کانی‌شناسی و زمین‌دمافشارسنجی گارنت‌آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان، پهنه سنندج– سیرجان

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام‌نور، 4697-19395، تهران، ایران

2 انستیتو علوم‌زمین، آکادمی سینیکا، تایپه، 11-329، تایوان

3 بخش علوم‌زمین، دانشگاه ملی تایوان، صندوق ‌پستی 13-318، تایپه 106، تایوان

چکیده

گارنت آمفیبولیت‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق در جنوب همدان، به‏‌صورت لایه‌هایی در میان استارولیت شیست‏‌ها جای دارند. این سنگ‏‌ها بیشتر از گارنت، هورنبلند، فلدسپار (± مسکوویت و کوارتز) همراه با مقادیر اندکی تیتانیت، اپیدوت، ایلمنیت و گرافیت ساخته شده‌اند. پورفیروبلاست‏‌های شکل‏‌دار گارنت، از سازنده‏‌های آلماندین و گروسولار سرشار هستند و منطقه‏‌بندی ترکیبی عادی دارند. هورنبلندها منیزیو- و فرو-هورنبلند (در هسته آمفیبول) تا هورنبلند چرماکیتی (حاشیه آمفیبول) هستند و به‏‌صورت پورفیروبلاست و یا در زمینه سنگ دیده می‏‌شوند. مسکوویت در صورت حضور، سازنده برگوارگی بوده، از سازنده‏‌های فنژیت و پاراگونیت تهی است. ترکیب فلدسپار‏‌ها از پتاسیم‏‌فلدسپار خالص تا ترکیب سانیدینی در کنار آمفیبول‏‌ها و الیگوکلاز در زمینه سنگ، تغییر می‏‌کند. اپیدوت‏‌ها از نوع کلینوزوییزیت خالص تا اپیدوت هستند و به‏‌صورت بلورهای ریزی در زمینه سنگ یا درون هورنبلندها دیده می‏‌شوند. برپایه روش‏‌های گوناگون زمین‏‌دمافشارسنجی، دمای پیدایش سنگ‏‌ها 600 تا 620 (± 25) درجه سانتیگراد در فشار 5 تا 6 کیلوبار برآورد شد. مسیر P-T-t رسم‌شده بر پایه ترکیب هسته و لبة هورنبلندها، با دگرگونی فشار پایین (در شروع دگرگونی) تا فشار متوسط (در پایان دگرگونی) همخوانی دارد. برپایه مسیر P-T-t و تاریخچه زمین‌شناسی منطقه همدان، دگرگونی این سنگ‏‌ها با پدیده‏‌های فرورانش نئوتتیس در مزوزوییک وابستگی داشته است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Garnet-Amphibolites Mineralogy and thermobarometry in Aliabad-Damagh (south of Hamedan, Sanandaj-Sirjan Zone)

نویسندگان [English]

  • Ali Akbar Baharifar 1
  • Kwan Nang Pang 2
  • Sun Lin Chung 3
  • Yoshiyuki Iizuka 2
1 Department of Geology, Faculty of Science, Payame-Noor University (PNU), Tehran, Iran
2 Institute of Earth Sciences, Academia Sinica, Taipei 11529, Taiwan
3 Department of Geosciences, National Taiwan University, Taipei P.O. Box 13-318, Taipei 106, Taiwan
چکیده [English]

The garnet-amphibolites in Aliabad-Damagh area, occurs as layers and are enveloped by staurolite-schist. They composed predominantly of garnet, hornblende, feldspar (± muscovite and quartz) with titanite, epidote, ilmenite and graphite as accessory minerals. The euhedral garnet porphyroblasts mainly composed of almandine and grossular components, with normal compositional zoning. The hornblende crystals as prophyroblast or in the matrix, are magnesio- and ferro-hornblende (amphibole core) to tchermakitic-hornbelende (amphibole rim) in composition. Muscovites, if present, with minor phengite and paragonite components, are foliated forming minerals. Feldspars vary from pure K-feldspar to sanidine composition in the vicinity of hornblendes and oligoclase in matrix. Epidotes as pure clinozoisite to epidote, form small crystals inside hornblende or in the matrix. Using different thermobarometry methods, T and P estimated as 600-620 (± 25) °C and 5-6 (± 1) kbar, respectively. Calculated P-T-t path, considering core and rim composition of hornblendes, is in accordance with low-pressure (at the beginning of metamorphism) to medium-pressure type (at the end). Considering P-T-t path, metamorphism could occur during Neo-Tethys subduction and collision process in the Mesozoic time

کلیدواژه‌ها [English]

  • Garnet-Amphibolite
  • Mineralogy
  • Thermobarometry
  • Aliabad-Damagh
  • Hamedan
  • Sanandaj-Sirjan
  • Iran

آمفیبولیت‏‌ها از سنگ‏‌های دگرگونی هستند که در بیشتر سرزمین‏‌های دگرگونی رخساره اصلی یا فرعی یافت می‏‌شوند. ازآنجایی‌که دارای کانی‌هایی مانند آمفیبول کلسیک و گارنت هستند، این سنگ‏‌ها به تغییرات دما و فشار بسیار حساس هستند؛ ازاین‌رو، از آنها برای اندازه‌گیری دما و فشار دگرگونی و بررسی مسیر رویدادهای دما– فشار دگرگونی در طول زمان (P-T-t) بهره گرفته می‌شود (Triboulet and Audren, 1988; Triboulet, 1992; Schulz et al., 1995; Zenk and Schulz, 2004). گارنت آمفیبولیت‏‌ها معمولاً بافت‏‌های واکنشی و ساختارهای پورفیروبلاستی ویژه‌ای دارند که اطلاعات بسیاری دربارة تکامل زمین‏‌شناسی یک منطقه به‌دست می‏‌دهند ( مانند: Stowell and Stein, 2005). بررسی‌های آزمایشگاهی نشان می‏‌دهند که این سنگ‏‌ها در دمای تا 950 درجه سانتیگراد و در فشار تا 15 کیلوبار پدید می‌آیند (Surour, 1995; Dale et al., 2000; Lopez et al., 2003). گارنت آمفیبولیت‏‌ها در دگرگونی پیشرونده نوع بارووین (مانند Zhao et al., 1999)، دگرگونی برگشتی اکلوژیت‏‌ها (مانند Lou et al., 2013) و یا در P-T-t پادساعت‌گرد و در پی تزریق ماگماهای ورقه‏‌ای به زیر پوسته (مانند Wu et al., 2013) پدید می‌آیند؛ ازاین‌رو، دانستن تاریخچه تکامل آمفیبولیت‏‌ها و آمیختن آن با اطلاعات زمین‏‌شناسی پیشین، در بازسازی تاریخچه تکامل زمین‏‌شناسی هر منطقه کمک شایانی می‏‌کند.

در منطقه همدان، سنگ‏‌های دگرگونی از دیدگاه‌های گوناگون بررسی شده‌اند (مانند: Baharifar، 2004 و منابع آن؛ Sepahi et al., 2004; Baharifar et al., 2004; Saki and Baharifar, 2010; Saki et al., 2012 ). با وجود این، بررسی‌های ویژه‌ای روی کانی‌شناسی و شرایط دما– فشار پیدایش آمفیبولیت‏‌ها انجام نشده است یا بررسی‌ها بسیار کم و حاشیه‌ای بوده و در کنار بررسی سنگ‏‌های دگرگونی منطقه به تکامل و گوناگونی آنها پرداخته شده است. در این مقاله، تلاش می‏‌شود برپایه بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی، تکامل گارنت آمفیبولیت‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق بررسی شود و سپس در مقایسه با نتایج موجود از بررسی‌های سنگ‏‌های متاپلیتی کنار آنها، تاریخچه تحولات P-T-t بحث شود.

 

جایگاه زمین‏‌شناسی

منطقه بررسی‌شده در بخش شمال‌باختری پهنه سنندج– سیرجان (شکل 1- A) و در جنوب همدان (شکل 1- B) جای دارد و از سنگ‏‌های آذرین و دگرگونی گوناگونی را در بر می‌گیرد. در این منطقه، باتولیت الوند به سن ژوراسیک میانی (Shahbazi et al., 2010) است. همچنین، بیشتر سنگ‏‌های آذرین اسیدی و گاه حدواسط و بازیک ساخته شده‌اند. این سنگ‌ها درون مجموعه دگرگونی ناحیه‏‌ای تزریق شده و دگرگونی مجاورتی گسترده‏‌ای را پدید آورد‌ه‌اند. بیشتر سنگ‏‌های دگرگونی متاپلیت‏‌ها هستند که به‌نام فیلیت‏‌های همدان شناخته می‏‌شوند. سنگ‌مادر سنگ‏‌های دگرگونی، بیشتر در تریاس تا ژوراسیک پدید آمده‌اند و در ژوراسیک زیرین تا میانی، دچار دگرگونی ناحیه‏‌ای شده و با نفوذ توده گرانیتویید جای گرفته‏‌اند (Baharifar, 2004). در دگرگونی ناحیه ای، شیست‌های گوناگون (مانند: گارنت شیست، آندالوزیت شیست، استرولیت شیست و سیلیمانیت شیست) در جاده همدان تا ملایر و تویسرکان دیده می‏‌شوند (شکل‌های 1- C و 1- B). اگرچه شیل و سیلتستون سنگ‌مادر اصلی در این سنگ‏‌های دگرگونی هستند، میان‌لایه‌هایی از کوارتز آرنایت، آرکوز، گری‌وک، مارن، توفیت و حتی آهک نیز درون توالی نخستین بوده‌اند (Baharifar, 1997). در پی دگرگونی و برپایه دما و فشار تحمیل‌شده، این سنگ‌های رسوبی با سنگ‏‌های دگرگونیِ گوناگونی (مانند: کوارتزیت، متاسندستون، آمفیبول شیست، آمفیبولیت، مرمر و ...) جایگزین شده‌اند. به‌همین‌رو، در گستره دگرگونی ناحیه‏‌ای منطقه، این سنگ‏‌ها با ستبرای گوناگون در میان سنگ‌های متاپلیتی دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 1-A) جایگاه منطقه علی‌آباد دمق (جنوب همدان) در پهنه سنندج سیرجان؛ B) نقشه راه‌های دسترسی به منطقه؛ C) نقشه زمین‏‌شناسی منطقه علی‏‌آباد دمق و پیرامون آن (برگرفته از Baharifar (2004)، با تغییرات).

 

 

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری و بررسی‏‌های میکروسکوپی، شمار 4 نمونه شاخص از آمفیبولیت‏‌های منطقه علی‌آباد دمق برگزیده و پس از ساخت مقطع‌های نازک صیقلی، نخست با میکروسکوپ الکترونی روبشی JEOL W-SEM: JSM-6360 (در آزمایشگاه Academia Sinica، کشور تایوان) بررسی شدند. سپس کانی‌های برگزیده با ریزپردازنده الکترونیکی (مدل JEOL W-EPMA JXA8900-R)، با ولتاژ برابر 15 Kv، جریان nA 25 و قطر بیم 2 میکرون تجزیه‏‌ شدند. از 4 نمونه نام‌برده در بالا، 150 نقطه از کانی‏‌های گارنت (هسته تا لبة بلور)، آمفیبول (هسته و لبة بلور)، فلدسپار (در زمینه سنگ و در کنار آمفیبول)، اپیدوت (در زمینه و در کنار آمفیبول یا به‏‌صورت میانبار در آمفیبول)، مسکوویت و ایلمنیت تجزیه‏‌ شدند. برای گارنت‏‌ها و آمفیبول‏‌های درشت، آهن فریک به روش Droop (1987) به‌دست آمد. همه نمادهای اختصاری به‌کاررفته برای کانی‏‌ها بر پایه Kretz (1983) است.

سنگ‌نگاری

برپایه نامگذاری اتحادیه بین‌المللی زمین‏‌شناسی (Fettes and Desmons, 2007)، آمفیبول– گرانوفلس، آمفیبول شیست و آمفیبولیت از سنگ‏‌های آمفیبول‌دارِ منطقه همدان هستند. این سنگ‌ها به‏‌صورت میان‌لایه درون سنگ‏‌های متاپلیتی دیده می‏‌شوند. آمفیبولیت‏‌ها معمولاً در بخش‏‌های درجه بالای دگرگونی ناحیه‏‌ای منطقه همدان (مانند: استرولیت شیست‏‌ها و سیلیمانیت شیست‏‌ها) دیده می‏‌شوند. در منطقه علی‌آباد دمق، بخش‏‌های آمفیبولیتی با ستبرای چند سانتیمتر تا نزدیک به 2 متر و به درازای نزدیک به 200 متر دیده می‌شوند. این بخش‏‌ها به‏‌صورت متناوب درون استرولیت شیست‏‌ها جای دارند (شکل‌های 2- A و 2- B).

 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از سنگ‌های بررسی‌شده در منطقه علی‌آباد دمق (جنوب همدان): A) رخنمونی از تناوب آمفیبولیت و استرولیت شیست؛ B) رخنمونی از تناوب نوارهای سرشار از کوارتز (متاسندستون)، استارولیت شیست و آمفیبولیت؛ C) تناوب نوار گارنت آمفیبولیت با بافت پورفیروبلاستی و نوار آمفیبولیت که بافت گرانو-نماتو بلاستیک دارد (تصویر میکروسکوپی PPL)؛ D) تناوب نوار کالک‌سیلیکات، متاسندستونِ سرشار از اپیدوت و آمفیبولیت (تصویر میکروسکوپی PPL).


 

 

سنگ‏‌ها هم در مقیاس نمونه‌دستی (شکل 2- B) و هم در مقیاس میکروسکوپی (شکل 2- C و 2- D)، دارای فابریک نواری هستند. در آمفیبولیت‏‌ها، نوارهای با کوارتز فراوان (متاسندستون) و نوارهای با کلسیت فراوان (کالک‌سیلیکاتها) معمولاً با ستبرای میلیمتری تا سانتیمتری دیده می‏‌شوند که احتمالا از نشانه‌های لایه‏‌بندی نخستین هستند. فابریک نواری گاه به‏‌صورت تناوب لایه‏‌های آمفیبولیتی دارای گارنت و بی گارنت نیز دیده می‏‌شود (شکل 2- C). نمونه‌دستی سنگ‏‌ها معمولاً سبز تیره است و کانی‏‌های گارنت و آمفیبول به فراوانی در آنها دیده می‏‌شود.

در گارنت آمفیبولیت‏‌ها، سنگ‏‌ها بافت نماتوبلاستیک، پورفیرو- نماتوبلاستیک (با پورفیروبلاست‏‌های گارنت و/یا آمفیبول)، نماتولپیدوبلاستیک (اگر میکا داشته باشند) نشان می‌دهند. کانی‏‌های هورنبلند، گارنت، فلدسپار، اپیدوت، کوارتز و مسکوویت از کانی‏‌های اصلی، کانی‏‌های کلسیت، تیتانیت، ایلمنیت، مونازیت، کلینوزوییزیت، کلریت و گرافیت از کانی‏‌های فرعی و کلریت، اکتینولیت، سرسیت، اپیدوت از کانی‏‌های ثانویه هستند.

گارنت معمولاً به‏‌صورت بلورهای شکل‌دار و گاه نیمه شکل‌دار، تا اندازه 4 میلیمتر در نمونه دستی، با فرم بلوری دودکاهدرون دیده می‏‌شود و سیاه رنگ است. در نمونه میکروسکوپی، گارنت که مهم‌ترین پورفیروبلاست سنگ‏‌ها هستند، دارای میانبار‏‌های فراوان از گرافیت، ایلمنیت و کوارتز است (شکل‏‌های 3-E و 2- F). معمولاً گارنت‏‌ها منطقه‏‌بندی بافتی دارند به‌گونه‌ای‌که بخش‏‌های درونی دارای میانبار‏‌های فراوان و بخش‏‌های کناریِ بلورها دارای میانبار کمتر یا بدون میانبار هستند (شکل 3- A). در بررسی با SEM نیز این منطقه‏‌بندی بافتی دیده می‏‌شود (شکل 3- E).

بلورهای آمفیبول در نمونه‌دستی معمولاً به رنگ سبز تیره تا سیاه بوده (شکل 2- B) و کشیدگی آنها آشکار است. در مقطع میکروسکوپی، رنگ آمفیبول‏‌ها سبز بوده و دارای چندرنگی سبز کم‌رنگ تا سبز تیره هستند (شکل‌های 2- C و 3- A). آمفیبول‏‌ها معمولاً درشت بوده و همراه با گارنت از پورفیروبلاست‏‌های اصلی سنگ‏‌ها هستند. این کانی گاه نیمه‌شکل‌دار (شکل 3- A) و یا بلورهای منفرد شکل‏‌دار و درشت (شکل 3- B)، یا دسته‌هایی از بلورها با فابریک دسته علفی (شکل 3- C) دیده می‏‌شود. در برخی نمونه‏‌ها نیز آمفیبول‌ها بلورهایی کوچک‏‌تر و هم‌اندازه با کانی‏‌های دیگر سنگ هستند و در این گروه از سنگ‌ها، گارنت تنها پورفیروبلاست سنگ است (شکل 3- D). میانبار‏‌های فراوان گرافیت و کوارتز و میانبار‏‌های کمتری از اپیدوت، پلاژیوکلاز و تیتانیت درون آمفیبول‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل 3- F). مسکوویت و بیوتیت با درصد مودال متغیر در برخی نوارها وجود داشته و سازنده برگوارگی است. فلدسپار و کوارتز معمولاً سازنده بافت گرانوبلاستیک هستند و زمینه سنگ‏‌ها را می‏‌سازند (شکل‏‌های 3- A، 3- B، 3- C و 3- E). بزرگی آنها بسیار کوچک‏‌تر از گارنت و آمفیبول بوده است؛ اما گاه در نزدیکی آمفیبول، تمرکز درشت‌تری از کوارتز دیده می‏‌شود. درصد کوارتز و فلدسپار در سنگ‏‌ها متغیر است.

در نمونه‏‌های آمفیبولیتی، معمولاً فلدسپار (±کوارتز) کمتر از 60 درصد مودال سنگ را به‏‌صورت زمینه در برگرفته است؛ اما در باندهای متاسندستونی، بیش از 80 درصد زمینه از بلورهای درشت کوارتز ساخته شده است. درصد اپیدوت نیز به فراوانی کلسیت وابسته است و با بالارفتن درصد مودال کلسیت در سنگ‏‌ها، میزان اپیدوت و گارنت افزایش می‌یابد؛‌اما از میزان آمفیبول و مسکوویت کاسته می‏‌شود. تیتانیت بلورهایی بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار در زمینه سنگ است؛ اما گاه درون بلورهای درشت دیگر نیز دیده می‏‌شود (شکل 3- F). گرافیت در زمینه اصلی سنگ‏‌ها به فراوانی دیده می‏‌شود و درون بلورهای دیگر نیز وجود دارد.

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از: A) پورفیروبلاست‏‌های گارنت با منطقه‏‌بندی بافتی. لبة بلورها از میانبار تهی و هسته آنها از میانبار سرشار است. پورفیروبلاست‏‌های درشت آمفیبول در زمینه‏‌ای ریزدانه از کوارتز و فلدسپار هستند (تصویر PPL)؛ B) پورفیروبلاست آمفیبول شکل‌دار در زمینه‏‌ای از فلدسپار، کوارتز، اپیدوت (تصویر XPL)؛ C) بافت دسته علفی در بلورهای درشت آمفیبول (تصویر XPL)؛ D) پورفیروبلاست گارنت در زمینه‏‌ای از آمفیبول، کوارتز و فلدسپار (تصویر PPL)؛ E) عکس میکروسکوپ الکترون روبشی (SEM) از منطقه‏‌بندی بافتی در گارنتی که در زمینه‏‌ای از پتاسیم‌فلدسپار پلاژیوکلاز با مقدارهای کمتری از ایلمنیت و تیتانیت جای دارد؛ F) گارنت آمفیبولیت‏‌ها در میکروسکوپ الکترون روبشی (SEM) که بلورهای اپیدوت درون آمفیبول دیده می‏‌شوند (در شکل‏‌های E و F، پیکان‌های سرخ‌رنگ نیم‌رخ تجزیه‏‌ منطقه‏‌بندی گارنت در شکل 5 را نشان می‏‌دهند)

 

کانی‏‌شناسی و شیمی کانی‌ها

گارنت‌ها

داده‌های برگزیده‌ای از تجزیه‏‌ هسته و لبة بلورهای گارنت‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق در جدول 1 آورده شده‌اند. همان‌گونه‌که در جدول 1 و شکل 4 دیده می‏‌شود، گارنت‏‌های منطقه سرشار از دو سازنده آلماندین و گروسولار هستند. میزان آلماندین در هسته گارنت‏‌ها 40/41 تا 93/52 درصد مولی بوده و نسبت به لبة بلورهای گارنت‏‌ها (که آلماندین از 76/42 تا 88/59 درصد مولی است) کمتر است. به گفته دیگر، از هسته به حاشیه آلماندین افزایش یافته است؛ اگرچه برپایه شکل 5، این روند نوسان‌هایی نیز دارد. گروسولار نیز از 67/22 تا 52/28 درصد مولی در هسته گارنت‏‌ها تا 81/22 تا 92/44 درصد مولی در لبة بلورهای گارنت تغییر می‏‌کند. این نکته با افزایش آلماندین از هسته به لبة بلورها همخوانی دارد. مقدار پیروپ نیز اگر چه تغییرات چندانی ندارد (از دست‌کم 42/2 درصد مولی در هسته گارنت تا درصد مولیِ بیشینة 72/6 در لبة بلورهای گارنت)؛ اما نشان‌دهنده افزایش این سازنده از هسته به لبة بلورهای گارنت است. اسپسارتین مهم‌ترین سازنده‏‌ای است که کاهش آشکاری از هسته به لبة بلورها نشان می‏‌دهد (شکل‌های 4 و 5). درصد این سازنده در هسته گارنت‏‌ها از 69/19 تا 09/27 درصد مولی و در لبة بلورهای گارنت‏‌ها از 08/8 تا 78/10 درصد مولی است و کاهش چشمگیر‌ی را نشان می‏‌دهد. در همه نمونه‏‌ها، سازنده‏‌های آندرادیت و اوارویت مقدارهای کمتر از 1 درصد مولی دارند.

 

 

جدول 1- داده‌های برگزیده از تجزیه ریزکاو الکترونی از‏‌ هسته و حاشیه 4 نمونه از گارنت‏‌های درون آمفیبولیت‏‌های علی‏‌آباد دمق (جنوب همدان) برپایه 12 اتم اکسیژن

Sample No.

R2

 

R3

 

B2

 

B3

 

rim

core

rim

 

rim

core

rim

 

rim

core

rim

 

rim

core

rim

SiO2

38.00

37.40

37.01

 

37.85

36.80

36.19

 

37.60

37.09

37.61

 

37.33

37.22

37.80

Al2O3

21.91

21.37

21.57

 

22.02

21.30

21.78

 

21.76

21.50

21.83

 

21.74

21.60

21.87

Cr2O3

0.05

0.04

0.00

 

0.06

0.00

0.07

 

0.07

0.02

0.00

 

0.01

0.00

0.10

Fe2O3

0.23

0.23

0.23

 

0.37

0.37

0.37

 

0.23

0.23

0.23

 

0.37

0.37

0.37

FeO

19.41

18.69

20.43

 

25.85

21.09

22.81

 

19.57

19.23

19.86

 

24.60

23.97

27.14

MnO

4.05

12.08

3.96

 

4.26

11.70

3.58

 

3.63

11.91

3.65

 

4.53

8.81

4.82

MgO

0.84

0.61

1.04

 

1.71

0.79

1.25

 

0.88

0.81

0.83

 

1.35

1.01

1.42

CaO

15.73

10.05

15.13

 

9.07

8.40

12.39

 

15.97

9.43

15.97

 

10.71

8.01

8.07

Totals

100.22

100.47

99.37

 

101.19

100.45

98.44

 

99.71

100.22

99.98

 

100.64

100.99

101.59

Si

2.98

2.98

2.95

 

2.98

2.96

2.92

 

2.97

2.97

2.97

 

2.96

2.97

2.98

Al

2.03

2.01

2.03

 

2.04

2.02

2.07

 

2.03

2.03

2.03

 

2.03

2.03

2.03

Cr

0.00

0.00

0.00

 

0.00

0.00

0.00

 

0.00

0.00

0.00

 

0.00

0.00

0.01

Fe3+

0.01

0.01

0.01

 

0.02

0.02

0.02

 

0.01

0.01

0.01

 

0.02

0.02

0.02

Fe2+

1.28

1.25

1.36

 

1.70

1.42

1.54

 

1.29

1.29

1.31

 

1.63

1.60

1.79

Mn

0.27

0.82

0.27

 

0.28

0.80

0.25

 

0.24

0.81

0.24

 

0.30

0.59

0.32

Mg

0.10

0.07

0.12

 

0.20

0.10

0.15

 

0.10

0.10

0.10

 

0.16

0.12

0.17

Ca

1.32

0.86

1.29

 

0.76

0.72

1.07

 

1.35

0.81

1.35

 

0.91

0.68

0.68

Sum

7.99

8.00

8.03

 

7.99

8.03

8.03

 

8.01

8.01

8.01

 

8.02

8.01

7.99

Almandine

42.76

41.40

44.52

 

57.16

46.41

50.77

 

42.96

42.69

43.44

 

53.88

52.93

59.88

Grossular

44.37

28.52

42.26

 

25.69

23.68

35.34

 

44.92

26.83

44.76

 

30.05

22.67

22.81

Pyrope

3.29

2.42

4.02

 

6.72

3.11

4.95

 

3.46

3.22

3.25

 

5.26

3.98

5.59

Spessartine

9.02

27.09

8.73

 

9.55

26.07

8.08

 

8.07

26.77

8.09

 

10.05

19.69

10.78

Uvarovite

0.10

0.10

0.00

 

0.13

0.00

0.13

 

0.13

0.03

0.00

 

0.03

0.00

0.20

Andradite

0.47

0.46

0.46

 

0.74

0.72

0.73

 

0.47

0.46

0.46

 

0.73

0.73

0.74

 


 

 

 

شکل 4- ترکیب گارنت‏‌های آمفیبولیت‏‌های علی‏‌آباد دمق (جنوب همدان) برپایه فراوانی سازنده‏‌های گوناگون

 

 

در شکل 5 منطقه‌بندی دو نمونه از گارنت‏‌های بررسی‌شده نشان داده شده‌اند. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، آلماندین، گروسولار و پیروپ افزایش یافته و اسپسارتین کاهش یافته‌ است؛ اما این تغییرات با نوسان‌هایی همراه هستند. هسته گارنت‏‌ها معمولاً تغییرات کمی نشان می‏‌دهد و در بخش‏‌های حاشیه‌ای، به ناگاه تغییرات پرشتاب و شدید می‏‌شود. به گفته دیگر، از دیدگاه روند تغییرات منطقه‌بندی، بخش‏‌های حاشیه‏‌ای گارنت‏‌ها با بخش‏‌های درونی یکسان نیستند. در بررسی‌های میکروسکوپی نیز این بخش‏‌های درونی گارنت با میانبار‏‌های فراوان از بخش‏‌های بیرونی آن با میانبارهای کمتر یا بی میانبار شناسایی می‌شوند. بررسی منطقه‏‌بندی (شکل 5) نشان می‏‌دهد در حاشیه گارنت R3 نشانه‌هایی از واجذبی (Absorption) گارنت به‌صورت کاهش آلماندین و گروسولار دیده می‌شود (Qian and Wei, 2016). برپایه ترکیب و الگوی منطقه‌بندی، گارنت‏‌های منطقه در هنگام دگرگونی پیشرونده به‏‌صورت دو مرحله‏‌ای رشد کرده‌اند. در مرحله نخست، با ترکیب کمابیش یکنواخت و میانبار‏‌های فراوان رشد کرده‌اند و در مرحله دوم، با تغییرات شدید در منطقه‌بندی و کم‏‌شدن میانبار‏‌ها ادامه رشد ادامه یافته است. این روند چه‌بسا وابسته به تغییر سرعت رشد گارنت بوده است (Tracy, 1982). نشانه‌های دگرگونی برگشتی به‏‌صورت خفیف در بخش پایانی نیم‌رخ برخی گارنت‏‌ها با کاهش مقدار آلماندین دیده می‏‌شود.

 

 

شکل 5- نیم‌رخ منطقه‏‌بندی دو نمونه از بلورهای گارنت در آمفیبولیت‏‌های علی‏‌آباد دمق (جنوب همدان) (تصویر SEM نمونه‏‌های گارنت در شکل‌های 3- E و 3- F نشان داده شده است)


آمفیبول

تجزیه‏‌ شیمیایی شماری از آمفیبول‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق در جدول 2 آورده شده است. محاسبه مقدارهای کاتیونی و جایگاه‌های T، C، B، A و W برپایه روش پیشنهادی Hawthorne و همکاران (2012) و برپایه فرمول عمومی آمفیبول‏‌ها (AB2C5T8O22W2) انجام شد. مقدار H2O+ با فرض صفر‏‌بودن تهی‌مان (Vacancy) آنیونی به‌دست ‌آمده است.

 

 

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از بلورهای آمفیبول برپایه 22 اتم اکسیژن در منطقه علی‏‌آباد دمق (جنوب همدان)

Sample No.

129

131

133

135

137

88

89

90

91

92

99

100

core

core

core

core

rim

rim

rim

rim

rim

rim

rim

rim

SiO2

48.60

48.95

49.36

48.43

43.28

43.18

43.23

44.38

41.91

42.56

42.82

42.50

TiO2

0.28

0.12

0.19

0.25

0.34

0.39

0.42

0.33

0.40

0.40

0.39

0.36

Al2O3

10.30

8.82

8.26

7.99

14.26

16.23

16.31

14.16

14.69

15.25

16.10

15.44

Cr2O3

0.00

0.00

0.05

0.00

0.06

0.02

0.07

0.00

0.16

0.04

0.04

0.00

MnO

0.14

0.15

0.21

0.33

0.25

0.22

0.23

0.20

0.28

0.24

0.25

0.25

FeO

16.01

14.55

16.13

15.40

16.62

15.37

15.14

13.95

13.51

14.16

15.40

15.35

Fe2O3

0.72

2.27

1.25

2.58

2.03

1.55

1.85

2.93

2.55

2.93

1.73

2.48

MgO

9.73

11.11

10.48

10.44

7.39

7.51

7.71

9.03

8.25

8.16

7.23

7.52

CaO

11.84

12.05

12.13

12.02

11.92

11.69

11.78

11.70

11.35

12.02

11.53

11.78

Na2O

0.77

0.53

0.59

0.54

0.93

1.07

1.05

0.96

1.05

1.05

0.97

1.06

K2O

0.34

0.14

0.15

0.21

0.54

0.35

0.37

0.26

0.29

0.26

0.38

0.35

H2O +

1.98

2.02

2.00

1.98

1.93

1.94

1.94

1.97

1.94

1.94

1.94

1.94

Total

100.71

100.71

100.81

100.17

99.55

99.50

100.08

99.86

96.38

99.01

98.78

99.03

Si

7.07

7.10

7.19

7.12

6.48

6.40

6.37

6.53

6.41

6.36

6.40

6.37

Al

0.93

0.90

0.81

0.88

1.52

1.60

1.63

1.47

1.59

1.65

1.60

1.63

C

                       

Ti

0.03

0.01

0.02

0.03

0.04

0.04

0.05

0.04

0.05

0.05

0.04

0.04

Al

0.84

0.61

0.61

0.51

1.00

1.24

1.21

0.99

1.06

1.04

1.24

1.10

Cr

   

0.01

 

0.01

0.00

0.01

 

0.02

0.00

0.01

 

Fe3+

0.08

0.25

0.14

0.29

0.23

0.17

0.21

0.33

0.29

0.33

0.20

0.28

Mn2+

                       

Fe2+

1.94

1.73

1.95

1.89

2.08

1.89

1.84

1.67

1.70

1.76

1.90

1.91

Mg

2.11

2.40

2.28

2.29

1.65

1.66

1.69

1.98

1.88

1.82

1.61

1.68

B

                       

Mn2+

0.02

0.02

0.03

0.04

0.03

0.03

0.03

0.02

0.04

0.03

0.03

0.03

Fe2+

0.00

0.04

0.01

0.01

0.01

0.02

0.03

0.05

0.03

0.00

0.02

0.02

Ca

1.85

1.87

1.89

1.89

1.91

1.86

1.86

1.85

1.86

1.92

1.85

1.89

Na

0.13

0.07

0.07

0.06

0.05

0.09

0.08

0.08

0.08

0.04

0.10

0.06

A

                       

Na

0.08

0.08

0.10

0.10

0.22

0.21

0.22

0.19

0.24

0.26

0.18

0.25

K

0.06

0.03

0.03

0.04

0.10

0.07

0.07

0.05

0.06

0.05

0.07

0.07

Vacancy

0.85

0.89

0.87

0.86

0.67

0.72

0.71

0.76

0.71

0.69

0.75

0.68

W

                       

OH

1.94

1.97

1.96

1.95

1.92

1.91

1.91

1.93

1.91

1.91

1.91

1.92

O

0.06

0.03

0.04

0.06

0.08

0.09

0.09

0.07

0.09

0.09

0.09

0.08

 

 

برپایه داده‌های جدول 2، فرمول ساختاری آمفیبول‏‌های منطقه به‌صورت زیر نوشته می‌شود:

 

(Na0.08-0.25K0.030.67-0.89)

(Ca1.85-1.92Na0.04-0.13Mn0.02-0.04Fe2+0.00-0.04)

(Mg1.61-2.40Fe2+1.67-2.07Al0.51-1.24Fe3+0.08-0.33Ti0.01-0.05)

(Si6.36-7.12Al0.81-1.65)O22((OH)1.91-1.97O0.03-0.09)

ازآنجایی‌که در آمفیبول‏‌های منطقه B(Ca+ΣM2+)/ΣB≥0.75 و BCa/ΣB≥BΣM2+/ΣB است، پس آمفیبول‏‌ها از گروه آمفیبول‏‌های کلسیک هستند و برای رده‏‌بندی آنها از نمودارِ شکل 6 بهره گرفته شد (Hawthorne et al., 2012). برپایه این شکل، آمفیبول‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق در گروه عمومی هورنبلندها هستند و در میان آنها منیزیو-هورنبلند، فرو-هورنبلند، هورنبلند چرماکیتی و فرو-هورنبلند چرماکیتی دیده می‌شوند.

در کل، برپایه جدول 2 و شکل 6، هسته آمفیبول‏‌ها دارای Si بیشتری به ازای واحد فرمولی است و به‌سوی حاشیه بلورها، میزان آن کاهش می‏‌یابد. به‌گفته دیگر، از هسته به‌سوی لبة بلورها، ترکیب آمفیبول‏‌ها به‌سوی چرماکیتی‏‌شدن پیش می‏‌رود. این ویژگی نشان‏‌دهندة افزایش دماست (Sánchez Lorda et al., 2014). به باور Ernst و Liu (1998)، افزون‌بر کاهش میزان Si، همراه با افزایش دما، میزان AlIV و Ti افزایش می‏‌یابد و بالاترین مقدار این دو کاتیون، نشان‏‌دهندة اوج دگرگونی است. برپایه شکل 7، نمونه‏‌های هستة آمفیبول‏‌ها دارای کمترین مقدار این سازنده‏‌ها هستند و در کناره‌های بلور مقدار آنها افزایش می‏‌یابد. این پدیده نشان می‏‌دهد هسته آمفیبول‏‌ها در مرحله‌های نخستین دگرگونی پیشرونده و لبة آنها در شرایط نزدیک به اوج دگرگونی پدید آمده‌اند.

 

 

 

شکل 6- نامگذاری آمفیبول‏‌های علی‏‌آباد دمق (جنوب همدان) در نمودار پیشنهادی Hawthorne و همکاران (2012) (نمونه‏‌های تجزیه‏‌‌شده از هسته و لبة بلورهای آمفیبول‏‌ جدا شده‌اند)

 

 

 

شکل 7- رابطه مستقیم میان میزان Aliv و Ti در فرمول ساختاری آمفیبول‏‌های علی‏‌آباد دمق (جنوب همدان) که نشان‏‌دهندة افزایش سازنده چرماکیتی به‌سوی حاشیه بلورهاست و افزایش درجه دگرگونی را نشان می‌دهد (رده‏‌بندی مرز اکتینولیت، منیزیو-هورنبلند و چرماکیت بر پایه پیشنهادِ Hawthorne و همکاران (2012) است)

فلدسپار

از دیدگاه بافتی، فلدسپارهای درون آمفیبولیت‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق دو گروه هستند: بخشی از فلدسپارها در نزدیکی و تماس مستقیم با آمفیبول بوده و بخشی دیگر، در زمینه سنگ و دور از آمفیبول هستند. برپایه داده‌های تجزیه‌ایِ ریزکاو الکترونی (جدول 3؛ شکل 8)، فلدسپارهای زمینه ترکیب الیگوکلاز داشته و میزان آنورتیت آنها از 21 تا 29 درصد مولی متغیر است؛ اما فلدسپارهای حاشیه آمفیبول، از نوع آلکالی‌فلدسپار و با ترکیب کلی سانیدین تا ارتوز خالص هستند که میزان ارتوز آنها از 54 تا 98 درصد مولی تغییر می‏‌کند.


 

 

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از فلدسپار‏‌های درون آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان)

Sample No.

93

98

106

84

101

102

103

104

155

156

157

158

SiO2

64.86

65.09

68.07

69.61

63.97

60.74

62.36

62.03

61.82

61.74

62.11

61.92

TiO2

0.00

0.00

0.03

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

18.23

18.36

16.75

17.38

22.78

24.42

23.60

23.78

24.20

24.60

23.90

24.12

Fe2O3

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

FeO

0.00

0.16

0.07

0.33

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

CaO

0.02

0.01

0.05

0.06

4.97

6.16

5.57

4.65

5.65

4.80

5.30

5.10

Na2O

0.14

0.22

0.14

4.76

7.92

8.20

8.06

9.60

8.62

7.87

8.38

8.62

K2O

14.74

15.08

13.38

8.54

0.08

0.10

0.09

0.08

0.05

0.08

0.08

0.07

Totals

98.20

99.13

98.71

100.97

99.95

99.83

99.89

100.35

100.55

99.30

99.98

100.04

Si

3.02

3.01

3.12

3.08

2.82

2.71

2.76

2.75

2.73

2.74

2.75

2.74

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

1.00

1.00

0.90

0.91

1.18

1.28

1.23

1.24

1.26

1.29

1.25

1.26

Fe3+

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Fe2+

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.24

0.29

0.26

0.22

0.27

0.23

0.25

0.24

Na

0.01

0.02

0.01

0.41

0.68

0.71

0.69

0.82

0.74

0.68

0.72

0.74

K

0.88

0.89

0.78

0.48

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

Sum

4.92

4.94

4.83

4.91

4.93

5.01

4.97

5.04

5.01

4.95

4.98

5.00

Xor

0.98

0.98

0.98

0.54

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

Xab

0.01

0.02

0.02

0.46

0.74

0.70

0.72

0.78

0.73

0.74

0.74

0.75

Xan

0.00

0.00

0.00

0.00

0.26

0.29

0.27

0.21

0.26

0.25

0.26

0.25

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 8- ترکیب فلدسپار‏‌های درون آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان)  در نمودار سه‌تایی Or-Ab-An (Deer et al., 1992)

 

 

 

مسکوویت

در سنگ‏‌های منطقه، مسکوویت به‏‌صورت پراکنده و سازنده برگوارگی دیده می‏‌شود. بررسی ترکیب شیمیایی مسکوویت‏‌ها (جدول 4) نشان می‏‌دهد ترکیب آنها به مسکوویت نزدیک‏‌تر بوده و سازنده فنژیت و پاراگونیت در آنها کم است. مقدار فنژیت در مسکوویت‏‌های منطقه نزدیک به 40/3 تا 8/15 درصد مولی و پاراگونیت نزدیک به صفر تا 22/8 درصد مولی است.

 


جدول 4- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی شماری از مسکوویت‏‌های درون آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان) برپایه 11 اتم اکسیژن

Sample No.

94

95

111

112

113

114

115

118

120

121

122

130

132

SiO2

47.23

46.88

46.24

46.92

47.58

47.61

44.81

45.91

47.38

46.70

47.28

47.42

47.07

Al2O3

35.54

36.42

36.76

36.51

34.72

34.89

37.18

35.71

34.62

37.28

34.61

36.39

37.07

Fe2O3

0.00

0.00

0.00

0.23

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO

0.59

0.45

0.67

0.52

0.80

1.15

0.63

0.94

1.04

0.82

0.90

0.89

0.65

MnO

0.04

0.03

0.03

0.01

0.00

0.09

0.00

0.02

0.01

0.00

0.03

0.05

0.01

MgO

0.41

0.07

0.30

0.43

0.99

0.89

0.19

0.34

1.02

0.13

1.07

0.27

0.17

CaO

0.90

0.40

0.21

0.05

0.06

0.04

0.06

0.04

0.15

0.02

0.07

0.02

0.11

Na2O

0.30

0.26

0.11

0.08

0.05

0.05

0.03

0.04

0.09

0.07

0.07

0.00

0.23

K2O

8.92

9.27

9.77

9.37

9.88

9.91

10.14

10.09

10.17

10.05

9.76

9.78

10.15

Totals

93.93

93.78

94.09

94.12

94.08

94.63

93.04

93.09

94.48

95.07

93.79

94.82

95.46

Si

3.14

3.12

3.08

3.11

3.17

3.16

3.03

3.10

3.16

3.08

3.16

3.13

3.10

Al

2.79

2.86

2.89

2.86

2.73

2.73

2.96

2.84

2.72

2.90

2.73

2.83

2.87

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.03

0.03

0.04

0.03

0.05

0.06

0.04

0.05

0.06

0.05

0.05

0.05

0.04

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.04

0.01

0.03

0.04

0.10

0.09

0.02

0.03

0.10

0.01

0.11

0.03

0.02

Ca

0.06

0.03

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

Na

0.04

0.03

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.03

K

0.76

0.79

0.83

0.79

0.84

0.84

0.87

0.87

0.86

0.85

0.83

0.82

0.85

Sum

6.86

6.86

6.90

6.86

6.89

6.89

6.93

6.91

6.92

6.90

6.89

6.86

6.91

Paragonite

5.20

4.24

1.70

1.27

0.72

0.72

8.22

7.84

1.40

1.07

1.09

0.00

3.44

Phengite

7.65

3.40

6.77

7.16

14.00

15.41

7.38

5.95

15.80

5.71

15.51

7.78

5.37

 

 

اپیدوت

اپیدوت به‏‌صورت پراکنده در زمینه آمفیبولیت‏‌ها دیده می‏‌شود. ترکیب شیمیایی اپیدوت‏‌های منطقه (جدول 5) نشان می‏‌دهد بیشتر آنها آهن‌دار هستند و تنها نمونه اپیدوت شمارة 3 آهن کمی دارد. مقدار کلینوزوییزیت (XCZO) با فرمول زیر (Masaoki Uno et al., 2015) به‌دست‌ آمده است:

 

XCZO=[(Al-2)/(Al-2+Fe)]

مقدار XCZO دست‌کم برابر با 57/0(در نمونه 4) و بیشینة آن برابر با 97/0 (در نمونه 3) است. این نکته نشان می‏‌دهد اپیدوت‏‌های منطقه از سازنده کلینوزوییزیت سرشار بوده و نمونه 3 بر‌پایه نام‌گذاری اپیدوت‏‌ها (Armbruster et al., 2006)، کلینوزوییزیت خالص است. این تفاوت ترکیبی در بررسی میکروسکوپی نیز با رنگ و به‌ویژه بیرفرنژانس پایین ناهنجارُ کلینوزوییزیت (آبی) از اپیدوت با بیرفرنژانس بالا دیده می‌شود. بررسی با SEM نشان می‏‌دهد اپیدوت‏‌ها دارای مقدارهای متغیری از عنصرهای کمیاب و REE هستند که با ریزکاو الکترونی نمی‌توان آنها را اندازه‌گیری کرد؛ اما نشانه‌هایی از آنها به‏‌صورت مقدارهای متغیر جمع اکسیدها در جدول 5 دیده می‌شود.

 

ایلمنیت

ایلمنیت‏‌های منطقه دارای مقدارهای کمابیش برابر از آهن و تیتانیم بوده (جدول 5) و به ترکیب واقعی ایلمنیت (Deer et al., 1992) نزدیک هستند.

 

جدول 5- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از اپیدوت (برپایه 5/12 اتم اکسیژن) و ایلمنیت (برپایه 3 اتم اکسیژن) در آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان)

Mineral Type

Epidote

 

Ilmenite

Point No.

1

2

3

4

5

 

1

2

SiO2

36.42

38.74

40.43

38.93

39.08

 

0.00

0.04

TiO2

0.27

0.31

0.04

0.21

0.18

 

52.55

54.07

Al2O3

28.28

28.46

33.03

27.70

28.17

 

0.02

0.00

Fe2O3

5.04

6.73

0.45

7.32

6.88

 

0.37

0.37

FeO

1.71

0.49

0.00

0.07

0.06

 

44.72

43.92

MnO

0.12

0.18

0.06

0.14

0.20

 

1.54

1.43

MgO

0.02

0.04

0.00

0.06

0.07

 

0.26

0.18

CaO

23.42

23.75

23.99

23.45

23.93

 

0.05

0.08

Na2O

0.00

0.00

0.36

0.01

0.00

 

0.01

0.00

K2O

0.02

0.00

0.02

0.00

0.00

 

0.00

0.02

Totals

95.30

98.70

98.38

97.89

98.57

 

99.52

100.11

Si

2.93

2.99

3.05

3.03

3.02

 

0.00

0.00

Ti

0.02

0.02

0.00

0.01

0.01

 

1.00

1.02

Al

2.68

2.59

2.93

2.54

2.56

 

0.00

0.00

Fe3+

0.31

0.39

0.03

0.43

0.40

 

0.01

0.01

Fe2+

0.12

0.03

0.00

0.00

0.00

 

0.95

0.92

Mn

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

 

0.03

0.03

Mg

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

 

0.01

0.01

Ca

2.02

1.96

1.94

1.95

1.98

 

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.05

0.00

0.00

 

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

 

0.00

0.00

Sum

8.07

8.00

8.00

7.98

7.99

 

2.00

1.98

 


برآورد دما و فشار (زمین‌دمافشارسنجی)

برآورد دما و فشار در سنگ‏‌های دگرگونی و به‌ویژه آمفیبولیت‏‌ها، به‌علت مشارکت سازنده‏‌های محلول‌ جامدی، بسیار حساس است و برگزیدن زمین‌دماسنج و زمین‌فشارسنج کارآمد به برآوردهای درست کمک می‌کند.

کانی‏‌شناسی گارنت- آمفیبولیت‏‌های منطقه عبارت است: آمفیبول+ گارنت+ پلاژیوکلاز+ پتاسیم‏‌فلدسپار+ کوارتز± مسکوویت± اپیدوت± تیتانیت± ایلمنیت± بیوتیت.

برپایه گوناگونیِ کانی‌شناسی، در نگاه نخست گویا همه زمین‏دما‌فشارسنج‌هایی که برپایه دو یا چند کانی از مجموعه بالا هستند، کارآمد هستند؛ اما بررسی دقیق داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه‏‌ ریزکاوالکترونی کانی‌ها نشان می‏‌دهد به‌علت ترکیب شیمیایی کانی‏‌های منطقه، کاربرد آنها با محدودیت‏‌های گوناگونی روبرو است. برای نمونه، به‌علت بالا‏‌بودن مقدار منگنز در گارنت و پایین‏‌بودن مقدار سدیم در آمفیبول‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق، زمین‌فشارسنج گارنت+ هورنبلند+ پلاژیوکلاز+ کوارتز که زمین‌فشارسنج مهمی به‌شمار می‏‌رود، زمین‌فشارسنج کارآمدی نیست (Kohn and Spear, 1989; 1990). روش‌های زمین‌فشارسنج مقدار Al در آمفیبول، با کالیبراسیون‌های گوناگون، معمولاً برای آمفیبول‏‌های سنگ‏‌های آذرین به‌کار می‏‌رود و در مناطقی از ایران نیز به‌کار برده شده است (مانند: Nasrabady, 2012; Bayat et al., 2012).

با وجود محدودیت‏‌های گوناگون، همچنان، شماری از زمین‏‌دمافشارسنج‌ها برای منطقه کارآمد هستند که در جدول 6، خلاصه داده‌های به‌دست‌آمده از کاربرد آنها آورده شده است. برای اندازه‌گیری دما و فشار در روش‏‌های یادشده در جدول 6، داده‌های تجزیه‏‌ای‌ گارنت با بیشترین مقدار نسبت Mg/Fe، ترکیب پلاژیوکلازهای زمینه با درصد مولی آنورتیت متوسط و ترکیب حاشیه هورنبلند با بالاترین مقدار سازنده چرماکیتی به‌کار برده شده‌اند.

 

جدول 6- خلاصه نتایج شرایط اوج دما و فشار به‌دست‌آمده از روش‏‌های گوناگون برای گارنت آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان)

Method

T (°C)

P (kbar)

Reference

Grt-Amph

582

 

Graham and Powell (1984)

Grt-Ilm

636

 

Pownceby et al. (1987)

Grt-Ilm

604

 

Pownceby et al. (1991)

Plg-Hbl

611

 

Holland and Blundy (1994)

Ca-Amph

618

5.97

Gerya et al., (1997)

Ti in Amph

601

 

Otten (1984)

 

بالاترین دمای به‌دست‌آمده از روش گارنت– ایلمنیت (Pownceby et al., 1987) برابر با 636 درجه سانتیگراد (با به‌کارگیریِ ایلمنیت‏‌های زمینه) و کمترین دمای به‌دست‌آمده از روش گارنت– آمفیبول (Graham and Powell, 1984) برابر با 582 درجه سانتیگراد است. روش‌های دماسنجیِ هورنبلند– پلاژیوکلاز (Holland and Blundy, 1994) و آمفیبول‏‌های کلسیک (Gerya et al., 1997) دمایی نزدیک به میانگین دارند (611-618 درجه سانتیگراد) که با توجه به دقت کالیبراسیون‏‌های آنها، پذیرفتنی‌تر هستند. از میان زمین‌فشارسنج‌های گوناگون، زمین‌فشارسنج آمفیبول‏‌های کلسیک (Gerya et al., 1997) فشار 97/5 کیلوبار را به‌دست می‏‌دهد.

برای دقت بیشتر، دما و فشار با به‌کارگیریِ مجموعه واکنش‏‌ها و داده‏‌های ترمودینامیکی در نرم‌افزار TWQ (Berman, 1991) (ویرایش 3/2) و با داده‏‌های Berman (1988) و بروز رسانی 2007 نیز به‌دست‌ آورده شدند (شکل 9). برپایه شکل 9، فشار به‌دست‌آمده از این روش با فشار به‌دست‌آمده از روش Gerya و همکاران (1997) همخوانی کامل داشته و نزدیک به 5 تا 6 کیلوبار است؛ اما دمای به‌دست‌آمده از این روش، کمتر از دمای به‌دست‌آمده از روش Gerya و همکاران (1997) است که چه‌بسا پیامدِ به‌کارگیریِ داده‏‌های پایه‌ایِ ترمودینامیکی گوناگون در محاسبه‌ها باشد؛ زیرا این کار در داده‌های به‌دست‌آمدة دما یا فشار یا هر دوی آنها تفاوت‌های را پدید می‌آورد (Zenk and Schulz, 2004).

برپایه روش‏‌های گوناگون به‌کاررفته برای ارزیابی دما و فشار در آمفیبولیت‏‌های علی‏‌آباد دمق، دمای 600 تا 610 درجه سانتیگراد (± 25 درجه سانتیگراد) و فشار 5 تا 6 کیلوبار (± 1 کیلوبار) برای پیدایش این سنگ‏‌ها برآورد می‏‌شود.

 

شکل 9- دما و فشار به‌دست‌آمده برای پیدایش آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان) برپایه واکنش‏‌های گوناگون با نرم‌افزار TWQ (محدوده دمای به‌دست‌آمده از روش Holland و Blundy (1994) و دما و فشار به‌دست‌آمده از روش Gerya و همکاران (1997) برای آمفیبولیت‏‌های منطقه نیز برای مقایسه نشان داده شده‌اند)

 

بحث

الگوی منطقه‌بندی شیمیایی کانی‏‌های گارنت و آمفیبول در شناخت شرایط تحول دما و فشار سودمند است. سرشار‏‌بودن هسته گارنت‏‌ها از منگنز و کاهش آن به‌سوی لبه‌های بلورها نشان‏‌دهندة رشد گارنت‏‌ها در هنگام دگرگونی پیشرونده است (Tracy, 1982). از سوی دیگر، تغییر ترکیب آمفیبول‏‌ها از هورنبلند به هورنبلند چرماکیتی نشان‏‌دهندة رشد آمفیبول‏‌ها با افزایش دماست (Sánchez Lorda et al., 2014; Borojević Šoštarić et al., 2014). ازآنجایی‌که منطقه‏‌بندی ترکیبیِ آمفیبول‏‌ها هنوز حفظ شده است، از ترکیب بخش‏‌های گوناگون آمفیبول برای ارزیابی مسیر P-T-t در سنگ‏‌های آمفیبولیتی بهره گرفته می‌شود (Masaoki Uno et al., 2015). ازآنجایی‌که آمفیبول‏‌های منطقه کلسیک هستند، روش Gerya و همکاران (1997) روش خوبی برای ارزیابی دما و فشار تجزیه‏‌‏‌های گوناگون کانی آمفیبول به‌شمار می‌رود (Zenk and Schulz, 2004). چنانچه در بخش زمین‌دمافشارسنجی روشن شد، دمای به‌دست‌آمده از این روش (با درنظرگرفتن محدوده دقت) با دمای به‌دست‌آمده از روش Holland و Blundy (1994) همخوانی کامل دارد. برتری روش یادشده اینست که این روش فشار را نیز اندازه‌گیری می‌کند؛ ازاین‌رو، دما و فشار پیدایش آمفیبول‏‌های گوناگون به‌دست‌ آمد (جدول 7) و در شکل 10 نشان داده شد.

 

 

جدول 7- داده‌های دما و فشار برای آمفیبول‏‌های گوناگون در آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان) (HB: روش Holland و Blundy (1994)؛ Gr: روش Gerya و همکاران (1997))

Sample No.

129

131

133

135

137

138

139

140

141

142

88

T (°C) (HB)

521

510

517

535

585

576

539

570

555

538

602

T (°C) (Gr)

529

508

497

507

603

597

572

575

573

510

611

P (kbar) (Gr)

4.3

3.7

3.6

3.5

5.5

5.4

5.1

5.0

5.1

3.6

6.0

Sample No.

89

90

91

92

99

100

101

102

103

104

105

T (°C) (HB)

606

591

605

603

600

605

610

592

569

611

595

T (°C) (Gr)

614

592

609

618

609

617

610

595

582

613

598

P (kbar) (Gr)

6.0

5.3

5.7

5.8

5.9

5.8

5.8

5.5

5.4

6.0

5.6

 

 

شکل 10- مسیر P-T-t به‌دست‌آمده برای آمفیبولیت‏‌های علی‌آباد دمق (جنوب همدان) (بخش خاکستری) برپایه نتایج زمین‏‌دمافشارسنجی هسته آمفیبول‏‌ها (علامت ●) و حاشیه آمفیبول‏‌ها (علامت +) (برای مقایسه داده‌های استارولیت شیست، گارنت شیست و سیلیمانیت شیست برگرفته از Baharifar (2004) نیز نشان داده شده‌اند) (مرز میان رخساره‏‌های شیست سبز و آمفیبولیت بر پایه Vernon و Clarke (2008) است)

 

 

برای مقایسه، داده‌های زمین‏‌دمافشارسنجیِ Baharifar (2004) برای استارولیت شیست‏‌های در برگیرنده آمفیبولیت‏‌ها و همچنین سیلیمانیت شیست‏‌های منطقه همدان که بالاترین دمای دگرگونی را نشان می‏‌دهند و گارنت شیست‏‌های منطقه که پیش از پهنه استارولیت پدیدار می‌شوند نیز آورده شده است. چنانچه در شکل 10 دیده می‏‌شود، دمای به‌دست‌آمده برای آمفیبول‏‌ها، بیشتر از دمای استارولیت شیست‏‌ها بوده است؛ اما با سیلیمانیت شیست‏‌ها همخوانی کامل دارد. برپایه دامنه دقت هر روش، فشار به‌دست‌آمده برای استارولیت شیست‏‌ها، سلیمانیت شیست‏‌ها و آمفیبولیت‏‌ها همخوانی خوبی دارد؛ ازاین‌رو، دمای نزدیک به 600 تا 620 درجه سانتیگراد و فشار 5/5 تا 6 کیلوبار را اوج شرایط دگرگونی ناحیه‏‌ای منطقه همدان دانسته می‌شود. این دما و فشار با رخساره آمفیبولیت همخوانی دارند (شکل 10). داده‌های زمین‏‌دمافشارسنجی به‌دست‌آمده برای گارنت شیست‏‌های منطقه همدان نیز در فاصله شرایط دمایی و فشاریِ هسته تا لبة بلورهای آمفیبول‏‌ هستند. این نکته نشان می‏‌دهد آمفیبولیت‏‌ها در مسیر دگرگونی پیشرونده از شرایط دما و فشار پیدایش گارنت شیست‏‌ها گذر کرده‌اند. ازاین‌رو، برپایه دما و فشار هسته و لبة آمفیبول‏‌ها، در شکل 10، برپایه زمین‏‌دمافشارسنجی آمفیبولیت‏‌ها، مسیر P-T-t برای بخشی از رویدادهای دگرگونی منطقه همدان رسم شده است.

بررسی تاریخچه بسته‏‌شدن اقیانوس نئوتتیس و تکامل پهنه سنندج– سیرجان نشان‏‌دهندة آغاز فرورانش از تریاس بالایی– ژوراسیک زیرین است (Mohajjel and Fergusson, 2014; Nutman et al., 2014) که منجر به تزریق توده‏‌های گرانیتویید در ژوراسیک میانی (Shahbazi et al., 2010; Sepahi et al., 2014) و پیدایش سنگ‏‌های دگرگونی منطقه همدان (Baharifar et al., 2004) شده است؛ ازاین‌رو، سنگ‏‌های دگرگونی منطقه همدان در یک پهنه فعال قاره‏‌ای در بالای ورقه فرورونده نئوتتیس پدید آمده‌اند. در چنین پهنه‌هایی، احتمال تزریق ورقه‏‌های گابرویی به قاعده پوسته نیز هست (Spear, 1993). مسیر تحولات P-T-t (شکل 10)، نشان‏‌دهندة افزایش هم‌زمان فشار و دماست. این مسیر با دگرگونیِ کم فشار آغاز شده و با دگرگونی فشار متوسط پایان پذیرفته است. برپایه الگوی تغییرات دما و فشار، پیدایش دگرگونی‏‌های منطقه پیامد تزریق ورقه‏‌های گابرویی در بخش پایینی پوسته قاره‏‌ای در آغاز فرورانش و به‌دنبال آن، سرد‏‌شدن توده‏‌ها و کلفت‌شدگی پوسته قاره‏‌ای ایران در پی ادامه فرورانش بوده است.

 

نتیجه‌گیری

با توجه به بررسی‏‌های انجام‌شده، کانی‏‌های گارنت، آمفیبول، فلدسپار، کوارتز از کانی‏‌های اصلی گارنت- آمفیبولیت‏‌های منطقه همدان هستند. این سنگ‌ها در تناوب با سکانس متاپلیتی هستند. گارنت‏‌های منطقه دارای ترکیب کلی آلماندین– گروسولار هستند و منطقه‏‌بندی عادی (که نشان‌دهندة رشد در هنگام دگرگونی پیشرونده است) در آنها دیده می‏‌شود. ترکیب آمفیبول‏‌ها از هورنبلند تا هورنبلند چرماکیتی است و با بالارفتن دما، سازنده چرماکیتی آنها افزایش می‏‌یابد. بررسی شرایط دما و فشار دگرگونی نشان می‏‌دهد آمفیبولیت‏‌ها در دمای بیشینة 600 تا 620 درجه سانتیگراد و فشار 5 تا 6 کیلوبار پدید آمده‏‌اند. دما و فشار به‌دست‌آمده با محاسبه‌های انجام‌شده برای متاپلیت‏‌ها همخوانی دارند. برپایه الگوهای پیشین دربارة تکامل پهنه سنندج– سیرجان، پیدایش آمفیبولیت‏‌های منطقه علی‏‌آباد دمق، همراه با دگرگونی متاپلیت‏‌ها، در پی فرورانش اقیانوس نئوتتیس و در هنگام ژوراسیک روی داده است.

 

Armbruster, T., Bonazzi, P., Akasaka, M., Bermanec, V., Chopin, C., Gieré, R., Heuss-Assbichler, S., Liebscher, A., Menchetti, S., Pan, Y. and Pasero, M. (2006) Recommended nomenclature of epidote-group minerals. European Journal of Mineralogy 18: 551–567.

Baharifar, A. A. (2004) Petrology of metamorphic rocks in the Hamedan area. Ph.D. Thesis, Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian with English abstract).

Baharifar, A. A. (1997) New perspective on petrogenesis of the regional metamorphic rocks of Hamadan area. M.Sc. thesis, Tarbiat-Moallem University of Tehran, Iran (in Persian).

Baharifar, A. A., Moinevaziri, H., Bellon, H. and Pique, A. (2004) The crystalline complexes of Hamadan (Sanandaj-Sirjan zone, western Iran): metasedimentary Mesozoic sequences affected by Late Cretaceous tectonometamorphic and plutonic events. Comptes Rendus Geoscience 336(16): 1443-1452.

Bayat, F., Torabi, G. and Koepke, J. (2012) Mineralogical study of metabasites in Me'raji and Chah Palang Mountains (South of Chupanan, NE Isfahan province). Petrology 3(10): 27-44 (in Persian).

Berman, R. G. (1988) Internally-consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O-K2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-H2O-CO2. Journal of Petrology 29: 445–522.

Berman, R. G. (1991) Thermobarometry using multi-equilibrium calculations: a new technique with petrological applications. Canadian Mineralogist 29: 833–855.

Borojević Šoštarić, S., Palinkaš, A. L., Neubauer, F., Cvetković, V., Bernroider, M. and Genser, J. (2014) The origin and age of the metamorphic sole from the Rogozna Mts., Western Vardar Belt: New evidence for the one-ocean model for the Balkan ophiolites. Lithos 192–195: 39–55.

Dale, J., Holland, T. J. B. and Powell, R. (2000) Hornblende-garnet-plagioclase thermobarometry: a natural assemblage calibration of the thermodynamics of hornblende. Contributions to Mineralogy and Petrology 140: 353–362.

Deer, W., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the Rock-Forming Minerals. Longman, London.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimation of Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analysis, using stoichiometry criteria. Mineralogical Magazine 51: 431–435.

Ernst, W. G. and Liu, J. (1998) Experimental phase-equilibrium study of Al- and Ti- contents of calcic amphibole in MORB - a semiquantitative thermobarometer. American Mineralogist 83: 952–969.

Fettes, D. and Desmons, J. (2007) Metamorphic Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press, Cambridge.

Gerya, T. V., Perchuk, L. L., Triboulet, C., Audren, C. and Sez’ko, A. I. (1997) Petrology of the Tumanshet Zonal Metamorphic Complex,E astern Sayan. Petrology 5/6:503 -533.

Graham, C. M. and Powell, R. (1984) A garnet–hornblende geothermometer: calibration, testing, and application to the Pelona Schist, southern California. Journal of Metamorphic Geology 2: 13–21.

Hawthorne, F. C., Oberti, R., Harlow, G. E., Maresch, W. V., Martin, R. F., Schumacher, J. C. and Welch, M. D. (2012) Nomenclature of the amphibole supergroup. American Mineralogist 97: 2031–2048.

Holland, T. and Blundy, J. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116(4): 433–447.

Kohn, M. J. and Spear, F. S. (1989) Empirical calibration of geobarometers for the assemblage garnet+ plagioclase+ quartz. American Mineralogist 74(1–2): 77–84.

Kohn, M. J. and Spear, F. S. (1990) Two new geobarometers for garnet amphibolites, with applications to southeastern vermont. American Mineralogist 75(1–2): 89–96.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277–279.

Lopez, S. V., Gomez, P. M. Y., Azor, A. and Fern_andez, S. J. M. (2003) Phase diagram sections applied to amphibolites: a case study from the Ossa_morena/Central Iberian Variscan suture (Southwestern Iberian Massif). Lithos 68: 1–21.

Lou, Y. X., Wei, C. J. and Liu, X. C. (2013) Metamorphic evolution of garnet amphibolite in the western Dabieshan eclogite belt, Central China: evidence from petrography and phase equilibria modeling. Journal of Asian Earth Science 63: 130–138.

Masaoki Uno, M., Iwamori, H. and Toriumi, M. (2015) Transition from dehydration to hydration during exhumation of the Sanbagawa metamorphic belt, Japan, revealed by the continuous P–T path recorded in garnet and amphibole zoning. Contributions to Mineralogy and Petrology 170:33.

Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros Orogen in northwestern Iran. International Geology Review 56(3): 263-287.

Nasrabady, M. (2012) Thermobarometry of intrusion bodies from Soltanabad area (NE Sabzevar): with special reference to their adjoining metamorphic aureole and reaction rim. Petrology 3(9): 87-106 (in Persian).

Nutman, A. P., Mohajjel, M., Bennett, V. C. and Fergusson, C. L. (2014) Gondwanan Eoarchean–Neoproterozoic ancient crustal material in Iran and Turkey: zircon U–Pb–Hf isotopic evidence. Canadian Journal of Earth Sciences 51(3): 272-285.

Otten, M. T. (1984) The origin of brown hornblende in the Artfjallet gabbro and dolerites. Contributions to Mineralogy and Petrology 86: 189–199.

Pownceby, M. I., Wall, V. J. and O'Neill, H. St. C. (1987) Fe-Mn partitioning between coexisting garnet and ilmenite: experimental calibration and applications. Contributions to Mineralogy and Petrology 97: 116-126.

Pownceby, M. I., Wall, V. J. and O'Neill, H. S. C. (1991) An experimental study of the effect of Ca upon garnet-ilmenite Fe-Mn exchange equilibria. American Mineralogist 76: 1580-1588.

Qian, J. H. and Wei, C. J. (2016) P–T–t evolution of garnet amphibolites in the Wutai–Hengshan area, North China Craton: insights from phase equilibria and geochronology Journal of metamorphic Geology 34: 423–446.

Saki, A. and Baharifar, A. A. (2010) Common melting reactions and their characteristics in the Alvand aureole metapelites, Hamadan. Iranian Journal of Geosciences82: 165-172 (in Persian).

Saki, A., Moazzen, M. and Baharifar, A. A. (2012) Migmatite microstructures and partial melting of Hamadan metapelitic rocks, Alvand contact aureole, western Iran. International Geology Reviews 54(11): 1229–1240.

Sánchez Lorda, M. E., Sarrionandia, F., Ábalos, B., Carracedo Sánchez, M., Eguíluz, L. and Gil Ibarguchi, J. I. (2014) Geochemistry and paleotectonic setting of Ediacaran–Early Cambrian metabasites of the Ossa-Morena Zone (SW Iberia). International Journal of Earth Science (Geol Rundsch) 103:1263–1286.

Schulz, B., Triboulet, C. and Audren, C. (1995) Microstructures and mineral chemistry in amphibolites from the western Tauern Window (Eastern Alps) and P-T-deformation paths of the Alpine greenschist-amphibolite facies metamorphism. Mineralogical Magazine 59: 641-659.

Sepahi, A. A., Shahbazi, H., Siebel, W. and Ranin, A. (2014) Geochronology of plutonic rocks from the Sanandaj-Sirjan zone, Iran and new zircon and titanite U-Th-Pb ages for granitoids from the Marivan pluton. Geochronometria 41(3): 207-215.

Sepahi, A. A., Whitney, D. L. and Baharifar, A. A. (2004) Petrogenesis of And–Ky–Sil veins and host rocks, Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, Hamadan, Iran. Journal of Metamorphic Geology 22(2): 119–134.

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U–Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj–Sirjan Zone (Iran): new evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39(6): 668–683.

Spear, F. (1993) Metamorphic phase equilibria and pressuretemperature-time paths. Mineralogical Society of America, Washington, DC, US.

Stowell, H. H. and Stein, E. (2005) The significance of plagioclase-dominant coronas on garnet, Wenatchee block, Northern Cascades, Washington, USA. The Canadian Mineralogist 43: 367-385

Surour, A. A. (1995) Medium- to high-pressure garnet-amphibolites from Gebel Zabara and Wadi Sikait, south Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences 21: 443–457.

Tracy, R. J. (1982) Compositional zoning and inclusions in metamorphic mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 10(1): 355-397.

Triboulet, C. (1992) The (Na-Ca) amphibole-albitechlorite-epidote-quartz geothermobarometer in the system S-A-F-M-C-N-H2O. 1. An empirical calibration. Journal of Metamorphic Geology 10: 545-556.

Triboulet, C. and Audren, C. (1988) Controls on P-T-t deformation path from amphibole zonations during progressive metamorphism of basic rocks (estuary of the River Vilaine, South Brittany, France). Journal of Metamorphic Geology 6: 117-133.

Vernon, R. H. and Clarke, G. L. (2008) Principles of metamorphic petrology. Cambridge University Press, New York.

Wu, K. K., Zhao, G. C., Sun, M., Yin, C., He, Y. and Tam, P. Y. (2013) Metamorphism of the northern Liaoning Complex: implications for the tectonic evolution of Neoarchean basement of the Eastern Block, North China Craton. Geoscience Frontiers 4: 305–320.

Zenk, M. and Schulz, B. (2004) Zoned Ca-amphiboles and related P–T evolution in metabasites from the classical Barrovian metamorphic zones in Scotland. Mineralogical Magazine 68: 769–786.

Zhao, G. C., Cawood, P. A. and Lu, L. Z. (1999) Petrology and PT history of the Wutai amphibolites: implications for tectonic evolution of the Wutai complex, China. Precambrian Research 93: 181–199.