Paleozoic high-temperature metamorphism and deformation related to Proto-Tethys closure and Paleo-Tethys opening in the north of Central-East Iranian Microcontinent, based on the mineralogy of Airakan metagranite

Shirdashtzadeh, Nargess

doi:10.22108/ijp.2024.140318.1317

Number of Journals	44
Number of Issues	1,877
Number of Articles	15,278
Article View	43,731,779
PDF Download	17,564,045

Paleozoic high-temperature metamorphism and deformation related to Proto-Tethys closure and Paleo-Tethys opening in the north of Central-East Iranian Microcontinent, based on the mineralogy of Airakan metagranite

پترولوژی

Article 7, Volume 14, Issue 3 - Serial Number 55, November 2023, Pages 163-188 PDF (1.87 M)

Document Type: Original Article

DOI: 10.22108/ijp.2024.140318.1317

Author

Nargess Shirdashtzadeh^*

Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

Abstract

Granites are one of the most abundant rock groups formed the continental crust, and are considered for investigating the temperature conditions of their formation and metamorphism. Thus, they are a unique window to magmatism and tectonic evolution of the earth. The S-type granites are considered to be the result of crustal shearing in collision zones in the course of orogenic processes and high degrees of metamorphism (von Huene and Scholl, 1991; Brown, 2013; Hu et al., 2018). The granite might be affected and change into metagranite by further metamorphic deformations in the orogenic zones during or following the magma crystallization and emplacement of granitic melts in the continental crust. The mineralogical and textural characteristics of metagranites have a key role in understanding tectonic events and metamorphic temperature conditions and provide valuable information regarding the geological processes and Paleozoic tectonic events in the northern part of the Central-East Iranian microcontinent (CEIM).
The main goal of the present paper is to investigate the high temperature-pressure metamorphism and deformation related to the of closure the Proto-Tethys oceanic crust and the opening of Paleo-Tethys oceanic crust in the north of the Central-EastIranian microcontinent, based on the petrography and mineral chemistry of Airakan metagranite.
Geological Background
In late Ediacaran, the Proto-Tethys Ocean between Proto-Gandwana and Proto-Laurasia opened (Raumer et al., 2015; Rossetti et al., 2015). Following several metamorphic events, the Proto-Tethys Ocean closure occurred at late Ordovician to early Carboniferous, and led the Precambrian terrains of Iran to collide and re-joint to form the Gondwana supercontinent (Raumer et al., 2015; Rossetti et al., 2015; Moghadam et al., 2017).
Iran is a part of the western lands of the Gondwana supercontinent, moved to Eurasia in the early Permian-Triassic and following the Cimmerian orogeny, and then, with the Alpine-Himalayan orogeny event, until now, it has undergone several complex metamorphic, igneous, and tectonic processes, and various structural and geological zones have emerged in the land of Iran.
Central-East Iranian microcontinent is composed of four main Pan-African continental plates, including (from east to west) Lut block, Tabas block, Posht-Badam block, and Yazd block. Airakan granite is a deformed and fractured Ordovician granite, exposed among the Miocene Upper Red Formation to the north of the Khor area in Yazd block (Northeastern Isfahan Province, Central Iran) (Shirdashtzadeh et al., 2018). The overall textural and mineralogical characteristics of the study granite point to its deformed/metamorphosed following the post magmatic metamorphic processes at sub-solidus temperatures (Bagheri and Stampfli, 2008; Shirdashtzadeh et al., 2018). U-Pb zircon dating (Shirdashtzadeh et al., 2018), revealed the Ordovician age (487.6 Ma) for the Airakan granite. The occurrence of Ordovician magmatism has also been reported in the other parts of the Gondwanan continental crust of Iran, Pakistan, and Tibet (e.g., Hu et al., 2015; Moghadam and Stern 2015; Naeem et al., 2016; Moghadam et al., 2018; Khodami et al., 2022; Samadi et al., 2022).
Analytical Methods
Following the microscopic observations, the selected thin sections were used for electron microprobe analysis of minerals using a JEOL JXA8800R device at an accelerating voltage of 15 kV and a current beam of 15 nanoamperes at Kanazawa University, Japan.
Discussion

A) High P-T Metamorphism related to Proto-Tethys Ocean closure

Thermobarometry data based on the mineral chemistry (and the whole rock composition) indicate that the Airakan S-type granite was a result of greywacke anatectic melting, due to an Ordovician HPT metamorphism. This HPT metamorphism has occurred during the closure of Proto-Tethys ocean. Consequently, collision between the Gondwana and Eurasia supercontinents has resulted in the continental crust thickening and anatectic melting. Similarly, several Ordovician anatectic S-type granites are reported from China (Hu et al., 2015), Pakistan (Naeem et al., 2016), and Central Iran (e.g., Moghadam et al., 2018; Khodami et al., 2022; Samadi et al., 2022).

B) Metamorphic deformation related to Paleo-Tethys Ocean Opening

A metamorphic deformation caused by the opennig of Paleo-Tethys Ocean in late Ordovician to early Devonian-Carboniferous (Bagheri and Stampfli 2008) has recorded in the Airakan metagranite in the north of CEIM. According to mica crystals orientation, metamorphic deformations of quartz (GBM recrystallization, subgrains formation and elongation, as well as preferential orientation or SSPO of quartz), and feldspars (formation of flame perthite parallel to the maximum stress (σ1), myrmekitization, tartan texture and BLG recrystallization around feldspars), in 382 Ma, the Airakan granite has undergone a metamorphic deformation at ~500 to 700 °C in a shear zone.
Conclusions
Geothermobarometry results based on the mineral chemistry as well as the whole rock composition of Airakan metagranite indicate that a high temperature-pressure metamorphism has resulted in an anatexis event (dehydration of mica) at temperature of ~817-850℃. This event is consistent with the continental collision and of ancient continental crust thickening in the north of Yazd block during the closure of the Proto-Tethys Ocean starting from Greece to Iran and the Himalayas and, the Pan-African orogeny, from the Precambrian to the beginning of Ordovician.
In addition, petrographic features (e.g., the flame perthite, myrmekite, and recrystallization of quartz and feldspars) show that Airakan granite has undergone an approximately high-grade metamorphic deformation in a deep shear zone at ~ 500-700 ℃. Based on previous geochronological data (382 Ma), it was a consequence of Paleo-Tethys evolution in the active continental margin of the southern Eurasia in Upper Devonian.

Keywords

Thermobarometry; Metamorphic deformation; Metagranite; Airakan

Full Text

گرانیت‌ها از فراوان‌ترین گروه‌های سنگی سازندة پوستة قاره‌ای هستند که بررسی شرایط دمایی پیدایش و دگرگونی آنها می‌تواند دربردارندة دانسته‌های بسیار ارزشمندی دربارة زمین‌ساخت زمین باشد. بر پایة بررسی‌های آزمایشگاهی، حجم بزرگی از ذوب‌بخشی بدون‌سیالِ پوسته در دماهای 850 تا 950 درجة سانتیگراد و در ژرفای پوسته روی می‌دهد (Clemens and Watkins, 2001; Clemens, 2003). ازاین‌رو، کمابیش همه گرانیت‌های نوع S[1] از دیدگاه خاستگاه، کم‌دما[2] به‌شمار می‌روند؛ هرچند گرانیت‌های نوع I[3] با زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده[4] که به‌نام گرانیت‌های کم‌دما (یا گرانیت‌های نوع I؛ Pitcher 1997) شناخته می‌شوند (Chappell and White, 1992; Chappell et al., 2004) نیز پیامد ذوب‌بخشی پوستة کوارتزفلدسپاری در دماهای کم (نزدیک به 700 تا 800 درجة سانتیگراد) دانسته شده‌اند (Chappell et al., 1998) و معمولاً به‌صورت گرانودیوریت و مونزوگرانیت‌هایی در همراهی گرانیت‌های نوع S دیده می‌شوند. بدین ترتیب پیدایش گرانیت‌های نوع S پیامد ستبرشدگی پوسته در پهنه‌های برخوردی هنگام رخداد فرایندهای کوهزایی و درجات بالای دگرگونی در این پهنه‌ها دانسته می‌شود (von Huene and Scholl, 1991; Brown, 2013; Hu et al., 2018)؛ اما تداوم شرایط پرتنش یا رخداد فازهای دگرگونی جوان‌تر در پهنه‌های کوهزایی در هنگام یا پس از انجماد و جایگیری توده‌های گرانیتی، می‌تواند آنها را دچار دگرگونی/دگرریختی کند. این متاگرانیت‌ها ویژگی‌های بافتیو کانی‌شناسی متفاوتی نسبت به گرانیت‌های نادگرگون دارند. ازاین‌رو، بررسی ویژگی‌های کانی‌شناسی و بافتی متاگرانیت‌ها پنجره‌ای رو به شناخت بهتر رویدادهای زمین‌ساختی و شرایط دمای دگرگونی به‌شمار می‌رود.

در ایران مرکزی، از شناخته‌شده‌ترین توده‌های گرانیتی کوهزایی‌های پالئوزوییک و قدیمی‌تر از آن در پهنة بلوک یزد دیده شده‌اند که از میان آنها، گرانیت‌های درون کمپلکس دگرگونی در خاور جندق (Bagheri and Stampfli, 2008)، گرانیت آیرکان در شمال خور (Shirdashtzadeh et al., 2018) و گرانیت امیرآباد در شمال نایین (Samadi et al., 2022) را می‌توان نام برد. ویژگی‌های بافتی و کانی‌شناسی این گرانیتوییدها گویای دگرگون/دگرریخت‌شدن آنها در پی رخداد فرایندهای دگرگونی پساماگمایی[5] و در دمای کمتر از انجماد[6] است (Bagheri and Stampfli, 2008; Shirdashtzadeh et al., 2018; Samadi et al., 2022).

در این پژوهش، به بررسی متاگرانیت آیرکان در شمال خور (شمال‌خاوری استان اصفهان، ایران مرکزی) پرداخته می‌شود. زیرا بر پایة بررسی‌های شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2018; Shirdashtzadeh et al., 2020) بخش‌های رورشدی دگرگونی زیرکن‌های متاگرانیت آیرکان در 382 میلیون سال پیش (دونین بالایی) پدید آمده‌اند که نشان‌دهندة بازنشانی[7] سیستم اورانیم-سرب زیرکن‌ها در پی یک رویداد دگرگونی و در ارتباط با تحولات زمین‌ساختی پوستة اقیانوسی پالئوتتیس در حاشیه فعال قاره‌ای در شمال منطقة خور است. بررسی فرایندهای دگرگونی در این گرانیت‌ دگرگون‌شدة قدیمی اطلاعات ارزشمندی را دربارة فرایندهای زمین‌شناسی و رویدادهای زمین‌ساختی پالئوزوییک در بخش شمالی خردقارة شرق-ایران مرکزی در اختیار می‌گذارد. ازاین‌رو، در این پژوهش بر پایة بررسی‌ ویژگی‌های بافتی و کانی‌شناسی این سنگ‌ها ، به ارزیابی شرایط دمایی در هنگام دگرریختی (بر پایة شیمی کانی‌ها و فرایندهای بازیابی[8] (مانند پیدایش زیردانه در کوارتز) و بازتبلور) پرداخته می‌شود.

پیشینة زمین‌شناسی

در پایان ادیاکاران، اقیانوس پروتوتتیس میان پروتوگندوانا و پروتولوراسیا باز شده است (Raumer et al., 2015; Rossetti et al., 2015) و با بسته‌شدن آن در پایان اردوویسین تا آغاز کربونیفر، سرزمین‌های پرکامبرین ایران با یکدیگر برخورد کرده و دوباره به‌هم پیوسته‌اند و در پی چندین رویداد دگرگونی، گندوانا را پدید آورده‌اند (Raumer et al., 2015; Rossetti et al., 2015; Moghadam et al., 2017). ایران بخشی از سرزمین‌های باختریِ ابرقاره گندواناست که در پرمین آغازین- تریاس و در پی کوهزایی سیمرین، به‌سوی اوراسیا جابجا شده است و سپس، با رویداد کوهزایی آلپ- هیمالیا تا اکنون، دچار چندین فرایندِ دگرگونی، آذرین و زمین‌ساختی پیچیده شده است و پهنه‌های ساختاری و زمین‌شناسی گوناگونی در سرزمین ایران پدید آمده‌ است. یکی از آنها پهنة خردقارة شرق- ایران‌مرکزی (یا CEIM) است که از چهار پهنة پوسته‌ای اصلی پان‌آفریکن ساخته شده است. این پهنه‌ها از خاور به باختر عبارتند از بلوک لوت، بلوک طبس، بلوک پشت‌بادام و بلوک یزد.

وان و همکاران (Wan et al., 2021) با بررسی دگرگونه‌های رشت در شمال ایران، گسترس تا فرورانش رو به باختر پوستة اقیانوسی پالئوتتیس را به 380 تا 355 میلیون سال پیش (به‌مدت 47 تا 27 میلیون سال) در مرز غیرفعال گندوانا دانسته‌اند که در پی آن، نیروهای کششی، بلوک ایران مرکزی را از گندوانا جدا کرد و اقیانوس نئوتتیس در پایان پرمین میانی گسترش یافته است.

تودة گرانیتی آیرکان نیز در 34 درجه و 891/14 دقیقه عرض جغرافیایی شمالی و 55 درجه و 680/22 دقیقه طول جغرافیایی خاوری و 71 کیلومتری شمال‌خاوری شهر خور در استان اصفهان جای دارد و در پهنه‌بندی‌های زمین‌شناسی ایران، در بخش شمالی بلوک یزد، در شمال‌خاوری خردقاره شرق- ایران مرکزی، رخنمون دارد (شکل 1-A). سنگ‌شناسی و سن‌سنجی توده آذرین آیرکان در شمال خور (شمال بلوک یزد) و در مرز شمال‌باختری خردقارة شرق- ایران‌مرکزی گویای تحولات درازمدتی در این پهنه است. بر پایة نقشة 1:100000 منطقة خور (Nabavi and Houshmandzadeh, 1969)، این توده آذرین در میان رسوب‌های قرمز بالایی میوسن (تناوب مارن و ماسه‌سنگ همراه با گچ) رخنمون دارد (شکل 1-B). این رسوب‌ها و توده آذرین درونی با آبرفت‌های جوان کواترنری (نمک، رس، سیلت و گچ) فراگرفته شده‌اند.

شکل 1. A) نقشه پهنه‌بندی ساختاری ایران و موقعیت منطقة آیرکان در شمال CEIM؛ B) نقشة زمین‌شناسی منطقة آیرکان (برگرفته از نقشه 1:250000 جندق، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی ایران، 1366).

Figure 1. A) The structural map of Iran and the location of the Airakan region in the north of CEIM; B) Geological map of the Airakan region (from Jandaq 1:250,000 map, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, 1987).

در بررسی‌های نخستین (Reyre and Mohafez, 1970; Romanko et al., 1979; Babakhani et al., 1987) این توده یک گرانیت‌گنایس با سن پروتروزوییک معرفی شده است. باقری و اشتمفلی (Bagheri and Stampfli, 2008) نیز این گرانیت را یک گرانیت‌گنایس تا گرانیت میلونیتی دانسته‌اند که با یک گسل رورانده از کمپلکس دگرگونی جندق با سن پالئوزوییک پسین جدا شده است؛ اما در بررسی‌های نوین‌تر (مانند: Shirdashtzadeh et al. (2018))، ماهیت این تودة گرانیتی S-type دانسته شده است که در یک پهنه برشی و زمین‌ساختی در پی ذوب میکاشیت‌های منطقه پدید آمده است. بر پایة بررسی‌های سن‌سنجی (Shirdashtzadeh et al., 2018)، سن اورانیم- سربِ بخش‌های آذرین زیرکن‌ها نشان‌دهندة سن کامبرین (کامبرین پایانی تا اردوویسین، 6/487 ± 5/4 میلیون سال پیش) برای مذاب گرانیتی آیرکان است؛ اما ‌سن زیرکن‌های به‌ارث‌رسیدة این گرانیت 518، 679، 614 و 554 میلیون سال پیش است و خاستگاه آنها (همانند گرانیت‌های بخش‌های دیگر مرز شمالی گندوانا) می‌تواند از لویکوگرانیت‌های نئوپروتروزوییک- کامبرین منطقه باشد (Shirdashtzadeh et al., 2018). البته رخداد ماگماتیسم در اردوویسین بر پایة سن‌سنجی توده‌های نفوذی مشابهی در دیگر بخش‌های پوستة قاره‌ای گندوانایی ایران نیز گزارش شده‌اند (Samadi et al., 2022).

روش انجام پژوهش

پس از بررسی میکروسکوپی مقطع‌ نازک نمونه‌ها، برخی از آنها برای سنجش درصدوزنی اکسید عنصرهای اصلی کانی‌هایشان با دستگاه ریزکاو الکترونیِ برگزیده شدند. تجزیة ریزکاو الکترونی با دستگاه JEOL JXA8800R در ولتاژ شتاب‌دهنده 15 کیلو ولت و جریان 15 نانو آمپر، در دانشگاه کانازاوای ژاپن انجام شد و درصدوزنی اکسیدهایِ اصلی (SiO₂، TiO₂، Al₂O₃، Cr₂O₃، FeO، MnO، MgO، CaO، Na₂O، K₂O و NiO) کانی‌ها به‌دست آمد. با به‌کارگیری ترکیب کانی‌های طبیعی و مصنوعی، تصحیح استاندارد عدد اتمی یا ZAF روی داده‌های به‌دست‌آمده انجام شد. سپس بر پایة داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی و شمار اتم‌های اکسیژن‌ در فرمول ایده‌آل کانی‌ها، فرمول ساختاری کانی‌ها در نرم‌افزار اکسل و صفحات گستردة مربوطه به‌دست آمد. فرمول شیمیایی کانی‌های کوارتز، فلدسپار و میکاها به‌ترتیب بر پایة 2، 8 و 22 اتم اکسیژن و به روش استوکیومتری به‌دست آمد. داده‌های تجزیه‌ایِ به‌دست‌آمده به‌همراه فرمول ساختاری و سازنده‌های پایانی کانی‌هایِ یادشده در جدول‌های 1 تا 4 آورده شده‌اند.

جدول 1. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی یا EPMA (بر پایة درصدوزنی) کوارتز در متاگرانیتِ آیرکان به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایة 2 اتم اکسیژن (بر پایة اتم در فرمول ساختاری).

Table 1. EPMA analysis data (in weight percentage) of quartz in Airakan metagranite and the calculated structural formula based on 2 oxygen atoms (in atom per formula unit).

Rock Type	Granite
Sample No.	GR4	GR4	GR4	GR8
Mineral Type	Quartz	Quartz	Quartz	Quartz
Analytical Point	70	71	80	98
SiO₂	99.47	99.55	99.93	99.85
TiO₂	0.00	0.00	0.00	0.00
Al₂O₃	0.00	0.00	0.00	0.00
FeO*	0.05	0.01	0.02	0.05
MnO	0.00	0.02	0.01	0.00
MgO	0.00	0.00	0.00	0.00
CaO	0.00	0.00	0.01	0.00
Na₂O	0.02	0.01	0.02	0.01
K₂O	0.01	0.01	0.01	0.01
Sum	99.55	99.59	99.99	99.92
Si	1.00	1.00	1.00	1.00
Al^total	0.00	0.00	0.00	0.00
Ti	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe*	0.00	0.00	0.00	0.00
Mn	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00
Na	0.00	0.00	0.00	0.00
K	0.00	0.00	0.00	0.00
Sum	1.00	1.00	1.00	1.00

جدول 2. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی یا EPMA (بر پایة درصدوزنی) فلدسپار در متاگرانیتِ آیرکان به‌همراه فرمول ساختاری (بر پایة اتم در فرمول ساختاری) و سازنده‌های پایانی کانی (بر پایة درصد مولی) به‌دست‌آمده بر پایة 8 اتم اکسیژن (Olg: الیگوکلاز؛ Or: ارتوز؛ Ab: آلبیت؛ X_An= Ca/Ca+Na).

Table 2. EPMA analysis data (in weight percent) of feldspar in Airakan metagranite, the calculated structural formula (in atom per formula unit), and mineral end members (based on mole percent) based in 8 oxygen atoms (Olg: oligoclase; Or: orthose: Ab: Albite; X_An= Ca/Ca+Na).

Sample No.	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4
Mineral type	Or	Or	Or	Or	Ab	Ab	Or	Olg	Olg	Olg	Or
Analytical Point No.	67	68	77	78	79	81	84	85	86	87	88
SiO₂	65.14	65.21	65.22	64.79	67.13	68.42	65.13	65.59	65.09	65.63	64.93
TiO₂	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al₂O₃	18.32	18.43	18.48	18.33	20.52	20.08	18.54	21.61	21.63	21.73	18.49
Cr₂O₃	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00
FeO*	0.06	0.25	0.01	0.01	0.08	0.00	0.05	0.03	0.06	0.05	0.09
MnO	0.00	0.02	0.01	0.00	0.02	0.02	0.00	0.01	0.02	0.00	0.00
MgO	0.00	0.00	0.01	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
CaO	0.01	0.00	0.00	0.00	0.83	0.62	0.01	2.56	2.62	2.70	0.00
Na₂O	0.45	0.57	0.50	0.35	10.95	11.54	0.75	10.33	10.25	10.23	0.72
K₂O	16.09	15.77	15.89	16.19	0.37	0.13	15.64	0.25	0.25	0.26	15.53
Sum	100.1	100.3	100.1	99.7	99.9	100.8	100.1	100.4	99.9	100.6	99.8
Si	2.87	2.88	2.88	2.86	2.96	3.02	2.87	2.89	2.87	2.90	2.86
Al*	0.95	0.96	0.96	0.95	1.07	1.04	0.96	1.12	1.12	1.13	0.96
Fe⁺³	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.04	0.03	0.00	0.12	0.12	0.13	0.00
Na	0.04	0.05	0.04	0.03	0.93	0.97	0.07	0.88	0.88	0.87	0.06
K	0.95	0.93	0.93	0.96	0.02	0.01	0.92	0.01	0.01	0.01	0.91
Sum	4.99	4.99	4.98	4.99	5.00	5.01	4.99	5.01	5.01	5.01	4.99
Anorthite	0.03	0.00	0.00	0.00	3.93	2.88	0.04	11.90	12.20	12.55	0.02
Albite	4.09	5.17	4.57	3.22	93.99	96.39	6.80	86.74	86.42	86.03	6.57
Orthose	95.88	94.83	95.43	96.78	2.08	0.74	93.16	1.36	1.38	1.43	93.42
X_An	0.84	0.00	0.00	0.00	4.01	2.90	0.59	12.06	12.37	12.73	0.23

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No.	GR8	GR8	GR8	GR8	GR8	GR8	GR8	GR9	GR9	GR9	GR9
Mineral type	Olg	Or	Or	Olg	Olg	Or	Or	Olg	Olg	Or	Or
Analytical Point	478	479	480	481	482	483	484	492	493	494	495
SiO₂	63.12	62.90	63.48	62.43	63.32	63.71	64.26	64.45	64.27	64.74	64.05
TiO₂	0.00	0.00	0.00	0.05	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.08	0.00
Al₂O₃	23.09	18.05	18.47	22.97	23.30	18.62	18.51	22.27	22.55	18.01	18.53
FeO*	0.02	0.03	0.00	0.04	0.00	0.00	0.04	0.00	0.00	0.05	0.01

جدول 2. ادامه.

Table 2. Continued.

Sample No.	GR8	GR8	GR8	GR8	GR8	GR8	GR8	GR9	GR9	GR9	GR9
Mineral type	Olg	Or	Or	Olg	Olg	Or	Or	Olg	Olg	Or	Or
Analytical Point	478	479	480	481	482	483	484	492	493	494	495
MnO	0.04	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.02	0.00	0.01	0.00	0.00
MgO	0.01	0.00	0.00	0.03	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00
CaO	4.10	0.00	0.00	4.59	4.28	0.03	0.02	2.74	3.14	0.00	0.00
Na₂O	9.25	0.42	0.94	9.05	9.27	0.76	0.83	9.52	9.96	0.43	0.42
K₂O	0.12	17.76	17.19	0.11	0.06	16.93	17.32	0.05	0.06	18.13	17.85
Sum	99.7	99.20	100.1	99.3	100.2	100.1	101.0	99.0	100.0	101.4	100.9
Si	2.80	2.97	2.96	2.78	2.79	2.97	2.97	2.86	2.83	2.99	2.97
Al*	1.21	1.00	1.02	1.21	1.21	1.02	1.01	1.16	1.17	0.98	1.01
Fe⁺³	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.19	0.00	0.00	0.22	0.20	0.00	0.00	0.13	0.15	0.00	0.00
Na	0.80	0.04	0.09	0.78	0.79	0.07	0.07	0.82	0.85	0.04	0.04
K	0.01	1.07	1.02	0.01	0.00	1.01	1.02	0.00	0.00	1.07	1.06
Sum	5.00	5.08	5.08	5.00	5.00	5.06	5.07	4.97	5.01	5.07	5.07
Anorthite	19.50	0.00	0.00	21.70	20.20	0.10	0.10	13.70	14.80	0.00	0.00
Albite	79.80	3.40	7.70	77.70	79.40	6.30	6.80	86.00	84.80	3.40	3.50
Orthose	0.70	96.60	92.30	0.60	0.40	93.60	93.20	0.30	0.40	96.60	96.50
X_An	19.64	0.00	0.00	21.83	20.28	1.56	1.45	13.74	14.86	0.00	0.00

جدول 3. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی یا EPMA (بر پایة درصدوزنی) بیوتیت در متاگرانیتِ آیرکان به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایة 22 اتم اکسیژن (بر پایة اتم در فرمول ساختاری).

Table 3. EPMA analysis data (in weight percent) of biotite in Airakan metagranite and the calculated structural formula based on 22 oxygen atoms (in atom per formula unit).

Sample No.	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR8	GR8	GR9	GR9
Analytical Point	69	72	89	82	66	476	477	490	491
SiO₂	36.06	36.34	36.42	36.81	36.88	35.78	35.38	35.99	36.47
TiO₂	2.94	3.00	3.07	3.06	3.04	2.04	2.60	2.95	3.05
Al₂O₃	16.54	16.00	16.29	15.89	16.35	16.84	16.00	16.28	15.80
Cr₂O₃	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.04	0.00	0.00	0.06
FeO*	23.66	24.84	23.97	24.37	23.86	24.63	25.05	24.25	23.98
MnO	0.21	0.28	0.29	0.26	0.21	0.31	0.27	0.26	0.25
MgO	6.30	6.52	6.28	6.48	6.31	7.04	6.63	6.05	6.11
CaO	0.03	0.00	0.00	0.00	0.00	0.06	0.05	0.00	0.00
Na₂O	0.12	0.08	0.09	0.03	0.07	0.15	0.18	0.08	0.13
K₂O	9.32	9.38	9.67	9.53	9.69	10.09	10.18	10.31	10.12
Sum	95.19	96.44	96.08	96.43	96.41	96.97	96.32	96.15	95.97
Si	5.55	5.55	5.56	5.60	5.59	5.53	5.53	5.60	5.67

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Sample No.	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR8	GR8	GR9	GR9
Analytical Point	69	72	89	82	66	476	477	490	491
Al*	3.00	2.88	2.93	2.85	2.92	3.06	2.95	2.99	2.89
Al^IV	2.45	2.45	2.44	2.40	2.41	2.47	2.47	2.40	2.33
Al^VI	0.56	0.43	0.50	0.44	0.51	0.59	0.48	0.59	0.56
Ti	0.34	0.34	0.35	0.35	0.35	0.24	0.31	0.35	0.36
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01
Fe*	3.05	3.17	3.06	3.10	3.03	3.18	3.28	3.16	3.12
Mn	0.03	0.04	0.04	0.03	0.03	0.04	0.04	0.03	0.03
Mg	1.45	1.48	1.43	1.47	1.43	1.62	1.54	1.40	1.42
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00
Na	0.04	0.02	0.03	0.01	0.02	0.04	0.05	0.02	0.04
K	1.83	1.83	1.88	1.85	1.87	1.99	2.03	2.05	2.01
Sum	15.29	15.32	15.29	15.25	15.23	15.72	15.73	15.59	15.54
Fe/Fe+Mg	0.68	0.68	0.68	0.68	0.68	0.66	0.68	0.69	0.69

جدول 4. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی یا EPMA (بر پایة درصدوزنی) مسکوویت در متاگرانیتِ آیرکان به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایة 22 اتم اکسیژن (بر پایة اتم در فرمول ساختاری) (M: مسکوویت دگرگونی؛ I: مسکوویت ماگمایی).

Table 4. Electron microscopic analysis or EPMA data (in weight percent) of muscovite in Airakan metagranite and the calculated structural formula based on 22 oxygen atoms (in atom per formula unit) (M: metamorphic muscovite; I: magmatic muscovite).

Sample No.	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR9	GR9
Analytical Point	74	83	73	76	75	488	489
Origin	M	M	M	I	M	I	I
SiO₂	46.75	46.93	47.42	47.58	47.60	46.92	47.06
TiO₂	0.77	0.91	0.88	0.61	1.01	0.27	0.33
Al₂O₃	30.28	30.42	30.77	30.38	30.16	30.74	30.24
Cr₂O₃	0.00	0.02	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00
FeO*	3.90	3.88	3.90	3.61	3.94	3.88	3.99
MnO	0.03	0.02	0.04	0.00	0.02	0.06	0.04
MgO	1.44	1.43	1.44	1.43	1.49	1.53	1.66
CaO	0.01	0.00	0.00	0.04	0.03	0.02	0.00
Na₂O	0.32	0.31	0.33	0.33	0.25	0.35	0.35
K₂O	10.63	10.93	10.70	10.55	10.74	11.71	11.85
Sum	94.13	94.86	95.52	94.53	95.23	95.48	95.54
Si	6.40	6.38	6.39	6.46	6.44	6.37	6.40
Al^total	4.88	4.88	4.89	4.86	4.81	4.92	4.84
Al^IV	1.60	1.62	1.61	1.54	1.56	1.63	1.60
Al^VI	3.28	3.26	3.28	3.32	3.24	3.29	3.24
Ti	0.08	0.09	0.09	0.06	0.10	0.03	0.03
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

Sample No.	GR4	GR4	GR4	GR4	GR4	GR9	GR9
Analytical Point	74	83	73	76	75	488	489
Origin	M	M	M	I	M	I	I
Fe*	0.45	0.44	0.44	0.41	0.45	0.44	0.45
Mn	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01	0.01
Mg	0.29	0.29	0.29	0.29	0.30	0.31	0.34
Ca	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00
Na	0.08	0.08	0.09	0.09	0.07	0.09	0.09
K	1.86	1.90	1.84	1.83	1.85	2.03	2.06
Sum	14.05	14.07	14.03	14.00	14.02	14.20	14.22
Fe/Fe+Mg	0.60	0.60	0.60	0.59	0.60	0.59	0.57
X _Ms ^ideal	0.51	0.51	0.51	0.51	0.51	0.51	0.50
X _Pg ^ideal	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
X _MgCel ^ideal	0.19	0.19	0.19	0.20	0.19	0.20	0.21
X _FeCel ^ideal	0.29	0.29	0.29	0.28	0.29	0.28	0.28
Sum	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00
X _Ms ^ideal	0.51	0.51	0.51	0.51	0.51	0.51	0.50
X _Pg ^ideal	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
X _Cel ^ideal	0.48	0.48	0.48	0.48	0.49	0.48	0.49
Sum	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00	1.00

سنگ‌نگاری

تودة آذرین درونی آیرکان به‌علت جای‌گرفتن در پهنة برشی خرد و تا اندازه‌ای دگرریخت شده است و از این‌رو، در برخی نمونه‌ها نشانه‌های دگرریختی (برگوارگی و جهت‌یافتگی ترجیحی کانی‌های میکایی) به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 2). در نمونه دستی، نمونه‌های متاگرانیت آیرکان برگوارگی[9] دارند و بافت دگرریختیِ پروتومیلونیتی و دگرگونیِ گنایسی نشان می‌دهند. همچنین، بیشتر صورتی‌ تا سرخ‌رنگ با بافت دانه‌ای[10] درشت و دارای لایه‌بندی کانی‌های مافیک و فلسیک و جهت‌یافته هستند (شکل‌ 2-A). کوارتز، فلدسپار و میکاها از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها و ریزبلورهای مسکوویت، زیرکن‌، آپاتیت و کلریت و کانی‌های کدر از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند.

بافت‌های دانه‌ای ‌متوسط تا ‌درشت، هیپ‌ایدیومورفیک گرانولار (دانه‌ای نیمه ‌شکل)، آلوتریومورفیک گرانولار، میرمکیتی و پرتیتی از بافت‌های شاخص در این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند (شکل‌‌ 2-B). ویژگی‌های میکروسکوپی (مانند: خاموشی موجی[11] در کوارتزها (شکل‌های 2-B و‌‌ 2-C)، بازتبلور مهاجرت مرز دانه‌ای یا GBM [12] در پیرامون بلورهای کوارتز (شکل‌ 2-B)، پرتیت‌ شعله‌ای (شکل‌‌ 2-C)، برگوارگی و جهت‌یافتگی کوارتزها (شکل 2-D) و بیوتیت‌ها (شکل‌ 2-B)، ماکل تارتان در آلکالی‌فلدسپارها (شکل‌‌ 2-E)، میرمکیتی‌شدن (شکل‌های‌ 2-G و 2-H)، بازتبلور برآمدگی یا BLG[13] در پیرامون فلدسپارها (شکل‌‌ 2-C) نشان‌دهندة دگرریختی این سنگ‌ها هستند.

شکل 2. A) متاگرانیت آیرکان در نمونة دستی با برگوارگی و جدایش لایه‌های کانی‌های مافیک و فلسیک، B-F) تصویرهای میکروسکوپی (در XPL): B) بافت گرانولار جهت‌یافته و کانی‌های کوارتز با خاموشی موجی جارویی، بیوتیت‌های جهت‌یافته به‌همراه کانی‌های فرعیِ زیرکن و آپاتیت، مسکوویت‌های ثانویه درون و در کنارة بلورهای پلاژیوکلاز و کوارتز؛ C) بازتبلور GBM در اطراف کوارتزها، بازتبلور BLG در پیرامون آلکالی‌فلدسپارها و پرتیت شعله‌ای درون آنها؛ D) بافت جهت‌یافته کوارتزها به صورت SSPO و GSPO؛ E) ماکل تارتان در آلکالی‌فلدسپارها؛ F) میرمکیتی‌شدن پلاژیوکلاز با ادخال‌های کرمی‌شکل کوارتز (نام اختصاری بر پایة ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) است).

Figure 2. A) Airakan metagranite in the hand specimen with foliation and separation of mafic and felsic mineral layers; B-F) Microscopic images (in XPL): B) Oriented granular texture and the minerals of quartz with undulatory extinction, oriented biotites with minor zircon and apatite minerals, secondary muscovites within and on the side of plagioclase and quartz crystals; C) GBM recrystallization around quartz, BLG recrystallization around alkalifeldspars and flame perite inside them; D) oriented texture of quartz as SSPO and GSPO; E) Tartan twining in alkali feldspars; F) Plagioclase myrmekitization with vermicular quartz inclusions (abbreviation based on Whitney and Evans, 2010).

الف- کوارتز

بلورهای کوارتز نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با بزرگی کمتر از یک تا چند میلیمتر و با میانگین فراوانی نزدیک به 35 درصد حجمی، بخش بزرگی از بافت گرانولار سنگ را می‌سازند. از دیدگاه ریزساختاری، کوارتزها دارای دگرریختی درون بلوری به‌صورت خاموشی موجی از نوع جارویی هستند (شکل‌ 2-B). این خاموشی موجی پیامد رویداد جابجایی[14] در ساختار شبکه بلوری کوارتزها به‌دنبال افزایش انرژی استرین درونی کوارتزها در هنگام دگرریختی این سنگ‌هاست (Passchier and Trouw, 2005). افزون‌بر این، در برخی بخش‌‌ها، کوارتز‌ها دچار جهت‌یافتگی ترجیحی یا SPO [15] و کشیدگی شده‌اند؛ این کشیدگی در راستای عمود بر تنش اصلی (σ₁)، و موازیِ با صفحه تنش‌های σ₂و σ₃ روی داده است (شکل 2-D). رویداد چرخش زیردانه‌ها[16] در برخی نمونه‌ها با جهت‌یافتگی بلورهای کوارتز یا GSPO[17] و نیز گاه جهت‌یافتگی زیردانه‌های کوارتز یا SSPO[18] به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 2-D).

ب- فلدسپارها

فلدسپارها شامل 45 درصدحجمی بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار آلکالی‌فلدسپار از نوع میکروکلین و ارتوکلاز با ماکل‌های تارتان[19] (شکل 2-E) و پرتیتی‌شده (شکل‌ 2-C) و به مقدار اندک (کمتر از 5 درصدحجمی) پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سنتتیک هستند. فلدسپارها تا اندازه‌ای دگرسان شده‌اند و میان‌بارهای ریزی از سرسیت و کانی‌های رسی نیز در مرکز بلورهای آنها دیده می‌شود.

پ- بیوتیت

میکای موجود در این سنگ‌ها به‌طورغالب از نوع بیوتیت است اما مقدار اندکی میکای سفید نیز در آنها وجود دارد. بیوتیت‌ها جهت‌یافتگی نشان می‌دهند و گاه میانبارهایی از زیرکن و هالة پلئوکروییک دارند. در برخی نمونه‌ها، بیوتیت‌ها تا اندازه‌ای کلریتی شده‌اند.

ت- مسکوویت

بلورهای مسکوویت‌ به‌صورت ‌بلورهای شکل‌دار ماگمایی و یا ریزبلورهای ثانویه (پیامد دگرسانی کانی‌های آلومینیم‌دار مانند فلدسپارها؛ شکل 2-B) دیده می‌شوند. بلورهای مسکوویت‌ اولیه هم‌اندازه یا بزرگ‌تراز دیگرکانی‌های ماگمایی هستند، مرزهای صاف و مشخصی دارند و شکل‌دار تا بی‌شکل هستند. همچنین، میان‌بارها و دگرسانی کمی دارند. در حالی‌که مرز مسکوویت‌های ثانویه با کوارتز و پلاژیوکلاز صاف و مشخص است؛ اما با آلکالی‌فلدسپار ناهموار است. مسکوویت‌های ثانویه در گرانیت‌های با آلومینیم بالا و پرآلومینوس پدید می‌آیند که مسکوویت اولیه نیز دارند (Rong and Wang, 2016). مسکوویت‌های ثانویة می‌توانند متاسوماتیک باشند و پس‌ از ‌ماگماتیسم تا پایانِ ماگماتیسم (و بیشتر جانشین بیوتیت می‌شوند) پدید آمده باشند یا خاستگاه گرمابی داشته باشند که بیشتر آنها یا جانشین پلاژیوکلازها می‌شوند و یا در شکستگی‌ها پدید می‌آیند (Rong and Wang, 2016).

ث- زیرکن و آپاتیت

زیرکن‌ها که پیش از بیوتیت‌ها متبلور شده‌اند بیشتر درون بیوتیت‌ها یافت می‌شوند و هالة پلئوکروییک[20] پیرامون آنها نشان‌دهندة مقدار بالای عنصرهای رادیواکتیو در این کانی است. همچنین، گاه بلورهای منشوریِ کوچکی از آپاتیت درون کوارتز، پلاژیوکلاز و بیوتیت‌ها پراکنده‌اند.

ج- کلریت، سریسیت و کانی‌های رسی

کلریت از کانی‌های دگرسانی تودة آذرین درونی آیرکان است که عنصرهای سازندة خود را از تجزیة بیوتیت‌ها و فلدسپارها به‌‌دست آورده است. افزون‌بر این، سریسیت و کانی‌های رسی به‌همراه مقدار اندکی کانی کدر نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شود. به باور بسیاری از پژوهشگران سریسیتی‌شدن پلاژیوکلازها از پیامدهای متاسوماتیسم گرمابی در مرحلة پست‌ماگماتیک است (Rong and Wang, 2016).

شیمی کانی‌ها

بر پایة داده‌های ریزکاو الکترونی (جدول 1)، میانگین SiO₂ در کوارتزهای تودة آذرین درونی آیرکان نزدیک به 7/99 درصدوزنی است و اکسید آهن و سدیم درصد اندکی (کمتر از 05/0 درصدوزنی) دارند. داده‌های ریزکاو الکترونی نشان می‌دهند آلکالی‌فلدسپار از نوع میکروکلین و ارتوکلاز با سازندة پایانی ارتوز نزدیک به 93 تا 96 درصدمولی هستند (جدول 2؛ شکل 3-A). همچنین، پلاژیوکلازها از نوع آلبیت و الیگوکلاز (با میانگین درصد مولی آنورتیت (X_An) نزدیک به 3/6؛ جدول 2، شکل 3-A) شناسایی شدند.

شکل 3. A) ترکیب فلدسپارها در متاگرانیت آیرکان (شمال خور، ایران مرکزی) روی نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)؛ B) ترکیب بیوتیت درون متاگرانیت آیرکان در نمودار رده‌بندی بیوتیت (Deer et al., 1992)؛ C) نمودار سه‌تایی (FeO*+MnO-10*TiO₂-MgO) برای شناسایی بیوتیت‌های ماگمایی از بیوتیت‌های دوباره به تعادل رسیده و بیوتیت‌های ثانویه (Nachit et al., 2005).

Figure 3. A) Composition of feldspars in Airakan metagranite (North of Khor, Central Iran) on the feldspar classification diagram (Deer et al., 1992); B) composition of biotite in the Airakan metagranite in the biotite classification diagram (Deer et al., 1992); C) Ternary (FeO*+MnO-10*TiO2-MgO) diagram to distinguish magmatic biotites from re-equilibrated biotites and secondary biotites (Nachit et al., 2005).

داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی آنها در جدول‌های 3 و 4 آورده شده است. بر پایة نمودار‌ رده‌بندی بیوتیت‌ها (شکل 3-B)، این بیوتیت‌ها از نوع آنیت هستند و در آنها TiO₂ نزدیک به 76/2 درصدوزنی و Fe# نزدیک به 68/0 است (جدول 3) و در نمودار سه‌تایی شکل 3-C، بیوتیت‌های بررسی‌شده درگسترة بیوتیت‌های ماگمایی جای می‌گیرند.

بر پایة داده‌های زمین‌شیمیایی (جدول 4)، در میکای سفید تودة آذرین درونی آیرکان، X_Ms^ideal نزدیک به 51/0 و پتاسیم نزدیک به 94/1 درصدوزنی است (جدول 4) و در نمودار‌های رده‌بندی مسکوویت‌ها (شکل 4)، نمونه‌ها در محدوده ترکیبی فنژیت (شکل‌های 4-A و 4-B) جای دارند. همچنین، در شکل 4-C، نمونه‌ها در محدوده میان مسکوویت‌ها تا فری‌فنژیت‌ها (فنژیت آهن‌دار) جای گرفته‌اند. نمودار شکل 4-D به‌خوبی نشان می‌دهد برخی از مسکوویت‌های فنژیتی بررسی‌شده دارای شیمی همانند مسکوویت‌های متاسوماتیک و ثانویه هستند و برخی ماهیت ماگمایی دارند.

شکل 4. ترکیب میکاهای سفید در متاگرانیت آیرکان، A) نمودار Mg-Li اکتاهدرال در برابر Fe*+Mn+Ti-Al^VI اکتاهدرال (Tischendorf et al., 2001) (از آنجایی‌که مقدار Li اندازه‌گیری نشده است، از آن چشم‌پوشی شد)؛ B) نمودار Al کل در برابر Si در فرمول ساختاری کانی (برگرفته از Capedri et al., 2004; Borghini et al., 2009)؛ C) نمودار سه‌تایی Fe+Mg-Al^vi-Al^iv (Lc=leucophyllite; Ph=phengite; Cd=celadonite; Ms=muscovite; Fms=ferrimuscovite; Fph=ferriphengite) (Feenstra, 1996)؛ D) نمودار سه‌تایی Mg-Ti-Na (Miller et al., 1981) برای شناسایی مسکوویت‌های ماگمایی از ثانویه.

Figure 4. Composition of white mica in Airakan metagranite. A) plot of Mg-Li octahedral versus Fe*+Mn+Ti-Al^VI octahedral (Tischendorf et al., 2001) (Li values are ignored since they were not measured); B) plot of total Al versus Si in mineral structural formula (from Capedri et al., 2004; Borghini et al., 2009); C) Fe+Mg-Al^vi-Al^iv ternary diagram (Lc=leucophyllite; Ph=phengite; Cd=celadonite; Ms=muscovite; Fms=ferrimuscovite; Fph=ferriphengite) (Feenstra, 1996); D) Mg-Ti-Na ternary diagram (Miller et al., 1981) to identify the magmatic muscovites from secondary.

بحث

در پایان ادیاکاران، اقیانوس پروتوتتیس میان پروتوگندوانا و پروتو لوراسیا باز شده است (Raumer et al., 2015; Rossetti et al., 2015). به باور رمضانی و تاکر (Ramezani and Tucker, 2003)، مرز فعال قاره‌ای این اقیانوس در باختر آسیا و در شمال قاره آفریقا در کامبرین شکل گرفته است. با بسته‌شدن پروتوتتیس میان دو ابرقارة پروتوگندوانا و پروتولوراسیا در پایان اردوویسین تا آغاز کربونیفر، سرزمین‌های پرکامبرین ایران با یکدیگر برخورد کرده و دوباره به‌هم پیوسته‌اند و در پی چندین رویداد دگرگونی، گندوانا را پدید آورده‌اند (Raumer et al., 2015; Rossetti et al., 2015; Moghadam et al., 2017). در بررسی‌های متکالف (Metcalfe, 2021) در شمال و جنوب چین و اندونزی، کوهزایی بمفدین[21] از اردوییسین تا سیلورین پیامد بسته شدن حوضه پروتتیس در آسیا و برخورد بلوک‌های قاره‌ای به‌ویژه در خاور آسیا شمرده می‌شود. اما گمان می‌رود بسته‌شدن این اقیانوس در سراسر آسیا از خاور تا باختر آن در یک زمان روی نداده است؛ به‌گونه‌ای‌که بیشتر سنگ‌های رسوبی ایران که پیامد یک رویداد خشکی‌زایی دانسته شده‌اند سن آغاز تا میانة اردوویسین دارند (Ghavidel-Syooki et al., 2011a, 2011b). افزون بر این یافته‌های پیشین در ایران نشان می‌دهد در بخش باختری آسیا، با بسته‌شدن اقیانوسی پروتو-تتیس در ایران مرکزی و برخورد قاره‌ای در اردوویسین، پوستة قاره‌ای خردقارة شرق-ایران مرکزی دچار ضخیم‌شدگی شده است و پیامد آن رخداد دگرگونی ناحیه‌ای دمابالا و ذوب آناتکسی پوستة قاره‌ای و پیدایش مذاب‌های نوع S بوده است که آثار آنها در بخش‌هایی از خردقارة شرق-ایران مرکزی به‌صورت پراکنده دیده می‌شود (مانند رخنمون‌هایی از: گابرو و گرانیت در چاهک منطقة سیبک (Moghadam et al., 2018)؛ گرانیت آیرکان (Shirdashtzadeh et al., 2018)؛ پلاژیوگرانیت بالورد (Moghadam and Stern, 2015)؛ گرانیت امیرآباد در شمال نایین (Samadi et al., 2022) در خردقاره شرق- ایران مرکزی).

ازاین‌رو، در ادامه نخست به بررسی اوج شرایط این دگرگونی ناحیه‌ای با کمک دماسنجی کانی‌شناسی اولیه و سنگ‌کل متاگرانیت آیرکان پرداخته می‌شود. همچنین، از آنجایی‌که در پی تحولات پالئوتتیس در مرز فعال جنوب اوراسیا، دگرگونی‌های بعدی در دونین و پس از آن روی داده‌اند (Shirdashtzadeh et al., 2018) این گرانیت دچار تغییرات بافتی و حتی کانی‌شناسی شده و به متاگرانیت تبدیل شده است. ازاین رو، بررسی بافتی و کانی‌شناسی آن در تعیین شرایط ترمودینامیکی رخداد دگرگونی/دگرریختی یادشده به‌کار برده می‌شود.

الف- بررسی رخسارة دگرگونی دمابالا در آغاز اردوویسین

برای بررسی‌های دماسنجی به داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌کل و کانی‌ها نیاز است. همانگونه‌که گفته شد بر پایة بررسی‌های شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2020)، داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌کل نشان‌دهندة سرشت اسیدی و ترکیب گرانیتی این سنگ‌هاست. ازآنجایی‌که سرشت ماگمای آیرکان از گرانیت‌های نوع S و کم‌دما و پیامد ذوب‌بخشی پوستة کوارتزفلدسپاری است (Shirdashtzadeh et al., 2020)، دمای اوج دگرگونی که موجب پیدایش مذاب پدیدآورنده متاگرانیت آیرکان شده است باید نزدیک به 700 تا 800 درجة سانتیگراد یا معادل یک دگرگونی ناحیه‌ای در حد آغاز رخسارة گرانولیت بوده باشد. از سوی دیگر، سیلوستر (Sylvester, 1998) نشان داد نسبت Al₂O₃/TiO₂ در مذاب‌های گرانیتی به تغییرات دمایی حساس است و با افزایش دما در هنگام آناتکسی پوسته، مقدار آن کاهش می‌یابد. بر پایة یافته‌های تجربی یانگ و فاندر (Jung and Pfänder, 2007)، نسبت Al₂O₃/TiO₂ در سنگ‌مادرهای گوناگون می‌تواند زمین‌دماسنجی برای بررسی ذوب باشد. این نسبت به تبلور ایلمنیت و اسفن وابسته است. در این روش، خاستگاه شیل‌ (سنگ‌های آلومینوس) به سنگ‌مادر پلیتی و خاستگاه گری‌وکی به سنگ مادر ماسه‌سنگی اشاره دارد (Bucher and Grapes, 2011). ایشان بر پایة داده‌های آزمایشگاهی، فرمول‌هایی (فرمول‌های خطی، توانی و اکسپوننشیال[22]) را پیشنهاد دادند. ازآنجایی‌که در شکل 5-A، ترکیب سنگ کل متاگرانیت آیرکان (بر پایة داده‌های سنگ‌کل از: Shirdashtzadeh et al. (2020)) در گستره سنگ‌هایی پدیدآمده از ذوب گری‌وک‌ها هستند؛ می‌توان از فرمول‌های مربوط به ذوب گری‌وک‌ها برای به‌دست‌آوردن دما بهره گرفت. به این ترتیب، با توجه به فراوانی درصد عنصرهای اصلی در سنگ‌های آیرکان (شکل 5-B)، ذوب بدون حضور سیالِ یک خاستگاه پسامیتی (گری‌وکی) در دمای نزدیک به 820 تا 940 درجة سانتیگراد برای تودة گرانیتی آیرکان به‌دست آمد که با یک دگرگونی ناحیه‌ای در حد اواسط رخسارة گرانولیت همخوانی دارد. البته این دماهای به‌دست‌آمده بسیار بیشتر از دمای سولیدوس مذاب‌های گرانیتی اشباع از آب است. از آنجایی‌که متاگرانیت آیرکان زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده با سن کامبرین (~ 518 میلیون سال پیش، Shirdashtzadeh et al., 2018) نیز دارد، متاگری‌وک‌هایی که ذوب آنها این سنگ‌ها را پدید آورده است باید سنگ‌های رسوبی و یا متاسدیمنتری باشند که از هوازدگی و فرسایش پوستة گرانیتی پرکامبرین تا کامبرین پدید آمده‌اند. البته رخداد چنین دگرگونی ناحیه‌ای درجه بالا در حد رخسارة گرانولیت در اردویسین نیازمند شواهد منطقه‌ای بیشتری است؛ زیرا باید سنگ های ادیاکاران - کامبرین نیز دچار این دگرگونی ناحیه‌ای شده باشند که تا کنون به آنها پرداخته نشده است. ازاین‌رو، می‌توان گفت این شواهد اولیه، به‌گونه‌ای بر نیاز به بررسی شواهد منطقه‌ای دربارة چنین رویدادی اشاره و تأکید دارند و بررسی‌های آینده باید به آن بپردازند.

شکل 5. ترکیب سنگ‌کل متاگرانیت آیرکان (شمال خور، ایران مرکزی)، A) نمودار Al₂O₃/(FeO+MgO+TiO₂) در برابر Al₂O₃+FeO+MgO+TiO₂ (Patiño Douce, 1999)؛ B) نمودار Al₂O₃/TiO₂ در برابر CaO/Na₂O با بهره‌گیری از روش دماسنجی بر پایة ذوب گری‌وک (Rapp and Watson, 1995) در نرم‌افزار GCDKit (نسخه 1/4) (شکل برگرفته از Shirdashtzadeh et al. (2020)) با تغییر).

Figure 5. Whole-rock composition of Airakan metagranite (North of Khor, Central Iran), A) Al₂O₃/(FeO+MgO+TiO₂) versus Al2O3+FeO+MgO+TiO2 diagram (Patiño Douce, 1999); B) Al₂O₃/TiO₂ versus CaO/Na₂O Plot using the thermometry meth,od based on graywacke melting (Rapp and Watson, 1995) in GCDKit software (version 1/4) (modified after Shirdashtzadeh et al. (2020)).

از سوی دیگر، زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده را می‌توان گواهی برای اشباع بودن ماگما از عنصر زیرکنیم دانست. با به‌کارگیری روش واتسون و هریسون (Watson and Harrison, 1983) و همچنین، نرم‌افزار GCDKit (نسخه 1/4) و بر پایة ترکیب‌ عنصرهای اصلی در ترکیب سنگ کل (بر پایة داده‌های سنگ‌کل از Shirdashtzadeh et al. (2020)) دمای نزدیک به 750 تا 850 درجة سانتیگراد (شکل 6) و بر پایة مقدار عنصر زیرکنیم، دماهای اشباع‌شدگی مذاب حاصل از زیرکنیم (695 تا 817 درجة سانتیگراد) و میزان اشباع‌شدگی مذاب حاصل از زیرکنیم (7/92 تا 5/112 ppm) برای سنگ‌های بررسی‌شده به‌دست آمد (جدول 5). افزون بر این، براساس ریخت‌شناسی بلورهای زیرکن در نمودار رده‌بندی پاپین (Pupin, 1980)، زیرکن‌های درون نمونه‌های گرانیتی آیرکان (که شیردشت‌زاده و همکاران (Shirdashtzadeh et al., 2018) به داده‌ها و تصاویر آنها اشاره کرده‌اند) در بخش S7 تا S10 جای می‌گیرند (شکل 7). این ویژگی نشان می‌دهد این سنگ‌ها احتمالاً در دمای نزدیک به 700 (± 50) درجة سانتیگراد پدید آمده‌اند. بر پایة رده‌بندیِ میلر و همکاران (Miller et al., 2003)، متاگرانیت آیرکان از گروه گرانیتویید‌های کم‌دمایی است که از زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده سرشار بوده و دمای اشباع‌شدگی از زیرکنیم (T_Zr) آنها کمتر از 800 درجة سانتیگراد است.

شکل 6. ترکیب سنگ‌کل متاگرانیت (شمال خور، ایران مرکزی) روی نمودار نسبت کاتیونی [(Na+K+2Ca)/(Si.Al)] یا M در برابر Zr (Watson and Harrison, 1983).

Figure 6. Metagranite whole-rock composition (North of Khor, Central Iran) on the cation ratio of [(Na+K+2Ca)/(Si.Al)] or M versus Zr diagram (Watson and Harrison, 1983).

جدول 5. دماهای به‌دست‌آمده برای اشباع‌شدگیِ زیرکن و آپاتیت بر پایة فراوانی عنصرهای اصلی و زیرکنیم در متاگرانیت آیرکان با به‌کارگیری افزونه‌های نرم‌افزار GCDKit 4.1 (M= نسبت‌های کاتیونیِ (Na+K+2Ca)/(Al.Si)؛ Zr= فراوانی Zr؛ Zr_sat= اشباع‌شدگی از زیرکنیم برای دمای پیشنهادی؛ T_Zr= دمای اشباع‌شدگیِ زیرکن؛ T_Ap= دمای اشباع‌شدگیِ آپاتیت (Pichavant et al., 1992) برای سنگ‌های پرآلومینوس).

Table 5. Calculated temperatures for zircon and apatite saturation based on the abundance of major and minor elements in Airkan metagranite using GCDKit 4.1 software plugins (M = cation ratios of (Na+K+2Ca)/(Al.Si); Zr= abundance of Zr; Zr_sat = zircon saturation for the proposed temperature; T_Zr = zircon saturation temperature; T_Ap= apatite saturation temperature (Pichavant et al., 1992) for the peraluminous rocks).

Sample No.	GR13	GR6	GR18	GR10	GR17	GR4	GR19	GR12	GR2	GR14
M	1.307501	1.39862	1.301025	1.314271	1.280929	1.333648	1.316293	1.28813	1.280728	1.259028
Zr (ppm)	210	137	47	174	149	146	123	52	118	83
Zr_sat(ppm)	96.6	104.4	96.1	97.2	94.5	98.8	97.4	95.1	94.5	92.7
T_Zr (°C)	817	773	695	800	788	783	769	703	768	741
T_Ap (°C)	813	850	836	846	828	868	837	789	866	852

شکل 7. نمودار رده‌بندی خاستگاه زیرکن‌ها (Pupin, 1980). بخش هاشورزده‌شده نشان‌دهندة زیرکن‌های درون متاگرانیت آیرکان (شمال خور، ایران مرکزی) هستند.

Figure 7. Classification diagram for zircons origin (Pupin, 1980). The hatched part shows the zircons in the Airakan metagranite (North of Khor, Central Iran).

افزون‌بر اشباع‌شدگی از زیرکنیم، میزان اشباع‌شدگی از فسفر (آپاتیت) را نیز می‌توان با روش‌های پیشنهادی (Watson and Harrison, 1983; Pichavant et al., 1992) به‌دست آورد (جدول 5). میانگین دماهای اشباع‌شدگی از فسفر برای متاگرانیت آیرکان برابربا 838 درجة سانتیگراد به‌دست‌آمده است. پس با توجه به دماهای اشباع‌شدگی از فسفر (برابر 838 درجة سانتیگراد)، اشباع‌شدگی از زیرکنیم (برابر با 695 تا 817 درجة سانتیگراد) و همچنین، نسبت Al₂O₃/TiO₂ در سنگ کل (که دمای میانگین 850 درجة سانتیگراد را نشان داد) می‌توان گفت که در هنگام برخورد قاره‌ای و رخداد ضخیم‌شدگی، دمای اوج دگرگونی ناحیه‌ای که منجر به آغاز فرایند آناتکسی و ذوب‌بخشی خاستگاه پوسته‌ایِ پدیدآورندة گرانیت شده است، نزدیک به 817 تا 850 درجة سانتیگراد، یعنی اواسط رخسارة گرانولیت، رسیده است.

از سوی دیگر، تشکیل مسکوویت فنژیتی در این سنگ‌ها با فشارهای بالا همخوانی دارد؛ زیرا مسکوویت فنژیتی در دمای نزدیک به 900 درجه سانتیگراد در فشارهای 5/5 تا 11 گیگاپاسکال پایدار است و ذوب آن در دمای 1075 تا 1150 درجه سانتیگراد و در فشارهای 7-8 گیگاپاسکال رخ می‌دهد (Domanik and Holloway, 1996). ازاین‌رو، پیدایش و پایداری فنژیت ماگمایی در این گرانیت می‌تواند گویای شرایط بالای فشار در هنگام پیدایش مذاب در پوستة قاره‌ای ضخیم‌شده در پهنة برخورد قاره‌ای باشد.

ب- دگرگونی/دگرریختی درجة بالا در دونین

در هنگام رویداد فرایندهای دگرریختی،با افزایش دما، کاهش سطح مرز دانه‌ای ([23]GBAR) در سنگ، کاهش میزان انرژی آزاد داخلی[24] را در پی دارد (Vernon, 1976; Poirier, 1985). دگرریختی که به‌طور ویژه با GBAR در کوارتزها همراه باشد در محیط‌هایی با دمای بالا (بالاتر از 700 درجه سانتیگراد) روی می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که باعث پیدایش اتصال‌های سه‌گانه[25] با زاویه 120 درجه در بخش تک‌کانیایی سنگ می‌شود (Bons and Urai, 1992). اما در دماهای کمتر (550 تا 700 درجه سانتیگراد) بلورهای کوارتز بازتبلور دینامیکیِ GBM نشان می‌دهند که نشان‌دهندة دگرریختی شکل‌پذیر و همراه با افزایش گرما بوده است (Vernon, 1976; Poirier, 1985). در پی دگرریختی و بازتبلور دینامیکیِ GBM کوارتز‌های درون متاگرانیت‌ آیرکان مرزهای آمیبی‌شکل و درهم‌قفل‌شده نشان می‌دهند (شکل 2).

بر پایة بررسی‌های پشیر و ترو (Passchier and Trouw, 2005)، اگرچه فشار آب در منافذ و فوگاسیته آب، در کشیدگی بلور کوارتز موثر است (خزش جابجایی در امتداد مناطق دارای فوگاسیته آب، کم است) و با افزایش تنش، سیستم‌های لغزشی بیشتری در کوارتز فعال می‌شوند؛ اما دما نیز از عوامل مهم در پیشرفت دگرریختی شکل‌پذیر در بلورهای کوارتز است. از این رو، بر پایة شواهد سنگ‌نگاری می‌توان به ارزیابی دما در هنگام رخداد دگرریختی کوارتز پرداخت. بررسی رخداد دگرریختی شکنا[26] دربارة بلورهای کوارتز نشان می دهد این دگریختی می‌تواند در شرایط دمایی کمتر از 300 درجة سانتیگراد روی دهد. در پی این دگرریختی، افزون بر این که دانه‌های کوارتز شکسته می‌شوند، خاموشی موجی و کینکینگ[27] نیز در آنها روی می‌دهد؛ اما در دماهای بالاتر از 300 درجة سانتیگراد، در برخی نمونه‌های کوارتز می‌توان خاموشی موجی را به‌صورت لکه‌ای و جارویی نیز دید (شکل 2-C). از سوی دیگر، در پی فرایندهای بازیابی، کوارتزها زیردانه شده‌اند و این زیردانه‌ها دارای کشیدگی و جهت‌یافتگی ترجیحی یا SSPO [28] هستند (شکل 2-D). در حقیقت، در پی فرایند بازیابی، شکل بلورهای کوارتز و زیردانه‌های آنها در امتداد برگوارگی سنگ و عمود بر بزرگ‌ترین تنش (و در صفحه موازی تنش کم و متوسط) رشد و گسترش پیدا کرده‌اند. افزون بر این، فرایند بازتبلور در بلورهای کوارتز، مهاجرت مرز دانه‌ها و گاه چرخش زیردانه‌ها را در بردارد که با پیدایش مرزهای لوبیت و آمیبی‌شکل در اطراف بلورهای کوارتز مشخص می‌شود. در هنگام رخداد این پدیده که مهاجرت مرز دانه‌ای (GBM) نام دارد، تحرک در مرز دانه‌ای افزایش یافته و بلورهای جدید به جای بلورهای قدیمی پدید آمده و مرز بلورها به‌صورت لوبیت[29] یا آمیبی در می‌آید (شکل 2-D). مشاهده چنین پدیده ای دربارة کوارتزها نشان‌دهندة رخداد فرایند دگرریختی انعطاف‌پذیر و بازتبلور در شرایط دمایی بالا (نزدیک به 500 تا 700 درجة سانتیگراد و یا بیشتر) است. البته در برخی نمونه‌های متاگرانیت آیرکان، بازتبلور بلورهای کوارتز به‌صورت رویداد چرخش زیردانه‌ها یا SGR[30] و گاه برآمدگی یا BLG[31] نیز دیده می‌شود (شکل‌های 2-C و 2-D) که می‌تواند نشان‌دهندة آغاز یا پایان‌ رخداد دگرریختی در شرایط دمایی کمتر باشد. این دو پدیده نیز که در برابر جابجایی‌های حاصل از دگرریختی مقاومت می‌کنند، در بلورهای کوارتز در دماهای 500 درجة سانتیگراد به بالا روی داده‌اند (Passchier and Trouw, 2005). به این ترتیب کوارتزها شواهدی از رویداد دگرریختی در بازة دمایی 500 تا 700 درجة سانتیگراد را به نمایش می‌گذارند که با بازة دماییِ دگرگونی در رخساره‌های دگرگونی ناحیه‌ای آمفیبولیت همخوانی دارد.

از سوی دیگر، فلدسپار به‌علت تنوع ترکیبی دارای محدوده‌ای از دماهای ذوب و تبلور است؛ اما به‌طور کلی، می‌توان بالاترین دمای ذوب آن را ۱۱۵۰ تا 1300 درجة سانتیگراد در نظر گرفت؛ هرچند حضور کانی‌های دیگر و فشار سیال‌ها می‌تواند دمای ذوب فلدسپار را کاهش دهد. به‌گونه‌ای‌که آلکالی‌فلدسپار در فشار خشک یک اتمسفر در زیر 1100 تا 1200 درجه (Gill, 2010) و در فشار آب ۵ کیلوبار (۵۰۰۰ اتمسفر)، در زیر دمای ۷۵۰ تا 900 درجة سانتیگراد (Gill, 2010) متبلور می‌شود. اما داده‌های سن‌سنجی این فلدسپارها به روش پتاسیم- آرگون (Reyre and Mohafez, 1970) که سن جوانِ 74 (±13) میلیون سال پیش را نشان می‌دهد که با توجه به دمای انسداد فلدسپارها، این سن می‌تواند نشان‌دهندة شرایط دگرگونی‌های جوان‌تر‌ پس از انجماد نخستین مذاب در اردوویسین باشد. ازاین‌رو، بر پایة یافته‌های سنگ‌نگاری یادشده و داده‌های سن‌سنجی K-Ar فلدسپار ( Reyre and Mohafez, 1970)، فلدسپارها پس از تبلور از مذاب، دچار یک یا چندین مرحله دگرگونی و دگرریختی شده‌اند و ترکیب شیمیایی آنها دچار تغییر شده است. پس می‌توان گفت که دماسنجی این فلدسپارها دیگر دمای تبلور آنها از مذاب گرانیتی کامبرین را نشان نمی‌دهد؛ بلکه دماهای به‌دست‌آمده بیشتر به دمای شرایط تعادل دوباره این کانی پس از دچار شدن به چندین مرحله دگرگونی و دگرریختی نزدیک است. بر این اساس به‌کارگیری روش دماسنجی آلکالی‌فلدسپار- پلاژیوکلاز و با نرم‌افزار Solvcalc (نسخه 0/2) و نیز به روش پیشنهادیِ (Haselton et al., 1983) دامنه‌ای از دماهای کم 326 تا 370 درجة سانتیگراد (و حتی کمتر از 315 درجة سانتیگراد) را برای این کانی ارائه می‌دهد. از سوی دیگر، وجود ماکل‌های دگرریختی[32] گویای سردشدن تدریجی و تبلور در حالت جامد و در پی آن، تغییر بلور از حالت متقارن به حالت کم‌تر متقارن است (مانند تبدیل ارتوکلاز مونوکلینیک به میکروکلین تری‌کلینیک) که می‌تواند تحت‌تأثیر سیال‌ها نیز روی دهد (Waldron et al., 1993). همچنین، پیدایش این نوع ماکل را به بازتبلور فلدسپار در دمای نزدیک به 500 درجة سانتیگراد نسبت داده‌اند (Passchier and Trouw, 2005). همچنین، در پی کاهش آرام دما و فشار بخار آب ماگما، رخداد اکسولوشن[33] به‌صورت پیدایش پرتیت شعله‌ای (McBirney, 1993) به‌موازارت بزرگ‌ترین تنش (1σ) در برخی آلکالی‌فلدسپارها دیده می‌شود (شکل‌های 2-C و 2-F). در گرانیت‌های ساب‌سولووس[34]، با کاهش دما تا دمای زیر انجماد (~ 550 درجة سانتیگراد (Passchier and Trouw, 2005)؛ ~780-280 درجة سانتیگراد (Pandit, 2015)، سدیم‌فلدسپار‌ها (آلبیت) و پتاسیم‌فلدسپارها (میکروکلین) می‌توانند به‌صورت دو فاز جداگانه، پرتیت‌ها را پدید آورند. یکی دیگر از ویژگی‌های این سنگ‌ها، پیدایش میرمکیت در بخش‌هایِ دچار بزرگ‌ترین تنش (1σ) در حاشیة فلدسپارهاست (شکل‌‌ 2-F). در حقیقت، اگر میرمکیت خاستگاه ماگمایی داشته باشد، در پیرامون فنوکریست‌ها دیده می‌شود؛ اما اگر پیامد دگرریختی باشد، در محل تمرکز تنش‌ها پدید می‌آید. بر پایة بررسی‌های سیمپسون و وینش (Simpson and Wintsch, 1989)، در رخسارة آمفیبولیت، فرایند دگرریختی می‌تواند میرمکیتی‌شدن را در پی داشته باشد. دمای پیدایش میرمکیت را به ~ 410-570 درجة سانتیگراد (Pandit, 2015) نسبت می‌دهند. در نمونه‌های متاگرانیت آیرکان، میرمکیت‌ها در کنار پرتیت‌شعله‌ای پدید آمده‌اند که خود پیامد و نشانه رویداد دگرریختی در دمایی نزدیک به 500 تا 600 درجة سانتیگراد دانسته شده است (Passchier and Trouw, 2005). افزون براین، بافت تارتان در آلکالی‌فلدسپارها (شکل‌‌ 2-E) و بازتبلور برآمدگی یا BLG در اطراف فلدسپارها (شکل‌‌ 2-C) نشان‌دهندة دگرریختی این سنگ‌ها هستند. رخداد بازتبلور برآمدگی یا BLG در اطراف فلدسپارها را به دمای نزدیک به 450 تا 500 درجة سانتیگراد نسبت داده‌اند (Passchier and Trouw, 2005). به این ترتیب بررسی میکروسکوپی فلدسپارها شواهدی از رویداد دگرریختی در بازة دمایی 500 تا 600 درجة سانتیگراد را به نمایش می‌گذارند که با بازة دماییِ دگرگونی در رخساره‌های دگرگونی ناحیه‌ای آمفیبولیت همخوانی دارد.

پس با توجه به آنچه دربارة ویژگی‌های میکروسکوپی کوارتزها و فلدسپارها گفته شد، به‌طور خلاصه می‌توان گفت که توده آذرین آیرکان در پهنه برشی در دماهای نزدیک به 500 تا 700 درجة سانتیگراد دچار دگرریختی شده است.

شرایط دیرینه زمین‌ساختیِ دگرگونی و دگرریختی

الف- بسته‌شدن پروتتیس و پهنة برخوردی و دگرگونی ناحیه‌ای مرتبط با آن

بر پایة دمافشارسنجی کانی‌ها و ترکیب سنگ‌کل متاگرانیت آیرکان می‌توان گفت پیدایش این تودة آذرین پیامد یک دگرگونی ناحیه‌ای بوده است که در آغاز اردوویسین به اوج خود، یعنی در حد اواسط رخسارة گرانولیت، رسیده است. پیامد این دگرگونی درجه بالا، ذوب آناتکسی به‌صورت ذوب آب‌زدایی میکاهای (بیوتیت و مسکوویت) درون سنگ‌های گری‌وکی پوستة قاره‌ای بالایی در دمای نزدیک به 817-850 درجة سانتیگراد و فشار‌های بسیار بالاتر از 5 تا 7 کیلوبار بوده داده است. این دگرگونی ناحیه‌ای شدید را می‌توان با نیروهای تنشی حاصل از بسته‌شدن اقیانوس پروتوتتیس و ضخیم‌شدگی پوستة قاره‌ای در پی برخورد قارة گندوانا و اوراسیا در ارتباط دانست. در حقیقت، در پی فروروانش پروتوتتیس به زیر خردقارة شرق-ایران مرکزی، نخست گرانیت‌های کمانی نوع I در مرز فعال قاره‌ای در کامبرین و حتی قدیمی‌تر در پی فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس (از ادیاکاران تا کامبرین) به زیر بخشی از گنداوانا (یعنی CEIM) پدید آمده‌اند؛ مانند: 518 میلیون سال پیش در منطقة آیرکان (Shirdashtzadeh et al., 2018)، گرانیت‌های نوع I مرتبط با پهنة کمان در منطقة زریگان (525- 9/527 میلیون سال پیش؛ Ramezani and Tucker, 2003)، گرانیت زرین در بخش خاوری بلوک یزد در خردقاره شرق-ایران مرکزی (۵۳۱ تا ۵۳۰ میلیون سال پیش؛ Nouri et al., 2021)، گرانیت شمال باختری اردکان در ایران مرکزی (552 تا 550 میلیون سال پیش؛ Nouri et al., 2022) و چادرملو (525-529 میلیون سال پیش؛ Ramezani and Tucker, 2003) و گرانیت‌های نوع S در منطقة چاه‌قنبر (549 میلیون سال پیش؛ Bagheri and Stampfli, 2008).

سپس مرحله برخورد قاره‌ای با بسته‌شدن اقیانوسس پروتوتتیس (آغاز اردوویسین؛ Shirdashtzadeh et al., 2018; Shirdashtzadeh et al., 2020) در راستای مرز شمالی گندوانا در بخش شمالی خردقارة شرق-ایران مرکزی روی داده است. این فرایند برخوردی به‌علت زمین‌ساخت فشاری، ضخیم‌شدگی پوسته‌ای و افزایش گرادیان زمین‌گرمایی را به‌دنبال داشته است که پیامد آن رخداد یک دگرگونی ناحیه‌ای درجه بالا در این پهنه بوده است. آثار این دگرگونی در سنگ‌های دیگر مناطق برخوردی مرتبط با بسته‌شدن اقیانوس پروتوتتیس نیز دیده شده است. از شواهد این دگرگونی می‌توان به پیدایش سنگ‌های گنایسی چاه‌قنبر و پیدایش مذاب‌های آناتکسی در منطقة آیرکان اشاره کرد که نشان‌دهندة این برخورد قاره‌ای و رخداد این دگرگونی ناحیه‌ای درجه بالا هستند. وجود گرانیت‌های نوع S آناتکسی و سنگ‌های دگرگونی از شمال تبت تا جنوب چین (486- 480 میلیون سال پیش در اردوویسین پیشین (Hu et al., 2015)، گرانیت نوع S و پرآلومینوس مانسهرا[35] در شمال‌باختری هیمالیا در پاکستان (478، 475 و 466 میلیون سال پیش در اردوویسین میانی و پیشین (Naeem et al., 2016)، زیرکن‌های آواری مرتبط با ماگماتیسم کمان قاره‌ای درون ماسه‌سنگ‌های بلوک یزد در ایران مرکزی (490-465 میلیون سال پیش (Khodami et al., 2022)، گابرو و گرانیت در چاهک منطقة سیبک (Moghadam et al., 2018)، متاگرانیت آیرکان در شمال خردقارة شرق-ایران مرکزی (483 میلیون سال پیش در اردوویسین پیشین) و در نهایت گرانیت دگرگون در شمال نایین (امیرآباد) (448 میلیون سال پیش در اردوویسین پسین (Samadi et al., 2022) از شواهد رخداد یک دگرگونی ناحیه‌ای شدید در حد رخسارة گرانولیت یا بالاتر در پی این برخورد قاره‌ای بین گنداونا در جنوب و اوراسیا در شمال و ضخیم‌شدگی پوسته‌ای هستند.

ب- باز‌شدن پالئوتتیس و پهنة دگررریختی/دگرگونی ناحیه‌ای مرتبط با آن

بررسی‌های باقری و اشتمفلی (Bagheri and Stampfli, 2008) نشان می‌دهد کمپلکس‌های دگرگونی از پشت‌بادام تا جندق و انارک در بلوک یزد (که پیش از این به رویدادهای کوهزایی پرکامبرین تا آغاز کامبرین نسبت داده می‌شدند) نیز پیامد تحولات زمین‌ساختیِ اقیانوس پالئوتتیس (شامل پیدایش و آغاز بسته‌شدن آن از پایان اردوویسین تا آغاز دونین) هستند که در اواسط کربونیفر (~ 320-333 میلیون سال پیش، به روش سن‌سنجی Ar-Ar (Bagheri and Stampfli, 2008) دچار دگرگونی تا رخسارة آمفیبولیت شده‌اند. زمان رویداد این حوادث با سن دقیق‌ به‌دست‌آمده برای دگرگونی درجه بالای متاگرانیت آیرکان به روش اورانیم- سرب نزدیک به 382 میلیون سال پیش است. از این‌رو، این رویداد دگرگونی را می‌توان به بازشدن پالئوتتیس همزمان با آغاز فرورانش رو به شمال آن و پدیدآمدن تنش‌ها، شکستگی‌های و گسل‌های ژرف در پوستة قاره‌ای این منطقه وابسته دانست. در حقیقت، رویداد کوهزایی ناحیه‌ای در کربونیفر (هرسی‌نین یا واریسکین) به سن آرگون- آرگونِ 330 تا 320 میلیون سال پیش (Bagheri and Stampfli, 2008) و یا تحولات پالئوتتیس در حاشیه فعال جنوب اوراسیا به سن پایانِ دونین- می‌سی‌سی‌پین در ناحیه جندق (Berra et al., 2017) نشان‌دهندة برخورد قاره‌ای میان لوراسیا و گندوانا هستند. در هنگام رویداد این فرایندهای کوهزایی، چه‌بسا گسل‌های موازیِ چپگردِ شمال‌خاوری- جنوب‌باختری مانند گسل کویر بزرگ و گسل چوپانان (که در شمال و جنوب منطقة خور هستند؛ شکل 1-B) در رخنمون‌یافتن گرانیت‌ها در مناطق گوناگون (مانند: آیرکان، محمد‌آباد و چاه‌قنبر) نقش مهمی داشته‌اند. بالاآمدن این توده‌های آذرین به ژرفای کمتر موجب سردشدن این سنگ‌هایِ رخسارة دگرگونی آمفیبولیت تا دمای انسداد آرگون در کانی‌های فلدسپار درون آنها شده ‌است. سن Rb-Sr به‌دست‌آمده برای سنگ‌کل (نزدیک به 165 میلیون سال پیش)، سن K-Ar به‌دست‌آمده برای بیوتیت (نزدیک به 113 میلیون سال پیش) و پتاسیم‌فلدسپار (نزدیک به 74 میلیون سال پیش) درون متاگرانیت آیرکان (Reyre and Mohafez, 1970) چه‌بسا نشان‌دهندة کاهش دمای انسداد[36] و سردشدن این توده در بلوک یزد هستند. در سیستم K-Ar، دمای انسداد پتاسیم‌فلدسپار (نزدیک به 130 درجة سانتیگراد) کمتر از بیوتیت (نزدیک به 280 درجة سانتیگراد) و در سیستم Rb-Sr، دمای انسداد برای نمونه‌های سنگ‌کل نزدیک به 500 درجة سانتیگراد است. اگر دگرگونی در رخسارة آمفیبولیت در 600 تا 700 درجة سانتیگراد و در 382 میلیون سال پیش رخ داده باشد، پس توده آذرین آیرکان نزدیک به 322 میلیون سال، از تبلور در دمای 750 درجة سانتیگراد (483 میلیون سال پیش، سن اورانیم- سرب زیرکن) تا رویداد دگرگونی در رخسارة آمفیبولیت و رسیدن به دمای انسداد Rb-Sr (در نزدیک به 500 درجة سانتیگراد) را سپری کرده است. این نکته نشان‌دهندة نرخ آرامِ سردشدن این توده پس از تبلور و دگرگونی است. با وجود این، این بخش از تاریخ پوسته نشان‌دهندة جایگیری‌های طولانی‌مدت در سطوح میانی پوسته است تا یک بالاآمدگی ساده. به‌گفته دیگر، 165 میلیون سالِ پایانیِ سنِ توده آیرکان (یعنی از پس از ژوراسیک) که در پایان آن، توده در سطح زمین رخنمون یافت، نشان‌دهندة یک بالاآمدگی پرشتاب‌تر و در پی آن، نرخ‌ سردشدن بیشتری است. این رویدادها که پس از ژوراسیک روی داده‌اند نشان می‌دهند این بخش از پوسته، پس از این زمان، در ژرفایی بیشتر از پوستة میانی نبوده است.

برداشت

متاگرانیت آیرکان در شمال خور در شمال بلوک یزد و در شمال خردقارة شرق-ایران مرکزی از کانی‌های آذرین اصلیِ کوارتز، آلکالی‌فلدسپار (میکروکلین و ارتوکلاز) و پلاژیوکلاز (آلبیت و الیگوکلاز)، بیوتیت (آنیت) و اندکی مسکوویت (مسکوویت‌ها تا فری‌فنژیت‌ها) و کانی‌های فرعی آپاتیت و زیرکن ساخته شده است. کانی‌های دگرسانی بیشتر کلریت (حاصل دگرسانی بیوتیت) و مسکوویت‌های ریزبلور (حاصل دگرسانی بیوتیت و فلدسپارها) و کانی‌های رسی (حاصل دگرسانی مسکوویت‌ها و فلدسپارها) هستند. وجود کانی فشار بالای فنژیت ماگمایی، زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده کامبرین با ریخت‌شناسی S7 تا S10، نسبت Al₂O₃/TiO₂ در ترکیب سنگ کل متاگرانیت آیرکان و دماسنجی مذاب اشباع از زیرکنیم و فسفر گویای مذاب‌های پدیدآمده از ذوب بخشی سنگ‌های رسوبی و یا متاسدیمنتری در دمای اوج دگرگونی در نزدیک به 820 تا 940 درجة سانتیگراد (اواسط رخسارة گرانولیت) است که از هوازدگی و فرسایش پوستة گرانیتی پرکامبرین تا کامبرین پدید آمده‌اند. این دگرگونی درجه بالا با ضخیم‌شدگی پوستة قاره‌ای قدیمی هنگام بسته‌شدن پروتوتتیس در آغاز اردوویسین و رخداد یک دگرگونی دما – فشار بالا و در نتیجه، ذوب بخشی آناتکسی (آب‌زدایی میکا) در دمای نزدیک‌به 817-850 درجة سانتیگراد و فشارهای بالا در ارتباط است. این رویداد با بسته‌شدن اقیانوس پروتوتتیس از یونان تا ایران و هیمالیا و کوهزایی پان-آفریکن از پرکامبرین تا آغاز اردوویسین همخوانی دارد.

از سوی دیگر، تلفیق داده‌های سن‌سنجی پیشین و ویژگی‌های سنگ‌نگاری این سنگ‌ها گویای میلیونیتی‌شدن به‌صورت دگرریختی از نوع انعطاف‌پذیر و همراه با افزایش گرما در یک یا چندین مرحله دگرگونی و دگرریختی هستند. وجود کوارتزهای جهت‌یافته با بازتبلور GBM، پیدایش ماکل‌ تارتان، پرتیتی‌شعله‌ای و نیز میرمکیت و بازتبلور BLG در اطراف بلورهای فلدسپار نشان‌دهندة دگرریختی دما بالا در دمای 500-700 درجة سانتیگراد هستند. ازاین‌رو، می‌توان گفت متاگرانیت آیرکان هنگام جایگیری در یک پهنة برشی ژرف در پی تحولات پالئوتتیس در مرز فعال قاره‌ای جنوب اوراسیا در دونین بالایی دچار دگرگونی و دگرریختی شده است.

[1] Supracrustal or Sedimentary type or S-type granite

[2] Low-temperature granite

[3] Infracrustal or Igneous type or I-type granitoid

[4] Inherited zircon

[5] post-magmatic

[6] subsolidous

[7] resetting

[8] recovery

[9] granular

[10] foliation

[11] undulose extinction

^[12] Grain Boundary Migration

[13] bulging

[14] dislocation

[15] shape preferred orientation

[16] subgrains

[17] grain shape preferred orientation

[18] subgrain shape preferred orientation

[19] tartan twinning

[20] Pelochroic halo

[21] Bhimphedian Orogeny

[22] Exponential Function

[23] grain boundary area reduction

[24] internal free energy

[25] triple junction

[26] brittle

[27] kinking

[28] subgrain shape preferred orientation

[29] lobate

[30] subgrain rotation

[31] bulging

[32] deformation twining

[33] exsolution

[34] subsolvus granite

[35] Mansehra

[36] Closure temperature

References

Babakhani, A.R., Susov, M., Dvoryankin, A., Selivanov, E., and Desyaterik, N. (1987) Geological Quadrangle map of Jandaq 1:250,000.

Bagheri, S., and Stampfli, G.M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451, 123–155, http://www.doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.047

Berra, F., Zanchi, A., Angiolini, L., Vachard, D., Vezzoli, G., Zanchetta, S., Bergomi, M., Javadi, H.R., and Kouhpeima, M. (2017) The upper palaeozoic Godar-e-Siah Complex of Jandaq: Evidence and significance of a north Palaeotethyan succession in Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 138, 272–290, http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2017.02.006

Bons, P.D., and Urai, J.L. (1992) Syndeformational grain growth: microstructures and kinetics. Journal of Structural Geology, 14, 1101–1109, http://www.doi.org/10.1016/0191-8141(92)90038-X

Borghini, G., Fumagalli, P., and Rampone, E. (2009) The Stability of Plagioclase in the Upper Mantle : Subsolidus Experiments on Fertile and Depleted Lherzolite. Journal of Petrology, 51, 229–254, http://www.doi.org/10.1093/petrology/egp079

Brown, M. (2013) Granite : From genesis to emplacement. GSA Bulletin, 125(7-8), 1079–1113, http://www.doi.org/10.1130/B30877.1

Bucher, K., and Grapes, R. (2011) Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Springer Berlin, Heidelberg, http://www.doi.org/10.1007/978-3-540-74169-5

Capedri, S., Venturelli, G., and Photiades, A. (2004) Accessory minerals and d 18 O and d 13 C of marbles from the Mediterranean area. Journal of Cultural Heritage, 5, 27–47, http://www.doi.org/10.1016/j.culher.2003.03.003

Chappell, B.W., and White, A.J.R. (1992) I- and S- type granites in the Lachlan Fold belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 83, 1–26.

Chappell, B.W., Bryant, C.J., Wyborn, D., and White, A.J.R. (1998) High- and low- temperature I-type granites. Resource Geology, 48, 225–235.

Chappell, B.W., White, A.J.R., Williams, I.S., and Wyborn, D. (2004) Low- and high-temperature granites. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 95, 125–140, http://www.doi.org/10.1017/s0263593300000973

Clemens, J.D. (2003) S-type granitic magmas-petrogenetic issues, models and evidence. Earth-Science Reviews, 61, 1–18.

Clemens, J.D., and Watkins, J.M. (2001) The fluid regime of high-temperature metamorphism during granitoid magma genesis. Contributions to Mineralogy and Petroogy, 140, 600–606. http://www.doi.org/10.1007/s004100000205

Deer, W., Howie, R., and Zussman, J. (1992) An Introduction to the Rock forming Minerals, 696 p. 2^nd Edition, Longman, London.

Domanik, K.J., and Holloway, J.R. (1996) The stability and composition of phengitic muscovite and associated phases from 5.5 to 11 GPa: Implications for deeply subducted sediments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, 4133–4150, http://www.doi.org/10.1016/S0016-7037(96)00241-4

Feenstra, A. (1996) An EMP and TEM-AEM study of margarite, muscovite and paragonite in polymetamorphic metabauxites of naxos (Cyclades, Greece) and the implications of fine-scale mica interlayering and multiple mica generations. Journal of Petrology, 37, 201–233, http://www.doi.org/10.1093/petrology/37.2.201

Ghavidel-Syooki, M., Hassanzadeh, J., and Vecoli, M. (2011a) Palynology and isotope geochronology of the Upper Ordovician-Silurian successions (Ghelli and Soltan Maidan Formations) in the Khoshyeilagh area, Eastern Alborz Range, Northern Iran; stratigraphic and Palaeogeographic implications. Review of Palaeobotany and Palynology, 164, 251–271, https://doi.org/10.1016/j.revpalbo.2011.01.006

Ghavidel-Syooki, M., Javier Álvaro, J., Popov, L., Ghobadi Pour, M., Ehsani, M.H., and Suyarkova, A. (2011b) Stratigraphic evidence for the Hirnantian (latest Ordovician) glaciation in the Zagros Mountains, Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 307, 1–16, https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2011.04.011

Gill, R. (2010) Igneous Rocks and Processes: A Practical Guide, 428 p. John Wiley & Sons Ltd, The Atrium, Southern Gate, Chichester.

Haselton, H.T., Hovis, G.L., Hemingway, B.S., and Robie, R.A. (1983) Calorimetric investigation of the excess entropy of mixing in analbite-sanidine solid solutions: lack of evidence for Na,K short- range order and implications for two-feldspar thermometry. American Mineralogist, 68, 398–413.

Hu, G., Zeng, L., Gao, L., Liu, Q., Chen, H., and Guo, Y. (2018) Diverse magma sources for the Himalayan leucogranites : Evidence from B-Sr-Nd isotopes. Lithos, 314–315, 88–99, http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2018.05.022

Hu, P., Zhai, Q., Jahn, B., Wang, J., Li, C., Lee, H., and Tang, S. (2015) Early Ordovician granites from the South Qiangtang terrane, northern Tibet: Implications for the early Paleozoic tectonic evolution along the Gondwanan proto-Tethyan margin. Lithos, 220–223, 318–338, http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2014.12.020

Jung, S., and Pfänder, J. (2007) Source composition and melting temperatures of orogenic granitoids: constraints from CaO/Na₂O, Al₂O₃/TiO₂ and accessory mineral saturation thermometry. European Journal of Mineralogy, 19, 859–870, https://doi.org/10.1127/0935-1221/2007/0019-1774

Khodami, M., Shabanian, N., Nouri, F., Asahara, Y., and Davoudian, A.R. (2022) A record of Late Cambrian–Early Ordovician arc magmatism in Yazd block, Central Iran. Arabian Journal of Geosciences, 15, 876, http://www.doi.org/10.1007/s12517-022-10116-3

McBirney, A. (1993) Is the cumulate paradigm worth saving? 622 p. Eos Transactions American Geophysical Union.

Metcalfe, I. (2021) Multiple Tethyan ocean basins and orogenic belts in Asia. Gondwana Research, 100, 87–130, http://www.doi.org/10.1016/j.gr.2021.01.012

Miller, C.F., McDowell, S.M., and Mapes, R.W. (2003) Hot and cold granites: Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance. Geology, 31, 529–532, http://www.doi.org/10.1130/0091-7613(2003)031<0529:HACGIO>2.0.CO;2

Miller, C.F., Stoddard, E.F., Bradfish, L.J., and Dollase, W.A. (1981) Implications Composition of Plutonic Musgovite. Canadian Mineralogist, 19, 25–34.

Moghadam, F.R., Masoudi, F., Corfu, F., and Homam, S.M. (2018) Ordovician mafic magmatism in an ediacaran arc complex, sibak, northeastern Iran: The eastern tip of the Rheic Ocean. Canadian Journal of Earth Sciences, 55, 1173–1182, http://www.doi.org/10.1139/cjes-2018-0072

Moghadam, H., and Stern, R. (2015) Ophiolites of Iran: Keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia: (II) Mesozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Sciences, 100, 31–59, http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.12.016

Moghadam, H.S., Li, X.-H., Griffin, W.L., Stern, R.J., Thomsen, T.B., Meinhold, G., Aharipour, R., and O’Reilly, S.Y. (2017) Early Paleozoic tectonic reconstruction of Iran: Tales from detrital zircon geochronology. Lithos, 268–271, 87–101, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.09.008

Nabavi, M.H., and Houshmandzadeh, A. (1969) Geological map of Khur, scale 1:100000., Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Nachit, H., Ibhi, A., Abia, E.H., and Ben Ohoud, M. (2005) Discrimation entre biotites magmatiques primaires, biotites rééquilibrées et biotites néoformées. Comptes Rendus - Geoscience, 337, 1415–1420, http://www.doi.org/10.1016/j.crte.2005.09.002

Naeem, M., Burg, J.-P., Ahmad, N., Chaudhry, M.N., and Khalid, P. (2016) U-Pb zircon systematics of the Mansehra Granitic Complex: implications on the early Paleozoic orogenesis in NW Himalaya of Pakistan. Geosciences Journal, 20, 427–447, http://www.doi.org/10.1007/s12303-015-0062-x

Nouri, F., Davoudian, A.R., Shabanian, N., Allen, M.B., Asahara, Y., Azizi, H., Anma, R., Khodami, M., and Tsuboi, M. (2022) Tectonic transition from Ediacaran continental arc to early Cambrian rift in the NE Ardakan region, central Iran: Constraints from geochronology and geochemistry of magmatic rocks. Journal of Asian Earth Sciences, 224, http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2021.105011

Nouri, F., Reza Davoudian, A., Allen, M.B., Azizi, H., Asahara, Y., Anma, R., Shabanian, N., Tsuboi, M., and Khodami, M. (2021) Early Cambrian highly fractionated granite, Central Iran: Evidence for drifting of northern Gondwana and the evolution of the Proto-Tethys Ocean. Precambrian Research, 362, 106291, https://doi.org/10.1016/j.precamres.2021.106291

Pandit, D. (2015) Geochemistry of Feldspar intergrowth microtextures from paleoproterozoic granitoids in Central India: Implications to exsolution processes in granitic system. Journal of the Geological Society of India, 85, 163–182, http://www.doi.org/10.1007/s12594-015-0204-9

Passchier, C., and Trouw, R. (2005) Microtectonics, 2^nd Edition, 366 p. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg.

Passchier, C.W., and Trouw, R.A.J. (2005) Microtectonics, 366 p. Springer, Berlin, http://www.doi.org/10.1007/978-3-662-08734-3

Patiño Douce, A.E. (1999) What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? Geological Society, London, Special Publications, 168, 55-75, http://www.doi.org/10.1144/GSL.SP.1999.168.01.05

Pichavant, M., Montel, J.-M., and Richard, L.R. (1992) Apatite solubility in peraluminous liquids: Experimental data and an extension of the Harrison-Watson model. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56, 3855–3861, http://www.doi.org/10.1016/0016-7037(92)90178-L

Pitcher, W.S. (1997) The Nature and Origin of Granite. The Nature and Origin of Granite, http://www.doi.org/10.1007/978-94-011-5832-9

Poirier, J.-P. (1985) Creep of Crystals: High-Temperature Deformation Processes in Metals, Ceramics and Minerals. Cambridge Earth Science Series. Cambridge University Press, http://www.doi.org/10.1017/CBO9780511564451

Pupin, J.P. (1980) Zircon and granite petrology. Contributions to Mineralogy and Petrology, 73, 207–220, http://www.doi.org/10.1007/BF00381441

R.H. Vernon (1976) Metamorphic Processes. London, Murby. New York, Wiley.

Ramezani, J., and Tucker, R.D. (2003) The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science, 303, 622–665, http://dx.doi.org/10.2475/ajs.303.7.622

Rapp, R.P., and Watson, E.B. (1995) Dehydration melting of metabasalt at 8–32 kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology, 36, 891–931, http://www.doi.org/10.1093/petrology/36.4.891

Raumer, J.F. Von, Stampfli, M., and Arenas, R. (2015) Ediacaran to Cambrian oceanic rocks of the Gondwana margin and their tectonic interpretation. International Journal of Earth Sciences, 104, 1107–1121, http://www.doi.org/10.1007/s00531-015-1142-x

Reyre, D., and Mohafez, S. (1970) Une première contribution des accords NIOC-ERAP a la connaissance géologique de l’Iran. Revue de l’Institut Français du Pétrole, XXV, 979–1014.

Romanko, E., Susov, M., Dvoryankin, A., Tkachev, E.-G.S., Krivyakin, B., Orozov, L., Silaev, V., Kiristaev, V., and Desyaterik, N. (1979) Geology and minerals of Jandaq area (Central Iran).

Rong, J., and Wang, F. (2016) Metasomatic textures in granites : evidence from petrographic observation, 144 p, http://www.doi.org/10.1007/978-981-10-0666-1_2

Rossetti, F., Nozaem, R., Lucci, F., Vignaroli, G., Gerdes, A., Nasrabadi, M., and Theye, T. (2015) Tectonic setting and geochronology of the Cadomian (Ediacaran-Cambrian) magmatism in Central Iran, Kuh-e-Sarhangi region (NW Lut Block). Journal of Asian Earth Sciences, 102, 24–44, http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.07.034

Samadi, R., Torabi, G., Dantas, E.L., Morishita, T., and Kawabata, H. (2022) Ordovician crustal thickening and syn-collisional magmatism of Iran: Gondwanan basement along the north of the Yazd Block (Central Iran). International Geology Review, 64, 2151–2165, http://www.doi.org/10.1080/00206814.2021.1972352

Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., and Schaefer, B. (2018) A magmatic record of Neoproterozoic to Paleozoic convergence between Gondwana and Laurasia in the northwest margin of the Central-East Iranian Microcontinent. Journal of Asian Earth Sciences, 166, 35–47, http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2018.07.008

Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., Meisel, T., Harris, C., Morishita, T., and Tamura, A. (2020) Origin of Lower Paleozoic S-type magmatism in a northern terrane of Gondwana (Central Iran): Geochemical and isotopic approach. Periodico di Mineralogia, 89, 189–213, http://www.doi.org/10.2451/2020PM16608

Simpson, C., and Wintsch, R.P. (1989) Evidence for deformation-induced K-feldspar replacement by myrmekite, 261–275.

Sylvester, P.J. (1998) Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45, 29–44, http://www.doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00024-3

Tischendorf, G., Förster, H.-J., and Gottesmann, B. (2001) Minor- and trace-element composition of trioctahedral micas: a review. Mineralogical Magazine, 65, 249–276, http://www.doi.org/10.1180/002646101550244

von Huene, R., and Scholl, D.W. (1991) Observations at convergent margins concerning sediment subduction, subduction erosion, and the growth of continental crust. Reviews of Geophysics, 29, 279–316.

Waldron, K., Parsons, I., and Brown, W.L. (1993) Solution-redeposition and the orthoclase-microcline transformation: evidence from granulites and relevance to ¹⁸O exchange. Mineralogical Magazine, 57, 687–695, http://www.doi.org/10.1180/minmag.1993.057.389.13

Wan, B., Chu, Y., Chen, L., Liang, X., Zhang, Z., Ao, S., and Talebian, M. (2021) Paleo-Tethys subduction induced slab-drag opening the Neo-Tethys: Evidence from an Iranian segment of Gondwana. Earth-Science Reviews, 221, http://www.doi.org/10.1016/j.earscirev.2021.103788

Watson, E.B., and Harrison, T.M. (1983) Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters, 64, 295–304, http://www.doi.org/10.1016/0012-821X(83)90211-X

Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187, http://www.doi.org/10.2138/am.2010.3371

Statistics

Article View: 834

PDF Download: 457

Journal management system. designed by sinaweb

Related Links

News

Statistics

Paleozoic high-temperature metamorphism and deformation related to Proto-Tethys closure and Paleo-Tethys opening in the north of Central-East Iranian Microcontinent, based on the mineralogy of Airakan metagranite

روش انجام پژوهش

سنگ‌نگاری

شیمی کانی‌ها

بحث

شرایط دیرینه زمین‌ساختیِ دگرگونی و دگرریختی

برداشت