مدل‌بندی ژئوشیمیایی ذوب‌بخشی زنولیت‌های میگماتیتی تله‌پهلوانی شهر بابک

مدل‌بندی ژئوشیمیایی ذوب‌بخشی زنولیت‌های میگماتیتی تله‌پهلوانی شهر بابک

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

اصل مقاله

مراجع

فضل‌نیا, عبدالناصر

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسنده

عبدالناصر فضل‌نیا

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]

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 dioriteâanorthosite, 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 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 La_n/Yb_n، La_n/Sm_n، Gd_n/Yb_n 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
La_n/Yb_n	0.88	1.36	1.16	7.09	3.42	11.03
La_n/Sm_n	2.05	1.56	1.77	3.88	2.94	4.48
Gd_n/Yb_n	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.

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.

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.