Document Type : Original Article
Authors
1 Post graduate of petrology, Imam Khomeini International university
2 Geology department, Faculty of science, Imam Khomeini International University
3 Laboratory Expert, Iran Mineral Processing Research Center, Karaj
4 Associate Professor, Department of Geology and Mines, Kabul Polytechnic University, Afghanistan
Abstract
Keywords
Main Subjects
به بخشهایی که در آنها سنگهای با قدمت آرکئن (5/2 تا 8/3 میلیارد سال پیش) یافت میشوند کراتون میگویند (Rollinson, 2007). کراتونهای آرکئن هستة پیدایش قارههای نخستین بودهاند که در پایان از بههم پیوستگی آنها، ابرقارههای آغازین پدید آمدهاند. آشکارترین پدیدههای همراهیکنندة پیوستن قارهها و پیدایش ابرقاره، رشد بههمافزایشی مرز ابرقاره در هنگام فرورانش و کوهزایی برخوردی بهدنبال بستهشدن حوضه اقیانوسی درونقارهای و برخورد قارهای هستند (Murphy and Nance, 2005). بررسی پیسنگهای قارهای از اهداف دانش سنگشناسی دگرگونی است. معمولاً پیسنگهای بلوری از کهنترین برونزدهای سنگی پهنههای کوهزایی و کراتونی هستند و دربردارنده تاریخچه زمینشناسی پیچیده و درازمدتی از تحولات تکتنومتامورفیک بلوکهای قارهای هستند. برخلاف پهنههای کوهزایی جوان، پیسنگهای قارهای کراتونی چهبسا رویدادهای زمینشناسی متوالی از چرخه پیدایش و جدایش ابرقارهها را در خود حفظ کرده باشند. ازاینرو، دراختیارداشتن دادههای سنسنجی پیسنگهای کراتونی اطلاعات ارزشمندی را دربارة قدمت چرخة پیدایش و جدایش ابرقارهها بهدست میدهند. از سوی دیگر، بررسیهای دما- فشارسنجی اینگونه پیسنگها، ابزار خوبی برای ارزیابی شرایط دگرگونی فازهای کوهزایی است که پیدایش ابرقارهها را بهدنبال دارند.
پیسنگ کابل، پهنهای کراتونی است که بیشتر دربردارندة شیست، گنیس، میگماتیت و آمفیبولیت است. در این پژوهش افزونبر بررسی شیمی کانیها، با انجام محاسبههای دما- فشارسنجی، شرایط دگرگونی و بلوریشدن این پیسنگ روشن میشود.
روش انجام پژوهش
پس از انجام بررسیهای صحرایی و نمونهبرداری از واحدهای سنگی گوناگون، کانیهای دو نمونة شیستی، یک نمونة گنیسی و یک نمونة گارنت- آمفیبولیت، با دستگاه ریزکاو الکترونی (مدل Cameca SX100، در مرکز فرآوری مواد معدنی کرج) تجزیة نقطهای شدند. ازآنجاییکه کانیهای شاخص نقش مهمی در دما- فشارسنجیِ سنگهای دگرگونی دارند، گزینش نمونه برای تجزیة، داشتن کانیهای شاخص، مانند گارنت، کیانیت و ارتوپیروکسن بوده است. در هنگام انجام تجزیه با ریزکاو الکترونی ولتاژ شتابدهندة KV15، شدت جریان nA15 و زمان شمارش سی ثانیه بوده است. فرمول ساختاری کانیها با نرمافزار Calc Min بهدست آورده شده است. برای برآورد شرایط دما و فشار دگرگونی، از شبکههای پتروژنتیک، دما- فشارسنجهای قراردادی و نرمافزار ترموکالک بهره گرفته شده است.
زمینشناسی ناحیهای
در کشور افغانستان، هر سه قلمروی واریسکن، کیمیرین و هیمالیا یافت میشوند. وجود زمیندرزهایی با سنهای گوناگونِ کمیرین زیرین و بالایی همراه با پهنههای افیولیتی متنوع گویای پیچیدگی تحولات ژئودینامیکی این سرزمین هستند (Siehl, 2015). بلوکهای افغانستان مرکزی (فراه، هلمند و کابل) سازندة قطعههای قارهای هستند (شکل 1- A) که در محل پیوند سهگانة ورقة هند (جنوبخاوری)، بلوک افغانستان شمالی- تاجیک در شمال و بلوک لوت در باختر جای دارند. این بلوکها با نوارهای کوهزایی آلپین و پالئوزوییک از بلوکهای زمینساختی کناری خود شناخته میشوند. نوار کوهستانی سلیمان بهصورت نوار راندگی و چینخورده، جداکنندة پهنة افغانستان مرکزی از ورقه هند است. کوههای هندوکش در طول پهنههای هرات و پنجشیر، میان پهنة افغانستان مرکزی و بلوک افغانستان شمالی- تاجیک جای دارند. در پایان، این پهنه در باختر با محدودة خاور ایران از بلوک لوت جدا میشود. با توجه به پوشش ضخیم از توالیهای رسوبی، مرز میان بلوکهای هلمند و فراه آشکار نیست؛ اما گسل راستالغز چمن جداکنندة بلوکهای کابل و هلمند است (Mihalasky et al., 2007).
شکل 1- A) پهنهها و بلوکهای سازندة افغانستان (Mihalasky et al., 2007)؛ B) نقشة سادهای از زمینشناسی بلوک کابل (Kafarsky et al., 1975)؛ C) پراکندگی پیسنگ دگرگونی در پیرامون کابل (با تغییراتی پس از Karapetov و همکاران (1981) (محدودههای نمونهبرداری با دایرههای سرخرنگ نشان داده شدهاند)
به باور برخی پژوهشگران (Treloar and Izatt, 1993; Tapponnier et al., 1981)، بلوک کابل بخشی از ورقه هند است که هنگام جدایش از آن، در راستای پهنة گسلی چمن با اوراسیا برخورد کرده است. برخی دیگر از پژوهشگران (Abdullah and Chmyriov, 1977) نیز، بلوک کابل را بخش خاوری پهنة افغانستان مرکزی میدانند. پهنههای گسلی آلتیمور و غزنِی، بلوک کابل را از بلوک نورستان در شمال خاوری و حوضه کاتاواز در خاور و جنوبخاوری جدا میکنند. حوضه کاتاواز، گسترش رو به شمال مجموعه بههم افزایشی مکران است و مرز شمالباختری ورقة هند بهشمار میرود. بلوک هلمند دربردارندة توالیهای رسوبی ستبر پالئوزوییک است؛ اما بلوک کابل واحدهای سنگی پروتروزوییک و آرکئن را نیز دربر گرفته است (Faryad et al., 2016). بهباور Andritzký (1967)، جایگاه کنونی بلوک کابل پیامد زمینساخت گوهای رو به شمال در میان بلوکهای هلمند و نورستان است. بلوک کابل پیسنگ پروتروزوییک بسیار دگرگونشدهای است که با توالیهای رسوبی و آذرین پالئوزوییک پایانی تا سنوزوییک (شکل 1- B) پوشیده شده است (Collett et al., 2011; Abdullah and Chmyriov, 1977). ورقههای پریدوتیتی بزرگ روی مرز خاوری و باختری ورقة کابل رانده شدهاند؛ بهگونهایکه پریدوتیتهایِ حاشیة خاوری ادامه افیولیتهای وزیرستان هستند و برونزدهای حاشیة باختری و جنوبی مرتبط با پهنة گسلی چمن هستند (Abdullah and Chmyriov, 1977). برپایة سن و درجة دگرگونی، پیسنگ پروتروزوییک بلوک کابل از پایین به بالا به سه سازند شیردروازه، خاروگ و ولایتی ردهبندی شده است (Abdullah and Chmyriov, 1977). ارتوگنیسهای رخسارة گرانولیت و میگماتیت از سنگهای دگرگونی درجه بالای سازند شیردروازه هستند. بهترین برونزد آنها در ارتفاعات خیرخانه (شمالباختری کابل) و اطراف فرودگاه (شمال کابل) دیده میشود (شکل 1- C). سازند خاروق در ارتفاعات خاروق (جنوب کابل) برونزد دارد. این سازند روی سازند شیردروازه جای دارد و دربردارندة شیست، گنیس، آمفیبولیت و مرمر است. سازند ولایتی بهصورت همشیب روی سازند خاروگ جای دارد و دربردارندة شیست و آمفیبولیت است. برپایة روش پتاسیم- آرگن و آرگن- آرگن بیوتیت، سن ارتوگنیسهای سازند شیردروازه نئوپروتروزوییک (64/0 تا 93/0 میلیارد سال پیش) بهدست آمد (Faryad et al., 2009). این سن گویای سن دگرگونی این سازند است؛ اما سنسنجی اورانیم- سرب زیرکن قدمت گنیسها را پالئوپروتروزوییک تا نئوآرکئن (8/1 تا 8/2 میلیارد سال پیش) نشان میدهد.
Faryad و همکاران (2016) با سنسنجی زیرکنهای ماگمایی ارتوگنیسهای سازند شیر دروازه، سن پروتولیت آذرین این واحدهای سنگی را نئوآرکئن (5/2 تا 8/2 میلیارد سال پیش) ارزیابی کردهاند. این پژوهشگران برپایة سنسنجی زیرکن و مونازیت دگرگونی، قدمت دگرگونی رخسارة گرانولیت واحدهای سنگی شارنوکیتی را پالئوپروتروزوییک (8/1 تا 85/1 میلیارد سال پیش) بهدست آوردهاند. همچنین، برپایة کاربرد روش آرگن- آرگن بیوتیت و اورانیم- توریم مونازیت، قدمت رویداد دگرگونی رخسارة شیست سبز تا آمفیبولیت فشار بالای متابازیتها و متاپلیتهای سازندهای شیردروازه و ولایتی نئوپروتروزوییک (85/0 تا 9/0 میلیارد سال پیش) بهدست آمده است.
روابط صحرایی و ویژگیهای ماکروسکوپی
جدای از بخشهای مسکونی و کشاورزی، در دیگر محدودههای شهر کابل، پیسنگ دگرگونی از نوع آمفیبولیت، شیست و گنیس، بیشترین برونزد را نسبت به دیگر واحدهای سنگی نشان میدهد (Ramezani, 2019) و بیشتر سازندة ارتفاعات علیآباد در مرکز و ارتفاعات چهلستون (شکل 2- A) در جنوبخاوری کابل است.
آمفیبولیتها: متابازیتهای سازند شیردروازه در ارتفاعات چهلستون دربردارندة آمفیبولیت تودهای (شکل 2- B) هستند؛ اما متابازیتهایِ ارتفاعات علیآباد، برگوارگی دارند (شکل 2- C) و پورفیروبلاستهای درشت گارنت (شکل 2- D) در آنها دیده میشود. ازآنجاییکه مودال آمفیبول و پلاژیوکلاز فراوان است، نمونة دستی بهرنگ خاکستری روشن تا تیره دیده میشود. آمفیبولیتهای شیردروازه معمولاً به شکلهای عدسیمانند در سنگ میزبان گنیسی و میگماتیتی یافت میشوند. شکلهای تودهای برونزدها و نبود ناهمگنی ترکیبی در متابازیتهای بررسیشده با خاستگاه رسوبی آنها همخوانی ندارد و بهگفته دیگر این سنگها از گروه ارتوآمفیبولیتها بهشمار میروند (Ramezani, 2019).
شکل 2- A) دورنمایی از پیسنگ دگرگونی بلوک کابل با ریختشناسی مرتفع (ارتفاعات چهلستون) در جنوبخاوری کابل؛ B) برونزد صحرایی آمفیبولیت تودهای سازند شیردروازه در ارتفاعات چهلستون؛ C) آمفیبولیت با برگوارگی از بخش مرکزی کابل (ارتفاعات علیآباد)؛ D) آمفیبولیت با پورفیروبلاستهای درشت گارنت از بخش مرکزی کابل
شیستها: نمونههای متاپلیتی (مانند: شیست کوارتز- فلدسپاتیک، گارنتشیست، گارنت- کیانیتشیست، گنیس و میگماتیت) در سازند ولایتی در محدودة ارتفاعات چهلستون هستند. در برونزد صحرایی، نمونههای گارنت- کیانیتشیست، لایهبندی ترکیبی بهصورت تناوبی از باندهای سرشار از گارنت- کیانیت و میکا نشان میدهند (شکل 3- A). از ویژگیهای روشنِ برخی نمونههای گارنتشیستی، داشتن باندهای تیرة سرشار از بیوتیت است که نسبت به برگوارگیِ دگرگونی نسل اول (S1) کاملاً زاویهدار هستند (شکل 3- B). مرز غیرتدریجی و آشکار این باندها با دیگر بخشهای سنگ و نبود نشانههای برگوارگی قدیمی در بخش روشنِ میان باندهای سرشار از بیوتیت متوالی، بیشتر با خاستگاه اولیه رسوبی (S0) آنها همخوانی دارد تا اینکه در هنگام تفریق مکانیکی و در پی دگرریختی پدید آمده باشند.
گنیسها: گنیسهای پیسنگ دگرگونی کابل در ارتفاعات چهلستون دو گروه هستند: ارتوپیروکسندار (شارنوکیت) و بی ارتوپیروکسن. شارنوکیتهای دگرگونیِ ارتوپیروکسندار بسیار درهمآمیخته هستند و دچار فرایندهای زمینساختی شدهاند. در این گروه از سنگها، پورفیروبلاستهای بسیار درشتی از گارنت به اندازة چند سانتیمتر بهچشم میخورد (شکل 3- C). بیشتر گنیسها ارتوپیروکسن و گارنت ندارند و راستای شمالباختری- جنوبخاوری و شیب رو به شمالخاوری را نشان میدهند (شکل 3- D).
میگماتیتها: در نمونههای صحرایی میگماتیتهای برداشتشده از سازند شیردروازه در منطقه هزاره بَغَل (شمالباختری کابل)، فابریکهای گوناگون چینخورده (شکل 3- E) و لایهای (شکل 3- F) دیده میشوند. در بسیاری از این میگماتیتها، بخشهای تیرهای بهنام ملانوسم دیده نمیشود؛ بهگونهایکه پیکرة اصلی سنگ از پالئوسم ساخته شده است که دچار هجوم رگههای گرانیتی لوکوسم شدهاند (Ramezai, 2019).
شکل 3- A) برونزد صحرایی گارنتشیست در پیسنگ دگرگونی بلوک کابل با لایهبندی ترکیبی متشکل از تناوب باندهای سرشار از میکا و گارنت- کیانیت؛ B) لایهبندی ترکیبی سرشار از بیوتیت (S0) که نسبت به برگوارگی دگرگونی (S1) کاملاً زاویهدار است؛ C) نمای نزدیک از برونزد گنیس ارتوپیروکسندار منطقة چهلستون با پورفیروبلاستهای بسیار درشت گارنت؛ D) نمای صحرایی گنیسهای بی ارتوپیروکسن و گارنت در منطقة چهلستون، با راستای شمالباختری- جنوبخاوری و شیب رو به شمالخاوری؛ E) فابریک چینخورده در میگماتیتهای سازند شیردروازه منطقه هزاره بغل؛ F) فابریک نواری در میگماتیتهای سازند شیردروازه منطقه هزاره بغل (نام اختصاری کانیها برپایة Whitney و Evans (2010))
سنگنگاری
شیستها: کواتز، فلدسپار، بیوتیت و مسکوویت کانیهای سنگسازِ نمونههای شیستی سازند ولایتی در ارتفاعات چهلستون هستند و از کانیهای شاخص این منطقه، گارنت سرشار از آلماندین و کیانیت نام برده میشود (شکلهای 4- A و 4- B). کلریت خاستگاه برگشتی دارد و هنگام دگرگونی برگشتی از تجزیة بیوتیت یا گارنت پدید آمده است. ورقههای مسکوویت و بیوتیتِ جهتیافته، سازندة شیستوزیتة این سنگها هستند. تورمالین، روتیل، ایلمنیت و اسفن از کانیهای فرعی هستند و در زمینة سنگ و یا بهصورت میانبار در گارنت دیده میشوند. فازهای تیتانیمدار روابط تبدیلی بهصورت روتیل← ایلمنیت ←اسفن نشان میدهند. در مرکز برخی تورمالینها، هستهای با چندرنگی سبز پررنگ دیده میشود. اینگونه منطقهبندی ترکیبی در تورمالین نمونههای متاپلیتی را رشد تورمالین دگرگونی روی هستة آواری تفسیر میکنند (Wadhawan and Roonwal, 1977; Zen, 1981).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از نمونههای شیستی در پیسنگ دگرگونی بلوک کابل: A) پورفیروبلاست درشت گارنت سینزمینساخت در نمونه گارنتشیست؛ B) کانیهای شاخص کیانیت جهت یافته و گارنت در نمونه شیست؛ C) فابریک دگرریختی بهصورت بیوتیت ماهیگون در نمونه شیستی
بافت نمونههای شیستی بررسیشده، لپیدوگرانوبلاستیک و لپیدوپورفیروبلاستیک است. شیستوزیتة زمینة سنگ نسبت به پورفیروبلاستهای گارنت متقاطع و در حال دورزدن آن نیز است و سایة فشاری از جنس کوارتز در اطراف آنها دیده میشود. میانبارهای کوارتز درون گارنت آرایش کمابیش S- مانند نشان میدهند. ازاینرو، برپایة ویژگیهای بافتی یادشده، رشد پورفیروبلاستهای گارنت، همزمان با زمینساخت روی داده است. در برخی نمونهها ورقههای بیوتیت، نشانههای دگرریختی بهشکل ساختار ماهیگون را نشان میدهند (شکل 4- C). مسکوویتها در دو نسل متفاوت روی دادهاند. نسل نخست (Ms1) سازندة شیستوزیته سنگ است و نسل دوم (Ms2) نسبت به شیستوزیته متقاطع هستند و ازاینرو، از نوع پس از زمینساخت بهشمار میروند. بلورهای کیانیت در راستای برگوارگی سنگ امتداد دارند؛ ازاینرو، همراه با گارنت و ورقههای مسکوویت (Ms1) و بیوتیت جهتیافته، پاراژنز پایدار در مرحلة اوج دگرگونی بهشمار میروند.
گنیسها و میگماتیتها: کانیهای سنگساز نمونههای گنیسی فلدسپار و کوارتز است (شکل 5- A). بافت آنها بیشتر گرانوبلاستیک جهتیافته است. در نمونههای شارنوکیتی گارنت و ارتوپیروکسن انستاتیتی نیز دیده میشوند (شکل 5- B) و آمفیبول نوع پارگازیت فاز فرعی بهشمار میرود. شارنوکیتهای دگرگونی، ارتوگنیسهای دگرگونشده در رخسارة گرانولیت هستند (Frost and Frost, 2008). پیدایش ارتوپیروکسن در شارنوکیتها پیامد رویداد دو واکنش زیر دانسته شده است (Percival and Mortensen, 2002):
Bt + Qtz = Opx + Kfs + H2O
Hb + Qtz = Opx + Cpx + Pl + Kfs + H2O
ازآنجاییکه در نمونههای بررسیشده، ارتوپیروکسن با کلینوپیروکسن همزیستی ندارد، پیدایش ارتوپیروکسن با واکنش آبزدایی بیوتیت مرتبط بوده است. بخش تیرة (ملانوسوم) نمونههای میگماتیتی سرشار از بیوتیت است (شکل 5- C) و در بخش لوکوسوم، کوارتز و فلدسپار فراوانی بیشتری دارند (شکل 5- D).
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از نمونههای گنیسی و میگماتیتی در پیسنگ دگرگونی بلوک کابل: A) کوارتز، آلکالیفلدسپار و پلاژیوکلاز کانیهای سنگساز بیشتر نمونههای گنیسی هستند؛ B) گارنت و ارتوپیروکسن، کانیهای شاخص نمونههای شارنوکیتی هستند؛ C) تمرکز بیوتیت در ملانوسوم نمونههای میگماتیتی؛ D) لوکوسوم میگماتیتها که دربردارندة کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار و مقادیر کمی بیوتیت است
آمفیبولیتها: آمفیبول نوع پارگازیت (40 تا 60 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز نوع الیگوکلاز تا آندزین (15 تا 30 درصدحجمی) و گارنت سرشار از آلماندین (10 تا 15 درصدحجمی) کانیهای سنگساز نمونههای آمفیبولیتی هستند (شکل 6- A). کوارتز، بیوتیت، اپیدوت، اسفن، روتیل و ایلمنیت نیز از کانیهای فرعی بهشمار میروند. ورقههای بیوتیت نسبت به آمفیبول مرز مستقیم دارند و ازاینرو، همراه با آمفیبول، پلاژیوکلاز و گارنت پاراژنز پایدار در مرحلة اوج دگرگونی بودهاند. در نمونههای گارنتآمفیبولیت، اندکی نیز بلورهای اپیدوت بهصورت نسبتاً درشت و کمابیش شکلدار یافت میشوند. نبود رابطة جانشینی میان آنها و دیگر فازهای کنارشان (مانند: فلدسپار) با خاستگاه برگشتی اپیدوت همخوانی ندارد. روتیل تنها بهصورت میانبار در گارنت دیده میشود و در حال تجزیه به ایلمنیت و اسفن است (شکل 6- B)؛ اما در زمینة سنگ، ایلمنیت و اسفن تنها فاز تیتانیمدار هستند. این نکته نشان میدهد فاز تیتانیم پایدار در مرحلة اوج دگرگونی روتیل بوده است و هنگام رویداد تحولات دگرگونی، با ایلمنیت و اسفن جایگزین شده است. ایلمنیتهایِ زمینة سنگ در حال تجزیه به اسفن هستند (شکل 6- C). بافت نمونههای آمفیبولیتی از متقاطع تا نماتوگرانوبلاستیک و نماتوپورفیروبلاستیک متغیر است. کلریتیشدن گارنت و سریسیتیشدن پلاژیوکلاز نمونههای آمفیبولیتی از نشانههای دگرسانی پسرونده در شرایط رخسارة شیستسبز هستند.
شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی از نمونههای آمفیبولیتی در پیسنگ دگرگونی بلوک کابل: A) گارنت، پلاژیوکلاز و آمفیبول کانیهای سنگساز هستند؛ B) جانشینی میانبارهای روتیل با ایلمنیت و اسفن؛ C) جانشینی ایلمنیت با اسفن در زمینة نمونههای آمفیبولیتی
شیمی کانیها
برای شناخت ترکیب شیمیایی کانیها و پس از آن، انجام محاسبههای دما- فشارسنجی و ارزیابی شرایط دگرگونی، 110 نقطه از کانیهای پاراژنز اوج دگرگونی در دو نمونة شیستی، یک نمونة گنیسی و یک نمونة آمفیبولیت با روش ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. دادههای برخی تجزیهها بههمراه شمار کاتیونهایِ فرمول ساختاری و میزان سازندههای کانیهای محلول جامد در جدول 1 آورده شدهاند.
ازآنجاییکه نسبت CaB/(Ca+Na)Bدر آمفیبولِ نمونههای گارنتآمفیبولیت و شارنوکیت بررسیشده از 75/0 بیشتر است؛ پس این آمفیبولها از نوع کلسیک بهشمار میروند. همچنین، برپایة نمودار ردهبندی آمفیبولهای کلسیک (Hawthorne et al., 2012)، این آمفیبولها پارگازیت نام دارند (شکل 7- A). آمفیبولهای نمونة شارنوکیت دربرابر نمونة گارنتآمفیبولیت، تمرکز بیشتری از تیتانیم و عنصرهای آلکالن و تمرکز کمتری از آلومینیم دارند. این تغییرات ترکیبی به درجة دگرگونی، شیمی سنگ و نوع کانیهای همزیست بستگی دارند.
جدول 1- دادههای تجزیة نقطهای با ریزکاو الکترونی برای کانیهای نمونههای متاپلیتی و آمفیبولیتی در پیسنگ دگرگونی کابل (فرمول ساختمانی کانیهای کیانیت، مسکوویت، فلدسپار، بیوتیت، ارتوپیروکسن، آمفیبول و گارنت به ترتیب برپایة 5، 22، 8، 11، 6، 22 و 12 اکسیژن بهدست آورده شده است؛ نسبت Fe2+/Fe3+ برای گارنت، آمفیبول و بیوتیت بهترتیب برپایة 8، 13 و 8 کاتیون بهدست آورده شده است)
|
Grt-Ky schist (Chs5) |
Grt schist (Chs4) |
Rock Type |
||||||||||||||
|
Grt |
Pl |
Bt |
Ky |
Ms1 |
Grt |
Pl |
Bt |
Ms1 |
Mineral Type |
|||||||
|
23 |
22 |
28 |
2 |
13 |
10 |
9 |
24 |
28 |
27 |
21 |
19 |
11 |
1 |
24 |
4 |
Analyze No. |
|
rim |
core |
rim |
core |
|||||||||||||
|
36.63 |
36.74 |
66.89 |
39.34 |
34.81 |
34.47 |
35.03 |
46.67 |
36.82 |
36.30 |
67.40 |
66.76 |
35.41 |
35.07 |
46.45 |
47.24 |
SiO2 |
|
0.00 |
0.06 |
0.00 |
0.97 |
1.31 |
0.09 |
0.07 |
0.56 |
0.07 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
1.41 |
1.64 |
0.53 |
0.60 |
TiO2 |
|
20.97 |
21.36 |
19.60 |
15.72 |
18.78 |
64.22 |
64.35 |
36.37 |
21.33 |
21.25 |
19.82 |
20.05 |
18.19 |
17.97 |
34.80 |
35.06 |
Al2O3 |
|
35.89 |
35.90 |
0.12 |
11.22 |
18.25 |
0.26 |
0.40 |
1.25 |
35.62 |
35.58 |
0.20 |
0.15 |
18.43 |
20.56 |
1.85 |
1.67 |
FeOt |
|
0.01 |
0.36 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.04 |
0.38 |
0.50 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
MnO |
|
3.56 |
2.24 |
0.00 |
16.82 |
12.05 |
0.01 |
0.00 |
0.62 |
2.12 |
1.87 |
0.00 |
0.00 |
11.29 |
10.17 |
1.00 |
0.00 |
MgO |
|
2.08 |
2.76 |
0.31 |
0.04 |
0.05 |
0.01 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
3.08 |
0.33 |
0.21 |
0.00 |
0.07 |
0.00 |
0.00 |
CaO |
|
0.04 |
0.03 |
12.19 |
0.34 |
0.34 |
0.01 |
0.03 |
3.07 |
0.00 |
0.07 |
12.54 |
12.16 |
0.30 |
0.30 |
2.14 |
2.16 |
Na2O |
|
0.00 |
0.00 |
0.03 |
11.06 |
10.64 |
0.00 |
0.00 |
8.05 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.04 |
9.13 |
9.16 |
9.64 |
9.11 |
K2O |
|
99.18 |
99.48 |
99.15 |
95.51 |
96.30 |
99.15 |
99.95 |
96.65 |
99.18 |
98.60 |
100.30 |
99.04 |
94.23 |
94.94 |
96.21 |
96.95 |
Total |
|
2.97 |
2.97 |
2.93 |
2.89 |
2.62 |
0.87 |
0.87 |
6.06 |
2.98 |
2.97 |
2.91 |
2.91 |
2.71 |
2.68 |
6.14 |
62.24 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.07 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.08 |
0.09 |
0.05 |
0.06 |
Ti |
|
0.03 |
0.03 |
|
1.10 |
1.37 |
|
|
|
|
|
|
|
1.30 |
1.32 |
1.86 |
1.76 |
AlIV |
|
1.97 |
2.01 |
0.26 |
0.28 |
0.33 |
0.30 |
3.57 |
3.69 |
AlVI |
||||||||
|
|
|
1.01 |
|
|
2.16 |
2.17 |
5.62 |
2.04 |
2.05 |
1.01 |
1.03 |
|
|
|
|
Altotal |
|
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.17 |
0.13 |
|
|
|
|
|
|
|
0.14 |
0.15 |
0.00 |
0.00 |
Fe3+ |
|
2.41 |
2.45 |
0.00 |
0.52 |
1.01 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
2.44 |
2.46 |
0.00 |
0.00 |
1.04 |
1.16 |
0.00 |
0.18 |
Fe2+ |
|
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
0.43 |
0.27 |
0.00 |
1.79 |
1.35 |
0.00 |
0.00 |
0.12 |
0.25 |
0.22 |
0.00 |
0.00 |
1.28 |
1.16 |
0.19 |
0.00 |
Mg |
|
0.18 |
0.23 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.24 |
0.27 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
|
0.00 |
0.00 |
1.03 |
0.01 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.77 |
0.00 |
0.00 |
1.01 |
1.03 |
0.04 |
0.04 |
0.54 |
0.55 |
Na |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.92 |
1.02 |
0.00 |
0.00 |
1.33 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.88 |
0.89 |
1.59 |
1.53 |
K |
|
8.02 |
8.00 |
5.00 |
7.71 |
7.88 |
3.05 |
3.05 |
14.12 |
8.00 |
8.01 |
5.00 |
5.00 |
7.79 |
7.79 |
14.17 |
14.02 |
Sum |
|
15.00 |
10.00 |
|
77.00 |
55.00 |
|
|
|
9.00 |
8.00 |
|
|
55.00 |
50.00 |
|
|
Mg# |
|
|
|
98.44 |
96.95 |
|
|
|
|
|
|
98.50 |
98.84 |
|
|
|
|
Albite |
|
|
|
1.38 |
3.05 |
|
|
|
|
|
|
1.43 |
0.94 |
|
|
|
|
Anorthite |
|
|
|
0.16 |
0.00 |
|
|
|
|
|
|
0.10 |
0.21 |
|
|
|
|
Orthose |
|
79.40 |
82.03 |
|
|
|
|
|
|
82.35 |
82.10 |
|
|
|
|
|
|
Almandine |
|
4.95 |
8.05 |
|
|
|
|
|
|
8.17 |
9.10 |
|
|
|
|
|
|
Grossular |
|
14.49 |
9.09 |
|
|
|
|
|
|
8.16 |
7.68 |
|
|
|
|
|
|
Pryope |
|
0.02 |
0.83 |
|
|
|
|
|
|
0.87 |
1.17 |
|
|
|
|
|
|
Spessartine |
جدول 1- ادامه
|
Grt amphibolite (K13) |
Charnokite (Ch12) |
Rock Tyoe |
||||||||||||||
|
Grt |
Pl |
Bt |
Amp |
Grt |
Opx |
Pl |
Amp |
Mineral Type |
||||||||
|
36 |
55 |
50 |
37 |
29 |
43 |
32 |
31 |
15 |
14 |
17 |
2 |
24 |
3 |
23 |
21 |
Analyse No. |
|
rim |
core |
|||||||||||||||
|
37.33 |
36.27 |
61.55 |
58.61 |
36.59 |
40.68 |
41.06 |
41.88 |
36.01 |
36.42 |
49.77 |
51.42 |
61.03 |
65.45 |
40.13 |
42.12 |
SiO2 |
|
0.11 |
0.16 |
0.00 |
0.00 |
1.60 |
0.81 |
0.75 |
0.60 |
0.05 |
0.09 |
0.11 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
3.43 |
1.22 |
TiO2 |
|
21.35 |
20.74 |
24.65 |
25.36 |
18.09 |
15.59 |
15.05 |
14.22 |
21.58 |
21.09 |
6.26 |
3.40 |
24.66 |
21.25 |
10.45 |
10.78 |
Al2O3 |
|
27.47 |
27.69 |
0.05 |
0.23 |
19.20 |
17.35 |
16.67 |
16.29 |
35.24 |
35.12 |
24.40 |
24.57 |
0.14 |
0.09 |
17.19 |
17.95 |
FeOt |
|
1.76 |
2.50 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.15 |
0.13 |
0.15 |
0.30 |
0.17 |
0.10 |
0.13 |
0.00 |
0.00 |
0.30 |
0.32 |
MnO |
|
2.82 |
2.58 |
0.01 |
0.00 |
11.91 |
8.73 |
8.81 |
9.34 |
2.68 |
2.25 |
16.86 |
17.96 |
0.00 |
0.00 |
10.13 |
10.55 |
MgO |
|
9.05 |
8.67 |
5.42 |
7.26 |
0.15 |
11.26 |
11.32 |
11.19 |
4.88 |
5.04 |
0.37 |
0.30 |
5.14 |
2.15 |
11.05 |
11.37 |
CaO |
|
0.01 |
0.00 |
9.29 |
7.77 |
0.30 |
1.63 |
1.70 |
1.62 |
0.01 |
0.07 |
0.87 |
0.41 |
9.71 |
10.93 |
1.66 |
1.75 |
Na2O |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
8.89 |
0.95 |
0.80 |
0.64 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.22 |
0.00 |
1.72 |
1.89 |
K2O |
|
99.90 |
98.72 |
100.10 |
99.26 |
96.75 |
97.15 |
96.29 |
95.93 |
100.70 |
100.20 |
98.81 |
98.24 |
100.90 |
99.87 |
96.09 |
98.02 |
Total |
|
2.96 |
2.93 |
2.68 |
2.62 |
2.71 |
6.14 |
6.24 |
6.36 |
2.89 |
2.94 |
1.89 |
1.97 |
2.66 |
2.87 |
6.23 |
6.37 |
Si |
|
0.03 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.09 |
0.09 |
0.08 |
0.07 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.40 |
0.14 |
Ti |
|
0.03 |
0.06 |
|
|
1.28 |
1.86 |
1.81 |
1.69 |
|
|
|
|
|
|
1.77 |
1.61 |
AlIV |
|
1.96 |
1.92 |
0.29 |
0.91 |
0.89 |
0.85 |
0.14 |
0.31 |
AlVI |
||||||||
|
|
|
1.26 |
1.34 |
|
|
|
|
2.04 |
2.01 |
0.28 |
0.15 |
1.26 |
1.09 |
|
|
Altotal |
|
0.02 |
0.06 |
|
|
0.14 |
0.10 |
0.00 |
0.00 |
|
|
|
|
|
|
0.00 |
0.14 |
Fe3+ |
|
1.80 |
1.81 |
0.00 |
0.00 |
1.05 |
2.08 |
2.11 |
2.06 |
2.31 |
2.32 |
0.36 |
0.41 |
0.00 |
0.00 |
2.23 |
2.13 |
Fe2+ |
|
0.11 |
0.17 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.13 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.04 |
Mn |
|
0.33 |
0.31 |
0.00 |
0.00 |
1.31 |
1.96 |
1.99 |
2.11 |
0.32 |
0.27 |
0.95 |
1.03 |
0.00 |
0.00 |
2.34 |
2.38 |
Mg |
|
0.77 |
0.75 |
0.25 |
0.34 |
0.01 |
1.82 |
1.84 |
1.82 |
0.42 |
0.43 |
0.01 |
0.01 |
0.24 |
0.10 |
1.83 |
1.84 |
Ca |
|
0.00 |
0.00 |
0.78 |
0.67 |
0.04 |
0.47 |
0.50 |
0.47 |
0.00 |
0.00 |
0.06 |
0.03 |
0.82 |
0.93 |
0.50 |
0.51 |
Na |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.84 |
0.18 |
0.15 |
0.12 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.34 |
0.36 |
K |
|
8.01 |
8.04 |
5.00 |
5.00 |
7.75 |
15.61 |
15.65 |
15.60 |
8.06 |
8.04 |
4.00 |
4.00 |
5.00 |
5.00 |
15.83 |
15.88 |
Sum |
|
15.00 |
14.00 |
|
|
55.00 |
48.00 |
49.00 |
51.00 |
|
|
72.00 |
71.00 |
|
|
51.00 |
53.00 |
Mg# |
|
|
|
75.62 |
65.72 |
|
|
|
|
|
|
|
|
76.50 |
90.20 |
|
|
Albite |
|
|
|
24.38 |
33.93 |
|
|
|
|
|
|
|
|
22.40 |
9.80 |
|
|
Anorthite |
|
|
|
0.00 |
0.33 |
|
|
|
|
|
|
|
|
1.14 |
0.00 |
|
|
Orthose |
|
58.84 |
57.75 |
|
|
|
|
|
|
73.68 |
75.57 |
|
|
|
|
|
|
Almandine |
|
24.69 |
22.24 |
|
|
|
|
|
|
12.67 |
12.60 |
|
|
|
|
|
|
Grossular |
|
11.26 |
10.60 |
|
|
|
|
|
|
11.09 |
9.21 |
|
|
|
|
|
|
Pryope |
|
3.99 |
6.02 |
|
|
|
|
|
|
0.70 |
0.39 |
|
|
|
|
|
|
Spessartine |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
0.86 |
0.67 |
|
|
|
|
Wollastonite |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
54.65 |
56.20 |
|
|
|
|
Enstatite |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
44.49 |
43.13 |
|
|
|
|
Ferrosilite |
|
|
|
|
|
|
0.89 |
0.90 |
0.89 |
|
|
|
|
|
|
0.90 |
0.91 |
BCa/B(Ca+Na) |
ترکیب پلاژیوکلاز نمونههای شیستی و شارنوکیتی بهترتیب آلبیت و الیگوکلاز است (شکل 7- B). گارنت در نمونة گارنتآمفیبولیتی، در مقایسه با نمونة شارنوکیت، از سازندههای گروسولار و اسپسارتین غنیتر و از سازندة آلماندین فقیرتر است. برپایة دادههای بهدستآمده از تجزیه، در همة نمونههای تجزیهشده، گارنت از سازندة آلماندین غنی است. همچنین، غنیبودن سازندة اسپسارتین در مرکز بلور گارنت نسبت به حاشیة آن و مقدار بالاتر منیزیم در حاشیه بلور نسبت به مرکز، نشاندهندة پیدایش آنها هنگام دگرگونی پیشرونده است. بیشتر میکاهای سیاه تجزیهشده از دو نمونة شیستی و گارنتآمفیبولیتی عدد آهن بیشتر از 35/0 دارند و در محدودة بیوتیت جای میگیرند (شکل 7- C). ارتوپیروکسن نمونه شارنوکیتی تهی از سازندة پایانیِ ولاستونیت است و این کانی از نوع کلینوانستاتیت است (شکل 7- D).
شکل 7- ترکیب کانیشناسی نمونههای گارنتآمفیبولیت، شیستی و شارنوکیت در پیسنگ دگرگونی کابل روی: A) نمودار نامگذاری آمفیبولهای کلسیک (Hawthorne et al., 2012)؛ B) نمودار ردهبندی فلدسپار (Deer et al., 1996)؛ C) در نمودار نامگذاری میکای سیاه (Deer et al., 1991)؛ D) نمودار ردهبندی پیروکسن (Morimoto, 1988)
دما- فشارسنجی
در این بخش با بهکارگیری نرمافزار ترموکالک، نسخة 26- 3 (Powell and Holland, 2008)، شبکههای پتروژنتیک و دما- فشارسنجهای قراردادی، شرایط دما- فشار دگرگونی برای نمونههای شیستی، گنیسی و گارنتآمفیبولیتی بهدست آورده شد (جدول 2). در ادامه دادههای بهدستآمده شرح داده خواهند شد.
جدول 2- دادههای بهدستآمده از دما- فشارسنجی نمونة گارنتآمفیبولیت در پیسنگ دگرگونی کابل
|
Pressure (kbar) |
Temperature (℃) |
Thermobarometry method |
||
|
10.3±2.8 |
596±55 |
Version 3.26 (Holland and Powell, 2008) |
Thermocalc |
|
|
8<P<13 |
T<730 |
Amphibolite to eclogite transformation in the MORB system (Liu et al., 1996) |
Petrogenetic grids |
|
|
13<P |
T<770 |
Ti-phases of MORB system (Liu et al., 1996) |
||
|
9<P |
- |
Partial melting of metabasites (Nagel et al., 2012) |
||
|
8.77-9.34 |
PFe |
Am-Plg-Grt-Qtz (Kohen and Spear, 1990) |
Barometry |
Conventhinal thermobarometry
|
|
8.36-9.46 |
PMg |
|||
|
- |
682-708 |
Am-Plg (Holland and Blundy, 1994) |
||
|
- |
600-734 |
Am-Grt (Krogh Ravna, 2000) |
Thermometry |
|
دما- فشارسنجی برپایة تعادل فازی چندگانه (ترموکالک)
برای ارزیابی شرایط دگرگونی با نرمافزار ترموکالک نخست باید اکتیویته سازندههای پایانی کانیهای پاراژنز اوج دگرگونی را بهدست آورد. اکتیویتة سازندههای پایانی کانیهای محلول جامد با نرمافزار AX اندازهگیری شدند و با توجه به مقدارهای کم اکتیویتة سازندههای گلوکوفان آمفیبول و پاراگونیت میکای سفید، از مشارکت آنها در محاسبات دما- فشارسنجی صرفنظر شد.
گارنتآمفیبولیت: در نمونههای متابازیتی بررسیشده، ویژگیهای میکروسکوپی (مانند: نبود روابط تبدیلی و جانشینی و وجود مرزهای مستقیم و مشخص میان کانیهای آمفیبول، گارنت، فلدسپار، اپیدوت و بیوتیت در زمینة سنگ) نشاندهندة شرایط تعادلی آنها است. پس کانیهای یادشده پاراژنز پایدار در مرحلة اوج دگرگونی دانسته میشوند و دما و فشار بهدستآمده از همزیستی آنها نشاندهندة شرایط اوج دگرگونی است. دما و فشار دگرگونی بهدستآمده برای گارنتآمفیبولیتها، برپایة محل تقاطع واکنشهای سازندههای پایانی که در نرمافزار ترموکالک بهدست آمدند (شکل 8- A)، بهترتیب برابربا 596±55 درجة سانتیگراد و 8/2±3/10کیلوبار هستند:
1) 2py + 4gr + 3ts + 12q = 12an + 3tr
2) 10py + 3tr + 24cz = 4gr + 12an + 15ts
3) 21an + 6tr = 10py + 11gr + 27q + 6H2O
4) 21an + 6fact = 11gr + 10alm + 27q + 6H2O
5) 2gr + 3alm + 3east + 6q = 2py + 6an + 3ann
6) 24an + 3tr + 6parg = 4py + 8gr + 6ab + 9ts
گارنت- کیانیتشیست: با درنظرگرفتن کانیهای کیانیت، گارنت، مسکوویت نسل نخست (Ms1)، فلدسپار و بیوتیت بهصورت یک پاراژنز در شرایط اوج دگرگونی، میانگین دما و فشار بهدستآمده با نرمافزار ترموکالک که برپایة محل تقاطع واکنشهای زیر بهدست آمدهاند (شکل 8- B) بهترتیب برابربا 85±489 درجة سانتیگراد و 6/2±7/9 کیلوبار هستند.
1) gr + q + 2ky = 3an
2) 3east + 6q = py + phl + 2mu
3) phl + east + 6q = py + 2cel
4) 3phl + 4ky = py + 3east + 4q
5) 2ann + mu + 6q = alm + 3fcel
6) ann + q + 2ky = alm + mu
شارنوکیت: در نمونة شارنوکیتی، مجموعه کانیشناسی گارنت، فلدسپار، ارتوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و فلدسپار پاراژنز پایدار در شرایط اوج دگرگونی دانسته شدهاند. شرایط دگرگونی این پاراژنز که با نرمافزار ترموکالک و برپایة محل تقاطع واکنشهای زیر بهدست آمده است (شکل 8- C)، دمای 50±502 سانتیگراد در فشار 5/1±9/5 کیلوبار را نشان میدهد.
1) 2py + gr + 3q = 3an + 3en
2) 21an + 6tr = 10py + 11gr + 27q + 6H2O
3) 10py + 5gr + 6fact + 15q = 15an + 15fs + 6tr
4) 6an + 3tr + 3san = 2py + 4gr + 18q + 3phl
5) 12an + 7phl = 5py + 4gr + 4H2O + 4san + 3east
6) 6an + 3fs + 2ann = 4alm + 2gr + 2H2O + 2san
7) 24an + 3fact + 9ann = 14alm + 10gr + 12H2O + 9san
8) 12an + 18en + 3parg = 11py + 4gr + 3ab + 3tr
شکل 8- واکنشهای استفاده شده در روش دما- فشارسنجی تعادل فازی چندگانه نمونههای سنگی بررسیشده در پیسنگ دگرگونی کابل: A) گارنتآمفیبولیت؛ B) گارنت- کیانیت شیست؛ C) شارنوکیت (نمودارها با بهکارگیری دادههای بهدستآمده از نرمافزار ترموکالک رسم شدهاند)
دما- فشارسنجی برپایة شبکه پتروژنتیک متابازیتها
همانگونهکه در بخش روابط صحرایی گفته شد، ویژگیهای صحرایی نشاندهندة خاستگاه آذرین آمفیبولیتهای بررسیشده است. از دیدگاه شیمیایی، ترکیب سنگ خاستگاه آمفیبولیتهای سازند شیردروازه از نوع دیوریت تا گابرو است (Faryad et al., 2016). شبکة پتروژنتیک تبدیل آمفیبولیت به اکلوژیت برای ترکیبهای مورب آبدار (Liu et al., 1996) در شکل 9 نشان داده شده است. برپایة این شبکه پتروژنتیک و نیز گارنتداربودن نمونههای آمفیبولیت در پیسنگ دگرگونی بلوک کابل، فشار دگرگونی بیشتر از 8 کیلوبار بوده است. از سوی دیگر، با توجه به نبود نشانههای ذوببخشی، دمای دگرگونی در محدودة زیر خط سالیدوس بازالت مورب آبدار و کمتر از 730 درجة سانتیگراد است. همچنین، بهعلت وجود پلاژیوکلاز در متابازیتهای بررسیشده و برپایة منحنی پایداری پلاژیوکلاز، در دامنة دمایی 600 تا 700 درجة سانتیگراد، مقدار فشار برابربا 10 تا 13 کیلوبار است. وجود اپیدوت نخستین، در نمونههای گارنتآمفیبولیت بررسیشده نشاندهندة دمای کمتر از 750 درجة سانتیگراد است. Nagel و همکاران (2012) نیز با انجام آزمایشهای تجربی هنگام بررسی ذوببخشی، شبکه پتروژنتیک متابازیتها را برای ترکیبهای مافیک جایگاه کمان ماگمایی رسم کردند. برپایة این شبکه پتروژنتیک و همچنین، همزیستی گارنت و روتیل در شرایط اوج دگرگونی، فشار دگرگونی بیشتر از 10 کیلوبار ارزیابی میشود. ازاینرو، برپایة دادههای یادشده، دادههای دما و فشار بهدستآمده برپایة شبکه پتروژنتیک متابازیتها، با دادههای بهدستآمده در روش تعادل فازی چندگانه همسو هستند.
شکل 9- شبکه پتروژنتیک گذر از رخسارة آمفیبولیت به اکلوژیت همراه با قلمروی پایداری فازهای تیتانیمدار در ترکیبهای مورب آبدار (Liu et al., 1996) (قلمروی دما- فشار ظهور گارنت و روتیل (Nagel et al., 2012) نیز نشان داده شده است)
دما- فشارسنجهای قراردادی
فشارسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز- گارنت- کوارتز: Kohn و Spear (1990) با بهکارگیری واکنشهای اعضای آهن و منیزیمدار مجموعه کانیهای آمفیبول + گارنت + پلاژیوکلاز + کوارتز در متابازیتها و برپایة واکنش پلاژیوکلاز + ترمولیت-اکتینولیت = گارنت + پارگازیت + کوارتز، فشار مجموعة دگرگونی رخسارة گارنتآمفیبولیت را بهدست آوردند. در این روش که در دمای 600 درجة سانتیگراد برای نمونه گارنتآمفیبولیتی پیشنهاد شده است، فشار بهدستآمده برپایة سازندة آهندار فازها برابربا 77/8 تا 34/9 کیلوبار و برپایة سازنده منیزیمدار فازها برابربا 36/8 تا 46/9 کیلوبار است.
دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز: از مهمترین دماسنجها در سیستمهای آذرین و دگرگونی روش دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز است. Holland و Blundy (1994) برپایة بود یا نبود کوارتز در سنگ، دو واکنش جداگانه زیر را برای سنگهای کوارتزدار و بی کوارتز پیشنهاد کردهاند:
آلبیت + ترمولیت = کوارتز + ادنیت
آنورتیت + ریشتریت = آلبیت + ادنیت
ازآنجاییکه در نمونههای متابازیت بررسیشده، کوارتز دیده میشود، برای انجام این دماسنجی از واکنش نخست بهره گرفته شد. دمای بهدستآمده با این روش برای مجموعة گارنتآمفیبولیت کوارتزدار بررسیشده در فشار 8 کیلوبار، برابربا 682 تا 708 درجة سانتیگراد است.
دماسنجی آمفیبول- گارنت: Krogh Ravna (2000) رابطهای را بهعنوان تابعی از دما و ترکیب گارنت و آمفیبول همزیست در ترکیبهای بازالتی تا حدواسط پیشنهاد کرده است. برپایة این رابطه، دمای بهدستآمده برای نمونه گارنتآمفیبولیتِ پیسنگ دگرگونی کابل از 526 تا 600 درجة سانتیگراد متغیر است.
متاپلیتها (گارنت- کیانیتشیست و شارنوکیت)
دما- فشارسنجهای قراردادی
دماسنجی گارنت- بیوتیت: این روش برپایة تبادل کاتیونی آهن و منیزیم میان کانیهای همزیست گارنت و بیوتیت و برپایة این واکنش است:
Mg3Al2Si3O12 + KFe3AlSi3O10(OH)2 =
Fe3Al2Si3O12 + KMg3KAlSi3O10 (OH)2
تا کنون 32 کالیبراسیون متفاوت برای دماسنجی گارنت- بیوتیت پیشنهاد شده است که از میان آنها دو کالیبراسیون مدل A پیشنهادیِ Bhattacharya و همکاران (1992) و مدل 6AV پیشنهادیِ Holdaway (2000) اعتبار بیشتری دارند (Wu and Cheng, 2006)؛ زیرا در این دو روش وجود عنصرهای کلسیم، آهن فریک و منیزیم گارنت و عنصرهای تیتانیم، آهن فریک و آلومینیم بیوتیت بر رابطه تبادل یونی منیزیم- آهن میان فازهای همزیست گارنت و بیوتیت مؤثر دانسته شدهاند. از سوی دیگر، انحراف از معیار دادههای بهدستآمده از این دو روش در مقایسه با روشهای دیگر پذیرفتنیتر (کمتر از 34) است. دماسنجی گارنت- بیوتیت نمونة گارنت- کیانیتشیست برپایة دو روش یاد شده، نشاندهندة دمای 505 تا 538 درجة سانتیگراد است.
دماسنجی بیوتیت: Wu و Chen (2015) با بررسی 300 نمونة متاپلیتیِ ایلمنیتدار یا روتیلدار از بخشهای گوناگون کرة زمین، روش اصلاحشدهای از دماسنجی برپایة تمرکز تیتانیم در بیوتیت پیشنهاد کردهاند. برپایة این روش، ترکیب بیوتیت نمونه گارنت- کیانیتشیست با دمای 540 درجة سانتیگراد همخوانی دارد.
فشارسنجی گارنت- بیوتیت- آلومینوسیلیکات- کوارتز (GBAQ):در بسیاری از موارد، ترکیب پلاژیوکلاز متاپلیتها فقیر از کلسیم و همانند شیستهای پیسنگ دگرگونی جنوب کابل، از نوع آلبیت است. ازاینرو، فشارسنجهای معروفی مانند گارنت- آلومینوسیلیکات- پلاژیوکلاز- کوارتز (GASP; Holdaway, 2001) و گارنت- پلاژیوکلاز- بیوتیت- مسکوویت- کوارتز (GPBMQ; Hoisch, 1991) در اینگونه سنگها کاربردی ندارند. ازاینرو، Wu (2017) فشارسنجی مستقل از پلاژیوکلاز را در متاپلیتها پیشنهاد کرد. این روش برپایة این دو واکنش انتقالی محض است: (1) آلومینوسیلیکات + آنیت = کوارتز + سیدروفیلیت + آلماندین؛ (2) آلومینوسیلیکات + فلوگوپیت = کوارتز + استونیت + پیروپ. فشار بهدستآمده با این روش برای سازندههای منیزیمدار برابربا 3/10 تا 6/10 کیلوبار و برای سازندههای آهندار برابربا 12/9 تا 10 کیلوبار است.
دماسنجی گارنت- ارتوپیروکسن: دادههای دماسنجی گارنت- ارتوپیروکسن که از کالیبراسیونهای گوناگون بهدست آورده شدهاند، نشاندهندة دمای 604 تا 650 درجة سانتیگراد برای نمونة شارنوکیتی است.
فشارسنجی گارنت- ارتوپیروکسن- پلاژیوکلاز- کوارتز: فشار بهدستآمده از این روش فشارسنجی برای نمونة شارنوکیت که با بهکارگیری کالیبراسیونهای گوناگون بهدست آمده است برابربا 4/6 تا 7/7 کیلوبار است. چکیدهای از دادههای دما- فشارسنجی بهدستآمده برای سه نمونه گارنتآمفیبولیت، گارنت- کیانیتشیست و شارنوکیت در جدولهای 3 و 4 آورده شدهاند.
جدول 3- دادههای بهدستآمده از دما- فشارسنجی نمونة گارنت- کیانیتشیستی در پیسنگ دگرگونی کابل
|
kbar))Pressure |
Temperature(C˚) |
Thermobarometry method |
||
|
9.7±2.6 |
489± 85 |
|
Thermocalc |
|
|
PFe =9.12-10 |
|
(Wu, 2017) |
(GPBMQ) |
Barometry |
|
PMg =10.3-10.6 |
|
|||
|
|
505 |
(Bathacharya et al., 1992-A) |
Grt-Bt thermometry |
Thermometry |
|
|
538 |
(Holdway, 2000) |
||
|
|
540 |
(Wu and Chen, 2015) |
Bt thermometry |
|
جدول 4- دادههای بهدستآمده از دما- فشارسنجی نمونة شارنوکیتی در پیسنگ دگرگونی کابل
|
Pressure( kbar) |
Temperature(C˚) |
Thermobarometry method |
||
|
5.9±1.5 |
502±50 |
|
Thermocalc |
|
|
6.6 |
|
Newton and Perkins (1982) |
Opx-Plg-Qtz-Grt |
Barometry |
|
7.5 |
|
Bohlen et al. (1983) |
||
|
7.4 |
|
Perkins and Chipera (1985)- Mg |
||
|
7.7 |
|
Perkins and Chipera (1985)-Fe |
||
|
6.46 |
|
Powell and Holland (1988) |
||
|
|
530 |
Sen and Bhattacharya (1984) |
Grt-Opx |
Thermometry |
|
|
600 |
Lee and Ganguly (1988) |
||
|
|
605 |
Bhattacharya et al. (1991) |
||
|
|
650 |
Lal (1993) |
||
بحث
بخش بزرگی از پوستة زمین از سنگهای دگرگونی و دگرریخت فراگرفته شده است که پیامد فرایندهای کوهزایی هستند. شناخت تاریخچة سنگهای دگرگونی نیازمند آشنایی با شیمی کانیها و ارزیابی دما و فشار پیدایش آنهاست؛ بهگونهایکه هنگام شناخت گرادیان زمینگرمایی و سازوکار دگرگونی، جایگاه زمینساختیِ فرایندهای دگرگونی نیز روشن میشود (Brown, 1993).
برپایة مباحث پیشین، میانگین شرایط دما و فشار دگرگونی نمونههای بررسیشده که با روشهای متفاوت بهدست آمدهاند، بهصورت زیر هستند:
گارنتآمفیبولیت نئوپروتروزوییک: دمای 664 درجة سانتیگراد و فشار 24/9 کیلوبار (همارز گرادیان زمینگرمایی 20 درجة سانتیگراد بر کیلومتر)؛
گارنت- کیانیتشیست نئوپروتروزوییک: دمای 518 درجة سانتیگراد و فشار 94/9 کیلوبار (همارز گرادیان زمینگرمایی 8/14 درجة سانتیگراد بر کیلومتر)؛
شارنوکیت پالئوپروتروزوییک: دمای 590 درجة سانتیگراد و فشار 03/7 کیلوبار (همارز گرادیان زمینگرمایی 24 درجة سانتیگراد بر کیلومتر).
با آنکه گنیسهای پالئوپروتروزوییک پیسنگ دگرگونی کابل، در شرایط اوج دگرگونی پاراژنز ارتوپیروکسندار، شرایط رخسارة گرانولیت را نشان میدهند و همارز سنگ دگرگونی شارنوکیت هستند، اما دماهای بهدستآمده با روشهای گوناگون دما- فشارسنجی، همانند بسیاری از سرزمینهای گرانولیتی دیگر از شرایط دمای اوج دگرگونی کمتر است. چنانچه سردشدن سنگهای رخساره گرانولیت با نرخ آهستهای روی دهد، رویداد تبادل آهن و منیزیم، در هنگام واکنشهای برگشتی میان کانیهای آهن و منیزیمدار پدیدهای اجتنابناپذیر است. خاستگاه شارنوکیتهای دگرگونی بیشتر بخشهای زیرین پیسنگهای کراتونی است. در چنین جایگاهی، ازآنجاییکه نرخ کم فرسایش، ضعف رفتار زمینساختی و سردشدن پیسنگ شارنوکیتی کمابیش در فشار ثابت روی میدهد، پس گذر از شرایط اوج دگرگونی و رسیدن به شرایط سطحی به آهستگی انجام میشود و نیازمند صرف زمان بسیار است (Frost and Frost, 2008). ازاینرو، ازآنجاییکه واکنشهای تبادل یونی برگشتی روی دادهاند، دمای بهدستآمده برای اینگونه واحدهای سنگی از دمای شرایط اوج دگرگونی حاکم بر رخسارة گرانولیت کمتر است و این دما همارز دمای سردشدن پس از شرایط اوج دگرگونی است.
به فراخور شدت ماگماتیسم همراه با کوهزایی، گرادیان زمینگرمایی حاکم بر جایگاه برخورد قارهای از 12 تا 60 درجة سانتیگراد در هر کیلومتر متغیر است (Bucher and Grapes, 2011). پس گرادیانهای زمینگرمایی بهدستآمده برای نمونههای بررسیشده با جایگاه برخورد قارهای همخوانی دارند. از سوی دیگر، پیدایش کیانیت بهجای آندالوزیت و نبود کردیریت در متاپلیتهای بررسیشده نیز با گرادیان دگرگونی جایگاه کششی همخوانی ندارد.
همانگونهکه در بخش زمینشناسی ناحیهای گفته شد، برپایة دادههای سنسنجی، پیسنگ دگرگونی کابل، سرشت کراتونی دارد و دستخوش رویدادهای دگرگونی در بازة زمانی پروتروزوییک شده است. ائون آرکئن (4 تا 5/2 میلیارد سال پیش) دوره زمانی است که نخستین مواد سازندة پوستة قارهای از گوشته خاستگاه گرفتهاند و پوستههای قارهای کراتونی پدید آمدهاند. تاریخچة پوستة قارهای دستکم از آرکئن پایانی، دربردارندة رویدادهای زمینشناسی در مقیاسهای متفاوت است که با رویدادهایی مانند زایش کوهها و پیدایش و جدایش ابرقارهها در پاسخ به زمینساخت صفحهای شناخته میشوند. رویداد پیدایش ابرقارهها نیازمند بستهشدن حوضههای اقیانوسی میانقارهای و رخداد برخورد قارهای است. همانگونهکه در بخشهای پیشین نیز گفته شد برپایة دادههای دما- فشارسنجی بهدستآمده در این پژوهش، شرایط دگرگونی سنگهای متاپلیتی و متابازیتی پیسنگ بلوری کابل با دما- فشار حاکم در جایگاه زمینساخت برخوردی همخوانی دارد. رویداد دگرگونی رخسارة گرانولیت واحدهای شارنوکیتی پالئوپروتروزوییک این پیسنگ همارز با دوره زمانی رویدادهای برخورد قارهای مرتبط با پیدایش ابرقاره کلمبیاست (Rogers and Santosh, 2002; Meert, 2014)؛ اما رویداد دگرگونی شیستسبز تا آمفیبولیت فشار بالایِ واحدهای سنگی گارنتآمفیبولیت و گارنت- کیانیتشیست نئوپروتروزوییک نیز با چرخه کوهزایی گرنویلین و رویداد برخوردهای قارهای منتج از آن همخوانی دارد که پیدایش ابرقاره رودینیا را به دنبال داشتهاند (Dalziel et al., 2000).
برداشت
برپایة بررسیهای صحرایی و کانیشناسی و دما- فشارسنجی، نتایج زیر دربارة سنگهای دگرگونی پیسنگ بلوک کابل نام برده میشوند:
الف- وجود کیانیت بهجای آندالوزیت و نبود کردیریت در متاپلیتها و حضور گارنت و روتیل در متابازیتهای پیسنگ دگرگونی کابل با گرادیان دگرگونی حاکم در جایگاه کوهزایی همخوانی دارد؛
ب- برپایة محاسبههای دما- فشارسنجی، گرادیان زمینگرمایی حاکم در هنگام پیدایش متاپلیتها و متابازیتهای پیسنگ دگرگونی کابل همارز گرادیان دگرگونی جایگاه برخورد قارهای است؛
پ- برپایة دادههای سنسنجی دیگر پژوهشگران، پیسنگ دگرگونی بلوک کابل سرشت کراتونی دارد و دستخوش رویدادهای دگرگونی کوهزایی مرتبط با پیدایش ابرقارههای پروتروزوییک کلمبیا و رودینیا شده است. ازاینرو، شرایط دما و فشار بهدستآمده برای نمونههای شارنوکیت، شیست و گارنتآمفیبولیت همارز شرایط دگرگونی رویدادهای کوهزایی است که پیدایش این ابرقارهها را بهدنبال داشتهاند.
)
