بررسی شیمی کانی، دمافشارسنجی و سنگ‌زایی سنگ‌های میگماتیتی منطقه همدان

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران

3 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

در منطقه همدان، سنگ‌های میگماتیتی با ساختارهای گوناگونی رخنمون دارند. در منطقه سیمین (همدان)، ساخت استروماتیک و در منطقه دره‌عمر (تویسرکان)، ساخت افتالمیتیک فراوان‌تر هستند. این میگماتیت‏‌ها در یک منطقه پلی‌متامورفیسم گسترش دارند. دست‌کم یک دگرگونی ناحیه‏‌ای و دو دگرگونی همبری در پی تزریق توده‏‌‌های فلسیک و مافیک در این منطقه روی داده‌اند. چنین گمان می‌رود که در منطقه دره‌عمر (شمال تویسرکان)، میگماتیت‏‌ها پیامد دگرگونی همبری هستند و در پی تزریق توده‏‌‏‌‌های مافیک پدید آمده‌اند؛‌ اما در منطقه سیمین (جنوب همدان)، دگرگونی ناحیه‏‌ای پیشین که با گسترش پهنه‏‌‌های برشی در منطقه همزمان بوده است، با دگرگونی همبری ناشی از توده‏‌‌های فلسیک ادامه یافته است. همچنین، رویداد ذوب‌بخشی هم به دگرگونی ناحیه‏‌ای و هم به دگرگونی همبری مرتبط بوده است. ازاین‌رو، چه‌بسا در برخی بخش‌ها مانند منطقه سیمین، میگماتیت‌زایی در بیش از یک مرحله رخ داده است. این یافته‌ها با سن‌سنجی‌هایی که به‌تازگی روی توده پلوتونیک الوند و سنگ‌های دگرگونی پیرامون آنها انجام شده‌اند، همخوانی دارند. کانی‌های شاخص متاپلیت‏‌ها، مانند گارنت (آلماندین)، بیوتیت (سیدروفیلیت)، استارولیت، آندالوزیت، سیلیمانیت، کیانیت، فیبرولیت، کردیریت (آهن دار)، پلاژیوکلاز (آندزین) و اسپینل (هرسینیت) در میگماتیت‏‌ها دیده می‌شوند. ویژگی‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری و شیمیایی نشان می‏‌دهند نسل‏‌‏‌‌های گوناگونی از کانی‌های استارولیت، بیوتیت و کردیریت در منطقه پدید آمده‌اند که در سنگ‌های دگرگونی با درجه متفاوت دیده می‏‌شوند. این کانی‌ها گاه از واکنش‏‌‌های پیشرونده و گاه از واکنش‏‌‌های پسرونده پدید آمده‏‌اند. برپایه دماسنجی به روش تبادل جفت کانی گارنت- بیوتیت و با به‌کارگیریِ کالیبراسیون‏‌‏‌‌های گوناگون، دمای 655 درجه سانتیگراد برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول و دمای 529 درجه سانتیگراد برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم به‌دست آمد. دماسنجی گارنت-کردیریت نیز دمای 637 درجه سانتیگراد را برای میگماتیت‌های یادشده نشان می‌دهد. فشارسنجی با به‌کارگیریِ تعادل ترمودینامیکی GPBQ، فشار 9/3 کیلوبار را برای سنگ‌های با بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول و فشار 6/3 کیلوبار را برای سنگ‌های با بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم نشان می‏‌دهد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Study of mineral chemistry, thermobarometry and petrogenesis of migmatitic rocks of Hamedan area

نویسندگان [English]

  • Ali Asghar Sepahi Gerow 1
  • Seyedeh Razieh Jafari 2
  • Mohssen Moazzen 3
  • Hossein Shahbazi 2
1 Department of Geology, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
2 Department of Geology, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
3 Department of Geology, University of Tabriz,Tabriz, Iran
چکیده [English]

In the Hamedan region, migmatitic rocks occur with various structures. In the Simin area (South Hamedan) stromatic and in the Darreh-Omar (Toyserkan) area ophtalmitic structures are abundant. Migmatites have been developed in a poly-metamorphic region. At least one regional metamorphism and two contact metamorphism by mafic and felsic intrusions occurred in the area. It seems that in the Darreh-Omar area contact metamorphism of mafic body leading to migmatization, But in the Simin area previous regional metamorphism and development of shear zones followed by contact metamorphism by felsic body. Therefore, in some areas, such as the Simin area, the migmatization may have occurred in more than one stage. These are consistent with recent geochronological studies of the Alvand plutonic body and surrounding metamorphic rocks. Index minerals of metapelites such as garnet (almandine), biotite (siderophyllite), staurolite, andalusite, sillimanite, kyanite, fibrolite, cordierite, plagioclase (andesine) and spinel (hercynite) are existing in these rocks. Field geology, petrographic and geochemical evidences suggest that different generations of staurolite, biotite and cordierite exist in metamorphic rocks of different grades in the Hamadan area. These minerals sometimes have been formed by progressive reactions and some other times from retrogressive reactions. A number of these phases have been formed at the peak of metamorphism and some others in later time. Based on thermometric cation-exchange method of garnet-biotite pair, using different calibrations, the obtained temperature using first-generation of biotites is 655 °C and temperature range of 529 °C for second-generation biotites. Cordierite-garnet thermometry indicates a temperature of 637 °C for related migmatitic rocks. In barometry with GPBQ system, calculated pressure for first-generation biotite is estimated to be about 3.9 kbar and for the second-generation biotite around 3.6 kbar.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Thermobarometry
  • Mineral Chemistry
  • partial melting
  • migmatite
  • Hamedan
  • Sanandaj-Sirjan

ازآنجایی‌که میگماتیت‏‌‌های همدان رخنمون کمابیش گسترده، تنوع ساختاری، کانی‌شناسی و پیدایش (ژنز) دارند، تا کنون پژوهشگران بسیاری (مانند: Sepahi, 1999; Baharifar, 2004; Jafari, 2007;0 Sepahi et al., 2009; Shahbazi, 2010; Saki, 2011; Saki et al., 2012; Sepahi et al., 2013) به بررسی آنها پرداخته‌اند. در این بررسی‌ها، ذوب‌بخشی عامل اصلی میگماتیت‌زایی دانسته شده است و میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه از گروه کم‌ فشار- دما بالا شناسایی شده‌اند. با وجود بررسی‌های ارزشمند یادشده، نسل‏‌‏‌‌های گوناگون کانی‌ها و رویدادهای گوناگون دگرگونی منطقه و نقش آنها در میگماتیت‌زایی شناسایی نشده‌اند. در این مقاله، شیمی کانی، دمافشارسنجی، نسل‏‌‏‌‌های گوناگون کانی‌ها و نقش رویدادهای گوناگون دگرگونی در میگماتیت‌زایی این سنگ‌ها بررسی‌ می‌شوند.

 

جایگاه جغرافیایی و زمین‌شناسی منطقه همدان

از دیدگاه پهنه زمین‌ساختی، منطقه همدان در بخش شمال‌باختری پهنه سنندج- سیرجان جای دارد. برخی پژوهشگران (مانند: Alavi، 2004) پهنه سنندج- سیرجان را بخشی از کوهزاد زاگرس دانسته و آن را زاگرس فلس‌مانند نامیده‏‌اند. به باور Mohajjel و همکاران (2003)، منطقه همدان در زیرپهنه با دگرریختی پیچیده جای دارد. سنگ‌های آذرین منطقه از گروه‌های گوناگون بازیک (گابرو) و حدواسط (دیوریت) تا اسیدی (انواع گرانیتویید‌ها) تغییر می‏‌کند. پیدایش توده پلوتونیک الوند مهم‌ترین پدیده آذرین منطقه است که در چندین مرحله، ماگماهای گوناگون بازیک تا اسیدی در پیدایش آن نقش داشته‌اند (Sepahi, 1999). Shahbazi و همکاران (2010) سن سنگ‌های پلوتونیک الوند را برای گابروها 8/1±5/166 میلیون سال پیش، برای گرانیت‏‌ها 9/0±9/163 و 6/0±7/161 میلیون سال پیش و برای لوکوگرانیت‏‌ها 3/1±4/154 و 7/2±3/153 میلیون سال پیش به‏‌دست آورده‏‌اند. Mahmoudi و همکاران (2011) و Chiu و همکاران (2013) نیز سن گرانیت‏‌‌های الوند را 165 میلیون سال پیش به‏‌دست آورده‏‌اند. سنگ‌های دگرگونی منطقه طیف گسترده‌ای از دگرگونی‏‌‌های ناحیه‏‌ای تا دگرگونی همبری را در بر می‏‌گیرند. سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای دربردارندة اسلیت، فیلیت، گارنت شیست، آندالوزیت شیست، استارولیت شیست، سیلیمانیت شیست، آمفیبولیت و میگماتیت بوده و سنگ‌های دگرگونی همبری دربردارندة گارنت هورنفلس، کردیریت هورنفلس و فیبرولیت گارنت هورنفلس هستند. رویدادهای سنگ‌های متاپلیتی، متاپسامیتی، متابازیک و کالک‌سیلیکات این منطقه در زمان‏‌‏‌‌های متفاوت دچار دگرگونی‌های گوناگونی (Sepahi et al., 2006) شده‌اند. در این میان، گسترش متاپلیت‏‌ها در منطقه بسیار چشمگیر است. بهترین رخنمون‏‌‌های پهنه میگماتیتی در مناطق دره‌سیمین (همدان) و دره‌عمر (تویسرکان) دیده می‌شوند (شکل 1). ساخت‌های گوناگونِ استروماتیک، سورئتیک، فلبتیک، نبولیتیک، دیکتیونیتیک، پتیگماتیک، شولن و شلیرن از مهم‌ترین ساخت‏‌‏‌‌های دیده‌شده در میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه هستند. از دیدگاه پیدایش، میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه کمپلکس بوده‌اند و به‌ترتیبِ اهمیت، فرایندهای ذوب‌بخشی، تفریق دگرگونی و تزریق در میگماتیت‌زایی نقش داشته‌اند (Jafari, 2007). سنگ‌های متاپلیتی سنگ‌مادر میگماتیت‏‌ها هستند که هنگام رویداد دگرگونی در منطقه دچار تغییرهای ساختی و کانی‌شناسی گوناگونی شده‏‌اند.


 

 

شکل 1- نقشه ساده‌شده منطقه همدان و جایگاه رخنمون سنگ‌های میگماتیتی در منطقه دره‌سیمین و دره‌عمرِ تویسرکان (جنوب شهر همدان)

 

 

روش انجام پژوهش

پس از مطالعات صحرایی، شمار 350 نمونه دستی برداشت شد. از میان آنها، شمار 150 مقطع نازک میکروسکوپی و 40 مقطع نازک-صیقلی از بخش‏‌‏‌‌های گوناگون نمونه‏‌‏‌‌های میگماتیتی در کارگاه مقطع‌گیری دانشگاه بوعلی سینا ساخته شد. برای بررسی شیمی کانی‌ها و بررسی‌های دمافشارسنجی به‌روش ریزکاو الکترونی، شمار 5 مقطع نازک صیقلی برگزیده شدند. در این مقطع‌ها، 99 نقطه از کانی‌های درون بخش مزوسوم سنگ‌های میگماتیتی در آزمایشگاه میکروپروپ (الکترون‌مایکروپروپ) موسسه تحقیقات پیشرفته فراوری مواد معدنی ایران با دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی مدل SX100 (ساخت شرکت Cameca فرانسه) در ولتاژ kV 15، فشار Torr 7-10*4 و آمپراژ nA20 تجزیه شدند. برای ارزیابی شرایط دما و فشار پیدایش میگماتیت‏‌‌های بررسی‏‌شده، این داده‌ها با روش‏‌‏‌‌های گوناگون دمافشارسنجی (مانند برنامه GPT (Reche and Martinez, 1996) بررسی شدند.

 

سنگ‏‌نگاری سنگ‌های میگماتیتی

از دیدگاه سنگ‏‌نگاری، میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه به دو گروهِ میگماتیت‏‌‌های سرشار از آلومینوسیلیکات (شکل 2- A) و میگماتیت‏‌‌های سرشار از کردیریت (شکل 2- B) رده‌بندی می‏‌شوند. بیشترین اختلاف این دو گروه در ویژگی‏‌‏‌‌های مزوسوم است؛ اگرچه در لوکوسوم و ملانوسوم آنها نیز اختلاف‌های کمی دیده می‌شوند. میگماتیت‏‌‌های سرشار از آلومینوسیلیکات در منطقه سیمین و میگماتیت‏‌‌های سرشار از کردیریت در منطقه دره‌عمر (تویسرکان) گسترش بیشتری دارند.

در بخش مزوسوم میگماتیت‏‌‌های آلومینوسیلیکات‌دار، به‌ترتیبِ فراوانی، پلی‌مورف‏‌‌های گوناگون آلومینوسیلیکات‏‌ها (آندالوزیت، سیلیمانیت، کیانیت و فیبرولیت)، میکاهای گوناگون (بیوتیت، کلریت و مسکوویت)، کوارتز، گارنت، استارولیت، اسپینل، پلاژیوکلاز و زیرکن دیده می‌شوند. در میان آلومینوسیلیکات‏‌های گوناگون، آندالوزیت بیشترین فراوانی را دارد. گاه در پیرامون آندالوزیت‏‌ها و سیلیمانیت‏‌ها حلقه‏ای از اسپینل پدید آمده است (شکل 2-C). Baharifar (2004) آنها را سیمپلکتیت‏‌‌های اسپینل-کردیریت دانسته که حلقه‏‌ای از پلاژیوکلاز کلسیک دور آن را فراگرفته است. نکته مهم آن است که اسپینل تنها در پیرامون برخی آندالوزیت‏‌ها و سیلیمانیت‏‌‏‌‌های درون میگماتیت‏‌ها به فراوانی یافت می‏‌شود و در برخی دیگر (با اینکه ویژگی‏‌‌های سنگ‏‌نگاری مزوسوم در آنها کمابیش یکسان است) دیده نمی‏‌شود و پیدایش آنها چه‌بسا به فرایند نفوذ سیال‌ها و شیرابه‏‌‏‌‌های ماگمایی وابستگی دارد. در نزدیکی دایک‏‌‌های آپلیتی و پگماتیتی، آندالوزیت‏‌ها با سرسیت و سیلیمانیت با مجموعه گارنت و استارولیت و سرسیت جایگزین شده‌اند (شکل 2- D). برپایه افزایش نرخ مذاب، بالاترین درجه‌های ذوب‌بخشی در میگماتیت‏‌‌های سیلیمانیت‌دار روی داده است. واکنش‏‌‌های احتمالی زیر برای پیدایش آلومینوسیلیکات‏‌ها پیشنهاد می‏‌شوند:

1- مسکوویت+ کوارتز+ آلبیت+ بخار آب= آلومینوسیلیکات+ مذاب (Azor and Ballevere, 1997)؛

2- مسکوویت+ کوارتز+ آب= آلومینوسیلیکات+ مذاب (Spear et al.,1999)؛

3- مسکوویت+ بیوتیت+ بخار آب= گارنت+ استارولیت+ آلومینوسیلیکات+ مذاب (Garcia-Casco et al., 2003).

گسترش لایه‏‌‌های لوکوسوم در پی ذوب‌بخشی و پیدایش مذاب در این سنگ‌ها از نشانه‌های بافتی واکنش‏‌‌های یادشده هستند. افزون‌بر این، نداشتن جهت‌یافتگی شاخص در کانی‌های درون لوکوسوم‏‌ها گواه تبلور آنها از یک مذاب است. در این گروه، ستبرایِ لوکوسوم‏‌ها متغیر است. از دیدگاه ترکیب مودال، لوکوسوم در گروه‌های آندالوزیت‌دار و سیلیمانیت‌دار از نوع ترونجمیتی (شکل 2- E) و در گروه‌های آندالوزیت‌دار، کیانیت‌دار و فیبرولیت‌دار از نوع آلکالی‌فلدسپارگرانیتی است.

در لوکوسوم‏‌‌های ترونجمیتی، مقدار مودال کانی‌ها برابر 50 درصد پلاژیوکلاز، 40 درصد کوارتز، 7 درصد بیوتیت، 2 درصد مسکوویت و 1 درصد کلریت است. البته گارنت نیز گاه در این لوکوسوم‏‌ها دیده می‌شود. در لوکوسوم‏‌‌های آلکالی‌فلدسپارگرانیتی، مقدار مودال کانی‌ها برابر 45 درصد ارتوکلاز/میکروکلین، 35 درصد کوارتز، 10 درصد بیوتیت، 6 درصد مسکوویت و 4 درصد فیبرولیت است. برپایه دارابودنِ کانی‌های بی‌آب، لوکوسوم‌ها به گروه‌های گارنت‌دار و گروه‌های کردیریت‌دار رده‌بندی می‏‌شوند.

 

 

 

شکل 2- سنگ‏‌‌های میگماتیتی منطقه همدان. A) رخنمون میگماتیت‏‌‌های سرشار از آلومینوسیلیکات (منطقه سیمین)؛ B) رخنمون میگماتیت‏‌‌های سرشار از کردیریت (منطقه سیمین)؛ C) تصویر میکروسکوپی (نور قطبیده عادی یا PPL) از میگماتیت‏‌‌های سرشار از آلومینوسیلیکات و غلاف سیمپلکتیت‏‌‌های اسپینلی و بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول در پیرامون آندالوزیت (منطقه سیمین)؛ D) رخنمون میگماتیت‏‌‌های سیلیمانیت‌دار که در آن، سیلیمانیت با گارنت+ استارولیت+ سرسیت جایگزین شده است (منطقه سیمین)؛‌ E) تصویر میکروسکوپی (نور قطبیده متقاطع یا XPL) از لوکوسوم ترونجمیتی با بافت گرانوبلاستیک در میگماتیت‏‌‌های آلومینوسیلیکات‌دار (منطقه سیمین)؛ F) تصویر میکروسکوپی (XPL) از میگماتیت‏‌‌های سرشار از کردیریت که مزوسوم و لوکوسوم آلکالی‌فلدسپار گرانیتی دارند (منطقه دره‌عمر)؛ G) تصویر میکروسکوپی (PPL) از بافت لپیدوبلاستیک در ملانوسوم میگماتیت (منطقه سیمین)؛ H) تصویر میکروسکوپی (PPL) از بافت پویی‌کیلوبلاستیک در گارنت که از میانبار‏‌‌های کوارتز و زیرکن در مرکز آن پدید آمده‌ است و نیز بافت پورفیرولپیدوبلاستیک در زمینه مزوسوم میگماتیت‏‌‌های کردیریت‌دار (منطقه سیمین)

 

 

در میگماتیت‏‌‌های کردیریت‌دار ستبرای بخش مزوسوم از حالت پیشین کمتر است؛ اما همچنان بیشترین حجم میگماتیت را دربرمی‌گیرد. در بخش مزوسوم میگماتیت‏‌‌های کردیریت‌دار، به‌ترتیبِ فراوانی، میکاهای گوناگون (بیوتیت و مسکوویت)، کردیریت، کوارتز، ارتوکلاز، گارنت، پلاژیوکلاز، استارولیت، اسپینل و زیرکن دیده می‌شوند. تورمالین هم گاه به مقدار ناچیزی در میگماتیت‏‌‌های کردیریت‌دار دیده می‌شود. بور (B) مورد نیاز آن از مقدارهای ناچیز این عنصر در رسوب‌های پلیتی فراهم شده است. مقدار بیوتیت در میگماتیت‏‌‌های کردیریت‌دار معمولاً از گروه‌های آلومینوسیلیکات‌دار کمتر است. کردیریت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین ماکل ساعت‌شنی ندارند؛ اما کردیریت‏‌‏‌‌های منطقه دره‌عمر ماکل ساعت‌شنی دارند و بیشترشان میانبار‌های فراوانی از کوارتز و بیوتیت دارند. ماکل ساعت‌شنی که در کردیریت دیده می‏‌شود، در دگرگونی همبری بسیار متداول است؛ اما تا کنون در دگرگونی ناحیه‏‌ای گزارش نشده است. در حقیقت، کردیریت هگزاگونال (ایندیالیت) در دگرگونی ناحیه‌ای، به‌علت دگرریختی فعال رایج در این محیط‏‌‌ها، ناپایدار است (Barker, 1998). آندالوزیت نیز گاه در این سنگ‌ها دیده می‏‌شود. پتاسیم‏‌فلدسپار در این سنگ‌ها به‌صورت بافت پرتیتی از نوع ریسمانی، شعله‏‌ای، مشبک و تیغه‏‌ای دیده می‌شود (شکل 2- F). هم‏‌یافتی ارتوکلاز و کردیریت نیز شاید نشان‏‌دهنده واکنش زیر باشد:

1- مسکوویت+ بیوتیت+ کوارتز= ارتوکلاز+ کردیریت + آب (Hyndman, 1985)؛

2- بیوتیت+ آندالوزیت/سیلیمانیت+ کوارتز= کردیریت +ارتوکلاز +آب (Hyndman, 1985).

پاراژنز کردیریت + ارتوکلاز در میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه از نشانه‌های بافتی واکنش‏‌‌های یادشده است (شکل 2- F) که به درجه‌های بالای دگرگونی ناحیه‏‌ای و رخساره گرانولیت مربوط می‏‌شود.

ترکیب مودال لوکوسوم در این میگماتیت‏‌ها آلکالی‌فلدسپارگرانیتی است (شکل 2- F) و گاه انواع گرانودیوریتی نیز در آنها دیده می‏‌شوند. در لوکوسوم‏‌‌های آلکالی‌فلدسپارگرانیتی این گروه، مقدار مودال کانی‌ها برابر 50 درصد ارتوکلاز/میکروکلین، 35 درصد کوارتز، 9 درصد بیوتیت، 4 درصد مسکوویت و 2 درصد فیبرولیت است. آلکالی‌فلدسپارها میانبار ندارند و Ashworth (1985) این پدیده را نشانه پیدایش لوکوسوم در دماهای بالا می‏‌داند. برپایه دارابودن کانی‌های بی‌آب، لوکوسوم‏‌‏‌‌های درون میگماتیت‏‌‏‌‌های این منطقه به گروه‌های گارنت‌دار و گروه‌های بیوتیت و کردیریت‌دار رده‌بندی می‏‌شوند.

در سنگ‌های میگماتیتی منطقه ملانوسوم یا نیست و یا ستبرای بسیار ناچیزی دارد. بیشتر آنها بسیار بریده‌بریده هستند و پیوستگی لوکوسوم‏‌ها را ندارند. این ملانوسوم‏‌ها از تجمع بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول پدید آمده‏‌اند که بعداً به آنها پرداخته می‏‌شود. گاه گارنت به‌صورت پورفیروبلاست، استارولیت، پلاژیوکلاز و کمی کوارتز نیز در ملانوسوم دیده می‌شوند.

بافت‏‌‌های گرانوبلاستیک گوناگون (شکل 2- E) و پرتیت (شکل 2– F) در لوکوسوم، لپیدوبلاستیک، پورفیرولپیدوبلاستیک (شکل 2- H)، پورفیروبلاستیک (شکل 2- C) و پویی‌کیلوبلاستیک (شکل 2- H) در مزوسوم، و نیز لپیدوبلاستیک (شکل 2- G) و پورفیرولپیدوبلاستیک در ملانوسوم دیده می‏‌شوند.

 

کانی‌شناسی و شیمی کانی

برای بررسی شیمی کانی‌های سازندة میگماتیت‏‌ها و بررسی شرایط دمافشارسنجی سنگ‌های میگماتیتی، کانی‌های درون بخش مزوسوم با ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. شمار اکسیژن برای کانی‌های بیوتیت، مسکوویت، گارنت، استارولیت، کردیریت و پلاژیوکلاز به‌ترتیب 22، 22، 12، 48، 18 و 8 در نظر گرفته شده است (جدول‌های 1 تا 6). دمای به‏‌دست آمده مربوط به اوج دما در منطقه است که با رویداد میگماتیت‌زایی همپوشانی دارد و نشان‏‌دهنده دمای پیدایش میگماتیت است.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از بیوتیت‏‌های درون میگماتیت‌های منطقه همدان به‌همراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیون‌ها برپایه 22 اتم اکسیژن‌) (نمونهjsim12-2: فیبرولیت‌گارنت‌کردیریت‌میگماتیت؛ نمونه Rj22: استارولیت‌گارنت‌میگماتیت)

 

بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول

بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم

Rock Type

فیبرولیت گارنت کردیریت میگماتیت

استارولیت گارنت میگماتیت

Sample No.

jsim12_2-100

jsim12_2-101

Rj22-100

Rj22-101

Rj22-Bt2

Rj22-Bt30

Rj22-Bt31

SiO2

35.28

35.92

36.59

36.15

36.48

36.23

36.35

TiO2

2.92

2.56

1.53

1.44

1.34

1.61

1.43

Al2O3

18.91

18.66

19.48

20.07

19.84

19.15

18.69

FeO

20.83

20.95

18.48

19.08

17.85

18.33

19.14

MnO

0.07

0.11

0.05

0.05

0.03

0.07

0.06

MgO

8.16

8.11

9.99

11.53

10.52

11.17

11.02

CaO

0.00

0.00

0.03

0.16

0.29

0.08

0.14

Na2O

0.09

0.10

0.23

0.31

0.29

0.45

0.16

K2O

10.28

9.03

9.86

7.93

8.82

9.36

9.22

Total

96.54

95.44

96.24

96.72

95.46

96.45

96.21

Si

5.37

5.48

5.48

5.35

5.46

5.41

5.46

Ti

0.33

0.29

0.17

0.16

0.15

0.18

0.16

Al

3.39

3.35

3.44

3.50

3.50

3.37

3.31

Aliv

2.64

2.52

2.52

2.65

2.54

2.59

2.54

Alvi

0.75

0.83

0.92

0.85

0.97

0.78

0.76

Fe+2

2.65

5.48

2.32

2.36

2.24

2.29

2.40

Mn

0.01

0.29

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

Mg

1.85

3.35

2.23

2.54

2.35

2.49

2.47

Ca

0.00

0.00

0.01

0.03

0.05

0.01

0.02

Na

0.03

0.03

0.07

0.09

0.08

0.13

0.05

K

1.99

1.76

1.88

1.50

1.69

1.78

1.77

Total

15.62

15.44

15.60

15.53

15.52

15.68

15.64

Fe / (Fe + Mg)

0.59

0.62

0.51

0.48

0.51

0.52

0.51

Mg / (Fe + Mg)

0.41

0.38

0.49

0.52

0.49

0.48

0.49

 

 

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از مسکوویت‏‌‌های ثانویه مزوسوم میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه همدان به‌همراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیون‌ها برپایه 22 اتم اکسیژن‌) (نمونه Rj22: استارولیت گارنت میگماتیت)

Sample No.

Rj22-Ms 15

Rj300-Ms 3

SiO2

47.090

47.190

TiO2

0.36

0.21

Al2O3

37.100

37.290

FeO

0.870

0.770

MnO

0.000

0.000

MgO

0.670

0.400

CaO

0.040

0.000

Na2O

1.390

1.190

K2O

10.000

8.960

Total

97.520

96.010

Si

6.101

6.153

Ti

0.035

0.021

Al

5.665

5.731

Fe+2

0.094

0.084

Mn

0.000

0.000

Mg

0.129

0.078

Ca

0.006

0.000

Na

0.349

0.301

K

1.653

1.490

Totals

14.032

13.857

بیوتیت: بیوتیت به‌طور گسترده در همه سنگ‌های دگرگونی منطقه دیده می‌شود. بیوتیت کانی اصلی سازندة ملانوسوم میگماتیت‏‌هاست و با فراوانی چشمگیری در مزوسوم و حتی در برخی لوکوسوم‏‌ها دیده می‏‌شود. ویژگی‌های بافتی و تجزیه‌های شیمیایی نشان‌دهندة دو نسل بیوتیت در بخش مزوسوم سنگ‌های میگماتیتی هستند؛ اما ازآنجایی‌که اندازه بیوتیت‏‌ها کوچک است، شناسایی آنها در نمونه‏‌‏‌‌های ماکروسکوپی به‌سادگی امکان‌پذیر نیست. بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول در پی دگرگونی ناحیه‏‌ای پیشرونده و فرایند میگماتیت‌زایی پدید آمده‏‌اند. سپس در پی دگرگونی پسرونده‏‌ای که پس از اوج دگرگونی روی داده است، بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم پدید آمده‏‌اند. بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول در شیست‏‌ها و هورنفلس‏‌های گوناگون و نیز در بخش‏‌‏‌‌های مزوسوم و ملانوسوم میگماتیت‏‌ها دیده می‌شوند. این گروه از بیوتیت‌ها شکل‌دار، نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل هستند و لبه‏‌‌های کمابیش نامنظمی دارند. همچنین، کمابیش درشت هستند و میانبار زیرکن با حاشیه متامیکتی در آنها فراوان است (شکل‌های 3- A و 3- B). این نسل از بیوتیت‏‌ها به‌طور گسترده در منطقه دیده می‌شوند. میانبار‏‌‌های بیوتیت درون کردیریت مربوط به نسل اول بیوتیت هستند. ‌همچنین، آنها در پیدایش حلقه اسپینلی پیرامون آندالوزیت‏‌ها نیز نقش داشته و آهن مورد نیاز پیدایش اسپینل را این نسل فراهم کرده است (شکل 2- C). لایه‏‌‏‌‌های ملانوسوم میگماتیت‏‌ها هم از تجمع بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول پدید آمده است (شکل 2- G).

بیوتیت‏‌های نسل دوم تنها در مزوسوم میگماتیت‏‌ها گسترش یافته‏‌اند. این بیوتیت‌ها نیمه‌شکل‌دار تا بی شکل هستند. لبه‏‌‌های آنها صاف بوده و اندازه آنها کوچک‌تر است. میانبار زیرکن در آنها ناچیز است و بیشتر این زیرکن‏‌ها حاشیه متامیکتی چشمگیر ندارند (شکل‌های 3- A و 3- C). ازآنجایی‌که تبلور بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم با دگرگونی‏‌‌های پسرونده ارتباط دارد، شاید گسترش آنها به اندازه بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول نباشد؛ زیرا دگرگونی‏‌‌های پسرونده در پی عواملی مانند نفوذ توده‏‌‌های آذرین کم‌دما و آب‌دار در سنگ‌های دگرگونی درجه بالا یا فرایندهای زمین‌ساختی در پهنه‌های برشی و گسله (که فشار ناشی از شکستگی‏‌ها کاهش و امکان جریان محلول‏‌ها افزایش می‏‌یابد) پدید می‏‌آیند.

 

 

جدول 3- داده‌های ریزکاو الکترونی برای گارنت‏‌‏‌ درون میگماتیت‌های منطقه همدان به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی (مقدار کاتیون‌ها برپایه 12 اتم اکسیژن) (نمونه jsim12-2: فیبرولیت‌گارنت‌کردیریت‌میگماتیت؛ نمونه Rj22: استارولیت‌گارنت‌میگماتیت)

Sample No.

jsim12-2-Gt1-56

jsim12-2-Grt1-64

jsim12-2-Grt1-73

jsim12-2-Grt1-81

Rj-22Grt12

Rj22-Grt1-29

Rj22-Grt38

نوع سنگ

فیبرولیت‌گارنت‌کردیریت میگماتیت

استارولیت‌گارنت میگماتیت

Point

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

SiO2

27.09

37.33

36.75

37.20

37.40

37.72

37.20

37.35

36.89

37.52

36.84

37.26

38.77

37.59

TiO2

0.00

0.01

0.04

0.00

0.00

0.00

0.07

0.03

0.03

0.01

0.02

0.00

0.18

0.01

Al2O3

32.20

21.63

22.19

22.24

21.98

21.37

21.48

22.21

21.29

21.86

21.58

21.41

20.22

21.53

FeO

32.58

32.55

33.59

33.74

32.10

32.67

33.84

35.07

33.77

32.50

33.49

30.91

32.11

32.46

MnO

2.72

3.74

3.90

3.39

4.20

4.69

4.60

2.51

2.57

4.93

2.67

7.07

2.51

5.41

MgO

4.22

3.92

3.27

3.49

4.23

3.61

2.73

3.21

2.60

2.81

2.41

2.14

3.54

2.50

CaO

0.66

0.84

0.58

0.55

0.74

0.64

0.29

0.31

1.99

1.24

1.94

1.95

1.95

1.19

Na2O

0.06

0.00

0.01

0.00

0.01

0.05

0.03

0.01

0.00

0.00

0.02

0.00

0.07

0.05

K2O

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

0.08

0.02

0.00

0.07

0.01

0.84

0.00

Cr2O3

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.04

0.02

0.03

0.03

0.04

0.02

Totals

99.55

100.04

100.33

100.62

100.68

100.77

100.26

100.79

99.20

100.89

99.07

100.78

100.23

100.76

Si

2.20

2.99

2.95

2.96

2.97

3.01

2.99

2.98

2.99

2.99

2.99

2.99

3.09

3.01

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

Al

3.08

2.04

2.10

2.09

2.06

2.01

2.04

2.09

2.04

2.05

2.06

2.03

1.90

2.03

Fe+2

2.21

2.18

2.25

2.25

2.13

2.18

2.28

2.34

2.29

2.17

2.27

2.08

2.14

2.17

Mn

0.19

0.25

0.27

0.23

0.28

0.32

0.31

0.17

0.18

0.33

0.18

0.48

0.17

0.37

Mg

0.51

0.47

0.39

0.42

0.50

0.43

0.33

0.38

0.31

0.33

0.29

0.26

0.42

0.30

Ca

0.06

0.07

0.05

0.05

0.06

0.06

0.03

0.03

0.17

0.11

0.17

0.17

0.17

0.10

Na

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.09

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Totals

8.26

8.00

8.00

7.99

8.00

8.00

7.99

7.99

7.99

7.98

7.98

8.00

8.00

7.98

Almandine

0.75

0.73

0.76

0.77

0.72

0.73

0.77

0.80

0.78

0.74

0.78

0.70

0.74

0.74

Pyrope

0.17

0.16

0.13

0.14

0.17

0.14

0.11

0.13

0.11

0.11

0.10

0.09

0.15

0.10

Spessartine

0.06

0.09

0.09

0.08

0.10

0.11

0.11

0.06

0.06

0.11

0.06

0.16

0.06

0.13

Grossular

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.06

0.04

0.06

0.06

0.06

0.04

Fe/(Fe+Mg)

0.81

0.82

0.85

0.84

0.81

0.84

0.87

0.86

0.88

0.87

0.89

0.89

0.84

0.88

Mg/(Fe+Mg)

0.19

0.18

0.15

0.16

0.19

0.17

0.13

0.14

0.12

0.13

0.11

0.11

0.16

0.12

جدول 4- داده‌های ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلاز‏‌‏‌‌های درون مزوسوم میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین (همدان) به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی (مقدار کاتیون‌ها برپایه 8 اتم اکسیژن) (نمونه Rj22: استارولیت‌گارنت‌میگماتیت)

Sample No.

RJ 22 Pl 1

RJ 22 Pl 2

 

Core to Rim

Core to Rim

Point No.

1

2

3

1

2

3

SiO2

60.02

59.39

58.39

59.21

59.49

58.73

TiO2

0.00

0.02

0.01

0.01

0.02

0.03

Al2O3

25.57

25.91

26.18

26.55

26.13

26.88

FeO

0.02

0.00

0.02

0.04

0.05

0.09

MnO

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

0.03

0.00

0.09

0.31

0.00

0.01

CaO

7.29

7.54

7.47

7.29

7.31

7.58

Na2O

7.79

7.47

7.57

7.30

7.64

7.32

K2O

0.06

0.05

0.06

0.05

0.07

0.07

Total

100.78

100.39

99.79

100.76

100.71

100.71

Si

2.66

2.64

2.62

2.62

2.64

2.61

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

1.33

1.36

1.38

1.39

1.37

1.41

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.01

0.02

0.00

0.00

Ca

0.35

0.36

0.36

0.35

0.35

0.36

Na

0.67

0.64

0.66

0.63

0.66

0.63

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

5.01

5.00

5.02

5.00

5.01

5.01

Albite

0.66

0.64

0.65

0.64

0.65

0.63

Anorthite

0.34

0.36

0.35

0.36

0.35

0.36

Orthose

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

 

جدول 5- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای کردیریت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین و دره‌عمر (همدان) به‌همراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیون‌ها برپایه 18 اتم اکسیژن) (نمونه jsim12-2: فیبرولیت گارنت‌کردیریت‌میگماتیت؛‌ نمونه Omr 54: کردیریت‌میگماتیت)

 

کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول

کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم

Rock Type

فیبرولیت گارنت کردیریت میگماتیت

کردیریت میگماتیت

Sample No.

jsim12-2-57

jsim12-2-74

jsim12-2-66

Jsim12-2-83

Omr 54-12

Omr 54-13

Omr 54-14

SiO2

48.52

48.84

48.45

48.83

48.92

48.36

48.30

TiO2

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

Al2O3

33.75

33.76

34.02

34.13

33.29

33.71

33.66

FeO

10.00

8.24

9.69

8.95

11.78

11.80

11.94

MnO

0.47

0.35

0.40

0.35

0.35

0.37

0.33

MgO

6.58

8.12

6.96

7.49

5.76

5.95

5.79

CaO

0.02

0.03

0.02

0.03

0.07

0.01

0.06

Na2O

0.45

0.35

0.02

0.40

0.09

0.10

0.15

K2O

0.01

0.03

0.00

0.02

0.02

0.00

0.07

Total

99.81

99.72

99.56

100.20

100.28

100.31

100.32

Si

4.97

4.97

4.96

4.96

5.01

4.96

4.96

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

4.07

4.05

4.10

4.08

4.02

4.08

4.07

Fe2+

0.86

0.70

0.83

0.76

1.01

1.01

1.03

Mn

0.04

0.03

0.04

0.03

0.03

0.03

0.03

Mg

1.01

1.23

1.06

1.13

0.88

0.91

0.89

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

Na

0.09

0.07

0.00

0.08

0.02

0.02

0.03

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

Total

11.04

11.05

10.99

11.04

10.99

11.01

11.02

Fe/(Fe+Mg)

0.46

0.36

0.44

0.40

0.53

0.53

0.54

Mg/(Fe+Mg)

0.54

0.64

0.56

0.60

0.47

0.47

0.46

جدول 6- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای استارولیت‏‌‏‌‌های درون میگماتیت‌های همدان به‌همراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیون‌ها برپایه 18 اتم اکسیژن) (نمونه‌های Rj300 و Rj301: استارولیت‌میکا‌شیست؛‌ نمونه Rj22: استارولیت‌گارنت‌میگماتیت)

استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول

Rock Type

Rj 301

Rj 301

Rj 301

Rj 300

Rj 300

Rj 300

Sample No.

6

5

4

3

2

1

7

6

5

3

2

1

Point.No

29.08

27.88

28.06

27.83

28.81

27.10

28.24

28.91

28.39

28.53

28.15

28.61

SiO2

0.72

0.50

0.62

0.64

0.62

0.49

0.37

0.21

0.51

0.44

0.56

0.20

TiO2

55.75

54.66

55.28

54.97

54.50

55.40

56.18

55.26

54.92

55.59

54.41

55.90

Al2O3

11.66

13.10

12.65

13.02

12.93

13.08

13.69

13.63

13.59

13.64

13.22

13.63

FeO

0.14

0.13

0.14

0.15

0.14

0.15

0.19

0.18

0.20

0.18

0.16

0.16

MnO

1.20

1.61

1.48

1.57

1.47

1.49

1.58

1.74

1.44

1.70

1.75

1.83

MgO

0.02

0.01

0.02

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.03

0.00

CaO

0.04

0.00

0.00

0.04

0.00

0.03

0.06

0.00

0.01

0.00

0.00

0.02

Na2O

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.02

0.01

K2O

0.28

0.16

0.26

0.24

0.21

0.20

0.19

0.10

0.20

0.20

0.09

0.17

Zn

2800

1600

2600

2400

2100

2000

1900

1000

2000

2000

900

1700

Zn (ppm)

98.98

98.15

98.57

98.61

98.75

98.03

100.61

100.05

99.29

100.30

98.48

100.54

Total

8.23

8.03

8.03

7.99

8.23

7.82

7.95

8.16

8.09

8.05

8.08

8.05

Si

18.60

18.55

18.65

18.59

18.35

18.85

18.65

18.39

18.46

18.49

18.41

18.53

Ti

0.15

0.11

0.13

0.14

0.13

0.11

0.08

0.04

0.11

0.09

0.12

0.04

Al

2.76

3.15

3.03

3.12

3.09

3.16

3.22

3.22

3.24

3.22

3.17

3.21

Fe2+

0.03

0.03

0.03

0.04

0.03

0.04

0.05

0.04

0.05

0.04

0.04

0.04

Mn

0.51

0.69

0.63

0.67

0.63

0.64

0.66

0.73

0.61

0.72

0.75

0.77

Mg

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

Ca

0.02

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

0.03

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

K

30.32

30.58

30.51

30.59

30.46

30.65

30.66

30.60

30.57

30.61

30.59

30.65

Total

0.85

0.82

0.83

0.82

0.83

0.83

0.83

0.81

0.84

0.82

0.81

0.81

Fe/Fe+Mg

0.16

0.18

0.17

0.18

0.17

0.17

0.17

0.19

0.16

0.18

0.19

0.19

Mg / (Fe + Mg)

 

جدول 6- ادامه

استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم

استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول

Rock Type

Rj 22

Rj 22

Rj 22

Rj 301

Rj 301

Sample No.

15

14

13

12

11

10

9

8

7

Point.No

28.80

28.40

27.97

27.45

28.46

28.19

26.74

28.94

26.92

SiO2

0.54

0.54

0.53

0.61

0.51

0.68

0.41

0.55

0.43

TiO2

54.66

55.90

54.55

54.04

55.91

55.64

56.18

54.59

56.01

Al2O3

13.13

13.29

13.35

12.51

12.82

12.43

12.83

12.79

13.47

FeO

0.14

0.14

0.14

0.13

0.14

0.14

0.16

0.13

0.13

MnO

1.90

1.71

1.70

1.49

2.01

1.40

1.60

1.56

1.50

MgO

0.02

0.03

0.14

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

CaO

0.00

0.04

0.03

0.03

0.01

0.04

0.02

0.00

0.00

Na2O

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

K2O

0.46

0.40

0.53

0.55

0.52

0.18

0.24

0.16

0.28

Zn

4600

4000

5300

5500

5200

1800

2400

1600

2800

Zn (ppm)

99.77

100.55

99.05

96.96

100.50

98.82

98.20

98.77

98.83

Total

8.18

8.00

8.03

8.02

8.02

8.03

7.70

8.25

7.73

Si

18.29

18.56

18.45

18.61

18.56

18.69

19.07

18.34

18.96

Ti

0.12

0.11

0.11

0.13

0.11

0.15

0.09

0.12

0.09

Al

3.12

3.13

3.20

3.06

3.02

2.96

3.09

3.05

3.23

Fe2+

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.04

0.03

0.03

Mn

0.80

0.72

0.73

0.65

0.84

0.59

0.69

0.66

0.64

Mg

0.01

0.01

0.04

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

0.01

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

30.56

30.61

30.64

30.55

30.60

30.49

30.69

30.46

30.70

Total

0.80

0.81

0.82

0.82

0.78

0.83

0.82

0.82

0.83

Fe/Fe+Mg

0.21

0.19

0.19

0.18

0.22

0.17

0.18

0.18

0.17

Mg / (Fe + Mg)

                     

 

 

شکل 3- A) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول (Bt-1) و دوم (Bt-2) در میگماتیت‌های همدان؛ B) تصویر BSE از بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول؛ C) تصویر BSE از بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دو؛ D) جایگاه بیوتیت‏‌‏‌‌های منطقه در نمودار Deer و همکاران (1992)؛ E) جایگاه بیوتیت‏‌‏‌‌های منطقه در نمودار Foster (1960)

 

 

در شناسایی نسل‏‌‌های بیوتیت تاکید روی ویژگی‌های شیمیایی و بافتی است. مقدارهای بسیار متفاوت Ti از مهم‌ترین ویژگی‏‌‌های شیمیایی این دو نسل بیوتیت است که دماهای متفاوت نیز پیامد آن بوده و در بخش دماسنجی به آن پرداخته شده است. وابستگی بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم به کانی‌های ویژه‌ای (مانند: کردیریت که از تجزیه آن پدید آمده‌اند) از نشانه‌های بافتی مهم به‌شمار می‏‌رود.

واکنش‏‌‌های احتمالی پیدایش بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم به‌صورت زیر است:

کردیریت+ ارتوکلاز+ آب= مسکوویت+ بیوتیت+ کوارتز (Hyndman, 1985)؛

کردیریت+ ارتوکلاز+ آب= آندالوزیت/سیلیمانیت+ بیوتیت+ کوارتز (Hyndman, 1985).

برپایه تجزیه ریزکاو الکترونی انجام‌شده، بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول، مقدارهای TiO2 و FeO بالاتر و مقدارهای MgO کمتری در برابر بیوتیت‏‌های نسل دوم دارند (جدول 1). برپایه نمودار ترکیب بیوتیت‏‌ها از Deer و همکاران (1992)، بیوتیت‏‌های نسل اول در ناحیه سیدروفیلیت جای دارند؛ اما بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم به دلیل افزایش اندکِ مقدار Mg در ناحیه سیدروفیلیت و به مقدار کمتر، در ناحیه استونیت جای می‏‌گیرند (شکل 3- D). برپایه رده‏‌بندی Foster (1960) نیز بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول از فروبیوتیت‏‌ها و بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم از مگنزیوبیوتیت‏‌ها جای می‏‌گیرند (شکل 3- E).

2- مسکوویت: مسکوویت به اندازه بیوتیت در سنگ‌ها گسترش نیافته است؛ اما کمابیش در همه پهنه‏‌های دگرگونی منطقه همدان دیده می‏‌شود و در بسیاری از واکنش‌های دگرگونی شرکت کرده است. بیشتر مسکوویت‌ها پیامد دگرگونی برگشتی هستند. برپایه بررسی‌های میکروسکوپی، مسکوویت اولیه در سنگ‌های دگرگونی درجه بالا به‌طور کامل مصرف شده است؛ اما مسکوویت ثانویه به‌جای کانی‌هایی مانند آلومینوسیلیکات‏‌‌ها، استارولیت و ... پدید آمده است. واکنش‏‌‌های برگشتی زیر پیدایش این کانی به‌جای آلومینوسیلیکات‏‌ها و استارولیت را نشان می‌دهند:

آندالوزیت/سیلیمانیت+ ارتوکلاز+ آب= مسکوویت+ کوارتز (Hyndman, 1985)؛

استارولیت+ بیوتیت+ کوارتز+ آب= کلریت+ مسکوویت+ گارنت (Deer et al., 1982)؛

استارولیت+ بیوتیت+ کوارتز+ آب= کلریت+ مسکوویت (Yardley, 1989).

ازآنجایی‌که مقدار Al جانشین‌شده با Si چندان بالا نیست، میکای سفید از نوع سلادونیت است (شکل 4- A). تجزیه ریزکاو الکترونی مسکوویت‏‌‏‌‌های منطقه نشان‏‌دهنده مقداری ناخالصی Fe، Mg و Na در این کانی است (جدول 2).

3- گارنت: گارنت‏‌‏‌‌های منطقه همدان در طیف گسترده‏‌ای از سنگ‌های آذرین (مانند برخی گرانیت‏‌ها، پگماتیت‌ها و آپلیت‌‏‌ها) تا دگرگونی (در رخساره‌ها و سنگ‌های گوناگون، در شیست‌های لکه‏‌دار (کانی‌های میکایی ریزدانه)، هورنفلس‏‌ها، میگماتیت‌ها) به‌صورت پورفیروبلاست یافت می‏‌شوند. در برخی هورنفلس‏‌ها، دمای توده‏‌های نفوذی، گارنت‏‌های ‌بجا‏‌مانده از سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای را ناپایدار کرده و آنها را با فیبرولیت و بیوتیت جانشین کرده‏‌ است. برپایه تجزیه ریزکاو الکترونی روی گارنت‏‌های مزوسوم در میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه (جدول 3) و نشان‌دادن ترکیب آنها روی نمودار رده‏‌‏‌‏‌بندی گارنت‏‌ها، تجمع ترکیب آنها بیشتر در قطب آلماندین متمرکز است (شکل‌های 4- B و 4- C)؛ اما از پیروپ، اسپسارتین و گروسولار نیز بی‏‌بهره نیست. برپایه تجزیه‌های انجام‌شده، ‏‌ها از آلماندین‏‌ (80-69 درصد مولی)،‏‌ پیروپ ‏‌(17-8 درصد مولی)، اسپسارتین ‏‌(16-‏‌6 درصد مولی) و گروسولار+ آندرادیت+ اواروویت (8/0-4/2 درصد مولی) ترکیب گارنت را می‌سازند. با افزایش درجه دگرگونی، مقدار آلماندین و پیروپ در گارنت افزایش و مقدار اسپسارتین کاهش می‏‌یابد. مقدار Fe# (یا (Fe/(Fe+Mg) در گارنت‏‌ها از 81/0 تا 89/0 و مقدار Mg# (یا (Mg/(Fe+Mg ) از 11/0 تا 19/0 است.


 

 

شکل 4- ترکیب و رده‌بندی کانی‌های درون میگماتیت‏‌های همدان. A) جایگاه میکاهای در نمودار SAF از Vidal و همکاران (1999)؛ B، C) رده‏‌بندی گارنت‏‌ها برپایه ترکیب شیمیایی در نمودار Colemanو همکاران (1965)؛ B) نمودار آلماندین- اسپسارتین- گروسولار- پیروپ؛ C) نمودار اسپسارتین+ آلماندین - گروسولار+ اواروویت+ آندرادیت - پیروپ

 

 

5-پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز در میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه در لوکوسوم‏‌های گوناگون با مقدارهای مختلف و همچنین، در مزوسوم‏‌ها دیده می‌شود. برپایه نمودار رده‌‏‌بندی پلاژیوکلازها، ترکیب به‌دست‏‌آمده از تجزیه ریزکاو الکترونیِ پلاژیوکلاز درون مزوسوم میگماتیت‏‌ها (جدول 4) در محدوده آندزین جای دارد (شکل 5).

 

 

شکل 5- ترکیب‏‌شیمیایی پلاژیوکلاز‏‌های منطقه سیمین (همدان) در نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)

مقدار آنورتیت 346/0 تا 363/0، مقدار آلبیت 634/0 تا 657/0 و مقدار ارتوکلاز 003/0 تا 004/0 است. پلاژیوکلازهای درون میگماتیت‏‌ها زونینگ مشخصی ندارند.

6- کردیریت: بافت کردیریت‏‌های منطقه پویی‌کیلیتیک (با میانبار کوارتز و بیوتیت) است و در کل دو نسل دارند. بیشتر کردیریت‏‌های پدیدآمده در دگرگونی همبری (نسل دوم) دانه‌ریزتر از کردیریت‏‌های ناحیه‏‌ای (نسل اول) هستند و با فیبرولیت جایگزین نشده‌اند. بیشتر آنها نزدیک توده‏‌های نفوذی دیده می‏‌شوند. این نسل، بر خلاف نسل اول که در رخساره گرانولیت متبلور شده‌ است (به‌علت پاراژنز پتاسیم‌فلدسپار+ کردیریت)، معمولاً با بیوتیت‌های فراوانی همراه است. گاه در پی نفوذ سیال‌های پنوماتولیتی در نزدیکی توده‏‌‌های نفوذی، کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول پس از پیدایش اولیه با پنیت (میکاهای ریزدانه) جایگزین شده‏‌اند. کردیریت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین از کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول هستند (شکل 2- B)؛ اما کردیریت‏‌‏‌‌های منطقه دره‌عمر (تویسرکان) از نسل دوم هستند (شکل 6- A). کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول میانبار کمتری دارند و گاه با مجموعه فیبرولیت± میکا± گارنت جایگزین شده‌اند (شکل 6- B). جایگزینی کردیریت با فیبرولیت تحت‌ﺗﺄثیر سیال‌های گرمابی و پنوماتولیتی روی می‌دهد و شاید در همه منطقه فراگیر نباشد. کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم سرشار از میانبار‏‌‌های بیوتیت و کوارتز هستند و ماکل ساعت‌شنی نیز در آنها دیده می‏‌شود (شکل 2- F). تصویرهای BSE از کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول و دوم در شکل‌های 6- C و 6- D نشان داده شده‌اند. داده‌های تجزیه به روش ریزکاو الکترونی از کردیریت‏‌‌های بررسی‏‌شده در جدول 5 آورده شده‌اند. کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم (منطقه دره‌عمر) در برابر نسل اول (دره‌سیمین) از Fe سرشارتر بوده و از Mg تهی‌تر هستند. مقدارهای Fe# در کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول 363/0 تا 460/0 و در کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم 527/0 تا 536/0 و مقدارهای Mg# در نسل اول540/0 تا 637/0 و در نسل دوم 464/0 تا 473/0 است. همچنین، مقدار ناچیزی از ناخالصی‌های Na2O و MnO در این کانی دیده می‌شود.

 

 

 

شکل 6- A) رخنمون صحرایی کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم میگماتیت‏‌‌های دره‌عمر (همدان)؛ B) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین (همدان)؛ C) تصویر BSE از کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین؛ D) تصویر BSE از کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم منطقه دره‌عمر

 

 

7- استارولیت: ویژگی‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری و تجزیه شیمیایی نشان‌دهندة پیدایش دو نسل استارولیت در منطقه همدان هستند. نسل اول آنها در شیست‏‌ها تبلور یافته و در دگرگونی ناحیه‏‌ای، سازندة پهنه استارولیت است (شکل 7- A). نسل دوم گرداگرد بلورهای درشت آندالوزیت/سیلیمانیت پدید آمده‌‌ و پاراژنزِ مسکوویت است و در میگماتیت‏‌ها دیده می‌شود (شکل 7- B).

استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول در نمونه‏‌‏‌‌های ماکروسکوپی به‌صورت بلورهای کشیدة درشت و شفاف، به ‌رنگ قهوه‏‌ای تیره هستند و هنگام دگرگونی پیشرونده و گذر از فیلیت به استارولیت شیست تبلور یافته‏‌اند. این نسل با بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول پاراژنز هستند و گاه پنیتی شده و به میکاهای ریزدانه تجزیه شده‌اند (شکل 7- C). مقدار Zn در این نسل (ppm900- 2800) کمتر از استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم است (جدول 6). استارولیت‏‌‌های نسل دوم در نمونه‏‌‏‌‌های ماکروسکوپی به‌صورت بلورهای ضخیم کوچک و شفاف، به‌ رنگ سرخ مایل به قهوه‏‌ای دیده می‏‌شوند. در مقطع‌های نازک، این بلورها به‌صورت مجموعه استارولیت+ مسکوویت جایگزین آندالوزیت/سیلیمانیت شده‏‌اند (شکل 7- D). همچنین، این بلورها هنگام نفوذ دایک‏‌‌های آپلیتی – پگماتیتی در شیست‏‌‌های آندالوزیت و سیلیمانیت‌دار تبلور یافته‏‌اند. پس آنها در دگرگونی پسرونده ناشی از دمای منتقل‌شده از دایک‏‌ها به آندالوزیت شیست‏‌ها پدید آمده‏‌اند. این نسل از استارولیت‏‌ها با مسکوویت‏‌‌های ثانویه پاراژنز هستند و با واکنش احتمالی آندالوزیت/ سیلیمانیت+ بیوتیت+ آب=ا ستارولیت+ مسکوویت+ کوارتز (Hyndman, 1985) پدید آمده‌اند (شکل 7- D). مقدار Zn در این نسل بیشتر از نسل اول است (ppm4000 تا 5500) و پنیتی‏‌شدن نیز در آنها دیده نمی‌شود. برپایه داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی، این کانی (جدول 6) دربردارندة هر دو نسل استارولیت‏‌های ترکیب سرشار از آهن است. مقدار Fe# در استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول و دوم به‌ترتیب 806/0- 834/0 و 781/0- 824/0 است. مقدار Mg# در استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول و دوم به‌ترتیب 155/0- 193/0 و 175/0-218/0 است. شکل‌های 7- E و 7- F تصویرهای BSE این دو نسل استارولیت را نشان می‌دهند.

 

 

 

شکل 7- A) نمونه دستی از استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول درون استاولیت شیست‏‌ها (همدان)؛ B) نمونه دستی از استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم درون میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین (همدان)؛ C) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول درون میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین؛ D) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم درون میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین؛ E) تصویر BSE از استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول درون میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین؛ F) تصویر BSE از استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم درون میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین


 

 

دماسنجی میگماتیت‌ها

مقدار عنصرها در برخی کانی‌ها حساسیت بالایی به افزایش و کاهش دما دارد؛ ازاین‌رو، دماسنج تک‌کانی به‌کار برده می‌شود. از توزیع عنصرها میان جفت کانی‌های با تعادل کانی‌شناسی و ترمودینامیک نیز برای دمافشارسنجی و اندازه‌گیری میزان تعادل شیمیایی در هنگام پیدایش سنگ بهره برده می‌شود. در این سیستم‌ها نسبت توزیع کاتیون‌ها، به‌ویژه Fe-Mg، در جفت کانی‌هایی که تعادل کانی‌شناسی و ترمودینامیکی دارند، پایة دمافشارسنجی به‌شمار می‌رود. برای به‌دست‌آوردن شرایط دمافشارسنجی منطقه، روش‏‌‌های دماسنجی با تک‌کانی، دماسنجی با تبادل میان جفت کانی‌ها و فشار‏‌سنجی برپایه واکنش‏‌های انتقالی محض به‌کار برده شدند.

دماسنجی تک کانی بیوتیت: Henry و همکاران (2005) دماسنجی به روش تک‌کانی بیوتیت را برپایه Ti و Mg درون ساختار این کانی در فشار 4 تا 6 کیلو‏‌بار پیشنهاد کرده‌اند. این محاسبه‌ها با به‌کارگیریِ معادله زیر انجام می‏‌شوند:

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

ضریب‌های a، b و c ثابت‌ بوده و به‌ترتیب برابر 3594/2-، 9-10×6482/4 و 7283/1- است. برپایه این روش، دمای میانگین برای بیوتیت‏‌های نسل اول در میگماتیت‏‌ها برابر 664 درجه سانتیگراد و دمای میانگین برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم درون میگماتیت‏‌ها برابر 556 درجه سانتیگراد به‌دست آمد.

 

دماسنج تبادل کاتیونی جفت‌کانی:

الف) دماسنج گارنت- بیوتیت: برای نخستین‌بار Kretz (1959) با آزمایش‏‌‌های تجربی، امکان وابستگی ضرایب توزیع دمایی را مطرح کرد و در سال 1964، وابستگی میان توزیع Fe-Mg و تغییرات دما و فشار پیشنهاد کرد. شرکت‌پذیری Fe-Mg در گارنت و بیوتیت همزیست که به دمای تعادل بستگی دارد، در شرایط زیر روی می‌دهد:

گارنت سرشار از Fe+ بیوتیت سرشار از Mg= گارنت سرشار از Mg+ بیوتیت سرشار از Fe (Kretz, 1959).

در این روش با فرض اینکه انتشار سریع کاتیونی و رسیدن به تعادل میان حاشیه کانی و زمینه روی می‌دهد، بخش حاشیه‏‌ای کانی‌ها برای دما‏‌سنجی به‌کار برده شده است. برپایه دما‏‌سنج تبادلی گارنت- بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول، میانگین دمای میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین با به‌کارگیریِ کالیبراسیون‏‌های گوناگون (جدول 7) نزدیک به 655 درجه سانتیگراد و میانگین دمای گارنت- بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم 529 درجه سانتیگراد است به‌دست آمد.

 

ب) دماسنج گارنت- کردیریت: برپایه واکنش زیر، توزیع Fe و Mg میان گارنت و کردیریت همزیست آن روی شرایط دمایی تاثیرگذار است:

گارنت سرشار از Fe+ کردیریت سرشار از Mg= گارنت سرشار از Mg+ کردیریت سرشار از Fe (Kretz, 1959).

داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی گارنت-کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول در میگماتیت‏‌‌های کردیریت‌دار منطقه سیمین، میانگین دمایی 637 درجه سانتیگراد را برای پیدایش این میگماتیت‏‌ها نشان می‏‌دهد (جدول 8).

 

 

جدول 7- داده‏‌های دماسنجی با به‌کارگیریِ تبادل کاتیونی گارنت- بیوتیت برای میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین (همدان) با به‌کارگیریِ کالیبراسیون‏‌های گوناگون در فشار 4 کیلوبار (برپایه درجه سانتیگراد)

 

گارنت-بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول

گارنت-بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم

Sample No.

jsim12-2 Bt-100

Jsim12-2Grt 64

jsim12-2 Bt-101

Jsim12-2Grt 64

jsim12-2-bt-65

Jsim12-2Grt 71

jsim12-2-bt-82

Jsim12-2Grt 81

Rj22-Bt2

Rj-22Grt5

Rj22-Bt1-30

Rj-22Grt12

Rj22-Bt31

Rj22Grt 38

Rj 22-Bt 100

Rj22 Grt 19

Rj 22-Bt 101

Rj22 Grt 26

کالیبراسیون‏‌‏‌‌های گوناگون:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ln Kd ( Gt - Bi)

1.266

1.442

1.862

1.904

1.919

2.175

2.012

1.833

2.167

Goldman and Albee (1977)-2

665.4

579.3

564.5

519.3

534.8

487.3

498.3

547.1

490.9

Holdway and Lee (1977)

696.3

646.3

545.7

537.0

533.7

484.0

515.0

552.0

485.6

Lavrent'eva and Perchuck (1981)

693.9

654.3

571.9

564.6

561.9

519.5

546.1

577.2

520.9

Perchuck and Lavrent'eva (1983)-1

695.8

656.2

573.6

566.3

563.5

521.1

547.7

578.9

522.4

Perchuk and Lavrent'eva (1983)-2

687.8

648.5

566.6

559.3

556.6

514.5

540.9

571.8

515.8

Perchuk and Lavrent'eva (1983)-3

671.8

633.1

552.6

545.4

542.7

501.4

527.3

557.7

502.7

Perchuk et al. (1985)

673.7

630.1

553.3

542.8

553.4

521.2

537.2

568.5

522.5

Indares and Martignole (1985)-1

659.9

591.6

490.6

485.0

477.1

417.8

453.4

497.4

423.8

میانگین

655.5

529.1

انحراف معیار

33.25

39.87

 

جدول 8- داده‏‌های دماسنجی برپایه تبادل کاتیونی گارنت- کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین با به‌کارگیریِ کالیبراسیون‏‌های گوناگون در فشار Kb 4 (برپایه درجه سانتیگراد)

Sample No.

jsim12-2 Crd-66

Jsim12-2Grt 64

jsim12-2 Crd-74

Jsim12-2Grt 73

jsim12-2 Crd-83

Jsim12-2Grt 81

کالیبراسیون‏‌‏‌‌های گوناگون:

 

 

 

Ln Kd ( Gt - Bi)

1.938

2.188

2.213

Thompson (1976)

688.4

610.4

603.3

Holdaway and Lee (1977)

667.0

600.6

594.5

Bhattacharya et al. (1988)

697.4

674.9

646.7

Perchuck et al. (1985)

668.2

601.5

595.4

Wells (1979)

703.3

624.6

617.5

میانگین

637.4

انحراف معیار

38.3

 

 

فشارسنجی میگماتیت‌ها

برای فشارسنجی میگماتیت‏‌ها از تعادل ترمودینامیکی GPBQ (گارنت- پلاژیوکلاز- بیوتیت- کوارتز؛ جدول 9)، سامانه‏‌‌های GPMB (گارنت- پلاژیوکلاز- مسکوویت- بیوتیت؛ جدول 10) و GASP (گارنت- آلومینوسیلیکات- پلاژیوکلاز؛ جدول 10) بهره گرفته شد. دربارة استارولیت‌گارنت‌میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین، میانگین فشار در روش تعادل ترمودینامیکی GPBQ برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول برابر 9/3 کیلوبار و برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم برابر 6/3 کیلوبار به‌دست آمد.

 

جدول 9- فشار اندازه‌گیری‌شده برای میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین (همدان) برپایه بار در سامانه GPBQ و دمای 650 درجه سانتیگراد (برپایه کالیبراسیون‌های پیشنهادیِ Hoisch، 1990)

بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم

بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول

کالیبراسیون‏‌‏‌‌های گوناگون

3134.7

4290.5

2954.5

3971.9

2252.5

Hoisch, 90-Mg

3389.0

4946.6

3381.1

4845.9

4277.3

Hoisch, 90- Fe

3.6 Kbar

3.9 Kbar

میانگین

1.84

0.96

انحراف معیار

 

جدول 10- فشارسنجی گارنت‌سیلیمانیت‌میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین (همدان) در سامانه‏‌‌های GASP و GPMB با به‌کارگیریِ کالیبراسیون Holland و Powell (1998)

 

بیوتیت نسل اول

بیوتیت نسل دوم

 

Geobarometers

ln K

log K

P(kbar)

GASP

Grs + 2Ky/Sil + Qtz = 3 An

6.986

6.760

3.033

2.935

3.98

2.98

GPMB-Mg

Grs + Prp + Ms = 3An + Phl

10.278

9.490

4.463

4.121

4.94

3.96

GPMB-Fe

Grs + Alm + Ms = 3An + Ann

5.273

5.682

2.290

2.467

3.42

3.13

 

 

فشارسنجی سنگ‌های رخساره آمفیبولیت و گرانولیت به‌طور گسترده‏‌ای با به‌کارگیریِ سامانه GASP (یا کانی‌های گارنت، آلومینوسیلیکات، کوارتز و پلاژیوکلاز) و برپایه واکنش Sill+Qtz+Grt=An انجام می‌شود. برتری این سامانه آن است که به‌علت وجود محلول جامد گسترده در گارنت و پلاژیوکلاز، مجموعه GASP در متاپلیت‏‌ها حضور گسترده‏‌ای دارد. در این زمین‌فشار‏‌سنج از روش Holland و Powell (1998) برای برآورد فشار در میگماتیت‏‌های گارنت‌دار بهره گرفته شد. در شرایط آلومینوسیلیکات نوع Sil (سیلیمانیت) و مدل گارنت HW (Hackler and Wood, 1989) برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول فشار برپایه محاسبه در سامانه GASP برابر 98/3 کیلوبار و برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم برابر 98/2 کیلوبار به‌دست آمد. در سامانه GPMB، فشار برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول و گارنت‏‌‏‌‌های منیزیم‌دار برابر 98/4 کیلوبار، برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم و گارنت‏‌‏‌‌های منیزیم‌دار برابر 96/3 کیلوبار، برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول و گارنت آهن‌دار برابر 42/3 کیلوبار و برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم و گارنت آهن‌دار برابر 13/3 کیلو بار به‏‌دست آمد. ازآنجایی‌که بیشتر گارنت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین آهن‌دار هستند، داده‌های فشارسنجی آنها منطقی‌تر است.

 

بحث

منطقه همدان در یکی از ناآرام‌ترین پهنه‏‌‌های زمین‌ساختاری ایران (پهنه سنندج-سیرجان) جای دارد و پژوهشگران بسیاری (Sepahi, 1999; Baharifar, 2004; Shahbazi et al., 2010)، پهنه زمین‌ساختی آن را به یک پهنه کمان قاره‏‌ای نسبت داده‌اند که رویدادهای دگرگونی مرز قاره‌ای در آن، در چند دوره روی داده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که دست‌کم سه‌بار گرم‌شدگی برای سنگ‌های منطقه در نظر گرفته می‌شود. ویژگی‌های صحرایی، بررسی‌های میکروسکوپی و زمین‏‌شیمیایی، رویداد دگرگونی‏‌‏‌‌های فراوان در منطقه را نشان می‌دهند. در پی این رویدادها، در سنگ‌های دگرگونی منطقه، کانی‌ها و نسل‏‌‏‌‌های گوناگون آنها پدید آمده‌اند. این رویدادهای دگرگونی در چهار مرحله روی داده‌اند: دگرگونی ناحیه‏‌ای (M)، دگرگونی همبری در پی نفوذ توده‏‌‏‌‌های مافیک (m1)، دگرگونی همبری در پی نفوذ توده‏‌‌های اسیدی (m2)، دگرگونی محدودتر در پی نفوذ گرانیت‏‌‌های لوکوکرات و رگه‏‌‌های آپلیتی - پگماتیتی (m3). با اینکه در پی نفوذ توده‏‌‏‌‌های مافیک و فلسیک، چندین دگرگونی‏‌‏‌‌ همبری روی داده است، پراکندگی مکانی آنها در منطقه هم‌پوشانی چندانی ندارد (مگر مناطق اندکی مانند پیرامون تویسرکان) و یک سنگ واحد تواماً تحت‌ﺗﺄثیر توده‏‌‏‌‌های یادشده نبوده است. ازآنجایی‌که سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای پیش از این نیز وجود داشته‌اند، طیف گسترده‌ای از سنگ‌ها (از اسلیت و فیلیت تا شیست و میگماتیت) را دربرمی‌گیرند. تزریق توده آذرین در این طیف گسترده سنگ‌شناسی نظم کافی نداشته‌ است؛ به‌گونه‌ای‌که در نزدیکی بخش‏‌‏‌‌های گوناگون توده، سنگ‌های با درجه گوناگون دیده می‌شوند. به گفته دیگر، توده آذرین درونی الوند در بخشی از منطقه درون فیلیت‏‌ها (هاله باختری) و در بخش دیگری درون شیست‏‌‌های با درجه دگرگونی گوناگون (هاله خاوری) تزریق شده و جایگیری کرده است. ازاین‌رو، تاثیر دمایی توده در همه جای هاله دگرگونی یکسان نبوده و گاه به‌صورت پسرونده (بر سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای درجه بالاتر) و گاه پیشرونده (بر سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای درجه پایین‌تر) رفتار کرده است (Sepahi, 1999).

نخستین رویداد دگرگونی به‌صورت دگرگونی ناحیه‏‌ای (M) رخ داده و تا اوج خود یعنی رخساره آمفیبولیت بالایی (سیلیمانیت‌شیست‌ها) و گرانولیت زیرین (پاراژنز کردیریت + ارتوکلاز) پیش رفته است. این دگرگونی با دگرگونی فشار کم تا متوسط و دما بالا از نوع بوچان (Buchan metamorphism) همخوانی دارد. افزون‌بر مجموعه‏‌‌های کانی‌شناسی و سنگ‌شناسی دگرگونی ناحیه‏‌ای، منطقه همدان با مجموعه‏‌‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای تیپیک جهان (مانند: دگرگونی بارووین (Barrovian metamorphism) در منطقه Ballachulish در جنوب‌باختری Highlands اسکاتلند؛ Pattison، 2013) همخوانی دارد. طیف گسترده‌ای از سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای از اسلیت و فیلیت تا شیست (شکل 8- A) و میگماتیت و بسیاری از کانی‌ها (مانند: استارولیت‏‌‏‌‌های نسل اول و کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول) در این رویداد دگرگونی پدید آمده‌‌اند.

 

 

 

شکل 8- A) رخنمون گارنت استارولیت شیست‏‌ها در منطقه همدان که هنگام دگرگونی ناحیه‏‌ای پدید آمده‌اند؛ B) رخنمونی از زینوکریست‏‌‌های سیلیمانیت درون دیوریت‏‌‏‌‌های منطقه همدان؛ C) رخنمون میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه سیمین، به گارنت‏‌‏‌‌های درون بخش لوکوسوم توجه شود؛ D) قطرات مذاب درون کردیریت میگماتیت‏‌‏‌‌های منطقه دره‌عمر (عکس از Borzoei و همکاران، 2013)


 

 

رویداد دگرگونی دوم، دگرگونی همبری ناشی از نفوذ توده‏‌‏‌‌های مافیک (m1)، مانند گابروها (8/1±5/166میلیون سال پیش، Shahbaziet و همکاران، 2010) بوده که همزمان تا پس از دگرگونی ناحیه‏‌ای روی داده است و رخنمون‏‌‌های آن در بخش‌هایی مانند چایان، چشمه قصابان و سرابی تویسرکان دیده می‌شوند. احتمال اینکه توده‏‌‏‌‌های مافیک در اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای تزریق شده باشند بیشتر است. پیدایش گارنت‌شیست‌هایی که پس از تزریق توده گابرویی فیبرولیتی شده‌اند (منطقه چشمه قصابان) و نیز زینوکریست‏‌‌های آندالوزیت و سیلیمانیت درون دیوریت‏‌ها و گابرو‏‌ها که به‌طور بخشی با سیلیمانیت و اسپینل جایگزین شده‌اند (شکل 8- B) از نشانه‌هایی هستند که این نکته را نشان می‌دهند. کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم در این رویداد دگرگونی پدید آمده‌اند.

فرایند دگرگونی سوم به‌صورت دگرگونی همبری و در پی نفوذ توده‏‌‌های اسیدی (m2) (مانند: گرانیت پورفیرویید به سن 6/0 ± 7/161 میلیون سال پیش و 9/0 ± 9/163میلیون سال پیش؛ Shahbazi و همکاران،‌2010) روی داده و هاله دگرگونی گسترده‌ای پیرامون توده پلوتونیک الوند پدید آورده است. کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم در این رویداد دگرگونی نیز پدید آمده‌اند (کردیریت‏‌‏‌‌های نسل دوم که در دگرگونی همبری توده‏‌‌های بازیک و اسیدی پدید آمده‌اند، تفاوت چندانی با هم نداشته و تفکیک‌شدنی نیستند).

رویداد دگرگونیِ چهارم و پایانی به نفوذ گرانیت‏‌‌های لوکوکرات (3/1±4/154 میلیون سال پیش و 7/2±3/153میلیون سال پیش؛Shahbazi et al., 2010) و رگه‏‌‌های آپلیتی - پگماتیتی (m3) نسبت داده می‌شود. دگرگونی همبری ناشی از نفوذ آنها به‌طور محلی و در مقیاس چند سانتیمتر تا چند متر دیده می‏‌شود که برپایه حجم کمشان اهمیت کمتری دارند؛ اما در تبلور برخی کانی‌ها (مانند: استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم) نقش داشته‏‌اند. برپایه بررسی‌های اخیر Salami (2016)، خاستگاه برخی رگه‏‌‌های آپلیتی و پگماتیتی با گرانیت‏‌ها یکسان است. در این صورت چه‌بسا دگرگونی ناشی از m3 با m2 همپوشانی داشته باشد.

میگماتیت‏‌‌های همدان در هر دو منطقه سیمین و دره‌عمر در همبری بلافصل توده‏‌‌های نفوذی فلسیک و مافیک گسترش یافته‌اند، ازاین‌رو، گمان می‌رود دگرگونی همبری عامل اصلی میگماتیت‌زایی (Baharifar, 2004) در آنها باشد؛ اما برپایه جای‌گرفتن میگماتیت‏‌ها در منطقه‌ای با پلی‌متامورفیسم باید نقش رویدادهای دگرگونی در میگماتیت‌زایی را شناسایی کرد.

در منطقه سیمین، میگماتیت‏‌ها در فاصله گرانیت پورفیرویید و آندالوزیت‌شیست‏‌ها توسعه پیدا کرده‌ و از دگرگونی ناحیه‏‌ای (M) و دگرگونی همبری ناشی از نفوذ گرانیت پورفیرویید (m2) متاثر شده‌اند. این میگماتیت‌ها گستردگی و گوناگونیِ ساختی، بافتی و کانی‌شناسی بیشتری (در برابر منطقه دره‌عمر) دارند. مجموعه کانی‌شناسی منطقه سیمین دربردارندة پلی‌مورف‌های گوناگون آلومینوسیلیکات‏‌ها، گارنت، کردیریت، میکاهای گوناگون، استارولیت، کوارتز، پلاژیوکلاز، اسپینل و زیرکن است. ترکیب لوکوسوم بیشتر ترونجمیتی است و گاه گارنت و بیوتیت هم در لوکوسوم دیده می‌شوند. رگه‏‌‌های لوکوسوم در مقیاس چند میلیمتر تا چند سانتیمتر دیده می‏‌شوند. در پاسخ به این پرسش که کدام‌یک از دو نوع دگرگونی (ناحیه‏‌ای یا همبری) میگماتیت‌زایی را در پی داشته است، به نکته‌های زیر اشاره می‌شود:

1- اگر دگرگونی همبری عامل اصلی میگماتیت‌زایی منطقه سیمین دانسته شود، برپایه گسترش شیستوزیته در شیست‏‌‏‌‌های نزدیک توده و وجود بستری خوب برای نفوذ سیال‌ها، پس آب و سیال‌های آزادشده از گرانیت پورفیروییدیِ نزدیک این میگماتیت‏‌ها در واکنش‏‌‌های ذوب دخالت کرده‌ و واکنش‏‌‌های اشباع تا فرااشباع از آب به‌طور گسترده‌ای در منطقه روی داده‌اند؛ اما حضور کانی‌های بی‌آب (مانند: گارنت) در لوکوسوم (شکل 8- C)، واکنش‏‌‌های تحت‌اشباع از آب را نشان می‌دهد. برپایه اینکه بیوتیت‏‌‏‌‌های درون میگماتیت‏‌‌های آلومینوسیلیکات‌دار سالم مانده‌اند، پس شکست بیوتیت در منطقه روی نداده است؛ زیرا واکنش آب‌زدایی شکست بیوتیت بدون حضور شاره آزاد (Bt+Plg+Als+Qtz=Grt+Kfs+Melt) در دماهای 825-900 درجه روی می‌دهد (Saki and Baharifar, 2012). داده‌های دماسنجی نشان می‏‌دهند، مجموعه میگماتیتی منطقه سیمین به دمای یادشده نرسیده است؛ ازاین‌رو، در میگماتیت‏‌‌های سرشار از آلومینوسیلیکات این واکنش رخ نداده است و بیوتیت‏‌ها سالم مانده‏‌اند. بیوتیت‏‌‏‌‌های یادشده همان بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول هستند؛ اما مسکوویت‏‌‌های اولیه در منطقه به‌طور کامل حذف شده‌اند. این پدیده نشان‏‌دهندة واکنش آب‌زدایی مسکوویت بدون حضور شاره آزاد در میگماتیت‏‌‌های سرشار از آلومینوسیلیکات است (Melt+Ms+Plg+Qtz=Als+Kfs). این واکنش در دمای کمتر از 750 درجه روی می‌دهد (Baharifar, 2012; Saki and Baharifar, 2012) و با پاراژنز‏‌‏‌‌های یافت‌شده و داده‌های دمافشارسنجی به‌دست‌آمده همخوانی کامل دارد. در میگماتیت‏‌‌های سرشار از کردیریت (که حجم کمتری در منطقه دارند) مقدار بیوتیت بسیار کاهش یافته است. این پدیده نشان‏‌دهنده شکست این کانی هنگام واکنش‏‌‌های ذوب است. واکنش شکست بیوتیت در حضور شاره آزاد (Bt+Crd+And+Kfs+Qtz+H2O=melt) در دمای 650 درجه سانتیگراد روی می‌دهد (Saki and Baharifar, 2012) و پاراژنز و داده‌های دماسنجی به‏‌دست‌آمده از لایه‏‌‌های سرشار از کردیریت منطقه با آن کاملاً همخوانی دارند. ازآنجایی‌که هیچکدام از فازهای جامد به‌طور کامل مصرف نشده‌اند، طرف نخست واکنش به‌صورت پاراژنز نخستین در این میگماتیت‏‌ها دیده می‏‌شود و ازاین‌رو، مقدار بیوتیت در آنها بسیار کاهش یافته است؛ اما به‌طور کامل حذف نشده است. بسیاری از پژ‌وهشگران نیز واکنش‏‌‌های تحت‌اشباع از آب یا بی حضورِ شاره آزاد (Saki, 2011; Saki and Baharifar, 2012; Maraveneh, 2017) را عامل اصلی میگماتیت‌زایی منطقه دانسته‏‌اند. رویداد گسترده واکنش‏‌‌های تحت‌اشباع از آب احتمال میگماتیت‌زایی گسترده با محوریت مطلق دگرگونی همبری (m2) را کاهش می‌دهد؛ زیرا همان‌گونه‌که گفته شد شیستوزیته درون شیست‏‌‏‌‌های نزدیک توده، زمینه مناسبی برای نفود آب و سیال‌های توده به پهنه میگماتیتی فراهم ‏‌کرده است؛‌ به‌گونه‌ای‌که در صورت حضور، در هنگام میگماتیت‌زایی در واکنش‏‌‌های ذوب دخالت کرده‏‌اند.

2- گرانیت پورفیرویید الوند با دمای بیشینة 800-750 درجه سانتیگراد و دمای دگرگونی همبری 570 درجه سانتیگراد (Sepahi, 1999) تا 580 درجه سانتیگراد (Sepahi et al., 2014) توان دمایی لازم برای فرایند ذوب‌بخشی و میگماتیت‌زایی گسترده در منطقه را ندارد. هاله پلاژیوکلاز کلسیک پیرامون آندالوزیت‌هایی که با اسپینل و کردیریت دربرگرفته شده‌اند (Baharifar, 2004) نیز به‌صورت موضعی و محلی در مکان‏‌‌های نزدیک به توده گسترش یافته است و نشانه‌ای از نقش دگرگونی همبری در میگماتیت‌زایی در سراسر منطقه دانسته نمی‌شود.

3- فابریک‏‌‏‌‌های میگماتیتی منطقه بسیار همانند میگماتیت‏‌‌های ناحیه‏‌ای تیپیک (Sawyer, 2013; Brown, 1994) هستند. دگرریختی ناشی از رفتار نیروهای زمین‌ساختی و خطواره کانیایی ناشی از رشد سیلیمانیت‏‌ها (Izadikian et al., 2010) که در اوج دگرگونی منطقه رشد کرده‌اند نشان‏‌دهنده نقش دگرگونی ناحیه‏‌ای در هنگام میگماتیت‌زایی است. گسترش پهنه برشی (Jafari, 2007) و فعالیت گسل تراستی منطقه که هنگام دگرگونی ناحیه‏‌ای روی داده است نیز در میگماتیت‌زایی اثر داشته‏‌اند.

ازاین‌رو، گمان می‌رود دگرگونی ناحیه‏‌ای نقش مهم‌تری در میگماتیت‌زایی منطقه سیمین داشته و دگرگونی همبری نقش تکمیل‌کننده بازی کرده و عامل اصلی ذوب‌بخشی منطقه نبوده است. به گفته دیگر، دگرگونی‌های ناحیه‏‌ای و همبری در یک مقطع زمانی خاص به‌صورت پی‌درپی رفتار کرده و با تشدید شرایط دگرگونی، زمینه میگماتیت‌زایی در منطقه سیمین را فراهم کرده‏‌اند؛ اما در منطقه دره‌عمر، میگماتیت‏‌ها در فاصلة گابرو‏‌ها و کردیریت هورنفلس‏‌ها گسترش یافته‌اند و تنوع ساختی، بافتی و کانی‌شناسی کمتری دارند. مجموعه کانی‌شناسی دره‌عمر همانند منطقه سیمین است؛ اما آندالوزیت تنها آلومینوسیلیکات‏‌‏‌‌های منطقه است و سیلیمانیت در زمینه این سنگ‌ها دیده نمی‌شود. ترکیب لوکوسوم بیشتر آلکالی‌فلدسپارگرانیتی است و گاه بیوتیت هم در لوکوسوم دیده می‌شود. قطره‌های لوکوسوم به بزرگی چند میلیمتر تا چند سانتیمتر دیده می‏‌شوند (شکل 8- D) و نشانه‌های جریان‌یافتن مذاب در آنها دیده نمی‌شوند. در پاسخ به این پرسش که میگماتیت‌زایی منطقه دره‌عمر پیامد کدام یک از دو گروه دگرگونی (ناحیه‏‌ای یا همبری) بوده است باید گفت که:

1- ازآنجایی‌که مقدار آب و سیال‌های درون توده گابرویی کم است، واکنش‏‌‌های با حضور شاره آزاد به‌تنهایی میگماتیت‌زایی نکرده‌اند و افزون‌بر آن واکنش‏‌‌های بدون حضور شاره آزاد نیز روی داده‌اند (Borzoei et al., 2013)؛

2- داده‌های دمافشارسنجی میگماتیت‏‌‌های دره‌عمر برای سنگ‌های با همرشدی بیوتیت– اسپینل نزدیک به 720 درجه سانتیگراد و برای سنگ‌های گارنت و کردیریت‌دار نزدیک به 800 درجه سانتیگراد به‏‌دست آمده است (Borzoei et al., 2013). این داده‌های دمافشارسنجی با شرایط رویداد واکنش شکست بیوتیت (Qtz+Bt+Als=Crd+Kf+Grt+Melt) برای سنگ‌های گارنت و کردیریت‌دار همخوانی دارد.

ازاین‌رو، برپایه دمای بالای واکنش‏‌‌های یادشده که با داده‌های دمافشارسنجی همخوانی دارد، دمای لازم برای میگماتیت‌زایی از توده گابرویی کناری که دمای 950 تا 1300 درجه سانتیگراد داشته، فراهم شده است (Sepahi et al., 2013).

 

نتیجه‌گیری

ویژگی‌های صحرایی، سنگ‏‌نگاری و شیمیایی نشان‏‌دهنده تبلور نسل‏‌‏‌‌های متفاوت کانی‌های استارولیت، بیوتیت و کردیریت در منطقه همدان هستند. این کانی‌ها در پی فرایندهای گوناگون دگرگونی در زمان‏‌‏‌‌های گوناگون و در طیف گسترده‌ای از سنگ‌های دگرگونی هسته‏‌بندی و رشد کرده‏‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که ویژگی‌های میکروسکوپی و داده‌های به‏‌دست‌آمده از تجزیه زمین‏‌شیمیایی و دمافشارسنجی برای نسل اول و نسل دوم آنها متفاوت است. برپایه حضور کانی‌های نسل اول در طیف گسترده‌ای از سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای منطقه، احتمالاً تبلور آنها در مسیر اوج دگرگونی آغاز شده و در اوج دگرگونی هم تثبیت شده است. نسل دوم آنها نیز پیامد دگرگونی‏‌‏‌‌های همبری و دگرگونی‏‌‌های برگشتی بوده است (در پی واکنش‌هایی که در بخش مربوطه برای پیدایش بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم، استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم و مسکوویت‏‌‌های ثانویه به آنها پرداخته شد). بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم به مقدار چشمگیری از Ti فقیر هستند و داده‌های دماسنجی آنها نیز با دماسنجی بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول، نزدیک به 100 الی150 درجه سانتیگراد تفاوت دارد. استارولیت‏‌‏‌‌های نسل دوم نیز به مقدار چشمگیری از Zn سرشار هستند و تبلور آنها با نفوذ دایک‏‌‌های آپلیتی و پگماتیتی در آندالوزیت/سیلیمانیت شیست‏‌ها مرتبط است؛ زیرا محدود به منطقه همبری با آپلیت‏‌ها و پگماتیت‏‌ها و گرداگرد پورفیروبلاست‏‌‌های آندالوزیت/سیلیمانیت هستند. کردیریت‏‌‏‌‌های نسل اول و دوم نیز از دیدگاه ماکروسکوپی، میکروسکوپی و شیمیایی با هم تفاوت دارند و نسل دوم آنها از Fe سرشارتر است. داده‌های دمافشارسنجی (برپایه ترکیب بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل اول و روش گارنت- بیوتیت) دمای 655 درجه سانتیگراد و فشار (برپایه سامانه GASP) 98/3 کیلوبار را نشان می‏‌دهند که در بازة دمایی و فشاری میگماتیت‌زایی هستند. دمافشارسنجی برای بیوتیت‏‌‏‌‌های نسل دوم (به‌ روش گارنت- بیوتیت) دمای 529 درجه سانتیگراد و فشار (در سامانه GASP) 98/2 کیلوبار را نشان می‌دهد. این دما و فشار با رویداد دگرگونی پسرونده همخوانی دارد. ازآنجایی‌که چند دگرگونی (دست‌کم یک دگرگونی ناحیه‏‌ای و دو دگرگونی همبری) روی داده است؛ عملکرد هر دوی آنها بستر خوبی برای میگماتیت‌زایی پدید آورده است؛ به‌گونه‌ای‌که در کنار توده‏‌‏‌‌های مافیک، میگماتیت‌زایی از دگرگونی همبری ناشی از دمای توده (m1) تاثیر پذیرفته است و در کنار توده‏‌‌های اسیدی، افزون‌بر گرمای توده فلسیک، دگرریختی ناشی از گسترش پهنه‏‌‌های برشی و افت فشار ناشی از گسل‏‌‌های تراستی میگماتیت‌زایی را آسان کرده‏‌اند. با این حال، درباره اینکه آیا توده‏‌‏‌‌های مافیک و فلسیک همزمان با اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای تزریق شده‌اند یا نخست یک دگرگونی ناحیه‏‌ای روی داده است و سپس توده‏‌ها تزریق شده و آشفتگی گرمایی پدید آورده‌اند و اینکه آیا آشفتگی گرمایی بعدی نیز به مرحله ذوب‌بخشی رسیده است یا نه، همچنان ابهام وجود دارد. در حقیقت، چه‌بسا در برخی مناطق (مانند: منطقه سیمین) میگماتیت‌زایی در بیش از یک مرحله رخ داده باشد.

 

 

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust-belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science 304: 1-20.

Ashworth, J. R. (1985) Migmatites. Blackie and Son Ltd., Glasgow, Scotland.

Azor, A. and Ballevere, M. (1997) Low- pressure metamorphism in the Sierra Albarrana Area (Variscan Belt, Iberian Massif). Journal of Petrology 38: 35- 64.

Baharifar, A. (2004) Petrology of metamorphic rocks in the Hamedan area. Ph.D. thesis, Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Barker, A. J. (1998) Introduction to metamorphic textures and microstructures. Stanley Thornes Ltd., Cheltenham, UK.

Bhattacharya, A., Mazumdar, A. C. and Sen, S. K. (1988) Fe-Mg mixing in cordierite: Constraints from natural data and implications for cordierite-garnet geothermometry in granulites. American Mineralogist 73: 338-344.

Borzoei, K., Sepahi A. A. and Moazzen, M. (2013) Anataxis of pelitic and semipelitic rocks of contact metamorphism of Sarabi area, Toysercan, Hamadan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 21(1): 97-106 (in Persian).

Brown, M. (1994) The generation, segregation, ascent and emplacement of granite magma: the migmatite-to-crustally-derived granite connection in thickened orogens. Earth-Science Review 36: 83-130.

Chiu, H. Y., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Khatib, M. M. and Iizuka, Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos 162: 70-87.

Coleman, R. G., Lee, D. E., Beatty, L. B. and Brannock, W. W. (1965) Eclogites and eclogites: their differences and similarities. Geological Society of America Bulletin 76 (5): 483-508.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1982) Rock forming minerals, Orthosilicates. Longman, London 1(a): 467-657

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the Rock forming Minerals. 2nd Edition, Longman, London, UK.

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

Garcia-Casco, A., Haissen, F., Castro, A., El-Hmidi, Torres-Roldan, R. F. and Millan, G. (2003) Synthesis of staurolite in Melting experiments of a natural metapelite: consequences for the phase relations in low-temperature pelitic migmatites. Journal of Petrology 44(10): 1727-1757.

Goldman, D. S. Y. and Albee, A. L. (1977) Correlation of Mg/Fe partitioning between garnet and biotite with 18O/16O partitioning between quartz and magnetite. American Journal of Science 277: 750-767.

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

Hoisch, T. D. (1990) Empirical calibration of six geobarometers for the mineral assemblage quartz+muscovite+biotite+plagioclase+garnet. Mineralogy and Petrology 104(2): 225-234.

Holdway, M. J. and Lee, S. M. (1977) Fe-Mg cordierite Stability in high grade pelitic rocks based on experimental, theoretical and natural observations. Mineralogy and Petrology 63(2):175-198.

 Holland, T. J. B. and Powell, R. (1998) An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlation. Journal of Metamorphic Geology 3: 343-37.

Hyndman, D. W. (1985) petrology of igneous and metamorphic rocks. McGraw- Hill, New York, US.

Indares, A. Y. and Martignole, J. (1985) Biotite-garnet geothermometry in granulite facies: The influence of Ti and Al in biotite. American Mineralogist 70: 272-278.

Izadikian, L., Alavi, A. and Mohajjel, M. (2010) Structural analysis of the Simin-Darreh Moradbeik shear zone, south of Hamedan. Iranian Journal of Geosciences 75(19): 39-46 (in Persian).

Jafari, S. R. (2007) Petrology of Migmatites and Plutonic Rocks of South Simin Area, Hamadan. M.Sc. thesis, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran (in Persian).

Kretz, R. (1959) Chemical study of garnet, biotite and hornblende from gneisses of southwestern Quebec, with emphasis on the distribution of elements in coexisting minerals. Journal of Geology 67: 371-402.

Lavrent'eva, E. V. and Perchuck, L. L. (1981) Cordierite-garnet thermometer. A collection of theses, Russian Academy of Sciences 259: 607-700.

Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U–Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 41: 238-249.

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: 397–412.

Pattison, D. R. (2013) Regional metamorphism in the Ballachulish area, SW Highlands, Scotland: new perspectives on a famous old debate, with regional implications. Journal of the Geological Society 170: 417–434.

Perchuk, L. L. Y. and Larent'eva, I. V. (1983) Experimental investigation of exchange equilibria in the system cordierite-garnet-biotite. In: Kinetics and Equilibrium in Mineral Reactions (Ed. Saxena, S. K.) 3: 199-239. Advances in Physical Geochemistry.

Perchuk, L. L., Aranovich, L.Y., Podlesskii, K. K., Lavrent’eva, I. V., Gerasimov, V. Y., Fed’kin, V. V., Kitsul, V. I., Karsakov, L. P. and Berdnikov, N. V. (1985) Precambrian granulites of the Aldan shield, Eastern Siberia. Journal of Metamorphic Geology 3: 265–310.

Reche, J. and Martinez, F. J. (1996) GPT: An Excel spreadsheet for thermobarometric calculations in metapelitic rocks. Computers and Geosciences 22(7): 775-784.

Saki, A. (2011) Formation of spinel-cordierite-plagioclase symplectites replacing andalusite in metapelitic migmatites of the Alvand aureole, Iran. Geological Magazine 148: 423-434.

Saki, A. and Baharifar, A. A. (2012) Common melting reactions and their characteristics in the Alvand aureole metapelites, Hamadan. Iranian Journal of Geosciences 8(2): 165-172 (in Persian).

Saki, A. and Maraveneh, A. (2017) Proof of fluid-absent melting reactions in Hamadan migmatite. 35th National Geosciences Conference, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Saki, A., Moazzen, M. and Baharifar, A. A. (2012) Migmatite microstructures and partial melting of Hamadan metapelitic rocks, Alvand contact aureole, western Iran. International Geology Review 54: 1229-1240.

Salami, S. (2016) The study of pegmatites and aplites from Borujerd, Hamedan and Qorveh areas (northwest of Sanandaj-Sirjan zone). Ph.D. thesis, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran (in Persian).

Sawyer, E. W. (2013) Atlas of Migmatites. The Canadian Mineralogist, Special Publications 9: 386.

Sepahi, A. (1999) Petrology of the Alvand plutonic complex with special reference on granitoids. Ph.D. thesis, Tarbiat-Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Sepahi, A. A., Asadi, N. and Salami, S. (2014) The study of petrogenesis, mineral chemistry and thermobarometry of contact metamorphic rocks from aureole of Alvand body. Petrology 19(5): 67-86 (in Persian).

Sepahi, A. A., Borzoei, K. and Salami, S. (2013) Mineral chemistry and thermobarometry of plutonic, metamorphic and anatectic rocks from the Tueyserkan area (Hamedan, Iran). Geological Quarterly 57: 515-526.

Sepahi, A., Jafari, S. R. and Mani-Kashani, S. (2006) The study of chemical composition and evolution of minerals during various metamorphic evidence in the Hamadan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 14(2): 431-454 (in Persian).

Sepahi, A., Jafari, S. R. and Mani-Kashani, S. (2009) Low pressure migmatites from the Sanandaj-Sirjan Metamorphic Belt in the Hamedan region (Iran). Geologica Carpathica 60: 107-119.

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A., Shang, C. and Abedini, M. V. (2010) Geochemistry and U–Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj–Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668-683.

Spear, F. S., Kohn, M. J. and Cheney, J. T. (1999) P-T paths from anatectic pelites. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 17-32.

Thompson, A. B. (1976) Mineral reaction in pelitic rocks: I. Prediction in P–T–X (Fe–Mg) phase relations. II. Calculations of some P–T–X (Fe–Mg) phase relations. American Journal of Science 276: 401–454.

Vidal, O., Goffe, B., Bousquet, R. and Parra, T. (1999) Calibration and testing of an empirical chloritoid- chliorite Mg-Fe exchange thermometer and thermodynamic data for daphnite. Journal of Metamorphic Geology 17: 25-39.

Wells, P. R. A. (1979) Chemical and Thermal Evolution of Archaean Sialic Crust, Southern West Greenland. Journal of Petrology 20: 187–226.

Yardley, B. W.