دگرگونی رخساره گرانولیت در مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار تکاب، شمال‌غرب ایران

مقدمه

مرمر‌ها سنگ‌های آهکی دگرگون شده‌ای هستند که تقریباً به‌طور اصلی از کانی‌های کربناته تشکیل شده‌اند و مقادیر کانی‌های دیگر در آن‌ها فرعی است. مرمر‌ها بر اساس حضور کلسیت و دولومیت در دو گروه مهم مرمر‌های کلسیتی و مرمر‌های دولومیتی طبقه‌بندی می‌شوند. کلسیت به جز در فشار‌های خیلی زیاد که به آراگونیت تبدیل می‌شود، در سایر شرایط پایدار است و حتی آراگونیتی که در هنگام مدفون‌شدگی کلسیت تشکیل می‌شود در اکثر موارد در هنگام بالا آمدگی دوباره به‌طور کامل به کلسیت تبدیل می‌شود. علی‌رغم نبود واکنش‌های کانی‌شناسی مهم در مرمرها، این سنگ‌ها به‌علت تبلور دوباره کلسیت/دولومیت و درشت‌تر شدن دانه‌های آن اغلب تغییرات شدید بافتی نشان می‌دهند.

مرمر‌های حاوی دولومیت، شاخص‌های مفیدی برای درجه دگرگونی هستند. زیرا در آن‌ها مجموعه‌ای از سیلیکات‌های کلسیم-منیزیوم مانند ترمولیت، کلینوپیروکسن و الیوین در شرایط فشار و حرارت معمول در دگرگونی تشکیل می‌شود. شرایط دقیق رشد کلینوپیروکسن و الیوین بستگی به ترکیب سنگ دارد، علی‌رغم اینکه در مطالعات قدیمی ظهور الیوین مقدم بر دیوپسید در نظر گرفته می‌شد. بنابراین، درجه حرارت ظهور کلینوپیروکسن و الیوین بسیار نزدیک به هم بوده، تغییرات اتفاقی در لیتولوژی می‌تواند تعیین کننده ترتیب نسبی ظهور آن‌ها باشد. بر اساس Yardley (1989)، همراهی و هم‌زیستی کانی کلینوپیروکسن و الیوین با یکدیگر نسبت به حضور منفرد هر یک از آن‌ها به درجه حرارت بیشتری نیاز دارد.

کمپلکس دگرگونی تکاب در شمال‌غرب ایران به سن نئوپروتروزوئیک-کامبرین دارای ویژگی‌های تکتونیکی، چینه‌شناسی، سنگ‌شناسی و ژئوکرونولوژی مشابه با زون ایران مرکزی دارد که بر این اساس، بخشی از زون ایران مرکزی نیز در نظر گرفته می‌شود (Hajialioghli et al., 2007). ناپیوستگی بین سنگ‌های دگرگونی نئوپروتروزوئیک-کامبرین پیشین با سنگ‌های کامبرین بالایی و حضور رخساره‌های رسوبی با ضخامت‌های بالایی از مرمر‌های دولومیتی میان لایه با سنگ‌های آتشفشانی و آذر-آواری متعلق به محیط‌های توربیدایتی و آب‌های عمیق، به عنوان شواهدی از سیستم قوس-گودال در طول حاشیه اقیانوس پروتوتتیس در شمال‌غرب ایران است (Hajialioghli et al., 2007).

کمپلکس تکاب از لحاظ سنگ‌شناسی، از انواع سنگ‌های دگرگونی شامل متاپلیت، متابازیت و آهک‌های دگرگون در رخساره‌های دگرگونی شیست سبز تا گرانولیت تشکیل شده است. در این مطالعه، کانی‌شناسی و پتروگرافی انواع مرمر‌های دولومیتی تکاب مطالعه شده و ترکیب شیمی کانی‌های همراه در مرمر‌های گرانولیتی شامل الیوین، کلسیت و دولومیت مشخص شده است.

زمین‌شناسی منطقه

کمپلکس دگرگونی تکاب در شمال‌غرب ایران در عرض جغرافیایی ′30 °37 و′30 °36 شمالی و طول جغرافیایی ′45 °47 و ′5 °47 شرقی واقع شده است. این منطقه از لحاظ تقسیم‌بندی ساختاری در زون سنندج-سیرجان (Alavi, 2004; Gilg et al., 2006) واقع شده است (شکل 1). همچنین، بر اساس نبوی (1355) منطقه تکاب بخشی از زون ایران مرکزی است.

شکل 1- موقعیت منطقه مورد مطالعه در تقسیم‌بندی ساختاری (Gilg et al., 2006).

سن پروتولیت کمپلکس دگرگونی در مجموعه تکاب بر اساس شواهد استراتیگرافی، پترولوژیک و فسیل‌شناسی در نقشه زمین‌شناسی 100000/1 تخت سلیمان (باباخانی و قلمقاش، 1371) به پرکامبرین و کامبرین نسبت داده شده است. بر اساس سن سنجی U/Pb زیرکن و داده‌های سنی ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb (تصحیح شده نسبت به ²⁰⁴Pb) در زیرکن‌های به ارث رسیده در ملانوسوم میگماتیت‌های مافیک، سن قدیمی‌‌ترین سنگ‌ها در پوسته قاره‌ای تکاب در حدود 2800 میلیون سال به‌دست آمده است (Moazzen and Hajialioghli, 2008). سنگ‌های آتشفشانی ائوسن و رسوبات رودخان‌های عهد حاضر به‌طور ناپیوسته کمپلکس دگرگونی را پوشانیده است. کمپلکس دگرگونی تکاب از انواع سنگ‌های دگرگونی با ترکیب شیست‌های بازیک، شیست‌های رسی، آمفیبولیت، گنیس، میگماتیت، گرانولیت‌های مافیک، گرانولیت‌های کالک‌سیلیکات، مرمرها، متاپریدوتیت‌ها و توده‌های گرانیتوئیدی پراکنده تشکیل شده است (Moazzen et al., 2009). موقعیت سنگ‌های نمونه‌برداری شده در شکل 2 نشان داده شده است.

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی کمپلکس دگرگونی تکاب و موقعیت نمونه برداری نمونه‌ها در آن (اقتباس از باباخانی و قلمقاش، 1371).

برونزد سنگ‌های دگرگونی آهکی به‌صورت میان لایه با سنگ‌های متاپریدوتیت، گرانولیت و آمفیبولیت مشاهده می‌شود (شکل 3). بر اساس پژوهش‌های حمدی (1374)، برخی از مرمر‌ها دارای فسیل‌هایی از کامبرین فوقانی، مانند: Latouchella sp., Bemella sp. و Halkiera stenobasis هستند. سنگ‌های آهک دگرگون شده در منطقه مورد مطالعه بر اساس حضور کانی‌های کلسیت/دولومیت و ناخالصی‌های Al و Si در کانی‌ها در دو گروه مرمر‌ها و کالک‌سیلیکات‌ها طبقه‌بندی شده‌اند. در نمونه‌ها ی دستی، مرمر‌ها دارای بافت متبلور و رنگ روشن هستند. کالک‌سیلیکات‌ها دارای ناخالصی‌هایی از Si و Al بوده که با افزایش ناخالصی رنگ آن‌ها از زرد روشن، زرد قهوه‌ای به خاکستری و خاکستری تیره تغییر می‌یابد.

شکل 3- (a برونزد سنگ‌های آهکی دگرگون شده به‌صورت میان لایه در داخل سنگ‌های متاپریدوتیت و متابازیت، (b برونزد سنگ‌های آهکی دگرگون شده (مرمر=Mb و الترامافیک= Um و آمفیبولیت=(Mtam

رخساره گرانولیت، بالا‌ترین درجه دگرگونی در کمپلکس تکاب است که باعث تشکیل گرانولیت‌های متابازیک و گرانولیت‌های کالک‌سیلیکات شده است (Moazzen et al., 2009). سنگ‌های متابازیک در درجه دگرگونی‌های بالا ذوب شده و میگماتیت‌های مافیک در این ارتباط تشکیل شده‌اند (Hajialioghli et al., 2011). ذوب‌بخشی سنگ‌ها در ارتباط با رخداد فاز‌های کوهزایی آلپی در ترشیاری اتفاق افتاده است (Hajialioghli et al., 2007).

روابط بافتی، نتایج شیمی کل سنگ و محاسبات تعادل جرمی (mass balance)، تشکیل میگماتیت‌های مافیک از ذوب‌بخشی سنگ‌های متابازیک را تایید می‌کنند (حاجی‌علی‌اوغلی، 1386). توده‌های گرانیتوئیدی با ترکیب متاآلومینوس به‌صورت پراکنده در داخل میگماتیت‌های مافیک و دگرگونی‌های متابازیک منطقه نفوذ کرده است (Hajialioghli et al., 2011). کاهش دما و فشار بر سنگ‌های دگرگونی منطقه تاثیر کرده و باعث ظهور مجموعه کانی‌های دما پایین در شرایط دگرگونی پس‌رونده شده است.

سنگ‌های گرانولیت به‌صورت پس‌رونده در رخساره آمفیبولیت دگرگون شده‌اند. برخی از شواهد بافتی و کانی‌شناسی دگرگونی پس‌رونده در گرانولیت‌های متابازیک تکاب عبارتند از: (a) حضور روتیل به‌صورت میانبار در گارنت؛ (b) سیمپلکتیت هورنبلند + پلاژیوکلاز در اطراف گارنت حاصل از شکست پورفیروبلاست‌های پیشین (کانی‌های پیروکسن) )برای مثال مطالعات Zhang 1999; Guo et al., 2002) و (c) سیمپلکتیت اسپینل و آمفیبول در اطراف پورفیروبلاست‌های گارنت (برای مثال مطالعات: Nakano et al., 2004; O’Brien and Rotzler, 2003; O’Brien et al., 2005). در گرانولیت‌های کالک‌سیلیکات کانی‌های اسکاپولیت، گارنت و کلینوپیروکسن بقایای کانی‌های اوج دگرگونی هستند (Moazzen et al., 2009). مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار تکاب حاصل دگرگونی در رخساره گرانولیت هستند که تحت شرایط دگرگونی پس‌رونده به ترمولیت (± کلینوکلر) مرمر دگرگون شده‌اند.

شکل 3- (a برونزد سنگ‌های آهکی دگرگون شده به‌صورت میان لایه در داخل سنگ‌های متاپریدوتیت و متابازیت، (b برونزد سنگ‌های آهکی دگرگون شده (مرمر=Mb و الترامافیک= Um و آمفیبولیت=(Mtam

روش انجام پژوهش

کانی‌های اوج دگرگونی، شامل: الیوین، دولومیت و کلسیت در نمونه‌های معرف از مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار که روابط بافتی و کانی‌شناسی آن قبلاً با مطالعات پتروگرافی مشخص شده بود، توسط میکروپروب SX100 CAMECA در دانشگاه منچستر انگلستان با ولتاژ kV 15 و شدت جریان nA 20-10 تجزیه شد. مقادیر آهن در ترکیب الیوین، Fe²⁺ فرض شده است. علایم اختصاری کانی‌ها از Kretz (1983) است.

پتروگرافی سنگ‌های آهکی دگرگون شده

سنگ‌های آهکی دگرگون شده در منطقه تکاب بر اساس فراوانی مودال کانی‌های کلسیت/دولومیت و کانی‌هایی سیلیکاتی با ناخالصی‌هایی از Al و Si در دو گروه اصلی مرمر‌ها و سنگ‌های کالک‌سیلیکات طبقه‌بندی شده‌اند. سنگ‌های کالک‌سیلیکات علاوه بر کلسیت دارای مقادیر قابل ملاحظه‌ای از کانی‌های آلومینیوسیلیکات شامل گارنت، اسکاپولیت، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز، آمفیبول، اپیدوت و زوئیزیت هستند. سنگ‌های اسکاپولیت-کلینوپیروکسن-گارنت کالک‌سیلیکات در درجه دگرگونی‌های بالا در رخساره گرانولیت دگرگون شده‌اند (شکل 4-f) (Moazzen et al., 2009). رخداد فرایند‌های دگرگونی پس‌رونده باعث از بین رفتن کانی‌های دگرگونی اوج مانند کلینوپیروکسن و اسکاپولیت و تشکیل مجموعه کانی‌های دما پایین در این سنگ‌ها شده است (Moazzen et al., 2009). کلسیت/دولومیت کانی اصلی تشکیل دهنده مرمر‌ها در منطقه مورد مطالعه است. بافت‌های گرانوبلاستیک و گرانوبلاستیک موزائیکی (equigranoblastic) با نقطه اتصال سه تایی (triple point junction) از انواع بافت‌های معمول در اغلب مرمرهاست. الیوین، اپیدوت، پلاژیوکلاز، زوئیزیت، ترمولیت و تیتانیت در مقادیر فرعی در این سنگ‌ها حضور دارند. زیرکن و آپاتیت کانی‌های کمیاب هستند. جدول 1 مجموعه کانی‌ها در مرمر‌های منطقه تکاب را نشان می‌دهد.

جدول 1- مجموعه کانی‌های دگرگونی در مرمر‌ها ی تکاب. علایم اختصاری کانی‌ها از Kretz (1983) است (X: کانی اصلی، O: کانی فرعی، A: کانی دگرسان شده).

انواع مرمر‌ها بر اساس مجموعه کانی‌های دگرگونی (assemblage) عبارتند از:

(الف) مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار: مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار در جنوب‌شرق روستای قوزلو به‌همراه سنگ‌های گرانولیتی کالک‌سیلیکات، گرانولیت‌های مافیک و سنگ‌های متااولترامافیکی مشاهده می‌شود (شکل 1). بافت شاخص در این سنگ‌ها پورفیروگرانوبلاستیک است (شکلa-b4). دولومیت بیشتر از 75% حجمی این سنگ‌ها را تشکیل داده است. کانی‌های الیوین (تا 15 % حجمی سنگ)، کلسیت و پلاژیوکلاز در مقادیر فرعی در این سنگ‌ها حضور دارند. مجموعه کانی‌های دگرگونی اوج (pick metamorphic) در مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار در طی دگرگونی پس‌رونده به‌شدت توسط مجموعه کانی‌های دما پایین ترمولیت ثانویه+دولومیت جایگزین شده است. بقایای الیوین به‌صورت دانه‌های کوچک و بی‌شکل در داخل بافت سودومورف مشخص است (شکل‌های 4-a و 4-b). تیتانیت در اطراف ایلمنیت در برخی نمونه‌ها در شرایط دگرگونی پس‌رونده تشکیل شده است.

(ب) فلوگوپیت- اپیدوت (±) ترمولیت مرمر:‌برونزد این سنگ‌ها در شمال‌غرب روستای بگلوکندی مشاهده می‌شود (شکل 2). کلسیت و دولومیت در این سنگ‌ها بیشتر از 90% حجمی سنگ‌ها را تشکیل می‌دهد. کلسیت/دولومیت داری کلیواژ‌های رومبوهدریک مشخص بوده و ‌اندازه آن تا 8/0 میلی‌متر می‌رسد (شکل 4-d). فلوگوپیت تا 7/0 میلی‌متر و با چند رنگی قهوه‌ای کم‌رنگ در حدود 8-5 درصد حجمی سنگ را تشکیل داده است. بیوتیت با چند رنگی شدید و مسکوویت بی‌رنگ در برخی از نمونه‌ها حضور دارند. مسکوویت بی‌رنگ در این سنگ‌ها حاصل دگرسانی بیوتیت است. آمفیبول سبز-آبی (پارگازیت) در مقادیر جزئی در برخی از سنگ‌ها تشکیل شده است. کانی‌های فلوگوپیت، بیوتیت و کمتر پارگازیت به موازات شیستوزیته جهت‌یابی شده‌اند. اپیدوت، پلاژیوکلاز و کوارتز در مقادیر فرعی (کمتر از 5%) حضور دارد (شکل 4-e). ترمولیت در پاراژنز برخی از سنگ‌ها مشاهده می‌شود. بافت گرانوبلاستیک و گرانوبلاستیک هم‌بعد (equigranoblastic)، معمول‌‌ترین بافت‌ها در این سنگ‌ها هستند. در برخی از نمونه‌ها بافت triple junction با زاویه 120 درجه با‌اندازه دانه‌ها تا 5/2 میلی‌متر تشکیل شده است.

شکل 4- (a جانشینی الیوین توسط مجموعه کانی‌های ترمولیت ثانویه و دولومیت. دولومیت همچنین، در بافت گرانوبلاستیک زمینه سنگ مشاهده می‌شود. حالت XPL، (b همان در حالت PPL، (c فلوگوپیت در مرمر. کلسیت/دولومیت داری کلیواژ‌های رومبوهدریک مشخص بوده، ‌اندازه آن تا 8/0 میلی‌متر می‌رسد. حالت PPL، (d اپیدوت و تیتانیت در مرمر، حالت PPL، (e تیانیت اپیدوت درمرمر با بافت گرانوبلاستیک، حالت PPL، (f اسکاپولیت در گرانولیت کالک‌سیلیکات، حالت XPL.

(پ) ترمولیت (±) اپیدوت مرمر: برونزد این سنگ‌ها در جنوب روستای بنفشه دره سی مشاهده می‌شود (شکل 2). کلسیت/دولومیت بیشتر از 89% حجمی این سنگ‌ها را تشکیل می‌دهد. ترمولیت (5-9%) و پلاژیوکلاز (4-8%) از دیگر کانی‌های مهم در پاراژنز سنگ هستند. در برخی از نمونه‌ها اپیدوت در‌اندازه 3/0 میلی‌متر تا 5% حجمی سنگ را تشکیل می‌دهد. تیتانیت و کوارتز در مقادیر فرعی هستند (شکل 4-f).‌ اندازه کانی‌های کلسیت/دولومیت تا 5/1 میلی‌متر می‌رسد. آمفیبول با چند رنگی سبز در برخی از نمونه‌ها حضور دارد. زوئیزیت در‌اندازه 2/0 میلی‌متر در نمونه RA15-c مشاهده می‌شود. بیوتیت ثانویه حاصل دگرسانی هورنبلند است. بافت گرانوبلاستیک دانه ریز تا دانه متوسط بافت اصلی این سنگ‌ها را تشکیل می‌دهد. مجموعه کانی‌های زوئیزیت و هورنبلند همزیست با کوارتز در برخی از نمونه‌ها احتمالاً حاصل تجزیه پیروکسن هستند.

شیمی کانی‌ها

در این قسمت شیمی کانی‌های اوج دگرگونی در مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار بررسی می‌شود. هدف از مطالعه شیمی کانی‌های دگرگونی، تعیین ترکیب شیمی کانی‌ها در مرمر‌های الیوین‌دار و بررسی شرایط P-T تشکیل این سنگ‌ها در منطقه مورد مطالعه است.

دولومیت:

دولومیت اصلی‌ترین فاز کربنات در مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار منطقه مورد مطالعه است. فرمول دولومیت بر اساس دو کاتیون و یک اتم اکسیژن محاسبه شده است (جدول 2). ترکیب محاسبه شده دولومیت به‌صورت Ca (Mg_0.84-0.92Fe_0.08-0.16) CO₃ است. مقدار Mn در دولومیت کم (29/0-19/0 درصد وزنی) است. مقادیر آهن در ترکیب دولومیت‌ها کم است. شکل 5 ترکیب شیمی کانی‌های دولومیت تجزیه شده در نمودار Ca-Fe-Mg را نشان می‌دهد.

شکل 5- ترکیب شیمی کانی‌های کلسیت (دایره تو خالی) و دولومیت (دایره تو پر) در مرمر‌های دولومیتی.

کلسیت:

فرمول کلسیت بر اساس 2 کاتیون و 1 اکسیژن محاسبه شده است (جدول 2(. شکل 5 ترکیب شیمی کانی‌های کلسیت تجزیه شده در نمودار Ca-Fe-Mg را نشان می‌دهد. کانی‌های کلسیت تجزیه شده دارای مقادیری Mn و Fe (wt%65>) است. Mg در مقادیر بسیار جزئی در حدود wt%2/0 است.

الیوین:

الیوین به‌صورت کانی‌های دانه ریز و بی‌شکل، باقی مانده از مرحله دگرگونی اوج در مرمر‌های دولومیتی است. فرمول ساختمانی الیوین بر اساس 3 کاتیون و 4 اکسیژن محاسبه شده است. ترکیب نمونه‌های تجزیه شده به‌صورت نسبتاً یکنواخت Mg_1.61-1.68Fe_0.37-0.38 است. ترکیب الیوین در نمودار شکل 6 در نزدیکی راس Mg واقع می‌شود. عدد منیزیوم Mg#=[Mg/(Mg+Fe)] در الیوین‌های تجزیه شده بالاست (82/0-81/0).

شکل 6- ترکیب شیمی کانی‌های الیوین در مرمر‌های دولومیتی

جدول 2- مینرال‌شیمی کانی‌های کلسیت و دولومیت در مرمر‌های تکاب

جدول 3- ترکیب شیمی الیوین در مرمر‌های دولومیتی تکاب

بررسی فرایند‌های دگرگونی پیش‌رونده در مرمر‌های دولومیتی تکاب

مرمر‌های حاوی دولومیت شاخص‌های مفیدی برای درجه دگرگونی هستند، زیرا در آن‌ها مجموعه‌ای از سیلیکات‌های کلسیم-منیزیوم، مانند: ترمولیت، کلینوپیروکسن و الیوین در شرایط فشار و حرارت معمول در دگرگونی تشکیل می‌شود. مرمر‌های ناخالص، علاوه بر کانی‌های کربنات، کوارتز و سیلیکات‌های کلسیم-منیزیوم می‌توانند دارای فاز‌هایی نظیر میکا، فلدسپار، گارنت و غیره باشند.

تالک در مقادیر کم، کانی شاخص مرمر‌های غنی از کوارتز در شرایط دگرگونی رخساره شیست سبز است (Dol+Cal+Qtz+Tlc).

واکنش تشکیل تالک در مرمر‌های درجه دگرگونی پایین به این صورت است:

3CaMg(CO₃)₂ + 4SiO₂+H₂O= Mg₃Si₄O₁₀(OH)₂ + 3CaCO₃+3CO₂

(Dol + Qtz + H₂O → Tlc + Cal + CO₂)

دولومیت‌های رسوبی که ناخالصی پتاسیم به‌صورت پتاسیم فلدسپار درجازا (autogenic) دارند، تالک در درجه دگرگونی‌های پایین این سنگ‌ها تشکیل نخواهد شد (Bucher and Frey, 1994).

مجموعه کانی‌ها در مرمر‌های دولومیتی درجه پایین کمپلکس دگرگونی تکاب که دارای پتاسیم فلدسپار در سنگ اولیه دولومیت‌های رسوبی است، به‌صورت Dol+Cal+Qtz+Kfs است.

فلدسپار پتاسیم اولین کانی‌ای است که در طی دگرگونی پیش‌رونده از مجموعه کانی‌شناسی مرمر‌ها حذف شده و فلوگوپیت ظاهر شده است. مجموعه کانی‌های دگرگونی در مرمر‌های منطقه تکاب با افزایش درجه دگرگونی به‌صورت Dol+Cal+Qtz+Phl است.

واکنشی که پتاسیم فلدسپار را مصرف می‌کند و فلوگوپیت (بیوتیت) را جایگزین آن می‌کند، عبارت است از:

3CaMg(CO₃)₂+KAlSi₃O₈+H₂O = KMg₃AlSi₃O₁₀(OH)₂+ 3CaCO₃+ 3CO₂

(Dol + Kfs + H₂O → Phl + Cal + CO₂)

پتاسیم مورد نیاز همچنین، می‌تواند از سیال گرمابی به شکل کمپلکس مناسب نیز تامین شود.

با افزایش بیشتر دما، ترمولیت نیز به‌صورت همزیست با فلوگوپیت در مرمر‌های دولومیتی مورد مطالعه ظاهر شده است. مجموعه کانی‌های دگرگونی در این سنگ‌ها به‌صورت Dol+Cal+Tr+Phl است.

واکنش تشکیل ترمولیت پیش‌رونده عبارت است از:

10CaMg(CO₃)₂+16SiO₂+2H₂O = 2Ca₂Mg₅Si₈O₂₂(OH)₂ +6CaCO₃+14CO₂

(Dol + Qtz + H₂O → Tr + Cal + CO₂)

مرمر‌های ترمولیت‌دار مشخصه رخساره آمفیبولیت تحتانی تا میانی هستند (Bucher and Frey, 1994).

فلوگوپیت در سنگ‌های حاوی Dol و Cal اضافی تا درجات بسیار بالا پایدار باقی می‌ماند (Bucher and Frey, 1994).

حضور جزئی ناخالصی‌های سدیم در مرمر‌های دولومیتی تکاب، روابط فازی مرمر‌های دولومیتی آلومنیوم‌دار را پیچیده کرده است. با افزایش دما، ترمولیت ناپایدار شده و آمفیبول پارگازیتی در این سنگ‌ها ظاهر شده است. واکنش تبادلی ترمولیت-پارگازیت به‌صورت □Mg₂Si=Na₃Al، □) سایت خالی) است. واکنش تبادلی فوق در دما‌های بالا باعث تشکیل آمفیبول‌های پارگازیتی در مجموعه کانی‌های دگرگونی مرمر‌های دولومیتی تکاب شده است. در نتیجه، حد فوقانی دمای پایداری آمفیبول در مرمر‌های دولومیتی تکاب در مقایسه با سیستم‌های ساده CMS-HC در مرمر‌های خالص به دما‌های بالاتری انتقال یافته است.

فورستریت در سنگ‌های دولومیتی فقیر از سیلیس ظاهر می‌شود در حالیکه دیوپسید در سنگ‌های نسبتاً سیلیسی و یا سنگ‌های فقیر از دولومیت ظاهر می‌شود. تحت شرایط رخساره گرانولیت (دمای بیش از  °C 800 و فشار kbar 8 یا دمای بیش از °C 700 و فشار kbar 5، Bucher and Frey, 1994)) فورستریت در دولومیت مرمر‌ها ظاهر می‌شود. واکنش ظهور فورستریت در مرمر‌های دولومیتی به‌صورت زیر است:

Ca₂Mg₅Si₈O₂₂(OH)₂ +3CaMg(CO₃)₂=8MgSiO₃+5CaCO₃+H₂O+CO₂

(Tr + Dol + Fo → Cal + H₂O + CO₂)

واکنش احتمالی ظهور فورستریت همزیست با دیوپسید در دما‌های بالاتر به این صورت است:

Ca₂Mg₅Si₈O₂₂(OH)₂ +CaCO₃=3CaMgSi₂O₆+2MgSiO₃+H₂O+CO₂

(Tr + Cal → Di + Fo + H₂O + CO₂)

جدول 4 مجموعه کانی‌های دگرگونی و واکنش‌های دگرگونی پیش‌رونده در مرمر‌های دولومیتی کمپلکس دگرگونی تکاب را نشان می‌دهد.

جدول 4- مجموعه کانی‌ها و واکنش‌های دگرگونی پیش‌رونده در سنگ‌های آهکی دگرگون شده تکاب

دماسنجی و فشار سنجی مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار

محاسبه شرایط P-T دگرگونی پیش‌رونده بر اساس ژئوترموبارومتر‌های معمول به‌علت فقدان مجموعه کانی‌های مناسب در مرمر‌ها بسیار مشکل است. مطمئن‌‌ترین راه تخمین فشار و حرارت دگرگونی پیش‌رونده در مرمر‌ها، آن است که تاریخچه تحولی کلی ناحیه مورد مطالعه به تفصیل بررسی و مقایسه شود (برای مثال مقایسه با تحولات دگرگونی کالک‌سیلیکاتها، متابازیت‌ها و ...).

سنگ‌های اسکاپولیت-کلینوپیروکسن-گارنت کالک‌سیلیکات در کمپلکس دگرگونی تکاب در دمای حدود°C 790 و فشار حدود 8-9 کیلوبار در رخساره گرانولیت دگرگون شده‌اند (Moazzen et al., 2009). تشکیل اسکاپولیت در سنگ‌های دگرگونی به دما‌های بالا در رخساره گرانولیت (˚C < 800) نسبت داده شده است (Moecher and Essene, 1990).

بر اساس ظهور الیوین در زمینه گرانوبلاستیک مرمر‌های دولومیتی فقیر از سیلیس، دمای بیش از°C 800 در فشار 8 کیلوبار (Bucher and Frey, 1994) برای تشکیل مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار تکاب پیشنهاد می‌شود.

در دما‌های کمتر از °C 800 فورستریت تن‌ها از طریق واکنش مرمر با یک فاز سیال غنی از آب با ﻣﻨﺸﺄ خارجی تشکیل می‌شود (Bucher and Frey, 1994) که در این حالت فورستریت در شکستگی‌ها یا مناطق برشی و به‌صورت رگه‌ای تشکیل می‌شود. فورستریت در مرمر‌های دولومیتی مورد مطالعه در تعادل بافتی با کانی‌های دولومیت در زمینه گرانوبلاستیک بوده و پر کننده شکستگی‌ها نبوده و یا در ارتباط با مناطق برشی تشکیل نشده است.

بنابراین، دما و فشار تخمین زده شده برای مرمر‌های الیوین‌دار مورد مطالعه (P=8 kbar, T≥800 °C) با دما‌های به‌دست آمده برای گرانولیت‌های کالک‌سیلیکات کمپلکس تکاب 790 ~ Tدر فشار P=8-9 kbar (Moazzen et al., 2009) مطابقت دارد.

نتیجه‌گیری

- رخساره گرانولیت، بالا‌ترین درجه دگرگونی در کمپلکس تکاب است که باعث تشکیل گرانولیت‌های متابازیک، گرانولیت‌های کالک‌سیلیکات و مرمر‌های الیوین‌دار شده است. سنگ‌های متابازیک در درجه دگرگونی‌های بالا ذوب شده و میگماتیت‌های مافیک و توده‌های گرانیتوئیدی با ﻣﻨﺸﺄ ذوب‌بخشی در این ارتباط تشکیل شده‌اند (Hajialioghli et al., 2011).

- دگرگونی پس‌رونده در طی بالا آمدگی سنگ‌های پوست‌های اتفاق افتاده است. بررسی بافت‌های واکنشی و مجموعه کانی‌های دگرگونی، مرحله انتقال از رخساره گرانولیت به رخساره آمفیبولیت را نشان می‌دهد. برخی از شواهد بافتی و کانی‌شناسی دگرگونی پس‌رونده در گرانولیت‌های متابازیک منطقه مورد مطالعه عبارتند از: (a) حضور روتیل به‌صورت اینکلوژن در گارنت؛ (b) سیمپلکتیت هورنبلند+پلاژیوکلاز در اطراف گارنت حاصل از شکست پورفیروبلاست‌های پیشین (کانی‌های پیروکسن) و (c) سیمپلکتیت اسپینل و آمفیبول در اطراف پورفیروبلاست‌های گارنت.

- در گرانولیت‌های کالک‌سیلیکات کانی‌های اسکاپولیت، گارنت و کلینوپیروکسن بقایای کانی‌های اوج دگرگونی هستند.

- شرایط دما و فشار مرحله اوج دگرگونی در مرمر‌های دولومیتی الیوین‌دار تکاب °C800T≥ در فشار 8 کیلوبار تعیین شده است که با شرایط دما و فشار به‌دست آمده برای تشکیل گرانولیت‌های کالک‌سیلیکات در کمپلکس دگرگونی تکاب در دمای 790 درجه سانتی گراد و فشار حدود 9-8 کیلو بار (Moazzen et al., 2009) مطابقت دارد.

- مرمر‌های دولومیتی تکاب تحت شرایط دگرگونی پس‌رونده و در طی بالا آمدگی سنگ‌ها به ترمولیت -(±)کلینوکلر مرمر دگرگون شده‌اند.

سپاسگزاری

از دکتر Giles Droop در دانشگاه منچستر انگلستان به خاطر تجزیه میکروپروب کانی‌ها و دکتر محسن مؤذن در دانشگاه تبریز، به خاطر راهنمایی‌های آنان و از داوران محترم مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، به خاطر ارائه نظرهای ارزنده برای ارتقای سطح علمی مقاله، صمیمانه سپاسگزاری و قدردانی می‌شود.