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 (Grt₂)؛ C, 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, 1981)؛ B) 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=(R_sample/R_standard -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=(R_sample/R_standard-1) *1000 and R=¹⁸O/¹⁶O).

* 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