معرفی فیبرولیت‌های منطقه قروه و شرایط تشکیل آنها

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه گلستان، گرگان، ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

سنگ‌های دگرگونی منطقه قروه، جنوب شرق سنندج، جزو زون دگرگونی سنندج ـ سیرجان است. جنوب این ناحیه دارای مجموعه‌ای از دگرگونی‌های ناحیه‌ای و دگرگونی‌های مجاورتی حاصل از نفوذ توده‌ها است. درجات دگرگونی مختلف، نفوذ توده‌ها و پروتولیت‌های گوناگون، سنگ‌های دگرگونی مختلفی را به‌وجود آورده‌اند. متاپلیت‌ها دارای دو نسل از کانی‌های آندالوزیت، کردیریت و گارنت هستند که در پاسخ به دو مرحله نفوذ مجزا ایجاد شده‌اند. فیبرولیت به‌همراه آندالوزیت، گارنت، بیوتیت و مسکوویت در کنار توده نفوذی سرتیپ‌آباد برونزد دارد. مطالعات بافتی نشان می‌دهد که این فیبرولیت‌ها حاصل تاثیر فازهای نهایی ماگماتیسم است. رشد فیبرولیت‌ها بدون چین‌خوردگی و در همة جهات روی بیوتیت و آندالوزیت نشان می‌دهد که آنها در شرایط آرام تکتونیکی منطقه قروه به‌وجود آمده‌اند. مطالعات بافتی فیبرولیت‌ها نشان می‌دهد که از نوع ناهماهنگهستند. فیبرولیت‌ها غالباً روی بیوتیت‌ها و به مقدار کمتر در حاشیه و روی آندالوزیت رشد کرده‌اند. مطالعات فشار و دما سنجی فشار و دمایی کمتر از 3 کیلوبار و 700 درجه سانتی‌گراد را در زیر سیستم KMASH نشان می‌دهد. برخی مطالعات بافتی با ادامه رشد فیبرولیت‌ها بعد از تغییرشکل پلاستیک مطابق است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Introducing the Ghorveh fibrolites and their formation condition

نویسندگان [English]

  • Hadi Omrani 1
  • Mohsen Moayyed 2
  • Ahmad Jahangiri 2
  • Mohsen Moazzen 2
چکیده [English]

The metamorphic rocks of the Ghorveh area, southeast of Sanandaj, are classified as a part of the Sanandaj-Sirjan metamorphic zone. South of Ghorveh includes an assemblage of regional and contact metamorphic rocks as a result of intrusion of igneous plutons. Different types of metamorphic rocks are produced in this regard. Metapelites have two generations of andalusite, cordierite and garnet produced by two distinct contacts metamorphism. Fibrolites are associated with andalusite, garnet, biotite and muscovite near Sartip Abad intrusion. Fibrolite growth without deformation and randomly on biotite and andalusite shows that fibrolites have formed at the latest stage of intrusion phase in this area. The textural studies of fibrolites show that they are of disharmonious type. Thermobarometry shows pressure and temperature lower than 3 Kb and 700°C in KMASH sub-system, respectively. Some textural evidence are consistent with continuation of fibrolite growth after ductile deformation.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Ghorveh
  • Metamorphism
  • Metapelite
  • Fibrolite

مقدمه

سیلیمانیت رشته‌ای یا فیبرولیت در سال 1802 نامگذاری شد. مشاهدات پتروگرافی نشان می‌دهد، وقتی سرعت واکنش به دلیل واکنش فرا مرحله‌ای (یک واکنش در محدوده فراتر از حد معمول پایداری آن کانی) بالا است، سیلیمانیت به شکل فیبرولیت رشد می‌کند، زیرا انرژی سطحی وجه 110 کم و نرخ رشدش سریع‌تر است (Lee et al., 1999). فیبرولیت، رشته‌های دانه‌ریز دما بالای Al2SiO5 است. در طی دگرگونی وقتی به میدان پایداری سیلیمانیت نزدیک می‌شویم، فیبرولیت در محدوده پایداری کیانیت یا آندالوزیت تشکیل می‌شود. پیوستگی یکنواختی بین رشته‌های فیبرولیت و سیلیمانیت منشوری وجود دارد که نمی‌توان جدایش واضحی بین آنها بر اساس اندازه دانه و سرشت آن در نظر گرفت. توزیع انرژی پتانسیل مرز دانه‌ها نسبت به انرژی کل بررسی گردید (Hemingway et al., 1991; Kerrick, 1990) و بلورهایی با قطر کمتر از mµ2 به‌جای سیلیمانیت، فیبرولیت نامیده شد (Pattision, 1992; Kerrick, 1990). در طی این بررسی‌ها مشخص گردید که فیبرولیت انرژی آزاد مولی بالاتری نسبت به سیلیمانیت دانه درشت دارد. بررسی‌های کلی نشان داده است که فیبرولیت زودتر از سیلیمانیت ظاهر می‌شود و این مسأله با تعادلات ترمودینامیکی در تضاد است. در نتیجه مسأله فیبرولیت در طی یک دهه اخیر مورد بحث بوده است. یک فرض تشکیل فیبرولیت به‌صورت نیمه‌پایدار است.

ژئوترمومتری گارنت ـ بیوتیت نشان داده است که فیبرولیت خارج از محدوده پایداری سیلیمانیت شکل می‌گیرد (Fleming, 1973; Kerrick, 1990). رشد همبافته که انرژی هسته‌بندی برای فیبرولیت را کاهش می‌دهد، فرض دیگری است که با مشاهدات گسترده پیشنهاد شده است. در این شرایط فیبرولیت به‌طور گسترده یک الگوی با قاعده و سه‌گوش منظم، درون برش‌های قاعده بیوتیت نشان می‌دهد (Chinner, 1961; Yardley, 1977).

Kerrick (1990) پیشنهاد کرده است که فیبرولیت احتمالاً نظم مثلثی زنجیره Si و Al را از لایه‌های چهارگوش ساختار بیوتیت به ارث برده است، پس هسته‌بندی فیبرولیت روی بیوتیت راحت‌تر از هسته‌بندی بر روی آندالوزیت و کیانیت است (Sassi et al., 2004). در دمای بالاتر واکنش‌های آب‌زدایی بیوتیت و تشکیل پلی‌مورف Al2SiO5 انجام می‌گیرد. با توجه به پایین بودن انرژی پتانسیل هسته‌بندی فیبرولیت، این کانی به‌جای سیلیمانیت تشکیل می‌شود؛ هر چند، پیدایش فیبرولیت در طول ایزوگراد سیلیمانیت-کیانیت که بقایای ریز کیانیت دلالت بر جانشینی آن توسط فیبرولیت دارد، مطالعه شده است (Grambling, 1981).

کلیه توضیحات ذکر شده آشکارا نشان می‌دهد که فیبرولیت به‌طور سیستماتیک قبل از سیلیمانیت (درجه دگرگونی پایین‌تر) تشکیل می‌گردد. پس توزیع انرژی سطحی فیبرولیت نسبت به انرژی آزاد کل باید اثری روی پایداری اولیه فیبرولیت در مقابل سیلیمانیت نداشته باشد. بدین ترتیب، ظهور فیبرولیت قبل از سیلیمانیت را نمی‌توان در تمام موارد با رشد نیمه‌پایدار یا همبافته توجیه کرد. پس، این احتمال بیشتر است که تشکیل فیبرولیت توسط فاکتورهای کنیتیک صورت گیرد.

 

زمین شناسی منطقه قروه

منطقه قروه در جنوب شرق سنندج در استان کردستان واقع شده است. این ناحیه جزئی از زون سنندج ـ سیرجان است (شکل 1). دگرگونی به‌عنوان مهم‌ترین و بارزترین پدیده حاکم و به‌صورت دگرگونی ناحیه‌ای و مجاورتی ظهور یافته است. علاوه بر این، ماگماتیسم و پدیده‌های وابسته نیز فعال و کارساز بوده و تاثیر بسزایی در سرنوشت زمین‌شناسی این منطقه داشته است. عملکرد عوامل یادشده مسائل بغرنج و پیچیده‌ای را در این قسمت از زون سنندج ـ سیرجان به‌وجود آورده است که حل آنها مستلزم تفکیک دقیق دگرگونی، ماگماتیزم و دگرشکلی‌های موجود در سنگ‌ها و تعیین قلمرو خاص هر یک از این وقایع است. برونزدهای موجود در این منطقه ادامه توالی‌های سنقر (بخش جنوبی قروه) است. از این رو، شباهت‌ها و همانندی‌هایی، به‌ویژه در اطراف مرز دو ورقه وجود دارد. نفوذ توده‌های مختلف در ناحیه قروه باعث از بین رفتن فسیل‌های شاخص در توالی‌های دگرگونی این منطقه شده است و به ناچار از یافته‌های مهم و کلیدی منطقه سنقر برای تعین سن توالی‌های قروه استفاده شده است (حسینی، 1378).

توالی چینه‌ای سنگ‌های موجود از پایین به بالا، شامل سنگ‌های دگرگونی تریاس، تریاس-ژوراسیک، ژوراسیک و سنگ‌های غیر دگرگون ائوسن است. در این ناحیه توده‌های نفوذی متعددی برونزد دارند (مثل گابرو، دیوریت، گرانیت). این توده‌ها به دو دسته کلی، توده‌های دارای برگوارگی و توده‌های فاقد برگوارگی تقسیم می‌شوند. توده‌های نفوذی جوان شامل گرانیت، دیوریت و گابروها و فاقد برگوارگی هستند و توده‌های قدیمی‌تر که دارای برگوارگی­اند، شامل گابرو، دیوریت، گابروی دیوریتی و گرانیت هستند که به‌صورت موضعی میلونیزه نیز شده‌اند (عمرانی، 1384). بین قروه و همدان، دگرگونی‌های ناحیه‌ای در حد رخساره شیست سبز برونزد دارند. سنگ‌های دگرگونی قروه شامل کلریت شیست، بیوتیت شیست، شیست‌های لکه‌ای، مرمرها و متابازیت‌ها هستند. پروتولیت سنگ‌های دگرگونی منطقه قروه، شامل گری‌واک‌ها، آهک‌ها، سنگ‌های بازیک، رسوبات رسی و نیمه‌رسی می‌باشند (عمرانی و همکاران، 1385).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1-  نقشه زمین‌شناسی و موقعیت روستاها در جنوب قروه (محل برداشت نمونه‌ها بر روی نقشه نشان داده شده است).

 

 

 

 

 


تعیین پاراژنزها در منطقه قروه

در متاپلیت­های قروه پاراژنز‌های زیر مشخص گردید (عمرانی و همکاران، 1384) (علائم اختصاری کانی‌ها از Kretz، 1983).

1) Chl+Cal+Qtz

2) Bt+Ms+Chl+Qtz

3) Crd+Bt+Ms+Qtz

4) And+Crd+Bt+Ms+Qtz

5) And+Bt+Ms+Qtz

6) Grt+Ms+Bt+Qtz

7) Grt+And+Sil (Fib)+Bt+Ms+Qtz

 

همه این پاراژنزها دارای تورمالین، کانی‌های تیره، پلاژیوکلاز، زیرکن و آپاتیت به‌صورت کانی‌های فرعی هستند. پاراژنزهای مذکور را می‌توان به‌صورت زیر تقسیم بندی کرد:

1) پاراژنزهای فاقد Grt + Crd + And

2) پاژنزهای دارای Crd + And

3) پاراژنزهای دارای Grt و فاقد Crd + And

4) پاراژنزهای دارای Fbl.

هر یک از این پاراژنز‌ها را به اختصار توضیح می‌دهیم.

 

پاراژنز فاقد Grt + Crd + And:

این پاراژنز دارای کانی‌های کلریت، مسکوویت و بیوتیت است که دور از توده‌های نفوذی منطقه قروه برونزد دارند. این نمونه‌ها در ارتباط با دگرگونی ناحیه‌ای درجه ضعیف در جنوب قروه هستند.

 

پاراژنز‌های دارای And-Crd:

کانی‌های آندالوزیت، کردیریت، بیوتیت و مسکوویت از جمله کانی‌های این پاراژنز هستند. اندازه کانی‌های آندالوزیت حدود cm 1 بوده، از نوع آندالوزیت‌های دارای ناخالصی گرافیتی (کیاستولیت) هستند. دو نسل آندالوزیت و کردیریت‌های سالم و تجزیه‌شده در کنار هم در نمونه‌های دارای این پاراژنز دیده می‌شوند.

 

پاراژنز‌های دارای Grt و فاقد Crd+And:

در این نمونه‌ها علاوه بر گارنت، بیوتیت، مسکوویت یا کلریت و کوارتز دیده می‌شوند. گارنت‌ها بی‌شکل و توسط کانی‌های صفحه‌ای در بر گرفته شده‌اند. بیوتیت و مسکوویت دانه‌ریز هستند.

 

پاراژنز‌های دارای Fbl:

این پاراژنز‌ها دارای آندالوزیت، گارنت، بیوتیت، مسکوویت هستند. همراه این کانی‌ها، فیبرولیت و دو نسل بیوتیت در نمونه‌های دارای این پاراژنز دیده می‌شود. با استفاده از نرم‌افزار ترموکالک (Holland and Powell, 1985) حداکثر دما و فشار برای اوج دگرگونی مجاورتی منطقه قروه در زیر سیستم KMASH کمتر از 3 کیلوبار و 700 درجه سانتی‌گراد به‌دست آمده است (شکل a2). تمام پاراژنزهای ذکر شده دارای کوارتز هستند.

 

تشکیل فیبرولیت

مکانیزم‌های تشکیل فیبرولیت دلالت بر نرخ رشد سریع به‌دلیل واکنش فرا مرحله‌ای دارد. واکنش تک‌متغیره در سیستم کیانیت- آندالوزیت- سیلیمانیت کند است زیرا احتیاج به گسیختگی پیوند‌های محکم Al-O و Si-O دارد و نیروهای کنترل‌کننده کوچک‌ هستند. اگر بلورهای فیبرولیت در طی دگرگونی جانشین میکاها شوند، هسته‌بندی ممکن در مرز دانه‌های میکا به‌واسطه سد انرژی پایین‌تر در مقایسه با هسته‌بندی یک بلور مجزا در زمینه رخ می‌دهد (Lee et al., 1999). این هسته‌بندی با رشته‌های بی‌شمار در مناطق میکروسکوپی نشان می‌دهد که انرژی فعال‌سازی برای هسته‌بندی فیبرولیت کم بوده است (Cesare et al., 2002; Vernon and Flood, 1985).

فیبرولیت‌ها را بر اساس روابط بافتی به دو دسته فیبرولیت‌های هماهنگ (Harmonious fibrolite) و فیبرولیت‌های ناهماهنگ (Disharmonious fibrolite) تقسیم‌بندی کرده‌اند. هر گاه مرز کانی‌های مجاور با فیبرولیت به‌صورت آشکار و واضح باشد، اصطلاح فیبرولیت هماهنگ به‌کار برده می‌شود. این فیبرولیت ویژگی‌های بافتی تعادلی را از خود نشان می‌دهد و نشان‌دهنده این مطلب است که فیبرولیت هم‌زمان با دیگر کانی‌ها از ابتدای تبلور تا خاتمه تبلور با دیگر کانی‌ها حضور داشته است (Grambling and Williams, 1985).

در عوض، اصطلاح فیبرولیت ناهماهنگ هنگامی به‌کار برده می‌شود که هیچ مرز و ارتباط آشکاری بین فیبرولیت و دیگر کانی‌ها وجود ندارد. وجود این فیبرولیت‌ها نشان‌دهندة رشد آنها بین دیگر فازها در مراحل بعدی است. در این حالت، رشته‌های نازک فیبرولیت که به‌وسیله کانی‌های دیگر احاطه شده، ترتیب هندسی منظمی را نشان می‌دهند (Homam et al., 2002).

فیبرولیت در هاله‌های دگرگونی بر خلاف سیلیمانیت که محدود به سنگ‌های مجاور با توده است در فاصله دورتری از تماس با توده دیده می‌شود و مقدار فراوانی فیبرولیت در جهت تماس با توده افزایش پیدا می‌کند (مؤذن و همکاران، 1385؛ جعفری و همکاران، 1385؛ Homam et al., 2002).

 

 

 

شکل 2- (a دما و فشار به‌دست آمده از اعضای انتهایی غنی از منیزیم و (b مکانیزم تشکیل فیبرولیت از بیوتیت.

 

 

 

برخی از محققان تشکیل سیلیمانیت در سنگ‌های رسی را در ارتباط با متاسوماتیسم گسترده، مثل شستشوی بیوتیت در نتیجه نفوذ مواد فرار اسیدی می‌دانند و برخی دیگر از محققان تشکیل فیبرولیت را در توازن با تشکیل بیوتیت در ناحیه‌ای دیگر از سنگ می‌دانند. این فرآیند مستلزم بسته بودن سیستم (بدون مواد فرار) است و رشد فیبرولیت نیز به شکستن مجموعه کانی‌های دما پایین‌تر نسبت داده شده است (Charles and Foster, 1991). انتخاب بین فرآیند‌های ایزوشیمیایی (سیستم بسته) و متاسوماتیک (سیستم باز) تولیدکننده فیبرولیت از بیوتیت در سنگ‌ها، مستلزم پیدا کردن واکنش‌های محلی است که بیوتیت تولید می‌کنند. به‌طور کلی، مصرف بیوتیت برای تشکیل فیبرولیت به آسانی قابل تشخیص است، چون این کانی می‌تواند مستقیماً جانشین بیوتیت شود، اما تشخیص تولید بیوتیت مشکل است، چون این کانی به‌واسطه مصرف فاز‌های پراکنده در زمینه حاوی بیوتیت در اطراف سیلیمانیت رشد می‌کند.

شکل b2 واکنش سنگ کلِ تغییر و تبدیل پلی‌مورف کیانیت به سیلیمانیت را نشان می‌دهد. همان‌طور که در شکل دیده می‌شود، مقادیر زیادی از کانی‌های صفحه‌ای (بیوتیت و مسکوویت) در این نمونه وجود دارد که به‌طور محلی فراوانی آنها متفاوت است. در این شرایط کانی‌های صفحه‌ای به‌عنوان کاتالیزور این واکنش عمل می‌کنند. واکنش محلی منجر به رشد فیبرولیت از بیوتیت و جانشینی کیانیت توسط مسکوویت می‌شود که این فرآیند ساختار‌های مجزایی را تولید می‌کند که به آسانی قابل تشخیص هستند. این واکنش‌های محلی ساختار‌های نیمه‌‌پایداری تولید می‌کنند که تشخیص آنها مشکل است. فرآیند تبدیل کیانیت به فیبرولیت با از دست دادن Fe همراه است. این مسأله نشان می‌دهد که دست کم بخشی از این تغییر و تبدیل در ارتباط با فرآیند‌های متاسوماتیسم بوده است و تنها به تغییر دما و فشار سیستم وابسته نیست (Charles and Foster, 1991).

پنج فاکتور کلی برای تشکیل فیبرولیت پیشنهاد شده است:

الف) فیبرولیتی‌شدن به‌دلیل شستشوی کاتیونی و تهی‌شدگی (Kerrick, 1990)؛

ب) فیبرولیتی‌شدن به‌علت واکنش بین پلاژیوکلاز و فلدسپات پتاسیم (Sassi et al,. 2004)؛

پ) فیبرولیتی‌شدن به‌علت متاسوماتیسم Al (Kerrick, 1990)؛

ت) فیبرولیتی‌شدن به‌دلیل تغییرشکل (مؤذن و همکاران، 1385؛ Homam et al., 2002)؛

ث) فیبرولیتی‌شدن به‌دلیل افزایش دما (جعفری و همکاران، 1385).

در طی هر یک از مراحل ذکر شده، فیبرولیت می‌تواند از تمام کانی‌های Al بالا تحت شرایط مطلوب تشکیل شود. از جمله کانی‌هایی که می‌توانند به فیبرولیت تبدیل شوند، می‌توان آلومینوسیلیکات‌ها، بیوتیت، مسکوویت، گارنت و پلاژیوکلاز را نام برد.

 

فیبرولیت‌های ناحیه قروه

فیبرولیت‌های قروه به دلایل زیر از نوع ناهماهنگ است (شکل 3):

الف) مرز بین فیبرولیت و دیگر کانی‌ها دارای زوایای تصادفی است (شکل a3 و b3)؛

ب) مرز کانی‌ها به‌واسطه حضور فیبرولیت کج‌شده نیست و اشکال کانی‌ها حفظ شده است؛

پ) فیبرولیت‌هایی که در حواشی کانی‌ها به داخل کانی‌ها نفوذ کرده، با مرز کانی زاویه نسبتاً زیادی می‌سازد (شکل b3)؛

ت) فیبرولیت به‌صورت دسته‌های شعاعی شیستوزیته را قطع می‌کند (شکل c3)؛

ث) در بر گرفته‌شدن برخی کانی‌ها مثل گارنت و پلاژیوکلاز، نشان‌دهنده رشد فیبرولیت بعد از کانی‌های دیگر است (شکل d3)؛

ج) رشد فیبرولیت‌ها در تمام جهات، روی بیوتیت و آندالوزیت‌ها (شکل e3)؛

چ) عدم چین‌خوردگی در بلورهای فیبرولیت نشان‌دهنده رشد پس از تکتونیک آنها است (شکل f3).

ح) در شکل g3 تصویری از فیبرولیت‌های هماهنگ ناحیه Ronda (غرب Betics) برای مقایسه آن با فیبرولیت‌های ناهماهنگ قروه نشان داده شده است.

 

 

 

شکل 3- نمایش تصاویر میکروسکوپی فیبرولیت‌های منطقه قروه.

 

 

مکانیسم تشکیل فیبرولیت در قروه و مقایسه آن با فیبرولیت‌های چاه قند و اوریِل (ایرلند)

همان‌طور که قبلاً ذکر شد، توده‌های نفوذی در جنوب قروه به دو دسته قدیمی (دارای برگوارگی) و جدیدتر (فاقد برگوارگی) تقسیم می‌شوند. در مرحله اول نفوذ کانی‌های شاخص در هورنفلس‌های رسی و نیمه‌رسی شامل آندالوزیت، کردیریت و گارنت است. اثر دگرگونی ناحیه‌ای دوم روی این پاراژنز تجزیه‌شدگی گسترده در آنهاست. به‌طوری‌که آندالوزیت‌ها به سریسیت، و کردیریت‌ها به پنیت تبدیل شده و گارنت‌ها نیز از اطراف تحلیل رفته‌اند. از جمله آثار دیگر این فاز، میلونیتی‌شدن توده‌های دیوریتی، گابرویی و گرانیتی است (عمرانی، 1384).

با نفوذ توده‌های بعد از تکتونیک، نسل جدیدی از کانی‌های آندالوزیت، کردیریت، گارنت و همچنین فیبرولیت در متاپلیت‌ها به‌وجود آمده است. کانی‌های کاملاً سالم در کنار کانی‌های تجزیه شده نشان‌دهنده رشد آنها در فاز دوم نفوذ است. فیبرولیت‌ها در نتیجه نفوذ سیالات حاصل از این توده‌ها به‌وجود آمده است. این فرآیند باعث تجزیه بیوتیت و تبدیل آنها به فیبرولیت شده است. فیبرولیت‌ها غالباً روی میکاها هسته‌بندی کرده، ظهور آنها روی آندالوزیت و در اطرف آن کمتر دیده می‌شود. وجود فیبرولیت‌ها بر روی کانی بیوتیت به‌دلیل تهی‌شدگی کاتیونی است. نمونه‌های حاوی فیبرولیت احتمالاً تحت‌‌تاثیر دگرسانی گرمابی اسیدی بوده‌اند (در امتداد رگه‌ها) که در نتیجه آن عناصر OH , Mg , Fe , K از کانی‌ها خارج و فیبرولیت به‌وجود می‌آید. واکنش‌های احتمالی تشکیل فیبرولیت‌های قروه تحت‌تأثیر این فرآیند، عبارت هستند از:  

 

2Bt +14H+→Fib+2K++6(Mg,Fe)2++9H2O+5SiO2

2Ms +2H+ → 3Fib + 2K+ + 3H2O + 3SiO2

 

همان‌طور که در این واکنش‌ها نیز مشاهده می‌شود هم‌رشدی فیبرولیت و کوارتز اتفاق می‌افتد. رشد فیبرولیت در تمام جهات ثابت‌کننده تشکیل آنها بعد از تکتونیک و در شرایط تکتونیکی آرام منطقه است.

Homam و همکاران (2002) که فیبرولیت‌‌های منطقه اوریل، شمال غرب ایرلند را مطالعه کرده‌اند، هم‌رشدی فیبرولیت‌ها با بیوتیت‌ها را هم‌زمان و بعد از حرکات جنبشی در نظر می‌گیرند. از جمله شواهد رشد هم‌زمان با حرکات تکتونیکی، جهت‌یافتگی فیبرولیت‌ها در زون‌های تغییرشکلی بالا و در برگرفتن پورفیروبلاست‌های آندالوزیت، استارولیت و پلاژیوکلاز‌ها است. در مطالعه فیبرولیت‌های قروه مشخص گردید که این کانی‌ها از شواهد بافتی ذکر شده تبعیت نمی‌کنند. این فیبرولیت‌ها روی بیوتیت و در مرز کانی‌ها رشد کرده‌اند.

از جمله مطالعات دیگر روی فیبرولیت‌ها می‌توان به‌ مطالعات مؤذن و همکاران (1385) اشاره کرد که به مطالعه فیبرولیت‌ها و نحوه تشکیل آنها در منطقه چاه قند پرداخته‌اند. آنها در این مطالعه دو مکانیزم کلی برای تشکیل فیبرولیت در نظر گرفته‌اند: الف) تهی‌شدگی کاتیونی؛ ب) فیبرولیتی‌شدن در اثر تغییر شکل.

طبق مدل اول، فیبرولیت‌ها در سنگ‌های هوازده تشکیل شده است. در این نمونه‌ها، تأثیر محلول‌های گرمابی باعث تجزیه مسکوویت و بیوتیت‌ها به فیبرولیت شده است. در نمونه‌هایی که آثار تغییرشکل شدید (مثل کج‌شدگی بیوتیت‌ها) در آنها مشهود است، تشکیل فیبرولیت در ارتباط با تغییر شکل در نظر گرفته شده است (مؤذن و همکاران، 1385).

هنگام تبدیل آندالوزیت به فیبرولیت بر اثر حضور سیالات معمولاً سرسیتی‌شدن آندالوزیت نیز رخ می‌دهد (Glen, 1979). فیبرولیت‌های قروه به‌صورت دسته‌ جارویی در بین کانی‌ها و بر روی بیوتیت‌ها دیده می‌شوند. فیبرولیت به‌طور ناقص جانشین آندالوزیت نیز شده است و همان‌طور که ذکر شد، با توجه به این که فیبرولیت‌ها با کانی‌های مجاور خود مرز آشکار و مشخصی ندارند و بدون جهت‌یافتگی و تحت زوایای تصادفی با دیگر کانی‌ها برخورد می‌نمایند، جزء فیبرولیت‌های ناهماهنگ است. این کانی‌ها بیشتر در امتداد رگه‌ها تشکیل شده‌اند.

 

نتیجه‌گیری

نفوذ دو نسل توده‌های آذرین در جنوب قروه، دو نسل آندالوزیت، گارنت و کردیریت حاصل کرده است. وجود کانی‌های شکل‌دار و سالم در کنار کانی‌های تجزیه‌شده (مثل تبدیل آندالوزیت به سرسیت) گواه این مطلب است. اوج دگرگونی در جنوب منطقه قروه که در نتیجه نفوذ توده‌های جوان در این منطقه صورت گرفته، شامل گارنت، آندالوزیت، بیوتیت و مسکوویت است. با بررسی‌های میکروسکوپی صورت‌گرفته، مشخص گردید که فیبرولیت‌ها در نتیجه نفوذ توده‌ها و سیالات حاصل از آنها تشکیل شده (سیستم باز) و از نوع ناهماهنگ هستند. رشد فیبرولیت‌ها در همة جهات حاکی از تشکیل آنها در شرایط تکتونیکی آرام منطقه است. هسته‌بندی گسترده فیبرولیت‌ها روی بیوتیت در حضور آندالوزیت نشان‌دهندة این مطلب است که فیبرولیت‌ها بر روی میکاها نسبت به آلومینیوسیلیکات­ها آسان‌تر هسته‌بندی می‌کنند.

 

سپاسگزاری

به این وسیله، نگارنده لازم می‌داند از زحمات معاون محترم تحصیلات تکمیلی دانشگاه تبریز، به‌خاطر حمایت مالی ایشان و آقایان دکتر مؤید و دکتر جهانگیری، به‌خاطر کمک‌های علمی آنها تشکر و قدردانی نماید. همچنین بر خود فرض می‌دانم از اهالی روستاهای ویهج و اوریه و حسین‌آباد به‌خاطر کمک‌هایشان به‌هنگام کارهای صحرایی سپاسگزاری نمایم.

 

جعفری، س. ر.، مانی‌کاشانی، س. و سپاهی، ع. ا. (1385) معمای فیبرولیت: مطالعه رویداد و تغییرات فیبرولیت‌ها در سنگ‌های دگرگونی و پلوتونیک ناحیه همدان. بیست و پنجمین همایش سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی ایران.

حسینی، م. (1378) نقشه 100000: 1 قروه. انتشارات سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور.

عمرانی، ه. (1384) بررسی دگرشکلی و دگرگونی‌های جنوب و جنوب‌غرب قروه. استان کردستان، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تبریز، ایران.

عمرانی، ه.، مؤذن، م.، مؤید، م. و جهانگیری، ا. ( 1385) بررسی‌های پترولوژیکی سنگ‌های دگرگونی قروه. دهمین انجمن زمین‌شناسی ایران، دانشگاه تربیت‌ مدرس.

عمرانی، ه.، مؤذن، م.، مؤید، م. و جهانگیری، ا. (1384) معرفی کانی شناسی و روابط پترولوژیکی متاپلیت‌ها در منطقه قروه. سیزدهمین همایش انجمن بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، دانشگاه شهید باهنر کرمان.

مؤذن ، م.، همام، س. م. و قادری، ز. ع. ( 1385) بررسی مسأله فیبرولیت و شرایط تشکیل آن در هاله دگرگون گابرودیوریت چاه قند، شمال‌شرق نیریز. مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران 14 (1): 113 - 128.

Cesare, B., Gomez-Pugnaire, M. T., Sanchez - Navas, A. and Grobetty, B. (2002) Andalusite - sillimanite replacement (Mazarron - SE Spain): microstructural and TEM study. American Mineralogist 87: 433-444.

Charles, T. and Foster, J. R. (1991) The role of biotite as a catalyst in reaction mechanism that form sillimanite. Canadian Mineralogist 29: 943-963.

Chinner, G. A. (1961) The origin of silli-manite in Glen Clova, Angus. Journal of Petrology 2: 312-323.

Fleming, P. D. (1973) Mg-Fe distribution between coexisting garnet and biotite and the status of fibrolite in the andalusite-staurolite zone of the Mt. Lofty Ranges, South Australia. Geological Magazine 100: 477-482.

Glen, R. A. (1979) Evidence for cyclic reactions between andalusite, sericite and sillimanite, mount Franks area, Willyama complex, N.S.W., Tectonophysics 58(1-2): 97-112.

Grambling, J. A. (1981) Kyanite, andalusite, sillimanite and related mineral assemblage in the Truchas Peaks region, New Mexico. American Mineralogist 66: 702-722.

Grambling, J. A. and Williams, M. L. (1985) The effects of Fe3+ and Mn3+ on aluminum silicate phase relations in North-Central New Mexico, U.S.A., Journal of Petrology 26: 324-354.

Hemingway, B. S., Robie, R. A., Howard, T. E. and Kerrick D. M. (1991) Heat capacity and entropies of sillimanite, fibrolite, andalusite and quartz and the Al2SiO5 phase diagram. American Mineralogist 79(9-10): 1597-1613.

Holland, T. J. B. and Powell, R. (1985) An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlation: 2: Data and results. Journal of Metamorphic Geology 3(4): 343-370.

Homam, S. M., Boyle, A. and Atherton, M. P. (2002) Syn- to post- kinematic fibrolite-biotite intergrowth in the Ardara aureole, NW Ireland. Journal of Science Islamic Republic of Iran 13(4): 327-337.

Kerrick, D. M. (1987) Fibrolite in contact aureoles of Donegal, Ireland. American Mineralogist 72(3-4): 240-254.

Kerrick, D. M. (1990) The Al2O3 poly-morphs, Reviews in Mineralogy. Mineralogical society of America 22: 207-221.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

Lee, P. R., Jillian, R., Banfield, F., Derrill, F. and Kerrick, M. (1999) Tem investigation of Lewiston, Idaho, fibrolite: Microstructure and grain boundary energetic. American Mineralogist 84: 152-159.

Pattision, D. R. M. (1992) Stability of andalusite and sillimanite and the Al2SiO5 triple point: constraints from the Ballachulish Aureole, Scotland. Journal of Geology 100: 423-446.

Sassi, R., Mazzoli, C., Spiess, R. and Cester, T. (2004) Towards a better understanding of the fibrolite problem: the effect of reaction overstepping and surface energy anisotropy. Journal of Petrology 45(7): 1467-1479.

Vernon, R. H. and Flood, R. H. (1977) Interpretation of metamorphic assemblages containing fibrolitic sillimanite. Contri-butions to Mineralogy and Petrology 59: 227-235.

Yardley, B. W. D. (1977) The nature and significance of the mechanism of sillimanite growth in the Connemara schists, Ireland. Contributions to Mineralogy and Petrology 65: 53-58.