Document Type : Original Article
Author
Department of Geology, Science Faculty, Payam Noor University, Tehran, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
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
)
