Whole rock chemistry of Shahindezh metapelites, provenance and mineral parageneses

Document Type : Original Article

Authors

Abstract

In order to identify the provenance of metasediments of the Shahindezh Metamorphic Complex (SMC), NW Iran, we have studied the bulk chemistry of the metapelites in the mentioned area. The geochemistry of these rocks suggests that the parent sedimentary rocks are classified as shale. Major and trace elements concentration (e.g. TiO2, K2O, Ni, Rb) indicates that the primary igneous rock was acidic (andesite to rhyodacite). The chemical index of alteration (CIA) show that the source rocks have undergone moderate to high degree of chemical weathering and plagioclase composition varies from andesine to oligoclase. Using major oxides elements, the continental active margin is considered for SMC metapelites source. In comparison with average upper continental crust, the SMC metapelites show strong negative Ca and Sr anomalies and slight depletion in Nb and Mn but moderate enrichment in Y, Ba, Al and transitional elements. The similarity in the trends of multi-elements diagrams for all studied samples shows that bulk chemistry factor was constant variant at the different mineral paragenesis appearance process. Based on the standard PT pseudo sections, drown by scientists for average metapelitic composition, Ms+Bt+St and Ms+Bt+St+Ky paragenesis were in equilibrium at the PT conditions estimated, previously.

Keywords

Full Text

مقدمه

سنگ‌های تخریبی سیلیس‌دار ابزار خوبی برای مطالعه زادگاه رسوبی و محیط تکتونیکی حوضه‌های رسوبی هستند (Dickinson, 1970, 1985; Bhatia, 1983; Roser and Korsch, 1988; Floyd and Leveridge, 1987). زادگاه رسوبی، به‌خصوص در حاشیه فعال ورقه‌ها به‌علت فرسایش و تخریب بعدی به دشواری قابل شناسایی است. در چنین چرخه‌هایی مطالعه سنگ‌های رسوبی مرتبط،‌ راه مفیدی برای تعیین سنگ ﻣﻨﺸﺄ و تاریخچه تحرک حواشی فعال قدیمی است (Sun et al., 2008). تحقیقات کانی‌شناسی و ژئوشیمیایی آگاهی ما را از خاستگاه رسوبی،‌ محیط تکتونیکی و نحوه تکوین تکتونوماگمایی حوضه رسوبی وسعت می‌بخشد (Maas and McCulloch, 1991; Degraaff-Surpless et al., 2002; Cope et al., 2005; She et al., 2006). استفاده از عناصر کمیاب و نادر خاکی در این راستا مطمئن‌تر است، ولی این امر از کاربرد وسیع اکسیدهای عناصر اصلی و نسبت بین آنها برای ارزیابی خاستگاه رسوبات جلوگیری نمی‌کند (Long et al., 2008; Hofmann, 2005; Garzanti et al., 2007; Kasanzu et al., 2008; Kutterolf et al., 2008). منطقه‌ای به مساحت حدود 600 کیلومتر مربع در شرق شاهین‌دژ آذربایجان‌ غربی،‌ تنوعی از سنگ‌های آذرین،‌ رسوبی و دگرگونی را در خود جای داده است (شکل 1).

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه شاهین‌دژ به‌همراه موقعیت نمونه‌های متاپلیتی. اقتباس شده از نقشه تهیه شده توسط سازمان زمین‌شناسی کشور (خلقی و همکاران،‌ 1373؛ مجرد،‌ 1386). شهر شاهین‌دژ در شمال‌غرب منطقه و شهر تکاب در شرق ناحیه مورد مطالعه و خارج از نقشه فوق واقع شده‌اند.

 

 

 

با توجه به وجود انواع سنگ‌های دگرگونی و ارتباط سنگ‌های دگرگونی و آذرین موجود در منطقه نام همتافت دگرگونی شاهین‌دژ (Shahindezh Metamorphic Complex) و به‌ اختصار SMC به آن اطلاق شده است (مجرد،‌ 1386). سنگ‌های دگرگونی عبارتند از: متاپلیت،‌ آمفیبولیت،‌ مرمر،‌ متاولکانیت و پاراگنیس. متاپلیت‌ها و گنیس‌ها جهت‌یافتگی ترجیحی نشان می‌دهند. متاپلیت‌های منطقه SMC دارای کیانیت،‌ آندالوزیت،‌ کردیریت،‌ استارولیت و گارنت بوده و در کرتاسه فوقانی با نفوذ توده گرانیتویید پیچاقچی مجدداً به‌صورت مجاورتی دگرگون شده‌اند که آثار آن در مطالعات بافتی و پتروگرافی شیست‌ها بررسی شده است (Modjarrad et al., 2007). تعیین تعداد فازهای دگرگونی و دگرشکلی،‌ ترموبارومتری فاز اصلی دگرگونی ناحیه‌ای و مجاورتی و مطالعه ژئوشیمی سنگ‌های آذرین منطقه به‌صورت تفصیلی انجام شده است (مجرد،‌ 1386،‌ مجرد و همکاران، 1386). بر این اساس نوع دگرگونی منطقه SMC از نوع HT/L-MP ارزیابی شده است. جدول 1 خلاصه پتروگرافی متاپلیت‌های منطقه را نشان می‌دهد. تعیین نوع و محل تشکیل رسوبات مادر متاپلیت‌ها و مقایسه ترکیب شیمیایی انواع میکا شیست‌ها در منطقه هدف اصلی این مطالعه است. مورد اول در تعیین مدل ژئودینامیکی تکوین منطقه SMC و مورد دوم برای اثبات پیش فرض یکسانی شیمی سنگ کل شیست‌ها که بر روی آنها زمین‌دمافشارسنجی صورت گرفته (بسته بودن نسبی سیستم) و در حال تعادل بودن پاراژنزهای مشاهده شده در متاپلیت‌ها ضروری است.


 

جدول 1- خلاصه پتروگرافی متاپلیت‌های آنالیز شده از منطقه SMC. حروف X برای کانی با فراوانی بالای 10%،‌ x برای کانی با فراوانی بین 5-10% و حرف A برای محصول ثانویه به‌کار رفته است. علایم کانی‌ها از Kretz (1983) گرفته شده است.

Ore

Zrn

Tur

Chl

Crd

Grt

St

Als

Ms

Bt

Kfs

Pl

Qtz

sample

t

t

t

x

 

 

 

 

X

X

X

x

X

S29

 

 

 

 

 

 

x

X

x

X

 

x

X

S44B

 

 

 

 

 

 

 

X

X

X

x

 

X

S44D

 

 

 

A

 

 

X

X

X

X

 

x

X

S44G

 

 

 

 

 

 

 

X

x

X

 

x

X

S45A

 

 

t

 

 

 

 

 

A

X

x

 

X

S48A2

t

 

 

A

X

 

 

 

 

X

X

x

X

S53A

 

 

 

x

X

 

 

x

 

X

 

x

X

S55A

 

 

 

 

x

 

x

X

X

X

 

x

X

S58M

 

 

 

A

 

X

 

x

 

X

X

x

X

S58N

 

 

 

A

 

x

 

 

 

X

X

x

X

S58P

 

 

 

 

 

x

x

 

 

X

X

x

X

S58T

t

 

 

 

 

 

 

x

 

X

X

x

X

S60A

 

 

 

 

 

 

 

 

 

x

X

x

X

S68N

t

 

 

x

 

 

 

 

x

X

x

 

X

S87B

 

 

t

 

 

 

 

 

x

X

X

x

X

S88C

t

 

 

A

X

 

 

x

X

X

 

x

X

S89A

 

 

 

A

X

 

 

X

x

X

X

x

X

S90D

 

 

 

A

X

 

x

X

x

X

X

x

X

S90E

 

t

t

 

 

 

 

X

x

X

 

x

X

S91D

 

 

 

 

x

 

 

X

 

X

x

x

X

S91F2

t

 

t

 

 

 

 

x

x

X

x

x

X

S93A

 

 

t

 

 

 

 

 

X

X

x

x

X

S96A

 


زمین‌شناسی منطقه

منطقه SMC در زون ایران مرکزی واقع شده (آقانباتی،‌ 1385) و سنگ‌های رسی دگرگون شده،‌ قدیمی‌ترین واحد مشاهده شده در این ناحیه‌اند. این سنگ‌ها احتمالاً با واحدهای دگرگونی تفکیک نشده در ایران مرکزی (پشت بادام) هم‌ارز هستند. شباهت لیتولوژیک و سنی سنگ‌های دگرگونی تکاب در نزدیکی منطقه مورد مطالعه با سنگ‌های دگرگونی ایران مرکزی از طریق تعیین سن رادیومتری تایید شده است (Moazzen et al., 2009). کوه‌زایی کاتانگایی در پرکامبرین پسین اتفاق افتاده است و بر اثر این کوه‌زایی سنگ‌های پیش از اینفراکامبرین (پروتروزوییک و آرکئوزوییک) دچار گسل‌خوردگی،‌ چین‌خوردگی و دگرگونی شده‌اند (درویش‌زاده،‌ 1370). رسوبات کهر که بر روی سنگ‌های مزبور قرار دارند، دگرگونی ضعیفی در حد اسلیت و فیلیت نشان می‌دهند (مربوط به فاز محدود زریگانین). سنگ‌های دولومیتی و فسیل‌دار (شواریا و سیرکولاریس) سازند سلطانیه واحد بعدی است که در شمال‌غرب و جنوب‌غرب منطقه دیده می‌شود (شکل 1). سنگ‌های سازند لالون در شمال و شرق روستای خواجلو برون‌زد دارند. این واحد با ناپیوستگی هم شیب توسط سنگ‌های سازند میلا پوشانده می‌شود. واحدهای سلطانیه و لالون هیچ اثری از دگرگونی را نشان نمی‌دهند. به‌نظر می‌رسد منطقه پس از تشکیل نهشته‌های میلا،‌ در کامبرین میانی،‌ اردویسین،‌ سیلورین،‌ دونین و کربونیفر بیرون از آب بوده است. رسوبات ژوراسیک تنها در بخش کوچکی در جنوب‌غرب منطقه دیده می‌شود. رسوبات کرتاسه بالایی در جنوب‌غرب منطقه از آهک‌های مارنی نازک لایه واجد فسیل‌های با سن سانتونین – ماستریشتین تشکیل شده است. سازند قم در زمان الیگوسن بالا – میوسن ایجاد شده، در شرق و جنوب‌شرق منطقه مشاهده می‌شود (خلقی و همکاران،‌ 1373). سنگ‌های آلکالی‌گرانیتی روشن که همواره با گنیس‌ها همراه هستند،‌ به‌صورت لکه‌های کوچک و متعدد در منطقه برونزد دارند. سنگ‌های گرانیتی و گرانودیوریتی به‌طور عمده در حوالی روستای پیچاقچی و قره‌زاغ و برونزدهای کوچکتری در محمود‌آباد،‌ زید کندی و خزایی بالا دیده می‌شود (شکل 1). زمان نفوذ این توده توسط سن‌یابی K-Ar کرتاسه فوقانی – پالئوسن تعیین شده است (خلقی و وثوقی عابدینی،‌ 1382).

 

روش انجام پژوهش

از شیمی سنگ‌کل متاپلیت‌ها،‌ علاوه بر استفاده در تعیین دقیق‌تر کانی‌های در حال تعادل می‌توان برای مشخص کردن نوع سنگ رسوبی اولیه و همچنین سنگ آذرین مادر رسوبات بهره برد. به‌همین منظور 23 نمونه از متاپلیت‌های منطقه SMC به‌عنوان معرف انتخاب شده و در انیستیتو تحقیقاتی GFZ آلمان (Geo Forschungs Zentrum) و آزمایشگاه ALS CHEMEX کانادا به‌روش XRF تجزیه شده است. علاوه بر اکسیدهای اصلی،‌ فراوانی 11 عنصر کمیاب برای نمونه‌ها گزارش شده است. جدول 2 نتایج آنالیز شیمیایی بر روی متاپلیت‌های منطقه را نشان می‌دهد. مقاطعی که شماره آنها در مقاله آمده است، در مطالعات قبلی به تفصیل بررسی شده‌اند (مجرد،‌ 1386؛ مجرد و همکاران،‌ 1387). همچنین، موقعیت نمونه‌برداری بر روی نقشه زمین‌شناسی منطقه مشخص شده است (شکل 1).

 

ژئوشیمی سنگ کل متاپلیت‌ها

اغلب متاپلیت‌های منطقه SMC دارای 58 -72 درصد سیلیس هستند. فراوانی اکسید آلومینیم در آنها بیشتر در طیف 11-18 درصد است. اکسید آهن کل که به‌صورت آهن سه ظرفیتی گزارش شده، تغییراتی بین 4-8 درصد داشته و اکسید منیزیم اغلب از 2 تا 4 درصد در تغییر بوده است. مقدار اکسید تیتانیم کمتر از 1 درصد و فراوانی منگنز بسیار اندک و قابل اغماض است. برخی از عناصر کمیاب و واسطه نیز مورد سنجش قرار گرفته‌اند که در بخش مربوط به نمودارهای چندعنصری مورد بحث قرار می‌گیرند (جدول 2).

تغییرات اکسیدهای عناصر اصلی بر حسب SiO2 ترسیم شده است. روند نزولی آهن،‌ منیزیم،‌ تیتانیم و آلومینیم با افزایش سیلیس خطی و واضح است (شکل 2). نمونه‌های پر سیلیس از محتوای Al، Fe، Mg و Ti کمتری برخوردارند. به‌همین دلیل، کانی‌های شاخص دگرگونی سنگ‌های رسی که اغلب فرومنیزین و غنی از آلومینیم هستند (مانند گارنت،‌ کردیریت،‌ استارولیت و آلومینوسیلیکات‌ها) در آنها کمتر متبلور شده‌اند. روند مربوط به کلسیم،‌ سدیم،‌ پتاسیم و فسفر غیر خطی و پراکنده است. به‌همین دلیل، از آوردن نمودار این عناصر اجتناب شده است. علت این پراکندگی به احتمال زیاد به فرایندهای ثانوی، از قبیل آلتراسیون فلدسپارها و کانی‌های متفرقه مربوط است.

 

 

 

 

 

 

 

جدول 2- نتایج آنالیز XRF بر روی متاپلیت‌های منطقه SMC.

Sample

S29

S44B

S44D

S44G

S45A

S48A2

S53A

S55A

S58M

S58N

S58P

(wt%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

71.9

65.1

60.4

63.8

54.1

57.4

61.9

58.0

58.6

64.7

64.8

TiO2

0.639

0.803

0.861

0.828

0.921

0.923

0.874

0.867

0.846

0.86

0.740

Al2O3

12.1

15.4

18.2

15.3

19.8

18.8

17.1

18.4

17.7

15.1

13.4

Fe2O3

4.3

6.80

7.62

6.92

10.68

7.32

6.44

7.99

8.40

7.72

10.04

MnO

0.030

0.058

0.076

0.075

0.05

0.039

0.046

0.060

0.076

0.029

0.048

MgO

1.88

3.29

3.98

3.52

4.50

3.74

4.00

4.20

4.50

3.20

2.96

CaO

0.58

0.95

0.88

1.54

0.46

0.75

1.57

0.63

1.00

0.64

0.91

Na2O

2.16

2.50

1.81

3.14

1.69

3.57

3.41

1.91

2.94

0.98

2.92

K2O

2.25

2.77

3.52

2.81

4.34

4.49

1.89

4.37

3.42

2.73

1.84

P2O5

0.158

0.194

0.215

0.201

0.246

0.209

0.372

0.184

0.257

0.324

0.26

H2O

2.61

1.66

1.82

1.32

2.59

2.13

1.70

2.87

1.82

3.13

1.72

CO2

1.16

0.11

0.24

0.16

0.11

0.05

0.6

0.13

0.07

0.16

0.11

Total

99.8

99.6

99.6

99.7

99.5

99.4

99.7

99.6

99.6

99.5

99.7

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ba

533

726

665

711

821

1282

608

996

856

373

222

Rb

56

79

105

86

122

109

45

120

99

74

42

Sr

79

92

97

142

86

164

469

98

161

71

131

Cr

63

91

111

94

128

110

118

114

110

88

65

Ni

26

50

52

45

0

46

52

55

60

22

27

V

79

138

169

114

168

169

138

173

173

110

88

Nb

11

12

12

11

14

14

14

13

8

13

11

Y

24

28

2

28

27

36

36

34

38

29

32

Zr

203

187

194

185

196

216

199

194

198

203

180

Ga

14

20

23

21

31

26

23

28

26

18

18

Zn

16

53

82

65

64

32

28

49

54

25

22

 

 

Sample

S58T

S60A

S68N

S87B

S88C

S89A

S90D

S90E

S91D

S91F2

S93A

S96A

(wt%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

71.4

66.5

76.6

72.2

62.1

65.9

60.2

63.7

59.9

57.5

73.2

67.2

TiO2

0.781

0.770

0.565

0.671

0.794

0.707

0.902

0.831

0.820

0.853

0.643

0.693

Al2O3

12.6

15.5

10.5

12.4

16.5

15.2

17.7

16.4

17.2

19.3

11.2

13.6

Fe2O3

5.90

5.74

3.90

4.32

6.85

5.81

8.10

7.24

8.13

8.67

4.73

6.64

MnO

0.048

0.035

0.034

0.021

0.030

0.035

0.053

0.044

0.059

0.062

0.050

0.042

MgO

2.28

2.67

1.52

2.11

3.73

3.19

3.85

3.47

4.13

4.80

2.23

3.60

CaO

0.47

0.67

0.75

0.43

0.36

0.52

0.72

0.56

0.88

0.84

0.90

0.89

Na2O

2.96

2.47

1..64

2.59

1.96

2.54

3.15

2.92

2.42

1.44

2.67

2.30

K2O

1.36

2.42

2.37

2.05

3.70

2.29

2.82

2.69

3.52

3.47

1.92

2.80

P2O5

0.240

0.101

0.134

0.195

0.186

0.160

0.193

0.158

0.208

0.301

0.150

0.186

H2O

1.62

2.53

1.57

2.17

3.07

2.54

1.91

1.65

2.06

2.14

1.61

1.51

CO2

0.09

0.26

0.19

0.56

0.29

0.79

0.06

0.03

0.20

0.26

0.39

0.11

Total

99.7

99.6

99.7

99.7

99.6

99.7

99.7

99.7

99.6

99.6

99.7

99.6

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ba

268

566

760

372

569

419

672

645

880

697

665

619

Rb

41

72

69

42

115

77

84

74

98

111

51

72

Sr

192

152

128

45

65

120

171

131

106

78

133

92

Cr

80

93

63

68

98

100

105

94

104

112

89

77

Ni

29

39

14

31

38

51

89

50

51

57

36

36

V

91

130

73

80

150

188

145

142

157

175

85

110

Nb

12

12

10

9

12

11

14

15

12

2

10

2

Y

28

32

24

25

31

25

36

30

34

40

26

37

Zr

297

193

215

223

186

167

206

197

198

197

212

179

Ga

15

20

14

14

24

20

26

25

27

25

12

19

Zn

42

36

23

17

34

24

38

33

63

48

21

26

 

 

شکل 2- دیاگرام تغییرات اکسیدهای آهن،‌ تیتانیم،‌ منیزیم و آلومینیم بر اساس SiO2 برای متاپلیت‌های منطقه SMC.

 

 

(1) طبقه‌بندی پروتولیت متاپلیت‌ها و تعیین سنگ ﻣﻨﺸﺄ رسوب: با استفاده از عناصر اصلی موجود در متاپلیت‌ها می‌توان به نوع سنگ رسوبی قدیمی پی برد. نمودار Herron (1988) برای این منظور به‌کار رفته است. در این نمودار که بر مبنای تغییرات لگاریتمی Fe2O3/K2O در برابر SiO2/Al2O3 طراحی شده،‌ اغلب نمونه‌ها در محدوده شیل و فقط چند نمونه در قسمت گری‌وک قرار گرفته‌اند (شکل 3).

 

 

شکل 3- نمودار طبقه‌بندی نمونه‌های رسی (Herron, 1988). بیشتر نمونه‌ها در محدوده شیل و وکی قرار گرفته‌اند.

 

با در دست داشتن اکسید عناصر اصلی متاپلیت‌ها و نمودارهای Werner (1987) و Roser و Korsch (1988) سنگ ﻣﻨﺸﺄ متاپلیت‌های منطقه SMC از نوع رسوبی تعیین شده است (شکل‌های 4- a و 4- b). تنها برخی نمونه‌های گارنت‌دار ﻣﻨﺸﺄ آذرین نشان می‌دهند. با توجه به قدیمی بودن این سنگ‌ها (تعلق به پرکامبرین) چرخه مکرر فرسایش و رسوب‌گذاری مجدد برای آنها قابل پیش‌بینی است. بر اساس نمودارهای Floyd و همکاران (1989) سنگ آذرین مولد این رسوبات از نوع حد واسط تا اسیدی بوده است (شکل‌های 5- a و 5- b). با استفاده از نمودارهایی که بر پایه دو عنصر غیر متحرک Ti و Zr طراحی شده‌اند (Winchester and Floyd, 1977; Hallberg, 1984)،‌ مشخص شد سنگ آذرین اصلی ترکیبی در حد آندزیت تا ریوداسیت داشته است (شکل‌های 6- a و 6- b). شایان ذکر است در شمال و شمال‌شرق منطقه سنگ‌های خروجی تا حد واسط پرکامبرین شامل ریولیت و آنذزیت تراکیتی تا آنذزیت داسیتی به‌صورت لکه‌های بزرگ برونزد دارند (خلقی و همکاران،‌ 1373). از میان عناصر اصلی و کمیاب آلومینیم،‌ تیتانیم و زیرکونیم از بقیه در طی هوازدگی شیمیایی کمتر متحرک‌اند. مقدار قابل توجهی از تیتانیم و زیرکونیم در کانی‌های مقاوم مانند زیرکن،‌ روتیل و ایلمنیت حفظ می‌شوند. لذا از این عناصر می‌توان با اطمینان بیشتری برای تعیین زادگاه رسوبی اولیه بهره برد. طبقه‌بندی سنگ‌های رسوبی بر پایه Zr و Ti ارائه شده توسط Garcia و همکاران (1994) متاپلیت‌ها و ترکیب رسوبات اولیه منطقه را بین شیل و ماسه سنگ ارزیابی می‌کند (شکل 6- c).

 

 

 

شکل 4- a) نمودار تمایز سنگ ﻣﻨﺸﺄ رسوبی و آذرین (Werner, 1987) که در آن همه نمونه‌ها در محدوده رسوبی قرار گرفته‌اند، b) نمونه‌های رسی منطقه در نمودار توابع تشخیصی (Roser and Korsch, 1988) بیشتر ﻣﻨﺸﺄ رسوبی کوارتزی را نشان می‌دهند.

DF1=30.638TiO2/Al2O3-12.541Fe2O3 (t) /Al2O3+7.329MgO/Al2O3+12.031Na2O/Al2O3+35.402K2O/Al2O3-6.382

DF2=56.5TiO2/Al2O3-10.879Fe2O3 (t) /Al2O3+30.875MgO/Al2O3-5.404Na2O/Al2O3+11.112K2O/Al2O3-3.89

 

 

شکل 5- a) نمودار TiO2 بر پایه Ni مشخص می‌کند متاپلیت‌های منطقه SMC ﻣﻨﺸﺄ اسیدی داشته‌اند. محدوده‌های اسیدی و بازی در این نمودار توسط Floyd و همکاران (1989) تعیین شده است، b) نمودار Rb-K2O نشاندهنده ﻣﻨﺸﺄ سیلیسی – حد واسط برای رسوبات مادر منطقه است (Floyd et al., 1989). نسبت K/Rb برابر حدود 230 بیانگر یک روند ماگمایی است (Shaw, 1968).

 

 

شکل 6- a) نمودار Zr-Ti برای تعیین ﻣﻨﺸﺄ آذرین رسوبات منطقه به‌کار گرفته شده است (Hallberg, 1984). نمونه‌ها در محدوده آندزیت واقع شده‌اند، b) بر اساس نمودار ارائه شده توسط Winchester و Floyd (1977) رسوبات مادر متاپلیت‌ها از فرسایش سنگ‌های آندزیتی تا ریوداسیتی حاصل شده‌اند، c) مثلث Zr-Al-Ti ارائه شده توسط Garcia و همکاران (1994) رسوبات مادر متاپلیت‌ها را از نوع شیل و ماسه سنگ مشخص کرده است.

 

 

(2) درجه دگرسانی سنگ ﻣﻨﺸﺄ: برای تعیین درصد هوازدگی سنگ آذرین ﻣﻨﺸﺄ رسوبات،‌ از نمودارهای مثلثی ACNK بر پایه اکسیدهای عناصر آلومینیم،‌ پتاسیم،‌ سدیم و کلسیم استفاده می‌شود. بر این اساس، متاپلیت‌های SMC از دگرسانی با درجات متوسط به بالا از سنگ ﻣﻨﺸﺄ آذرین با ترکیب آندزیتی تا ریولیتی حاصل شده‌اند (شکل 7- a). شاخص شیمیایی دگرسانی (CIA) که توسط Nesbit و Young (1984) تعریف شده،‌ برای این نمونه‌ها حدود 60-70 درصد بوده است. در سنگ‌های آذرین اسیدی تا حد واسط،‌ پلاژیوکلاز در اثر دگرسانی به سرعت به کائولینیت و گیبسیت تجزیه می‌شود. شاخص دگرسانی فلدسپارها بدون در نظر گرفتن پتاسیم در سنگ آذرین (PIA)،‌ حدود 60-80 درصد بوده است (Fedo et al., 1995, 1997). با استفاده از این نمودار مثلثی نوع پلاژیوکلاز موجود در سنگ آذرین مادر رسوبات الیگوکلاز تا آندزین تخمین زده می‌شود (شکل 7- b). گرچه بیشترین کاربرد این فاکتورها در علم خاکشناسی است (Rashid, 2005)، ولی به‌طور گسترده توسط پترولوژیست‌های دگرگونی برای تعیین درجه دگرسانی سنگ مادر متاپلیت‌ها استفاده شده است (Sun et al., 2008; Sifeta et al., 2005; Long et al., 2008; Yan et al., 2007).

 

 

 

شکل 7- a) مثلث ACNK طراحی شده توسط Nesbit و Young (1984) و Vergara و همکاران (1995) برای تعیین ﻣﻨﺸﺄ آذرین و نیز درصد هوازدگی آن استفاده شده است. در این نمودار A=Al2O3، CN=CaO+Na2O و K=K2O هستند. ﻣﻨﺸﺄ بین ریولیت تا آندزیت و هوازدگی حدود 60 تا 70 درصد برای متاپلیت‌ها ارزیابی می‌شود. در ضمن، ﻣﻨﺸﺄ آندزیت تا ریولیت برای رسوبات مشخص شده است، b) نمودار مثلثی PIA ارائه شده توسط Fedo و همکاران (1995، 1997) برای تعیین نوع پلاژیوکلاز سنگ آذرین ﻣﻨﺸﺄ رسوبات و درصد دگرسانی پلاژیوکلاز. پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین برای سنگ حد واسط آذرین و دگرسانی 60 تا 80% برای آن نتیجه گرفته شده است. در هر دو نمودار علامت مثلث برای نمونه‌های مطالعه حاضر و مربع برای نمایش ترکیب استاندارد شیل به‌کار رفته است.

 


(3) تعیین محیط تکتونیکی تشکیل رسوب: با استفاده از نمودارهای متمایز کننده می‌توان به محیط تکتونیکی تشکیل سنگ رسوبی پی برد. گرچه به‌دلیل متحرک بودن بعضی عناصر، مانند Na و Ca که با درجه هوازدگی متوسط سیستم را ترک می‌کنند (Middelburg et al., 1988) باید در به‌کار بردن نمودارهای تعیین ﻣﻨﺸﺄ رسوبات احتیاط کرد. بر اساس نمودارهای موجود نمونه‌های تجزیه شده از منطقه SMC اغلب در محدوده حاشیه فعال قاره و تعداد کمی در محدوده جزایر قوسی قرار می‌گیرند (شکل 8- a تا 8- c). محدوده جزایر قوسی شامل رسوبات نزدیک به حوضه‌های پشت قوس است. نمونه‌های سنگ‌های حوضه پشت قوس ولکانیکی در محدوده جزایر قوسی و گل‌های همراه آنها در محدوده حاشیه فعال قاره قرار می‌گیرند (Rollinson, 1993). شایان ذکر است که شیل و گری‌وک (آنچه در شرق شاهین‌دژ رسوب کرده است) بیشتر درحوضه‌های با فرونشست سریع و حاشیه فعال قاره‌ها تشکیل می‌شود. احتمال تعلق منطقه مورد مطالعه به بازوی کششی عقیم حاشیه فعال قاره فرورانش تکاب (Moazzen et al., 2009) توسط مطالعات منطقه‌بندی دگرگونی و مقاطع شیب زمین گرمایی،‌ قوت گرفته است (مجرد،‌ 1386). فرض اساسی درباره نمودارهای متمایز کننده سنگ‌های رسوبی این است که رابطه نزدیکی بین جایگاه تکتونیکی و ﻣﻨﺸﺄ رسوب وجود دارد. با این حال، در به‌کار گرفتن این نمودارها و ارائه تفسیرها باید محتاط بود، زیرا ممکن است بعضی رسوبات از جایگاه تکتونیکی اصلی خود به حوضه رسوبی در یک محیط تکتونیکی متفاوت حمل شوند (McLennan, 1990).

 

 

 

شکل 8- a) نمودار تعیین محیط تکتونیکی رسوبات مادر (Roser and Korsch, 1986). بیشتر نمونه‌ها محیط حاشیه فعال قاره و مرز با محیط پشت قوس در پوسته اقیانوسی یا پوسته قاره‌ای نازک شده را نشان می‌دهند، b) نمودار تعیین محیط تکتونیکی رسوبات بر پایه اکسیدهای اصلی (Maynard et al., 1982). اغلب نمونه‌ها در محدوده حاشیه فعال قاره و یا محیط پشت قوس با ترکیب حد واسط در پوسته اقیانوسی یا پوسته قاره‌ای نازک شده جا گرفته‌اند، c) نمودار تعیین محیط تکتونیکی رسوبات ارائه شده توسط Toulkeridis (1999) است که در آن اغلب نمونه‌ها محیط حاشیه فعال قاره را نشان می‌دهند.

 


(4) نمودار چند عنصری: به‌منظور بررسی الگوی عناصر کمیاب و واسطه در متاپلیت‌های SMC نمودار چند عنصری به‌هنجار شده نسبت به پوسته فوقانی (Taylor and McLennan, 1981) برای این سنگ‌ها ترسیم شده است (شکل 9). الگوی به‌دست آمده با پوسته فوقانی متفاوت است، ولی تشابه روندها برای 23 نمونه قابل توجه است. نمونه‌های مطالعه شده آنومالی منفی شدیدی از Ca و Sr،‌ تهی‌شدگی خفیفی از Nb و Mn (به‌علت عدم تحرک این عناصر) و غنی‌شدگی در حد متوسط از Y، Ba و Al و برخی عناصر واسطه نشان می‌دهند. آنومالی منفی Nb شاخص سنگ‌های قاره‌ای و مشارکت پوسته در ژئوشیمی سنگ ﻣﻨﺸﺄ بوده، نیز مشخصه حوضه‌های پشت قوس در حاشیه فعال قاره محسوب می‌شود (بخش 3). Sr و Ca طی هوازدگی به سرعت از سیستم خارج می‌شوند. به‌همین دلیل، آنومالی منفی این عناصر در الگو ایجاد شده است (شکل 9). آنومالی مثبت Cr، V و Fe نشان‌دهنده حضور کانی‌های فرومنیزین، مانند: بیوتیت،‌ کردیریت،‌ استارولیت و گارنت است. منگنز اغلب در کربنات‌ها جمع می‌شود. آنومالی منفی این عنصر در متاپلیت‌ها نشان‌دهنده عدم حضور این دسته از کانی‌هاست که در مطالعات پتروگرافی و آنالیز میکروپروب تایید شده است (مجرد،‌ 1386). مقادیر Ba و Rb در این سنگ‌ها به اندازه پوسته فوقانی بوده، عناصر قلیایی و آلومینیم فراوانی قابل توجهی دارند. حجم بالای آلکالی‌فلدسپار و آلومینوسیلیکات‌ها در متاپلیت‌های مورد مطالعه که جمع کننده این عناصر است این فراوانی‌ها را توجیه می‌کند (مجرد و همکاران،‌ 1387).

 

 

 

شکل 9- الگوی تغییرات چندین عنصری متاپلیت‌های منطقه SMC که نسبت به میانگین پوسته فوقانی (Taylor and McLennan, 1981) به‌هنجار شده‌اند. شباهت الگوی تغییرات عناصر برای 23 نمونه از سنگ‌های آنالیز شده قابل توجه است.

 

(5) بررسی ﺗﺄثیر شیمی سنگ کل بر مجموعه‌های کانیایی پایدار دگرگونی: به‌منظور بررسی ترکیب شیمی سنگ کل متاپلیت‌ها از نمودارهای سازگاری AFM که در آنها کوارتز،‌ آب و مسکوویت ‌یا آلکالی‌فلدسپار همواره به‌عنوان فاز اضافی حضور دارند،‌ استفاده شد (شکل10). با توجه به در دست داشتن آنالیز شیمیایی متاپلیت‌ها تعداد 4 نمونه با پاراژنزهای معرف انتخاب و موقعیت ترکیبی نمونه‌ها در نمودارهای AFM پیاده شد. همان‌گونه که شکل نشان می‌دهد موقعیت نمونه‌ها تقربا با هم مشابه بوده و نیز در مثلث پاراژنتیک یا ببر روی خط اتصال (Tie line) بین کانی‌های واقع شده‌اند. این مطلب خود دلیلی بر در حال تعادل بودن این مجموعه‌ها با هم در تناسب با ترکیب شیمی سنگ کل است. تشابه موقعیت نمونه‌ها در این نمودارها نیز نشان می‌دهد دلیل اصلی پیدایش مجموع‌های کانیایی متعدد در این منطقه تغییرات دما و فشار و شدت درجه دگرگونی است و تفاوت چندانی از نظر ترکیب ماده اولیه وجود ندارد (شکل 10). شیمی سنگ‌کل متاپلیت‌های منطقه SMC از لحاظ فراوانی اکسیدهای عناصر اصلی مشابه ترکیبات میانگین ارائه شده توسط دانشمندان است (جدول 3)؛ به‌خصوص شباهت زیادی با ترکیب متوسط ارائه شده توسط Shaw (1956) دیده می‌شود. لذا می‌توان به‌منظور بررسی امکان پایداری فازهای ذکر شده به‌عنوان پاراژنز از مقاطع ترکیبی ترسیم شده بر اساس مطالعات آزمایشگاهی برای سنگ‌های متاپلیتی با ترکیب متوسط استفاده کرد. از جمله مقطع ترسیم شده توسط Wei و همکاران (2004) در سیستم KFMASH برای ترکیب میانگین متاپلیت‌ها (ارائه شده توسط Mahar و همکاران، 1997)،‌ بهره گرفته شده است (شکل 11- a). مقطع ترسیم شده به‌وسیله Pattison (2006) برای ترکیب سنگ کل متاپلیت‌های شاخص منطقه بالاهولیش در اسکاتلند (شکل 10- b) بسیار مشابه مقطع طراحی شده توسط Wei و همکاران (2004) است. تفاوت اندکی در محدوده پایداری بعضی پاراژنزها بین این دو مقطع وجود دارد. از جمله مجموعه‌های مشاهده شده در منطقه SMC مجموعه بیوتیت+مسکویت+استارولیت (نمونه S48B) است. بر اساس مقاطع ارائه شده توسط Pattison (2006) و Wei و همکاران (2004) حداقل فشار مورد نیاز برای ظهور چنین پاراژنزی 5 کیلوبار در دمای 620-550 درجه سانتی‌گراد است (شکل 11).

 

 

جدول 3- متوسط داده‌های تجزیه سنگ کل از 23 نمونه مشابه از متاپلیت‌های SMC. علامت‌ها شامل: Avg-SF: متوسط متاپلیت‌ها ارائه شده توسط Symmes و Ferry (1992)،‌ Avg-S: میانگین متاپلیت‌های درجه متوسط پیشنهادی Shaw (1956) و Avg-A: متوسط متاپلیت‌های در حد آمفیبولیت ارائه شده توسط Ague (1991). ترکیب میانگین متاپلیت‌های منطقه بجز درصد سیلیس به ترکیب ارائه شده به‌وسیله Shaw (1956) بسیار شبیه است.

 

SiO2

Al2O3

Fe2O3

CaO

MgO

Na2O

K2O

MnO

Avg-SMC

64.22

15.62

6.97

0.77

3.36

2.43

2.86

0.05

Avg-SF

70.59

11.54

5.81

2.75

4.61

1.98

2.66

0.07

Avg-S

70.61

14.26

6.76

0.65

3.37

1.57

2.78

0.07

Avg-A

64.76

13.70

8.96

1.90

5.54

2.01

2.95

0.18

 

 

 

 

شکل 10- نمودارهای سازگاری ترسیم شده برای متاپلیت‌های منطقه SMC به‌همراه موقعیت واقعی ترکیبی نمونه‌ها و پاراژنزهای مشاهده شده زیر میکروسکوپ

 

 

شکل 11- a) سودوسکشن دما – فشار تهیه شده توسط Wei و همکاران (2004) برای ترکیب میانگین سنگ‌های متاپلیتی (Mahar et al., 1997)، b) سودوسکشن دما – فشار ترسیم شده توسط Pattison و همکاران (2006). محدوده پایداری آلومینوسیلیکات‌ها در این دیاگرام از Pattison (1992) است. محدوده‌های خاکستری،‌ پایداری فازهای را در نمونه‌های داخل بیضی نشان می‌دهند. در این نمودار، در فشار حدود 6 کیلوبار که قبلاً برای اوج دگرگونی ناحیه‌ای در شرق شاهین‌دژ محاسبه شده است (جدول 4)،‌ با افزایش دما به‌ترتیب مجموعه‌های:
1) مسکوویت+بیوتیت+کلریت؛ 2) مسکوویت+بیوتیت+کلریت+استارولیت؛ 3) مسکوویت+بیوتیت+استارولیت و
4) مسکوویت+بیوتیت+استارولیت+کیانیت قابل مشاهده‌اند.

 

جدول 4- خلاصه‌ای از نتایج ترموبارومتری دگرگونی ناحیه‌ای اصلی متاپلیت‌های منطقه SMC (مجرد و همکاران،‌ 1387) (منابع گارنت – بیوتیت دماسنجی عبارتند از: B: Bhattacharya et al., 1992; D: Dasgupta et al, 1991; PL: Perchuk and Lavreteva, 1983)

Sample  No.

paragenesis

Grt-Bt thermometry(max T)

THERMOCALC

 

 

B

D

PL

av. P

av. T

Cor

f

S58T

Qtz+Pl+Kfs+Bt+Grt

666

637

663

 

 

 

 

S58N

Qtz+Pl+Kfs+Bt+Grt

720

700

711

 

 

 

 

S58P

Qtz+Pl+Kfs+Bt+Grt

733

720

722

 

 

 

 

S44B

Qtz+Pl+Bt+Ms+Ky+St

 

 

 

7.2±1.5 kbar

672±71 ºC

0.815

1.77

S55A

Qtz+Pl+Bt+Chl+Ky+Crd

 

 

 

5.5±1.3 kbar

618±48 ºC

0.989

0.95

S58M

Qtz+Pl+Bt+Ms+Ky+St+Crd

 

 

 

5.9±0.5 kbar

676±31 ºC

0.871

1.02

 

 

از دیگر پاراژنزها که به‌صورت وسیع در منطقه مشاهده شده است،‌ پاراژنز کیانیت+استارولیت در حضور میکاهاست که نشان‌دهنده شرایط اوج دگرگونی در SMC بوده است (نمونه S44B). بر پایه مقاطع تجربی ارائه شده برای متاپلیت‌های رایج،‌ محدوده پایداری این مجموعه باریک و از 5/6 کیلوبار به بالا در دمای 670-640 درجه سانتی‌گراد است (بازه دمایی این محدوده در مقطع Wei و همکاران (2004) باریک‌تر است. این دما و فشار توسط روش‌های ترموبارومتری تبادل کاتیونی و تعادلی چندگانه برای منطقه SMC به‌دست آمده است (جدول 4). در هیچ یک از نمودارهای مذکور، محدوده‌ای برای مجموعه استارولیت+کردیریت پیشنهاد نشده است (شکل 11)،‌ در حالی‌که پاراژنز بیوتیت+مسکویت+کیانیت+استارولیت+کردیریت (نمونه S58M) در منطقه مشاهده شده است.

تبلور کردیریت‌ها طی فاز اصلی دگرگونی ناحیه‌ای در مطالعات قبلی به تفصیل مورد بحث قرار گرفته و به استناد شواهد بافتی، از قبیل: وجود سایه فشاری و چرخش روند اینکلوژن‌های داخل پورفیروبلاست‌ها تایید شده است. تنها در شبکه پتروژنتیکی نیمه‌کمی ارائه شده توسط Hart و Hudson (1979) استارولیت و کردیریت در فشارهای پایین تا متوسط در حال تعادل هستند (مجرد،‌ 1386؛ مجرد و همکاران،‌ 1387). کردیریت می‌تواند از واکنش استارولیت و کلریت و یا بیوتیت ایجاد شود. مورد اخیر با مشاهدات پتروگرافی در شیست‌های SMC تناسب دارد (در نمونه S62C داخل پورفیروبلاست‌های کردیریت،‌ استارولیت‌های ریز به‌صورت خلیجی باقی مانده‌اند (مجرد،‌ 1386). با توجه به کاهش فشار طی مسیر پس‌رونده دگرگونی ناحیه‌ای اصلی و انجام واکنش پلی مورفی، تبدیل کیانیت به آندالوزیت به‌صورت ناقص بوده، که باعث باقی ماندن کیانیت به‌صورت نیمه‌پایدار (یا ناپایدار) در منطقه پایداری سیلیمانیت شده است (مجرد و همکاران،‌ 1387). واکنش‌های احتمالی رخ داده برای تشکیل چنین مجموعه‌ای (جدول 4) که بر مبنای ترکیب شیمیایی واقعی کانی‌ها و محاسبات برنامه ترموکالک (Holland and Powell, 1998) تعیین شده‌اند همدیگر را در فشارهای حدود 6 و انحراف از معیار 5/0 کیلوبار قطع می‌کنند،‌ ولی احتمال شرایط غیر تعادلی حین تشکیل این مجموعه را نباید از نظر دور داشت.

 

نتیجه‌گیری

مطالعات ژئوشیمیایی بر روی سنگ کل متاسدیمنت‌ها اطلاعات ارزشمندی دربارة زادگاه رسوبی،‌ محیط تکتونیکی و امکان وجود تعادل بین پاراژنزهای کانیایی را در اختیار قرار می‌دهد. به‌طوری‌که در خصوص حوضه‌های بسیار قدیمی که چندین بار دچار فرایندهای تخریب،‌ رسوب‌گذاری و حتی دگرگونی شده‌اند و در آنها هیچ اثری از سنگ‌های آذرین و دگرگونی اولیه باقی نمانده، این نوع مطالعات تنها ابزار موجود برای درک ژئودینامیک تکامل منطقه است. خاستگاه متاپلیت‌های SMC از بعد ژئوشیمی مورد کنکاش قرار گرفته است.

فراوانی عناصر اصلی و کمیاب،‌ به‌طور کلی، پروتولیت شیل را برای این مجموعه پیشنهاد می‌کند. سنگ آذرین مولد این رسوبات در حد آندزیت تا ریوداسیت بوده و تحت ﺗﺄثیر هوازدگی در حد متوسط قرار داشته است. تمرکز نمونه‌ها بر روی محیط حاشیه فعال قاره است. یکنواختی ترکیب عناصر اصلی و الگوی چند عنصری برای اغلب نمونه‌های متاپلیتی ناحیه SMC نشان‌دهنده این نکته است که مطالعات قبلی مربوط به منطقه‌بندی سرزمین دگرگونی و ترموبارومتری که بر پیش فرض یکسانی ترکیب سنگ کل نمونه‌ها و بسته بودن نسبی سیستم استوار است، دارای ارزش بوده، به واقعیت نزدیک است.

مهم‌ترین عاملی که باعث پیدایش پاراژنزهای مختلف در منطقه شده است،‌ تفاوت شرایط ترمودینامیکی (P-T) بوده و متغیری به نام ترکیب شیمیایی پروتولیت در این مورد نقش اساسی نداشته است. پس می‌توان با اطمینان بیشتری به نتایج حاصل از مطالعات قبلی برای تعیین شرایط مذکور نگریست. از طرفی، صرفه‌نظر از مطالعات بافتی تنها وسیله‌ای که می‌توان از آن برای تایید در حال تعادل بودن کانی‌ها بهره برد،‌ مطالعه شیمی سنگ‌کل در نمودارهای طراحی شده دما- فشار با ترکیب ثابت یا همان مقاطع ترکیبی است. بررسی حاضر نشان می‌دهد بیشتر مجموعه‌های کانی شناختی که قبلاً به‌عنوان پاراژنز در نظر گرفته شده‌اند،‌ در دما و فشار به‌دست آمده امکان در حال تعادل بودن را داشته‌اند.

References

آقانباتی،‌ ع. (1385)‌ زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.
درویش‌زاده،‌ ع. (1370)‌ زمین‌شناسی ایران. انتشارات امیر کبیر، تهران.
خلقی،‌ م. ح. و وثوقی‌عابدینی،‌ م. (1382)‌ ﻣﻨﺸﺄ،‌ پتروژنز و سن‌سنجی رادیومتری باتولیت پیچاقچی (شمال باختر ایران). مجله علوم زمین،‌ 49-50:‌ 89-78.
خلقی،‌ م. ح.، اقلیمی،‌ ب.، امینی‌آذر،‌ ر. و علوی‌نایینی،‌ م. (1373)‌ نقشه زمین‌شناسی شاهین‌دژ 1:100000. سازمان زمین‌شناسی کشور.
مجرد،‌ م. (‌1386)‌ بررسی پترولوژی و خاستگاه ژئودینامیکی سنگ‌های دگرگونی و آذرین منطقه شرق شاهین‌دژ. پایان‌نامه دکتری،‌ دانشگاه تبریز.
مجرد،‌ م.، مؤذن،‌ م. و مؤید،‌ م. (1387)‌ شیمی کانی و دما – فشارسنجی سنگ‌های رسی موجود در هسته دگرگون دما بالا – فشار متوسط شاهین‌دژ (SMC) – شمال‌غرب ایران.‌ مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران،‌ 16: 3- 12.
Ague, J. J. (1991) Evidence for major mass transfer and volume strain during regional metamorphism of Pelites. Geology 19: 855-858.
Bhattacharya, A., Mohanty, L., Maji, A., Sen, S. K. and Raith, M. (1992) Non-ideal mixing in the phlogopite-annite binary: constriants from experimental data on Mg-Fe partitioning and a reformulation of the biotite-garnet geothermometer. Contribuotion to Mineralogy and Petrology 111: 87-93.
Bhatia, M. R. (1983) Plate tectonics and geochemival composition of sandstones. Journal of Geology 92: 181-193.
Cope, T., Ritts, B. D., Darby, B. J., Fildani, A. and Graham, S. A. (2005) Late Paleozoic sedimentation on the Northern margin of the North China Block: implications for regional tectonics and climate Change. International Geology Review 47: 270-296.
Dasgupta, S., Sengupta, P., Guha, D. and Fukoka, M. (1991) A refined garnet-biotite Fe-Mg exchange geothermometer and its application in amphibolites and granulites. Contribuotion to Mineralogy and Petrology 109: 130-137.
Degraaff-surpless, K., Graham, S. A., Wooden, J.  L. and McWiliams, M. O. (2002) Detrital zircon provenance analysis of the Great Valley Group, California: evolution of an arc-forearc system. Geology Society of American Bulltain 114: 1564-1580.
Fedo, C. M., Nesbitt, H. W. and Young, G. M. (1995) Unravelling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with impilications for paleoweathering conditions and provenance. Geology 23: 921-924.
Fedo, C. M., Young, G. M., Nesbitt, H. W., Hanchar, J. M. (1997) Potassic and sodic metasomatism in the Southern Province of the Canadian Shield: evidence from the Paleoproterozoic Serpent Formation, Huronian Supergroup. Canadian Precambrian Research 84: 17-36.
Floyd, P. A. and Leveridge, B. E. (1987) Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones. Journal of Geological Society of London 144: 531-542.
Floyd, P. A., Winchester, J. A. and Park, R. G. (1989) Geochemistry and tectonic setting of Lewisian clastic metasediments from the early Proterozoic Lock Marie Group of Gairlock, Scottland. Precambrian Research 45: 203-214.
Garcia, D., Fonteilles, M. and Moutte, J. (1994) Sedimentary fractionations between Al, Ti, and Zr and the genesis of strongly peraluminous granites. Journal of Geology 102: 411-322.
Garzanti, E., Doglioni, C., Vezzoli, G. and Ando, S. (2007) Orogenic belts and orogenic sediment Provenance. Journal of Geology 115: 315-334.
Hallberg, J. A. (1984) A geochemical aid to igneous rock identification in deply weathered terrain. Journalof Geology Exploration 20: 1-8.
Hart, B. and Hudson, N. F. C. (1979) Plitic facies series and the PT of Dalradian metamorphism in eastern Scotland. In: A. L., Harris C. H., Holland and B. E., Leake (Eds.): The Caledonides of the British Isles Reviewed. Geology of London Apec Publication 8: 323-337.
Herron, M. M. (1988) Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. Journal of Sedimentary Petrology 58: 820-829.
Hofmann, A. (2005) The geochemistry of sedimentary rocks from the Fig Tree Group, Barberton greenstone belt: implications for tectonic, hydrothermal and surface processes during mid-Archaean times. Precambrian Research 143: 23-49.
Holland, T. J. B., Powell, R. (1998) An internally consistent thermodynamic dataset for phase of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology 16: 309-343.
Kasanzu, C., Maboko, M. A. H. and Manya, S. (2008) Geochemistry of fine-grained clastic sedimentary rocks of the Neoproterozoic Ikorongo Group, NE Tanzania: Implications for provenance and source rock weathering. Precambrian Research 164: 201-213.
Kretz, R. (1983) Symbole for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.
Kutterolf, S., Diener, R., Schacht, U., Krawinkel, H. (20088) Provenance of the Carboniferous Hochwipfel Formation-Geochemistry versus petrography. Sedimentary Geology 203: 246-266.
Long, X., Sun, M., Yuan, C., Xiao, W., Cai, K. (2008) Early Paleozoic sedimentary record of the Chinese ltai; Implications for its tectonic evolution. Sedimentary Geology 208: 88-100.
Maas and McCulloch (1991) The provenance of Archean clastic metasediments in the Narryer Gneiss Complex, Western Australia: Trace element geochemistry, Nd isotopes and U–Pb ages for detrital zircons. Geochimica et Cosmochimica Acta 55: 1915–1932.
Mahar, E. M., Baker, J. M., Powell, R., Holland, T. J. B. and Howell, N. (1997) The effect of Mn on mineral stability in metapelites. Journal of Metamorphic Geology 15: 223-238.
Maynard, J.B., Valloni, R. and Yu, H. (1982) Composition of modern deep sea sands from arc-related basin. Geology Society of London, Special Publication 10: 551-561.
McLennan, S. M., Taylor, S. R., McCulloch, M. T. and Maynard, J. B. (1990) Geochemical and Nd-Sr isotopic composition of deep-sea turbidites: crustal evolution and plate tectonic associations. Geochemica Cosmochemica Acta 54: 2015-2050.
Middelburg, J. J., Van Der Weijden, C. H. and Woittiez, J. R. W. (1988) Chemical processes affecting the mobility of major, minor and trace elements during weathering of granitic rocks. Chemical Geology 68: 253-273.
Moazzen, M., Oberhansli, R., Hajialioghli, R., Moller, A., Bousquet, R., Droop, G. T. R. and Jahangiri, A. (2009) Peak and post-peak P-T conditions and fluid composition for scapolite-clinopyroxene-garnet calc-silicate rocks from the Takab area, NW Iran. European Journal of Mineralogy 21: 149-162.
Modjarrad, M., Moazzen, M. and Moyyed, M. (2007) Contact metamorphism in the Shahindezh Metamorphic Core (SMC) -NW Iran; PT conditions and microstructural evidence for partial melting of metapelites. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 15(2): 493-514.
Nesbitt, H. W., Young, G. M. (1984) Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Geochimica et Cosmochimica Acta 48: 1523-1534.
Pattison, D. R. M. (1992) Stability of andalusite and sillimanite and the Al2SiO5 triple point: Constraints from the Ballachulish aureole, Scottland. Journal of Geology 100: 423-446.
Pattison, D. R. M. (2006) The fate of graphite in prograde metamorphism of pelites: An example from the Ballachulish aureole, Scotland. Lithos 88: 85-99.
Perchuk, L. L. and Lavrenteva, I. V. (1983) Experimental investigation of exchange equilibria in the system cordierite-garnet-biotite. In: S.K. Saxena (Ed.): Kinetics and Equilibrium in Mineral Reactions. Springer, New York.
Rashid, S. A. (2005) The geochemistry of surface soils from the Garhwal region, NW Lesser Himalya: an evidence for neotectonic activity in the area. Journal of Mineralogical and Petrological Science 100: 175-183.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemistry data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, New York.
Roser, B. P., and Korsch, R. J. (1986) Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 contents and K2O/Na2O ratio. Journal of Geology 94: 635-650.
Roser, B. P., and Korsch, R. J. (1988) Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data. Chemical Geology 67: 119-139.
Shaw, D. M. (1956) Geochemistry of pelitic rocks: Part III. Major elements and general geochemistry. Geology Society of American Bulltain 67: 919-934.
She, Z. B., Ma, C. Q., Mason, R., Li, J. W., Wang, G. C., Lei, Y. H. (2006) Provenance of the Triassic Songpan-Ganzi flysch, west China. Chemical Geology 231: 159-175.
Sifeta, K., Roser, B. P., Kimura, J. I. (2005) Geochemistry, provenance, and tectonic setting of Neoproterozoic metavolcanic and metasedimentary units, Werri area, Northern Ethiopia. Journal of African Earth Science 41: 212-234.
Sun, W. H., Zhou, M. F., Yan, D. P., Li, J. W., Ma, Y. X. (2008) Provenance and tectonic setting of theNeoproterozoic Yanbian Group, western Yangtze Block (SW China). Precambrian Research InPress Symmes, G.H., Ferry, J.M. (1992) The effect of whole-rock MnO content on the stability of garnet in pelitic schists during metamorphism. Journal of Metamorphic Geology 10: 221-237.
Taylor, S. R., McLennan, S. M. (1981) The composition and evolution of the continental crust: rare earthelement evidence from sedimentary rocks. Philosophical Transactions of the Royal Society, London A301: 381-399.
Toulkeridis, T., Clauer, N., Kroner, A., Reimer, T., Todt, W. (1999) Characterization, provenance, and tectonic setting of Fig Tree graywackes from the Archean Barberton Greenstone Belt, South Africa. Sedimentary Geology 124: 113-129.
Vergara, M., Levi, B., Nystrom, J. O., Cancino, A. (1995) Jurassic and Early Cretaceous island arc volcanism, extension, and subsidence in the Coat Range of central Chile. Geology Society of American Bulltain 107: 1427-1440.
Wei, C. J., Powell, R., Clarke, G. L. (2004) Calculated phase equilibria for low- and medium-pressure metapelites in the KFMASH and KMnFMASH systems. Journal of Metamorphic Geology 22: 495-508.
Werner, C. D. (1987) Saxonian granulites-igneous or lithoigneous: a contribution to the geochemical diagnosis of the original rock in high-metamorphic complexes. Zfl-Mitteilungen 133, 221-250.
Winchester, J. A., Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.
Yan, Y., Xia, B., Lin, G., Cui, X., Hu, X., Yan, P., Zhang, F. (2007) Geochemistry of the sedimentary rocks from the Nanxiong Basin, South China and implications for provenance, paleoenvironment and paleoclimate at the K/T boundary. Sedimentary Geology 197: 127-140.

Files

History

  • Receive Date: 14 June 2016
  • Revise Date: 13 November 2017
  • Accept Date: 14 June 2016

Share

How to cite

Statistics