Iran, Evidence from petrography and stable oxygen isotope in Chah Zard meta-granite in the east of Jandaq

Document Type : Original Article

Authors

1 M.Sc. Student, Department of Petrology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

2 Assistant Professor, Department of Petrology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

3 Professor, Department of Geology, University of Cape Town, Cape Town, South Africa

4 Associate Professor, Department of Petrology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran

Abstract

Introduction
The Jandaq metamorphic complex is a part of the Yazd block in the Central Iran structural zone, and northwest of Khur, in the eastern part of the Central-East Iranian Microcontinent (CEIM) (Figure 1) (Heidarianmanesh et al. 2022). The Jandaq metamorphic complex (JMC) consists of metamorphic and meta-igneous rocks dated back to Late Permian- Early Jurassic periods. The JMC is characterized by the presence of metamorphosed peridotites, schists, amphibolites, migmatites, intruded by granites and pegmatite dikes (Romanko et al. 1984; Bagheri 2007; Tabatabaeimanesh and Sharifi, 2011; Muttoni et al. 2015; Jamshidzaei et al. 2021). Thermobarometry studies (Heidarianmanesh et al. 2022) showed a regional transformation from amphibolite to granulite facies, attributed to medium P/T Burrovian metamorphism during crustal thickening in subduction zones or continental collision due to subduction of the Paleo-Tethys Ocean and subsequent tectonic activity in the region.
The primary objective of the present study is to provide evidence of Paleo-Tethys subduction and the resulting continental collision in the northern CEIM. Therefore, this study focuses on Chah Zard meta-granite, intruded the various JMC metamorphic rocks. Petrographic observations as well as stable oxygen isotope analysis of quartz and whole-rock samples were conducted to provide deeper insight into the magmatic and metamorphic history of the JMC area.
Research Methods
The methodology of this study involved extensive fieldwork, petrographic analysis, and stable oxygen isotope studies. Field observations were concentrated on the contact between the Chah Zard granite and the surrounding metamorphic rocks. Samples from various parts of the JMC were collected, and thin sections were prepared for petrographic examination. Stable oxygen isotope data from quartz crystals and whole-rock samples were analyzed to assess the origin and the evolution of the granitic body and the rocks surrounding it as well.
All O-isotope data were carried out at the University of Cape Town. All the isotope ratios were measured using a Finnigan Delta XP mass spectrometer in dual-inlet mode. An internal standard (Murchison Quartz - MQ, δ18O=+10.1‰) was analyzed to calibrate the data to SMOW scale. The long-term variability of MQ suggests a 2σ error of 0.16‰.
Discussion
The petrographic study identified two main phases of regional metamorphism. The first phase (M1) occurred prior to intrusion of the Chah Zard granite, during the subduction of the Paleo-Tethys Oceanic crust in the Carboniferous period. The second phase (M2) happened during/after continental collision. Petrographic evidences such as grain boundary migration (GBM) in quartz, the formation of myrmekite, flame perthite in feldspars, and high-pressure garnet crystallization suggests that the granite experienced high-pressure metamorphism in the course of the continental collision.
Additionally, based on modal ratios and δ18O value of minerals, ∆quartz-magma for the Bushveld granite is estimated as 1.11‰ (Fourie and Harris 2011). In the absence of stable oxygen isotope data for other minerals, it is assumed that the value of ∆quartz-magma is equal to 1.1 ‰, and accordingly, the δ18O value in the Chah Zard granite is equal to 10.8 ‰ (n: 4; Table 1) consistent with its amount in magmatic rocks of mantle origin. Moreover, granites with high δ18O values (greater than 10 ‰) are believed to likely contain a significant fraction of mantle-derived melts with δ18O ranging from 5.7 to 6.5 ‰ (e.g., Hoefs, 2009). Based on the presence of magmatic garnets of I-type granites (Figure 7) coupled with the oxygen stable isotopic data, the origin of the rocks of Chah Zard is possibly the melting of felsic parts of the subducting plate with minimal mantle contamination during ascent. Therefore, the petrographic and isotopic evidence from this study suggests that the Chah Zard granite was generated from a small degree of partial melting of a subducting felsic slab. The low δ18O values further indicate limited interaction with the continental crust as the magma ascended. The presence of high-pressure metamorphic garnets (Figure 7) in the meta-granite confirms the occurrence of regional metamorphism associated with the continental collision. Moreover, the present data also emphasize the significance of studying the deformed granitic rocks like the Chah Zard meta-granite to reconstruct the tectonic history of the region.
Conclusions
In conclusion, the study of Chah Zard meta-granite offers valuable insights into the subduction of the Paleo-Tethys Ocean and its subsequent closure through continental collision in the CEIM. The petrographic evidences (deformation metamorphism of the granite and the magmatic garnets of I-type granites) and stable oxygen isotopic data (10.8 ‰ for the granite) reveal that the region experienced two significant phases of regional metamorphism: the first, related to the subduction of oceanic crust during the Carboniferous and the second, linked to the continental collision in the Late Jurassic. Following the intrusion of the Chah Zard granite into pre-existing metamorphic rocks, it was deformed and metamorphosed into a meta-granite during the final stages of Paleo-Tethys closure. The magmatic garnet composition and isotopic analysis confirms that this granite originated from a mantle-derived magma with minimal crustal contamination. Ultimately, this research contributes to a more comprehensive understanding of the tectonic history of northern CEIM and its role in the broader evolution of the Paleo-Tethys Ocean.

Keywords

Main Subjects


مقدمه

در زمین‌شناسی، بررسی گرانیتوییدها برای درک فرایندهای ماگمایی و دگرگونی پوستة قاره‌ای و بازسازی شرایط تکتونوماگمایی گذشتة زمین اهمیت بالایی دارد. پیدایش گرانیتوییدها به مناطق کوهزایی و زمین‌ساختی همگرای متنوعی شامل فرورانش، برخورد قاره‌ای و مرحلة پسابرخوردی نسبت داده می‌شود (Castro and Rosa, 1991; Chappell, 2010; Chappell et al., 2004; Chappell and White, 1992; Clemens, 2003; Moyen et al., 2017; Pearce et al., 1984). تداوم شرایط پرتنش یا رخداد فازهای دگرگونی جوان‌تر در پهنه‌های کوهزایی در هنگام یا پس از انجماد و جایگیری توده‌های گرانیتی، آنها را دچار دگرگونی/دگرریختی می‌کند (Shirdashtzadeh, 2023). این متاگرانیت‌ها ویژگی‌های بافتی و کانی‌شناسی متفاوتی نسبت به گرانیت‌های نادگرگون دارند. از این‌رو، بررسی ویژگی‌های کانی‌شناسی و بافتی متاگرانیت‌ها پنجره‌ای رو به شناخت بهتر رویدادهای زمین‌ساختی و شرایط دما-فشار دگرگونی به‌شمار می‌رود.

رخنمون‌هایی از گرانیتوییدی دگرگون‌شده در بخش‌هایی از ایران مرکزی و در بلوک یزد یافت می‌شوند که ویژگی‌های بافتی و کانی‌شناسی آنها نشان می‌دهد این گرانیت‌ها پس از تبلور از ماگما دچار فرایندهای دگرگونی شده و دگرگون/دگرریخت‌ شده‌اند (مانند گرانیت شیرکوه؛ Jazi et al., 2012)، گرانیتویید آیرکان در شمال خور (Shirdashtzadeh et al., 2018; Shirdashtzadeh, 2023) و گرانیتویید امیرآباد در شمال نایین (Samadi et al., 2022). با بررسی شواهد میدانی، نمونه‌برداری دقیق، و سنگ‌نگاری فازهای کانی‌شناسی و فرایندهای دگرگونی بازیابی و بازتبلور در گرانیت‌ دگرگون‌شدة قدیمی خاور چاه‌زرد در کمپلکس دگرگونی جندق می‌توان اطلاعات ارزشمندی دربارة فرایندهای دگرگونی و رویدادهای زمین‌ساختی پالئوزوییک در بخش شمالی خردقارة خاور-ایران مرکزی به‌دست آورد که در تعیین سرشت دگرگونی در این منطقه و ارتباط آن با رویدادهای زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس در این منطقه اهمیت بالایی دارد.

به‌همین‌رو، هدف این پژوهش بررسی دگرگونی و پیدایش گرانیت‌ دگرگون خاور منطقة جندق (خاور استان اصفهان) بر پایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و ایزوتوپ پایدار اکسیژن است.

کمپلکس دگرگونی جندق بخشی از بلوک یزد در پهنة ساختاری ایـران مرکـزی در خاور شهر جندق و شمال‌باختری خور است (شکل 1). در این مقاله، متاگرانیت چاه‌زرد در کمپلکس دگرگونی جندق از دیدگاه سنگ‌نگاری و نیز شرایط دگرگونی که پس از پیدایش دچار شده است بررسی می‌شود. در بررسی‌های پیشین (Tabakhian Isfahani, 2017)، پیدایش این گرانیت پیامد ذوب‌بخشی و آناتکسی سنگ‌های دگرگونی پیرامونش در پی افزایش شرایط دما-فشار دگرگونی دانسته شده است (گرانیت نوع S).

در این پژوهش، با انجام بررسی‌های میدانی و سنگ‌نگاری دقیق به بررسی شرایط دمای دگرگونی در هنگام دگرریختی پرداخته می‌شود تا به‌کمک آن فرایندهای دگرگونی بعدی و شرایط ترمودینامیکی (برآورد شرایط دما و فشار حاکم) که در هنگام جایگیری این توده آن را تحت‌تأثیر قرار داده و دگرگون کرده‌اند، بررسی و تعیین شود و رابطة زمانی پیدایش این توده با رویدادهای دگرگونی منطقه بررسی شود. همچنین، برای بررسی رابطة زایشی این گرانیت با سنگ میزبان و خاستگاه مذاب سازندة آن، داده‌های ایزوتوپ پایدار اکسیژن کوارتز و سنگ کل گرانیت دگرگون جندق و واحدهای دگرگون میزبان آن مقایسه و بررسی می‌شوند.

زمین‏شناسی منطقه

منطقة بررسی‌شده در خاور جندق (شمال‌خاوری اصفهان) (عرض جغرافیایی شمالیِ "51'2°34 و طول جغرافیایی خاوریِ "5/5'33°54) جای دارد که در پهنه‌بندی زمین‌شناسی ایران بخشی از پهنة ایران مرکزی به‌شمار می‌رود (شکل 1-A). کمپلکس دگرگونی جندق یک مجموعة زمین‌شناسی در مرکز ایران و در خردقارة خاور- ایران مرکزی است (شکل 1-A).

شکل 1. A) نقشة پهنه‌های ساختاری ایران و جایگاه منطقة چاه‌زرد در آن؛ B) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة خاور جندق (برگرفته از صمدی و همکاران (Samadi et al., 2022)، با تغییرات).

Figure 1. A) Structural zones of Iran and the location of Chah Zard; B) Simplified geological map of east Jandaq (adopted from Samadi et al. (2022), with modifications).

در این منطقه، مجموعه‌ای از فازهای سنگی با ترکیب‌های گوناگون دیده می‌شود که به نام کمپلکس دگرگونی جندق[1] شناخته می‌شود و فرایندهای پیچیده‌ای از تغییرات دگرگونی و پلوتونیسم در طول زمان را نمایان می‌کند. از این‌رو، کمپلکس دگرگونی جندق، تنوع سنگ‌شناسی بالایی دارد. بررسی‌ها و پژوهش‌های پیشین در این منطقه به درک بهتری از تاریخچه و تکامل کمپلکس دگرگونی جندق کمک کرده‌اند. پژوهش‌های فراوانی در زمینه‌های گوناگون از سنگ‌شناسی تا ژئوکرونولوژی و سنگ‌زایی، به شناخت متنوعی از کمپلکس دگرگونی جندق انجام شد‌ه‌اند. این کمپلکس دگرگونی شامل سنگ‌های دگرگونی و آذرین به سن پرمین پایانی تا ژوراسیک آغازین شامل متاپریدوتیت‏‌ها، شیست‏‌ها، آمفیبولیت‏‌ها و میگماتیت‌ها، گرانیت‏‌ها، پگماتیت‏‌ها، دایک‌ها و استوک‌های پگماتیتی است ( Romanko et al,. 1984; Bagheri, 2007; Tabatabaeimanesh and Sharifi, 2011; Muttoni et al., 2015; Jamshidzaei et al., 2021). رومانکو و همکاران (Romanko et al., 1984) سنگ‌های دگرگونی جندق را به سن پروتروزوییک بالایی تا پالئوزوییک زیرین می‌داند. هاتف (Hatef, 1995) از پلی‌متامورفسیم دگرگونی‌های جندق یاد کرده است. همچنین، بررسی‌های ترابی (Torabi, 2007) روی آمفیبولیت‌های شمال چاه‌زرد نشان داد تفاوت‌های فشار و دما میان این مناطق وجود دارد. دیگر بررسی‌ها (Bagheri, 2007; Bagheri and Stampfli, 2008) که به بررسی زمین‌شناسی ناحیة انارک، جندق و پشت بادام پرداخته‌اند نشان دادند نهشته‌های دریایی این ناحیه به رانش اقیانوس پالئوتتیس در شمال بلوک‌های طبس، یزد و البرز مرتبط هستند. در واقع بررسی فازهای گوناگون کانی‌شناسی گرانیت‌ها، آمفیبولیت‌ها، شیست‌ها و متابازیت‌ها به درک ژرف‌تری از سرشت دگرگونی و رویدادهای زمین‌ساختی مرتبط با فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس تتیس در منطقه در منطقه کمک می‌کند. رخداد فرورانش پالئوتتیس و بسته‌شدن پهنة اقیانوسی آن در منطقة جندق (خاور اصفهان) نقش مهمی در پیدایش واحدهای سنگی آذرین و دگرگونی آنها بازی کرده است (Bagheri and Stampfli, 2008; Muttoni et al., 2009; Mattei et al., 2012; Berra et al., 2014; Zanchetta et al., 2019). ازاین‌رو، در این منطقه، پدیده‌های دگرگونی با اهمیتی به‌چشم می‌خورند. بررسی‌های دما-فشارسنجی (Heidarianmanesh et al., 2022) نشان داد یک دگرگونی ناحیه‌ای در حد رخسارة آمفیبولیت تا گرانولیت در بازة دمایی 642 تا 692 درجة سانتیگراد (آمفیبولیت‏‌ها) و 688 تا 712 درجة سانتیگراد (گارنت آمفیبولیت‏‌ها) و بازة فشاری 8 تا 11 کیلوبار بر این کمپلکس دگرگونی ‌تأثیر گذاشته است. حیدریان‌منش و همکاران (Heidarianmanesh et al., 2022) این بازة دما و فشار را پیامد دگرگونی باروین P/T متوسط هنگام ضخیم‌شدگی پوسته‏‌ای در پهنه‌های فرورانش و یا برخورد قاره‏‌ای دانسته‌اند. زمان رخداد این دگرگونی‌ها را پرمین-ژوراسیک (270-183 میلیون سال پیش؛ Romanko et al., 1984) و کربونیفر (333 میلیون سال‏‌پیش؛ Bagheri and Stampfli, 2008) دانسته‌اند.

درون این سنگ‌های دگرگون در برخی بخش‌های نشانه‌هایی از رخنمون توده‌های گرانیتی دیده می‌شود. یکی از این رخنمون‌ها درون آمفیبولیت و شیست‌‌های منطقة چاه‌زرد دیده می‌شود (شکل 1-B). در این کمپلکس دگرگونی شواهد میدانی اولیه گویای نفوذ گرانیت یادشده درون سنگ‌های دگرگونی گوناگون (میکاشیست، آمفیبولیت و گنایس) هستند (شکل 2). سرشت گنایس‌های این منطقه با گرانیت‌های دیگر در این منطقه و نیز گنایس‌ها بسیار متفاوت است. متاگرانیت به گرانیتی گفته می‌شود که اگرچه دچار دگرگونی شده‌اند، برخی ویژگی‌های اصلی کانی‌شناسی و بافتی گرانیتی خود را حفظ کرده‌اند؛ اما ارتوگنایس به سنگی گفته می‌شود که دگرگونی شدیدتری را تجربه کرده‌اند و ساختار اولیة آذرین/رسوبی خود را از دست داده و به‌صورت لایه‌لایه و نواربندی‌شده دیده می‌شوند. فراوانی بالای کانی‌های مافیکی مانند بیوتیت و گارنت‌های درشت بلور در گنایس‌های چاه‌زرد، بافت درشت‌بلورتر و شدت دگرریختی بالا، برگوارگی شدید و گنایسی آنها را از گرانیت چاه‌زرد (که در آن مقدار بیوتیت بسیار اندک و گارنت‌ها ریز بلور هستند و سنگ بافت گنایسی ندارد) متفاوت می‌کند. افزون‌بر این، با توجه به فاصلة مکانی نزدیک به تودة آذرین، حتی نفوذ چنین رگه‌ای که عمود بر جهت برگوارگی گنایس‌هاست (شکل 2-E) را می‌توان پیامد نفوذ گرانیت در این سنگ‌ها دانست که نیز نشان می‌دهد سن گرانیت چاه‌زرد از این دگرگونه‌ها جوان‌تر است. از سوی دیگر، در بخش‌های دیگر (همان‌گونه‌که در شکل 2 نشان داده شده است) نیز نفوذ گرانیت درون دیگر سنگ‌های دگرگونی منطقه به‌خوبی دیده می‌شود (شکل‌های 2-B و 2-C) و روشن است گنایس‌ها نیز از این امر مستثی نبوده‌اند. افزون‌بر این، از آنجایی‌که این سنگ‌ها دچار چندین مرحله دگرگونی شده‌اند دربارة خاستگاه آذرین یا رسوبی آنها به‌درستی نمی‌توان گمانه‌زنی کرد و تنها می‌توان گفت ویژگی‌های سنگ‌نگاری این گنایس‌ها با گرانیت‌های میلونیتی از دیدگاه بافتی و ترکیب کانی‌شناسی تفاوت دارد.

سن‏‌سنجی اورانیم-سرب زیرکن (Bagheri, 2007) سن گرانیت چاه‌زرد را 215 میلیون سال پیش نشان می‌دهد که می‌تواند به سن نفوذ این گرانیت در دگرگونه‌ها نزدیک باشد. همچنین، بر پایة داده‌های سن‌سنجی هورنبلند‏‌ها در آمفیبولیت‏‌ها به روش Ar-Ar، باقری (Bagheri, 2007) سن 157 میلیون سال پیش را به‌دست آورده است که می‌تواند گویای سن دگرگونی باشد که در پایان بر همة این سنگ‌‌ها تأثیر گذاشته است و گرانیت چاه‌زرد را متاگرانیت کرده است؛ زیرا بر پایة شواهد میدانی رخداد یک فاز دگرگونی پس از نفوذ گرانیت موجب دگرگونی و دگرریختی همة این سنگ‌ها و پیدایش ریزساختارهایی در ابعاد میکروسکوپی در این منطقه شده است.

شکل 2. تصویرهای میدانی از A) نفوذ تودة گرانیتی چاه‌زرد درون سنگ‌های دگرگونی کمپلکس دگرگونی جندق و محل نمونه‌برداری‌ها؛ B تا E) نفوذ متاگرانیت درون میکاشیست‌ها، آمفیبولیت‌ها و گنایس‌ها.

Figure 2. Field photographs of A, B) intrusion of Chah Zard granite into Jandaq metamorphic complex and the sampling locations; B to E) intrusion of Chah Zard granite into the micaschists, amphibolites, and gneisses.

بررسی ویژگی‌های فابریکی و سنگ‌نگاری این ریزساختارها در تحلیل شرایط دمایی رخداد دگرگونی مؤثر بر دگرگونی گرانیت چاه‌زرد بسیار اهمیت دارد. ازاین‌رو، یکی از اهداف این بررسی‌ سنگ‌نگاری این سنگ‌ها برای برآورد شرایط دمایی دگرگونی است.

روش انجام پژوهش

پس از بررسی پیشینة بررسی‌ها در منطقه، بازدید و بررسی‌های میدانی انجام شدند. در بازدید میدانی از رخنمون تودة گرانیتی دگرگون چاه‌زرد در شمال جادة منتهی به معدن تالک چاه‌زرد جندق نمونه‌برداری‌های لازم انجام شد. از نمونه‌های سالم و با کمترین دگرسانی مقطع نازک در آزمایشگاه مقطع‌گیری دانشگاه تربیت مدرس مقطع نازک سنگ‌نگاری تهیه شد. تلاش شد برش مقاطع به‌صورت عمود بر برگوارگی و موازی خطوارگی سنگ‌ها باشد تا بتوان در بررسی بافت‌های دگرریختی از آنها استفاده کرد. بررسی‌های سنگ‌نگاری و عکسبرداری با کمک میکروسکوپ پلاریزان در آزمایشگاه سنگ‌شناسی دانشگاه تربیت مدرس انجام ‏شد. نام اختصاری به‌کار رفته برای کانی‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است. از نرم‌افزار CorelDraw برای پردازش و آماده‌سازی تصویرها استفاده شد.

برای بررسی سرشت ایزوتوپ پایدار اکسیژن در بلورهای کوارتز و سنگ کل، نمونه‌ها از نظر عناصر اصلی در آزمایشگاه ایزوتوپ‌های پایدار دانشگاه کیپ‌تاون آفریقای جنوبی بررسی شدند. برای اندازه‌گیری ایزوتوپ اکسیژن کوارتز (جدول 1)، نمونه‌ها در یک سنگ‌شکن کوچک فولادی ضد زنگ جدا شدند، الک شدند و در HCl داغ و اتانول تمیز شدند. دانه‌های کوارتز تمیز حدود 1 میلی گرم با دست جدا شدند. نزدیک به 3 میلی‌گرم از دانه‌های کوارتز با روش لیزر فلوئوراسیون توصیف‌شده توسط هریس و وجلی (Harris and Vogeli, 2010) تجزیه شد. هر نمونه در نزدیک به 10 کیلو پاسکال با BrF5 واکنش داده شد. سپس O2 خالص‌شده روی یک الک مولکولی 5 Å در یک بطری شیشه‌ای جمع‌آوری شد. همة نسبت‌های ایزوتوپ با کمک طیف‌سنج جرمی Finnigan Delta XP اندازه‌گیری شد. استاندارد درونی MON GT 5.38 ‰ (Harris and Vogeli, 2010) با هر دسته از 10 نمونه تجزیه شد و مقدارهای به‌دست‌آمده برای MON GT برای محاسبة دوبارة داده‌های خام به مقیاس SMOW به‌کار برده شد. میانگین اختلاف بلندمدت در مقادیر δ18O تکراری MON GT 12/0 ‰ است که مربوط به مقدار 16/02σ‰ (283n=) است. ترکیب ایزوتوپ O نمونه‌های سنگ شیست با کمک فلوئوراسیون معمولی و ClF3 به‌عنوان معرف و برای نزدیک به 10 میلی‌گرم نمونه و تبدیل به CO2، با کمک یک میلة کربنی پلاتینة داغ به‌دست آمد. یک استاندارد درونی (کوارتز مورچیسون - MQ، 1/10δ18O= ‰) نیز برای کالیبره‌کردن داده‌ها به مقیاس SMOW تجزیه شد.

سنگ‌نگاری

کانی‌های سازندة متاگرانیت‌های چاه‌زرد شامل کانی‌های اصلی کوارتز، فلدسپار و میکای سفید (مسکوویت) هستند (شکل‌های 3-A و 3-B). در برخی نمونه‌ها بلورهایی از گارنت به‌عنوان کانی فرعی نیز دیده می‌شود. بافت این سنگ‌ها تحت‌تأثیر دگرریختی، دچار جهت‌یافتگی شده است؛ به‌گونه‌ای که بلورهای کانی‌ ورقه‌ای مسکوویت جهت‌یافته شد‌ه‌اند (شکل‌های 3-A تا 3-D).

بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‌دهند کوارتزِ این سنگ‌ها لبه‌های آمیبی و مضرس دارد و خاموشی موجی نشان می‌دهد (شکل‌های 3 و 4). شواهدی از رخداد مهاجرت مرز بلوری[2] (GBM) در حاشیة برخی از بلورها دیده می‌شود (شکل 4-A). همچنین، در برخی کوارتزها پیدایش زیردانه[3] در کوارتزها به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 3-A). همچنین، نوارهایی از تجمعات بلورهای کوارتزهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با جهت‌یافتگی ترجیحی و خاموشی موجی در آنها دیده می‌شود که گویای دگرریختی انعطاف‌پذیر در این متاگرانیت‌هاست. جهت‌یافتگی ترجیحی شکل[4] بلورهای کوارتز (SPO) با جهت‌یافتگی مسکوویت‌ها هم راستاست (شکل 3). بیشتر فلدسپارها از نوع اورتوز هستند؛ اما گاه پلاژیوکلازهایی با ماکل پلی‌سینتتیک نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شوند. البته گاه ماکل درون این فلدسپارها به‌صورت ماکل پلی‌سینتتیک ناقص نوک تیز تا بخش‌های درونی بلور گسترش یافته است که در این حالت ماکل آنها را ماکل دگرریختی می‌نامند (شکل 4-A).

شکل 3. A، B) کانی‌شناسی و بافت جهت‌یافته با شیستوزیتة ممتد در متاگرانیت چاه‌زرد؛ C، D) سریسیتی‌شدن فلدسپارها و جهت‌یافتگی تجمعات بلورهای کوارتز در راستای جهت‌یافتگی مسکوویت‌ها (تصویرهای A و C در XPL و تصویرهای B و D در PPL. نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از: Whitney and Evans (2010)).

Figure 3. A, B) Mineralogy and oriented texture with continuous schistosity in Chah Zard meta-granite; C, D) Sericitization of feldspars and the orientation of quartz crystal clusters along the orientation of muscovites (images A and C in XPL and images B and D in PPL. Mineral abbreviations are from: Whitney and Evans (2010)).

شکل 4. A، B) بلورهای جهت‌یافتة مسکوویت در زمینه‌ای از فلدسپار‌های اورتوکلاز سریسیتی‌شده و درشت‌بلور پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک ناقص دگرریختی و کوارتزهای با مرز مضرس و آمیبی؛ C) فلدسپار با پرتیت شعله‌ای با تیغه‌های عمود بر جهت‌یافتگی سنگ و پیدایش میکروکلین با ماکل تارتان؛ D) بالجینگ (BLG) در اطراف بلورهای مسکوویت‌های جهت‌یافته و پیدایش زیردانه و حاشیة مضرس و آمیبی به‌علت GBM در کوارتزها؛ E، F) پیدایش ماکل تارتان در فلدسپار (تصویرهای B و F در PPL و دیگر تصویرها در XPL هستند. نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از: (Whitney and Evans, 2010).

Figure 4. A, B) Oriented muscovite crystals in a field of sericitized orthoclase feldspars and plagioclase macrocrystals with incomplete polysynthetic metamorphosed twining and quartzes with serrate and amoeboid rims; C) feldspar with flame perthite that its perthite blades are perpendicular to the orientation of the rock and formation of microcline with tartan twining; D) bulging (BLG) around the oriented muscovite crystals and the formation of subgrains and amoeboid rims due to GBM in quartzes; E, F) Formation of tartan twining in feldspar (images B and F are in PPL and the rest are in XPL. Mineral abbreviations are from: Whitney and Evans (2010)).

فلدسپارها گاه شواهدی از دگرسانی به کانی‌های رسی و میانبار‌هایی از سریسیت نشان می‌دهند که به‌همین‌رو، به‌خوبی آنها را می‌توان از بلورهای کوارتزها شناسایی کرد (شکل‌های 3-C و 3-D). در لبه‌های بلورهای فلدسپارها نشانه‌هایی از پیدایش بلورهای ریز به‌صورت پدیدة BLG [5] دیده می‌شود (شکل 4). افزون‌بر این، در برخی از آنها ماکل تارتان (شکل‌های 4-E و 4-F) در حال پیدایش است و در بسیاری از آنها پرتیت شعله‌ای پدیدار شده است (شکل 4-C) که جهت تیغه‌های آن بر جهت‌یافتگی سنگ عمود است و جهت بزرگ‌ترین تنش وارد بر سنگ را نشان می‌دهد. پیدایش میرمکیت به‌موازات جهت‌یافتگی سنگ و در حاشیة اورتوکلاز جایی‌که بزرگ‌ترین تنش 1σ وارد می‌شود نیز از دیگر ویژگی‌های بافتی این سنگ‌هاست (شکل 5).

جهت‌یافتگی کانی‌ ورقه‌ای و رابطة منقطع آن که موجب پیوستگی بلورهای کوارتز و فلدسپار در سنگ شده است موجب پیدایش برگوارگی از نوع شیستوزیتة ممتد (شکل 3-A) در سنگ شده است. در اطراف بلورهای مسکوویت‌های جهت‌یافته نیز تا اندازه‌ای بالجینگ (BLG) رخ داده است. برخی مسکوویت‌ها نیز ثانویه هستند و در پی دگرسانی فلدسپارها پدید آمده‌اند.

شکل 5. پیدایش میرمکیت در حاشیة اورتوکلاز در بخش‌ عمود بر بزرگ‌ترین تنش 1σ و موازی جهت‌یافتگی سنگ (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از: Whitney and Evans (2010)).

Figure 5. Myrmekite formation in the rim of orthoclase crystals, perpendicular to the greatest 1σ stress and parallel to the rock orientation (Mineral abbreviations are from: Whitney and Evans (2010)).

کانی فرعی گارنت‌ در برخی از نمونه‌ها یافت می‌شود. گارنت‌ها می‌توانند به‌صورت ماگمایی یا دگرگونی در سنگ‌های گوناگونی پدید آیند؛ اما به‌علت ساختار بلوری قوی و سختی بالای خود، معمولاً در برابر تغییرات فیزیکی و شیمیایی بسیار مقاوم هستند. حتی اگر سنگ میزبان دچار دگرریختی شود، گارنت‌ها ممکن است از تنش‌های بعدی تأثیر نپذیرند. بر پایة شواهد سنگ‌نگاری دانه‌های ریز گارنت‌ها را می‌توان به دو گروه نخستین و ماگمایی و ثانویة دگرگونی دسته‌بندی کرد. گروه نخست که شکل‌دار و ماگمایی هستند اندکی سایه‌فشاری نشان می‌دهند و بر پایة بررسی‌ها روی پدیده‌های دگرریختی (مانند: Passchier and Trouw, 2005)، کانی‌های میکایی (به‌عنوان کانی‌های انعطاف‌پذیرتر) در اطراف آن‌ها خمیده شده‌اند که نشان می‌دهد پیش از این‌که دگرریختی و اعمال تنش رخ دهد و سنگ دچار جهت‌یافتگی شود، این گارنت‌ها وجود داشته‌اند (شکل‌های 6-A و 6-B). نبود نشانه‌های تنش‌های بعدی در این گارنت‌های ماگمایی پیامد رفتار این کانی‌ها دربرابر دگرگونی و دگرریختی است. البته داده‌های ریزکاوالکترونی این گارنت‌ها که پیشتر طباخیان اصفهانی (Tabakhian Isfahani, 2017) به‌دست آورده است نیز نشان می‌دهند شیمی این گارنت‌ها به شیمی گارنت درون گرانیت‌های نوع I شباهت بالایی دارند (شکل 7-A).

شکل 6. A, B) گارنت‌ شکل‌دار اولیه و ماگمایی با سایه‌فشاری (Grt1) در کنار گارنت ثانویة نیمه‌شکل‌دار (Grt2C, D) گارنت‌های دگرگونی و ثانویة بی‌شکل با میانبار‌های از کانی‌های زمینه و بدون سایه فشاری (تصویرهای A و C در XPL و تصویرهای B و D در PPL. نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از: Whitney and Evans (2010)).

Figure 6. A, B) Euhedral magmatic garnets with pressure shadow beside the subhedral secondary garnets; C, D) metamorphic secondary subhedral garnets with inclusions of groundmass phases and without pressure shadow (images A and C in XPL and images B and D in PPL. Mineral abbreviations are from: Whitney and Evans (2010)).

در کنار این گارنت‌ها، گارنت‌های ثانویة نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با میانبار‌های از کانی‌های سازندة زمینه و بدون سایة فشاری دیده می‌شوند که نشان می‌دهد این گارنت‌ها در هنگام یا پس از دگرریختی پدید آمده‌اند، ازاین‌رو، بر وضعیت و شکل کانی‌های دیگر به‌ویژه میکاها ‌تأثیری نگذاشته‌اند (شکل‌های 6-C و 6-D). بررسی داده‌های ریزکاوالکترونی این گارنت‌ها که پیشتر طباخیان اصفهانی (Tabakhian Isfahani, 2017) به‌دست آورده است روی نمودار سه‌تایی Mg-Mn-Fe2+ نشان می‌دهد این گارنت‌ها به گارنت‌های سنگ‌های دگرگونی فشار بالا (در حد رخسارة آمفیبولیت) شباهت بالایی دارند (شکل 7-B).

ایزوتوپ پایدار اکسیژن

شماری از نمونه‌های سنگی از بخش‌های مرکزی تا مرزی تودة آذرین با سنگ‌های دگرگونی کناری (شیست‌ها) و نیز خود سنگ‌های دگرگونی برای بررسی ایزوتوپ پایدار اکسیژن در کوارتزها برگزیده شدند. موقعیت تقریبی این نمونه‌ها در شکل 2-A نمایش داده شده است.

بر پایة این آزمایش، میانگین δ18O برای دانه‌های کوارتز نمونه‌های گرانیتی از 1/12‰ (شمار کوارتزها: 3؛ بازه: 2/11‰ تا 8/12 ‰) در بخش‌های مرکزی رخنمون توده تا 3/13‰ (شمار کوارتزها: 4؛ بازه: 8/11‰ تا 5/13 ‰) در ناحیة همبری در تغییر است و یک روند افزایشی را به‌سوی حاشیة رخنمون توده نشان می‌دهد. افزون بر این، مقدار δ18O در ترکیب سنگ کل شیست‌های مجاور به‌سوی تودة گرانیتی از 8/15‰ به 13‰ (شمار نمونه: 3؛ میانگین: 5/14‰؛ جدول 1) کاهش می‌یابد (شکل 8).

شکل 7. ترکیب شیمیایی گارنت‌های درون متاگرانیت چاه‌زرد (بر پایة داده‌های ریزکاو الکترونی به‌دست‌آمده برای گارنت به‌دست طباخیان و همکاران (Tabakhian Isfahani, 2017)) در A) نمودار سه‌تایی Mg-Mn-Fe2+ (Miller and Stoddard, 1981B) نمودار CaO در برابر MnO ((Harangi et al,. 2001) با تغییراتی به‌دست صمدی و همکاران (Samadi et al., 2014)).

Figure 7. Chemical composition of granets in Chah Zard meta-granite (based on EPMA data of garnets by Tabakhian Isfahani (2017) in A) Mg-Mn-Fe2+ ternary plot (Miller and Stoddard, 1981); B) CaO versus MnO plot (Harangi et al., 2001) modified by (Samadi et al., 2014).

جدول 1. داده‌های δ18O (بر پایة ‰) دانه‌های کوارتز از گرانیت و سنگ کل سنگ‌های دگرگونی اطراف در منطقة چاه‌زرد (محل تقریبی نمونه‌برداری در شکل 2 نشان داده شده است. داده‌ها با نماد δ گزارش شده‌اند. δ18O=(Rsample/Rstandard -1)*1000؛ R=18O/16O).

Table 1. δ18O values (in ‰) of quartz grains from granite and whole rock of surrounding metamorphic rocks in Chah Zard area (approximate location of sampling are shown on Figure 2; the data are reported in δ notation, where δ18O=(Rsample/Rstandard-1) *1000 and R=18O/16O).

Lithology

Location*

Sample No.

δ18O of Quartz

Calculated δ18O of magma**

δ18O of whole rock

Granite

Far from margins with schist

(not the middle of intrusion)

J11

12.8

11.7

13.0

J10

-

-

12.4

J9

12.4

11.3

12.9

J15

11.8

10.7

13.3

J2

11.2

10.1

-

 

Average

12.1

10.9

12.9

Near to schist

J7

12.9

11.8

-

Near to schist

J13

13.4

12.3

12.5

Near to marble

J14

13.5

12.4

13.2

 

Average

13.3

12.2

12.85

Schist

Margin with granite

J4

-

-

13.0

Near to margin

J5

-

-

14.7

Far from margin

J18

-

-

15.8

 

Average

-

-

14.5

* based on Figure 2; ** Calculated δ18O of magma=δ18O of Quartz-δ18O of whole rock, assuming ∆quartz-magma ~1.11‰ (Fourie and Harris 2011).

شکل 8. تغییرات مقدار δ18O در بخش مرکزی رخنمون تودة چاه‌زرد به‌سوی بخش‌های مرزی آن و شیست‌های میزبان آن.

Figure 8. Variation of δ18O from center of Chah Zard intrusion outcrop toward marginal zone, and then surrounding schists.

بحث

الف- شرایط دما و فشار دگرریختی/دگرگونی

بر پایة بررسی‌های پشیر و ترو (Passchier and Trouw, 2005)، ویژگی‌های سنگ‌نگاری مانند جهت‌یافتگی ترجیحی شکلی بلورها در مسکوویت و تجمعات کوارتز، پیدایش زیردانه و مهاجرت مرز دانه‌ها در کوارتز، میرمکیتی‌شدن عمود بر شیستوسیته، پرتیت شعله‌ای در ارتوکلاز موازی با تنش اصلی نشان‌دهندة تأثیر دگرگونی و دگرریختی روی گرانیت‌ چاه‌زرد است؛ به‌گونه‌ای‌که کانی‌های نخستینِ گرانیت چاه‌زرد تحت‌تأثیر میلونیتی‌شدن نزدیک به پهنه‌های برشی همسایه هستند و به سنگ‌های پروتومیلونیتی دگرریخت و دگرگون شده‌اند که با بافت منسجم شناخته می‌شوند و از ماتریس کمتر از 50 درصد حجم ساخته شده‌اند.

جهت‌یافتگی ترجیحی، خاموشی موجی، پیدایش مرزهای آمیبی و مضرس به‌علت مهاجرت مرزی دانه (GBM) و پیدایش زیردانه در بلورهای کوارتز (شکل‌ 4). نشان می‌دهد کوارتزها در دمای نزدیک به 550-700 درجة سانتیگراد دچار بازتبلور شده‌اند (Passchier and Trouw, 2005). از سوی دیگر، پیدایش پرتیت شعله‌ای (شکل 4-A)، ماکل تارتان و پیدایش میرمکیت در حاشیة اورتوزها (شکل 5) همگی در ارتباط با دگرریختی و جهت‌یافتگی این سنگ‌ها هستند و همچنین، حاشیه‌های دارای بالجینگ در فلدسپارها و حتی بالجینگ در حاشیة (شکل 4-D) مسکوویت گویای دمای دگرریختی/دگرگونی نزدیک به 500 تا 600 درجة سانتیگراد است (Passchier and Trouw, 2005; Vernon, 2004). مرز همپوشانی این دو بازة دمایی دماهای نزدیک به 600 درجة سانتیگراد را نشان می‌دهد. افزون‌براین، این دما می‌تواند پیدایش گارنت‌های همزمان با زمین‌ساخت و دگرگونی (شکل 6) و ثانویه در دگرگونی فشار بالا را به‌دنبال داشته باشد (شکل 7).

ب- تحولات ایزوتوپ‌های پایدار

نمونه‌های بخش‌های مرکزی توده به‌سوی نزدیک بخش‌های همبری یک روند کاهشی از 7/11 به 1/10‰ را نشان می‌دهند؛ اما این مقدارها در بخش همبری توده از 8/11 به 3/12‰ افزایش نسبی را نشان می دهند (شکل 8). این افزایش می‌تواند پیامد تمایل 16O برای جابجایی رو به بالا در هنگام فرایندهای ماگماییِ همرفتی باشد که باعث افزایش جریان رو به پایین 18O از مرزها و حاشیه به‌سوی بخش‌های مرکزی توده شده است (که به آن جابجایی 16O [6] گفته می‌شود؛ Hall, 1987; Gill, 2010؛ شکل 8). در حالی‌که δ18O به‌سوی بخش‌های مرزی توده افزایش می‌یابد، مقدار δ18O در سنگ‌های دگرگونیِ بخش همبری کمتر شده است (شکل 8). افزایش مقدار بالای δ18O از مرکز به بخش همبری تودة آذرین و کاهش مقدار δ18O آن در سنگ‌های دگرگونی مجاور توده نسبت به سنگ‌های دگرگونی دورتر پیامد کاهش 16O در ماگما و افزایش 16O در سنگ‌های دگرگونی نزدیک بخش همبری است که در پی فعالیت فرایندهای گرمابی و مهاجرت سیال‌های داغ سرشار از 16O از ماگما به‌سوی سنگ‌های دگرگونی اطراف در بخش همبری روی می‌دهد (Hall, 1987).

البته باید به‌یاد داشت مقدار δ18O ماگما یک شاخص پتروژنیک تحت کنترل فاکتورهای گوناگونی است؛ مانند: مقدار δ18O در خاستگاه ماگما، ذوب‌بخشی خاستگاه، تبلوربخشی مذاب حاصل، آلایش مذاب، بازتعادل هنگام سردشدن و صعود به بخش‌های کم‌عمق‌تر، فرایندهای گرمابی کم دما و دگرسانی در سطح زمین (Hall, 1987; Chen et al., 2017).

هریس و همکاران (Harris et al., 1997) نشان دادند که یکی از ابزارهای خوب شناسایی خاستگاه گوشته‌ای و پوسته‌ای در مجموعة گرانیتی نوع I و S کیپ‌تاون در آفریقای جنوبی مقدار δ18O در کوارتز است که حد آن برای کوارتز 12 ‰ به‌دست آمده است (معادل ماگمایی با δ18O برابر با 10 ‰ و با فرض اینکه ∆quartz-magma نزدیک به 2‰ باشد). بنابراین، فرایند آناتکسی و آلایش با سنگ‌های قاره‌ای و رسوبی می‌تواند δ18O در کوارتز را به بیشتر از ‰ 12 افزایش دهد (Hall, 1987; Harris et al., 1997; Chen et al., 2017). از آنجایی‌که مقدار ∆quartz-magma برای گرانیت بوشولد بر پایة نسبت‌های مودال و مقدار δ18O کانی‌ها برابر با 11/1‰ برآورد شده است (Fourie and Harris, 2011)، ازاین‌رو، در نبود داده‌های ایزوتوپ پایدار اکسیژن برای دیگر کانی‌ها و با فرض مقدار ∆quartz-magma برابر با 11/1 ‰، مقدار δ18O در ترکیب گرانیت چاه‌زرد (میانگین δ18O در کوارتز: 1/12‰؛ شمار کوارتز: 4؛ جدول 1) برابر با 9/10 ‰ (‰ 99/10= ‰ 11/1- ‰ 1/12) به‌دست آورده می‌شود که با مقدار آن در ترکیب سنگ‌های ماگمایی با خاستگاه گوشته‌ای (کمتر از 12~‰؛ Harris and Vogeli, 2010) بسیار نزدیک است.

بنابراین افزون بر ویژگی‌های سنگ‌نگاری و میدانی (مانند نبود هالة آناتکسی و یا میگماتیتی‌شدن، حضور گارنت‌های شکل‌دار، نبود سیلیمانیت و کردیریت، نفوذ این گرانیت به انواع سنگ‌های دگرگونی JMC با درجات متنوع دگرگونی از گنایس تا شیست)، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی کانی‌ها (مانند خاستگاه ماگمایی برای گارنت‌های غنی‌از کلسیم و شکل‌دار)، ایزوتوپ‌‌های پایدار (مقدار کم δ18O در کوارتز گرانیت خاور جندق (9/10 ‰) نسبت به مقدار δ18O در کوارتزِ گرانیت‌های نوع S (بیشتر از 14‰<؛ Harris and Vogeli, 2010) پیدایش این گرانیت در پی فرایند آناتکسی و ذوب‌بخشی سنگ‌های دگرگونی را رد می‌کنند.

از سوی دیگر، ازآنجایی‌که آداکیت‌ها ترکیبی از مذاب‌های بخشی از ذوب بخش‌های مختلف تختة فرورونده دانسته می‌شوند (Bindeman et al., 2005)، پس مقدار δ18O ماگمای حاصل از ذوب پوستة اقیانوسی فرورونده (با مقدار δ18O احتمالی 2 تا 12‰؛ مانند: Alt, 2003; Bindeman et al., 2005) می‌تواند تحت‌تاثیر ذوب هم اسلب فروروندة دگرگون‌شده با مقدارهای δ18O بسیار کم (7/5‰؛ مانند: Hoefs, 2009) و نیز رسوبات دگرگون روی آن با δ18O بسیار بالا (تا 25‰، مانند: Bindeman et al., 2005; Alt, 2003) قرار گیرد. در واقع گرانیت‌های با مقدار δ18O نزدیک به 10‰ احتمالاً بخش مهمی از مذاب‌های جدایش‌یافته از گوشته با δ18O برابر با 7/5 تا 5/6 ‰ را دارند (مانند: Hoefs, 2009). از این‌رو، خاستگاه سنگ‌های چاه‌زرد با مقدار محاسباتی δ18O برای ماگما (9/10 ‰) چه‌بسا می‌تواند ذوب اندک بخش‌های فلسیک تختة فرورنده با کمترین آلایش با گوشته در هنگام صعود بوده باشد.

همچنین، با فرض اینکه ترکیب ایزوتوپ اکسیژن پوستة اقیانوسی دگرسان‌شده می‌تواند در هنگام دگرگونی فشاربالا و بازیافت درون گوشته ثابت بماند (Eiler et al., 2000)، می‌توان کمتربودن مقدار δ18O تودة چاه‌زرد در بخش‌های مرکزی (شکل 8) (9/10 ‰) را به ژرفای بیشتر ماگما در این بخش‌ها نسبت داد. در برابر آن، مقدارهای δ18O بالاتر در نمونه‌های بخش‌های مرزی این تودة آذرین و در نزدیکی شیست‌های پیرامون بیشتر گویای وجود یک ترکیب رسوبیِ دگرگون (مانند شیست‌های دگرگون اطراف با مقدار δ18O برابر با 5/14‰) (جدول 1؛ شکل 8) است که در هنگام جایگیری در پوستة بالایی در پی هضم سنگ‌های دیوارة سنگ میزبان دگرگون در بخش‌های مرزی افزایش یافته است.

پ- فرورانش پالئوتتیس و رخداد دگرگونی ناحیه‌ای در شمال بلوک یزد

شواهد میدانی و بررسی‌های پیشین نشان دادند پیش از پیدایش گرانیت چاه‌زرد رخداد یک دگرگونی درجه بالا پیدایش سنگ‌های دگرگونی (M1) در حد رخسارة آمفیبولیت در کربونیفر (333 میلیون سال‏‌پیش؛ Bagheri and Stampfli, 2008) را در این منطقه به‌دنبال است (Heidarianmanesh et al., 2022). این رویداد با بازشدن نئوتتیس میان بلوک سنندج-سیرجان و ایران‌مرکزی تشدید شده است (شکل‌های 9-A و 9-B). دماهایی که پیشتر پژوهشگران دیگر برای دگرگونی سنگ‌های دگرگونی مجموعة سنگی جندق پیشنهاد کرده‌اند شرایط رخسارة آمفیبولیت بالایی را نشان می‌دهند (مانند: آمفیبولیت: نزدیک به 620-670 درجة سانتیگراد / نزدیک به 5/8 -11 کیلوبار (Torabi, 2007; Heidarianmanesh et al., 2022)؛ متاپلیت: نزدیک به 400-670 درجة سانتیگراد / نزدیک به 2- 5/6 کیلوبار؛ (Tabatabaeimanesh et al., 2010)) که با روند دگرگونی باروین P/T متوسط و شیب زمین گرمایی ℃/km30 و ضخیم‌شدگی پوسته‏‌ای در پهنه‌های فرورانش در ارتباط دانسته شده است (Heidarianmanesh et al., 2022) و احتمالاً به دگرگونی ناشی از آغاز فرایند فرورانش و آغاز بسته‌شدن پوستة اقیانوسی تتیس مرتبط است (شکل 9-C1). در بررسی‌های زانچتا و همکاران (Zanchetta et al., 2019) کنگلومرای چاه‏‌پلنگ (ژوراسیک بالایی - کرتاسة پیشین) در شرایط ناهم‏‌شیب روی همة سنگ‌های آذرین و دگرگونی جای گرفته است.

پس از دگرگونی M1، یک رویداد ماگمایی در 215 میلیون سال پیش (Bagheri, 2007) رخ داده است و در پی آن، گرانیت چاه‌زرد درون این دگرگونه‌ها (M1) نفوذ کرده است (شکل 9-C2) که شواهد آن در بررسی‌های میدانی به‌خوبی دیده شد (شکل 2). خاستگاه و چراییِ پیدایش این گرانیت هنوز شناسایی نشده است و نویسندگان این مقاله در حال بررسی آن هستند.

تداوم گسترش نئوتتیس در باختر بلوک ایران مرکزی از تریاس تا کرتاسة بالایی (Shirdashtzadeh et al., 2024) به خاور رانده‌شدن بلوک ایران‌مرکزی را شدت بخشیده است و این امر چه‌بسا تدوام شرایط دگرگونی و یا پلی‌متامورفیسم (Hatef, 1995) در این بازة زمانی تا پس از برخورد قاره‌ای را به‌دنبال داشته است. اگرچه نشانه‌های برخی از این دگرریختی/دگرگونی‌ها چه‌بسا توسط دگرریختی/دگرگونی‌های بعدی از میان رفته باشد؛ اما شاید بتوان رخداد دگرریختی/دگرگونی (M2) را آخرین دگرگونی شدیدی دانست که همة این واحدها را دوباره دگرگون/دگرریخت کرده است (شکل 9-C3). شرایط دما/فشار به‌دست آمده از بررسی ‌متاگرانیت چاه‌زرد در این بررسی‌ نشان می‌دهد دگرریختی این گرانیت در شرایط دگرگونی باروین (در حد رخسارة آمفیبولیت تا نزدیک به شیست آبی و چه بسا اکلوژیت) رخ داده است و با مناطق برخورد قاره‌ای همخوانی دارد. بر پایة داده‌های سن‌سنجی 40Ar/39Ar توسط باقری و اشتمفلی (Bagheri and Stampfli, 2008)، شاید بتوان رخداد این دگرریختی/دگرگونی جوان‌تر‌ که گرانیت جندق را تحت‌تأثیر قرار داده است را آغاز ژوراسیک بالایی (163-156 میلیون سال پیش) دانست. بنابراین دما/فشار به‌دست‌آمده از بررسی‌ سنگ‌نگاری متاگرانیت چاه‌زرد و نیز بررسی‌های حیدریان‌منش و همکاران (Heidarianmanesh et al., 2022) نشان می‌دهند در پی فرورانش پوستة اقیانوسی پالئوتتیس و سپس برخورد قاره‌ای در شمال بلوک یزد دست‌کم دو فاز دگرگونی ناحیه‌ای مهم در کربونیفر و اوایل ژوراسیک بالایی رخ داده است.

شکل 9. الگوی نمادین از پیدایش تا بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس بر پایة شواهد به‌دست‌آمده از بررسی‌ گرانیت چاه‌زرد و کمپلکس دگرگونی جندق.

Figure 9. Schematic model for generation to closure of Paleo-Tethys Ocean based on the petrological evidence obtained for Chah Zard meta-granite in the east of Jandaq.

برداشت

بر پایة دستاوردهای پژوهش‌های پیشین و بازدیدها و بررسی‌های میدانی در منطقه، تحلیل سنگ‌نگاری و میکروسکوپی نمونه‌های گرانیتی از رخنمون تودة گرانیتی دگرگون چاه‌زرد انجام شد.

بر این پایه، ترکیب کانی‌شناسی اصلی این گرانیت‌ها شامل کوارتز، فلدسپار و میکاهای سفید (مسکوویت) است؛ اما در برخی نمونه‌ها گارنت‌های شکل‌دار نیز به‌عنوان یک کانی فرعی در آن شناسایی شد. افزون‌بر گارنت‌های ماگمایی شکل‌دار، گارنت‌های دگرگونی نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شود که گویای شرایط دگرگونی فشار بالا هستند. در واقع شواهد میکروسکوپی نشان می‌دهد این گرانیت دچار دگرگونی/دگرریختی شده است و به متاگرانیت تبدیل شده است؛ به‌گونه‌ای‌که جهت‌یافتگی بلورهای کانی‌ ورقه‌ای مسکوویت موجب پیدایش برگوارگی شیستوزیتة ممتد در این گرانیت شده است. رخداد بازتبلور کوارتزها به‌صورت مهاجرت مرز بلوری (GBM) و پیدایش لبه‌های آمیبی و مضرس، همچنین، خاموشی موجی و پیدایش زیردانه در کوارتزها، پیدایش میرمکیت، پرتیت شعله‌ای و بالجینگ در حاشیة فلدسپارها و نیز بالجینگ در پیرامون مسکوویت‌های گویای رخداد دگرریختی در دمای نزدیک به 600 درجة سانتیگراد است. تلفیق داده‌ها و یافته‌های به‌دست‌آمده از این بررسی‌ با بررسی‌های پیشین نشان می‌دهد در هنگام فرورانش پالئوتتیس نخست دست کم یک فاز دگرگونی دما-فشار متوسط باروین در حد رخسارة آمفیبولیت در حاشیة فعال قاره‌ای در کربونیفر رخ داده است. سپس ماگماتیسم حاصل از این وقایع موجب پیدایش گرانیت چاه‌زرد در تریاس بالایی در میان این دگرگونه‌ها شده است. پس از آن برخورد قاره‌ای موجب یک دگرریختی/دگرگونی دما – فشار بالا شده است که گرانیت چاه‌زرد را به متاگرانیت تبدیل کرده است. بر پایة داده‌های سن‌سنجی موجود، زمان احتمالی آخرین رویداد دگرگونی را می‌توان به ژوراسیک میانی نسبت داد. این پژوهش نشان داد بررسی‌های میکروسکوپی و تفکیک و تفسیر رویدادهای دگرریختی/دگرگونی با ارائة اطلاعات ارزشمندی دربارة گذشتة زمین، می‌توانند به درک بهتر عملکرد زمین‌شناسی و ژئودینامیک منطقه کمک کنند.

افزون بر این، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی کانی‌ها (مانند خاستگاه ماگمایی برای گارنت‌های غنی‌از کلسیم و شکل‌دار)، ایزوتو‌های پایدار (مقدار کم δ18O در گرانیت خاور جندق (9/10 ‰) نسبت به مقدار δ18O در گرانیت‌های نوع S) پیدایش این گرانیت از فرایند آناتکسی و ذوب‌بخشی سنگ‌های دگرگونی را رد می‌کنند. خاستگاه سنگ‌های چاه‌زرد می‌تواند ذوب اندک بخش‌های فلسیک تختة فرورنده با کمترین آلایش با گوشته در هنگام صعود باشد. البته مقدارهای δ18O بالاتر در نمونه‌های بخش بالایی تودة گرانیتی و نزدیک به شیست‌های اطراف بیشتر گویای وجود یک ترکیب رسوبیِ دگرگون (مانند شیست‌های دگرگون اطراف با مقدار δ18O برابر با 5/14‰) در هنگام جای‌گیری در پوستة بالایی و هضم سنگ‌های دیوارة سنگ میزبان دگرگون در بخش‌های مرزی توده است.

 

[1] Jandaq Metamorphic Complex

[2] Grain boundary migration (GBM)

[3] subgrain

[4] Shape preferred orientation (SPO)

[5] bulging

[6] 16O-Shift

Alt, J.C. (2003) Stable isotopic composition of upper oceanic crust formed at a fast-spreading ridge, ODP Site 801. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 4. https://doi.org/10.1029/2002GC000400 
Bagheri, S. (2007) The exotic Paleo-Tethys terrane in Central Iran: new geological data from Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam areas. Ph.D. dissertation, University of Leusanne, Switzerland.
Bagheri, S. and Stampfli, G.M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in Central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.047
Berra, F., Zanchi, A., Malaspina, N., Javadi, H.R., and Koohpeyma, M. (2014) Evidence for an Upper Palaeozoic North-Palaeotethyan succession in Central Iran: The Siah Godar Complex of Jandaq. Journal of Asian Earth Sciences, 138, 272-290. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2017.02.006
Bindeman, I.N., Eiler, J.M., Yogodzinski, G.M., Tatsumi, Y., and Stern, C.R. (2005) Oxygen isotope evidence for slab melting in modern and ancient subduction zones, 235, 480–496. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2005.04.014 
Castro, A. and Rosa, J.D. (1991) H-type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granite-type classification and nomenclature, 31, 237–253.
Chappell, B. (2010) Causes of variation in granite suites. The Ishihara Symposium: Granites and Associated Metallogenesis, 27-34.
Chappell, B.W. and White, A.J.R. (1992) I- and S- type granites in the Lachlan Fold belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 83, 1–26.
Chappell, B.W., White, A.J.R., Williams, I.S., and Wyborn, D. (2004) Low- and high-temperature granites. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 95, 125–140. https://doi.org/10.1017/s0263593300000973
Chen, H., Xia, Q.-K., Deloule, E., and Ingrin, J. (2017) Typical oxygen isotope profile of altered oceanic crust recorded in continental intraplate basalts. Journal of Earth Science, 28, 578–587. https://doi.org/10.1007/s12583-017-0798-5
Clemens, J.D. (2003) S-type granitic magmas-petrogenetic issues, models and evidence. Earth-Science Reviews, 61, 1–18. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(02)00107-1 
Eiler, J.M., Schiano, P., Kitchen, N., and Stolper, E.M. (2000) Oxygen-isotope evidence for recycled crust in the sources of mid-ocean-ridge basalts. Nature, 403, 530–534. https://doi.org/10.1038/35000553 
Fourie, D.S. and Harris, C. (2011) O-isotope Study of the Bushveld Complex Granites and Granophyres: Constraints on Source Composition, and Assimilation. Journal of Petrology, 52, 2221–2242. https://doi.org/10.1093/petrology/egr045
Gill, R. (2010) Igneous Rocks and Processes: A Practical Guide, 428 p. John Wiley & Sons Ltd, The Atrium, Southern Gate, Chichester, West Sussex, PO19 8SQ, UK.
Hall, A. (1987) Igneous petrology, 573 p. Longman Scientific & Technical, London.
Harangi, S.Z., Downes, H., Ko´Sa, L., Szabo´, C.S., Thirlwall, M.F., Mason, P.R.D., and Mattey, D. (2001) Almandine garnet in calc-alkaline volcanic rocks of the Northern Pannonian Basin (Eastern-Central Europe): geochemistry, petrogenesis and geodynamic implications. Journal of Petrology, 42, 1813–1843. https://doi.org/10.1093/petrology/42.10.1813
Harris, C. and Vogeli, J. (2010) Oxygen isotope composition of garnet in the Peninsula Granite, Cape Granite Suite, South Africa: Constraints on melting and emplacement mechanisms. South African Journal of Geology, 113, 401–412. https://doi.org/10.2113/gssajg.113.4.401
Harris, C., Faure, K., Diamond, R.E., and Scheepers, R. (1997) Oxygen and hydrogen isotope geochemistry of S- and I-type granitoids: The Cape Granite suite, South Africa. Chemical Geology, 143, 95–114. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(97)00103-4
Hatef, M. (1995) Geology and petrology of igneous and metamorphic rocks of Khur-Jandaq region (Central Iran). M.Sv. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran.
Heidarianmanesh, A., Tabatabaimanesh, S.M., and Shirdashtzadeh, N. (2022) Petrography and application of mineral chemistry and thermobarometry of amphibolites in Jandaq metamorphic complex: Evidence of paleo-tectonic events in Central Iran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 32, 119–142. https://doi.org/10.22071/gsj.2022.329201.1981
Hoefs, J. (2009) Stable Isotope Geochemistry. 286p. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg, https://doi.org/10.1007/978-3-540-70708-0
Jamshidzaei, A., Torabi, G., Morishita, T., and Tamura, A. (2021) Eocene dike swarm and felsic stock in Central Iran: Roles of metasomatized mantle wedge and Neo-Tethyan slab. Journal of Geodynamics, 145, 101844. https://doi.org/10.1016/j.jog.2021.101844 
Jazi, M.A., Karimpour, M.H., and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2012) Overview of the geochemistry and Rb/Sr, Sm/Nd isotopes of Middle Jurassic and Tertiary granitoid intrusions: a new insight on tectono-magmatism and mineralization of this period in Iran. Journal of Economic Geology, 4, 171–198. https://doi.org/10.22067/econg.v4i2.16489
Mattei, M., Cifelli, F., Muttoni, G., Zanchi, A., Berra, F., Eshraghi, S.A., Mattei, M., Cifelli, F., Muttoni, G., Zanchi, A. (2012) Neogene block rotation in central Iran: Evidence from paleomagnetic data Neogene block rotation in central Iran: Evidence from paleomagnetic data. https://doi.org/10.1130/B30479.1
Miller, C. and Stoddard, E. (1981) The role of manganese in the paragenesis of magmatic garnet: an example from the Old Woman Piute Range, California. Journal of Geology, 89, 233–246.
Moyen, J.F., Laurent, O., Chelle-Michou, C., Couzinié, S., Vanderhaeghe, O., Zeh, A., Villaros, A., and Gardien, V. (2017) Collision vs. subduction-related magmatism: Two contrasting ways of granite formation and implications for crustal growth. Lithos, 277, 154–177. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.09.018
Muttoni, G., Gaetani, M., Kent, D. V, Sciunnach, D., Berra, F., Garzanti, E., Mattei, M., and Zanchi, A. (2009) Opening of the Neo-Tethys Ocean and the Pangea B to Pangea A transformation during the Permian. GeoArabia, 14 (4), 17–48. https://doi.org/10.2113/geoarabia140417
Muttoni, G., Mattei, M., Balini, M., Zanchi, A., Leonardo, L.S., Geologiche, S., and Roma, I. (2015) The drift history of Iran from the Ordovician to the Triassic, 7–29.
Passchier, C.W. and Trouw, R.A.J. (2005) Microtectonics, 366p. Springer Berlin, Heidelberg, https://doi.org/10.1007/3-540-29359-0
Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G. (1984) Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks. Journal of Petrology, 25(4), 956–983, https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Romanko, E., Kokorin, Y., Krivyakin, B., Susov, M., Morozov, I., and Sharkovski, M. (1984) Outline of metallogeny of Anarak area (Central Iran). 143 p. Technoexport Report No. 19, Geological Survey of Iran, Tehran.
Samadi, R., Miller, N., Mirnejad, H., Harris, C., Kawabata, H., and Shirdashtzadeh, N. (2014) Origin of garnet in aplite and pegmatite from Khajeh Morad in northeastern Iran: A major, trace element, and oxygen isotope approach. Lithos, 208, 378–392. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.08.023 
Samadi, R., Torabi, G., Dantas, E.L., Morishita, T., and Kawabata, H. (2022) Ordovician crustal thickening and syn-collisional magmatism of Iran: Gondwanan basement along the north of the Yazd Block (Central Iran). International Geology Review, 64, 2151–2165. https://doi.org/10.1080/00206814.2021.1972352
Shirdashtzadeh, N. (2023) Paleozoic high-temperature metamorphism and deformation related to Proto-Tethys closure and Paleo-Tethys opening in the north of Central-East Iranian Microcontinent, based on the mineralogy of Airakan metagranite. Petrological Journal, 14, 163–188. https://doi.org/10.22108/ijp.2024.140318.1317 (in Persian).
Shirdashtzadeh, N., Dilek, Y., Furnes, H., and Dantas Elton, L. (2024) Early Jurassic and Late Cretaceous plagiogranites in Nain-Baft ophiolitic mélange zone in Iran: remnants of rift–drift and SSZ evolution of a Neotethyan seaway. Journal of the Geological Society, 181, jgs2023-181. https://doi.org/10.1144/jgs2023-181
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. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2018.07.008
Tabakhian Isfahani, F. (2017) Petrology of granitoids in the Jandagh metamorphic complex (Central Iran, NE of Isfahan province). M.Sc. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran.
Tabatabaeimanesh, S.M. and Sharifi, M. (2011) Evaluation of thermodynamic condition (P-T) in formation of Jandaq metapelitic schists (North East of Isfahan province). Petrological Journal, 2, 81–92. https://doi.org/10.1134/S0869591110030069 (in Persian).
Tabatabaeimanesh, S.M., Sharifi, M., and Romanko, A. (2010) P-T conditions of the Jandagh metapelitic schists, northeastern Isfahan Province, Iran. Petrology, 18, 328–336. https://doi.org/10.1134/S0869591110030069
Torabi, G. (2007) Detection of pressure and temperature in formation of Jandaq Ophiolite amphibolites (north-east of Isfahan Province) by using amphibole and plagioclase barometry and thermometry. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 15, 117–134.
Vernon, R.H. (2004) A Practical Guide to Rock Microstructure. A Practical Guide to Rock. https://doi.org/10.1017/cbo9780511807206
Whitney, D.L. and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Zanchetta, S., Zanchi, A., Berra, F., and Javadi, H.R. (2019) The Jandaq Complex in Central Iran: new insights on a Middle Jurassic orogenic event. Geophysical Research Abstracts, 21, EGU2019-15497.
Volume 15, Issue 3 - Serial Number 59
Petrological Journal, 15th Year, No. 59, Autunm 2024
May 2024
Pages 69-88
  • Receive Date: 22 September 2024
  • Revise Date: 03 November 2024
  • Accept Date: 18 November 2024