مقدمه

دگرگونی تحت‌تأثیر عوامل گوناگونی مانند دما، فشار، ترکیب سیال رخ می‌دهد. افزون‌بر آنها، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر می‏‌تواند نقشی تعیین‌کننده در پیدایش کانی‏‌ها در هنگام دگرگونی داشته باشد. محاسبة‌ نمودارهای ترمودینامیکی فازی، یکی از راه‏‌های بررسی این موضوع است. دگرگونی‏‌های مرتبط با فرایندهای فرورانش و کوهزایی در بسیاری از بخش‏‌های ایران رخ داده‏‌اند (Berberian and King, 1981). پهنة سنندج-سیرجان از مهم‌ترین مناطق برای بررسی رخداد این دگرگونی‏‌هاست که در پی فرورانش سنگ‏‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة‏‌ ایران مرکزی در ژوراسیک آغازین تا کرتاسة پسین پدید آمده است (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Ghasemi and Talbot, 2006; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). این پهنه ساختاری از شمال‏‌باختری در نزدیکی افیولیت‏‌های خوی آغاز و تا جنوب‏‌خاوری در نزدیکی سیرجان با درازای نزدیک به 1500 کیلومتر و پهنای نزدیک به 100 کیلومتر ادامه دارد و شامل انواع سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای و مجاورتی است. در بسیاری از بخش‏‌ها، رخنمون‏‌های دگرگونی را گسل‏‌های تراستی یا معکوس به‌صورت تکه‏‌های منظم یا درهم‏‌ریخته درآورده‏‌اند (Alavi, 1994; Sheikholeslami, 2015).

مجموعة دگرگونی قوری در بخش جنوب‌خاوری پهنة سنندج-سیرجان رخنمون دارد و به لحاظ جغرافیایی، در 75 کیلومتری شمال‌خاوری شهر نیریز و 50 کیلومتری جنوب‌باختری شهر بابک رخنمون دارد (شکل 1).

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی منطقة نیریز (برگرفته از Sabzehei et al. (1992))

Figure 1. Geological map of the Neyriz area (after Sabzehei et al., 1992).

مجموعة قوری از متابازیک‏‌ها، متاکربنات‏‌ها و متاپلیت‏‌ها به‌همراه توده‏‌های آذرین درونی‏‌ با ترکیب اسیدی تا بازیک ساخته شده است که همگی در هنگام فرورانش سنگ‏‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة ایران مرکزی در ژوراسیک تکامل پیدا کرده‌اند (Fazlnia et al., 2009; Sheikholeslami 2015). بررسی‏‌های پیشین (Fazlnia et al., 2009) رخداد دو فاز دگرگونی را برای این مجموعه آشکار کرده‏‌اند که شامل یک فاز دگرگونی ناحیه‏‌ای همزمان با کوهزایی در نزدیک به 187 تا 180 میلیون سال پیش و فاز دیگر در ارتباط ماگماتیسم کمان ماگمایی حاشیة قاره در نزدیک به 147 میلیون سال پیش هستند. نفوذ تودة‏‌ گابرویی تله‌پهلوانی درون متاپلیت‏‌های این مجموعه سبب رخداد دگرگونی درجه بالا و میگماتیت‏‌زایی شده است (Fazlnia et al., 2009; 2023; Fazlnia, 2017).

نمودارهای فازی امکان بررسی دقیق‏‌تر روند دگرگونی و تحولات کانی‏‌شناسی را فراهم می‏کنند. تحولات دگرگونی متابازیک‏‌های این مجموعه را میری و فضل‏‌نیا (Miri and Fazlnia, 2024) با به‌کارگیری محاسبات نمودارهای فازی بررسی و کنکاش کرده‏‌اند. هدف از این مقاله بررسی تحولات دگرگونی متاپلیت‏‌های مجموعة قوری با کمک محاسبة نمودارهای فازی است. این پژوهش بر دقت بررسی‌های پیشین می‌افزاید و به پژوهشگران دید بهتری از تغییر شرایط ترمودینامیکی در هنگام دگرگونی کوهزایی پیشرونده مرتبط با تکامل زمین‏‌ساختی پهنة سنندج- سیرجان جنوبی ارائه می‏‌دهد.

زمین‏‌شناسی منطقه و بررسی‏‌های صحرایی

بر پایة پیمایش‏‌های صحرایی و نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی، مهم‌ترین واحدهای سنگی منطقه عبارت هستند از:

1) متاکربنات، متاپلیت و آمفیبولیت حاصل از دگرگونی‏‌های کوهزایی با سن سنگ مادر دونین- کربونیفر؛

2) پهنة رادیولاریت‏‌های پیچگان (سن تریاسیک)؛

3) تودة الترامافیک- گابرویی (سن ژوراسیک)؛

4) اسکارن‏‌ها و مرمرهای تنگ حنا (بدون داده سن‏‌سنجی)؛

5) آهک‏‌های مارنی، ماسه‏‌سنگ‏‌ها و کنگلومراهای سرخ رنگ و ژیپس سازند ساچون به سن کرتاسة پسین؛

6) آهک‏‌های سیلیسی، دولومیتی و مارنی سازند جهرم به سن پالئوسن؛

7) پهنه‌های فلیشی ترشیری به سن ائوسن-الیگوسن (Sabzei et al., 1992; Sheikholeslami et al., 2008, 2015; Fazlnia et al., 2009; 2013; Fazlnia, 2017).

رسوبات ژوراسیک تا الیگوسن رخنمون‏‌ سنگ‏‌های دگرگونی را پوشانده‏‌اند. عملکرد گسل‏‌های تراستی و راستا‏‌لغز در برخی بخش‌ها، سازند سنگی را دچار بهم‏‌ریختگی کرده است؛ به‌گونه‌ای‌که تکه‏‌هایی از سنگ‏‌های دگرگونیِ همانندِ مجموعة قوری در کنار سنگ‏‌های جوان‌تر رخنمون یافته‌اند.

سنگ‏‌های دگرگونی مجموعة قوری بیشتر شامل تناوبی از اکتینولیت شیست تا گارنت آمفیبولیت و مرمر با میان‏‌لایه‏‌هایی از متاپلیت‏‌ها (گارنت- کیانیت- بیوتیت شیست) و متاالترامافیک‏‌ها (الیوین- ارتوپیروکسن- اسپینل- هورنبلند شیست) هستند (شکل 2) که دچار دگرگونی نوع بارووین شده‏‌اند (Fazlnia et al., 2009). همة واحدهای این مجموعه چین خورده‌اند (شکل 2) و بسیار خرد‌شده هستند (Sheikholeslami et al., 2008; Fazlnia et al., 2009). بررسی‏‌های پیشین بر پایة روش‏‌های دما-فشارسنجی و روابط کانی‏‌شناسی نشان داده‏‌اند در پی ضخیم‏‌شدگی پوسته‏‌ای در هنگام کوهزایی سیمرین پیشین (180 تا 187 میلیون سال پیش) و در شرایط اوج دمای 240±705 درجة سانتیگراد و فشار 1±2/9 کیلوبار، سنگ‏‌مادرها‏‌ در بخش‌های مختلف این مجموعه همزمان دگرگون شده‏‌اند (Fazlnia et al., 2009; Fazlnia, 2007; 2017). عملکرد سیستم کافت در سرزمین گندوانا (Golonka, 2004; Sears et al., 2005) گسترش ماگماتیسم غیرکوهزایی در شمال‌خاوری نیریز و نفوذ تودة گابرویی-دیوریتی تله‌پهلوانی درون سنگ‏‌های نیمه‌رسی تا رسی دگرگون‌شدة مجموعة قوری در 170 میلیون سال پیش را به‌دنبال داشته است (Fazlnia et al., 2009). این پژوهشگران نشان دادند مذاب‏‌هایی با ترکیب لوکوکراتی از گابرو-دیوریت که همانند ترکیب کانی‏‌شناسی آنورتوزیت‏‌ها هستند در این هنگام پدیدار شده‌اند. آنها نشان دادند تغییرات شیمی سنگ کل این سنگ‏‌ها با ماگماتیسم‏‌های درون‌صفحه‏‌ای همخوانی داشته است. در پی این نفوذ، دگرگونی همبری شدید و میگماتیت‏‌زایی در دمای 700 تا 750 درجة سانتیگراد و فشار کمتر از 5 کیلوبار رخ داده‌ است (Fazlnia et al., 2023).

فرورانش نئوتتیس به زیر کمان قاره‏‌ای فعال ایران مرکزی ( که سپس به پهنة سنندج- سیرجان جنوبی تبدیل شد) به رخداد دومین فاز دگرگونی در در نزدیک به 147 میلیون سال پیش انجامیده است (Fazlnia, 2007; Fazlnia et al., 2009; Sheikholeslami et al., 2008) که در هنگام رخداد آن، واکنش‏‌های آبزدایی ناشی از دگرگونی باعث ذوب‌بخشی در سنگ‌های دگرگونی لبة فعال قاره ای شده است (Fazlnia et al., 2009). در ادامه این رویدادها و در طول بسته‌شدن نئوتتیس، این منطقه نیز همانند دیگر بخش‏‌های پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان دچار دگرریختی برشی گشته‏‌ است (Mohajjel et al., 2003; Golonka, 2004; Hassanzadeh and Wernicke, 2016).

بیشتر متاپلیت‌های منطقه درجة دگرگونی پایین تا متوسط نشان می‌دهند و بیشینة شدت دگرگونی در سنگ‌های منطقه، آمفیبولیت میانی است (Fazlnia et al., 2009). در این منطقه پهنه‌های بارووین استارولیت-کیانیت و سیلمانیت را می‏‌توان پیگیری کرد. متاپلیت‏‌ها برگوارگی کاملی دارند (شکل‌های 2-C و 2-D) و در برخی برونزدها، پورفیروبلاست‏‌های درشت گارنت‏‌ دیده می‌شوند. شیست‏‌ها به‌سوی مناطق با درجة‏‌ دگرگونی بیشتر، برگوارگی خود را از دست می‌دهند و با سنگ‏‌هایی با بافت گرانوبلاستیک جایگزین می‌شوند. در این واحدها گاه پورفیروبلاست‏‌های درشت کیانیت‏‌ (به اندازة چندین سانتیمتر) یافت می‌شوند.

رگه‏‌های کوارتز+ کیانیت و کوارتز+ کیانیت+ بریل در شیست‏‌های غنی از کیانیت، استارولیت و گارنت فراوان هستند. این رگه‏‌ها به احتمال بالا در هنگام یا پس از شرایط دگرگونی و در پی ذوب‌بخشی اندک در این واحدهای شیستی پدید آمده‏‌اند. در این مناطق که با بخش بالایی پهنة کیانیت همخوانی دارد، اوج دگرگونی رخ داده است. ازاین‌رو، فرایند ذوب در لایه‏‌های شیستی که به‌شدت از درجة برگوارگی آنها کاسته شده است، پیدایش لوکوسوم‏‌های محدودی در این سنگ‏‌ها را به‌دنبال داشته است. این نوع رگه‏‌ها گسترش اندکی دارند و به‌صورت پراکنده در بخش پایانی پهنة کیانیت دیده می‌شوند.

روش انجام پژوهش

در بازدید‏‌های میدانی، شمار 50 نمونه از سنگ‏‌های متاپلیتی مجموعة دگرگونی قوری از بخش‏‌های گوناگون مجموعة قوری برداشت شد. پس از بررسی مقاطع نازک نمونه‏‌ها، شمار 6 نمونه با کمترین میزان دگرسانی و داشتن کامل‏‌ترین گردهمایی کانیایی برای بررسی ترکیب شیمیایی به روش سنگ‏‌کل برگزیده شد. مقدار اکسید عنصرهای اصلی این نمونه‏‌ها با روش فلوئورسانس پرتوی ایکس (XRF) و با دستگاه Philips PW1480 در آزمایشگاه دانشگاه کیل (Kiel) کشور آلمان اندازه‌گیری شد. نمودارهای مربوط به رده‏‌بندی با نرم‏‌افزارهای Excel و Gcdkit محاسبه و رسم شدند.

شکل 2. نماهایی از برونزد سنگ‏‌های دگرگونی مجموعة قوری. A) توالی متابازیک و متاپلیت؛ B) مرز میان‌لایه‏‌های متابازیک و متاپلیت که تفاوت رنگ در آنها به‌خوبی نمایان است؛ C، D) چین‌خوردگی در متاپلیت‏‌ها.

Figure 2. Photographs of the Qori complex metamorphic rock outcrops. A) Alternation of meta-basites and meta-pelites; B) The border between the meta-basites and meta-pelites with clear different colors; C, D) Folding in the meta-pelites.

سنگ‏‌نگاری

بیشتر کانی‏‌های سازندة متاپلیت‏‌های مجموعة قوری شامل بیوتیت، کوارتز، گارنت، مسکوویت، کیانیت، پلاژیوکلاز، کلریت، استارولیت به‌همراه مقداری مگنتیت و روتیل هستند.

بر پایة بررسی‏‌های سنگ‌نگاری،‌ در همة نمونه‏‌ها از درجات کم تا بالا، گردهمایی‌های کانیایی زیر را می‌توان شناسایی کرد:

1) کلریت + مسکوویت + بیوتیت (رخسارة شیست سبز)؛

2) بیوتیت + گارنت + استارولیت (رخسارة آمفیبولیت زیرین)؛

3) بیوتیت + گارنت + کیانیت + سیلیمانیت (رخسارة آمفیبولیت میانی تا بالایی).

دو فابریک برگوارگی S1 و S2 را می‌توان در این منطقه ردگیری کرد (شکل 3-A) که به جهت‏‌یافتگی ترجیحی بیوتیت و مسکوویت و رخداد بافت لپیدوبلاستیک در این سنگ‏‌ها انجامیده‏‌اند (شکل 3-A). با افزایش درجة دگرگونی، گارنت و استارولیت در میکاشیست‏‌ها نمایان می‏‌شوند که در پی واکنش‏‌های مصرف‌کننده بیوتیت پدید آمده‏‌اند (مانند: Bucher and Grapes (2011)). حضور میانبارهای گارنت در بیوتیت‏‌های سنگ‏‌های با درجة دگرگونی کم (شکل 3-C) چه‌بسا نشان‌دهندة رخداد این واکنش باشد. در نمونه‏‌های درجه بالاتر، گارنت‏‌ها به‌صورت درشت‏‌بلورهای جداگانه‌ای از بیوتیت دیده می‏‌شوند (شکل 3-D).

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از متاپلیت‏‌های مجموعة دگرگونی قوری. A) فابریک‏‌های S1 و S2؛ B) بافت لپیدوبلاستیک حاصل جهت‏‌یافتگی ترجیحی بلورهای بیوتیت و مسکوویت؛ C) میانبارهای گارنت در بیوتیتِ سنگ‏‌های درجه پایین؛ D) پورفیروبلاست‏‌ گارنت با بافت حلزونی در دگرشکلی S2؛ E) پورفیروبلاست‏‌ استارولیت که به طور بخشی با مجموعه مسکوویت + بیوتیت + کلریت جایگزین شده است؛ F) پورفیروبلاست گارنت جانشین‌شده با بیوتیت در هنگام دگرگونی پسرونده؛ G) کیانیت نیمه‏‌شکل‏‌دار در سنگ‏‌های رخسارة آمفیبولیت میانی تا بالایی در زمینه‏‌ای از بیوتیت + کوارتز + پلاژیوکلاز؛ H) رشد بلورهای مگنتیت شکل‏‌دار به‌صورت پسازمین‌ساختی روی برگوارگی S2 (نام اختصاری کانی‏‌ها از: Whitney and Evans (2010)).

Figure 3. Photomicrographs from the meta-pelite in Qori metamorphic complex. A) The S1 and S2 fabrics; B) Lepidoblastic texture formed due to preferred orientation of the biotites and muscovites; C) Garnet inclusions in a biotite from the low-grade metamorphic rocks; D) A garnet porphyroblast with helicitic texture formed during S2; E) a garnet porphyroblast replaced by biotite during the retrogressive metamorphism; F) A staurolite porphyroblast replaced by muscovite + biotite + chlorite; G) A subhedral kyanite from the middle to upper amphibolite facies rocks in a groundmass composed of biotite + quartz + plagioclase; H) Formation of post-tectonic euhedral magnetite on S2 schistosity (The mineral abbreviations are from Whitney and Evans (2010)).

 شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

رخداد درشت‏‌بلورهای گارنت و استارولیت به پیدایش بافت پورفیرولپیدوبلاستیک در نمونه‏‌ها انجامیده است. گارنت‏‌ها بافت حلزونی[1] دارند (شکل 3-D) که نشان‏‌دهنده رشد همزمان با زمین‌ساخت[2] آنهاست. ازآنجایی‌که جهت‌یافتگی S1 در هنگام رخداد نخستین مرحلة دگرگونی پدید آمده است و برگوارگی S2 پیامد دومین مرحلة دگرگونی بوده است، می‏‌توان گفت رشد اصلی گارنت و استارولیت در دومین مرحلة دگرگونی رخ داده است. گارنت‏‌ها و استارولیت‏‌ها در هنگام دگرگونی برگشتی با کانی‏‌های بیوتیت، مسکوویت و کلریت جایگزین شده‏‌اند (شکل‌های 3-E و 3-F). با افزایش دما و فشار، استارولیت ناپایدار شده است و کیانیت جایگزین آن شده است (شکل 3-G). کیانیت‏‌ها اندازه‏‌های گوناگونی دارند و از نیمه‏‌شکل‏‌دار تا شکل‏‌دار در تغییر هستند. همزیستی پایدار کیانیت و استارولیت که در برخی سنگ‏‌های متاپلیتی دیده می‏‌شود گویای رخسارة آمفیبولیت میانی است (مانند: Bucher and Grapes (2011)). در واپسین مرحلة فرایند دگرگونی و در هنگام سردشدن، بلورهای مگنتیت (Fazlnia et al., 2009) به‌صورت پَسازمین‌ساخت[3] در سنگ رشد کرده‌ و برگوارگی سنگ‏‌ها را قطع کرده‏‌اند (شکل 3-F). این بلورها سایة فشارشی ندارند که خود گواهی دیگر بر رشد آنها بدون تأثیر دگرریختی است.

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‏‌های گوناگون منطقة قوری در جدول 1 آورده شده‏‌اند. ترتیب فراوانی اکسیدهای عنصرهای اصلی عبارت است از SiO₂ (19/64- 04/59 درصدوزنی)، Al₂O₃ (48/19 – 09/15 درصد وزنی)، FeO_t (12/5-86/7 درصدوزنی)، MgO (87/1 – 22/4 درصدوزنی)، MnO (17/3 – 08/0 درصدوزنی)، K₂O (43/0 – 93/1 درصدوزنی)، Na₂O (64/0 – 65/2 درصدوزنی) و CaO (52/0 – 05/0 درصدوزنی). با فرض ثابت‌ماندن نسبی ترکیب شیمیایی سنگ‏‌ها در دگرگونی‏‌های هم‏‌شیمی[4] (مانند: Winter (2014)) می‏‌توان محتوای عنصرهای اصلی آنها را برای شناخت سرشت سنگ‏‌مادر به‌کار برد. در اینجا از نمودار ACF برای این کار بهره گرفته شد (شکل 4-A). در این نمودار، نمونه‏‌ها در فاصلة میان محدوده‏‌های سنگ‏‌های پلیتی و مافیک جای می‏‌گیرند؛ هرچند حضور کیانیت و استارولیت که کانی‏‌های شاخص سنگ‏‌های دگرگونی با سنگ‏‌مادر رسوبی هستند (Bucher and Grapes, 2011)، سرشت سنگ‏‌مادر آنها را آشکار می‏کند، اما تغییر در ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها نشان می‏‌دهد سنگ‏‌مادر آنها در یک حوضة رسوبی با ورودی رسوبات گوناگون بوده است که با هم آمیخته شده‏‌اند (Barton et al., 1991). توالی سنگ‏‌های متابازیک، متاپلیت و متاکربنات در مجموعة قوری نیز در پی تغییر در جنس رسوبات ورودی به حوضه در زمان‏‌های گوناگون پدید آمده است. همچنین، نمودار نسبت SiO₂/Al₂O₃ در برابر FeO/K₂O (شکل 4-B) نشان می‏‌دهد سنگ‏‌مادر نمونه‏‌ها ماسه‏‌سنگ غنی از آهن بوده است.

شکل 4. تعیین سرشت سنگ‏‌مادر متاپلیت‏‌های مجموعة دگرگونی قوری بر پایة مقدار اکسید عنصرهای اصلی آنها. A) نمودار AFC [A=(Al₂O₃ +Fe₂O₃)-(Na₂O+K₂O)، C=CaO-(3.3×P₂O₅) و F=MgO+MnO+FeO_t به‌صورت نسبت‏‌های مولی] (Barton et al., 1991; Winter, 2014)؛ B) نمودار نسبت Log SiO₂/Al₂O₃ در برابر Log FeO_t/K₂O (Herron, 1988)

Figure 4. Identification of the protolith of metapelites in Qori metamorphic complex based on major element oxide contents. A) The ACF diagram [A=(Al₂O₃ +Fe₂O₃)-(Na₂O+K₂O), C=CaO-(3.3×P₂O₅) and F=MgO+MnO+FeO_t, in molecular proportions] (Barton et al., 1991; Winter, 2014); B) Log SiO₂/Al₂O₃ versus Log FeO_t/K₂O diagram (Herron, 1988).

جدول 1. ترکیب شیمیایی سنگ‏‌کل متاپلیت‏‌های مجموعة دگرگونی قوری (بر پایة درصدوزنی).

Table 1. Whole-rock chemical compositions (in wt%) of meta-pelite in Qori metamorphic complex.

 بحث

الگوسازی نمودار فازی

نمودارهای فازی برای بررسی شرایط دما و فشار پیدایش سنگ‏‌های منطقة قوری، محاسبه و رسم شدند (شکل‏‌های 5 تا 7). ترکیب شیمیایی نمونة Af-220 به‌علت داشتن گردهمایی کانی مناسب و مقدارهای کافی از Al₂O₃، FeO و MgO برای ساخت کانی‏‌های مورد نظر در محاسبات برگزیده شد. محاسبات با نرم‌افزار Theriak/Domino (de Capitani and Petrakakis, 2010) نسخه 10.0.19044.1526 سال 2018، پایگاه ‏‌دادة tcdb55c2d و سیستم شیمیایی پتاسیم، آهن، منیزیم، آلومینیم، سیلیسیم و آب (KFMASH) انجام شد. سیال به‌صورت آب خالص و مازاد استفاده شد تا بررسی رخداد ذوب‌بخشی امکان‏‌پذیر باشد.

الگو‏‌های محلول جامد به‌کار‌رفته در محاسبات، شامل GARNET (White et al. 2007) برای گارنت، CHLORITE (Holland et al., 1998) برای کلریت، PHNG (Coggon and Holland, 2002) برای مسکوویت، BIO (White et al., 2007) برای بیوتیت، CORD (Holland and Powell, 1998) برای کردیریت و LIQtc (White et al., 2007) برای مذاب هستند. با توجه به نبود گرافیت و کلسیت در نمونه‏‌ها که نمایندة شرایط احیایی هستند. مقدار اکسیژن در محاسبات به‌صورت مازاد در نظر گرفته شده است تا شرایط اکسیدان در محاسبات را پدید آورد. کاربرد MnO در سیستم‏‌های شیمیایی رخداد غیرواقعی گارنت در فشارها و دماهای بسیار کم (کمتر از 300 درجة سانتیگراد و 500 کیلوبار) را به‌دنبال دارد. این یک مشکل رایج در نرم‌افزار Theriak/Domino است. از این‌رو، در بسیاری از پژوهش‏‌ها به‌کار برده نمی‏‌شود تا گارنت در موقعیت واقعی خود رخداد داشته باشد (Saki et al., 2021). این مشکل به‌علت نقص در داده‏‌های ترمودینامیکی سازندة پایانی اسپسارتین در گارنت رخ می‏‌هد و تا زمان اصلاح‌نشدن این الگو‌ها، رفع‌شدنی نیست. به همین‌روی، در اینجا نیز برای تعیین رخداد گارنت به‌عنوان یک مرز برای گذر به رخسارة آمفیبولیت از حضور MnO صرف‏‌نظر شد. با توجه به مقدار کم CaO و نبود آپاتیت و کلسیت در نمونه‏‌ها، CaO و P₂O₅ به‌کار برده نشدند.

شکل 5. نمودار فازی به‌دست‌آمده برای ترکیب شیمیایی نمونة AF-220. محدودة آبی‏‌رنگ، شرایط دما – فشار متناسب با گردهمایی کانیایی در شرایط اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای متاپلیت‏‌های منطقة قوری را نشان می‏‌دهد. برای توضیحات بیشتر به متن مقاله مراجعه شود (نام اختصاری کانی‌ها: And: آندالوزیت، Bt: بیوتیت، Chl: کلریت، Crd: کردیریت، Ctd: کلریتویید،Grt : گارنت، Ky: کیانیت، Ms: مسکوویت، Opx: ارتوپیروکسن، Qz: کوارتز، Sil: سیلیمانیت، St: استارولیت (Whitney and Evans, 2010)).

Figure 5. Phase diagram calculated using for AF-220 sample composition. The blue-colored area shows P-T condition consistent with the mineral paragenesis in association with the peak regional metamorphism of meta-pelites in the Qori metamorphic complex. See the text for more explanations (The mineral abbreviations are And: andalusite, Bt: biotite, Chl: chlorite, Crd: cordierite, Ctd: chloritoid, Grt: garnet, Ky: kyanite, Ms: muscovite, Opx: orthopyroxene, Qz: quartz, Sil: silimanite, St: staurolite (Whitney and Evans, 2010)).

شرایط دگرگونی

نمودار محاسبه‌شده در شکل 5 نشان داده شده است (همة محدوده‏‌ها کوارتز و آب دارند که برای خلاصه‌سازی روی نمودار نوشته نشده‌اند). همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، محدوده‏‌های دارای گردهماییِ کانی‌های گارنت + بیوتیت + کیانیت + سیلیمانیت در هیچکدام از محدوده‏‌ها همزمان رخداد ندارد که این به‌علت مرز دما-فشار پلی‏‌مورف‏‌های آلومینوسیلیکات است. به گفتة دیگر، رخداد همزمان کیانیت و سیلیمانیت در یک محدوده از نمودار وجود ندارد؛ اما حضور آنها در نمونه‏‌های قوری نشان‏‌دهندة شرایط مرزی انتقالی میان این دو پلی‏‌مورف است.

شکل6. نمودار فازی MgO/(MgO+FeO) در برابر دما در فشار ثابت 8 کیلوبار برای ترکیب شیمیایی نمونة AF-220. محدودة آبی‏‌رنگ، شرایط دما – فشار متناسب با گردهمایی کانیایی در شرایط اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای متاپلیت‏‌های منطقة قوری را نشان می‏‌دهد (نام اختصاری کانی‌ها مانند شکل 5).

Figure 6. The MgO/(MgO+FeO) versus T phase diagram in 8 kbar pressure for the AF-220 sample composition. The blue-colored area shows P-T condition consistent with the mineral paragenesis in association with the peak regional metamorphism of meta-pelites in the Qori metamorphic complex (The mineral abbreviations are as Figure 5).

شکل 7. نمودار فازی تغییرات Al₂O₃ (درصد مولی) در برابر دما در فشار ثابت 8 کیلوبار برای ترکیب شیمیایی نمونة AF-220. محدودة آبی‏‌رنگ، شرایط دما – فشار متناسب با گردهمایی کانیایی در شرایط اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای متاپلیت‏‌های منطقة قوری را نشان می‏‌دهد (نام اختصاری کانی‌ها مانند شکل 5).

Figure 7. Al₂O₃ (in mole percent) versus T phase diagram for the AF-220 sample composition. The blue-colored area shows P-T condition consistent with the mineral paragenesis in association with the peak regional metamorphism of meta-pelites in the Qori metamorphic complex (The mineral abbreviations are as Figure 5).

دو محدودة دارای کیانیت و سیلیمانیت در دماهای 650 تا 780 درجة سانتیگراد و فشارهای بیشتر از 7 کیلوبار به پایداری می‏‌رسند (خط‏‌چین آبی رنگ)؛ اما با توجه به رخداد سیلیمانیت که نمایندة دماهای بالاتر از کیانیت است. محدودة شماره 1 محدودة اوج دگرگونی پیش از رخداد ذوب‌بخشی در نظر گرفته می‏‌شود؛ اگرچه گمان می‌رود پیدایش رگه‏‌های کوارتز-کیانیت‏‌دار در این شیست‏‌ها پیامد رخداد ذوب‌بخشی ‏‌ باشد و بر این پایه، دمایی فراتر از 780 درجة سانتیگراد را می‏‌بایست برای دگرگونی این سنگ‏‌ها در نظر گرفت (محدودة شماره 2).

این شوک دمایی پس از رخداد دگرگونی ناحیه‏‌ای و در نتیجة نفوذ گابروی تله‌پهلوانی به درون این توالی رخ داده است. قطعاتی از این شیست‏‌ها که به‌صورت زنولیت درون آشیانة ماگمایی توده‏‌های آذرین افتاده‏‌اند نیز دچار ذوب‌بخشی درجه بالا و میگماتیتیزاسیون شده‏‌اند (Fazlnia et al., 20232023). از حضور و نبود کردیریت نیز می‏‌توان برای برآورد حدودی فشار در نمودارهای فازی بهره گرفته (Sepahi et al., 2022). در این نمودار، کردیریت در فشارهای کمتر از 7 کیلوبار حضور پیدا می‌کند؛ پس نبود آن در نمونة بررسی‌شده نشان‌دهندة فشار دگرگونیِ دست‌کم برابر با 7 کیلوبار است. همچنین، بر پایة این نمودار، حضور سیلیمانیت در نمونه‏‌ها چه‌بسا پیامد افزایش دما (در مقایسه با فشار) در هنگام مراحل پایانی دگرگونی باشد.

موضوع دیگری که دربارة شرایط دگرگونی می‏‌توان در نظر گرفت، تأثیر اکسیژن یا به گفتة دیگر شرایط اکسایش-کاهش بر گردهمایی کانی‏‌هاست. حضور مگنتیت به‌صورت پسازمین‌ساخت در برخی نمونه‏‌ها (شکل 3-H) نشان‌دهندة افزایش فوگاسیتة اکسیژن در مراحل پایانی دگرگونی این سنگ‏‌هاست. بر پایة بررسی‏‌های پیشین، با افزایش فوگاسیتة اکسیژن در هنگام دگرگونی، کانی‏‌های سیلیکات آهن‏‌دار (به‌ویژه بیوتیت)، آهن خود را از دست می‌دهند و به‌صورت مگنتیت رخداد می‏‌یابند. از این‌رو، در دگرگونی‏‌های درجه بالا، کانی‏‌های فرومنیزین با نسبت MgO/FeO بالاتری در مقایسه با همین کانی‏‌ها در سنگ‏‌های درجه پایین هستند (Bucher and Grapes, 2011). ازاین‌رو، در نمونه‏‌های بررسی‌شده، بیوتیت‏‌های سنگ‏‌های درجه بالا نیز می‏‌بایست محتوای فلوگوپیتی بیشتری نسبت به انواع درجه متوسط و پایین داشته باشند که البته به‌علت نبود داده‌هایِ تجزیة شیمیایی، بررسی دقیق این موضوع در اینجا امکان‌پذیر نیست.

تأثیر ترکیب سنگ‌مادر

در هنگام دگرگونی، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر می‏‌تواند بسیار تعیین‌کنندة گردهمایی کانی‏‌ها در درجات گوناگون باشد. در اینجا برای بررسی این موضوع، تأثیر تغییر نسبت منیزیم به آهن به‌صورت MgO/(MgO+FeO) در برابر دما در قالب یک نمودار فازی با فشار ثابت 8 کیلوبار به‌دست‌ آمده است (شکل 6). مقدار آهن همانند نمودار شکل 5 به‌صورت آهن کل در محاسبات به‌کار رفته است. نمودار نشان می‏‌دهد گردهمایی کانی‏‌های گارنت + بیوتیت + کیانیت + سیلیمانیت در MgO/(MgO+FeO) برابر با 2/0 تا 5/0 رخداد دارند و در بالاتر از این مقدار کردیریت به محدوده‏‌ها افزوده می‏‌شود که در نمونه‏‌های بررسی‌شده حضور ندارد.

مورد دیگری که می‏‌تواند بر پایداری کانی‏‌های آلومینوسیلیکات تأثیرگذار باشد، محتوای آلومینیم سنگ‏‌مادر است. برای بررسی این موضوع نمودار فازی تغییرات محتوای Al₂O₃ در برابر دما در فشار ثابت 8 کیلوبار به‌دست آورده شد (شکل 7). مقادیر درصدوزنی Al₂O₃ (41/19 – 09/15 درصدوزنی، جدول 1) متناظر با درصد‏‌های مولی برای مقایسه روی نمودار نشان داده شده‏‌اند. بر پایة این نمودار، رخداد مجموعه‏‌های آلومینوسیلیکات‏‌دار در مقدارهای بیشتر از 60 درصدمولی Al₂O₃ روی می‌دهد. با مقایسة محور افقی این نمودار با درصدوزنی Al₂O₃ نمونه، می‏‌توان نتیجه گرفت سنگ مورد بررسی دست‌کم به 10 درصدوزنی Al₂O₃ برای پدیدآوردن کیانیت و سیلیمانیت در دماهای 650 تا 750 درجة سانتیگراد و فشار 8 کیلوبار نیاز داشته است. این موضوع نشان‌دهندة تأثیر بالای ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر در پیدایش گردهمایی کانی‏‌های نهایی در سنگ‏‌های متاپلیتی قوری است.

برداشت

بر پایة بررسی‏‌های انجام‌شده، یافته‌های زیر به‌دست آمد:

شیست‏‌های متاپلیتی مجموعة قوری در پی دگرگونی یک سنگ‏‌مادر ماسه‏‌سنگی غنی از آهن پدید آمده‏‌اند.

بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری نشان‌دهندة رخداد دو فابریک برگوارگی S1 و S2 در منطقه هستند.

گردهمایی کانیایی متاپلیت‌های قوری شامل (1) کلریت + مسکوویت + بیوتیت (رخسارة شیست سبز) ← (2) بیوتیت + گارنت + استارولیت (رخسارة آمفیبولیت پایینی) ← (3) بیوتیت + گارنت + کیانیت + سیلیمانیت (رخسارة آمفیبولیت میانی تا بالایی) است.

محاسبات نمودارهای ترمودینامیکی فازی نشان می‏‌دهد گردهمایی‏‌های کانیایی کیانیت + سیلیمانیت‌دار که در بالاترین درجة دگرگونی این سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند، در دماهای 650 تا 780 درجة سانتیگراد و فشارهای بالاتر از 7 کیلوبار به پایداری رسیده‏‌اند. بررسی تأثیر ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر روی گردهمایی کانی‏‌های متاپلیت‏‌های منطقة قوری نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها برای داشتن گردهمایی گارنت + بیوتیت + کیانیت + استارولیت + سیلیمانیت دست‌کم به نسبت MgO/(MgO+FeO) برابر با 2/0 و محتوای Al₂O₃ برابر با 10 درصدوزنی در سنگ‏‌مادر خود نیاز داشته‏‌‏‌اند.

بنابراین، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر در کنار شرایط دما-فشار، تأثیر به‏‌سزایی در پیدایش گردهمایی‏‌های کانیایی در هنگام دگرگونی بارووین دارد.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از داوران گرامی که پیشنهادهای ارزشمندشان به پیشرفت هرچه بیشتر مقاله انجامید بسیار سپاس‌گزار هستند. همچنین، از جناب آقای دکتر ترابی برای بررسی دقیق مقاله سپاس‌گزاری می‏‌شود.

[1] helicitic

[2] Syn-tectonic

[3] Post-tectonic

[4] Isochemical