مطالعه پی دگرگونی افیولیتهای مشهد و مکانیسم تشکیل آن

دسته پترولوژی
گروه سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور
مکان برگزاری ششمین همایش سالانه انجمن زمین شناسی ایران
نویسنده صدر الدین امینی- ابوالفضل کریمی
تاريخ برگزاری ۲۵ بهمن ۱۳۷۸
مقدمه:
در مناطق جنوب، غرب، تا شمال غرب مشهد و در بین سنگ های دگرگونی از نوع اسلیت و فیلیت، موسوم به دگرگونی های مشهد، مجموعه افیولیتی برونزد دارد. در قاعده این مجموعه، پی دگرگونی به ضخامت 50m در چهار چشمه مشهد رخنمون دارد که در بالای این پی، پریدوتیت های گوشته ای میلونیتیزه (تکتونایت های گوشته ای) قرار می گیرند. این تکتونایت ها که بیشتر از نوع هارزبورژیت هستند، به وسیله کومولیت هایی همچون، لرزولیت، دونیت، وبستریت، پیروکسنیت ها و گابرو های لایه ای پوشیده می شوند. در افق های بالاتر، گابرو های ایزوتروپ، به مقدار خیلی کم دایک های صفحه ای، بازالت های بالشی و اسپیلیت ها قرار می گیرند. مجموعه سنگ های بازیک و فوق بازیک به وسیله رسوبات پلاژیک مناطق عمیق اقیانوسی که ضخامت آنها در این محل (چهار چشمه) به بیش از چهار صد متر می رسد پوشیده می شوند.
پی دگرگونی اولین بار به وسیله ویلیامز و اسمیت برای افیولیت های نیوفوندلند بکار برده شد.
این پی به صورت پیشرونده در زیر پریدوتیت ها ایجاد شده است و تشکیل توالی قاعده ای را داده است. در بسیاری از مناطق این ارتباط به وسیله تاثیر فرایند های تکتونیکی و دگرگونی بعدی از بین رفته است. همچنین تشخیص این پی در افیولیت های سالم به مراتب راحت تر از افیولیت های ناقص است. در رده بندی های جدید که به طور عملی برای افیولیت ها انجام گرفته است پی دگرگونی را نیز جزء افیولیت ها طبقه بندی می نمایند ( نیکلاس، 1989). خواص عمومی پی های دگرگونی عبارتند از: 1- دارای ضخامت محدود هستند ( 50 متر در افیولیت های مشهد و حداکثر 500 متر در سایر افیولیت های جهان). البته نازک و ضخیم شدن پی دگرگونی بر اثر فرایند های تکتونیکی همزمان با تشکیل پی و یا بعد از آن نیز ممکن است، 2- بر عکس ضخامت، گسترش عرضی این پی معمولاٌ خیلی زیاد است، 3- کاهش شدید درجه دگرگونی از بالا به سمت قاعده مشاهده می شود، به طوریکه از رخساره آمفیبولیت درجه بالا به سنگ های دگرگون نشده در زیر در ضخامتی حدود 50 متر بدل می شود، البته در افیولیت های دیگری مانند اسماعیل حداکثر درجه دگرگونی به رخساره گرانولیت هم می رسد (نیکلاس، 1989). 4- چین خوردگی و تغییر شکل شدیدی در پی دگرگونی مشاهده می شود و فولیاسیون تکتونیکی موازی فولیاسیون تکتونایت ها در آنها توسعه یافته است، 5- پروتولیت پی دگرگونی مشهد با توجه به آنالیز های شیمیایی از سنگ های بازیک پوسته اقیانوسی است که حداکثر در رخساره آمفیبولیت درجه بالا دگرگون شده است. البته در افیولیت های دیگر نیز عمدتاٌ این پی از سنگ های بازیک و در مواردی از سنگ های قاره ای و متاسدیمنت ها تشکیل شده است. مطالعات ژئو شیمیایی پی دگرگونی افیولیت های مشهد، ترکیبی توله ایتی را به دست می دهد.
بحث و نتیجه گیری:
در منطقه چهار چشمه مشهد و در کنتاکت با سنگ های پریدوتیتی از نوع هارزبورژیت و لرزولیت، سنگ های دگرگونی با رخساره آمفیبولیت یافت می شوند که آنها را به عنوان پی دگرگونی افیولیت ها در این منطقه معرفی می نماییم. این آمفیبولیت ها که در واقع سنگ های بازیک دگرگون شده هستند، بر خلاف آمفیبولیت های دیگر منطقه، کاملاٌ جهت یافته هستند و فولیاسیون تکتونیکی موازی پریدوتیت های گوشته ای در آنها توسعه یافته است. از نظر کانی شناسی نیز با آمفیبول های دیگر منطقه فرق دارند و آمفیبول در آنها بیشتر از نوع هورنبلند قهوه ای است.
ضخامت این پی حدود 50 متر است که در قسمت بالا و در کنتاکت بلا فصل پریدوتیت های گوشته ای دارای رخساره آمفیبولیت درجه بالا و در تراز های پایین تر رخساره شیست سبز و در افق های پایین تر اسلیت و فیلیت و نهایتاٌ به سنگ های دگرگون نشده تبدیل می گردد. البته مرزها گسله ها هستند و تغییر و تبدیل رخساره آمفیبولیت به شیست سبز به خوبی مشاهده نمی شود. این پی دگرگونی به صورت افزایش تدریجی به قاعده افیولیت ها تشکیل شده است و زمان تشکیل آن به قبل از فرارانش بر می گردد.
به نظر ما واژه صحیح تر برای ساب افیولیت ها همین واژه پی دگرگونی است تا واژه هاله که بعضآٌ بکار می رود. اصطلاح هاله (Aureole) معمولاٌ موقعی به کار می رود که سنگ های اولیه بر اثر حرارت در یک فشار ثابت در اطراف توده های آذرین داغ دگرگون شوند و لذا عموماٌ سنگ ها جهت یافتگی ندارند. حال اینکه پی های دگرگونی دارای شیستوزیته بوده و چندین بار تغییر شکل حاصل کرده و از لحاظ تکتونیکی با توده های آذرین انتقال یافته، همراه هستند. بسیاری از پی های دگرگونی که بر اثر فرایند های تکتونیکی حاصل می شوند، تابع زمان و و مکان هستند. بر اساس پروفیل های ترسیمی از افیولیت های مختلف، عموماٌ پی های دگرگونی، ترکیب واحدی را بیان می دارند که در آنها ورقه های دگرگونی تحت فشار و درجه حرارت های متفاوتی تشکیل شده اند و در طی فرایند های رو راندگی، بالا آمده اند. در این حالت ممکن است بر اثر انتقال گوشته فوقانی به سطح زمین، پی های دگرگونی نیز منتقل شده و در قاعده افیولیت ها مجتمع گردند. به این دلیل است که مرز بین رخساره های دگرگونی در پی افیولیت های مشهد به صورت کنتاکت تکتونیکی است.
در گذشته پی دگرگونی را به عنوان ورقه هایی از سنگ های دگرگونی می دانستند که بر اثر رو رانده شدن اسلب های افیولیتی بر روی خشکی ها، در قاعده افیولیت ها انباشته می شوند. حال اینکه امروزه می دانیم که تراست شدگی و آبداکشن پوسته اقیانوسی می تواند از محل تشکیل خود در ریجها تا محل برخورد با پوسته قاره ای در زمان و مکان اتفاق بیافتد. در واقع توپوگرافی بلند لیتوسفر اقیانوسی در محل ریج، بالا بودن درجه حرارت، عملکرد گسل ها و فیزیک منطقه شکسته شده فعال می تواند آبداکشن در محل ریج را سبب شود. و تنها در این عمل است که اگر آبداکشنی صورت بگیرد با توجه به حرارت لیتوسفر اقیانوسی و پوسته اقیانوسی که در زیر لیتوسفر فرا رانده شده قرار می گیرد به علاوه گرمای حاصل از نیرو های برشی، رخساره گرانولیت و ذوب بخشی را در پی دگرگونی داشته باشیم. توسعه فابریک تکتونیکی موازی در قاعده تراست پریدوتیت های میلونیتیزه بالایی، همچنین ترکیب شیمیایی مافیک با ماهیت توله ایتی در ساب افیولیت های مشهد، ارتباط ژنتیکی آنها را با افیولیت های مشهد محرز می سازد. در کل این شواهد مشخص می کند که پی دگرگونی، محصول دگرگونی دیناموترمال بوده که با جایگیری توده ای الترا بازیک رخ داده است. با توجه به عملکرد گسل های تراستی تامین فشار مورد نیاز به راحتی صورت می گیرد. مشکل اصلی در این مورد عامل جریان گرمایی برای بوجود آمدن این دگرگونی ها است. دو منبع اصلی در تامین گرمای مورد نیاز یکی گرمای باقیمانده و دیگری گرمای ناشی از برش است و همچنین گرمای حاصل از واکنش های اگزوترمیک نیز نقش کوچکی در تامین این گرما دارند.
همانطور که می دانیم بین یک ورقه داغ در بالا و ورقه ای در پایین، یک رابطه خطی در مورد جریان حرارتی وجود دارد. مقدار تبادل گرما در محل تماس 0/5 T می باشد (T مجموع حرارت دو ورقه است). یعنی اگر درجه حرارت اسلب بالایی 1200 درجه سانتیگراد باشد (ایزوگراد زیر پریدوتیت های گوشته ای) و درجه حرارت پوسته اقیانوسی که تراست شدن روی آن انجام می شود 100 درجه باشد، حداکثر گرمایی که می تواند صرف دگرگونی شود 650 درجه خواهد بود.
در مناطق افیولیتی، ثابت ماندن ورقه های افیولیتی داغ باعث تحمیل حرارت زیاد در محل تماس می گردد، که این عامل می تواند علت دگرگونی ساب افیولیت ها باشد. بنابراین امکان دارد، افیولیت ها که به وسیله فرایند های تکتونیکی به شکل توده های سخت انتقال می یابند، دارای حرارتی زیر سولیدوس باشند.
پریدوتیت های آبدار در حرارتی حدود 950- 1200 درجه سانتیگراد و در فشار 25 کیلو بار ذوب می شوند. بنابراین ساب افیولیت ها می توانند حرارتی بین 650- 550 درجه سانتیگراد داشته باشند. به شرط آنکه حرارت اولیه آنها بین صفر تا صد درجه باشد. لذا حرارت در محل تماس در اثر گرمای باقیمانده امکان ندارد به بیش از 650 درجه برسد مگر اینکه حرارت اولیه پروتولیت بیش از 100 درجه باشد. در این حالت اگر حرکت منبع گرمایی در نظر گرفته شود، یعنی یک توده داغ به صورت پیوسته بر روی سنگ زیرین حرکت کند، به مرور زمان درجه حرارت در محل تماس افزایش می یابد تا اینکه به لحاظ استاتیکی پایدار شود. برای اینکه درجه حرارت بخش زیرین در محل تماس به حرارت بخش بالایی برسد، لازم است تغییر مکان وسیع و نسبتاٌ سریع در توده های داغ روی دهد.
علاوه بر انتقال گرمای ناشی از حرکت توده داغ، گرمای برشی نیز در طول صفحه تماس حاصل می شود که این دو با هم جمع می شوند و در دگرگونی پی موثر می باشند.
گرمای برش به عنوان فرایندی مکانیکی است که بر اثر حرکات تکتونیکی حاصل می شود. یکی از مهمترین منابع تولید این گرما، حرکت گسل هایی است که در اعماق کم و یا از تغییر شکل پلاستیک در تراز های عمیق تر ایجاد می شود. در یک حالت ایده آل اگر تمام کار مکانیکی به گرما تبدیل شود، مقدار گرمای حاصل از فرمول Q= TV محاسبه می شود: (T استرس برشی و V سرعت حرکت گسل است).
بر اثر برش گرما به طور پیوسته در محل تماس افزایش می یابد، علاوه بر این گرمای برش ممکن است باعث نرم شدن سنگ شده و به تجمع استرین در سنگ کمک نماید.
اگر تغییر مکان عرضی در طول بعد صفحات، مانند گسل ها پایین باشد، لازم است استرس های برش چند کیلو باری در مرز گسل ها وجود داشته باشد تا بتواند باعث افزایش حرارت به طور قابل ملاحظه شود. در عرض رو راندگی های پوسته اقیانوسی و گوشته فوقانی که سرعت حرکت کمتر از 10 سانتیمتر در سال است و با توجه به فشار حاکم بر این محیط ها، انرژی برشی نمی تواند حرارتی بیش از 300 درجه تولید نماید.
اگر پی دگرگونی شواهدی از رخساره گرانولیت را نشان ندهد، گرمای باقیمانده برای رخساره آمفیبولیت و گرمای برشی برای رخساره شیست سبز کفایت می کند. با وجود این برای بالاترین حد رخساره آمفیبولیت گرانولیت، مجموع کانیها، از گرمای باقیمانده به علاوه گرمای برش حاصل شده اند. بنابراین برای تامین حرارت رخساره گرانولیت باید تراست شدگی در نزدیکی محور میان اقیانوسی اتفاق افتاده باشد تا 650 درجه از گرمای باقیمانده (حداکثر گرمای باقیمانده) به علاوه گرمای حاصل از برش موجب ایجاد رخساره مذکور گردند.
با توجه به شدید ترین درجه دگرگونی در ساب افیولیت های مشهد که در حد رخساره آمفیبولیت درجه بالا است، منابع تولید گرمای مورد نیاز برای آنها را گرمای باقیمانده و گرمای حاصل از برش می دانیم و علاوه بر این دو منبع گرمای حاصل از واکنش های اگزوترمیکی همچون شکسته شدن پیروکسن ها به آمفیبول ها و سرپانتینیزاسیون را در تامین گرمای مورد نیاز موثر می دانیم.
با توجه به درجه دگرگونی ساب افیولیت های مشهد می توان نتیجه گرفت که سرعت سابداکشن و در نتیجه سرعت حرکت پلیت زیاد نبوده است، لذا گرمای تولید شده در اثر اعمال نیروی برشی نیز کم بوده است. به هر حال گرمای حاصل از نیروی برشی وجود داشته است لذا آبداکشن لیتوسفر اقیانوسی نمی تواند نزدیک ریج اتفاق افتاده باشد و باید در فاصله دورتری این عمل صورت گرفته باشد. همچنان که مذکور افتاد، پی دگرگونی تدریجاٌ به قاعده افیولیت ها افزوده شده است، یعنی پی دگرگونی افیولیت های مشهد در تاریخ جایگزینی، وقتی که افیولیت ها در اعماق نسبتاٌ زیاد اقیانوس قرار داشته اند، سنگ های رخساره آمفیبولیت درجه بالا و در اعماق کمتر اقیانوسی و یا در زمان رانده شدن بر روی پوسته قاعده ای، رخساره شیست سبز به آن اضافه شده است.
با توجه به مطالعات کانی شناسی، پی دگرگونی افیولیت های مشهد در شدید ترین درجه دگرگونی و در کنتاکت با پریدوتیت های گوشته ای، حاوی هورنبلند قهوه ای، ترمولیت، اکتینوت و پلاژیو کلاز است که با توجه به این مجموعه کانی شناسی درجه حرارت 650 -600 درجه و فشار 6- 4 کیلو بار را برای تشکیل این پی در نظر می گیریم.
با توجه به مطالعات کانی شناسی و آنالیز های شیمیایی، سنگی بازیک را به عنوان پروتولیت پی دگرگونی افیولیت های مشهد معرفی می نماییم که از نظر ژئو شیمیایی ماهیتی توله ایتی دارد. بدین ترتیب جایگزینی افیولیت های مشهد بر روی پوسته اقیانوسی و قبل از فرا رانده شدن بر روی پوسته اقیانوسی حادث شده است.
از نظر سنی اختلاف بین تشکیل لیتوسفر اقیانوسی، تشکیل پی دگرگونی و فرا رانش لیتوسفر اقیانوسی بر روی خشکی در مورد افیولیت های مشهد وجود دارد. تعیین دقیق این اختلاف سن نیاز به مطالعات ژئو کرونولوژیکی دارد که از توان پروژه ما خارج بوده است. اما آنچه مسلم است این اختلاف سن وجود دارد، به دلیل اینکه وجود رخساره آمفیبولیت درجه بالا با توجه به تراست شدن و گرمای حاصل از برش آن، نمی تواند در نزدیکی ریج اتفاق افتاده باشد پس اختلاف سن بین تشکیل لیتوسفر اقیانوسی در محل ریج و تشکیل پی دگرگونی وجود دارد. از طرفی با توجه به رخساره آمفیبولیت و همچنانکه ذکر شد، گرمای حاصل از برش نمی تواند بیشتر از 300 درجه باشد، لذا اگر تشکیل پی دگرگونی در زمان فرا رانش باشد، شدیدترین رخساره دگرگونی باید شیست سبز باشد نه آمفیبولیت. در نتیجه به لحاظ سنی اختلاف بین تشکیل پی دگرگونی و فرا رانش بر روی پوسته اقیانوسی وجود دارد. مضافاٌ اینکه پروتولیت بازیک نیز به این امر تایید می کند که تشکیل پی دگرگونی در محیط های اقیانوسی انجام گرفته است و نه خشکی. بدین ترتیب سن پی دگرگونی افیولیت های مشهد جدیدتر از تشکیل لیتوسفر اقیانوسی و قدیمی تر از سن فرا رانش بر روی پوسته قاره ای است.

کلید واژه ها: خراسان رضوى