کلیاتی از متابازیت‌های بسیار ضعیف کمال‌آباد واقع در غرب نایین (استان اصفهان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

 
دگرگونی درجه بسیار ضعیف رخ داده بر بازالت‌های ائوسن کمالآباد واقع در غرب نایین، از نوع دگرگونی هیدروترمال است. بر اثر این دگرگونی در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها به ترتیب کانی‌های پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت (مزولیت، اسکولسیت و لومونتیت)، کوارتز و کلسیت متبلور شده‌اند. کانی‌های کلریت (برونسویگایت)، آمفیبول (فرواکتینولیت) و سوسوریت به ‌شکل ثانویه در متن سنگ اصلی دیده می‌شوند. در منطقه مورد مطالعه دو سری پرهنیت مشاهده می‌شود: یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس قوی‌تر و یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس ضعیف‌تر هستند، که علت آن به متفاوت بودن میزان Fe3+ در ساختار آنها بر می‌گردد. با استفاده از شیمی کانی‌های هیدروترمال و ترتیب فراوانی آنها (پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت، مالاکیت و آزوریت و لومونتیت) می‌توان گفت که سیال موجود در منطقه از یون‌های Ca، Si، Al و OH غنی بوده، یون‌های Fe، Na، K، Mn و Cu را در حد کم داشته است. شرایط تشکیل کانی‌های دگرگونی هیدروترمال شامل pH خنثی تا اندکی قلیایی، CO2 پایین، حرارت 150 تا 350 درجه سانتی‌گراد و فشار کمتر از 3 کیلوبار است. مطالعات نشان می‌دهد که رخساره‌های به‌وجود آمده در منطقه شامل رخساره پرهنیت-پومپله‌ایت، رخساره زئولیت و زیررخساره لومونتیت می‌شود. در منطقه مورد مطالعه، به‌علت کم بودن حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی، شدت دگرسانی بالا نیستدگرگونی درجه بسیار ضعیف رخ داده بر بازالت‌های ائوسن کمالآباد واقع در غرب نایین، از نوع دگرگونی هیدروترمال است. بر اثر این دگرگونی در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها به ترتیب کانی‌های پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت (مزولیت، اسکولسیت و لومونتیت)، کوارتز و کلسیت متبلور شده‌اند. کانی‌های کلریت (برونسویگایت)، آمفیبول (فرواکتینولیت) و سوسوریت به ‌شکل ثانویه در متن سنگ اصلی دیده می‌شوند. در منطقه مورد مطالعه دو سری پرهنیت مشاهده می‌شود: یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس قوی‌تر و یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس ضعیف‌تر هستند، که علت آن به متفاوت بودن میزان Fe3+ در ساختار آنها بر می‌گردد. با استفاده از شیمی کانی‌های هیدروترمال و ترتیب فراوانی آنها (پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت، مالاکیت و آزوریت و لومونتیت) می‌توان گفت که سیال موجود در منطقه از یون‌های Ca، Si، Al و OH غنی بوده، یون‌های Fe، Na، K، Mn و Cu را در حد کم داشته است. شرایط تشکیل کانی‌های دگرگونی هیدروترمال شامل pH خنثی تا اندکی قلیایی، CO2 پایین، حرارت 150 تا 350 درجه سانتی‌گراد و فشار کمتر از 3 کیلوبار است. مطالعات نشان می‌دهد که رخساره‌های به‌وجود آمده در منطقه شامل رخساره پرهنیت-پومپله‌ایت، رخساره زئولیت و زیررخساره لومونتیت می‌شود. در منطقه مورد مطالعه، به‌علت کم بودن حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی، شدت دگرسانی بالا نیست

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

An outline of very low-grade metabasites of Kamal Abad (west of Naein, Isfahan province)

نویسندگان [English]

  • Mojgan Javanmardi
  • Iraj Noorbehesht
چکیده [English]

Very low-grade metamorphism (hydrothermal metamorphism) in Kamal Abad (west of Naein) affects Eocene basalts, and led to the formation of: prehnite, malachite, azurite, zeolite (mesolite, scolecite and laumontite), quartz and calcite in cavities and fractures. Chlorite (brunsvigite), amphibole (ferro-actinolite) and saussurite appear as secondary phases in primary rock. Two series prehnite occurs in the study area: The first has high relief and interference color and the second has low relief and interference color. This may be due to difference in Fe3+ content in their crystallization structure. Using mineral chemistry as well as the abundance of hydrothermal minerals (prehnite, zeolite, quartz, calcite, malachite, azurite and laumontite), the nature of fluid should be enriched in Ca, Si, Al and OH and poor in Fe, Na, K, Mn and Cu. The very low-grade metamorphic minerals formed in neutral to slightly alkaline pH, low CO2, temperature of 150-350oC and less than 3 kbars pressure. The studies show prehnite-pumpellyite facies, zeolite facies and laumontite subfacies formed in the area. Moreover, the rate of alteration owing to the small volume of magmatic and hydrothermal solution is not high in the study area.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Hydrothermal metamorphism
  • Very low-grade metabasites
  • Kamal Abad
  • Very low
  • grade metabasites
  • Naein

مقدمه

منطقة مورد مطالعه جزئی از نوار آتشفشانی ارومیه-دختر بوده (درویش زاده، 1382) که بین مختصات جغرافیایی ´30 °52 و ´00 °53 شرقی ´30 °32 و ´00 °33 شمالی قرار می‌گیرد (امینی و امینی چهرق، 1380). این منطقه در 110 کیلومتری شمال شرق اصفهان و 20 کیلومتری غرب نایین واقع شده است (شکل 1). دگرگونی بسیار ضعیف در بخش فوقانی پوستة زمین فرایندی همیشگی و فراگیر است که با توجه به جایگاه تکتونیکی و شرایط فیزیکو-شیمیایی انواع متفاوتی دارد که شامل این موارد می‌شود (Frey, 1987): دگرگونی بستر اقیانوس، دگرگونی گرمابی (هیدروترمال)، دگرگونی انباشتی، دگرگونی حرارتی و دگرگونی در مناطق فرورانش. در هر کدام از این دگرگونی‌های بسیار ضعیف، تغییرات ترکیب و پاراژنز کانی‌ها در موقعیت‌های مختلف تکتونیکی کلاً سیستماتیک است و می‌توان در آنها بر حسب شرایط فشار-دما رخساره‌های متعدد دگرگونی را تعیین نمود (Coombs et al., 1970). دگرگونی بسیار ضعیف رخ داده در منطقة مورد مطالعه از نوع گرمابی (هیدروترمال) است. با نگاهی اجمالی بر حجم کارهای انجام شده روی این نوع دگرگونی در ایران، این نکته آشکار می‌شود که دگرگونی بسیار ضعیف کمتر مطالعه قرار شده و داده‌های موجود در این مورد ناچیز است. پس در ادامه به بررسی این نوع از دگرگونی در منطقة کمال‌آباد واقع در غرب نایین پرداخته می‌شود. هدف اصلی مقاله انجام مطالعات صحرایی، پتروگرافی و شیمی کانی‌های تشکیل شده در درز و شکاف بازالت‌ها، تحقیق دربارة شرایط تشکیل این کانی‌ها و بررسی شیمی سیال ﻣﺆثر بر سنگ‌های منطقه است.

 

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی و راه‌های دسترسی به منطقة مورد مطالعه

 

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و نمونه برداری سیستماتیک از سنگ‌های موجود در منطقه، از نمونه‌های برداشته شده مقطع نازک و از نمونه‌های مناسب مقطع نازک صیقلی تهیه شد تا ترکیب کانی‌شناسی آنها توسط دستگاه الکترون میکروپروب در دانشگاه کانازاوای ژاپن بررسی شد. نتایج آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها و محاسبة فرمول ساختاری آنها در جدول‌ 1 آورده شده است. از نرم‌افزار MINPET برای انجام محاسبات استفاده شد. همچنین، برای تشخیص دقیق‌تر نوع کانی‌ها از آنالیز‌های EDS و XRD (Enargy Dispersive Spectrometry و X-Ray Diffractometry) بهره گرفته شد.

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای کانی‌های موجود در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها (پرهنیت و زئولیت) و کانی‌های ثانویة موجود در متن سنگ (کلریت و فرواکتینولیت) و فرمول ساختاری محاسبه شدة کانی‌های پرهنیت، زئولیت، کلریت و فرواکتینولیت (کاتیون‌ها به ترتیب بر مبنای 11، 30، 28 و 23 اتم اکسیژن محاسبه شده‌اند).

Sample

V1

           

V2

         

Mineral Type *

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

SiO2

44.486

43.857

44.168

44.552

44.438

43.790

44.199

43.408

43.714

43.245

43.470

43.423

43.528

TiO2

0.016

0.002

0.005

0.011

0.000

0.000

0.017

0.020

0.035

0.000

0.002

0.022

0.005

Al2O3

23.524

23.890

23.397

23.724

23.634

23.353

22.916

20.331

22.018

20.627

21.225

21.805

20.919

Cr2O3

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.018

0.056

0.000

FeO*

0.942

0.646

1.272

0.880

0.725

1.135

1.741

5.162

3.221

4.880

3.765

3.143

4.176

MnO

0.029

0.027

0.013

0.013

0.023

0.012

0.039

0.037

0.092

0.009

0.048

0.048

0.025

MgO

0.006

0.000

0.007

0.000

0.000

0.000

0.009

0.013

0.007

0.000

0.000

0.000

0.000

CaO

26.673

26.999

26.722

27.282

26.941

27.165

26.837

26.829

26.483

26.314

26.662

26.970

26.428

Na2O

0.026

0.000

0.045

0.034

0.067

0.040

0.039

0.016

0.047

0.019

0.020

0.047

0.009

K2O

0.000

0.022

0.018

0.006

0.017

0.004

0.012

0.016

0.016

0.003

0.021

0.008

0.014

NiO

0.000

0.004

0.000

0.000

0.004

0.000

0.000

0.000

0.003

0.017

0.004

0.000

0.000

Total

95.702

95.447

95.647

96.502

95.849

95.499

95.809

95.833

95.636

95.114

95.235

95.522

95.104

Si

3.058

3.025

3.046

3.042

3.051

3.030

3.053

3.062

3.050

3.064

3.060

3.040

3.071

Ti

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.001

0.002

0.000

0.000

0.001

0.000

Al

1.906

1.943

1.902

1.910

1.913

1.905

1.866

1.691

1.811

1.723

1.761

1.800

1.740

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.003

0.000

Fe2+

0.054

0.037

0.073

0.050

0.042

0.066

0.101

0.305

0.188

0.289

0.222

0.184

0.246

Fe3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mn

0.002

0.002

0.001

0.001

0.001

0.001

0.002

0.002

0.005

0.001

0.003

0.003

0.001

Mg

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

Ca

1.965

1.995

1.975

1.996

1.982

2.014

1.986

2.028

1.980

1.997

2.011

2.023

1.998

Na

0.003

0.000

0.006

0.005

0.009

0.005

0.005

0.002

0.006

0.003

0.003

0.006

0.001

K

0.000

0.002

0.002

0.001

0.001

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

0.002

0.001

0.001

Total

6.990

7.006

7.006

7.005

6.998

7.021

7.016

7.093

7.046

7.076

7.062

7.061

7.060

 

Sample

V3

       

V4

 

VB

     

CR2

Mineral Type *

Zeo

Zeo

Zeo

Zeo

Zeo

Prh

Prh

Ferro-act

Ferro-act

Prh

Ferro-act

Chl

SiO2

47.373

47.620

44.136

47.910

48.939

44.218

43.974

54.158

52.710

43.032

53.206

28.143

TiO2

0.000

0.000

0.000

0.017

0.000

0.010

0.017

0.046

0.058

0.022

0.022

0.183

Al2O3

24.822

25.491

25.491

25.081

25.161

22.693

22.509

2.320

0.434

20.084

0.726

12.888

Cr2O3

0.000

0.000

0.000

0.000

0.020

0.000

0.000

0.000

0.038

0.000

0.000

0.002

FeO*

0.006

0.002

0.313

0.006

0.018

2.060

1.955

16.431

21.546

4.803

19.731

32.698

MnO

0.000

0.005

0.156

0.010

0.015

0.024

0.006

2.868

1.523

0.004

2.082

0.584

MgO

0.000

0.004

0.019

0.013

0.000

0.008

0.000

1.512

0.598

0.000

1.245

16.079

CaO

10.845

11.327

26.779

10.684

9.954

26.502

26.659

20.168

19.945

25.937

19.762

0.566

Na2O

3.126

2.490

0.068

2.725

3.945

0.012

0.000

0.016

0.012

0.037

0.101

0.482

K2O

0.021

0.010

0.013

0.008

0.013

0.024

0.009

0.000

0.018

0.025

0.008

0.163

NiO

0.000

0.000

0.000

0.000

0.005

0.000

0.009

0.000

0.005

0.000

0.000

0.008

Total

86.193

86.949

95.115

86.454

88.070

95.551

95.138

97.519

96.887

93.944

96.883

91.796

Si

9.541

9.559

3.049

9.658

9.591

3.064

3.062

8.376

8.333

3.084

8.350

5.819

Ti

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.005

0.007

0.001

0.003

0.028

Al

5.892

6.031

1.924

5.959

5.811

1.854

1.848

0.423

0.081

1.697

0.134

3.214

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe2+

0.001

0.001

0.018

0.001

0.003

0.119

0.114

2.125

2.848

0.288

2.590

6.173

Fe3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mn

0.000

0.001

0.009

0.002

0.002

0.001

0.000

0.376

0.204

0.000

0.277

0.102

Mg

0.000

0.001

0.002

0.004

0.000

0.001

0.000

0.349

0.141

0.000

0.291

4.956

Ca

2.340

2.436

1.982

2.307

2.090

1.968

1.989

3.342

3.378

1.992

3.323

0.125

Na

1.221

0.969

0.009

1.065

1.499

0.002

0.000

0.005

0.004

0.005

0.031

0.387

K

0.005

0.003

0.001

0.002

0.003

0.002

0.001

0.000

0.004

0.002

0.002

0.086

Total

19.000

19.001

6.994

19.001

18.999

7.011

7.014

15.001

15.000

7.070

15.001

20.891

* Prh = prehnite; Zeo = Zeolite; Ferro-act = ferro-actinolite; Chl = chlorite

 

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقة مورد نظر از ولکانیک‌های ائوسن که بیشتر در حد بازالت هستند، تشکیل شده (منصوری، 1377) که قسمت‌های رویی آنها از توف‌های قرمزرنگ پوشیده شده، در بالاترین بخش آنها برش‌های پیروکلاستیک روشن قرار می‌گیرند (شکل 3). این سنگ‌ها تحت‌ﺗﺄثیر دگرگونی هیدروترمال به سن الیگوسن آغازی قرار گرفته (Iwao and Hushmandzadeh, 1971) و متابازیت‌های بسیار ضعیف به‌وجود آمده است. به این ترتیب، کانی‌هایی نظیر پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت و مالاکیت و آزوریت در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها تشکیل می‌شوند (شکل 4).

 

 

شکل 3- نمای کلی منطقه، توف‌ها و سنگ‌های آذرآواری بر روی سنگ‌های آتشفشانی قرار گرفته‌اند (دید به سمت شمال)

 

 

شکل 4- رگه‌ها و شکاف‌های پر شده توسط کانی‌های هیدروترمالی

 

تغییرات ایجاد شده توسط دگرگونی هیدروترمال اعمال شده بر بازالت‌های منطقه در اندازه‌ای نیست که به تغییرات ساختاری و یا بافتی آنها منجر شود و اصولاً در حد تغییرات کانی‌شناسی و در شرایط استاتیک تحقق می‌یابد (عمیدی و امامی، 1361). به این ترتیب، بازالت‌های موجود در منطقه در نتیجة دگرگونی هیدروترمال منظره‌ای فرسوده پیدا کرده، حالت شکننده‌ای دارند، اما بافت پورفیری در آنها حفظ شده است (شکل 5- A).

پتروگرافی و شیمی کانی‌ها

مطالعات صحرایی و میکروسکوپی نشان می‌دهد که به ترتیب کانی‌های پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت، کوارتز و کلسیت در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها تشکیل شده‌اند. کانی‌های کلریت، آمفیبول و مجموعه کانی‌های سوسوریت نیز به‌صورت ثانویه در متن سنگ اصلی دیده می‌شوند. طبق مطالعات میکروسکوپی پرهنیت‌های موجود در منطقه به دو شکل دیده می‌شوند (شکل 5- B): یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس قوی‌تر و یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس ضعیف‌تر هستند که علت این ﻣﺴﺄله به میزان متفاوت FeO در آنها بر می‌گردد (جدول 1). برای بررسی دقیق‌تر این مساله و نمایش ترکیب پرهنیت‌ها از دیاگرام Fe2O3*-CaO-Al2O3 در شکل 6 استفاده شد (Wheeler et al., 2001). باید توجه داشت که اکسید آهن مورد نیاز برای این دیاگرام به‌صورت Fe2O3* است؛ در صورتی که آنالیز میکروپروب میزان FeO* را داده است. برای به‌دست آوردن Fe2O3* از روش Miyashiro (1975) استفاده شد. علت مورد توجه قرار گرفتنFe2O3* در این دیاگرام این است که میزان قابلیت جایگیری Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال ساختار پرهنیت‌ها بسیار متفاوت است. درصد مولی Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال به‌صورت Fe3+/(Fe3++AlVI) نشان داده می‌شود که مقدار آن برای محیط‌های هیدروترمالی از 0 تا 6/0 تغییر می‌کند (Bird et al., 1984). بررسی‌ها نشان می‌دهد که علت این ﻣﺴﺄله رابطه‌ای است که بین میزان قرارگیری Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال با درجه حرارت وجود دارد. این رابطه، یک رابطة عکس است؛ یعنی هر چه درجه حرارت تشکیل پرهنیت کمتر باشد، فرصت برای جایگیری Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال بالاتر می‌رود و بر عکس آن، هر چه درجه حرارت بیشتر باشد، این فرصت برای Fe3+ کمتر می‌شود.

 

 

 

 

شکل 5- A) نمایش بافت پورفیری در بازالت (XPL)،‌ B) کانی‌های پرهنیت با ماکل پاپیونی (XPL)، C) مزولیت‌های شعاعی (XPL)، D) قرار گرفتن دو نوع کوارتز ریز و درشت در کنار هم (XPL)، E) کلسیت شکل‌دار با دو رخ کاملاً مشخص و متقاطع (XPL)، F) کلسیت رگه‌ای (XPL)، G) الیوین در اکثر قسمت‌ها بخصوص در حواشی و داخل شکاف‌ها به کلریت تبدیل شده است (XPL)، H) سوسوریتی شدن پلاژیوکلاز بازیک (XPL)

 

 

 

زئولیت‌های موجود در منطقه در دستة زئولیت‌های رشته‌ای قرار می‌گیرند (شکل 5- C) (Gottardi and Galli, 1985). در دیاگرام Log aNa+-Log aCa2+(شکل 7) شرایط پایداری سه زئولیت رشته‌ای اسکولسیت، مزولیت و ناترولیت به کمک لگاریتم میزان Na و Ca تعیین شده است. این کار تحت شرایط آزمایشگاهی (T= 298.15°K و P= 1Kbar) انجام شده است (Johnson et al., 1983).نتایج آنالیز میکروپروب در این دیاگرام، زئولیت نوع مزولیت را تایید می‌کند. انجام آنالیز پراش پرتوی ایکس (XRD) بر روی کانی‌های هیدروترمالیT وجود زئولیت‌های نوع اسکولسیت و لومونتیت را هم به مقدار کمتر نشان داده است.

در بعضی از نمونه‌ها کوارتزهای ریز حاشیة رگه‌ها و حفره‌ها در کنار کوارتزهای درشت داخل رگه‌ها و حفره‌ها قرار گرفته‌اند (شکل 5- D). علت این ﻣﺴﺄله احتمالا به یکی از دو علت زیر است:

(1) احتمال دارد که در زمان تشکیل این کانی در داخل رگه‌ها و حفره‌ها دمای سیال بالا بوده است و کوارتزها درشت شده‌اند. پس شرایط فیزیکوشیمیایی تغییر کرده، حرارت کم شده است و کوارتزهای ریز در حاشیة رگه‌ها و حفره‌ها ایجاد شده‌اند.

(2) احتمالاً پرشدگی متقارن در رگه‌ها و حفره‌ها رخ داده؛ یعنی لایه‌های مختلف در زمان‌های متفاوت ایجاد شده‌ و حالت کنگرسیونی و بافت روکشی (Overgrowth texture) را ایجاد کرده‌اند.

طبق مشاهدات صحرایی و مطالعات میکروسکوپی می‌توان گفت که در منطقة مورد مطالعه کلسیت هم به‌صورت پر کنندة حفره‌ها (شکل 5- E) و هم به‌صورت رگه‌ای و رگچه‌ای دیده می‌شود (شکل 5- F). کلسیت پر کنندة حفره‌ها، همان کلسیتی است که در پایان و پس از تشکیل پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت و کوارتز ایجاد شده است، ولی کلسیتی که به‌صورت رگه‌ای و رگچه‌ای است، دیگر کانی‌های هیدروترمالی را قطع کرده و پس از کلسیت پر کنندة حفره‌ها به‌وجود آمده است. برای اثبات وجود مالاکیت و آزوریت از آنالیز EDS استفاده شد.

 

 

شکل 6- نمایش موقعیت ترکیبی پرهنیت‌ها در دیاگرام Al2O3-CaO-Fe2O3* (Wheeler et al., 2001).

 

 

شکل 7- دیاگرام Log aNa+-Log aCa2+ برای تعیین میدان پایداری سه زئولیت رشته‌ای اسکولسیت، مزولیت و ناترولیت (Johnson et al., 1983)

الیوین‌های موجود در بازالت‌های منطقه تماماً کلریتی شده‌اند (شکل G5). نمونه‌ای از این کلریت‌ها مورد آنالیز الکترون میکروپروب قرار گرفت (جدول‌ 1) که از نوع برونسویگایت (Brunsvigite) است (Deer et al., 1992).

هجوم سیالات هیدروترمال بر کلینوپیروکسن‌های موجود در بازالت‌های منطقه نیر اثر کرده و آنها را در برخی موارد به آمفیبول تبدیل کرده است. همان‌طور که از نتایج آنالیز الکترون میکروپروب مربوط به سه کانی آمفیبول معلوم است (جدول‌ 1) آمفیبول‌های ثانویة موجود در منطقه در دستة کلی آمفیبول‌های کلسیک قرار گرفته، از نوع فرواکتینولیت هستند (Leake et al., 1997). پلاژیوکلازهای بازیک موجود در نمونه‌های منطقه در بعضی جاها به سوسوریت تبدیل شده (شکل 5- H) که سبب پیدایش کانی‌های ثانویة کلسیت و ندرتا اپیدوت و آلبیت شده‌اند.

با توجه به مطالعات صحرایی، کانی‌شناسی و نتایج حاصل از آنالیزهای الکترون میکروپروب و XRD می‌توان به ترتیب فراوانی کانی‌های مربوط به دگرگونی هیدروترمال تشکیل شده در درز و شکاف‌ها پی برد که به ترتیب عبارتند از: پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت، مالاکیت و آزوریت و لومونتیت. با استفاده از مطالعة شیمی این کانی‌ها و ترتیب فراوانی آنها می‌توان گفت که سیال موجود در منطقه از یون‌های Ca، Si، Al و OH غنی بوده و یون‌های Fe، Na، K، Mn و Cu را در حد کم داشته است.

 

شرایط تشکیل کانی‌های موجود در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها

از جمله عواملی که در ایجاد کانی‌های مربوط به دگرگونی هیدروترمال در منطقه اثر داشته، حرارت، فشار، pH و CO2 سیال است. سیال به کمک حرارت محیط، عاملی موثر در ناپایداری کانی‌های اولیة سنگ‌های ماگمایی به‌وجود آورده و نقل و انتقال یون‌ها را سرعت بخشیده است این امر که به پیدایش کانی‌های جدید منجر شده است. اکنون با توجه به تشکیل این مجموعه کانی‌های دگرگونی هیدروترمال می‌توان گفت که حرارت حاکم بر سیال دگرسان کنندة منطقه در حد 150 تا 350 درجة سانتی‌گراد است.

فشار سیال از عوامل دیگر ایجاد دگرگونی هیدروترمال است. وفور کانی‌های آبدار در اکثر سنگ‌هایی که تحت‌ﺗﺄثیر این نوع دگرگونی قرار گرفته‌اند، تاییدی بر تاثیر مهم فشار سیال در دگرگونی هیدروترمال موجود در منطقه است که با توجه به شرایط ترمودینامیکی حاکم بر تشکیل کانی‌های دگرگونی و نبود کانی‌های فشار بالا (از قبیل ژادئیت، گلوکوفان، آراگونیت و لاوسونیت) فشار حاکم بر محیط زایش دگرگونی فوق کمتر از 3 کیلوبار است.

اصولاً کانی‌ها و کانسارهای مس‌دار (نظیر مالاکیت و آزوریت در منطقة مورد بررسی) می‌توانند در شرایط فشار و حرارت مربوط به دگرگونی درجة بسیار ضعیف در کنار کانی‌های کالک‌سیلیکاته (نظیر: پرهنیت، پومپله‌ایت، لومونتیت و غیره) و به عنوان یک کانی مشخصة دگرگونی درجة بسیار ضعیف تشکیل شوند (Morales et al., 2005). این محققان درجه حرارت 200-280 درجة سانتی‌گراد و فشار 2-3 کیلوبار را برای آنها تعیین کرده‌اند که رخساره پرهنیت-پومپله‌ایت را نشان می‌دهد.

از جمله عوامل دیگر که در تشکیل کانی‌های دگرگونی در منطقه تاثیر دارد، میزان CO2 موجود در سیال و pH آن است. چنین به نظر می‌رسد که مسالة تجزیه شدن کانی‌ها به نوع محلول هیدروترمال و به pH محلول بر می‌گردد که اگر اسیدی باشد، بیشتر روی پیروکسن‌ها، اگر قلیایی باشد بیشتر روی پلاژیوکلازها (خصوصاً پلاژیوکلازهای بازیک) و در صورت خنثی بودن روی کل کانی‌ها اثر می‌گذارد. بنابراین، فهمیدن نوع محلول هیدروترمال از نظر شناخت روند دگرگونی مهم است. در نمونه‌های منطقه به‌علت تجزیة بیشتر پلاژیوکلازها و الیوین‌ها و تجزیة کمتر کلینوپیروکسن‌ها به نظر می‌رسد که pH محلول خنثی تا اندکی قلیایی باشد. بسیار کم پیش می‌آید که پرهنیت و کلسیت با هم تشکیل شوند و اگر این دو در یک سنگ مشاهده شدند حتما در زمان‌های متفاوتی به‌وجود آمده‌اند. معمولا در محیطی که پرهنیت تشکیل می‌شود، باید میزان CO2 کم (aCO2<0.01moles) و pH سیال خنثی تا اندکی قلیایی باشد (Liou, 1981). جایی که میزان CO2 بالا رود (aCO2>0.01moles) پرهنیت تشکیل نمی‌شود و اگر میزان Ca مناسب باشد، کلسیت به‌وجود می‌آید. با توجه به پایین بودن میزان کلسیت در منطقه معلوم می‌شود که این شرایط در یک زمان کوتاهی در سیال به‌وجود آمده است.

زئولیتی شدن نیز در دمای پایین و pH خنثی توسط محلول‌های گرمابی اتفاق می‌افتد. pH خنثی در سنگ‌های آذرین موجب جابه‌جایی و تمرکز Na، K و Ca در نقاط خاصی شده که باعث تشکیل کانی‌های خانوادة زئولیت می‌شود. شیمی سیال مدام در حال تغییر بوده، همین امر باعث تشکیل کانی‌های مختلف در درز و شکاف‌ها در زمان‌های مختلف شده است، ولی در کل این کانی‌ها تحت شرایط CO2 پایین و pH خنثی تا اندکی قلیایی (7 و کمی بالاتر از آن) تشکیل شده‌اند.

 

بحث

با توجه به ترتیب تشکیل کانی‌های دگرگونی (پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت، کوارتز و کلسیت) معلوم می‌شود که در ابتدا میزان Ca، Si و Al سیال بالا بوده و شرایط pH، CO2، درجه حرارت و فشار نیز برای تشکیل پرهنیت مناسب بوده است (pH خنثی تا اندکی قلیایی، CO2 پایین و درجه حرارت و فشار در حد رخسارة پرهنیت-پومپله‌ایت). در همین شرایط با افزایش مقداری Cu به سیال، مالاکیت و آزوریت تشکیل شده است. با گذشت زمان از میزان فشار و حرارت سیال کاسته شده، تا اندازه‌ای Na آن بالا می‌رود (pH سیال به طرف حد خنثی رفته و CO2 آن کمتر می‌شود) که در این شرایط کانی‌های زئولیتی (اسکولسیت و مزولیت) همراه با کوارتز تشکیل می‌شوند (رخسارة زئولیتی).

در مرحلة بعد با کمتر شدن مقدار Na سیال، کمی pH و CO2 آن بالاتر رفته و مقداری از پرهنیت‌ها و کوارتزهای تشکیل شده از مراحل قبلی به لومونتیت و کلسیت طبق فرمول زیر تبدیل می‌شوند (شکل 8) (Houghton, 1982):

Prehnite + Quartz + Fluid→Laumontite + Calcite

Ca2 Al [(Si3AlO10)]+SiO2+3H2O+CO2 → Ca (Si4Al2O12).4H2O+CaCO3

 

 

شکل 8- دیاگرامی شماتیک برای بررسی پاراژنز کانی‌های هیدروترمالی موجود در متابازیت‌های منطقه (برگرفته از Houghton, 1982، با اندکی تغییرات)

 

شاید بتوان در این مرحله از زیر رخسارة لومونتیت نام برد (Coombs et al., 1959). اصولاً برای تشکیل پومپله‌ایت فشار و حرارت بالاتری در سیالات مورد نیاز است که به علت نبود این شرایط، پومپله‌ایت تشکیل نشده است.

برای درک بهتر مباحث گفته شده در بالا می‌توان از شکل 9 استفاده کرد. این شکل دیاگرام فشار-حرارتی را نشان می‌دهد که خطوط پررنگ محدوده‌های پایداری و خطوط نقطه‌چین روابط بین زئولیت‌های کلسیم‌دار (استیلبیت: Stb، لومونتیت: Lmt، هولاندیت: Hul، وایراکیت: Wk) را در حضور فراوان کوارتز و سیال و در شبکة پتروژنتیک NCMASH (Na2O-CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O) تعیین می‌کند (Liou et al., 1991; Frey et al., 1991). پیکان نقطه‌چین جهت گرادیان حرارتی را نشان می‌دهد. محدودة خاکستری سمت چپ میدان پایداری پرهنیت، محدودة خاکستری روشن سمت راست میدان پایداری اپیدوت و محدودة خاکستری تیره‌تر؛ یعنی جایی که این دو با هم همپوشانی دارند، محدودة پایداری پرهنیت+اپیدوت را نشان می‌دهد.

با توجه به این نکات می‌توان گفت که این شبکة پتروژنتیک حرارت حدود °C260-180 برای ظهور لومونتیت، °C280-200 برای ظهور پرهنیت و بالاتر از °C250 را برای ظهور اپیدوت نشان می‌دهد.

طبق مطالعاتی که Frey و همکاران (1991) بر روی این شبکة پتروژنتیک انجام داده، معلوم شده است که کانی‌های مزولیت و اسکولسیت در حرارت °C180-100 و کلریت در حرارت °C270-250 تشکیل می‌شود.

 

 

 

شکل 9- دیاگرام فشار-حرارت برای نمایش محدوده‌های پایداری و روابط بین زئولیت‌های کلسیم‌دار در شبکة پتروژنتیک NCMASH (Na2O-CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O) (Frey et al., 1991 and Liou et al., 1991).

 

 

معمولاً در محیط‌هایی که دگرگونی درجة بسیار ضعیف اتفاق می‌افتد، عمق نفوذ سیال چندان زیاد نیست. این نشان می‌دهد که سیال در این محیط‌ها بیشتر ﻣﻨﺸﺄ سطحی داشته و از اعماق زمین بیرون نیامده است. به نظر می‌رسد که در این منطقه، یک نوع دگرگونی ناحیه‌ای در مقیاس کوچک اتفاق افتاده است. به‌طور کلی، گسترش و شدت آلتراسیون به حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی بستگی دارد. در منطقة مورد مطالعه به‌علت کم بودن حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی، شدت دگرسانی بالا نیست.

 

نتیجه‌گیری

دگرگونی بسیار ضعیف رخ داده بر بازالت‌های ائوسن منطقه از نوع گرمابی (هیدروترمال) بوده، تغییرات به‌وجود آمده در آن در حد تغییرات کانی‌شناسی است. بر اثر این دگرگونی متابازیت‌های بسیار ضعیف در منطقه ایجاد شده است.

کانی‌های ایجاد شده در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها به ترتیب عبارتند از: پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت (مزولیت و اسکولسیت)، کوارتز و کلسیت. انجام آنالیز XRD وجود کانی لومونتیت را اثبات کرد. کانی‌های کلریت (برونسویگایت)، آمفیبول (فرواکتینولیت) و سوسوریت نیز به‌صورت ثانویه در متن سنگ اصلی به‌وجود آمده‌اند. در منطقة مورد مطالعه دو سری پرهنیت مشاهده می‌شود: یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس قوی‌تر و یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس ضعیف‌تر هستند. این مساله به تفاوت درجه حرارت تشکیل این دو نوع پرهنیت و در نتیجه به متفاوت بودن میزان Fe3+ در ساختار آنها بر می‌گردد. ترتیب فراوانی کانی‌های دگرگونی در منطقه به‌ این صورت است: پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت، مالاکیت و آزوریت و لومونتیت.

با استفاده از شیمی کانی‌های هیدروترمالی و ترتیب فراوانی آنها می‌توان گفت که سیال موجود در منطقه از یون‌های Ca، Si، Al و OH غنی بوده و یون‌های Fe، Na، K، Mn و Cu را در حد کم داشته است.

انجام مطالعات پتروگرافی و شیمی کانی‌ها و بررسی پاراژنز کانی‌ها نشان می‌دهد که سیال دگرسان کنندة منطقه در pH خنثی تا اندکی قلیایی (7 و کمی بالاتر از آن)، CO2 پایین (aCO2<0.01moles)، حرارت بین 150 تا 350 درجة سانتی‌گراد و فشار کمتر از 3 کیلوبار عمل کرده است. مطالعات نشان می‌دهد که رخساره‌های به‌وجود آمده در منطقه شامل رخسارة پرهنیت-پومپله‌ایت، رخسارة زئولیت و زیر رخسارة لومونتیت می‌شود.

در منطقة مورد مطالعه به‌علت کم بودن حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی، شدت دگرسانی بالا نیست.

 

 

منابع

امینی، ب. و امینی چهرق، م. ر. (1380) نقشة زمین‌شناسی 100،000/1 کجان. سازمان زمین‌شناسی کشور.

درویش زاده، ع. (1382) زمین‌شناسی ایران. انتشارات امیرکبیر، تهران.

عمیدی، م. و امامی، م. ه. (1361) بررسی دگرگونی حرارتی در رخسارة زئولیت و شیست سبز موجود در سنگ‌های آذرین ترسیر ایران و جایگزینی ژئودینامیکی آن. سازمان زمین‌شناسی کشور.

منصوری، م. (1377) بررسی زمین‌شناسی و پترولوژی توده‌های نفوذی گجد. پایان‌نامة کارشناسی ارشد پترولوژی، دانشگاه اصفهان، اصفهان.

Bird, D. K., Schiffman, P., Elders, W. A., Williams, A. E. and McDowell, S. D. (1984) Calc-silicate mineralization in active geothermal systems. Economic Geology 79: 95-671.

Coombs, D. S., Ellis, A. J., Fyfe, W. S. and Taylor, A. M. (1959) The zeolite facies, with comments on the interpretation of hydrothermal synthesis. Geochemistry Cosmochemistry Acta 17: 53-107.

Coombs, D. S., Horodyski, R. J. and Naylor, K. S. (1970) Occurrences of prehnite-pumpellyite facieses metamorphism in northern Maine. American Journal of Science 268: 142-156.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals, Longman Scientific and Technical.

Frey, M. (1987) Low temperature metamorphism. Blackie, Glasgow and London, Published in the USA by Chapman and Hall New York.

Frey, M., De Capitani, C. and Liou, J. G (1991) A new petrogenetic grid for low-grade metabasites. Journal of Metamorphic Geology 9: 497-509.

Gottardi, G. and Galli, E. (1985) Natural ze

مقدمه

منطقة مورد مطالعه جزئی از نوار آتشفشانی ارومیه-دختر بوده (درویش زاده، 1382) که بین مختصات جغرافیایی ´30 °52 و ´00 °53 شرقی ´30 °32 و ´00 °33 شمالی قرار می‌گیرد (امینی و امینی چهرق، 1380). این منطقه در 110 کیلومتری شمال شرق اصفهان و 20 کیلومتری غرب نایین واقع شده است (شکل 1). دگرگونی بسیار ضعیف در بخش فوقانی پوستة زمین فرایندی همیشگی و فراگیر است که با توجه به جایگاه تکتونیکی و شرایط فیزیکو-شیمیایی انواع متفاوتی دارد که شامل این موارد می‌شود (Frey, 1987): دگرگونی بستر اقیانوس، دگرگونی گرمابی (هیدروترمال)، دگرگونی انباشتی، دگرگونی حرارتی و دگرگونی در مناطق فرورانش. در هر کدام از این دگرگونی‌های بسیار ضعیف، تغییرات ترکیب و پاراژنز کانی‌ها در موقعیت‌های مختلف تکتونیکی کلاً سیستماتیک است و می‌توان در آنها بر حسب شرایط فشار-دما رخساره‌های متعدد دگرگونی را تعیین نمود (Coombs et al., 1970). دگرگونی بسیار ضعیف رخ داده در منطقة مورد مطالعه از نوع گرمابی (هیدروترمال) است. با نگاهی اجمالی بر حجم کارهای انجام شده روی این نوع دگرگونی در ایران، این نکته آشکار می‌شود که دگرگونی بسیار ضعیف کمتر مطالعه قرار شده و داده‌های موجود در این مورد ناچیز است. پس در ادامه به بررسی این نوع از دگرگونی در منطقة کمال‌آباد واقع در غرب نایین پرداخته می‌شود. هدف اصلی مقاله انجام مطالعات صحرایی، پتروگرافی و شیمی کانی‌های تشکیل شده در درز و شکاف بازالت‌ها، تحقیق دربارة شرایط تشکیل این کانی‌ها و بررسی شیمی سیال ﻣﺆثر بر سنگ‌های منطقه است.

 

 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی و راه‌های دسترسی به منطقة مورد مطالعه

 

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و نمونه برداری سیستماتیک از سنگ‌های موجود در منطقه، از نمونه‌های برداشته شده مقطع نازک و از نمونه‌های مناسب مقطع نازک صیقلی تهیه شد تا ترکیب کانی‌شناسی آنها توسط دستگاه الکترون میکروپروب در دانشگاه کانازاوای ژاپن بررسی شد. نتایج آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها و محاسبة فرمول ساختاری آنها در جدول‌ 1 آورده شده است. از نرم‌افزار MINPET برای انجام محاسبات استفاده شد. همچنین، برای تشخیص دقیق‌تر نوع کانی‌ها از آنالیز‌های EDS و XRD (Enargy Dispersive Spectrometry و X-Ray Diffractometry) بهره گرفته شد.

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای کانی‌های موجود در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها (پرهنیت و زئولیت) و کانی‌های ثانویة موجود در متن سنگ (کلریت و فرواکتینولیت) و فرمول ساختاری محاسبه شدة کانی‌های پرهنیت، زئولیت، کلریت و فرواکتینولیت (کاتیون‌ها به ترتیب بر مبنای 11، 30، 28 و 23 اتم اکسیژن محاسبه شده‌اند).

Sample

V1

           

V2

         

Mineral Type *

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

Prh

SiO2

44.486

43.857

44.168

44.552

44.438

43.790

44.199

43.408

43.714

43.245

43.470

43.423

43.528

TiO2

0.016

0.002

0.005

0.011

0.000

0.000

0.017

0.020

0.035

0.000

0.002

0.022

0.005

Al2O3

23.524

23.890

23.397

23.724

23.634

23.353

22.916

20.331

22.018

20.627

21.225

21.805

20.919

Cr2O3

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.018

0.056

0.000

FeO*

0.942

0.646

1.272

0.880

0.725

1.135

1.741

5.162

3.221

4.880

3.765

3.143

4.176

MnO

0.029

0.027

0.013

0.013

0.023

0.012

0.039

0.037

0.092

0.009

0.048

0.048

0.025

MgO

0.006

0.000

0.007

0.000

0.000

0.000

0.009

0.013

0.007

0.000

0.000

0.000

0.000

CaO

26.673

26.999

26.722

27.282

26.941

27.165

26.837

26.829

26.483

26.314

26.662

26.970

26.428

Na2O

0.026

0.000

0.045

0.034

0.067

0.040

0.039

0.016

0.047

0.019

0.020

0.047

0.009

K2O

0.000

0.022

0.018

0.006

0.017

0.004

0.012

0.016

0.016

0.003

0.021

0.008

0.014

NiO

0.000

0.004

0.000

0.000

0.004

0.000

0.000

0.000

0.003

0.017

0.004

0.000

0.000

Total

95.702

95.447

95.647

96.502

95.849

95.499

95.809

95.833

95.636

95.114

95.235

95.522

95.104

Si

3.058

3.025

3.046

3.042

3.051

3.030

3.053

3.062

3.050

3.064

3.060

3.040

3.071

Ti

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.001

0.002

0.000

0.000

0.001

0.000

Al

1.906

1.943

1.902

1.910

1.913

1.905

1.866

1.691

1.811

1.723

1.761

1.800

1.740

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.003

0.000

Fe2+

0.054

0.037

0.073

0.050

0.042

0.066

0.101

0.305

0.188

0.289

0.222

0.184

0.246

Fe3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mn

0.002

0.002

0.001

0.001

0.001

0.001

0.002

0.002

0.005

0.001

0.003

0.003

0.001

Mg

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

Ca

1.965

1.995

1.975

1.996

1.982

2.014

1.986

2.028

1.980

1.997

2.011

2.023

1.998

Na

0.003

0.000

0.006

0.005

0.009

0.005

0.005

0.002

0.006

0.003

0.003

0.006

0.001

K

0.000

0.002

0.002

0.001

0.001

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

0.002

0.001

0.001

Total

6.990

7.006

7.006

7.005

6.998

7.021

7.016

7.093

7.046

7.076

7.062

7.061

7.060

 

Sample

V3

       

V4

 

VB

     

CR2

Mineral Type *

Zeo

Zeo

Zeo

Zeo

Zeo

Prh

Prh

Ferro-act

Ferro-act

Prh

Ferro-act

Chl

SiO2

47.373

47.620

44.136

47.910

48.939

44.218

43.974

54.158

52.710

43.032

53.206

28.143

TiO2

0.000

0.000

0.000

0.017

0.000

0.010

0.017

0.046

0.058

0.022

0.022

0.183

Al2O3

24.822

25.491

25.491

25.081

25.161

22.693

22.509

2.320

0.434

20.084

0.726

12.888

Cr2O3

0.000

0.000

0.000

0.000

0.020

0.000

0.000

0.000

0.038

0.000

0.000

0.002

FeO*

0.006

0.002

0.313

0.006

0.018

2.060

1.955

16.431

21.546

4.803

19.731

32.698

MnO

0.000

0.005

0.156

0.010

0.015

0.024

0.006

2.868

1.523

0.004

2.082

0.584

MgO

0.000

0.004

0.019

0.013

0.000

0.008

0.000

1.512

0.598

0.000

1.245

16.079

CaO

10.845

11.327

26.779

10.684

9.954

26.502

26.659

20.168

19.945

25.937

19.762

0.566

Na2O

3.126

2.490

0.068

2.725

3.945

0.012

0.000

0.016

0.012

0.037

0.101

0.482

K2O

0.021

0.010

0.013

0.008

0.013

0.024

0.009

0.000

0.018

0.025

0.008

0.163

NiO

0.000

0.000

0.000

0.000

0.005

0.000

0.009

0.000

0.005

0.000

0.000

0.008

Total

86.193

86.949

95.115

86.454

88.070

95.551

95.138

97.519

96.887

93.944

96.883

91.796

Si

9.541

9.559

3.049

9.658

9.591

3.064

3.062

8.376

8.333

3.084

8.350

5.819

Ti

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.005

0.007

0.001

0.003

0.028

Al

5.892

6.031

1.924

5.959

5.811

1.854

1.848

0.423

0.081

1.697

0.134

3.214

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe2+

0.001

0.001

0.018

0.001

0.003

0.119

0.114

2.125

2.848

0.288

2.590

6.173

Fe3+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mn

0.000

0.001

0.009

0.002

0.002

0.001

0.000

0.376

0.204

0.000

0.277

0.102

Mg

0.000

0.001

0.002

0.004

0.000

0.001

0.000

0.349

0.141

0.000

0.291

4.956

Ca

2.340

2.436

1.982

2.307

2.090

1.968

1.989

3.342

3.378

1.992

3.323

0.125

Na

1.221

0.969

0.009

1.065

1.499

0.002

0.000

0.005

0.004

0.005

0.031

0.387

K

0.005

0.003

0.001

0.002

0.003

0.002

0.001

0.000

0.004

0.002

0.002

0.086

Total

19.000

19.001

6.994

19.001

18.999

7.011

7.014

15.001

15.000

7.070

15.001

20.891

* Prh = prehnite; Zeo = Zeolite; Ferro-act = ferro-actinolite; Chl = chlorite

 

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقة مورد نظر از ولکانیک‌های ائوسن که بیشتر در حد بازالت هستند، تشکیل شده (منصوری، 1377) که قسمت‌های رویی آنها از توف‌های قرمزرنگ پوشیده شده، در بالاترین بخش آنها برش‌های پیروکلاستیک روشن قرار می‌گیرند (شکل 3). این سنگ‌ها تحت‌ﺗﺄثیر دگرگونی هیدروترمال به سن الیگوسن آغازی قرار گرفته (Iwao and Hushmandzadeh, 1971) و متابازیت‌های بسیار ضعیف به‌وجود آمده است. به این ترتیب، کانی‌هایی نظیر پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت و مالاکیت و آزوریت در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها تشکیل می‌شوند (شکل 4).

 

 

شکل 3- نمای کلی منطقه، توف‌ها و سنگ‌های آذرآواری بر روی سنگ‌های آتشفشانی قرار گرفته‌اند (دید به سمت شمال)

 

 

شکل 4- رگه‌ها و شکاف‌های پر شده توسط کانی‌های هیدروترمالی

 

تغییرات ایجاد شده توسط دگرگونی هیدروترمال اعمال شده بر بازالت‌های منطقه در اندازه‌ای نیست که به تغییرات ساختاری و یا بافتی آنها منجر شود و اصولاً در حد تغییرات کانی‌شناسی و در شرایط استاتیک تحقق می‌یابد (عمیدی و امامی، 1361). به این ترتیب، بازالت‌های موجود در منطقه در نتیجة دگرگونی هیدروترمال منظره‌ای فرسوده پیدا کرده، حالت شکننده‌ای دارند، اما بافت پورفیری در آنها حفظ شده است (شکل 5- A).

پتروگرافی و شیمی کانی‌ها

مطالعات صحرایی و میکروسکوپی نشان می‌دهد که به ترتیب کانی‌های پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت، کوارتز و کلسیت در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها تشکیل شده‌اند. کانی‌های کلریت، آمفیبول و مجموعه کانی‌های سوسوریت نیز به‌صورت ثانویه در متن سنگ اصلی دیده می‌شوند. طبق مطالعات میکروسکوپی پرهنیت‌های موجود در منطقه به دو شکل دیده می‌شوند (شکل 5- B): یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس قوی‌تر و یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس ضعیف‌تر هستند که علت این ﻣﺴﺄله به میزان متفاوت FeO در آنها بر می‌گردد (جدول 1). برای بررسی دقیق‌تر این مساله و نمایش ترکیب پرهنیت‌ها از دیاگرام Fe2O3*-CaO-Al2O3 در شکل 6 استفاده شد (Wheeler et al., 2001). باید توجه داشت که اکسید آهن مورد نیاز برای این دیاگرام به‌صورت Fe2O3* است؛ در صورتی که آنالیز میکروپروب میزان FeO* را داده است. برای به‌دست آوردن Fe2O3* از روش Miyashiro (1975) استفاده شد. علت مورد توجه قرار گرفتنFe2O3* در این دیاگرام این است که میزان قابلیت جایگیری Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال ساختار پرهنیت‌ها بسیار متفاوت است. درصد مولی Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال به‌صورت Fe3+/(Fe3++AlVI) نشان داده می‌شود که مقدار آن برای محیط‌های هیدروترمالی از 0 تا 6/0 تغییر می‌کند (Bird et al., 1984). بررسی‌ها نشان می‌دهد که علت این ﻣﺴﺄله رابطه‌ای است که بین میزان قرارگیری Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال با درجه حرارت وجود دارد. این رابطه، یک رابطة عکس است؛ یعنی هر چه درجه حرارت تشکیل پرهنیت کمتر باشد، فرصت برای جایگیری Fe3+ در موقعیت اکتاهدرال بالاتر می‌رود و بر عکس آن، هر چه درجه حرارت بیشتر باشد، این فرصت برای Fe3+ کمتر می‌شود.

 

 

 

 

شکل 5- A) نمایش بافت پورفیری در بازالت (XPL)،‌ B) کانی‌های پرهنیت با ماکل پاپیونی (XPL)، C) مزولیت‌های شعاعی (XPL)، D) قرار گرفتن دو نوع کوارتز ریز و درشت در کنار هم (XPL)، E) کلسیت شکل‌دار با دو رخ کاملاً مشخص و متقاطع (XPL)، F) کلسیت رگه‌ای (XPL)، G) الیوین در اکثر قسمت‌ها بخصوص در حواشی و داخل شکاف‌ها به کلریت تبدیل شده است (XPL)، H) سوسوریتی شدن پلاژیوکلاز بازیک (XPL)

 

 

 

زئولیت‌های موجود در منطقه در دستة زئولیت‌های رشته‌ای قرار می‌گیرند (شکل 5- C) (Gottardi and Galli, 1985). در دیاگرام Log aNa+-Log aCa2+(شکل 7) شرایط پایداری سه زئولیت رشته‌ای اسکولسیت، مزولیت و ناترولیت به کمک لگاریتم میزان Na و Ca تعیین شده است. این کار تحت شرایط آزمایشگاهی (T= 298.15°K و P= 1Kbar) انجام شده است (Johnson et al., 1983).نتایج آنالیز میکروپروب در این دیاگرام، زئولیت نوع مزولیت را تایید می‌کند. انجام آنالیز پراش پرتوی ایکس (XRD) بر روی کانی‌های هیدروترمالیT وجود زئولیت‌های نوع اسکولسیت و لومونتیت را هم به مقدار کمتر نشان داده است.

در بعضی از نمونه‌ها کوارتزهای ریز حاشیة رگه‌ها و حفره‌ها در کنار کوارتزهای درشت داخل رگه‌ها و حفره‌ها قرار گرفته‌اند (شکل 5- D). علت این ﻣﺴﺄله احتمالا به یکی از دو علت زیر است:

(1) احتمال دارد که در زمان تشکیل این کانی در داخل رگه‌ها و حفره‌ها دمای سیال بالا بوده است و کوارتزها درشت شده‌اند. پس شرایط فیزیکوشیمیایی تغییر کرده، حرارت کم شده است و کوارتزهای ریز در حاشیة رگه‌ها و حفره‌ها ایجاد شده‌اند.

(2) احتمالاً پرشدگی متقارن در رگه‌ها و حفره‌ها رخ داده؛ یعنی لایه‌های مختلف در زمان‌های متفاوت ایجاد شده‌ و حالت کنگرسیونی و بافت روکشی (Overgrowth texture) را ایجاد کرده‌اند.

طبق مشاهدات صحرایی و مطالعات میکروسکوپی می‌توان گفت که در منطقة مورد مطالعه کلسیت هم به‌صورت پر کنندة حفره‌ها (شکل 5- E) و هم به‌صورت رگه‌ای و رگچه‌ای دیده می‌شود (شکل 5- F). کلسیت پر کنندة حفره‌ها، همان کلسیتی است که در پایان و پس از تشکیل پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت و کوارتز ایجاد شده است، ولی کلسیتی که به‌صورت رگه‌ای و رگچه‌ای است، دیگر کانی‌های هیدروترمالی را قطع کرده و پس از کلسیت پر کنندة حفره‌ها به‌وجود آمده است. برای اثبات وجود مالاکیت و آزوریت از آنالیز EDS استفاده شد.

 

 

شکل 6- نمایش موقعیت ترکیبی پرهنیت‌ها در دیاگرام Al2O3-CaO-Fe2O3* (Wheeler et al., 2001).

 

 

شکل 7- دیاگرام Log aNa+-Log aCa2+ برای تعیین میدان پایداری سه زئولیت رشته‌ای اسکولسیت، مزولیت و ناترولیت (Johnson et al., 1983)

الیوین‌های موجود در بازالت‌های منطقه تماماً کلریتی شده‌اند (شکل G5). نمونه‌ای از این کلریت‌ها مورد آنالیز الکترون میکروپروب قرار گرفت (جدول‌ 1) که از نوع برونسویگایت (Brunsvigite) است (Deer et al., 1992).

هجوم سیالات هیدروترمال بر کلینوپیروکسن‌های موجود در بازالت‌های منطقه نیر اثر کرده و آنها را در برخی موارد به آمفیبول تبدیل کرده است. همان‌طور که از نتایج آنالیز الکترون میکروپروب مربوط به سه کانی آمفیبول معلوم است (جدول‌ 1) آمفیبول‌های ثانویة موجود در منطقه در دستة کلی آمفیبول‌های کلسیک قرار گرفته، از نوع فرواکتینولیت هستند (Leake et al., 1997). پلاژیوکلازهای بازیک موجود در نمونه‌های منطقه در بعضی جاها به سوسوریت تبدیل شده (شکل 5- H) که سبب پیدایش کانی‌های ثانویة کلسیت و ندرتا اپیدوت و آلبیت شده‌اند.

با توجه به مطالعات صحرایی، کانی‌شناسی و نتایج حاصل از آنالیزهای الکترون میکروپروب و XRD می‌توان به ترتیب فراوانی کانی‌های مربوط به دگرگونی هیدروترمال تشکیل شده در درز و شکاف‌ها پی برد که به ترتیب عبارتند از: پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت، مالاکیت و آزوریت و لومونتیت. با استفاده از مطالعة شیمی این کانی‌ها و ترتیب فراوانی آنها می‌توان گفت که سیال موجود در منطقه از یون‌های Ca، Si، Al و OH غنی بوده و یون‌های Fe، Na، K، Mn و Cu را در حد کم داشته است.

 

شرایط تشکیل کانی‌های موجود در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها

از جمله عواملی که در ایجاد کانی‌های مربوط به دگرگونی هیدروترمال در منطقه اثر داشته، حرارت، فشار، pH و CO2 سیال است. سیال به کمک حرارت محیط، عاملی موثر در ناپایداری کانی‌های اولیة سنگ‌های ماگمایی به‌وجود آورده و نقل و انتقال یون‌ها را سرعت بخشیده است این امر که به پیدایش کانی‌های جدید منجر شده است. اکنون با توجه به تشکیل این مجموعه کانی‌های دگرگونی هیدروترمال می‌توان گفت که حرارت حاکم بر سیال دگرسان کنندة منطقه در حد 150 تا 350 درجة سانتی‌گراد است.

فشار سیال از عوامل دیگر ایجاد دگرگونی هیدروترمال است. وفور کانی‌های آبدار در اکثر سنگ‌هایی که تحت‌ﺗﺄثیر این نوع دگرگونی قرار گرفته‌اند، تاییدی بر تاثیر مهم فشار سیال در دگرگونی هیدروترمال موجود در منطقه است که با توجه به شرایط ترمودینامیکی حاکم بر تشکیل کانی‌های دگرگونی و نبود کانی‌های فشار بالا (از قبیل ژادئیت، گلوکوفان، آراگونیت و لاوسونیت) فشار حاکم بر محیط زایش دگرگونی فوق کمتر از 3 کیلوبار است.

اصولاً کانی‌ها و کانسارهای مس‌دار (نظیر مالاکیت و آزوریت در منطقة مورد بررسی) می‌توانند در شرایط فشار و حرارت مربوط به دگرگونی درجة بسیار ضعیف در کنار کانی‌های کالک‌سیلیکاته (نظیر: پرهنیت، پومپله‌ایت، لومونتیت و غیره) و به عنوان یک کانی مشخصة دگرگونی درجة بسیار ضعیف تشکیل شوند (Morales et al., 2005). این محققان درجه حرارت 200-280 درجة سانتی‌گراد و فشار 2-3 کیلوبار را برای آنها تعیین کرده‌اند که رخساره پرهنیت-پومپله‌ایت را نشان می‌دهد.

از جمله عوامل دیگر که در تشکیل کانی‌های دگرگونی در منطقه تاثیر دارد، میزان CO2 موجود در سیال و pH آن است. چنین به نظر می‌رسد که مسالة تجزیه شدن کانی‌ها به نوع محلول هیدروترمال و به pH محلول بر می‌گردد که اگر اسیدی باشد، بیشتر روی پیروکسن‌ها، اگر قلیایی باشد بیشتر روی پلاژیوکلازها (خصوصاً پلاژیوکلازهای بازیک) و در صورت خنثی بودن روی کل کانی‌ها اثر می‌گذارد. بنابراین، فهمیدن نوع محلول هیدروترمال از نظر شناخت روند دگرگونی مهم است. در نمونه‌های منطقه به‌علت تجزیة بیشتر پلاژیوکلازها و الیوین‌ها و تجزیة کمتر کلینوپیروکسن‌ها به نظر می‌رسد که pH محلول خنثی تا اندکی قلیایی باشد. بسیار کم پیش می‌آید که پرهنیت و کلسیت با هم تشکیل شوند و اگر این دو در یک سنگ مشاهده شدند حتما در زمان‌های متفاوتی به‌وجود آمده‌اند. معمولا در محیطی که پرهنیت تشکیل می‌شود، باید میزان CO2 کم (aCO2<0.01moles) و pH سیال خنثی تا اندکی قلیایی باشد (Liou, 1981). جایی که میزان CO2 بالا رود (aCO2>0.01moles) پرهنیت تشکیل نمی‌شود و اگر میزان Ca مناسب باشد، کلسیت به‌وجود می‌آید. با توجه به پایین بودن میزان کلسیت در منطقه معلوم می‌شود که این شرایط در یک زمان کوتاهی در سیال به‌وجود آمده است.

زئولیتی شدن نیز در دمای پایین و pH خنثی توسط محلول‌های گرمابی اتفاق می‌افتد. pH خنثی در سنگ‌های آذرین موجب جابه‌جایی و تمرکز Na، K و Ca در نقاط خاصی شده که باعث تشکیل کانی‌های خانوادة زئولیت می‌شود. شیمی سیال مدام در حال تغییر بوده، همین امر باعث تشکیل کانی‌های مختلف در درز و شکاف‌ها در زمان‌های مختلف شده است، ولی در کل این کانی‌ها تحت شرایط CO2 پایین و pH خنثی تا اندکی قلیایی (7 و کمی بالاتر از آن) تشکیل شده‌اند.

 

بحث

با توجه به ترتیب تشکیل کانی‌های دگرگونی (پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت، کوارتز و کلسیت) معلوم می‌شود که در ابتدا میزان Ca، Si و Al سیال بالا بوده و شرایط pH، CO2، درجه حرارت و فشار نیز برای تشکیل پرهنیت مناسب بوده است (pH خنثی تا اندکی قلیایی، CO2 پایین و درجه حرارت و فشار در حد رخسارة پرهنیت-پومپله‌ایت). در همین شرایط با افزایش مقداری Cu به سیال، مالاکیت و آزوریت تشکیل شده است. با گذشت زمان از میزان فشار و حرارت سیال کاسته شده، تا اندازه‌ای Na آن بالا می‌رود (pH سیال به طرف حد خنثی رفته و CO2 آن کمتر می‌شود) که در این شرایط کانی‌های زئولیتی (اسکولسیت و مزولیت) همراه با کوارتز تشکیل می‌شوند (رخسارة زئولیتی).

در مرحلة بعد با کمتر شدن مقدار Na سیال، کمی pH و CO2 آن بالاتر رفته و مقداری از پرهنیت‌ها و کوارتزهای تشکیل شده از مراحل قبلی به لومونتیت و کلسیت طبق فرمول زیر تبدیل می‌شوند (شکل 8) (Houghton, 1982):

Prehnite + Quartz + Fluid→Laumontite + Calcite

Ca2 Al [(Si3AlO10)]+SiO2+3H2O+CO2 → Ca (Si4Al2O12).4H2O+CaCO3

 

 

شکل 8- دیاگرامی شماتیک برای بررسی پاراژنز کانی‌های هیدروترمالی موجود در متابازیت‌های منطقه (برگرفته از Houghton, 1982، با اندکی تغییرات)

 

شاید بتوان در این مرحله از زیر رخسارة لومونتیت نام برد (Coombs et al., 1959). اصولاً برای تشکیل پومپله‌ایت فشار و حرارت بالاتری در سیالات مورد نیاز است که به علت نبود این شرایط، پومپله‌ایت تشکیل نشده است.

برای درک بهتر مباحث گفته شده در بالا می‌توان از شکل 9 استفاده کرد. این شکل دیاگرام فشار-حرارتی را نشان می‌دهد که خطوط پررنگ محدوده‌های پایداری و خطوط نقطه‌چین روابط بین زئولیت‌های کلسیم‌دار (استیلبیت: Stb، لومونتیت: Lmt، هولاندیت: Hul، وایراکیت: Wk) را در حضور فراوان کوارتز و سیال و در شبکة پتروژنتیک NCMASH (Na2O-CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O) تعیین می‌کند (Liou et al., 1991; Frey et al., 1991). پیکان نقطه‌چین جهت گرادیان حرارتی را نشان می‌دهد. محدودة خاکستری سمت چپ میدان پایداری پرهنیت، محدودة خاکستری روشن سمت راست میدان پایداری اپیدوت و محدودة خاکستری تیره‌تر؛ یعنی جایی که این دو با هم همپوشانی دارند، محدودة پایداری پرهنیت+اپیدوت را نشان می‌دهد.

با توجه به این نکات می‌توان گفت که این شبکة پتروژنتیک حرارت حدود °C260-180 برای ظهور لومونتیت، °C280-200 برای ظهور پرهنیت و بالاتر از °C250 را برای ظهور اپیدوت نشان می‌دهد.

طبق مطالعاتی که Frey و همکاران (1991) بر روی این شبکة پتروژنتیک انجام داده، معلوم شده است که کانی‌های مزولیت و اسکولسیت در حرارت °C180-100 و کلریت در حرارت °C270-250 تشکیل می‌شود.

 

 

 

شکل 9- دیاگرام فشار-حرارت برای نمایش محدوده‌های پایداری و روابط بین زئولیت‌های کلسیم‌دار در شبکة پتروژنتیک NCMASH (Na2O-CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O) (Frey et al., 1991 and Liou et al., 1991).

 

 

معمولاً در محیط‌هایی که دگرگونی درجة بسیار ضعیف اتفاق می‌افتد، عمق نفوذ سیال چندان زیاد نیست. این نشان می‌دهد که سیال در این محیط‌ها بیشتر ﻣﻨﺸﺄ سطحی داشته و از اعماق زمین بیرون نیامده است. به نظر می‌رسد که در این منطقه، یک نوع دگرگونی ناحیه‌ای در مقیاس کوچک اتفاق افتاده است. به‌طور کلی، گسترش و شدت آلتراسیون به حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی بستگی دارد. در منطقة مورد مطالعه به‌علت کم بودن حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی، شدت دگرسانی بالا نیست.

 

نتیجه‌گیری

دگرگونی بسیار ضعیف رخ داده بر بازالت‌های ائوسن منطقه از نوع گرمابی (هیدروترمال) بوده، تغییرات به‌وجود آمده در آن در حد تغییرات کانی‌شناسی است. بر اثر این دگرگونی متابازیت‌های بسیار ضعیف در منطقه ایجاد شده است.

کانی‌های ایجاد شده در درز و شکاف‌های متابازیت‌ها به ترتیب عبارتند از: پرهنیت، مالاکیت و آزوریت، زئولیت (مزولیت و اسکولسیت)، کوارتز و کلسیت. انجام آنالیز XRD وجود کانی لومونتیت را اثبات کرد. کانی‌های کلریت (برونسویگایت)، آمفیبول (فرواکتینولیت) و سوسوریت نیز به‌صورت ثانویه در متن سنگ اصلی به‌وجود آمده‌اند. در منطقة مورد مطالعه دو سری پرهنیت مشاهده می‌شود: یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس قوی‌تر و یک سری دارای برجستگی و رنگ اینترفرانس ضعیف‌تر هستند. این مساله به تفاوت درجه حرارت تشکیل این دو نوع پرهنیت و در نتیجه به متفاوت بودن میزان Fe3+ در ساختار آنها بر می‌گردد. ترتیب فراوانی کانی‌های دگرگونی در منطقه به‌ این صورت است: پرهنیت، زئولیت، کوارتز، کلسیت، مالاکیت و آزوریت و لومونتیت.

با استفاده از شیمی کانی‌های هیدروترمالی و ترتیب فراوانی آنها می‌توان گفت که سیال موجود در منطقه از یون‌های Ca، Si، Al و OH غنی بوده و یون‌های Fe، Na، K، Mn و Cu را در حد کم داشته است.

انجام مطالعات پتروگرافی و شیمی کانی‌ها و بررسی پاراژنز کانی‌ها نشان می‌دهد که سیال دگرسان کنندة منطقه در pH خنثی تا اندکی قلیایی (7 و کمی بالاتر از آن)، CO2 پایین (aCO2<0.01moles)، حرارت بین 150 تا 350 درجة سانتی‌گراد و فشار کمتر از 3 کیلوبار عمل کرده است. مطالعات نشان می‌دهد که رخساره‌های به‌وجود آمده در منطقه شامل رخسارة پرهنیت-پومپله‌ایت، رخسارة زئولیت و زیر رخسارة لومونتیت می‌شود.

در منطقة مورد مطالعه به‌علت کم بودن حجم محلول‌های ماگمایی و گرمابی، شدت دگرسانی بالا نیست.

 

امینی، ب. و امینی چهرق، م. ر. (1380) نقشة زمین‌شناسی 100،000/1 کجان. سازمان زمین‌شناسی کشور.

درویش زاده، ع. (1382) زمین‌شناسی ایران. انتشارات امیرکبیر، تهران.

عمیدی، م. و امامی، م. ه. (1361) بررسی دگرگونی حرارتی در رخسارة زئولیت و شیست سبز موجود در سنگ‌های آذرین ترسیر ایران و جایگزینی ژئودینامیکی آن. سازمان زمین‌شناسی کشور.

منصوری، م. (1377) بررسی زمین‌شناسی و پترولوژی توده‌های نفوذی گجد. پایان‌نامة کارشناسی ارشد پترولوژی، دانشگاه اصفهان، اصفهان.

Bird, D. K., Schiffman, P., Elders, W. A., Williams, A. E. and McDowell, S. D. (1984) Calc-silicate mineralization in active geothermal systems. Economic Geology 79: 95-671.

Coombs, D. S., Ellis, A. J., Fyfe, W. S. and Taylor, A. M. (1959) The zeolite facies, with comments on the interpretation of hydrothermal synthesis. Geochemistry Cosmochemistry Acta 17: 53-107.

Coombs, D. S., Horodyski, R. J. and Naylor, K. S. (1970) Occurrences of prehnite-pumpellyite facieses metamorphism in northern Maine. American Journal of Science 268: 142-156.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals, Longman Scientific and Technical.

Frey, M. (1987) Low temperature metamorphism. Blackie, Glasgow and London, Published in the USA by Chapman and Hall New York.

Frey, M., De Capitani, C. and Liou, J. G (1991) A new petrogenetic grid for low-grade metabasites. Journal of Metamorphic Geology 9: 497-509.

Gottardi, G. and Galli, E. (1985) Natural zeolites. Springer–Verlag, Berlin, Germany.

Houghton, B. F. (1982) Low-grade metamorphism of the Takitimu Group, Western Southland, New Zealand. Journal of Geology Geophysics 25: 1-19.

Iwao, S. and Hushmandzadeh, A. (1971) Stratigraphy and petrology of the low-grade regionally metamorphosed rocks of the Eocene Formation in The Alborz range, north of Tehran, Iran. Japan Journal associated to Mineralogy, Petrology and Economic Geology 65(6): 265-285.

Johnson, G. K., Flowto, H. E. and O,hare, P. A. G. (1983) Thermodynamic studies of zeolites: natrolite, mesolite and scolecite. American Mineralogist 68: 1134-1145.

Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E. S. and Birch, W. D. (1997) Nomenclature of amphiboles, Report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. Contributions to Mineralogy and Petrology 35: 219-237.

Liou, J. G. (1981) Recent high CO2 activity and Cenozoic progressive metamorphism in Taiwan. Geology Society China Memoir 4: 451-501.

Liou, J. G., De Capitani, C. and Frey, M. (1991) Zeolite equilibria in the system CaAl2Si2O8-NaAlSi3O8-SiO2-H2O, Journal of Geology and Geophysics 34: 293-301.

Miyashiro, A. (1975) Classification, characteristics and origin of ophiolites. Geology 83: 249-281.

Morales, S., Belmar, M., Morata, D., Carrillo, J., Hasler, K., Aguirre, L. and Fenoll, P. (2005) Relationships between very low-grade metamorphism and Cu-stratabound ore deposits in the Coastal Range of central Chile. 6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG, Barcelona).

Wheeler, R. S., Browne, P. R. L. and Rodgers, K. A. (2001) Iron-rich and iron-poor prehnites from the Way Linggo epithermal Au-Ag deposit, Southwest Sumatra, and the Heber geothermal field. California Mineralogical Magazine 65:397-406.