کانی‌شناسی و دما- فشارسنجی پی‌سنگ دگرگونی بلوک کابل (خاور افغانستان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 کارشناس ارشد پترولوژی دانشگاه بین المللی امام خمینی

2 گروه زمین شناسی دانشگده علوم پایه دانشگاه بین المللی امام خمینی

3 کارشناس آزمایشگاه، مرکز فرآوری مواد معدنی، کرج

4 دانشیار، گروه زمین‌شناسی و معدن، دانشگاه پلی‌تکنیک کابل، افغانستان

10.22108/ijp.2020.120180.1153

چکیده

پی‌سنگ کراتونی در منطقه کابل از برونزد وسیعی برخوردار است و متشکل از گنیس، میگماتیت، شیست و آمفیبولیت می‌باشد. بعضی گنیس‌ها دارای کانی‌های شاخص ارتوپیروکسن و گارنت هستند و بنابراین شارنوکیت محسوب می‌شوند. کانی‌های سنگ-ساز میگماتیت‌ها بیوتیت، کوارتز و فلدسپار می‌باشند و فراوانی مودال آنها در ملانوسوم و لوکوسوم متفاوت است. گارنت، کیانیت، کوارتز، فلدسپار، موسکویت و بیوتیت کانی‌های اصلی نمونه‌های شیستی هستند. آمفیبول (پارگازیت)، گارنت و پلاژیوکلاز کانی-های اصلی نمونه‌های آمفیبولیتی می‌باشند. میانگین فشار و دمای محاسبه شده، توسط نرم‌افزار ترموکالک، شبکه‌های پتروژنتیک و دما- فشارسنج‌های قراردادی برای نمونه‌های شارنوکیتی، شیستی و گارنت‌آمفیبولیتی به‌ترتیب 03/7، 590؛ 94/9، 518 و 24/9 کیلوبار و 664 درجه سانتی‌گراد است. پاراژنزهای کانی‌شناسی و گرادیان زمین‌گرمایی منتج از محاسبات دما-فشارسنجی پی‌سنگ دگرگونی بلوک کابل، با گرادیان دگرگونی نوارهای کوهزایی برخوردی مطابقت دارد. احتمالاً پی‌سنگ کراتونی بلوک کابل، بیانگر سنگ‌های دگرگونی پهنه عمیق پوسته‌ای، نوارهای تکتونیک برخوردی پروتروزوئیک در طی پیدایش ابرقاره‌های کلمبیا و رودینیا هستند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Mineralogy and thermobarometry of metamorphic basement from the Kabul Block (Eastern Afghanistan)

نویسندگان [English]

  • Ali Mohammad Ramezani 1
  • Mohsen Nasrabady 2
  • Kazem Gholizadeh 3
  • AmirMohamad Mosazai 4
1 Post graduate of petrology, Imam Khomeini International university
2 Geology department, Faculty of science, Imam Khomeini International University
3 Laboratory Expert, Iran Mineral Processing Research Center, Karaj
4 Associate Professor, Department of Geology and Mines, Kabul Polytechnic University, Afghanistan
چکیده [English]

The cratonic basement in the Kabul district is dominated by gneiss, migmatite, schist, and amphibolite and is characterized by extensive outcrops.  Orthopyroxene and garnet are the index minerals of some of the gneisse, hence, they are considered as charnockite. Biotite, quartz and feldspar are the rock-forming minerals of the migmatites and their modal abundances vary between melanosome and leucosome. The predominant minerals of the schistic samples are garnet, kyanite, quartz, feldspar, muscovite and biotite. Amphibole (pargasite), garnet and plagioclase are the essential minerals of amphibolitic samples. Based on thermocalc software, petrogenetic grade and conventional thermobarometers the calculated average pressure and temperature for charnockitic, schistic and garnet-amphibolitic samples are 7.03 kbar and 590 ℃, 9.94 kbar and 518 ℃ and 9.24 kbar, 664 ℃ respectively. The mineralogical paragenesis and the geothermal gradient resulted from thermobarometry calculations of metamorphic basement of the Kabul block is in accordance with metamorphic gradient of collisional orogenic belts.  The cratonic basement of the Kabul block is possibly representing metamorphic rocks of the deep level of Proterozoic collisional orogenic belts during the formation of Columbia and Rodinia supercontinents.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Metapelite
  • amphibolite
  • metamorphic basement
  • Thermobarometry
  • Kabul block

به بخش‌هایی که در آنها سنگ‏‌های با قدمت آرکئن (5/2 تا 8/3 میلیارد سال پیش) یافت می‏‌شوند کراتون می‏‌گویند (Rollinson, 2007). کراتون‏‌های آرکئن هستة پیدایش قاره‏‌های نخستین بوده‌اند که در پایان از به‏‌هم پیوستگی آنها، ابرقاره‏‌های آغازین پدید آمده‏‌اند. آشکارترین پدیده‏‌های همراهی‌کنندة پیوستن قاره‏‌ها و پیدایش ابرقاره، رشد به‏‌هم‌افزایشی مرز ابرقاره در هنگام فرورانش و کوهزایی برخوردی به‏‌دنبال بسته‌شدن حوضه اقیانوسی درون‌قاره‏‌ای و برخورد قاره‏‌ای هستند (Murphy and Nance, 2005). بررسی پی‏‌سنگ‏‌های قاره‏‌ای از اهداف دانش سنگ‌شناسی دگرگونی است. معمولاً پی‏‌سنگ‏‌های بلوری از کهن‏‌ترین برونزدهای سنگی پهنه‏‌های کوهزایی و کراتونی هستند و دربردارنده تاریخچه زمین‏‌شناسی پیچیده و درازمدتی از تحولات تکتنومتامورفیک بلوک‏‌های قاره‏‌ای هستند. برخلاف پهنه‏‌های کوهزایی جوان، پی‏‌سنگ‏‌های قاره‏‌ای کراتونی چه‌بسا رویدادهای زمین‏‌شناسی متوالی از چرخه پیدایش و جدایش ابرقاره‏‌ها را در خود حفظ کرده باشند. ازاین‏‌رو، دراختیارداشتن داده‏‌های سن‏‌سنجی پی‏‌سنگ‏‌های کراتونی اطلاعات ارزشمندی را دربارة قدمت چرخة پیدایش و جدایش ابرقاره‏‌ها به‌دست می‏‌دهند. از سوی دیگر، بررسی‌های دما- فشارسنجی این‏‌گونه پی‏‌سنگ‏‌ها، ابزار خوبی برای ارزیابی شرایط دگرگونی فازهای کوهزایی است که پیدایش ابرقاره‏‌ها را به‌دنبال دارند.

پی‏‌سنگ کابل، پهنه‏‌ای کراتونی است که بیشتر دربردارندة شیست، گنیس، میگماتیت و آمفیبولیت است. در این پژوهش افزون‌بر بررسی شیمی کانی‏‌ها، با انجام محاسبه‌های دما- فشارسنجی، شرایط دگرگونی و بلوری‌شدن این پی‏‌سنگ روشن می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های صحرایی و نمونه‏‌برداری از واحدهای سنگی گوناگون، کانی‏‌های دو نمونة شیستی، یک نمونة گنیسی و یک نمونة گارنت‏‌- آمفیبولیت، با دستگاه ریزکاو الکترونی (مدل Cameca SX100، در مرکز فرآوری مواد معدنی کرج) تجزیة نقطه‏‌ای شدند. ازآنجایی‌که کانی‏‌های شاخص نقش مهمی در دما- فشارسنجیِ سنگ‏‌های دگرگونی دارند، گزینش نمونه برای تجزیة، داشتن کانی‏‌های شاخص، مانند گارنت، کیانیت و ارتوپیروکسن بوده‏‌ است. در هنگام انجام تجزیه با ریزکاو الکترونی ولتاژ شتاب‏‌دهندة KV15، شدت جریان nA15 و زمان شمارش سی ثانیه بوده است. فرمول ساختاری کانی‏‌ها با نرم‏‌افزار Calc Min به‌دست آورده شده است. برای برآورد شرایط دما و فشار دگرگونی، از شبکه‏‌های پتروژنتیک، دما- فشارسنج‏‌های قراردادی و نرم‏‌افزار ترموکالک بهره گرفته شده است.

 

زمین‏‌شناسی ناحیه‏‌ای

در کشور افغانستان، هر سه قلمروی واریسکن، کیمیرین و هیمالیا یافت می‏‌شوند. وجود زمین‏‌درزهایی با سن‌های گوناگونِ کمیرین زیرین و بالایی همراه با پهنه‏‌های افیولیتی متنوع گویای پیچیدگی تحولات ژئودینامیکی این سرزمین هستند (Siehl, 2015). بلوک‏‌های افغانستان مرکزی (فراه، هلمند و کابل) سازندة قطعه‌های قاره‏‌ای هستند (شکل 1- A) که در محل پیوند سه‏‌گانة ورقة هند (جنوب‌خاوری)، بلوک افغانستان شمالی- تاجیک در شمال و بلوک لوت در باختر جای دارند. این بلوک‏‌ها با نوارهای کوهزایی آلپین و پالئوزوییک از بلوک‏‌های زمین‌ساختی کناری خود شناخته می‏‌شوند. نوار کوهستانی سلیمان به‏‌صورت نوار راندگی و چین‏‌خورده، جداکنندة پهنة افغانستان مرکزی از ورقه هند است. کوه‏‌های هندوکش در طول پهنه‏‌های هرات و پنجشیر، میان پهنة افغانستان مرکزی و بلوک افغانستان شمالی- تاجیک جای دارند. در پایان، این پهنه در باختر با محدودة خاور ایران از بلوک لوت جدا می‏‌شود. با توجه به پوشش ضخیم از توالی‏‌های رسوبی، مرز میان بلوک‏‌های هلمند و فراه آشکار نیست؛ اما گسل راستالغز چمن جداکنندة بلوک‏‌های کابل و هلمند است (Mihalasky et al., 2007).

 

 

شکل 1- A) پهنه‏‌ها و بلوک‏‌های سازندة افغانستان (Mihalasky et al., 2007)؛ B) نقشة ساده‌‌ای از زمین‏‌شناسی بلوک کابل (Kafarsky et al., 1975)؛ C) پراکندگی پی‏‌سنگ دگرگونی در پیرامون کابل (با تغییراتی پس از Karapetov و همکاران (1981) (محدوده‏‌های نمونه‏‌برداری با دایره‏‌های سرخ‌رنگ نشان داده شده‏‌اند)

 

 

به باور برخی پژوهشگران (Treloar and Izatt, 1993; Tapponnier et al., 1981)، بلوک کابل بخشی از ورقه هند است که هنگام جدایش از آن، در راستای پهنة گسلی چمن با اوراسیا برخورد کرده است. برخی دیگر از پژوهشگران (Abdullah and Chmyriov, 1977) نیز، بلوک کابل را بخش خاوری پهنة افغانستان مرکزی می‌دانند. پهنه‏‌های گسلی آلتیمور و غزنِی، بلوک کابل را از بلوک نورستان در شمال خاوری و حوضه کاتاواز در خاور و جنوب‌خاوری جدا می‏کنند. حوضه کاتاواز، گسترش رو به شمال مجموعه به‏‌هم افزایشی مکران است و مرز شمال‏‌باختری ورقة هند به‌شمار می‏‌رود. بلوک هلمند دربردارندة توالی‏‌های رسوبی ستبر پالئوزوییک است؛ اما بلوک کابل واحدهای سنگی پروتروزوییک و آرکئن را نیز دربر گرفته است (Faryad et al., 2016). به‏باور Andritzký (1967)، جایگاه کنونی بلوک کابل پیامد زمین‌ساخت گوه‏‌ای رو به شمال در میان بلوک‏‌های هلمند و نورستان است. بلوک کابل پی‏‌سنگ پروتروزوییک بسیار دگرگون‌شده‌ای است که با توالی‏‌های رسوبی و آذرین پالئوزوییک پایانی تا سنوزوییک (شکل 1- B) پوشیده شده است (Collett et al., 2011; Abdullah and Chmyriov, 1977). ورقه‏‌های پریدوتیتی بزرگ روی مرز خاوری و باختری ورقة کابل رانده شده‏‌اند؛ به‌گونه‌‌ای‌که پریدوتیت‏‌هایِ حاشیة خاوری ادامه افیولیت‏‌های وزیرستان هستند و برونزدهای حاشیة باختری و جنوبی مرتبط با پهنة گسلی چمن هستند (Abdullah and Chmyriov, 1977). برپایة سن و درجة دگرگونی، پی‏‌سنگ پروتروزوییک بلوک کابل از پایین به بالا به سه سازند شیردروازه، خاروگ و ولایتی رده‌بندی شده است (Abdullah and Chmyriov, 1977). ارتوگنیس‏‌های رخسارة گرانولیت و میگماتیت از سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالای سازند شیردروازه هستند. بهترین برونزد آنها در ارتفاعات خیرخانه (شمال‌باختری کابل) و اطراف فرودگاه (شمال کابل) دیده می‏‌شود (شکل 1- C). سازند خاروق در ارتفاعات خاروق (جنوب کابل) برونزد دارد. این سازند روی سازند شیردروازه جای دارد و دربردارندة شیست، گنیس، آمفیبولیت و مرمر است. سازند ولایتی به‏‌صورت همشیب روی سازند خاروگ جای دارد و دربردارندة شیست و آمفیبولیت است. برپایة روش پتاسیم- آرگن و آرگن- آرگن بیوتیت، سن ارتوگنیس‏‌های سازند شیردروازه نئوپروتروزوییک (64/0 تا 93/0 میلیارد سال پیش) به‏‌دست آمد (Faryad et al., 2009). این سن گویای سن دگرگونی این سازند است؛ اما سن‏‌سنجی اورانیم- سرب زیرکن قدمت گنیس‏‌ها را پالئوپروتروزوییک تا نئوآرکئن (8/1 تا 8/2 میلیارد سال پیش) نشان می‏‌دهد.

Faryad و همکاران (2016) با سن‌سنجی زیرکن‏‌های ماگمایی ارتوگنیس‏‌های سازند شیر دروازه، سن پروتولیت آذرین این واحدهای سنگی را نئوآرکئن (5/2 تا 8/2 میلیارد سال پیش) ارزیابی کرده‏‌اند. این پژوهشگران برپایة سن‏‌سنجی زیرکن و مونازیت دگرگونی، قدمت دگرگونی رخسارة گرانولیت واحدهای سنگی شارنوکیتی را پالئوپروتروزوییک (8/1 تا 85/1 میلیارد سال پیش) به‏‌دست آورده‏‌اند. همچنین، برپایة کاربرد روش آرگن- آرگن بیوتیت و اورانیم- توریم مونازیت، قدمت رویداد دگرگونی رخسارة شیست سبز تا آمفیبولیت فشار بالای متابازیت‏‌ها و متاپلیت‏‌های سازندهای شیردروازه و ولایتی نئوپروتروزوییک (85/0 تا 9/0 میلیارد سال پیش) به‌دست آمده است.

 

روابط صحرایی و ویژگی‌های ماکروسکوپی

جدای از بخش‌های مسکونی و کشاورزی، در دیگر محدوده‌های شهر کابل، پی‏‌سنگ دگرگونی از نوع آمفیبولیت، شیست و گنیس، بیشترین برونزد را نسبت به دیگر واحدهای سنگی نشان می‏‌دهد (Ramezani, 2019) و بیشتر سازندة ارتفاعات علی‏‌آباد در مرکز و ارتفاعات چهل‏‌ستون (شکل 2- A) در جنوب‌خاوری کابل است.

 

آمفیبولیت‏‌ها: متابازیت‏‌های سازند شیردروازه در ارتفاعات چهل‏‌ستون دربردارندة آمفیبولیت توده‏‌ای (شکل 2- B) هستند؛ اما متابازیت‌هایِ ارتفاعات علی‏‌آباد، برگوارگی دارند (شکل 2- C) و پورفیروبلاست‏‌های درشت گارنت‏‌ (شکل 2- D) در آنها دیده می‌شود. ازآنجایی‌که مودال آمفیبول و پلاژیوکلاز فراوان است، نمونة دستی به‌رنگ خاکستری روشن تا تیره دیده می‌شود. آمفیبولیت‏‌های شیردروازه معمولاً به شکل‌های عدسی‏‌مانند در سنگ میزبان گنیسی و میگماتیتی یافت می‏‌شوند. شکل‌های توده‏‌ای برونزدها و نبود ناهمگنی ترکیبی در متابازیت‏‌های بررسی‌شده با خاستگاه رسوبی آنها همخوانی ندارد و به‏گفته دیگر این سنگ‌ها از گروه ارتوآمفیبولیت‌ها به‌شمار می‌روند (Ramezani, 2019).


 

 

 

شکل 2- A) دورنمایی از پی‏‌سنگ دگرگونی بلوک کابل با ریخت‌شناسی مرتفع (ارتفاعات چهل‏‌ستون) در جنوب‏‌خاوری کابل؛ B) برونزد صحرایی آمفیبولیت توده‏‌ای سازند شیردروازه در ارتفاعات چهل‏‌ستون؛ C) آمفیبولیت با برگوارگی از بخش مرکزی کابل (ارتفاعات علی‏‌آباد)؛ D) آمفیبولیت با پورفیروبلاست‏‌های درشت گارنت از بخش مرکزی کابل

 

 

شیست‏‌ها: نمونه‏‌های متاپلیتی (مانند: شیست کوارتز- فلدسپاتیک، گارنت‏‌شیست، گارنت- ‏‌کیانیت‏‌شیست، گنیس و میگماتیت) در سازند ولایتی در محدودة ارتفاعات چهل‏‌ستون هستند. در برونزد صحرایی، نمونه‏‌های گارنت- ‏‌کیانیت‏‌شیست، لایه‏‌بندی ترکیبی به‏‌صورت تناوبی از باندهای سرشار از گارنت- کیانیت و میکا نشان می‏‌دهند (شکل 3- A). از ویژگی‏‌های روشنِ برخی نمونه‏‌های گارنت‏‌شیستی، داشتن باندهای تیرة سرشار از بیوتیت است که نسبت به برگوارگیِ دگرگونی نسل اول (S1) کاملاً زاویه‏‌دار هستند (شکل 3- B). مرز غیرتدریجی و آشکار این باندها با دیگر بخش‏‌های سنگ و نبود نشانه‌های برگوارگی قدیمی در بخش روشنِ میان باندهای سرشار از بیوتیت متوالی، بیشتر با خاستگاه اولیه رسوبی (S0) آنها همخوانی دارد تا این‏‌که در هنگام تفریق مکانیکی و در پی دگرریختی پدید آمده باشند.

گنیس‏‌ها: گنیس‏‌های پی‏‌سنگ دگرگونی کابل در ارتفاعات چهل‏‌ستون دو گروه هستند: ارتوپیروکسن‏‌دار (شارنوکیت) و بی‌ ارتوپیروکسن. شارنوکیت‏‌های دگرگونیِ ارتوپیروکسن‏‌دار بسیار درهم‏‌آمیخته هستند و دچار فرایندهای زمین‌ساختی شده‌اند. در این گروه از سنگ‌ها، پورفیروبلاست‏‌های بسیار درشتی از گارنت به اندازة چند سانتیمتر به‏‌چشم می‏‌خورد (شکل 3- C). بیشتر گنیس‏‌ها ارتوپیروکسن و گارنت ندارند و راستای شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری و شیب رو به شمال‏‌خاوری را نشان می‏‌دهند (شکل 3- D).

میگماتیت‏‌ها: در نمونه‏‌های صحرایی میگماتیت‏‌های برداشت‌شده از سازند شیردروازه در منطقه هزاره بَغَل (شمال‏‌باختری کابل)، فابریک‏‌های گوناگون چین‏‌خورده (شکل 3- E) و لایه‏‌ای (شکل 3- F) دیده می‌شوند. در بسیاری از این میگماتیت‏‌ها، بخش‏‌های تیره‌ای به‌نام ملانوسم دیده نمی‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که پیکرة اصلی سنگ از پالئوسم ساخته شده است که دچار هجوم رگه‏‌های گرانیتی لوکوسم شده‌اند (Ramezai, 2019).

 

 

 

شکل 3- A) برونزد صحرایی گارنت‏‌شیست در پی‏‌سنگ دگرگونی بلوک کابل با لایه‏‌بندی ترکیبی متشکل از تناوب باندهای سرشار از میکا و گارنت- کیانیت؛ B) لایه‏‌بندی ترکیبی سرشار از بیوتیت (S0) که نسبت به برگوارگی دگرگونی (S1) کاملاً زاویه‏‌دار است؛ C) نمای نزدیک از برونزد گنیس ارتوپیروکسن‏‌دار منطقة چهل‏‌ستون با پورفیروبلاست‏‌های بسیار درشت گارنت؛ D) نمای صحرایی گنیس‏‌های بی ارتوپیروکسن و گارنت در منطقة چهل‏‌ستون، با راستای شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری و شیب رو به شمال‏‌خاوری؛ E) فابریک چین‏‌خورده در میگماتیت‏‌های سازند شیردروازه منطقه هزاره بغل؛ F) فابریک نواری در میگماتیت‏‌های سازند شیردروازه منطقه هزاره بغل (نام اختصاری کانی‏‌ها برپایة Whitney و Evans (2010))

 


 


سنگ‏‌نگاری

شیست‏‌ها: کواتز، فلدسپار، بیوتیت و مسکوویت کانی‏‌های سنگ‏‌سازِ نمونه‏‌های شیستی سازند ولایتی در ارتفاعات چهل‏‌ستون هستند و از کانی‏‌های شاخص این منطقه، گارنت سرشار از آلماندین و کیانیت نام برده می‌شود (شکل‌‏‌های 4- A و 4- B). کلریت خاستگاه برگشتی دارد و هنگام دگرگونی برگشتی از تجزیة بیوتیت یا گارنت پدید آمده‏‌ است. ورقه‏‌های مسکوویت و بیوتیتِ جهت‏‌یافته، سازندة شیستوزیتة این سنگ‌ها هستند. تورمالین، روتیل، ایلمنیت و اسفن از کانی‏‌های فرعی هستند و در زمینة سنگ و یا به‏‌صورت میانبار در گارنت دیده می‌شوند. فازهای تیتانیم‏‌دار روابط تبدیلی به‏‌صورت روتیل← ایلمنیت ←اسفن نشان می‏‌دهند. در مرکز برخی تورمالین‏‌ها، هسته‏‌ای با چندرنگی سبز پررنگ دیده می‌شود. این‏‌گونه منطقه‏‌بندی ترکیبی در تورمالین نمونه‏‌های متاپلیتی را رشد تورمالین دگرگونی روی هستة آواری تفسیر می‌کنند (Wadhawan and Roonwal, 1977; Zen, 1981).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‏‌های شیستی در پی‏‌سنگ دگرگونی بلوک کابل: A) پورفیروبلاست درشت گارنت سین‏‌زمین‌ساخت در نمونه گارنت‏‌شیست؛ B) کانی‏‌های شاخص کیانیت جهت یافته و گارنت در نمونه شیست؛ C) فابریک دگرریختی به‏‌صورت بیوتیت ماهی‏‌گون در نمونه شیستی

 

 

بافت نمونه‏‌های شیستی بررسی‌شده، لپیدوگرانوبلاستیک و لپیدوپورفیروبلاستیک است. شیستوزیتة زمینة سنگ نسبت به پورفیروبلاست‏‌های گارنت متقاطع و در حال دورزدن آن نیز است و سایة فشاری از جنس کوارتز در اطراف آنها دیده می‏‌شود. میانبار‏‌های کوارتز درون گارنت آرایش کمابیش S- مانند نشان می‌دهند. ازاین‏‌رو، برپایة ویژگی‌های بافتی یادشده، رشد پورفیروبلاست‏‌های گارنت، همزمان با زمین‌ساخت روی داده است. در برخی نمونه‏‌ها ورقه‏‌های بیوتیت، نشانه‌های دگرریختی به‏‌شکل ساختار ماهی‏‌گون را نشان می‏‌دهند (شکل 4- C). مسکوویت‏‌ها در دو نسل متفاوت روی داده‌‏‌اند. نسل نخست (Ms1) سازندة شیستوزیته سنگ است و نسل دوم (Ms2) نسبت به شیستوزیته متقاطع هستند و ازاین‌رو، از نوع پس از ‏‌زمین‌ساخت به‌شمار می‌روند. بلورهای کیانیت در راستای برگوارگی سنگ امتداد دارند؛‌ ازاین‌رو، همراه با گارنت و ورقه‏‌های مسکوویت (Ms1) و بیوتیت جهت‌یافته، پاراژنز پایدار در مرحلة اوج دگرگونی به‌شمار می‏روند.

 

گنیس‏‌ها و میگماتیت‏‌ها: کانی‏‌های سنگ‏‌ساز نمونه‏‌های گنیسی فلدسپار و کوارتز است (شکل 5- A). بافت آنها بیشتر گرانوبلاستیک جهت‌یافته است. در نمونه‏‌های شارنوکیتی گارنت و ارتوپیروکسن انستاتیتی نیز دیده می‌شوند (شکل 5- B) و آمفیبول نوع پارگازیت فاز فرعی به‌شمار می‏‌رود. شارنوکیت‏‌های دگرگونی، ارتوگنیس‏‌های دگرگون‌شده در رخسارة گرانولیت هستند (Frost and Frost, 2008). پیدایش ارتوپیروکسن در شارنوکیت‏‌ها پیامد رویداد دو واکنش زیر دانسته شده است (Percival and Mortensen, 2002):

Bt + Qtz = Opx + Kfs + H2O

Hb + Qtz = Opx + Cpx + Pl + Kfs + H2O

ازآنجایی‌که در نمونه‏‌های بررسی‌شده، ارتوپیروکسن با کلینوپیروکسن همزیستی ندارد، پیدایش ارتوپیروکسن با واکنش آب‏‌زدایی بیوتیت مرتبط بوده است. بخش تیرة (ملانوسوم) نمونه‏‌های میگماتیتی سرشار از بیوتیت است (شکل 5- C) و در بخش لوکوسوم، کوارتز و فلدسپار فراوانی بیشتری دارند (شکل 5- D).

 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‏‌های گنیسی و میگماتیتی در پی‏‌سنگ دگرگونی بلوک کابل: A) کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز کانی‏‌های سنگ‏‌ساز بیشتر نمونه‏‌های گنیسی هستند؛ B) گارنت و ارتوپیروکسن، کانی‏‌های شاخص نمونه‏‌های شارنوکیتی هستند؛ C) تمرکز بیوتیت در ملانوسوم نمونه‏‌های میگماتیتی؛ D) لوکوسوم میگماتیت‏‌ها که دربردارندة کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و مقادیر کمی بیوتیت است

 


آمفیبولیت‏‌ها: آمفیبول نوع پارگازیت (40 تا 60 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز نوع الیگوکلاز تا آندزین (15 تا 30 درصدحجمی) و گارنت سرشار از آلماندین (10 تا 15 درصدحجمی) کانی‏‌های سنگ‏‌ساز نمونه‏‌های آمفیبولیتی هستند (شکل 6- A). کوارتز، بیوتیت، اپیدوت، اسفن، روتیل و ایلمنیت نیز از کانی‏‌های فرعی به‌شمار می‌روند. ورقه‏‌های بیوتیت نسبت به آمفیبول مرز مستقیم دارند و ازاین‌رو، همراه با آمفیبول، پلاژیوکلاز و گارنت پاراژنز پایدار در مرحلة اوج دگرگونی بوده‏‌اند. در نمونه‏‌های گارنت‏‌آمفیبولیت، اندکی نیز بلورهای اپیدوت به‏‌صورت نسبتاً درشت و کمابیش شکل‌دار یافت می‏‌شوند. نبود رابطة جانشینی میان آنها و دیگر فازهای کنارشان (مانند: فلدسپار) با خاستگاه برگشتی اپیدوت همخوانی ندارد. روتیل تنها به‏‌صورت میانبار در گارنت دیده می‏‌شود و در حال تجزیه به ایلمنیت و اسفن است (شکل 6- B)؛ اما در زمینة سنگ، ایلمنیت و اسفن تنها فاز تیتانیم‏‌دار هستند. این نکته نشان‌ می‌دهد فاز تیتانیم ‏‌پایدار در مرحلة اوج دگرگونی روتیل بوده است و هنگام رویداد تحولات دگرگونی، با ایلمنیت و اسفن جایگزین شده است. ایلمنیت‏‌هایِ زمینة سنگ در حال تجزیه به اسفن هستند (شکل 6- C). بافت نمونه‏‌های آمفیبولیتی از متقاطع تا نماتوگرانوبلاستیک و نماتوپورفیروبلاستیک متغیر است. کلریتی‌شدن گارنت و سریسیتی‌شدن پلاژیوکلاز نمونه‏‌های آمفیبولیتی از نشانه‌های دگرسانی پسرونده در شرایط رخسارة شیست‌سبز هستند.

 

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‏‌های آمفیبولیتی در پی‏‌سنگ دگرگونی بلوک کابل: A) گارنت، پلاژیوکلاز و آمفیبول کانی‏‌های سنگ‏‌ساز هستند؛ B) جانشینی میانبار‏‌های روتیل با ایلمنیت و اسفن؛ C) جانشینی ایلمنیت با اسفن در زمینة نمونه‏‌های آمفیبولیتی

 


شیمی کانی‏‌ها

برای شناخت ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها و پس از آن، انجام محاسبه‌های دما- فشارسنجی و ارزیابی شرایط دگرگونی، 110 نقطه از کانی‏‌های پاراژنز اوج دگرگونی در دو نمونة شیستی، یک نمونة گنیسی و یک نمونة آمفیبولیت با روش ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. داده‌های برخی تجزیه‌ها به‌همراه شمار کاتیون‏‌هایِ فرمول ساختاری و میزان سازنده‏‌های کانی‏‌های محلول جامد در جدول 1 آورده شده‏‌اند.

ازآنجایی‌که نسبت CaB/(Ca+Na)Bدر آمفیبولِ نمونه‏‌های گارنت‏‌آمفیبولیت و شارنوکیت بررسی‌شده از 75/0 بیشتر است؛ پس این آمفیبول‌ها از نوع کلسیک به‌شمار می‌روند. همچنین، برپایة نمودار رده‏‌بندی آمفیبول‏‌های کلسیک (Hawthorne et al., 2012)، این آمفیبول‌ها پارگازیت نام دارند (شکل 7- A). آمفیبول‏‌های نمونة شارنوکیت دربرابر نمونة گارنت‏‌آمفیبولیت، تمرکز بیشتری از تیتانیم و عنصرهای آلکالن و تمرکز کمتری از آلومینیم دارند. این تغییرات ترکیبی به درجة دگرگونی، شیمی سنگ و نوع کانی‏‌های همزیست بستگی دارند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة نقطه‏‌ای با ریزکاو الکترونی برای کانی‏‌های نمونه‏‌های متاپلیتی و آمفیبولیتی در پی‏‌سنگ دگرگونی کابل (فرمول ساختمانی کانی‏‌های کیانیت، مسکوویت، فلدسپار، بیوتیت، ارتوپیروکسن، آمفیبول و گارنت به ‏‌ترتیب برپایة 5، 22، 8، 11، 6، 22 و 12 اکسیژن به‌دست آورده شده‏‌ است؛ نسبت Fe2+/Fe3+ برای گارنت، آمفیبول و بیوتیت به‏‌ترتیب برپایة 8، 13 و 8 کاتیون به‌دست آورده شده است)

Grt-Ky schist (Chs5)

Grt schist (Chs4)

Rock Type

Grt

Pl

Bt

Ky

Ms1

Grt

Pl

Bt

Ms1

Mineral Type

23

22

28

2

13

10

9

24

28

27

21

19

11

1

24

4

Analyze No.

rim

core

rim

core

36.63

36.74

66.89

39.34

34.81

34.47

35.03

46.67

36.82

36.30

67.40

66.76

35.41

35.07

46.45

47.24

SiO2

0.00

0.06

0.00

0.97

1.31

0.09

0.07

0.56

0.07

0.02

0.00

0.00

1.41

1.64

0.53

0.60

TiO2

20.97

21.36

19.60

15.72

18.78

64.22

64.35

36.37

21.33

21.25

19.82

20.05

18.19

17.97

34.80

35.06

Al2O3

35.89

35.90

0.12

11.22

18.25

0.26

0.40

1.25

35.62

35.58

0.20

0.15

18.43

20.56

1.85

1.67

FeOt

0.01

0.36

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.04

0.38

0.50

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MnO

3.56

2.24

0.00

16.82

12.05

0.01

0.00

0.62

2.12

1.87

0.00

0.00

11.29

10.17

1.00

0.00

MgO

2.08

2.76

0.31

0.04

0.05

0.01

0.03

0.02

0.04

3.08

0.33

0.21

0.00

0.07

0.00

0.00

CaO

0.04

0.03

12.19

0.34

0.34

0.01

0.03

3.07

0.00

0.07

12.54

12.16

0.30

0.30

2.14

2.16

Na2O

0.00

0.00

0.03

11.06

10.64

0.00

0.00

8.05

0.00

0.00

0.02

0.04

9.13

9.16

9.64

9.11

K2O

99.18

99.48

99.15

95.51

96.30

99.15

99.95

96.65

99.18

98.60

100.30

99.04

94.23

94.94

96.21

96.95

Total

2.97

2.97

2.93

2.89

2.62

0.87

0.87

6.06

2.98

2.97

2.91

2.91

2.71

2.68

6.14

62.24

Si

0.00

0.00

0.00

0.05

0.07

0.00

0.00

0.06

0.02

0.00

0.00

0.00

0.08

0.09

0.05

0.06

Ti

0.03

0.03

 

1.10

1.37

 

 

 

 

 

 

 

1.30

1.32

1.86

1.76

AlIV

1.97

2.01

0.26

0.28

0.33

0.30

3.57

3.69

AlVI

 

 

1.01

 

 

2.16

2.17

5.62

2.04

2.05

1.01

1.03

 

 

 

 

Altotal

0.02

0.00

0.00

0.17

0.13

 

 

 

 

 

 

 

0.14

0.15

0.00

0.00

Fe3+

2.41

2.45

0.00

0.52

1.01

0.01

0.02

0.00

2.44

2.46

0.00

0.00

1.04

1.16

0.00

0.18

Fe2+

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.03

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.43

0.27

0.00

1.79

1.35

0.00

0.00

0.12

0.25

0.22

0.00

0.00

1.28

1.16

0.19

0.00

Mg

0.18

0.23

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.24

0.27

0.02

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

1.03

0.01

0.05

0.00

0.00

0.77

0.00

0.00

1.01

1.03

0.04

0.04

0.54

0.55

Na

0.00

0.00

0.00

0.92

1.02

0.00

0.00

1.33

0.00

0.00

0.00

0.00

0.88

0.89

1.59

1.53

K

8.02

8.00

5.00

7.71

7.88

3.05

3.05

14.12

8.00

8.01

5.00

5.00

7.79

7.79

14.17

14.02

Sum

15.00

10.00

 

77.00

55.00

 

 

 

9.00

8.00

 

 

55.00

50.00

 

 

Mg#

 

 

98.44

96.95

 

 

 

 

 

 

98.50

98.84

 

 

 

 

Albite

 

 

1.38

3.05

 

 

 

 

 

 

1.43

0.94

 

 

 

 

Anorthite

 

 

0.16

0.00

 

 

 

 

 

 

0.10

0.21

 

 

 

 

Orthose

79.40

82.03

 

 

 

 

 

 

82.35

82.10

 

 

 

 

 

 

Almandine

4.95

8.05

 

 

 

 

 

 

8.17

9.10

 

 

 

 

 

 

Grossular

14.49

9.09

 

 

 

 

 

 

8.16

7.68

 

 

 

 

 

 

Pryope

0.02

0.83

 

 

 

 

 

 

0.87

1.17

 

 

 

 

 

 

Spessartine

جدول 1- ادامه

Grt amphibolite (K13)

Charnokite (Ch12)

Rock Tyoe

Grt

Pl

Bt

Amp

Grt

Opx

Pl

Amp

Mineral Type

36

55

50

37

29

43

32

31

         15

14

17

2

24

3

23

21

Analyse No.

rim

core

37.33

36.27

61.55

58.61

36.59

40.68

41.06

41.88

36.01

36.42

49.77

51.42

61.03

65.45

40.13

42.12

SiO2

0.11

0.16

0.00

0.00

1.60

0.81

0.75

0.60

0.05

0.09

0.11

0.05

0.00

0.00

3.43

1.22

TiO2

21.35

20.74

24.65

25.36

18.09

15.59

15.05

14.22

21.58

21.09

6.26

3.40

24.66

21.25

10.45

10.78

Al2O3

27.47

27.69

0.05

0.23

19.20

17.35

16.67

16.29

35.24

35.12

24.40

24.57

0.14

0.09

17.19

17.95

FeOt

1.76

2.50

0.00

0.00

0.02

0.15

0.13

0.15

0.30

0.17

0.10

0.13

0.00

0.00

0.30

0.32

MnO

2.82

2.58

0.01

0.00

11.91

8.73

8.81

9.34

2.68

2.25

16.86

17.96

0.00

0.00

10.13

10.55

MgO

9.05

8.67

5.42

7.26

0.15

11.26

11.32

11.19

4.88

5.04

0.37

0.30

5.14

2.15

11.05

11.37

CaO

0.01

0.00

9.29

7.77

0.30

1.63

1.70

1.62

0.01

0.07

0.87

0.41

9.71

10.93

1.66

1.75

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.06

8.89

0.95

0.80

0.64

0.00

0.00

0.00

0.00

0.22

0.00

1.72

1.89

K2O

99.90

98.72

100.10

99.26

96.75

97.15

96.29

95.93

100.70

100.20

98.81

98.24

100.90

99.87

96.09

98.02

Total

2.96

2.93

2.68

2.62

2.71

6.14

6.24

6.36

2.89

2.94

1.89

1.97

2.66

2.87

6.23

6.37

Si

0.03

0.00

0.00

0.00

0.09

0.09

0.08

0.07

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.40

0.14

Ti

0.03

0.06

 

 

1.28

1.86

1.81

1.69

 

 

 

 

 

 

1.77

1.61

AlIV

1.96

1.92

0.29

0.91

0.89

0.85

0.14

0.31

AlVI

 

 

1.26

1.34

 

 

 

 

2.04

2.01

0.28

0.15

1.26

1.09

 

 

Altotal

0.02

0.06

 

 

0.14

0.10

0.00

0.00

 

 

 

 

 

 

0.00

0.14

Fe3+

1.80

1.81

0.00

0.00

1.05

2.08

2.11

2.06

2.31

2.32

0.36

0.41

0.00

0.00

2.23

2.13

Fe2+

0.11

0.17

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.00

0.13

0.00

0.00

0.03

0.04

Mn

0.33

0.31

0.00

0.00

1.31

1.96

1.99

2.11

0.32

0.27

0.95

1.03

0.00

0.00

2.34

2.38

Mg

0.77

0.75

0.25

0.34

0.01

1.82

1.84

1.82

0.42

0.43

0.01

0.01

0.24

0.10

1.83

1.84

Ca

0.00

0.00

0.78

0.67

0.04

0.47

0.50

0.47

0.00

0.00

0.06

0.03

0.82

0.93

0.50

0.51

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.84

0.18

0.15

0.12

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.34

0.36

K

8.01

8.04

5.00

5.00

7.75

15.61

15.65

15.60

8.06

8.04

4.00

4.00

5.00

5.00

15.83

15.88

Sum

15.00

14.00

 

 

55.00

48.00

49.00

51.00

 

 

72.00

71.00

 

 

51.00

53.00

Mg#

 

 

75.62

65.72

 

 

 

 

 

 

 

 

76.50

90.20

 

 

Albite

 

 

24.38

33.93

 

 

 

 

 

 

 

 

22.40

9.80

 

 

Anorthite

 

 

0.00

0.33

 

 

 

 

 

 

 

 

1.14

0.00

 

 

Orthose

58.84

57.75

 

 

 

 

 

 

73.68

75.57

 

 

 

 

 

 

Almandine

24.69

22.24

 

 

 

 

 

 

12.67

12.60

 

 

 

 

 

 

Grossular

11.26

10.60

 

 

 

 

 

 

11.09

9.21

 

 

 

 

 

 

Pryope

3.99

6.02

 

 

 

 

 

 

0.70

0.39

 

 

 

 

 

 

Spessartine

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

0.86

0.67

 

 

 

 

Wollastonite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

54.65

56.20

 

 

 

 

Enstatite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

44.49

43.13

 

 

 

 

Ferrosilite

 

 

 

 

 

0.89

0.90

0.89

 

 

 

 

 

 

0.90

0.91

BCa/B(Ca+Na)

 

 

ترکیب پلاژیوکلاز نمونه‏‌های شیستی و شارنوکیتی به‏‌ترتیب آلبیت و الیگوکلاز است (شکل 7- B). گارنت در نمونة گارنت‏‌آمفیبولیتی، در مقایسه با نمونة شارنوکیت، از سازنده‏‌های گروسولار و اسپسارتین غنی‏‌تر و از سازندة آلماندین فقیرتر است. برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه، در همة نمونه‏‌های تجزیه‌شده، گارنت از سازندة آلماندین غنی است. همچنین، غنی‏‌بودن سازندة اسپسارتین در مرکز بلور گارنت نسبت به حاشیة آن و مقدار بالاتر منیزیم در حاشیه بلور نسبت به مرکز، نشان‌دهندة پیدایش آنها هنگام دگرگونی پیشرونده است. بیشتر میکاهای سیاه تجزیه‌شده از دو نمونة‏‌ شیستی و گارنت‏‌آمفیبولیتی عدد آهن بیشتر از 35/0 دارند و در محدودة بیوتیت جای می‏‌گیرند (شکل 7- C). ارتوپیروکسن نمونه شارنوکیتی تهی از سازندة پایانیِ ولاستونیت است و این کانی از نوع کلینوانستاتیت است (شکل 7- D).

 

 

 

شکل 7- ترکیب کانی‌شناسی‏‌ نمونه‏‌های گارنت‏‌آمفیبولیت، شیستی و شارنوکیت در پی‏‌سنگ دگرگونی کابل روی: A) نمودار نام‏‌گذاری آمفیبول‏‌های کلسیک (Hawthorne et al., 2012)؛ B) نمودار رده‏‌بندی فلدسپار (Deer et al., 1996)؛ C) در نمودار نام‏‌گذاری میکای سیاه (Deer et al., 1991)؛ D) نمودار رده‏‌بندی پیروکسن (Morimoto, 1988)

 


دما- فشارسنجی

در این بخش با به‌‌کارگیری نرم‏‌افزار‏‌ ترموکالک، نسخة‏‌ 26- 3 (Powell and Holland, 2008)، شبکه‏‌های پتروژنتیک و دما- فشارسنج‏‌های قراردادی، شرایط دما- فشار دگرگونی برای نمونه‏‌های شیستی، گنیسی و گارنت‏‌آمفیبولیتی به‌دست آورده شد (جدول 2). در ادامه داده‌های به‌دست‌آمده شرح داده خواهند شد.

 

 

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از دما- فشارسنجی نمونة‏‌ گارنت‏‌آمفیبولیت در پی‏‌سنگ دگرگونی کابل

Pressure (kbar)

Temperature (℃)

Thermobarometry method

10.3±2.8

596±55

Version 3.26 (Holland and Powell, 2008)

Thermocalc

8<P<13

 T<730

Amphibolite to eclogite transformation in the MORB system (Liu et al., 1996)

 Petrogenetic grids

13<P

T<770

Ti-phases of MORB system (Liu et al., 1996)

9<P

-

Partial melting of metabasites (Nagel et al., 2012)

8.77-9.34

PFe

Am-Plg-Grt-Qtz

(Kohen and Spear, 1990)

Barometry

Conventhinal thermobarometry

 

8.36-9.46

PMg

-

682-708

Am-Plg (Holland and Blundy, 1994)

-

600-734

Am-Grt (Krogh Ravna, 2000)

Thermometry

 


دما- فشارسنجی برپایة تعادل فازی چندگانه (ترموکالک)

برای ارزیابی شرایط دگرگونی با نرم‏‌افزار ترموکالک نخست باید اکتیویته سازنده‌های پایانی کانی‏‌های پاراژنز اوج دگرگونی را به‌دست آورد. اکتیویتة سازنده‌های پایانی کانی‏‌های محلول جامد با نرم‌افزار AX اندازه‏‌گیری شدند و با توجه به مقدارهای کم اکتیویتة سازنده‏‌های گلوکوفان آمفیبول و پاراگونیت میکای سفید، از مشارکت آنها در محاسبات دما- فشارسنجی صرف‌نظر شد.

گارنت‏‌آمفیبولیت: در نمونه‏‌های متابازیتی بررسی‌شده، ویژگی‌های میکروسکوپی (مانند: نبود روابط تبدیلی و جانشینی و وجود مرزهای مستقیم و مشخص میان کانی‏‌های آمفیبول، گارنت، فلدسپار، اپیدوت و بیوتیت در زمینة سنگ) نشان‏‌دهندة شرایط تعادلی آنها است. پس کانی‏‌های یادشده پاراژنز پایدار در مرحلة‏‌ اوج دگرگونی دانسته می‌شوند و دما و فشار به‌دست‌آمده از همزیستی آنها نشان‌دهندة شرایط اوج دگرگونی است. دما و فشار دگرگونی به‏‌دست‌آمده برای گارنت‏‌آمفیبولیت‏‌ها، برپایة محل تقاطع واکنش‏‌های سازنده‌های پایانی که در نرم‏‌افزار ترموکالک به‏‌دست آمدند (شکل 8- A)، به‌ترتیب برابربا‏ 596±55 درجة سانتیگراد و 8/2±3/10کیلوبار هستند:

1) 2py + 4gr + 3ts + 12q = 12an + 3tr

2) 10py + 3tr + 24cz = 4gr + 12an + 15ts

3) 21an + 6tr = 10py + 11gr + 27q + 6H2O

4) 21an + 6fact = 11gr + 10alm + 27q + 6H2O

5) 2gr + 3alm + 3east + 6q = 2py + 6an + 3ann

6) 24an + 3tr + 6parg = 4py + 8gr + 6ab + 9ts

گارنت- کیانیت‏‌شیست: با درنظرگرفتن کانی‏‌های کیانیت، گارنت، مسکوویت نسل نخست (Ms1)، فلدسپار و بیوتیت به‏‌صورت یک پاراژنز در شرایط اوج دگرگونی، میانگین دما و فشار به‌دست‌آمده با نرم‏‌افزار ترموکالک که برپایة محل تقاطع واکنش‏‌های زیر به‏‌دست آمده‌اند (شکل 8- B) به‌ترتیب برابربا 85±489 درجة سانتیگراد و 6/2±7/9 کیلوبار هستند.

1) gr + q + 2ky = 3an

2) 3east + 6q = py + phl + 2mu

3) phl + east + 6q = py + 2cel

4) 3phl + 4ky = py + 3east + 4q

5) 2ann + mu + 6q = alm + 3fcel

6) ann + q + 2ky = alm + mu

شارنوکیت: در نمونة شارنوکیتی، مجموعه کانی‏‌شناسی گارنت، فلدسپار، ارتوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و فلدسپار پاراژنز پایدار در شرایط اوج دگرگونی دانسته شده‏‌اند. شرایط دگرگونی این پاراژنز که با نرم‏‌افزار ترموکالک و برپایة محل تقاطع واکنش‏‌های زیر به‌دست‌ آمده است (شکل 8- C)، دمای 50±502 سانتیگراد در فشار 5/1±9/5 کیلوبار را نشان می‌دهد.

1) 2py + gr + 3q = 3an + 3en

2) 21an + 6tr = 10py + 11gr + 27q + 6H2O

3) 10py + 5gr + 6fact + 15q = 15an + 15fs + 6tr

4) 6an + 3tr + 3san = 2py + 4gr + 18q + 3phl

5) 12an + 7phl = 5py + 4gr + 4H2O + 4san + 3east

6) 6an + 3fs + 2ann = 4alm + 2gr + 2H2O + 2san

7) 24an + 3fact + 9ann = 14alm + 10gr + 12H2O + 9san

8) 12an + 18en + 3parg = 11py + 4gr + 3ab + 3tr

 

 

 

شکل 8- واکنش‏‌های استفاده شده در روش دما- فشارسنجی تعادل فازی چندگانه نمونه‏‌های سنگی بررسی‌شده در پی‏‌سنگ دگرگونی کابل: A) گارنت‏‌آمفیبولیت؛ B) گارنت‏‌‏‌- کیانیت شیست؛ C) شارنوکیت (نمودارها با به‌کارگیری داده‏‌های به‌دست‌آمده از نرم‏‌افزار ترموکالک رسم شده‏‌اند)

 


دما- فشارسنجی برپایة شبکه پتروژنتیک متابازیت‏‌ها

همان‌گونه‌که در بخش روابط صحرایی گفته شد، ویژگی‌های صحرایی نشان‌دهندة خاستگاه آذرین آمفیبولیت‏‌های بررسی‌شده است. از دیدگاه شیمیایی، ترکیب سنگ خاستگاه آمفیبولیت‏‌های سازند شیردروازه از نوع دیوریت تا گابرو است (Faryad et al., 2016). شبکة پتروژنتیک تبدیل آمفیبولیت به اکلوژیت برای ترکیب‌های مورب آب‏‌دار (Liu et al., 1996) در شکل 9 نشان داده شده است. برپایة این شبکه پتروژنتیک و نیز گارنت‌دار‌بودن نمونه‏‌های ‏‌آمفیبولیت در پی‏‌سنگ دگرگونی بلوک کابل، فشار دگرگونی بیشتر از 8 کیلوبار بوده است. از سوی دیگر، با توجه به نبود نشانه‌های ذوب‏‌بخشی، دمای دگرگونی در محدودة‏‌ زیر خط سالیدوس بازالت مورب آب‏‌دار و کمتر از 730 درجة سانتیگراد است. همچنین، به‌علت وجود پلاژیوکلاز در متابازیت‏‌های بررسی‌شده و برپایة منحنی پایداری پلاژیوکلاز، در دامنة دمایی 600 تا 700 درجة سانتیگراد، مقدار فشار برابربا 10 تا 13 کیلوبار است. وجود اپیدوت نخستین، در نمونه‏‌های گارنت‏‌آمفیبولیت بررسی‌شده نشان‌دهندة دمای کمتر از 750 درجة سانتیگراد است. Nagel و همکاران (2012) نیز با انجام آزمایش‌های تجربی هنگام بررسی ذوب‏‌‏‌بخشی، شبکه پتروژنتیک متابازیت‏‌ها را برای ترکیب‌های مافیک جایگاه کمان ماگمایی رسم کردند. برپایة این شبکه پتروژنتیک و همچنین، همزیستی گارنت و روتیل در شرایط اوج دگرگونی، فشار دگرگونی بیشتر از 10 کیلوبار ارزیابی می‏‌شود. از‌این‏‌رو، برپایة داده‏‌های یادشده، داده‌های دما و فشار به‌دست‌آمده برپایة شبکه پتروژنتیک متابازیت‏‌ها، با داده‌های به‌دست‌آمده در روش تعادل فازی چندگانه همسو هستند.

 

 

 

شکل 9- شبکه پتروژنتیک گذر از رخسارة آمفیبولیت به اکلوژیت همراه با قلمروی پایداری فازهای تیتانیم‏‌دار در ترکیب‌های مورب آب‏‌دار (Liu et al., 1996) (قلمروی دما- فشار ظهور گارنت و روتیل (Nagel et al., 2012) نیز نشان داده شده است)

 


دما- فشارسنج‏‌های قراردادی

فشارسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز- گارنت- کوارتز: Kohn و Spear (1990) با به‌کارگیری واکنش‏‌های اعضای آهن و منیزیم‏‌دار مجموعه کانی‏‌های آمفیبول + گارنت + پلاژیوکلاز + کوارتز در متابازیت‏‌ها و برپایة واکنش پلاژیوکلاز + ترمولیت-اکتینولیت = گارنت + پارگازیت + کوارتز، فشار مجموعة‏‌ دگرگونی رخسارة گارنت‏‌آمفیبولیت را به‌دست آوردند. در این روش که در دمای 600 درجة سانتیگراد برای نمونه گارنت‏‌آمفیبولیتی پیشنهاد شده است، فشار به‏‌دست‌آمده برپایة سازندة آهن‏‌دار فازها برابربا 77/8 تا 34/9 کیلوبار و برپایة سازنده‏‌ منیزیم‏‌دار فازها برابربا 36/8 تا 46/9 کیلوبار است.

دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز: از مهم‌ترین دماسنج‏‌ها در سیستم‏‌های آذرین و دگرگونی روش دماسنجی آمفیبول- پلاژیوکلاز است. Holland و Blundy (1994) برپایة بود یا نبود کوارتز در سنگ، دو واکنش جداگانه زیر را برای سنگ‏‌های کوارتزدار و بی کوارتز پیشنهاد کرده‏‌اند:

آلبیت + ترمولیت = کوارتز + ادنیت

آنورتیت + ریشتریت = آلبیت + ادنیت

ازآن‏‌جایی‌که در نمونه‏‌های متابازیت بررسی‌شده، کوارتز دیده می‌شود، برای انجام این دماسنجی از واکنش نخست بهره گرفته شد. دمای به‌دست‌آمده با این روش برای مجموعة گارنت‏‌آمفیبولیت کوارتز‏‌دار بررسی‌شده در فشار 8 کیلوبار، برابربا 682 تا 708 درجة سانتیگراد است.

دماسنجی آمفیبول- گارنت: Krogh Ravna (2000) رابطه‏‌ای را به‏‌عنوان تابعی از دما و ترکیب گارنت و آمفیبول هم‏‌زیست در ترکیب‌های بازالتی تا حدواسط پیشنهاد کرده است. برپایة این رابطه، دمای به‌دست‌آمده برای نمونه گارنت‏‌آمفیبولیتِ پی‏‌سنگ دگرگونی کابل از 526 تا 600 درجة سانتیگراد متغیر است.

 

متاپلیت‏‌ها (گارنت- کیانیت‏‌شیست و شارنوکیت)

دما- فشارسنج‏‌های قراردادی

دماسنجی گارنت- بیوتیت: این روش برپایة تبادل کاتیونی آهن و منیزیم میان کانی‏‌های هم‏‌زیست گارنت و بیوتیت و برپایة این واکنش است:

Mg3Al2Si3O12 + KFe3AlSi3O10(OH)2 =

Fe3Al2Si3O12 + KMg3KAlSi3O10 (OH)2

تا کنون 32 کالیبراسیون متفاوت برای دماسنجی گارنت- بیوتیت پیشنهاد شده است که از میان آنها دو کالیبراسیون مدل A پیشنهادیِ Bhattacharya و همکاران (1992) و مدل 6AV پیشنهادیِ Holdaway (2000) اعتبار بیشتری دارند (Wu and Cheng, 2006)؛ زیرا در این دو روش وجود عنصرهای کلسیم، آهن فریک و منیزیم گارنت و عنصرهای تیتانیم، آهن فریک و آلومینیم بیوتیت بر رابطه تبادل یونی منیزیم- آهن میان فازهای همزیست گارنت و بیوتیت مؤثر دانسته شده‌اند. از سوی دیگر، انحراف از معیار داده‏‌های به‌دست‌آمده از این دو روش در مقایسه با روش‏‌های دیگر پذیرفتنی‏‌تر (کمتر از 34) است. دماسنجی گارنت- بیوتیت نمونة گارنت‏‌- کیانیت‏‌شیست برپایة دو روش یاد شده، نشان‏‌دهندة دمای 505 تا 538 درجة سانتیگراد است.

دماسنجی بیوتیت: Wu و Chen (2015) با بررسی 300 نمونة متاپلیتیِ ایلمنیت‌دار یا روتیل‏‌دار از بخش‌های گوناگون کرة زمین، روش اصلاح‌شده‏‌ای از دماسنجی برپایة تمرکز تیتانیم در بیوتیت پیشنهاد کرده‏‌اند. برپایة این روش، ترکیب بیوتیت نمونه گارنت- ‏‌کیانیت‏‌شیست با دمای 540 درجة سانتیگراد همخوانی دارد.

فشارسنجی گارنت- بیوتیت- آلومینوسیلیکات- کوارتز (GBAQ):در بسیاری از موارد، ترکیب پلاژیوکلاز متاپلیت‏‌ها فقیر از کلسیم و همانند شیست‏‌های پی‏‌سنگ دگرگونی جنوب کابل، از نوع آلبیت است. ازاین‌رو، فشارسنج‏‌های معروفی مانند گارنت- آلومینوسیلیکات- پلاژیوکلاز- کوارتز (GASP; Holdaway, 2001) و گارنت- پلاژیوکلاز- بیوتیت- مسکوویت- کوارتز (GPBMQ; Hoisch, 1991) در این‌گونه سنگ‏‌ها کاربردی ندارند. ازاین‏‌رو، Wu (2017) فشارسنجی مستقل از پلاژیوکلاز را در متاپلیت‏‌ها پیشنهاد کرد. این روش برپایة این دو واکنش انتقالی محض است: (1) آلومینوسیلیکات + آنیت = کوارتز + سیدروفیلیت + آلماندین؛ (2) آلومینوسیلیکات + فلوگوپیت = کوارتز + استونیت + پیروپ. فشار به‏‌دست‌آمده با این روش برای سازنده‌های منیزیم‏‌دار برابربا 3/10 تا 6/10 کیلوبار و برای سازنده‌های آهن‏‌دار برابربا 12/9 تا 10 کیلوبار است.

 

دماسنجی گارنت- ارتوپیروکسن: داده‌های دماسنجی گارنت- ارتوپیروکسن که از کالیبراسیون‏‌های گوناگون به‌دست‌ آورده شده‌اند، نشان‏‌دهندة دمای 604 تا 650 درجة‏‌ سانتیگراد برای نمونة شارنوکیتی است.

فشارسنجی گارنت- ارتوپیروکسن- پلاژیوکلاز- کوارتز: فشار به‌دست‌آمده از این روش فشارسنجی برای نمونة شارنوکیت که با به‌کارگیری کالیبراسیون‏‌های گوناگون به‏‌دست آمده است برابربا 4/6 تا 7/7 کیلوبار است. چکیده‌ای از داده‌های دما- فشارسنجی به‌دست‌آمده برای سه نمونه گارنت‏‌آمفیبولیت، گارنت‏‌- کیانیت‏‌شیست و شارنوکیت در جدول‌های 3 و 4 آورده شده‏‌اند.

 

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از دما- فشارسنجی نمونة گارنت- ‏‌کیانیت‏‌شیستی در پی‏‌سنگ دگرگونی کابل

kbar))Pressure

Temperature(C˚)

Thermobarometry method

9.7±2.6

489± 85

 

Thermocalc

PFe =9.12-10

 

(Wu, 2017)

(GPBMQ)

Barometry

PMg =10.3-10.6

 

 

505

(Bathacharya et al., 1992-A)

Grt-Bt thermometry

Thermometry

 

538

(Holdway, 2000)

 

540

(Wu and Chen, 2015)

Bt thermometry

 

جدول 4- داده‌های به‌دست‌آمده از دما- فشارسنجی نمونة شارنوکیتی در پی‏‌سنگ دگرگونی کابل

Pressure( kbar)

Temperature(C˚)

Thermobarometry method

      5.9±1.5

502±50

 

Thermocalc

6.6

 

Newton and Perkins (1982)

Opx-Plg-Qtz-Grt

Barometry

7.5

 

Bohlen et al. (1983)

7.4

 

Perkins and Chipera (1985)- Mg

7.7

 

Perkins and Chipera (1985)-Fe

6.46

 

Powell and Holland (1988)

 

530

Sen and Bhattacharya (1984)

Grt-Opx

Thermometry

 

600

Lee and Ganguly (1988)

 

605

Bhattacharya et al. (1991)

 

650

Lal (1993)

 


 


بحث

بخش بزرگی از پوستة زمین از سنگ‏‌های دگرگونی و دگرریخت فراگرفته شده است که پیامد فرایندهای کوهزایی هستند. شناخت تاریخچة سنگ‏‌های دگرگونی نیازمند آشنایی با شیمی کانی‏‌ها و ارزیابی دما و فشار پیدایش آنهاست؛ بهگونه‌ای‌که هنگام شناخت گرادیان زمین‌گرمایی و سازوکار دگرگونی، جایگاه زمین‏‌ساختیِ فرایندهای دگرگونی نیز روشن می‏‌شود (Brown, 1993).

برپایة مباحث پیشین، میانگین شرایط دما و فشار دگرگونی نمونه‏‌های بررسی‌شده که با روش‏‌های متفاوت به‌دست‌ آمده‌اند، به‌صورت زیر هستند:

گارنت‏‌آمفیبولیت نئوپروتروزوییک: دمای 664 درجة سانتیگراد و فشار 24/9 کیلوبار (هم‌ارز گرادیان زمین‏‌گرمایی 20 درجة سانتیگراد بر کیلومتر)؛

گارنت‏‌- کیانیت‏‌شیست نئوپروتروزوییک: دمای 518 درجة سانتیگراد و فشار 94/9 کیلوبار (هم‌ارز گرادیان زمین‏‌گرمایی 8/14 درجة سانتیگراد بر کیلومتر)؛

شارنوکیت پالئوپروتروزوییک: دمای 590 درجة سانتیگراد و فشار 03/7 کیلوبار (هم‌ارز گرادیان زمین‏‌گرمایی 24 درجة سانتیگراد بر کیلومتر).

با آنکه گنیس‏‌های پالئوپروتروزوییک پی‏‌سنگ دگرگونی کابل، در شرایط اوج دگرگونی پاراژنز ارتوپیروکسن‏‌دار، شرایط رخسارة گرانولیت را نشان می‏‌دهند و هم‌ارز سنگ دگرگونی شارنوکیت هستند، اما دماهای به‌دست‌آمده با روش‏‌های گوناگون دما- فشارسنجی، همانند بسیاری از سرزمین‏‌های گرانولیتی دیگر از شرایط دمای اوج دگرگونی کمتر است. چنان‏‌چه سرد‌شدن سنگ‏‌های رخساره گرانولیت با نرخ آهسته‏‌ای روی دهد، رویداد تبادل آهن و منیزیم، در هنگام واکنش‏‌های برگشتی میان کانی‏‌های آهن و منیزیم‏‌دار پدیده‌ای اجتناب‌ناپذیر است. خاستگاه شارنوکیت‏‌های دگرگونی بیشتر بخش‏‌های زیرین پی‏‌سنگ‏‌های کراتونی است. در چنین جایگاهی، ازآنجایی‌که نرخ کم فرسایش، ضعف رفتار زمین‌ساختی و سرد‌شدن پی‏‌سنگ شارنوکیتی کمابیش در فشار ثابت روی می‏دهد، پس گذر از شرایط اوج دگرگونی و رسیدن به شرایط سطحی به آهستگی انجام می‌شود و نیازمند صرف زمان بسیار است (Frost and Frost, 2008). ازاین‏‌رو، ازآنجایی‌که واکنش‏‌های تبادل یونی برگشتی روی داده‌اند، دمای به‌دست‌آمده برای این‌گونه واحدهای سنگی از دمای شرایط اوج دگرگونی حاکم بر رخسارة گرانولیت کمتر است و این دما هم‌ارز دمای سرد‌شدن پس از شرایط اوج دگرگونی است.

به فراخور شدت ماگماتیسم همراه با کوهزایی، گرادیان زمین‏‌گرمایی حاکم بر جایگاه برخورد قاره‏‌ای از 12 تا 60 درجة سانتیگراد در هر کیلومتر متغیر است (Bucher and Grapes, 2011). پس گرادیان‏‌های زمین‏‌گرمایی به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های بررسی‌شده با جایگاه برخورد قاره‏‌ای همخوانی دارند. از سوی دیگر، پیدایش کیانیت به‏‌جای آندالوزیت و نبود کردیریت در متاپلیت‏‌های بررسی‌شده نیز با گرادیان دگرگونی جایگاه کششی همخوانی ندارد.

همان‏گونه‌که در بخش زمین‏‌شناسی ناحیه‏‌ای گفته شد، برپایة داده‏‌های سن‏‌سنجی، پی‏‌سنگ دگرگونی کابل، سرشت کراتونی دارد و دستخوش رویدادهای دگرگونی در بازة زمانی پروتروزوییک شده است. ائون آرکئن (4 تا 5/2 میلیارد سال پیش) دوره زمانی است که نخستین مواد سازندة پوستة قاره‏‌ای از گوشته خاستگاه گرفته‌اند و پوسته‏‌های قاره‏‌ای کراتونی پدید آمده‏‌اند. تاریخچة پوستة قاره‏‌ای دست‌کم از آرکئن پایانی، دربردارندة رویدادهای زمین‏‌شناسی در مقیاس‏‌های متفاوت است که با رویدادهایی مانند زایش کوه‏‌ها و پیدایش و جدایش ابرقاره‏‌ها در پاسخ به زمین‌ساخت صفحه‏‌ای شناخته می‏شوند. رویداد پیدایش ابرقاره‏‌ها نیازمند بسته‌شدن حوضه‏‌های اقیانوسی میان‌قاره‏‌ای و رخداد برخورد قاره‏‌ای است. همان‌گونه‌که در بخش‌های پیشین نیز گفته شد برپایة داده‌های دما- فشارسنجی به‌دست‌آمده در این پژوهش، شرایط دگرگونی سنگ‏‌های متاپلیتی و متابازیتی پی‏‌سنگ بلوری کابل با دما- فشار حاکم در جایگاه زمین‌ساخت برخوردی همخوانی دارد. رویداد دگرگونی رخسارة گرانولیت واحدهای شارنوکیتی پالئوپروتروزوییک این پی‏‌سنگ هم‌ارز با دوره زمانی رویدادهای برخورد قاره‏‌ای مرتبط با پیدایش ابرقاره کلمبیاست (Rogers and Santosh, 2002; Meert, 2014)؛ اما رویداد دگرگونی شیست‌سبز تا آمفیبولیت فشار بالایِ واحدهای سنگی گارنت‏‌آمفیبولیت و گارنت‏‌- کیانیت‏‌شیست نئوپروتروزوییک نیز با چرخه کوهزایی گرنویلین و رویداد برخوردهای قاره‏‌ای منتج از آن همخوانی دارد که پیدایش ابرقاره رودینیا را به دنبال داشته‌اند (Dalziel et al., 2000).

 

برداشت

برپایة بررسی‌های صحرایی و کانی‏‌شناسی و دما- فشارسنجی، نتایج زیر دربارة سنگ‏‌های دگرگونی پی‏‌سنگ بلوک کابل نام برده می‌شوند:

الف- وجود کیانیت به‏‌جای آندالوزیت و نبود کردیریت در متاپلیت‏‌ها و حضور گارنت و روتیل در متابازیت‏‌های پی‏‌سنگ دگرگونی کابل با گرادیان دگرگونی حاکم در جایگاه کوهزایی همخوانی دارد؛

ب- برپایة محاسبه‌های دما- فشارسنجی، گرادیان ‏‌زمین‏‌گرمایی حاکم در هنگام پیدایش متاپلیت‏‌ها و متابازیت‏‌های پی‏‌سنگ دگرگونی کابل هم‌ارز گرادیان دگرگونی جایگاه برخورد قاره‏‌ای است؛

پ- برپایة داده‏‌های سن‏‌سنجی دیگر پژوهشگران، پی‏‌سنگ دگرگونی بلوک کابل سرشت کراتونی دارد و دستخوش رویدادهای دگرگونی کوهزایی مرتبط با پیدایش ابرقاره‏‌های پروتروزوییک کلمبیا و رودینیا شده است. ازاین‌رو، شرایط دما و فشار به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های شارنوکیت، شیست و گارنت‏‌آمفیبولیت هم‌ارز شرایط دگرگونی رویدادهای کوهزایی است که پیدایش این ابرقاره‏‌ها را به‌دنبال داشته‌اند.

Abdullah, S. and Chmyriov, V. M. (1977) Geologiya I poleznye iskopaemye Afganistana, Kniga 1. Geologiy, Moscow, Nedra.

Andritzký, G., (1967) Bau und Entstehungsgeschichte des Altkristallin-Keils von Kabul (Afghanistan) und seiner Rendzonen. Geologisches Jahrbuch 84: 617–636.

Bhattacharya, A., Krishnakumar, K. R., Raith M. and Sen, S. K. (1991) An improved set of a-X parameters for Fe-Mg-Ca garnets and refinements of the orthopyroxene-garnet thermometer and the orthopyroxene-garnet-plagioclase-quartz barometer. Journal of Petrology 32: 629–656.

Bhattacharya, A., Mohanty, L., Maji, A., Sen, S. K. and Raith, M. (1992) Non-ideal mixing in the phlogopite-annite binary: constraints from experimental data on Mg-Fe partitioning and a reformulation of the biotite-garnet geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 111: 87-93.

Bohlen, S. R., Wall, V. J. and Boettcher, A. L. (1983) Geobarometry in granulites. In: Kinetics and Equilibrium in Mineral Reactions. (Ed. Saxena, S. K.) 141-171. Springer, Verlag, Berlin.

Brown, M. (1993) P–T–t paths of orogenic belts and the causes of regional metamorphism. Journal of the Geological Society, London 150: 227–241.

Bucher, K. and Grapes, R. (2011) Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Springer, Verlag, Berlin.

Collett, S. (2011) Crustal evolution in the Paleoproterozoic of Afghanistan: Insights from the Sherdarwaza gneiss of the Kabul Block. M.Sc. Dissertation, University of Leicester, England.

Dalziel, I. W., Mosher, S. and Gahagan, L. M. (2000) Laurentia-Kalahari collision and the assembly of Rodinia. The Journal of Geology 108(5): 499–513.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An introduction to rock forming minerals. 7th edition, Longman, England.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1996) An introduction to the rock forming minerals. Longman, London.

Faryad, S. W., Collett, S., Finger, F., Sergeev, S. A., Čopjaková, R. and Siman, P. (2016) The Kabul Block (Afghanistan), a segment of the Columbia Supercontinent, with a Neoproterozoic metamorphic overprint. Gondwana Research 34: 221–240.

Faryad, S. W., Mosazai, A. M., Sergeev, S. and Wasay, A. (2009) Metamorphism and age relations in the Proterozoic Kabul Block; PT conditions and new SHRIMP dating. Abstract volume, 2nd International Hindu Kush Geoscience Conference, Kabul, Afghanistan.

Frost, R. B. and Frost, C. D. (2008) On charnockites. Gondwana Research 13: 30-44.

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

Hoisch, T. D. (1991) Equilibria within the mineral assemblage quartz + muscovite + biotite + garnet + plagioclase, and implications for the mixing properties of octahedrally-coordinated cations in muscovite and biotite. Contributions to Mineralogy and Petrology 108: 43-54.

Holdaway, M. J. (2000) Application of new experimental and garnet Margules data to the garnet-biotite geothermometer. American Mineralogist 85: 881–892.

Holdaway, M. J. (2001) Recalibration of the GASP geobarometer in light of recent garnet and plagioclase activity models and versions of the garnet-biotite geothermometer. American Mineralogist 86(10): 1117-1129.

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

Kafarsky, A. K., Chmyriov, V. M., Stazhilo-Alekseev, K. F., Abdullah, Sh. and Saikovsky, V. S. (1975) Geological map of Afghanistan, scale 1:2500000. Kabul.

Karapetov, S. S., Sorokin, Y. A., Sytov, Y. N., Chepela, V. F., Abdullah, S. and Ashmat, A. (1981) Geological structure of Kabul town region. Report of Logar and Helmand prospecting-mapping group in 1979-1981. Unpublished report, Afghan Geological Survey.

Kohen, M. J. and Spear, F. S. (1990) Two new geobarometers for garnet amphibolites with applications to southeastern Vermont. American Mineralogist 75: 89-96.

Krogh Ravna, E. (2000) Distribution of Fe2+ and Mg between coexisting garnet and Hornblende in synthetic and natural systems: an empirical calibration of the garnet-hornblende Fe-Mg geothermometer. Lithos 53: 305-321.

Lal, R. K. (1993) Internally consistent recalibrations of mineral equilibria for geothermobarometry involving garnet-plagioclase-quartz assemblages and their applications to the south Indian granulites. Journal of Metamorphic Geology 11: 855-866.

Lee, H. Y. and Ganguly, J. (1988) Equilibrium compositions of coexisting orthopyroxene and garnet: experimental determinations in the system FeO-MgO-Al2O3-SiO2, and applications. Journal of Petrology 29: 93-113.

Liu, J., Bohlen, S. R. and Ernest, W. G. (1996) Stability of hydrous phases in subducting oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 143: 161-171.

Meert, J. (2014) Strange attractors, spiritual interlopers and lonely wanderers: The search for pre-Pangean supercontinents. Geoscience Frontiers 5: 155–166.

Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist 73: 1123-1133.

Murphy, J. B. and Nance, R. D. (2005) Do supercontinents turn inside in or inside out? International Geology Review 47: 591–619.

Nagel, T. J., Hoffmann, E. and Münker, C. (2012) Generation of Eoarchean tonalite-trondhjemite-granodiorite series from thickened mafic arc crust. Geology 40(4): 375-378.

Newton, R. C. and Perkins, D. (1982) Thermodynamic calibration of geobarometers based on the assemblages garnet-plagioclase-orthopyroxene (clinopyroxene)-quartz. American Mineralogist 67: 203-222.

Percival, J. A. and Mortensen, J. K. (2002) Water-deficient calc-alkaline plutonic rocks of northeastern Superior province, Canada: significance of charnockitic magma. Journal of Petrology 43: 1617–1630.

Perkins, D. and Chipera, S. J. (1985) Garnet-orthopyroxene- plagioclase-quartz barometry: refinement and application to the English River Subprovince and the Minnesota River Valley. Contributions to mineralogy and petrology 89: 69-80.

Mihalasky, M. J., Doebrich, J. L., Wahl, R. W., Ludington, S. D., Orris, G. J., Bliss, J. D., Sutphin, D. M., Schruben, P. G., Bolm, K. S., Hubbard, B E., Mars, J. C., Peters, S. G., Wandrey C. J. and Chirico, P. (2007) Geographic information system (GIS) to accompany the non-fuel mineral resource assesment of Afghanistan, appendix 1, In: Preliminary non-fuel mineral resource assessment of Afghanistan (Eds. Peters, S. G., Ludington, S. D., Orris, G. J., Sutphin, D. M., Bliss, J. D., and Rytuba, J. G., Ludington, S. D., Orris, G. J., Sutphin, D. M., Bliss, J. D., Rytuba, J. J. and U. S. Geological Survey-Afghanistan Ministry of Mines Joint Mineral Resource Assessment Team). U.S. Geological Survey, Available on web at: http://pubs.usgs.gov/of/2007/1214/.

Powell, R. and Holland T. J. B. (2008) On thermobarometry. Journal of Metamorphic Geology 26: 155 179.

Powell, R. and Holland, T. J. B. (1988) An internally consistent dataset with uncertainties and correlations: 3. Applications to geobarometry, worked examples and a computer program: Journal of Metamorphic Geology 6(2): 173-204.

Ramezani, A. M. (2019) Petrology of Precambrian basement from Kabul block (East Afghanistan). M.Sc. thesis, Imam Khomeini International University, Qazvin, Iran (in Persian).

Rogers, J. J. and Santosh, M. (2002) Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic supercontinent. Gondwana Research 5(1): 5–22.

Rollinson, H. (2007) Early Earth Systems: A Geochemical Approach. Blackwell Publishing, Hoboken.

Sen, S. K. and Bhattacharya, A. (1984) An orthopyroxene-garnet thermometer and its application to the Madras charnockites: Contributions to Mineralogy and Petrology 88(1): 64-71.

Siehl, A. (2015) Structural setting and evolution of the Afghan orogenic segment – a review. In : Geological Evolution of Central Asian Basins and theWestern Tien Shan Range (Eds. Brunet, M.-F., McCann, T. and Sobel, E. R.) Special Publications, 427. Geological Society, London.

Tapponnier, P., Mattauer, M., Proust, F. and Cassaigneau, C. (1981) Mesozoic ophiolites, sutures, and large-scale tectonic movements in Afghanistan. Earth and Planetary Science Letters 52(2): 355–371.

Treloar, P. J. and Izatt, C. N. (1993) Tectonics of the Himalayan collision between the Indian plate and the Afghan block: A synthesis. Geological Society, London, Special Publications 74(1): 69–87.

Wadhawan, S. K. and Roonwal, G. S. (1977) Genetic significance of tourmaline associated with sulphide mineralization at Zawar area, Udaipur, Rajasthan, India. Neues Jahrbuch fur. Mineralogie, Monatshefte 5: 233-237.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.

Wu, C. M. (2017) Calibration of the garnet–biotite–Al2SiO5–quartz geobarometer for metapelites. Journal of Metamorphic Geology 35: 983–998.

Wu, C. M. and Cheng, B. H. (2006) Valid garnet–biotite (GB) geothermometry and garnet–aluminum silicate–plagioclase–quartz (GASP) geobarometry in metapelitic rocks. Lithos89: 1–23.

Wu, C. M., and Chen, H. X. (2015) Revised Ti-in-biotite geothermometer for ilmenite or rutile-bearing crustal metapelites. Science Bulletin 60(1):116–121

Zen, E. (1981) Metamorphic mineral assemblages of slightly calcic pelitic rocks in and around the Taconic Allochthon, southwestern Massachusetts and adjacent Connecticut and New York. United States Geological Survey, Professional Paper 1113: l-128.