دگرگونی تدفینی (Burial Metamorphism) فرایندی است که طی آن، فشار ناشی از وزن زیاد رسوبات و سنگ‌های یک حوضۀ در حال فرونشینی، سبب دگرگون کردن سنگ‌ها و رسوبات زیرین حوضه می‌شود. در این دگرگونی، فشار لیتواستاتیک مؤثرترین عامل در دگرگون کردن سنگ‌هاست. دما در دگرگونی دفنی از نوع درجه پایین و در حدود 300 تا 450 درجۀ سانتیگراد است. سنگ‌های حاصل از دگرگونی تدفینی، معمولاً تورق ندارند و ساختار اولیه سنگ مادر تا حدود زیادی حفظ می‌شود. اما کانی‌های تشکیل دهندۀ سنگ تغییر می‌کند و کانی‌های جدید به وجود می‌آید. این تغییر کانی شناسی معمولاً در نمونه دستی قابل مشاهده نیست، اما با میکروسکوپ قابل ملاحظه است. زئولیت، پرهنیت – پومپله ایت و شیست آبی، از کانی‌ها و سنگ‌های شاخص دگرگونی انباشتی محسوب میشوند.
دگرگونی تدفینی (انباشتی) چیست؟
دگرگونی تدفینی یکی از فرایندهای دگرگون کردن سنگ‌ها است که در حوضه‌های در حال فرونشینی رخ می‌دهد و فشار و وزن رسوبات بالایی، سبب دگرگون کردن رسوبات و سنگ‌های زیرین می‌گردد. دگرگونی دفنی زمانی اتفاق می افتد که دفن رسوبات در اعماق قابل توجهی صورت گیرد؛ طوری که گرما و فشار موجود در اعماق، باعث شود کانی‌ها شروع به تبلور مجدد کنند و کانی‌های جدید رشد کند. در دگرگونی دفنی، سنگ دگرگون می‌شود.
اصطلاح Burial Metamorphism در سال 1961 توسط کومبز و برای دگرگونی درجه پایینی که در حوضه‌های رسوبی به دلیل دفن توسط لایه‌های متوالی رخ می دهد، ارائه شد. دگرگونی دفنی در مناطقی از زمین اتفاق می‌افتد که کوهزایی قابل توجهی را تجربه نکرده‌اند. دگرگونی دفنی، یک دگرگونی منطقه‌ای با درجۀ پایین است. کومبز (1961) در حین کار در جزیره جنوبی نیوزلند، این دگرگونی منطقه‌ای خاص را تشخیص داد و آن را دگرگونی تدفینی نامید. Burial Metamorphism معمولاً منطقه‌ای است اما می‌تواند موضعی باشد و اغلب شامل سیالات گرمابی است.
در Burial Metamorphism ممکن است تغییرات دگرگونی با چشم غیر مسلح آشکار نباشد. نکته قابل توجه این است که این نوع دگرگونی ارتباط نزدیکی با دیاژنز در سنگ های رسوبی دارد. معمولاً با افزایش دما، دیاژنز در آن درجه بندی می‌شود یا تا حدی همپوشانی می‌کند. با این حال، همانطور که در ادامه خواهیم دید، این دو با هم متفاوت هستند.
دگرگونی تدفینی کجاها رخ می دهد؟
دگرگونی انباشتی، دور از حاشیه صفحه فعال قاره، عمدتاً در حوضه‌های ژئوسنکلین (فرونشست) و با سنگ‌های رسوبی، آتشفشانی یا آذر آواری، رخ می‌دهد. البته ممکن است در مناطق ریفت نیز رخ دهد، اما رایج نیست. گرمایی که در دگرگونی دفنی از آن یاد می‌شود، گرمای ناشی از افزایش عمق است. این گرمای ناشی از افزایش عمق، به گرادیان زمین گرمایی بستگی دارد. بیشتر این مکان‌ها (حوضه‌های ژئوسنکلین) دارای سیالات گرمابی هستند. اما نباید دفن را با دگرگونی هیدروترمال یکی بدانید. سنگ‌های دگرگون شده در انتهای عمیق‌ترین حوضه‌های فرونشسته قرار دارند. این سنگ‌ها شامل خاکسترها، آذر آوارهای آتشفشانی، توف آتشفشانی، شیل، اسلیت و مارن می‌باشند که همگی نیز به تبلور مجدد در دماهای پایین حساس هستند.
همانطور که گفته شد، دگرگونی دفنی ممکن است در حوضه های شکاف (ریفت‌ها) نیز رخ دهد. اما چنین حالتی به ندرت وجود دارد و برای دگرگون شدن، باید رسوبات یا سنگ‌های آتشفشانی لایه لایه به سرعت انباشته شوند. یک مثال از دگرگونی تدفینی در حوضه‌های شکاف، می‌توان به حوضه‌های شکاف مزوزوئیک در آمریکای شمالی اشاره کرد که با فعالیت‌های کوهزایی مرتبط نیست. این زون دارای کانی‌های ریزدانه حساس و خرده‌های شیشه در جریان‌های سنگی بازالتی و توف‌ها می‌باشد.
دگرگونی انباشتی سنگ‌هایی را تحت تأثیر قرار می‌دهد و دگرگون می‌کند که در دماهای پایین مستعد تبلور مجدد هستند؛ زیرا این دگرگونی، ضعیف‌ترین درجه دگرگونی است. این سنگ‌ها عبارتند از گریواک‌ها (greywackes)، توف آتشفشانی و خرده شیشه‌های آتشفشانی. شیل، اسلیت و سایر سنگ‌های رسوبی نیز مستعد تحت تأثیر قرار گرفتن و دگرگون شدن هستند.
شرایط دگرگونی تدفینی
دگرگونی تدفینی عمدتاً از 100 تا 200 درجه سانتیگراد شروع می‌شود که مربوط به اعماق حدود 6-8 کیلومتر تحت گرادیان حرارتی معمولی است. این دگرگونی در دمای 350 درجه سانتی گراد با فشار معمولی زیر 0.3 گیگا پاسکال به پایان می‌رسد. توجه داشته باشید که عمقی که سنگ‌ها در آن عمق دگرگون میشوند، به طور مطلق 6 – 8 کیلومتری نیست و بسته به گرادیان حرارتی و شیمی کانی‌ها می‌تواند متفاوت باشد. همچنین، سایر متغیرهای فیزیکی از جمله دمای سیالات، ممکن است وارد بازی شوند و اثر خود را در دگرگون کردن بگذارند.
به عنوان مثال، در حوضه های ریفتی گرادیان حرارتی (شیب زمین گرمایی) بالا است. بنابراین، دگرگونی دفنی می‌تواند در اعماق کمتر نیز رخ دهد. یک مثال در این مورد، دگرگونی انباشتی است که در کالیفرنیا ایالت متحده، دریای سالتون و در روتوروا نیوزلند اتفاق افتاده است.
بافت سنگ در دگرگونی دفنی
طی دگرگونی تدفینی و تبلور مجدد ناشی از آن، بخش زیادی از بافت پروتولیت (سنگ مادر) حفظ می‌شود. کانی‌های جدید در درز و شکاف‌ها، وزیکول‌ها (حفره‌های کوچک موجود در سنگ مادر)، رگه‌ها، ماتریکس ریز یا نواحی دگرسانی رخ می‌دهند. از این رو، بافت اصلی سنگ مادر حفظ می‌شود. برخلاف دگرگونی ناحیه ای، هیچگونه فولیاسیون یا کلیواژی در سنگ‌های حاصل از دگرگونی دفنی ایجاد نمی‌شود. بنابراین، تا حد زیادی می‌توان از روی بافت، به نوع فرایند دگرگونی پی برد.
جایگزینی کانی دگرسانی با کانی‌های اصلی و اولیه سنگ مادر و پسدومورفیک کامل و جزئی، از ویژگی‌های شاخص دگرگونی‌های دفنی است. دلیل آن، درجۀ پایین و سرعت بسیار آهستۀ واکنش‌ها در دگرگونی تدفینی است. به طور کلی، طی این دگرگونی، تغییر زیادی در حجم سنگ‌های درگیر وجود ندارد.
سنگ ها و کانی های دگرگونی تدفینی
کانی‌هایی که طی دگرگونی انباشتی ایجاد میشوند و خاص این نوع از دگرگونی هستند عبارتند از:
- زئولیت
- پرهنیت – پومپله ایت (prehnite-pumpellyite)
- گلوکوفان شیست یا همان شیست آبی
زئولیت و پرهنیت – پومپله ایت در مناطقی به وجود می‌آیند که سنگ‌های پیروکلاستیک (آذرآواری) روی هم انباشته شده باشند.
پلاژیوکلاز موجود در سنگ‌های آذر آوری، مستعدترین کانی برای تبدیل شدن به زئولیت است. وجود زئولیت‌ها در دگرگونی انباشتی، معرف و نشان دهندۀ رخسارۀ زئولیتی است. زئولیت ها انواع مختلفی دارند و در محدودۀ دمایی 200 – 300 درجه شکل می‌گیرند. شکل‌گیری زئولیت‌ها و ایجاد رخسارۀ زئولیتی معرف آغاز دگرگونی است. این آغاز با شکل گیری زئولیت نوعِ لامونتیت کلید می‌خورد. آنالسیم نیز از جمله زئولیت‌هایی است که در دگرگونی دفنی ایجاد می‌شود. سنگ‌های زئولیت دار، حدّواسط شرایط دیاژنز و دگرگونی هستند. وجود آنالسیم و آلبیت در سنگ، معرف آغاز دگرگونی است و نشان دهندۀ شرایط فشار کمتر از 5 کیلوبار و دمای حدود 200 درجۀ سانتیگراد است.
گلوکوفان شیست (شیست آبی)
شیست آبی (Blueschist) نوعی سنگ دگرگونی است که در شرایط فشار بالا و دمای پایین شکل می‌گیرد. شیست آبی از کانی‌های شاخص دگرگونی تدفینی است و معمولاً در مرز صفحات تکتونیکی و در مناطق فرورانش ایجاد می‌شود. در مناطق فرورانش، یک صفحه اقیانوسی به زیر صفحه قاره‌ای فرو می‌رود. این فرو رفتن با فشار همراه است و فشار ناشی از این فرایند، باعث دگرگون کردن سنگ پوسته اقیانوسی فرو رو، یعنی بازالت می‌شود. بنابراین، شیست آبی، از دگرگون شدن سنگ بازالت در مناطق فرورانش ایجاد می‌شود.
همانطور که صفحه اقیانوسی در گوشته زمین فرو می‌رود، فشار افزایش می‌یابد. دمای پوستۀ اقیانوسی نسبت به دمای گوشته کمتر است و باعث کاهش و تعدیل دمای گوشته می‌شود. این شرایط (فشار زیاد و دمای پایین) باعث تبلور مجدد کانی‌ها در سنگ بازالت اولیه شده و در نهایت منجر به تشکیل شیست آبی می‌گردد. رنگ آبیِ این شیست اغلب به دلیل وجود گلوکوفان است. گلوکوفان یک آمفیبول غنی از سدیم است. دیگر کانی‌هایی که معمولاً در سنگ شیست آبی یافت میشوند عبارتند از لاوسونیت، ژیدیت، اپیدوت و گارنت. بهترین نمونه‌های شیست آبی، از کالیفرنیا، ژاپن، کالدونیای جدید، سلبس، کوه های آلپ و منطقه مدیترانه گزارش شده است. تاکنون هیچ نمونه تایید شده‌ای از شیست های گلوکوفان قبل از دوران پالئوزوئیک گزارش نشده است. به دلیل وجود آمفیبول آبی گلوکوفان و کانی هایی مانند گارنت و یشم، شیست آبی از جذاب‌ترین سنگ های دگرگونی به شمار می‌رود.
رخساره های دگرگونی دفنی
رخساره های اصلی در دگرگونی دفنی، زئولیت، پرهنیت- پومپله ایت هستند. زیرا برای ایجاد این دو رخساره، حتماً نیازی به دگرگونی منطقه‌ای کوهزایی نیست.
1- رخساره زئولیتی در دگرگونی تدفینی
رخساره زئولیتی، انتقالی بین دیاژنز و رخساره پرهنیت – پومپله ایت است. بسته به شیب زمین گرمایی، آنها از حدود 1 تا 5 کیلومتر شروع میشوند که مربوط به 50 درجه تا 150 درجه سانتیگراد است. این رخساره ها با کانی‌های غنی از آب مانند وایراکیت، لومونتیت، گاهی اوقات آلبیت و به ندرت، آدولاریا مشخص میشوند. رخساره زئولیت اغلب توسط رسوبات پلیتی ایجاد می‌شود. زئولیت‌ها سرشار از آلومینیوم، سیلیس، پتاسیم و سدیم هستند؛ آهن، منیزیم و کلسیم این کانی‌ها کم است. در رخساره زئولیتی، رسوبات و سنگ‌های آتشفشانی، اولین واکنش عمده را به دفن نشان می‌دهند. واکنش‌ها اغلب کامل نیستند و دگرگونی ممکن است توسعه ضعیفی داشته باشد.
2- رخساره پرهنیت-پومپله ایت
در دگرگونی تدفینی، افزایش عمق و دما، رخساره زئولیت را به رخساره پرهنیت – پومپله‌ایت تبدیل می‌کند. رخساره پرهنیت – پومپله ایت در بالای رخساره شیست سبز قرار دارد. این رخساره در پوسته اقیانوسی و پشته های میانی اقیانوسی نیز رایج است. پرهنیت – پومپله ایت را می‌توان یک رخساره ها انتقالی دانست که مسیر را برای رخساره های شیست آبی یا رخساره های شیست سبز پل می‌کنند. به ویژه در رسوبات نوع گریواک به خوبی توسعه می‌یابند. دو کانی پرهنیت و پمپلیت جایگزین کانی‌های زئولیت رخساره زئولیتی میشوند و خود با کانی‌های اپیدوت در رخساره شیست سبز و لاوسونیت و پیروکسن در رخساره شیست آبی جایگزین میشوند.
رخساره پرهنیت – پومپله‌ایت، بیشتر از رشته کوه‌های جوان‌تر حاشیه اقیانوس آرام توصیف شده است. انتقال از رخسارۀ زئولیتی به به رخساره پرهنیت-پمپلیت از عمق 3-13 کیلومتری و تا 250 درجه سانتیگراد شروع می‌شود.
حذف لامونتیت در سنگ‌های غنی از آلومینیوم، مشخص کنندۀ رخساره پرهنیت – پومپله‌ایت است. همچنین پرهنیت، پومپله‌ایت، کلسیت و کوارتز ظاهر خواهند شد (Blatt & Tracty, 2006).
در نهایت، ممکن است اپیدوت و گاهی اکتینولیت ظاهر شود. سنگ‌های بدون کربن در صورت وجود پرهنیت، دارای اکتینولیت خواهند بود.
کانی های معمول در رخساره پرهنیت – پومپله ایت عبارتند از:
- کوارتز.
- آلبیت.
- پرهنیت.
- پمپلیت.
- کلریت.
- استیپنوملان.
- مسکویت.
- اکتینولیت.
تقریباً همه این کانی‌ها هیدراته هستند. بجز کلریت، بقیه کانی‌های مذکور شباهت چندانی به کانی‌های رسوبی ندارند.
رخساره شیست آبی
رخساره شیست آبی از شاخصه های دگرگونی تدفینی در عمق زیاد است و گرادیان حرارتی پایین است. محل مشخصه این رخساره در امتداد حاشیه قاره است. جایی که یک پوسته اقیانوسی به زیر یک پوسته قاره ای فرو می رود. مناطقی که در آنها شیست های آبی یافت می شوند نیز مناطقی هستند که فعالیت های لرزه ای و آتشفشانی زیادی دارند، مانند حاشیه اقیانوس آرام.
گرادیان زمین گرمایی و مجموعه کانی در دگرگونی تدفینی
گرادیان زمین گرمایی (چگونگی سرعت تغییرات دما با تغییر عمق) بر مجموعه کانی‌هایی که در دگرگونی دفنی ایجاد میشوند، تأثیر می‌گذارد.
به عنوان مثال، زئولیت‌های موردنیت، استیلبیت، هیولاندیت، یوگاوارالیت، لومونتیت وایراکیت و آنالسیم در شیب‌های زمین گرمایی بالاتر رخ می‌دهند (Atherton, 1989). آنالسیم، هیولاندیت و در موارد کمتر لومونتیت در شیب زمین گرمایی پایین نیز دیده میشوند.
تفاوت دیاژنز با دگرگونی تدفنی
دگرگونی دفنی و دیاژنز ممکن است واکنش‌ها و محصولات مشابهی داشته باشند.
سنگ‌های دگرگون نشده معمولاً دارای شیشه، کانی‌های آتشفشانی، قطعات سنگ و آنالسیت هستند. همچنین ممکن است حاوی زئولیت‌های رسوبی مانند موردنیت، کلینوپتیلولیت و هیولاندیت باشند.
در مقابل، سنگ‌های دگرگون‌شده کانی‌های آواری و رسوبات دیاژنتیکی ندارند. آنها عمدتاً کانی‌های انتقالی بین رس و میکا دارند. همچنین، کانی‌هایی مانند کلریت، اپیدوت در سنگ‌های مافیک، یا مسکویت در گِل‌سنگ نشان دهنده دگرگونی هستند. سایر سیلیکات‌ها، لومونتیت، لاوسونیت، آلبیت، سایر سیلیکاتهای چهارچوبه‌ای (زئولیت‌های دیگر) و سیلیکات های ورقه‌ای مانند ایلیت در سنگ های دگرگونی دیده می‌شود.
بنابراین، می‌توانید مرز دیاژنز از دگرگونی را با مشاهده مجموعه کانی‌های بالا تشخیص. در بیشتر موارد، دیاژنز خیلی قبل از شروع دگرگونی تدفینی کامل می‌شود.
اهمیت شناسایی و بررسی دگرگونی دفنی چیست؟
مطالعات و بررسی‌ها از برجسته‌ترین و معروف‌ترین حوضه‌های نفتی نشان داده است که بررسی‌های پترولوژی در رابطه با دگرگونی دفنی، اطلاعات پایۀ بسیار مفیدی برای اکتشاف نفت و گاز است. زیرا وجود کانی‌های دگرگونی درجه پایین، نشان می‌دهد که دمای زمین در منطقه‌ای که کانی‌های دگرگونی دفنی ایجاد شده‌اند، به دمای تبدیل مواد آلی به نفت و گاز نزدیک و مشابه آن است. نفت و گاز در زیر زمین، در دماها و عمق‌هایی که دگرگونی تدفینی رخ می‌دهد، شکل می‌گیرند. در چنین مناطقی است که شکل گیری و مهاجرت نفت یا گاز از سنگ‌های منشا به مخازن اتفاق می‌افتد (Blatt & Tracy, 2006). هیچ نفت یا روغنی در دماهای بالاتر از دگرگونی درجه پایین (دگرگونی دفینی) رخ نمی‌دهد. چرا؟ زیرا دمای بالا باعث تبدیل مواد آلی به دی اکسید کربن می‌شود نه نفت خام یا گاز طبیعی!
نظر خود را درج کنید