نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیامنور، 4697-19395، تهران، ایران
2 انستیتو علومزمین، آکادمی سینیکا، تایپه، 11-329، تایوان
3 بخش علومزمین، دانشگاه ملی تایوان، صندوق پستی 13-318، تایپه 106، تایوان
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The garnet-amphibolites in Aliabad-Damagh area, occurs as layers and are enveloped by staurolite-schist. They composed predominantly of garnet, hornblende, feldspar (± muscovite and quartz) with titanite, epidote, ilmenite and graphite as accessory minerals. The euhedral garnet porphyroblasts mainly composed of almandine and grossular components, with normal compositional zoning. The hornblende crystals as prophyroblast or in the matrix, are magnesio- and ferro-hornblende (amphibole core) to tchermakitic-hornbelende (amphibole rim) in composition. Muscovites, if present, with minor phengite and paragonite components, are foliated forming minerals. Feldspars vary from pure K-feldspar to sanidine composition in the vicinity of hornblendes and oligoclase in matrix. Epidotes as pure clinozoisite to epidote, form small crystals inside hornblende or in the matrix. Using different thermobarometry methods, T and P estimated as 600-620 (± 25) °C and 5-6 (± 1) kbar, respectively. Calculated P-T-t path, considering core and rim composition of hornblendes, is in accordance with low-pressure (at the beginning of metamorphism) to medium-pressure type (at the end). Considering P-T-t path, metamorphism could occur during Neo-Tethys subduction and collision process in the Mesozoic time
کلیدواژهها [English]
آمفیبولیتها از سنگهای دگرگونی هستند که در بیشتر سرزمینهای دگرگونی رخساره اصلی یا فرعی یافت میشوند. ازآنجاییکه دارای کانیهایی مانند آمفیبول کلسیک و گارنت هستند، این سنگها به تغییرات دما و فشار بسیار حساس هستند؛ ازاینرو، از آنها برای اندازهگیری دما و فشار دگرگونی و بررسی مسیر رویدادهای دما– فشار دگرگونی در طول زمان (P-T-t) بهره گرفته میشود (Triboulet and Audren, 1988; Triboulet, 1992; Schulz et al., 1995; Zenk and Schulz, 2004). گارنت آمفیبولیتها معمولاً بافتهای واکنشی و ساختارهای پورفیروبلاستی ویژهای دارند که اطلاعات بسیاری دربارة تکامل زمینشناسی یک منطقه بهدست میدهند ( مانند: Stowell and Stein, 2005). بررسیهای آزمایشگاهی نشان میدهند که این سنگها در دمای تا 950 درجه سانتیگراد و در فشار تا 15 کیلوبار پدید میآیند (Surour, 1995; Dale et al., 2000; Lopez et al., 2003). گارنت آمفیبولیتها در دگرگونی پیشرونده نوع بارووین (مانند Zhao et al., 1999)، دگرگونی برگشتی اکلوژیتها (مانند Lou et al., 2013) و یا در P-T-t پادساعتگرد و در پی تزریق ماگماهای ورقهای به زیر پوسته (مانند Wu et al., 2013) پدید میآیند؛ ازاینرو، دانستن تاریخچه تکامل آمفیبولیتها و آمیختن آن با اطلاعات زمینشناسی پیشین، در بازسازی تاریخچه تکامل زمینشناسی هر منطقه کمک شایانی میکند.
در منطقه همدان، سنگهای دگرگونی از دیدگاههای گوناگون بررسی شدهاند (مانند: Baharifar، 2004 و منابع آن؛ Sepahi et al., 2004; Baharifar et al., 2004; Saki and Baharifar, 2010; Saki et al., 2012 ). با وجود این، بررسیهای ویژهای روی کانیشناسی و شرایط دما– فشار پیدایش آمفیبولیتها انجام نشده است یا بررسیها بسیار کم و حاشیهای بوده و در کنار بررسی سنگهای دگرگونی منطقه به تکامل و گوناگونی آنها پرداخته شده است. در این مقاله، تلاش میشود برپایه بررسیهای صحرایی و آزمایشگاهی، تکامل گارنت آمفیبولیتهای منطقه علیآباد دمق بررسی شود و سپس در مقایسه با نتایج موجود از بررسیهای سنگهای متاپلیتی کنار آنها، تاریخچه تحولات P-T-t بحث شود.
جایگاه زمینشناسی
منطقه بررسیشده در بخش شمالباختری پهنه سنندج– سیرجان (شکل 1- A) و در جنوب همدان (شکل 1- B) جای دارد و از سنگهای آذرین و دگرگونی گوناگونی را در بر میگیرد. در این منطقه، باتولیت الوند به سن ژوراسیک میانی (Shahbazi et al., 2010) است. همچنین، بیشتر سنگهای آذرین اسیدی و گاه حدواسط و بازیک ساخته شدهاند. این سنگها درون مجموعه دگرگونی ناحیهای تزریق شده و دگرگونی مجاورتی گستردهای را پدید آوردهاند. بیشتر سنگهای دگرگونی متاپلیتها هستند که بهنام فیلیتهای همدان شناخته میشوند. سنگمادر سنگهای دگرگونی، بیشتر در تریاس تا ژوراسیک پدید آمدهاند و در ژوراسیک زیرین تا میانی، دچار دگرگونی ناحیهای شده و با نفوذ توده گرانیتویید جای گرفتهاند (Baharifar, 2004). در دگرگونی ناحیه ای، شیستهای گوناگون (مانند: گارنت شیست، آندالوزیت شیست، استرولیت شیست و سیلیمانیت شیست) در جاده همدان تا ملایر و تویسرکان دیده میشوند (شکلهای 1- C و 1- B). اگرچه شیل و سیلتستون سنگمادر اصلی در این سنگهای دگرگونی هستند، میانلایههایی از کوارتز آرنایت، آرکوز، گریوک، مارن، توفیت و حتی آهک نیز درون توالی نخستین بودهاند (Baharifar, 1997). در پی دگرگونی و برپایه دما و فشار تحمیلشده، این سنگهای رسوبی با سنگهای دگرگونیِ گوناگونی (مانند: کوارتزیت، متاسندستون، آمفیبول شیست، آمفیبولیت، مرمر و ...) جایگزین شدهاند. بههمینرو، در گستره دگرگونی ناحیهای منطقه، این سنگها با ستبرای گوناگون در میان سنگهای متاپلیتی دیده میشوند.
شکل 1-A) جایگاه منطقه علیآباد دمق (جنوب همدان) در پهنه سنندج سیرجان؛ B) نقشه راههای دسترسی به منطقه؛ C) نقشه زمینشناسی منطقه علیآباد دمق و پیرامون آن (برگرفته از Baharifar (2004)، با تغییرات).
روش انجام پژوهش
پس از نمونهبرداری و بررسیهای میکروسکوپی، شمار 4 نمونه شاخص از آمفیبولیتهای منطقه علیآباد دمق برگزیده و پس از ساخت مقطعهای نازک صیقلی، نخست با میکروسکوپ الکترونی روبشی JEOL W-SEM: JSM-6360 (در آزمایشگاه Academia Sinica، کشور تایوان) بررسی شدند. سپس کانیهای برگزیده با ریزپردازنده الکترونیکی (مدل JEOL W-EPMA JXA8900-R)، با ولتاژ برابر 15 Kv، جریان nA 25 و قطر بیم 2 میکرون تجزیه شدند. از 4 نمونه نامبرده در بالا، 150 نقطه از کانیهای گارنت (هسته تا لبة بلور)، آمفیبول (هسته و لبة بلور)، فلدسپار (در زمینه سنگ و در کنار آمفیبول)، اپیدوت (در زمینه و در کنار آمفیبول یا بهصورت میانبار در آمفیبول)، مسکوویت و ایلمنیت تجزیه شدند. برای گارنتها و آمفیبولهای درشت، آهن فریک به روش Droop (1987) بهدست آمد. همه نمادهای اختصاری بهکاررفته برای کانیها بر پایه Kretz (1983) است.
سنگنگاری
برپایه نامگذاری اتحادیه بینالمللی زمینشناسی (Fettes and Desmons, 2007)، آمفیبول– گرانوفلس، آمفیبول شیست و آمفیبولیت از سنگهای آمفیبولدارِ منطقه همدان هستند. این سنگها بهصورت میانلایه درون سنگهای متاپلیتی دیده میشوند. آمفیبولیتها معمولاً در بخشهای درجه بالای دگرگونی ناحیهای منطقه همدان (مانند: استرولیت شیستها و سیلیمانیت شیستها) دیده میشوند. در منطقه علیآباد دمق، بخشهای آمفیبولیتی با ستبرای چند سانتیمتر تا نزدیک به 2 متر و به درازای نزدیک به 200 متر دیده میشوند. این بخشها بهصورت متناوب درون استرولیت شیستها جای دارند (شکلهای 2- A و 2- B).
شکل 2- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگهای بررسیشده در منطقه علیآباد دمق (جنوب همدان): A) رخنمونی از تناوب آمفیبولیت و استرولیت شیست؛ B) رخنمونی از تناوب نوارهای سرشار از کوارتز (متاسندستون)، استارولیت شیست و آمفیبولیت؛ C) تناوب نوار گارنت آمفیبولیت با بافت پورفیروبلاستی و نوار آمفیبولیت که بافت گرانو-نماتو بلاستیک دارد (تصویر میکروسکوپی PPL)؛ D) تناوب نوار کالکسیلیکات، متاسندستونِ سرشار از اپیدوت و آمفیبولیت (تصویر میکروسکوپی PPL).
سنگها هم در مقیاس نمونهدستی (شکل 2- B) و هم در مقیاس میکروسکوپی (شکل 2- C و 2- D)، دارای فابریک نواری هستند. در آمفیبولیتها، نوارهای با کوارتز فراوان (متاسندستون) و نوارهای با کلسیت فراوان (کالکسیلیکاتها) معمولاً با ستبرای میلیمتری تا سانتیمتری دیده میشوند که احتمالا از نشانههای لایهبندی نخستین هستند. فابریک نواری گاه بهصورت تناوب لایههای آمفیبولیتی دارای گارنت و بی گارنت نیز دیده میشود (شکل 2- C). نمونهدستی سنگها معمولاً سبز تیره است و کانیهای گارنت و آمفیبول به فراوانی در آنها دیده میشود.
در گارنت آمفیبولیتها، سنگها بافت نماتوبلاستیک، پورفیرو- نماتوبلاستیک (با پورفیروبلاستهای گارنت و/یا آمفیبول)، نماتولپیدوبلاستیک (اگر میکا داشته باشند) نشان میدهند. کانیهای هورنبلند، گارنت، فلدسپار، اپیدوت، کوارتز و مسکوویت از کانیهای اصلی، کانیهای کلسیت، تیتانیت، ایلمنیت، مونازیت، کلینوزوییزیت، کلریت و گرافیت از کانیهای فرعی و کلریت، اکتینولیت، سرسیت، اپیدوت از کانیهای ثانویه هستند.
گارنت معمولاً بهصورت بلورهای شکلدار و گاه نیمه شکلدار، تا اندازه 4 میلیمتر در نمونه دستی، با فرم بلوری دودکاهدرون دیده میشود و سیاه رنگ است. در نمونه میکروسکوپی، گارنت که مهمترین پورفیروبلاست سنگها هستند، دارای میانبارهای فراوان از گرافیت، ایلمنیت و کوارتز است (شکلهای 3-E و 2- F). معمولاً گارنتها منطقهبندی بافتی دارند بهگونهایکه بخشهای درونی دارای میانبارهای فراوان و بخشهای کناریِ بلورها دارای میانبار کمتر یا بدون میانبار هستند (شکل 3- A). در بررسی با SEM نیز این منطقهبندی بافتی دیده میشود (شکل 3- E).
بلورهای آمفیبول در نمونهدستی معمولاً به رنگ سبز تیره تا سیاه بوده (شکل 2- B) و کشیدگی آنها آشکار است. در مقطع میکروسکوپی، رنگ آمفیبولها سبز بوده و دارای چندرنگی سبز کمرنگ تا سبز تیره هستند (شکلهای 2- C و 3- A). آمفیبولها معمولاً درشت بوده و همراه با گارنت از پورفیروبلاستهای اصلی سنگها هستند. این کانی گاه نیمهشکلدار (شکل 3- A) و یا بلورهای منفرد شکلدار و درشت (شکل 3- B)، یا دستههایی از بلورها با فابریک دسته علفی (شکل 3- C) دیده میشود. در برخی نمونهها نیز آمفیبولها بلورهایی کوچکتر و هماندازه با کانیهای دیگر سنگ هستند و در این گروه از سنگها، گارنت تنها پورفیروبلاست سنگ است (شکل 3- D). میانبارهای فراوان گرافیت و کوارتز و میانبارهای کمتری از اپیدوت، پلاژیوکلاز و تیتانیت درون آمفیبولها دیده میشود (شکل 3- F). مسکوویت و بیوتیت با درصد مودال متغیر در برخی نوارها وجود داشته و سازنده برگوارگی است. فلدسپار و کوارتز معمولاً سازنده بافت گرانوبلاستیک هستند و زمینه سنگها را میسازند (شکلهای 3- A، 3- B، 3- C و 3- E). بزرگی آنها بسیار کوچکتر از گارنت و آمفیبول بوده است؛ اما گاه در نزدیکی آمفیبول، تمرکز درشتتری از کوارتز دیده میشود. درصد کوارتز و فلدسپار در سنگها متغیر است.
در نمونههای آمفیبولیتی، معمولاً فلدسپار (±کوارتز) کمتر از 60 درصد مودال سنگ را بهصورت زمینه در برگرفته است؛ اما در باندهای متاسندستونی، بیش از 80 درصد زمینه از بلورهای درشت کوارتز ساخته شده است. درصد اپیدوت نیز به فراوانی کلسیت وابسته است و با بالارفتن درصد مودال کلسیت در سنگها، میزان اپیدوت و گارنت افزایش مییابد؛اما از میزان آمفیبول و مسکوویت کاسته میشود. تیتانیت بلورهایی بیشکل تا نیمهشکلدار در زمینه سنگ است؛ اما گاه درون بلورهای درشت دیگر نیز دیده میشود (شکل 3- F). گرافیت در زمینه اصلی سنگها به فراوانی دیده میشود و درون بلورهای دیگر نیز وجود دارد.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از: A) پورفیروبلاستهای گارنت با منطقهبندی بافتی. لبة بلورها از میانبار تهی و هسته آنها از میانبار سرشار است. پورفیروبلاستهای درشت آمفیبول در زمینهای ریزدانه از کوارتز و فلدسپار هستند (تصویر PPL)؛ B) پورفیروبلاست آمفیبول شکلدار در زمینهای از فلدسپار، کوارتز، اپیدوت (تصویر XPL)؛ C) بافت دسته علفی در بلورهای درشت آمفیبول (تصویر XPL)؛ D) پورفیروبلاست گارنت در زمینهای از آمفیبول، کوارتز و فلدسپار (تصویر PPL)؛ E) عکس میکروسکوپ الکترون روبشی (SEM) از منطقهبندی بافتی در گارنتی که در زمینهای از پتاسیمفلدسپار پلاژیوکلاز با مقدارهای کمتری از ایلمنیت و تیتانیت جای دارد؛ F) گارنت آمفیبولیتها در میکروسکوپ الکترون روبشی (SEM) که بلورهای اپیدوت درون آمفیبول دیده میشوند (در شکلهای E و F، پیکانهای سرخرنگ نیمرخ تجزیه منطقهبندی گارنت در شکل 5 را نشان میدهند)
کانیشناسی و شیمی کانیها
گارنتها
دادههای برگزیدهای از تجزیه هسته و لبة بلورهای گارنتهای منطقه علیآباد دمق در جدول 1 آورده شدهاند. همانگونهکه در جدول 1 و شکل 4 دیده میشود، گارنتهای منطقه سرشار از دو سازنده آلماندین و گروسولار هستند. میزان آلماندین در هسته گارنتها 40/41 تا 93/52 درصد مولی بوده و نسبت به لبة بلورهای گارنتها (که آلماندین از 76/42 تا 88/59 درصد مولی است) کمتر است. به گفته دیگر، از هسته به حاشیه آلماندین افزایش یافته است؛ اگرچه برپایه شکل 5، این روند نوسانهایی نیز دارد. گروسولار نیز از 67/22 تا 52/28 درصد مولی در هسته گارنتها تا 81/22 تا 92/44 درصد مولی در لبة بلورهای گارنت تغییر میکند. این نکته با افزایش آلماندین از هسته به لبة بلورها همخوانی دارد. مقدار پیروپ نیز اگر چه تغییرات چندانی ندارد (از دستکم 42/2 درصد مولی در هسته گارنت تا درصد مولیِ بیشینة 72/6 در لبة بلورهای گارنت)؛ اما نشاندهنده افزایش این سازنده از هسته به لبة بلورهای گارنت است. اسپسارتین مهمترین سازندهای است که کاهش آشکاری از هسته به لبة بلورها نشان میدهد (شکلهای 4 و 5). درصد این سازنده در هسته گارنتها از 69/19 تا 09/27 درصد مولی و در لبة بلورهای گارنتها از 08/8 تا 78/10 درصد مولی است و کاهش چشمگیری را نشان میدهد. در همه نمونهها، سازندههای آندرادیت و اوارویت مقدارهای کمتر از 1 درصد مولی دارند.
جدول 1- دادههای برگزیده از تجزیه ریزکاو الکترونی از هسته و حاشیه 4 نمونه از گارنتهای درون آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) برپایه 12 اتم اکسیژن
|
Sample No. |
R2 |
R3 |
B2 |
B3 |
|||||||||||
|
rim |
core |
rim |
rim |
core |
rim |
rim |
core |
rim |
rim |
core |
rim |
||||
|
SiO2 |
38.00 |
37.40 |
37.01 |
37.85 |
36.80 |
36.19 |
37.60 |
37.09 |
37.61 |
37.33 |
37.22 |
37.80 |
|||
|
Al2O3 |
21.91 |
21.37 |
21.57 |
22.02 |
21.30 |
21.78 |
21.76 |
21.50 |
21.83 |
21.74 |
21.60 |
21.87 |
|||
|
Cr2O3 |
0.05 |
0.04 |
0.00 |
0.06 |
0.00 |
0.07 |
0.07 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.10 |
|||
|
Fe2O3 |
0.23 |
0.23 |
0.23 |
0.37 |
0.37 |
0.37 |
0.23 |
0.23 |
0.23 |
0.37 |
0.37 |
0.37 |
|||
|
FeO |
19.41 |
18.69 |
20.43 |
25.85 |
21.09 |
22.81 |
19.57 |
19.23 |
19.86 |
24.60 |
23.97 |
27.14 |
|||
|
MnO |
4.05 |
12.08 |
3.96 |
4.26 |
11.70 |
3.58 |
3.63 |
11.91 |
3.65 |
4.53 |
8.81 |
4.82 |
|||
|
MgO |
0.84 |
0.61 |
1.04 |
1.71 |
0.79 |
1.25 |
0.88 |
0.81 |
0.83 |
1.35 |
1.01 |
1.42 |
|||
|
CaO |
15.73 |
10.05 |
15.13 |
9.07 |
8.40 |
12.39 |
15.97 |
9.43 |
15.97 |
10.71 |
8.01 |
8.07 |
|||
|
Totals |
100.22 |
100.47 |
99.37 |
|
101.19 |
100.45 |
98.44 |
|
99.71 |
100.22 |
99.98 |
|
100.64 |
100.99 |
101.59 |
|
Si |
2.98 |
2.98 |
2.95 |
2.98 |
2.96 |
2.92 |
2.97 |
2.97 |
2.97 |
2.96 |
2.97 |
2.98 |
|||
|
Al |
2.03 |
2.01 |
2.03 |
2.04 |
2.02 |
2.07 |
2.03 |
2.03 |
2.03 |
2.03 |
2.03 |
2.03 |
|||
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
|||
|
Fe3+ |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
|||
|
Fe2+ |
1.28 |
1.25 |
1.36 |
1.70 |
1.42 |
1.54 |
1.29 |
1.29 |
1.31 |
1.63 |
1.60 |
1.79 |
|||
|
Mn |
0.27 |
0.82 |
0.27 |
0.28 |
0.80 |
0.25 |
0.24 |
0.81 |
0.24 |
0.30 |
0.59 |
0.32 |
|||
|
Mg |
0.10 |
0.07 |
0.12 |
0.20 |
0.10 |
0.15 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.16 |
0.12 |
0.17 |
|||
|
Ca |
1.32 |
0.86 |
1.29 |
0.76 |
0.72 |
1.07 |
1.35 |
0.81 |
1.35 |
0.91 |
0.68 |
0.68 |
|||
|
Sum |
7.99 |
8.00 |
8.03 |
|
7.99 |
8.03 |
8.03 |
|
8.01 |
8.01 |
8.01 |
|
8.02 |
8.01 |
7.99 |
|
Almandine |
42.76 |
41.40 |
44.52 |
57.16 |
46.41 |
50.77 |
42.96 |
42.69 |
43.44 |
53.88 |
52.93 |
59.88 |
|||
|
Grossular |
44.37 |
28.52 |
42.26 |
25.69 |
23.68 |
35.34 |
44.92 |
26.83 |
44.76 |
30.05 |
22.67 |
22.81 |
|||
|
Pyrope |
3.29 |
2.42 |
4.02 |
6.72 |
3.11 |
4.95 |
3.46 |
3.22 |
3.25 |
5.26 |
3.98 |
5.59 |
|||
|
Spessartine |
9.02 |
27.09 |
8.73 |
9.55 |
26.07 |
8.08 |
8.07 |
26.77 |
8.09 |
10.05 |
19.69 |
10.78 |
|||
|
Uvarovite |
0.10 |
0.10 |
0.00 |
0.13 |
0.00 |
0.13 |
0.13 |
0.03 |
0.00 |
0.03 |
0.00 |
0.20 |
|||
|
Andradite |
0.47 |
0.46 |
0.46 |
|
0.74 |
0.72 |
0.73 |
|
0.47 |
0.46 |
0.46 |
|
0.73 |
0.73 |
0.74 |
شکل 4- ترکیب گارنتهای آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) برپایه فراوانی سازندههای گوناگون
در شکل 5 منطقهبندی دو نمونه از گارنتهای بررسیشده نشان داده شدهاند. همانگونهکه دیده میشود، آلماندین، گروسولار و پیروپ افزایش یافته و اسپسارتین کاهش یافته است؛ اما این تغییرات با نوسانهایی همراه هستند. هسته گارنتها معمولاً تغییرات کمی نشان میدهد و در بخشهای حاشیهای، به ناگاه تغییرات پرشتاب و شدید میشود. به گفته دیگر، از دیدگاه روند تغییرات منطقهبندی، بخشهای حاشیهای گارنتها با بخشهای درونی یکسان نیستند. در بررسیهای میکروسکوپی نیز این بخشهای درونی گارنت با میانبارهای فراوان از بخشهای بیرونی آن با میانبارهای کمتر یا بی میانبار شناسایی میشوند. بررسی منطقهبندی (شکل 5) نشان میدهد در حاشیه گارنت R3 نشانههایی از واجذبی (Absorption) گارنت بهصورت کاهش آلماندین و گروسولار دیده میشود (Qian and Wei, 2016). برپایه ترکیب و الگوی منطقهبندی، گارنتهای منطقه در هنگام دگرگونی پیشرونده بهصورت دو مرحلهای رشد کردهاند. در مرحله نخست، با ترکیب کمابیش یکنواخت و میانبارهای فراوان رشد کردهاند و در مرحله دوم، با تغییرات شدید در منطقهبندی و کمشدن میانبارها ادامه رشد ادامه یافته است. این روند چهبسا وابسته به تغییر سرعت رشد گارنت بوده است (Tracy, 1982). نشانههای دگرگونی برگشتی بهصورت خفیف در بخش پایانی نیمرخ برخی گارنتها با کاهش مقدار آلماندین دیده میشود.
شکل 5- نیمرخ منطقهبندی دو نمونه از بلورهای گارنت در آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) (تصویر SEM نمونههای گارنت در شکلهای 3- E و 3- F نشان داده شده است)
آمفیبول
تجزیه شیمیایی شماری از آمفیبولهای منطقه علیآباد دمق در جدول 2 آورده شده است. محاسبه مقدارهای کاتیونی و جایگاههای T، C، B، A و W برپایه روش پیشنهادی Hawthorne و همکاران (2012) و برپایه فرمول عمومی آمفیبولها (AB2C5T8O22W2) انجام شد. مقدار H2O+ با فرض صفربودن تهیمان (Vacancy) آنیونی بهدست آمده است.
جدول 2- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از بلورهای آمفیبول برپایه 22 اتم اکسیژن در منطقه علیآباد دمق (جنوب همدان)
|
Sample No. |
129 |
131 |
133 |
135 |
137 |
88 |
89 |
90 |
91 |
92 |
99 |
100 |
|
core |
core |
core |
core |
rim |
rim |
rim |
rim |
rim |
rim |
rim |
rim |
|
|
SiO2 |
48.60 |
48.95 |
49.36 |
48.43 |
43.28 |
43.18 |
43.23 |
44.38 |
41.91 |
42.56 |
42.82 |
42.50 |
|
TiO2 |
0.28 |
0.12 |
0.19 |
0.25 |
0.34 |
0.39 |
0.42 |
0.33 |
0.40 |
0.40 |
0.39 |
0.36 |
|
Al2O3 |
10.30 |
8.82 |
8.26 |
7.99 |
14.26 |
16.23 |
16.31 |
14.16 |
14.69 |
15.25 |
16.10 |
15.44 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.06 |
0.02 |
0.07 |
0.00 |
0.16 |
0.04 |
0.04 |
0.00 |
|
MnO |
0.14 |
0.15 |
0.21 |
0.33 |
0.25 |
0.22 |
0.23 |
0.20 |
0.28 |
0.24 |
0.25 |
0.25 |
|
FeO |
16.01 |
14.55 |
16.13 |
15.40 |
16.62 |
15.37 |
15.14 |
13.95 |
13.51 |
14.16 |
15.40 |
15.35 |
|
Fe2O3 |
0.72 |
2.27 |
1.25 |
2.58 |
2.03 |
1.55 |
1.85 |
2.93 |
2.55 |
2.93 |
1.73 |
2.48 |
|
MgO |
9.73 |
11.11 |
10.48 |
10.44 |
7.39 |
7.51 |
7.71 |
9.03 |
8.25 |
8.16 |
7.23 |
7.52 |
|
CaO |
11.84 |
12.05 |
12.13 |
12.02 |
11.92 |
11.69 |
11.78 |
11.70 |
11.35 |
12.02 |
11.53 |
11.78 |
|
Na2O |
0.77 |
0.53 |
0.59 |
0.54 |
0.93 |
1.07 |
1.05 |
0.96 |
1.05 |
1.05 |
0.97 |
1.06 |
|
K2O |
0.34 |
0.14 |
0.15 |
0.21 |
0.54 |
0.35 |
0.37 |
0.26 |
0.29 |
0.26 |
0.38 |
0.35 |
|
H2O + |
1.98 |
2.02 |
2.00 |
1.98 |
1.93 |
1.94 |
1.94 |
1.97 |
1.94 |
1.94 |
1.94 |
1.94 |
|
Total |
100.71 |
100.71 |
100.81 |
100.17 |
99.55 |
99.50 |
100.08 |
99.86 |
96.38 |
99.01 |
98.78 |
99.03 |
|
Si |
7.07 |
7.10 |
7.19 |
7.12 |
6.48 |
6.40 |
6.37 |
6.53 |
6.41 |
6.36 |
6.40 |
6.37 |
|
Al |
0.93 |
0.90 |
0.81 |
0.88 |
1.52 |
1.60 |
1.63 |
1.47 |
1.59 |
1.65 |
1.60 |
1.63 |
|
C |
||||||||||||
|
Ti |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.04 |
0.04 |
|
Al |
0.84 |
0.61 |
0.61 |
0.51 |
1.00 |
1.24 |
1.21 |
0.99 |
1.06 |
1.04 |
1.24 |
1.10 |
|
Cr |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
|||||
|
Fe3+ |
0.08 |
0.25 |
0.14 |
0.29 |
0.23 |
0.17 |
0.21 |
0.33 |
0.29 |
0.33 |
0.20 |
0.28 |
|
Mn2+ |
||||||||||||
|
Fe2+ |
1.94 |
1.73 |
1.95 |
1.89 |
2.08 |
1.89 |
1.84 |
1.67 |
1.70 |
1.76 |
1.90 |
1.91 |
|
Mg |
2.11 |
2.40 |
2.28 |
2.29 |
1.65 |
1.66 |
1.69 |
1.98 |
1.88 |
1.82 |
1.61 |
1.68 |
|
B |
||||||||||||
|
Mn2+ |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.04 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
0.05 |
0.03 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
|
Ca |
1.85 |
1.87 |
1.89 |
1.89 |
1.91 |
1.86 |
1.86 |
1.85 |
1.86 |
1.92 |
1.85 |
1.89 |
|
Na |
0.13 |
0.07 |
0.07 |
0.06 |
0.05 |
0.09 |
0.08 |
0.08 |
0.08 |
0.04 |
0.10 |
0.06 |
|
A |
||||||||||||
|
Na |
0.08 |
0.08 |
0.10 |
0.10 |
0.22 |
0.21 |
0.22 |
0.19 |
0.24 |
0.26 |
0.18 |
0.25 |
|
K |
0.06 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.10 |
0.07 |
0.07 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.07 |
0.07 |
|
Vacancy |
0.85 |
0.89 |
0.87 |
0.86 |
0.67 |
0.72 |
0.71 |
0.76 |
0.71 |
0.69 |
0.75 |
0.68 |
|
W |
||||||||||||
|
OH |
1.94 |
1.97 |
1.96 |
1.95 |
1.92 |
1.91 |
1.91 |
1.93 |
1.91 |
1.91 |
1.91 |
1.92 |
|
O |
0.06 |
0.03 |
0.04 |
0.06 |
0.08 |
0.09 |
0.09 |
0.07 |
0.09 |
0.09 |
0.09 |
0.08 |
برپایه دادههای جدول 2، فرمول ساختاری آمفیبولهای منطقه بهصورت زیر نوشته میشود:
(Na0.08-0.25K0.03□0.67-0.89)
(Ca1.85-1.92Na0.04-0.13Mn0.02-0.04Fe2+0.00-0.04)
(Mg1.61-2.40Fe2+1.67-2.07Al0.51-1.24Fe3+0.08-0.33Ti0.01-0.05)
(Si6.36-7.12Al0.81-1.65)O22((OH)1.91-1.97O0.03-0.09)
ازآنجاییکه در آمفیبولهای منطقه B(Ca+ΣM2+)/ΣB≥0.75 و BCa/ΣB≥BΣM2+/ΣB است، پس آمفیبولها از گروه آمفیبولهای کلسیک هستند و برای ردهبندی آنها از نمودارِ شکل 6 بهره گرفته شد (Hawthorne et al., 2012). برپایه این شکل، آمفیبولهای منطقه علیآباد دمق در گروه عمومی هورنبلندها هستند و در میان آنها منیزیو-هورنبلند، فرو-هورنبلند، هورنبلند چرماکیتی و فرو-هورنبلند چرماکیتی دیده میشوند.
در کل، برپایه جدول 2 و شکل 6، هسته آمفیبولها دارای Si بیشتری به ازای واحد فرمولی است و بهسوی حاشیه بلورها، میزان آن کاهش مییابد. بهگفته دیگر، از هسته بهسوی لبة بلورها، ترکیب آمفیبولها بهسوی چرماکیتیشدن پیش میرود. این ویژگی نشاندهندة افزایش دماست (Sánchez Lorda et al., 2014). به باور Ernst و Liu (1998)، افزونبر کاهش میزان Si، همراه با افزایش دما، میزان AlIV و Ti افزایش مییابد و بالاترین مقدار این دو کاتیون، نشاندهندة اوج دگرگونی است. برپایه شکل 7، نمونههای هستة آمفیبولها دارای کمترین مقدار این سازندهها هستند و در کنارههای بلور مقدار آنها افزایش مییابد. این پدیده نشان میدهد هسته آمفیبولها در مرحلههای نخستین دگرگونی پیشرونده و لبة آنها در شرایط نزدیک به اوج دگرگونی پدید آمدهاند.
شکل 6- نامگذاری آمفیبولهای علیآباد دمق (جنوب همدان) در نمودار پیشنهادی Hawthorne و همکاران (2012) (نمونههای تجزیهشده از هسته و لبة بلورهای آمفیبول جدا شدهاند)
شکل 7- رابطه مستقیم میان میزان Aliv و Ti در فرمول ساختاری آمفیبولهای علیآباد دمق (جنوب همدان) که نشاندهندة افزایش سازنده چرماکیتی بهسوی حاشیه بلورهاست و افزایش درجه دگرگونی را نشان میدهد (ردهبندی مرز اکتینولیت، منیزیو-هورنبلند و چرماکیت بر پایه پیشنهادِ Hawthorne و همکاران (2012) است)
فلدسپار
از دیدگاه بافتی، فلدسپارهای درون آمفیبولیتهای منطقه علیآباد دمق دو گروه هستند: بخشی از فلدسپارها در نزدیکی و تماس مستقیم با آمفیبول بوده و بخشی دیگر، در زمینه سنگ و دور از آمفیبول هستند. برپایه دادههای تجزیهایِ ریزکاو الکترونی (جدول 3؛ شکل 8)، فلدسپارهای زمینه ترکیب الیگوکلاز داشته و میزان آنورتیت آنها از 21 تا 29 درصد مولی متغیر است؛ اما فلدسپارهای حاشیه آمفیبول، از نوع آلکالیفلدسپار و با ترکیب کلی سانیدین تا ارتوز خالص هستند که میزان ارتوز آنها از 54 تا 98 درصد مولی تغییر میکند.
جدول 3- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از فلدسپارهای درون آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان)
|
Sample No. |
93 |
98 |
106 |
84 |
101 |
102 |
103 |
104 |
155 |
156 |
157 |
158 |
|
SiO2 |
64.86 |
65.09 |
68.07 |
69.61 |
63.97 |
60.74 |
62.36 |
62.03 |
61.82 |
61.74 |
62.11 |
61.92 |
|
TiO2 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al2O3 |
18.23 |
18.36 |
16.75 |
17.38 |
22.78 |
24.42 |
23.60 |
23.78 |
24.20 |
24.60 |
23.90 |
24.12 |
|
Fe2O3 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
0.21 |
|
FeO |
0.00 |
0.16 |
0.07 |
0.33 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
CaO |
0.02 |
0.01 |
0.05 |
0.06 |
4.97 |
6.16 |
5.57 |
4.65 |
5.65 |
4.80 |
5.30 |
5.10 |
|
Na2O |
0.14 |
0.22 |
0.14 |
4.76 |
7.92 |
8.20 |
8.06 |
9.60 |
8.62 |
7.87 |
8.38 |
8.62 |
|
K2O |
14.74 |
15.08 |
13.38 |
8.54 |
0.08 |
0.10 |
0.09 |
0.08 |
0.05 |
0.08 |
0.08 |
0.07 |
|
Totals |
98.20 |
99.13 |
98.71 |
100.97 |
99.95 |
99.83 |
99.89 |
100.35 |
100.55 |
99.30 |
99.98 |
100.04 |
|
Si |
3.02 |
3.01 |
3.12 |
3.08 |
2.82 |
2.71 |
2.76 |
2.75 |
2.73 |
2.74 |
2.75 |
2.74 |
|
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 |
|
Al |
1.00 |
1.00 |
0.90 |
0.91 |
1.18 |
1.28 |
1.23 |
1.24 |
1.26 |
1.29 |
1.25 |
1.26 |
|
Fe3+ |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
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 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.24 |
0.29 |
0.26 |
0.22 |
0.27 |
0.23 |
0.25 |
0.24 |
|
Na |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.41 |
0.68 |
0.71 |
0.69 |
0.82 |
0.74 |
0.68 |
0.72 |
0.74 |
|
K |
0.88 |
0.89 |
0.78 |
0.48 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
|
Sum |
4.92 |
4.94 |
4.83 |
4.91 |
4.93 |
5.01 |
4.97 |
5.04 |
5.01 |
4.95 |
4.98 |
5.00 |
|
Xor |
0.98 |
0.98 |
0.98 |
0.54 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
|
Xab |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.46 |
0.74 |
0.70 |
0.72 |
0.78 |
0.73 |
0.74 |
0.74 |
0.75 |
|
Xan |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.26 |
0.29 |
0.27 |
0.21 |
0.26 |
0.25 |
0.26 |
0.25 |
|
شکل 8- ترکیب فلدسپارهای درون آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) در نمودار سهتایی Or-Ab-An (Deer et al., 1992) |
مسکوویت
در سنگهای منطقه، مسکوویت بهصورت پراکنده و سازنده برگوارگی دیده میشود. بررسی ترکیب شیمیایی مسکوویتها (جدول 4) نشان میدهد ترکیب آنها به مسکوویت نزدیکتر بوده و سازنده فنژیت و پاراگونیت در آنها کم است. مقدار فنژیت در مسکوویتهای منطقه نزدیک به 40/3 تا 8/15 درصد مولی و پاراگونیت نزدیک به صفر تا 22/8 درصد مولی است.
جدول 4- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از مسکوویتهای درون آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) برپایه 11 اتم اکسیژن
|
Sample No. |
94 |
95 |
111 |
112 |
113 |
114 |
115 |
118 |
120 |
121 |
122 |
130 |
132 |
|
SiO2 |
47.23 |
46.88 |
46.24 |
46.92 |
47.58 |
47.61 |
44.81 |
45.91 |
47.38 |
46.70 |
47.28 |
47.42 |
47.07 |
|
Al2O3 |
35.54 |
36.42 |
36.76 |
36.51 |
34.72 |
34.89 |
37.18 |
35.71 |
34.62 |
37.28 |
34.61 |
36.39 |
37.07 |
|
Fe2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.23 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
FeO |
0.59 |
0.45 |
0.67 |
0.52 |
0.80 |
1.15 |
0.63 |
0.94 |
1.04 |
0.82 |
0.90 |
0.89 |
0.65 |
|
MnO |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.09 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
0.05 |
0.01 |
|
MgO |
0.41 |
0.07 |
0.30 |
0.43 |
0.99 |
0.89 |
0.19 |
0.34 |
1.02 |
0.13 |
1.07 |
0.27 |
0.17 |
|
CaO |
0.90 |
0.40 |
0.21 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.06 |
0.04 |
0.15 |
0.02 |
0.07 |
0.02 |
0.11 |
|
Na2O |
0.30 |
0.26 |
0.11 |
0.08 |
0.05 |
0.05 |
0.03 |
0.04 |
0.09 |
0.07 |
0.07 |
0.00 |
0.23 |
|
K2O |
8.92 |
9.27 |
9.77 |
9.37 |
9.88 |
9.91 |
10.14 |
10.09 |
10.17 |
10.05 |
9.76 |
9.78 |
10.15 |
|
Totals |
93.93 |
93.78 |
94.09 |
94.12 |
94.08 |
94.63 |
93.04 |
93.09 |
94.48 |
95.07 |
93.79 |
94.82 |
95.46 |
|
Si |
3.14 |
3.12 |
3.08 |
3.11 |
3.17 |
3.16 |
3.03 |
3.10 |
3.16 |
3.08 |
3.16 |
3.13 |
3.10 |
|
Al |
2.79 |
2.86 |
2.89 |
2.86 |
2.73 |
2.73 |
2.96 |
2.84 |
2.72 |
2.90 |
2.73 |
2.83 |
2.87 |
|
Fe3+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Fe2+ |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.04 |
|
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg |
0.04 |
0.01 |
0.03 |
0.04 |
0.10 |
0.09 |
0.02 |
0.03 |
0.10 |
0.01 |
0.11 |
0.03 |
0.02 |
|
Ca |
0.06 |
0.03 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
|
Na |
0.04 |
0.03 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
|
K |
0.76 |
0.79 |
0.83 |
0.79 |
0.84 |
0.84 |
0.87 |
0.87 |
0.86 |
0.85 |
0.83 |
0.82 |
0.85 |
|
Sum |
6.86 |
6.86 |
6.90 |
6.86 |
6.89 |
6.89 |
6.93 |
6.91 |
6.92 |
6.90 |
6.89 |
6.86 |
6.91 |
|
Paragonite |
5.20 |
4.24 |
1.70 |
1.27 |
0.72 |
0.72 |
8.22 |
7.84 |
1.40 |
1.07 |
1.09 |
0.00 |
3.44 |
|
Phengite |
7.65 |
3.40 |
6.77 |
7.16 |
14.00 |
15.41 |
7.38 |
5.95 |
15.80 |
5.71 |
15.51 |
7.78 |
5.37 |
اپیدوت
اپیدوت بهصورت پراکنده در زمینه آمفیبولیتها دیده میشود. ترکیب شیمیایی اپیدوتهای منطقه (جدول 5) نشان میدهد بیشتر آنها آهندار هستند و تنها نمونه اپیدوت شمارة 3 آهن کمی دارد. مقدار کلینوزوییزیت (XCZO) با فرمول زیر (Masaoki Uno et al., 2015) بهدست آمده است:
XCZO=[(Al-2)/(Al-2+Fe)]
مقدار XCZO دستکم برابر با 57/0(در نمونه 4) و بیشینة آن برابر با 97/0 (در نمونه 3) است. این نکته نشان میدهد اپیدوتهای منطقه از سازنده کلینوزوییزیت سرشار بوده و نمونه 3 برپایه نامگذاری اپیدوتها (Armbruster et al., 2006)، کلینوزوییزیت خالص است. این تفاوت ترکیبی در بررسی میکروسکوپی نیز با رنگ و بهویژه بیرفرنژانس پایین ناهنجارُ کلینوزوییزیت (آبی) از اپیدوت با بیرفرنژانس بالا دیده میشود. بررسی با SEM نشان میدهد اپیدوتها دارای مقدارهای متغیری از عنصرهای کمیاب و REE هستند که با ریزکاو الکترونی نمیتوان آنها را اندازهگیری کرد؛ اما نشانههایی از آنها بهصورت مقدارهای متغیر جمع اکسیدها در جدول 5 دیده میشود.
ایلمنیت
ایلمنیتهای منطقه دارای مقدارهای کمابیش برابر از آهن و تیتانیم بوده (جدول 5) و به ترکیب واقعی ایلمنیت (Deer et al., 1992) نزدیک هستند.
جدول 5- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی از اپیدوت (برپایه 5/12 اتم اکسیژن) و ایلمنیت (برپایه 3 اتم اکسیژن) در آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان)
|
Mineral Type |
Epidote |
Ilmenite |
||||||
|
Point No. |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
1 |
2 |
|
|
SiO2 |
36.42 |
38.74 |
40.43 |
38.93 |
39.08 |
0.00 |
0.04 |
|
|
TiO2 |
0.27 |
0.31 |
0.04 |
0.21 |
0.18 |
52.55 |
54.07 |
|
|
Al2O3 |
28.28 |
28.46 |
33.03 |
27.70 |
28.17 |
0.02 |
0.00 |
|
|
Fe2O3 |
5.04 |
6.73 |
0.45 |
7.32 |
6.88 |
0.37 |
0.37 |
|
|
FeO |
1.71 |
0.49 |
0.00 |
0.07 |
0.06 |
44.72 |
43.92 |
|
|
MnO |
0.12 |
0.18 |
0.06 |
0.14 |
0.20 |
1.54 |
1.43 |
|
|
MgO |
0.02 |
0.04 |
0.00 |
0.06 |
0.07 |
0.26 |
0.18 |
|
|
CaO |
23.42 |
23.75 |
23.99 |
23.45 |
23.93 |
0.05 |
0.08 |
|
|
Na2O |
0.00 |
0.00 |
0.36 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
|
|
K2O |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
|
|
Totals |
95.30 |
98.70 |
98.38 |
97.89 |
98.57 |
|
99.52 |
100.11 |
|
Si |
2.93 |
2.99 |
3.05 |
3.03 |
3.02 |
0.00 |
0.00 |
|
|
Ti |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
1.00 |
1.02 |
|
|
Al |
2.68 |
2.59 |
2.93 |
2.54 |
2.56 |
0.00 |
0.00 |
|
|
Fe3+ |
0.31 |
0.39 |
0.03 |
0.43 |
0.40 |
0.01 |
0.01 |
|
|
Fe2+ |
0.12 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.95 |
0.92 |
|
|
Mn |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.03 |
0.03 |
|
|
Mg |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
|
Ca |
2.02 |
1.96 |
1.94 |
1.95 |
1.98 |
0.00 |
0.00 |
|
|
Na |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
|
Sum |
8.07 |
8.00 |
8.00 |
7.98 |
7.99 |
|
2.00 |
1.98 |
برآورد دما و فشار (زمیندمافشارسنجی)
برآورد دما و فشار در سنگهای دگرگونی و بهویژه آمفیبولیتها، بهعلت مشارکت سازندههای محلول جامدی، بسیار حساس است و برگزیدن زمیندماسنج و زمینفشارسنج کارآمد به برآوردهای درست کمک میکند.
کانیشناسی گارنت- آمفیبولیتهای منطقه عبارت است: آمفیبول+ گارنت+ پلاژیوکلاز+ پتاسیمفلدسپار+ کوارتز± مسکوویت± اپیدوت± تیتانیت± ایلمنیت± بیوتیت.
برپایه گوناگونیِ کانیشناسی، در نگاه نخست گویا همه زمیندمافشارسنجهایی که برپایه دو یا چند کانی از مجموعه بالا هستند، کارآمد هستند؛ اما بررسی دقیق دادههای بهدستآمده از تجزیه ریزکاوالکترونی کانیها نشان میدهد بهعلت ترکیب شیمیایی کانیهای منطقه، کاربرد آنها با محدودیتهای گوناگونی روبرو است. برای نمونه، بهعلت بالابودن مقدار منگنز در گارنت و پایینبودن مقدار سدیم در آمفیبولهای منطقه علیآباد دمق، زمینفشارسنج گارنت+ هورنبلند+ پلاژیوکلاز+ کوارتز که زمینفشارسنج مهمی بهشمار میرود، زمینفشارسنج کارآمدی نیست (Kohn and Spear, 1989; 1990). روشهای زمینفشارسنج مقدار Al در آمفیبول، با کالیبراسیونهای گوناگون، معمولاً برای آمفیبولهای سنگهای آذرین بهکار میرود و در مناطقی از ایران نیز بهکار برده شده است (مانند: Nasrabady, 2012; Bayat et al., 2012).
با وجود محدودیتهای گوناگون، همچنان، شماری از زمیندمافشارسنجها برای منطقه کارآمد هستند که در جدول 6، خلاصه دادههای بهدستآمده از کاربرد آنها آورده شده است. برای اندازهگیری دما و فشار در روشهای یادشده در جدول 6، دادههای تجزیهای گارنت با بیشترین مقدار نسبت Mg/Fe، ترکیب پلاژیوکلازهای زمینه با درصد مولی آنورتیت متوسط و ترکیب حاشیه هورنبلند با بالاترین مقدار سازنده چرماکیتی بهکار برده شدهاند.
جدول 6- خلاصه نتایج شرایط اوج دما و فشار بهدستآمده از روشهای گوناگون برای گارنت آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان)
|
Method |
T (°C) |
P (kbar) |
Reference |
|
Grt-Amph |
582 |
Graham and Powell (1984) |
|
|
Grt-Ilm |
636 |
Pownceby et al. (1987) |
|
|
Grt-Ilm |
604 |
Pownceby et al. (1991) |
|
|
Plg-Hbl |
611 |
Holland and Blundy (1994) |
|
|
Ca-Amph |
618 |
5.97 |
Gerya et al., (1997) |
|
Ti in Amph |
601 |
Otten (1984) |
بالاترین دمای بهدستآمده از روش گارنت– ایلمنیت (Pownceby et al., 1987) برابر با 636 درجه سانتیگراد (با بهکارگیریِ ایلمنیتهای زمینه) و کمترین دمای بهدستآمده از روش گارنت– آمفیبول (Graham and Powell, 1984) برابر با 582 درجه سانتیگراد است. روشهای دماسنجیِ هورنبلند– پلاژیوکلاز (Holland and Blundy, 1994) و آمفیبولهای کلسیک (Gerya et al., 1997) دمایی نزدیک به میانگین دارند (611-618 درجه سانتیگراد) که با توجه به دقت کالیبراسیونهای آنها، پذیرفتنیتر هستند. از میان زمینفشارسنجهای گوناگون، زمینفشارسنج آمفیبولهای کلسیک (Gerya et al., 1997) فشار 97/5 کیلوبار را بهدست میدهد.
برای دقت بیشتر، دما و فشار با بهکارگیریِ مجموعه واکنشها و دادههای ترمودینامیکی در نرمافزار TWQ (Berman, 1991) (ویرایش 3/2) و با دادههای Berman (1988) و بروز رسانی 2007 نیز بهدست آورده شدند (شکل 9). برپایه شکل 9، فشار بهدستآمده از این روش با فشار بهدستآمده از روش Gerya و همکاران (1997) همخوانی کامل داشته و نزدیک به 5 تا 6 کیلوبار است؛ اما دمای بهدستآمده از این روش، کمتر از دمای بهدستآمده از روش Gerya و همکاران (1997) است که چهبسا پیامدِ بهکارگیریِ دادههای پایهایِ ترمودینامیکی گوناگون در محاسبهها باشد؛ زیرا این کار در دادههای بهدستآمدة دما یا فشار یا هر دوی آنها تفاوتهای را پدید میآورد (Zenk and Schulz, 2004).
برپایه روشهای گوناگون بهکاررفته برای ارزیابی دما و فشار در آمفیبولیتهای علیآباد دمق، دمای 600 تا 610 درجه سانتیگراد (± 25 درجه سانتیگراد) و فشار 5 تا 6 کیلوبار (± 1 کیلوبار) برای پیدایش این سنگها برآورد میشود.
شکل 9- دما و فشار بهدستآمده برای پیدایش آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) برپایه واکنشهای گوناگون با نرمافزار TWQ (محدوده دمای بهدستآمده از روش Holland و Blundy (1994) و دما و فشار بهدستآمده از روش Gerya و همکاران (1997) برای آمفیبولیتهای منطقه نیز برای مقایسه نشان داده شدهاند)
بحث
الگوی منطقهبندی شیمیایی کانیهای گارنت و آمفیبول در شناخت شرایط تحول دما و فشار سودمند است. سرشاربودن هسته گارنتها از منگنز و کاهش آن بهسوی لبههای بلورها نشاندهندة رشد گارنتها در هنگام دگرگونی پیشرونده است (Tracy, 1982). از سوی دیگر، تغییر ترکیب آمفیبولها از هورنبلند به هورنبلند چرماکیتی نشاندهندة رشد آمفیبولها با افزایش دماست (Sánchez Lorda et al., 2014; Borojević Šoštarić et al., 2014). ازآنجاییکه منطقهبندی ترکیبیِ آمفیبولها هنوز حفظ شده است، از ترکیب بخشهای گوناگون آمفیبول برای ارزیابی مسیر P-T-t در سنگهای آمفیبولیتی بهره گرفته میشود (Masaoki Uno et al., 2015). ازآنجاییکه آمفیبولهای منطقه کلسیک هستند، روش Gerya و همکاران (1997) روش خوبی برای ارزیابی دما و فشار تجزیههای گوناگون کانی آمفیبول بهشمار میرود (Zenk and Schulz, 2004). چنانچه در بخش زمیندمافشارسنجی روشن شد، دمای بهدستآمده از این روش (با درنظرگرفتن محدوده دقت) با دمای بهدستآمده از روش Holland و Blundy (1994) همخوانی کامل دارد. برتری روش یادشده اینست که این روش فشار را نیز اندازهگیری میکند؛ ازاینرو، دما و فشار پیدایش آمفیبولهای گوناگون بهدست آمد (جدول 7) و در شکل 10 نشان داده شد.
جدول 7- دادههای دما و فشار برای آمفیبولهای گوناگون در آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) (HB: روش Holland و Blundy (1994)؛ Gr: روش Gerya و همکاران (1997))
|
Sample No. |
129 |
131 |
133 |
135 |
137 |
138 |
139 |
140 |
141 |
142 |
88 |
|
T (°C) (HB) |
521 |
510 |
517 |
535 |
585 |
576 |
539 |
570 |
555 |
538 |
602 |
|
T (°C) (Gr) |
529 |
508 |
497 |
507 |
603 |
597 |
572 |
575 |
573 |
510 |
611 |
|
P (kbar) (Gr) |
4.3 |
3.7 |
3.6 |
3.5 |
5.5 |
5.4 |
5.1 |
5.0 |
5.1 |
3.6 |
6.0 |
|
Sample No. |
89 |
90 |
91 |
92 |
99 |
100 |
101 |
102 |
103 |
104 |
105 |
|
T (°C) (HB) |
606 |
591 |
605 |
603 |
600 |
605 |
610 |
592 |
569 |
611 |
595 |
|
T (°C) (Gr) |
614 |
592 |
609 |
618 |
609 |
617 |
610 |
595 |
582 |
613 |
598 |
|
P (kbar) (Gr) |
6.0 |
5.3 |
5.7 |
5.8 |
5.9 |
5.8 |
5.8 |
5.5 |
5.4 |
6.0 |
5.6 |
شکل 10- مسیر P-T-t بهدستآمده برای آمفیبولیتهای علیآباد دمق (جنوب همدان) (بخش خاکستری) برپایه نتایج زمیندمافشارسنجی هسته آمفیبولها (علامت ●) و حاشیه آمفیبولها (علامت +) (برای مقایسه دادههای استارولیت شیست، گارنت شیست و سیلیمانیت شیست برگرفته از Baharifar (2004) نیز نشان داده شدهاند) (مرز میان رخسارههای شیست سبز و آمفیبولیت بر پایه Vernon و Clarke (2008) است)
برای مقایسه، دادههای زمیندمافشارسنجیِ Baharifar (2004) برای استارولیت شیستهای در برگیرنده آمفیبولیتها و همچنین سیلیمانیت شیستهای منطقه همدان که بالاترین دمای دگرگونی را نشان میدهند و گارنت شیستهای منطقه که پیش از پهنه استارولیت پدیدار میشوند نیز آورده شده است. چنانچه در شکل 10 دیده میشود، دمای بهدستآمده برای آمفیبولها، بیشتر از دمای استارولیت شیستها بوده است؛ اما با سیلیمانیت شیستها همخوانی کامل دارد. برپایه دامنه دقت هر روش، فشار بهدستآمده برای استارولیت شیستها، سلیمانیت شیستها و آمفیبولیتها همخوانی خوبی دارد؛ ازاینرو، دمای نزدیک به 600 تا 620 درجه سانتیگراد و فشار 5/5 تا 6 کیلوبار را اوج شرایط دگرگونی ناحیهای منطقه همدان دانسته میشود. این دما و فشار با رخساره آمفیبولیت همخوانی دارند (شکل 10). دادههای زمیندمافشارسنجی بهدستآمده برای گارنت شیستهای منطقه همدان نیز در فاصله شرایط دمایی و فشاریِ هسته تا لبة بلورهای آمفیبول هستند. این نکته نشان میدهد آمفیبولیتها در مسیر دگرگونی پیشرونده از شرایط دما و فشار پیدایش گارنت شیستها گذر کردهاند. ازاینرو، برپایه دما و فشار هسته و لبة آمفیبولها، در شکل 10، برپایه زمیندمافشارسنجی آمفیبولیتها، مسیر P-T-t برای بخشی از رویدادهای دگرگونی منطقه همدان رسم شده است.
بررسی تاریخچه بستهشدن اقیانوس نئوتتیس و تکامل پهنه سنندج– سیرجان نشاندهندة آغاز فرورانش از تریاس بالایی– ژوراسیک زیرین است (Mohajjel and Fergusson, 2014; Nutman et al., 2014) که منجر به تزریق تودههای گرانیتویید در ژوراسیک میانی (Shahbazi et al., 2010; Sepahi et al., 2014) و پیدایش سنگهای دگرگونی منطقه همدان (Baharifar et al., 2004) شده است؛ ازاینرو، سنگهای دگرگونی منطقه همدان در یک پهنه فعال قارهای در بالای ورقه فرورونده نئوتتیس پدید آمدهاند. در چنین پهنههایی، احتمال تزریق ورقههای گابرویی به قاعده پوسته نیز هست (Spear, 1993). مسیر تحولات P-T-t (شکل 10)، نشاندهندة افزایش همزمان فشار و دماست. این مسیر با دگرگونیِ کم فشار آغاز شده و با دگرگونی فشار متوسط پایان پذیرفته است. برپایه الگوی تغییرات دما و فشار، پیدایش دگرگونیهای منطقه پیامد تزریق ورقههای گابرویی در بخش پایینی پوسته قارهای در آغاز فرورانش و بهدنبال آن، سردشدن تودهها و کلفتشدگی پوسته قارهای ایران در پی ادامه فرورانش بوده است.
نتیجهگیری
با توجه به بررسیهای انجامشده، کانیهای گارنت، آمفیبول، فلدسپار، کوارتز از کانیهای اصلی گارنت- آمفیبولیتهای منطقه همدان هستند. این سنگها در تناوب با سکانس متاپلیتی هستند. گارنتهای منطقه دارای ترکیب کلی آلماندین– گروسولار هستند و منطقهبندی عادی (که نشاندهندة رشد در هنگام دگرگونی پیشرونده است) در آنها دیده میشود. ترکیب آمفیبولها از هورنبلند تا هورنبلند چرماکیتی است و با بالارفتن دما، سازنده چرماکیتی آنها افزایش مییابد. بررسی شرایط دما و فشار دگرگونی نشان میدهد آمفیبولیتها در دمای بیشینة 600 تا 620 درجه سانتیگراد و فشار 5 تا 6 کیلوبار پدید آمدهاند. دما و فشار بهدستآمده با محاسبههای انجامشده برای متاپلیتها همخوانی دارند. برپایه الگوهای پیشین دربارة تکامل پهنه سنندج– سیرجان، پیدایش آمفیبولیتهای منطقه علیآباد دمق، همراه با دگرگونی متاپلیتها، در پی فرورانش اقیانوس نئوتتیس و در هنگام ژوراسیک روی داده است.
)