بررسی سنگ‌زایی و کانی‌شناسی مجموعة دگرگونی-آذرین درونی شمال بیجار، کردستان، ایران

مقدمه

پهنة دگرگونی-ماگمایی سنندج-سیرجان به درازای 1500 کیلومتر و پهنای 200-150 کیلومتر با روند شمال‏‌باختری-جنوب‌خاوری به‌همراه کمان ماگمایی ارومیه-دختر و نوار چین‌خورده-رانده زاگرس، کوهزاد زاگرس را در جنوب‏‌باختری ایران تشکیل می‏‌دهند (Alavi, 1994; Berberian and King, 1981). به باور اشتامفلی و بورل (Stampfli and Borel, 2002)، پهنة سنندج-سیرجان تا میانة پرمین به‌صورت یک خردقاره در حاشیة شمالی غیرفعال گنداوانا جای داشته است تا اینکه در این زمان به‌همراه دیگر سرزمین‏‌های کیمرین از این ابرقاره جدا می‏‌شود و به‌سوی ابرقارة شمالی مهاجرت می‏‌کند و به این ترتیب اقیانوس نئوتتیس پدیداز می‏‌شود. به باور نامبردگان با آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس در تریاس-ژوراسیک (نزدیک به 200 میلیون سال پیش)، این پهنه دچار رویدادهای فرورانش و سپس برخورد قاره‏‌ای در کرتاسه-پالئوسن می‏‌شود. البته داودیان و همکاران (Davoudian et al., 2016) بر پایة سن اکلوژیت‏‌های شمال شهرکرد، ژوراسیک زیرین را زمان آغاز فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر پهنة سنندج-سیرجان می‌دانند. از این‌رو، سنگ‏‌های پهنة سنندج-سیرجان از یک سو دچار چند مرحله دگرگونی و دگرریختی می‏‌شوند و از سوی دیگر، توده‏‌های آذرین درونی گابرویی-گرانیتی در زمان‏‌های گوناگون در آن تزریق می‏‌شوند (Mohajjel and Fergusson, 2000; Mohajjel et al. 2003; Agard et al., 2005).

پهنة سنندج-سیرجان بر پایة درجه و سن دگرگونی به دو زیرپهنة شمالی و جنوبی دسته‌بندی می‏‌شود (Ghasemi and Talbot, 2006). زیر پهنة جنوبی بیشتر سنگ‏‌های دگرگونی و دگرریختی تریاس میانی تا پایانی است. در حالی‌که سنگ‏‌های دگرگون‌شدة ژوراسیک و کرتاسة پایانی همراه با سنگ‏‌های آذرین درونی فلسیک در زیر پهنة شمالی فراوان‌تر هستند (Moazzen et al. 2004; Ghasemi and Talbot, 2006; Sepahi et al., 2014). با اینکه رخنمون‏‌های پراکنده‏‌ای از سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای درجه بالا در حد رخسارة اکلوژیت در شهرکرد (Davoudian et al., 2006) و در حد رخسارة شیست آبی در منطقة حاجی‏‌آباد (Ahmadvand et al., 2021) گزارش شده‌اند؛ اما درجة دگرگونی در کل پهنة سنندج-سیرجان، در حد رخسارة شیست سبز و آمفیبولیت است.

توده‏‌های آذرین درونی پهنة سنندج-سیرجان ترکیبی از گابرو تا گرانیت و سنی از پروتروزوئیک پسین تا میوسن دارند، هرچند گرانیت‌های به سن ژوراسیک (170-140 میلیون سال) از همه فراوان‌تر هستند (Hassanzadeh and Wernicke, 2016). همچنین، به باور مؤذن و همکاران (Moazzen et al., 2004)، روند کلی توده‏‌های گرانیتی در زیر پهنة شمالی همانند روند کوهزاد زاگرس (NW-SE) است.

مجموعة دگرگونی-آذرین درونی شمال بیجار (کردستان)، در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان جای دارد (شکل 1) و مزیت بررسی آن در همزیستی سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای (هورنبلند شیست) و تودة لویکوگرانیتی گارنت‏‌دار به‌عنوان نمایندة شاخص این پهنه است. ازاین‌رو، با ارائه داده‏‌های صحرایی، سنگ‏‌شناسی توصیفی، شیمی سنگ کل و شیمی کانی در هر دو لیتولوژی سنگ آذرین درونی و سنگ‏‌های دگرگونی میزبان و مقایسه نسبی با دیگر مجموعه‏‌های مشابه، به تبیین ویژگی‏‌های این پهنه در این منطقه پرداخته می‌شود.

روش انجام پژوهش

انجام این بررسی به‌ترتیب با برداشت‏‌های صحرایی و نمونه‌برداری، تهیة برش‌های نازک، بررسی سنگ‏‌شناسی توصیفی (سنگ‏‌نگاری)، تجزیة شیمیایی سنگ کل و تجزیة شیمیایی کانی‏‌ها در نمونه‏‌های برگزیده با کمترین میزان دگرسانی انجام شده است. برای این کار، 10 نمونه (5 نمونه از سنگ‏‌های دگرگونی و 5 نمونه از سنگ‏‌های گرانیتی) به روش XRF (برای اکسیدهای عنصرهای اصلی) و ICP-MS (برای عنصرهای فرعی و کمیاب) در آزمایشگاه شیمی شرکت زرآزما تجزیه شدند (جدول 1). همچنین، برای تعیین شیمی کانی‏‌ها، دو نمونه از سنگ‏‌های دگرگونی و گرانیتی، با دستگاه ریزکاو الکترونی Cameca SX100 در مرکز فرآوری مواد معدنی ایران آنالیز نقطه‏‌ای به روش EPMA شدند (جدول‌های 2 تا 6). به هنگام آنالیز ریزکاو الکترونی، ولتاژ شتاب دهنده 15KV، شدت جریان 15nA و زمان شمارش 30 ثانیه بوده است. برای رسم نمودارها نرم‏‌افزارهای Excel، IgPet و GCDkit به‌کار برده شدند. نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021) است.

شکل 1. A) نقشة زمین‏‌شناسی منطقة شمال بیجار با تغییراتی پس از فنودی و سیاره (Fonoudi and Sayareh, 2000)؛ B) جایگاه آن در پهنه‌های زمین‌شناسی ایران.

Figure 1. Geological map of A) the north of Bijar (modified after Fonoudi and Sayareh, 2000); B) structural zones of Iran.

جدول 1. داده‌های اکسیدهای عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و عنصرهای فرعی (بر پایة ppm) به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی سنگ کل نمونه های دگرگونی و گرانیتی منطقة شمال بیجار.

Table 1. Major element oxides (in wt.%) and trace element (in ppm) data for metamorphic and granitic rocks in the north of Bijar.

b.d.l.: values below detection limits

جدول 2. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای کانی آمفیبول (بر پایة a.p.f.u. و 22 اتم اکسیژن) در متابازیت‏‌های منطقة بیجار.

Table 2. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of amphiboles (in a.p.f.u. and based on 22 oxygen atoms) in the metabasites of Bijar area.

b.d.l.: values below detection limits

 جدول 3. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 13 اتم اکسیژن) برای کانی اپیدوت در متابازیت‏‌های منطقة بیجار.

Table 3. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae (in a.p.f.u. and based on 13 oxygen atoms) of epidote in the metabasites of Bijar area.

 جدول 3. ادامه.

Table 3. continued.

b.d.l.: values below detection limits

 جدول 4. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 32 اتم اکسیژن) برای فلدسپار در نمونه‏‌های گرانیتی و متابازیتی منطقة بیجار.

Table 4. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of feldspars (in a.p.f.u. and based on 32 oxygen atoms) in the granites and metabasites of Bijar area.

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

b.d.l.: values below detection limits

جدول 4. ادامه.

Table 4. Continued.

b.d.l.: values below detection limits

جدول 5. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 12 اتم اکسیژن) برای گارنت در گرانیت منطقة بیجار.

Table 5. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of garnet (in a.p.f.u. and based on 12 oxygen atoms) in granites of Bijar area.

جدول 5. ادامه.

Table 5. Continued.

b.d.l.: values below detection limits; c: core; m: middle; r: rim

 جدول 6. گزیده‌ای از داده‌های شیمیایی (بر پایة wt.%) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة a.p.f.u. و 22 اتم اکسیژن) برای مسکوویت در گرانیت منطقة بیجار.

Table 6. Representative chemical data (in wt%) and calculated mineral formulae of muscovite (in a.p.f.u. and based on 22 oxygen atoms) in granites of Bijar area.

b.d.l.: values below detection limits

زمین‌شناسی

منطقة شمال بیجار، در شمال شهرستان بیجار (کردستان) و در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان جای دارد. گرچه در این چهارگوش، سنگ‏‌های آذرین (گرانیت، دیوریت و گرانودیوریت) و دگرگونی گوناگونی (مانند اسلیت، فیلیت، متاپلیت و متابازیت‏‌های درجه متوسط و ضعیف) به سن پرکامبرین، مزوزوییک و سنوزوییک یافت می‌شوند، اما هدف این بررسی محدود به بررسی تودة لویکوگرانیتی یاسوکند (شمال بیجار) و سنگ‏‌های دگرگونی میزبان این توده است.

سنگ‏‌های دگرگونی شمال بیجار بیشتر از نوع اسلیت و فیلیت به رنگ خاکستری تا سبز تیره با میان‌لایه‏‌هایی از هورنبلند شیست هستند (شکل 2-A). فنودی و سیاره (Fonoudi and Sayareh 2000) سن دگرگونی این سنگ‏‌ها را کرتاسه می‏‌دانند که در شمال بیجار مورد هجوم یک تودة لویکوگرانیتی با روند WNW-ESE قرار گرفته‏‌اند. گرچه در محل همبری تودة آذرین درونی با سنگ‏‌های میزبان، هالة حرارتی مشخصی پدید نیامده است (شاید به‌علت توان کم حرارتی تودة آذرین درونی)، اما زبانه‏‌های تزریقی در میان شیستوزیتة سنگ‏‌های دربرگیرنده و نیز زنولیت‏‌های پرشمار در بخش‏‌های حاشیه‏‌‌ای توده (شکل 2-B)، نشانة سن جوان‏‌تر تودة گرانیت است. ازاین‌رو، سن گرانیت یادشده، پس از کرتاسه دانسته شده است (Fonoudi and Sayareh 2000) تودة گرانیتی به رنگ یکنواخت سفید تا شیری، بافت گرانولر دانه متوسط دارد و کمابیش کانی‏‌های تیره ندارد. همچنین، همان‌گونه‌که گفته شد، در حاشیة این توده با سنگ میزبان، زنولیت‏‌هایی با اندازه‏‌های گوناگون از 60-50 سانتیمتر و گاه بزرگ‌تر و حاشیة گردشده از جنس سنگ میزبان به‌آسانی دیده می‌شوند (شکل‌های 2-C و 2-D) همچنین، در فواصل دورتر از حاشیه، زبانه‏‌های آپلیتی درون سنگ میزبان دگرگونی به‌چشم می‏‌خورند.

شکل 2. تصویرهای صحرایی از رخنمون‏‌های شاخص منطقة شمال بیجار A) واحد اسلیت- فیلیت (دید رو به جنوب‌باختری)؛ B) تودة آذرین درونی گرانیتی تزریق‌شده درون سنگ‏‌های شیستی دربرگیرنده (دید رو به جنوب‌باختری)؛ C، D) انکلاو زنولیتی در گرانیت‏‌ها (دید رو به شمال).

Figure 2. Field photographs from the main outcrops of the north of Bijar A) the slate-phyllite unit (view to the southwest); B) the granite intruded the schistose country rock (view to the southwest); C, D) the xenolitic enclaves in the granite (view to the north).

 سنگ‏‌نگاری

سنگ‏‌های دربرگیرندة تودة گرانیتی شمال بیجار، بر پایة ترکیب کانی‏‌شناسی و شیمیایی، از نوع متابازیت‏‌های رخساره آمفیبولیت (بیشتر هورنبلند شیست و اپیدوت شیست و گاه آمفیبولیت) با بافت نماتوبلاستیک و گرانوبلاستیک هستند. مجموعه کانی‏‌های همایند در این سنگ‏‌ها شامل هورنبلند، پلاژیوکلاز آلبیتی، اپیدوت، مسکوویت و کوارتز به‌همراه کانی‏‌های فرعی و ثانویه مانند بیوتیت، کلریت، اسفن، ایلمنیت و کلسیت هستند. شواهد بافتی در این سنگ‏‌ها به‌صورت دو سری جهت‌یافتگی در هورنبلندها (شکل 3-A)، اورالیتی‌شدن پیروکسن‏‌ها (شکل 3-B)، آمفیبول‌های ماهی‏‌‏‌گون (شکل 3-C) و کوارتزهای با خاموشی موجی، مضرس و روبانی‌شکل (شکل 3-D)، نشان می‌دهند این منطقه پس از دست کم دو مرحلةدگرگونی ناحیه‏‌ای، دچار دگرگونی پسرونده و دینامیکی شده است. افزون‌بر اورالیتی‌شدن پیروکسن‏‌ها، شواهد دیگری مانند بیوتیتی و کلریتی‌شدن آمفیبول‏‌ها، جایگزینی ایلمنیت با تیتانیت، سودومورف‏‌های اپیدوت و کلریت در قالب گارنت و سوسوریتی‌شدن فلدسپارها آشکارا نشان‌دهندة دگرگونی پسروندة این متابازیت‏‌ها پس از دگرگونی ناحیه‏‌ای پیشرونده هستند.

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی کانی‏‌های سازندة لویکوگرانیت و متابازیت‏‌های منطقة بیجار A) دو نسل خطوارگی در هورنبلندهای شیست سبز؛ B) اورالیتی‌شدن پیروکسن ها در هورنبلند شیست‏‌ها؛ C) آمفیبول ماهی‌گون در هورنبلند شیست‏‌ها؛ D) لویکوگرانیت گارنت‌دار؛ E) روبان چندبلوری کوارتز با مرزهای مضرس و خاموشی موجی در باندهای سیلیسی متابازیت‏‌ها؛ F) میرمکیت کرمی‌مانند در لویکوگرانیت؛ G) بافت آنتی‌راپاکیوی در لویکوگرانیت؛ H) بازتبلور و تشکیل ریزبلورهای کوارتز در لویکوگرانیت.

Figure 3. Photomicrographs of minerals in leucogranite and metabasites of the Bijar area A) two generation of lineation in amphiboles of green schist; B) uralitization in pyroxenes of hornblende schists; C) fish-shaped amphibole in hornblende schists; D) garnet-bearing leucogranite; E) polycrystalline ribbon of quartz with serrated boundaries and undulatory extinction in silicic bands of metabasites; F) wormy-like myrmekite in leucogranites; G) anti-rapakivi texture in leucogranites; H) recrystallization of fine-grained quartzes in leucogranites.

 شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

از نظر سنگ‏‌نگاری، تودة گرانیتی شمال بیجار یک تودة همگن (از دیدگاه سنگ‏‌شناسی) است و با بیش از 95 درصدحجمی کانی‏‌های فلسیک (کوارتز: 35-30 درصدحجمی؛ پلاژیوکلاز: 20-10 درصدحجمی؛ آلکالی‌فلدسپار: 40-35 درصدحجمی) یک لویکومونزوگرانیت گارنت‏‌دار به‌شمار می‌رود (شکل 3-F). کانی‏‌های گارنت، مسکوویت، بیوتیت، هورنبلند، کلریت، اپیدوت و کانی‏‌های تیره از کانی‏‌های فرعی و ثانویه هستند که کمتر از 5 درصدحجمی سنگ را در بر می‌گیرند. بافت‏‌های سازندة نمونه‏‌های بررسی‌شده به دو نوع بافت نخستین یا ماگمایی و بافت‏‌های پس از تبلور دسته‌بندی می‌شوند. در گروه بافت‏‌های ماگمایی، می‏‌توان بافت گرانولر (به‌عنوان بافت اصلی)، منطقه‌بندی، میکروگرافیکی، میرمکیتی (شکل 3-G) و آنتی‌راپاکیوی (شکل 3-G) را نام برد که نشانة جایگزینی ماگما در ژرفای کم (یا نیمه‌ژرف) هستند. از سوی دیگر، کوارتزهایی با شکل ماهی‏‌گون، خاموشی موجی، مرزهای مضرس و با بازتبلور (شکل 3-H)، گویای بازتبلور دینامیکی در یک رژیم دگرریختی هستند. مسکوویت‏‌ها و بیوتیت‏‌های پیچ و تاب‌خورده چه‌بسا تأثیر شرایط دگرریختی بر تودة یادشده را به شدت تقویت می‏‌کنند.

شیمی سنگ کل

از دیدگاه ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی، نمونه‏‌های گرانیتی و متابازیتی از یکدیگر بسیار متمایز هستند (جدول 1)؛ به‌گونه‌ای‌که میزان SiO₂ در گرانیت‏‌ها و متابازیت‏‌ها به‌ترتیب بیش از 74 و کمتر از 51 درصدوزنی، مقدار MgO و Fe₂O₃ در گرانیت‏‌ها به‌ترتیب نزدیک به 1/0 و 8/0 و در متابازیت‏‌ها به‌ترتیب از 37/8-98/2و 92/11-22/9 درصدوزنی و بالاخره مقدار CaO در گرانیت‏‌ها 23/1-86/0 و در متابازیت‏‌ها 85/18-57/9 درصدوزنی است. از این‌رو، تودة گرانیتی یادشده یک گرانیت فقیر از آهن و منیزیم است. افزون‌بر این، با توجه به بالابودن شاخص آلومینا (A/CNK: 11/1-05/1)، تودة گرانیتی یادشده از گروه گرانیت‏‌های پرآلومین است (Al₂O₃: 1/14-5/13 درصدوزنی).

ترسیم نقاط داده‏‌های این دو گروه سنگی در نمودار TAS (شکل 4-A) نشان می‏‌دهد نمونه‏‌های گرانیتی با مقدار آلکالی‏ (Na₂O+K₂O) برابر با 29/9-97/7 درصدوزنی و نسبت Na₂O/K₂O کمتر از یک (73/0-46/0) از نوع گرانیت است. این در حالیست که مقدار کل آلکالی‏‌ها در متابازیت‏‌ها برابر با 44/4-10/1 درصدوزنی (بازالت) است. افزون‌بر این، در نمودار شکل 4-A، نمونه‏‌های متابازیتی در محدودة‌ خط مرزی آلکالن/ساب‌آلکالن (انتقالی یا کالک‏‌آلکالن) و نمونه‏‌های گرانیتی در محدودة ساب‏‌آلکالن جای گرفته‏‌اند. ترسیم نقاط داده‏‌های متابازیتی در نمودار Co در برابر Th (شکل 4-B) نیز ترکیب بازالتی-آندزیت‌بازالتی با ویژگی کالک‏‌آلکالن را نشان می‏‌دهد. از سوی دیگر، همان‌گونه‌که در شکل 4-C دیده می‌شود، گرانیت‏‌ها در محدودة‏‌ سری پرپتاسیم و متابازیت‏‌ها در محدودة سری کم پتاسیم جای گرفته‏‌اند. در نمودار شکل 4-D نیز نمونه‏‌های گرانیتی ویژگی کالک‌آلکالی تا آلکالی‌کلسیک نشان می‏‌دهند و آشکارا در محدودة لویکوگرانیت‏‌های پرآلومین جای می‏‌گیرند.

شکل 4. A) نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O (Le Maitre et al., 2002)؛ B) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007)؛ C) نمودار SiO₂ در برابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O-CaO (Frost and Frost, 2011).

Figure 4. A) The SiO₂ versus total alkalis (Na₂O+K₂O) diagram (Le Maitre et al., 2002); B) the Th versus Co diagram (Hastie et al., 2007); C) The SiO₂ versus K₂O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); D) The SiO₂ versus Na₂O+K₂O+CaO diagram (Frost and Frost, 2011).

شکل 5 نمودارهای عنکبوتیREE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای هر دو گروه سنگی بررسی‌شده را نشان می‏‌دهد. همان‌گونه‌که دیده می‌شود، گرانیت‏‌ها الگوی مقعر قاشقی‌شکل نشان می‏‌دهند که پیامد تهی‏‌شدگی در MREE است (شکل 5-A). این ویژگی را می‏‌توان به جدایش (تفریق یا جاماندن در تفالة ذوب) کانی‏‌های فرومنیزین مانند کلینوپیروکسن، هورنبلند و یا تیتانیت نسبت داد که غنی از MREE هستند (Rollinson and Pease, 2021). در این نمودار، متابازیت‏‌ها، الگوی غنی‏‌شدگی LREE/HREE با شیب ملایم (La_N/Lu_N » 01/3) نشان می‏‌دهند (شکل 5-B).

شکل 5. نمودارهای عنکبوتی عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989). A) گرانیت‌ها؛ B) متابازیت‏‌ها.

Figure 5. Chondrite-normalized REE spider diagrams (Sun and McDonough, 1989) A) granites; B) metabasites.

شیمی کانی‏‌ها

برای تعیین دقیق‏‌تر تحولات پترولوژیک و سرشت شیمیایی کانی‏‌ها در دو گروه سنگی، کانی‏‌های سازندة شاخص آنها تجزیة شیمیایی به روش ریزکاو الکترونی الکترونی شد (جدول‌های 2 تا 6). گفتنی است از گروه متابازیت‏‌ها، کانی‏‌های آمفیبول، اپیدوت و پلاژیوکلاز و از گروه گرانیت‏‌ها، کانی‏‌های فلدسپار (پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار)، گارنت و مسکوویت تجزیه شدند.

آمفیبول

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی، آمفیبول‌های درون متابازیت‏‌ها و محاسبة فرمول ساختاری آنها بر پایة 22 اکسیژن (جدول 2) نشان می‏‌دهد گسترة ترکیبی آنها از نوع آمفیبول‌های کلسیک (75/0Ca^B/(Ca+Na)^B>) است. بر پایة نامگذاری هاوسورن و همکاران (Hawthorne et al., 2012)، این آمفیبول‏‌ها از نوع مگنزیوهورنبلند و برخی از نوع پارگازیت هستند (شکل 6-A).

اپیدوت

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزپردازش الکترونی روی کانی اپیدوت در متابازیت‏‌های شمال بیجار (جدول 3) نشان می‏‌دهند میزان سازندة پیستاشیت (XPs= 100Fe⁺³/(Fe⁺³+Al))) در اپیدوت‏‌های بررسی‌شده برابر با 24/0 تا 27/0 و مقدار TiO₂ آنها برابر با 06/0 تا 13/0 درصدوزنی است. به باور آرمبرستر و همکاران (Armbruster et al., 2006)، کانی اپیدوت می‏‌تواند 15 تا 33 درصدمولی سازندة پیستاشیت (XPs) داشته باشد. پس فرمول کلی کانی بررسی‌شده در متابازیت‏‌ها Ca₂Al₂Fe⁺³Si₃O₁₂(OH) است.

شکل 6. نمودارهای ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها A) نمودار نامگذاری آمفیبول های کلسیم‌دار (Hawthorne et al., 2012)؛ B) نمودار سه‌تایی Ab-An-Or فلدسپارها (Deer et al., 1996)؛ C) نمودار ترکیب شیمی کانی گارنت (Grew et al., 2013)؛ D) نمودار متمایزکنندة گارنت‌های ماگمایی از دگرگونی (Miller et al., 1981)؛ E) نمودار ترکیب شیمی کانی مسکوویت (Tischendorf, 2004)؛ F) نمودار رده‌بندی ترکیب شیمی کانی مسکوویت (Lambert, 1959).

Figure 6. The mineral chemistry plots A) The classification plot of Ca-amphiboles (Hawthorne et al., 2012); B) The triangular plot of feldspars Ab-An-Or (Deer et al., 1996); C) The mineral chemistry plot of garnets (Grew et al., 2013); D) The discriminating diagram of magmatic/metamorphic garnets (Miller et al., 1981); E) The mineral chemistry plot of muscovites (Tischendorf, 2004); F) The classification plot of muscovites (Lambert, 1959).

فلدسپار

داده‌های تجزیة شیمیایی و محاسبة فرمول ساختاری (جدول 4) نشان می‏‌دهد فلدسپارها ترکیبی همگن (از مرکز تا حاشیه) دارند و ترکیب آلکالی‌فلدسپارهای گرانیت‏‌ها در بازة 20/91-47-89 درصد ارتوکلاز و 80/8-53/10 درصد آلبیت است (شکل 6-B). همچنین، گسترة ترکیبی این کانی در متابازیت‏‌ها و گرانیت‏‌ها به‌ترتیب در بازة ترکیبی الیگوکلاز و آلبیت-الیگوکلاز است.

گارنت

چنان‌که در توصیف سنگ‏‌نگاری تودة گرانیتی (شکل 3) گفته شد، این توده مقادیر کمی (<1 %vol) کانی گارنت با منطقه‌بندی واضح دارد. در جدول 5 و شکل 6-C تجزیة شیمیایی 7 نقطه از بخش‏‌های گوناگون این کانی آورده شده است. همان‌گونه‌که محاسبات شیمیایی فرمول این کانی (جدول 2) نشان می‏‌دهد، میانگین سازندگان اسپسارتین (Al-Mn) و آلماندین (Al-Fe) به‌ترتیب 64/72 درصد و 32/23 درصد هستند. افزون‌بر این، بر پایة نمودار پیشنهادیِ میلر و همکاران (Miller et al., 1981) همة گارنت‏‌های بررسی‌شده از شمار گارنت‏‌های ماگمایی هستند (شکل6-D). از دیگر سو، تصویرهای BSE از منطقه‌بندی گارنت‏‌ها (شکل 7) نشان می‌دهند از مرکز به حاشیه، سازندة اسپسارتین کم می‌شود؛ اما سازندگان آلماندین و تا اندازه‌ای گروسولار و پیروپ افزایش می‌یابند. به باور کلارک (Clarke , 1992) این منطقه‌بندی از نوع عادی است و معمولاً به محیط‏‌های دگرگونی پیشرونده نسبت داده می‏‌شود. به باور وی پیدایش گارنت در سنگ‏‌های گرانیتی پرآلومین می‏‌تواند به دلایل زیر روی دهد:

فاز رستیتی دیرگداز، زینوکریست دیرگداز از سنگ دربرگیرنده، محصول واکنش میان ماگما و زنولیت‏‌های پلیتی سرشار از Al و Mn، نطفه‌بندی مستقیم از مذاب سیلیکاته.

مسکوویت

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نقطه‏‌ای مسکوویت‏‌ها به‌همراه فرمول ساختاری آنها بر پایة 22 اکسیژن (جدول 6) نشان می‏‌دهد در ترکیب این کانی‌ها مقدار Al^VI (43/3-37/3) چشمگیر و مقدار Fe⁺² (53/0-48/0) و Mg (16/0) بسیار کم است و مسکوویت فنژیتی به‌شمار می‌روند؛ یعنی سرشار از عضو خالص مسکوویت همراه با نزدیک به 27% سازندة فنژیتی (شکل-6-E) هستند. این ترکیب گویای خاستگاه ماگمایی (اولیه) این کانی است (شکل 6-F). اندازة به نسبت درشت این کانی در تصویرهای میکروسکوپی نیز این موضوع را تأیید می‏‌کند. با وجود این، به باور کلارک (Clarke, 1992)، مسکوویت در گرانیت‏‌های پرآلکالن می‏‌تواند از یکی از دو روش زیر پدید آمده باشد:

الف) تبلور ماگمایی در فشار کمابیش بالا؛

ب) و روش محتمل‏‌تر، شکستگی ساب‏‌سالیدوس آلومینوسیلیکات‏‌ها در حضور بخار آب.

بحث

مجموعة آذرین-دگرگونی شمال بیجار شامل دو سنگ‌شناسی کاملاً متمایز متابازیت‏‌ها (کرتاسه؟) و تودة لویکوگرانیتی (پس از کرتاسه؟) در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان است. تودة لویکوگرانیتی با مجموعه کانی‏‌های کوارتز+آلبیت (An₆)+آلکالی فلدسپارها (ارتوز و میکروکیلین)+مسکوویت+Mnگارنت (اسپسارتین)± بیوتیت و نیز نسبت A/CNK>1، یک گرانیت پرآلومین به‌شمار می‌رود که با توجه به بافت‌هایی مانند منطقه‌بندی، میرمکیتی و آنتی‏‌راپاکیوی در ژرفای کم و بدون هیچگونه نشانه‌ای از دگرگونی همبری درون سنگ میزبان متابازیتی تزریق و متبلور شده است. با وجود این، جدای از شواهد بافتی یادشده، شاید بتوان این‌گونه تصور کرد که نبود هالة دگرگونی پیامد جایگزینی اولیة تودة آذرین درونی در ژرفای بسیار باشد. ازاین‌رو، تفاوت دمایی میان تودة گرانیتی و سنگ‏‌های میزبان چندان نیست و هالة دگرگونی همبری پدید نمی‌آید. در این صورت، انتظار می‌رود ساخت‏‌های شکل‏‌پذیر در سنگ‏‌های محل همبری دیده شوند. به هر روی، زنولیت‏‌های متابازیت‏‌ها و نیز اثرات تزریقی تودة آذرین درونی در میان شیستوزیتة سنگ میزبان، جوان‌تر‌بودن تودة گرانیتی کاملاً روشن است.

سنگ‏‌های میزبان تودة لویکوگرانیتی شمال بیجار از گروه سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‌ای درجه پایین تا متوسط (اسلیت، فیلیت، هورنبلند شیست و اپیدوت شیست) هستند و شیست‏‌ها مجموعه کانی‌های همایندِ رخسارة آمفیبولیت را نشان می‏‌دهند: مگنزیوهورنبلند (پارگازیت) + اپیدوت (پیستاشیتی) + الیگوکلاز (An_22-25) +کوارتز ± گارنت. بررسی‌های بافتی گویای رخداد دست‌کم دو مرحله دگرگونی ناحیه‏‌ای و سپس دگرگونی‏‌های دینامیکی و برگشتی هستند.

شکل 7. تصویرهای BSE و نمودارهای تغییرات ترکیب دو نمونه گارنت از مرکز به حاشیه A) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ آلماندین؛ B) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ گروسولار؛ C) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ پیروپ؛ D) نمودارهای تغییرات سازندة پایانیِ اسپسارتین.

Figure 7. The BSE images and variations of end-members in two samples garnet from core to rim. A) the end-member variations of almandine; B) the end-member variations of grossular; C) the end-member variations of spessartine; D) the end-member variations of pyrope.

سنگ‌مادر متابازیت‌ها

توجه به کانی‏‌های سازندة فراوان‏‌تر متابازیت‏‌ها شامل مگنزیوهورنبلند (از گروه آمفیبول‌های کلسیم-منیزیم‏‌دار) و اپیدوت پیستاشیتی نشان می‏‌دهد ترکیب سنگ‌مادر (پروتولیت) این سنگ‏‌ها سرشار از کلسیم، آهن و منیزیم بوده است. ترسیم ترکیب شیمیایی این سنگ‏‌ها در نمودار شکل 8-A و نیز نمودار شکل 8-B این موضوع را نشان می‌دهد. همچنین، ترسیم داده‏‌های این گروه سنگی در نمودار Co در برابر Th (شکل 4-B) و TAS (شکل 4-A) ثابت می‏‌کند سنگ مادر این سنگ‏‌های دگرگونی از گروه بازالت‏‌ها و آندزیت‏‌های بازالتی کالک‏‌آلکالن (یا معادل درونی آنها) بوده است.

محیط زمین‏‌ساختی و سنگ‌زایی

از آنجایی‌که متابازیت‏‌ها دچار دگرگونی ناحیه‏‌ای در رخسارة آمفیبولیت شده‏‌اند، برای تعیین محیط زمین‏‌ساختی سنگ‌مادر آنها از دو نمودار پیشنهادیِ پیرس (Pearce, 1982) و هولوچر و همکاران (Holocher et al., 2012) (شکل‏‌های 9-A و 9-B) برای عنصرهای کمیاب بهره گرفته شد. همان‌گونه‌که در این نمودارها دیده می‏‌شود، نمونه‏‌های این سنگ‏‌ها در محدودة MORB جای گرفته‏‌اند. با وجود این در نمودار شکل 9-B، نشانه‌هایی از گرایش آنها به کمان‏‌های قاره‏‌ای نیز دیده می‏‌شود. افزون‌بر نسبت Nb/Ta در این سنگ‏‌ها برابر با 22 و همانند سنگ‏‌های گوشته‏‌ای (بیشتر از 5/15) است (Wada and Wood, 2001).

همچنین، الگوی نمودارهای عنکبوتی چندعنصری متابازیت‏‌ها که به ترکیب MORB بهنجار شده است (شکل 9-C) همخوانی نسبی آنها با الگوی MORB را نشان می‏‌دهد؛ هرچند عنصرها غنی‏‌شدگی نزدیک به 10 برابری نشان می‌دهند که احتمالاً ناشی از فرایند ذوب‌بخشی از خاستگاه MORB است. با وجود این، آنومالی مثبت Pb را می‏‌توان به دخالت سازندة فرورانش نسبت داد که با چگونگی جای‌گرفتن نمونه‏‌ها در شکل 9-B نیز هماهنگی دارد.

با توجه به نمودار پیشنهادیِ چاپل و وایت (Chapell and White, 1974) (شکل 9-D)، تودة لویکوگرانیتی منطقه از نوع گرانیت‏‌های مایل به گرانیت‌های گروه S است که با مجموعه کانی‏‌های پرآلومین و نسبت A/CNK بالاتر از یک (11/1-05/1) نیز تأیید می‏‌شود. افزون‌بر این، مقایسة نمودار عنکبوتی چندعنصری این توده با تودة نوع S ازنا در پهنة سنندج-سیرجان (Moazzen et al., 2004)، همخوانی بسیار خوب این دو توده را نیز نشان می‏‌دهد (شکل 9-E). از سوی دیگر، رسم داده‏‌های این توده در نمودار Nb در برابر Y (شکل 9-F) نشان می‏‌دهد گرانیت یادشده از نوع گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی و برخورد قاره‏‌ای است که در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پهنة سنندج-سیرجان پدید آمده است.

زمین‌دمافشارسنجی

دمافشارسنجی ترکیب آمفیبول در نمودار ایزوپلت‏‌های TiO₂ و Al₂O₃ در فضای P-T (شکل10-A) نشان می‏‌دهد آمفیبول‌های متابازیت‏‌ها در دمای 20±600 درجة سانتیگراد و فشار 15-13 کیلوبار پدید آمده‏‌اند. از دیگر سو، دماسنجی بر پایة جفت کانی آمفیبول-پلاژیوکلاز به روش هولاند و بلاندی (Holland and Blundy, 1994) در رابطة آلبیت+ترمولیت=کوارتز+ادنیت، دمای 593-718 درجة سانتیگراد در فشار 2 کیلوبار و دمای 640-708 درجة سانتیگراد در فشار 8 کیلوبار را به‌دست می‌دهد. دمافشارسنجی به روش پیشنهادیِ بهادرا و باتاچاریا (Bhadra and Bhattacharya, 2007) بر پایة واکنش 8 کوارتز + 2 پارگازیت = 2 آلبیت + چرماکیت + ترمولیت، شرایط پیدایش متابازیت‏‌های منطقة بیجار را در دمای 730 درجة سانتیگراد و فشار 9-2/6 کیلوبار نشان می‌دهد. همچنین، پیدایش مرزهای مضرّس و آمیبی‌شکل به‌همراه خاموشی موجی در بلورهای کوارتز این سنگ‏‌ها گویای دمای 700-500 درجة سانتیگراد (Boullier and Bouchez 1978; Stipp et al., 2002) و پیدایش بافت گرانوبلاستیک در بلورهای کوارتز و فلدسپار و نیز گسترش روبان‏‌های چندبلوری کوارتز نشانة دمای 700-600 درجة سانتیگراد است (Bose and Sengopta, 2003).

شکل 8. تعیین سرشت سنگ‌مادر سنگ‏‌های دگرگونی در A) نمودار C در برابر al-alk (Evans and Leake, 1960)؛ B) نمودار Ni در برابر Zr/Ti (Winchester et al., 1980).

Figure 8. Characterizing the protoliths of metabasites on A) c versus al-alk plot (Evans and Leake, 1960); B) Ni versus Zr/Ti plot (Winchester et al., 1980).

ترسیم داده‏‌های پلاژیوکلازهای تودة لویکوگرانیتی در نمودار دماسنجی پیشنهادیِ نکواسیل (Nekvasil et al., 2000) در فشار 5/4 کیلوبار نشان‌دهندة دمای پیدایش آنها در 500 درجة سانتیگراد برای این کانی است (شکل 10-B). افزون‌بر این، به باور پاشیر و ترو (Passchier and Trow, 2010) پیدایش مرزهای برآمده (BLG) و مهاجرتی (GMB) در بلورهای کوارتز در شرایط دمایی نزدیک به 600 درجة سانتیگراد روی می‌دهد که البته می‏‌تواند دمای دگرریختی سنگ پس از تبلور نهایی نیز به‌شمار آید. همچنین، به گفتة ورنون (Vernoon, 2004)، بافت‏‌های میرمکیتی در گرانیت‏‌های دگرریخت گویای دگرریختی در حالت جامد و گواهی بر بازیابی و بازتبلور در دمای 670-500 درجة سانتیگراد هستند. از سوی دیگر، منطقه‌بندی در گارنت‏‌های تودة گرانیتی می‏‌تواند گویای نبود تحمل حرارت‏‌های بالا بر این کانی ناهمگن باشد.

برداشت

در منطقة شمال بیجار در نیمة شمالی پهنة سنندج-سیرجان، تودة لویکوگرانیتی با بیش از 95درصد کانی‏‌های روشن و بدون برجاگذاشتن هیچ‌گونه نشانه‌هایی از دگرگونی همبری در میان سنگ میزبان متابازیتی تزریق شده است. با وجود این، در منطقة مرزی بلافصل تودة آذرین درونی با سنگ میزبان، زنولیت‏‌های متابازیتی به فراوانی دیده می‏‌شوند که گویای جوان‏‌تر‌بودن تودة گرانیتی هستند.

سنگ‏‌های میزبان تودة گرانیتی شمال بیجار از اسلیت، فیلیت، هورنبلند شیست و اپیدوت شیست تشکیل شده‌اند و شیست‏‌ها مجموعه کانی‌های همایندِ رخسارة آمفیبولیت را نشان می‏‌دهند. همچنین، ترکیب سنگ‌مادر آنها سرشار از کلسیم، آهن و منیزیم (سنگ‏‌های آذرین بازیک کالک‏‌آلکالن) بوده است.

از دیدگاه محیط زمین‏‌ساختی، نهاد متابازیت‏‌‏‌ها، بازالت‏‌های کالک‏‌آلکالن با اثراتی از کمان‏‌های فرورانشی قاره‏‌ای است.

تودة لویکوگرانیتی منطقه از نوع گرانیت‏‌های پرآلومین مایل به نوع S است که همانند دیگر توده‏‌های پهنة سنندج-سیرجان از نوع گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی و برخورد قاره‏‌ای بوده است و به‌دنبال فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پهنة سنندج-سیرجان پدید آمده است.

نتایج دماسنجی سنگ‏‌های دگرگونی و گرانیتی منطقه نشان‌دهندة دمای تبلور کمترِ تودة آذرین گرانیتی (600-500 درجة سانتیگراد) نسبت به دمای پیدایش متابازیت‏‌ها (نزدیک به 700-600 درجة سانتیگراد) هستند و همین توجیه خوبی برای نبود گسترش هالة دگرگونی همبری در محل همبری با متابازیت‏‌هاست.

شکل 9. نمودارهای محیط زمین‏‌ساختی و سنگ‌زایی A) نمودار دوتایی Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1982)؛ B) نمودار نسبت La/Yb در برابر Th/Nb (Holocher et al., 2012)؛ C) نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشدة متابازیت‏‌ها به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ D) نمودار SiO₂ در برابر A/CNK (Chapell and White, 1974)؛E ) نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشدة گرانیت‏‌ها (خطوط سرخ‌رنگ) با گرانیت‏‌های پشتة اقیانوسی در مقایسه با گرانیت‏‌های نوع S تودة ازنا (خطوط خاکستری (Moazzen et al., 2004)؛ F) نمودار Y در برابر Nb (Pearce et al., 1984).

Figure 9. The tectonic setting and petrogenetic diagrams. A) The Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1982); B) The La/Yb versus Th/Nb diagram (Holocher et al., 2012); C) Primitive mantle-normalized multi-elements spider diagrams (Primitive mantle composition from Sun and McDonough (1989)); D) The A/CNK versus SiO₂ diagram (Chapell and White, 1974); E) Trace element spider diagram for granites (red lines) normalized with ocean ridge granites compared with S-type granite of Azna body (grey lines; Moazzen et al., 2004); F) Y versus Nb diagram (Pearce et al., 1984)

شکل 10. A) نمودار دما- فشار ایزوپلت‏‌های اکسیدهای اصلی TiO₂ و Al₂O₃ در آمفیبول‌های کلسیک (Ernst and Liu, 1998)؛ B) نمودار سه‌تایی Ab-An-Or برای برآورد دمای تعادلی کانی پلاژیوکلاز در فشار 5/4 کیلوبار (Nekvasil and et al., 2000).

Figure 10. A) P-T diagram by isopletes of TiO₂ and Al₂O₃ in calcic amphiboles (Ernst and Liu, 1998); B) Ab-An-Or ternary plot for determining equilibrium temperature of plagioclase mineral in P= 4.5 kbar (Nekvasil and et al., 2000).