مدل‌بندی ژئوشیمیایی فازهای کنترل‌کننده فراوانی عناصر اصلی و کمیاب در آمفیبولیت‌های میگماتیتی سه‌قلاتون، نیریز، ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

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

چکیده

فرآیند دگرگونی ناحیه‌ای مرتبط با قوس در حدود 147 میلیون سال پیش، باعث یک دگرگونی نوع بارووین در آمفیبولیت‌های قدیمی کمپلکس دگرگونی قوری رخنمون یافته در جنوب‌شرق زون سنندج- سیرجان شده است. این فرآیند دگرگونی باعث شده آمفیبولیت‌های جنوب سه‌قلاتون، در شرایط اوج دگرگونی 700 تا 750 درجه‌سانتیگراد و فشار 7 تا 9 کیلوبار، متحمل ذوب بخشی شوند. در نتیجه این فرآیند، 1) میگماتیت‌های مافیک در نتیجه درصدهای مختلفی از ذوب بخشی گسترش یافته‌اند، 2) رخنمون‌های کوچک ترونجمیتی با خروج کمتر از 10 درصد مذاب تولید شده و 3) همچنین تبلور درجای متعادل و نیروی چسبندگی مذاب- بلور باعث شده است تا بخش بزرگی از مذاب بخشی نتواند از میگماتیت‌های مافیک خارج شود. همچنین گرانروی بالای مذاب و دمای ذوب بخشی پایین در منشأ، نیز عامل مهم دیگری در عدم خروج مذاب بوده‌اند. تبلور درجا باعث توسعه بافت‌های پوئی‌کیلوبلاستیک در بسیاری از میگماتیت‌های مافیک ناحیه سه‌قلاتون شده است. شواهد صحرایی و پتروگرافی و مدل‌بندی ژئوشیمیایی بر اساس عناصر REE، Sr، Ba، Cr، Nb، Y و Ti نشان می‌دهند که سنگ مادر اولیه (آمفیبولیت) متحمل بین 20 تا 50 درصد ذوب بخشی شود، اما تبلور درجا و نیروی چسبندگی مذاب- ملانوسوم باعث شده تا حداکثر 10 درصد مذاب (لوکوسوم) بتواند از سنگ خارج و ترونجمیت‌ها را ایجاد کند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemical modelling of controlling phases on abundances of major and trace elements in the migmatitic amphibolites, Seghalaton, Neyriz, Iran

نویسنده [English]

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

Arc-related regional metamorphic process at c. 147 Ma caused a Barrovian-type metamorphism on the Qori old amphibolites crop outed in the southeast of the Sanandaj-Sirjan zone. As a consequence, the amphibolites from the southern Seghalaton subjected to partial melting under the metamorphic peak 700 to 750 °C and 7 to 9 Kbar. As a result of the process: 1) mafic migmatite, formed by different degrees of partial melting, were expanded in these amphibolites 2) extracting of small outcrops of trondhjemites were produced by the less than 10 percent of the melt and 3) balanced in situ crystallization and the adhesion force of melt-crystal lead to remain a large part of the partial melt in the mafic migmatites. Additionally, high viscosity of the magma and low temperature of the partial melting in the source were other important factors to be extracting the melt. In situ crystallization of many mafic migmatite from the Seghalaton area caused poikiloblastic texture to be developed. Field and petrographic evidences as well as geochemical modelling using REE, Sr, Ba, Cr, Nb, Y and Ti, show that the protolith (amphibolite) has undergone a partial melting event between 20 to 50 percent, but in situ crystallization and adhesion force of melt-melanosome caused up to 10 percent of the melt (leucosome) to leave these rocks and to produce the trondhjemites.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Qori metamorphic vomplex
  • Mafic migmatite
  • partial melting
  • Trondhjemitic granite
  • Geochemical modelling of major and trace elements

مقدمه

ذوب بخشی، یک فرآیند ارتباطی مناسب بین دگرگونی و ماگماتیسم است و نقش کلیدی در توسعه میگماتیت‌ها، گرانولیت‌ها و گرانیت‌های نوع S در طول تکامل پوسته دارد (Ashworth and Brown, 1990; Clemens and Droop, 1998; Álvarez-Valero and Kriegsman, 2008; Sawyer, 2010).

میگماتیت‌ها، بخش‌هایی از پوسته هستند که شرایط جدایش مذاب در محل تشکیل آن‌ها مناسب نبوده و مذاب با سرعت مناسبی منتقل نشده است. خروج ناقص مذاب از میگماتیت‌ها معمولاً باعث واکنش برگشتی بین بخش‌های متبلور شده به‌صورت درجا و بخش‌های باقی‌مانده (رستیت‌ها) در حال سرد شدن می‌شود. این فرآیند باعث تغییراتی در ترکیب عناصر اصلی و فرعی مذاب‌ها به‌شکل لوکوسوم می‌شود. در هر حال رخنمون‌های کمی در دنیا وجود دارد که دقیقاً ارتباط بین گرانیت‌های خارج شده از قسمت‌های ذوب شده و بخش‌های باقی‌مانده (رستیت‌ها) را نشان دهند. گرانیت‌هایی که از این سنگ‌ها جدا می‌شوند، می‌توانند همگن شده و در نتیجه، لوکوگرانیت‌ها را ایجاد نمایند (برای مثال Chappell and White, 1974 و Harris et al., 1995). گرانیت‌هایی که در پوسته زیرین و یا در بخش‌های دیگر پوسته در اثر ذوب آب‌زدایی بیوتیت یا آمفیبول، در نتیجه تغییرات گرادیان زمین‌گرمایی (برای مثال فرآیند دگرگونی ناحیه‌ای) تولید می‌شوند، می‌توانند از منابع خود جدا و مهاجرت نمایند (McMillan et al., 2003). در نتیجه این فرآیندها، نفوذی‌های گرانیتی با حجم‌های مختلف تولید می‌شوند. به هر حال تشخیص و دسته‌بندی ذوب بخشی، به‌صورت عملکردی از محیط ژئودینامیک و نوع پروتولیت، به‌وسیله مطالعه شیمی، مقدار مذاب تولید شده، مقدار جدایش، ساز و کار نفوذ و جایگزینی مذاب در اعماق پوسته، می‌تواند در بازسازی محیط‌های زمین‌شناسی مناطق مورد مطالعه مفید باشند (Brown, 1994; Cesare et al., 1997; Kriegsman, 2001).

برخی مطالعات اولیه (Barker, 197; Barker and Arth, 1976) نشان داده‌اند که ترونجمیت‌ها و تونالیت‌ها، به‌شدت از یک منشأ بازالتی فقیر از پتاسیم به‌صورت تبلور تفریقی یا ذوب بخشی در فشار متغیر ایجاد می‌شوند. آن‌ها سنگ‌های حد واسط تا فلسیک (عمدتاً SiO2 بیشتر از 65 درصد وزنی)، با نسبت بالای Na2O/K2O (بزرگتر از 5/1)، مقادیر LILE پایین تا متوسط و بدون غنی‌شدن در پتاسیم هستند که با افزایش تفریق ایجاد می‌شوند. سری سنگ‌های سدیک ترونجمیتی- تونالیتی به دو گروه تقسیم شده‌اند (برای مثال Barker et al., 1976، Martin, 1986، Rapp et al., 1991، Martin and Moyen, 2002، Martin et al., 2005، Champion and Smithies, 2007 و Fazlnia et al., 2009): انواع غنی از Al و انواع فقیر از Al. این گروه‌های سنگی، با مقایسه رفتار عناصرِ عمدتاً کنترل‌شده توسط پلاژیوکلاز، گارنت و یا هورنبلند توصیف می‌شوند. انواع غنی از Al، عمدتاً توصیف‌کننده ذوب بخشی در حضور گارنت و آمفیبول، بدون حضور پلاژیوکلاز (یا از طریق تفریق گارنت/هورنبلند) هستند. این گروه سنگی توسط مقدار Sr و Eu بالا، REE تفریق یافته با HREE پایین و نسبت‌های بالای Sr/Y مشخص می‌شوند. در مقابل، انواع فقیر از Al، توسط تهی‌بودن در Sr و Eu، REE کمتر تفریق یافته با HREE بالاتر و نسبت‌های پایین Sr/Y مشخص می‌شوند. این گروه انعکاسی از کنترل ذوب در حضور پلاژیوکلاز (یا توسط پلاژیوکلاز باقی مانده در طول ذوب بخشی و یا تفریق پلاژیوکلاز) هستند.

هم سنگ مادر دگرگونی نیمه‌پلیتی- گریواکی- آمفیبولیتی و هم مذاب‌های پرآلومینوس تولید شده در طول آناتکسی عموماً حاوی فازهای فرعی مونازیت، زنوتایم، آپاتیت، زیرکن، روتیل و اپیدوت- زوئیزیت بر اساس نوع سنگ مادر و نیز شرایط اکسیداسیون و احیاء هستند. اکثر این کانی‌ها، حرارت بسته شدن بالایی دارند و نگهدارنده‌های بسیار خوبی برای عناصر کمیاب و REE هستند. این فازها از چندین مسیر واکنشی در طول فرآیندهای دگرگونی رشد می‌کنند. سرعت رشد این فازها بستگی به دما، فراهم بودن عناصر لازم برای رشد و مدت زمان عملکرد دگرگونی دارد. این سرعت رشد باعث تغییر در تمرکز عناصر کمیاب و REE در آن‌ها می‌شود (Hawkins and Bowring, 1999; Cruciani et al., 2001).

دگرگونی مرتبط با قوس می‌تواند باعث دگرگونی درجه بالا و ذوب بخشی شود، در نتیجه، مذاب‌های گرانیتی می‌توانند تولید شوند (Spear, 1993; Pitcher, 1997; Best, 2003). توده‌های نفوذی کوچکی از سنگ‌های گرانیتی و ترونجمیتی، در بخش‌های درجه بالای دگرگونی کمپلکس قوری (رخنمون سه‌قلاتون) برونزد دارند (شکل 1). در این نوشتار بر روی مجموعه عوامل کنترل‌کننده توزیع عناصر در آمفیبولیت‌های میگماتیتی و ترونجمیت‌های حاصل از آن، متمرکز شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

کمپلکس دگرگونی شمال‌شرق نیریز (قوری) عمدتاً از سنگ‌های بازیک (آمفیبولیت)، آهکی (مرمریت) و رسی (کیانیت شیست) دگرگون شده تشکیل یافته است. میگماتیت‌هایی از قاعده پالئوزوئیک شمال‌شرق نیریز، که حاوی لوکوسوم‌هایی با ترکیب ترونجمیت تا گرانیت هستند، اولین بار توسط فضل‌نیا و همکاران (2009) گزارش شده است. در نقشه زمین‌شناسی ارائه شده توسط سبزه‌یی و همکاران (1372)، به وجود میگماتیت و گرانیت آناتکسی اشاره‌ای گذرا شده است. این میگماتیت‌ها، ترکیب مافیک داشته و در حد رخساره آمفیبولیت میانی دگرگون شده‌اند (Fazlnia et al., 2009). آمفیبولیت‌های مورد مطالعه (سه‌قلاتون) دو واقعه دگرگونی را در حد رخساره‌های میانی بارووین تحمل نموده‌اند. اولین واقعه، اوج دگرگونی معادل 640 درجه‌سانتیگراد و 1/8 کیلوبار را نشان می‌دهد. این واقعه در زمان‌هایی بین 187 و 180 میلیون سال پیش (شکل 1)، در اثر ضخیم شدن پوسته قاره‌ای رخ داده است. این رخداد دگرگونی از نوع ناحیه‌ای و هم‌زمان با کوهزایی (Syn-tectonic metamorphism) رخ داده است.

پس از اولین واقعه دگرگونی، عملکرد سیستم ریفت در سرزمین ابرقاره گندوانا (Sears et al., 2005; Fazlnia et al., 2007)، باعث شده است تا در یک سیستم ریفتی اولیه در حال گسترش (Incipient Rift)، ماگماتیسم غیرکوهزایی در شمال‌شرق نیریز توسعه یابد (فضل‌نیا، زیر چاپ). در اثر این واقعه، باتولیت ناهمگن چاه‌بازرگان- تله‌پهلوانی به داخل سنگ‌های نیمه‌رسی- رسی دگرگون شده (بیوتیت- گارنت- کیانیت شیست) شمال‌شرق کمپلکس دگرگونی قوری نفوذ نموده است. ترکیب اولیه این باتولیت، عمدتاً سنگ‌های لوکوکوارتز دیوریت- آنورتوزیت (باتولیت چاه‌بازرگان، شکل 1) همراه با نفوذی‌های کوچک مافیک- اولترامافیک (مجموعه تله‌پهلوانی، شکل 1) است (فضل‌نیا، 1388؛ فضل‌نیا، 1390؛ Fazlnia et al., 2007؛ Fazlnia et al., 2009).

دومین واقعه دگرگونی، با شرایط اوج دگرگونی 700 درجه‌سانتیگراد و 5/8 کیلوبار در زمانی حدود 147 میلیون سال پیش، در ارتباط با قوس قاره‌ای فعال پهنه سنندج- سیرجان جنوبی (شکل 1) رخ داده است (Fazlnia et al., 2007; Sheikholeslami et al., 2008; Fazlnia et al., 2009).

آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس کمی قبل از این زمان به لبه جنوبی پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان در حوالی شرق نیریز، موجب این فرآیند دگرگونی شده است. در طول واقعه دوم، واکنش‌های دگرگونی، سبب ذوب بخشی در سنگ‌های دگرگونی لبه قوس فعال قاره‌ای شده است (Fazlnia et al., 2009). مطالعات انجام شده (Fazlnia et al., 2009) بر اساس برخی عناصر فرعی و خاکی نادر، نشان می‌دهد آمفیبولیت‌های مورد مطالعه درجات کمی از ذوب بخشی (کمتر از %20) را تحمل کرده و نفوذی‌های کوچک ترونجمیتی را تولید کرده‌اند (شکل 1). در بخش‌هایی که مذاب‌ها نتوانسته‌اند خارج شوند، به‌خوبی آثار آمفیبولیت‌های میگماتیتی مشاهده می‌شوند.

در ادامه این واقعه و در طول بسته‌شدن نئوتتیس، پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان، متحمل دگرشکلی برشی (Mohajjel et al., 2003; Golonka, 2004; Sarkarinejad and Alizadeh, 2009) و ماگماتیسم در کمربند ماگمایی ارومیه- دختر در طول سنوزوئیک (برای مثال Berberian and King, 1981، Shahabpour, 2005 و Shahabpour, 2007) این پهنه را توسعه داده است. در مقابل برخی محققین (Davoudian et al., 2008) دگرشکلی برشی در پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان را مربوط به ژوراسیک می‌دانند.

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی شمال‌شرق نیریز با تغییرات (از سبزه‌یی و همکاران، 1372). این مطالعه عمدتاً بر روی رخنمون سه‌قلاتون استوار است. سن‌های ذکر شده در نقشه ازFazlnia  و همکاران (2007) و Fazlnia و همکاران (2009) است.

 

 

روابط صحرایی و مشاهدات پتروگرافی

مطالعات صحرایی نشان می‌دهد که آمفیبولیت‌های رخنمون‌یافته در سه‌قلاتون به سه دسته تقسیم می‌شوند: الف) انواع با رنگ روشن (فلسیک آمفیبولیت) که عمدتاً از بلورهای پلاژیوکلاز همراه با کمی بلورهای کوارتز، هورنبلند و گارنت تشکیل شده‌اند. این نوع از آمفیبولیت‌ها در شمال این منطقه رخنمون دارند؛ ب) انواع با رنگ تیره (مافیک آمفیبولیت) که عمدتاً از هورنبلند و مقادیر مساوی از پلاژیوکلاز و هورنبلند همراه با مقادیر کمی کوارتز تشکیل شده‌اند. مقادیر بسیار جزیی از بلورهای کلینوپیروکسن نیز مشاهده می‌شود؛ ج) انواعی که کاملاً تیره هستند و بیش از 90 درصد سنگ از هورنبلند تشکیل شده است. این سنگ‌ها دارای بلورهای فرعی پلاژیوکلاز و کوارتز هستند. دو گروه آخر در جنوب ناحیه سه‌قلاتون برونزد دارند. هر سه نوع آمفیبولیت، دارای بلورهای فرعی ایلمنیت، آپاتیت و تیتانیت (اسفن) و برخی نمونه‌ها دارای مقادیر جزیی روتیل هستند. در این نمونه‌ها، بلورهای اپیدوت و کلریت مشاهده نمی‌شوند.

در انواع آمفیبولیت‌هایی که در قسمت جنوبی سه‌قلاتون رخنمون دارند، به‌خوبی فابریک‌های میگماتیتی مشاهده می‌شوند (شکل 2).

 

 

شکل 2- تصاویر صحرایی از میگماتیت‌های همراه با آمفیبولیت‌ها؛ الف) جدایش بخشی از مذاب از آمفیبولیت‌ها، ب) مخلوط شدن بخش مذاب و بخش دیرگداز.

 

 

به همین علت، در این مطالعه از آن‌ها به‌عنوان میگماتیت‌های مافیک نام برده می‌شود. در این نوع سنگ‌ها، بخش‌های تیره عمدتاً از هورنبلند، گارنت و مقادیر کمی تیتانیت و آپاتیت تشکیل شده‌اند (شکل 3- الف). بلورهای فرعی روتیل نیز بیشتر در این قسمت‌ها یافت می‌شود. به این بخش‌ها ملانوسوم گفته می‌شود. در بخش‌های روشن که گاه لکه‌هایی از بخش‌های تیره وجود دارد، اغلب بلورهای پلاژیوکلاز و کوارتز دیده می‌شوند. این بخش را می‌توان لوکوسوم نامید. بلورهای پلاژیوکلاز در این قسمت‌ها دارای ترکیب آندزین (به طور متوسط An43) هستند (Fazlnia et al., 2009). این بلورها فابریک پوئی‌کیلوبلاستیک نشان نمی‌دهند.

برخی بلورهای پلاژیوکلاز موجود در بخش‌های ملانوسوم دارای بافت پوئی‌کیلوبلاستیک هستند (شکل 3). ادخال در این بلورها شامل گارنت، هورنبلند و کوارتز تحلیل رفته است. همچنین، در مرز داخلی این بلورها با گارنت، بلورهای تقریباً خودشکل بیوتیت وجود دارد. بلورهای فرعی ایلمنیت، آپاتیت، تیتانیت و روتیل نیز از دیگر کانی‌های موجود در این نوع از پلاژیوکلازهاست. این نوع پلاژیوکلازها مجاور گارنت و هورنبلندهای به‌شدت تحلیل رفته قرار دارند و به‌صورت فابریک کرونا (شکل 3- الف، د، ه و و) مشاهده می‌شوند.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3- تصاویر BSC و میکروسکوپی از میگماتیت‌های مافیک جنوب سه‌قلاتون؛ الف) تصویر BSC که تحلیل رفتن گارنت و هورنبلند و تبلور پلاژیوکلاز و برخی ایلمنیت‌ها را نشان می‌دهد. ب) PPL و ز) XPL تبلور پلاژیوکلاز در اطراف هورنبلند را در (ب: PPL و ز: XPL) نشان می‌دهند که هورنبلندها در حال ناپایداری و به‌دام افتادن در پلاژیوکلاز هستند، ج) تحلیل رفتن و به دام افتادن بلورهای هورنبلند، گارنت و کوارتز در داخل بلورهای نوظهور پلاژیوکلاز و ایجاد فابریک پوئی‌کیلوبلاستیک (PPL)، د)، ه) و و) تشکیل کرونا در اطراف گارنت و هورنبلند و تشکیل پلاژیوکلاز، بیوتیت و ایلمنیت (XPL). توسعه این فابریک به ایجاد فابریک پوئی‌کیلوبلاستیک (شکل ک) منجر می‌شود. ک) فابریک پوئی‌کیلوبلاستیک پلاژیوکلاز و به دام افتادن بلورهای ناپایدار گارنت، هورنبلند و کوارتز و بلورهای پایدار تیتانیت و آپاتیت در داخل پلاژیوکلاز (XPL)؛ اختصار نام کانی‌ها از Kretz (1983)

 

 

در این بخش‌ها به‌خوبی می‌توان دلایل توسعه فابریک پوئی‌کیلوبلاستیک پلاژیوکلاز را مشاهده نمود. در بخش‌هایی از ملانوسوم که گارنت‌ها و هورنبلندها تحلیل نرفته‌اند، پلاژیوکلازها بدون ادخال بوده و دارای ترکیب آندزین (به طور متوسط An33) (Fazlnia et al., 2009) هستند. ترکیب شیمیایی دانه‌های هورنبلند و گارنت در بخش‌هایی که تحلیل رفته‌اند دچار نوسان شده است (Fazlnia et al., 2009) و تغییرات گسترده‌ای در مقدار این عناصر دیده می‌شود. در مقابل در بخش‌هایی که این بلورها خودشکل بوده و تحلیل رفتگی نشان نمی‌دهند، تغییرات محدود است.

در برخی بخش‌ها، لوکوسوم‌ها خارج و به‌هم متصل شده‌ و توانسته‌اند نفوذی‌های کوچکی از گرانیت با ترکیب ترونجمیتی را به‌وجود آورند (شکل 2- الف). پلاژیوکلاز در این سنگ‌ها ترکیب الیگوکلاز دارد (در حاشیه بلور An12 و در هسته An32) (Fazlnia et al., 2009). در قسمت‌هایی که خروج لوکوسوم باعث به‌هم‌ریختن فابریک نواری (ساختار استروماتیکی) میگماتیت‌های مافیک شده، بخش‌های تیره (ملانوسوم‌ها) به‌صورت قطعات با گوشه‌های گرد در داخل تجمعات لوکوسوم دیده می‌شود که به آن دیاتکسیت گفته می‌شود (شکل 2- ب). این قسمت‌ها منظره‌ای شبیه به ساختارهای نبولیتیک و شولن دارند (شکل 2- ب). در قسمت‌هایی که لوکوسوم‌ها، توانایی خروج و اتصال به‌هم را نداشته‌اند، فابریک اولیه حفظ شده که به آن متاتکسیت می‌گویند. این سنگ‌ها مشخصه ساختار استروماتیکی میگماتیت‌ها را نشان می‌دهند.

در بخش‌هایی که لوکوسوم‌ها تشکیل دایک‌هایی با ترکیب ترونجمیتی داده‌اند، بلورهای اصلی، شامل پلاژیوکلاز و کوارتز است. بلورهای فرعی شامل گارنت و گاه هورنبلند تحلیل رفته، همچنین مقادیر جزیی از بلورهای بیوتیت و کانی‌های فرعی تیتانیت، روتیل و آپاتیت به‌صورت ادخال در پلاژیوکلازها دیده می‌شوند که نشانگر بقایایی از آمفیبولیت‌های مادر هستند. مرز اکثر ترونجمیت‌ها و آمفیبولیت‌های میگماتیتی مافیک، تدریجی است. ترونجمیت‌ها در صحرا مشخصه دیاتکسیت و در نمودارهای ژئوشیمیایی مشخصه متاتکسیت دارند (شکل 4) که دلیل آن تغییرات در نحوه تبلور مذاب تولید شده است.

 

شکل 4- نمودار تفکیک میگماتیت‌های متاتکسیتی، دیاتکسیتی و گرانیتی بر اساس Zr در برابر SiO2 (Sawyer, 1996)

 

تفسیر ژئوشیمیایی کنترل‌کننده‌های عناصر

داده‌های ژئوشیمیایی از Fazlnia و همکاران (2009) است که در جدول 1 متوسط ترکیبی انواع سنگ‌ها آمده است. توزیع عناصر اصلی و فرعی در ترونجمیت‌های سه‌قلاتون مرتبط با ترکیب کانی‌شناسی و ژئوشیمی آمفیبولیت‌ها و گارنت آمفیبولیت‌های همراه با این سنگ‌هاست. شواهد صحرایی و گردهمایی کانیایی در آمفیبولیت‌ها و گارنت آمفیبولیت‌ها نشان می‌دهد که احتمالاً کانی‌های اصلی گارنت، پلاژیوکلاز و هورنبلند و کانی‌های فرعی آپاتیت، تیتانیت، روتیل و ایلمنیت و همچنین بیوتیت کنترل‌کننده توزیع عناصر در ترونجمیت‌ها هستند. این کانی‌ها به‌صورت واکنش‌های دگرگونی در طول حرارت دهی، عاملی در جذب و یا خروج عناصر بوده‌اند. تحلیل و یا پایداری برخی از کانی‌ها در طول فرآیند دگرگونی ناحیه‌ای در 147 میلیون سال پیش باعث شده است تا تغییراتی در توزیع عناصر در آمفیبولیت‌ها و گارنت آمفیبولیت‌ها ایجاد شود. هورنبلند و گارنت، بلورهای تحلیل رفته و پلاژیوکلاز کلسیک با بافت پوئی‌کیلوبلاستیک رشد یافته‌اند (شکل 3). بلورهای بیوتیت به‌صورت بافت کرونا به‌همراه برخی از بلورهای ایلمنیت در متن بلورهای پلاژیوکلاز مشاهده می‌شوند. فراوانی و پایداری برخی بلورهای تیتانیت، روتیل و آپاتیت در آمفیبولیت‌ها و گارنت آمفیبولیت‌ها احتمالاً نشانگر توزیع عناصر کنترل‌شده توسط این کانی‌ها در سنگ است.

 

جدول 1- متوسط ترکیب آمفیبولیت‌های بدون ذوب بخشی، میگماتیت‌های مافیک و ترونجمیت‌ها از Fazlnia و همکاران (2009)

تغییرات Ba در مقابل Sr نشان می‌دهد که این دو عنصر توسط پلاژیوکلاز و بیوتیت کنترل می‌شوند. ترسیم تجزیه‌های شیمیایی آمفیبولیت‌ها و گارنت آمفیبولیت‌ها در نمودارهای Ba در مقابل Sr (شکل 5- الف) و Ba/Sr در مقابل Sr (شکل 5- ب) نشان می‌دهند که این سنگ‌ها عمدتاً از روند پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر از روند بیوتیت تبعیت می‌کنند. به‌علاوه آمفیبولیت‌های میگماتیتی، عمدتاً از روند بیوتیت تبعیت می‌کنند. چنین روندهایی نشان می‌دهند که این بلورها، کانی‌های پایدار در حین ذوب بخشی بوده‌اند و یا کانی‌هایی بوده‌اند که در طی اوج دگرگونی و میگماتیتی‌شدن، تشکیل و پایدار شده‌اند. چنین استدلالی با تشکیل پلاژیوکلاز کلسیک (به‌صورت بافت پوئی‌کیلوبلاستیک) و بیوتیت در کرونای گارنت و هورنبلند هم‌خوانی دارد. عدم تبعیت آمفیبولیت‌ها و میگماتیت‌های مافیک از روند تغییرات گارنت و هورنبلند در این نمودارها نشان می‌دهد که این دو کانی، بلورهای ناپایدار در طی اوج دگرگونی و میگماتیتی شدن بوده‌اند.

تحلیل رفتن بلورهای گارنت، هورنبلند و ایلمنیت اولیه در بسیاری از این سنگ‌ها در 147 میلیون سال پیش در منطقه سه‌قلاتون و تشکیل بلورهای پلاژیوکلاز و بیوتیت و ایلمنیت‌های کرونا، باعث شده است تا عناصر Na و Si کاهیدگی و عناصر Ti، Al، Ca، Fe و Mg افزودگی نشان دهند. کاهیدگی و افزودگی در عناصر فوق در میگماتیت‌های مافیک به‌ترتیب نشانگر خروج مذاب‌های سیلیسی ترونجمیتی و تشکیل بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک (عناصر Al و Ca)، ایلمنیت (عناصر Ti و Fe) و بیوتیت (عناصر Fe، Mg و Ti) است. آنومالی‌های مثبت Ti و Sr (Fazlnia et al., 2009) نشانگر پایداری نگهدارنده‌های این عناصر (به ترتیب ایلمنیت و پلاژیوکلاز) است.

 

شکل 5- نمودارهای تغییرات عناصر فرعی در اثر تبلور تفریقی فازهای مختلف. مقدار تمرکز اولیه از متوسط نمونه‌های آمفیبولیت محدوده مورد مطالعه (جدول‌های 1 و 3) استفاده شده است. الف) و ب) پلاژیوکلاز و بیوتیت نقش مهمی در نگهداری Ba و Sr ایفا می‌کنند، ج) کانی‌های فرعی مانند آپاتیت و در مقادیر کمتر تیتانیت عاملی در نگهداری REE هستند. اما به نظر می‌رسد این دو کانی تأثیری چندانی در REE میگماتیت‌های مافیک ندارند. ضرایب توزیع بر اساس مذاب‌های گرانیتی پرآلومینوس یا ریولیتی در تعادل با کانی‌های مختلف ارایه شده‌اند. (Pitcher, 1997; Luhr and Carmichael, 1980; Watson and Green, 1981; Bacon and Druitt, 1988; Bea et al., 1994).

چنین استدلال‌هایی نشان می‌دهند که احتمالاً ناپایداری گارنت و هورنبلند و همچنین بخش‌های سدیک پلاژیوکلازهای اولیه در شرایط اوج دگرگونی و میگماتیتی‌شدن، باعث کنترل عناصر اصلی و تشکیل مایعات ترونجمیتی شده است. چنین شرایطی با دماهای به‌دست آمده توسط آنالیز‌های نقطه‌ای گارنت (دماهایی بین 700 و 800 درجه‌سانتیگراد، شکل 6) و دماهای گزارش شده قبلی (Fazlnia et al., 2009) (دمای متوسط 700 درجه‌سانتیگراد) برای مذاب‌های آب‌دار پوسته میانی و زیرین پهنه‌های فرورانشی انطباق دارد (Champion and Smithies, 2007; Martin et al., 2005; Moyen et al., 2001).

در ترونجمیت‌ها و گرانیت‌های تولید شده نیز تغییرات در مقدار Ba و Sr به‌خوبی توسط تبلور پلاژیوکلاز قابل توجیه هستند. بنابراین تبلور چنین بلوری در ترونجمیت‌ها عامل اصلی توزیع عناصر در این سنگ‌هاست. مدل‌بندی ذوب بخشی بر اساس عناصر خاکی نادر و برخی از عناصر فرعی در این سنگ‌ها (شکل 7 و جدول 2) نشان می‌دهد که فرآیند ذوب به‌صورت متعادل بوده است. بنابراین توزیع عناصر در مایعات تولید شده در ارتباط با بخش‌های دیرگداز است که به‌صورت متعادل در کنار مایعات ترونجمیتی قرار دارند.

بررسی درصدهای ذوب بخشی متعادل متفاوت بین 2 تا 50 درصد سنگ مادر اولیه (آمفیبولیت‌ها و گارنت آمفیبولیت‌ها) نشان می‌دهد که احتمالاً گارنت و هورنبلند به‌ترتیب با سهم 40 درصد و 60 درصد در ذوب آمفیبولیت‌ها شرکت کرده‌اند (جدول 2). چنین استدلالی با شواهد پتروگرافی ذوب بخشی انطباق دارد (شکل 3). این احتمال وجود دارد که سنگ‌های فوق بین 2 تا 10 درصد ذوب بخشی را متحمل شده‌اند (جدول 2). تفاوت در مقادیر عناصر اصلی و فرعی مدل‌بندی شده در جدول 2 به‌علت پایداری برخی از کانی‌ها به‌هنگام ذوب (برای مثال تیتانیت، آپاتیت و روتیل) (شکل 5- ج) و یا تبلور و تشکیل بلورهای کرونا (برای مثال پلاژیوکلاز، بیوتیت و برخی از ایلمنیت‌ها) در بخش‌های دیرگداز آمفیبولیت‌ها (ملانوسوم) بوده است (شکل 3).

 

   

شکل 6- حرارت‌سنجی توصیفی بر اساس ترکیب کانی‌شناسی گارنت؛ نسبت‌ها و محدوده‌ها از Bahariya (2009) است.

شکل 7- ترسیم La/Sm در برابر Sm/Yb که نشان‌دهنده ذوب متعادل و ذوب نامتعادل (تفریقی) است. منحنی‌ها و اعداد از Keskin (2005)

 

جدول 2- مدل‌بندی ژئوشیمیایی ذوب بخشی متعادل برای حالاتی که الگوهای REE مقعر هستند. ضرایب توزیع کانی‌ها از Luhr و Carmichael (1980)، Watson و Green (1981)، Nash و Crecraft (1985)، Bacon و Druitt (1988) و Bea و همکاران (1994) است.

 

 

 

مدل‌بندی ژئوشیمیایی پایداری این کانی‌ها و بلورهای تشکیل شده در ملانوسوم‌ها، بر اساس تبلور متعادل (جدول 3)، نشان می‌دهد که تبلور پلاژیوکلاز کلسیک، بیوتیت و ایلمنیت به‌صورت بافت کرونای درجا، به‌همراه پایداری آپاتیت و تیتانیت در حین ذوب بخشی، عامل اصلی کنترل‌کننده تغییرات در عناصری مانند Ba، Sr، Y، Ti، Cr، Nb و برخی از REE‌ها بوده است. وجود بلورهای آپاتیت و تیتانیت فراوان در آمفیبولیت‌ها و میگماتیت‌های مافیک، احتمالاً باعث کنترل بخشی از عناصر خاکی نادر بوده است (شکل 5- ج). بررسی مدل‌بندی ژئوشیمیایی و شواهد پتروگرافی نشان می‌دهد که بخش عمده‌ای از قسمت‌های ذوب شده، مجدداً به صورت درجا و متعادل متبلور شده‌اند و بنابراین بخش‌های کمی از مذاب (احتمالاً کمتر از 10 درصد)، توانایی خروج و تشکیل ترونجمیت‌ها را داشته‌اند. پایداری و تبلور کانی‌های ذکر شده در بالا در ملانوسوم، مقدار ذوب بخشی حدوداً بین 2 تا 10 درصد را موجب شده است (جدول 2). در حالی که مقدار ذوب بخشی بیشتر بوده، اما به‌علت تبلور درجا و عملکرد فازهای دیرگداز پایدار (مانند آپاتیت و تیتانیت)، مقدار مذاب تولید شده کمتر محاسبه شده است. به‌علاوه نیروی چسبندگی بین بخش‌های مذاب و فازهای دیرگداز در ملانوسوم نیز عامل دیگری بر عدم خروج بخش اعظمی از مذاب بوده است. به هر حال کمتر از 10 درصد مذاب تولید شده از سنگ توانایی خروج داشته است. این شواهد نشان می‌دهد که خروج ناقص مذاب باعث واکنش‌های برگشتی (تبلور) بین بخش‌های دیرگداز (رستیت یا ملانوسوم) و مذاب به‌دام افتاده شده و همین عامل، محاسبات دقیق مقدار ذوب را تحت تأثیر قرار داده است.

 

 

جدول 3- مدل‌بندی ژئوشیمیایی تبلور متعادل برای حالاتی که الگوهای REE مقعر هستند. ضرایب توزیع کانی‌ها مانند جدول 2

 

 

 

بلورهای فرعی در آمفیبولیت‌ها و گارنت آمفیبولیت‌ها، کنترل‌کننده‌های بسیار مناسبی برای عناصر فرعی به‌خصوص REE (برای مثال La و Yb) هستند. با توجه به شواهد پتروگرافی، کانی‌های فرعی تیتانیت، آپاتیت، روتیل، ایلمنیت و بیوتیت احتمالاً کنترل کننده‌های عناصر کمیاب به‌هنگام ذوب بخشی آمفیبولیت‌های میگماتیتی بوده‌اند. اما عناصر خاکی نادر بسیار حساس به مقدار تبلور و یا ذوب کانی‌های گارنت و هورنبلند هستند. روند توزیع عناصر REE (شکل 5- ج) در آمفیبولیت‌ها علاوه بر گارنت و هورنبلند تا حدودی می‌تواند به مقدار و فراوانی تیتانیت و آپاتیت مربوط شود. آمفیبولیت‌هایی که شواهد ذوب نشان نمی‌دهند از روند تیتانیت و آپاتیت تبعیت می‌کنند. بلورهای تیتانیت و آپاتیت در آمفیبولیت‌ها و آمفیبولیت‌های میگماتیتی رخنمون یافته در سه‌قلاتون، بلورهای پایدار در لیکیدوس هستند (شکل 3). این بلورها به‌خوبی در متن این سنگ‌ها و به‌صورت ادخال در داخل پلاژیوکلازهای پوئی‌کیلوبلاستیک و در کرونای برخی بلورهای هورنبلند و گارنت مشاهده می‌شوند.

اما روند تغییرات این عناصر در آمفیبولیت‌های میگماتیتی نشان می‌دهد که احتمالاً تیتانیت و آپاتیت کنترل‌کننده‌های اصلی این REE نبوده‌اند. همچنین بلورهای روتیل و ایلمنیت، بلورهای پایداری در هنگام ذوب بوده‌اند. این دو کانی نیز کنترل‌کننده‌های مهمی برای REE (مخصوصاً HREE) نبوده‌اند. بنابراین، این عناصر در حین ذوب بخشی توسط کانی‌های اصلی سنگ یعنی گارنت و هورنبلند کنترل می‌شده‌اند.

نتیجه‌گیری

دگرگونی ناحیه‌ای مرتبط با قوس در 147 میلیون سال پیش، باعث شده تا بخشی از آمفیبولیت‌های رخنمون یافته در لبه جنوب‌شرقی پهنه سنندج- سیرجان در شمال‌شرق نیریز (کمپلکس قوری، رخنمون سه‌قلاتون) دگرگونی ناحیه‌ای فشار متوسط- حرارت متوسط و بالا (سری رخساره بارووین) را تحمل کنند. نتیجه این واقعه، ذوب بخشی و ایجاد میگماتیت‌های مافیک و تشکیل رخنمون‌های کوچکی از گرانیت‌های ترونجمیتی بوده است.

در شرایط آبدار حدود 20 تا 50 درصد این آمفیبولیت‌ها متحمل ذوب بخشی متعادلی شده‌اند، اما تبلور درجای متعادل و نیروی چسبندگی بلور- مذاب باعث شده تا کمتر از 10 درصد مذاب تولید شده خارج و رخنمون‌های کوچک گرانیت ترونجمیتی را تشکیل دهد.

 

تشکر و قدردانی

از پروفسور فولکر شنک که شرایط لازم برای انجام آزمایش‌های مختلف را در دانشگاه کیل آلمان برای نگارنده فراهم نمودند تشکر می‌شود. از خانم آستروئید واینکاف و آندریاس فیلر به خاطر آماده‌سازی نمونه‌های سنگی برای آزمایش XRF، ICP-MS و تهیه مقاطع نازک تشکر می‌شود. از جناب آقای دکتر عباس مرادیان از دانشگاه شهید باهنر و جناب آقای دکتر محسن مؤذن از دانشگاه تبریز که پیشنهادات مفیدی را برای بهتر شدن مطالب ارائه نمودند، تشکر می‌شود. از آقایان دکتر علیرضا شاکر اردکانی و دکتر سید جواد یوسفی که در نمونه‌برداری صحرایی کمک‌های فراوانی به نویسنده مبذول داشتند سپاسگزاری می‌شود. از 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 تشکر می‌شود.

سبزه‌یی، م.، نوازی، م.، قویدل، م.، حمدی، س. ب.، روشن‌روان، ج. و اشراقی، س. ا. (1372) نقشه 1:250000 نیریز، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور.

فضل‌نیا، ع. (1388) ذوب بخشی زنولیت‌های رسی فرو افتاده در باتولیت تله‌پهلوانی، شهربابک: دلایل تشکیل میان‌بارهای گرانیتی پرآلومینوس. مجله علوم دانشگاه شهید چمران اهواز (ز) 23: 61-87.

فضل‌نیا، ع. (1390) آلایش ماگمایی توسط زنولیت‌های رسی شیستی فرو افتاده در باتولیت تله‌پهلوانی، شهر بابک، ایران. فصل‌نامه علوم‌زمین 80: 127-134.

فضل‌نیا، ع. (زیر چاپ) بازسازی ژئوشیمیایی نفوذی‌های مافیک- اولترامافیک تله‌پهلوانی، شهر بابک، ایران. فصل‌نامه زمین‌شناسی ایران، جهاد دانشگاهی، دانشگاه شهید بهشتی.

Álvarez-Valero, A. M. and Kriegsman, L. M. (2008) Partial crustal melting beneath the Betic Cordillera (SE Spain): the case study of Mar Menor volcanic suite. Lithos 101: 379-396.

Ashworth, J. R. and Brown, M. (1990) An overview of diverse responses to diverse processes at high crustal temperatures. In: Ashworth, J. R. and Brown, M. (Eds.): High-temperature metamorphism and crustal anatexis. Mineralogical Society, series 2, Unwin Hyman, London: 1-18.

Bacon, C. R. and Druitt, T. H. (1988) Compositional evolution of the zoned calcalkaline magma chamber of Mount-Mazama, Crater Lake, Oregon. Contributions to Mineralogy and Petrology 98: 224-256.

Bahariya, G. E. (2009) Geology and petrogenesis of Neoproterozoic migmatitic rock association, Hafafit Region, Eastern Desert, Egypt: Implications for syntectonic anatectic migmatites. Lithos 113: 465-482.

Barker, F. (1979) Trondhjemite: definition, environment and hypotheses of origin. In: Barker, F. (Ed.): Trondhjemites, dacites, and related rocks. Developments in petrology 6: 1-12.

Barker, F. and Arth, J. G. (1976) Generation of trondhjemitic-tonalitic liquids and Archaean bimodal trondhjemite-basalt suites. Geology 4: 596-600.

Barker, F., Arth, J. G., Peterman, Z. E. and Friedman, I. (1976) The 1.7- to 1.8- b.y. -old trondhjemites of southwestern Colorado and northern New Mexican: Geochemistry and depths of genesis. Geological Society of America Bulletin 87: 189-198.

Bea, F., Pereira, M. D. and Stroh, A. (1994) Mineral leucosome trace-element partitioning in a peraluminous migmatite-a laser ablation-ICP-MS study. In: Foley, S. F. and Van der Laan, S. R. (Eds.): Trace-Element Partitioning with Application to Magmatic Processes. Chemical Geology 117: 291-312.

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. (2003) Igneous and metamorphic petrology. 2th edition, Blackwell Publishing, Oxford.

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.

Cesare, B., Salvioli Mariani, E. and Venturelli, G. (1997) Crustal anatexis and melt extraction in the restitic xenoliths at El Hoyazo -SE Spain. Mineralogical Magazine 61: 15-27.

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.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-174.

Clemens, J. D. and Droop, G. T. R. (1998) Fluids, P-T paths and the fates of anatectic melts inthe Earth's crust. Lithos 44: 21-36.

Cruciani, G., Franceschelli, M., Caredda, A. M. and Carcangiu, G. (2001) Anatexis in the Hercynian basement of NE Sardinia, Italy: a case study of the migmatite of Porto Ottiolu. Mineralogy and Petrology 71: 195-223.

Davoudian, A. R., Genser, J., Dachs, E. and Shabanian, N. (2008) Petrology of eclogites from north of Shahrekord, Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Mineralogy and Petrology 92: 393-413.

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, 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.

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.

Hawkins, D. P. and Bowring, S. A. (1999) U-Pb monazite, xenotime and titanite geochronological constraints on the prograde to post-peak metamorphic thermal history of Paleoproterozoic migmatites from Grand Canyon, Arizona. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 150-169.

Keskin, M. (2005) Domal uplift and volcanism in a collision zone without a mantle plume: Evidence from Eastern Anatolia. www.MantlePlumes.org.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

Kriegsman, L. M. (2001) Partial melting, partial melt extraction and partial back reaction in anatectic migmatites. Lithos 56: 75-96.

Luhr, J. F. and Carmichael, I. S. E. (1980) The Colima volcanic complex, Mexico. I: post-caldera andesites from Volcan Colima. Contributions to Mineralogy and Petrology 71: 343-372.

Martin, H. (1986) Effect of steeper Archean geothermal gradient on geochemistry of subduction-zone magmas. Geology 14: 753-756.

Martin, H. and Moyen, J. F. (2002) Secular changes in tonalite-trondhjemite-granodiorite composition as markers of the progressive cooling of Earth. Geology 30: 319-322.

Martin, H., Smithies, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion D. (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG) and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79: 1-24.

McMillan, A.,Harris, N. B. W., Holness,M., Ashwal, L., Kelley, S. and Rambeloson, R. (2003) A granite-gabbro complex from Madagascar:constraints on melting of the lower crust. Contributions to Mineralogy and Petrology 145: 585-599.

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

Moyen, J. F., Martin, H. and Jayananda, M. (2001) Multi-element geochemical modelling of crust-mantle interactions during late-Archaean crustal growth: the Closepet granite (South India). Precambrian Research 112: 87-105.

Nash, W. P. and Crecraft, H. R. (1985) Partition coefficients for trace elements in silicic melts. Geochimca et Cosmochimca Acta 49: 2309-2322.

Pitcher, W. S. (1997) The Nature and Origin of Granite. 2th edition, Academic press, London.

Rapp, R. P., Watson, E. B. and Miller, C. F. (1991) Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archaean trondhjemites and tonalities. Precambrian Research 51: 1-25.

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 of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences 87: 85-94.

Sawyer, E. W. (2010) Migmatites formed by water-fluxed partial melting of a leucogranodiorite 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. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences 24: 405-417.

Shahabpour, J. (2007) Island-arc anity of the Central Iranian volcanic belt. Journal of Asian Earth Sciences 30: 652-665.

Sheikholeslami, M. R., Pique, A., Mobayen, P., Sabzehei, M., Bellon, H. and Hashem Emami, M. (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.

Spear, F. S., 1993, Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths, Mineralogical Society of America Monographs, Washington.

Watson, E. B. and Green, T. H. (1981) Apatite/liquid partition coefficients for the rare earth elements and strontium. Earth and Planetary Science Letters 56: 405-421.