Metamorphic conditions and petrogenesis of the Qori complex metapelites using thermodynamic phase diagrams

Document Type : Original Article

Authors

1 Professor, Department of Geology, Urmia University, Urmia, Iran

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

3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran

Abstract

Introduction
The Sanandaj-Sirjan zone, one of the most critical areas for studying metamorphic events, originated by subduction of the Neotethys oceanic lithosphere beneath the Central Iranian microcontinent during Early Jurassic to Late Cretaceous (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). The Qori metamorphic complex located in the southeastern part of the Sanandaj-Sirjan zone (Figure 1). Fazlnia et al. (2009), suggests a regional metamorphic phase (c.a. 187 to 180 Ma) concurrent with the orogeny activities, and another phase (c.a. 147 Ma) associated with arc magmatism.
The main purpose of the present paper is to investigate the metamorphic evolution of Qori complex metapelites using the phase diagram calculations. This research can enhance the accuracy of previous studies and provide researchers with a better understanding of thermodynamic changes during progressive orogenic metamorphism related to the tectonic evolution of the southern Sanandaj-Sirjan zone.
Geological setting
The Qori metamorphic complex mainly comprises alternating actinolite schists, garnet amphibolites, and marbles interbedded with metapelites (garnet-kyanite-biotite schists) and metaultramafic rocks (olivine-orthopyroxene-spinel-hornblende schists) (Figure 2), subjected by Barrovian-type metamorphism (Fazlnia et al., 2009). The previous studies have reported peak metamorphic conditions of 9.2 ± 1.2 kbar and 705 ± 40°C attributed it to crustal thickening in the course of Early Cimmerian orogeny(180 - 187 Ma) (Fazlnia, 2007, 2017; Fazlnia et al., 2009). The rift propagating activity in Gondwana (Golonka, 2004; Sears et al., 2005) led to non-orogenic magmatism in northeastern Neyriz and the intrusion of the heterogeneous Talle-Pahlevani batholith into the semi-pelitic to pelitic metamorphic rocks of the Qori complex (Fazlnia et al., 2009). This caused intense contact metamorphism and migmatization at 700 to 750°C and P> 5 kbar (Fazlnia et al., 2023; Miri and Fazlnia, 2024). By the closure of the Neotethys, the study area underwent deformation, as the other parts of the Sanandaj-Sirjan zone.
Material and methods
About 50 metapelite samples we studied using polarizing microscope. The 6 selected samples were analyzed for their major oxides by a Philips PW1480 XRF instrument in University of Kiel, Germany.
Petrography
The major minerals include biotite, quartz, garnet, muscovite, kyanite, plagioclase, chlorite, staurolite, along with minor amount of magnetite, rutile and porphyro-lepidoblastic texture. Two foliation fabrics, S1 and S2, are traceable in the area (Figure 3a), leading to the preferred orientation of biotite and muscovite (Figure 3b). The main stage of the garnet and staurolite growth occurred during the second metamorphism stage along with S2 foliation. They were replaced by biotite, muscovite and chlorite through the retrograde metamorphism (Figures 3e, f). In higher P-T, the staurolite became unstable, and kyanite replaces it (Figure 3g) indicating the middle amphibolite facies condition (Bucher and Grapes, 2011). In the final stage of the metamorphic process and cooling, magnetite crystals formed post-tectonically, cutting through the rock foliation (Figure 3f). The lack of pressure shadows in these crystals point to  post-tectonic growth.
Geochemistry
The chemical data of the whole-rock are represented in Table 1. The samples plot between the pelitic and mafic rock fields on a discrimination diagram (Figure 4a), although, the presence of kyanite and staurolite reveals their metapelitic natures (Bucher and Grapes, 2011). The FeO/K2O versus SiO2/Al2O3 diagram (Figure 4b) suggests a Fe-rich sandstone for their protolith.
Discussion
Phase diagram modeling
The sample Af-220, containing peak P-T mineral assemblage and sufficient Al2O3, FeO, and MgO contents to form the desired minerals, was selected for calculations. The calculations were performed using Theriak-Domino software (de Capitani and Petrakakis, 2010), version 10.0.19044.1526, released in 2018, with the tcdb55c2d database in a K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O (KFMASH) chemical system (Figures 5 to 7). The fluid was considered as pure water and in-excess. The solid solution models used in calculations include GARNET (White et al., 2007) for garnet, CHLORITE (Holland et al., 1998) for chlorite, PHNG (Coggon and Holland, 2002) for muscovite, BIO (White et al., 2007) for biotite, CORD (Holland and Powell, 1998) for cordierite, and LIQtc (White et al., 2007) for melt.
Metamorphism conditions
The stability fields of garnet + biotite + kyanite + sillimanite indicating peak metamorphic condition occur at T 650 to 780°C and P >7 kbar (Figures 5, the blue dash-line). At higher T, melt appears, suggesting that the sample did not experienced T>780°C. It should be noted that there is no field containing the kyanite and the sillimanite as well, but their coexistence in the samples display the polymorphic transformation P-T condition. However, the occurrence of sillimanite in the samples under study point to the higher T than that of kyanite, the field 1 is considered as the peak metamorphic condition prior to anataxis. This thermal shock occurred due to intrusion of the Talle-Pahlevani pluton into Qori metapelites (e.g. Fazlnia et al., 2023). Cordierite appears at P<7 kbar, thus, its absence in the samples indicates a minimum P of 7 kbar.
Influence of protolith composition
A MgO/(MgO+FeO) vs. T phase diagram at 8 kbar P (Figure 6) shows that the peak assemblages occur at MgO/(MgO+FeO) ratios of 0.2 to 0.5. Also, an Al2O3 vs. T phase diagram (Figure 7) suggesting that the assemblage requires at least 10 wt% Al2O3 to form kyanite and sillimanite at peak condition.
Conclusions

The metapelites of Qori complex originated from a Fe-rich sandstone protolith;
The parageneses include (1) chlorite + muscovite + biotite (greenschist facies) → (2) biotite + garnet + staurolite (lower amphibolite facies) → (3) biotite + garnet + staurolite + kyanite + sillimanite (medium to upper amphibolite facies);
Thermodynamic phase diagram calculations indicate that the peak assemblages formed at 650 to 780 °C and 7 kbar;
The MgO/FeO and Al2O3 contents of the protolith affected the peak mineral assemblage.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

دگرگونی تحت‌تأثیر عوامل گوناگونی مانند دما، فشار، ترکیب سیال رخ می‌دهد. افزون‌بر آنها، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر می‏‌تواند نقشی تعیین‌کننده در پیدایش کانی‏‌ها در هنگام دگرگونی داشته باشد. محاسبة‌ نمودارهای ترمودینامیکی فازی، یکی از راه‏‌های بررسی این موضوع است. دگرگونی‏‌های مرتبط با فرایندهای فرورانش و کوهزایی در بسیاری از بخش‏‌های ایران رخ داده‏‌اند (Berberian and King, 1981). پهنة سنندج-سیرجان از مهم‌ترین مناطق برای بررسی رخداد این دگرگونی‏‌هاست که در پی فرورانش سنگ‏‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة‏‌ ایران مرکزی در ژوراسیک آغازین تا کرتاسة پسین پدید آمده است (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Ghasemi and Talbot, 2006; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). این پهنه ساختاری از شمال‏‌باختری در نزدیکی افیولیت‏‌های خوی آغاز و تا جنوب‏‌خاوری در نزدیکی سیرجان با درازای نزدیک به 1500 کیلومتر و پهنای نزدیک به 100 کیلومتر ادامه دارد و شامل انواع سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‌ای و مجاورتی است. در بسیاری از بخش‏‌ها، رخنمون‏‌های دگرگونی را گسل‏‌های تراستی یا معکوس به‌صورت تکه‏‌های منظم یا درهم‏‌ریخته درآورده‏‌اند (Alavi, 1994; Sheikholeslami, 2015).

مجموعة دگرگونی قوری در بخش جنوب‌خاوری پهنة سنندج-سیرجان رخنمون دارد و به لحاظ جغرافیایی، در 75 کیلومتری شمال‌خاوری شهر نیریز و 50 کیلومتری جنوب‌باختری شهر بابک رخنمون دارد (شکل 1).

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی منطقة نیریز (برگرفته از Sabzehei et al. (1992))

Figure 1. Geological map of the Neyriz area (after Sabzehei et al., 1992).

مجموعة قوری از متابازیک‏‌ها، متاکربنات‏‌ها و متاپلیت‏‌ها به‌همراه توده‏‌های آذرین درونی‏‌ با ترکیب اسیدی تا بازیک ساخته شده است که همگی در هنگام فرورانش سنگ‏‌کرة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة ایران مرکزی در ژوراسیک تکامل پیدا کرده‌اند (Fazlnia et al., 2009; Sheikholeslami 2015). بررسی‏‌های پیشین (Fazlnia et al., 2009) رخداد دو فاز دگرگونی را برای این مجموعه آشکار کرده‏‌اند که شامل یک فاز دگرگونی ناحیه‏‌ای همزمان با کوهزایی در نزدیک به 187 تا 180 میلیون سال پیش و فاز دیگر در ارتباط ماگماتیسم کمان ماگمایی حاشیة قاره در نزدیک به 147 میلیون سال پیش هستند. نفوذ تودة‏‌ گابرویی تله‌پهلوانی درون متاپلیت‏‌های این مجموعه سبب رخداد دگرگونی درجه بالا و میگماتیت‏‌زایی شده است (Fazlnia et al., 2009; 2023; Fazlnia, 2017).

نمودارهای فازی امکان بررسی دقیق‏‌تر روند دگرگونی و تحولات کانی‏‌شناسی را فراهم می‏کنند. تحولات دگرگونی متابازیک‏‌های این مجموعه را میری و فضل‏‌نیا (Miri and Fazlnia, 2024) با به‌کارگیری محاسبات نمودارهای فازی بررسی و کنکاش کرده‏‌اند. هدف از این مقاله بررسی تحولات دگرگونی متاپلیت‏‌های مجموعة قوری با کمک محاسبة نمودارهای فازی است. این پژوهش بر دقت بررسی‌های پیشین می‌افزاید و به پژوهشگران دید بهتری از تغییر شرایط ترمودینامیکی در هنگام دگرگونی کوهزایی پیشرونده مرتبط با تکامل زمین‏‌ساختی پهنة سنندج- سیرجان جنوبی ارائه می‏‌دهد.

زمین‏‌شناسی منطقه و بررسی‏‌های صحرایی

بر پایة پیمایش‏‌های صحرایی و نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی، مهم‌ترین واحدهای سنگی منطقه عبارت هستند از:

1) متاکربنات، متاپلیت و آمفیبولیت حاصل از دگرگونی‏‌های کوهزایی با سن سنگ مادر دونین- کربونیفر؛

2) پهنة رادیولاریت‏‌های پیچگان (سن تریاسیک)؛

3) تودة الترامافیک- گابرویی (سن ژوراسیک)؛

4) اسکارن‏‌ها و مرمرهای تنگ حنا (بدون داده سن‏‌سنجی)؛

5) آهک‏‌های مارنی، ماسه‏‌سنگ‏‌ها و کنگلومراهای سرخ رنگ و ژیپس سازند ساچون به سن کرتاسة پسین؛

6) آهک‏‌های سیلیسی، دولومیتی و مارنی سازند جهرم به سن پالئوسن؛

7) پهنه‌های فلیشی ترشیری به سن ائوسن-الیگوسن (Sabzei et al., 1992; Sheikholeslami et al., 2008, 2015; Fazlnia et al., 2009; 2013; Fazlnia, 2017).

رسوبات ژوراسیک تا الیگوسن رخنمون‏‌ سنگ‏‌های دگرگونی را پوشانده‏‌اند. عملکرد گسل‏‌های تراستی و راستا‏‌لغز در برخی بخش‌ها، سازند سنگی را دچار بهم‏‌ریختگی کرده است؛ به‌گونه‌ای‌که تکه‏‌هایی از سنگ‏‌های دگرگونیِ همانندِ مجموعة قوری در کنار سنگ‏‌های جوان‌تر رخنمون یافته‌اند.

سنگ‏‌های دگرگونی مجموعة قوری بیشتر شامل تناوبی از اکتینولیت شیست تا گارنت آمفیبولیت و مرمر با میان‏‌لایه‏‌هایی از متاپلیت‏‌ها (گارنت- کیانیت- بیوتیت شیست) و متاالترامافیک‏‌ها (الیوین- ارتوپیروکسن- اسپینل- هورنبلند شیست) هستند (شکل 2) که دچار دگرگونی نوع بارووین شده‏‌اند (Fazlnia et al., 2009). همة واحدهای این مجموعه چین خورده‌اند (شکل 2) و بسیار خرد‌شده هستند (Sheikholeslami et al., 2008; Fazlnia et al., 2009). بررسی‏‌های پیشین بر پایة روش‏‌های دما-فشارسنجی و روابط کانی‏‌شناسی نشان داده‏‌اند در پی ضخیم‏‌شدگی پوسته‏‌ای در هنگام کوهزایی سیمرین پیشین (180 تا 187 میلیون سال پیش) و در شرایط اوج دمای 240±705 درجة سانتیگراد و فشار 1±2/9 کیلوبار، سنگ‏‌مادرها‏‌ در بخش‌های مختلف این مجموعه همزمان دگرگون شده‏‌اند (Fazlnia et al., 2009; Fazlnia, 2007; 2017). عملکرد سیستم کافت در سرزمین گندوانا (Golonka, 2004; Sears et al., 2005) گسترش ماگماتیسم غیرکوهزایی در شمال‌خاوری نیریز و نفوذ تودة گابرویی-دیوریتی تله‌پهلوانی درون سنگ‏‌های نیمه‌رسی تا رسی دگرگون‌شدة مجموعة قوری در 170 میلیون سال پیش را به‌دنبال داشته است (Fazlnia et al., 2009). این پژوهشگران نشان دادند مذاب‏‌هایی با ترکیب لوکوکراتی از گابرو-دیوریت که همانند ترکیب کانی‏‌شناسی آنورتوزیت‏‌ها هستند در این هنگام پدیدار شده‌اند. آنها نشان دادند تغییرات شیمی سنگ کل این سنگ‏‌ها با ماگماتیسم‏‌های درون‌صفحه‏‌ای همخوانی داشته است. در پی این نفوذ، دگرگونی همبری شدید و میگماتیت‏‌زایی در دمای 700 تا 750 درجة سانتیگراد و فشار کمتر از 5 کیلوبار رخ داده‌ است (Fazlnia et al., 2023).

فرورانش نئوتتیس به زیر کمان قاره‏‌ای فعال ایران مرکزی ( که سپس به پهنة سنندج- سیرجان جنوبی تبدیل شد) به رخداد دومین فاز دگرگونی در در نزدیک به 147 میلیون سال پیش انجامیده است (Fazlnia, 2007; Fazlnia et al., 2009; Sheikholeslami et al., 2008) که در هنگام رخداد آن، واکنش‏‌های آبزدایی ناشی از دگرگونی باعث ذوب‌بخشی در سنگ‌های دگرگونی لبة فعال قاره ای شده است (Fazlnia et al., 2009). در ادامه این رویدادها و در طول بسته‌شدن نئوتتیس، این منطقه نیز همانند دیگر بخش‏‌های پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان دچار دگرریختی برشی گشته‏‌ است (Mohajjel et al., 2003; Golonka, 2004; Hassanzadeh and Wernicke, 2016).

بیشتر متاپلیت‌های منطقه درجة دگرگونی پایین تا متوسط نشان می‌دهند و بیشینة شدت دگرگونی در سنگ‌های منطقه، آمفیبولیت میانی است (Fazlnia et al., 2009). در این منطقه پهنه‌های بارووین استارولیت-کیانیت و سیلمانیت را می‏‌توان پیگیری کرد. متاپلیت‏‌ها برگوارگی کاملی دارند (شکل‌های 2-C و 2-D) و در برخی برونزدها، پورفیروبلاست‏‌های درشت گارنت‏‌ دیده می‌شوند. شیست‏‌ها به‌سوی مناطق با درجة‏‌ دگرگونی بیشتر، برگوارگی خود را از دست می‌دهند و با سنگ‏‌هایی با بافت گرانوبلاستیک جایگزین می‌شوند. در این واحدها گاه پورفیروبلاست‏‌های درشت کیانیت‏‌ (به اندازة چندین سانتیمتر) یافت می‌شوند.

رگه‏‌های کوارتز+ کیانیت و کوارتز+ کیانیت+ بریل در شیست‏‌های غنی از کیانیت، استارولیت و گارنت فراوان هستند. این رگه‏‌ها به احتمال بالا در هنگام یا پس از شرایط دگرگونی و در پی ذوب‌بخشی اندک در این واحدهای شیستی پدید آمده‏‌اند. در این مناطق که با بخش بالایی پهنة کیانیت همخوانی دارد، اوج دگرگونی رخ داده است. ازاین‌رو، فرایند ذوب در لایه‏‌های شیستی که به‌شدت از درجة برگوارگی آنها کاسته شده است، پیدایش لوکوسوم‏‌های محدودی در این سنگ‏‌ها را به‌دنبال داشته است. این نوع رگه‏‌ها گسترش اندکی دارند و به‌صورت پراکنده در بخش پایانی پهنة کیانیت دیده می‌شوند.

روش انجام پژوهش

در بازدید‏‌های میدانی، شمار 50 نمونه از سنگ‏‌های متاپلیتی مجموعة دگرگونی قوری از بخش‏‌های گوناگون مجموعة قوری برداشت شد. پس از بررسی مقاطع نازک نمونه‏‌ها، شمار 6 نمونه با کمترین میزان دگرسانی و داشتن کامل‏‌ترین گردهمایی کانیایی برای بررسی ترکیب شیمیایی به روش سنگ‏‌کل برگزیده شد. مقدار اکسید عنصرهای اصلی این نمونه‏‌ها با روش فلوئورسانس پرتوی ایکس (XRF) و با دستگاه Philips PW1480 در آزمایشگاه دانشگاه کیل (Kiel) کشور آلمان اندازه‌گیری شد. نمودارهای مربوط به رده‏‌بندی با نرم‏‌افزارهای Excel و Gcdkit محاسبه و رسم شدند.

شکل 2. نماهایی از برونزد سنگ‏‌های دگرگونی مجموعة قوری. A) توالی متابازیک و متاپلیت؛ B) مرز میان‌لایه‏‌های متابازیک و متاپلیت که تفاوت رنگ در آنها به‌خوبی نمایان است؛ C، D) چین‌خوردگی در متاپلیت‏‌ها.

Figure 2. Photographs of the Qori complex metamorphic rock outcrops. A) Alternation of meta-basites and meta-pelites; B) The border between the meta-basites and meta-pelites with clear different colors; C, D) Folding in the meta-pelites.

سنگ‏‌نگاری

بیشتر کانی‏‌های سازندة متاپلیت‏‌های مجموعة قوری شامل بیوتیت، کوارتز، گارنت، مسکوویت، کیانیت، پلاژیوکلاز، کلریت، استارولیت به‌همراه مقداری مگنتیت و روتیل هستند.

بر پایة بررسی‏‌های سنگ‌نگاری،‌ در همة نمونه‏‌ها از درجات کم تا بالا، گردهمایی‌های کانیایی زیر را می‌توان شناسایی کرد:

1) کلریت + مسکوویت + بیوتیت (رخسارة شیست سبز)؛

2) بیوتیت + گارنت + استارولیت (رخسارة آمفیبولیت زیرین)؛

3) بیوتیت + گارنت + کیانیت + سیلیمانیت (رخسارة آمفیبولیت میانی تا بالایی).

دو فابریک برگوارگی S1 و S2 را می‌توان در این منطقه ردگیری کرد (شکل 3-A) که به جهت‏‌یافتگی ترجیحی بیوتیت و مسکوویت و رخداد بافت لپیدوبلاستیک در این سنگ‏‌ها انجامیده‏‌اند (شکل 3-A). با افزایش درجة دگرگونی، گارنت و استارولیت در میکاشیست‏‌ها نمایان می‏‌شوند که در پی واکنش‏‌های مصرف‌کننده بیوتیت پدید آمده‏‌اند (مانند: Bucher and Grapes (2011)). حضور میانبارهای گارنت در بیوتیت‏‌های سنگ‏‌های با درجة دگرگونی کم (شکل 3-C) چه‌بسا نشان‌دهندة رخداد این واکنش باشد. در نمونه‏‌های درجه بالاتر، گارنت‏‌ها به‌صورت درشت‏‌بلورهای جداگانه‌ای از بیوتیت دیده می‏‌شوند (شکل 3-D).

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از متاپلیت‏‌های مجموعة دگرگونی قوری. A) فابریک‏‌های S1 و S2؛ B) بافت لپیدوبلاستیک حاصل جهت‏‌یافتگی ترجیحی بلورهای بیوتیت و مسکوویت؛ C) میانبارهای گارنت در بیوتیتِ سنگ‏‌های درجه پایین؛ D) پورفیروبلاست‏‌ گارنت با بافت حلزونی در دگرشکلی S2؛ E) پورفیروبلاست‏‌ استارولیت که به طور بخشی با مجموعه مسکوویت + بیوتیت + کلریت جایگزین شده است؛ F) پورفیروبلاست گارنت جانشین‌شده با بیوتیت در هنگام دگرگونی پسرونده؛ G) کیانیت نیمه‏‌شکل‏‌دار در سنگ‏‌های رخسارة آمفیبولیت میانی تا بالایی در زمینه‏‌ای از بیوتیت + کوارتز + پلاژیوکلاز؛ H) رشد بلورهای مگنتیت شکل‏‌دار به‌صورت پسازمین‌ساختی روی برگوارگی S2 (نام اختصاری کانی‏‌ها از: Whitney and Evans (2010)).

Figure 3. Photomicrographs from the meta-pelite in Qori metamorphic complex. A) The S1 and S2 fabrics; B) Lepidoblastic texture formed due to preferred orientation of the biotites and muscovites; C) Garnet inclusions in a biotite from the low-grade metamorphic rocks; D) A garnet porphyroblast with helicitic texture formed during S2; E) a garnet porphyroblast replaced by biotite during the retrogressive metamorphism; F) A staurolite porphyroblast replaced by muscovite + biotite + chlorite; G) A subhedral kyanite from the middle to upper amphibolite facies rocks in a groundmass composed of biotite + quartz + plagioclase; H) Formation of post-tectonic euhedral magnetite on S2 schistosity (The mineral abbreviations are from Whitney and Evans (2010)).

 شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

رخداد درشت‏‌بلورهای گارنت و استارولیت به پیدایش بافت پورفیرولپیدوبلاستیک در نمونه‏‌ها انجامیده است. گارنت‏‌ها بافت حلزونی[1] دارند (شکل 3-D) که نشان‏‌دهنده رشد همزمان با زمین‌ساخت[2] آنهاست. ازآنجایی‌که جهت‌یافتگی S1 در هنگام رخداد نخستین مرحلة دگرگونی پدید آمده است و برگوارگی S2 پیامد دومین مرحلة دگرگونی بوده است، می‏‌توان گفت رشد اصلی گارنت و استارولیت در دومین مرحلة دگرگونی رخ داده است. گارنت‏‌ها و استارولیت‏‌ها در هنگام دگرگونی برگشتی با کانی‏‌های بیوتیت، مسکوویت و کلریت جایگزین شده‏‌اند (شکل‌های 3-E و 3-F). با افزایش دما و فشار، استارولیت ناپایدار شده است و کیانیت جایگزین آن شده است (شکل 3-G). کیانیت‏‌ها اندازه‏‌های گوناگونی دارند و از نیمه‏‌شکل‏‌دار تا شکل‏‌دار در تغییر هستند. همزیستی پایدار کیانیت و استارولیت که در برخی سنگ‏‌های متاپلیتی دیده می‏‌شود گویای رخسارة آمفیبولیت میانی است (مانند: Bucher and Grapes (2011)). در واپسین مرحلة فرایند دگرگونی و در هنگام سردشدن، بلورهای مگنتیت (Fazlnia et al., 2009) به‌صورت پَسازمین‌ساخت[3] در سنگ رشد کرده‌ و برگوارگی سنگ‏‌ها را قطع کرده‏‌اند (شکل 3-F). این بلورها سایة فشارشی ندارند که خود گواهی دیگر بر رشد آنها بدون تأثیر دگرریختی است.

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‏‌های گوناگون منطقة قوری در جدول 1 آورده شده‏‌اند. ترتیب فراوانی اکسیدهای عنصرهای اصلی عبارت است از SiO2 (19/64- 04/59 درصدوزنی)، Al2O3 (48/19 – 09/15 درصد وزنی)، FeOt (12/5-86/7 درصدوزنی)، MgO (87/1 – 22/4 درصدوزنی)، MnO (17/3 – 08/0 درصدوزنی)، K2O (43/0 – 93/1 درصدوزنی)، Na2O (64/0 – 65/2 درصدوزنی) و CaO (52/0 – 05/0 درصدوزنی). با فرض ثابت‌ماندن نسبی ترکیب شیمیایی سنگ‏‌ها در دگرگونی‏‌های هم‏‌شیمی[4] (مانند: Winter (2014)) می‏‌توان محتوای عنصرهای اصلی آنها را برای شناخت سرشت سنگ‏‌مادر به‌کار برد. در اینجا از نمودار ACF برای این کار بهره گرفته شد (شکل 4-A). در این نمودار، نمونه‏‌ها در فاصلة میان محدوده‏‌های سنگ‏‌های پلیتی و مافیک جای می‏‌گیرند؛ هرچند حضور کیانیت و استارولیت که کانی‏‌های شاخص سنگ‏‌های دگرگونی با سنگ‏‌مادر رسوبی هستند (Bucher and Grapes, 2011)، سرشت سنگ‏‌مادر آنها را آشکار می‏کند، اما تغییر در ترکیب شیمیایی نمونه‏‌ها نشان می‏‌دهد سنگ‏‌مادر آنها در یک حوضة رسوبی با ورودی رسوبات گوناگون بوده است که با هم آمیخته شده‏‌اند (Barton et al., 1991). توالی سنگ‏‌های متابازیک، متاپلیت و متاکربنات در مجموعة قوری نیز در پی تغییر در جنس رسوبات ورودی به حوضه در زمان‏‌های گوناگون پدید آمده است. همچنین، نمودار نسبت SiO2/Al2O3 در برابر FeO/K2O (شکل 4-B) نشان می‏‌دهد سنگ‏‌مادر نمونه‏‌ها ماسه‏‌سنگ غنی از آهن بوده است.

شکل 4. تعیین سرشت سنگ‏‌مادر متاپلیت‏‌های مجموعة دگرگونی قوری بر پایة مقدار اکسید عنصرهای اصلی آنها. A) نمودار AFC [A=(Al2O3 +Fe2O3)-(Na2O+K2O)، C=CaO-(3.3×P2O5) و F=MgO+MnO+FeOt به‌صورت نسبت‏‌های مولی] (Barton et al., 1991; Winter, 2014)؛ B) نمودار نسبت Log SiO2/Al2O3 در برابر Log FeOt/K2O (Herron, 1988)

Figure 4. Identification of the protolith of metapelites in Qori metamorphic complex based on major element oxide contents. A) The ACF diagram [A=(Al2O3 +Fe2O3)-(Na2O+K2O), C=CaO-(3.3×P2O5) and F=MgO+MnO+FeOt, in molecular proportions] (Barton et al., 1991; Winter, 2014); B) Log SiO2/Al2O3 versus Log FeOt/K2O diagram (Herron, 1988).

جدول 1. ترکیب شیمیایی سنگ‏‌کل متاپلیت‏‌های مجموعة دگرگونی قوری (بر پایة درصدوزنی).

Table 1. Whole-rock chemical compositions (in wt%) of meta-pelite in Qori metamorphic complex.

Sample No.

AF-253

AF-221

AF-220

AF-111-C

AF-114-a

AF-180

SiO2

58.98

60.64

58.20

59.04

64.16

63.85

Al2O3

15.09

16.09

19.48

19.41

16.96

18.25

TiO2

3.38

0.85

0.88

0.81

0.74

0.82

FeOt

7.86

7.52

6.98

5.81

5.67

5.12

MnO

3.17

2.00

0.08

6.81

2.33

2.05

MgO

2.00

3.65

3.46

1.87

3.56

4.22

CaO

0.14

0.16

0.52

0.27

0.06

0.05

Na2O

2.65

0.75

1.71

0.64

0.74

0.89

K2O

1.11

1.93

1.71

0.43

1.58

1.35

P2O5

0.55

0.21

0.21

0.17

0.15

0.12

Total

94.93

93.80

93.23

95.26

95.95

96.72

LOI

5.07

6.20

6.77

4.74

4.05

3.28

A

0.093

0.125

0.145

0.175

0.138

0.150

C

0.001

0.002

0.009

0.004

0.001

0.001

F

0.204

0.223

0.184

0.223

0.200

0.205

 بحث

الگوسازی نمودار فازی

نمودارهای فازی برای بررسی شرایط دما و فشار پیدایش سنگ‏‌های منطقة قوری، محاسبه و رسم شدند (شکل‏‌های 5 تا 7). ترکیب شیمیایی نمونة Af-220 به‌علت داشتن گردهمایی کانی مناسب و مقدارهای کافی از Al2O3، FeO و MgO برای ساخت کانی‏‌های مورد نظر در محاسبات برگزیده شد. محاسبات با نرم‌افزار Theriak/Domino (de Capitani and Petrakakis, 2010) نسخه 10.0.19044.1526 سال 2018، پایگاه ‏‌دادة tcdb55c2d و سیستم شیمیایی پتاسیم، آهن، منیزیم، آلومینیم، سیلیسیم و آب (KFMASH) انجام شد. سیال به‌صورت آب خالص و مازاد استفاده شد تا بررسی رخداد ذوب‌بخشی امکان‏‌پذیر باشد.

الگو‏‌های محلول جامد به‌کار‌رفته در محاسبات، شامل GARNET (White et al. 2007) برای گارنت، CHLORITE (Holland et al., 1998) برای کلریت، PHNG (Coggon and Holland, 2002) برای مسکوویت، BIO (White et al., 2007) برای بیوتیت، CORD (Holland and Powell, 1998) برای کردیریت و LIQtc (White et al., 2007) برای مذاب هستند. با توجه به نبود گرافیت و کلسیت در نمونه‏‌ها که نمایندة شرایط احیایی هستند. مقدار اکسیژن در محاسبات به‌صورت مازاد در نظر گرفته شده است تا شرایط اکسیدان در محاسبات را پدید آورد. کاربرد MnO در سیستم‏‌های شیمیایی رخداد غیرواقعی گارنت در فشارها و دماهای بسیار کم (کمتر از 300 درجة سانتیگراد و 500 کیلوبار) را به‌دنبال دارد. این یک مشکل رایج در نرم‌افزار Theriak/Domino است. از این‌رو، در بسیاری از پژوهش‏‌ها به‌کار برده نمی‏‌شود تا گارنت در موقعیت واقعی خود رخداد داشته باشد (Saki et al., 2021). این مشکل به‌علت نقص در داده‏‌های ترمودینامیکی سازندة پایانی اسپسارتین در گارنت رخ می‏‌هد و تا زمان اصلاح‌نشدن این الگو‌ها، رفع‌شدنی نیست. به همین‌روی، در اینجا نیز برای تعیین رخداد گارنت به‌عنوان یک مرز برای گذر به رخسارة آمفیبولیت از حضور MnO صرف‏‌نظر شد. با توجه به مقدار کم CaO و نبود آپاتیت و کلسیت در نمونه‏‌ها، CaO و P2O5 به‌کار برده نشدند.

شکل 5. نمودار فازی به‌دست‌آمده برای ترکیب شیمیایی نمونة AF-220. محدودة آبی‏‌رنگ، شرایط دما – فشار متناسب با گردهمایی کانیایی در شرایط اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای متاپلیت‏‌های منطقة قوری را نشان می‏‌دهد. برای توضیحات بیشتر به متن مقاله مراجعه شود (نام اختصاری کانی‌ها: And: آندالوزیت، Bt: بیوتیت، Chl: کلریت، Crd: کردیریت، Ctd: کلریتویید،Grt : گارنت، Ky: کیانیت، Ms: مسکوویت، Opx: ارتوپیروکسن، Qz: کوارتز، Sil: سیلیمانیت، St: استارولیت (Whitney and Evans, 2010)).

Figure 5. Phase diagram calculated using for AF-220 sample composition. The blue-colored area shows P-T condition consistent with the mineral paragenesis in association with the peak regional metamorphism of meta-pelites in the Qori metamorphic complex. See the text for more explanations (The mineral abbreviations are And: andalusite, Bt: biotite, Chl: chlorite, Crd: cordierite, Ctd: chloritoid, Grt: garnet, Ky: kyanite, Ms: muscovite, Opx: orthopyroxene, Qz: quartz, Sil: silimanite, St: staurolite (Whitney and Evans, 2010)).

شرایط دگرگونی

نمودار محاسبه‌شده در شکل 5 نشان داده شده است (همة محدوده‏‌ها کوارتز و آب دارند که برای خلاصه‌سازی روی نمودار نوشته نشده‌اند). همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، محدوده‏‌های دارای گردهماییِ کانی‌های گارنت + بیوتیت + کیانیت + سیلیمانیت در هیچکدام از محدوده‏‌ها همزمان رخداد ندارد که این به‌علت مرز دما-فشار پلی‏‌مورف‏‌های آلومینوسیلیکات است. به گفتة دیگر، رخداد همزمان کیانیت و سیلیمانیت در یک محدوده از نمودار وجود ندارد؛ اما حضور آنها در نمونه‏‌های قوری نشان‏‌دهندة شرایط مرزی انتقالی میان این دو پلی‏‌مورف است.

شکل6. نمودار فازی MgO/(MgO+FeO) در برابر دما در فشار ثابت 8 کیلوبار برای ترکیب شیمیایی نمونة AF-220. محدودة آبی‏‌رنگ، شرایط دما – فشار متناسب با گردهمایی کانیایی در شرایط اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای متاپلیت‏‌های منطقة قوری را نشان می‏‌دهد (نام اختصاری کانی‌ها مانند شکل 5).

Figure 6. The MgO/(MgO+FeO) versus T phase diagram in 8 kbar pressure for the AF-220 sample composition. The blue-colored area shows P-T condition consistent with the mineral paragenesis in association with the peak regional metamorphism of meta-pelites in the Qori metamorphic complex (The mineral abbreviations are as Figure 5).

شکل 7. نمودار فازی تغییرات Al2O3 (درصد مولی) در برابر دما در فشار ثابت 8 کیلوبار برای ترکیب شیمیایی نمونة AF-220. محدودة آبی‏‌رنگ، شرایط دما – فشار متناسب با گردهمایی کانیایی در شرایط اوج دگرگونی ناحیه‏‌ای متاپلیت‏‌های منطقة قوری را نشان می‏‌دهد (نام اختصاری کانی‌ها مانند شکل 5).

Figure 7. Al2O3 (in mole percent) versus T phase diagram for the AF-220 sample composition. The blue-colored area shows P-T condition consistent with the mineral paragenesis in association with the peak regional metamorphism of meta-pelites in the Qori metamorphic complex (The mineral abbreviations are as Figure 5).

 

دو محدودة دارای کیانیت و سیلیمانیت در دماهای 650 تا 780 درجة سانتیگراد و فشارهای بیشتر از 7 کیلوبار به پایداری می‏‌رسند (خط‏‌چین آبی رنگ)؛ اما با توجه به رخداد سیلیمانیت که نمایندة دماهای بالاتر از کیانیت است. محدودة شماره 1 محدودة اوج دگرگونی پیش از رخداد ذوب‌بخشی در نظر گرفته می‏‌شود؛ اگرچه گمان می‌رود پیدایش رگه‏‌های کوارتز-کیانیت‏‌دار در این شیست‏‌ها پیامد رخداد ذوب‌بخشی ‏‌ باشد و بر این پایه، دمایی فراتر از 780 درجة سانتیگراد را می‏‌بایست برای دگرگونی این سنگ‏‌ها در نظر گرفت (محدودة شماره 2).

این شوک دمایی پس از رخداد دگرگونی ناحیه‏‌ای و در نتیجة نفوذ گابروی تله‌پهلوانی به درون این توالی رخ داده است. قطعاتی از این شیست‏‌ها که به‌صورت زنولیت درون آشیانة ماگمایی توده‏‌های آذرین افتاده‏‌اند نیز دچار ذوب‌بخشی درجه بالا و میگماتیتیزاسیون شده‏‌اند (Fazlnia et al., 20232023). از حضور و نبود کردیریت نیز می‏‌توان برای برآورد حدودی فشار در نمودارهای فازی بهره گرفته (Sepahi et al., 2022). در این نمودار، کردیریت در فشارهای کمتر از 7 کیلوبار حضور پیدا می‌کند؛ پس نبود آن در نمونة بررسی‌شده نشان‌دهندة فشار دگرگونیِ دست‌کم برابر با 7 کیلوبار است. همچنین، بر پایة این نمودار، حضور سیلیمانیت در نمونه‏‌ها چه‌بسا پیامد افزایش دما (در مقایسه با فشار) در هنگام مراحل پایانی دگرگونی باشد.

موضوع دیگری که دربارة شرایط دگرگونی می‏‌توان در نظر گرفت، تأثیر اکسیژن یا به گفتة دیگر شرایط اکسایش-کاهش بر گردهمایی کانی‏‌هاست. حضور مگنتیت به‌صورت پسازمین‌ساخت در برخی نمونه‏‌ها (شکل 3-H) نشان‌دهندة افزایش فوگاسیتة اکسیژن در مراحل پایانی دگرگونی این سنگ‏‌هاست. بر پایة بررسی‏‌های پیشین، با افزایش فوگاسیتة اکسیژن در هنگام دگرگونی، کانی‏‌های سیلیکات آهن‏‌دار (به‌ویژه بیوتیت)، آهن خود را از دست می‌دهند و به‌صورت مگنتیت رخداد می‏‌یابند. از این‌رو، در دگرگونی‏‌های درجه بالا، کانی‏‌های فرومنیزین با نسبت MgO/FeO بالاتری در مقایسه با همین کانی‏‌ها در سنگ‏‌های درجه پایین هستند (Bucher and Grapes, 2011). ازاین‌رو، در نمونه‏‌های بررسی‌شده، بیوتیت‏‌های سنگ‏‌های درجه بالا نیز می‏‌بایست محتوای فلوگوپیتی بیشتری نسبت به انواع درجه متوسط و پایین داشته باشند که البته به‌علت نبود داده‌هایِ تجزیة شیمیایی، بررسی دقیق این موضوع در اینجا امکان‌پذیر نیست.

تأثیر ترکیب سنگ‌مادر

در هنگام دگرگونی، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر می‏‌تواند بسیار تعیین‌کنندة گردهمایی کانی‏‌ها در درجات گوناگون باشد. در اینجا برای بررسی این موضوع، تأثیر تغییر نسبت منیزیم به آهن به‌صورت MgO/(MgO+FeO) در برابر دما در قالب یک نمودار فازی با فشار ثابت 8 کیلوبار به‌دست‌ آمده است (شکل 6). مقدار آهن همانند نمودار شکل 5 به‌صورت آهن کل در محاسبات به‌کار رفته است. نمودار نشان می‏‌دهد گردهمایی کانی‏‌های گارنت + بیوتیت + کیانیت + سیلیمانیت در MgO/(MgO+FeO) برابر با 2/0 تا 5/0 رخداد دارند و در بالاتر از این مقدار کردیریت به محدوده‏‌ها افزوده می‏‌شود که در نمونه‏‌های بررسی‌شده حضور ندارد.

مورد دیگری که می‏‌تواند بر پایداری کانی‏‌های آلومینوسیلیکات تأثیرگذار باشد، محتوای آلومینیم سنگ‏‌مادر است. برای بررسی این موضوع نمودار فازی تغییرات محتوای Al2O3 در برابر دما در فشار ثابت 8 کیلوبار به‌دست آورده شد (شکل 7). مقادیر درصدوزنی Al2O3 (41/19 – 09/15 درصدوزنی، جدول 1) متناظر با درصد‏‌های مولی برای مقایسه روی نمودار نشان داده شده‏‌اند. بر پایة این نمودار، رخداد مجموعه‏‌های آلومینوسیلیکات‏‌دار در مقدارهای بیشتر از 60 درصدمولی Al2O3 روی می‌دهد. با مقایسة محور افقی این نمودار با درصدوزنی Al2O3 نمونه، می‏‌توان نتیجه گرفت سنگ مورد بررسی دست‌کم به 10 درصدوزنی Al2O3 برای پدیدآوردن کیانیت و سیلیمانیت در دماهای 650 تا 750 درجة سانتیگراد و فشار 8 کیلوبار نیاز داشته است. این موضوع نشان‌دهندة تأثیر بالای ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر در پیدایش گردهمایی کانی‏‌های نهایی در سنگ‏‌های متاپلیتی قوری است.

برداشت

بر پایة بررسی‏‌های انجام‌شده، یافته‌های زیر به‌دست آمد:

شیست‏‌های متاپلیتی مجموعة قوری در پی دگرگونی یک سنگ‏‌مادر ماسه‏‌سنگی غنی از آهن پدید آمده‏‌اند.

بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری نشان‌دهندة رخداد دو فابریک برگوارگی S1 و S2 در منطقه هستند.

گردهمایی کانیایی متاپلیت‌های قوری شامل (1) کلریت + مسکوویت + بیوتیت (رخسارة شیست سبز) ← (2) بیوتیت + گارنت + استارولیت (رخسارة آمفیبولیت پایینی) ← (3) بیوتیت + گارنت + کیانیت + سیلیمانیت (رخسارة آمفیبولیت میانی تا بالایی) است.

محاسبات نمودارهای ترمودینامیکی فازی نشان می‏‌دهد گردهمایی‏‌های کانیایی کیانیت + سیلیمانیت‌دار که در بالاترین درجة دگرگونی این سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند، در دماهای 650 تا 780 درجة سانتیگراد و فشارهای بالاتر از 7 کیلوبار به پایداری رسیده‏‌اند. بررسی تأثیر ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر روی گردهمایی کانی‏‌های متاپلیت‏‌های منطقة قوری نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها برای داشتن گردهمایی گارنت + بیوتیت + کیانیت + استارولیت + سیلیمانیت دست‌کم به نسبت MgO/(MgO+FeO) برابر با 2/0 و محتوای Al2O3 برابر با 10 درصدوزنی در سنگ‏‌مادر خود نیاز داشته‏‌‏‌اند.

بنابراین، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌مادر در کنار شرایط دما-فشار، تأثیر به‏‌سزایی در پیدایش گردهمایی‏‌های کانیایی در هنگام دگرگونی بارووین دارد.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از داوران گرامی که پیشنهادهای ارزشمندشان به پیشرفت هرچه بیشتر مقاله انجامید بسیار سپاس‌گزار هستند. همچنین، از جناب آقای دکتر ترابی برای بررسی دقیق مقاله سپاس‌گزاری می‏‌شود.

[1] helicitic

[2] Syn-tectonic

[3] Post-tectonic

[4] Isochemical

References

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229(3), 211-238. https://doi.org/https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90030-2
Barton, M.D., Ilchik, R.P., and Marikos, M.A. (1991) Metasomatism. In D.M. Kerrick (Ed.), Contact metamorphism, p. 321-350. De Gruyter. https://doi.org/10.1515/9781501509612-004
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2), 210-265. https://doi.org/10.1139/e81-162
Bucher, K., and Grapes, R. (2011) Petrogenesis of Metamorphic Rocks. 428 p. Springer-Verlag, Heidelberg, Berlin.
Coggon, R., and Holland, T.J.B. (2002) Mixing properties of phengitic micas and revised garnet‐phengite thermobarometers. Journal of Metamorphic Geology, 20(7), 683-696. https://doi.org/10.1046/j.1525-1314.2002.00395.x
de Capitani, C., and Petrakakis, K. (2010) The computation of equilibrium assemblage diagrams with Theriak/Domino software. American Mineralogist, 95(7), 1006-1016. https://doi.org/10.2138/am.2010.3354
Fazlnia, A. (2007) Synchronous activity of two kinds of magmas, anorthosite and S-type granite, in the Chah-Dozdan intrusion, Neyriz, Iran: Evidence of zircon SHRIMP U-Pb and monazite CHIME U-Th-total Pb dating. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 18, 221–237
Fazlnia, A. (2017) Geochemical characteristics and conditions of formation of the Chah-Bazargan peraluminous granitic patches, ShahrBabak, Iran. Geologica Carpathica, 68(5), 445–463. https://doi.org/10.1515/geoca-2017-0029
Fazlnia, A., Miri, M., and 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, 53, 18-31. https://doi.org/10.48308/esrj.2023.103056
Fazlnia, A., Schenk, V., Appel, P., and Alizade, A. (2013) Petrology, geochemistry, and geochronology of the Chah-Bazargan gabbroic intrusions in the south Sanandaj–Sirjan zone, Neyriz, Iran. International Journal of Earth Sciences, 102(5), 1403-1426. https://doi.org/10.1007/s00531-013-0884-6
Fazlnia, A., Schenk, V., van der Straaten, F., and Mirmohammadi, M. (2009) Petrology, geochemistry, and geochronology of trondhjemites from the Qori Complex, Neyriz, Iran. Lithos, 112(3-4), 413-433. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.03.047
Ghasemi, A., and Talbot, C.J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6), 683-693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003
Golonka, J. (2004) Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381(1-4), 235-273. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2002.06.004
Hassanzadeh, J., and Wernicke, B.P. (2016) The Neotethyan Sanandaj‐Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin‐arc transitions. Tectonics, 35(3), 586-621. https://doi.org/10.1002/2015tc003926
Herron, M.M. (1988) Geochemical 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
Holland, T., Baker, J., and Powell, R. (1998) Mixing properties and activity-composition relationships of chlorites in the system MgO-FeO-Al2O3-SiO2-H2O. European Journal of Mineralogy, 10(3), 395-406. https://doi.org/10.1127/ejm/10/3/0395
Holland, T.J.B., and Powell, R.T.J.B. (1998) An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest. Journal of Metamorphic Geology, 16(3), 309-343. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1998.00140.x
Miri, M., and Fazlnia, A. (2024) Investigating the progressive dynamothermal metamorphic evolution of metabasites from the Qori complex (NE Neyriz) using phase diagrams. Advanced Applied Geology, 13(4), 1176-1192. https://doi.org/10.31577/geolcarp.2024.14
Mohajjel, M., Fergusson, C.L., and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21(4), 397-412. https://doi.org/10.1016/s1367-9120(02)00035-4
Sabzehei, M., Navazi, M., Ghavidel, M., and Hamdi, S.B. (1992) Geological map of Neyriz (1/250000). Publishe, Tehran.
Saki, A., Miri, M., and Oberhänsli, R. (2021) Pseudosection modelling of the Precambrian meta-pelites from the Poshtuk area, NW Iran. Periodico di Mineralogia, 90(3), 325-340. https://doi.org/10.13133/2239-1002/16632
Sears, J.W., George, G.M.S., and Winne, J.C. (2005) Continental rift systems and anorogenic magmatism. Lithos, 80(1-4), 147-154. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.05.009
Sepahi, A.A., Miri, M., and Mansouri, M. (2022) Study of protolith, thermobarometry and formation condition of garnet cordierite hornfelses from south of the Serkan area (SW of the Hamedan Province). Advanced Applied Geology, 12(1), 12-30. https://doi.org/10.22055/AAG.2021.36418.2196 
Sheikholeslami, M.R. (2015) Deformations of Palaeozoic and Mesozoic rocks in southern Sirjan, Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 106, 130-149. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.03.007
Sheikholeslami M.R., Pique A., Mobayen P., Sabzehei M., Bellon H., and Emami M.H. (2008) Tectono-metamorphic evolution of the Neyriz metamorphic complex, Quri-Kor-e-Sefid area (Sanandaj- Sirjan Zone, SW Iran). Journal of Asian Earth Science, 31, 504–521. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2007.07.004
White, R.W., Powell, R., and Holland, T.J.B. (2007) Progress relating to calculation of partial melting equilibria for metapelites. Journal of Metamorphic Geology, 25(5), 511-527. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2007.00711.x
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
Winter, J.D. (2014) Igneous and metamorphic petrology. 700 p. Pearson Education. https://doi.org/10.1017/9781108631419
Petrological Journal
Volume 15, Issue 4 - Serial Number 60
Petrological Journal, 15th Year, No. 60, Winter 2025
December 2025
Pages 97-114

Files

History

  • Receive Date: 11 June 2024
  • Revise Date: 12 January 2025
  • Accept Date: 02 February 2025

Share

How to cite

Statistics