99.16	99.27	100.41	101.23	98.42	100.10	100.71	99.76

جدول 1- ادامه

Sample No.	63	113	123	131	140	158	176	194
SiO₂	49.51	49.57	49.1	49.68	49.22	51.7	50.305	50.46
TiO₂	1.12	1.11	1.29	1.41	1.7	1.59	1.5825	1.645
Al2O₃	16.98	18.99	16.69	16.28	16.62	15.44	16.25	16.03
Fe₂O₃	2.62	2.6	2.84	3.01	3.21	3.15	3.1225	3.18
FeO	5.87	5.21	6.51	6.89	6.6	6.88	6.8375	6.74
MnO	0.13	0.12	0.13	0.14	0.15	0.16	0.1475	0.155
MgO	7.77	6.31	7.25	6.99	6.95	7.01	6.8625	6.98
CaO	12.22	12.72	12.73	12.39	11.31	10.11	11.41	10.71
Na₂O	2.81	2.94	2.96	2.59	3.56	3.99	3.3675	3.775
K₂O	0.11	0.17	0.27	0.19	0.34	0.31	0.245	0.325
P₂O₅	0.18	0.17	0.2	0.2	0.25	0.22	0.225	0.235
Total	99.32	99.91	99.97	99.77	99.91	100.56	100.36	100.24
Lol	1.74	1.43	1.61	1.41	1.96	1.8	1.57	1.88
Mg#	70.24	68.34	66.50	64.39	65.24	64.49	64.15	64.86
C.I.P.W.
Apatite (Ap)	0.43	0.40	0.47	0.47	0.59	0.52	0.53	0.56
Ilmenite (Il)	2.13	2.11	2.45	2.68	3.23	3.02	3.01	3.13
Orthoclase (Or)	0.65	1.01	1.60	1.12	2.01	1.83	1.45	1.92
Albite (Ab)	23.78	24.88	25.05	21.92	29.57	33.76	28.50	31.94
Nepheline (Ne)	0	0	0	0	0.30	0	0	0
Anorthite (An)	33.39	38.12	31.46	32.23	28.37	23.30	28.50	25.83
Magnetite (Mt)	3.80	3.77	4.12	4.37	4.66	4.57	4.53	4.61
Diopside (Di)	20.92	19.18	24.50	22.57	21.02	20.51	21.50	20.76
Hypersthene (Hy)	8.91	5.71	0.93	13.99	0	7.32	7.18	3.19
Olivine (Ol)	5.34	4.76	9.41	0.45	10.20	5.74	5.18	8.31
Quartz (Q)	0	0	0	0	0	0	0	0
Sum	99.34	99.93	99.99	99.79	99.93	100.58	100.38	100.26

جدول 2- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای کمیاب در بازالت‏‌های منطقه مریوان- پالنگان (برپایة ppm)

Sample No.	72	85	113	22	33	102	49	58
Cs	1.47	0.59	0.61	0.18	1.32	2.3	0.5	1.14
Ba	73.91	65	67.02	70	95	113	74.51	57.03
Rb	17.3	6.4	6.24	13.9	10.41	19.6	5.41	3.11
Sr	176	210	265	229	229	215	144	208
Th	0.37	0.83	0.82	0.8	0.5	0.6	0.35	0.44
U	0.15	0.34	0.36	0.35	0.19	0.29	0.19	0.25
Pb	2.3	2.51	2.75	2.69	3.15	1.5	1.22	1.11
Sc	33.95	31.21	31.66	31.1	31.1	30.1	36.02	32.13
V	236	211	213	257	219	211	223	255
Cr	355	325	317	388	272	263	386	407
Co	48	47	49	46	49	50	51	50
Ni	90	106	109	102	110	108	103	151
Hf	3.1	2.99	2.97	2.99	3	2.88	2.51	2.70
Ta	0.72	0.62	0.46	0.45	0.61	0.3	0.43	0.33
Zr	135	143	138	132	135	115	91	103
Nb	10	11.03	10	11.02	12.9	10.97	4	7
La	5.05	8.41	10	11.2	7.2	13	4.51	6.51
Ce	14.03	21	22.01	25.02	17.2	30	12.1	16.03
Pr	2.13	2.71	2.87	3.41	2.36	4	2.01	2.29
Nd	9.99	13.03	13.5	13.4	12.09	17.98	9.44	10.98
Sm	3.38	4.25	3.83	3.74	3.69	4.4	2.71	3.38
Eu	1.14	1.3	1.16	1.33	1.3	1.1	1.01	1.09
Gd	4.09	4.62	4.28	4.68	4.7	4.55	4.35	4.39
Tb	0.9	0.7	0.87	0.77	0.7	0.84	0.7	0.79
Dy	5.94	4.99	5.61	5.03	6	5.75	5.76	4.91
Ho	1.07	0.82	1.17	1.03	0.94	1.02	1.09	1.11
Y	24.3	23.01	23.18	21.55	22.5	22.09	22.4	24.15
Er	3.53	3.39	3.52	3.1	3.29	3.1	3.3	3.39
Tm	0.57	0.44	0.48	0.49	0.42	0.5	0.42	0.47
Yb	2.89	2.5	2.52	3.02	2.59	2.55	2.81	3.14
Lu	0.45	0.4	0.45	0.39	0.39	0.38	0.44	0.45

جدول 2- ادامه

Sample No.	63	113	123	131	140	158	176	194
Cs	0.31	0.65	1.02	0.32	0.55	0.69	0.525	0.62
Ba	34.51	34.46	74.39	34.44	62	63.1	48.1625	62.55
Rb	0.25	1.21	5.23	2.11	6.03	5.3	3.42	5.665
Sr	185	189	211	181	215	200	196.75	207.5
Th	0.51	0.23	0.69	0.42	0.49	0.3	0.3925	0.395
U	0.12	0.11	0.26	0.18	0.33	0.21	0.23	0.27
Pb	1.19	1.2	1.18	2.1	2.15	1.44	1.795	1.795
Sc	33.02	28.96	35.33	37.71	32.9	37	35.655	34.95
V	224	203	236	248	253	251	245	252
Cr	368	299	338	191	259	218	224.5	238.5
Co	49	44	45	53	46	52	49.75	49
Ni	115	90	99	65	111	68	81	89.5
Hf	2.66	2.60	2.75	2.69	3.6	3	3.22	3.3
Ta	0.42	0.47	0.61	0.44	0.45	0.43	0.4	0.44
Zr	101	100	111	98	143	132	127	137.5
Nb	11	4.05	7.42	9.52	5.6	7.36	6.97	6.48
La	5.44	3.37	8.7	5.28	7.13	6.81	6.565	6.97
Ce	13.91	12.11	18.92	15.77	21.1	17.41	18.0775	19.255
Pr	2.03	1.66	2.54	2.56	3.13	2.91	2.8525	3.02
Nd	9.11	8.62	11.52	11.13	16.02	13.93	13.6025	14.975
Sm	2.75	3.41	3.49	3.42	4.81	4.35	4.2475	4.58
Eu	0.95	1.14	1.2	1.19	1.36	1.71	1.4	1.535
Gd	3.64	3.98	3.74	5	5.92	5.21	5.4375	5.565
Tb	0.68	0.74	0.79	0.88	1.06	1.02	1.01	1.04
Dy	4.51	4.84	5.3	5.99	6.98	6.65	6.615	6.815
Ho	0.79	0.85	1.04	1.22	1.38	1.35	1.285	1.365
Y	18.99	22.03	24.02	26.73	30.91	29.89	29.14	30.4
Er	2.52	2.94	3.14	3.54	4.02	4.64	4.085	4.33
Tm	0.5	0.43	0.49	0.51	0.65	0.63	0.6025	0.64
Yb	2.5	2.47	2.75	3.32	3.79	3.29	3.4475	3.54
Lu	0.41	0.32	0.41	0.56	0.58	0.48	0.53	0.53

در کل، نمونه‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده در این پژوهش از دیدگاه ویژگی‏‌های بافتی و ترکیب شیمیایی دست‌کم در دو گروه جای می‌گیرند. گروه نخست (با نماد دایره توخالی) ساخت بالشی دارد و معمولاً بافت آفریک نشان می‌دهد؛ اما گروه دوم (با نماد ستاره) بیشتر روانه‏‌های بازالتی غیر بالشی هستند که بافت پورفیری نشان می‏‌دهند. از دیدگاه شیمیایی، تمایز آشکاری در محتوای HREE و MREE میان دو گروه دیده می‏‌شود. از دیدگاه رده‏‌بندی شیمیایی، همة نمونه‏‌ها در محدوده بازالت جای گرفته‏‌اند (شکل 4- A).

شکل 4- جایگاه بازالت‏‌های منطقه مریوان- پالنگان در: A) نمودار رده‏‌بندی Zr/TiO₂ دربرابر SiO₂ (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار رده‏‌بندی افیولیت‏‌ها برپایة میزان FeOt/(FeOt+MgO) دربرابر TiO₂ (Serri, 1981)؛ C) شناسایی سری ماگمایی بازالت‏‌های مجموعة افیولیتی برپایة Mg# دربرابر FeOt (Brotolotti et al., 2004) (CA: کالک‏‌آلکالن؛ TH: توله‏‌ایت؛ نمونه‏‌های گروه نخست با نماد دایره توخالی و گروه دوم با نماد ستاره نشان داده شده‏‌اند)

به‌علت تأثیر فرایندهای ثانویه ناشی از واکنش با آب دریا و رسوب‏‌های سیلیسی، این سنگ‏‌ها چه‌بسا تا بیشتر از 2 درصد نفلین یا کوارتز نورماتیو داشته باشند (Williams et al., 1982). ازاین‏‌رو، داده‌های به‌دست‌آمده از محاسبه نورم CIPW و نمودار چهاروجهی بازالت‏‌ها (Yoder and Tilley, 1962) (نشان داده نشده است) برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهند بیشتر آنها در گروه الیوین توله‏‌ایت (نمودار سه‌تایی الیوین- دیوپسید- هیپرستن) جای می‏‌گیرند. مقدار کوارتز نورماتیو در یک نمونه 27/0 درصد است و مقدارهای نفلین نورماتیو در چهار نمونه به‏‌ترتیب 06/0، 30/0، 48/0، 15/1 درصد است (جدول 1) که از همة این مقدارها چشم‏‌پوشی می‌شود. پس به گفتة دیگر، همة نمونه‏‌ها الیوین‌توله‏‌ایت هستند (جدول 1). همچنین، بررسی مقدار TiO₂ نشان می‌دهد نمونه‏‌ها در افیولیت‏‌های نوع Ti بالا قرار گرفته‌اند (شکل 4- B). از دیدگاه سری ماگمایی نیز این سنگ‏‌ها سرشت توله‏‌ایت تا نزدیک به تحولی نشان می‌دهند (شکل 4- C).

همان‏‌گونه که در جدول‏‌های 1 و 2 آورده شده است، گسترة تغییرات در بسیاری از عنصرهای اصلی کوچک است. برای نمونه، SiO₂ برابربا 59/48 تا 70/51، TiO₂ برابربا 11/1 تا 70/1، MgO برابربا 31/6 تا 41/8 و CaO برابربا 03/10 تا 73/12 درصدوزنی هستند. گسترة تغییرات برخی عنصرهای کمیاب مانند Ni، Cr و Sr به‏‌ترتیب، شاخصی برای تبلور الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز به‌شمار می‌رود. برای نمونه، Sr از 144 تا 265، Eu از 95/0 تا 71/1، Cr از 191 تا 407 و Ni از 65 تا 151 پی‏‌پی‏‌ام در تغییر هستند. دامنة تغییرات عدد منیزم (Mg#=100×Mg/(Mg+Fe)) نیز در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده برابربا 64 تا 72 است. کم‏‌بودن مقدار عنصرهایی مانند Sr، Eu، Cr و Ni در نمونه‏‌های با Mg# کمتر از 66 (گروه دوم) در مقایسه با نمونه‏‌های با Mg# بیشتر از 66 (جدول‏‌های 1 و 2) چه‌بسا نشان‏‌دهندة تأثیر تبلوربخشی بر ترکیب شیمیایی نمونه‏‌های یادشده باشد.

بحث

تبلوربخشی

اگرچه مقدار Mg# در بیشتر نمونه‌ها بالاست (15/64- 14/72)، اما همان‏‌گونه‌که گفته شد مقدارهای کمابیش کمِ برخی عنصرها (به‏‌ویژه عنصرهای سازگار مانند Ni، Cr، Co و حتی اکسید MgO) نشان‏‌دهندة تأثیر تبلوربخشی در آشیانه (های) ماگمایی مربوطه است، این نکته به‏‌ویژه دربارة نمونه‏‌های گروه دوم درست است. الیوین، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و به‌ندرت اورتوپیروکسن از کانی‏‌های رایج در تفریق‌بخشی پشته‏‌های میان‌اقیانوسی هستند (Dilek and Furnes, 2014). برای ارزیابی تفریق احتمالی کانی‏‌های یادشده، نمودار تغییرات برخی عنصرها دربرابر Mg# آورده شده ‏‌است (شکل 5). روند کاهشی Ni با کاهش Mg# آشکارا نشان‏‌دهندة جدایش بلورینِ الیوین از ماگمای مادر سنگ‏‌های بررسی‏‌شده است (شکل 5- A). تغییرات CaO دربرابر Mg# روند روشنی نشان نمی‏‌دهند (شکل 5- B)؛ اما با کاهش Mg#، Al₂O₃ روند کاهشی نشان می‌دهد (شکل 5- C). ازاین‏‌رو، عنصرهایی مانند Sr و Eu، برای ارزیابی جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز (شکل‏‌های 5- D و E) و Cr برای ارزیابی جدایش بلورینِ کلینوپیروکسن به‌کار برده شده‌اند (شکل 5- F). برپایة بررسی تغییرات Sr و Eu، جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز بیشتر در نمونه‏‌های گروه دوم رخ داده است. این یافته‌ها با بررسی‏‌های میکروسکوپی نمونه‏‌های یادشده سازگار است؛ زیرا بیشتر آنها بافت پورفیری نشان داده‏‌اند (شکل‏‌های 3- B، 3- H و 3- I). بررسی تغییرات Cr دربرابر Mg# نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های گروه دوم افزون‏‌بر جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز، دچار جدایش بلورینِ کلینوپیروکسن نیز شده‏‌اند (شکل 5- F). همچنین، بخشی از نمونه‏‌های گروه نخست نیز روند کاهشی با کاهش Mg# نشان می‏‌دهند و این نکته چه‌بسا نشان‏‌دهندة جدایش بلورینِ کلینوپیروکسن در این نمونه‏‌هاست.

شکل 5- موقعیت بازالت‏‌های مجموعة افیولیتی منطقة مریوان- پالنگان در نمودارهای فنر اکسیدهای عنصرهای اصلی و عنصرهای کمیاب و تأثیر جدایش بلورینِ الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن بر ماگمای خاستگاه نمونه‏‌های بازالتی (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

نمودارهای چندعنصری

ازآنجایی‏‌که نشانه‏‌هایی از دگرسانی در سنگ‏‌های منطقة مریوان- پالنگان دیده شده است، برای کاهش تأثیر دگرسانی در تفسیرهای زمین‏‌شیمیای، به بررسی زمین‏‌شیمی عنصرهای نامتحرک (Pearce, 2014) در نمودارهای عنکبوتی پرداخته می‏‌شود (شکل 6- A). در نمودار عنکبوتی داده‏‌ها به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شده‏‌اند. همچنین، داده‏‌های E-MORB و OIB (Sun and McDonough, 1989) نیز برای مقایسه آورده شده‌اند (شکل 6- A). در کل، همة نمونه‏‌ها در Y و Ti تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. همچنین، مگر دو عنصر یادشده، دربارة بیشتر عنصرهای نامتحرک، به‏‌ویژه عنصرهای HFSE نسبت به N-MORB غنی‌شدگی دیده می‌شود‏‌ و الگوی تغییرات ترکیب نمونه‌ها نزدیک به E-MORB است (شکل 6- A). الگوی REE نمونه‏‌ها دربرابر ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) بهنجار شده ‏‌است (شکل 6- B). شناخت نمونه‏‌های گروه نخست از گروه دوم در نمودارهای عنکبوتی و REE نیز دیده شده ‏‌است (شکل 6). این تمایز در الگوی REE به‏‌ویژه عنصرهای MREE و HREE آشکارتر است (شکل 6- B).

الگوی REE در همة نمونه‏‌های هر گروه کمابیش موازی است و در آن غنی‏‌شدگی ناچیزی از LREE دربرابر MREE و HREE دیده می‏‌شود. همچنین، در الگوی REE گروه نخست، در LREEها روند شیب‏‌دار و MREEها و HREE روند کمابیش هموار نشان می‏‌دهد؛ اما روند عنصرها برای گروه دوم، کمابیش هموار است (شکل 6- B). ازآن‏‌جایی‏‌که الگوی REE برای یک مجموعة سنگی که از یک خاستگاه برخاسته باشند نباید تفکیک چشمگیری میان نمونه‏‌ها نشان دهد، پس تفکیک نمونه‏‌ها به دو گروه و نیز الگوی کمابیش گسترده میان نمونه‏‌های هر گروه نشان‏‌دهندة فرایندهای ماگمایی گوناگون در تنوع ترکیب شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‏‌شده است. به گفتة دیگر، نقش ذوب‌بخشی و تبلوربخشی در پیدایش این تنوع مؤثر بوده است. همانگونه‌که در بالا گفته شد نمونه‏‌های با Mg# کم (66>) نشانه‌هایی از جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز و تا اندازه‏‌ای کلینوپیروکسن نشان داده‏‌اند و بیشتر این نمونه‏‌ها در گروه دوم جای دارند. به گفتة دیگر، عامل جدایش بلورین از فاکتورهای مهم تنوع الگوی REE، به‏‌ویژه در نمونه‏‌های گروه دوم، بوده ‏‌است. دربرابر، برای بیشتر نمونه‏‌های گروه نخست، به‏‌ویژه نمونه‏‌هایی که در نمودار‏‌های فنر از روند تفریق کانی‏‌ها پیروی نکرده‏‌اند، تنوع الگوی REE شاید در ارتباط با ویژگی‏‌های خاستگاه (مانند: ترکیب خاستگاه و درجة ذوب‏‌بخشی) باشد.

شکل 6- A) نمودار عنکبوتی تغییرات عنصرهای نامتحرک بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی REE بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) (داده‏‌های N-MORB، E-MORB و OIB (Sun and McDonough, 1989) نیز برای مقایسه آورده شده‌اند؛ محدودة تغییرات در نمونه‏‌ها: گروه نخست: رنگ خاکستری؛ گروه دوم: رنگ سرخ)

ذوب‏‌بخشی

برپایة آنچه گفته شد، تبلور و تفریق از عوامل تنوع ترکیب شیمیایی، دست‌کم در بخشی از نمونه‏‌های بررسی‏‌شده بوده‌اند. از آنجایی‌که در پشته‏‌های میان‌اقیانوسی، خاستگاه ماگماها در ژرفای کم و از یک گوشتة لرزولیتی در رخساره اسپینل‏‌دار دانسته می‏‌شود، پس چه‌بسا سه عامل اصلی بر تنوع پیدایش ماگما در چنین گوشته‏‌ای مؤثر هستند:

- عامل نخست، نرخ ذوب‏‌بخشی متفاوت از گوشتة اسپینل‏‌دار است؛

- عامل دوم افزوده‏‌شدن سازنده‏‌های گوشته‏‌ای دیگر یا به عبارتی آمیختگی ماگمایی خاستگاه با مخزن‌های زمین‏‌شیمیایی گوناگون (مانند: EM1، EM2، HIMU) است؛

- عامل سوم بالاآمدن گوشتة گارنت‏‌دار و پیدایش ماگما از آن است.

در ادامه به بحث و بررسیِ هر کدام از عوامل یادشده پرداخته می‏‌شود.

عنصرهای ناسازگار از ابزارهای سودمند برای بررسی فرایندهای ذوب‏‌بخشی به‌شمار می‌روند (Allègre and Minster,1978; Minester and Allègre, 1978). بررسی تغییرات عنصر ناسازگار Sr دربرابر Ni (شکل 7- A) نشان داده است بیشتر نمونه‏‌ها از روند ذوب‏‌بخشی پیروی کرده‏‌اند؛ با وجود این، نمونه‏‌های گروه دوم تا اندازه‏‌ای روند تفریق را دنبال کرده‏‌اند و تأثیر تفریق در آنها دیده می‌شود. تغییرات Sm دربرابر La/Sm نیز با نتیجة بالا سازگار است و تأثیر نوع خاستگاه یا میزان ذوب‏‌بخشی در پیدایش تنوع ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها را نشان می‏‌دهد (شکل 7- B).

شکل 7- A، B) بررسی تأثیر فرایندهای تفریق و ذوب‏‌بخشی با استفاده از عنصرهای سازگار و ناسازگار برای نمونه‏‌های گروه نخست (دایره) و گروه دوم (ستاره) نشان‏‌دهندة رفتار فرایند ذوب‏‌بخشی در تغییرات ترکیب شیمیایی نمونه‏‌های بازالتی منطقه به‏‌ویژه نمونه‏‌های گروه نخست است؛ C) جای‌‏‌گرفتن نمونه‏‌ها در دو روند غالب نشان‏‌دهندة ویژگی‏‌های متفاوت (ترکیب کانی‏‌شناختی و یا درصد ذوب‏‌بخشی) در خاستگاه دو گروه سنگی بررسی‏‌شده است.

عنصرهای Zr و Ti از عنصرهای به‌شدت ناسازگار هنگام فرایند ذوب گوشته هستند (Woodhead et al., 1993). صرف نظر از اکسیدهای Fe-Ti و کانی زیرکن، تفریق فازهای سیلیکاته تأثیر چندانی در نسبت این عنصرها ندارد؛ ازاین‌رو، این عنصرها برای بررسی خاستگاه و درجة ذوب‏‌بخشی آن به‌کار برده می‌شوند (Woodhead et al., 1993). بررسی تغییرات Sm دربرابر Zr/Ti دو روند غالب برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده نشان می‌دهد (شکل 7- C). این روندها تا اندازة بسیاری، نمونه‏‌های گروه نخست را از دوم جدا کرده ‏‌است. به گفتة دیگر، جای‏‌گرفتن نمونه‏‌ها در دو روند متفاوت شاید نشان‏‌دهندة ویژگی‏‌های متفاوت خاستگاه مانند درجة ذوب‏‌بخشی متفاوت و یا تفاوت ترکیب شیمیایی- کانی‏‌شناختی خاستگاه این سنگ‏‌ها باشد.

برای بررسی نوع خاستگاه و درجة ذوب‏‌بخشی ماگمای مادر نمونه‏‌های بررسی‏‌شده الگو‏‌سازی ذوب دسته‏‌ای غیرمدال (Shaw, 1970) برای پریدوتیت اسپینل‏‌دار (Kinzler, 1997) و گارنت‏‌دار (Walter, 1998) با به‌کاربردن ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) و ضریب توزیع مذاب- کانی عنصرها در سیستم‏‌های بازالتی (White, 2013) انجام شد (شکل‏‌های 8- A و 8- B). از یک سو، داده‌های به‌دست‌آمده از الگوسازی نشان‏‌دهندة خاستگاه‏‌گرفتن ماگمای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از پریدوتیت اسپینل‏‌دار است و نقش گارنت در خاستگاه این سنگ‏‌ها ناچیز است. از سوی دیگر، برپایة الگوسازی یادشده، درجه‏‌های ذوب‏‌بخشی متفاوتی (تقریباً برابربا 5 تا 25 درصد) برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده به‌دست آمد (شکل 8). دامنه تغییرات درجة ذوب‏‌بخشی در نمونه‏‌های گروه دوم محدود است (برابربا 15 تا 25 درصد)؛ اما نمونه‏‌های گروه نخست دامنة گسترده‏‌ای از 5 تا 25 درصد درجة ذوب‏‌بخشی را نشان داده‏‌اند. این ویژگی با نتایج پیشین سازگار است و نشان‏‌دهندة تأثیر ذوب‏‌بخشی به‌عنوان عامل مهمی در تنوع ترکیب شیمیایی بازالت‏‌های مجموعة افیولیتی بررسی‏‌شده به‏‌ویژه در سنگ‏‌های گروه نخست است.

محاسبه نسبت‏‌های به‌کاررفته در الگوسازی یادشده و مقایسه آن با چند مخزن زمین‏‌شیمیایی در شکل 9 آورده شده است. نمونه‏‌ها به‏‌ترتیب افزایش Mg# از چپ به راست مرتب شده‏‌اند (شکل 9). همان‏‌گونه‌که در شکل 9 دیده می‏‌شود دامنة تغییرات در نسبت‏‌های یادشده برای نمونه‏‌های گروه دوم ( Mg# کمتر از 66) کمتر است و به‌سوی نمونه‏‌های با Mg# بیشتر از 66 (گروه نخست) دامنة تغییرات در این نسبت‏‌ها افزایش می‏‌یابد. چنین تغییراتی دور از انتظار است؛ زیرا نمونه‏‌های گروه دوم که جدایش بلورین بیشتری را پشت سر گذاشته‏‌اند و مقدار REE در آنها بیشتر است. ازاین‌رو، انتظار می‏‌رفت دامنة تغییرات نسبت‏‌های یادشده در آنها بیشتر باشد. همچنین، تغییرات درصد ذوب‏‌بخشی بالا (15 تا 25 درصد) احتمال اینکه غنی‏‌شدگی الگوی REE در نمونه‏‌های گروه دوم بیشتر تحت‌تأثیر فرایند ذوب‏‌بخشی (مانند: درجه‏‌های ذوب‏‌بخشی کم) باشد را منتفی ساخته است. دربرابر افزایش دامنة تغییرات نسبت‏‌های یادشده در نمونه‏‌های گروه نخست که شاید ترکیبی نزدیک به ماگمای نخستین دارند می‏‌تواند نشان‏‌دهندة تأثیر یک عامل بیرونی در ترکیب خاستگاه آنها باشد. مقایسه نسبت‏‌های یادشده در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده با مخزن‌های زمین‏‌شیمیایی گوناگون نشان داده است که این نسبت‏‌ها بیشتر با EMII نزدیک هستند (شکل‏‌های 9- B و 9- C). به گفتة دیگر، می‏‌توان گفت که شاید سازنده‏‌های EMII در افزایش نسبت‏‌های عنصری یادشده به‏‌ویژه در نمونه‏‌های با Mg# بالاتر از 66 (گروه نخست) نقش داشته‏‌اند.

شکل 8- داده‌های به‌دست‌آمده از الگو‏‌سازی ذوب دسته‏‌ای غیرمدال (Shaw, 1970) که دامنة ذوب‏‌بخشی برابربا 5 تا 25 درجه را برای سنگ‏‌ها بازالتی بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهد. دامنة تغییرات ذوب‏‌بخشی در سنگ‏‌های گروه نخست (دایره) بیشتر از سنگ‏‌های گروه دوم (ستاره) است (نماد N در نسبت‏‌ها نشان‏‌دهندة بهنجارسازی به ترکیب کندریت C1 (McDonough and Sun, 1995) است)

شکل 9- تغییرات نسبت‏‌های عنصری به‌کاررفته در الگو‏‌سازی ذوب‏‌بخشی در سنگ‏‌های بازالتی منطقة مریوان- پالنگان. A) تغییرات نسبت‏‌های عنصری بهنجارشده به ترکیب PM یا primitive mantle (McDonough and Sun, 1995)؛ B) تغییرات نسبت‏‌های بهنجارشده به ترکیب EMII (Workman et al., 2004)؛ C) مقایسه نسبت‏‌های عنصری در نمونه‏‌های بازالتی با نمونه‏‌های مرجع که نشان‏‌دهندة نزدیکی نسبت‏‌های عنصری نمونه‏‌های بررسی‏‌شده با EMII (خط‏‌چین افقی) است. داده‏‌های C1 (McDonough and Sun, 1995)، DMM (Salters and Stracke, 2004; Workman and Hart, 2005)، EMI (Willbold and Stracke, 2006) و N-MORB، E-MORB و OIB (Sun and McDonough, 1989) نیز برای مقایسه آورده شده ‏‌است. نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از چپ به راست به‏‌ترتیب افزایش Mg# آورده شده‏‌اند (نماد نمونه‌ها در شکل‏‌های B و C همانند A است؛ میانگین و انحراف معیار (SD) نسبت‏‌ها نیز نشان داده شده ‏‌است)

سرشت غنی‏‌شده بازالت‏‌های افیولیت‏‌های تتیسی در آلبانی، یونان، ترکیه و ایران تأیید شده است و عموماً به سهیم‏‌بودن ترکیب‏‌های OIB یا (MORB نوع پلوم) در ترکیب خاستگاه بازالت‏‌های پشته‏‌های میان‌اقیانوسی وابسته دانسته ‏‌شده است (مانند: Saccani et al., 2003; Bartolotti et al., 2004; Bortolotti et al., 2018). تغییر سرشت بازالت‏‌های افیولیت آلبانی از باختر به خاور به‌سوی ترکیب‏‌های غنی‏‌تر به‏‌صورت: (1) خاستگاه‏‌گرفتن این سنگ‏‌ها از خاستگاه گوشته‌ای تهی‏‌شده‌ای که به‏‌طور فزاینده تحت‌تأثیر سیال‏‌های مرتبط با فرورانش بوده است (Dilek et al., 2005) و یا (2) برهمکنش میان سست‏‌کرة نوع MORB و خاستگاه گوشته‏‌ای نوع OIB (Bartolotti et al., 2004) دانسته شده است. سرشت غنی‏‌شده بازالت‏‌های نوع MORB در شبه جزیره آرگولس یونان به خاستگاه گوشته‏‌ای اولیه‌ای که با ترکیب‏‌های نوع OIB غنی شده‏‌ است وابسته دانسته شده ‏‌است (Saccani et al., 2003). برپایة زمین‏‌شیمی عنصرهای کمیاب و ترکیب‏‌های ایزوتوپی سنگ‏‌های غنی‏‌شده یونان Pe-Piper (1998) پیشنهاد کرده‏‌ است خاستگاهی گوشته‏‌ای با سازندة HIMU، جداشده از یک پلوم، تغییر ترکیب‏‌های MORB را به‌دنبال داشته ‏‌است. سنگ‏‌های بازالتی پهنة زمین‏‌درز ازمیز- آنکارا (Göncüoglu et al., 2010) و ملانژ آنکارا (Bortolotti et al., 2018) در ترکیه، از نوع MORB غنی‏‌شده و MORB نوع پلوم هستند و نشانه‌هایی از تأثیر گارنت در خاستگاه را نشان می‏‌دهند. در بررسی‏‌های یادشده، سرشت غنی‏‌شدگی متنوع در همة این بازالت‏‌ها را این‏‌گونه تفسیر کرده‏‌اند که این سنگ‏‌ها در محیط پشته‏‌های میان‌اقیانوسی و از ذوب‏‌بخشی خاستگاهی گوشته‏‌ای ناهمگن و دگرسان‌شده با ترکیب‏‌های OIB پدید آمده‏‌اند. ترکیب شیمیایی و ایزوتوپی سنگ‏‌های آتشفشانی افیولیت‏‌های کرمانشاه نیز ویژگی‏‌های ماگماهای مرتبط با OIB را نشان داده‏‌ است (Saccani et al., 2013). به گفته این پژوهشگران، ماگماهای غنی‏‌شده هنگام درجه‏‌های کم ذوب‏‌بخشی از خاستگاه گوشته‏‌ای تهی‏‌شده خاستگاه گرفته‏‌اند که سپس با ترکیب‏‌های نوع OIB دگرسان شده ‏‌است.

Saccani و همکاران (2014) هنگام بررسی بخشی از مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان، الگوی زمین‏‌ساختی را پیشنهاد کرده‏‌اند که برپایة آن بازشدن بخش جنوبی اقیانوس نئوتتیس با بالاآمدگی گوشتة سست‏‌کره‏‌ای همراه بوده است؛ این عامل منجر به درجه‏‌های متفاوت ذوب‏‌بخشی در ژرفای مختلف و اختلاط یا برهمکنش‏‌های بعدی میان مذاب‏‌های پدیدآمده شده است. چنین الگویی چه‌بسا تا اندازه‏‌ای نقش ترکیب‏‌های OIB در پیدایش بازالت‏‌های غنی‏‌شده مرتبط با افیولیت را نه‌تنها برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده، بلکه شاید برای افیولیت‏‌هایی مانند ترکیه و منطقة مدیترانه نیز توضیح دهد. الگوی یادشده همچنین، وجود سنگ‏‌های بازالتی با مشخصه تأثیر گارنت در خاستگاه در برخی پهنه‌های افیولیتی (مانند: کرمانشاه یا ملانژ آنکارا) را نیز می‏‌تواند توجیه کند. ازاین‌رو، داده‏‌های به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های بررسی‏‌شده نیز تا اندازة بسیاری، با این الگو سازگار هستند و در تأیید این الگو چه‌بسا چنین نتیجه گرفته بشود که سنگ‏‌های بررسی‏‌شده با سرشت غنی‏‌شدگی متفاوت، شاید در پی درجه‏‌های ذوب‏‌بخشی متفاوت از یک خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‏‌شده برخاسته باشند.

نتیجه‏‌گیری

مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان توالی افیولیتی ناکاملی است که بخش آتشفشانی و مجموعه دسته دایک‏‌های دیابازی در آن به‌خوبی گسترش پیدا کرده‏‌اند. بررسی بخش آتشفشانی مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان نشان می‏‌دهد سنگ‏‌ها بازالتی هستند و ساخت آنها بالشی و به مقدار کمتر تکه‏‌تکه‏‌ای (blocky) است. بافت آفریک و پورفیری از بافت‏‌های رایج در این سنگ‏‌ها هستند. پلاژیوکلاز فنوکریست رایج در سنگ‏‌های با بافت پورفیری است. از دیدگاه رده‏‌بندی شیمیایی، سنگ‏‌های بررسی‏‌شده بازالت هستند. نتایج محاسبه نورم CIPW نشان‏‌دهندة تعلق بازالت‏‌های بررسی‏‌شده به گروه الیوین توله‏‌ایت (توله‏‌ایت آبیسال) است که تا اندازه‏‌ای به سری‏‌های تحولی نزدیک هستند. این سنگ‏‌ها از دیدگاه مقدار TiO₂ در محدودة مربوط به افیولیت‏‌های Ti بالا جای دارند. برپایة تمایز در ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و بافتی، دو گروه سنگی در منطقه بررسی‏‌شده شناسایی شدند. گروه نخست از دیدگاه بافتی بیشتر آفریک هستند؛ اما گروه دوم بیشتر بافت پورفیری نشان داده‏‌اند. الگوسازی زمین‏‌شیمیایی ذوب‏‌بخشی نشان می‏‌دهد بازالت‏‌های هر دو گروه از یک خاستگاه پریدوتیت رخساره اسپینل‏‌دار پدید آمده‏‌اند؛ با این تفاوت که دامنه تغییرات درصد ذوب‏‌بخشی در گروه نخست از 5 تا 25 درصد و در گروه دوم از 15 تا 25 در تغییر است. همچنین، شواهد میکروسکوپی و بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی نشان‏‌دهندة تفریق الیوین، پلاژیوکلاز و پیروکسن از ماگمای خاستگاه به‏‌ویژه برای نمونه‏‌های گروه دوم است. به گفتة دیگر، تغییرات ترکیب شیمیایی در نمونه‏‌های گروه نخست بیشتر تابع تغییرات ذوب‏‌بخشی است؛ اما در تنوع ترکیب نمونه‏‌های گروه دوم هر دو عامل ذوب‏‌بخشی و تبلور تفریقی نقش داشته‏‌اند. سرشت غنی‌شدة بازالت‏‌های مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان نشان‌دهندة احتمال مشارکت سازنده‏‌های EMII در سنگ خاستگاه آنهاست. ازاین‌رو، درکل، سه عامل در پیدایش تنوع ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های بازالتی بررسی‏‌شده دخیل دانسته می‌شوند. این عوامل به‏‌ترتیب اهمیت عبارتند از: (1) درجه‏‌های گوناگون ذوب‏‌بخشی؛ (2) تبلور و تفریق کانی‏‌های الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن؛ (3) مشارکت سازنده‏‌های غنی‏‌شده (مانند: سازنده‏‌های EMII) در ماگمای خاستگاه بازالت‏‌های بررسی‏‌شده.

سپاس‏‌گزاری

نگارندگان از دانشکده علوم دانشگاه خوارزمی برای فراهم‏‌آوردن امکان ساخت مقطع‌های میکروسکوپی و آزمایشگاه Met-Solve Analytical Services برای تجزیة نمونه‏‌ها سپاس‏‌گزاری می‏‌کنند. همچنین، از داورهای گرامی که با پیشنهاد‏‌های سازنده خود کمک بسیاری به بهبود نوشتار کرده‏‌اند، سپاس‏‌گزارند.

مراجع

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(3): 401-419.

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science 304(1): 1-20.

Aliani, F. and Daraeezadeh, Z. (2018) Whole-rock chemistry of isotropic gabbros from the Kermanshah ophiolite: Evidence for petrological and source region characteristics of ophiolitic and it's tectonic setting. Iranian Journal of Petrology 8(32): 145-166 (in Persian).

Alizadeh, E., Arvin, M. and Dargahi, S. (2013) Geochemistry and petrogenesis of plagiogranites in the Neyriz ophiolitic sequence, Iran: Constraints on their origin. Iranian Journal of Petrology 3(12): 1-14 (in Persian).

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 fore-arc setting in the Neo-Tethys between Arabia and Iran. Journal of Asian Earth Sciences 79: 312-328.

Allegre, C. and Minster, J. (1978) Quantitative models of trace element behavior in magmatic processes. Earth and Planetary Science Letters 38(1): 1-25.

Allen, M. B. and Armstrong, H. A. (2008) Arabia–Eurasia collision and the forcing of mid-Cenozoic global cooling. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 265(1-2): 52-58.

Azizi, H. and Moinevaziri, H. (2009) Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics 47(4): 167-179.

Bédard, J. H. (2014) Ophiolites: perspectives from fieldwork in the Appalachians. Elements 10(2): 87-88.

Berberian, M. and King, G. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.

Bortolotti, V., Chiari, M., Göncüoglu, M. C., Principi, G., Saccani, E., Tekin, U. K. and Tassinari, R. (2018) The Jurassic–Early Cretaceous basalt–chert association in the ophiolites of the Ankara Mélange, east of Ankara, Turkey: age and geochemistry. Geological Magazine 155(2): 451-478.

Bortolotti, V., Marroni, M., Nicolae, I., Pandolfi, L., Principi, G. and Saccani, E. (2004) An update of the Jurassic ophiolites and associated calc-alkaline rocks in the South Apuseni Mountains (western Romania). Ofioliti 29(1): 5-18.

Coleman, R. G. (1977) Ophiolites: ancient oceanic lithosphere? 1^st edition, Springer, Verlag, Berlin.

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

Dilek, Y. and Furnes, H. (2009) Structure and geochemistry of Tethyan ophiolites and their petrogenesis in subduction rollback systems. Lithos 113(1-2): 1-20.

Dilek, Y. and Furnes, H. (2014) Ophiolites and their origins. Elements 10(2): 93-100.

Dilek, Y., Imamverdiyev, N. and Altunkaynak, Ş. (2010) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanism in the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision-induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Review 52(4-6): 536-578.

Dilek, Y., Shallo, M. and Furnes, H. (2005) Rift-drift, seafloor spreading, and subduction tectonics of Albanian ophiolites. International Geology Review 47(2): 147-176.

Dunn, T. and Stringer, P. (1990) Petrology and petrogenesis of the Ministers Island dike, southwest New Brunswick, Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology 105(1): 55-65.

Göncüoglu, M. C., Sayit, K. and Tekin, U. K. (2010) Oceanization of the northern Neotethys: geochemical evidence from ophiolitic melange basalts within the Izmir–Ankara suture belt, NW Turkey. Lithos 116(1-2): 175-187.

Hess, P. (1989) Origins of Igneous Rocks. 1^st edition, Harvard University Press, Cambridge, Massachusetts, US.

Jeffrey, P. G. (1975) Chemical Methods of Rock Analysis. 2^nd edition, Pergamon Press, Oxford, England.

Jenner, G. A. (1996) Trace element geochemistry of igneous rocks: geochemical nomenclature and analytical geochemistry. In: Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulfide Exploration (Ed. Wyman D. A.) 12: 51-77. Geological Association of Canada, Short Course Notes Winnipeg, Manitoba, Canada.

Kinzler, R. J. (1997) Melting of mantle peridotite at pressures approaching the spinel to garnet transition: Application to mid‐ocean ridge basalt petrogenesis. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 102(B1): 853-874.

Mahmoudi, S., Vaisy Nya, A. and Mokhtari, M. (2018) Mineral chemistry and geothermobarometry of gabbroic dykes ‎of the Garmab Ophiolite sequence ‎‎(Northeast of Kamyaran)‎. Iranian Journal of Petrology 9(3): 121-146 (in Persian).

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120(3-4): 223-253.

Minster, J. and Allegre, C. (1978) Systematic use of trace elements in igneous processes. Contributions to Mineralogy and Petrology 68(1): 37-52.

Mohajjel, M., Fergusson, C. and Sahandi, M. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21(4): 397-412.

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

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.

Moradpour, A., Sahamieh, R. Z., Khalaji, A. A. and Sarikhani, R. (2017) Textural records and geochemistry of the Kermanshah mantle peridotites (Iran): implications for the tectonic evolution of southern Neo-Tethys. Journal of Geosciences 62(3): 165-186.

Nicolas, A. (1989) Structural Studies of Ophiolites and Dynamics of Ocean Lithosphere. 1^st edition, Kluwer Academic, Boston.

Nouri, F., Asahara, Y., Azizi, H. and Tsuboi, M. (2018) Petrogenesis of the Harsin–Sahneh serpentinized peridotites along the Zagros suture zone, western Iran: new evidence for mantle metasomatism due to oceanic slab flux. Geological Magazine Cambridge University Press.

Nouri, F., Azizi, H. and Rashidnejad Omran, N. (2015) Magma signification and geothermobarometry of Vanako gabbro, southeast Sahneh, using the pyroxene and plagioclase composition. Iranian Journal of Petrology 6(24): 131-150 (in Persian).

Pearce, J. A. (2014) Immobile element fingerprinting of ophiolites. Elements 10(2): 101-108.

Pe-Piper, G. (1998) The nature of Triassic extension-related magmatism in Greece: evidence from Nd and Pb isotope geochemistry. Geological Magazine 135(3): 331-348.

Pirouz, M., Avouac, J. P., Hassanzadeh, J., Kirschvink, J. L. and Bahroudi, A. (2017) Early Neogene foreland of the Zagros, implications for the initial closure of the Neo-Tethys and kinematics of crustal shortening. Earth and Planetary Science Letters 477: 168-182.

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 (in Persian).

Rahimzadeh, B., Masoudi, F., Moinvaziri, H. and Allahyari, K. (2013) Petrography, petrogenesis and geodynamic of Sawlava ophiolitic complex, NW of Iran. Iranian Journal of Petrology 4(14): 93-114 (in Persian).

Sabzehei, M., Gourabjiri, A. and Eslamdoust, F. (2010) Geological Map of Paweh and West Paweh 1/100.000, Geological survey of Iran, Tehran.

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(1): 392-411.

Saccani, E., Padoa, E. and Photiades, A. (2003) Triassic mid-ocean ridge basalts from the Argolis Peninsula (Greece): new constraints for the early oceanization phases of the Neo-Tethyan Pindos basin. Geological Society, London, Special Publications 218(1): 109-127.

Salters, V. J. and Stracke, A. (2004) Composition of the depleted mantle. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 5: Q05B07.

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

Shafaii-Moghadam, H. and Stern, R. J. (2015) Ophiolites of Iran: Keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia: (II) Mesozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Sciences 100: 31-59.

Shafaii-Moghadam, H. and Stern, R.J. (2011) Geodynamic evolution of Upper Cretaceous Zagros ophiolites: formation of oceanic lithosphere above a nascent subduction zone. Geological Magazine 148(5-6): 762-801.

Shaw, D. M. (1970) Trace element fractionation during anatexis. Geochimica et Cosmochimica Acta 34(2): 237-243.

Sun, S. S. and McDonough, W. S. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications 42(1): 313-345.

Walter, M. J. (1998) Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere. Journal of petrology 39(1): 29-60.

White, W. M. (1989) Geochemical Evidence for Crust-To-Mantle Recycling in Subduction Zones. In: Crust/Mantle Recycling at Convergence Zones (Eds. Hart S.R. and Gülen L.) NATO ASI Series (Series C: Mathematical and Physical Sciences) 258: 43-58. Springer, Dordrecht.

White, W. M. (2013) Geochemistry. 1^st edition, John Wiley and Sons, New York, US.

White, W. M. and Bernard, D. (1986) Sediment subduction and magma genesis in the Lesser Antilles: isotopic and trace element constraints. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 91(B6): 5927-5941.

Willbold, M. and Stracke, A. (2006) Trace element composition of mantle end‐members: Implications for recycling of oceanic and upper and lower continental crust. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 7(4): Q04004.

Williams, H. Turner, F. J. and Gilbert, C. M. (1982) Petrography-An introduction to the study of rocks in thin sections. 2^nd edition, W. H. Freeman and Company, San Francisco.

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

Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island arc and back-arc basin basalts: evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 114(4): 491-504.

Workman, R. K. and Hart, S. R. (2005) Major and trace element composition of the depleted MORB mantle (DMM). Earth and Planetary Science Letters 231(1): 53-72.

Workman, R. K., Hart, S. R., Jackson, M., Regelous, M., Farley, K., Blusztajn, J., Kurz, M. and Staudigel, H. (2004) Recycled metasomatized lithosphere as the origin of the Enriched Mantle II (EM2) end‐member: Evidence from the Samoan Volcanic Chain. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 5(4): Q04008.

Yoder, J. H. and Tilley, C. E. (1962) Origin of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock systems. Journal of Petrology 3(3): 342-532.

Zhang, Z., Xiao, W., Majidifard, M. R., Zhu, R., Wan, B., Ao, S., Chen, L., Rezaeian, M. and Esmaeili, R. (2017) Detrital zircon provenance analysis in the Zagros Orogen, SW Iran: implications for the amalgamation history of the Neo-Tethys. International Journal of Earth Sciences 106(4): 1223

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 919

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 505

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی بازالت‌های افیولیتی منطقه مریوان-پالنگان (زاگرس، غرب ایران)