نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسنده

گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام نور، تهران، ایران

چکیده

در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان (همدان، تویسرکان و بروجرد)، رخنمون‏‌هایی از سنگ‏‌های میگماتیتی حضور دارند که از متاتکسیت تا دیاتکسیت تغییر می‏‌کنند. در مزوسوم این میگماتیت‏‌ها، دو نوع زیرکن موروثی (2 میلیارد و 590 میلیون سال پیش تا 190 میلیون سال پیش) و دگرگونی (180 میلیون سال پیش تا 160 میلیون سال پیش) یافت می‌شوند. در تصویرهای کاتدولومینسانس، زیرکن‏‌های موروثی به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و منطقه‌بندی نوسانی و گاه حاشیه مضرس نشان می‌دهند. زیرکن‏‌های دگرگونی به شکل دانه‏‌های ستبر، فاقد منطقه‌بندی ماگمایی و با بافت شبحی هستند و به‌صورت غلاف نازکی در اطراف هسته‏‌های موروثی رشد کرده‏‌اند. گاهی نیز زیرکن‏‌های دگرگونی شامل بلورهای منفردی هستند که هستة موروثی ندارند. شواهد ساختاری نشان می‏‌دهد پیدایش زیرکن‏‌های دگرگونی توسط فرایند بازتبلور و انتقال عنصرهای سازندة آنها در شرایط ساب‏‌سالیدوس روی داده است. حضور فاز سیال ناشی از ذوب‏‌بخشی در هنگام میگماتیت‏‌زایی، از یک سو زیرکن‏‌های دگرگونی شکل‌دار با منطقه‌بندی نوسانی را پدید آورده است و از سوی دیگر، از دگرریختی ناشی از برش در ساختار درونی این کانی جلوگیری کرده است. زیرکن‏‌های دگرگونی با سن نزدیک به 180 میلیون سال پیش و کمتر، در پی دگرگونی حرارتی-دینامیکی دوره‌های ژوراسیک هسته‏‌بندی کرده‏‌اند.
 
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Study of structure and morphology of zircons in pelitic migmatites in Hamedan, Touyserkan and Boroujerd regions, Sanandaj-Sirjan zone

نویسنده [English]

  • Seyedeh Razieh Jafari

Department of Geology, Science Faculty, Payam Noor University, Tehran, Iran

چکیده [English]

Several outcrops of migmatitic rocks (metatexite to diatexite) developed in the northern part of the Sanandaj-Sirjan zone (Hamedan, Touyserkan and Boroujerd). Two types of inherited zircons (2590 to 190 Ma) and metamorphic zircons (180 to 160 Ma) are found in the mesosome of migmatites. As the cathodoluminescence images display, inherited zircons are euhedral to subhedral with oscillatory zoning, and are jagged their margins in some cases. Metamorphic zircons as thick form grains are characterized by the lack of magmatic zoning and the presence of ghost texture, growing on the margins of the inherited zircons as a thin sheath.  In some cases, metamorphic zircons are found as single crystals without any inherited nuclei. As the structural evidence suggests the process of recrystallization formed metamorphic zircons and their elements were moved under sub-solidus conditions. During migmatization, on one hand, the presence of fluid phase due to partial melting, gave rise to the formation of metamorphic zircons showing oscillating zoning and on the other hand, it has precluded the deformation due to shearing in the internal structure of these phases.  Metamorphic zircons, belonging to 180 Ma, and younger are possibly nucleated through the Jurassic period thermal-dynamic metamorphism.
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • metamorphic zircon
  • morphology
  • migmatite
  • Sanandaj-Sirjan Zone

کانی زیرکن در شرایط متغیری مانند سنگ‌شدگی[1] تا فرورانش عمیق، تبلور مذاب تا دگرسانی در دمای کم پدید می‌آید و اطلاعات مربوط به زمان، دما، عنصرهای کمیاب و نشانه‌های ایزوتوپی را در خود حفظ می‌کند و ازاین‌رو، ابزار سنگ‌زایی کارآمدی به‌شمار می‌رود (Rubatto, 2017). تلفیق اطلاعات سنگ خاستگاه نخستین با دیگر اطلاعات مانند پترولوژی، بازسازی جغرافیای دیرینه و دیگر داده‏‌های زیرکن آواری تفسیرهایی دربارة تاریخ یا خاستگاه مربوطه و رویدادهای دگرگونی سرزمین بررسی‏‌شده ارائه می‌دهند. سن‌های به‌‏‌دست‌آمده از روش U-Pb زیرکن‌های آواری امکان بحث دربارة الگوهای تکامل زمین‌ساختی نئوپروتروزوییک پایانی تا صفحة پالئوزوییک در چارچوبی جهانی را فراهم می‏‌کنند (Shakerardakani et al., 2021). برای نمونه، Shakerardakani و همکاران (2021) برپایة بررسی زیرکن‏‌های آواری منطقة سنندج- سیرجان و شواهد زیست‌جغرافیایی[2]، گسترش شبه‌قارة ایران را در همان حاشیة گندوانای شمالی توسعه دانسته‌اند که از بلوک چین جنوبی به‌سوی باختر ایران گسترش می‏‌یابد. Shirdashtzadeh و همکاران (2018) نیز با بررسی زیرکن و تلفیق آن با دیگر داده‏‌های زمین‌‏‌شناسی و پترولوژی، زمان همگرایی گندوانا و اوراسیا را کامبرین- اردوویسین دانسته‌اند. Samadi و همکاران (2021) با بررسی زیرکن‏‌ها و تلفیق با دیگر اطلاعات پترولوژی، به بررسی فرورانش کادومین و بسته‌‏‌شدن اقیانوس پروتوتتیس در شمال ابرقارة گندوانا و ضخیم‌شدن پوسته در اردوویسین پرداخته‌‌اند.

واژة «زیرکن دگرگونی» برای توصیف زیرکن‏‌هایی به‌کار برده می‏‌شود که در شرایط دگرگونی و فرایند‏‌های مختلف زیر پدید آمده‏‌اند:

1- رسوب‌‏‌کردن از مذاب هنگام ذوب‌بخشی (Roberts and Finger, 1997)؛

2- هسته‌بندی و تبلور ساب‌‏‌سالیدوس توسط انتشار Zr و Si آزادشده از واکنش‏‌های شکست سیلیکات‏‌های اصلی (Fraser et al., 1997) و فازهای جانبی (Pan, 1997)؛

3- ته‌نشینی از آب‏‌های دگرگونی (Williams et al., 1996)؛

4- بازتبلور زیرکن سنگ‌مادر[3] (Pan, 1997; Bowring and Williams, 1999).

دریافتن این نکته که کدام‌یک از فرایند‌های یادشده پدیدآمدن «زیرکن‏‌های دگرگونی» را به‌دنبال دارند، برای تفسیر درست داده‏‌های U-Pb سن‌سنجی بسیار اساسی است. به معنای دقیق، «زیرکن دگرگونی» از ته‏‌نشینی یک مایع (آبی یا مذاب) در شرایط نادگرگونی پدید نمی‌آید؛ بلکه در فشارها و دمای دگرگونی پدید می‌آید. زیرکن‏‌های پدیدآمده در پی فرایند‏‌های دوم و چهارم، هیچ ساختار درونی (مگر منطقه‏‌بندی ضعیف احتمالی) از خود نشان نمی‏‌دهند (Hoskin and Black, 2000). این ویژگی با منطقه‏‌بندی نوسانی که معمولاً در زیرکن آذرین دیده می‌شود، تفاوت دارد (Hoskin and Black, 2000). اگر پیدایش زیرکن دگرگونی در پی فرایند چهارم کامل نباشد، چه‌بسا بلورهای زیرکن در بخش‌هایی ویژگی‏‌های بافت درونی (مانند پهنه‏‌بندی و نوارهای نوسانی حفظ‌شده) و در بخش‌های دیگر منطقه‏‌بندی از میان‌رفته از خود نشان دهند (Hoskin and Black, 2000).

پیدایش زیرکن‏‌های شکل‏‌دار پیامد حضور سیال‏‌ها آبکی یا کربنیک و یا تماس با فاز مذاب در میگماتیت‏‌ها (Corfu et al., 2002) و یا رخداد ذوب‏‌بخشی (Clemens, 2003) دانسته شده است. زیرکن‏‌های نیمه‌شکل‏‌دار نیز شاخصی از زیرکن‏‌های دگرگونی هستند (Corfu et al., 2002).

 

روش انجام پژوهش

مبنای انتخاب نمونه‏‌های زیرکن بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و حضور دانه‏‌های زیرکن با ابعاد بیشتر از 50 میکرون در سنگ بوده است. بر این اساس، پس از نمونه‏‌برداری‏‌های صحرایی از مناطق بررسی‏‌شده و تهیه و بررسی مقاطع نازک صیقلی نمونه‏‌هایی که زیرکن‏‌های درشت‌تر از 50 میکرون داشتند، برای ارسال آماده شدند. هر یک از نمونه‏‌ها به‏‌صورت مکعب‏‌هایی در ابعاد 20×20×10سانتیمتر برش داده شد و برای بررسی‌های سن‌سنجی به دانشگاه کیوشو ژاپن فرستاده شدند. به‌طور کلی، شمار 7 نمونه بررسی شدند که شامل 4 نمونه از منطقة سیمین همدان (JSIM15، JSIM 72، JSIM 114، JSIM 210)، 2 نمونه از منطقة دره‏‌عمر تویسرکان (OMR43- Bt-Qtz rich layer و OMR43- Crd-Spl rich layer) و یک نمونه از منطقة بروجرد (brj 110) بودند.

ارزیابی نسبت‌های ایزوتوپی U-Pb زیرکن روی 179 دانة جداشده از مزوسوم میگماتیت‏‌های همدان، 41 دانه از زیرکن‏‌های مزوسوم میگماتیت‏‌های منطقة تویسرکان و 52 دانه برای مزوسوم میگماتیت‏‌های بروجرد، با به‌کارگیری یک اسپکترومتر جرمی پلاسمای دوقطبی Agilent 7500cx quadrupole و یک دستگاه لیزر ابلیشن UP-213Nd-YAG UV (213 nm) (213 نانومتر) در دانشگاه کیوشو ژاپن انجام شد (قطر لیزر دست‏‌کم 23 میکرون است). دستیابی به بیشترین حساسیت، فرایند تجزیة ICP-MS با به‌کارگیری استاندارد شیشه‏‌ای SRM-612 مؤسسة استاندارد و فناوری (NIST) بهینه‌سازی شده است. به‏‌دست‌آوردن داده‏‌ها و کالیبراسیون نسبت ایزوتوپ‏‌های زیرکن با نرم‏‌افزار GLITTER (Griffin et al., 2008) و برپایة شیوه‌نامه‏‌های تحلیلی و محاسباتی Jackson و همکاران (2004) برای تجزیه و زمان انحلال (time-resolve) پردازش شده است. این روش مزیت بالایی برای ارزیابی یکنواختی زیرکن و دوری از تغییرات شیمیایی یا نسبت‏‌های ایزوتوپی نامعمول در ارتباط با میانبار‌ها، دگرسانی، دامنه‏‌های موروثی و یا مشترک است که می‏‌تواند آلایش دانه‏‌ها را به‌دتبال داشته باشد.. در هنگام انجام این تجزیه، تغییرات مهمی در نسبت‏‌های ایزوتوپی وجود نداشت که به وابستگی زمان شکست عنصرها در هنگام انجام فرایند ابلیشن مربوط باشد. نسبت‏‌های ایزوتوپ به‏‌دست‌آمده (مقدار نسبت‏‌های پیشنهادیِ Sepahi و همکاران (2019) و Jafari و همکاران (2020) بررسی شود) در برابر زیرکن استاندارد پیشنهادیِ Black و همکاران (2003) کالیبره شده‌اند. زیرکن استاندارد FC-1 (Paces and Miller, 1993) نیز به‌عنوان استاندارد درونی برای کالیبراسیون به‌کار برده شده است. این استاندارد، استاندارد ثانویه برای نظارت بر دقت نسبت ایزوتوپ‏‌ها و سن به‌دست‌آمده است. برای تجزیة دانه‏‌های زیرکن، نمونه‏‌های سنگ خرد‏‌شده با استفاده از الاستیسیته، جداسازی مغناطیسی و روش‏‌های دستی به‌کار برده شده‌اند. دانه‏‌ها در دیسک‏‌های اپوکسی گذاشته شدند و برای نشان‌دادن فضای درونی بلور‏‌ها جلا داده شدند. بافت‏‌های درونی زیرکن‏‌ها با میکروسکوپ الکترونی اسکن (JEOL JSM-5310S)، با دستگاه کاتادولومینسانس[4] (یا CL) (Gatan Mini CL) در دانشگاه کیوشو برای انتخاب موقعیت دقیق نقاط بررسی ‌شدند. مقدار Th، U، Sc و Y نیز با LA-ICP-MS اندازه‏‌گیری شد. در این نوشتار، نام‌های اختصاری کانی‏‌ها از منبع Whitney و Evans (2010) برگرفته شده‌اند.

 

زمین ‏‌شناسی مناطق بررسی‏‌شده

کوهزاد زاگرس دربردارندة سه واحد زمین‏‌ساختی اصلی است. این واحدها شامل کمان ماگمایی ارومیه- دختر، پهنة تکتونوماگمایی و دگرگونی سنندج- سیرجان و پهنة چین‌خورده-رورانده زاگرس هستند (Mohajjel et al., 2003; Alavi, 1994, 2004; Agard, 2005; Ghasemi, Talbot, 2006; Mohajjel and Fergusson, 2014; Fergusson et al., 2016). پهنة سنندج- سیرجان نزدیک به 1500 کیلومتر درازا و نزدیک به 200 کیلومتر پهنا دارد. برخی پژوهشگران مانند Alavi (2004) پهنة سنندج- سیرجان را بخشی از کوهزاد زاگرس دانسته و آن را زاگرس فلس‌مانند نامیده‏‌اند. به پیشنهادِ Mohajjel و همکاران (2003)، منطقة بررسی‏‌شده در زیرپهنه‌ای با دگرریختی پیچیده جای دارد. برخی از مهم‏‌ترین منابع برای داده‏‌های سن‌سنجیِ رخداد دگرگونی در پهنة سنندج- سیرجان در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- برخی بررسی‌های انجام‌شده در زمینة سن‌سنجی زیرکن‏‌های دگرگونی در پهنة سنندج- سیرجان

Region

Reference

Method

of dating

Rock Type/Age of

Metamorphism (Ma)

Rock Type/Age of zircon

cores- inherited (Ma)

Hamedan

Sepahi et al. (2019)

U–Pb

Mesosome of politic migmatite/160-180

Mesosome of politic migmatite/ variable ages

Touyserkan

Sepahi et al. (2019)

U–Pb

Mesosome of politic migmatite/160-170

190–2590 Ma

(but 200 Ma are also common)

Boroujerd

Jafari et al. (2020)

U–Pb

Mesosome of politic migmatite/169-172

Mesosome of politic migmatite/ variable ages

Neyrize

(Qori metamorphic complex)

Fazlnia et al. (2007)

U–Pb

180±21

187±2.6

190–2360 Ma

(but 200 Ma are also common)

Zanjan–Takab

Shafaii Moghadam et al. (2016)

U–Pb

Hf–O

migmatitic leucosomes/25-28

Mesosome of politic migmatite/2540-210

Galeh-Doz

Shakerardakani et al. (2021)

Th-U-Pb

Garnet-micaschists/306 ± 5, 322 ± 28, 336 ± 39

 

Galeh-Doz

Shakerardakani et al. (2021)

40Ar/39Ar

Garnet micaschist /180-200

paragneiss and amphibolite melanosomes/variable ages

Galeh-Doz

Shakerardakani et al. (2021)

40Ar/39Ar

Orthogneiss/260-270

35–325 Ma

(but older ages > 625 Ma are also common)

Muteh–Golpaygan

Shakerardakani et al. (2019)

U–Pb

Hf–O

 

 

 

 

تودة آذرین درونی الوند مهم‏‌ترین پدیدة آذرین منطقة همدان است که انواع مختلف ماگماهای بازیک تا اسیدی در چندین مرحله در آن تزریق شده‌اند (Sepahi, 1999). سن‌سنجی Shahbazi و همکاران (2010) دربارة سنگ‏‌های آذرین درونی الوند نشان‌دهندة سن 8/1±5/166 میلیون سال پیش برای گابروها، سن 9/0±9/163 و 6/0±7/161 میلیون سال پیش ‌برای گرانیت‏‌ها و 3/1±4/154و7/2±3/153 میلیون سال پیش برای لوکوگرانیت‏‌هاست. Mahmoudi و همکاران (2011) و Chiu و همکاران (2013) نیز سن گرانیت‏‌های الوند را 165 میلیون سال پیش به‏‌دست آورده‌اند. Sepahi و همکاران (2019) سن سنگ‏‌های میگماتیتی را 167 میلیون سال پیش پیشنهاد کرده‏‌اند.

سنگ‏‌های دگرگونی منطقة همدان شامل طیف گسترده‌ای از سنگ‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای (اسلیت، فیلیت، گارنت‏‌شیست، آندالوزیت‏‌شیست، استارولیت‏‌شیست، سیلیمانیت‏‌شیست، آمفیبولیت) تا سنگ‏‌های دگرگونی همبری (گارنت ‏‌هورنفلس، کردیریت هورنفلس و فییبرولیت‏‌گارنت‏‌هورنفلس) و میگماتیت هستند (Sepahi, 1999). سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالا و میگماتیت‏‌ها در منطقة چشمه‏‌قصابان (Saki et al., 2020, 2021)، درة ‏‌مراد‏‌بیگ، سیمین (همدان) و درة عمر (تویسرکان) رخنمون دارند (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة مناطق همدان و تویسرکان و بروجرد که از تلفیق نقشه‏‌های 1:250000 (Amidi and Majidi, 1997) و لرستان (Soheili, 1992) تهیه شده است (جایگاه میگماتیت‏‌های بررسی‏‌شده با رنگ سرخ نشان داده شده است).

 

 

میگماتیت‏‌های مافیک چشمه‏‌قصابان از نوع متاتکسیت[5] هستند و پیامد ذوب‏‌بخشی و گسترش کم لوکوسوم ترونجمیتی در هورنبلند گابرو به‌شمار می‌روند (Saki et al., 2020, 2021). در منطقة سیمین همدان میگماتیت‏‌ها از نوع پلیتی هستند (Jafari, 2007) و در همبری با گرانیت پورفیرویید گسترش یافته‏‌اند؛ اما در منطقة تویسرکان، سنگ‏‌های گابرویی گسترش دارند (Sepahi et al., 2012) و میگماتیت‏‌های پلیتی در همبری با گابرو‏‌ها هستند (Sepahi et al., 2018). گسترش میگماتیت‏‌ها در منطقة سیمین همدان از تویسرکان بیشتر است (شکل 1) و تنوع ساختی و کانی ‏‌شناسی بیشتری دارد.

مهم‏‌ترین ساخت‏‌ها در میگماتیت‏‌های منطقة همدان شامل انواع ساختار‏‌های پتیگماتیک[6] (شکل 2- A)، آگماتیک[7] (شکل 2- B)، استروماتیک[8] (شکل 2- C) و در منطقة دره‏‌عمر تویسرکان شامل ساختارهای شبکه‏‌ای (شکل 2- D) و استروماتیک (شکل 2- E) هستند.

از دیدگاه پیدایش، میگماتیت‏‌های منطقه کمپلکس هستند و به‌ترتیبِ اهمیت، فرایندهای ذوب‏‌بخشی، جدایش دگرگونی[9] و تزریق در میگماتیت‏‌زایی آنها نقش داشته‌اند (Jafari, 2007). در منطقة تویسرکان، فابریک‏‌های نبولیتیک[10]، استروماتیک، شلیرن[11]، دیاتکسیت[12] اصلی (Jafari, 2018) و شبکه‏‌ای (شکل ‏‌2- B) از مهم‏‌ترین فابریک‏‌های دیده‌شده در منطقه هستند. در هر دو منطقه، دگرگونی تا رخسارة آمفیبولیت بالایی و گاه تا آغاز رخسارة گرانولیت پیش رفته است و میگماتیت‏‌ها از متاتکسیت تا دیاتکسیت تغییر می‏‌کنند (Jafari, 2018).

تودة گرانیتوییدی بروجرد (ژوراسیک میانی) مهم‏‌ترین پدیده آذرین منطقة بروجرد است (Ahmadi Khalaji et al., 2007) که درون فیلیت‌های همدان نفوذ کرده و هالة دگرگونی را پدید آورده است (Tahmasbi and Ahmadi Khalaji, 2010). دایک‌های بازیک، با‎ روند‎ شمال‌خاوری- جنوب باختری، توده‌های گرانودیوریتی ژوراسیک میانی را قطع کرده‌اند (Tahmasbi et al., 2017). انتشار گرمایی از سوی تودۀ بروجرد و ماگماتیسم مافیک (که انکلاوهایی از آنها در گرانیتوییدها دیده می‌شود) و سیال‏‌های فرورانشی میگماتیت‌ها را پدید آورده‌اند (Heydarianmanesh et al., 2016). Jafari و همکاران (2020) سن میگماتیت‏‌های بروجرد را 160-180 میلیون سال پیش پیشنهاد کرده‏‌اند. در بخش جنوبی توده، دگرگونی همبری به‌علت گسله‌بودن، ناقص است یا دیده نمی‏‌شود و نوار باریکی از شیست‏‌های کردیریت‏‌دار وجود دارد که به اسلیت و پهنه‏‌های کلریت و بیوتیت می‏‌رسد. در بخش شمالی توده، میگماتیت‏‌های پلیتی و هورنفلس‏‌ها و پهنة سیلیمانیت ‐پتاسیم‌فلدسپار دیده می‏‌شوند (Ahmadi Khalaji et al., 2007). رخنمون میگماتیت‏‌ها در منطقة بروجرد پراکنده است؛ به‌گونه‌ای‌که پهنة میگماتیتی در یک توالی (مانند آنچه در همدان و تویسرکان دیده می‏‌شود) قرار ندارد؛ بلکه رخنمون‏‌های پراکنده با درجات مختلف ذوب‏‌بخشی در مناطق نزدیک به‌هم قرار دارند؛ به‌گونه‌ای‌که تمرکز آنها در شمال‌‌خاوری (روستاهای دودانگه و قپانوری) و جنوب‌خاوری (حوالی روستای مالمیر و هندودر) است (شکل 1). Malehmir-Chegini و همکاران (2018) حضور کروندوم در میگماتیت‏‌های مناطق آب‏‌بخشان، مالمیر و خلج را گزارش کرده‌اند.

ساختار‏‌های استیکتولیتیک [13]  (خالدار) (شکل 2F-)، شبکه ای (شکل 2G-) و شولن [14]  (شکل 2H-) از مهم‏‌ترین فابریک‏‌ها در منطقة بروجرد هستند. در منطقة بروجرد دگرگونی تا رخسارة آمفیبولیت بالایی و گگهگاه (کانی‏‌های شاخص پتاسیم‌فلدسپار + کردیریت یا کوارتز+ کروندوم)، تا رخسارة گرانولیت پیش رفته است (Malehmir-Chegini et. al., 2018) و بیشتر میگماتیت‏‌ها از نوع متاتکسیت هستند؛ اما رخنمون‌های اندکی از دیاتکسیت نیز در منطقه دیده می‌شوند (Jafari et. al, 2020).

 

 

 

شکل 2- A) ساختار پتیگماتیک در میگماتیت‏‌های منطقة سیمین؛ B) ساختار آگماتیک در میگماتیت‏‌های منطقة سیمین؛ C) ساختار استروماتیک در میگماتیت‏‌های منطقة سیمین؛ D) ساختار شبکه ای در میگماتیت‏‌های منطقة دره‌عمر؛ E) ساختار استروماتیک در میگماتیت‏‌های منطقة دره‌عمر؛ F) ساختار استیکتولیتیک (خالدار) در میگماتیت‏‌های منطقة بروجرد؛ G) ساختار شبکه‏‌ای در میگماتیت‏‌های منطقة بروجرد؛ H) ساختار شولن در میگماتیت‏‌های منطقة بروجرد.

 

 

 

 

سنگ‏‌نگاری مناطق بررسی‏‌شده

در هر سه منطقة همدان، تویسرکان و بروجرد ویژگی‏‌های سنگ‏‌نگاری همانند هستند. لوکوسوم میگماتیت‏‌ها بافت سنگ‏‌های آذرین (‌گرانولار شکل‏‌دار ‏تا ‏‌گرانولار نیمه‏‌شکل‏‌دار، پرتیت و میرمکیت) را نشان می‏‌دهد و از ترونجمیتی تا آلکالی‏‌فلدسپار گرانیتی تغییر می‏‌کند (شکل 3-A). در منطقة همدان، بیشتر میگماتیت‏‌های آلومینوسیلیکات‏‌دار لوکوسوم ترونجمیتی دارند و میگماتیت‏‌های کردیریت‏‌دار لوکوسوم تروجمیتی تا آلکالی‏‌فلدسپار‏‌گرانیتی دارند (شکل 3-A). در منطقة بروجرد گاه در یک رخنمون، هر دو نوع لوکوسوم در یک توالی واحد با هم دیده می‏‌شوند. تفکیک ملانوسوم و مزوسوم در بیشتر موارد دشوار است؛ ملانوسوم بیشتر بافت لپیدوبلاستیک تا پورفیرولپیدوبلاستیک دارد، در حاشیه همة لوکوسوم‏‌ها وجود ندارد و اگر هم باشد، ضخامت آن بسیار کم است (شکل 3- B). مهم‏‌ترین کانی سازندة ملانوسوم بیوتیت است؛ اگرچه گارنت و دیگر کانی‏‌های فرومنیزین نیز گاه در آن یافت می‌شوند (شکل 3- A). مزوسوم میگماتیت‏‌ها بافت‏‌های پوفیروبلاستیک، پویی‌کیلوبلاستیک، پورفیرولپیدوبلاستیک و لپیدوپورفیروبلاستیک دارد و به دو شکل غنی از آلومینوسیلیکات و غنی از کردیریت دیده می‏‌شود (شکل‌های 3- A و 3- B). کانی‏‌های شاخص متاپلیت‏‌ها مانند گارنت، بیوتیت، استارولیت، آندالوزیت، سیلیمانیت، کیانیت، فیبرولیت، کردیریت، پلاژیوکلاز، اسپینل و زیرکن در مزوسوم میگماتیت‏‌ها حضور دارند (شکل 3- B). دانه‏‌های زیرکن بیشتر به‌صورت میانبار در کانی‏‌های لوکوسوم (مانند کوارتز و پلاژیوکلاز) و مزوسوم (مانند بیوتیت) دیده می‏‌شوند. زیرکن‏‌های لوکوسوم کمابیش شکل‌‏‌دار هستند و در زیر میکروسکوپ حاشیة متامیکتی بسیار نازکی نشان می‏‌دهند (شکل 3- C). کانی‏‌های میزبان زیرکن در لوکوسوم‏‌ها شامل پلاژیوکلاز، ارتوز، کوارتز هستند و احتمالاً جوان‌تر هستند (شکل 3- C)؛ زیرا پیدایش لایة لوکوسوم پس از اوج دگرگونی و فرایند ذوب‌بخشی روی می‏‌دهد؛ ازاین‌رو، زیرکن‏‌های متبلورشده از آن نیز، سن‌های کمتری نشان می‏‌دهند. بیشتر زیرکن‏‌ها در مزوسوم در کانی بیوتیت و گاه گارنت متمرکز شده‌اند و حاشیة متامیکتی ضخیم‌تری دارند (شکل 3- D)؛ ازاین‌ر، گمان می‌رود قدیمی‌تر از زیرکن‏‌های لوکوسوم باشند. بیشتر زیرکن‏‌های مزوسوم از سنگ مادر به ارث رفته‏‌اند و از این‌رو، از زیرکن‏‌های تازه پدیدآمده در لوکوسوم قدیمی‏‌تر هستند. افزون‏‌بر این، درجة متامیکتی‏‌شدن به محتوای Th-U بستگی دارد. میزان تشعشعات رادیواکتیو این محتوا را تغییر می‏‌دهد و با تغییر ساختار زیرکن و جایگاه کاتیون Zr ضخامت حاشیة متامیکت‌شده افزایش می‏‌یابد (Woodhead et al., 1991). در برخی مقطع‌های بررسی‌شده از هر سه منطقه، فیبرولیت‏‌زایی در مرحلة پایانی و به‌ازای کانی‏‌های دیگر روی داده است (شکل 3- A). در منطقة بروجرد کیانیت دیده نمی‏‌شود و گسترش گارنت نیز از منطقة همدان کمتر است. وجود هر سه نوع پلی‏‌مورف آلومینوسیلیکات در مناطق همدان و تویسرکان (شکل 3- F) نشان‏‌دهندة شرایط دگرگونی در نقطة سه‌گانه نیست و در شرایط رخداد ذوب‌بخشی، آندالوزیت در آن به‌صورت ناپایدار حضور دارد (Jafari, 2007). در میگماتیت‏‌های سرابی منطقة تویسرکان نیز کانی ژدریت حضور دارد. کانی‏‌های یادشده در سنگ‌های دگرگونی با درجة متفاوت دیده می‏‌شوند و گاه از واکنش‏‌های پیشرونده و گاهی از واکنش‏‌های پسرونده، برخی در اوج دگرگونی و برخی پس از آن پدید آمده‏‌اند. این پدیده هسته‏‌بندی و پیدایش نسل‏‌های گوناگون برخی کانی‏‌ها مانند بیوتیت، استارولیت و کردیریت را به‌دنبال داشته است (Sepahi et al., 2018). به‌علت حضور توالی‏‌های سنگی متنوع و کم‌ضخامت و نیز به‌هم‌ریختگی‏ در پی فرایندهای زمین‏‌ساختی نمی‌توان پهنه‏‌های کانی‏‌شناسی در مناطق بررسی‏‌شده را از یکدیگر بازشناخت.

 

 

 

شکل 3- A) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از میگماتیت‏‌های کردیریت‏‌دار منطقة همدان که دارای مزوسوم و لوکوسوم ترونجمیتی هستند؛ B) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از مزوسوم میگماتیت‏‌های آندالوزیت‏‌دار منطقة بروجرد؛ C) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از زیرکن‏‌ها در لوکوسوم میگماتیت‏‌های منطقة همدان که حاشیة متامیکتی ضخیمی نشان نمی‏‌دهند؛ D) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از زیرکن درون مزوسومِ میگماتیت‏‌های همدان که حاشیه متامیکتی ضخیم نشان می‏‌دهد؛ E) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از کانی‏‌های درون مزوسوم میگماتیت‏‌های منطقة تویسرکان؛ F) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از سیلیمانیت کردیریت میگماتیت (نمونة JSIM15) ؛ G) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از استارولیت گارنت سیلیمانیت کردیریت میگماتیت (نمونة JSIM72)؛ H) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از آندالوزیت سیلیمانیت اسپینل کردیریت میگماتیت (نمونة OMR43) (Crd–Spl rich layer)؛ I) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از آندالوزیت، سیلیمانیت گارنت میگماتیت تورمالین‏‌دار (نمونة brj110) (نام اختصاری کانی‏‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است).

 

 

دربارة انتخاب زیرکن در مزوسوم باید گفت مزوسوم میگماتیت‏‌های بررسی‏‌شده به‌علت حجم بیشتر در زمینة سنگ به‌آسانی تفکیک می‏‌شوند و زیرکن‏‌ها در آن درشت‏‌تر و فراوان‏‌تر از دیگر بخش‏‌های میگماتیتی هستند. همچنین، ملانوسوم در میگماتیت‏‌ها یا حضور ندارد یا بسیار کم‏‌ضخامت است. افزون‏‌بر این، ضخامت متغیر لوکوسوم‏‌های میگماتیت‏‌های بررسی‏‌شده که در پی ذوب‏‌بخشی دچار پیچ و تاب‏‌های متنوع در سه بعد شده‌اند و گاه بسیار نازک هستند، از جداسازی این بخش جلوگیری می‌کند؛ زیرا قطعه‌های لوکوسوم باید به‌گونه‌ای انتخاب می‏‌شدند که با بخش‏‌های مزوسوم و ملانوسوم آمیخته نشوند.

زیرکن‏‌ها در بخش‏‌های میگماتیتی بررسی‏‌شده ‏به دو گروه جداگانه از هم دسته‌بندی می‌شوند. گروه نخست، زیرکن‏‌های نیمه‌گردشده‌ای هستند که در زمینة بیوتیت دیده می‏‌شوند. گروه دوم زیرکن‏‌های شکل‏‌داری هستند که در زمینة کوارتز و فلدسپار جای گرفته‏‌اند.

 

الف- توصیف نمونه‏‌های بررسی‏‌شده

در این بخش به توصیف و معرفی نوع سنگ، شمار دانة زیرکن، ویژگی تصویرهای CL، ابعاد دانه‏‌های زیرکن و ... پرداخته می‏‌شود. نمونة JSIM15 یک سیلیمانیت کردیریت میگماتیت از منطقة سیمین همدان با موقعیت جغرافیایی N''3/40'37o34 و E''5/47'32o48 است (شکل 3- ‏‌F). نمونه‏‌های JSIM72 وJSIM210 نیز استارولیت گارنت سیلیمانیت کردیریت میگماتیت از منطقة سیمین همدان هستند که به‌ترتیب از موقعیت‏‌های جغرافیایی N''1/51'37o34 و E''2/20'32o48 و نیز N''6/48'38o34 و E''2/32'33o48 برداشت شده‌اند (شکل 3- G). نمونة JSIM114 یک اسپینل استارولیت سیلیمانیت کردیریت میگماتیت گارنت‏‌دار از منطقة سیمین همدان است که از موقعیت جغرافیایی N''2/04'38o34 و E''4/18'33o48 برداشت شده است. نمونه‏‌های OMR43 (Bt-Qtz rich layer) و OMR43 (Crd–Spl rich layer) نیز آندالوزیت سیلیمانیت اسپینل کردیریت میگماتیت از منطقة دره‌عمر تویسرکان هستند که از موقعیت جغرافیایی N''03'32o34 و E''2/29'30o48 برداشت شده‌اند (شکل 3- H). نمونه brj110 نیز یک آندالوزیت سیلیمانیت گارنت میگماتیت تورمالین‏‌دار از منطقة بروجرد با موقعیت جغرافیایی N''5/20'54o33 و E''2/57'55o48 است (شکل 3- I).

زیرکن در فازهای اصلی سیلیکاته و در هر سه بخش لوکوسوم، مزوسوم و ملانوسوم میگماتیت‏‌ها حضور دارد. بیوتیت، فلدسپار و کوارتز مهم‏‌ترین کانی‏‌های میزبان زیرکن هستند. در این پژوهش، زیرکن‏‌های مزوسوم بررسی‏‌شده‏‌اند. به‌طور کلی، 277 نقطه در 266 دانة زیرکن تجزیه ‌شد که شامل 39 نقطه در نمونة JSIM15، 60 نقطه در نمونة JSIM72، 5 دانه در نمونة JSIM114، 75 نقطه در نمونة JSIM210، 29 نقطه در نمونة OMR43 (Crd–Spl rich layer) و 17 نقطه در نمونة OMR 43 (Bt-Qtz rich layer) و 52 نقطه در نمونة brj110 هستند. برخی تصویرهای CL از دانه‏‌های یادشدة زیرکن در شکل‌های 4 و 5 آورده شده‌اند.

ویژگی‌های‌‏‌های مختلف برای هر شش نمونه دانه در تصویرهای CL تقریباً همانند هستند. ازاین‌رو، از توصیف آنها برای تک‏‌تک نمونه‏‌ها اجتناب می‏‌شود. به‌طور کلی، بیشتر دانه‏‌ها هابیت منشوری دارند؛ اما برخی دانه‏‌ها گردشده هستند. آنها معمولاً یک هسته با مرز واضح[15] و نامنظم دارند که حاشیة دگرگونی نازکی آن را در‏‌بر‏‌گرفته است. ریخت‏‌شناسی[16] دانه‏‌ها از شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار تغییر می‏‌کند. کمترین و بیشترین طول دانه‏‌ها به‌ترتیب 30 میکرون و 100 میکرون است. نسبت طول/پهنای دانه‌ها از 0/1 تا 2/3 و دامنة تغییرات نسبت‏‌های Th/U از 01/0 تا 15/3 تغییر می‏‌کند. اطلاعات مربوط به‏ کمترین طول دانه، بیشترین طول دانه، نسبت طول/پهنا و نسبت‏‌هایTh/U به تفکیک نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در جدول 2 آورده شده‌اند. در تصویرهای CL، زیرکن‏‌های موروثی به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و حاشیة آنها گاه مضرس است. همچنین، هسته‏‌های موروثی منطقه‌بندی نوسانی مشخصی دارند (شکل 3).

 

 

شکل 4- تصویرهای کاتدولومینسانس از زیرکن‏‌های موروثی درون میگماتیت‏‌های مناطق بررسی‏‌شده (JSIM: منطقة همدان؛ OMR: منطقة تویسرکان؛ BRJ: بروجرد) (دایره‏‌های روی دانه‏‌ها نشان‏‌دهندة قطر لیزر هنگام تجزیه هستند).

 

شکل 5- تصویرهای کاتدولومینسانس از زیرکن‏‌های دگرگونی در میگماتیت‏‌های مناطق بررسی‏‌شده (JSIM: منطقة همدان؛ OMR: منطقة تویسرکان؛ BRJ: بروجرد) (دایره‏‌های روی دانه‏‌ها نشان‏‌دهندة قطر لیزر هنگام تجزیه هستند).

 

 

ب- ریخت‏‌شناسی و ساختار زیرکن

Corfu و همکاران (2003) در مقاله‏‌ای با نام ریخت‏‌شناسی زیرکن، گروه‏‌های مختلف زیرکن در سنگ‏‌های آذرین، دگرگونی و رسوبی را برپایة شکل ظاهری و منطقه‏‌بندی از یکدیگر جدا کرده‌اند. تشخیص زیرکن از کانی‏‌های دیگر مانند مونازیت با میکروسکوپ‏‌های پلاریزان و بازتابی تا اندازه‌ای دشوار است. بهترین و با کیفیت‏‌ترین روش برای بررسی ساختار درونی زیرکن‏‌ها تصویرهای کاتادولومینسانس (CL) و یا تصویرهای الکترونی روبشی[17] یا BSE هستند. در واقع اینها تصویرهایی هستند که از بمباران الکترونی کانی‏‌های زیرکن به‏‌دست می‏‌آیند (Crookes, 1879). در بررسی ریخت‏‌شناسی بایستی کوشید تا جای ممکن زیرکن‏‌های سالم برای بررسی به‌کار برده شوند. پس از جداسازی زیرکن و تهیة مقطع صیقلی با خمیرة الماسه، بهترین روش بررسی شکل و ساختار درونی زیرکن کاربرد تصویرهای کاتادولومینسانس (CL) است؛ زیرا در این تصویرها ریخت‏‌شناسی و ساختار درونی بلور به‌خوبی مشخص است. ازاین‌رو، در این پژوهش نیز به‌جای تصویرهای BSE تصویرهای کاتادولومینسانس (CL) به‌کار برده شدند که جزییات ساختارهای درونی زیرکن را بهتر نشان می‏‌دهند.

 

 

جدول 2- داده‏‌های مربوط به کمترین طول دانه، بیشترین طول دانه، نسبت طول/پهنا و نسبت های Th/U برای زیرکن‏‌های درون مزوسوم میگماتیت‏‌های مناطق بررسی‏‌شده

Samples

JSIM 15

JSIM 72

JSIM 114

JSIM 210

OMR43(Crd–Spl rich layer(

OMR43(Bt-Qtz rich layer)

brj 110

Area

Hamedan (Simin)

Hamedan (Simin)

Hamedan (Simin)

Hamedan (Simin)

Touyserkan (Dareh Omar)

Touyserkan (Dareh Omar)

Boroujerd

Number of analyzes on zircon grains

39

60

5

75

29

17

52

Inherited grains

Minimum grain length (microns)

25

35

50

40

30

40

30

Maximum grain length (microns)

170

100

60

100

90

90

80

The length/width ratios

1.1-2.5

1.2-3.1

1.5-2.8

1.1-3.1

1.5-3.1

0.1-3.1

1.6-2.8

Th/U ratios

0.01-1.42

0.09-2.0

0.59-2.0

0.02-3.15

0.02-1.43

0.1-1.25

0.02-2.59

Metamorphic grains

Minimum lengths of zircon grains

70

60

70

70

35

-

40

Maximum lengths of zircon grains

160

100

90

80

70

-

60

The length/width ratios of grains

1.6-3.2

1.2-2/12

1.75-2.25

1.75-2.4

1.4-2.4

-

1.5-1.6

Th/U ratios

0.01-0.02

0.01-0.05

0.02-0.15

0.01-0.09

0.09-0.66

-

0.02-0.04

Age (Ma.)

3.6±172

3.1±173.6

170-180

160-180

160-170

-

160-180

 

 

زیرکن با سیستم تبلور تتراگونال به‌صورت بلور‏‌های ستونی رشد می‏‌کند. Pupin (1980) پیشنهاد کرد پارامترهای ریخت‏‌شناسی زیرکن می‏‌تواند برای توصیف تکامل سیستم‏‌های ماگمایی به کار گرفته شود. سرعت تبلور که فاکتور اصلی رشد زیرکن به‌شمار می‏‌آید نسبت کشیدگی زیرکن را افزایش می‏‌دهد و بیشتر بلور‏‌های اسکلتی زیرکن در پی سرد ‏شدن سریع پدید می‌آیند که معمولاً چنین زیرکن‏‌هایی در سنگ‏‌های آلکالن مافیک و تحت‌اشباع دیده می‌شوند. حتی رشد سریع این بلور‏‌های سوزنی به‌گونه‏‌ای است که فضای خالی نیز پدید می‏‌آورد (Hoskin and Black, 2000). در بسیاری از ماگماها هنگامی‏‌که ماگما به حالت اشباع از Zr می‏‌رسد، بلورهای زیرکن پدید می‏‌آیند. درجة اشباعی زیرکن در ماگماها متفاوت است؛ برای نمونه، برخی ماگماها در مراحل آغازین و برخی دیگر در مراحل پایانی به درجة اشباعی از Zr می‏‌رسند (Hoskin and Black, 2000). به‌هر روی، حتی در شرایطی که غلظت Zr بسیار کم و یا بسیار بالا باشد، باز هم زیرکن می‏‌تواند هسته‏‌بندی کند (Hoskin and Black, 2000). در مواردی که زیرکن در مراحل پایانی جدایش ماگما پدید می‏‌آید به‌ندرت سطوح شکل‏‌دار در بلور پدید می‏‌آید. با ساییدن مناسب، در برخی مقاطع می‌‏‌توان هسته‏‌های اولیه را شناسایی کرد که زیرکن‏‌های جوان‌تر به دور آنها رشد کرده‏‌اند. معمولاً ریخت‏‌شناسی زیرکن با کاهش در دمای تبلور تغییر می‏‌کند (Pupin, 1980). همچنین، نقش آب در پیدایش صفحه‌های بلورین در زیرکن، به‌‏‌ویژه در ماگماهای گرانیتی اهمیت دارد (Hoskin and Black, 2000). در ماگماهای فقیر از آب، تبلور زیرکن در آغاز سردشدن ماگما روی می‏‌دهد؛ اما در ماگما‏‌های غنی از آب، تبلور زیرکن در آغاز سرد‏‌شدن و تبلور ماگما آغاز می‌‏‌شود و تا پایان فرایند تبلور ادامه می‏‌یابد. در این هنگام توسعه عنصرهای کمیاب (U، Th، Y، ...) رشد بیش از اندازه با ساختار متمایز منطقه‏‌ای را به‌دنبال دارد (Pupin, 1980). نسبت طول به قطر در بلورهای زیرکن از 1 تا 5 متغیر است. در واقع این نسبت نشان‏‌دهندة سرعت رشد بلور است؛ به‌گونه‌‌ای‌که هرچه بلور سوزنی‏‌تر باشد، نرخ رشد سریع‏‌تر بوده است (Corfu et al., 2003). با توجه به اینکه سنگ‏‌های دگرگونی در طول زمان زمین‏‌شناسی و افزایش تدریجی درجة دما و فشار رشد می‏‌کنند. زیرکن‏‌های دگرگونی در مناطق بررسی‏‌شده نسبت پایینی از فاکتور طول به پهنا دارند و بیشتر آنها ریخت‏‌شناسی ستبر و شکل‏‌دار تا کمی نیمه‏‌شکل‏‌دار نشان می‌دهند (شکل‌های 3- C و 3- D و جدول 1 بررسی شوند).

 

- ساختار خارجی:

دانه‏‌های زیرکن به‌طور کلی بی‏‌رنگ هستند و طول آنها از 60 تا 100 میکرون متغیر است و نسبت ابعاد آنها (طول به پهنا) از 1 تا 2/3 است. ریخت‏‌شناسی خارجی غالب در آنها به‌صورت شکل‏‌های منشوری است و گاه شکل‏‌های هرمی نیز در آنها دیده می‌شود (مانند: شکل 4، نمونة OMR43-12). بیشتر بلور‏‌ها شکل‏‌دار و گاه نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند. برخی بلورها انتهای گرد نشان می‏‌دهند که گاه ریخت‏‌شناسی تخم‌مرغی پدید می‌آورد (شکل 4، نمونه‌های JSIM15-25 و OMR43-6؛ شکل 5، نمونه‌های JSIM72-51,17).

 

- ساختارهای اولیه:

منطقه‌بندی نوسانی در زیرکن، هنگام تبلور از مذاب پدید می‌آید و یک ساختار اصلی ماگمایی است (Paterson et al., 1992). زیرکن‏‌هایی که در سنگ‏‌های دگرگونی پدید می‏‌آیند، منطقه‌بندی نوسانی نشان نمی‏‌دهند؛ اما ممکن است منطقه‏‌بندی منطقه‏‌ای داشته باشد (Watson and Liang, 1995). الگوهای منطقه‌بندی نوسانی نشان‏‌دهندة توزیع ناهمگن عنصرهای کمیاب هستند (Hoskin and Black, 2000). تصویرهای CL در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده برای برخی هسته‏‌ها دو دوره یا احتمالاً سه دورة گسسته از رشد را نشان می‏‌دهند (شکل‏‌های 4 و 5). برپایة تصویرهای CL زیرکن دگرگونی به دو نوع دیده می‏‌شود. زیرکن‏‌هایی که هسته‏‌های مستقل پدید آورده‌اند و در پی دگرگونی رشد کرده‏‌اند (شکل 5؛ نمونه‌های JSIM114-1 و OMR43-20) و انواعی که به‏‌صورت حاشیة نازکی به دور هسته‏‌های موروثی رشد کرده‏‌اند (برای نمونه، شکل 5، نمونه‏‌های JSIM15-12 و JSIM72-35).

 

- ساختارهای ثانویه:

مهم‏‌ترین ویژگی ساختارهای ثانویه در این زیرکن‏‌ها حضور بلورهای بدون ویژگی خاص است که در تصویرهای CL از سیاهی (بخش تار) پوشیده شده است (شکل 4، نمونه JSIM15-40 و JSIM72-31؛ شکل 5، نمونه JSIM15-4). این مناطق به‌صورت تکه‏‌ها و وصله‌‏‌هایی با حاشیه‏‌های سینوسی هستند که به‌سوی بیرون چین خورده‏‌اند و ممکن است به حالت صاف و ناهموار گسترش داشته باشند (شکل 5، نمونه JSIM15-40؛ شکل 6، نمونه JSIM15-4). همچنین، بخش‏‌های صاف در امتداد لبه‏‌های دانه رخ می‏‌دهند (شکل 6، نمونه‌های JSIM15-12 و JSIM72-17) که با دیگر ساختارهای از قبل موجود تداخل می‏‌کنند و چه‌بسا در پی توزیع عنصرهای کمیاب و انتشار عنصری این حالت‌های پیچیده را پدید آورده باشند. این مناطق همانند مناطق تفسیرشدة Pidgeon (1992) و Pidgeon و همکاران (1998) هستند و به‌عنوان یک بازتبلور در مراحل پایانی و در پی از میان‌رفتن عنصرهای کمیاب پدید می‏آیند. روابط پیشرونده و درونی این مناطق و ریخت‏‌شناسی‏‌های خارجی با تغییرات کم، با پیدایش آنها توسط بازتبلور سازگار هستند (Pidgeon et al., 1998). بخش‏‌های بازتبلور در هر جایی از بلور می‏‌تواند روی دهند؛ اما این پدیده بیشتر در انتهای بلور روی می‌دهد و گمان می‏‌رود گاه به سطح بلور نمی‌پیوندد (شکل 6، نمونة JSIM15-32&33). حفظ آثار اولیه قدیمی بافت‏‌های اولیه (پهنه‌بندی رشد) در مناطقی از بازتبلور اهمیت بسیاری دارد. این برجای‌مانده‏‌ها به‌عنوان «بافت شبحی» خوانده می‏‌شوند و مسئول سن‌های ایزوتوپی «مختلط» و فراوانی عنصرهای کمیاب میان مناطق با منطقة رشد و کاملاً تبلور یافته هستند (Hoskin and Black, 2000). این بافت‏‌ها را برای نشان‌دادن بازتبلور در حالت جامد تفسیر می‏‌کنند؛ زیرا بافت‏‌های شبحی و جداسازی برخی از مناطق تبلوریافته از سطح بلور با یک فرایند انحلال/ تکرار دوباره (مایع) موضعی مغایر هستند.

 

زیرکن‏‌های موروثی

برپایة تصویرهای CL زیرکن‏‌های ماگمایی منطقه‌بندی ماگمایی نازکی دارند و به‌ندرت ساخت نبولیتیک نیز در آنها دیده می‏‌شود (Martínez et al., 2014)؛ اما بسیاری از زیرکن‏‌های بررسی‏‌شده تاریخچة پیچیده‏‌ای نشان می‏‌دهند که شامل یک هستة شکسته و ترکیب بلورهای شکسته یا بازتبلور دگرگونی است (مانند شکل 6، نمونه های JSIM15-32,33، JSIM210-63,64، JSIM210,16-17). در بسیاری موارد در زیرکن‏‌های موروثی منطقه‌بندی نوسانی با بخش‌های دوباره همگن‌شدظ زیرکن قطع می‏‌شود (مانند شکل 4، نمونه‏‌های Brj110-9,11، JSIM210-70، JSIM210-23 و ...). منطقه‌بندی پیچ‌و‌تاب‌خورده که در برخی دانه‏‌های زیرکن دیده می‏‌شود (شکل 4، نمونة OMR43-24) پیامد خالص‏‌سازی پس از تبلور ساختار بلور با مهاجرت باندهای غنی از عنصرهای کمیاب دانسته می‏‌شود. در برخی نمونه‏‌های موروثی (نمونة OMR43-5 در شکل 4) و دگرگونی (نمونة JSIM72-35 در شکل 5) نیز بافت متقاطع دیده می‏‌شود.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6- منطقه‏‌بندی درونی و بافت‏‌های زیرکن در درجه‏‌های مختلف دگرگونی (Rubatto, 2017) (تصویرهای A، B و N در BSE هستند؛ دیگر تصویرها CL هستند. نوار مقیاس افقی در همة تصویرها 20 میکرون است). A) رشد بیش از اندازة زیرکن روی هسته آواری در شیل رخسارة شیست سبز؛ B) زیرکن موروثی دگرسان‌شده در ماسه‌سنگ دیاژنتیک؛ C) زیرکن با هستة دگرسان‌شده در طول دگرگونی کف دریا و لبة پدیدآمده در طول دگرگونی فشار بالا؛ D) زیرکن با هستة موروثی و دو لبة دگرگونی از میکاشیست اکلوژیتی؛ E) زیرکن در یک رگة سیال که درون اکلوژیت پدید آمده است؛ F) زیرکن با هستة موروثی و دو لبة دگرگونی از شیست سفید UHP[18]؛ G) زیرکن در شرایط دگرگونی رخسارة گرانولیتی که در UHP بوده است؛ H) پهنه‏‌بندی بخش درخت صنوبر در زیرکن دگرگونی از اکلوژیت؛ I) زیرکن از گرانولیت با دو رشد بیش از اندازة دگرگونی در اطراف هستة موروثی؛ L) زیرکن از میگماتیت با دمای کم با دو رشد بیش از اندازة دگرگونی در اطراف هستة موروثی؛ M) زیرکن از یک رگة لوکوکراتیک که سن دگرگونی UHT[19] را ثبت می‏‌کند؛ N) ریز زیرکن‌های اطراف دانه‌های روتیل که از بیرون‌راندن Zr در پی بازتبلور روتیل در هنگام سرد‏‌شدن از دگرگونی UHT پدید آمده‌اند.

 

 

 

زیرکن‏‌های دگرگونی

حاشیة دگرگونی گاه نازک و گاه ضخیم است. ساخت‏‌های درونی ثانویة گوناگونِ زیرکن با حاشیه‏‌های بازتبلوریافته متداول هستند و این بخش‏‌ها را می‏‌توان جبهه‏‌های بازتبلور دانست که مرزهای قابل انطباق با هسته دارند؛ اما تصویرهای کاتدولومینسانس و شیمی متفاوتی دارند (Hoskin and Black, 2000). محتوای Th/U در هستة موروثی از حاشیة دگرگونی بیشتر و نسبت Sc/Y نیز در هستة موروثی از حاشیة دگرگونی کمتر است (جدول 3).

 

 

جدول 3- مقایسه مقادیر Th/U و Sc/Y در دانه‏‌های زیرکن واحدی که حاشیة آنها دچار بازتبلور دگرگونی شده است. همة نمونه‏‌ها مربوط به منطقة همدان است.

Sample No.

Jsim15-32

Jsim15-33

Jsim210-8

Jsim210-9

Jsim210-16

Jsim210-17

Jsim210-19

Jsim210-20

Jsim210-55

Jsim210-56

Jsim210-63

Jsim210-64

core

rim

core

rim

core

rim

core

rim

core

rim

core

rim

1

2

3

4

5

6

Sc/Y

00. 343

0.604

0.176

0.622

0.314

0.63

0.241

0.533

0.226

0.548

0.425

0.598

Th/U

0.166

0.019

0.657

0.007

0.527

0.013

0.462

0.013

0.141

0.007

0.09

0.069

Pb206/U238

(Age)

276.8

153.8

441.5

161.2

475.1

167.7

430.3

165.7

1195.8

177.5

200.4

698.3

 

 

در برخی دانه‏‌های بررسی‏‌شده که یک دانة واحد دارای هستة موروثی و حاشیة دگرگونی با ضخامت مناسب برای اندازه‌گیری بوده است (شکل 5، نمونه‏‌های JSIM15-32,33، JSIM210-63,64، JSIM210,16-17، JSIM210,8-9، JSIM210,55-56)، فاکتورهای مختلف هم در حاشیة دگرگونی و هم در هستة یک دانه واحد اندازه‌گیری شده است (جدول 3). در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده نسبت Th/U در هسته‏‌های موروثی (657/0 تا 09/0) بیشتر از حاشیة بازتبلوری است که در پی دگرگونی رشد کرده است (069/0 تا 007/0). افزون‏‌بر این، نسبت Sc/Y نیز در هسته‏‌های موروثی (425/0 تا 176/0) از حاشیه بازتبلور (630/0 تا 533/0) کمتر است. هسته‏‌های موروثی سن بیشتر، محتوای Th/U بیشتر و نسبت Sc/Y کمتری نسبت به حاشیة دگرگونی دارند (جدول 3).

در زیرکن‏‌های دگرگونی که در پی دگرگونی رشد می‏‌کنند، مرز میان هسته و بخش بیرونی ناصاف و مضرس است. آنها عمدتاً با شکل‏‌های نیمه‏‌گرد (به‌علت واکنش) شناخته می‏‌شوند (شکل 5، نمونه‏‌های Brj110-24، JSIM15-12 و JSIM72-51)؛ اما نوع شکل ‏‌دار آن نیز شاید به‌‌‌ویژه در سیستم‏‌های غنی از سیال رخسارة آمفیبولیت، در میکاشیست و یا میگماتیت‏‌ها پدید آیند (Hoskin and Black, 2000). زیرکن‏‌های دگرگونی مناطق بررسی‏‌شده سطوح بلوری دارند (شکل 5، نمونه‏‌های JSIM210-56، JSIM72-15، JSIM15-12,13) که بیشتر به‌‌طور کامل رشد نکرده‏‌اند. این پدیده را می‌‏‌توان پیامد وجود فاز سیال یا حتی رخداد ذوب‏‌بخشی دانست (Hoskin and Black, 2000). جایگزینی کروی یا بافت بازتبلور در بلور زیرکن در پی رخداد دگرگونی پدید می‏‌آید (Schaitegger et al., 2002). زیرکن در سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالا تنوع بالا و پیچیدگی بافتی نشان می‏‌دهد که از تغییرات در شرایط فیزیکوشیمیایی در پی رویدادهای گوناگون دگرگونی متأثر است و باعث تغییرات ساختارهای از قبل موجود و یا رشد زیرکن جدید می‏‌شود. شمار کمی از دانه‏‌هایی که بسیار تحت‌تأثیر قرار گرفته‌اند می‌توانند بخش به‌جاماندة منطقه‌بندی اصلی را حفظ کنند و معمولاً به‌طور بخشی با دگرگونی تغییر می‏‌کنند. ازاین‌رو، این دانه‏‌ها بافتی همانند بازتبلور در پایان ماگماتیسم نشان می‏‌دهند (Hoskin and Black, 2000). در پاسخ به دگرگونی شاید منطقه‌بندی کم‌کم درهم پیچیده، تار و ضخیم شود (Corfu et al., 2002). به‌طور کلی، زیرکن در سنگ‌های رخسارة گرانولیت با بافت‏‌های بسیار بی‏‌نظم شناخته می‏‌شود (Hoskin and Black, 2000). پهنه‏‌بندی هم‌مرکز، در صورت پیدایش بسیار نامنظم است و تنها به هندسة موازی ضعیف یا منظم زیرکن ماگمایی پهن‌شده تشبیه می‏‌شود (Hoskin and Black, 2000).

 

بحث

بررسی ریخت‏‌شناسی و ساختار زیرکن‏‌های دگرگونی در مناطق بررسی‏‌شده (همدان، تویسرکان و بروجرد) اطلاعاتی دربارة جزییاتی مانند فرایندهای بازتبلور، حضور سیال‏‌ها و نیز دگرریختی ارائه می‌کند و درک ژرف‏‌تری از چگونگی رخداد دگرگونی در مناطق بررسی‏‌شده فراهم می‌کند.

بررسی‌ها نشان می‏‌دهند زیرکن در طیف دما-فشار گسترده‌ای در یک دگرگونی پیشرونده بازتبلور می‌یابد (Liati and Gebauer, 1999) یا در دگرگونی پسرونده پدید آید (Hoskin and Black, 2000). زیرکن توسط فرایندهای متنوع در زمان‏‌های مختلف مانند مراحل پایانی تبلور ماگمایی، در هنگام سرد‏‌شدن آهسته، تزریقات و نیز رویدادهای دگرگونی متأثر می‌شود. تغییر شرایط فیزیکو شیمیایی در هنگام رخداد دگرگونی در زیرکن‏‌های سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالا تنوع گسترده و پیچیدگی‏‌های ساختاری بسیاری پدید می‌آورد که چه‌بسا تغییر و تبدیل ساختارهای پیشین و یا رشد زیرکن جدید را به‌دنبال دارد (Corfu et al., 2002). ذوب‏‌بخشی و آغاز آناتکسی باعث انحلال بخش بزرگی از بلورها و در پی آن، افزایش تحرک Zr می‏‌شود (Roberts and Finger, 1997). کانی زیرکن حامل اصلی Zr سنگ است و در بیشتر موارد، حتی در حضور مایعات فراوان، در محیط ساب‌سولیدوس نامحلول است (Rubin et al., 1993). تنها مقدار کمی از زیرکن ممکن است از مایعات در محیط‏‌های خاص مانند مناطق برشی متبلور شود (Hoskin and Black, 2000).

 

زیرکن‏‌های موروثی و دگرگونی

سنگ‏‌نگاری ابزار توانمند و ضروری برای شناسایی زیرکن دگرگونی است (Rasmussen, 2005). در این بخش نخست به تعریف و تفکیک ویژگی‏‌های زیرکن‏‌های موروثی و دگرگونی پرداخته می‌شود.

زیرکن‏‌های موروثی با خاستگاهء ماگمایی یا آواری هستند و از سنگ‌مادر اولیه به‌ارث رفته‏‌اند و با اینکه بافت تعادلی ظاهری با مرز دانه مشخص دارند، اما هیچگونه رابطة زایشی با کانی میزبان ندارند (Rubatto, 2017). وجود زیرکن‌های موروثی در برخی نمونه‌های دگرگونی دما- فشار بالا نشان می‌دهد زیرکن حتی در شرایط شدید یک فاز پایدار است و سن‌های U-Pb حتی هنگامی‌که دگرگونی با دگرریختی و ذوب همراه باشد، پایدار می‌مانند. ازاین‌رو، زیرکن‏‌های موروثی ساختار درونی، ویژگی‏‌های شیمیایی و محتوای U-Pb نخستین خود را تا اندازة مطلوبی حفظ می‏‌کنند (Rubatto, 2017). زیرکن دگرگونی از دیدگاه بافتی و شیمیایی از هسته‏‌های موروثی متمایز هستند و به‌خوبی سن تبلور را دست‏‌کم در زیر شرایط UHT (دگرگونی دما بالا) ثبت می‏‌کنند (Rubatto, 2017).

تنوع بافت‏‌ها در زیرکن بسیار گسترده است؛ اما برخی قواعد کلی وجود دارد (شکل 6، جدول 4). معمولاً زیرکن دگرگونی (مانند زیرکن‌های پدیدآمده در مذاب‌های آناتکتیک) در مقایسه با منطقه‏‌بندی نوسانی و مشخص زیرکن ماگمایی، منطقه‏‌بندی ضعیفی دارند. زیرکن پدیدآمده در شرایط ساب‏‌سالیدوس معمولاً هیچ منطقه‏‌بندی منظمی نشان نمی‏‌دهد؛ زیرا انتشار CL/BSE همگن یا پهنه‏‌بندی ابری و نامنظم دارد. با‏‌این‏‌حال، استثناهایی به‌‏‌ویژه برای زیرکن‌هایی وجود دارند که به فرایندهای مرتبط با سیال نسبت داده می‌شوند (مانند رگه‌های دگرگونی یا ژادییتیت ها). همچنین، زیرکن دگرگونی که در سنگ‏‌های درجه بالا متبلور می‏‌شود، منطقه‌بندی درونی ضعیف نشان می‏‌دهد (Corfu et al., 2003, Rubatto, 2017).

 

 

جدول 4- چکیده‌ای از ویژگی‏‌های زیرکن‏‌های دگرگونی (Rubatto, 2017)

Process and/or cause

Metamorphic conditions

Characteristic

 

Crystallization from a melt or precipitation from a fluid

Anatexis, granulite facies and hydrothermal conditions

Regular polygonal zoning, oscillatory or sector, generally weak, and mostly euhedral external shape

Zoning

Metamictization, fluid alteration, initial stages of replacement

Subsolidus

Patchy, mosaic zoning

Replacement including dissolution-precipitation

Subsolidus above greenschist facies

Unzoned or weak convolute zoning

Dissolution-precipitation

Diagenesis to low greenschist facies < 400°C

Sawtooth overgrowths

High strain rates and mylonitization

Amphibolite to UHT

Intragrain crystallographic miss-orientation and formation of subgrains

Expulsion fo Zr during mineral breakdown or recrystallization

Cooling from high temperatures

Micro-zircon around major minerals (rutile, ilmenite, garnet)

Microstructure

Dissolution-precipitation

Subsolidus

Porosity and inclusions of Th and U phases

Metamictization and fluid alteration

From diagenesis to extreme conditions

Presence of non-formula elements (Ca, Al...)

Pb mobilization

Ultra high temperature >900°C

Pb nuggets

Anomalous composition

Coexistence with Th-rich phase such as monazite or allanite

Subsolidus to migmatites, less common in UHT and mafic compositions

Low Th/U

Coexistence with garnet

Amphibolite, eclogite and granulite facies to extreme P-T

Flat HREE pattern

Coexistence with abundant LREE-rich phases such as titanite, allanite, monazite

Amphibolite to granulite facies

Strong LREE depletion and steep REE pattern

Chemistry

Lack of significant amount of feldspars in the assemblage

Eclogite facies (or assemblages lacking feldspar)

Absence of negative Eu-anomaly

Alteration and incomplete replacement

Subsolidus to granulite

Decoupling of U-Pb and Hf systematics

 

 

اصولاً نسبت Th/U در بلورهای زیرکن خاستگاه ماگمایی، موروثی و یا دگرگونی آنها را آشکار می‌کند. زیرکن‏‌های ماگمایی نسبت به زیرکن‏‌های دگرگونی مقادیر U و Th بیشتری دارند و نسبتTh/U آنها نیز در مقایسه با زیرکن‏‌های دگرگونی بیشتر است (Rubatto and Gebauer, 2000). نسبت Th/U بیشتر از 3 در زیرکن‏‌ها نشان‏‌دهندة سرشت ماگمایی این کانی است (Corfu et al., 2003). Th/U در زیرکن‌های دگرگونی عموماً از 1/0 کمتر است (Rubatto and Gebauer, 2000)، با اینکه این مقدار در موارد بی‏‌شماری مانند زیرکن موجود در میگماتیت‏‌ها و گرانولیت‏‌ها و اکلوژیت‏‌ها معتبر است، اما استثناهایی وجود دارد (Rubatto, 2017). گمان می‏‌رود استحکام این معیار شیمیایی ساده به فرایندی که زیرکن را پدید می‌آورد وابسته نیست. مقدار Th در زیرکن در درجة نخست با در دسترس‌‏‌بودن Th و U در سیستم و تقسیم‏‌بندی با دیگر فازها کنترل می‏‌شود. وجود فازهای رایج مانند مونازیت و آلانیت در سنگ‌های دگرگونی پوسته دلیل آشکاری برای کم‌‏‌بودن Th/U زیرکن دگرگونی در سنگ‌های رخسارة اکلوژیت، آمفیبولیت و گرانولیت است (Rubatto, 2017). از سوی دیگر، رابطه مثبتی میان Th/U و سن‏‌های U-Pb کانی زیرکن وجود دارد؛ زیرا Pb رادیوژنیک در کانی زیرکن کمابیش ناسازگار است و انتظار می‏‌رود در پی یک سری فرایندها مانند بازتبلور از شبکه بلورین کانی زیرکن خارج شود (Yuanbao and Yongfei, 2004). همچنین، زمان بازتبلور دگرگونی با بازة سنی زیرکن‏‌های بازتبلوریافته با کمترین میزان Th/U و جوان‌ترین سن U-Pb نشان داده می‏‌شود (Hoskin and Black, 2000). فرایند از دست‌دادن Pb رادیوژنیک در ساختار زیرکن ماگمایی هنگامی روی می‏‌دهد که در یک بازة زمانی کوتاه به‏‌صورت پی‌درپی دمای 600-650 درجه سانتیگراد را تجربه کند؛ زیرا در این شرایط شبکة بلورین کانی زیرکن در پی فروپاشی خودبه‌‌خود آسیب می‌‏‌بیند و Pb رادیوژنیک خود را از دست می‏‌دهد (Mezger and Krogstad, 1997). در سن‌سنجی زیرکن سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالا، به‏‌ویژه نمونه‏‌های گنیسی که از آرکئن و پروتروزوییک به‏‌دست می‏‌آیند، تفسیر داده‏‌ها اغلب دشوار است؛ زیرا دانه‏‌های زیرکن شاید در طول بیشتر از یک رویداد زمین‏‌شناسی رشد کنند و یا شاید از چندین فرایند تغییر متأثر شوند (Gerdes and Zeh, 2009).

تصویرهای CL زیرکن‏‌های بررسی‏‌شده در این پژوهش، با تصویرهای پیشنهادیِ Rubatto (2017) در شکل 5 همخوانی داده شد. همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، زیرکن‏‌های دگرگونی بررسی‏‌شده به تصویرهای L، F، D، C و I زیرکن‏‌های پیشنهادیِ Rubatto (2017) شباهت دارند.

با توجه به سن‏‌های به‌دست‌آمده از زیرکن‏‌ها، می‌توان دو نوع زیرکن موروثی و دگرگونی را در میگماتیت‏‌های مناطق بررسی‏‌شده از یکدیگر بازشناخت. زیرکن‏‌های موروثی خود دو دسته هستند که دستة نخست آنها در هستة بلور قرار دارند و دستة دوم بلورهای منفردی را تشکیل می‏‌دهند که در شرایط دگرگونی بازتبلور نیافته‏‌اند. زیرکن‏‌های موروثی سن‌های متنوع از 2 میلیارد و 590 میلیون سال پیش تا 250 میلیون سال پیش نشان می‌دهند. در منطقة همدان قدیمی‏‌ترین دانه‏‌های موروثی در نمونة JSIM114 یافت می‌شوند که سن 2 میلیارد و 590 میلیون سال پیش را نشان می‌دهند. قدیمی‏‌ترین زیرکن‌ها در منطقة تویسرکان در نمونة OMR43 (Bt-Qtz rich layer) و با سن 2 میلیارد و 360 میلیون سال پیش یافت شد (Sepahi et al., 2019). قدیمی‏‌ترین زیرکن منطقة بروجرد نیز 2 میلیارد و 540 میلیون سال پیش سن دارد (Jafari, 2020).

زیرکن‏‌های دگرگونی در هر سه منطقة همدان، تویسرکان و بروجرد سن‏‌های جوانی (منطقة همدان: 160-180میلیون سال پیش، منطقة تویسرکان: 160-170 میلیون سال پیش، منطقة بروجرد 180-160میلیون سال پیش) دارند و به دو شکل دیده می‏‌شوند:

1- زیرکن‏‌های دگرگونی که در حاشیة زیرکن‏‌های موروثی رشد کرده‏‌اند و این حالت در میگماتیت‏‌های سیمین همدان و بروجرد بسیار متداول است؛

2- زیرکن‏‌های دگرگونی که بلورهای منفرد و جداگانه‌ای را هستند که هستة موروثی ندارند و این وضعیت تنها در میگماتیت‏‌های منطقة تویسرکان دیده می‏‌شود (شکل 5 نمونه‏‌های OMR43-6 . OMR 43, 12).

به باور Hoskin و Black (2000)، بازتبلور نمی‏‌تواند در بخش گسترده‏‌ای از بلور و در حجم چشمگیری روی دهد. افزون‏‌بر این، بازتبلور در یک فضای سه بعدی از بلور روی می‏‌دهد که تصویرهای CL دوبعدی در بازتاب آنها محدودیت دارد. ازاین‌رو، ساختارهای ثانویه را می‏‌توان به نزدیک سطح محدود کرد. این محدودیت تصویربرداری دو بعدی را برجسته می‏‌کند که به‌نوبة خود محدودیت قابل‌توجهی در توانایی انجام دقیق محاسبات تعادل جرم عنصرهای کمیاب نیز به‌شمار می‏رود. به باور Roberts و Finger (1997)، رشد زیرکن دگرگونی همیشه نشان‌دهندة اوج دگرگونی نیست و نباید آن را سن شرایط اوج دما- فشار تفسیر کرد. با توجه به اینکه مناطق بررسی‏‌شده نیز از دگرگونی‏‌های متعدد ناحیه ای و همبری متأثر شده‌اند و توالی، شمار و همپوشانی آنها مبهم است، تفکیک اینکه هر یک از دگرگونی‌ها در چه زمانی رخ داده است و سن‌های دگرگونی به‌‏‌دست‌آمده با کدام رویداد دگرگونی همخوانی دارد، مبهم خواهد بود.

Izadi-Kian و همکاران (2013) چهار گامة دگرریختی در سنگ‏‌های دگرگونی همدان شناسایی کرده‏‌اند. ازآنجایی‌که میگماتیت‏‌های منطقة سیمین همدان در پهنه‌ای برشی گسترش یافته‏‌اند (Jafari et al., 2008; Izadi-Kian et al., 2011)، انتظار می‏‌رود کانی‏‌های سازندة سنگ و نیز زیرکن، از فعالیت‏‌های زمین‏‌ساختی منطقه متأثر شده باشند (شکل 7).

 

 

 

شکل 7- اثرات احتمالی تغییرات شیمیایی و/یا مکانیکی زیرکن‏‌های جانبی در هنگام دگرریختی. تنها دگرریختی‏‌های مرتبط با فعالیت مایع می‏‌تواند برخی از تحرکات Zr را به‌دنبال داشته باشند. فعالیت فاز سیال روی بلورهای زیرکن با گرد‏شدن، خوردگی (حذف Zr) و رشد بیش از اندازه (تأمین Zr) شناخته می‌شود. هنگام دگرریختی در شرایط نسبتاً خشک، بلورهای زیرکن تنها از نظر مکانیکی آسیب می ‏‌بینند (Steyrer and Sturm, 2002).

 

 

با این حال، تصویرهای CL نشان می‏‌دهند دانه‏‌های زیرکن دچار شکستگی و حتی خمیدگی ناشی از نیروهای برشی نشده‌اند و از رویداد برشی‌شدن جان به‌در برده‏‌اند. روشن است اگر در هنگام دگرریختی فازهای سیال در محیط حضور داشته باشند، نیروهای برشی توانایی گسستن پیوندهای ملکولی و شکستن بلور را ندارند و بلورها سالم می‏‌مانند. از شواهد حضور فاز سیال در هنگام دگرریخت برشی می‏‌توان به خوردگی که احتمالاً با خروج Zr از ساختمان کانی همراه بوده است (مانند شکل 4، نمونه‌های JSIM210-23 و JSIM114-2)، گردشدگی (مانند شکل 4 نمونه‌های JSIM15-25 و JSIM15-29) و رشد بیش از اندازة برخی بخش‏‌ها که احتمالاً با جذب Zr از فاز سیال توسط ساختمان کانی همراه بوده است (مانند شکل 4 نمونه‌های SIM210-70 و JSIM72-38) اشاره کرد. هسته‏‌های موروثی شکسته‌شده که در مراحل بعدی دچار بازتبلور شده‏‌اند، نبود حضور فاز سیال در شرایط پیش از رشد غلاف دگرگونی را نشان می‌دهند.

 

برداشت

شواهد سن‌سنجی، زمین‌شیمیایی و تصویرهای کاتدولومینسانس از زیرکن‏‌های درون مزوسوم میگماتیت‏‌های بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان (همدان، تویسرکان و بروجرد) نشان‏‌دهندة پیدایش این کانی در پی بیش از یک رویداد زمین‏‌شناسی است. در مناطق همدان و بروجرد بخشی از این زیرکن‏‌ها موروثی هستند که گاه از چندین فرایند تغییر نیز متأثر شده‌اند و گاه ساختار هسته در آنها دگرریخت شده است. در پیرامون این هسته‏‌های موروثی، زیرکن‏‌های دگرگونی ناشی از بازتبلور در شرایط ساب‌‏‌سالیدوس رشد کرده‏‌اند. در منطقة تویسرکان افزون‌بر هسته‏‌های موروثی، زیرکن‏‌های دگرگونی به‌صورت بلورهای منفرد و بدون هستة موروثی نیز دیده می‏‌شوند. حضور فاز سیال در سنگ‏‌ها موجب شده ست زیرکن‏‌های مناطق بررسی‏‌شده از دگرریختی برشی جان سالم به‌در برند؛ اما در بسیاری از موارد، هسته‏‌های شکسته‌شدة موروثی نشان‌دهندة نبود فاز سیال در زمان پیش از دگرگونی هستند. ازاین‌رو، خاستگاه فاز سیال چه‌بسا سرشت دگرگونی داشته است و با میگماتیت‏‌زایی و ذوب‏‌بخشی در منطقه مرتبط بوده است. زیرکن‏‌های دگرگونی با سن نزدیک به 180 میلیون سال پیش و کمتر احتمالاً در پی دگرگونی حرارتی ژوراسیک هسته‌بندی کرده‌اند. این سن را همیشه نمی‌توان با زمان اوج دگرگونی منطقه منطبق دانست.

 

سپاس‌گزاری

از آقای پروفسور Osanai برای انجام آنالیزها در دانشگاه کیوشو ژاپن و راهنمایی‏‌های ارزنده ایشان و نیز آقای دکتر سپاهی و آقای دکتر شهبازی برای بررسی مقاله و توصیه‏‌های مؤثر ایشان سپاس‌گزاری می‏‌شود. همچنین، از داوران ارجمند مجلة پترولوژی که پیشنهادهای علمی ارزنده‌شان این مقاله را بهبود بخشید صمیمانه سپاس‌گزاری می‌شود.

 

[1] diagenesis

[2] Biogeographic

[3] protolith

[4] Cathodoluminescence

[5] metatexite

[6] ptygmatic

[7] agmatitc

[8] stromatic

[9] metamorphic differentiation

[10] nebulitic

[11] schlieren

[12] diatexite

[13] stictolithic

[14] schollen

[15] sharp

[16] morphology

[17] Backscattered Electrons

[18] Ultra-High Pressure

[19] Ultra-High Temperature

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94(3): 401-419. http://www.doi.org/10.1007/s00531-005-0481-4
Ahmadi Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M. and Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 29(5-6): 859-877. http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.06.005
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysiscs 229: 211-239. http://www.doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2
Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust-belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science 30(1): 1-20. https://www.doi.org/10.2475/ajs.304.1.1
Amidi, M. and Majidi, B. (1997) Geological map of Hamedan, scale 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Black, L. P., Kamo, S. L., Allen, C. M., Aleinikoff, J. N., Davis, D. W., Korsch, R. J. and Foudoulis, C. (2003) TEMORA 1: a new zircon standard for Phanerozoic U–Pb geochronology. Chemical Geology 200: 155–170. http://www.doi.org/10.1016/S0009-2541 (03) 00165-7
Bowring, S. A. and Williams, I. S. (1999) Priscoan (4.00–4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 3–16. http://www.doi.org/10.1007/s004100050465
Chiu, H- Y., Chung, S- L., Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S., Khatib, M. M. and Iizuka, Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos162: 70-87.
Clemens, J. D. (2003) S-type granitic magmas-petrogenetic issues, models and evidence. Earth-Science Reviews 61(1-2): 1-18. http://www.doi.org/10.1016/S0012-8252(02)00107-1
Corfu, F., Hanchar, J. M., Hoskin, P. W. O. and Kinny, P. (2003) Atlas of Zircon Textures. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53(1): 469–500. http://www.doi.org/10.2113/0530469
Corfu, F., Krogh Ravna, E. and Kullerud, K. (2002) A late Ordovician U-Pb age for HP metamorphism of the Tromsdalstind eclogite in the Uppermost Allochthon of the Scandinavian Caledonides. In: 12th Annual Goldschmidt Conference. Geochimica et Cosmochimica Acta 77: A153.
Crookes, W. (1879) Contributions to molecular physics in high vacua. Philosophical Transactions of the Royal Society 170: 641-662.
Fazlnia, A., Moradian, A., Rezaei, K., Moazzen, M. and Alipour, S. (2007) Synchronous activity of anorthositic and S-type granitic magmas in the Chah-Dozdan batholith, Neyriz, Iran: evidence of zircon SHRIMP and monazite CHIME dating. Journal of Science, Islamic Republic of Iran 18(23): 221-237.
Fergusson, C. L. Nutman, A. P. Mohajjel M. and Bennett, V. C. (2016) The Sanandaj–Sirjan Zone in the Neo-Tethyan suture, western Iran: Zircon U–Pb evidence of late Palaeozoic rifting of northern Gondwana and mid-Jurassic orogenesis. Gondwana Research 40: 43-57. http://www.doi.org/10.1016/j.gr.2016.08.006
Fraser, G., Ellis, D. and Eggins, S. M. (1997) Zirconium abundance in granulite-facies minerals, with implications for zircon geochronology in high-grade rocks. Geology 25: 607–610. http://www.doi.org/10.1130/0091-7613(1997)025<0607:ZAIGFM>2.3.CO;2
Gerdes, A. and Zeh, A. (2009) Zircon formation versus zircon alteration — New insights from combined U–Pb and Lu–Hf in-situ LA-ICP-MS analyses, and consequences for the interpretation of Archean zircon from the Central Zone of the Limpopo Belt. Chemical Geology 261(3–4): 230-243. http://www.doi.org/10.1016/j.chemgeo.2008.03.005
Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26(6): 683-693. http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003
Griffin, W., Powell, W., Pearson, N. and O’reilly, S. (2008) GLITTER: data reduction software for laser ablation ICP-MS in the earth sciences. Mineralogical Association of Canada short course 40: 204-207.
Heydarianmanesh, A., Tahmasbi, Z. and Ahmadi Khalaji, A. (2016) Mineral chemistry and thermobarometry of migmatitic rocks of Boroujerd area (north of Sanandaj-Sirjan zone). Iranian Journal of Petrology, 7(25): 117-138.
Hoskin, P. W. O. and Black, L. P. (2000) Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon. Journal of Metamorphic Geology 18: 423–439. http://www.doi.org/10.1046/j.1525-1314.2000.00266.x
Izadi Kian, L., Mohajjel Kafshdouz, M., Alavi, S., Sepahi Garoo, A. and Hoseini Dust, S. (2013) Timing of porphyroblasts growth and their relation to deformation stages in metamorphic rocks of the Hamedan area. Petrological Journal 4(13): 1-18 (in Persian with English Abstract).
Izadi-Kian, L., Mohajjel, M., Alavi, S. A. and Jafari, S. R. (2011) Syn-granite intrusion deformation evidence in NW Alvand, Hamedan. The 30th symposium of Geological Survey of Iran (in Persian).
Jackson, S. E., Pearson, N. J., Griffin, W. L. and Belousova, E. A. (2004) The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U–Pb zircon geochronology. Chemical Geology 211: 47-69. http://www.doi.org/10.1016/j.chemgeo.2004.06.017
Jafari, S. R. (2007) Petrology of Migmatites and Plutonic Rocks of South Simin Area, Hamadan. M.Sc. Thesis, University of Bu Ali Sina, Hamedan, Iran (in Persian).
Jafari, S. R. (2018) Petrology of High Grade Metamorphic Rocks of the Hamadan and the Adjacent Areas in the Sanandaj-Sirjan Zone. Ph.D. thesis, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran (in Persian).
Jafari, S. R., Izadi-Kian, L., Sepahi, A. A., Mohajjel, M. and Aliyani, F. (2008) Evidence of shear zone and its introduction in the simin migmatites (Southeast of Hamedan). The 26th Symposium of Geological Survey of Iran (in Persian).
Jafari, S. R., Sepahi, A. A. and Osanai, Y. (2020) LA-ICP-MS zircon U-Pb geochronology on migmatites from the Boroujerd region, Sanandaj-Sirjan zone, Zagros Orogen, Iran: provenance analysis and metamorphic age. Geopersia 10: 367-380. http://www.doi.org/10.22059/GEOPE.2020.288587.648501
Liati, A. and Gebauer, D. (1999) Constraining the prograde and retrograde P–T–t path of Eocene HP rocks by SHRIMP dating of different zircon domains: inferred rates of heating, burial, cooling and exhumation for central Rhodope, northern Greece. Contributions to Mineralogy and Petrology 135(4): 340–354. http://www.doi.org/10.1007/s004100050516
Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U–Pb datingand emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 41: 238-249. http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2011.03.006
Malehmir-Chegini, S., Baharifar, A. A. and Mahmoudi, S. (2018) Metasomatism and corundum formation in migmatites of Broujerd area, Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. In: the 11 Geological National Conference of Payame Noor University and the 21st Symposium of Geological Society of Iran, Payame Noor University of Qom (in Persian).
Martínez, E. M., Villaseca, C., Orejana, D., Pérez-Soba, C., Belousova, E. and Andersen, T. (2014) Tracing magma sources of three different S-type peraluminous granitoid series by in situ U–Pb geochronology and Hf isotope zircon composition: The Variscan Montes de Toledo batholith (central Spain). Lithos 200–201: 273-298. http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2014.04.013
Mezger, K. and Krogstad, E. J. (1997) Interpretation of discordant U-Pb zircon ages: An evaluation, Journal of Metamorphic Geology 15(1): 127-140. http://www.doi.org/10.1111/j.1525-1314.1997.00008.x
Mohajjel, M., and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the zagros orogen in northwestern Iran. International Geology Reviews 56(3): 263–287. http://www.doi.org/10.1080/00206814.2013.853919
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397–412. http://www.doi.org/10.1016/S1367-9120 (02) 00035-4
Paces, J. B. and Miller, J. D. (1993) Precise U‐Pb ages of Duluth complex and related mafic intrusions, northeastern Minnesota: Geochronological insights to physical, petrogenetic, paleomagnetic, and tectonomagmatic processes associated with the 1.1 Ga midcontinent rift system. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 98: 13997-14013. http://www.doi.org/10.1029/93JB01159
Pan, Y. (1997) Zircon- and monazite-forming metamorphic reactions at Manitouwadge, Ontario. Canadian Mineralogist 35: 105–118.
Paterson, B. A., Stephens, W. E., Rogers, G., Williams, I. S., Hinton, R. W. and Herd, D. A. (1992) The nature of zircon inheritance in two granite plutons, The Second Hutton Symposium on the Origin of Granites and Related Rocks. http://www.doi.org/10.1130/SPE272-p459
Pidgeon, R. T. (1992) Recrystallization of oscillatory zoned zircon: some geochronological and petrological implications. Contributions to Mineralogy and Petrology 110: 463–472. http://www.doi.org/10.1007/BF00344081
Pidgeon, R., Nemchin, A. and Hitchen, G. (1998) Internal structures of zircons from Archaean granites from the Darling Range batholith: implications for zircon stability and the interpretation of zircon U-Pb ages. Contributions to Mineralogy and Petrology 132: 288–299.
Pupin, J. P. (1980) Zircon and granite petrology. Contributions to Mineralogy and Petrology 73: 207-220.
Rasmussen, B. (2005) Zircon growth in very low grade metasedimentary rocks: evidence for zirconium mobility at ~250 °C. Contributions to Mineralogy and Petrology 150: 146–155. http://www.doi.org/10.1007/s00410-005-0006-y
Roberts, M. P. and Finger, F. (1997) Do U–Pb zircon ages from granulites reflect peak metamorphic conditions? Geology 25(4): 319–322. http://www.doi.org/10.1130/0091-7613(1997)025<0319:DUPZAF>2.3.CO;2
Rubatto, D. (2017) Zircon: The Metamorphic Mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 83(1): 261–295. https://www.doi.org/10.2138/rmg.2017.83.9
Rubatto, D. and Gebauer, D. (2000) Use of Cathodoluminescence for U-Pb Zircon Dating by Ion Microprobe: Some Examples from the Western Alps. Cathodoluminescence in Geosciences 15: 373-400. http://www.doi.org/10.1007/978-3-662-04086-7_15
Rubin, J. F., Henry, C. D. and Price, J. G. (1993) The mobility of zirconium and other “immobile” elements during hydrothermal alteration. Chemical Geology 110: 29–47.
Saki, A. Lucci, F., Miri, M., and White, J. C. (2021) Trondhjemite leucosomes generated by partial melting of a hornblende-gabbro (Alvand plutonic complex, Hamedan, NW Iran). International Geology Review 63: 597-630. http://www.doi.org/10.1080/00206814.2020.1861554
Saki, A., Miri, M. and Oberhansli, R. (2020) High temperature low pressure metamorphism during subduction of neotethys beneath the iranian plate: Evidence for mafic migmatite formation in the Alvand complex (western Iran). Mineralogy and Petrology 6: 539-557. http://www.doi.org/10.1007/s00710-020-00721-z
Samadi, R., Torabi, G., Dantas, E. L., Morishita, T. and Kawabata, H. (2021) Ordovician crustal thickening and syn-collisional magmatism of Iran: Gondwanan basement along the north of the Yazd Block (Central Iran). International Geology Review. http://www.doi.org/10.1080/00206814.2021.1972352
Schaitegger, U., Gebauer, D. and von Quadt, A. (2002) The mafic-ultramafic rock association of Loderio-Biasca (lower Pennine nappes, Ticino, Switzerland): Cambrian oceanic magmatism and its bearing on early Paleozoic paleogeography. Chemical Geology 186(3-4): 265-279. http://www.doi.org/10.1016/S0009-2541 (02) 00005-0
Sepahi A. A., Jafari, S. R., Osanai, Y., Shahbazi, H., and Moazzen, M. (2019) Age, petrologic significance and provenance analysis of the Hamedan low-pressure migmatites; Sanandaj-Sirjan zone, West Iran. International Geology Review 61(12): 1446–1461. http://www.doi.org/10.1080/00206814.2018.1517392
Sepahi, A. A. (1999) Petrology of the Alvand plutonic complex with special reference on granitoids. Ph. D. Thesis, Tarbiat-Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).
Sepahi, A. A., Borzoei, K. and Salami, S. (2012). 'The study of minerals chemistry, thermobarometry and tectonic setting of plutonic rocks from Sarabi Tueyserkan area (Hamedan province). Petrological Journal 3(11): 39-58 (in Persian with English Abstract).
Sepahi, A. A., Jafari, S. R., Moazzen, M. and Shahbazi, H. (2018) Study of mineral chemistry, thermobarometry and petrogenesis of migmatitic rocks of Hamedan area. Petrological Journal 9(33): 164-190 (in Persian with English Abstract). 
Shafaii Moghadam, H., Li, X. H., Stern, R. J., Ghorbani, G. and Bakhshizad, F. (2016) Zircon U–Pb ages and Hf–O isotopic composition of migmatites from the Zanjan–Takab complex, NW Iran: Constraints on partial melting of metasediments. Lithos 240–243: 34-48. http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2015.11.004
Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A., Shang, C. and Abedini, M. V. (2010) Geochemistry and U–Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj–Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668-683. http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2010.04.014
Shakerardakani, F., Li, X. H., Ling, X. X., Li, J., Tang, G. Q., Liu, Y. and Monfaredi, B. (2019) Evidence for Archean crust in Iran provided by ca. 2.7 Ga zircon xenocrysts within amphibolites from the Sanandaj–Sirjan zone, Zagros orogen. Precambrian Research 332: 105390. http://www.doi.org/10.1016/j.precamres.2019.105390
Shakerardakani, F., Neubauer, F., Liu, X., Dong, Y., Monfaredi, B., and Li, X. (2021) New detrital zircon U–Pb insights on the palaeogeographic origin of the central Sanandaj–Sirjan zone, Iran. Geological Magazine 1-22. http://www.doi.org/10.1017/S0016756821000728
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G. and Schaefer, B. (2018) A magmatic record of Neoproterozoic to Paleozoic convergence between Gondwana and Laurasia in the northwest margin of the Central-East Iranian Microcontinent. Journal of Asian Earth Sciences 166: 35–47. Http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2018.07.008
Soheili, M. (1992) Geological map of the Khorramabad area, scale 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Steyrer, H. P. and Sturm, R. (2002) Stability of zircon in a low-grade ultramylonite and its utility for chemical mass balancing: the shear zone at Mie´ville, Switzerland. Chemical Geology 187: 1-19.
Tahmasbi, Z., Ahmadi Khalaji, A. (2010) Using of mineral chemistry to determine the formation conditions of Boroujerd granitoid complex and its metamorphic aureole. Petrological Journal 1(2): 77-94 (in Persian with English Abstract).
Tahmasbi, Z., Ghasemifard, H., Ahmadi Khalaji, A. and Izadikian, L. (2017) Geochemistry and tectonic setting of basic dykes in the Boroujerd area (Sanandaj-Sirjan Zone). Petrological Journal 8(29): 153-170 (in Persian with English Abstract).
Watson, E. B. and Liang, Y. (1995) A simple model for sector zoning in slowly grown crystals: implications for growth rate and lattice diffusion, with emphasis on accessory minerals in crustal rocks. American Mineralogist 80(1-12): 1179–1187. http://www.doi.org/10.2138/am-1995-11-1209
Whitney, D. L. and Evans, B. V. (2010). Abbreviations for names of rock-formingminerals. American Mineralogist 95(1): 185−187. http://www.doi.org/10.2138/am.2010.3371
Williams, I. S., Buick, I. S. and Cartwright, I. (1996) An extended episode of early Mesoproterozoic fluid flow in the Reynolds Range, central Australia. Journal of Metamorphic Geology 14(1): 29–47. http://www.doi.org/10.1111/j.1525-1314.1996.00029.x
Woodhead, J. A., Rossman, G. R. and Silver, L. T. (1991) The metamictization of zircon: Radiation dose-dependent structural characteristics. American Mineralogist 76(1-2): 74–82.
Yuanbao, W. U. and Yongfei, Z. (2004) Genesis of zircon and its constraints on interpretation of U-Pb age. Chinese Science Bulletin 49(15): 1554-1569. http://www.doi.org/10.1007/BF03184122