بررسی کانی‌شناسی متابازیت‌های کوه معراجی و چاه‌پلنگ (جنوب چوپانان، شمال‌شرق استان اصفهان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

2 انستیتوی کانی‌شناسی، دانشگاه لیبنیز، هانوور، آلمان

چکیده

متابازیت‌های کوه‌های معراجی و چاه‌پلنگ در جنوب چوپانان (ایران مرکزی) قرار گرفته‌اند و با مجموعه‌های دگرگون پالئوزوئیک پوشیده می‌شوند. این متابازیت‌ها از متابازالت، متاگابرو و متادیاباز در مجاورت یکدیگر تشکیل یافته‌اند. متابازیت‌های کوه‌های معراجی و چاه‌پلنگ به ترتیب در رخساره‌های شیست سبز و آمفیبولیت دگرگون شده‌اند. پس از رخداد دگرگونی‌های فوق، این سنگ‌ها متحمل دگرگونی پس‌رونده در رخساره شیست سبز شده‌اند. مشاهدات صحرایی، پتروگرافی و کانی‌شناسی بیانگر تفاوت‌های بارز بین این دو رخدادهای متابازیت است. پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول از سازندگان اصلی سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. بیوتیت، ایلمنیت، تیتانومگنتیت و تیتانیت کانی‌های فرعی متابازیت‌ها هستند. از کانی‌های ثانویه می‌توان به کلریت، اپیدوت، لوکوکسن، پومپلئیت و کلسیت اشاره نمود. متابازیت‌های چاه‌پلنگ حاوی مقادیر بالای K2O و TiO2 در مقایسه با متابازیت‌های کوه معراجی هستند. متابازیت‌های کوه معراجی دارای Na2O حدود 86/6 تا 40/8 درصد وزنی هستند که بیانگر اسپیلیتی‌شدن گدازه‌های بالشی به‌واسطه دگرگونی کف اقیانوسی است. دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز و فشارسنجی Al در آمفیبول نشانگر شرایط متفاوت دگرگونی است. دماهای تعادل برای چاه‌پلنگ 562 تا 752 درجه‌سانتیگراد در فشار 7 تا 8 کیلوبار است. درحالی که دماهای تعادل در ناحیه معراجی 426 تا 520 درجه‌سانتیگراد در فشار 5 تا 6 کیلوبار به‌دست آمده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineralogical study of metabasites in Me'raji and Chah Palang Mountains (South of Chupanan, NE Isfahan province)

نویسندگان [English]

  • Fereshteh Bayat 1
  • Ghodrat Torabi 1
  • Juergen Koepke 2
چکیده [English]

The metabasites of Me'raji and Chah Palang Mountains located south of Chupanan (Central Iran) and covered by the Paleozoic metamorphic complexes. These metabasites are composed of closely associated metabasalts, metagabbros, and metadiabases. The metabasites of Me'raji and Chah Palang Mountains are metamorphosed in greenschist and amphibolite facies, respectively. Following the peak metamorphism, these rocks suffered a retrograde metamorphism of greenschist facies. Field observations, petrographic and mineralogical features reveal significant differences between both metabasite occurrences. Rock forming minerals are plagioclase, clinopyroxene and amphibole. Accessory minerals are biotite, illmenite, titanomagnetite and titanite. Chlorite, epidote, pumpellyite, leucoxene and calcite are secondary minerals. The Chah Palang metabasites have higher K2O and TiO2 contents in comparison with that of the Me'raji metabasites. The Na2O content of the Me'raji metabasites is 6.86-8.40 (wt%), implying spilitization of pillow lavas by sub-sea floor metamorphism. The hornblende-plagioclase thermometry and Al in amphibole barometry reveal different conditions for the metamorphism. The equilibrium temperature for the Chah Palang area was estimated 562-752 ºC at pressure of 7-8 kbar, while in the Me'raji area 426-520 ºC at pressure of 5-6 kbar were obtained.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Me'raji Mountain
  • Me'raji Mountain
  • Mineralogy
  • Meatabasite
  • Paleozoic
  • Me'raji Mountain
  • Chah Palang
  • Isfahan province

مقدمه

واقعیت‌های چینه‌شناسی پالئوزوئیک ایران نشان می‌دهد که بر خلاف بسیاری از نقاط جهان، تأثیر رویدادهای کوه‌زایی کالدونین و هرسی‌نین بر سکوی پالئوزوئیک ایران بسیار ناچیز است. به‌گونه‌ای که به جز حرکت‌های شاغولی، نشانه‌های کوهزایی این رویداد، به جز چند مورد پرسش آمیز، شناخته نشده است. به همین رو سنگ‌های آتشفشانی پالئوزوئیک ایران، گسترش چندانی ندارند و پدیده‌های ماگماتیسم نفوذی و دگرگونی نسبت داده شده به پالئوزوئیک ایران نیاز به بازنگری دارد. با توجه به ماهیت رویدادهای زمین‌ساختی، می‌توان پذیرفت که پالئوزوئیک ایران دوران آرامش نسبی بوده است. به‌نظر می‌رسد، یکی از مهم‌ترین فعالیت‌های ماگمایی پالئوزوئیک، در سیلورین رخ داده باشد. واحد سنگ‌چینه‌ای این زمان (سازند نیور) دارای همراهانی از گدازه‌های بازالتی است (آقانباتی، 1383). متابازیت‌های پالئوزوئیک کوه معراجی و چاه‌پلنگ بخشی از خرده قاره ایران مرکزی هستند که در فاصله کم از یکدیگر در بلوک یزد برون‌زد یافته اند. بلوک یزد بخش غربی خرده قاره ایران مرکزی بوده که از شمال به گسل درونه و از غرب به نوار افیولیتی نایین- بافت محدود است (شکل 1) (آقانباتی، 1383). از طریق راه اصلی چوپانان به اردکان، دسترسی به مناطق مورد مطالعه امکان‌پذیر است (شکل 2). برون‌زدهای متابازیت‌های کوه معراجی (شکل 3) با مختصات جغرافیایی عرض ²19.9 ¢09 °33 شمالی و طول ²57.7 ¢14 °54 شرقی در زیر دگرگونه‌های کوه معراجی وجود دارند. توده‌های متابازیت با رنگ سبز مایل به قهوه‌ای به‌صورت پراکنده و با گسترش صدها متر که به‌ندرت به یک کیلومتر می‌رسند (Technoexport, 1984)، در دره‌ها و ارتفاعات کوه معراجی واقع شده‌اند. به علت سن طولانی نسبت داده شده به آن‌ها و نیز چند مرحله دگرگونی، ساخت بالشی این سنگ‌ها به سختی قابل تشخیص است. واحدهای سنگی متعلق به پالئوزوئیک این ناحیه عبارتند از: دولومیت با چرت بین لایه‌ای، آهک مرمری شده به سن اواخر پروتروزوئیک- اوایل کامبرین، ماسه‌سنگ دگرگون‌شده و فیلیت به سن کامبرین تا سیلورین همراه با سنگ‌های آتشفشانی متفاوت که روی آن‌ها را آهک بلورین و فیلیت سازند نیور به سن سیلورین، ماسه‌سنگ دگرگون، دولومیت و کوارتزیت سازند پادها و سازندهای سیب‌زار و بهرام به سن دونین می‌پوشانند (Technoexport, 1984). متابازیت‌های چاه‌پلنگ با مختصات جغرافیایی عرض ²56.1 ¢05 °33 شمالی و طول ²39.6 ¢21 °54 شرقی در همراهی دگرگونه‌های دوشاخ که جزئی از سازندگان دگرگونه‌های انارک است دیده می‌شوند. دگرگونه‌های دوشاخ، رخنمون وسیعی نداشته و واحدهای سنگی عمده این ناحیه، ماسه‌سنگ، اسلیت و ماسه‌سنگ اسلیتی سازند شمشک (؟) و آهک سازندهای شاه‌کوه و نقره است (شکل 3).

 

   

شکل 1- نقشه تقسیمات واحدهای تکتونیکی ایران و موقعیت مناطق مورد مطالعه در زون ساختاری ایران مرکزی
(Ghasemi and Talbot, 2006)

شکل 2- راه‌های دسترسی به مناطق چاه‌پلنگ و کوه معراجی
(اطلس راه‌های ایران، 1384)

 

شکل 3- نقشه زمین‌شناسی نواحی کوه معراجی و چاه‌پلنگ (Technoexport, 1984)

 

 

دانشمندان روسی در طی پروژه تکنواکسپورت (Technoexport) در سال 1984 به بررسی زمین‌شناسی دو ناحیه معراجی و چاه‌پلنگ پرداخته و معتقدند که اغلب متابازیت‌ها (گدازه‌های بالشی اردویسین) متعلق به سری کالک‌آلکالن هستند و برخی از این متابازیت‌ها نیز ماهیت آلکالن دارند. Bagheri (2007)، که طی تدوین رساله دکتری، به بررسی محیط تکتونیکی و ژئودینامیکی مناطق انارک و جندق پرداخته است، کوه معراجی را به‌عنوان Seamount Meraji و چاه‌پلنگ را به‌عنوان Doshakh Seamount در نظر گرفته است که در حاشیه سست پالئوتتیس تشکیل یافته‌اند و شباهت‌های سنگی و ساختاری با یکدیگر دارند. حد فاصل این دو منطقه، محل گذر زمین درز پالئوتتیس معرفی می‌شود (Bagheri, 2007). تصاویر صحرایی مناطق مورد بررسی در شکل‌های 4 و 5 آورده شده است. از آنجایی که سنگ‌های مورد بررسی متحمل چند دگرگونی شده‌اند، بنابراین بررسی‌های دقیق کانی‌شناسی و تعیین دما و فشار تشکیل کانی‌ها در شرایط دگرگونی، اهمیت خاصی پیدا می‌کند که در این نوشتار به آن پرداخته شده است.

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و جمع آوری نمونه‌های مناسب از مناطق مورد مطالعه، مقاطع نازک- صیقلی تهیه شد. مطالعات پتروگرافی لازم انجام و تعدادی از کانی‌ها برای تعیین ترکیب و محاسبه فرمول ساختاری، با استفاده از دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب مدل Cameca SX-100 با ولتاژ شتاب‌دهنده 20 kV و جریان 15 nA در دانشگاه لیبنیز هانوور آلمان آنالیز شدند و با بهره‌گیری از نرم افزار Minpet فرمول ساختاری آن‌ها تعیین شد.

نتایج آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها و محاسبه فرمول ساختاری کانی‌های مورد بررسی در جدول‌های 1تا 5 ارائه شده است. تفکیک Fe2+ و Fe3+ موجود در ساختار آمفیبول‌ها با استفاده از روش استوکیومتری
(Droop, 1987) انجام شده است.

 

 

 

   
   

شکل 4- تصاویر صحرایی متابازیت‌های ناحیه چاه‌پلنگ (a متابازیت‌ها به‌صورت تپه‌های کم ارتفاع در همراهی دگرگونه‌های انارک و سازند شمشک (؟) دیده می‌شوند، (b متابازالت‌های فولیاسیون‌دار، (c دایک‌های متادیاباز و متاگابرو به‌صورت برجسته در بین متابازالت‌ها قرار دارند و (d دایک‌های متادیاباز و متاگابرو

 

 
   

شکل 5- تصاویر صحرایی متابازیت‌های کوه معراجی (نگاه به سمت شمال‌غرب)

جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای آمفیبول‌ها (wt%) و محاسبه فرمول ساختمانی کانی آمفیبول بر اساس 23 اکسیژن

Ch 801

Ch 801

Ch 801

Ch 795

Ch 795

Ch 795

Ch 795

Me 789

Me 789

Me 789

Me 789

Me 789

Sample

amph

amph

amph

amph

amph

amph

amph

amph

amph

amph

amph

amph

mineral

52.7

53.2

44.96

42.28

43.19

42.78

43.76

55.07

53.39

52.46

55.08

55.41

SiO2

0.11

0.17

0.2

0.25

0.25

0.29

0.36

0.21

0

0.06

0.08

0.12

TiO2

3.94

4.12

12.6

13.65

13.08

12.84

13.52

1.39

1.97

2.69

1.22

1.12

Al2O3

11.82

11.42

14.57

19.58

19.35

18.86

17.39

12.13

15.69

16.86

12.02

11.59

FeO*

0.64

0.27

0.02

0.13

0.15

0.12

0.18

0.02

0

0

0.01

0

Cr2O3

0.15

0.1

0.23

0.24

0.14

0.16

0.15

0.19

0.21

0.22

0.15

0.06

MnO

15.46

15.77

10.63

7.7

8.06

8.24

8.81

16.45

13.47

12.44

16.38

16.7

MgO

12.86

12.61

12.09

11.62

11.49

11.51

11.62

13.03

12.59

12.61

13.06

13.2

CaO

0.36

0.48

1.35

1.36

1.3

1.31

1.24

0.06

0.16

0.19

0.07

0.07

Na2O

0.07

0.11

0.23

0.29

0.27

0.25

0.24

0.04

0.06

0.14

0.03

0.05

K2O

97.47

97.98

96.86

96.97

97.13

96.24

97.09

98.57

97.54

97.67

98.09

98.32

Total

     

O# 23

Actinolite

Actinolite

Mag-Hbl

Fe-Tsch Hbl

Tsch- Hbl

Tsch- Hbl

Tsch- Hbl

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Actinolite

Mineral

7.53

7.56

6.63

6.34

6.44

6.44

6.47

7.81

7.79

7.71

7.85

7.88

Si

0.01

0.02

0.02

0.03

0.03

0.03

0.04

0.02

0

0.01

0.01

0.01

Ti

0.47

0.45

1.37

1.66

1.56

1.56

1.53

0.19

0.21

0.29

0.15

0.12

AlIV

0.19

0.24

0.82

0.75

0.73

0.71

0.83

0.04

0.13

0.17

0.06

0.06

AlVI

0.13

0.14

0.26

0.66

0.66

0.63

0.52

0.13

0.09

0.06

0.06

0

Fe3+

1.28

1.21

1.53

1.8

1.75

1.74

1.63

1.31

1.83

2.01

1.38

1.38

Fe2+

0.07

0.03

0

0.02

0.02

0.01

0.02

0

0

0

0

0

Cr

0.02

0.01

0.03

0.03

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.02

0.01

Mn

3.29

3.34

2.34

1.72

1.79

1.85

1.94

3.48

2.93

2.72

3.48

3.54

Mg

1.97

1.92

1.91

1.87

1.84

1.86

1.84

1.98

1.97

1.99

2

2.01

Ca

0.1

0.13

0.39

0.4

0.38

0.38

0.36

0.02

0.05

0.05

0.02

0.02

Na

0.01

0.02

0.04

0.06

0.05

0.05

0.05

0.01

0.01

0.03

0.01

0.01

K

15.08

15.07

15.34

15.32

15.26

15.29

15.24

15

15.03

15.07

15.02

15.04

Sum cat

 

جدول 2- نتایج آنالیز نقطه‌ای بیوتیت‌ها  (wt%)و نتایج محاسبه فرمول ساختمانی کانی بیوتیت بر اساس 22 اکسیژن

Ch 795

Ch 795

Ch 795

Ch 795

Ch 795

Ch 800

Ch 800

Ch 800

Ch 800

Ch 800

Sample

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

Mineral

35.71

35.47

36.45

35.22

35.48

35.79

35.98

35.22

35.92

35.97

SiO2

1.54

1.55

1.66

1.6

1.58

2.34

2.39

2.43

2.49

2.35

TiO2

16.4

17.59

16.73

17.59

17.49

18.05

17.53

17.48

17.45

17.85

Al2O3

0.16

0.34

0.22

0.3

0.21

0.04

0.11

0.03

0.1

0.1

Cr2O3

18.26

17.27

18.1

17.13

17.66

18.69

17.92

19.37

18.41

18.48

FeO*

0.03

0.07

0.03

0.01

0.05

0.02

0.12

0.06

0.12

0.08

MnO

12.88

11.81

12.19

11.61

11.98

10.69

10.73

10.51

10.64

10.77

MgO

0.03

0.03

0.03

0.04

0.06

0.02

0.01

0.09

0.02

0.03

CaO

0.2

0.26

0.25

0.27

0.28

0.11

0.1

0.09

0.06

0.08

Na2O

8.2

9.14

9.11

9.28

8.89

9.96

9.98

9.38

9.84

9.97

K2O

93.41

93.53

94.77

93.05

93.68

95.71

94.87

94.66

95.05

95.68

Total

                   

O# 22

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

biotite

Mineral

5.25

5.21

5.29

5.2

5.2

5.18

5.24

5.17

5.23

5.2

Si

0.17

0.17

0.18

0.18

0.17

0.26

0.26

0.27

0.27

0.26

Ti

2.75

2.79

2.71

2.8

2.8

2.82

2.76

2.83

2.77

2.8

AlIV

0.09

0.25

0.15

0.26

0.22

0.26

0.24

0.19

0.22

0.24

AlVI

0.02

0.04

0.03

0.04

0.02

0.01

0.01

0

0.01

0.01

Cr

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

Fe3+

2.24

2.12

2.2

2.12

2.17

2.26

2.18

2.38

2.24

2.24

Fe2+

0

0.01

0

0

0.01

0

0.02

0.01

0.02

0.01

Mn

2.82

2.59

2.64

2.56

2.62

2.31

2.33

2.3

2.31

2.32

Mg

0.01

0.01

0

0.01

0.01

0

0

0.01

0

0.01

Ca

0.06

0.07

0.07

0.08

0.08

0.03

0.03

0.03

0.02

0.02

Na

1.54

1.71

1.69

1.75

1.66

1.84

1.85

1.76

1.83

1.84

K

14.95

14.97

14.96

14.98

14.97

14.96

14.93

14.94

14.92

14.94

Cations

0.44

0.45

0.45

0.45

0.45

0.5

0.48

0.51

0.49

0.49

Fe/Fe+Mg

0.56

0.55

0.55

0.55

0.55

0.5

0.52

0.49

0.51

0.51

Mg/Fe+Mg

 

جدول 3- آنالیز نقطه‌ای اکسیدهای آهن (wt%) و تعیین فرمول ساختمانی آن‌ها

Total

CaO

MgO

MnO

FeO

Fe2O3

Cr2O3

Al2O3

TiO2

SiO2

Mineral

Sample

97.857

0.06

0

0.04

30.394

67.163

0.06

0.01

0.09

0.04

Magnetite

Ch 800

100.09

0.11

0.02

1.59

46.06

0

0.06

0

52.23

0.02

Illmenite

Ch 801

Sum cat

Ca

Mg

Mn

Fe2+

Fe3+

Cr

Al

Ti

Si

O#

 

24

0.02

0

0.01

8

15.91

0.01

0

0.02

0.01

32

Ch 800

2

0

0

0.03

0.953

0.02

0

0

0.99

0

3

Ch 801

جدول 4- نتایج آنالیز نقطه‌ای پلاژیوکلازها  (wt%)و تعیین فرمول ساختمانی کانی پلاژیوکلاز بر اساس 8 اکسیژن

Ch 801

Ch 801

Ch 795

Ch 795

Me 789

Me 789

Me 789l

Me 789

Sample

Plagioclase

Plagioclase

Plagioclase

Plagioclase

Plagioclase

Plagioclase

Plagioclase

Plagioclase

Mineral

67.45

67.45

59.14

56.98

51.92

51.59

52.94

52.5

SiO2

0

0

0

0

0.07

0.07

0.07

0.06

TiO2

20.47

20.74

25.66

26.9

29.55

29.91

28.96

29.22

Al2O3

0.1

0.1

0.13

0.07

0.66

0.62

0.73

0.69

FeO*

0

0

0

0

0.03

0.04

0.02

0.03

MnO

0.01

0.01

0

0

0.17

0.16

0.13

0.14

MgO

1.17

1.17

7.39

9.24

13.38

13.41

12.91

12.91

CaO

11.17

11.17

7.54

6.34

3.98

3.97

4.4

4.29

Na2O

0.05

0.05

0.06

0.03

0.14

0.12

0.14

0.16

K2O

100.42

100.69

99.92

99.56

99.9

99.89

100.3

100

Total

               

O# 8

Albite

Albite

Andesine

Andesine

Labradorite

Labradorite

Labradorite

Labradorite

Mineral

2.94

2.94

2.64

2.57

2.37

2.36

2.4

2.39

Si

0

0

0

0

0

0

0

0

Ti

1.05

1.06

1.35

1.43

1.59

1.61

1.55

1.57

AlIV

0

0

0

0

0

0

0

0

Fe3+

0

0

0.01

0

0.03

0.02

0.03

0.03

Fe2+

0

0

0

0

0

0

0

0

Mn

0

0

0

0

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

0.06

0.06

0.35

0.45

0.65

0.66

0.63

0.63

Ca

0.95

0.94

0.65

0.55

0.35

0.35

0.39

0.38

Na

0

0

0

0

0.01

0.01

0.01

0.01

K

5

5.01

5.01

5

5.01

5.02

5.02

5.02

Cations

94.2

94.2

64.7

55.3

34.7

34.6

37.8

37.2

%Ab

5.5

5.5

35

44.5

64.5

64.7

61.4

61.9

%An

0.3

0.3

0.3

0.2

0.8

0.7

0.8

0.9

%Or

 

جدول 5- مقادیر آنالیز نقطه‌ای کلینوپیروکسن، کلریت، پومپلئیت، اپیدوت و اسفن (wt%) و محاسبه فرمول ساختمانی آن‌ها به ترتیب بر اساس 6، 28، 5/13، 5/12‌ و 5 اکسیژن

Me 789

Me 789

Me 789

Me 789

Ch 800

Me 789

Me 789

Me 789

Dol-5-b3

Dol-5-c3

Sample

Sphene

epidote

epidote

epidote

epidote

Pumpellyite

Chlorite

Chlorite

Diopside

Diopside

Mineral

30.33

38.07

36.31

38.21

36.89

51.6

50.85

52.8

52.22

52.94

SiO2

38.12

       

0.15

0.06

0.01

0.16

0.04

TiO2

1.33

24.88

23.51

25.41

24.64

4.34

4.36

2.02

0.67

0.92

Al2O3

0.03

         

0.03

0.02

0.1

0.07

Cr2O3

1.04

10.83

10.98

9.99

10.42

14.29

16.7

16.99

10.41

9.26

FeO*

0.1

       

0.25

0.18

0.19

0.52

0.4

MnO

0

0

0.02

0

0

13.82

13.49

12.99

10.8

11.93

MgO

28.4

24.42

24

24.11

23.29

12.42

11.9

12.47

22.75

22.35

CaO

0.01

       

0.39

0.28

0.13

0.95

1.21

Na2O

0.03

       

0.18

0.23

0.08

0

0.01

K2O

99.39

98.2

94.82

97.72

95.24

97.49

98.08

97.7

98.58

99.13

Total

5

12.5

12.5

12.5

12.5

13.5

28

28

6

6

O#

Sphene

Epidote

Epidote

Epidote

Epidote

Pumpellyite

Penninite

Penninite

Diopside

Diopside

Mineral

0.999

2.976

2.953

2.991

2.968

4.25

6.48

6.75

2

2

Si

0.944

       

0.01

0.01

0

0

0

Ti

0.052

0.03

0.05

0.01

0.04

0.42

0.65

0.3

0

0

AlIV

 

2.26

2.2

2.33

2.29

0

   

0.03

0.04

AlVI

0.001

         

0

0.3

0

0

Cr

0

0.707

0.746

0.653

0.7

0

0

0

0.04

0.06

Fe3+

0.03

       

0.99

1.78

1.82

0.3

0.23

Fe2+

0.003

       

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

Mn

0

0

0.002

0

0

1.7

2.56

2.48

0.62

0.67

Mg

1.002

2.046

2.091

2.022

2.008

1.1

1.63

1.71

0.93

0.91

Ca

0.001

       

0.06

0.07

0.03

0.07

0.09

Na

0.001

       

0.02

0.04

0.01

0

0

K

3.032

8.02

8.044

8.008

8.011

8.57

13.24

13.12

4.01

4.02

Cations

               

47.38

45.93

Wo

               

31.31

34.13

En

               

17.72

15.43

Fs

               

3.59

4.5

Ac

 

0.2

0.2

0.2

0.2

         

Ps

           

0.41

0.42

   

Fe/Fe+Mg

           

0.59

0.58

   

Mg/Fe+Mg

 

 

 

پتروگرافی

متابازیت‌های کوه معراجی

در زیر دگرگونه‌های کوه معراجی، گدازه‌های بالشی دگرگون (Technoexport, 1984)، متاگابروها و متادیابازها (شکل 6) دیده می‌شوند. متابازیت‌ها اغلب توپوگرافی همواری دارند که به‌رنگ سبز روشن از سایر واحدهای سنگی متمایز می‌شوند. به‌علت رخداد چند مرحله دگرگونی، تشخیص ساخت‌های بالشی به سختی میسر است.

 

متابازالت

متابازالت‌های ملانوکرات با ساخت بالشی عمدتاً حاوی رگه‌های اکسید آهن، کلسیت و اپیدوسیت هستند. در نمونه‌های دستی بلورهای درشت پلاژیوکلاز به‌صورت پراکنده به آسانی قابل تشخیص هستند. آتشفشانی‌ها عمدتاً از بلورهای خودشکل پلاژیوکلاز و آمفیبول تشکیل شده‌اند. اپیدوت به‌صورت رگه‌ای و حاصل از دگرسانی کانی‌های اصلی در آن‌ها حضور دارد. کلریت در اثر دگرگونی پس‌رونده در قالب کانی‌های فرومنیزین تشکیل یافته است. پلاژیوکلازها رخ مشخصی از خود نشان نمی‌دهند و عمدتاً به آلبیت، کلسیت، پومپله‌ایت و کلریت تبدیل شده‌اند. حضور کانی‌های مختلف از ترکیبات تیتان نظیر لوکوکسن، بیوتیت و ایلمنیت از ویژگی‌های بارز این سنگ‌هاست. بافت پورفیروبلاستیک در متابازالت‌ها مهم‌ترین بافت قابل تشخیص محسوب می‌شود (شکل 6-a ).

 

متاگابرو

متاگابروهای کوه معراجی با ساخت توده ای و به رنگ سبز تیره مشاهده می‌شوند. اغلب از درشت بلورهای آمفیبول، پلاژیوکلاز و بقایای کلینوپیروکسن تشکیل یافته اند. کانی های تیتانیت، تیتانومگنتیت، ایلمنیت، بیوتیت و اکسیدهای تیتان زمینه مزوکرات متاگابروها را تشکیل می دهند. اولین آثار دگرگونی پسرونده در متاگابروها با دگرسان شدن پلاژیوکلاز به اپیدوت، کلسیت و کوارتز و کانی پیروکسن به آمفیبول و اپیدوت آشکار می شود. با رخداد فاز دیگر دگرگونی قهقرایی، کانی‌های پومپلئیت، کلریت، آلبیت و اکتینولیت در زمینه سنگ‌ها تشکیل یافته اند. بافت مهم متاگابروها، گرانوبلاستیک و لپیدوبلاستیک است. ضمن اینکه بافت اینترگرانولار اولیه به خوبی حفظ شده است (شکل 6- b).

 

متادیاباز

متادیابازهای کوه معراجی در اثر دگرگونی ناحیه‌ای ساخت‌های اولیه خود را از دست داده‌اند. این سنگ‌ها در مجاورت متاگابروها با رخنمون کمی در زیر ماسه‌سنگ‌ها و آهک‌های دگرگون کوه معراجی رخنمون دارند. ساخت این سنگ‌ها توده‌ای و بافت آن‌ها لپیدوبلاستیک، گرانوبلاستیک و بافت اینترگرانولار دیاباز اولیه (شکل 6- c و d) است. متادیابازها شامل بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول و باقی‌مانده‌هایی از کلینوپیروکسن هستند. دگرسانی متادیابازها با اورالیتی‌شدن کلینوپیروکسن‌ها و سپس با سوسوریتی‌شدن پلاژیوکلازها مشخص می‌شود. در درجات ضعیف‌تر دگرگونی، کانی‌های اکتینولیت، کلریت، اپیدوت، کلسیت، پومپلئیت و آلبیت که شاخص رخساره شیست سبز هستند، در اثر فازهای دگرگونی پس‌رونده بعدی به‌وجود می آیند. بیوتیت، اکسیدهای تیتان (لوکوکسن)، ایلمنیت و تیتانومگنتیت، کانی‌های فرعی متادیابازها را تشکیل می‌دهند (شکل 6- d).

 

متابازیت‌های چاه‌پلنگ

در این منطقه، متابازیت‌ها به‌صورت تپه‌هایی با گسترش کم و به‌رنگ قهوه‌ای تیره تا سیاه برون‌زد دارند (شکل 4). دایک‌های متادیاباز و متاگابرو به‌صورت برجسته در بین متابازالت‌ها مشخص هستند (شکل 4- c). متابازالت‌های چاه‌پلنگ در اثر عملکرد گسل‌ها، برگوارگی مشخصی پیدا کرده‌اند. ساخت بادامکی در آن‌ها به‌وضوح مشاهده می‌شود و حفره‌های آن‌ها عمدتاً توسط کلسیت و کوارتز پر شده است.

 

   
   

شکل 6- مقاطع میکروسکوپی متابازیت‌های کوه معراجی (a متابازالت با بافت پورفیروبلاستیک، (b متاگابرو با بافت اینترگرانولار که در آن پلاژیوکلازهای سوسوریتی‌شده، بقایای کلینوپیروکسن که به آمفیبول و اپیدوت تبدیل شده‌اند را در بر می‌گیرند، (c متادیاباز حاوی بیوتیت، پلاژیوکلاز، آمفیبول و کلریت، (d متادیاباز با بافت اینترگرانولار اولیه

 

 

متابازالت

متابازالت‌های چاه‌پلنگ دارای اکسیدهای آهن قابل توجهی هستند. بیوتیت، آمفیبول، اکسیدهای آهن و فلدسپار از اجزای اصلی آن‌ها به‌شمار می‌آیند (شکل 7). پورفیرهای درشت پلاژیوکلاز و سانیدین به‌صورت جهت‌یافته و خرد شده یافت می‌شوند که کانی‌های ریز تا متوسط بیوتیت در کنار آن‌ها امتداد و جهت‌یافتگی پیدا کرده‌اند (شکل 7- b). فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، اپیدوت و حفرات پر شده با کلسیت نیز به‌صورت کشیده در یک امتداد، در زمینه ریزبلور متابازالت‌ها (شکل 7- a) وجود دارند. از بافت‌های مهم متابازالت‌ها می‌توان به پورفیروبلاستیک، لپیدوبلاستیک، نماتوبلاستیک و بادامکی اشاره کرد.

متاگابرو

متاگابروها از درشت‌بلورهای آمفیبول، پلاژیوکلاز، بقایای کلینوپیروکسن و به‌میزان کمتر از بیوتیت، اسفن، ایلمنیت، مگنتیت و اکسیدهای تیتان تشکیل شده‌اند (شکل 7- e و f). کلریت، اپیدوت، کلسیت، آلبیت و کوارتز فازهای ثانویه آن‌ها را می‌سازند. بافت‌های اصلی متاگابروها، لپیدوبلاستیک، پوئی‌کیلوبلاستیک و گرانوبلاستیک است (شکل 7- e). بلورهای ریز تا متوسط اسفن به‌صورت ادخال درون آمفیبول‌ها قرار گرفته‌اند. تجمعاتی از کانی‌های کلریت و اپیدوت در قالب کلینوپیروکسن مشاهده می‌شود. بلورهای متوسط تا ریز بیوتیت با بیرفرنژانس درجه متوسط و چندرنگی ضعیف در متن سنگ پراکنده‌اند. پلاژیوکلازها نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار بوده، اغلب دگرسان شده‌اند اما در برخی قسمت‌ها دارای ماکل پلی‌سنتتیک هستند.

متادیاباز

در متادیابازهای این ناحیه هورنبلند فراوان، پلاژیوکلاز به‌میزان کمتر و بیوتیت به‌میزان بیش‌تری نسبت به متاگابروها همراه با اکسیدهای آهن حضور دارند (شکل 7- c). اکسیدهای آهن به‌صورت کشیده و گاهی شکل‌دار در بین کانی‌ها پراکنده هستند. درون پلاژیوکلاز دایک‌ها، سوزن‌های کشیده آمفیبول با بی‌رفرنژانس قوی‌تری نسبت به آمفیبول‌های منشوری زمینه مشاهده می‌شوند (شکل 7- d).

آمفیبول‌های نیمه‌شکل‌دار در برخی قسمت‌ها به کلریت تبدیل شده‌اند. پلاژیوکلازها اغلب نیمه‌شکل‌دار هستند و در بین آمفیبول‌ها قرار گرفته‌اند و ماکل پلی‌سنتتیک مشخصی ندارند (شکل 7- c).

 

 

   
   
   

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی متابازیت‌های چاه‌پلنگ (a و (b متابازالت‌ها دارای بافت بادامکی و پورفیروبلاستیک، (c متادیابازها دارای بیوتیت و اپاک قابل توجهی هستند، (d ادخال‌های اکتینولیت سوزنی درون پلاژیوکلازهای متادیاباز، (e متاگابرو با بافت گرانوبلاستیک و حاوی ادخال های اسفن و (f کلریت در قالب کانی کلینوپیروکسن متاگابرو؛ مخفف نام کانی‌ها از Kretz (1983) گرفته شده است.

 

 

 

شیمی کانی‌ها

آمفیبول

بر اساس طبقه‌بندی آمفیبول‌ها، ارائه شده توسط Hawthorne و همکاران (2007)، که بر اساس نوع و تعداد کاتیون‌هایی که در جایگاه B فرمول ساختاری قرار می‌گیرند، آمفیبول‌های موجود در متابازیت‌ها ترکیب کلسیک دارند، زیرا:

B(Mg, Fe, Mn, Li) ≤ 0.5, B(Ca, Na) ≥ 1.5, BNa < 0.5 apfu

سه نوع آمفیبول با ترکیب عمده هورنبلند چرماکیتی- هورنبلند فروچرماکیتی، منیزیوهورنبلند و اکتینولیت در متابازیت‌ها مشاهده می‌شود. آمفیبول‌های درشت و کشیده موجود در قالب کانی کلینوپیروکسن در متاگابرو معراجی و چاه‌پلنگ و متادیاباز معراجی، عمدتاً ترکیب اکتینولیت دارند. در امتداد رخ‌های این کانی، اپاک مشاهده می‌شود (شکل 8). ترکیب آمفیبول‌های سوزنی موجود در پلاژیوکلازهای متاگابروی چاه‌پلنگ متفاوت با ترکیب آمفیبول‌های موجود در متادیابازهای این ناحیه است. در پلاژیوکلازهای متاگابروی چاه‌پلنگ، آمفیبول‌های سوزنی به‌صورت ادخال با ترکیب منیزیوهورنبلند وجود دارد. ترکیب آمفیبول‌های موجود در متادیاباز چاه‌پلنگ، هورنبلند فروچرماکیتی- فروهورنبلند است. شواهد پتروگرافی نیز تأییدکننده این تفاوت‌ها هستند. آمفیبول‌های متادیابازهای چاه‌پلنگ، بیرفرنژانس قوی‌تری دارند و از لحاظ حجمی، فراوان‌تر و به‌صورت ریز بلورتر همراه با بیوتیت در سنگ دیده می‌شوند.

 

فلدسپات

پلاژیوکلازهای نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار متابازیت‌های کوه معراجی ترکیب لابرادوریت دارند و در اثر دگرگونی در برخی قسمت‌ها به کانی‌های اپیدوت، کلسیت، پومپلئیت و آلبیت (کانی‌های شاخص رخساره شیست سبز) تبدیل شده‌اند. پلاژیوکلازهای چاه‌پلنگ ترکیب‌های آندزین و آلبیت دارند که احتمالاً در اثر دگرگونی کف اقیانوسی آلبیتی شده‌اند (شکل 9).

 

   

شکل 8- ترکیب آمفیبول‌های معراجی و چاه‌پلنگ
 (Hawthorne, 1981)

شکل 9- محدوده ترکیبی فلدسپارهای کوه معراجی و چاه‌پلنگ
 (Deer et al., 1992)

 

 

بیوتیت

بیوتیت‌های شکل‌دار و دانه‌ریز در متابازالت‌های چاه‌پلنگ از فازهای اصلی به‌شمار می‌روند که به دو صورت پراکنده در متن سنگ و تجمع‌یافته در امتداد کانی‌های پلاژیوکلاز دیده می‌شوند. در بعضی قسمت‌ها تمرکز یکنواختی در امتداد درزه‌ها دارند و در تعادل با کانی‌های تشکیل‌دهنده سنگ‌ها از جمله کلسیت‌های پرکننده حفرات هستند. بیوتیت‌های موجود در متادیابازهای چاه‌پلنگ، تمرکز یکنواخت‌تری دارند و در متاگابروها از فراوانی آن‌ها کاسته می‌شود. بیرفرنژانس آن‌ها به‌سمت درجات پایین‌تر می‌رود و چندرنگی ضعیفی نشان می‌دهند. در حالی که در متاگابروها و متادیابازهای ناحیه معراجی فراوانی بسیار کمی دارند، نتایج آنالیز این کانی در جدول 2، آورده شده است. ترکیب بیوتیت‌ها در نمودار مثلثی AlVI+Fe3++Ti، MgO, Fe2++Mn (Foster, 1960) به دو صورت بیوتیت منیزیم بالا و متوسط مشخص می‌شود (شکل 10). تبادلات یونی در بیوتیت‌ها متأثر از دما و فشار تشکیل این کانی‌هاست. دماسنجی بیوتیت‌ها، نشانگر تشکیل بیوتیت‌های با منیزیم بالا در دمای کمتری نسبت به بیوتیت‌های با منیزیم متوسط است که در قسمت بحث به‌طور گسترده‌تر ارائه شده است.

دامنه ترکیبی بیوتیت‌های چاه‌پلنگ در نمودار چهار ضلعی بر اساس AlIV نسبت به Fe/Fe+Mg (Deer et al., 1992) تصویرگیری شده است (شکل 11). میزان آلومینیوم جانشین‌شده در موقعیت اکتائدر بیوتیت‌ها در محدوده 7/2 تا 9/2 قرار دارد.

 

 

   

شکل 10- تعیین ترکیب بیوتیت‌های متابازالت چاه‌پلنگ، وجود دو گروه بیوتیت در شکل به خوبی مشخص است (Foster, 1960)

شکل 11- تعیین ترکیب بیوتیت متابازالت‌ها (Deer et al., 1992)؛ نمادها مانند شکل 10

 


کلینوپیروکسن

باقی‌مانده‌هایی از کانی کلینوپیروکسن در متابازیت‌های دو ناحیه وجود دارد، اما بیشتر کلینوپیروکسن‌ها در اثر پدیده دگرگونی قهقرایی به کانی‌های آمفیبول، اپیدوت و کلریت تبدیل شده‌اند. بر اساس نتایج آنالیز پیروکسن‌های منطقه چاه‌پلنگ (Bagheri, 2007)، ترکیب عمده این کلینوپیروکسن‌ها، دیوپسید (شکل 12) است.

 

کلریت

کلریت در اثر دگرسانی کانی‌های کلینوپیروکسن و آمفیبول در متابازیت‌ها وجود دارد.

ترکیب عمده این کانی در متابازیت‌های کوه معراجی پنینیت (شکل 13) بوده که فراوانی این کانی در متابازیت‌های کوه معراجی قابل توجه است.

 

 

 

   

شکل 12- کلینوپیروکسن‌های چاه‌پلنگ با ترکیب دیوپسید (Morimoto et al., 1988)

شکل 13- ترکیب کلریت‌های کوه معراجی در نمودار Si در مقابل Fe2++Fe3+ از نوع پنینیت است (Deer et al., 1992)

 


بحث

شواهد صحرایی نشان می‌دهد که جایگیری برخی از توده‌های متاگابرو هم‌زمان با فوران گدازه‌های بالشی کوه معراجی است. تعیین سن دو نمونه متاگابرو با روش
 K–Ar، اعداد 400 میلیون سال قبل (پالئوزوئیک) و 205 میلیون سال قبل (اواخر تریاس) را ارائه نموده است که سن جوان‌تر نمونه دوم احتمالاً بیانگر حرکات سیمرین پیشین است (Technoexport, 1984).

آنالیز سنگ‌کل متابازیت‌های معراجی (Technoexport, 1984) در جدول 6 آورده شده است. همان‌طور که از شواهد پتروگرافی بر می‌آید، این سنگ‌ها از Na2O فراوانی برخوردارند که گویای فرآیند اسپیلیتی‌شدن این سنگ‌ها و رخداد دگرگونی کف اقیانوسی است. فراوانی کانی‌های اکتینولیت، لابرادوریت، اپیدوت و کلریت نیز شاخص رخساره شیست سبز است و حضور کانی‌های اکتینولیت، آلبیت، پومپلئیت، کوارتز و کلسیت بیانگر رخداد دگرگونی قهقرایی در حد رخساره‌های دگرگونی زیر شیست سبز است.

با توجه به نتایج آنالیز سنگ‌کل متابازیت‌های چاه‌پلنگ که در جدول 7 آمده (Bagheri, 2007)، این متابازیت‌ها از میزان K2O و TiO2 تقریباً بیشتر و Na2O کمتری نسبت به متابازیت‌های کوه معراجی برخوردارند؛ حضور کانی‌های بیوتیت، سانیدین، اسفن و ایلمنیت، فراوانی K2O و TiO2 در این سنگ‌ها را تأیید می‌کنند.

 

جدول 6- مقادیر آنالیز سنگ‌کل (wt%) گدازه‌های بالشی کوه معراجی (Technoexport, 1984)

Oxides

C-4308

C-4307

C-4308/1

SiO2

58.90

52.00

53.20

TiO2

1.92

2.08

2.10

Al2O3

14.60

18.20

14.30

Fe2O3

11.63

3.63

16.21

FeO

0.97

5.74

1.17

MnO

0.02

0.07

0.02

MgO

0.60

4.70

0.52

CaO

1.33

2.52

1.75

Na2O

8.40

6.86

8.10

K2O

0.54

0.54

0.48

P2O5

0.24

0.39

0.27

L.O.I.

0.84

2.63

1.58

Total

99.49

99.36

99.70

 

جدول 7- مقادیر آنالیز سنگ کل (wt%) متابازیت‌های چاه‌پلنگ (Bagheri, 2007)

Oxides

Ch P05-1-3

Ch P05-1-6

Ch P05-1-8

SiO2

41.92

45.47

47.25

TiO2

2.09

4.01

3.94

Al2O3

7.61

14.24

15.31

Fe2O3*

13.6

13.37

13.86

MnO

0.12

0.23

0.16

MgO

12.46

5.39

3.22

CaO

7.21

8.27

7.98

Na2O

0.03

2.93

1.91

K2O

1.84

0.62

2.45

P2O5

0.22

0.55

0,55

L.O.I.

12.67

4.57

2.82

Total

99.96

99.69

99.46

 


دمافشارسنجی

به‌منظور دست‌یابی به دما و فشار تشکیل برخی کانی‌ها و نیز تعیین رخساره‌های دگرگونی از دماسنجی و فشارسنجی کانی‌های هورنبلند، بیوتیت،
هورنبلند- پلاژیوکلاز و کلریت استفاده شده است.

 

بیوتیت

با توجه به وجود دو نوع بیوتیت در نمودار مثلثی شکل 12، دماسنجی آن‌ها دو محدوده دمایی به‌طور میانگین 550 و 630 درجه‌سانتیگراد را نشان می‌دهد (جدول 8) (Henry et al., 2005). بیوتیت‌هایی که در محدوده دمایی 630 درجه‌سانتیگراد قرار می‌گیرند، از آهن و تیتان بیش‌تری نسبت به بیوتیت‌های با محدوده دمایی 550 درجه‌سانتیگراد برخوردارند. Ti بالا در بیوتیت نشانگر تشکیل این کانی در حرارت‌های بالا است. ضمن اینکه بیوتیت‌های با محدوده دمایی پایین‌تر از لحاظ منیزیم غنی هستند (شکل 16) (Henry et al., 2005).

بیوتیت‌هایی که در محدوده دمایی 620 تا 630 درجه‌سانتیگراد قرار می‌گیرند به‌صورت پراکنده و ریز بلور در زمینه متابازالت‌ها یافت می‌شوند. درحالی که بیوتیت‌های محدوده دمایی 550 تا 560 درجه‌سانتیگراد در متادیابازها فراوان هستند. احتمالاً بیوتیت‌های با مقادیر فراوان Ti و Fe منشأ آذرین دارند و بیوتیت‌های با میزان کمتر Ti در اثر فرآیند دگرگونی ناحیه‌ای تشکیل شده‌اند.

بیوتیت‌های دما بالا در شکل 10، Fe/Fe+Mg حدود 6/0-5/0 دارند درصورتی که بیوتیت‌های نزدیک به قطب ایستونیت، دارای Fe/Fe+Mg حدود 5/0-4/0 هستند، با وجود اینکه ماگمای تشکیل دهنده متابازالت‌ها از آهن غنی بوده است، می‌توان غنی‌بودن بیوتیت‌های دما بالا را از لحاظ آهن و تیتان به اولیه و دارای منشأ ماگمایی آن‌ها نسبت داد.

 

جدول 8- داده‌های مربوط به دمای تشکیل بیوتیت‌های متابازالت و متادیابازهای چاه‌پلنگ (Henry et al., 2005)

sample

Ti

X Mg

T(˚C)

Ch795

0.17

0.56

550

Ch795

0.17

0.55

550

Ch795

0.18

0.55

560

Ch795

0.18

0.55

560

Ch795

0.17

0.55

550

Ch800

0.26

0.5

620

Ch800

0.26

0.52

630

Ch800

0.27

0.479

630

Ch800

0.27

0.51

620

Ch800

0.26

0.51

620

 

 

 

T = ([ln(Ti) - a - c(XMg)3]/b)0.333

Coefficient

Value

a

-2.3594

b

 4.6482e-9

c

-1.7283

شکل 16- تعیین دمای تشکیل بیوتیت‌های چاه‌پلنگ
(Henry et al., 2005)

 

هورنبلند و هورنبلند- پلاژیوکلاز

با توجه به اینکه میزان Al کل در هورنبلند با ازدیاد فشار، افزایش پیدا می‌کند، با استفاده از Al موجود در فرمول ساختمانی هورنبلند در شکل 17، می‌توان به فشارسنجی هورنبلندهای مجاور پلاژیوکلازها پرداخت. فشار حاصله از روش Anderson و Smith (1995)، 8 کیلوبار (با دمای میانگین 657 درجه‌سانتیگراد تخمین زده می‌شود (Anderson and Smith, 1995).

 

شکل 17- فشارسنجی هورنبلندهای چاه‌پلنگ با استفاده از روش Anderson و Smith (1995)

 

علاوه بر روش Anderson و Smith (1995)، کالیبراسیون‌های دیگری جهت تعیین فشار حاکم بر محیط تشکیل هورنبلند (جدول 9) ارائه شده است که روابط آن‌ها در زیر آمده است:

Hammarstrom and Zen, 1986:

P(1): P(±3kbar)= -3.92 + 5.03 Al(total)

Hollister et al.,1987:

P(2): P(±1kbar)= -4.76 + 5.64 Al(total)

Johnson and Rutherford, 1989:

P(3): P(0.5 kbar) = -3.46 + 4.23 Al(total)

Schmidt, 1992:

P(4): P(±0.6kbar) = -3.01 + 4.76 Al(total)

 

جدول 9- زمین‌فشارسنجی هورنبلندهای چاه‌پلنگ

Altotal

P(1)kbar

P(2)

P(3)

P(4)

2.19

7.09

7.59

5.8

7.41

2.41

8.2

8.83

6.43

8.46

2.29

7.59

8.15

6.22

7.89

2.27

7.49

8.04

6.14

7.79

2.36

7.95

8.55

6.52

8.22

 

به‌منظور دسترسی به دمای حاکم بر محیط دگرگونی ناحیه‌ای متابازیت‌های چاه‌پلنگ، از دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز (Holland and Blundy, 1994) استفاده شد. لازمه استفاده از این زوج‌کانی به‌عنوان یک دمناسنج، وجود تعادل بین آمفیبول کلسیک و پلاژیوکلاز در بررسی‌های پتروگرافی است. این زمین‌دماسنج یک زمین‌دماسنج تبادلی بوده که بر مبنای واکنش‌های زیر است:

1) edenite + 4 quartz = tremolite + albite

2) edenite + albite = richterite + anorthite

از واکنش اول در شرایطی استفاده می‌شود که کوارتز در سنگ حضور داشته باشد و واکنش دوم در سنگ‌های فاقد کوارتز کاربرد دارد. از آن‌جایی که در نمونه‌های چاه‌پلنگ، کوارتز وجود ندارد از واکنش دوم استفاده می‌شود.

همان‌طور که در جدول 10 مشخص شده است، در محدوده فشارهای بین صفر تا 15 کیلوبار، درجه‌حرارت تعادل بین این دو کانی 562 تا 752 درجه‌سانتیگراد است که در نمودار رخساره‌های دگرگونی بیانگر دگرگونی در رخساره آمفیبولیت است (شکل 18).

 

جدول 10- نتایج دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز متابازیت‌های چاه‌پلنگ (Holland and Blundy, 1994).

P(kbar)

0

5

10

15

T(ºC)ed-ir 2

562

625

688

752

 

این دماسنج برای دماهای بالا که عمدتاً فلدسپارها غنی از آنورتیت هستند و در شرایط اکتیویته سیلیکا پایین مفید است اما در سنگ‌های دگرگونی دما پایین حاوی پلاژیوکلاز آلبیتی ارزش کمتری می‌یابد. دماسنج هورنبلند- پلاژیوکلاز باید فقط در محدوده 500 تا 900 درجه‌سانتیگراد به‌کار رود. با توجه به این‌که پتروگرافی متابازیت‌های کوه معراجی بیانگر شرایط رخساره شیست سبز است و همه شرایط لازم برای استفاده از این دماسنج برای آن‌ها وجود ندارد، با در نظر گرفتن خطاهای موجود سعی بر استفاده از این دماسنج شد.

در نمونه‌های مورد مطالعه اکتینولیت‌های موجود در قالب کلینوپیروکسن‌ها در تعادل با پلاژیوکلازها هستند و کوارتز در سنگ حضور ندارد. به این ترتیب در فشارهای صفر تا 15 کیلوبار، درجه‌حرارت  426 تا 500 درجه‌سانتیگراد برای تشکیل متابازیت‌های کوه معراجی (جدول 11) به‌دست می‌آید که مطابق با شواهد پتروگرافی و دگرگونی این سنگ‌ها در شرایط رخساره شیست سبز است (شکل 18).

جدول 11- دماهای به‌دست آمده برای تعادل
پلاژیوکلاز- اکتینولیت متابازیت معراجی در فشارهای مختلف (Holland and Blundy, 1994)

P(kbar)

T(ºC)

0

520

5

489

10

458

15

426

 

 

شکل 18- تعیین رخساره‌های دگرگونی ناحیه‌ای متابازیت‌های کوه معراجی و چاه‌پلنگ (Yardley, 1989)

 

دماسنجی کلریت

این دماسنج بر اساس تبادلات عنصر AlIV تنظیم شده است. از طریق فرمول‌های ارائه ‌شده در زیر، دمای تعیین شده برای تشکیل این کانی حدود 150 و 53 درجه‌سانتیگراد است که منطبق با شرایط رخساره‌های زیر شیست سبز است (جدول 12).

Cathelineau and Nieva, 1985:

T1(°C) = 213.3AlIV + 17.5

Cathelineau, 1988:

T2(°C) = -61.92 + 321.98 AlIV

Jowett, 1991:

T3(°C) = 319AlIVc - 69

   AlIVc = AlIV + 0.1 [Fe/(Fe + Mg)]

 

جدول 12- دماسنجی کانی کلریت

T3(°C)

T2(°C)

T1(°C)

samples

151.11

147.36

156.14

sample 1

39.46

34.67

81.49

sample 2

 

محیط و شرایط تشکیل کانی‌های آمفیبول و پیروکسن

کلینوپیروکسن از کانی‌های مقاوم به حساب می‌آید و در شرایط دگرگونی رخساره شیست سبز و بخش‌هایی از رخساره آمفیبولیت، حاشیه‌های این کانی تبدیل به آمفیبول می‌شود. آمفیبول‌ها در اکثر رخساره‌های دگرگونی، در صورت وجود عناصر لازم برای ساختار بلورین آن‌ها، تشکیل می‌شوند. با توجه به فوران سنگ‌های بازیک مورد بررسی در محیط دریایی و آب‌دار شدن سنگ اولیه، تبادلات یونی به راحتی صورت می‌گیرد و با آزاد شدن یون‌های Ca2+ از ساختار پلاژیوکلاز کلسیک و کلینوپیروکسن، همچنین Mg2+ و Fe از کانی‌های مافیک مانند کلینوپیروکسن، کانی‌هایی مانند آمفیبول، کلریت و اپیدوت ساخته می‌شوند (واکنش‌های 1 و 2).

واکنش 1 (Kimball and Spear, 1984):

5CaMgSi2O6 + H2O Þ Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3CaO + 2SiO2

Diopside + Water Þ Amphibole + CaO + Silica

 

واکنش 2 :(Bucher and Frey, 2002)

4Diopside + 10Anorthite + 4H2O Þ Amphibole + 6Zoisite + 3Silica

با وجود این‌که ترکیبات تیتان، مانند اسفن، ایلمنیت، لوکوکسن، و تیتانومگنتیت در سنگ‌های مورد مطالعه فراوان هستند، آمفیبول‌ها مقادیر اندکی از Ti (<0.05 ppm) در فرمول ساختاری خود جای داده‌اند. بنابراین می‌توان واکنش 3 را برای تشکیل اسفن‌های مجاور و یا موجود در قالب آمفیبول‌های متاگابروی چاه‌پلنگ (شکل 7- e) در نظر گرفت.

واکنش 3 (Ikeda et al., 2005):

5CaMgSi2O6 + 3TiO2 + SiO2 + H2O Þ 3CaTiSiO5 + Ca2Mg5Si8O22(OH)2

Diopside + Rutile + Silica + Water Þ Sphene + Tremolite

بر اساس نمودار Si در مقابل Ti موجود در فرمول ساختمانی کانی آمفیبول (شکل 19)، آمفیبول‌ها همگی در محیط دگرگونی تشکیل شده‌اند و تیتان کمی دارند.

 

شکل 19- آمفیبول‌های دو ناحیه معراجی و چاه‌پلنگ در اثر دگرگونی ایجاد شده‌اند (Leake, 1965)

 

آمفیبول‌های دگرگونی در نمودار شکل 20، بر اساس مقادیر Ca، Na، Mg + Fe2+ + Mn به سه گروه اصلی: مافیک، سدیک و کلسیک تقسیم می‌شوند. آمفیبول‌های متابازیت‌ها بین دو قطب آمفیبول‌های کلسیک و مافیک و بیشتر متمایل به آمفیبول‌های مافیک قرار می‌گیرند.

 

شکل 20- آمفیبول‌های دگرگونی متابازیت‌ها متمایل به قطب مافیک هستند (Robinson et al., 1982)

 

بقایای کلینوپیروکسن‌ها به‌صورت دانه‌های منفرد، عمدتاً در متاگابرو و متادیابازها یافت می‌شود. طبق نمودار ارائه شده توسط Berger و همکاران (2005)، پیروکسن‌ها بر اساس مقادیر Al و Ti + Cr + Na موجود در ساختارشان به دو گروه آذرین و دگرگونی تفکیک می‌شوند. چنانچه در شکل 21 نشان داده شده، کلینوپیروکسن‌های چاه‌پلنگ منشأ آذرین دارند.

 

شکل 21- کلینوپیروکسن‌های چاه‌پلنگ منشأ آذرین دارند (Berger et al., 2005)

 

نتیجه‌گیری

متابازیت‌های کوه معراجی و چاه‌پلنگ به‌صورت پراکنده و با گسترش کم در همراهی واحدهای پالئوزوئیک زیرین مشاهده می‌شوند. شواهد صحرایی، درجات دگرگونی، کانی‌شناسی، آنالیز سنگ کل و شیمی کانی‌ها، بیانگر متفاوت بودن منشأ متابازیت‌های کوه معراجی از چاه‌پلنگ است. احتمالاً گدازه‌های بالشی کوه معراجی در اثر تکاپوهای آتشفشانی بازالتی زیر دریایی پیامد حرکات شاغولی و کوه‌زایی فاز کالدونین از مناطق ضعیف پوسته به سطح زمین راه پیدا کرده‌اند. با توجه به گسل‌های فراوان در منطقه و تکتونیک پیچیده زون انارک- خور، احتمالاً این متابازیت‌ها در اثر عمل‌کرد گسل‌هایی که امتدادشان در زیر آبرفت‌ها پنهان شده است، در نزدیکی یکدیگر قرار گرفته‌اند. متابازالت‌ها، متادیابازها و متاگابروهای چاه‌پلنگ، ضمن تحمل دگرگونی کف اقیانوسی، در رخساره آمفیبولیت و اواخر شیست سبز دچار دگرگونی ناحیه‌ای شده‌اند. فراوانی اکسیدهای آلکالن در آنالیز سنگ‌کل و همچنین در شواهد پتروگرافی بیانگر ماهیت آلکالن این سنگ‌ها است. به‌علت وفور کانی‌های شاخص رخساره شیست سبز در متابازیت‌های کوه معراجی همچنین داده‌های دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز، این متادیابازها و متاگابروها در رخساره شیست سبز (شکل 18) دگرگون شده‌اند علاوه بر این‌که قبلاً دگرگونی کف اقیانوسی و فرآیند اسپیلیتی‌شدن را نیز تجربه کرده‌اند. وجود کانی‌های اکتینولیت، پومپلئیت، کلریت، کلسیت و کوارتز در متابازیت‌های کوه معراجی، نشان‌دهنده رخداد دگرگونی پس‌رونده در رخساره شیست سبز است.

آقانباتی، ع. (1383) زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

اطلس راه‌های ایران (1384) مقیاس 1:1000000، موسسه جغرافیایی و کارتوگرافی گیتا‌شناسی، تهران،‌ ایران.

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effect of temperature and oxygene fugacity on Al-in hornblende barometery. American Mineralogist 80: 549-559.

Bagheri, S. (2007) The exotic Paleo-tethys terrane in Central Iran: new geological data from Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam areas. Ph.D. Thesis. Faculty of Geosciences and Environment, University of Leusanne, Switzerland.

Berger, A., Scherrer, N. C. and Bussy, F. (2005) Equilibration and disequilibration between monazite and garnet: indication from phase - composition and quantitative texture analysis. Journal of Metamorphic Geology 23 (9): 865-880.

Bucher, K. and Frey, M. (2002) Petrogenesis of metamorphic rocks. 7th edition, Springer-Verlag Berlin.

Cathelineau, M. (1988) Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature, Clay Minerals: 23: 471-485.

Cathelineau, M. and Nieva, D. (1985) A chlorite solution geothermometer. The Los Azufres (Mexico) geothermal system: Contributions to Mineralogy and Petrology 91: 235-244.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. Longman, London.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Foster, M. D. (1960) Interpretation of the composition of trioctahedral micas. Geological Survey 354 B: 11-49.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26: 683-693.

Hammarstrom, J. M. and Zen, E. (1986) Aluminum in hornblende: an empirical igneous geobarometer. American Mineralogist 71: 1297-1313.

Hawthorne, F. C. (1981) Crystal chemistry of the amphiboles. In: Veblen, D. R. (Ed.) Amphiboles and other hydrous pyriboles-mineralogy. Reviews in Mineralogy, Mineralogical Society of America 9A: 1-102.

Hawthorne, F. C., Oberti, R., Della Ventura, G. and Mottana, A. (2007) Amphiboles: crystal chemistry, occurrence and health issues: Mineralogical Society of America.

Henry, D. J., Guidotti, C. V. and Thomson, J. A. (2005) The Ti-saturation surface for low to medium pressure metapelitic biotite: Implications for geothermometry and Ti- substitution mechanisms. American Mineralogist 90: 316-328.

Holland, T. and Blundy J. (1994) Non-ideal interaction in calcic amphibole and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contribution to Mineralogy and Petrology 116: 433-447.

Hollister, L. S., Grissom, G. C., Peters, E. K., Stowell, H. H. and Sisson, V. B. (1987) Confirmation of the empirical calibration of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. American Mineralogist 72: 231-239.

Ikeda, T., H., Yoshida, K., Armia and T., Nishiyama (2005) Garnet-clinopyroxene amphibolite from the Takahama metamorphic rocks, western Kyushu, SW Japan: evidence for high-pressure granulite facies metamorphism. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences 100: 104-115.

Johnson, M. C. and Rutherford, M. J. (1989) Experimental calibration of an aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera (California) volcanic rocks. Geology 17: 837-841.

Jowett, E. C. (1991) Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer. Geological Association of Canada, Mineralogical Association of Canada, Society of Economic Geology, Joint Annual Meeting, Toronto, Canada.

Kimball, K. L. and Spear, F. S. (1984) Metamorphic petrology of the Jackson county iron formation, Wisconsin. Canadian Mineralogist 22 (4): 605-619.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming mineral. American Mineralogist 68: 227-279.

Leake, B. E. (1965) The relationship between tetrahedral aluminum and the maximum possible octahedral aluminum in natural calciferous and subcalciferous amphiboles: American Mineralogist 50: 843-851.

Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A. K., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Akoi, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine 52: 535-550.

Robinson, P., Spear, F. S., Schumacher, J. C., Laird, J., Klein, C., Evans, B. W. and Doolan, B. L. (1982) Phase relations of metamorphic amphiboles: natural occurrence and theory. In Amphiboles and other Hydrous Pyriboles. Reviews in Mineralogy 9B: 1-227.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 304-310.

Technoexport (1984) Geological map of Kabudan. Geological survey of Iran, 1:100000 series, sheet 68.

Technoexport (1984) Geological map of Khur. Geological survey of Iran‚ 1:250000‚ No. H7.

Technoexport (1984) Geology of the Khur area (Central Iran). report No. H7 89-91.

Yardley, B. W. D. (1989) An introduction to metamorphic petrology. John Wiley and Sons, New York.