
تعداد نشریات | 43 |
تعداد شمارهها | 1,706 |
تعداد مقالات | 13,973 |
تعداد مشاهده مقاله | 33,609,387 |
تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 13,329,138 |
تعیین شرایط دگرگونی و سنگزایی متاپلیتهای مجموعة قوری با استفاده از نمودارهای ترمودینامیکی فازی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
پترولوژی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مقاله 6، دوره 15، شماره 4 - شماره پیاپی 60، دی 1403، صفحه 97-114 اصل مقاله (2.29 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2025.141810.1337 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
عبدالناصر فضلنیا1؛ میرمحمد میری* 2؛ عادل ساکی3 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
1استاد، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه ارومیه، ارومیه، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
2استادیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
3دانشیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مجموعة دگرگونی قوری در بخش جنوبخاوری پهنة سنندج-سیرجان رخنمون دارد و از سنگهای متابازیک، متاکربنات و متاپلیت 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. متاپلیتهای منطقه در حد رخسارة آمفیبولیت دگرگون شدهاند و پهنههای بارووین استارولیت-کیانیت و سیلمانیت را میتوان در آنها ردیابی کرد. بر پایة بررسیهای سنگنگاری، گردهمایی کانیایی بیوتیت + گارنت + استارولیت + کیانیت ± سیلیمانیت نمایندة شرایط اوج دگرگونی در این سنگهاست. ترکیب شیمیایی این سنگها با یک سنگمادر ماسهسنگی غنی از آهن سازگار است. محاسبة نمودار فازی نشان میدهد گردهمایی اوج دگرگونی این سنگها در دمای 650 تا 780 درجة سانتیگراد و فشارهای بالاتر از 7 کیلوبار به پایداری میرسد. همچنین، نمودارهای فازی دما-ترکیب شیمیایی آشکار ساختند که افزونبر شرایط دما-فشار، محتوای بالای آهن و آلومینیم سنگمادر متاپلیتها امکان رخداد این گردهمایی کانیایی را فراهم کردهاند. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
متاپلیت؛ سنگمادر؛ نمودار فازی؛ مجموعة قوری | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مقدمهدگرگونی 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)، FeOt (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+FeOt بهصورت نسبتهای مولی] (Barton et al., 1991; Winter, 2014)؛ B) نمودار نسبت Log SiO2/Al2O3 در برابر Log FeOt/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+FeOt, in molecular proportions] (Barton et al., 1991; Winter, 2014); B) Log SiO2/Al2O3 versus Log FeOt/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 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229(3), 211-238. https://doi.org/https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2 Barton, M.D., Ilchik, R.P., and Marikos, M.A. (1991) Metasomatism. In D.M. Kerrick (Ed.), Contact metamorphism, p. 321-350. De Gruyter. https://doi.org/10.1515/9781501509612-004 Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2), 210-265. https://doi.org/10.1139/e81-162 Bucher, K., and Grapes, R. (2011) Petrogenesis of Metamorphic Rocks. 428 p. Springer-Verlag, Heidelberg, Berlin. Coggon, R., and Holland, T.J.B. (2002) Mixing properties of phengitic micas and revised garnet‐phengite thermobarometers. Journal of Metamorphic Geology, 20(7), 683-696. https://doi.org/10.1046/j.1525-1314.2002.00395.x de Capitani, C., and Petrakakis, K. (2010) The computation of equilibrium assemblage diagrams with Theriak/Domino software. American Mineralogist, 95(7), 1006-1016. https://doi.org/10.2138/am.2010.3354 Fazlnia, A. (2007) Synchronous activity of two kinds of magmas, anorthosite and S-type granite, in the Chah-Dozdan intrusion, Neyriz, Iran: Evidence of zircon SHRIMP U-Pb and monazite CHIME U-Th-total Pb dating. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 18, 221–237 Fazlnia, A. (2017) Geochemical characteristics and conditions of formation of the Chah-Bazargan peraluminous granitic patches, ShahrBabak, Iran. Geologica Carpathica, 68(5), 445–463. https://doi.org/10.1515/geoca-2017-0029 Fazlnia, A., Miri, M., and Saki, A. (2023) Determining the conditions and factors affected partial melting in the Chah-Bazargan migmatitic xenoliths (NE Neyriz) using thermodynamic phase diagrams. Researches in Earth Sciences, 53, 18-31. https://doi.org/10.48308/esrj.2023.103056 Fazlnia, A., Schenk, V., Appel, P., and Alizade, A. (2013) Petrology, geochemistry, and geochronology of the Chah-Bazargan gabbroic intrusions in the south Sanandaj–Sirjan zone, Neyriz, Iran. International Journal of Earth Sciences, 102(5), 1403-1426. https://doi.org/10.1007/s00531-013-0884-6 Fazlnia, A., Schenk, V., van der Straaten, F., and Mirmohammadi, M. (2009) Petrology, geochemistry, and geochronology of trondhjemites from the Qori Complex, Neyriz, Iran. Lithos, 112(3-4), 413-433. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.03.047 Ghasemi, A., and Talbot, C.J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683-693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003 Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381(1-4), 235-273. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2002.06.004 Hassanzadeh, J., and Wernicke, B.P. (2016) The Neotethyan Sanandaj‐Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin‐arc transitions. Tectonics, 35(3), 586-621. https://doi.org/10.1002/2015tc003926 Herron, M.M. (1988) Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. Journal of Sedimentary Petrology, 58, 820-829. https://doi.org/10.1306/212F8E77-2B24-11D7-8648000102C1865D Holland, T., Baker, J., and Powell, R. (1998) Mixing properties and activity-composition relationships of chlorites in the system MgO-FeO-Al2O3-SiO2-H2O. European Journal of Mineralogy, 10(3), 395-406. https://doi.org/10.1127/ejm/10/3/0395 Holland, T.J.B., and Powell, R.T.J.B. (1998) An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology, 16(3), 309-343. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1998.00140.x Miri, M., and Fazlnia, A. (2024) Investigating the progressive dynamothermal metamorphic evolution of metabasites from the Qori complex (NE Neyriz) using phase diagrams. Advanced Applied Geology, 13(4), 1176-1192. https://doi.org/10.31577/geolcarp.2024.14 Mohajjel, M., Fergusson, C.L., and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21(4), 397-412. https://doi.org/10.1016/s1367-9120(02)00035-4 Sabzehei, M., Navazi, M., Ghavidel, M., and Hamdi, S.B. (1992) Geological map of Neyriz (1/250000). Publishe, Tehran. Saki, A., Miri, M., and Oberhänsli, R. (2021) Pseudosection modelling of the Precambrian meta-pelites from the Poshtuk area, NW Iran. Periodico di Mineralogia, 90(3), 325-340. https://doi.org/10.13133/2239-1002/16632 Sears, J.W., George, G.M.S., and Winne, J.C. (2005) Continental rift systems and anorogenic magmatism. Lithos, 80(1-4), 147-154. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.05.009 Sepahi, A.A., Miri, M., and Mansouri, M. (2022) Study of protolith, thermobarometry and formation condition of garnet cordierite hornfelses from south of the Serkan area (SW of the Hamedan Province). Advanced Applied Geology, 12(1), 12-30. https://doi.org/10.22055/AAG.2021.36418.2196 Sheikholeslami, M.R. (2015) Deformations of Palaeozoic and Mesozoic rocks in southern Sirjan, Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 106, 130-149. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.03.007 Sheikholeslami M.R., Pique A., Mobayen P., Sabzehei M., Bellon H., and Emami M.H. (2008) Tectono-metamorphic evolution of the Neyriz metamorphic complex, Quri-Kor-e-Sefid area (Sanandaj- Sirjan Zone, SW Iran). Journal of Asian Earth Science, 31, 504–521. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2007.07.004 White, R.W., Powell, R., and Holland, T.J.B. (2007) Progress relating to calculation of partial melting equilibria for metapelites. Journal of Metamorphic Geology, 25(5), 511-527. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2007.00711.x Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371 Winter, J.D. (2014) Igneous and metamorphic petrology. 700 p. Pearson Education. https://doi.org/10.1017/9781108631419 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
آمار تعداد مشاهده مقاله: 55 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 29 |