Metamorphic evolution of Neoproterozoic - Lower Cambrian Schists in NW of Sarve-Jahan (Soltanieh belt NW of Iran) using equilibrium phase diagrams

Document Type : Original Article

Authors

1 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Zanjan, Iran,

2 Assistant Professor, Department of Geology, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran

3 Ph.D., Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran

Abstract

Mineral assemblage of metamorphic rocks forms by various factors including temperature, pressure, protolith chemical composition, and fluids. Although, P-T variation is the main factor controlling mineralogical evolution and assemblages, chemical differences of protoliths and metamorphic fluids also play an important role in the formation of final mineral assemblages (e.g. Spear, 1993). Therefore, mineral assemblages can be used in the study of thermodynamic and chemical conditions of metamorphic events. The studied area is located in the northwest of Sarve-Jahan village. For the purpose of the present paper, we investigate the metamorphic evolution of Sarve-Jahan schists (Zanjan province) and the effect of important factors on the formation of their mineral assemblages are through calculating phase diagrams.
The study area is located in the northwest of Sarve-Jahan from Soltanieh structural zone and hosts Upper Neoproterozoic - Lower Cambrian schists (Fig. 1). The Soltanieh strip is a narrow and long structural strip trending northwest-southeast with a length of over 150 km and a width of 10-12 km. This belt as an uplifted tectonic bedrock lies in the structural zone of Central Iran. It comprises a complete set of thick clastic, carbonate and pyroclastic sediments (Kahar, Bayandor, Soltanieh, Barut and Lalon Formations) (Stöcklin and Eftekharnezhad, 1969) belonging to Precambrian-Paleozoic.. In the northwest of Sarve-Jahan and the vicinity of Sarve-Jahan granite, there is a metamorphic complex trending northwest-southeast, composing pelitic schists, metacarbonate (chalk schist) and sandstone (quartz schist and quartzite). The complex belongs to the Kahar Formation (Stöcklin and Eftekhar-nezhad, 1969; Babakhani and Sadeghi, 2004). In the southwest of metamorphic complex, there is a row of slates gradually replaced by phyllites and schists towards the northeast. The exposed Mesozoic deposits in the studied area include the sediments of Shemshak Formation and Lar limestones (Fig. 1) (Babakhani and Sadeghi, 2004, Stöcklin and Eftekhar-nezhad, 1969). Tertiary deposits include a sequence of detrial sediments as well as igneous and volcanic rocks (Stöcklin and Eftekhar-nezhad, 1969).
Materials and Methods
Seventy microscopic thin sections were studied by a polarizing microscope with transmitted light. Five samples with the highest number of phases in equilibrium were selected for microprobe analyze. The samples were analyzed in Iranian Mineral Processing Research Center using a CAMECA model SX 100 device with an electron beam acceleration voltage of 15 kv, current intensity of 3 nA and analysis time of 40 seconds for each point. Whole-rock compositions of these samples, also were determined by X-ray Fluorescence (XRF) spectroscopy method using a PHILIPS PW1480 instrument in the Kansaran Binaloud laboratory.
Petrography
The studied rocks include garnet and staurolite porphyroblasts lie in a well-oriented matrix composed of biotite + muscovite + chlorite + plagioclase + quartz. Three phases of deformation (D1, D2, D3) and two phases (M1, M2) of metamorphism occurred in the metamorphic rocks. The M1, could be related to the D1 and characterized by garnet + staurolite + chlorite + biotite + muscovite + plagioclase + quartz assemblage. The M2, could occur in association with D2 and formed chlorite + biotite2 + muscovite2 + quartz. The third deformation phase (D3) caused crenulation cleavage on D2 schistosity but with no new mineral phase. Garnet and staurolite porphyroblasts formed during M1. Retrogressive metamorphism replaced these minerals with chlorite and muscovite in their rims.
Whole-rock and mineral chemistry
The samples studied contain high SiO2, Al2O3 and K2O corresponding to a Fe-rich shale protolith (Table 1). The biotites and white-micas have high annite and muscovite end-members, respectively. Garnets and staurolites are also Fe-rich and plagioclase are of albite to oligoclase compositions (Table 2).
Discussion
Thermobarometry
Various thermobarometry calculations based on garnet-biotite (Bhattacharya et al., 1992), muscovite-chlorite (Vidal and Parra, 2000) and garnet-plagioclase-biotite-quartz (Hoisch, 1990) methods resulted c.a. 600 °C and 5-7 kbar for the M1 and 500°C and 6 kbar for the M2.
Equilibrium phase diagram
The equilibrium phase diagrams were calculated using GeoPs software (version 3.3) and Bi(w), Chl(W), Crd(W), Ctd(W), St(W), Gt(W), Mica(W), Opx(W), melt(W) and Fsp(C1) (Holland and Powell, 2003; White et al, 2014) solid solution models for average composition of the studied samples. The P-T pseudosection diagram (Fig. 5) shows that the M1 assemblage garnet + staurolite + biotite + muscovite + chlorite + quartz + plagioclase is stable in 550 – 650 °C and 5 – 7.2 kbar, while the assemblage biotite2 + muscovite2 + chlorite2 + quartz + plagioclase corresponding to M2, is stable in T<550 °C and P<5 kbar. The calculated isopleths for pyrope in garnet and phlogopite in biotite intersect at the stable filed of M1 assemblage (Fig. 6) confirming the thermobarometry results.
Protolith composition
The Mg# [Mg# = (MgO/MgO+FeO)] versus T variations phase diagram (Fig. 7) shows that the stability of garnet and staurolite is affected by Mg and Fe contents of the protolith. They leave the system with increasing Mg# at constant T. In other words, the high FeO contents of the Sarve-Jahan schist protolith had a significant role in the formation and the stability of the peak metamorphism mineral assemblage.
Fluid composition
The CO2 contents of metamorphic fluids is important in the stability of minerals (e.g. Miri et al., 2023). A T-XCO2 phase diagram was calculated for the sample assuming a H2O-CO2 fluid to investigate the role of CO2 in the metamorphic of the samples (Fig. 8). The diagram indicates that the M1 mineral assemblages was stable at XCO2 < 0.3, but the M2 was stable only in the presence of pure H2O fluid.
Conclusion

Microstructures show that the deformation phases (D1, D2, and D3) and the two metamorphic phases (M1 and M2) occurred in the area. The M1 and M2 were contemporaneous with D1 and D2, respectively, while D2 was not in association with a metamorphic phase.
The mineral assemblage garnet + staurolite + chlorite + biotite + muscovite + plagioclase + quartz formed in M1 and peak of metamorphism (amphibolite facies) and biotite2 + muscovite2 + chlorite2 + quartz + plagioclase formed in the retrogressive metamorphism M2 phase (greenschist facies).
The traditional (mineral pairs) and modern (phase diagram) thermobarometry calculations show obtain 550 – 650 °C and 5 –7 kbar for M1 and < 500 °C and < 5kbar for M2. On this basis, a clockwise P-T-t path can be considered for metamorphism of the Sarve-Jahan schists. Which could have occurred in a subduction-collision tectonic site.
The calculated T-Mg# and T-XCO2 phase diagrams show that the composition of the protolith and the metamorphic fluid played a significant role in the minerals assemblage event occurring during peak metamorphic conditions.

Keywords

Main Subjects

Full Text

همتافت کانی‏‌های سنگ‌های دگرگونی تحت‏‌تأثیر عوامل مختلفی مانند دما، فشار، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر و سیال پدید می‌آیند. اگرچه تحولات کانی‏‌شناسی همزمان با تغییرات دما و فشار به‌عنوان اصلی‏‌ترین عامل تعیین‌کنندة همتافت کانی‏‌ها، بیشتر مورد توجه پژوهشگران بوده‏‌اند؛ اما تفاوت‏‌های شیمیایی سنگ‏‌مادر و سیال دگرگونی نیز نقش مهمی در پیدایش همتافت‏‌های نهایی سنگ‌ها دارند (مانند Spear, 1993). برای نمونه، از دگرگونی سنگ‏‌مادر پلیتی، بازیک و کربناتی در دما و فشار یکسان، همتافت کانی‏‌های متفاوتی پدید می‏‌آیند. همچنین، حضور ناخالصی ترکیبی در سنگ‏‌مادر نیز می‏‌تواند رخداد همتافت‏‌های کمیاب در سنگ‌های دگرگونی را به‌دنبال داشته باشد (مانند: Saki et al., 2021; Fazlnia et al., 2023). تغییر در محتوای کربن‏‌دی‏‌اکسید سیال دگرگونی، عامل دیگری در پایداری همتافت‏‌های کانی‏‌هاست (Groppo et al., 2017). ازاین‌رو، همتافت‏‌های کانی‏‌ها می‏‌تواند در بررسی شرایط ترمودینامیکی و شیمیایی رویدادهای دگرگونی بررسی شود.

گروهی از پژوهشگران رخداد دگرگونی‌های پرکامبرین را فرایندی وابسته به کشش و بازشدگی قاره‌ای دانسته‌اند (Berberian and King, 1981)؛ اما رمضانی و همکاران (Ramezani et al., 2003)، باور به پیدایش دگرگونی‌ها در محیط فرورانش دارند. همچنین، بررسی‌هایی روی دگرریختی و دگرگونی سنگ‌های دگرگونی مناطق همسایه انجام شده است. در منطقة چورزق و ریحان سه مرحلة دگرریختی و دو مرحلة دگرگونی رخ داده است. دگرگونی M1 بر دگرریخت D1 منطبق است و دگرگونی M2با فاز دگرریختی D3 روی داده است (Ghadimi,2009). در سنگ‌های دگرگونی منطقة چورزق - ریحان دما و فشار به‌دست‌آمده با کمک برنامة ترموکالک نشان می‌دهد در مرحلة دگرگونی M1، فشار نزدیک به 3 کیلوبار و دما نزدیک به 570 درجة سانتیگراد است و با توجه به گرادیان زمین‌گرمایی به‌دست‌آمده برای این مرحلة دگرگونی ( 68)، سنگ‌های دگرگونی همانند مناطق دگرگونی ابوکوما است. در مرحلة دگرگونی M2، فشار نزدیک به 5/5 کیلوبار و دما نزدیک به 610 درجة سانتیگراد و درجة زمین‌گرمایی نزدیک به 6/39 است. این دما و فشار با دگرگونی نوع بارووین همخوانی دارد (Azimi, 2009). همة بررسی‏‌ها در این منطقه روی سنگ‏‌نگاری و ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها تمرکز داشته‏‌اند. در این پژوهش، تحولات دگرگونی شیست‏‌های منطقة سروجهان و تأثیر عوامل مهم بر پیدایش همتافت کانیایی آنها از راه محاسبة نمودارهای فازی بررسی می‌شوند.

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقة مورد بررسی شمال‌باختری روستای سروجهان در استان زنجان و در طول‌های جغرافیایی '55 °48 تا '58 °48 خاوری و عرض‌های جغرافیایی '15 °36 تا '17 °36 شمالی جای گرفته است (شکل 1). از نظر رده‏‌بندی پهنه‏‌های ساختاری ایران، این منطقه بخشی از ایران مرکزی و زیرپهنة نوار سلطانیه است که در آن سنگ‌هایی با سن پرکامبرین- پالئوزوییک تا کواترنری رخداد دارند. سنگ‌های دگرگونی منطقة سروجهان شامل شیست‏‌های پلیتی، کالک‏‌شیست و مرمر هستن که در نئوپروتروزوییک بالایی - کامبرین پایینی دگرگون شده‏‌اند (Crawford, 1977). بررسی چگونگی رخداد دگرگونی این سنگ‌ها در آشکارسازی تحولات ژئودینامیکی خردقاره ایران در پرکامبرین دارد.

منطقة سروجهان بخشی از گوشة جنوب‌‌خاوری نقشة زمین‏‌شناسی100000/1 خدابنده - سلطانیه است (شکل 1). پهنة سلطانیه، یک پهنة ساختاری باریک و دراز با روند شمال‌باختری- جنوب‌‌خاوری با درازای بیش از 150 کیلومتر و پهنای 12-10 کیلومتر است. این پهنه یک پی‌سنگ بالاآمده زمین‏‌ساختی با سن پرکامبرین - پالئوزوییک در پهنه ساختاری ایران مرکزی است و شامل مجموعة کاملی از رسوبات ضخیم آواری، کربناته و آذرآواری (سازندکهر، بایندور، سلطانیه، باروت و لالون) است (Stöcklin and Eftekhar-Nezhad, 1969). برپایة شرح نقشة زمین‌شناسی 250000/1 زنجان (Stöcklin and Eftekhar-Nezhad, 1969) و نیز شرح نقشة زمین‌شناسی 100000/1 خدابنده - سلطانیه (Babakhani and Sadeghi, 2004)، سنگ‌های دگرگونی بررسی‌شده بخشی از سازند کهر هستند. کرافورد (Crawford, 1977) با به‌کارگیری روش Rb-Sr سنی برابر Ma 645 را برای سازند کهر در سروجهان به‌دست آورد. هورتن و همکاران (Horton et al., 2008) برپایة سن‌سنجی به روش U-Pb، آغاز رسوب‏‌گذاری سازند کهر را نئوپروتروزوییک بالایی دانسته‌اند که تا کامبرین پایینی تداوم داشته است و با سن Ma 533-627 به‌دست‌آمده به روش U-Pb برای سازند تاشک در ایران مرکزی همخوانی دارد (Ramezani et al., 2003). این موضوع نشان می‌دهد سنگ‌های نوع کهر به‌صورت گسترده‌ای در ایران وجود دارند و سازندة بخش بزرگی از پی‌سنگ ایران هستند (Ramezani et al., 2003).

 

 

 

شکل 1. A) واحدهای رسوبی ساختاری ایران برگرفته از آقانباتی (Aghanabati 1998)؛ B) نقشة زمین‌شناسی منطقة سروجهان برگرفته از قدیمی و همکاران (Ghadimi et al, 2012). محدودة مطالعاتی با چهارگوش نشان داده شده است.

Figure 1. A) Major sedimentary and structural units of Iran (from Aghanabati, 1998); B) Geological map of the study area (Ghadimi et al, 2012). The study area is shown by a rectangle.

 

 

 

 

در شمال‌باختری سروجهان و در نزدیکی گرانیت سروجهان، مجموعة دگرگونی با روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری گسترش دارد که شامل تناوبی از شیست‏‌ها با خاستگاه پلیتی (اسلیت و شیست‏‌‏‌ها)، کربناته (کالک شیست) و ماسه سنگی (کوارتز شیست و کوارتزیت) است. سنگ‌های رسی دگرگون‌شده فراوان‌ترین سنگ‌های منطقه هستند. در جنوب‌باختری این مجموعة دگرگونی، ردیفی از اسلیت‏‌های سازند کهر وجود دارند که به‌سوی شمال‌خاوری به‌صورت تدریجی با فیلیت و شیست‏‌های مجموعة دگرگونی جایگزین می‏‌شوند و از این‌رو می‏‌توان این مجموعة دگرگونی را بخشی از سازند کهر دانست که از نظر درجه و شدت دگرگونی با یکدیگر تفاوت دارند. افزون‌بر شیست‏‌های مجموعة دگرگونی و اسلیت‏‌های سازند کهر، ردیفی از رسوبات کربناتی و آواری (شامل سازندهای بایندر، سلطانیه، باروت و لالون نیز رخنمون دارند (شکل 1). هورتون و همکاران (Horton et al., 2008) با بررسی‏‌های ایزوتوپی U-Pb زیرکن‏‌ها در ردیفی از سازندهای کهر، بایندر، سلطانیه، باروت و لالون پیشنهاد کردند مجموعة این سازندها یک توالی کامل رسوبی است که آغاز آن از نئوپروتروزوییک بالایی-کامبرین پایینی روی داده است. نهشته‏‌های مزوزوییک رخنمون یافته در منطقه یادشده شامل رسوب‏‌های آواری سازند شمشک و سنگ آهک‏‌های لار هستند (شکل 1) (Stöcklin and Eftekhar-Nezhad, 1969; Babakhani and Sadeghi, 2004). نهشته‏‌های ترشیری شامل دنبالة رسوب‏‌های آواری و سنگ‌های آذرآورای و آتشفشانی هستند (Stöcklin and Eftekhar-Nezhad, 1969).

روش انجام پژوهش

پس از بازدیدهای میدانی و نمونه‏‌برداری، شمار 70 مقطع نازک میکروسکوپی برای بررسی‏‌‏‌های سنگ نگاری، دگرریختی و روابط پتروفابریک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان با نور عبوری بررسی شدند. برای شناسایی ترکیب کانی‏‌ها و سنجش شرایط دما و فشار، 5 مقطع با بیشترین شمار فازهای در حال تعادل برگزیده شد. نمونه‏‌ها در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران با دستگاه CAMECA مدل SX 100 با ولتاژ شتاب باریکة الکترونیkv 15، شدت جریان nA 3 و زمان تجزیة 40 ثانیه برای هر نقطه بوده است تجزیة ریزکاو الکترونی شدند. همچنین، این نمونه‏‌ها برای بررسی ترکیب شیمیایی سنگ‏‌کل به آزمایشگاه شرکت کانساران بینالود فرستاده شدند و محتوای اکسید عنصرهای اصلی آنها به روش طیف‌سنجی فلوئورسانس پرتوی ایکس (XRF) با دستگاه PHILIPS PW1480 اندازه‌گیری شد.

نتایج

بررسی‌های سنگ‌نگاری

شیست‏‌های بررسی‌شده شامل پورفیروبلاست‏‌های گارنت و استارولیت هستند که در زمینه‌ای دانه‌ریز از مسکوویت، بیوتیت، کلریت، پلاژیوکلاز و کواتز جای گرفته‏‌اند (شکل 2). بیشتر نمونه‏‌ها در یک یا دو روند، جهت گیری ترجیحی نشان می‏‌دهند و بافت آن‌ها را می‏‌توان پورفیرولپیدوبلاستیک دانست. بررسی‏‌ ریزساختارها نشان می‏‌دهد پوفیروبلاست‏‌های گارنت، استارولیت و پلاژیوکلازها همزمان با نخستین دگرگونی (M1) پدید آمده‌‏‌اند و با داشتن حاشیه فشارشی و داشتن میانبارهای مایل نسبت به برگوارگی نسل دوم (S2) شناخته می‏‌شوند. بیوتیت‏‌ها، مسکوویت‏‌ وکلریت‏‌ها در دو نسل دگرریختی (D1 و D2) پدید آمده‏‌اند. بیوتیت، مسکوویت و کلریت‏‌های نسل نخست دگرریختی، برگوارگی S1 و بیوتیت‏‌، مسکوویت و کلریت نسل دوم دگرگونی، برگوارگی S2 را ساخته‏‌اند.

پورفیروبلاست‏‌های گارنت و استارولیت که اندازة آنها از ۱ میلیمتر تا چند سانتیمتر می‏‌رسد و معمولاً به‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار و پویی‌کلیتیک (دارای میانبار) رخداد دارند. این کانی‏‌ها همزمان با دگرریختی نسل نخست (D1) پدید آمده‏‌اند. آثار دگرگونی برگشتی روی این کانی‏‌ها به‌صورت پیدایش مسکوویت، کلریت و بیوتیت روی بخش‏‌های حاشیه‏‌ای آن‌ها دیده می‏‌شوند. تغییر روند جهت‏‌گیری ترجیحی کانی‏‌ها در این سنگ‌ها نشان‌دهندة رخداد فازهای مختلف دگرریختی و دگرگونی در منطقه است.

 

 

شکل 2. تصویرهای میکروسکوپی از شیست‏‌های منطقة سروجهان. A، B) برگوارگی‏‌های S1 و S2 در نمونه‏‌های بررسی‌شده که در اطراف درشت‏‌بلور گارنت چرخش یافته‏‌اند؛ C) برگوارگی S1 ساخته‏‌شده از بیوتیت‏‌های نسل نخست در اطراف دانه‏‌های استارولیت؛ D) جایگزینی گارنت با کلریت در پی دگرگونی برگشتی M2 (نام اختصاری کانی‏‌ها: Bt: بیوتیت؛ Chl: کلریت؛ Grt: گارنت؛ Ms: مسکوویت؛ St: استارولیت؛ Whitney and Evans, 2010).

Figure 2. Photomicrographs of the Sarve-Jahan area schists. A, B) the S1 and S2 schistosity wrapped the garnet phenocrsyts in the samples; C) the S1 schistosity formed by the first generations of biotite around the staurolites; D) chlorite replacing garnet during the retrogressive metamorphism of M2 (The abbreviations: Bt: biotite; Chl: chlorite; Grt: Garnet; Ms: muscovite; St: staurolite; Whitney and Evans, 2010).

 

بررسی‏‌های ریزساختارها نشان می‏‌دهند که بیوتیت‏‌ها، مسکوویت‏‌ وکلریت‏‌ها در دو نسل پدید آمده‏‌اند. برگوارگی نخست (S1) که در فاز دگرریختی D1 روی داده است با کانی‏‌های بیوتیت، مسکوویت و کلریت دگرگونی نسل نخست شناخته می‏‌شود (شکل‌های ۲-A و ۲-B). در اثر چین‌خوردگی S1، ریزچین‏‌هایی[1] در فاز دگرریختی D2 پدید آمده‏‌ و گسترش پیدا کرده‏‌اند. برگوارگی‏‌ S1 در یال‏‌های ریزچین و برگوارگی S2، در راستای لولای ریزچین شکل ‏‌گرفته است (شکل‌های ۲-A و ۲-B). پورفیروبلاست‏‌های گارنت و استارولیت همزمان با پیدایش S1 و پیش از D2 رشد یافته‏‌اند و با داشتن سایة واتنشی و دارابودن میانبار تفکیک و شناسایی می‌شوند (شکل‌های ۲-A تا ۲-C). کلریت در نمونه‏‌ها به‌صورت اولیه و ثانویه رخداد داشته است. کلریت‏‌های اولیه از جهت S1 پیروی می‏‌کنند و انواع ثانویه به‌طور بخشی جایگزین گارنت و بیوتیت شده‏‌‌اند و جهت‏‌گیری ندارند (شکل ۲-D). دگرریختی نسل سوم (D3)، بیشتر باعث پیدایش ریزچین روی فابریک‌های قدیمی‏‌تر شده است. کانی‏‌های دگرگونی خاصی که با این مرحله همزمان باشد در فابریک یافت نمی‌شود پس در این نسل دگرریختی با دگرگونی همراه نیست.

بررسی فازهای دگرگونی در منطقة سروجهان برپایة بررسی روند میانبار‏‌ها و ارتباط برگوارگی زمینة سنگ با آن نشان می‏‌دهد در منطقة سروجهان دست‌کم دو مرحلة دگرگونی رخ داده است:‌

(۱) دگرگونی M1 که همزمان با D1 رخ داده است. بخشی از کانی‏‌های بیوتیت، مسکوویت، کلریت، پلاژیوکلاز و کوارتز در این فاز دگرگونی متبلور شده‏‌اند؛

(۲) دگرگونی M2 که به‌صورت پسرونده همزمان با دگرریختی D2 رخ است.

همچنین، این دگرگونی با جهت‏‌گیری دوباره غالب کانی‏‌‏‌های ورقه‏‌‏‌ای و پیدایش برگوارگی (S2) شناخته می‏‌شود. بیشتر کانی‏‌های کلریت، بیوتیت، مسکوویت با جهت‏‌گیری مشخص در زمینة سنگ در این فاز دگرگونی متبلور شده‏‌اند. پورفیروبلاست‏‌های گارنت و استارولیت همزمان با D1 و پیش از D2 پدید آمده‏‌اند. جدول ۱ ارتباط زمانی میان پیدایش کانی‏‌ها با فازهای دگرریختی اصلی را نشان می‏‌دهد.

 

 

جدول 1. ارتباط زمانی پیدایش کانی‏‌ها با فازهای دگرریختی اصلی.

Table 1. Time relationships between the minerals and the deformation phases.

Deformation stages

D1

D2

D3

Description

Metamorphic stages

Mineral

name

M1

M2

-

 

Garnet

 

 

 

M1: Having a pressure shadow and oblique inclusion to the Matrix (S2)

 

Staurolite

 

 

 

M1: Having a pressure shadow and oblique inclusion to the Matrix (S2)

 

Biotite

 

 

 

M1: Schistosity (S1), inclusion of inside porphyroblasts

M2: constituent of the matrix schistosity (S2)

 

 

Muscovite

 

 

 

M1: Schistosity (S1), inclusion of inside porphyroblasts and pressure shadow of porphyroblasts

M2: constituent of the matrix schistosity (S2)

 

 

Chlorite

 

 

 

M1: Schistosity (S1), inclusion of inside porphyroblasts and pressure shadow of porphyroblasts

M2: constituent of the matrix schistosity (S2)

 

 

Quartz

 

 

 

M1: Inclusion of inside porphyroblasts and pressure shadow of porphyroblasts

M2: constituent of the matrix schistosity (S2)

 

 

Plagioclase

 

 

 

M1: Having a pressure shadow and oblique inclusions relative to the matrix (S2)

 

 

 

 

 

 

 

شیمی سنگ کل

ترکیب شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‌شده در جدول ۲ آورده شده است. محتوای SiO2 در بازة 58 تا 67 درصدوزنی تغییر می‏‌کند و نشان‌دهندة حضور مقادیر متفاوت کوارتز در بخش‏‌های لایه‏‌های شیستی است. پس از SiO2، Al2O3 (15 تا 20 درصدوزنی) و FeO (8 تا 10 درصدوزنی) بیشترین فراوانی را دارند. K2O (2 تا 4 درصدوزنی)، MgO (5/1 تا 3 درصدوزنی)، TiO2 (1 تا 5/1 درصدوزنی)، Na2O (5/0 تا 7/1 درصدوزنی)، CaO (5/0 تا 5/2 درصدوزنی)، MnO (1/0 تا 5/0 درصدوزنی) و P2O5 (1/0 تا 2/0 درصدوزنی) دیگر اکسیدهای سازنده این سنگ‌ها هستند. محتوای بالای اکسید عناصر سیلیسیم، آلومینیم و آهن، ترکیب شیمیایی کلی همانند شیل را می‏‌سازد. برای سنجش درستی این موضوع، ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها روی نمودار نسبت SiO2/Al2O3 در برابر FeO/K2O نمایش داده شد. در این نمودار ترکیب آنها در محدودة شیل یا شیل آهن‏‌دار و نزدیک به مرز گریوک‏‌ها جای می‏‌گیرد (شکل 3). بر این اساس، می‏‌توان گفت شیست‏‌های منطقة سروجهان از دگرگونی سنگ مادری رسی پدید آمده‌اند که شاید مقادیر اندکی ناخالصی کربنات نیز داشته است. حضور مقادیر کم CaO در ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها و همجواری آن‌ها با کالک‌شیست گویای این نکته هستند.

 

جدول 2. ترکیب شیمیایی سنگ‏‌کل (برپایة wt%) شیست‏‌های منطقة سروجهان.

Table 2. Whole-rock chemical composition (in wt%) of the Sarve-Jahan schists.

Sample No.

SJ-1

SJ-2

SJ-3

SJ-4

SJ-5

Average

SiO2

66.0

62.3

58.8

62.2

67.3

63.3

TiO2

1.4

1.3

1.1

0.9

1.4

1.2

Al2O3

16.8

16.4

20.1

18.4

15.3

17.4

FeO(t)

10.1

8.5

8.4

9.4

10.3

9.3

MnO

0.4

0.3

0.1

0.4

0.3

0.3

MgO

1.4

2.5

2.9

1.7

1.4

2.0

CaO

0.5

2.4

1.4

1.1

0.5

1.2

Na2O

0.4

1.2

1.7

0.6

0.4

0.9

K2O

1.9

4.0

3.9

3.1

1.9

3.0

P2O5

0.1

0.2

0.2

0.1

0.1

0.1

Total

99.0

99.1

98.6

98.0

99.0

98.7

LOI

0.9

1.1

1.2

1.5

1.1

1/1

 

 

 

 

شکل 3. تعیین سنگ مادر شیست‏‌های منطقة سروجهان برپایة نسبت Log SiO2/Al2O3 در برابر Log FeOt/K2O (Herron, 1988).

Figure 3. Determination of protolith for the schists in Sarve-Jahan region on the Log SiO2/Al2O3 versus Log FeOt/K2O diagram (Herron, 1988)

 

 

 

 

شیمی کانی‏‌ها

بیوتیت

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی بیوتیت‏‌ها در جدول 2 آورده شده‌اند. بر پایة شکل ۴-A، ترکیب بیوتیت‏‌ها در گسترة آنیت تا فلوگوپیت جای می‏‌گیرند. تفاوت ترکیبی بسیار آشکاری میان این بیوتیت‏‌ها دیده نمی‏‌شود. داده‌ها نشان می‏‌دهند مقدار MgO در بیوتیت‏‌های نسل نخست دگرریختی در مقایسه با بیوتیت‏‌های نسل دوم دگرگونی بیشتر است و بیوتیت‏‌های بیوتیت‏‌های نسل دوم دگرریختی مقدار FeO و SiO2 بیشتری دارند. بیوتیت‏‌های نسل دوم دگرریختی مقدار Al2O3 بالایی نشان می‏‌دهند.

 

مسکوویت

شمار کاتیون‏‌ها در ساختار مسکوویت‏‌ها بر پایه ۱۱ اتم اکسیژن به‌دست آورده شده است (جدول 3). در نمودار سه‏‌تایی (MgO+FeO)K2O-Al2O3- (شکل ۴- B)، مسکوویت‌های بررسی‌شده در فاصلة مسکوویت-سلادونیت جای گرفته‌اند و با داشتن مقدار Si بالا می‏‌‏‌توانند مسکوویت فنژیتی باشند. مسکوویت‏‌های منطقه سروجهان در دو مرحلة دگرریختی پدید آمده‏‌اند (D1 و D2).تفاوت ترکیبی مشخصی میان مسکوویت‏‌های نسل اول و دوم دگرریختی (D1 و D2) دیده می‏‌‏‌شود. مقدارSi و Mg مسکوویت‏‌های نسل اول دگرریختی (D1) بسیار بیشتر از مسکوویت‏‌های نسل دوم دگرریختی (D2) است؛ اما مقدار Al کمتری دارند.

 

جدول 3. ترکیب شیمیایی (برپایة wt%) به همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (برپایة a.p.f.u.) برای کانی‏‌های شیست‏‌های منطقة سروجهان (P: پورفیروبلاست؛ I: میانبار؛ P.Sh: حاشیة فشارشی؛ M: ماتریکس؛ D1: مرحلة نخست دگرریختی؛ D2: مرحلة دوم دگرریختی).

Table 3. Chemical compositions (in wt%) and structural formula (in a.p.f.u.) of minerals in the Sarve-Jahan schists (P: porphyroblast; I: Inclusion; P.Sh: pressure shadow; M: Matrix; D1: First stage of deformation; D2: second stage of deformation).

Mineral name

Grt

Grt

Grt

Grt

Bt (PT)

Bt (PT)

Bt (PT)

Bt (ST)

Bt (ST)

Sample No.

S-14

S-52

S-63

S-17

S-52

S-17

S-63

S-35

S-44

Textures

P

P

P

P

M

M

M

I

I

Deformation phase

D1

D1

D1

D1

D2

D2

D2

D1

D1

SiO2

36.43

36.66

36.28

36.55

35.73

35.56

35.43

34.35

34.45

TiO2

0.04

0.1

0.12

0.22

1.12

1.08

1.17

2.12

1.22

Al2O3

20.56

20.43

20.13

20.12

19.81

19.76

19.63

20.12

20.31

FeO

31.85

32.01

33.02

32.76

19.98

19.01

19.12

18.18

18.2

MnO

5.64

4.53

3.63

3.75

0.22

0.18

0.19

0.33

0.11

MgO

3.43

3.47

4.12

4.08

9.02

8.98

9.12

8.83

8.53

CaO

1.76

2.06

1.98

2.12

0.1

0.11

0

0

0

Na2O

-

-

-

-

0.09

0

0.12

0.12

0.09

K2O

-

-

-

-

8.33

8.63

8.76

9.05

9.08

Total

99.71

99.26

99.28

99.6

93.4

93.31

93.54

93.1

91.99

Oxygen

12(O)

12(O)

12(O)

12(O)

11(O)

11(O)

11(O)

11(O)

11(O)

Si

2.941

2.968

2.93

2.943

2.729

2.74

2.73

2.661

2.696

Ti

0.002

0.006

0.007

0.013

0.064

0.063

0.068

0.124

0.072

Al

1.956

1.95

1.916

1.909

1.783

1.795

1.782

1.837

1.873

Fe3+

0.158

0.101

0.209

0.178

–

–

–

–

–

Fe2+

1.993

2.066

2.022

2.028

1.276

1.225

1.232

1.178

1.191

Mn

0.386

0.311

0.248

0.256

0.014

0.012

0.012

0.022

0.007

Mg

0.413

0.419

0.496

0.49

1.027

1.032

1.047

1.02

0.995

Ca

0.152

0.179

0.171

0.183

0.008

0.009

0

0

0

Na

-

-

-

-

0.013

0

0.018

0.018

0.014

K

-

-

-

-

0.812

0.848

0.861

0.894

0.907

Sum

8

8

8

8

7.727

7.724

7.751

7.753

7.755

 

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Mineral name

Bt (ST)

Chl

Chl

Chl

Ms

Ms

Ms

Ms

Ms

Textures

S-15

S-70

S-63

S-22

I

I

M

M

M

Deformation phase

D1

D2

D1

D2

D1

D1

D2

D2

D2

Sample No

I

M

P.S

M

S-14

S-63

S-80

S-82

S-52

SiO2

34.67

23.74

23.52

24.01

47.02

51.58

48.63

49.42

47.52

TiO2

1.85

0.1

0.09

0.08

2.14

0.00

0.00

0.00

0.00

Al2O3

20.45

21.96

22.12

22.63

27.12

24.35

29.36

30.98

31.73

Fe2O3

-

-

-

-

-

-

-

-

-

FeO

18.15

27.86

26.94

27.12

4.90

4.60

3.61

3.95

3.75

MnO

0.27

0.26

0.36

0.22

-

-

-

-

-

MgO

8.66

12.73

13.02

12.63

3.08

2.63

1.46

1.29

1.32

CaO

0

-

-

-

0.02

0.02

0.00

0.00

0.03

Na2O

0.1

-

-

-

0.10

0.07

0.10

0.12

0.26

K2O

9.06

-

-

-

9.76

10.65

11.54

11.24

12.01

Total

93.21

86.65

86.05

86.69

94.14

93.90

94.71

97.00

96.62

Oxygen

11(O)

14(O)

14(O)

14(O)

11(O)

11(O)

11(O)

11(O)

11(O)

Si

2.677

2.577

2.562

2.589

3.228

3.527

3.306

3.272

3.184

Ti

0.107

0.008

0.007

0.006

0.111

0.000

0.000

0.000

0.000

Al

1.861

2.81

2.84

2.876

2.194

1.962

2.352

2.418

2.505

Fe3+

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Fe2+

1.172

2.53

2.454

2.445

0.281

0.263

0.205

0.219

0.210

Mn

0.018

0.024

0.033

0.02

-

-

-

-

-

Mg

0.997

2.06

2.114

2.03

0.315

0.268

0.148

0.127

0.132

Ca

0

-

-

-

0.001

0.001

0.000

0.000

0.002

Na

0.015

-

-

-

0.013

0.009

0.013

0.015

0.034

K

0.892

-

-

-

0.855

0.929

1.001

0.949

1.027

Sum

7.739

10.00

10.011

9.967

6.99

6.96

7.03

7.00

7.09

 

 

گارنت

فرمول گارنت‏‌های بررسی‌شده بر پایه 12 اتم اکسیژن به‌دست آورده شده است (جدول 3). گارنت‏‌های منطقة سروجهان همزمان با دگرریختی نخستین نسل پدید آمده‏‌اند. سازندة پایانی آلماندین بخش بزرگی از ساختار گارنت‏‌ها را در بر گرفته است (67/0 – 69/0XAlm=) و پس از آن پیروپ (14/0 -17/0 = XPrp)، اسپسارتین (8/0 -13/0 = XSps) و آندرادیت (03/0 – 05/0 =XAdr) و گروسولار (01/0 – 03/0 = XGrs) هستند. در نمودار سه‌تایی Grs+Sps-Pyp-Alm، نقاط تجزیه‌شده در محدودة آلماندین جای گرفته‌اند (شکل 4-D).

استارولیت

تجزیه‏‌های معرف استارولیت در جدول 3 آورده‌شده‌اند و فرمول‏‌های ساختاری بر پایه 22 اکسیژن به‌دست آورده شده‌اند. کانی استارولیت همزمان با نخستین مرحلة دگرریختی پدید آمده‏‌ است. نمودار سه‏‌تایی Mn+Ca-Fe2+-Mg نشان می‏‌دهد استارولیت‌های یادشده از نوع غنی از آهن هستند (شکل 4-E).

 

 

 

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Mineral name

Ms

St

St

St

Pl

Pl

Pl

Pl

Textures

I

P

P

P

p

p

p

p

Deformation phase

D1

D1

D1

D1

D1

D1

D1

D1

Sample No.

S-85

S-14

S-24

S-16

 

 

 

 

SiO2

48.46

27.34

26.75

25.63

60.63

59.96

62.03

62.48

TiO2

0.00

0.45

0.64

0.54

0.10

0.13

0.03

0.01

Al2O3

27.82

53.85

54.75

53.65

23.49

23.75

23.07

23.46

Fe2O3

-

-

-

-

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO

4.92

13.85

14.01

13.76

0.15

0.15

0.01

0.00

MnO

-

0.70

0.62

0.61

0.12

0.15

0.00

0.00

MgO

3.46

1.63

1.54

2.12

0.07

0.07

0.00

0.00

CaO

0.14

-

-

-

5.00

5.37

4.62

4.89

Na2O

1.08

-

-

-

9.04

8.56

9.09

8.81

K2O

9.10

-

-

-

0.14

0.15

0.19

0.12

Total

94.98

97.82

98.31

96.31

98.74

98.28

99.04

99.77

Oxygen

11(O)

23(O)

23(O)

23(O)

8(O)

8(O)

8(O)

8(O)

Si

3.283

3.807

3.711

3.637

2.73

2.72

2.78

2.77

Ti

0.000

0.047

0.067

0.058

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

2.221

8.838

8.952

8.971

1.25

1.27

1.22

1.23

Fe3+

-

-

-

-

0.01

0.01

0.00

0.00

Fe2+

0.279

1.613

1.625

1.633

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

 

0.083

0.073

0.073

0.01

0.01

0.00

0.00

Mg

0.349

0.338

0.318

0.448

0.01

0.01

0.00

0.00

Ca

0.010

-

-

-

0.24

0.26

0.22

0.23

Na

0.142

-

-

-

0.79

0.75

0.79

0.76

K

0.786

-

-

-

0.01

0.01

0.01

0.01

Sum

7.07

14.73

14.75

14.82

5.04

5.02

5.02

5.00

 

 

کلریت

فرمول ساختاری و ترکیب شیمیایی کلریت در شیست‏‌های سروجهان در جدول 3 آورده شده‏‌اند. کلریت‏‌ها محتوای بالایی از FeO و MgO دارند و در نمودار رده‌بندی کلریت‏‌ها در محدودة رپیدولیت جای می‏‌گیرند (شکل 3-C).

پلاژیوکلاز

ترکیب‏‌ شیمیایی پلاژیوکلازها و فرمول ساختاری آنها بر پایة 8 اتم اکسیژن در جدول 3 آورده شده است. پلاژیوکلازهای منطقة سروجهان همزمان با دگرریختی نسل نخست (D1) پدیدار شده‏‌اند. پلاژیوکلازها از سازندة پایانی آلبیت غنی هستند و ترکیب میانگین آنها به‌صورت An0.2Ab0.8 است. این نمونه‏‌ها در نمودار رده‌بندی فلدسپار‏‌ها در محدودة آلبیت تا الیگوکلاز جای می‏‌گیرند (شکل 3-F).

 

 

 

 

شکل4. A) ترکیب شیمیایی بیوتیت‏‌ها در نمودار Mg/Mg+Fe در برابر Al(Total) (Deer et al., 1992)؛ B) ترکیب شیمیایی مسکوویت‏‌ها درنمودار سه‌تایی K2O، Al2O3، MgO+FeO (Vidal and Parra, 2000)؛ C) ترکیب شیمیایی کلریت‏‌ها در نمودار سه‌تایی SiO2، Al2O3، FeO+MgO (Vidal and Parra, 2000)؛ D) ترکیب شیمیایی گارنت‏‌ها روی نمودار سه‌تایی Grs+Sps-Pyp-Alm (Coleman et al. 1965)؛ E) ترکیب شیمیایی استارولیت‏‌ها روی نمودار سه تایی Ca+Mn، Fe2+، Mg؛ F) ترکیب شیمیایی پلاژیوکلازها در متاپلیت‏‌های سروجهان روی نمودارهای سه تایی Ab، Or،An .

Figure 4. A) Chemical compositions of the biotites on Mg/Mg+Fe versus Al(Total) diagram (Deer et al., 1992); B) Chemical composition of muscovites in the ternary plot of K2O, Al2O3, MgO+FeO (Vidal and Parra, 2000); C) Chemical composition of chlorites in the ternary diagram of SiO2, Al2O3, FeO+MgO (Vidal and Parra, 2000); D) Chemical composition of garnets on the ternary diagram of Grs+Sps, Pyp, Alm (Coleman et al. 1965); E) Chemical composition of the staurolites on the ternary diagram of Ca+ Mn, Fe2+, Mg; F) Chemical composition of plagioclase in Sarve-Jahan metalites on the ternary diagrams of Ab, Or, An.

 

 

 

 

دمافشارسنجی

برای برآورد دمای اوج دگرگونی (M1) از تبادل کاتیونی میان کانی‏‌های گارنت-بیوتیت، و برای ارزیابی فشار از روش فشارسنجی گارنت، بیوتیت، پلاژیوکلاز- کوارتز (GPBQ) بهره گرفته شد. دما و فشار دگرگونی M2 نیز با دما-فشارسنج کلریت- مسکوویت (Vidal and Parra, 2000) برآورد شد.

دماسنجی با استفاده از گارنت- بیوتیت

محاسبات دماسنجی گارنت- بیوتیت بر پایة تجزیة گارنت و بیوتیت‏‌های همزیست انجام شده است. با فرض انتشار سریع کاتیونی و رسیدن به تعادل میان حاشیة کانی و زمینه، ترکیب بخش حاشیه‏‌ای کانی گارنت و بیوتیت برای محاسبات به‌کار برده شد. میانگین دمای به‌دست‌آمده از کالیبراسیون‏‌ (Bhattacharya et al., 1992) برای فشارهای 3 تا 8 کیلوبار برای اوج دگرگونی (M1) برابر با 600 درجة سانتیگراد است.

فشارسنجی با استفاده از GPBQ

مجموعة کانی‏‌های گارنت، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مسکوویت و کوارتز در طیف گسترده‌ای از درجات دگرگونی از پهنة گارنت تا سیلیمانیت پایین در سنگ‌های دگرگونی پدید می‏‌آید. در این روش، فشار با کمک مجموعه کانی‏‌های گارنت، پلاژیوکلاز، بیوتیت، و کوارتز به‌دست آورده می‏‌شود (Hoisch, 1990). فشار به‌دست‌آمده برپایة کالیبراسیون هویش‏‌ (Hoisch, 1990) برای متاپلیت‌های سروجهان (دگرگونی M1) گویای دما و فشاری در بازة 5/6- 7 کیلوبار و دمای 600 درجة سانتیگراد است.

دما - فشارسنجی کلریت –مسکوویت

کلریت و مسکوویت کانی‏‌های بسیار شایع در دگرگونی‏‌ سنگ‌های پلیتی به‌شمار می‌روند که در شرایط متفاوت فشار-دما پایدار هستند. افزون‌بر این، بررسی‌های آزمایشگاهی و تجربی نشان داده‏‌اند ترکیب کلریت و مسکوویت به تغییر فشار و دما حساس هستند (Schreyer, 1982; Massonne, 2000; Vidal et al, 2000). ازاین‌رو، تعادل کلریت و مسکوویت را می‌توان برای سنجش فشار-دمای دگرگونی به‌کار برد. فشارهای دگرگونی معمولاً بر پایة درصد Si موجود در مسکوویت و دمای دگرگونی بر پایة میزان AlIV به‌دست آورده می‏‌شوند (Massonne, 2000)؛ اما تعادل هر دو کانی به‌طور همزمان در دما-فشارسنجی به‌کار می‌رود. دما و فشار به‌دست‌آمده برپایة کالیبراسیون ویدال و پارا (Vidal and Parra, 2000) (رابطة 1) گویای رخداد دگرگونی (M2 ) در 500 درجة سانتیگراد و 2/6 کیلوبار است.

رابطة 1:

بحث

نمودار تعادلی فازی

برای بررسی دقیق‏‌تر روند دگرگونی شیست‏‌های سروجهان، نمودارهای تعادلی فازی از نرم‏‌افزار GeoPs (نسخه 3.3) و مدل‏‌های محلول جامد کانی‏‌های Bi(W) برای بیوتیت، Chl(W) برای کلریت، Crd(W) برای کردیریت، Ctd(W) برای کلریتویید، St(W) برای استارولیت، Gt(W) برای گارنت، Mica(W) برای مسکوویت، Opx(W) برای ارتوپیروکسن، melt(W) برای مذاب (White et al, 2014) و Fsp(C1) برای فلدسپارها (Holland and Powell, 2003) بهره گرفته شد. با توجه به تغییرات ترکیب نمونه‏‌های تجزیه‌شده، ترکیب میانگین آنها در محاسبه به‌کار برده شد (جدول 3). سیال نخست به‌صورت آب خالص و مازاد در نظر گرفته شد تا امکان مقایسه با شرایط سیال ترکیبی (H2O-CO2) وجود داشته باشد.

نمودار فازی به‌دست‌آمده در شکل 5 نمایش داده شده است. روی این نمودار، محدوده‏‌های با همتافت کانی‏‌های متناسب با بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری نشان داده شده‏‌اند. نمودار به‌دست‌آمده نشان می‏‌دهد همتافت گارنت + استارولیت + بیوتیت + مسکوویت + کلریت + کوارتز + پلاژیوکلاز که پیش از این به‌عنوان شاخص شرایط بیشینه دگرگونی (M1) دانسته شده بود، در شرایط دمایی 550 تا 650 درجة سانتیگراد و فشار 5 تا 2/7 کیلوبار پایدار است (محدودة شماره 1). در فشارهای بالاتر، استارولیت از محدوده‏‌ها حذف می‏‌شود و با افزایش دما نیز این کانی با سیلیمانیت جایگزین می‏‌شود. همتافت کانیایی دگرگونی پسرونده (M2) شامل بیوتیت + مسکوویت + کلریت + کوارتز + پلاژیوکلاز در شرایط دمای کمتر از 550 درجة سانتیگراد و فشار کمتر از 5 کیلوبار پدیدار می‏‌شود (محدوده شماره 2). این محدوده با حذف گارنت و استارولیت شناخته می‏‌شود، به گفتة دیگر، بر پایة پیش‏‌بینی نمودار، متاپلیت‏‌های منطقة سروجهان برای پیدایش گارنت استارولیت به دماهای بالاتر از 550 درجة سانتیگراد نیاز داشته‏‌اند. موضوع دیگر، همپوشانی اندک محدوده‏‌های شمارة 1 و 2 از نظر فشار است. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود این دو محدوده در فشارهای نزدیک به 5 تا 6 کیلوبار همپوشانی دارند. به گفتة دیگر نمودار پیش‏‌بینی می‏‌کند تغییر اندک در فشار در پی بالاآمدگی و کاهش همزمان دما می‏‌تواند رخداد دگرگونی برگشتی و جانشینی استارولیت و گارنت با بیوتیت + مسکوویت + کلریت را به‌دنبال داشته باشد که این موضوع با داده‌های به‌دست‌آمده از دما- و فشارسنجی (که در آنها مقدار فشار M1 و M2 تا اندازه‌ای همپوشانی دارد) سازگاری دارد.

 

 

 

شکل 5. نمودار تعادلی فازی به‌دست‌آمده برای ترکیب میانگین شیست‏‌های سروجهان. نام اختصاری کانی‏‌ها: Ab: آلبیت؛ And: آندالوزیت؛ Bt: بیوتیت؛ Chl: کلریت؛ Crd: کردیریت؛ Grt : گارنت؛ Kfs: پتاسیم‌فلدسپار؛ M: مذاب؛ Ms: مسکوویت؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Prg: پاراگونیت؛ Qz: کوارتز؛ Sil: سیلیمانیت؛ Zo: زوییزیت؛ Whitney and Evans, 2010).

Figure 5. The Calculated phase equilibrium diagram for the average composition schist of the Sarve-Jahan schists (Mineral abbreviations: Ab: albite; And: andalusite; Bt: biotite; Chl: chlorite; Crd: cordierite; Grt: garnet; Kfs: potassium feldspar; M: melt; Ms: muscovite; Pl: plagioclase; Prg: paragonite; Qz: quartz; Sil: sillimanite; Zo: zoisite; Whitney and Evans, 2010).

 

 

 

 

مقایسه منحنی‏‌های هم‏‌ترکیب کانی‏‌های[2] می‏‌تواند تا اندازه‏‌ای در بررسی‏‌های شرایط دگرگونی سودمند باشد. برای بررسی این موضوع، محتوای پیروپ در گارنت (شکل 6a) و فلوگوپیت در بیوتیت (شکل 6b) برای نمودار تعادلی فازی شکل به‌دست آورده شد. بر پایة این محاسبه‌ها، محتوای پیروپ گارنت در بازة 02/0 تا 26/0 و محتوای فلوگوپیت بیوتیت در بازة 1/0 تا 6/0 تغییر می‏‌کنند. نتایج تجزیه‌های شیمیایی نمونه‏‌های گارنت و بیوتیت شیست‏‌های سروجهان نشان می‏‌دهند محتوای پیروپ گارنت نزدیک به 14/0 تا 17/0 و محتوای فلوگوپیت بیوتیت‏‌های دگرگونی M1 نزدیک به 37/0 است. این مقادیر روی نمودارهای شکل 6 هاشور زده شده‏‌اند تا از دیگر بخش‏‌ها جدا شوند. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، هر دو خط هم‏‌ترکیب در شرایط پایداری محدودة شمارة 1 جای می‏‌گیرند که نشان‌دهندة نتایج به‌دست‌آمده از محاسبة نمودار فازی و نیز محاسبة دما و فشارسنجی برای شرایط اوج دگرگونی است. بالابودن محتوای فلوگوپیت در بیوتیت‏‌های مرتبط با M2 (جدول 3) نشان می‏‌دهد آنها از دگرگونی M1 بر جای مانده‏‌ و یا دگرگونی برگشتی تأثیر چشمگیری روی ترکیب شیمیایی آنها نداشته است.

 

 

 

شکل 6. منحنی‏‌های هم‏‌ترکیب به‌دست‌آمده برای محتوای پیروپ در گارنت (A) و فلوگوپیت در بیوتیت (B) در نمودار شکل 5. محدودة پایداری دگرگونی M1 برای مقایسه نشان داده شده است.

Figure 6. The isopleth curves calculated for pyrope content in garnet (A) and phlogopite in biotite (B) on Figure 5. The M1 metamorphism stability range is shown for comparison.

 

ترکیب سنگ‏‌مادر

تغییرات نسبت منیزیم به آهن سنگ‏‌مادر که از آن با نام عدد منیزیم [Mg#=(MgO/MgO+FeO)] یاد می‏‌شود در بررسی همتافت‏‌های کانی‏‌های سنگ‌های دگرگونی نقش مهمی دارد (مانند Bucher and Grapes, 2010; Fazlnia et al., 2023 ). برای بررسی این موضوع دربارة شیست‏‌های منطقة سروجهان، یک نمودار تعادل فازی دما در برابر عدد منیزیم (T-Mg#) در فشار ثابت 6 کیلوبار (برپایة محاسبة دما و فشارسنجی) به‌دست‌آورده شد (شکل 7). همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، پایداری کانی‏‌های بیوتیت، پلاژیوکلاز و کلریت تحت‏‌تأثیر عدد منیزیم سنگ‏‌مادر نیست؛ اما استارولیت و گارنت نسبت به آن واکنش نشان می‏‌دهند. جدای از تأثیر تغییرات دما، گارنت تا عدد منیزیم نزدیک به 5/0 (منحنی خط‏‌چین نارنجی‏‌رنگ) پایدار است و استارولیت تا عدد منیزیم نزدیک به 7/0 (منحنی خط‏‌چین سفیدرنگ) پایدار است؛ اما مجموعه‏‌ای که دارای همتافت گارنت + استارولیت + بیوتیت + مسکوویت + کوارتز + پلاژیوکلاز مربوط به M1 است، در دمای 560 تا 640 درجة سانتیگراد و عدد منیزیم 1/0 تا 2/0 رخداد دارد. در این بازة دمایی، با افزایش عدد‏‌ منیزیم نخست گارنت و سپس استارولیت از سنگ حذف می‏‌شوند. به گفتة دیگر، محتوای بالای آهن سنگ‏‌مادر شیست‏‌های سروجهان، نقش بسیار مهمی در پیدایش همتافت کانی‏‌های آن در شرایط اوج دگرگون دارد. گفتنی است بر پایة این نمودار، عدد منیزم تأثیری بر همتافت کانی‏‌های M2 ندارد و آنها تنها در پی تغییر دما پدید آمده‏‌اند.

 

 

شکل 7. نمودار تعادل فازی دما در برابر عدد منیزیم (T-Mg#) در فشار ثابت 6 کیلوبار. نام اختصاری کانی‏‌ها همانند شکل 5. است. محدودة زردرنگ، همتافت کانی‏‌های M1 را نشان می‏‌دهد.

Figure 7. The temperature phase equilibrium diagram against magnesium number (T-Mg#) at the constant pressure of 6 kbar. The mineral abbreviations are similar to Figure 5. The yellowish limit shows the assemblage of M1 minerals.

 

 

ترکیب سیال

محتوای کربن‏‌دی‏‌اکسید سیال دگرگونی نیز نقشی مهم در همتافت کانی‏‌های آن‌ها بازی می‏‌کند (Saki et al., 2021; Miri et al., 2023). با توجه به حضور مقادیر متوسط CaO در ترکیب سنگ‏‌مادر (جدول 2) باید تأثیر CO2 در سیال دگرگونی بررسی شود. از این گذشته، حضور کالک‌شیست و دیگر سنگ‌های کالک‏‌سیلیکات در منطقه، احتمال تأثیر CO2 بر سیال دگرگونی را افزایش می‏‌دهد. برای سنجش این پدیده در سنگ‌ها، نمودار تغییرات محتوای CO2 سیال دگرگونی در برابر دما (T-XCO2) در فشار ثابت 6 کیلوبار به‌دست‌آورده شد (شکل 8).

 

 

 

شکل 8. نمودار تغییرات محتوای CO2 سیال دگرگونی در برابر دما (T-XCO2) در فشار ثابت 6 کیلوبار برای شیست‏‌های سروجهان (نام اختصاری کانی‏‌ها شامل: Ank: آنکریت؛ Ky: کیانیت؛ F: سیال (H2O-CO2)؛ Sid: سیدریت؛ دیگر نام‌های اختصاری همانند شکل 5 هستند. محدودة زردرنگ، همتافت کانی‏‌های M1 را نشان می‏‌دهد. پیکان سرخ‌رنگ، همتافت M2 را نشان می‏‌دهد).

Figure 8. The variation diagram based on CO2 content in the metamorphic fluid against temperature (T-XCO2) at a constant pressure of 6 kbar for Sarve-Jahan schists (Mineral Abbreviations: Ank: ankrite; Ky: kyanite; F: fluid (H2O-CO2); Sid: siderite; other abbreviations are as in Figure 5. The yellowish area defines the assemblage of M1 minerals. The red arrow shows the Paragenesis of M2).

 

تغییرات محتوای CO2 سیال نزدیک به صفر تا 6/0 در نظر گرفته شد تا محدوده‏‌ها از یکدیگر بهتر تفکیک شوند. تغییرات XCO2 به‏‌طور مشخص همتافت کانی‏‌ها را تحت‏‌تأثیر قرار می‌دهد و رخداد فازهای کربناتی، به‏‌ویژه در مقدارهای کربن‏‌دی‏‌اکسید بالا را به‌دنبال دارد. محدودة پایداری همتافت کانی‏‌های M1 روی شکل با منحنی زردرنگ نمایش داده شده‏‌ است. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، این همتافت در XCO2 برابر با 3/0 تا 0 (آب خالص) پایدار است. از آنجایی‌که گارنت می‏‌تواند عنصر Ca را در ساختار خود جای دهد (سازندة پایانی گراسولار و آندرادیت)، در XCO2های بالاتر نیز پایدار می‏‌ماند؛ اما استارولیت که این ویژگی را ندارد از سیستم حذف می‏‌شود. همتافت M2 تنها در حضور سیال آب خالص رخداد دارد که روی شکل با پیکان سرخ نشان داده شده است. از این رو، محتوای مناسب CO2 سیال نیز نقش مهمی در پیدایش همتافت کانی‏‌های M1 و M2 داشته است.

نگرشی دربارة خاستگاه زمین‏‌ساختی

در بیشتر الگو‌های بازسازی‌شده از جغرافیای دیرینه قاره‏‌ها برای زمان نئوپروتروزوییک ایران در حاشیة پالئوتتیس، ابرقاره گندوانا میان حاشیة زاگرس صفحة عربی وحاشیة شمال‌باختری صفحه هند جای گرفته است (Ramezani and Tuker, 2003; Hassanzadeh et al., 2008; Stampfli, 2000). به باور گروهی از پژوهشگران، ماگماتیسم آلکالن در زمان نئوپروتروزوییک بالایی-کامبرین پایینی در نتیجة کشش پوسته‏‌ای رخ داده است و همچنین، رسوبات کربناته – آواری زاگرس (سازند هرمز) و سنگ‌های معادل آن‌ها در نواحی مجاور (مانند سالت رنج در پاکستان) را متعلق به حوضه زمین‌ساختی ریختی مرتبط با کوهزایی پان‌آفریکن می‏‌دانند (Berberian and king, 1981; Husseini, 1989; Samani et al, 1994). البته تالبوت و علوی (Talbot and Alavi, 1996) الگوی زمین‌ساختی ریختی توسعه‌نیافته‌ای را برای حاشیة گندوانا در زمان نئوپروتروزوییک بالایی-کامبرین پایینی مطرح کرده‏‌اند که در آن پوسته دچار کشش شده است؛ اما سیستم ریختی تکامل نیافته است. از سوی دیگر، رمضانی و تاکر (Ramezani and Tucker, 2003) بر پایة داده‏‌های سن‌سنجی و زمین‌شیمی دربارة مجموعه‏‌های دگرگونی ایران مرکزی نشان دادند دگرگونی مرتبط با نئوپروتروزوییک بالایی-کامبرین پایینی در محیط زمین‌ساختی برخوردی روی داده است و با گرانیت‏‌های کامبرین پایینی و مجموعه‏‌های آتشفشانی ریولیتی-داسیتی همراه بوده است که آنها نیز در حاشیة زمین‌ساختی فعال روی داده‏‌اند. همچنین، به باور آنها مجموعه سنگ‌های تبخیری کامبرین پایینی در محیط کششی پشت کمانی پدید آمده‏‌اند. این تحلیل را پژوهشگران دیگر نیز تایید کرده‌اند (Hassanzadeh et al., 2008; Horton et al., 2008). در پهنه‏‌های فرورانش مانند ژاپن، ترکیه، یونان و نیوزلند الگوی فشار- دما معمولاً یک مسیر ساعت‌گرد را نشان می‏‌دهد که بخش فشار بالا- دما پایین آن در پهنة فرورانش با یک بالاآمدگی با کاهش فشار همراه بوده است و در این حالت رخساره‏‌های دگرگونی اکلوژیتی یا شیست آبی در اوج دگرگونی با رخسارة شیست سبز یا آمفیبولیت در مرحلة برگشت به سطح تحت‏‌تأثیر قرار می‏‌گیرند (Dempester and Tanner, 1997; Ernst, 1988; Wang et al., 1986). در دگرگونی برخوردی سرزمین‏‌های پرکامبرین به‌علت نبود ضخامت کافی پوسته، دگرگونی در اوج دگرگونی به رخساره اکلوژیتی و شیست آبی نمی‏‌رسد و در حد نوع فشار بالای بوهمین می‏‌ماند و با یک دگرگونی فشار پایین‌‏‌تر نوع باکان تداوم می‏‌یابد؛ اما الگوی فشار-دما با نواحی جوان‌تر هماهنگی دارد (Ernst, 1988). در برابر، در نواحی کششی درون قاره‏‌ای، دگرگونی نخست از نوع دمای بالا- فشار پایین همراه با مقدار فراوانی ماگماتیسم آلکالن است و سپس به‌علت بسته‌شدن کافت‏‌ها دگرگونی فشار بالا رخ می‏‌دهد که الگوی فشار-دما این محیط‏‌ها کاملا با محیط زمین‌ساختی برخوردی متفاوت است (Sandiford, 1999). در این پژوهش نشان داده شد شیست‏‌های نئوپروتروزوییک بالایی- کامبرین پایینی در منطقة سروجهان تحت‏‌تأثیر دو مرحلة دگرگونی M1 و M2 قرار گرفته‏‌اند. دگرگونی M1 در بازة دمایی 550- 650 درجة سانتیگراد و فشارهای 5 تا 7 کیلوبار روی داده است؛ اما رخداد مرحلة دوم دگرگونی (M2) در دمای کمتر از 550 درجة سانتیگراد و فشار کمتر از 5 کیلوبار بوده است. ازاین‌رو، الگوی فشار دمای به‌دست‌آمده از M1 بهM2 یک الگوی ساعت‌گرد است که با الگوی فشار- دمای رژیم زمین‌ساختی برخوردی همخوانی دارد. اگرچه با توجه به نبود داده‏‌های سن‏‌سنجی کافی دربارة زمان رخداد دگرگونی‏‌های یادشده، این نتیجه‏‌گیری باید با احتیاط در نظر گرفته شود.

برداشت

بر پایة بررسی‏‌ها در این پژوهش نتایج زیر برداشت می‌شوند:

  • همتافت کانی‏‌های گارنت + استارولیت + بیوتیت + کلریت + مسکوویت + پلاژیوکلاز + کوارتز که در فاز M1 و در شرایط رخسارة آمفیبولیت شکل گرفته است‏‌، نمایندة شرایط اوج دگرگونی است. این فاز با دگرگونی برگشتی M2 دنبال شده است که سبب رخداد همتافت کانی‏‌های بیوتیت + مسکوویت + کلریت + کوارتز در شرایط رخسارة شیست‏‌سبز شده است.
  • دما و فشار به‌دست‌آمده از روش‏‌های تبادل کاتیونی و محاسبه نمودار تعادل فازی مقادیر 550 تا 650 درجة سانتیگراد و فشار 5 تا 7 کیلوبار را برای M1 و دمای کمتر از 500 درجة سانتیگراد و فشار کمتر از 5 کیلوبار را برای M2 نشان می‏‌دهند. بر این اساس، می‏‌توان یک مسیر دما-فشار-زمان ساعت‌گرد را برای رخداد دگرگونی در منطقة سروجهان در نظر گرفت که می‏‌تواند در یک جایگاه زمین‏‌ساختی فرورانشی-برخوردی رخ داده باشد.

نمودارهای فازی T-Mg# و T-XCO2 به‌دست‌آمده نشان می‏‌دهند ترکیب سنگ‏‌مادر و سیال دگرگونی نقش بسزایی در رخداد همتافت کانی‏‌های رخدادیافته در شرایط اوج دگرگونی داشته‏‌اند.

 

[1] Crenulation

[2] Isopleth

References

Aghanabati, A. (1998) Major sedimentary and structural units of Iran (map). Geosciences, 7, 29-30.
Azimi, S. (2009) Thermodynamic studing of metamorphic rocks from Chavarzagh-Reyhan area in the SouthWest of Zanjan, M.Sc. 156 p. Thesis, Zanjan University, Zanjan, Iran (In Persian).
Babakhani, A., Sadeghi, A., (2004) Zanjan Quadrangle Geological Map, Scale (1/100000), Iran Geological Organization Publications.
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards apaleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian journal of earth sciences, 18 (2), 210-265. https://doi.org/10.1139/e81-019.
Bhattacharya, A., Mazumdar, A.C., and Sen, S.K. (1992) Fe-Mg mixing in cordierite: constraints from natural data and implication for cordierite-garnet geothermometry in granulites. American Mineralogist, 73, 338-344.
Bucher, K., and Grapes, R. (2010) Petrogenesis of metamorphic rocks. 440 p. Springer, Berlin. https://doi.org/10.1007/978-3-031-12595-9
Coleman, R.G., Lee. D.E., Beatty, L.B., and Brannock, W.W. (1965) Eclogites and eclogites: their differences and similarities. Geological Society of America Bulletin, 76 (5), 483-508. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1965)76[483:EAETDA]2.0.CO;2.
Crawford, A.R. (1977). A summary of isotopic age for Iran, Pakistan and India. Memoire hors serie n8. Societe Geologique de France, 251-260. http://pascalfrancis.inist.fr/vibad/index.php?action=getRecordDetail&idt=PASCALGEODEBRGM7720435255
Deer, W.A., Howie, R.A. and Zussman, J. (1992) An Introduction to the Rock forming Minerals. Longman. England, 696 p.
Dempester, T.J., and Tanner, P.W.G. (1997) The biotite isograde, Central Pyrenees: a deformation controlled reaction. Journal of Metamorphic Geology, 15(14), 531-584. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1997.00039.x.
Ernst, G. (1988) Tectonic history of subduction zones inferred from retrograde blueschist P-T paths. Geology, 16, 1081- 1084. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1988)016%3C1081:THOSZI%3E2.3.CO;2.
Fazlnia, A., Miri, M., Saki, A., (2023) Determining the conditions and factors affected partial melting in the Chah-Bazargan migmatitic xenoliths (NE Neyriz) using thermodynamic phase diagrams. Researches in Earth Sciences, 14 (1) 18-31. https://doi.org/10.48308/esrj.2023.103056.
Ghadimi, A. (2009) Petrology and deformation of metamorphic rocks from Chavarzagh-Reyhan area located in south-west of Zanjan, , 147 p. M.Sc. Thesis, Zanjan University, Zanjan, Iran (In Persian).
Ghadimi, A., Izadyar, J., Azimi, S., Mousavizadeh, M., and Eram M (2012) Metamorphism of Late Neoproterozoic-Early Cambrian Schists in Southwest of Zanjan from the Soltanieh Belt in Northwest of Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 23(2), 147-161.
Groppo, C., Rolfo, F., Castelli, D., and Mosca, P. (2017) Metamorphic CO2 production in collisional orogens: Petrological constraints from phase diagram modeling of Himalayan, scapolite-bearing, calc-silicate rocks in the NKC (F) MAS (T)-HC system. Journal of Petrology, 58 (1), 53-83. https://doi.org/10.1093/petrology/egx005.
Hassanzade, J., Stöcklin, D.F., Horton, B.K., Axen, G.J., Stöcklin, L.D., Grove, M., Schmitt, A.K., and walker, J.D. (2008) U-Pb- zorcon geochronology of late Neoproterozoic- Early Cambrian granitoid in Iran: Implication for paleogeography, magmatism and exhumation history of Iranian basement. Tecttonophysics, 451, 71-96. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.062.
Herron, M.M. (1988) Chemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. Journal of Sedimentary Petrology, 58, 820-829. https://doi.org/10.1306/212F8E77-2B24-11D7-8648000102C1865D.
Hoisch, T. D. (1990) 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 (1-2), 43-54. https://doi.org/10.1007/BF00307325.
Holland, T., and Powell, R. (2003) Activity–composition relations for phases in petrological calculations: an asymmetric multicomponent formulation. Contributions to Mineralogy and Petrology, 145, 492-501. https://doi.org/10.1007/s00410-003-0464-z.
Horton, B.K., Hassanzadeh, J., Stockli, D.F., Axen, G. J., Gillis, R.J., Guest, B., Amini, A., Fakhari, M.D., Zamanzadeh, S. M., and Grove, M. (2008) Detrital zircon Mprovenance of Neoproterozoic to Cenozoic depositsinIran: Implications for chronostratigraphy and collisional tectonics. Tectonophysics, 451, 97-122. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.063.
Husseini, M.I. (1989) Tectonic and depositional model of Late Precambrian-Cambrian Arabian and adjoining plates. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 73, 1117-1131. https://doi.org/10.1306/0C9B274F-1710-11D7-8645000102C1865D
Massonne, H.J. (2000) The upper thermal stability of chlorite + quartz: an experimental study in the system MgO-Al2O3-SiO2-H2O. Journal of metamorphic Geology, 7 (6), 567-581. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1989.tb00619.x
Miri, M. (2023) Investigation of metamorphic conditions and mineralogical changes at green-schist to amphibolite facies transition zone using phase diagrams and compositions of the mineral: a case study from the Kordestan province metabasites. Kharazmi Journal of Earth Sciences, 8 (1), 87-110. URL: http://gnf.khu.ac.ir/article-1-2803-en.html
Ramezani, J., and Tucker, R.D. (2003) The Saghand region,central Iran: U-Pb geochronology, petrogensis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Sciences, 303 (7), 622-655. DOI: https://doi.org/10.2475/ajs.303.7.622
Saki, A., Miri, M., and Oberhansli, R. (2021) Pseudosection modelling of the Precambrian meta-pelites from the Poshtuk area, NW Iran. Periodico di Mineralogia, 90, 325-340. https://doi.org/10.13133/2239-1002/16632.
Samani, B.A., Zhuyi, C., Xueto, G., and Chuan T. (1994) Geology of Precambrian in central Iran: On the context of stratigraphy, magmatism and metamorphism. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 3, 40-63.
Sandiford, M. (1999) Mechanics of basin inversion. Tectonophysics, 305 (1-3), 109-120. https://doi.org/10.1016/S0040-1951(99)00023-2
Schreyer, W., Mendehbach, O., Abroham, K., Gebert, W., and Muller, W.F. (1982) Kulkeite, a new metamorphic phyllosillicate mineral: ordered 1:1 chlorite/talk mixed-layer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 80, 103-109. https://doi.org/10.1007/BF00374887
Spear, F. S. (1993). Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths. Mineralogical Society of America Monograph, 799 p. Washington.
Stampfli, G.M. (2000) Tethyan oceans. In: Bozkurt, E., Winchester, J. A., and Piper, J. D. A. Eds., Tectonics and magmatism in Turkey and surrounding area, Geological Society of London Special Publication, 1-23. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.2000.173.01.01.
Stöcklin, J., and Eftekhar-ndezhad, J., (1969) Explanatory text of the zanjan Quadrangle Mape, 1/250000, Geological survey of Iran, Geological Quadrangle. NO. D4
Talbot, C.J., and Alavi, M. (1996) The past of a future syntaxis across the Zagros, In: Alsop, G. I., Blundell, D. J., Davison, I. Eds., Salt Tectonics, Geological Society of London Special Publication, 89-109. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1996.100.01.08.
Vidal, O., and Parra, T. (2000) Exhumation paths of high pressure metapelites obtained from local equilibria for chlorite- phengite assemblages. Geological Journal, 35 (3-4), 139-161. https://doi.org/10.1002/gj.856
Wang, G.F., Banno, S., and Takeuchi, K. (1986) Reactions to define the biotite isograde in the Ryoke metamorphic belt, Kii Peninsula, Japan. Contribution to Mineralogy and Petrology, 93, 9-17. https://doi.org/10.1007/BF00963581.
White, R. W., Powell, R. O. G. E. R., Holland, T. J. B., Johnson, T. E., and Green, E. C. R. (2014) New mineral activity–composition relations for thermodynamic calculations in metapelitic systems. Journal of Metamorphic Geology, 32 (3), 261-286. https://doi.org/10.1111/jmg.12071.
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95 (1), 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371.

Files

History

  • Receive Date: 03 July 2023
  • Revise Date: 18 August 2023
  • Accept Date: 18 September 2023

Share

How to cite

Statistics