• Home
  • Kinematic analysis of asymmetric boudins in the Doroud area, west of the Sanandaj-Sirjan zone

Share To

Article Url


Manuscript ID : geology-50045 Visit : 24 Page: 45 - 60

Article Type: Original Research

Kinematic analysis of asymmetric boudins in the Doroud area, west of the Sanandaj-Sirjan zone

Subject Areas :

Somaye Derikvand 1

1 -

Received: 2024-10-27 Accepted : 2024-11-23 Published : 2024-12-01

Keywords: General shear, Boudin, Vorticity, Transpressional flow, Zagros orogenic belt,

Abstract :

Structural data from asymmetric folds and granite-mylonite rocks in the Doroud region provide good indicators for quantitatively estimating the final strain, the tau number (Wk), and, ultimately, the kinematic analysis of the deformation pattern in the studied area. This region is part of the Sanandaj-Sirjan zone, located within the Zagros orogenic belt. Types of asymmetric domino and shear-band boudins in quartzite layers, which are deformed and associated with granite-mylonite, mica schist, and limestone, have been identified. Shear-band boudins exhibit a backward rotation, while domino folds exhibit a forward rotation, both showing a dextral shear direction. Mantled porphyroclasts found in the granite-mylonites also confirm the dextral shear direction. The mean kinematic vorticity number (Wm) was estimated using the methods of asymmetric boudin hyperbolic distribution and quartz c-axis pattern. The Wm calculated from these methods shows a combination of 30% to 48% simple shear component and 52% to 70% pure shear component. The results suggest that asymmetric boudins are an appropriate method for estimating the kinematic vorticity number. These quantitative analyses reflect the general shear deformation developed along the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, which has formed in a transpressional flow regime with shortening perpendicular to the shear zone boundary.

References:

ایزدی‏کیان، ل.، پیری، ن.، اکبری، م.ج. و مولایی، م.، 1398. بررسی زمین‌ساخت فعال گسل‌های تلخاب و توزلوگل و نقش آنها در شکل‌گیری تالاب میقان، اراک. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 58 ،1-10.
شیخ‏الاسلامی، م.ر.، 1398. تحلیل دو بعدی واتنش پایدار در مرمرهای بودین دار ناحیه خلج با استفاده از دایره مور، جنوب مشهد. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 49 ،75-63.
Alavi, M.,1994. Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211–38.
Bailey, C.M., Francis, B.E. and Fahrney, E.E., 2004. Strain and vorticity analysis of transpressional high-strain zones from the Virginia Piedmont, USA. Geological Society London, Special Publication, 224, 249–264.
Berberian, M. and King, G. C. P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 12, 210–65.
Bobyarchick, A.R., 1986. The eigenvalues of steady flow in Mohr space. Tectonophysics 122 (1–2), 35–51.
Chew, D.M., 2003. An excel spreadsheet for finite strain analysis using the Rf/Φ technique. Computers and Geosciences, 29, 795– 799.
Carreras, J., Cosgrove, J.W. and Druguet, E., 2013. Strain partitioning in banded and/or anisotropic rocks: Implications for inferring tectonic regimes. Journal of Structural Geology, 50.
Derikvand, S., 2022. Strain pattern and vorticity analysis in the transpressional Kamandan area within the Sanandaj-Sirjan Metamorphic Belt, Iran. Journal of Structural Geology, 158, 104595.
Derikvand, S., Shoorangiz, M., Dehsarvi, L. H. and Sarkarinejad, K. 2023. Kinematic analyses of the asymmetric boudins in the Tutak area within the Zagros hinterland fold-and-thrust belt, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 247, 105597.
De Paor, D.G., 1988. Rf/o strain analysis using an orientation net. J. Struct. Geol. 10 (4), 323–333.
Etchecopar, A., 1977. A plane kinematic model of progressive deformation in a polycrystalline aggregate. Tectonophysics, 39, 121–139.
Forte, A.M. and Bailey, C.M., 2007. Testing the utility of the porphyroclast hyperbolic distribution method of kinematic vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 29, 983–1001.
Fossen, H., Tikoff, B. and Teyssier, C., 1994. Strain modeling of transpressional and transtensional deformation. Norsk geologisk tidsskrift, 74, 134–145.
Goldstein, A.G., 1988. Factors affecting the kinematic interpretation of asymmetric boudinage in shear zones. Journal of Structural Geology, 10, 707–715.
Gomez-Rivas, E., Bons, P.D., Griera, A., Carreras, J., Druguet, E. and Evans, L., 2007. Strain and vorticity analysis using smallscale faults associated drag folds. Journal of Structural Geology, 29, 1882–1899.
Goscombe, B. and Passchier, C.W., 2003. Asymmetric boudins as shear sense indicators an assessment from field data. Journal of Structural Geology, 25, 575–589.
Goscombe, B., Passchier, C.W. and Hand, M., 2004. Boudinage classification: end member boudin types and modified boudin structures. Journal of Structural Geology, 26, 739–763.
Grasemann, B., Fritz, H. and Vannay, J.C., 1999. Quantitative kinematic flow analysis from the main central thrust zone (NWHimalaya, India): implications for a decelerating strain path and the extrusion of orogenic wedges. Journal of Structural Geology, 21, 837–853.
Hanmer, S., 1986. Asymmetrical pull-aparts and foliation fish as kinematic indicators. Journal of structural geology, 8 (2), 111–122.
Hanmer, S. and Passchier, C., 1991. Shear-Sense Indicators: A Review. Geological Survey of Canada, Paper 90–17, 72.
Johnson, S.E., 2009. Porphyroblast rotation and strain localization: debate settled! Geology, 37, 663–666.
Law, R.D., 2010. Moine thrust zone mylonites at the Stack of Glencoul: II. results of vorticity analyses and their tectonic significance. In: Law, R.D., Butler, R.W.H., Holdsworth, R.E., Krabbendam, M., and Strachan, R.A. (eds.), Continental Tectonics and Mountain Building: The Legacy of Peach and Horne. Geological Society of London, Special Publications, 335, 579–602.
Law, R.D., Searle, M.P. and Simpson, R.L.O., 2004. Strain, deformation temperatures and vorticity of flow at the top of the Greater Himalayan slab, Everest, Tibet. Journal of the Geological Society of London, 161, 305–320.
Mandal, N. and Khan, D., 1991. Rotation, offset and separation of oblique-fracture (rhombic) boudins: theory and experiments under layer-normal compression. Journal of Structural Geology, 13, 349–356.
Mohajjel, M. and Fergusson, C.L., 2000. Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Journal of Structural Geology, 22, 1125–1139.
Mohajjel, M., Fergusson, C.L. and Sahandi, M.R., 2003. Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Science. 21, 397–412.
Passchier, C.W., 1987. Stable positions of rigid objects in non-coaxial flow: a study in vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 9, 679–690.
Passchier, C.W., 1988. Analysis of deformation paths in shear zones. Geologisches Rundschau, 77, 309–318.
Passchier, C.W. and Druguet, E., 2002. Numerical modeling of asymmetric boudinage. Journal of Structural Geology, 24, 1789– 1803.
Passchier, C.W. and Simpson, C., 1986. Porphyroclast systems as kinematic indicators. Journal of Structural Geology, 8, 831–843.
Passchier, C.W. and Trouw, R.A.J., 2005. Microtectonics. Springer, Berlin, 366.
Platt, J.P. and Behrmann, J.H., 1986. Structures and fabrics in a crustal scale shear zone, Betic Cordilleras, S.E. Spain. Journal of Structural Geology, 8, 15–34.
Ramsay, J.G., 1967. Folding and fracturing of rocks. McGraw-Hill, New York, 568.
Ricou, L.E., 1971. Le croissant ophiolitique péri-arabe. Une ceinture de nappes mises en place au Crétacé supérieur. Revue de Géographie Physique et de Géologie Dynamique, XIII, 327–350.
Rodrigues, B.C., Peternell, M., Moura, A., Schwindinger, M. and Pamplona, J., 2016. PT path development derived from shearband boudin microstructure. Journal of Structural Geology, 90, 95–110.
Rodrigues, B.C. and Pamplona, J., 2018. Boudinage and shearband boudins: A meso to micro-scale tool in structural analysis. Journal of Structural Geology, 114, 280–287.
Sarkarinejad, K. and Azizi, A., 2008. Slip partitioning and inclined dextral transpression along the Zagros Thrust System, Iran. Journal of Structural Geology, 30, 116–136.
Sarkarinejad, K. and Derikvand, S., 2017. Structural and kinematic analyses of the basement window within the hinterland fold-and-thrust belt of the Zagros orogen, Iran. Geological Magazine 154 (5), 983–1000.
Sarkarinejad, K., Godin, L. and Faghih, A., 2009. Kinematic vorticity flow analysis and 40Ar/39Ar geochronology related to inclined extrusion of the HP-LT metamorphic rocks along the Zagros accretionary prism, Iran. Journal of Structural Geology, 31, 691–706.
Shafiei Bafti, S. and Mohajjel, M., 2015. Structural evidence for slip partitioning and inclined dextral transpression along the SE Sanandaj–Sirjan zone, Iran. International Journal of Earth Sciences, 104, 587-601.‏
Sengupta, S., 1983. Folding of boudinaged layers. Journal of Structural Geology, 5, 197–210.
Simpson, C. and De Paor, D.G., 1993. Strain and kinematic analysis in general shear zones. Journal of Structural Geology, 15, 1–20.
Simpson, C. and De Paor, D.G., 1997. Practical analysis of general shear zones using the porphyroclast hyperbolic distribution method: an example from Scandinavian Caledonides. In: Sengupta, S. (ed.), Evolution of Geological Structures in Micro to Macro Scales. Chapman and Hall, London, 169–184.
Stöcklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: A review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52, 1229– 1258.
Sullivan, W. A., and Law, R. D. 2007. Deformation path partitioning within the transpressional White Mountain shear zone, California and Nevada. Journal of Structural Geology, 29(4), 583-599.‏
Swanson, M.T., 1992. Late Acadian–Alleghenian transpressional deformation: evidence from asymmetric boudinage in the Casco Bay area coastal Maine. Journal of Structural Geology, 14, 323–341.
Swanson, M.T., 1999. Kinematic indicators for regional dextral shear along the Norumbega fault system in the Casco Bay area, coastal Maine. Geological Society of America, Special Paper, 331, 1–24.
Tikoff, B. and Fossen, H., 1995. The limitations of three-dimensional kinematic vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 17, 1771–1784.
Tikoff, B. and Teyssier, C., 1994. Strain modelling of displacement field partitioning in transpressional orogens. Journal of Structural Geology, 16, 1575–1588.
Tiwari, S.K., Beniest, A. and Biswal, T.K., 2020. Variation in vorticity of flow during exhumation of lower crustal rocks (Neoproterozoic Ambaji granulite, NW India). Journal Structural Geology, 130, 103912.
Vernant, P., Nilforoushan, F., Hatzfeld, D., Abbasi, M.R., Vigny, C., Masson, F., Nankali, H., Martinod, J., Ashtiani, A., Bayer, R., Tavakoli, F. and Chery, J., 2004. Present-day crustal deformation and plate kinematics in the Middle East constrained by GPS measurement in Iran and northern Oman. International Journal of Geophysics, 157, 381–398.
Wallis, S.R., 1992. Vorticity analysis in metachert from Sanbagawa Belt, SW Japan. Journal of Structural Geology, 14, 271–280.
Warren, L.M., 2008. A giant subducting sausage. Nature Geoscience, 1, 154–155.
Xypolias, P., 2009. Some new aspects of kinematic vorticity analysis in naturally deformed quartzites. Journal of Structural Geology, 31, 3–10.
Xypolias, P., 2010. Vorticity analysis in shear zones: A review of methods and applications. Journal of Structural Geology, 32, 2072–2092.
Full-Text:


تحلیل جنبش شناختی بودین‏های نامتقارن گستره دورود، غرب پهنه سنندج-سیرجان

 

سمیه دریکوند(1و*)

1.       استادیار زمین‌شناسی (تکتونیک)، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان

 

تاریخ دریافت: 06/08/1403

تاریخ پذیرش: 01/09/1403

 

چکیده

داده‌های ساختاری از بودین‌های نامتقارن و سنگ‏های گرنیت- میلونیتی در ناحیه دورود، شاخص‌های خوبی برای تخمین کمی واتنش نهایی، عدد تاوایی (Wk) و در نهایت تحلیل جنبش شناختی الگوی دگرشکلی گستره مورد مطالعه می‌باشند. این گستره بخشی از پهنه سنندج - سیرجان است و در کمربند کوهزایی زاگرس واقع شده است.  انواع بودین‏های نامتقارن دومینو و نوار برشی در لایه‌های کوارتزیتی دگرشکل شده مرتبط با گرانیت میلونیت، میکا شیست و سنگ‌آهک ایجاد شده‏اند. بودین‏های نوار برشی با چرخش به عقب و بودین‏های دومینو با چرخش رو به جلو، هر دو جهت برشی راست‌گرد را نشان می‌دهند. پورفیروکلاست‏های غلافی موجود در گرانیت- میلونیت‏ها نیز جهت برشی راست‌گرد را تایید می‏کنند. عدد تاوایی جنبش شناختی (Wm) با استفاده از روش‏های توزیع هذلولی بودین نامتقارن و الگوهای فابریک محور c کوارتز برآورد شدند. Wm محاسبه شده از روش‏های توزیع هذلولی بودین نامتقارن و الگوهای فابریک محور c کوارتز، ترکیبی از 30 درصد تا 48 درصد مولفه برش ساده و 52 درصد تا 70 درصد مولفه برش محض را نشان می‏دهند. نتایج به‌دست‌آمده نشان می‌دهند بودین های نامتقارن روش مناسبی برای تخمین عدد تاوایی می‏باشند. این تحلیل‌های کمی نشان‌دهنده دگرشکلی برشی عمومی توسعه‌یافته در امتداد کمربند دگرگونی سنندج- سیرجان است که در رژیم جریان ترافشارشی همراه با کوتاه شدگی عمود بر مرز ناحیه برشی به وجود آمده است.

واژه‏های کلیدی: برش عمومي، بودين، تاوايي، جريان ترافشارشي، كمربند كوهزايي زاگرس

 

Kinematic analysis of asymmetric boudins in the Doroud area, west of the Sanandaj-Sirjan zone

Somaye Derikvand(1,*)

Assistant Professor of Geology (Tectonics), Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Lorestan University

 

Abstract

Structural data from asymmetric folds and granite-mylonite rocks in the Doroud region provide good indicators for quantitatively estimating the final strain, the tau number (Wk), and, ultimately, the kinematic analysis of the deformation pattern in the studied area. This region is part of the Sanandaj-Sirjan zone, located within the Zagros orogenic belt. Types of asymmetric domino and shear-band boudins in quartzite layers, which are deformed and associated with granite-mylonite, mica schist, and limestone, have been identified. Shear-band boudins exhibit a backward rotation, while domino folds exhibit a forward rotation, both showing a dextral shear direction. Mantled porphyroclasts found in the granite-mylonites also confirm the dextral shear direction. The mean kinematic vorticity number (Wm) was estimated using the methods of asymmetric boudin hyperbolic distribution and quartz c-axis pattern. The Wm calculated from these methods shows a combination of 30% to 48% simple shear component and 52% to 70% pure shear component. The results suggest that asymmetric boudins are an appropriate method for estimating the kinematic vorticity number. These quantitative analyses reflect the general shear deformation developed along the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, which has formed in a transpressional flow regime with shortening perpendicular to the shear zone boundary.

 

Keywords: General shear, Boudin, Vorticity, Transpressional flow, Zagros orogenic belt

 

 

 

مقدمه

 

پهنه‌های برشی ترافشارشی از ویژگی‌های تغییر شکل رایج در بسیاری از مناطق تکتونیکی هستند و بخش قابل‌توجهی از واتنش را در مرزهای صفحه همگرای مورب، در خود جای می‌دهند. در طول همگرایی مورب، صفحات لیتوسفری در اثر کوتاه شدگی و تغییر شکل ترافشارشی قرار می‏گیرند (Tikoff and Teyssier, 1994) و منجر به شکل‌گیری کمربند کوهزایی گسترده‌ای می‏شود. بردار انتقال تکتونیکی یک پارامتر موثر برای تعیین هندسه و جنبش‌شناسی تغییر شکل است. رژیم ترافشارشی در هر دو پهنه‌های برشی الاستیک و پلاستیک عمل می‏کند، به‌طوری‌که صفحات همگرایی با یک حرکت زاویه‌ای به‌طرف مرزهایشان گسل و پهنه‌های برشی را در پاسخ به فرایندهای تکتونیکی به وجود می‏آورند (Jones et al., 2004). ترافشارش با ترکیبی از حرکت امتدادلغز و کوتاه شدگی عمود بر آن‌که به‌طور هم‌زمان رخ می‌دهند، در تشکیل خصوصیات ساختاری عمل می‏کند (Fossen et al., 1994; Carreras et al., 2013). سیستم‌های ترافشارش در بخش‌های مختلف کمربند دگرگونی سنندج- سیرجان به‌عنوان بخشی از کمربند کوهزایی زاگرس ثبت شده‏اند (e.g. Mohajjel et al., 2003; Sarkarinejad and Azizi, 2008; Shafiei Bafti and Mohajjel, 2015; Derikvand, 2022;  ایزدی کیان و همکاران، 1398). پهنه‌های برشی و ساختارهای مرتبط با رخنمون‌های دگرگونی، تاریخچه تغییر شکل و جنبش‌شناسی را در سطح میکروسکوپی و مزوسکوپی ثبت می‌کنند. در دو دهه گذشته، مطالعات متعددی بر تخمین کمی جنبش شناختی تاوایی در سنگ‏های تغییر شکل یافته با استفاده از معیارهای تاوایی متمرکز شده‏اند (Xypolias 2010; Law 2010; Sarkarinejad and Derikvand 2017). در کوهزایی زاگرس، سنگ‌های دگرگونی سنندج- سیرجان در پس بوم پهنه برخوردی زاگرس با ضخامت حدود 200 کیلومتر نمایان شده‌اند. تحلیل کمی جنبش شناختی تاوایی و الگوی واتنش پوسته بالایی و میانی در کمربند کوهزایی زاگرس هدف تحقیق اخیر است. گستره مورد مطالعه در کمربند دگرگونی سنندج- سیرجان با رخنمون‌هایی که حاوی ویژگی‌های ساختاری قابل تشخیص مانند بودین‌های نامتقارن هستند و می‌توانند برای ارزیابی پارامترهای جنبش شناختی مورد استفاده قرار گیرند. ساختارهای بودین موضوع تحقیقات گسترده‌ای از زمین‌شناسان ساختاری هستند (شیخ‌الاسلامی، 1398; Ramsay, 1967; Hanmer and Passchier, 1991; Swanson, 1992; Goscombe et al., 2004; Warren, 2008; Derikvand et al., 2023) و اطلاعات پژوهشی مهمی از خصوصیات مکان‌های قدیمی مختلف را می‌توان از این مطالعات بازیابی کرد. بر اساس هندسه بودین ها، پنج نوع بودین توصیف شد (Goscombe and Passchier, 2003): الف) بودین‏های کشیده شده، ب) بودین‏های برشی، ج) بودین‏های تکه شده، د) بودین‏های کشیدگی و ی) بودین‏های دومینو. (1986) Hanmer دو رده جنبش شناختی را برای بودین ها معرفی کرد: 1) بودین‏های متقارن، که لغزش را روی سطوح بین بودین تجربه نمی‏کنند، و 2) بودین‏های نامتقارن، با لغزش روی سطوح بین بودین، که با توجه به جهت برش اصلی می‌توانند سین‏تتیک1 یا آنتی‏تتیک2 باشند (Johnson, 2009). بودین‏های نامتقارن نوار برشی و دومینو به‌عنوان یک نشانگر جنبش شناختی با چرخش رو به جلو یا عقب تشکیل می‌شوند (شکل 1).  چرخش بلوک‌های بودین نامتقارن در سنگ‏های دگرشکل شده پلاستیک برای استنباط درجه غیر هم‌محوری و تاوایی استفاده می‏شود (Goscombe and Passchier, 2003). بودین‏های نامتقارن در گستره مطالعاتی فراوان هستند و می‏توانند به‌عنوان یک ابزار مهم برای تحلیل جنبش شناختی عدد تاوایی استفاده شوند. این مطالعات به زمین شناسان درک بهتری از نوع و شدت رفتار دگرشکی در گستره مورد مطالعه خواهد داد. این پژوهش به‌منظور بررسی و توصیف عناصر ساختاری و فابریک‏ها، تحلیل هندسی بودین‏های نامتقارن با تمایل رو به جلو و تمایل رو به عقب و تحلیل جنبش شناختی بودین های نامتقارن و فابریک محور c کوارتز به‌منظور تخمین عدد تاوایی صورت می‌گیرد. همچنین این مطالعه به ارزیابی پدیده بخش‌بندی رژیم واتنش در گستره مورد مطالعه می‏پردازد.

 

img0 

 

[1] . S-slip

[2] . A-slip

شکل 1. شکل‏های شماتیک دوبعدی چهار دسته از بودین‏های نامتقارن. لغزش سین‏تتیک و لغزش آنتی‏تتیک با تمایل رو به جلو یا عقب. لغزش سین‏تتیک بودین با تمایل رو به جلو هرگز مشاهده نمی‏شود. لغزش آنتی‏تتیک بودین با تمایل رو به عقب نادر است (Goscombe and Passchier, 2003)

 

خصوصیات زمین‌شناسی و تکتونیکی

 

رخنمون‌های سنگ‌های دگرشکل شده در گستره دورود در غرب ایران واقع شده‏اند. این ناحیه بخشی از کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان است و در کمربند کوهزایی زاگرس قرار دارد (شکل 2). کمربند کوهزایی زاگرس بخشی از کوهزایی برخوردی آلپ-هیمالیا است (Ricou, 1971 Stöcklin, 1968; Berberian and King, 1981;). این کمربند کوهزایی پیچیده با روند شمال غربی - جنوب شرقی حدود 2000 کیلومتر تا جنوب ایران گسترش دارد (Stöcklin, 1968). کمربند کوهزایی زاگرس نتیجه بسته شدن نئوتتیس به‌طور عمده به دلیل فرورانش پوسته اقیانوسی در امتداد یک پهنه فرورانشی با شیب به سمت شمال شرق، به زیر ایران مرکزی و متعاقب آن برخورد بین قاره آفریقا-عربی و خرد قاره ایران در کرتاسه می‌باشد (Alavi, 1994; Mohajjel and Fergusson, 2000). داده‌های ژئوفیزیکی اخیر نشان می‏دهد، همگرایی امروزه با نرخ 2±22 میلی‌متر در سال ادامه دارد (Vernant at al., 2004). 

کمربند کوهزایی زاگرس به سه پهنه تغییرشکل یافته موازی اصلی، از جنوب غربی تا شمال شرقی تقسیم شده است (Alavi, 1994): کمربند چین‌خورده- رانده زاگرس، پهنه سنندج-سیرجان و مجموعه ارومیه-دختر (شکل 2-الف). پهنه سنندج-سیرجان با روند شمال غرب- جنوب شرق سنگ‌های دگرگونی از درجه پایین تا درجه بالا را در برمی‌گیرد. گستره مورد مطالعه در بخش پس بوم کمربند کوهزایی زاگرس و در پهنه سنندج- سیرجان، در نزدیکی دورود واقع در شمال شرق استان لرستان واقع شده است. نقشه‌های زمین‌شناسی قبلی گستره مورد مطالعه اصلاح شده و نقشه زمین‌شناسی تهیه شده است (شکل 2-ب). سنگ‌های دگرگونی شامل گرانیت میلونیت، آمفیبولیت، کالک‌شیست‌، دولوميت و سنگ‌آهک، كلريت شیست‌، سنگ‌آهک‌های دگرشكل شده، کنگلومرای دگرشکل شده هستند.

به‌طورکلی ساختارها به سه فاز تغییر شکل نسبت داده می‌شوند (Sarkarinejad and Derikvand, 2017). چندین نسل از ساختارها طی سه مرحله تغییر شکل ایجاد شدند. چین‌های بودینی شده، بودین‌های چین‌خورده، چین‌های هماهنگ و ناهماهنگ رایج هستند. الگوهای تداخلی چین‌خوردگی‌های مکرر در سنگ‌آهک‌های دولومیتی و کالک شیست‌ها مشاهده می‌شود. از ساختارهای دگرشکی این گستره می‌توان سیستم‌های راندگی فلسی، چین‌های مرتبط با گسل خوردگی (شکل  3-الف)، پورفیروکلاست‏های غلافی (شکل 3-ب) و ساختار دوپلکس (شکل 3-ج) را نام برد. ساختارهای اصلی به‌طور عمده در راستای شمال غربی - جنوب شرقی واقع شده‏اند.

 

 

img0 

شكل 2. الف) تقسیم‌بندی ساختاری کمربند کوهزایی زاگرس در غرب ایران. موقعيت گستره مورد مطالعه با يك مستطيل قرمز رنگ نشان داده شده است. ب) نقشه زمین‌شناسی گستره مورد مطالعه

 

روش‏های مطالعه

در این پژوهش بر اساس مشاهدات میدانی و داده‌های ساختاری، تحلیل ویژگی‌های هندسی بودین‌ها، الگوی محور c کوارتز، واتنش نهایی و عدد جنبش شناختی تاوایی در ناحیه دورود انجام شده است. برای تحلیل هندسه بودین‏های با چرخش رو به عقب و جلو ، پارامترهای هندسی 78 بودین دومینو و 82 بودین باند برشی اندازه‌گیری شد. در تحلیل واتنش نهایی، هر دو نسبت ابعاد و زاویه φ در سه مقطع نازک برای حدود 75 دانه فلدسپار دگرشکل یافته از گرانیت میلونیت ها اندازه‌گیری شد. با استفاده از نرم‌افزار اکسلRf/Φ  (Chew, 2003) نمودارهای Rf/Φ رسم شدند. برای رسم الگوی محور c  کوارتز، سه نمونه جهت‌دار از سنگ‌های گرانیتی- میلونیتی جمع‌آوری شد (شکل 2). نمونه‏های جهت‌دار و مقاطع نازک عمود بر برگوارگی و موازی با خطوارگی (صفحه XZ) تهیه شدند. خطوارگی‌های کشیدگی و صفحات برگوارگی به ترتیب نشان‌دهنده محور X بیضی واتنش نهایی و صفحه XY هستند. تحلیل الگوهای محور c کوارتز با استفاده از یک میکروسکوپ پلاریزان مجهز به دستگاه یونیورسال پنج محوره لیتز1 انجام شد. به‌طور متوسط 354 دانه کوارتز تبلور مجدد در سه نمونه جهت یافته سنگ‏های گرانیتی- میلونیتی اندازه‌گیری شد.

img0 

شکل 3. الف) چین‏خوردگی مرتبط با گسل خوردگی. خط هاشور قرمز رنگ موقعیت گسل را نشان می‏دهد، ب) پورفیروکلاست‏های غلافی در سنگ‌های گرانیتی- میلونیتی، ج) ساختار دوپلکس

تاریخچه دگرشکلی

 

[1] . Leitz 5-axis universal stage

بخش پس بوم کمربند کوهزایی زاگرس سه مرحله تغییر شکل را پشت سر نهاده است و به‌صورت D1، D2 و D3 تعریف شده‏اند (Sarkarinejad and Derikvand, 2017). تعیین سن با استفاده از روش سن سنجی  بر روی دانه‌های بیوتیت در گنیس 0.88 119.95 و 0.66 112.58 میلیون سال در نظر گرفته شده است که مربوط به برخورد بین صفحات آفرو- عربی و ایران در طول دگرشکلی D1 می‌باشد (Sarkarinejad et al., 2009). سن سنجی  بر روی هورنبلندهای آمفیبولیت سن‏های 1.34 89.09 میلیون سال و 1.88 90.18 میلیون سال را نشان می‏دهد و مرتبط با دگرشکلی D2 می‌باشد (Sarkarinejad et al., 2009). فاز دگرشکلی D2 با فرارانش افیولیت ها بر روی صفحه قاره‌ای همراه است. بیروزن زدگی‏های سفره‏های میلونیتی به‌وسیله پهنه‌های برشی درگیر با پی‌سنگ، چین‌خوردگی‌های مرتبط با گسل خوردگی و تشکیل باندهای برشی S/C در کلیواژهای کنگره‏ای توسط فاز نهایی D3 رخ داده‏اند (Sarkarinejad and Derikvand, 2017).

 

 

چین‌خوردگی‌های مکرر

 

بسیاری از چین‌خوردگی‌های مزوسکوپی بر روی سنگ‌آهک دولومیتی و کالک شیست در گستره مورد مطالعه به‌خوبی توسعه‌یافته‌اند. چین خورگی‌های مکرر، الگوهای تداخلی نوع یک، دو و سه را تشکیل می‌دهند (Ramsay, 1967). این الگوهای تداخلی منجر به روی‌هم قرارگرفتن چین‌های نسل یک و دو می‏شود. شکل (4-الف و ب) به ترتیب چین‏خوردگی‏های مکرر با الگوی تداخلی نوع دو و سه را نشان می‏دهد که در اثر چین‏خوردگی سطح محوري F2 بر روی سطح محوری F1 قرار دارد. چاپ شدن دگرشکلی D3 بر روی دگرشکلی‏های D1 و D2 منجر به دگرشکلی‏های پیچیده‏ای می‏شود.

 

 

img0 

شكل 4. نمونه‏هایی از الگوی چین‌خوردگی مكرر در سنگ‌آهک دولومیتی، الف) چین‌خوردگی مكرر نوع 2 ، ب) چین‌خوردگی مكرر نوع 3 . F اثر سطح محوری را نشان می‏دهد

بودین‏های دومینو

 

بودین‏های دومینو توسط (Etchecopar, 1977) نام‌گذاری شدند و شامل الف) بودین‏های کششی1 نامتقارن نوع یک (Hanmer, 1986) و ب) بودین‏های شکستگی کششی یا هندسه‌های چرخشی رو به جلوی عمود بر رگه‌های کششی (Swanson, 1992, 1999) هستند. نمونه‏هايي از بودين هاي دومينو در شكل( 5-س، ط و ع) نشان داده شده‏اند.

 

بودین‏های نوار برشی

 

[1] 1. Pull-apart boudins

بودین‏های نوار برشی در گستره مورد مطالعه نامتقارن هستند و با ظاهر لوزوی گرد شده تا عدسی شکل، شبیه به پورفیروکلاست‏های غلافی هستند (Passchier and Simpson, 1986; Goldstein, 1988). هندسه بودین‏های نوار برشی مشابه با کلیواژهای نوار برشی (نوع ) هستند (Goldstein, 1988; Swanson, 1992). سطح بین بودین (Sib) یک سطح مجزا است و در برخی موارد به‌صورت یک پهنه برشی شکل‌پذیر گسترده‌تر ادامه می‌یابد، بودین ها را جابجا می‏کند و بودین‏های کشیده شده1 نامتقارن ایجاد می‏کند. نمونه‏هايي از بودين هاي نوار برشي در شكل(5-الف، ب، ج و ر) نشان داده شده‏اند.2

ساختارهای بودین بازسازی شده

برخی از رشته بودین‏ها شواهدی از ادامه دگرشکلی بلوک‌های بودین، پس از تکه تکه شدن نشان می‌دهند (Hanmer and Passchier, 1991). این بودین‏های اصلاح شده را می‌توان به بودین‏های بازسازی شده و بودین‏های متوالی طبقه‌بندی کرد (Goscomb et al., 2004). بودین‌های بازسازی‌شده در زمانی مشخص، پس از طویل شدگی اولیه و در معرض فاز دوم کوتاه شدگی که تقریبا موازی با لایه‌بندی است، ایجاد می‌شوند. در گستره مورد مطالعه بودین‏های قبل از چین‌خوردگی می‌توانند در مرحله اولیه تغییر شکل ایجاد شده و در مراحل نهایی به‌وسیله کوتاه شدگی و برش خوردگي حاصل از همگرایی مرحله نهايي دگرشکل شوند (شکل 5-ب). در این گستره بودین‏های با نسبت ابعاد بالا چین‌خورده‌اند. نواحی گردن بودین در برخی از لولاهای چین (شکل 5-ط) نشان‌دهنده کوتاه شدگی بعدی لایه‌های بودیناژ شده است. به‌عبارت‌دیگر، چین‌خوردگی یک لایه بودیناژ شده به‌طور معمول باید شامل برهم‌نهی دگرشکلی‏های جداگانه، با یک دوره طولانی کشیدگی موازی لایه و به دنبال آن یک دوره کوتاه شدگی موازی با لایه باشد (Sengupta, 1983).

 

[1] 2. Drawn boudin

[2]  

img0 

شكل 5. تصاوير بودين هاي نامتقارن در گستره دورود، پهنه سنندج- سيرجان. جهت برش در تمامي تصاوير راستگرد است. الف، ب و ج) بودين هاي نوار برشي، د) بودين هاي بازسازي شده همراه با چین‌خوردگی، ر) رشته بودين هاي نوار برشي، س) دومينو بودين، ط) دومينو بودين هاي چین‌خورده، ع) رشته دومينو بودين. این ساختارها در سنگ‏های آهکی- دولومیتی و کوارتزیتی شکل گرفتند

پارامترهای هندسی بودین‏ها

 

ساختارهای بودین در این ناحیه بر اساس مطالعات میدانی و خصوصیات الگوهای هندسی و جنبش شناختی مشخص طبقه‌بندی می‌شوند. ما مطالعه خود را در درجه اول به دو عضو انتهایی بودین‏های نامتقارن در شرایط دوبعدی که دارای تقارن مونوکلینیک هستند محدود می‌کنیم. همه بودین ها در یک مقطع عرضی، عمود بر محور بودین اندازه‌گیری شدند. برش راستگرد در سراسر این ناحیه، بر اساس پورفیروکلاست‌های غلافی شناسایی شد (Passchier and Simpson, 1986 Hanmer and Passchier, 1991; Goscombe et al., 2004;). بودین‏های دومینو و نوار برشی از مقیاس رخنمون تا میکروسکوپی نامتقارن هستند. ویژگی‌های هندسه بودین توسط بسیاری از محققان بر اساس مطالعات تجربی و عددی توصیف شده است (Hanmer, 1986; Goldestein, 1988; Mandal and Khan, 1991; Goscomb and Passchier, 2003). در این مطالعه هندسه بودین ها در صحرا یا از طریق عکس طبقه‌بندی و تعیین می‌شوند. اندازه‌گیری از عکس‌ها همانند اندازه‌گیری‌های میدانی دقیق انجام شده‏اند. اختلاف بین میانگین اندازه‌گیری‌ها از رخنمون و عکس از همان ساختار برای پارامترهای زاویه‌ای حدود 1± درجه و برای پارامترهای طولی یک الی دو سانتی‌متر است. در این مطالعه ما از مجموعه‌های نام‌گذاری پارامترهای هندسی استفاده کردیم (Rodrigues et al., 2016). این پارامترها (Sib، Se، Lb، Le، L، W، θ، α و ʹθ) را می‌توان در مقاطع عمود بر گردن بودین در بلوک‌های بودین شده منفرد مشاهده کرد (شکل 6). پهنه بین بودین را می‌توان به‌عنوان سطح بین بودین در هر نوع بودین مشخص کرد. Sib یک سطح مایل مشخص است و با سطح بودین مطابقت دارد. در طول بودین، Sib ها به‌صورت جانبی جابجا شده‏اند و به‌موازات سطح همپوشانی (Se) در لبه بودین خم می‌شوند (برگوارگی، شکل 6). این سطح مانند گسلی است که دو بخش انتهایی بودین را به سمت بیرون (سطح اصلی ساختار بودین در تماس با سنگ میزبان) قطع می‏کند. خط Lb جهت محور طویل بودین و ناحیه گردن را نشان می‏دهد (شکل 6). محور میانی (Y) بیضی واتنش نهایی با Lb موازی است. Lb و Sib می توانند مایل یا عمود برمحور طویل (Le) و خطواره کشیدگی باشند. N عرض فاصله بین بودین‌هاست و عمود بر Sib اندازه‌گیری می‏شود. D جابجایی جانبی بین بودین‏هاست و عمود بر Sib نرمال اندازه گیری می‏شود.  Lو W به ترتیب طول و عرض بودین‏های منفرد هستند. L و W به ترتیب موازی و عمود بر Sb (سطح اصلی بلوک بودین در تماس با سنگ میزبان) اندازه‌گیری می‌شوند. سه پارامتر زاویه ای شامل θ (زاویه بین Sb و Sib)، α (چرخش نسبی بلوک یا زاویه حاده بین Se و Sb) و ʹθ (زاویه حاده بین Se و Sib) در صفحه مقطع عرضی محاسبه شد (Goscombe et al., 2004) مقطع عرضی عمود بر Lb و Se است. صفحه مقطع عرضی عمود بر Lb و Se است. بودین‏های S-slip  با Sib رو به عقب دارای مقادیر θ و N/L کمتری نسبت به بودین‏های A-slip  با Sib رو به جلو هستند.

 

 

 

 

 

 

 

img0 

شکل 6. نام‏گذاری و نمادهای مورد استفاده برای عناصر ساختاری بودین نامتقارن و پارامترهای هندسی (Goscombe and Passchier 2003). Sb خط اتصال بین بلوک بودین و سنگ میزبان و همچنین سطح بیرونی بودین است. Sib سطح بین بودین است. Lb جهت محور طویل بودین است. محور میانی (Y) بیضی واتنش نهایی با Lb موازی است. L و W به ترتیب طول و عرض بودین‏های منفرد هستند. D جابجایی جانبی بین بودین هاست و عمود بر Sib اندازه‌گیری می‏شود. N مقدار اتساع Sib (عرض فاصله بین بودین) است و عمود بر Sib اندازه‌گیری می‏شود. θ زاویه بین Sb و Sib است. α چرخش بلوک نسبی یا زاویه حاده بین Se و Sb است. θʹ زاویه حاده بین Se و Sib است. Wk یک بردار تاوایی است. جهت برشی محض راستگرد است (اصلاح شده پس از (Rodrigues and Pamplona, 2018)

 

 

تحلیل هندسی بودین ها

در گستره مورد مطالعه ساختار بودین به فراوانی در مقیاس متوسط مشاهده شده است. دو عضو انتهایی بودین نامتقارن را به‌صورت دوبعدی و در صفحات عمود بر محور بودین، با تقارن مونوکلینیک مطالعه کردیم. توصیف جنبش شناختی بودین‏های نامتقارن مستلزم اطلاعاتی در مورد جهت لغزش روی سطح جدایش شده بودین ها است. لایه‌های کوارتزیتی و آهکی با مقاومت بالا شرایط مناسبی برای ایجاد این ساختار در سنگ میزبان فیلونیتی و شیستی گستره مورد مطالعه دارند. بودین‏های نامتقارن را می‌توان به‌عنوان شاخص‌های جنبش شناختی استفاده کرد (Hanmer, 1986). در این مطالعه ما هر دو بودین‏هاي دومینو و بودین نوار برشی را اندازه‏گیری کردیم. تشکیل بودین‏های نامتقارن رو به جلو یا عقب به نسبت ابعاد بودین اولیه L/W، زاویه بین لایه و بردارهای ویژه کششی جریان، پارامترهای جریان و رئولوژی بستگی دارد (Passchier and Druguet, 2002). رسم نمودارها برای نمایش داده‌های اندازه‌گیری شده و ایجاد یک ارتباط قابل قبول بین پارامترهای بودین و نوع لغزش است (Goscombe and Passchier, 2003; Rodrigues and Pamplona, 2018). نمودار شکل (7-الف) ارتباط بین چرخش نسبی بلوک‌های بودین (α) و شکل بلوک‌های بودین (θ) را برای ساختارهای نامتقارن که به‌موازات برگوارگی تشکیل شده‏اند نشان می‏دهد. مقدار θ برای بودین نوار برشی کمتر از دومینو است. با توجه به ارتباط مستقیم بین θ و α، هرچه θ بالاتر باشد، چرخش بلوک‌ها آسان‏تر است. با توجه به همبستگی بین θ و L/W، بودین‏های نوار برشی در محدوده L/W بالا و θ پایین پراکنده هستند، درحالی‌که این نسبت‏ها در بودین‏های دومینو برعکس هستند (شکل 7-ب). ارتباط بین نسبت محوری و چرخش نسبی بلوک‌های بودین را می‏توان از نمودار α و L/W به دست آورد. همان‌طور که در نمودار شکل (7-ج) نشان داده شده است، نسبت محوری (L/W) بودین‏های نوار برشی بیشتر از انواع دومینو است. مقدار میانگین چرخش نسبی بلوک‌های بودین (α) برای بودین‌های دومینو بیشتر از بودین‌های باند برشی است. در بودین‏های دومینو با نسبت محوری پایین، چرخش (α) به خود بلوک محدود می‏شود و در بودین‏های نوار برشی، α با افزایش نسبت محوری افزایش می‌یابد. با توجه به نمودار شکل (7-د) و ارزیابی ارتباط بین کشش نرمالایز شده (M/L) و اتساع Sib نرمالایز شده (N/L)، مقدار N/L در بودین‏های دومینو بالا است و باعث پر شدن رگه‏ها می‏شود. مقدار M/L در بودین نواربرشی بیشتر از بقیه است و منجر به جدا شدن کامل بلوک‌های بودین مجاور می‏شود. شکل (7-ر) ارتباط بین θ و مقدار نرمالایز شده جابجایی روی سطح میانی بودین‏ها (D/W) را نشان می‏دهد. بودین‏های نوار برشی با تغییرات بالای D/W و θ کمتر، جابجایی بیشتری را تجربه کرده‏اند، درحالی‌که این مقدار در بودین‏های دومینو کم است.

img0 

شكل 7. نمودارهای ارتباط بین پارامترهای هندسی بودین‏ها، الف) چرخش بلوک () در مقابل شکل بلوک بودین (θ)، ب) شکل بلوک بودین (θ) در مقابل نسبت ابعاد L/W))، ج) نسبت ابعاد (L/W) در مقابل چرخش بلوک (α)، د) کشش نرمالایز شده (M/L) در مقابل اتساع نرمالایز شده Sib (N/L)، ر) شکل بلوک بودین (θ) در مقابل مقدار جابجایی نرمالایز شده در سطح میانی بودین (D/W). دایره‌های آبي و سبز رنگ به ترتيب موقعيت بودين‏هاي نوار برشي و بودين‏هاي دومينو را نشان می‌دهند

 

عدد تاوایی جنبش شناختی

 

در طی چند دهه اخیر، روش‌های مختلفی برای تخمین عدد تاوایی جنبش شناختی در سنگ‌های دگرشکل شده در طبیعت ارائه شده است. سیستم‌های پورفیروکلاست، فابریک‌های کریستالوگرافی، مجموعه‌های دگرشکل شده رگه‌های کششی، دایک‌ها و چین‌های کششی و جهت‌گیری محورهای واتنش نهایی با توجه به مرزهای پهنه برشی روش‌هایی هستند که به‌طورمعمول برای تعیین کمیت تاوایی استفاده می‌شوند (Passchier, 1987; Wallis, 1992; Simpson and DePaor, 1993; Tikoff and Fossen, 1995; Gomez-Rivas et al., 2007).

تحلیل تاوایی بر اساس جریان‌های دوبعدی با هندسه مونوکلینیک یا ارتورومبیک با بردار تاوایی کم‌وبیش موازی با محور Y بیضی واتنش است. در همه روش‌ها برای تخمین Wk جریان را در حالت همگن و پایدار فرض می‌کنند. یکی دیگر از محدودیت‌های تحلیل تاوایی دوبعدی، فرض دگرشکلی واتنش صفحه‏ای است (Tikoff and Fossen, 1995; Xypolias, 2010;). Wk در مقیاسی بین صفر و یک اندازه‌گیری می‏شود. مقدار صفر برش محض و یک برش ساده را نشان می‏دهد. مقیاس Wk خطی نیست، اما می‌توان آن را با در نظر گرفتن درصد تغییر شکل ناشی از برش ساده به مقیاس خطی تبدیل کرد (Forte and Bailey, 2007). در جریان لحظه‌ای و Wk = 0.71 ، مولفه‏های برش محض و ساده به‌طور مساوی به وقوع می‌پیوندند (Law et al., 2004). در سنگ‌های دگرشکل یافته، تاوایی جریان با تغییر زمان و موقعیت تغییر می‏کند (Tikoff and Fossen, 1995). در اثر چنین شرایطی، با فرض تغییرشکل در حالت پایدار تاوایی سنگ‌های دگرشکل یافته را می‌توان با میانگین عدد تاوایی (Wm) تخمین زد. در شرایط حالت پایدار، Wk و Wm (Passchier, 1988) برابر در نظر می‌گیرند. مشکل فرض تغییر شکل حالت پایدار (Passchier and Trouw, 2005) با استفاده از کمیت Wm که نشان‌دهنده مقدار میانگین Wk در طول زمان و مکان است (Passchier, 1988) رفع شود. 

 

 

توزیع هذلولی بودین‏های نامتقارن

 

در روش توزیع هذلولی (Simpson and De Paor 1993, 1997) از موقعیت پورفیروکلاست برای اندازه‌گیری عدد تاوایی جنبش شناختی استفاده می‏شود. این روش امکان تحلیل ساده و سریع Wm را با استفاده از جهت یافتگی نهایی پورفیروکلاست‏های صلب و دگرشکل شده و سایر شاخص‌های جنبش شناختی از جمله بودین‏های نامتقارن فراهم می‏کند. در گستره مورد مطالعه برای تخمین عدد تاوایی جنبش شناختی از جهت یافتگی نهایی بودین‏های دگرشکل یافته صلب و نامتقارن استفاده شده است. این بودین‏ها در فاز اول دگرشکلی در لایه‌های کوارتزیتی مناسب تشکیل شده و فاز دوم دگرشکلی را تجربه کردند. تخمین عدد تاوایی جنبش شناختی به روش توزیع هذلولی بر این فرض استوار است که جهت یافتگی محور طویل بودین‏های نامتقارن با تمایل رو به عقب در میان زاویه حاده بین بردارهای ویژه جریان، جهت یافتگی بردار ویژه ناپایدار را مشخص می‏کند (Forte and Bailey, 2007). بردار ویژه پایدار موازی با برگوارگی فرض شده است (Simpson and DePaor, 1997). نسبت محوری (R) بودین ها و زاویه (α) بین محور بلند بودین (L، شکل 6) و مرز پهنه برشی یا برگوارگی براي حدود 49 نمونه در صفحه XZ و عمود بر محور بودین اندازه‌گیری شد. زاویه α و مقادیر R در یک شبکه هذلولی رسم شدند (De Paor, 1988). هذلولی نشان‌دهنده زاویه حاده بین جهت یافتگی‌های بردار ویژه است، طوری که یک بردار ویژه به‌موازات صفحه جریان مولفه برش ساده است و جهت یافتگی بردار ویژه دیگر (کوتاه شدگی) به توزیع برش محض بستگی دارد. یکی از یال‌های این هذلولی به‌عنوان مجانبی با برگوارگی میلونیتی انتخاب می‏شود، با این فرض که تقریبا موازی با آپوفیز جریان کششی است، درحالی‌که یال دیگر هذلولی برای رسم جهت آپوفیز جریان ناپایدار در نظر می‌گیرند (Xypolias, 2010). در این مورد، هذلولی باید با مرز بین نقاط مربوط به داده‌های بودین نامتقارن با چرخش به جلو و چرخش به عقب تعریف شود. بنابراین، کسینوس زاویه بازشدگی، υ، هذلولی به‌دست‌آمده مقدار Wk را نشان می‏دهد (Bobyarchick, 1986):

 (1) Wk = cos(υ)

میانگین عدد تاوایی جنبش شناختی اندازه‌گیری‌شده از چهار رخنمون بین 0.56 تا 0.69 است و نشان می‌دهد در گستره مورد مطالعه یک برش عمومی (0<Wk <1) غالب است (شکل 8).

 

 

Diagram, engineering drawing Description automatically generated 

شكل 8. نیمی از شبکه توزیع هذلولی داده‌های جنبش شناختی تاوايي از چهار رخنمون بودین در گستره دورود. زاویه بین محور طويل بودین و برگوارگی (α) است، با مقادیر α مثبت نشان‌دهنده تمايل رو به جلو و مقادیر α منفی نشان‌دهنده تمايل رو به عقب بودین‏های نامتقارن است. نسبت‌های محوری (R) بودين هاي نوار برشی و دومینو نیز اندازه‌گیری می‌شوند. هر دو مقدار α و R بر روی یک استریونت هذلولی رسم می‌شوند (De Paor, 1988). نمادهای مربعي شكل نشان‌دهنده بودین‏های نوار برشی رو به عقب هستند و نمادهای دایره‌ای شكل بودين‏هاي دومینو رو به جلو را نشان می‏دهند

 

فابریک محور c کوارتز

 

تغییر شکل درون کریستالی کوارتز با ایجاد الگوی جهت یافتگی ترجیحی محور (LPO) c کوارتز نقش مهمی در تحلیل هندسی و جنبش شناختی جریان دارد.(Passchier and Trouw, 2005) نمونه‌های جهت‌دار گرانیت میلونیت در گستره دورود جمع‌آوری شد و مقاطع نازک عمود بر برگوارگی و موازی با خطواره کششی تهیه شد. فابریک‌های محور c کوارتز گرانیت میلونیت در طول تغییر شکل D1 شروع به توسعه کردند. با این حال، تبلور مجدد دینامیکی کوارتز در طول برهم نهی دگرشکلی دوم ادامه یافت و بنابراین ریزساختارهای ثبت شده بیشتر D2 را منعکس می‌کنند. الگوهای LPO محور c کوارتز از این نمونه‏ها در شکل 9 نشان داده شده است. همه این الگوها کمربندهای متقاطع Type-I را به‌صورت مورب نسبت به برگوارگی و خطوارگی نشان می‌دهند و همه الگوهای LPO عدم تقارن نشان می‌دهند که نشان‌دهنده جهت برشی غیرهم محور راست‌گرد می‌باشد.  در طول برش عمومی، اسکلت گیردل مرکزی فابریک محور c کوارتز عمود بر صفحه برش در نظر می‌گیرند (Sullivan and Law, 2007). با دانستن زاویه β بین عمود بر بخش گیردل مرکزی فابریک محور c کوارتز و برگوارگی (شکل 9-الف) و RXZ (نسبت واتنش نهایی در صفحه XZ)، Wm را می‌توان از طریق رابطه زیر (Xypolias, 2009) به دست آورد:

         = cos     (2)

                   

 

با استفاده از روش Rf/φ (Ramsay, 1967)  RXZ در صفحه XZ و بر روی نشانگرهای بیضوی شکل دانه‌های فلدسپار موجود در گرانیت میلونیت های دگرشکل شده گستره مورد مطالعه برآورد شد. نسبت واتنش محاسبه شده در صفحه XZ بین 2.8 و 2.5 می‌باشد (شکل 9-ب). بر اساس رابطه 2، عدد تاوایی جنبش شناختی محاسبه شده در نمونه‏های G2, G1 و G3 به ترتیب 0.54، 0.47 و 0.46 محاسبه شده است. تخمین Wm به تغییرات کوچک در زوایای به دست آمده β حساس هستند (Grasemann et al., 1999; Law et al., 2004). زاویه β با حداقل خطای 2± درجه تعیین می‏شود، زیرا بخش گیردل مرکزی به‌طور کامل مستقیم نیست (Platt and Behrmann, 1986; Xypolias, 2010).

 

 

img0 

شکل 9. الف) تصویر استریوگرافی الگوهای محور c کوارتز، از گرانیت میلونیت. فواصل کنتور: 1، 2، 3، 4، 5، 7 و 8 برابر توزیع یکنواخت. N = تعداد دانه‌های اندازه‌گیری شده در هر نمونه. در تمام این تصاویر، برگوارگی (S) عمودی است و خطوارگی (L) در امتداد برگوارگی افقی است. X و Y به ترتیب محور بزرگ و متوسط بیضوی واتنش را نشان می‌دهند، ب) تخمین پارامترهای واتنش نهایی Rf از روش Rf/Φ برای مجموعه مشابهی از دانه‏های فلدسپار

 

بحث

 

 در گستره مورد مطالعه لایه‌های کوارتزیتی و سنگ‌های میلونیتی درجه متوسط تا بالا مشاهده شده است. این سنگ‌ها در طول یک رژیم ترافشارشی مایل بین شمال گندوانا و جنوب اوراسیا تحت سه فاز تغییر شکل (D1، D2 و D3) قرار دارند (Sarkarinejad and Derikvand, 2017). بخش‌بندی واتنش در گرانیت میلونیت‏ها و ساختارهای بودین نامتقارن شامل جابجایی‌های شیب‌لغز و امتدادلغز هم‌زمان در سیستم راندگی شکل‌پذیر است که در طول یک سیستم ترافشارش راستگرد ایجاد شده است. ساختارهای نامتقارن با جهت برشی راستگرد، ترکیب هم‌زمان حرکت برش ساده و کوتاه شدگی عمود بر آن و تغییرات سیستماتیک در مقادیر عدد تاوایی جنبش‏شناختی و واتنش نهایی همگی بیانگر رژیم ترافشارش راستگرد در گستره مورد مطالعه می‏باشد. بودین‏های نوار برشی و دومینو در گستره مورد مطالعه به فراوانی یافت می‌شوند. بودین‏های نوار برشی لغزش سین‏تتیک نشان می‌دهند. آنها تمایل رو به عقب و چرخش آنتی‏تتیک نسبت به جهت برش نشان می‌دهند. بودین‏های دومینو با لغزش آنتی‏تتیک شکل گرفتند و تمایل رو به جلو نشان می‌دهند. وقتی نسبت ابعاد بودین ها بزرگ باشد، بلوک‌های بودین به‌طور جداگانه چین می‌خورند و تا زمانی که فاصله بین بلوک‌های بودین زیاد باشد، کوتاه شدگی آنها را به هم نزدیک می‏کند. شواهد ساختاری گستره مورد مطالعه (بودین‏های نامتقارن و پورفیروکلاست‏های غلافی کوارتز و فلدسپات) نشانگر جهت برش راستگرد می‌باشند.

هر دو روش توزیع هذلولی بودین‏های نامتقارن و محور c کوارتز دلالت بر بخش بزرگی از تغییر شکل شکل‏پذیر در امتداد مناطق برشی دارند. در روش توزیع هذلولی بودین‏های نامتقارن در چهار رخنمون، Wk در محدوده 0.56 تا 0.69 (شکل 6) محاسبه شد. Wk در روش فابریک‌های محور c کوارتز 0.46 تا 0.54 اندازه‌گیری شده است (شکل 7). نتایج هر دو روش حاکی از همپوشانی در گستره مقادیر Wm است (Xypolias, 2010). مقادیر Wm به‌دست‌آمده نشان می‌دهد، برش در این ناحیه در شرایط برش عمومی با تاثیر بالای مولفه برش ساده رخ داده است. نتایج به‌دست‌آمده تغییر شکل فضایی را نشان می‌دهد و تاریخچه تغییر شکل حالت ناپایدار را ثبت می‌کند (Xypolias 2009, 2010). دلیل کم شدن سیستماتیک تخمین‌های تاوایی با استفاده از کلاست ها، روان‌کاری می‌باشد به‌طورمعمول، در ارتباط با زمینه-کلاست رخ می‌دهد (Johnson, 2009). فابریک محور c کوارتز نشان‌دهنده واتنش لحظه‌ای نهایی می‌باشد (Xypolias, 2009)، بنابراین، Wm برآورد شده اطلاعاتی از تاریخچه واتنش پیشرونده ارائه نمی‏دهد، بلکه معیار آخرین واتنش لحظه‌ای است. در مقابل، Wm تخمین زده شده با روش توزیع هوزلولی میانگین عدد تاوایی برش پیشرونده را ارائه می‏دهد (Tiwari et al., 2020). با توجه به اینکه هر دو روش کم‌وبیش نتایج یکسانی را نشان می‌دهند، آخرین واتنش لحظه‏ای برابر با میانگین تاوایی برش پیشرونده در گستره مورد مطالعه است.

میانگین عدد تاوایی جنبش شناختی (Wm) بر اساس دو روش به‌طور تقریبی 0.56 برآورد شد. این نتیجه به‌خوبی با کارهای قبلی در این زمینه بر اساس روش‌های مختلف مطابقت دارد (Sarakarinejad and Derikvand, 2017). برای تخمین درصد برش ساده و برش محض با استفاده از Wk از رابطه استفاده شد (Bailey et al., 2004). تغییر شکل‌های با مولفه برش محض غالب1 دارای مقادیر Wk <0.3 هستند که منطبق بر مولفه برشی ساده کمتر از 20 درصد است. تغییر شکل‌های با مولفه برش ساده غالب2 دارای مقادیر Wk> 0.95 هستند که منطبق بر 80 درصد مولفه برشی ساده است. تغییر شکل‌های برشی عمومی دارای مقادیر Wk بین 0.3 و 0.95 هستند. نتایج ما نشان می‌دهد که گستره مورد مطالعه تحت دگرشکلی ترافشارشی با 52 درصد تا 70 درصد مولفه برش محض و 48  درصد تا 30 درصد مولفه برش ساده قرار گرفتند. مطالعات آینده می‏توانند بر روش‌های تحلیل داده‌های پراش الکترون‏های بازگشتی(EBSD)  متمرکز شوند تا بتوانند اطلاعات دقیق‌تر و معتبرتری در خصوص ویژگی‌های مختلف تغییر شکل، مانند عدد تاوایی جنبش شناختی و دمای تغییر شکل به‌دست‌آمده آورند.

 

نتیجه‌گیری

 

[1] 1. Pure-shear dominated

[2] 2. Simple-shear dominated

بررسی الگوی واتنش و ماهیت دگرشکلی با استفاده از جهت یافتگی محور c کوارتز (LPO)، واتنش نهایی و تحلیل تاوایی در ناحیه دورود، واقع در پهنه سنندج- سیرجان در غرب ایران انجام شده است. دگرشکلی حاصل از سه فاز دگرشکلی ساختارهای مختلفی از قبیل چین‌خوردگی‌های مکرر، بودین ها، برگوارگی و خطوارگی‏ها را ایجاد کرده است. این ساختارها برای تخمین عدد تاوایی جنبش شناختی و جهت برش استفاده شده‏اند. بودین‏های نامتقارن در لایه‌های کوارتزیتی که در میان شیست‏ها، سنگ‌آهک‌ها و میلونیت ها قرار دارند، ایجاد شده‏اند. این بودین ها در دو گروه دومینو بودین ها و بودین‌های نوار برشی قرار می‌گیرند. گیردل‏های نامتقارن فابریک‏های محور c کوارتز، بودین‏های نامتقارن و انواع پورفیروکلاست‏ها نشان‌دهنده برش راستگرد (از بالا به سمت جنوب شرق) می‌باشد. مقایسه نتایج اعداد تاوایی جنبش شناختی محاسبه شده از روش‌های فابریک محور c کوارتز (0.46-0.54) و توزیع هذلولی (0.69-0.56) نشان می‏دهد، تطابق خوبی میان این روش‏ها وجود دارد. بنابراین، بودین‏های نامتقارن را می‏توان به‌طور قابل اعتماد برای تخمین Wm یک گستره تغییر شکل یافته استفاده کرد. Wm در گستره‌ای از 0.69-0.46 تغییر می‏کند و نشان‌دهنده یک رژیم برشی عمومی با مولفه برشی ساده در حدود 48-30 درصد است.

 

 

منابع

ایزدی‏کیان، ل.، پیری، ن.، اکبری، م.ج. و مولایی، م.، 1398. بررسی زمین‌ساخت فعال گسل‌های تلخاب و توزلوگل و نقش آنها در شکل‌گیری تالاب میقان، اراک. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 58 ،1-10. ##شیخ‏الاسلامی، م.ر.، 1398. تحلیل دو بعدی واتنش پایدار در مرمرهای بودین دار ناحیه خلج با استفاده از دایره مور، جنوب مشهد. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 49 ،75-63. ##Alavi, M.,1994. Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211–38. ##Bailey, C.M., Francis, B.E. and Fahrney, E.E., 2004. Strain and vorticity analysis of transpressional high-strain zones from the Virginia Piedmont, USA. Geological Society London, Special Publication, 224, 249–264. ##Berberian, M. and King, G. C. P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 12, 210–65. ##Bobyarchick, A.R., 1986. The eigenvalues of steady flow in Mohr space. Tectonophysics 122 (1–2), 35–51. ##Chew, D.M., 2003. An excel spreadsheet for finite strain analysis using the Rf/Φ technique. Computers and Geosciences, 29, 795– 799. ##Carreras, J., Cosgrove, J.W. and Druguet, E., 2013. Strain partitioning in banded and/or anisotropic rocks: Implications for inferring tectonic regimes. Journal of Structural Geology, 50. ##Derikvand, S., 2022. Strain pattern and vorticity analysis in the transpressional Kamandan area within the Sanandaj-Sirjan Metamorphic Belt, Iran. Journal of Structural Geology, 158, 104595. ##Derikvand, S., Shoorangiz, M., Dehsarvi, L. H. and Sarkarinejad, K. 2023. Kinematic analyses of the asymmetric boudins in the Tutak area within the Zagros hinterland fold-and-thrust belt, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 247, 105597. ##De Paor, D.G., 1988. Rf/o strain analysis using an orientation net. J. Struct. Geol. 10 (4), 323–333. ##Etchecopar, A., 1977. A plane kinematic model of progressive deformation in a polycrystalline aggregate. Tectonophysics, 39, 121–139. ##Forte, A.M. and Bailey, C.M., 2007. Testing the utility of the porphyroclast hyperbolic distribution method of kinematic vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 29, 983–1001. ##Fossen, H., Tikoff, B. and Teyssier, C., 1994. Strain modeling of transpressional and transtensional deformation.  Norsk geologisk tidsskrift, 74, 134–145. ##Goldstein, A.G., 1988. Factors affecting the kinematic interpretation of asymmetric boudinage in shear zones. Journal of Structural Geology, 10, 707–715. ##Gomez-Rivas, E., Bons, P.D., Griera, A., Carreras, J., Druguet, E. and Evans, L., 2007. Strain and vorticity analysis using smallscale faults associated drag folds. Journal of Structural Geology, 29, 1882–1899. ##Goscombe, B. and Passchier, C.W., 2003. Asymmetric boudins as shear sense indicators an assessment from field data. Journal of Structural Geology, 25, 575–589. ##Goscombe, B., Passchier, C.W. and Hand, M., 2004. Boudinage classification: end member boudin types and modified boudin structures. Journal of Structural Geology, 26, 739–763. ##Grasemann, B., Fritz, H. and Vannay, J.C., 1999. Quantitative kinematic flow analysis from the main central thrust zone (NWHimalaya, India): implications for a decelerating strain path and the extrusion of orogenic wedges. Journal of Structural Geology, 21, 837–853. ##Hanmer, S., 1986. Asymmetrical pull-aparts and foliation fish as kinematic indicators. Journal of structural geology, 8 (2), 111–122. ##Hanmer, S. and Passchier, C., 1991. Shear-Sense Indicators: A Review. Geological Survey of Canada, Paper 90–17, 72. ##Johnson, S.E., 2009. Porphyroblast rotation and strain localization: debate settled! Geology, 37, 663–666. ##Law, R.D., 2010. Moine thrust zone mylonites at the Stack of Glencoul: II. results of vorticity analyses and their tectonic significance. In: Law, R.D., Butler, R.W.H., Holdsworth, R.E., Krabbendam, M., and Strachan, R.A. (eds.), Continental Tectonics and Mountain Building: The Legacy of Peach and Horne. Geological Society of London, Special Publications, 335, 579–602. ##Law, R.D., Searle, M.P. and Simpson, R.L.O., 2004. Strain, deformation temperatures and vorticity of flow at the top of the Greater Himalayan slab, Everest, Tibet. Journal of the Geological Society of London, 161, 305–320. ##Mandal, N. and Khan, D., 1991. Rotation, offset and separation of oblique-fracture (rhombic) boudins: theory and experiments under layer-normal compression. Journal of Structural Geology, 13, 349–356. ##Mohajjel, M. and Fergusson, C.L., 2000. Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Journal of Structural Geology, 22, 1125–1139. ##Mohajjel, M., Fergusson, C.L. and Sahandi, M.R., 2003. Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Science. 21, 397–412. ##Passchier, C.W., 1987. Stable positions of rigid objects in non-coaxial flow: a study in vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 9, 679–690. ##Passchier, C.W., 1988. Analysis of deformation paths in shear zones. Geologisches Rundschau, 77, 309–318. ##Passchier, C.W. and Druguet, E., 2002. Numerical modeling of asymmetric boudinage. Journal of Structural Geology, 24, 1789– 1803. ##Passchier, C.W. and Simpson, C., 1986. Porphyroclast systems as kinematic indicators. Journal of Structural Geology, 8, 831–843. ##Passchier, C.W. and Trouw, R.A.J., 2005. Microtectonics. Springer, Berlin, 366. ##Platt, J.P. and Behrmann, J.H., 1986. Structures and fabrics in a crustal scale shear zone, Betic Cordilleras, S.E. Spain. Journal of Structural Geology, 8, 15–34. ##Ramsay, J.G., 1967. Folding and fracturing of rocks. McGraw-Hill, New York, 568. ##Ricou, L.E., 1971. Le croissant ophiolitique péri-arabe. Une ceinture de nappes mises en place au Crétacé supérieur. Revue de Géographie Physique et de Géologie Dynamique, XIII, 327–350. ##Rodrigues, B.C., Peternell, M., Moura, A., Schwindinger, M. and Pamplona, J., 2016. PT path development derived from shearband boudin microstructure. Journal of Structural Geology, 90, 95–110. ##Rodrigues, B.C. and Pamplona, J., 2018. Boudinage and shearband boudins: A meso to micro-scale tool in structural analysis. Journal of Structural Geology, 114, 280–287. ##Sarkarinejad, K. and Azizi, A., 2008. Slip partitioning and inclined dextral transpression along the Zagros Thrust System, Iran. Journal of Structural Geology, 30, 116–136. ##Sarkarinejad, K. and Derikvand, S., 2017. Structural and kinematic analyses of the basement window within the hinterland fold-and-thrust belt of the Zagros orogen, Iran. Geological Magazine 154 (5), 983–1000. ##Sarkarinejad, K., Godin, L. and Faghih, A., 2009. Kinematic vorticity flow analysis and 40Ar/39Ar geochronology related to inclined extrusion of the HP-LT metamorphic rocks along the Zagros accretionary prism, Iran. Journal of Structural Geology, 31, 691–706. ##Shafiei Bafti, S. and Mohajjel, M., 2015. Structural evidence for slip partitioning and inclined dextral transpression along the SE Sanandaj–Sirjan zone, Iran. International Journal of Earth Sciences, 104, 587-601.‏ ##Sengupta, S., 1983. Folding of boudinaged layers. Journal of Structural Geology, 5, 197–210. ##Simpson, C. and De Paor, D.G., 1993. Strain and kinematic analysis in general shear zones. Journal of Structural Geology, 15, 1–20. ##Simpson, C. and De Paor, D.G., 1997. Practical analysis of general shear zones using the porphyroclast hyperbolic distribution method: an example from Scandinavian Caledonides. In: Sengupta, S. (ed.), Evolution of Geological Structures in Micro to Macro Scales. Chapman and Hall, London, 169–184. ##Stöcklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: A review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52, 1229– 1258. ##Sullivan, W. A., and Law, R. D. 2007. Deformation path partitioning within the transpressional White Mountain shear zone, California and Nevada. Journal of Structural Geology, 29(4), 583-599.‏ ##Swanson, M.T., 1992. Late Acadian–Alleghenian transpressional deformation: evidence from asymmetric boudinage in the Casco Bay area coastal Maine. Journal of Structural Geology, 14, 323–341. ##Swanson, M.T., 1999. Kinematic indicators for regional dextral shear along the Norumbega fault system in the Casco Bay area, coastal Maine. Geological Society of America, Special Paper, 331, 1–24. ##Tikoff, B. and Fossen, H., 1995. The limitations of three-dimensional kinematic vorticity analysis. Journal of Structural Geology, 17, 1771–1784. ##Tikoff, B. and Teyssier, C., 1994. Strain modelling of displacement field partitioning in transpressional orogens. Journal of Structural Geology, 16, 1575–1588. ##Tiwari, S.K., Beniest, A. and Biswal, T.K., 2020. Variation in vorticity of flow during exhumation of lower crustal rocks (Neoproterozoic Ambaji granulite, NW India). Journal Structural Geology, 130, 103912. ##Vernant, P., Nilforoushan, F., Hatzfeld, D., Abbasi, M.R., Vigny, C., Masson, F., Nankali, H., Martinod, J., Ashtiani, A., Bayer, R., Tavakoli, F. and Chery, J., 2004. Present-day crustal deformation and plate kinematics in the Middle East constrained by GPS measurement in Iran and northern Oman. International Journal of Geophysics, 157, 381–398. ##Wallis, S.R., 1992. Vorticity analysis in metachert from Sanbagawa Belt, SW Japan. Journal of Structural Geology, 14, 271–280. ##Warren, L.M., 2008. A giant subducting sausage. Nature Geoscience, 1, 154–155. ##Xypolias, P., 2009. Some new aspects of kinematic vorticity analysis in naturally deformed quartzites. Journal of Structural Geology, 31, 3–10. ##Xypolias, P., 2010. Vorticity analysis in shear zones: A review of methods and applications. Journal of Structural Geology, 32, 2072–2092.##

13

 


Rimag

Rimag is an integrated platform to accomplish all scientific journal requirements such as submission, evaluation, reviewing, editing, DOI assignment and publishing in the web.

Links

Related Centers

Technical Support

Official pages

The rights to this website are owned by the Raimag Press Management System.
Copyright © 2017-2025

Home| Login| About Rimag| Contact Us|
[فارسی] [العربية] [fa] [ar]