مدل‌بندی ژئوشیمیایی ذوب‌بخشی زنولیت‌های میگماتیتی تله‌پهلوانی شهر بابک

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران

چکیده

فرو افتادن قطعاتی از گارنت-بیوتیت-کیانیت شیستهای مجموعه دگرگونی قوری (بخش جنوبی زون سنندج-سیرجان، شمال­شرق نیریز) به داخل توده نفوذی تله­پهلوانی با ترکیب اولیه لوکوکوارتز دیوریت-آنورتوزیت باعث شده است تا این شیست­ها (زنولیت­ها) درجات دگرگونی مجاورتی شدیدی را در حد اواخر رخساره پیروکسن هورنفلس تحمل نموده، به میگماتیت­های فلسیک تبدیل شوند. حجم مذاب تولید شده (لوکوسوم) بر اساس مدل­بندی ژئوشیمیایی عناصر فرعی، حدود 50 تا 70 درصد حجمی بوده است. خروج بخشی از این مذاب­ها (احتمالاً کمتر از 25 درصد حجمی) و اتصال آنها به یکدیگر، میانبارهای کوچک گرانیت پرآلومینوس را تولید نموده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemical modeling of partial melting on the Tall-e-Pahlevani migmatitic xenoliths, Shahr-e-Babak

نویسنده [English]

  • Abdolnaser Fazlnia
ارومیه، دانشگاه ارومیه، دانشکده علوم، گروه زمین شناسی
چکیده [English]

Falling down of pieces of garnet-biotite-kyanite schists from the Qori metamorphic complex (southern part of Sanandaj-Sirjan zone, northeast Neyriz) into the
Tall-e-Pahlevani intrusion, with an initial composition of leuco-quartz diorite–anorthosite, led to these schists (xenoliths) undergo highly contact metamorphic degrees up to pyroxene hornfels facies, and hence were formed felsic migmatites. Melt volume size produced (leucosome) based on minor element geochemical modeling was about 50 to 70 vol. %. Some parts of the partial melts (probably

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemical modeling
  • partial melting
  • migmatite
  • Metapelite
  • REE

مقدمه

میگماتیت­های پلیتی- نیمه‌پلیتی و نفوذی­های گرانیتی پرآلومینوس موارد ایده­آلی برای بازسازی شرایط دگرگونی، آناتکسی و نحوه تشکیل گرانیت­ها در طول کوهزایی­ها هستند. میگماتیت­ها به‌طور گسترده در سنگ­های رخساره آمفیبولیت میانی تا بالایی، در سرزمین­های نوع بارووین توزیع می­شوند. آنها منابع مناسبی برای ماگماهای گرانیتی پرآلومینوس پوسته هستند. آناتکسی پوسته­ای، شواهدی از آشفتگی حرارتی یا شیمیایی پیچیده­ای است که به شرایط حرارتی، فشار، ترکیب کانیایی و مقادیر آب در سنگ منشأ وابسته است. میگماتیت­ها شواهد کانی­شناسی و شیمیایی مناسبی را برای ارتباط بین مذاب­های بخشی، رستیت و مکانیسم­های جدایش مذاب فراهم می­نمایند. در سنگ‌های پلیتی-نیمه‌پلیتی به علت وجود کانی‌های آبداری مانند بیوتیت و مسکوویت شرایط ذوب آبزدایی پیچیده بوده، در محدودة وسیعی از حرارت، واکنش­ها پیش می‌روند.

ذوب‌بخشی در سنگ­های دگرگونی رخساره آمفیبولیت، معمولاً در شرایط بدون بخار، به‌همراه آب مورد نیاز برای آغاز ذوب در حرارت پایین به‌وسیله واکنش­های آب‌زدایی میکاها و آمفیبول انجام می­پذیرد (Harris et al., 1995; Jung et al., 1998; Genier et al., 2008; Sawyer, 2010). تحت حرارت­های حدود 700 درجه سانتی‌گراد، شکست مسکوویت تنها واکنشی در غیاب بخار است که می­تواند 5 تا 15 درصد حجمی در سنگ مذاب ایجاد نماید (Miller, 1985; Gardien et al., 1995)، اما برای خروج مذاب نیاز به درصدهای ذوب‌بخشی بالاتر است. این شرایط با آغاز ذوب آبزدایی بیوتیت انطباق می­یابد. در این شرایط، حجم لوکوسوم در میگماتیت می­تواند به بیش از 25 درصد حجمی برسد (Sawyer, 1996; Genier et al., 2008) و مذاب قابلیت خروج را پیدا کند. اگر این مذاب­ها به هم بپیوندند، می­توانند میگماتیت­های دیاتکسیتی و نهایتاً گرانیت­های پرآلومینوس را ایجاد نمایند (برای مثال: Brawn, 1994). مدل­بندی­های ژئوشیمیایی بر اساس عناصر اصلی و فرعی می­تواند در حل پیچیدگی فرآیندهای ذوبی در میگماتیت­ها مفید واقع شود. مذاب­های تولید شده می‌توانند بر اساس شواهد صحرایی و میکروسکوپی به‌صورت متعادل یا نامتعادل تولید شوند.

مطالعات مدل‌بندی شیمیایی روی میگماتیت­ها به‌منظور به‌دست آوردن درصد محتمل ذوب‌بخشی و فازهایی که در این فرآیند دخالت دارند، می­تواند به‌وسیله برخی معادلات ترمودینامیک ساده انجام شود.

مطالعات مدل­بندی ژئوشیمیایی بر روی میگماتیت‌های مافیک و ترونجمیت‌های همراه (فضل­نیا و همکاران، 1389؛ Champion and Smithies, 2007; Fazlnia et al., 2009) نشان می­دهد که درصدهای ذوب‌بخشی کمتر از 20 درصد نیز می­تواند باعث خروج مذاب از میگماتیت شده، تشکیل گرانیت‌های پرآلومینوس را دهد.

این مطالعه، مدل­بندی ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی است که برای به‌دست دادن مقدار ذوب‌بخشی و فازهای کانیایی مؤثر بر روی این فرآیند در میگماتیت‌های رسی (فلسیک) ارائه می‌گردد. این میگماتیت­ها به‌صورت زنولیت­هایی در داخل کمپلکس آذرین تله‌پهلوانی رخنمون دارند.

 

محیط زمین­شناسی

 مجموعه دگرگونی قوری (شمال­شرق نیریز) که عمدتاً از سنگ­های بازیک (آمفیبولیت)، آهکی (مرمریت) و رسی (کیانیت شیست) دگرگون‌شده تشکیل یافته (شکل 1)، به‌وسیله دو واقعه دگرگونی ناحیه­ای تکامل یافته است (Fazlnia et al., 2009).

اولین واقعه دگرگونی در زمانی بین 187 و 180 میلیون سال پیش بر اثر ضخیم‌شدن پوسته قاره­ای به‌وقوع پیوسته است. این رخداد دگرگونی همزمان با کوهزایی رخ داده است. بر اثر این واقعه سنگ­های با سن پالئوزوئیک میانی و پایانی در حد رخساره میانی بارووین (رخساره آمفیبولیت؛ اوج شرایط دگرگونی معادل 640 درجه سانتی‌گراد و 1/8 کیلوبار) دگرگون شده­اند.

پس از اولین واقعه دگرگونی، عملکرد سیستم ریفت در سرزمین ابرقاره گندوانا (Golonka, 2004; Sears et al., 2005; Saki, 2010) باعث شده است تا در یک سیستم ریفتی اولیه در حال گسترش (Incipient Rift)، ماگماتیسم غیرکوهزایی در شمال‌شرق مجموعه دگرگونی قوری توسعه یابد (فضل‌نیا، 1389). بر اثر این واقعه، باتولیت ناهمگن تله‌پهلوانی با سن Ma 9/1±170 به‌صورت قدرتمند (forceful) به داخل سنگ­های نیمه‌رسی - رسی دگرگون‌شده (بیوتیت-گارنت-کیانیت شیست) شمال‌شرق کمپلکس دگرگونی قوری نفوذ نموده است. ترکیب اولیه این باتولیت عمدتاً سنگ­های لوکوکوارتز دیوریت-آنورتوزیت همراه با نفوذی­های کوچک مافیک-اولترامافیک است (فضل­نیا، 1389؛ Fazlnia et al., 2007; Fazlnia et al., 2009).

دومین واقعه دگرگونی با شرایط اوج دگرگونی 700 درجه سانتی‌گراد و 5/8 کیلوبار (Fazlnia et al., 2009; Sheikholeslami et al., 2008) در زمانی حدود 147 میلیون سال پیش در ارتباط با قوس قاره­ای فعال زون سنندج-سیرجان جنوبی به‌وقوع پیوسته است (Fazlnia et al., 2009). آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس کمی قبل از این زمان به لبه جنوبی زون دگرگونی سنندج - سیرجان در حوالی شرق نیریز، این نوع فرآیند دگرگونی را باعث شده است.

در طول واقعه دوم، واکنش­های دگرگونی، باعث ذوب‌بخشی در سنگ­های دگرگونی لبه قوس فعال قاره‌ای شده است. بر اثر این واقعه، میگماتیت­هایی با ترکیب مافیک و در حد رخساره میانی بارووین (رخساره آمفیبولیت) تشکیل و بر اثر خروج درجات کوچکی از مذاب­ها از آمفیبولیت­های میگماتیتی، تولید نفوذی­های کوچک ترونجمیتی شده است (Fazlnia et al., 2009). در ادامـة این واقعه و در طول بسته‌شدن نئوتتیس زون دگرگونی سنندج-سیرجان دگرشـکلی برشی را تحمل نموده (Berberian and King, 1981; Mohajjel et al., 2003; Sarkarinejad and Alizadeh, 2009) و ماگماتیسم در زون ارومیه-دختر در طـول سنوزوئیـک (برای مثال: Berberian and King, 1981; Shahabpour, 2005; Shahabpour, 2007; Dargahi et al., 2010) این زون را توسعه داده ‌است.

 

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین­شناسی محدوده شمال­شرق نیریز فارس (با تغییرات از سبزه­ای و همکاران، 1372).

 

 

روش انجام پژوهش

 در مطالعه صحرایی سعی شد تا ارتباط بین نمونه‌های زنولیتی میگماتیتی شده، توده اصلی ماگمایی و سنگ­های دگرگونی ناحیه­ای مجاور برقرار و بر این اساس نمونه‌برداری انجام گردد. سپس روابط میکروسکوپی بین نمونه­ها مطالعه گردید. بر اساس روابط صحرایی و میکروسکوپی چندین نمونه از سنگ‌های ذکر شده در بالا انتخاب و عناصر اصلی به روش XRF و عناصر فرعی به روش ICP-MS در دانشگاه کیل آلمان تجزیه شدند.در مطالعه مدل­بندی ژئوشیمیایی به منظور به‌دست آوردن مقدار ذوب‌بخشی و فازهایی که این ذوب و عناصر را کنترل می­نمودند، از معادلات ریاضی Shaw (1970) استفاده گردید.

 

روابط صحرایی و میکروسکوپی

 بررسی صحرایی رخنمون­های سنگی مختلف در کمپلکس باتولیتی تله­پهلوانی نشان می­دهد که چندین نوع رخنمون سنگی مختلف در محدوده مورد مطالعه وجود دارد. سنگ­های اصلی موجود در باتولیت فوق بخش­هایی هستند که اکنون مشخصه یک گرانودیوریت-تونالیت بیوتیت­دار را دارند. این سنگ­ها در واقع از ماگماهای لوکو کوارتز دیوریتی-آنورتوزیتی که به وسیله زنولیت‌های رسی فرو افتاده از کمپلکس دگرگونی قوری آلایش یافته­اند، به‌وجود آمده­اند (فضل‌نیا، زیر چاپ). در واقع، واپاشی برخی از این زنولیت­ها منجر به پراکندگی بیوتیت، مسکوویت، گارنت، کوارتز و کردیریت در بسیاری از بخش­های توده ماگمایی فوق گردیده است. گاه درصد این بلورها تا 40 درصد حجم سنگ می­رسد. بقیه درصد حجمی این سنگ­ها را پلاژیوکلاز با 40-45 درصد آنورتیت تشکیل داده است (فضل­نیا، زیر چاپ). برخی دیگر از این زنولیت­ها احتمالاً ذوب‌بخشی و در نتیجه ساختارهای میگماتیتی را توسعه داده­اند (شکل 2). این ساختارها بیشتر در قسمت­های مرکزی و جنوب‌غربی توده نفوذی قابل مشاهده هستند. زنولیت‌های با ساختار میگماتیتی در بخش­هایی که لوکوگرانیت­های پرآلومینوس و پگماتیت­ها حضور دارند، گسترش زیادی یافته­اند (شکل 1). اندازه­ این زنولیت­ها از چندین سانتی‌متر تا چندین ده متر می­رسند. در این زنولیت­ها و یا در داخل بخش‌های آلایش‌یافته، بخش‌های روشنی به صورت رگه­ای و عدسی‌شکل و یا به‌صورت ساختارهایی در سایه فشارشی حضور دارند که لوکوسوم هستند و بیشتر مرز تدریجی و گاهی مشخص با بخش­های تیره­تر دارند. بخش­های روشن دارای گردهمایی کانیایی عمدتاً کوارتز و فلدسپار پتاسیم هستند که با کانی­های فرعی پلاژیوکلاز+ بیوتیت± مسکوویت± کردیریت+ گارنت± سیلمانیت همراهی می­شوند (شکل 3).

در بسیاری بخش­ها، لوکوسوم­ها به‌وسیله بخش­های بسیار تیره شامل گردهمایی عمدتاً بیوتیت+گارنت+سیلیمانیت منشوری+ کردیریت± فلدسپار  پتاسیم± پلاژیوکلاز± کوارتز محاصره می­شوند (اشکال 2 و 3). این قسمت­ها که عمدتاً گسترش اندک و ضخامت نازکی دارند و از اجزای عمدتاً مافیک تشکیل شده­اند، می­توانند ملانوسوم نامیده شوند. گاه ملانوسوم‌ها به‌صورت متناوب و یا به‌دام افتاده در لوکوسوم­ها مشاهده می­شوند (رک: فضل­نیا، 1388).

در ساختارهای میگماتیتی قسمت­های حجیمی وجود دارد که مخلوطی از اجزای مافیک (مانند ملانوسوم) و فلسیک (مانند لوکوسوم) هستند که به‌صورت لایه­بندی تفریقی (تفریق دگرگونی) قابل مشاهده‌ بوده و مزوسوم نامیده می‌شوند. در بسیاری بخش­ها ملانوسوم مانند پرده بین لوکوسوم و مزوسوم قرار می­گیرد. زنولیت­های میگماتیتی دارای دو مشخصه صحرایی و ژئوشیمیایی هستند. برخی از آنها فابریک متاتکسیتی و برخی دیگر دیاتکسیتی هستند. انواع متاتکسیتی مشخصات لایه‌بندی یک میگماتیت را حفظ نموده­اند و بنابراین، دارای لوکوسوم کمتری هستند، اما در انواع دیاتکسیت به‌دلیل افزایش ذوب‌بخشی و در نتیجه افزایش لوکوسوم حالت لایه­بندی میگماتیتی را از دست داده­اند. در این حالت، ملانوسوم­ها به‌دلیل جریان لوکوسوم در داخل آن به دام افتاده­اند (اشکال 2 و 3). این نوع دوم ترکیبی بسیار شبیه به گرانیت­های پرآلومینوس دارند. به همین خاطر، میانبارهای گرانیتی مورد مطالعه در محدوده دیاتکسیت-گرانیت قرار می­گیرند (شکل 4).

 

 

 

شکل 2- رخنمون متداولی از ساختار میگماتیتی در زنولیت­های شیستی فرو افتاده از شیست­های کمپلکس دگرگونی ناحیه­ای قوری. این شکل یک میگماتیت دیاتکسیتی را که دارای ساخت رفت (شولن) است، نمایش می­دهد.

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3- تصویر میکروسکوپی از متداولترین زنولیت­های میگماتیتی. این شکل یک میگماتیت دیاتکسیتی را که دارای ساخت رفت (شولن) است، نمایش می­دهد. عدسی­های حاصل از ذوب از بخش­های رستیتی غنی در بیوتیت جدا شده­ و به‌دلیل جریان یافتن بخش­های تیره را از هم جدا نموده­اند.

 

 
             

 

 

 

شکل 4- نمودار توصیفی میگماتیت و گرانیت­های همراه(Sawyer, 1996).

 

مدل­بندی ژئوشیمیایی

متوسط ترکیبی هر گروه سنگی رخنمون یافته در نفوذی تله­پهلوانی بر اساس داده­های ژئوشیمیایی موجود در فضل­نیا (1389) محاسبه و در جدول‌های‌های 1 و 2 ارائه شده است. در این محاسبات متوسط سه گرانیت پرآلومینوس گارنت­دار، چهار گرانیت پرآلومینوس کردیریت­دار، سه زنولیت میگماتیتی و ده زنولیت بدون ذوب‌بخشی و متاپلیت گردآوری شده است. ضمناً مقادیر نورم CIPW نیز در جدول‌های 1 گردآوری شده است.

 کاهیدگی مقادیر SiO2، P2O5، Na2O و K2O و افزودگی مقادیر Al2O3، TiO2، MgO و FeO* در زنولیت­های میگماتیتی شده نسبت به زنولیت­های بدون ذوب بخشی و متاپلیت­ها نشان می­دهد که عناصر دیرگداز هنگام درجات شدید دگرگونی مجاورتی از سنگ خارج نشده­اند، اما عناصر دیگر با خروج موضعی و یا کامل خود به‌ترتیب بخش­های روشن میگماتیت­ها و میانبارهای لوکوکراتیک را ایجاد نموده­اند. چنین تغییراتی در عناصر اصلی، در نورم CIPW هم قابل مشاهده است؛ به‌طوری‌که کوارتز، ارتوکلاز، آلبیت، آنورتیت و آپاتیت کاهیده و به درصد کرندوم، هیپرستن و ایلمنیت افزوده شده است. این مشخصات با غنی­تر شدن زنولیت‌های میگماتیتی در کردیریت، گارنت و بیوتیت هماهنگی دارد. بالا بودن کرندوم در تمام نمونه‌های سنگی نشان‌دهندة طبیعت پرآلومینوس این سنگ‌ها است. افزایش نسبت­های Lan/Ybn، Lan/Smn، Gdn/Ybn و Sm/Yb و عنصر Y در زنولیت­های میگماتیتی‌شده نسبت به زنولیت­های بدون ذوب‌بخشی و متاپلیت­ها نشان می­دهد که کانی­های نگهدارندة عناصر خاکی نادر حدواسط و سنگین (مانند گارنت) به ذوب حساس‌تر بوده و در واکنش­های ذوب شرکت نموده­اند.

برای تعیین مقدار احتمالی ذوب‌بخشی می­توان از مدل­بندی ژئوشیمیایی که بر اساس مدل­های ذوب‌بخشی متعادل و نامتعادل استوار هستند، سود برد. با توجه به اینکه مذاب­ها در کنار سنگ مادر اولیه حضور دارند و قسمت اعظم مذاب به‌دلیل واکنش­های برگشتی (واکنشی­هایی هستند که بین مذاب تولید شده و بخش‌های رستیتی به‌هنگام حرکت مذاب، انجام می‌شده است و همین عامل می­توانسته جلوی خروج بیشتر مذاب را بگیرد) در داخل زنولیت­ها، نتوانسته­اند خارج شوند، از مدل­بندی ساده ذوب متعادل (Shaw, 1970) استفاده گردید.

در این محاسبات، مقادیر متوسط عناصر اصلی و فرعی زنولیت‌های بدون ذوب‌بخشی و متاپلیت­ها و زنولیت­های میگماتیتی مد نظر قرار گرفت. بنابراین، عیار عناصر در متوسط نمونه سنگ مادر اولیه (Co) و سنگ مادر باقی‌مانده (Cs، به‌صورت رستیت) مد نظر قرار گرفتند (جدول‌های 2).

با توجه به اینکه نمونه­های گرانیتی مورد مطالعه منشأ متاپلیت فلسیک و متاگری‌واک دارند (شکل 5-الف)، از متوسط ترکیب شیمیایی شیل­ها (Li, 2000) برای مدل­بندی استفاده گردید.

 

 

 

 

 


جدول 1- متوسط ترکیب شیمیایی عناصر اصلی سنگ­های مختلف رخنمون‌یافته در کمپلکس باتولیتی تله­پهلوانی (منبع: فضل­نیا، 1389).

Sample

Rock type

Average garnet

granite

Average cordierite granite

Average

of

granite

Average migmatitic xenolith

Average metapelite and xenolith

(wt%)

         

SiO2

73.87

74.82

74.41

54.43

62.07

Al2O3

14.02

13.45

13.69

21.53

17.47

TiO2

0.05

0.08

0.07

1.41

0.70

MgO

0.13

0.28

0.21

4.04

2.85

FeO*

1.25

1.22

1.23

11.06

6.26

CaO

0.65

0.64

0.65

1.13

1.56

P2O5

0.11

0.12

0.11

0.09

0.14

Na2O

2.06

2.85

2.51

1.14

1.86

K2O

6.08

5.10

5.52

2.40

3.63

MnO

0.06

0.05

0.05

0.28

0.18

Total

98.31

98.62

98.49

97.63

96.73

H2O+

1.03

0.93

0.97

1.97

2.38

CIPW norm

         

Qtz

36.28

36.27

36.33

21.97

25.3

Or

35.93

30.14

32.63

14.20

21.45

Ab

17.43

24.12

21.23

9.65

15.74

An

2.51

2.39

2.46

5.04

6.82

Crn

3.13

2.37

2.69

15.21

7.98

Hy

2.65

2.9

2.69

28.57

17.77

Ilm

0.09

0.15

0.13

2.68

1.33

Ap

0.25

0.28

0.26

0.20

0.32

FeO* is total FeO.

 

 

 

شکل 5- نمودارهای توصیفی برای سنگ­های گرانیتی از Patinõ Douce (1999).

 

 

جدول 2- متوسط ترکیب شیمیایی عناصر فرعی سنگ­های مختلف رخنمون‌یافته در کمپلکس باتولیتی تله­پهلوانی.

Rock type

Average garnet

granite

Average cordierite granite

Average

of

granite

Average migmatitic xenolith

Average metapelite and xenolith

Average

Schel

(Li, 2000)

Sample No.

No. 3

No. 4

No. 7

No. 3

No. 10

 

(ppm)

           

V

2.80

6.65

5

196.88

101.97

130

Cr

0.97

2.68

1.95

109.16

69.61

90

Co

0.69

0.83

0.77

21.34

13.47

19

Ni

1.04

1.47

1.28

67.53

31.37

50

Rb

152.6

143.9

147.6

96.25

65.21

140

Sr

6.02

11.74

9.29

75.24

67.10

170

Y

3.96

6.36

5.33

38.45

53.82

26

Zr

56.69

49.25

52.44

256.3

190.3

160

Nb

37.91

4.04

18.55

23.77

26.70

11

Ba

42.45

56.44

50.44

214.1

210.3

580

La

0.97

1.28

1.15

40.65

30.02

43

Ce

4.54

5.63

5.16

80.54

56.65

82

Pr

0.27

0.41

0.35

9.98

7.37

9.8

Nd

0.99

1.55

1.31

36.35

27.67

33

Sm

0.31

0.53

0.44

6.74

6.62

6.2

Eu

0.04

0.06

0.05

0.76

1.10

1.2

Gd

0.41

0.66

0.56

6.49

7.53

5.1

Tb

0.08

0.16

0.12

1.13

1.56

0.84

Dy

0.67

1.08

0.90

7.54

10.20

4.7

Ho

0.14

0.21

0.18

1.60

2.22

1.1

Er

0.45

0.61

0.54

4.36

6.42

3

Tm

0.08

0.10

0.09

0.66

0.96

0.44

Yb

0.70

0.74

0.72

4.35

6.38

2.8

Lu

0.12

0.10

0.11

0.66

0.94

0.42

Hf

2.75

2.21

2.44

7.06

7.55

5

Ta

2.65

0.78

1.58

2.18

2.20

1.3

Pb

17.61

18.56

18.15

16.06

21.57

20

Th

1.14

2.15

1.72

16.19

12.71

12

U

0.88

1.33

1.14

1.94

2.42

2.7

Ti

668

1033

876

17647

8773

4600

P

775

810

795

611

1007

700

K

64582

54142

58616

25514

38579

28239

Na

44802

61875

54558

24793

40474

12832

 

           

Rb/St

25.41

13.34

18.5

1.32

1.04

0.82

Rb/Ba

3.66

3.21

3.4

0.53

0.40

0.24

K/Ba

1535.3

1166.2

1324.4

127.9

231.0

48.69

Eu*

0.4

0.6

0.5

6.6

7.1

5.65

Eu/Eu*

0.11

0.09

0.10

0.11

0.16

0.21

Lan/Ybn

0.88

1.36

1.16

7.09

3.42

11.03

Lan/Smn

2.05

1.56

1.77

3.88

2.94

4.48

Gdn/Ybn

0.49

0.75

0.64

1.32

0.97

1.51

Sm/Yb

0.44

0.72

0.61

1.55

1.04

2.21

La/Sm

3.13

2.41

2.63

6.03

4.54

6.94

 

 

بر اساس شکل 6، الگوی متوسط زنولیت­های بدون ذوب‌بخشی و متاپلیت­ها با متوسط شیل­ها مقایسه شدند. با توجه به اینکه الگوی برخی از عناصر نمونه­های سنگی فوق با الگوی عناصر متوسط شیل­ها هماهنگ نیست، تغییراتی در مقدار عیار این عناصر داده شد (جدول 3) تا بتوان از آنها در مدل­بندی ژئوشیمیایی استفاده نمود(Champion and Smithies, 2007; Fazlnia et al., 2009). تغییر در عیار عناصر Rb، Ba، Sr، Y، Zr، Nb، Tb تا Lu انجام گردید. تغییری در عیار عناصر زنولیت­های میگماتیتی ایجاد نمی­شود تا بتوان مقدار محتمل ذوب‌بخشی را به‌دست آورد. مدل­بندی عناصر فرعی برای آزمایش اینکه سنگ‌های گرانیتی پرآلومینوس در فشار حدود 5/4 کیلوبار و حرارتی حدود 760 درجه سانتی‌گراد (اواخر رخساره پیروکسن هورنفلس) از یک منبع زنولیت رسی میگماتیتی‌شده (فضل­نیا، 1388) تولید شده است، استفاده می‌شود. ضرایب توزیع کلی با فرض 5، 10، 30، 50،60 و 70 درصد محاسبه شدند (جدول 4). به‌علاوه، درجه ذوب‌بخشی برای عناصر ناسازگار و به‌شدت ناسازگار با فرض ضریب توزیع صفر محاسبه گردید.

 

 

 

 

شکل 6- نمودار عنکبوتی برای عناصر خاکی نادر و چند عنصری. نورمالیز بر اساس Sun and McDonoungh (1989) است. بر اساس الگوی عناصر در متوسط شیل‌ها تغییراتی در عیار متوسط برخی عناصر زنولیت­های بدون ذوب و متاپلیت­ها ایجاد شد تا الگوی آنها از الگوی متوسط عناصر شیل­ها تبعیت نماید (جدول 3).

 

 

نتایج حاصل از این مدل­بندی (جدول 4) نشان می‌دهد که رفتار HREEs و Y به مقدار گارنت در باقی‌مانده (میگماتیت­های متاتکسیتی) حساس هستند، اما به غنی‌بودن سنگ منشأ حساسیت ندارند. کاهیدگی گارنت در منشأ، مقادیر ضرایب توزیع کلی باقی­مانده به اولیه (Cs/Co) HREEs را افزایش می­دهد. بنابراین، گارنت فاز ناپایداری در طی ذوب‌بخشی بوده است. افزودگی بر مقدار Zr و کاهیدگی در مقدار P در زنولیت­های میگماتیتی نسبت به زنولیت­های بدون ذوب‌بخشی و متاپلیت­ها، نشان می­دهد که زیرکن فاز پایدار و مونازیت و آپاتیت فازهای ناپایدار در طی ذوب‌بخشی بوده­اند (جدول 2).

جدول 3- متوسط عناصر فرعی در زنولیت­های میگماتیتی و متاپلیت­ها و زنولیت­های بدون ذوب‌بخشی. مقدار بازسازی برخی عناصر نیز در این جدول ارائه شده است (بر اساس جدول 1 و 2).

 

Average of metapelites and xenoliths

Recalculate

Average of migmatitic xenoliths

 

n=10; Table 1

 

n=2; Table 1

Ba

210.27

220

214.13

Rb

65.21

70

96.25

Sr

67.10

80

75.24

U

2.42

2.4

1.94

Th

12.71

12.7

16.19

Nb

26.70

32

23.77

Zr

190.30

150

256.33

Y

53.82

45

38.45

La

30.02

30

40.65

Ce

56.65

56.6

80.54

Pr

7.37

7.4

9.98

Nd

27.67

27.7

36.35

Sm

6.62

6.6

6.74

Eu

1.10

1.1

0.76

Gd

7.53

7.5

6.49

Tb

1.56

1.3

1.13

Dy

10.20

6.5

7.54

Ho

2.22

1.9

1.60

Er

6.42

5

4.36

Tm

0.96

0.8

0.66

Yb

6.38

5

4.35

Lu

0.94

0.9

0.66

Cr

69.61

69.6

109.16

Ni

31.37

31.4

67.53

P

1007

1007

611

Ti

8773

8773

17647

K

38579

38579

25514

Na

40474

40474

24793

V

101.97

102.0

196.88

Co

13.47

13.5

21.34

Hf

7.55

6.5

7.06

Ta

2.20

2.2

2.18

Pb

21.57

21.6

16.06

 

جدول 4- محاسبه ضرایب توزیع برای درصدهای ذوب‌بخشی 5، 10، 30، 50، 60 و 70 درصد و مقدار ذوب در ضریب توزیع کلی صفر.

Source

Tables 1 and 2.

         
 

f

f

f

f

f

f

Kd

Value

0.05

0.1

0.3

0.5

0.6

0.7

0

 

Kd

Kd

Kd

Kd

f

f

f

Ba

1.03

1.03

1.04

1.05

1.07

1.09

 

Rb

0.71

0.70

0.61

0.45

0.32

0.09

0.73

Sr

1.07

1.07

1.09

1.13

1.16

1.21

 

U

1.26

1.27

1.35

1.49

1.61

1.81

 

Th

0.77

0.76

0.69

0.57

0.46

0.28

0.78

Nb

1.36

1.38

1.49

1.69

1.87

2.15

 

Zr

0.56

0.54

0.41

0.17

-0.04

-0.38

0.59

Y

1.18

1.19

1.24

1.34

1.43

1.57

 

La

0.72

0.71

0.63

0.48

0.35

0.13

0.74

Ce

0.69

0.67

0.58

0.41

0.26

0.01

0.70

Pr

0.72

0.71

0.63

0.48

0.34

0.13

0.74

Nd

0.75

0.73

0.66

0.52

0.40

0.20

0.76

Sm

0.98

0.98

0.97

0.96

0.95

0.94

0.98

Eu

1.48

1.50

1.65

1.91

2.13

2.51

 

Gd

1.17

1.18

1.23

1.32

1.40

1.54

 

Tb

1.15

1.16

1.21

1.29

1.37

1.49

 

Dy

0.85

0.85

0.80

0.72

0.66

0.54

0.86

Ho

1.20

1.21

1.27

1.38

1.47

1.63

 

Er

1.15

1.16

1.21

1.29

1.37

1.49

 

Tm

1.14

1.15

1.19

1.27

1.34

1.45

 

Yb

1.16

1.17

1.21

1.30

1.37

1.50

 

Lu

1.31

1.33

1.42

1.59

1.74

1.98

 

Cr

0.62

0.60

0.48

0.28

0.09

-0.21

0.64

Ni

0.44

0.41

0.24

-0.07

-0.34

-0.78

0.46

P

1.68

1.72

1.93

2.30

2.63

3.17

 

Ti

0.47

0.44

0.28

-0.01

-0.26

-0.68

0.50

K

1.54

1.57

1.73

2.02

2.28

2.71

 

Na

1.67

1.70

1.90

2.26

2.58

3.11

 

V

0.49

0.46

0.31

0.04

-0.21

-0.61

0.52

Co

0.61

0.59

0.47

0.26

0.08

-0.23

0.63

Hf

0.92

0.91

0.89

0.84

0.80

0.74

0.92

Ta

1.01

1.01

1.01

1.02

1.02

1.03

 

Pb

1.36

1.38

1.49

1.69

1.86

2.14

 

 

به‌همین علت، ضرایب توزیع Zr و P به‌ترتیب کاهش و افزایش می­یابند. ضمناً افزایش در مقدار Ti در زنولیت‌های میگماتیتی نسبت به زنولیت­های بدون ذوب‌بخشی و متاپلیت­ها، نشان می‌دهد که بخش اعظم ایلمنیت و بیوتیت فازهای پایدار هنگام ذوب‌بخشی بوده­اند. این شواهد به‌خوبی نشان می­دهد که چرا LREEها ضرایب توزیع‌شان با افزایش ذوب‌بخشی کاهش می­یابند. بنابراین زیرکن، ایلمنیت و بیوتیت می‌توانند نگهدارنده‌های خوبی برای این عناصر باشند. ملاحظه Sr و Eu نشان می­دهد که پلاژیوکلاز یک فاز باقی­مانده در منبع نبوده و در واکنش­های ذوب دخالت داشته است. چنین استدلالی به‌وسیله کاهش درصد وزنی CaO و درصد مودال پلاژیوکلاز زنولیت­های میگماتیتی نسبت به زنولیت‌های بدون ذوب‌بخشی و متاپلیت­ها قابل توجیه است.

بررسی عناصر ناسازگارتر مخصوصاً Th، La و Rb نشان می­دهد که درجات بزرگی از ذوب‌بخشی (بیش از 60 درصد) در برخی از زنولیت­ها امکان‌پذیر بوده است. عیارهای Rb به‌طور مشخص با مقدار پتاسیم مرتبط است، اما با ضریب توزیع K انطباق ندارد.

شواهد پتروگرافی نشان می­دهد که در میگماتیت‌های دیاتکسیتی که درصد ذوب‌بخشی بالاتری دارند، بیوتیت فراوانتر است. چنین شواهدی نشان می‌دهد که احتمالاً بیوتیت عامل اصلی در حفظ Rb بوده است.  نهایتاً اینکه گارنت و پلاژیوکلاز و بخش بزرگی از مسکوویت و بخش کوچکی از بیوتیت در فرآیندهای ذوب‌بخشی دخالت کرده­اند. همچنین فازهای فرعی مانند آپاتیت نیز در واکنش­های ذوب‌بخشی وارد شده‌اند. این واکنش­ها، میگماتیت­های متاتکسیتی را ایجاد نموده­اند.

در بخش­هایی که درصد ذوب‌بخشی بالاتر بوده، ساختار لایه­ای میگماتیت از بین رفته است و ساختار دیاتکسیت و نهایتاً میانبارهای لوکوکراتیک گرانیتی ایجاد شده­اند (شکل 5-ب). به هر حال، ذوب‌بخشی گسترده (50 تا 70 درصد؛ جدول 4) در زنولیت­های رسی میگماتیتی توانسته است ساختارهای میگماتیتی و میانبارهای گرانیتی پرآلومینوس را ایجاد نماید.

واکنش­های برگشتی و نیروی چسبندگی مذاب - بلور در زنولیت­های متاتکسیتی و دیاتکسیتی باعث شده است تا بخش اعظم مذاب­های تولیدشده در ساختارهای میگماتیتی باقی بمانند (شکل 2). این واکنش­ها باعث شده تا بخشی از مذاب با قسمت­های رستیتی وارد واکنش شود و کانی­های بعد از واقعه ذوب را ایجاد نماید. این مشخصات باعث می­شود تا تغییراتی در عیار عناصر اصلی و فرعی میانبارهای گرانیتی ایجاد شود و بنابراین، عیار متوسط کلیه عناصر در این سنگ‌ها نسبت به سنگ مادرشان پایین­تر باشد (شکل 6). با توجه به این تغییرات و همچنین شواهد صحرایی و شیمیایی، احتمالاً درصدهای خیلی کمتر مذاب (احتمالاً کمتر از 25 درصد حجمی)، توانسته از زنولیت‌های میگماتیتی خارج شود و تفاوت در ترکیب شیمیایی این مذاب جدید با مذاب اصلی باتولیت (لوکوکوارتز دیوریت - آنورتوزیت)، باعث شده است تا میانبارهای کوچکی در مقیاس متر تا چندین ده متر در باتولیت تله­پهلوانی ایجاد شوند.

این احتمال وجود دارد که بخش کوچکی از مذاب خروجی توانسته است به صورت مکانیکی با ماگمای اصلی وارد واکنش شده و بنابراین مانند واکنش­های برگشتی و نیروهای چسبندگی در میگماتیت­ها، محاسبات ذوب‌بخشی به‌روش مدل­بندی ژئوشیمیایی را دچار اشکال نماید.

 

نتیجه‌گیری

 میانبارهای گرانیتی رخنمون یافته در مجاور زنولیت‌های رسی میگماتیتی‌شده در کمپلکس باتولیتی تله­پهلوانی بر اثر ذوب‌بخشی این زنولیت­ها تولید شده­اند. محاسبات درصد ذوب‌بخشی بر اساس مدل­بندی ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی و همچنین محل فرو افتادن زنولیت­ها، نشان می­دهد که در حدود 50 تا 70 درصد سنگ مادر اولیه ذوب شده و احتمالاً در حدود کمتر از 25 درصد حجمی این مذاب­ها خارج و باعث تشکیل میانبارهای گرانیتی پرآلومینوس شده است.

بر اساس مدل­بندی ژئوشیمیایی، کانی­هایی که در واکنش‌های ذوب شرکت نموده­اند، عمدتاً گارنت، پلاژیوکلاز و مسکوویت بوده­اند. البته، بلورهای بیوتیت در مقادیر کمتر نیز در واکنش­های ذوب دخالت نموده‌اند. کانی­های فرعی آپاتیت و مونازیت فازهای ناپایدار در حین ذوب‌بخشی بوده­اند.

سپاسگزاری

 به این وسیله از پروفسور دکتر فولکر شنک که شرایط لازم را برای انجام آزمایش­های مختلف در دانشگاه کیل آلمان برای نگارنده فراهم نمودند. خانم آستروئید واینکاف و آندریاس فیلر که نمونه­های سنگی را برای آزمایش XRF، ICP-MS و تهیه مقاطع نازک آماده‌سازی کردند و دکتر عباس مرادیان از دانشگاه شهید باهنر و دکتر محسن موذن از دانشگاه تبریز که پیشنهادهای مفیدی را برای بهتر‌شدن مطالب ارائه نمودند. همچنین علیرضا شاکر اردکانی و دکتر سید جواد یوسفی که در نمونه‌برداری صحرایی کمک­های فراوانی به نویسنده مبذول داشتند و سر انجام وزارت علوم، تحقیقات و فن‌آوری جمهوری اسلامی ایران، دانشگاه­های ارومیه، شهید باهنر کرمان و کیل آلمان که مساعدت­های لازم را برای این تحقیق مبذول داشتند، صمیمانه قدردانی و سپاسگزاری مینماییم.

سبزه­ای، م.، نوازی، م.، قوردل، م.، حمدی، س. ب.، روشن­روان، ج.، اشراقی س. ا. (1372). نقشه 1:250000 نیریز. سازمان زمین­شناسی کشور.

فضل­نیا، ع. ن. (زیر چاپ) آلایش ماگمایی به‌وسیله زنولیت­های رسی شیستی فرو افتاده در باتولیت تله‌پهلوانی، شهربابک، ایران. مجله علوم زمین، سازمان زمین­شناسی و اکتشافات معدنی.

فضل­نیا، ع. ن. (1389) روابط ژئوشیمیایی بین میانبارهای گرانیتی پرآلومینوس و زنولیت­های میگماتیتی موجود در کمپلکس باتولیتی تله­پهلوانی، شهربابک، ایران. فصل‌نامه زمین­شناسی ایران (شماره پائیز، زیر چاپ).

فضل­نیا، ع. ن. (1388) ذوب‌بخشی زنولیت­های رسی فرو افتاده در باتولیت تله­پهلوانی، شهربابک: دلایل تشکیل میانبارهای گرانیتی پرآلومینوس. مجله علوم دانشگاه شهید چمران (شماره زمستان، زیر چاپ).

فضل­نیا، ع. ن.، مرادیان، ع. و علی‌پور، ص. (1389) مدل­بندی ژئوشیمیایی فازهای کنترل‌کننده فراوانی عناصر اصلی و فرعی در آمفیبولیت­های مافیک میگماتیتی سه­قلاتون، نیریز، ایران. مجله بلورشناسی و کانی­شناسی ایران (شماره پائیز، زیر چاپ).

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Journal Canadien des Sciences de la Terre 18: 210-265.

Brown, M. (1994) The generation, segregation, ascent and emplacement of granite magma: the migmatite-to-crustally-derived granite connection in thickened orogens. Earth Science Review 36: 83-130.

Champion, D. C. and Smithies, R. H. (2007) Geochemistry of Paleoarchean granites of the East Pilbara terrane, Pilbara craton, Western Australia: Implications for Early Archean crustal growth. Developments in Precambrian Geology 15: 369-409.

Dargahi, D., Arvin, M., Pan, Y. and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh–Dokhtar magmatic assemblage, Southwestern Kerman, Iran: Constraints on the Arabian–Eurasian continental collision. Lithos 115: 190-204.

Fazlnia, A. N., Moradian, A., Rezaei, K., Moazzen, M. and Alipour, S. (2007) Synchronous activity of anorthositic and S-type granitic magmas in Chah-Dozdan batholith, Neyriz, Iran: evidence of zircon SHRIMP and monazite CHIME dating. Journal of Sciences of Islamic Republic of Iran 18: 221-237.

Fazlnia, A. N., Schenk, V., van der Straaten, F. and Mirmohammadi, M. S. (2009) Petrology, geochemistry and geochronology of trondhjemites from the Qori complex, Neyriz, Iran. Lithos 112: 413-433.

Gardien, V., Thompson, A.B., Grujic, D. and Ulmer, P., 1995, Experimental melting of biotite + plagioclase + quartz + orthose + muscovite assemblage and implication for crustal melting. Journal of Geophysical Research 100 (B8) 15: 581-15, 591.

Genier, F., Bussy, F., Epard, J. L. and Baumgartner, L. (2008) Water-assisted migmatization of metagraywackes in a Variscan shear zone, Aiguilles-Rouges massif, western Alps. Lithos 102: 575-597.

Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics 381: 235-273.

Harris, N., Ayres, M. and Massey, J. (1995) Geochemistry of granitic melts produced during the incongruent melting of muscovite-implications for the extraction of Himalayan leucogranite magmas. Journal of Geophysical Research 100: 15767-15777.

Jung, S., Mezger, K., Masberg, P., Hoffer, E. and Hoernes, S. (1998) Petrology of an intrusion-related high-grade migmatite — implications for partial melting of metasedimentary rocks and leucosome-forming processes. Journal of Metamorphic Geology 16: 425-445.

Li, Y. H. (2000) A compendium of geo-chemistry: from Solar Nebula to the Human Brain. Princeton University Press, Princeton, New Jersey.

Miller, C. F. (1985) Are strongly per-aluminous magmas derived from mature sedimentary (pelitic) sources? Journal of Geology 93: 67-689.

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

Patinõ Douce, A. E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Castro, A., Fernandez, C. and Vigneressese, J. L. (Eds.): Understanding Granites: Integrating new and classical techniques. Geological Society of London, Special Publication 168: 55-75.

Saki, A. (2010) Proto-Tethyan remnants in northwest Iran: geochemistry of the gneisses and metapelitic rocks. Gondwana Research 17: 704-714.

Sarkarinejad, K. and Alizadeh, A. (2009) Dynamic model for the exhumation of the Tutak gneiss dome within a bivergent wedge in the Zagros thrust system of Iran. Journal of Geodynamics 47: 201-209.

Sawyer, E. W. (1996) Melt segregation and magma flow in migmatites: implications for the generation of granite magmas. Transactions. Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 87: 85-94.

Sawyer, E. W. (2010) Migmatites formed by water-fluxed partial melting of a leuco-granodiorite protolith: Microstructures in the residual rocks and source of the fluid. Lithos 116: 273-286.

Sears, J. W., George, G. M. S. and Winne, J. C. (2005) Continental rift systems and anorogenic magmatism. Lithos 80: 147-154.

Shahabpour, J. (2007) Island-arc affinity of the Central Iranian Volcanic Belt. Journal of Asian Earth Sciences 30: 652-665.

Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences 24: 405-417.

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

Sheikholeslami, M. R., Pique, A., Mobayen, P., Sabzehei, M., Bellon, H. and Emami, H. (2008) Tectono-metamorphic evolution of the Neyriz metamorphic complex, Quri-Kor-e-Sefid area (Sanandaj-Sirjan Zone, SW Iran). Journal of Asian Earth Sciences 31: 504-521.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes, In: Saunders, A. S. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in ocean basins. Geological Society of London, Special Publication 42: 313-345.