Document Type : Original Article
Authors
1 Postgraduate student of petrology, Department of Geology, Faculty of Science, Imam Khomeini International University, Qazvin
2 Department of Geology, Faculty of Science, Imam Khomeini International University
3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Science, Imam Khomeini International University, Qazvin
4 Laboratory Expert, Iran Mineral Processing Research Center, Karaj
Abstract
Keywords
Main Subjects
یک چرخة کوهزایی با اقیانوسزایی آغاز میشود و در ادامه با رویداد آغاز فرورانش و تکامل سیستم فرورانش، در نهایت به رویداد برخورد قاره با قاره یا قاره با جزیرههای کمانی پایان مییابد. بسیاری از فرایندهای دگرگونی و ماگماتیسم حاکم در طول حیات یک چرخة کوهزایی بهطور مستقیم یا غیرمستقیم به رژیم حرارتی حاکم بر پهنههای فرورانش وابسته هستند. فهم تحول ژئودینامیک و رژیم حرارتی پهنههای فرورانش همواره از مسائل مورد بحث زمینشناسان بوده است. واحدهای سنگی فشار بالا- دما کم زمیندرزهای میان قارهها، سرنخهای کلیدی از تحولات ژئودینامیک و تکامل حرارتی نوارهای کوهزایی فراهم میآورند. سنگهای فشار بالای پهنههای افیولیتی معمولاً به دو صورت واحدهای زمینساختی منسجم و پیوسته (Angiboust et al., 2009; Vitale Brovarone et al., 2013) یا مجموعههای بههمافزایشی یا آمیزه (Cloos, 1982; Federico et al., 2007) یافت میشوند. بیرونزدگی واحدهای فشار بالای منسجم و پیوسته در مرحلة برخورد قارهای و متأثر از بهزیرراندگی لبة قارهای شناور به جایگاه فرورانش است (Agard et al., 2009)؛ اما در مجموعههای بههمافزایشی که معرف کانال فرورانش قدیمی هستند واحدهای فشار بالای با سنگمادر مختلف در هنگام فرورانش، بیرونزدگی و مهاجرت رو به بالای خود را آغاز میکنند (Gerya et al., 2002; Agard et al., 2009). در هر روی، عملکرد سیستمهای فرورانش با چرخة زندگی درازمدت که بیشتر از 100 میلیون سال در نظر گرفته میشوند (Buiter et al., 2013)، همزیستی مکانی نزدیک واحدهای سنگی فشار بالای با سن و تاریخچه دگرگونی متفاوت را به دنبال دارد. با بررسی و تفسیر تحول دگرگونی هر یک از این واحدهای سنگی، تحول دینامیکی و حرارتی کانال فرورانش ارزیابی میشوند. نتایج بهدستآمده از چندین الگوسازی عددی نشاندهندة سردشدگی فزایندة پهنة فرورانش پس از آغاز فرورانش است (Hacker, 1990; Gurnis et al., 2004). در این زمینه، بررسی مسیر فشار- دما- زمان واحدهای سنگی شیستآبی و اکلوژیت، نقش کلیدی در درک تحول حرارتی تبدیل جایگاه آغاز فرورانش به پهنة فرورانش تکاملیافته دارد (Pourteau et al., 2019).
در پهنة زاگرس رورانده در شمال صوغان (شمالخاوری حاجیآباد)، واحد افیولیتی همجوار با افیولیتهای سیخوران و اسفندقه وجود دارد که در آن برونزدهای کمابیش وسیعی از شیستآبی در یک آمیزة سرپانتینیتی دیده میشوند. در این آمیزة افیولیتی، به وجود ژادییتیت نیز اشاره شده است (Oberhänsli et al., 2007). Agard و همکاران (2006)، با ارزیابی شرایط دما و فشار پیدایش شیستهای آبی و سنسنجی آنها، رویداد بالاآمدگی واحدهای سنگی فشار بالا را فرایندی همزمان با فرورانش دانستهاند که همزمان با فرارانش افیولیتهای عمان روی داده است. Angiboust و همکاران (2016)، نیز با ارزیابی دوبارة شرایط دگرگونی و انجام سنسنجی، تحولات دگرگونی واحدهای سنگی گوناگون آمیزة افیولیتی شمال صوغان را با تأکید بر مرحلة اوج دگرگونی بررسی کردهاند؛ اما در این میان، از تحولات دما و فشار مرحلة دگرگونی پیشرونده کمتر سخن بهمیان آمده است.
در این پژوهش تلاش شده است با بررسی کانیشناسی و انجام دما- فشارسنجی متابازیت و شیستهای آبی آمیزة افیولیتی شمال صوغان، افزونبر ارزیابی مسیر فشار- دمای دگرگونی مراحل پیشرونده و اوج دگرگونی، تحولات ژئودینامیک پهنة فرورانش در رابطه با این مسیر دگرگونی روشن شوند.
زمینشناسی ناحیهای
کوهزاد زاگرس پیامد همگرایی دو ورقة اوراسیا و عربی است که پس از رویداد آغاز فرورانش در ژوراسیک زیرین، به مرحلة برخورد در ائوسن بالایی تا الیگوسن رسیده است (Alavi, 1994; Mohajjel et al., 2003; Agard et al., 2011). از دیدگاه کوهزایی، کوهزاد زاگرس دربردارندة سه قلمروی اصلی کمابیش موازی است (شکل 1- A) که در راستای جنوبباختری به شمالخاوری، شامل حوضة پیشبوم زاگرس، کمربند چینخورده ساده و بخش کوهستانیتر متشکل از زاگرس مرتفع و پهن خردشده هستند (Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1982). بر خلاف تاریخچة درازمدت فرورانش، بقایای کمی از افیولیتها در کمربند سه هزار کیلومتری کوهزاد زاگرس دیده میشوند. شاید این امر پیامد به زیرراندگی کمتر پوستة قارهای در مرحلة برخورد قلمرو ایرانی کوهزاد زاگرس و در پی آن، فرارانش کمتر افیولیتها باشد (Agard et al., 2011). از سوی دیگر، شاید پوستة قارهای راندهشده به زیر افیولیتهای پهنة زاگرس ایران از نوع کشیده و باریک بوده است و ازاینرو، بهعلت رویندادن جهش ارتجاعی، بالاآمدگی و حفظ افیولیتها رخ نداده است (Agard et al., 2011). با توجه به موقعیت برونزد پهنههای افیولیتی (کرمانشاه، نیریز و حاجیآباد) و سنگهای دگرگونی فشار بالای صوغان (شمالخاوری حاجیآباد)، جایگاه زمیندرز میان ورقة عربی و اوراسیا را میان زاگرس رورانده و بلوک سنندج- سیرجان پیشنهاد کردهاند (Agard et al., 2011). پهنة حاجیآباد- اسفندقه در جنوبخاوری کمربند زاگرس (شکل 1- A) تنها مکانی از زمیندرز زاگرس است که در آن سنگهای دگرگونی رخسارة فشار بالا گزارش شده است (Sabzehei et al., 1994; Agard et al., 2006, Oberhänsli et al., 2007).
مجموعة دگرگونی آمیزة افیولیتی شمال صوغان که در مرز همبری میان زاگرس رورانده و سنندج- سیرجان جای دارد (شکل 1- B) بهعنوان بقایایی از منشورهای بههمافزوده در رویداد فرورانش کرتاسة بالایی (65 تا 95 میلیون سال پیش) تفسیر شده است (Delaloye and Desmons, 1980; Sabzehei et al., 1994; Agard et al., 2006; Angiboust et al., 2016) که هنگام رویدادهای ناپیوسته و آنی حاکم بر کانال فرورانش که همزمان با فرارانش پهنه افیولیتی عمان بودهاند بالا آمدهاند (Agard et al., 2006). از دیدگاه ساختاری، مجموعة دگرگونی آمیزة افیولیتی شمال صوغان شامل یک ابرتاقدیس پدیدآمده در پی رویداد برخورد ورقة عربی با اورآسیاست که بخشهایی از آن بهصورت پنجرههای زمینساختی در زیر پهنة سنندج- سیرجان برونزد یافتهاند (Agard et al., 2006). گسل سیاهکوه، متمایزکنندة آمیزة افیولیتی از پهنة سنندج- سیرجان است.
شکل 1- A) افیولیتهای حاجیآباد و اسفندقه در بخش انتهایی جنوبخاوری نوار کوهزایی زاگرس برونزد دارند (دایرههای رنگی توپر کانون و بزرگی زمینلرزههای سال 1973 تا 2011 هستند؛ با تغییرات از Vergés و همکاران، 2011)؛ B) نقشة زمینشناسی ساده از زمیندرز میان زاگرس جنوبخاوری و پهنة سنندج- سیرجان. مجموعه آمیزة افیولیتی شمال صوغان در محل این زمیندرز جای گرفته است؛ C) نقشة زمینشناسی ساده از مجموعه آمیزة افیولیتی شمال صوغان (با تغییراتی پس از Angiboust و همکاران، 2016). محل نمونهبرداریها از مجموعة دگرگونی صغین با ستارههای تیره نشان داده شده است (ZDF: جبهة دگرریختی زاگرس؛ MFF: خمیدگی پیشانی زاگرس؛ HZF: گسل زاگرس مرتفع؛ MZF: گسل اصلی زاگرس)
برپایة بررسیهای Agard و همکاران (2006) و Angiboust و همکاران (2016)، مجموعة دگرگونی آمیزة افیولیتی شمال صوغان از سه بخش اصلی ساخته شده است (شکل 1- C):
- واحد دگرگونی بالایی عشین نامیده میشود. این واحد با قدمت دگرریختی 79 تا 113 میلیون سال پیش، بیشتر از گنیس و آمفیبولیت ساخته شده است و نشانههایی از دگرگونی رخسارة شیستآبی در آنها دیده میشوند؛
واحد میانی به سن دگرریختی 62 تا 77 میلیون سال پیش صغین نام دارد و شامل بلوکهای متابازیتی با رخسارة بیشتر شیستآبی در یک آمیزة سرپانتینیتی است؛
- واحد زیرین، تودة سیاهکوه است و با تنوع سنگشناسی متشکل از آهک، گدازه، گابرو و سرپانتینیت شناخته میشود. این توده در شرایط رخسارة شیستسبز تا شیستآبی دگرگون شده است و بهعنوان کوه زیردریایی فروراندهشده دانسته میشود (Angiboust et al., 2016; Bonnet et al., 2019).
در ادامه روابط صحرایی و ویژگیهای میکروسکوپی و کانیشناسی متابازیتهای واحد دگرگونی صغین تشریح خواهد شد.
روش انجام پژوهش
پس از انجام بررسیهای صحرایی و نمونهبرداری از واحدهای سنگی گوناگون آمیزة افیولیتی شمال صوغان، شمار 110 نقطه از کانیهای آمفیبول، لاوسونیت، پومپلهایت، گارنت، فنژیت، اپیدوت، فلدسپار، پیروکسن و اسفن در شش نمونة سنگی دگرگونشده (سه نمونة شیستآبی با سنگمادر مافیک و فلسیک، دو نمونة پومپلهایت- اکتینولیتشیست و یک نمونة متابازیت پیروکسن و گلوکوفاندار) با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل Cameca SX100 در مرکز فرآوری مواد معدنی کرج تجزیه شدند. این تجزیه با قطر پرتوی 5 میکرون، ولتاژ شتابدهندة KV15، شدت جریان Na15 و زمان شمارش 30 ثانیه انجام شده است. کنترل خطای تجزیهها برپایة پارامتر ZAF (عدد اتمی، اثر جذب، اثر فلوئورسانس) و روش پیشنهادیِ Armstrong (1988) انجام شده است. در محاسبة فرمول ساختاری کانیها از نرمافزار CALC MIN (Brandelik, 2009) بهره گرفته شده است. برای برآورد شرایط دما و فشار دگرگونی، شبکههای پتروژنتیک، دما- فشارسنجهای قراردادی و نرمافزار ترموکالک بهکار برده شدند.
روابط صحرایی و ویژگیهای ماکروسکوپی
آمیزة افیولیتی شمال صوغان با توپوگرافی مرتفع سازندة ارتفاعات منطقه است. مجموعة دگرگونی صغین در این آمیزة افیولیتی متشکل از بلوکهای شیستآبی میان دو واحد دگرگونی سیاهکوه در باختر و عشین در خاور فراگرفته شده است (شکل 2- A). در نمای نزدیک، بلوکهای عدسیمانند شیستآبی در زمینة سرپانتینیتی دیده میشود (شکل 2- B). شواهد دگرریختی بهصورت چینخوردگی در برونزدهای شیستآبی پیدا هستند (شکل 2- C). لایهبندی ترکیبی متشکل از باندهای تیره (گلوکوفان) و سبز (اپیدوت) در برخی برونزدهای شیستآبی آشکار است (شکل 2- D). در مقیاس نمونة دستی، در برخی نمونهها تناوبی از باندهای سبزِ اپیدوت، روشنِ لاوسونیت و تیرة گلوکوفان دیده میشود (شکل 2- E).
باندهای روشن مرمر نیز در برخی برونزدهای شیستآبی یافت میشوند. در بیشتر نمونهها، بلورهای ریز آمفیبول سازندة خطوارگی سنگ هستند؛ اما در برخی نمونهها نیز جهتیافتگی تصادفی بلورهای سوزنی آمفیبول در سطح برگوارگی نبود خطوارگی را نشان میدهند.
در این پژوهش، نام اختصاری کانیها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است.
شکل 2- A) دورنمایی آمیزة افیولیتی شمال صوغان؛ B) عدسیهای شیستآبی در زمینة سرپانتینیتی مجموعة دگرگونی صغین؛ C) ظاهرشدن دگرریختی در بلوکهای شیستآبی بهصورت چینخوردگی؛ D) لایهبندی ترکیبی متشکل از تناوب باندهای سبز (اپیدوت) و تیره (گلوکوفان) در مقیاس برونزد صحرایی؛ E) لایهبندی ترکیبی در مقیاس نمونة دستی بهصورت توالی باندهای گلوکوفان تیره، اپیدوت سبز و لاوسونیت روشن
سنگنگاری
پاراژنز کانیشناسی در نمونههای بررسیشده در این پژوهش و رخسارة دگرگونی همارز آن در جدول 1 آورده شدهاند. هرچند برپایة شواهد صحرایی و بررسیهای پژوهشگران پیشین (Agard et al., 2006; Angiboust et al., 2016)، بیشتر بلوکهای شناور در آمیزة سرپانتینیتی مجموعة دگرگونی صغین پاراژنز رخسارة شیستآبی نشان میدهند، اما برپایة شواهد میکروسکوپی، برخی نمونههای شیستی گلوکوفان ندارند و پاراژنز اکتینولیت (ترمولیت) بههمراه پومپلهایت، آلبیت، اپیدوت و کلریت دارند. این کانیشناسی نشاندهندة زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت هستند (شکلهای 3- A و 3- B). معمولاً پومپلهایتهای ثانویه که محصول مرحلة دگرگونی برگشتی واحدهای سنگی فشار بالا هستند، ساختار رگهای و محدود به باندهای برشی دارند (Hunziker et al., 2017) و یا در اطراف کانیهای دگرگونی مافیک درجه بالاتر بهصورت حاشیة واکنشی یا سایة فشاری پدید میآیند (Shinji and Tsujimori, 2019)؛ اما در نمونههای بررسیشده، کانی پومپلهایت چنین ساختارهایی را نشان نمیدهد و بهصورت بلورهای تیغهای نسبتاً درشت، در همبری مستقیم با اکتینولیت دیده میشود. ازاینرو، همزیستی این دوکانی شرایط تعادلی دارد و نشاندهندة زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت است. پاراژنز کانیشناسی نمونههای بررسیشده در این پژوهش و رخسارة معادل آن در جدول 1 آورده شدهاند. در برخی نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست، لاوسونیت بهصورت بلورهای نسبتاً درشت نیز حضور دارد (شکلهای 3- C و 3- D). پیدایش گلوکوفان در حاشیة بلورهای اکتینولیتِ نمونههای پومپلهایت- اکتینولیت شیست (شکلهای 3- E و 3- F) نشاندهندة شرایط گذر از زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت به رخسارة شیستآبی است. گفتنی است در این نمونهها، گلوکوفان بهصورت منشورهای ریز مستقل نیز یافت میشود.
جدول 1- پاراژنز کانیشناسی و رخسارة دگرگونی نمونههای سنگی مجموعة دگرگونی صغین (BS: شیستآبی؛ GS: شیستسبز؛ EA: اپیدوتآمفیبولیت)
|
Qtz |
Pl |
Rt |
Ilm |
Sph |
Px |
Wnc-Brs |
Mg-Hb |
Act |
Chl |
Grt |
Pmp |
Ep |
Phn |
Lws |
Gln |
Sample |
Metamorphic Facies |
|
|
x |
x |
- |
- |
x |
- |
- |
- |
x |
x |
- |
x |
x |
- |
- |
- |
Pmp- Act Schist (Sgh17)
|
Pmp- Act Subfacies
|
|
|
x |
x |
- |
- |
x |
- |
- |
- |
x |
x |
- |
- |
x |
x |
- |
x |
Actschist
|
Transition between GS and BS
|
|
|
x |
x |
- |
- |
x |
- |
- |
- |
x |
x |
- |
x |
x |
x |
x |
x |
Lws- Gl bearing Pmp- Act schist (Sgh4)
|
Transition between Pmp- Act Subfacies and Bs facies
|
|
|
x |
x |
- |
- |
x |
x |
- |
x |
x |
x |
- |
- |
x |
x |
x |
x |
Px- Gln bearing Metabasite (Sgh7)
|
Transition between GS- EA and BS
|
|
|
x |
x |
- |
- |
x |
- |
- |
- |
- |
x |
- |
x |
x |
x |
x |
x |
Lws BS (Sgh16) |
Mafic |
BS facies |
|
x |
x |
- |
x |
x |
- |
- |
- |
- |
x |
- |
- |
x |
x |
- |
x |
Ep BS
|
||
|
x |
x |
x |
x |
x |
- |
x |
- |
- |
- |
x |
- |
x |
x |
- |
x |
Grt BS (Sgh11) (Sgh2) |
Felsic |
|
شکل 3- مقاطع میکروسکوپی سنگهای زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت و شرایط گذر از این زیررخسارة به رخسارة شیستآبی. A) متابازیت با پاراژنز کانیشناسی اکتینولیت و پومپلهایت که نشاندهندة شرایط دگرگونی زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت است؛ B) تصویر A در نور XPL؛ C) تبلور لاوسونیت در نمونة پومپلهایت- اکتینولیتشیست؛ D) تصویر C در نور XPL؛ E) ظهور گلوکوفان بهخرج اکتینولیت در نمونه پومپلهایت- اکتینولیتشیست؛ F) تصویر E در نور XPL
در برخی نمونههای متابازیت با فولیاسیون ضعیف، پیروکسن نیز دیده میشود (شکلهای 4- A و 4- B). در نمونههای پیروکسندار نیز همانند نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست، بلورهای آمفیبول سبز رنگ کلسیک از حاشیه در حال جایگزینی با آمفیبول سدیک آبیرنگ هستند. در نمونههای شیستسبز با پاراژنز آلبیت- اپیدوت- اکتینولیت نیز چنین منطقهبندی که پیامد پیدایش آمفیبول سدیک آبیرنگ در اطراف آمفیبول کلسیک سبز رنگ است دیده میشود (شکلهای 4- C و 4- D).
با توجه به پاراژنزهای کانیشناسی، دو نوع سنگمادر مافیک و فلسیک در سنگهای رخسارة شیستآبی آمیزة افیولیتی شمال صوغان شناسایی میشود. ماهیت زمینساختی درهمریخته آمیزة افیولیتی صوغان مانع بررسی روابط صحرایی هر یک از این سنگمادرها نسبت بههم شده است. در سنگمادرهای مافیک پاراژنز گلوکوفان، لاوسونیت، آلبیت، اپیدوت و فنژیت (±پومپلهایت) متداول است. بلورهای جهتیافتة گلوکوفان و ورقههای فنژیت سازندة شیستوزیته هستند. در بیشتر نمونههای مافیک با یک نسل برگوارگی، تناوب لایهبندی متشکل از گلوکوفان و اپیدوت (یا لاوسونیت) دیده میشود. با توجه به دمای کم دگرگونی (که با ریزبلوربودن نمونهها و وجود کانیهای دمای پایین لاوسونیت و پومپلهایت پیداست) و ندیدن شواهد فازهای دگرریختی چندگانه، این لایهبندی ترکیبی را نمیتوان به تفریق دگرگونی نسبت داد، بلکه احتمالاً نشاندهندة سنگمادر آتشفشانی- رسوبی آنهاست.
شکل 4- مقاطع میکروسکوپی متابازیتهای پیروکسندار (A، B) و شیستسبز (C، D). A) متابازیت با پیروکسن نوع اژیرین- اوژیت که هورنبلند درون آن در حال جایگزینی با گلوکوفان است؛ B) تصویر A در نور XPL؛ C) جایگزینی اکتینولیت با گلوکوفان؛ D) تصویر C در نور XPL
از دیدگاه پاراژنز کانیشناسی، شیستهای آبی مافیک گارنت ندارند و بهصورت انواع اپیدوتدار (شکلهای 5- A و 5- B)، لاوسونیتدار (شکلهای 5- C و 5- D) و اپیدوت- لاوسونیتدار (شکلهای 5- E و 5- F) یافت میشوند. در نمونههای فلسیک، پاراژنز فنژیت و گلوکوفان جهتیافته، گارنت و کوارتز دیده میشوند و در برخی از آنها اپیدوت نیز حضور دارد. در شیستهای آبی جایگاه حاشیة فعال قارهای (کردیلرن)، سنگهای رخسارة شیستآبی با سنگمادر سرشار از کوارتز (چرت منگنزدار) مرسوم هستند (Maruyama et al., 1996). وجود کوارتز فراوان در برخی نمونههای شیستآبی نشان میدهد افزونبر پوستة اقیانوسی مافیک، رسوبات سیلیسی ژرف کف اقیانوس نیز دچار دگرگونی پهنة فرورانش شدهاند.
شکل 5- مقاطع میکروسکوپی نمونههای اپیدوتشیستآبی و لاوسونیتشیستآبی. A) مقطع میکروسکوپی اپیدوتشیستآبی با پاراژنز گلوکوفان، اپیدوت، فنژیت و کلسیت (آراگونیت؟)؛ B) تصویر A در نور XPL؛ C) مقطع میکروسکوپی لاوسونیتشیستآبی با پاراژنز گلوکوفان، لاوسونیت و فنژیت؛ D) تصویر C در نور XPL؛ E) مقطع میکروسکوپی اپیدوت- لاوسونیتشیستآبی با پاراژنز گلوکوفان، لاوسونیت، اپیدوت و فنژیت؛ F) تصویر E در نور XPL
در نمونههایی از شیستآبیِ فلسیک، منطقهبندی ترکیبی آمفیبول شامل هستة سبز- آبی متشکل از آمفیبول سدیک- کلسیک است که با حاشیهای آبی رنگ از نوع آمفیبول سدیک فراگرفته شده است (شکلهای 6- A و 6- B). گارنت در نمونههای شیستآبی فلسیک، بهشکل پورفیروبلاست درشت همزیست با کوارتز، گلوکوفان و فنژیت (شکلهای 6- A و 6- B)، بهصورت میانبار در پورفیروبلاستهای درشت گلوکوفان (شکل 6- C) و یا بهشکل بلورهای بسیار ریز و منحصر به باندهای گلوکوفان (شکل 6- D) یافت میشوند. پورفیروبلاستهای درشت گارنت، میانبارهای گلوکوفان جهتیافته و کوارتز دارند. اسفن، روتیل و ایلمنیت فازهای فرعی شیستهای آبی فلسیک بهشمار میروند.
شکل 6- مقاطع میکروسکوپی نمونههای شیستآبی فلسیک گارنتدار. A) پورفیروبلاست درشت گارنت همراه با آمفیبول با منطقهبندی ترکیبی بهصورت چندرنگی سبز- آبی در مرکز (وینچیت- باروییزیت) و آبی- بنفش در حاشیه (گلوکوفان)؛ B) تصویر A در نور XPL؛ C) در برخی نمونههای گارنتشیستآبی، کانی گارنت تنها بهصورت میانبارهای در گلوکوفان یافت میشود؛ D) گارنتهای با هستهبندی متعدد و ابعاد ریز در باندهای سرشار از گلوکوفان
شیمی کانیها
برای شناخت ترکیب شیمیایی کانیها و در پی آن، انجام محاسبات دما- فشارسنجی و ارزیابی شرایط دگرگونی، 125 نقطه از کانیهای مختلف شش نمونة مجموعة دگرگونی صغین، با دستگاه ریزکاو الکترونی تجزیة نقطهای شدند. شماری از دادههای بهدستآمده از این تجزیه بههمراه کاتیونهایِ سازندة فرمول ساختاری و میزان سازندههای پایانی کانیهای محلولجامد در جدول 2 آورده شدهاند.
جدول 2- دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای کانیها در نمونههای مجموعة دگرگونی صغین با ریزکاو الکترونی
|
Mineral Type |
Amp |
|||||||||
|
Sample No. |
Sgh16 |
Sgh7 |
Sgh17 |
Sgh4 |
Sgh25 |
Sgh11 |
||||
|
Analysis No. |
2# |
3# |
20# |
13# |
26# |
12# |
10# |
9# |
5# |
7# |
|
core |
rim |
|||||||||
|
SiO2 |
55.57 |
56.44 |
50.8 |
51.78 |
54.65 |
49.78 |
54.75 |
54.46 |
53 |
52.99 |
|
TiO2 |
0.11 |
0.07 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.14 |
0 |
0.04 |
0.06 |
0.07 |
|
Al2O3 |
6.72 |
8.89 |
3.56 |
4.66 |
0.99 |
6.92 |
8.62 |
7.69 |
4.58 |
4.04 |
|
FeOt |
14.38 |
13.47 |
10.38 |
10.51 |
9.26 |
11.87 |
16.94 |
16.51 |
19.27 |
23.82 |
|
MnO |
0.08 |
0.04 |
0.53 |
0.47 |
0.99 |
0.21 |
0.32 |
0.45 |
0.83 |
0.45 |
|
MgO |
11.73 |
11.65 |
17.46 |
16.6 |
18.94 |
14.85 |
9.59 |
10.59 |
10.58 |
6.28 |
|
CaO |
1.18 |
0.25 |
12.72 |
11.56 |
14.83 |
11.49 |
0.88 |
1.33 |
4.13 |
2.65 |
|
Na2O |
6.97 |
6.73 |
1.27 |
1.64 |
0.4 |
2.1 |
6.66 |
6.15 |
4.72 |
5.31 |
|
K2O |
0 |
0 |
0.31 |
0.31 |
0.01 |
0.19 |
0 |
0.01 |
0.1 |
0.07 |
|
Total |
97.13 |
97.54 |
97.09 |
97.57 |
98.97 |
97.64 |
97.24 |
97.22 |
97.27 |
95.66 |
|
O |
23 |
23 |
23 |
23 |
23 |
23 |
23 |
23 |
23 |
23 |
|
Si |
7.82 |
7.79 |
7.35 |
7.41 |
7.71 |
7.79 |
7.74 |
7.7 |
7.34 |
7.97 |
|
Ti |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.01 |
0 |
0 |
0.01 |
0 |
|
AlIV |
0.17 |
0.21 |
0.6 |
0.59 |
0.16 |
0.09 |
0.28 |
0.29 |
0.3 |
0.02 |
|
AlVI |
0.94 |
1.23 |
0 |
0.19 |
0 |
0 |
1.14 |
0.98 |
0.47 |
0.69 |
|
Fe3+ |
0.6 |
0.68 |
0.2 |
0.2 |
0 |
0.14 |
0.65 |
0.77 |
0.74 |
0.57 |
|
Fe2+ |
1.15 |
0.87 |
1.05 |
1.05 |
1.53 |
1.29 |
1.29 |
1.18 |
1.59 |
2.42 |
|
Mn |
0.01 |
0 |
0.06 |
0.06 |
0.02 |
0.03 |
0.05 |
0.05 |
0.1 |
0.06 |
|
Mg |
2.46 |
2.4 |
3.77 |
3.54 |
3.98 |
3.19 |
2.02 |
2.32 |
2.29 |
1.4 |
|
Ca |
0.18 |
0.04 |
1.97 |
1.77 |
2.28 |
1.77 |
0.11 |
0.2 |
0.64 |
0.42 |
|
Na |
1.9 |
1.8 |
0.35 |
0.45 |
0.1 |
0.59 |
1.8 |
1.7 |
1.33 |
1.55 |
|
K |
0 |
0 |
0.06 |
0.05 |
0 |
0.03 |
0 |
0 |
0.02 |
0.01 |
|
Sum |
15.25 |
15.04 |
15.44 |
15.34 |
15.23 |
15.44 |
15.13 |
15.11 |
15.02 |
15.15 |
|
Mg# |
68 |
73 |
78 |
77 |
76 |
81 |
61 |
66 |
59 |
36 |
|
BCa/B(Ca+Na) |
0.09 |
0.02 |
1.01 |
0.9 |
0.99 |
0.97 |
0.06 |
0.11 |
0.36 |
0.23 |
جدول 2- ادامه
|
Mineral Type |
Spn |
Px |
Pmp |
Lws |
|||||
|
Sample No. |
Sgh16 |
Sgh7 |
Sgh17 |
Sgh4 |
Sgh4 |
Sgh16 |
|||
|
Analysis No. |
4# |
16# |
#4 |
29# |
28# |
11# |
10# |
8# |
6# |
|
core |
rim |
||||||||
|
SiO2 |
29.01 |
53.35 |
52.91 |
37.53 |
37.42 |
37.88 |
37.97 |
39.78 |
39.48 |
|
TiO2 |
39.25 |
0 |
0.08 |
0.01 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0 |
0.11 |
|
Al2O3 |
0.96 |
1.75 |
5.63 |
24.91 |
25.09 |
23.78 |
31.62 |
31.66 |
31.64 |
|
FeOt |
0.47 |
6.52 |
13.98 |
4.53 |
4.82 |
3.77 |
0.59 |
1.52 |
0.77 |
|
MnO |
0.06 |
0.52 |
2 |
0.31 |
0.26 |
0.35 |
0 |
0.03 |
0 |
|
MgO |
0.03 |
14.58 |
11.57 |
3.66 |
3.66 |
4.64 |
0.01 |
0.42 |
0.04 |
|
CaO |
28.48 |
20.22 |
4.64 |
23.71 |
22.91 |
22.77 |
18.16 |
17.8 |
17.33 |
|
Na2O |
0.07 |
1.91 |
7.38 |
0.12 |
0.1 |
0.25 |
0 |
0.21 |
0.01 |
|
K2O |
0 |
0.03 |
0.07 |
0 |
0.01 |
0 |
0 |
0 |
0.09 |
|
Total |
98.29 |
98.9 |
98.1 |
94.78 |
94.31 |
93.49 |
88.39 |
91.42 |
89.47 |
|
O |
4 |
6 |
6 |
16 |
16 |
16 |
8 |
8 |
8 |
|
Si |
0.77 |
1.97 |
1.93 |
3.89 |
3.89 |
3.96 |
1.99 |
2.02 |
2.04 |
|
Ti |
0.78 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
AlIV |
0.03 |
0.02 |
0.06 |
3.4 |
3.08 |
2.92 |
1.96 |
1.89 |
1.92 |
|
AlVI |
0.04 |
0.18 |
|||||||
|
Fe3+ |
0.01 |
0.12 |
0.41 |
0 |
0 |
0.23 |
0.05 |
0.03 |
|
|
Fe2+ |
- |
0.07 |
0.02 |
0.39 |
0.42 |
0.33 |
0 |
0 |
0 |
|
Mn |
- |
0.01 |
0.06 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0 |
0 |
0 |
|
Mg |
- |
0.8 |
0.63 |
0.56 |
0.56 |
0.72 |
0 |
0.03 |
0 |
|
Ca |
0.81 |
0.8 |
0.17 |
2.63 |
2.55 |
2.55 |
1.02 |
0.97 |
0.96 |
|
Na |
- |
0.14 |
0.53 |
0.02 |
0.02 |
0.05 |
0 |
0.02 |
0 |
|
K |
- |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Sum |
2.42 |
4 |
4 |
10.59 |
10.57 |
10.59 |
5 |
5 |
4.97 |
|
Mg# |
- |
91 |
86 |
58 |
56 |
68 |
- |
- |
- |
|
Di |
- |
- |
25.04 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Aeg |
- |
- |
58.8 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Jd |
- |
- |
16.08 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Wo |
- |
47.69 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
En |
- |
47.85 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Fs |
- |
4.46 |
- |
- |
- |
- |
|||
جدول 2- ادامه
|
Mineral Type |
Grt |
Ph |
Ep |
||||||||||
|
Sample No. |
Sgh11 |
Sgh25 |
Sgh4 |
Sgh25 |
Sgh11 |
Sgh7 |
Sgh7 |
Sgh11 |
Sgh4 |
||||
|
Analysis No. |
11# |
9# |
12# |
11# |
8# |
7# |
23# |
6# |
5# |
2# |
11# |
16# |
7# |
|
rim |
core |
rim |
core |
||||||||||
|
SiO2 |
35.37 |
35.45 |
37.81 |
37.63 |
49.82 |
53.73 |
50.37 |
50.91 |
49.72 |
37.78 |
38.82 |
37.3 |
37.93 |
|
TiO2 |
0.07 |
0.13 |
0.12 |
0.15 |
0.33 |
0 |
0.29 |
0.22 |
0.21 |
0.02 |
0.06 |
0.07 |
0.16 |
|
Al2O3 |
19.5 |
19.02 |
2.45 |
20.48 |
29.29 |
24.08 |
23.18 |
25.78 |
25.78 |
24.43 |
24.73 |
23.37 |
27.94 |
|
FeOt |
10.16 |
5.08 |
26.46 |
23.59 |
2.77 |
1.94 |
8.46 |
4.96 |
3.19 |
10.3 |
11.16 |
13.22 |
6.82 |
|
MnO |
25.85 |
31.92 |
4.49 |
7.27 |
0.02 |
0.15 |
3.12 |
0.11 |
0.12 |
0.62 |
0.35 |
0.8 |
0.06 |
|
MgO |
1.14 |
2.12 |
1.61 |
0.84 |
2.57 |
4.89 |
3.12 |
4.05 |
4.98 |
0.01 |
0.07 |
0.05 |
0 |
|
CaO |
7.34 |
5.3 |
8.23 |
9.11 |
0 |
0.02 |
0 |
0 |
0 |
23.06 |
22.7 |
22.9 |
24.96 |
|
Na2O |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.52 |
0.01 |
0.08 |
0.25 |
0.32 |
0 |
0 |
0 |
0.03 |
|
K2O |
0 |
0 |
0.01 |
0 |
11.55 |
10.7 |
10.37 |
11.05 |
11.67 |
0 |
0 |
0 |
0.02 |
|
Total |
99.43 |
99.02 |
99.36 |
99.3 |
96.99 |
95.53 |
96.26 |
97.45 |
96.04 |
97.28 |
97.89 |
98.13 |
98.27 |
|
O |
12 |
12 |
12 |
12 |
11 |
11 |
11 |
11 |
11 |
12.5 |
12.5 |
12.5 |
12.5 |
|
Si |
2.87 |
2.89 |
3.04 |
3.04 |
3.3 |
3.56 |
3.44 |
3.38 |
3.35 |
3.05 |
3.01 |
2.93 |
2.95 |
|
Ti |
0 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.16 |
0 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0 |
0.03 |
0 |
0.01 |
|
AlIV |
1.86 |
1.82 |
1.94 |
1.95 |
0.7 |
0.86 |
0.55 |
1.4 |
1.39 |
2.26 |
2.26 |
2.11 |
2.56 |
|
AlVI |
1.59 |
1.44 |
1.31 |
0.61 |
0.65 |
||||||||
|
Fe3+ |
0.37 |
0.38 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.67 |
0.72 |
0.98 |
0.44 |
|
Fe2+ |
0.31 |
0.3 |
1.79 |
1.59 |
0.15 |
0.43 |
0.48 |
0.27 |
0.18 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Mn |
1.78 |
2.2 |
0.3 |
0.5 |
0 |
0.08 |
0.24 |
0 |
0.07 |
0.04 |
0.02 |
0.07 |
0 |
|
Mg |
0.14 |
0.26 |
0.19 |
0.1 |
0.5 |
0.48 |
0.32 |
0.4 |
0.5 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Ca |
0.65 |
0.46 |
0.71 |
0.79 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
1.94 |
1.89 |
1.92 |
2.08 |
|
Na |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.07 |
0 |
0.01 |
0.03 |
0.04 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
K |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.97 |
0.9 |
0.9 |
0.94 |
1 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Sum |
8 |
8 |
8 |
8 |
9.06 |
8.95 |
9.06 |
9.07 |
9.14 |
8.99 |
8.98 |
9.02 |
9.05 |
|
Mg# |
31 |
46 |
9 |
6 |
76 |
52 |
40 |
59 |
73 |
- |
- |
- |
- |
|
Alm |
21.27 |
10.59 |
59.73 |
53.47 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Grs |
19.68 |
14.15 |
23.64 |
26.45 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Pyp |
4.25 |
7.88 |
6.43 |
3.39 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Sps |
54.8 |
67.38 |
10.2 |
16.69 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
XPs |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
22 |
24 |
25 |
14 |
(Sgh7: متابازیت پیروکسندار؛ Sgh17: پومپلهایت- اکتینولیتشیست؛ Sgh16: لاوسونیتشیستآبی؛ Sgh25: گارنتشیستآبی؛ Sgh4: پومپلهایت- اکتینولیت شیست لاوسونیت (±گلوکوفان) دار؛ Sgh11: گارنتشیستآبی) (جدایش آهن دو ظرفیتی از سه ظرفیتی برپایة تعادل بار و یا با توجه به توابع پیشنهادیِ مراجع مربوطه انجام شد: آمفیبول: برپایة 13 کاتیون و به روش Schumacher (1997)؛ گارنت: Fe3+=8- 2Si- 2Ti- Al؛ کلینوپیروکسن: Fe3+=4- 2Si- 2Ti- Al+Na) (Mg#: Mg/Mg+Fe2+؛ XPs: Fe3+/Fe3++Al)
آمفیبول: برپایة نسبت کلسیم به کلسیم و سدیم در جایگاه B فرمول آمفیبول، Hawthorneو همکاران (2012) سه گروه آمفیبول کلسیک (بیشتر از 75/0)، سدیک- کلسیک (از 25/0 تا 75/0) و سدیک (کمتر از 25/0) را شناسایی کردهاند. نسبت CaB/(Ca+Na)Bدر آمفیبولهای نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست، متابازیت پیروکسندار و شیستآبی از 02/0 تا 01/1 متغیر است (جدول 2). ازاینرو، ترکیب آنها با انواع آمفیبولهای کلسیک، کلسیک- سدیک و سدیک همخوانی دارند. با توجه به پارامترها و نمودارهای پیشنهادی برای ردهبندی هر گروه آمفیبول (Hawthorne et al., 2012)، آمفیبولهای سبزرنگ کلسیک در نمونههای زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت که در برخی نمونهها در حال جایگزینی با آمفیبول آبیرنگ سدیک هستند، ترمولیت هستند؛ اما در نمونههای پیروکسندار و نمونههای شیستسبز، آمفیبولهای سبزرنگ که از حاشیه در حال جایگزینی با آمفیبول سدیک هستند از نوع منیزیوهورنبلند، ترمولیت و ادنیت هستند (شکل 7- A). آمفیبول کلسیک- سدیک مرکز و حاشیة سدیک پورفیروبلاستهای آمفیبول نمونههای شیستآبی فلسیک (نمونة Sgh11 جدول 2) نیز بهترتیب از نوع وینچیت (باروییزیت) و گلوکوفان هستند (شکلهای 7- B و 7- C).
با توجه به تمرکز کم تیتانیم و برپایة نمودار شناسایی آمفیبول ماگمایی از دگرگونی (Coogan et al., 2001)، خاستگاه آمفیبولهای کلسیک نمونههای متابازیت پیروکسندار و پومپلهایت- اکتینولیت شیست از نوع دگرگونی است (شکل 7- D).
شکل 7- A، B، C) نمودارهای ردهبندی آمفیبول (Hawthorne et al., 2012)؛ D) نمودار شناسایی خاستگاه آمفیبول (Coogan et al., 2001) (Sgh7: متابازیت پیروکسندار؛ Sgh17: پومپلهایت- اکتینولیتشیست؛ Sgh16: لاوسونیتشیستآبی؛ Sgh25: گارنتشیستآبی؛ Sgh4: پومپلهایت- اکتینولیتشیست لاوسونیت (±گلوکوفان) دار؛ Sgh11: گارنتشیستآبی)
پیروکسن: با توجه به دادههای بهدستآمده از تجزیة شیمیایی (جدول 2)، ترکیب مرکز پیروکسن نمونة Sgh7 در گروه کلسیک جای دارد و از نوع دیوپسید و اوژیت است (شکل 8- A)؛ اما حاشیة پیروکسن ترکیب گروه کلسیک- سدیک دارد و از نوع اژیرین- اوژیت است (شکل 8- B). احتمالاً پیروکسنهای کلسیک مرکز بلور، بقایای پیروکسن آذرین اولیه هستند. حضور نیمهپایدار پیروکسنهای آذرین کلسیک در متابازیتهای درجه پایین پدیدهای متداول است (Badger and Sinha, 1986) و پیامد کمبودن دمای دگرگونی و یا نبود دسترسی به سیال در نمونههای تودهای دانسته میشود؛ اما پیروکسن کلسیک- سدیک در شرایط دگرگونی پدید آمده است و در اطراف پیروکسنهای آذرین بهصورت اپیتاکسی هستهبندی کرده است. وجود پیروکسن نوع اژیرین- اوژیت در متابازیتها از مهمترین شواهد دگرگونی فشار بالا- دمای پایین دانسته شده است. این کانی معادل امفاسیت با آهن سه ظرفیتی است و در سنگمادرهای با تمرکز بالای آهن سهظرفیتی، بهجای امفاسیت پدیدار میشود (Flores et al., 2015).
شکل 8- A) نمودار ردهبندی پیروکسن (Morimoto, 1988)؛ B) نمودار ردهبندی پیروکسن سدیک- کلسیک (Sgh7: متابازیت پیروکسندار)
گارنت:دادههای بهدستآمده از تجزیة گارنت دو نمونه از شیستهای آبی فلسیک در جدول 2 نمایش داده شدهاند. برپایة این دادهها، گارنت نمونههای شیستآبی از نوع آلماندین (53 تا 59 درصدمولی) است؛ اما در ترکیبهای سرشار از کوارتز، تا اسپسارتین (54 تا 67 درصدمولی) در تغییر است. ترکیب این گارنتها با گارنتِ شیستهای آبی در مجموعة فرانسیسکین (Ukar and Cloos, 2014) همپوشانی چشمگیری نشان میدهد (شکل 9- A). ترکیب غنی از منگنز گارنت، احتمالاً نشان میدهد سنگمادر اینگونه شیستهای آبی رسوبهای سیلیسی عمیق دریایی با ندولهای منگنز بوده است. برپایة دادههای بهدستآمده از تجزیة نقطهای (جدول 2)، در هر دو نمونه، تمرکز منگنز از مرکز به حاشیة بلور گارنت کاهش و میزان آهن افزایش مییابد. چنین الگوی منطقهبندی ترکیبی در گارنت نشاندهندة رشد آن در مرحلة دگرگونی پیشرونده است (Spear, 1988, 1991).
فنژیت: میزان کاتیون سلیسیم در ساختار فنژیتِ نمونههای بررسیشده از 3/3 تا 6/3 اتم در واحد فرمول ساختاری متغیر است. میان میزان کاتیونهای سیلیس و آلومینیم در ترکیب فنژیت همخوانی منفی برقرار است (شکل 9- B). عدد منیزیم (Mg2+/Mg2++Fe2+) فنژیت نمونههای شیستآبی و اکتینولیت- پومپلهایت شیست از 35 تا 82 متغیر است و مگر نمونة SGH11، ترکیب فنژیت دیگر نمونهها همانند فنژیت شیستهای آبی مجموعة فرانسیسکین است (شکل 9- C).
شکل 9- ترکیب شیمیایی کانیهای دگرگونی مجموعة صغین و مقایسه آنها با مجموعة فرانسیسکین. A) برپایة نمودار سهتایی Grs-Sps-Alm+Prp، ترکیب گارنت نمونههای شیستآبی مجموعة دگرگونی صغین، با محدوده ترکیبی گارنت مجموعة فرانسیسکین همپوشانی چشمگیری نشان میدهد؛ B) در نمودار دوتایی Si-Al، مقدار سیلیسیم و آلومینیم فنژیت متابازیتهای مجموعة دگرگونی صغین همانند انواع موجود در شیستهای آبی فرانسیسکین همخوانی منفی نشان میدهند؛ C) مگر نمونة Sgh11، ترکیب فنژیت در دیگر نمونهها، همانند فنژیت شیستهای آبی مجموعة فرانسیسکین است؛ D) ترکیب پومپلهایت متابازیتهای مجموعة دگرگونی صغین از نوع غنی از آلومینیم است و با انواع فشار بالا در شیستهای آبی مجموعة فرانسیسکین شباهت ترکیبی نشان میدهند؛ E) لاوسونیت مجموعة دگرگونی صغین در مقایسه با مجموعة فرانسیسکین فقیر از آهن هستند؛ F) اپیدوت نمونههای مجموعة دگرگونی صغین (مگر نمونة Sgh4) با محدودة ترکیبی اپیدوت شیستهای آبی مجموعة فرانسیسکین همپوشانی ترکیبی نشان میدهند (محدودة ترکیبی کانیهای مجموعة فرانسیسکین از Ukar و Cloos (2014) برگرفته شده است. Sgh4: اکتینولیتلاوسونیتپومپلهایت شیست؛ Sgh7: متابازیت گلوکوفان و پیروکسندار؛ Sgh11: گارنتشیستآبی؛ Sgh17: پومپلهایت- اکتینولیتشیست؛ Sgh25: گارنتشیستآبی)
پومپلهایت: ترکیب پومپلهایت در متابازیتهای مجموعة دگرگونی صغین از نوع سرشار از آلومینیم است و ترکیب آن به پومپلهایتهای فشار بالای دیدهشده در شیستهای آبی مجموعة فرانسیسکین همانندی نشان میدهد (شکل 9- D). گفتنی است پومپلهایتهای گرمابی پدیدآمده در پی دگرگونی کف اقیانوس، نسبت به پومپلهایتهای فشار بالایِ شیستهای آبی از آهن سرشارتر هستند (Ukar and Cloos, 2014).
لاوسونیت: لاوسونیتِ متابازیتهای مجموعة دگرگونی صغین نسبت به لاوسونیتِ متابازیتهای مجموعة فرانسیسکین از آهن فقیر هستند و میزان کاتیون کلسیم آنها از 9/0 تا 04/1 متغیر است (شکل 9- E).
اپیدوت:میزان سازندة پیستاشیت در اپیدوتهای بررسیشده از 15/0 بیشتر است و ترکیب آن، مگر در نمونة SGH4، همانند ترکیب اپیدوت در دیگر نمونهها با اپیدوتشیستهای آبی مجموعة فرانسیسکین است (شکل 9- F).
فلدسپار: با توجه به میزان سازندة آلبیت، ترکیب فلدسپار نمونههای بررسیشده از نوع آلبیت خالص است.
دما- فشارسنجی
در این بخش با بهکارگیری نرمافزار ترموکالک نسخة 26- 3 (Powell and Holland, 2008)، دمافشارسنجهای قراردادی و شبکههای پتروژنتیک، شرایط دما و فشار دگرگونی نمونههای شیستآبی و پومپلهایت- اکتینولیت شیست بهدست آورده شده است که در ادامه تشریح خواهند شد.
الف- دما- فشارسنجی برپایة تعادل فازی چندگانه (ترموکالک)
در محاسبة دما و فشار با نرمافزار ترموکالک، اکتیویتة همة سازندههای حاکم در واکنشها بهکار برده شده است. با توجه به حضور اپیدوت، ایلمنیت، اسفن و روتیل در شیستآبی فلسیک و گلوکوفان، لاوسونیت و اسفن در نمونة پومپلهایت- اکتینولیت شیست، مشارکت اکتیویتة سازندة این کانیها نیز در واکنشها در نظر گرفته شده است. تنها اکتیویتة پاراگونیت مسکوویت حذف شده است؛ زیرا با حذف آن، میزان انحراف معیار محاسبات کاهش مییابد. با توجه به حضور کانیهای سرشار از آب (مانند لاوسونیت و پومپلهایت)، انجام واکنشهای دگرگونی در حضور سیال آبدار فرض شده است.
پومپلهایت- اکتینولیتشیست: در نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست، شواهد میکروسکوپی نشان میدهند کانیهای اکتینولیت، پومپلهایت، فنژیت، اپیدوت، لاوسونیت، گلوکوفان و فلدسپار پاراژنز پایدار در مرحلة اوج دگرگونی بودهاند. برپایة محل تقاطع واکنشهای زیر در نرمافزار ترموکالک (شکل 10- A)، دما و فشار دگرگونی بهدستآمده برای این پاراژنز برابربا 29±291 سانتیگراد و 4/1±9/5 کیلوبار هستند:
1) 8Tr + 6Czo + 5Ms + 7Gln = 14Prg + 5Cel + 49Qz + 4H2O
2) 20Tr + 22Czo + 11Ms + 17Gln = 34Prg + 11Cel + 123Qz + 4Pmp
3) 7Tr + 6Czo + 5Ms + 6Gln= 12Prg + 5Cel + 41Qz + 2Lws
4) 31Ms + 52Pmp + 37Gln = 33Prg + 28Czo + 31Cel + 41Ab + 86Lws
5) 7Tr + Fact + 6Czo + 5Ms + 7Gln = 14Prg + 5Fcel + 49Qz + 4H2O
شیستآبی:در نمونة شیستآبی فلسیک (نمونة Sgh25)، با پاراژنز گلوکوفان، اپیدوت، گارنت، فنژیت، روتیل و اسفن، دما و فشار دگرگونی که برپایة محل تقاطع واکنشهای زیر (شکل 10- B) در نرمافزار ترموکالک بهدست آمده است برابربا 37±348 سانتیگراد و 1/1±3/11کیلوبار است:
1) Cel + 24Czo = 5Pyp + 16Grs + 15Ms + 24Qz + 12H2O
2) Pyp + 3Fcel = Alm + 3Cel
3) Pyp + Fgln = Alm + Gln
4) 15Fcel + 24Czo + 24Ilm = 8Grs + 13Alm + 15Ms + 12H2O + 24spn
5) 5Gln + 9Qz + 6Czo + 15Ilm = 5Pyp + 4Grs + 5Fgln + 3H2O + 15Rt
6) Pyp + Rbk + 2Czo = Alm + Gln + 2Ep
در نمونههای شیستآبی فلسیک بررسیشده در این پژوهش، امفاسیت موجود نیست و ازاینرو، شرایط فشار دگرگونی بهدستآمده نیز در زیر منحنی واکنشی تجزیة آلبیت و پیدایش ژادییت واقع است. گفتنی است Agard و همکاران (2006) برای شرایط اوج دگرگونیِ نمونههای شیستآبی گارنت و امفاسیتدار در مجموعة دگرگونی صغین، فشار 17 کیلوبار و دمای 500 درجة سانتیگراد را بهدست آوردهاند که معادل شرایط دما و فشار رخسارة لاوسونیتاکلوژیت است.
شکل 10- واکنشهای بهکاررفته در روش دما- فشارسنجی تعادل فازی چندگانة نمونههای پومپلهایت- اکتینولیت شیست (نمودار A) و شیستآبی فلسیک (نمودار B) که با استفاده از دادههای خروجی نرمافزار ترموکالک ترسیم شدهاند.
ب- دما- فشارسنجی برپایة دما- فشارسنجهای قراردادی
Brown (1977) با توجه به محتوای سازندة کروسیت (میزان سدیم جایگاه M4 آمفیبول) در ترکیب آمفیبولهای کلسیک، شرایط فشار پیدایش آنها را ارزیابی کرده است. محتوای سدیم منیزیوهورنبلندهای با خاستگاه دگرگونی نمونههای Sgh7 (متابازیت پیروکسندار) و Sgh4 (پومپلهایت- اکتینولیتشیست لاوسونیتدار) از 35/0 تا 59/0 متغیر است (جدول 2). بر این پایه، فشار تبلور آنها برابربا 5/4 تا 3/5 کیلوبار بهدست آمد.
Ernst (1977) با بررسی آمفیبولهای سدیک و کلسیک نوارهای دگرگونی فشار بالا، شرایط دما و فشار تبلور باروییزیت را به شرح زیر پیشنهاد کرده است:
دمای 350 درجة سانتیگراد: فشار 4 تا 5 کیلوبار؛
دمای 450 درجة سانتیگراد: فشار 5 تا 7 کیلوبار.
از اینرو، احتمالاً فشار تبلور مرکز باروییزیتی مرحلة دگرگونی پیشروندة آمفیبولهای سدیک نمونههای شیستآبی 4 تا 7 کیلوبار ارزیابی میشود.
Ernst و Liu (1998) با رسم ایزوپلتهای آلومینیم و تیتانیم، شرایط تبلور آمفیبولهای کلسیک سنگمادرهای بازیک را بهصورت نیمهکمی ارزیابی کردهاند. میزان تیتانیم کم (04/0 تا 14/0 درصدوزنی) در ترکیب منیزیوهورنبلندهای یادشده نشاندهندة دمای تبلور کم آنها (کمتر از 550 درجة سانتیگراد) است. از سوی دیگر، با توجه به محتوای آلومینیم آمفیبولهای بررسیشده (56/3 تا 92/6 درصدوزنی) فشار استنباطشده از موقعیت ایزوپلیتها، نشاندهندة فشار نزدیک به 3 تا 7 کیلوبار است. البته باید این نکته را به یاد داشت که وجود آمفیبول با ترکیب منیزیوهورنبلند با شرایط دگرگونی زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت همخوانی ندارد و احتمالاً نشاندهندة حالت غیرتعادلی آنهاست. ازاینرو، ارزیابی فشار دگرگونی که برپایة ترکیب منیزیوهورنبلند نمونة Sgh4 تکیه دارند با ملاحظاتی همراه است.
پ- دما- فشارسنجی برپایة شبکة پتروژنتیک متابازیتها
همانگونهکه در مباحث پیشین گفته شد، نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست با پاراژنز اکتینولیت، اپیدوت، پومپلهایت و لاوسونیت شرایط دگرگونی زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت را نشان میدهند. در این نمونهها گلوکوفان در حاشیة بلورهای اکتینولیت نیز متبلور شده است. نوع کانیهای سازندة نمونههای پومپلهایت- اکتینولیت شیست نشاندهندة ترکیب مافیک سنگمادر آنهاست. ازاینرو، ارزیابی دما و فشار دگرگونی این بخش برپایة شبکههای پتروژنتیک متابازیتهاست. با وجود این، ازآنجاییکه شبکههای پتروژنتیک در سیستمهای با شرایط معین و با سازندههای محدود تعریف شدهاند، دما و فشار ارزیابیشده، بهصورت نیمهکمی است و تأیید دما و فشار دگرگونی بهدستآمده نیازمند بهکارگیریِ دما- فشارسنجهای قراردادی و روشهای تعادل فازی چندگانه مانند ترموکالک است.
شبکة پتروژنتیک متابازیتها (Beiersdorfer and Day, 1995) در شرایط زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت در شکل 11 نمایش داده شده است. شرایط دمایی این رخساره دامنة نسبتاً محدودی (260 تا 350 درجة سانتیگراد) دارد. دامنة فشار آن نیز از 3 تا 8 کیلو بار متغیر است. Willner و همکاران (2009) با بررسی متابازیتهای منشورهای بههمافزودة ساحل باختری جنوب شیلی، شرایط دگرگونی زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت را 290 تا 310 درجة سانتیگراد و فشار 4 تا 6 کیلوبار ارزیابی کردهاند. لاوسونیت از کانیهای معمول در شرایط گذر از زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت به رخسارة شیستآبی است (Banno, 1998). حد فشار پایین پیدایش لاوسونیت 3 کیلوبار است (Nitsch, 1968; Liou, 1971) و توسط واکنش لومونتیت= لاوسونیت+کوارتز+آب مشخص میشود. ازاینرو، با توجه به وجود لاوسونیت، کمترین فشار دگرگونی پیدایش نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست 3 کیلوبار بوده است.
شکل 11- شبکة پتروژنتیک متابازیتها در شرایط زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت و رخسارة شیستآبی (Frey et al., 1991; Beiersdorfer and Day, 1995). محدودة دما و فشار نمونة پومپلهایت- اکتینولیتشیست (Sgh4) با پاراژنز پومپلهایت، اکتینولیت، لاوسونیت، اپیدوت، آلبیت، کلریت و گلوکوفان با چهارگوش خطچین آبی نشان داده شده است و معادل دمای 300 تا 350 درجة سانتیگراد و فشار 7 تا 8 کیلوبار است.
برپایة تحقیقات آزمایشگاهی Maruyama و همکاران (1986)، در دمای بیشتر از 300 درجة سانتیگراد، کمترین فشار لازم برای سنتز گلوکوفان 7 تا 8 کیلوبار است. ازاینرو، آغاز تبلور گلوکوفان در نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست بررسیشده نشاندهندة فشار دگرگونی نزدیک به 7 تا 8 کیلوبار است. نبود ژادییت (امفاسیت)، در نمونههای بررسیشده نشاندهندة شرایط تدفین کمتر از عمق لازم برای تبلور ژادییت و یا ممانعت شیمی سنگ کل از پیدایش آن است. محدودة دما و فشار ارزیابیشده با شبکة پتروژنتیک متابازیت برای نمونة پومپلهایت- اکتینولیت شیست (گلوکوفان و لاوسونیتدار) که بهصورت چهارگوش خطچین آبی در شکل 11 نشان داده شده است با مقدار دما و فشار بهدستآمده با نرمافزار ترموکالک برای این نمونه همخوانی نشان میدهد.
تحولات دگرگونی
در کنار محاسبات دما- فشارسنجی و بررسیهای ساختاری، روابطی مانند بافتهای واکنشی و جایگزینی، روابط میانبار، منطقهبندی ترکیبی کانیها و حفظ کانیهایی خاص مانند لاوسونیت و آراگونیت، نقش مهمی در فهم تاریخچة تحولات فشار- دمای سرزمینهای دگرگونی بر عهده دارند. هرچند شیستهای آبی آمیزة افیولیتی شمال صوغان، شواهد دگرگونی برگشتی چشمگیری نشان نمیدهند، اما منطقهبندی ترکیبی آمفیبول و حفظ لاوسونیت و آراگونیت از شاخصههای مهم بافتی و کانیشناسی این واحدهای سنگی هستند.
منطقهبندی آمفیبول
Utsuki و Banno (1990) محدودة پایداری دما- فشار انواع آمفیبولهای سدیک، کلسیک و سدیک- کلسیک را برای متابازیتهای هماتیتدار کمربند سانباگاوی ژاپن مشخص کردهاند. روشن است که با توجه به تأثیر متغیرهایی مانند ترکیب سنگ کل، ترکیب سیال و فوگاسیتة اکسیژن تنها بهصرف وجود هر یک از این آمفیبولها و با تکیه بر قلمروی پایداری آنها نمیتوان مقادیر دما و فشار دگرگونی را برای متابازیتهای آمیزة افیولیتی شمال صوغان بهدست آورد؛ اما بررسی روابط تبدیلی آمفیبول در متابازیتها و شیستهای آبی آمیزة افیولیتی شمال صوغان و بررسی محدودة پایداری انواع آمفیبول کمک شایانی به فهم مسیر دما- فشار و تحولات دگرگونی خواهد کرد.
الگوی منطقهبندی آمفیبول، ابزار خوبی برای بررسی تاریخچة دگرگونی سنگهای فشار بالا را فراهم میآورد (Holland and Richardson, 1979; Trzcienski et al., 1984; Garciá-Casco et al., 2002; Baziotis et al., 2014). در اینباره منطقهبندی ترکیبی متشکل از آمفیبول کلسیک یا کلسیک- سدیک در مرکز و آمفیبول سدیک در حاشیه نشاندهندة کاهش دما و افزایش فشار در طی تبلور آمفیبول است که با مسیر تحولی گذر از شرایط رخسارههای آمفیبولیت و شیستسبز به رخسارة شیستآبی همخوانی دارد و در سرزمینهای فشار بالای با مسیر دما- فشار خلاف عقربههای ساعت متداول است (Wakabayashi, 1990; Willner et al. 2004; García-Casco et al., 2008; Uker and Cloos, 2014). در نمونههای شیستآبی فلسیک آمیزة افیولیتی شمال صوغان، منطقهبندی ترکیبی نشاندهندة وجود آمفیبول وینچیتی تا باروییزیتی در مرکز آمفیبولهای سدیک است؛ اما در نمونههای با سنگمادر مافیک (مانند پومپلهایت- اکتینولیت شیست و متابازیت پیروکسندار)، ترکیب آمفیبول کلسیک که در حال جایگزینی توسط گلوکوفان است از ترمولیت (اکتینولیت) تا منیزیوهورنبلند متغیر است.
برپایة محدودة قلمرو آمفیبولها (Utsuki and Banno, 1990) که در شکل 12 نشان داده شده است، ترکیب کلسیک و کلسیک- سدیک مرکز بلورهای گلوکوفان در متابازیتها و شیستهای آبی فلسیک نشاندهندة عبور مسیر دگرگونی پیشرونده از شرایط رخسارههای اپیدوتآمفیبولیت و شیستسبز تا زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت به رخسارة شیستآبی است. این روابط تبدیلی و محاسبات دما- فشارسنجی نمونههای پومپلهایت- اکتینولیتشیست و شیستآبی، با مسیر دگرگونی پادساعتگرد همخوانی دارد (شکل 12).
شکل 12- تحول فشار- دمای سنگهای دگرگونی مجموعة صغین که نشاندهندة مسیر دگرگونی پادساعتگرد است. منحنی خطچین که با واکنش Law=Ky+Zo+Qz+H2O نشان داده شده است نشانة حد نهایی پایداری لاوسونیت (Schmidt and Poli, 1998) است. قلمروی پایداری آمفیبولهای گوناگون از Otsuki و Banno (1990) برگرفته شده است (Ze: رخسارة زئولیت؛ PP: رخسارة پرهنیت- پومپلهایت؛ PrA: زیررخسارة پرهنیت- اکتینولیت؛ PA : زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت؛ GS: رخسارة شیستسبز؛ EA: زیررخسارة اپیدوتآمفیبولیت؛ AM : رخسارة آمفیبولیت؛ GR: رخسارة گرانولیت؛ HGR: زیررخسارة گرانولیت فشار بالا؛ AEc: زیررخسارة آمفیبولاکلوژیت؛ Lws-BS: زیرخسارة لاوسونیتشیستآبی؛ Ep- BS: زیررخسارة اپیدوتشیستآبی)
Agard و همکاران (2006، 2009) مسیر فشار- دمای دگرگونی شیستهای آبی مجموعة دگرگونی صغین را از نوع ساعتگرد در نظر گرفتهاند؛ اما Angiboust و همکاران (2016)، مسیر دگرگونی پادساعتگرد را برای آنها پیشنهاد کردهاند. با وجود این، شواهد کانیشناسی و روابط بافتی و جایگزینی مشخصی که نشاندهندة تحول مسیر دما- فشار از مرحلة دگرگونی پیشرونده به اوج دگرگونی باشد در پژوهش آنها موجود نیست و شرایط فشار- دمای پیش از مرحلة اوج دگرگونی ارزیابی نشدهاند.
در ایران، الگوی منطقهبندی آمفیبول در شیستآبی سبزوار (Nasrabady et al., 2013) و اکلوژیتهای بیرجند (Fotoohi Rad et al., 2005; Makhfi et al., 2014) بهصورت پیدایش حاشیه آمفیبول کلسیک- سدیک در اطراف آمفیبولهای سدیک است و نشاندهندة مسیر دگرگونی ساعتگرد است؛ اما در آمفیبول شیستهای آبی مکران (Hunziker et al., 2017) و انارک (Zanchetta et al., 2018) از مرکز به حاشیة بلور تمرکز کلسیم کاهش و سدیم افزایش مییابد و ازاینرو، با مسیر دگرگونی پادساعتگرد سازگار است.
حفظ لاوسونیت و آراگونیت
مجموعه آمیزة افیولیتی شمال صوغان همراه با شیستهای آبی پهنة مکران (Hunziker et al., 2017; Omrani et al., 2017) تنها متابازیتهای فشار بالای لاوسونیتدار ایران هستند. در کل، واحدهای سنگی فشار بالای لاوسونیتدار در مقایسه با انواع اپیدوتدار کمیاب هستند. پیدایش و حفظ پاراژنزهای لاوسونیتدار نیازمند حاکمبودن شرایط ژئودینامیک خاص در پهنة فرورانش است. بالاآمدگی سریع و کاهش دمای واحدهای فشار بالا هنگام بیرونزدگی منجر به حفظ لاوسونیت خواهد شد (Maruyama and Liou, 1988; Zack et al., 2004; Whitney and Davis, 2006; Song et al., 2007; Tsujimori and Ernst, 2014). از سوی دیگر، در شیستهای آبی که تحولات دگرگونی آنها با مسیر پادساعتگرد همراه است، حفظ لاوسونیت آسانتر روی میدهد (Krogh et al., 1994; Perchuk et al., 1999; Smith et al., 1999). در شکل 11، منحنی حد نهایی پایداری لاوسونیت (Schmidt and Poli, 1998) نمایش داده شده است که با واکنش Lws=Ky+Zo+Qz+H2O شناخته میشود. حفظنشدن لاوسونیت در سنگهای فشار بالا بیشتر متأثر از نبود شرایط مناسب در طی بالاآمدگی است؛ بهگونهایکه لاوسونیت در شیستآبی یا اکلوژیتهایی محفوظ میماند که مسیر دگرگونی برگشتی آنها در سمت چپ این منحنی باشد (Zack et al., 2004). برونزد بیشتر واحدهای فشار بالای لاوسونیتدار در جایگاه منشورهای بههمافزوده (کوهزایی نوع فرانسیسکین) است (Maruyama and Liou, 1988; Zack et al., 2004). در این جایگاه قطعات فشار بالا پس از جدایش از سنگکرة فرورو، با فرایندهای دیاپیریسم سرپانتینیتی و جریان کانال فرورانش هنگام بالاآمدن بهسرعت سرد میشوند و آبگیری نیز میکنند. ازاینرو، مسیر فشار- دمای مراحل دگرگونی پیشرونده و برگشتی آنها موازی و مشابه سنجاقسر است و همانند سنگهای دگرگونی بررسیشده با مسیر دگرگونی پادساعتگرد همخوانی دارد (Wakabayashi, 1990; Oh and Liou, 1990; Krogh et al., 1994; Tsujimori et al., 2006; Page et al., 2007; Ukar and Cloos, 2014).
Ernst (1988) برپایة مسیر فشار- دما- زمان، شیستهای آبی را به دو گروه فرانسیسکین و آلپی دستهبندی کرده است. در مسیرهای نوع فرانسیسکین، مسیر دگرگونی برگشتی سنگ در هنگام بالاآمدگی همانند مسیر دگرگونی پیشرونده هنگام تدفین است؛ اما در مسیرهای فشار- دما- زمان نوع آلپی، مسیر بیرونزدگی سنگ تقریباً در دمای ثابت یا همراه با افزایش دما است و ازاینرو، سنگهای رخسارة شیستآبی دستخوش دگرگونی دگرگونی در شرایط رخسارة شیستسبز و آمفیبولیت میشوند. یک نکته کلیدی در شناخت این دو مسیر بیرونزدگی حضور آراگونیت در مجموعه کانیشناسی نوع فرانسیسکین و نبود آن در نوع آلپی است. برپایة بررسیهای Carlson (1983)، در دمای بالاتر از 180 با قطع منحنی واکنشی پلیمورفیکی، آراگونیت بهآسانی به کلسیت تبدیل میشود؛ اما اگر شرایط گذر از منحنی واکنشی در کمتر از این دما (که برای مسیرهای نوع فرانسیسکین معمول است) روی دهد آراگونیت حفظ خواهد شد. افزونبر لاوسونیت، آراگونیت نیز از کانیهای کمیاب فشار بالای رخسارة شیستآبی است که پیدایش و حفظ آن در واحدهای سنگی فشار بالا نیازمند حاکمبودن شرایط خاصی است. Agard و همکاران (2006)، به وجود آراگونیت در شیستهای آبی مجموعة دگرگونی صغین اشاره کردهاند.
تفسیر جایگاه زمینساختی
مجموعة دگرگونی صغین دربردارندة بلوکهای سنگی با سنگمادر، درجة دگرگونی و تاریخچه فشار- دمای متفاوت است که با زمینهای سرپانتینیتی دربر گرفته شدهاند. ازاینرو، همانند مجموعة فرانسیسکین، مجموعة دگرگونی صغین آمیزة زمینساختی شاخص کانال فرورانش یا منشورهای بههمافزودهای بهشمار میرود. در اینباره، ترکیب شیمیایی کانیهای متابازیتهای مجموعة صغین با کانیهای مجموعة فرانسیسکین همپوشانی ترکیبی چشمگیری نشان میدهد (شکل 9).
برپایة ترکیب سنگمادر، Maruyama و همکاران (1996) سنگهای رخسارة شیستآبی (اکلوژیت) را به دو گروه A و B دستهبندی کردهاند:
- شیستهای آبی نوع A دربردارندة سنگ مادر حاشیة غیرفعال، متشکل از مجموعههای پیسنگ قارهای و رسوبهای بالایی با ترکیب کربناتهای سکوی قارهای و شیلهای سرشار از آلومینیم و سنگهای آتشفشانی دوگانة نوع فلسیک- مافیک هستند.
- سنگ مادر شیستهای آبی نوع B دربردارندة واحدهای سنگی حاشیة فعال قارهای در مجموعة منشورهای بههمافزوده پیش از واقعه برخورد با ترکیب چرت لایهای، بازالت پشتة میاناقیانوسی، بازالت جزیرههای اقیانوسی، سنگآهک ریف و گریوک هستند. نبود سنگهای خیلی فشار بالا (بیشتر از 25 کیلوبار) و دگرگونی برگشتی کم از دیگر ویژگیهای شیستهای آبی نوع B است. ازآنجاییکه سنگمادر غنی از چرت و کوه زیردریایی (Bonnet et al., 2019)، نبود سنگهای فشار خیلی بالا، شرایط دما و فشار دگرگونی و شواهد دگرگونی برگشتی کم، شیستهای آبی مجموعه آمیزة افیولیتی شمال صوغان از نوع B هستند. این نوع شیستهای آبی، شاخص منشورهای بههمافزوده جایگاه حاشیة فعال قارهای (کمربندهای کوهزایی پیرامون اقیانوس آرام یا کوهزایی فرانسیسکین) هستند.
هرچند مسیر دگرگونی بیشتر واحدهای فشار بالای گوههای بههمافزوده از نوع ساعتگرد است (Maruyama and Liou, 1988; Massonne, 1995)، اما همانند آنچه در این پژوهش گفته شد، در دهههای گذشته نیز مسیر دگرگونی پادساعتگرد در اینگونه واحدهای دگرگونی گزارش شدهاند (Wakabayashi, 1990; Perchuk et al., 1999; Krebs et al., 2001; Willner et al., 2004; Ukar and Cloos, 2014). بهطور کلی، آمیزةهای سرپانتینیتیِ دارای شیستآبی و اکلوژیت که مسیر دگرگونی پادساعتگرد دارند نشاندهندة سیستمهای فرورانش با چرخة زندگی دراز مدت هستند؛ بهگونهایکه در آنها رژیم حرارتی داغ حاکم هنگام رویداد آغاز فرورانش با کاهش گرادیان زمینگرمایی هنگام تکامل سیستم فرورانش دنبال شده است (Willner et al., 2004; Escuder-Viruete et al., 2013; Ukar, 2012; Ukar and Cloos, 2014; Bhowmik and Ao, 2016; Hunziker et al., 2017). مجموعة دگرگونی صغین، در پی رویداد آغاز فرورانش مسیر دگرگونی پیشرونده، در رسیدن به رخسارة شیستآبی از رخسارههای شیستسبز تا اپیدوتآمفیبولیت گذر کرده است و در مسیر فشار- دمای پادساعتگرد با حفظ لاوسونیت به سطح رسیده است. در ادامه، با تکامل جایگاه فرورانش و کاهش گرادیان زمینگرمایی، مسیر دگرگونی پیشرونده از زیررخسارة پومپلهایت- اکتینولیت گذر میکند و مسیر تحولات فشار- دمای دگرگونی مشابه سنجاقسر حاکم میشود که شاخص جایگاه منشورهای بههمافزوده نوع فرانسیسکین است.
برداشت
برپایة بررسیهای صحرایی، کانیشناسی و محاسبات دما- فشارسنجی، در رابطه با تحولات دگرگونی و جایگاه زمینساختی متابازیتهای مجموعة دگرگونی صغین به موارد زیر اشاره میشود:
الف- با توجه به ویژگیهای کانیشناسی، سنگمادر و درجات و تاریخچة دگرگونی متفاوت، مجموعة دگرگونی صغین معرف منشورهای بههمافزوده نوع فرانسیسکین هستند.
ب- مسیر فشار- دمای دگرگونی متابازیتهای مجموعة دگرگونی صغین در رسیدن به رخسارة شیستآبی، از رخسارههای پومپلهایت- اکتینولیت و شیستسبز- اپیدوتآمفیبولیت گذر کرده است. با توجه به حفظ لاوسونیت و آراگونیت در شیستهای آبی بررسیشده، بالاآمدگی واحدهای فشار بالا سریع و توأم با کاهش دما بوده است و ازاینرو، در رسیدن به سطح زمین، از مسیر پادساعتگرد که در جایگاه منشورهای بههمافزوده متداول است گذر کردهاند.
پ- مسیر فشار- دمای پادساعتگرد متابازیتهای مجموعة دگرگونی صغین، معرف تاریخچة درازمدت سیستم همگرایی ورقههای زمینساختی هستند بهگونهایکه رژیم حرارتی داغ حاکم هنگام رویداد آغاز فرورانش با کاهش گرادیان زمینگرمایی هنگام تکامل سیستم فرورانش دنبال شده است.
)
