منطقه مورد پژوهش شامل یک دگرگونی ناحیه ای به عنوان زمینه است که با جایگیری توده نفوذی بروجرد، هاله دگرگونی همبری تشکیل شده است. در این پژوهش تمایز هاله همبری و دگرگونی ناحیه ای درجه پایین توسط ایزوگراد بیوتیت شناخته شده است. سنگ نگاری هاله همبری (از خارج هاله به طرف توده نفوذی) شامل: گرافیت شیست، شیست های لکه دار، کردیریت شیست، آندالوزیت کردیریت شیست، آندالوزیت کردیریت هورنفلس، سیلیمانیت آندالوزیت کردیریت هورنفلس و فلدسپات پتاسیک سیلیمانیت هورنفلس است. رخساره های دگرگونی همبری در هاله همبری بروجرد شامل رخساره آلبیت اپیدوت هورنفلس، رخساره هونبلند هورنفلس و رخساره پیروکسن هورنفلس است. هاله مذکور قابل انطباق با زیر رخساره 1c از رخساره های معرفی شده توسط پتیسون وترسی (1991) می باشد.

در ناحیه ده نو (مشهد) مجموعه ای از سنگ های دگرگونی به همراه توده های گرانیتوئیدی دیده می شود. در میان  این شیست ها انواع دارای کلریتوئید توسط لایه ای نازک از متاپلیت های دارای استرولیت و فاقد کلریتوئید از هم جدا شده اند. مطالعه دگرشکلی های منطقه نشان می دهد که کانی کلریتوئید در این سنگ ها از نسل دوم بوده و استرولیت ها نیز همزمان با تشکیل S2 بوجود آمده است. بررسی ها نشان می دهند که درلایه های مجاور هم و با فاصله کمتر از چند متر، شیست های کلریتوئیددار و استرولیت دار، به تناوب تکرار می شوند. بدین ترتیب می توان نتیجه گرفت که این لایه ها در فاز دگرگونی مشابهی شکل گرفته  و شرایط فیزیکی (فشار و دما) حاکم بر آنها یکسان بوده است. تجزیه شیمیایی این سنگ ها در نمودارهای ژئوشیمیایی در قلمرو سنگ های مستعد تولید کلریتوئید قرار می گیرد. به عبارت دیگر این سنگ ها از نظر شیمیایی یکسان بوده و چنین به نظر می رسد که توالی کلریتوئید و استرولیت در لایه های متوالی مجاور یکدیگر و در فاصله ای محدود توسط سیال های دگرگونی کنترل شده است. پایین بودن فوگاسیته اکسیژن (XCO2 بالا) که با وجود گرافیت تایید می شود، دلیل پایداری کلریتوئید و عدم تشکیل استرولیت در بعضی لایه ها می باشد. از آنجا که استرولیت در بالاترین شرایط دگرگونی منطقه شکل گرفته  می توان گفت که در اوج دگرگونی در منطقه ده نو نقش سیالات حاوی CO2 در انجام واکنش های دگرگونی و شکل گیری کانی های متفاوت موثر بوده است. اما حرکت سیال به میزانی نبوده است که بتواند حتی در فواصل چند متری سیال دگرگونی همگنی را بوجود آورد در نتیجه سنگ های با شیمی یکسان رفتار متفاوتی را نشان داده اند.

سنگ های دگرگون منطقه لای بید (شمال باختر اصفهان) در زیرپهنه با دگرریختی پیچیده پهنه سنندج - سیرجان قرار دارد که در آن سنگ های دگرگونی با سن پرمین توسط مرزهای گسلی در نزدیکی سنگ های دگرگونی جوان تر با سن تریاس - ژوراسیک قرار گرفته است. مطالعه ساختاری این سنگ ها مشخص می کند که در طی یک دگرریختی پیشرونده، سه گامه چین خوردگی در آنها روی داده است. دگرریختی گامه اول را چین های فشرده تا یال موازی، گامه دوم را چین های بسته تا باز و گامه سوم را چین های باز تا آرام تشکیل می دهند. با حرکت از دگرریختی گامه اول به گامه سوم به تدریج طول موج چین ها افزایش می یابد به گونه ای که نسبت نمود این چین ها از محدوده چین های کوتاه و بلند در گامه اول تا چین های پهن در گامه دوم و چین های فراخ در گامه سوم تغییر می کند. این تغییر هندسی در طول دگرریختی پیشرونده، نشان دهنده انتقال تدریجی سنگ ها از محیط تغییرشکل با شکل پذیری بیشتر به محیطی با شکل پذیری کمتر در اثر کاهش ژرفا در پوسته است. فرانهادگی گامه های مختلف چین خوردگی، سبب ایجاد الگوهای تداخلی از نوع هم محور است. به نظر می رسد در اواخر ژوراسیک چین های گامه اول، دوم و سوم، با کاهش تدریجی ژرفای پوسته در دگرریختی پیشرونده، به طور متوالی تشکیل و به صورت غیرفعال دچار چرخش شده اند. دایک ها به طور متناوب در گسستگی های کششی و سطوح ضعف بر گوارگی سطح محوری چین ها تزریق شده و به تدریج به شکل چین، بودین، بودین چین خورده و چین بودین شده دگرریخت شده اند.

در سنگ های دگرگون شده شمال گلپایگان در پهنه سنندج- سیرجان، فابریک های میلونیتی گسترده ای دیده می شوند. پژوهشگران پیشین هیچ شاهد ساختاری برای زمان بندی نسبی تکامل فابریک های میلونیتی ارائه ننموده اند. در این پژوهش ارتباط میان رخدادهای چین خوردگی و دگرگونی با تشکیل پهنه های برشی در شمال گلپایگان مستند می شود. شواهد به طور سیستماتیک در مقیاس های میکروسکوپی، رخنمون (میان مقیاس) و نقشه، برای بررسی زمان بندی نسبی رخداد میلونیتی شدن ارائه شده اند. شواهد میکروسکوپی نشان می دهند که میلونیتی شدن پس از دگرگونی درجه بالای گامه اول در رخساره آمفیبولیت و همزمان با دگرگونی برگشتی گامه دوم در رخساره شیست سبز رخ داده است. شواهد مقیاس های میکروسکوپی و رخنمون با یکدیگر تطابق داشته و رخداد میلونیتی شدن را در جریان چین خوردگی گامه دوم (D2)، همزمان با دگرگونی رخساره شیست سبز به نمایش می گذارند. ترانهادگی برگوارگی میلونیتی در یال چین های میکروسکوپی و میان مقیاس نسل دوم مستند شده است. در مقیاس نقشه، تطابق خطوارگی های کشیدگی با محور چین های نسل دوم و چین خوردگی برگوارگی های میلونیتی طی گامه دوم دگرریختی نیز میلونیتی شدن در خلال گامه دوم (D2) را مشخص می کند. با انجام تطابق با سن های ایزوتوپی، سن پالئوسن زیرین برای رخداد میلونیتی شدن طی گامه دوم دگرریختی در شمال گلپایگان به دست آمده است.

مجموعه دگرگونی موته-گلپایگان دربردارنده انواع سنگ های رسی، نیمه رسی، آهکی، کوارتز-فلدسپاتی و بازی دگرگون است. سنگ های رسی دگرگون شامل کلریت شیست، بیوتیت شیست، گارنت شیست، استارولیت شیست، کیانیت شیست، سیلیمانیت شیست و آندالوزیت شیست هستند. سنگ های نیمه رسی کوارتز بیشتر و میکای کمتری دارند. افزون بر کانی های اصلی، در این سنگ ها که شامل کوارتز، مسکوویت، بیوتیت، کلریت، گارنت، استارولیت، سیلیمانیت، کیانیت و آندالوزیت هستند گاهی تورمالین نیز به عنوان کانی فرعی حضور دارد. تورمالین از نظر سنگ شناسی در دو نوع رسی دگرگونه و نیمه رسی با کوارتز فراوان بررسی شد. هر دو نوع تورمالین دارای مقادیر بالای Na+K نسبت به Ca در جایگاه X بوده و از نوع تورمالین های قلیایی هستند. کلسیم پائین نشان دهنده مقادیر جزئی عضو نهایی Ca یا یوویت و جانشینی جزئی Ca(Fe, Mg)(Na, Al)-1 در تورمالین های مورد بررسی است. مقدار Al بیش از 6 اتم در واحد فرمولی (968/6-519/6) تورمالین های مورد بررسی را از نوع تورمالین های آلومینیوم دار مشخص می سازد. تورمالین ها در نمونه نیمه رسی از نوع شورل، با خاستگاه آذرین و برآمده از تورمالین های تخریبی از سنگ های گرانیتوئیدی هستند، در حالیکه در نمونه رسی تورمالین ها دراویت هستند و خاستگاه دگرگونی دارند و به احتمال زیاد طی دگرگونی ناحیه ای در منطقه گلپایگان تشکیل شده اند.

موضوع این بررسی تمرکز بر محاسبات کمی ‏ روی بافت سنگ‏ های دگرگونی است. برای این کار تنوعی از سنگ‏ های دگرگونیِ دارای بلور گارنت از استان‏ آذربایجان غربی انتخاب شدند و ‏ روی آنها اندازه‏ گیری‏ های مرتبط انجام شده است. نتایج بررسی شکل آنها نشان می‏ دهد صرف نظر از ترکیب سنگ کل و یا نوع دگرگونی و حتی دخالت فشارهای جهت‏ دار، نسبت محور عرض به محور طول (w/l) بلور گارنت همواره نزدیک به 9/0 است و محصول هم بعدی پدید آمده است. با بررسی CSD بلورهای گارنت در سنگ‏ های دگرگونی معلوم شد نسبت سرعت هسته‏ بندی به نرخ رشد (J/G) همیشه چندین برابر بالاتر است و این ویژگی گویای بالابودن درجة خروج از حالت تعادل در مراحل اولیه تبلور است. جوش‏ خوردگی بلورهای ریزتر (درشت‏ شدگی) در بخش ابتدایی الگو مشخص است. از تغییر ناگهانی شیب الگو، دو جمعیت آماری گارنت ناشی از تبلور طی دو فاز دگرگونی جداگانه نتیجه می‏ شود که با بررسی‏ های ریزساختاری همخوانی دارد. مقادیر شیب الگوها (معادل-1/Gt) ‏ نشان‏ دهندة اینست که میزان رشد بلور گارنت در واحد زمان (Gt) به نوع دگرگونی و شرایط آن وابسته نیست و بیشتر از ترکیب مناسب در دسترس و نیز تعداد اولیه هسته‏ ها تبعیت می کند. برای دستیابی به نوع SDP در این سنگ‏ ها از روش فاصله با نزدیک ترین همسایه استفاده شد. همچنین، با محاسبه مقادیر R بزرگ در برابر مجموع دیگر فازها، چگونگی توزیع فضایی بلورها از نوع تصادفی تا منظم ارزیابی شد که نشان دهندة انتقال یکنواخت گرما و تبلور همگن در این نمونه هاست.

توده گرانیتوئیدی بروجرد همانند بسیاری از توده های گرانیتی بزرگ دنیا دارای یک فولیاسیون مشخص می باشد که موازی با شیستوزیته سنگ میزبان توسعه یافته است. ویژگی های میکروسکپی نشان می دهند که این فولیاسیون ماگمایی نبوده بلکه حاصل دگرشکلی حالت جامد- دمای بالا می باشد. ساختارهای S-C و نوارهای برشی یا ساخت های کاتاکلاستیک توسعه یافته در قسمت های سطحی در این توده نیز نشان می دهند که حرکت زون های برشی با افت دما تداوم داشته اند و دگرشکلی شکنا بر دگرشکلی شکل پذیر تحمیل شده است. گسل ها مهمترین ساختارهای ماکروسکوپی در منطقه می باشند به طوری که متفاوت بودن رخساره های مختلف دگرگونی در دو طرف توده و عدم تقارن هاله دگرگونی ناشی از عملکرد آنها می باشد. این ساختارها دارای سه روند اصلی هستند. یک دسته دارای روند عمومی زاگرس می باشند که رگه های معدنی و آپلیتی اساسا در این راستا قرار دارند. دسته دوم تقریبا عمود بر روند زاگرس می باشند که در این روند رگه های معدنی و یکسری دایک های بازیک و حدواسط قرار دارد. دسته سوم دارای روند غالب شمالی- جنوبی هستند که گسترش زیادی در منطقه ندارند. چین خوردگی های بزرگ از دیگر ساختارهای ماکروسکوپی مهم در منطقه هستند. متغیر بودن قطب صفحات شیستوزیته غالب در نقاط مختلف منطقه از جمله شواهدی است که حاکی از تعدد این چین خوردگی ها می باشد. حداقل سه فاز دگرشکلی به صورت چین خوردگی های متعدد و ساختارهای صفحه ای S2, S1 و S3 نمایان شده اند که دگرشکلی دوم حادثه اصلی دگرشکلی در منطقه می باشد.

منطقه بروجرد از نظر زمین شناسی بخش کوچکی از زون سنندج- سیرجان محسوب می شود. سنگ های دگرگونی در این منطقه به دو گروه ناحیه ای و مجاورتی تقسیم می شوند. سنگ های دگرگونی ناحیه ای که بخش وسیعی از منطقه را در بر می گیرند شامل اسلیت و فیلیت بوده و در محدوده رخساره شیست سبز (زون کلریت) قرار می گیرند. نفوذ توده گرانیتوئیدی بروجرد به صورت کشیده و طویل به موازات شیستوزیته غالب این سنگ ها با روند شمال غربی- جنوب شرقی، یک دگرگونی مجاورتی در حد رخساره پیروکسن هورنفلس را به وجود آورده است. سنگ های دگرگونی مجاورتی در بخش شمالی توده شامل توالی کاملی از دگرگونی درجه پایین تا بالا شامل شیست لکه دار، هورنفلس شیست، هورنفلس و میگماتیت می باشند ولی در بخش جنوبی به دلیل وجود سیستم های گسله و رانده شدن سنگ های گرانیتوئیدی بر روی سنگ های دگرگونی، این توالی به طور کامل دیده نمی شود. شواهد صحرای و میکروسکوپی نشان می دهند که میگماتیت ها از نوع تزریقی بوده و در حقیقت در اثر تزریق ماگمای گرانیتوئیدی به درون سنگ های دگرگونی به وجود آمده اند. محاسبات دماسنجی گارنت- بیوتیت برروی هورنفلسیها دمای به تعادل رسیدن این زوج کانی را با احتساب متوسط همه کالیبراسیون ها 472 درجه سانتی گراد برآورد می کنند.

مجموعه دگرگونی گشت در ارتفاعات تالش (باختر البرز) برونزد دارد. این مجموعه عمدتاً متشکل از سنگ های متاپلیتی و گرانیتی است. تورمالین، فاز فرعی متدوال این سنگ ها می باشد. در نمونه های شیستی، تورمالین های دراویتی با هسته-بندی فراوان و اندازه ریز، منطقه بندی ترکیبی نشان می دهند. تورمالین دراویتی نمونه های گنیسی، درشت تر و همگن می باشند. در نمونه های میگماتیتی، تورمالین منحصر به هر دو بخش لوکوسوم و ملانوسوم است. تورمالین های قهوه ای موجود در ملانوسوم گارنت دار، دارای ترکیب مگنزیوفوئیتیت بوده و مانند سایر فاز های ملانوسوم، ماهیت تفاله ای دارند، اما تورمالین دراویتی موجود در ملانوسوم عاری از گارنت، به صورت درشت و با چندرنگی سبز بر روی بیوتیت ها رشد کرده اند. ترکیب تورمالین لوکوگرانیت ها، شورلیتی است که به سمت حاشیه دراویتی می گردد. انواع مختلفی از جانشینی در ترکیب تورمالین مجموعه گشت مشاهده می شود. با توجه به شاخص های ترکیبی، تورمالین متاپلیت ها عمدتاً تحت شرایط دگرگونی تشکیل شده اند درحالی که انواع موجود در لوکوگرانیت ها در شرایط ماگمایی به وجود آمده اند. احتمالاً سیالات بوردار مجموعه گشت در درجات بالای دگرگونی، ضمن کاهش دمای سالیدوس گرانیت آب دار، تسهیل فرآیند میگماتیت زایی را به دنبال داشته است. افزون بر این، عنصر بور با کاهش ویسکوزیته لوکوسوم، تحرک پذیری و جدایش راحت تر مذاب از ملانوسوم و تشکیل لوکوگرانیت های هم جوار را فراهم کرده است.

سنگ های متابازیت می توانند برخی از شواهد فرآیند های تکتونیکی و ژئوشیمیایی مناطق فرورانشی را حفظ کنند. افیولیت ها و متابازیت های سبزوار که در شمال خرد قاره ایران مرکزی واقع هستند چنین شواهدی را حفظ کرده اند. متابازیت ها پوسته اقیانوسی فسیلی حوضه مرتبط به نئوتتیس می باشند. متابازیت ها شامل گلوکوفان شیست، آمفیبولیت و شیست سبز می باشند. محتوای عناصر اصلی و فرعی این سنگ ها نشان می دهد که سنگ مادر شیست های آبی و آمفیبولیت ها، بازالت های نوع مورب بوده است. عناصر نادر خاکی وجود دو نوع مورب غنی (E-MORB) و تهی شده (N-MORB) را نشان می دهند. مجموع عناصر نادر خاکی (SREE) برای بازالت های نرمال مورب 246 -132 (ppm) و برای مورب غنی شده 744-617 (ppm) می باشد. نسبت La/Yb از 43.0 تا 79.0 برای نرمال مورب و 1.1 و 8.7 برای مورب غنی شده در تغییر است. عدد منیزیم بین 27.0- 24.0، 24.0- 23.0، 42.0 و 38.0 به ترتیب برای گلوکوفان شیست، گارنت آمفیبولیت، آمفیبولیت و کلریت شیست در تغییر است که نشان دهنده تفریق بلوری ضعیف در ماگمای اولیه می باشد. سنگ های دگرگونی فشار بالا در نتیجه فرورانش به سمت شمال شاخه ای از نئوتتیس حوضه سبزوار بین خرد قاره ایران مرکزی و اوراسیا از کرتاسه بالائی تا ائوسن تشکیل شده اند.متن کامل این مقاله به زبان انگلیسی می باشد. لطفا برای مشاهده متن کامل مقاله به بخش انگلیسی مراجعه فرمایید.لطفا برای مشاهده متن کامل این مقاله اینجا را کلیک کنید.