تغییرات عناصر و ﻣﻨﺸﺄ سیالات در دگرسانی‌های گرمابی گرانیتویید آستانه اراک

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

2 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شیراز، شیراز، ایران

چکیده

گسترش دگرسانی در گرانیتویید آستانه به تشکیل هفت پهنة دگرسانی مجزا در این توده منجر شده است. در منطقه مورد مطالعه دگرسانی‌های فیلیک و سیلیسی از گسترش درخور توجهی برخوردار هستند. در طی دگرسانی فیلیک غنی‌شدگی از La بیشتر از سایر عناصر نادر خاکی بوده که می‌تواند به‌دلیل تشکیل کانی سریسیت باشد. غنی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سبک در دگرسانی پروپیلیتیک بیشتر از نمونه غیر دگرسان بوده که ناشی از تثبیت این عناصر در کانی‌های ثانویه است. الگوی به‌هنجار سازی در دگرسانی آرژیلیک بیانگر تهی‌شدگی قابل ملاحظه از عناصر نادر خاکی در طی فرآیند دگرسانی است. نسبت Eu/Eu* در نمونه‌های دگرسان شده پایین‌تر از یک بوده، در مقایسه با نمونه دگرسان نشده دارای آنومالی مثبت است. به‌طور کلی الگوی به‌هنجارسازی به کندریت بیانگر مشابهت در روند عناصر در نمونه‌های دگرسان و سنگ اولیه است. نتایج حاصل از مطالعة ایزوتوپ‌های پایدار δO18، δD در رابطه با ﻣﻨﺸﺄ سیالات در دگرسانی‌های سیلیسی و فیلیک، بیانگر هم‌پوشانی آب‌های ماگمایی-دگرگونی است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Elements variations and the origin of fluids during the hydrothermal alterations in the Astaneh-Arak granitoid

نویسندگان [English]

  • Rahimeh Mikaili 1
  • Moussa Kalimi Noghreyan 1
  • Mohammad Ali Mackizadeh 1
  • Batoul Taghipour 2
چکیده [English]

Seven distinct hydrothermal alteration zones developed within the Astaneh granitoid. The phyllic and silicic alterations have a wide extension in the study area. In the phyllic alteration, La in comparison to other REE's, is much more enriched which may be the result of sericite formation. The enrichment of LREE in the propylitic alteration, due to their accommodation in secondary minerals, is more than that of unaltered sample. The REE normalized pattern in the argillic alteration shows a considerable leaching of REE during the alteration process. The Eu/Eu* ratio in the altered samples is less than one and in comparison to unaltered sample displays positive anomaly. Generally, the chondrite normalized pattern in altered and unaltered sample is similar. The stable isotopes, δO18 and δD, data indicate that magmatic-metamorphic waters were responsible for fluids involved in phyllic and silicic alterations.

کلیدواژه‌ها [English]

  • granitoid
  • Astaneh
  • Hydrothermal
  • Stable isotope
  • Element mobility

مقدمه

توده گرانیتوییدی آستانه به‌عنوان بخشی از پهنة سنندج_سیرجان شمالی، در 5 کیلومتری جنوب شهرستان شازند واقع شده است (درویش‌زاده، 1382). از لحاظ موقعیت جغرافیایی این توده در بین طول‌های جغرافیایی ˝30 ́17 ˚49 تا ́22˚49 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ˝30́ 46 ˚33 تا ́54˚33 شمالی قرار گرفته است (سهندی و همکاران، 1385) (شکل 1). گرانیتویید آستانه کم و بیش دارای وسعت زیاد، با امتداد شمال‌غرب-جنوب شرقی، موازی با روند زون سنندج سیرجان است. اولین فاز ماگماتیسم گرانیتی رخداده در منطقه مربوط به قبل از کرتاسه بوده، در طی دگرگونی به گنیس چشمی تبدیل شده است. دومین فاز ماگمایی گسترده در منطقه مربوط به بعد از ژوراسیک بوده، ترکیب سنگ‌ها از گرانیت تا گرانودیوریت تغییر می‌کند (رادفر، 1366).

جوان‌ترین سنگ‌های رسوبی منطقه مربوط به تریاس فوقانی _ ژوراسیک هستند و در اثر فرآیند دگرگونی ناحیه‌‌ای به تشکیل اسلیت، فیلیت و شیست‌های لکه‌دار منجر شده‌اند (رشیدمقدم، 1386). دگرگونی ناحیه‌ای رخداده در منطقه در حد رخساره شیست سبز و زیر رخساره بیوتیت است، همچنین، دگرگونی مجاورتی در طی نفوذ توده گرانیتوییدی در منطقه تشکیل شده است. ﺗﺄثیر سیالات ماگمایی - گرمابی به ایجاد دگرسانی در تودة نفوذی منجر شده و تغییراتی را در ترکیب کانی‌شناسی و ژئوشیمی سنگ‌های منطقه ایحاد کرده‌اند (میکاییلی، 1388). فرآیند دگرسانی در تودة مذکور از گسترش درخور توجهی برخوردار است که ضرورت مطالعه این فرآیند را ایجاب می‌کند.

 

 

 

شکل 1- نقشه ساده شده زمین‌شناسی منطقه بر گرفته از نقشه1:100000 شازند به‌همراه موقعیت جغرافیایی دگرسانی‌های رخ داده در توده گرانیتوییدی (سهندی و همکاران، 1385)

 

 

روش انجام پژوهش

به‌منظور شناسایی پهنه‌های دگرسانی موجود در منطقه، مطالعات کانی‌شناسی توسط میکروسکوپ المپوس مدل BH2 و آنالیز XRD در دانشگاه اصفهان صورت گرفته است. برای تعیین ﻣﻨﺸﺄ سیالات تعداد 5 نمونه از رگه‌های وابسته به دگرسانی‌های موجود در منطقه نمونه برداری شد و برای انجام مطالعات ایزوتوپ اکسی‍ژن به مرکز تحقیقات ESIC آلمان ارسال شد. به‌منظور تعیین ایزوتوپ اکسیژن، از کانی‌های سیلیکاته از روش‌های Clayton و Mayeda (1963) و Borthewick و Harmon (1982) استفاده شده است. به‌منظور بررسی ژئوشیمی دگرسانی‌های گرمابی 6 نمونه برای آنالیز ICP-MS به کانادا ارسال شد و آنالیز‌ها توسط شرکت Als chemex انجام شد.  به‌منظور تفکیک آهن 2 و 3 از یکدیگر از روش LeMaitre و همکاران (1989) استفاده شده است. نتایج حاصل از آنالیز‌های مذکور توسط نرم‌افزارهای Corel Draw X3 (©2007)، Excel، Adobe Photoshop CS2 و Minpet 2.02 مورد پردازش قرار گرفتند.

 

پتروگرافی

توده تفوذی دارای ترکیب کلی گرانیت تا گرانودیوریت بوده، از تنوع کانی‌شناسی چندانی برخوردار نیست، کوارتز، پلاژیوکلاز، فلدسپار آلکالن، آمفیبول و بیوتیت از کانی‌های غالب در گرانیت دگرسان نشده هستند. توده نفوذی آستانه متحمل رخداد دگرسانی شده (شکل 2- A)، این فرآیند همراه با ﺗﺄثیر سیالات غنی از سیلیس بوده، به تشکیل رگه‌های سیلیسی بر روی توده نفوذی منجر شده است (شکل 2- B). نبود گسترش فرآیند دگرسانی در واحدهای بیوتیت گرانیت و مونزوگرانیت می‌تواند مربوط به کمبود سیالات غنی از سیلیس ناشی از تفریق ماگما و نبود ﺗﺄثیر سیالات ناشی از فرآیند دگرگونی بر روی این واحدهای سنگی باشد. رخداد دگرسانی به دگرسان شدن کانی‌های اولیه و تشکیل کانی‌های ثانویة اپیدوت، سریسیت، کلریت، پرهنیت، اسفن، کانی‌های رسی و اپاک منجر شده است (میکاییلی و همکاران، 1389). فراوانی هر یک از کانی‌های ثانویه به تشکیل یک پهنه دگرسانی خاص شده است، پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول از کانی‌هایی هستند که شدیداً متحمل فرآیند دگرسانی منجر شده‌اند (شکل‌های 2- E، D و C). در طی مطالعات صورت گرفته بر روی توده گرانیتوییدی هفت پهنه دگرسانی شناسایی شده است که عبارتند از: دگرسانی‌های فیلیک، پروپیلیتک، آرژیلیک حدواسط، متاسوماتیسم بر، سیلیسی، آلبیتی و کلریتی (شکل 2). از میان دگرسانی‌های مذکور دگرسانی‌های فیلیک و سیلیسی از گسترش چشم‌گیری برخوردار هستند (شکل 2- C). لازم به ذکر است که علی‌رغم وسعت درخور توجه رخداد فرآیند دگرسانی در منطقه، مطالعات صحرایی و پتروگرافی صورت گرفته بر روی پهنه‌های مذکور بیانگر یکنواختی کانی‌شناسی در نمونه‌های مربوط به هر پهنه بوده، بر این اساس، نتایج حاصل از یک نمونه دگرسان به احتمال زیاد می‌تواند بیانگر ویژگی‌های یک پهنه دگرسانی باشد. دگرسانی سریسیتی در حوالی کوه شیرمزد از گسترش درخور توجهی برخوردار است (شکل 1)، این دگرسانی در منطقه به‌صورت انتخابی رخ داده و کانی‌های فلدسپار موجود به‌طور انتخابی توسط کانی سریسیت جایگزین شده‌اند از سویی دیگر با توجه به تکتونیک فعال حاکم بر منطقه و دگرشکلی‌های موجود در کانی‌های اولیه از جمله کانی پلاژیوکلاز و تشکیل سریسیت از این کانی را می‌توان به دینامیک فعال در طی فرآیند دگرسانی نسبت داد (Conti et al., 1998). ظاهر توده نفوذی در طی دگرسانی پروپیلیتیک، سبز رنگ شده است. این رنگ به‌دلیل کانی‌های ویژه این پهنه به‌ویژه کلریت و اپیدوت است. از ویژگی‌های بافتی این پهنه، هم‌رشدی کوارتز با اپیدوت است که به تشکیل بافت شانه‌ای منجر شده است. با توجه به گسترش کلریتی شدن در کانی‌های بیوتیت و آمفیبول، این فرآیند را می‌توان به‌عنوان یک دگرسانی مجزا در منطقه به‌حساب آورد. آلبیتی شدن نیز به‌عنوان یک دگرسانی از زیر مجموعه دگرسانی پروپیلیتیک است که در منطقه دیده می‌شود.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- A) برونزد گرانیت‌های دگرسان شده، B) رگه‌های کوارتزی وابسته به دگرسانی فیلیک، C) تشکیل کانی سریست از دگرسانی کانی فلدسپار آلکالن، D) تشکیل کانی ثانویه اپیدوت از تجزیه کانی پلاژیوکلاز، E) کائولینیتی شدن فلدسپار آلکالن در دگرسانی آرژیلیک

 

 

 

 

از کانی‌های شاخص دگرسانی آرژیلیک موجود در منطقه، ایلیت، کائولینیت و کلریت است که حضور آن‌ها توسط آنالیز XRD نیز تایید شده است، این دگرسانی در حد متوسط بوده، هیچ یک از کانی‌های شاخص آرژیلیک پیشرفته در مطالعات میکروسکوپی و آنالیزهای صورت گرفته تشخیص داده نشد. در طی رخداد دگرسانی سیلیسی کانی‌شناسی اولیه سنگ از بین رفته و کوارتز به‌صورت فراگیر جانشین همه کانی‌های اولیه شده است و در پاره‌ای از موارد آثاری از کانی‌های اولیه به‌صورت شبحی در کانی کوارتز اولیه برجای مانده است. متاسوماتیسم بر در مراحل انت‌هایی دگرسانی رخ داده و ظاهری سفید با تجمعات سیاه رنگ در توده نفوذی ایجاد کرده، کانی تورمالین در این دگرسانی اغلب جایگزین کانی پلاژیوکلاز و در پاره‌ای از موارد جانشین کانی ثانویه سریسیت نیز شده است (میکاییلی و همکاران، 1389). سیلیس برجای مانده در طی جانشینی تورمالین به تشکیل رگه‌های کوارتز - تورمالین منجر شده است. رخداد واحدهای گرانیت آپلیتی تورمالین‌دار می‌تواند وابسته به متاسوماتیسم بر و مراحل نهایی تفریق ماگمایی و غنی‌شدگی سیالات از عنصر بر باشد.

 

ژئوشیمی

به‌دلیل رخداد دگرسانی در منطقه، علاوه بر مطالعات کانی‌شناسی و شناسایی پهنه‌های دگرسانی، این پهنه‌ها از لحاظ تغییرات و تحرک عناصر نیز مورد مطالعه قرار گرفته شده‌اند. مطالعات ژئوشیمیایی سنگ کل می‌تواند در درک تغییرات سنگ اولیه در طی دگرسانی و اینکه فرآیند دگرسانی چه ﺗﺄثیری بر روی تحرک عناصر اصلی و عناصر نادر خاکی داشته است مورد استفاده قرار گیرد.

به‌منظور تعیین تغییرات رخ داده در سنگ اولیه در طی دگرسانی و بررسی تحرک عناصر راه کارهای گوناگونی ارائه شده است که اغلب این راه‌کارها بر پایه تغییرات جرم بنا شده‌اند، از جمله این موارد می‌توان به دو روش زیر اشاره نمود:

(1) روش عناصر بی تحرک که توسط Maclean (1990 و 1993) ارائه شده و بر اساس یک عنصر غیر متحرک مانند اکسید آلومینیم استوار است و بر اساس مجموعه‌ای از معادلات به محاسبات تغییرات جرم پرداخته می‌شود.

(2) روش ایزوکن (Grant, 1986) که در این روش تغییرات جرم بر اساس گراف ایزوکن محاسبه می‌شود. اساس این روش ترسیم خط یا گراف ایزوکن است، ایزوکن خطی است که توسط آن نمونه‌هایی را که در طی دگرسانی، جرم به‌دست آورده‌اند از نمونه‌هایی که جرم از دست داده‌اند تفکیک می‌کند. شیب خط ایزوکن به‌عنوان تغییرات جرم در طی دگرسانی تعریف می‌شود و انحراف نمونه‌ها به‌عنوان تغییرات غلظت به‌حساب می‌آید.

در مطالعات پیشین از جمله در روش های Maclean (1993) و Gresens (1974) فرض بر این است که عناصری مانند آلومینیم یا تیتان در طی دگرسانی غیر متحرک هستند و بنابراین، می‌توان بیان کرد که هیچ تغییر حجمی رخ نداده است. Grant (1986)‌ به‌منظور تعیین تغییرات جرمی رخ داده در طی دگرسانی سه رابطه را ارائه کرده است که هر یک با پیش فرض ویژه‌ای به‌کار گرفته می‌شود: رابطه اول بر اساس نبود تحرک اکسید آلومینیم، رابطه دوم بر اساس نبود تغییرات جرم و رابطه سوم بر فرض ثابت بودن حجم در طی ﺗﺄثیر دگرسانی ارائه شده‌اند:

1. (∆Ci/Ci)=(COAl2O3/CAl2O3) (CAi/COi) -1,

2. (∆Ci/Ci)=(CAi/COi) -1,

3. (∆Ci/Ci)=(PA/PO) (CAi/COi) -1

در این پژوهش از رابطه سوم استفاده شده است و پارامترها به شرح زیر هستند: PA میزان چگالی در سنگ دگرسان و PO چگالی در سنگ سالم است، شایان ذکر است که چگالی مذکور ظاهری بوده، عبارت است از وزن واحد حجم، که برای این امر نمونة سنگ مربوطه را در آب شناور کرده، حجم سنگ با در نظر گرفتن حجم جابه‌جایی آب مشخص می‌شود. همچنین، CAi غلظت اکسید یا عنصر A در سنگ دگرسان و COi غلظت عنصر یا اکسید A در سنگ سالم است. با توجه به معادله CA = (PO/PA) COکه بر اساس چگالی استوار است، ابتدا خط ایزوکن برای دگرسانی‌های مختلف ترسیم و سپس تغییرات جرم برای پهنه‌های مختلف محاسبه شده است.

 

رفتار عناصر نادر خاکی در طی دگرسانی (REE)

عناصر نادر خاکی در طبیعت کم نیستند، در گذشته تصور بر این بود که این عناصر غیر متحرک هستند و طی فرآیند‌های دگرسانی دچار فروشست نمی‌شوند. ولی مطالعات بر روی سیالات هیدروترمال و سنگ‌های دگرسان شده بیانگر این است که این عناصر متحرک هستند. عناصر نادر خاکی از نظر درجه تحرک متفاوت بوده، تحرک آن‌ها توسط عوامل گوناگونی کنترل می‌شود، این عوامل عبارت هستند از: pH، Eh، دما و لیگاندهای در دسترس که از بین موارد ذکر شده ﺗﺄثیر pH بیشتر از سایر موارد است، زیرا زمانی که pH محیط پایین باشد عناصر نادر خاکی گونه‌های پایداری را تشکیل می‌دهند (Michard, 1989).

بسیاری از کانی‌های فرعی میزبان REE‌ها هستند و تنها بخش کوچکی از REE‌ها در کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده سنگ‌ها وجود دارند. کانی‌های اصلی سنگ‌های گرانیتی حاوی 24 - 28 درصد کل REE‌ها هستند. بر طبق نظر Alderton و همکاران (1980) به‌دست آمدن یا از دست رفتن REE‌ها در طی دگرسانی توسط فاکتورهای زیر کنترل می‌شود:

(1) تمرکز REE‌ها در کانی‌های واکنش‌دهنده؛ (2) پایداری نسبی کانی‌ها در برابر سیال؛ (3) در دسترس بودن جایگاه در کانی‌های ثانویه برای REE‌هایی که در طی دگرسانی رها شده‌اند؛ (4) غلظت REE‌ها در سیالات و (5) توانایی سیال به‌منظور به حرکت درآوردن REEها.

نظر به این که اکسیدهای عناصر اصلی در اثر فرآیند‌های پست ماگماتیک از جمله در اثر فرآیندهای دگرسانی دچار تغییرات غنی‌شدگی و تهی‌شدگی می‌شوند، بنابراین، استفاده از آن‌ها به‌منظور تشخیص فرآیندهای ژئوشیمیایی و شناسایی ﻣﻨﺸﺄ با تردید مواجه است، بنابراین، استفاده از عناصر نادر خاکی که کمتر دچار تغییرات می‌شوند کارآمدتر است، اما REE‌ها می‌توانند توسط محلول‌های غنی از F-، Cl-، HCO3-، PO4-3، CO3- و HPO4-2 و ترکیب با لیگاندهای گفته‌شده متحرک شوند. REEها از جمله Y ممکن است در طی دگرسانی ثابت باشند، این امر می‌تواند ناشی از مکانیسم‌های مختلفی باشد: (1) حفاظت در کانی‌های اولیه که در برابر دگرسانی مقاوم هستند؛ (2)‌ تثبیت در بلورهای تازه تشکیل شده و (3) جذب توسط کانی‌های رسی.

به‌طور کلی تمرکز عناصر نادر خاکی در سیالات گرمابی به‌وسیله دما، فشار و ترکیب سیال کنترل می‌شود ولی در نهایت می‌توان گفت که رفتار REE‌ها در سیستم گرمابی بسیار پیچیده است (Mayer and Hemly, 1967). عناصر نادرخاکی در پهنه‌های دگرسانی مختلف رفتارهای گوناگونی از خود نشان می‌دهند، این رفتارهای کلی شناخته شده به شرح زیر است: در دگرسانی آرژیلیک HREE‌ها دچار تحرک می‌شوند که این تحرک وابسته به محلول‌های هیدروترمال است. در طی دگرسانی پتاسیک نسبت به سنگ دگرسان نشده LREE افزایش و HREE تهی‌شدگی نشان می‌دهند (Fryer and Taylor, 1980).

به‌طور کلی از دگرسانی پروپیلیتیک به سمت دگرسانی فیلیک تهی‌شدگی کلی از عناصر نادر خاکی مشاهده می‌شود ولی تهی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سنگین به مراتب بیشتر از عناصر سبک است، این عکس العمل در اثر افزایش نسبت سیال به سنگ دیواره و کاهش pH یا به عبارتی افزایش H+ است. در کل می‌توان گفت که پهنة سیلیسی نسبت به سایر پهنه‌ها از نظر عناصر نادر خاکی غنی‌تر است، به‌دلیل فرآیند آب شویی که در طی این دگرسانی صورت می‌گیرد سنگ بر جای مانده ترکیبی متفاوت‌تر از ترکیب اولیه به‌دست می‌آورد. دگرسانی سریسیتی به غنی‌شدگی از La منجر شده و فرآیند هیدروترمال فروشست HREE‌ها به‌ویژه Sm و Yb را موجب می‌شود (Shikazono et al., 2008).

از چگالی غلظت عناصر در نمونه‌های دگرسان و غیر دگرسان به‌منظور ترسیم نمودار‌های ایزوکن استفاده شده و برای پرهیز از آشفتگی، تنها از اکسیدهای اصلی بهره گرفته شده است. ترسیم این نمودار برای دگرسانی پروپیلیتیک نشان‌دهنده افزایش اکسیدهای CaO، Na2O و TiO2، همچنین، L.O.I در اثر فرآیند دگرسانی بوده، در مقابل اکسیدهای SiO2، K2O، MgO و Fe2O3 دچار کاهش شده‌اند (شکل 3). غنی‌شدگی از CaO و کاهش K2O و MgO می‌تواند ناشی از تجزیه کانی‌های بیوتیت، آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلازها و تشکیل کانی اپیدوت باشد که دارای Ca بیشتری در ساختار خود است (Montoya and Hemley, 1975). مودار تهی‌شدگی و غنی‌شدگی برای این پهنه گویای تهی‌شدگی از REE‌ها در طی فرآیند دگرسانی است، تهی‌شدگی از REE‌ها و کاهش جرم به‌دلیل رفتار سیالات غنی از CO2 می‌تواند باشد. در طی این دگرسانی عناصر دارای شعاع یونی بالا به غیر از Sr دچار تهی‌شدگی شده‌اند (شکل 3).

در پهنه فیلیک (سریسیتی)، دگرسانی به تهی‌شدگی اکسیدهای MgO، CaO، P2O5 و Na2O و غنی‌شدگی از اکسیدهای SiO2، K2O و TiO2 و همچنین، L.O.I منجر شده است (شکل 4). افزایش K2O و کاهش CaO و Na2O به‌دلیل دگرسانی انتخابی در کانی پلاژیوکلاز و تشکیل کانی سریسیت است. بر طبق هیستوگرام ترسیم شده برای این پهنه، REE‌ها دچار تهی‌شدگی شده‌اند و از بین عناصر نادر خاکی سنگین تنها Lu دارای غنی‌شدگی است. همچنین، کاهش Cs می‌تواند ناشی از تجزیه کانی بیوتیت باشد (شکل 4).

نمودار ترسیم شده برای پهنه تورمالینی بر اساس گراف ایزوکن، نشان‌دهنده تحرک و کاهش اکسیدهای P2O5، Fe2O3، CaO و MgO و افزایش SiO2، K2O، Na2O و TiO2 است (شکل 5). نمودار تهی‌شدگی-غنی‌شدگی بیانگر تهی‌شدگی از همه عناصر نادر خاکی سبک و سنگین به غیر Eu است، همچنین، عناصر گروه LFSE (Ba, Rb, Sr) دچار غنی‌شدگی شده‌اند. عنصر Eu در برخی پهنه‌های دگرسانی مانند فیلیک، پروپیلیتیک و تورمالینی افزایش نشان می‌دهند، اما میزان افزایش در این دگرسانی به مراتب کمتر از سایر پهنه‌های مورد بررسی است. افزایش اندک در میزان Eu در طی دگرسانی ناشی از پیش رفتن شرایط محیطی به سمت اکسیدان است که Eu به Eu3+ تبدیل شده و در ساختار کانی‌های دگرسان تثبیت شده است.

نتایج حاصل از نمودارهای ترسیم شده در پهنه دگرسانی آرژیلیک، حاکی از کاهش اکثر اکسیدهای اصلی در طی دگرسانی است و تنها اکسیدهای K2O و MgO در طی رخداد دگرسانی بدون تغییر باقی مانده‌اند (شکل 6). نمودار غنی‌شدگی-تهی‌شدگی نیز نشان‌دهنده کاهش همه REE‌هاست. تهی‌شدگی از عناصر مذکور می‌تواند ناشی از رفتار کمپلکس‌ها در طی فرآیند دگرسانی باشد. تحت شرایط اسیدی زمانی که pH محیط کاهش می‌یابد شرایط مناسبی برای تشکیل کانی‌های رسی فراهم می‌شود که به تبع آن همه کانی‌های سیلیکاته که میزبان REE‌ها بودند دچار فروشست می‌شوند.

بر اساس نمودارهای ترسیم شده SiO2 تنها اکسیدی است که در طی دگرسانی سیلیسی افزایش یافته و TiO2 تنها اکسیدی است که در طی این دگرسانی به‌صورت غیر متحرک باقی‌مانده است (شکل 7). رفتار سیالاتی با اسیدیته بالا به فروشست کلیه عناصر منجر شده است، بنابراین، همه REE به غیر از Yو Gd دچار کاهش شده‌اند که می‌تواند ناشی از تثبیت آن‌ها در کانی‌های تشکیل شده ناشی از فرآیند دگرسانی باشد (Minark et al., 1989).

 

 

 

شکل 3- نمودار تغییرات اکسیدهای اصلی به‌همراه نمودار تهی‌شدگی- غنی‌شدگی پهنه دگرسانی پروپیلیتیک

 

 

شکل 4- نمودار تغییرات اکسیدهای اصلی به‌همراه نمودار تهی‌شدگی و غنی‌شدگی در پهنه دگرسانی فیلیک

 

 

شکل 5- تغییرات اکسیدهای اصلی و نمودار تهی‌شدگی-غنی‌شدگی در پهنه تورمالینی

 

 

شکل 6- نمودار تغییرات اکسیدهای اصلی به‌همراه نمودار تهی‌شدگی-غنی‌شدگی برای پهنه دگرسانی آرژیلیک

 

 

شکل 7- نمودار تغییرات اکسیدهای اصلی و نمودار تهی‌شدگی-غنی‌شدگی در پهنه دگرسانی سیلیسی

 

 

بحث

به‌منظور بررسی رفتار عناصر نادر خاکی در طی فرآیند دگرسانی تعداد شش نمونه دگرسان و غیر دگرسان به کندریت به‌هنجار شده و روند تغییرات در نمونه‌های دگرسان نسبت به سنگ مادر دگرسان نشده مورد مطالعه قرار گرفته (McDonough and Sun, 1989) و نتایج حاصل از آنالیز این نمونه‌ها در ادامه در جدول 1 آورده شده است (میکاییلی و همکاران، 1389). الگوی به‌هنجارسازی عناصر نادر خاکی سبک و سنگین به سنگ مادر برای دگرسانی‌های فیلیک، سیلیسی، پروپیلیتیک و متاسوماتیسم بر (دگرسانی تورمالینی) و آرژیلیک ترسیم شده است. این نمودارها بیانگر روند مشابه با سنگ اولیه در نمونه‌های دگرسان است که به تبع آن فرآیند دگرسانی به کاهشی متفاوت در میزان عناصر نادر خاکی در دگرسانی‌های موجود در منطقه منجر شده است. الگوی به‌هنجار شده برای پهنة پروپیلیتک نشان‌دهنده مطابقت زیاد با روند نمونه غیر دگرسان است. نمونه‌های مطالعه شده غنی‌شدگی 100 برابری از عناصر نادر خاکی سبک نسبت به کندریت نشان می‌دهند، در دگرسانی پروپیلیتیک غنی‌شدگی از LREE‌ها و تهی‌شدگی از HREE‌ها قابل مشاهده است. همچنین، دگرسانی فیلیک دارای الگویی مشابه با سنگ اولیه بوده، هر دو نمونه از عناصر نادر خاکی سبک در مقایسه با عناصر نادر خاکی سنگین نسبتا"غنی‌تر هستند، این افزایش می‌تواند با غنی‌شدگی در طی تکامل سیال و یا با پایداری عناصر نادر خاکی سبک در کمپلکس‌های کلریدی در طی pH پایین مرتبط باشد (Humphris, 1998). غنی‌شدگی از REE‌های سبک در پهنة فیلیک می‌تواند ناشی از تثبیت شدن این عناصر در کانی‌های اولیه آپاتیت، اسفن و زیرکن باشد که به‌عنوان کانی میزبان برای این عناصر به شمار می‌روند و در طی دگرسانی مقاوم هستند. در طی دگرسانی سریسیتی تغییرات زیادی در REE‌ها ایجاد نمی‌شود، چون کانی‌های این پهنه فلدسپار و میکاست که دارای REE چندانی نیستند تا در طی دگرسانی آزاد نمایند. از میان LREE‌ها La تنها عنصری است که در طی دگرسانی دچار غنی‌شدگی شده است.

دگرسانی آرژیلیکی نسبت به سنگ غیر دگرسان و سایر دگرسانی‌های موجود در منطقه از عناصر نادر خاکی سبک و سنگین تهی‌شدگی بیشتری نشان می‌دهد، ولی در کل روند نمونه‌های دگرسان به غیر از دگرسانی سیلیسی با نمونه غیر دگرسان مشابه است (شکل 8). حاکم بودن شرایط pH پایین به‌همراه تخریب و تجزیة کانی‌های اولیه به تهی‌شدگی درخور توجه در میزانREE‌ها منجر شده است (Fulignati et al., 1998). Eu2+ آزاد شده از کانی فلدسپار آلکالن در طول دگرسانی آرژیلیک در محلول‌های هیدروترمال حضور داشته و با توجه به این که Eu2+ دارای شعاع یونی برابر با Ca2+ و Sr است در نتیجه نمی‌تواند وارد ساختار کانی ایلیت شود بنابراین، انتقال یافته و آنومالی منفی و تهی‌شدگی این عنصر در طی دگرسانی را موجب می‌شود.

الگوی به‌هنجار سازی دگرسانی سیلیسی به کندریت بیانگر کاهش بسیار شدید در میزان عناصر نادر خاکی بوده، کاهش عناصر نادر خاکی سبک به مراتب بیشتر از عناصر نادر خاکی سنگین است.

 

جدول 1- نتایج آنالیز شیمی سنگ‌کل (Q-1, A-g-1, B-10, A-9, A-7, HAS-1) به ترتیب افزایش شدت دگرسانی: نمونة سالم، دگرسانی پروپیلیتک، دگرسانی تورمالینی، دگرسانی فیلیک، دگرسانی آرژیلیک، دگرسانی سیلیسی)

Q-1

A-g-1

B-10

A-9

A-7

HAS-1

Sample No.

           

 (wt℅)

97.90

74.4

72.40

63.70

72.70

69.49

SiO2

0.01

0.09

0.33

0.49

0.08

0.26

TiO2

0.17

14.14

0.17

14.25

17.40

14.99

Al2O3

0.88

1.72

2.24

5.01

1.14

1.96

Fe2O3

0.01

0.032

0.80

0.07

0.02

0.07

MnO

0.01

0.44

0.42

0.41

0.21

1.25

MgO

0.02

0.490

0.18

8.10

0.56

2.43

CaO

0.05

3.1

0.22

4.15

3.97

2.7

Na2O

0.01

3.62

4.02

0.33

4.91

4.3

K2O

0.01

0.2

0.06

0.110

0.35

4.1

P2O5

0.00

0.59

2.79

1.17

0.88

0.99

LOI

98.2

99.08

98.1

99.6

99.2

99.1

Total

           

(ppm)

0.40

5.7

193

11.3

171

74

Rb

0.02

0.22

6.85

0.061

4.54

11.1

Cs

1.1

3.9

28.8

54.3

43.5

12

Sr

1.8

14.2

271

89

122

58.9

Ba

0.05

5.4

10.5

9.68

3.16

17.2

Th

0.05

0.61

2.45

4.21

1.83

1.9

U

10

75

150

80

10

36.8

Cr

0.7

1.32

4.3

20.1

1

8.2

Co

8

0.9

28

18

18

32.9

Zn

7

0.29

28

18

18

7.1

Ga

4.11

6.05

14.2

22.3

7

12.2

Y

0.5

5.8

18

24.2

5.1

17

La

1.20

13.3

32.7

48.3

10.7

36.5

Ce

0.14

1.4

3.35

5.5

1.25

4.1

Pr

0.6

4.98

11.2

20.5

4.4

13.7

Nd

0.27

1.24

2.29

4.48

1.37

3.1

Sm

0.48

0.28

1.89

2.45

0.42

0.22

Eu

0.34

1.1

2.47

4.44

1.43

2.7

Gd

0.07

0.2

0.35

0.70

0.29

0.4

Tb

0.58

1.18

2.34

3.93

1.5

3.1

Dy

0.14

0.2

0.52

0.85

0.23

0.4

Ho

0.47

0.6

1.57

2.5

0.53

1.5

Er

0.08

0.07

0.29

0.38

0.08

0.8

Tm

0.49

0.53

1.83

2.45

0.42

1.5

Yb

0.08

0.06

0.31

0.4

0.06

0.2

Lu

 

از میان MREE‌ها، Sm تنها عنصری است که در طی این دگرسانی افزایش یافته است (شکل 8). تهی‌شدگی کمتر عناصر نادر خاکی سنگین می‌تواند حاکی از تحرک پایین این عناصر در طی شرایط اسیدی باشد. نمودارهای چند عنصره به‌هنجار شده برای پهنه پروپیلیتیک نشان‌دهنده تهی‌شدگی از Rb و Th و غنی‌شدگی از Ba است (شکل 9)، این کاهش می‌تواند مربوط به تجزیه کانی‌های آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت باشد (Wilson, 1989). الگوی مربوط به دگرسانی فیلیک بیانگر تشابه با سنگ اولیه بوده، دارای تهی‌شدگی از عناصر Cs و Sr است. روند موجود در این پهنه می‌تواند ناشی از تجزیه کانی پلاژیوکلاز و جایگزینی آن توسط کانی سریسیت باشد، زیرا Ca موجود در ساختار پلاژیوکلاز توسط دو عنصر مذکور جایگزین می‌شود. نمودار چند عنصره در دگرسانی سیلیسی به‌طور کلی به مراتب متفاوت‌تر از سایر دگرسانی‌هاست. عناصر U و Th در طی این دگرسانی افزایش یافته و Sr، Rb و Cs دچار تهی‌شدگی شده‌اند (شکل 9). کاهش شدید عناصر نادر خاکی بیانگر شکسته شدن کانی‌های اولیه از جمله بیوتیت و اسیدی شدن محیط است، در pH‌های پایین و حرارت‌های کمتر از 500 درجه نقش کمپلکس‌های Cl-، SO42-وF- به‌همراه حضور سولفور و شرایط اکسیدان به‌عنوان عوامل تحرک عناصر در زون سیلیسی بوده، موجب تهی‌شدگی عناصر شده‌اند. کانی بیوتیت فراوانی عنصر Cs را کنترل می‌کند که با شکسته شدن کانی بیوتیت این عنصر دچار کاهش می‌شود (Rollinson, 1993). در همه دگرسانی‌های رخ داده در منطقه Ce نیز همانند سایر عناصر کمیاب دچار کاهش شده است، Ce3+ می‌تواند در طی اکسیداسیون به+Ce4 تبدیل شود که تحت شرایط اکسیدان +Ce4 حلالیت پذیری کمتری نسبت بهCe3+ دارد و می‌تواند وارد کانی‌های ثانویه از قبیل کانی‌های رسی شود، بنابراین، Ce دارای رفتار متفاوتی نسبت به REE‌های دیگر است (Zhenhau, 2008). آنومالی منفی Sr و آنومالی مثبت Nd بیانگر ماگمای مشتق شده از گوشته است (Michard, 1989). نمودار به‌هنجار سازی نمونه‌های دگرسان شده نسبت به نمونه غیر دگرسان، حاکی از غنی‌شدگی بیشتر HREE‌ها نسبت به LREE‌ها در نمونه‌های دگرسان است (شکل 10). همه نمونه‌های دگرسان شده دارای آنومالی مثبت Eu نسبت به سنگ اولیه هستند که می‌تواند نشان‌دهنده آزاد شدن Eu در طی فرآیند دگرسانی گرمابی باشد. میزان تهی‌شدگی از LREE‌ها در دگرسانی سیلیسی بیشتر از سایر دگرسانی‌های موجود در منطقه است.

 

شکل 8- الگوی به‌هنجار شده به کندریت برای دگرسانی‌های موجود در منطقه

 

شکل 9- الگوی به‌هنجار سازی عناصر فرعی به کندریت برای دگرسانی‌های موجود در منطقه (McDonough and Sun, 1989)

 

شکل 10- نمودار به‌هنجار شدة نمونه‌های دگرسان نسبت به سنگ اولیه

بررسی شاخص دگرسانی یا (CIA)

افزایش درجه دگرسانی به کاهش Na، K، Ca، Mg، Na2O، K2O، CaOو MgO، و غنی‌شدگی از Al (Al2O3) منجر می‌شود، برای بررسی این موارد از اندیس شیمیایی دگرسانی یا Chemical Index Alteration (CIA) استفاده می‌شود، محاسبه این پارامتر بر طبق فرمول زیر است (Nessbitt and Young, 1984):

CIA= Al2O3/ (Al2O3+CaO+Na2O+K2O) *100

کات‍یون‌های Na و Ca در طی دگرسانی متحرک می‌شوند، اگر سنگ از دگرسانی درجه ضعیفی برخوردار باشد نزدیک به قطب CA تصویر می‌شود، اما زمانی که فرآیند دگرسانی پیشرفته‌تر باشد، فلدسپار پتاسیم مورد انحلال قرار گرفته، در طی این فرآیند پتاسیم آزاد می‌شود و نسبت بهAl و Si با افزایش دگرسانی دچارکاهش می‌شود و به قطب CN نزدیک می‌شود.

محاسبه اندیس مذکور برای دگرسانی‌های مختلف به شرح زیرمی باشد: دگرسانی سیلیسی 59/58، دگرسانی فیلیک 72/75، دگرسانی آرژیلیک 2/64، دگرسانی پروپیلیتیک 09/51 و دگرسانی تورمالینی 67/49. ترسیم مقادیر مذکور در نمودار ACNK، نشان‌دهنده نزدیک شدن نمونه‌های مربوط به دگرسانی فیلیک و آرژیلیک به قطب A است، نمونه مربوط به دگرسانی پروپیلیتیک به سمت قطب CN انحراف یافته و نمونه سالم تقریباً نزدیک خط آلکالی‌فلدسپار- پلاژیوکلاز تصویر شده است (شکل 11).

 

بررسی نسبت‌های عناصر نادر خاکی

به‌منظور بررسی تقریق عناصر نادر خاکی سبک نسبت به سنگین در طی فرآیند دگرسانی از نسبت La/Yb)N)، تفریق بین LREE را به‌صورت (La/Sm)N و تفریق بین MREE و HREE‌ها از نسبت (Tb/Yb)N استفاده شده است.

 

 

شکل 11- جایگاه نمونه‌های دگرسان در نمودار ACNK. بر اساس اندیس شیمیایی

 

نسبت Eu/Eu* به‌عنوان معیاری برای سنجیدن آنومالی Eu کاربرد دارد، به این صورت که اگر مقدار پارامتر ذکر شده بالاتر از 1 باشد آنومالی مثبت و در غیر این حالت آنومالی منفی به‌حساب می‌آید. آنومالی عنصر مذکور توسط کانی‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار کنترل می‌شود و این آنومالی منفی ناشی از شرایط احیایی بودن محیط است، این پارامتر بر طبق رابطه زیر محاسبه می‌شود:

Eu/Eu*= EuN/(Sm.Gd)1/2

پارامتر مذکور در همه نمونه‌ها دارای مقادیر کمتر از یک بوده، بیشترین آنومالی منفی مربوط به نمونه دگرسان نشده و پایین‌ترین آنومالی منفی مربوط پهنه سیلیسی است (شکل 12)، که حاکی از کاهش شرایط احیایی حاکم بر محیط در طی پیشرفت دگرسانی است.

نسبت (La/Yb)N در دگرسانی آرژیلیک دارای بالاترین مقدار و در دگرسانی سیلیسی از پایین‌ترین مقدار برخوردار است که این موضوع بیانگر تفریق بیشتر در عناصر نادر خاکی سبک نسبت به عناصر نادرخاکی سنگین در طی دگرسانی آرژیلیک است (شکل 12)، یا به عبارتی دیگر غنی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سبک در دگرسانی سیلیسی پایین‌تر است.

نسبت (La/Sm)N در دگرسانی فیلیک بالا بوده، در دگرسانی سیلیسی از میزان کمتری برخوردار است. (Tb/Yb)N نسبت دیگری است که به‌منظور تفریق بین عناصر نادر خاکی سنگین به کار می‌رود، مقادیر به‌دست آمده از این پارامتر بیانگر بالا بودن این نسبت در دگرسانی تورمالینی است، در ضمن این نسبت در دگرسانی فیلیک از پایینترین مقدار برخوردار بوده، بالا بودن این نسبت در دگرسانی تورمالینی حاکی از غنی بودن این نمونه‌ها از MREE‌هاست.

 

 

 

 

شکل 12- نمودار خطی مربوط به نسبت‌های تفریق در نمونه‌های دگرسان و غیر دگرسان

 

 

 

کاربرد ایزوتوپ‌های پایدار در تعیین ﻣﻨﺸﺄ سیالات

از ایزوتوپ‌های پایدار به‌منظور تشخیص ﻣﻨﺸﺄ سیالات گرمابی استفاده می‌شود. محدوده‌های تعیین شده به‌وسیله ایزوتوپ‌ها می‌تواند در اثر ﺗﺄثیر آب‌های مختلف به‌هم بخورد و در تشخیص مشکل ایجاد کند (Sheppard, 1977).  مقادیر Dδ و O18δ در سنگ‌ها و آب‌های مختلف متفاوت بود و دلیل این تفاوت‌ها در فرآیندهایی هستند که موجب تفریق ایزوتوپی می‌شوند، همچنین، بیشتر بودن سرعت ارتعاشات مربوط به مولکول‌های سبک به سنگین از دیگر دلایل این تفاوت‌ها هستند (مر و مدبری، 1377). بیشتر سنگ‌های دگرگونی، رسوبی و گرانیت‌ها در مقایسه با گوشته زمین غنی‌شدگی بیشتری ازO18 δ نشان می‌دهند. کوارتز بیشترین مقدارO18 δ و کمترین مقدار مربوط به کانی مگنتیت است، به‌طور کلی گرایش کانی‌های سیلیکاته در تمرکزO18 δ به ترکیب شیمیایی بستگی دارد. اختلاط سیال‌های گرمابی با سیالات جوی موجب کاهش شوری، دما و O18δ می‌شود (Ohmoto and Rye, 1974). به‌دلیل این که H2O مهم‌ترین سازنده سیالات کانه‌زاست، تعیین ﻣﻨﺸﺄ آن اساس هر مدل کانه‌زایی را تشکیل می‌دهد. برای تعیین ﻣﻨﺸﺄ سیالات دخیل در کانه‌زایی و سیالات ایجاد کننده دگرسانی‌های صورت گرفته در منطقه از ایزوتوپ‌های اکسیژن و دوتریم استفاده شده است. نتایج حاصل از آنالیز مربوط به رگه‌های کوارتز سفید مایل به خاکستری، رگه‌های کوارتز توده‌ای، کوارتز خاکستری رنگ و رگه‌های مینرالیزه شده وابسته به دگرسانی فیلیک که ایزوتوپ هایO18 δ و Dδ در آن‌ها تعیین شده در (جدول 2) آورده شده است، این ارقام برای O18δ برابر با 56/5 تا 10/9 پرمیل و برای Dδ برابر با 61/35- تا 03/41- پرمیل است.

 

جدول 2- نتایج حاصل از آنالیز ایزوتوپ‌های پایدار اکسیژن در رگه‌های کوارتزی

δD℅ (SMOW)

18O℅ (SMOW)

Sample

37.04

8.20

M1 (Massive- white quartz)

40.13

7.40

M2 (Coarse graine quartz)

39.20

9.10

M3 (White to gray quartz)

41.03

6.3

M4 (Gray crystal of quartz)

35.61

5.56

M5 (Single grain quartz)

 

بر طبق استفاده از نمودار ارائه شده توسط Evans (1993) ﻣﻨﺸﺄ رگه‌های موجود در منطقه در محدودة آب‌های ماگمایی-دگرگونی قرار می‌گیرد (شکل 13)، که در این میان نقش آب‌های دگرگونی بیشتر بوده است. بر اساس مطالعات سیالات درگیر و نتایج حاصل در مورد پاره‌ای از رگه‌های سیلیسی سطحی که از گسترش شایان توجهی برخوردار نیستند می‌توان نقش سیالات جوی را نیز در نظر گرفت (میکاییلی، 1388)، اما در نهایت آب‌های ماگمایی- دگرگونی را می‌توان به‌عنوان ﻣﻨﺸﺄ اساسی در تشکیل این دگرسانی‌ها به‌حساب آورد.

 

 

شکل 13- ترکیب ایزوتوپی مربوط به ﻣﻨﺸﺄ انواع آب‌های دخیل در طی فرآیند دگرسانی (Evans, 1993)

 

نتیجه‌گیری

توده نفوذی آستانه دارای هفت پهنه دگرسانی بوده، دگرسانی‌های سیلیسی و فیلیک از گسترده‌ترین دگرسانی‌های موجود در منطقه هستند. نمودارهای تغییرات اکسیدهای اصلی و فرعی حاصل از ترسیم خط ایزوکن برای دگرسانی‌های منطقه بیانگر: غنی‌شدگی از اکسیدهای CaO، Na2O و L.O.I و همچنین، تهی‌شدگی از سایر اکسیدهای اصلی در طی دگرسانی پروپیلیتیک است. تشکیل کانی سریسیت به کاهش اکسیدهای SiO2و CaO در طی پهنه فیلیک منجر شده است. در طی تورمالینی شدن اکسیدهای Na2O، K2O و SiO2 افزایش و سایر اکسیدها کاهش یافته‌اند. پهنه آرژیلیک تهی‌شدگی شایان توجهی از اغلب اکسیدهای اصلی و REE‌ها نشان می‌دهد که این کاهش می‌تواند ناشی از pH پایین محیط و تشکیل کانی‌های رسی باشد. در پهنه سیلیسی کاهش اغلب اکسیدهای اصلی به‌غیر از SiO2 بیانگر سیلیسی شدن فراگیر کانی‌ها در طی این دگرسانی است. تحرک کمتر عناصر در دگرسانی فیلیک می‌تواند مربوط به کانی‌های این پهنه باشد که دارای تمرکز پایینی از REE هستند، از سویی دیگر غنی‌شدگی از La در این پهنه بالاتر از نمونه غیر دگرسان است. در طی تورمالین‌زایی، تهی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سبک بیشتر از عناصر نادر خاکی سنگین بوده، غنی‌شدگی از عناصر MREE مشاهده می‌شود. در پهنه سیلیسی به‌دلیل تخریب کانی‌های اولیه و تشکیل شرایط اسیدی میزان تهی‌شدگی از عناصر نادر خاکی سبک بیشتر از عناصر نادر خاکی سنگین است. نسبت Eu/Eu* در نمونه‌های دگرسان و غیر دگرسان دارای آنومالی منفی بوده اما میزان این آنومالی در نمونه‌های دگرسان شده کمتر بوده، نشان‌دهنده تغییر در شرایط محیطی در طی گسترش فرآیند دگرسانی است. نسبت (La/Yb)N در دگرسانی آرژیلیک از بالاترین و در دگرسانی سیلیسی از پایین‌ترین مقدار برخوردار است. بالا بودن نسبت (La/Sm)N در پهنه فیلیک بیانگر تفریق بیشتر LREE‌ها در مقایسه با MREE است. به کارگیری ایزوتوپ‌های پایدار به‌منظور تعیین ﻣﻨﺸﺄ سیالات موثر در طی فرآیند دگرسانی به‌ویژه دگرسانی‌های فیلیک و سیلیسی منشا ماگمایی-دگرگونی را برای سیالات نشان می‌دهد.

رادفر، ج. (1366) بررسی زمین‌شناسی و پترولوژی سنگ‌های گرانیتوییدی ناحیه آستانه-گوشه. پایان‌نامه کارشناس‍ی‌ارشد، دانشگاه تهران، تهران، ایران.

رشید‌مقدم، ن. (1386) پترولوژی و ژئوشیمی توده گرانیتوییدی آستانه و مطالعه دگرگونی مجاورتی. پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشگاه تهران، تهران، ایران.

درویش‌زاده، ع. (1382) زمین‌شناسی ایران. نشر امیر کبیر، تهران.

سهندی، م.، رادفر، ج.، حسینی‌دوست، س. ج.، محجل، م. (1385) نقشه 1:100000 شازند. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، برگ شماره 5857.

مر، ف. و س. مدبری. (1377) مبان‍ی زمین شیمی. مرکز نشر دانشگاهی تهران (چاپ اول)، تهران.

میکاییلی، ر. (1388) مطالعة کانی‌شناسی دگرسانی گرمابی در گرانیتویید طلا‌دار آستانه اراک (زون سنندج-سیرجان). پایان‌نامه کارشناسی‌ارشد، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

میکاییلی، ر.، نقره‌ئیان، م.، مکی‌زاده، م. ع.، تقی‌پور، ب. و طهماسبی، ز. (1389) شیمی‌کانی‌ها و ژئوشیمی دگرسانی پروپلیتیک در گرانیتویید آستانه (جنوب‌غرب اراک). مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران (18)1: 93-104.

Alderton, D. H.,Pearce, M.and Potts, J. A. (1980) Rare earth element mobility during granite alteration: Evidence from southwest England. Earth Planet Science Letters 49:149-165.

Borthewick, J. and Harmon, R. S. (1982) A note regarding ClF3 as an alternative to BrF5 for Oxygen Isotope Analysis. Geochimica et cosmochimica. Acta 46: 1665-1668.

Clayton, R. N. and Mayeda. T. K. (1963) The use of bromine penta fluride the extraction of oxygen from oxides and silicates for isotope analysis. Geochemica et cosmochimica. Acta 27: 43-52.

Conti, P., Funedda, A. and Cerbai, N. (1998) Mylonite development in the Hercynian basement of Sardinia (Italy). Journal of Structural Geology 120: 121-133.

Evans, A. M. (1993) Ore geology and industrial mineral: An introduction. 3rd edition. Blackwell, London, Scientific Publications.

Fulignati, P., Gioncada, A. and Sabranna, A. (1998) Rare earth element behaviour in the alteration facies of the active magmatic-hydrothermal systems of volcano. Journal of Volcanology and Geothermal Research 88: 325-342.

Grant, J. A. (1986) The isocon diagram simple solution to Gresens equation for metasomatic alteration. Economic Geology 81: 1976-1982.

Gresens, R. L. (1974) Composition- volume relationships of metasomatism. Chemical Geology 2: 47-56.

Humphris, S. E. (1984) The mobility of rare earth elements in the crust. In: Henderson, P. (Ed.): Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam, 317-342.

LeMaitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre LeBas, M. J., Sabaine, P. A., Schmidt, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolly, A. R. and Zanettin, B. (1989) A Classification of igneous rocks and glossary of term. Blackwell, Oxford.

McDonough, W. F. and Sun, S. (1989) The composition of the earth. Chemical Geology 120: 223-254.

Maclean, W. H. (1990) Mass change calculations in altered rocks series. Mineralium Deposita 25: 44-49.

Maclean. W. H. and Barrett, T. J. (1993) Lithogeochemical techniques using in mobile elements. Geochemical Exploration 48: 109-133.

Mayer, C. and Hemly, J. J. (1967) Wall rock alteration in Geochemistry of hydrothermal ore deposits. Economic Geology 166-235.

Michard, A. (1989) Rare earth element systematics in hydrothermal fluid. Geochimica et Cosmochimica. Acta 53: 745-750.

Minark, L., Zigova, A., Bendl, J. and Skrivani, P. (1998) The behaviour of rare earth element and Y during the rock weathering and soil formation in the Ricany granite massif, Central Bohemia. Science of the total Environment 215: 101-111.

Montoya, J. W. and Hemley, J. J. (1975) relations and stabilities in alkalai feldspar and mica alteration reactions. Economic Geology 70: 577-594.

Nessbitt, H. W. and Young, G. M. (1984) Early proterozoic climate and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature 299: 715-717.

Ohmoto, H. and Rye, R. O. (1974) Isotopes of Sulfur and carbon. In: Barnes, H. L. (Ed.): Geochemistry of hydrothermal ore deposits. John Wiley and Sons, New York, 509-561.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. John Wiley and Sons, NewYork.

Sheppard, S. (1977) Characterization and isotopic variation in natural waters. Reviews in Mineralogy. Mineralogy Society American 16: 165-183.

Shikazono, N. Y., Ogawa. M., Utada, D., Ishiyama, T., Mizuta, N. and Ishikawa, Y. (2008) Geochemical behavior of rare earth elements in hydrothermal altered rocks of the Kuroko mining area Japan. Journal of Geochemical Explortion 98: 65-79.

Taylor, R. P. and Fryer, B. J. (1980) Multi-stage hydrothermal alteration in porphyry copper systems in northen Turkey. Journal of Earth Science 17: 901-926.

Zhenhau, Z. (2008) The weathearing crusts of granitic rocks in south China Zhiwe Bao. Ore Geology Reviews 33: 519-535.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Academic Division of Unwin Hyman, London.