کانی‌شناختی و ژئوشیمی کانسار مس خوت، غرب تفت، استان یزد

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران

چکیده

کانسار خوت در 40 کیلومتری غرب تفت در استان یزد و در کمربند ولکانوپلوتونیک ایران مرکزی واقع شده است. نفوذ زبانه‌هایی از توده گرانودیوریتی خوت به درون سنگ‌های کربناته سازند نایبند به تشکیل مرمر، اسکارن و کانه‌زایی مس منجر شده است. اسکارن خوت در مرمر تشکیل شده و از نوع کلسیک است که به دو زون گارنت اسکارن و گارنت- پیروکسن اسکارن تقسیم می‌شود. فرآیندهای اسکارن‌زایی به دو مرحله مجزای پیش‌رونده و پس‌رونده تقسیم می‌شود. مرحله پیش‌رونده توسط کانی‌های کالک‌سیلیکاته بی‌آب نظیر گارنت و پیروکسن مشخص می‌شود. در مرحله پس‌رونده بخشی از مرمر و کانی‌های کالک‌سیلیکاته بی‌آب توسط کانی‌های کالک‌سیلیکاته آبدار، سولفیدها، اکسیدها و کربنات‌ها جانشین شده است. مقایسه ترکیب شیمیایی گارنت با جایگاه ترکیبی گارنت در سایر اسکارن‌های کلسیک نشان داد که گستره ترکیبی گارنت‌های کانسار خوت، منطبق با گستره ترکیبی گارنت در اسکارن‌های مس، آهن و طلای جهانی است. همچنین کانی‌شناسی و ژئوشیمی گرانیتویید خوت مشابه گرانیتوییدهای همراه با کانسارهای اسکارن است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineralogy and geochemistry of Khut copper deposit West of Taft, Yazd provinc

نویسندگان [English]

  • Azam Zahedi
  • Mohammad Boomeri
چکیده [English]

The Khut deposit is located 40 Km west of Taft in the Yazd province and in the central Iranian volcano-plutonic belt. The intrusion of apophyses of granodiorite intrusion into the carbonate rocks of the Nayband Formation has led to the formation of marble, skarn and copper mineralization. The Khut skarn which is formed in the marble is calcic type and is divided into the garnet skarn and garnet-pyroxene skarn zones. Skarnification processes can be divided into the two distinct stages prograde and retrograde. The prograde stage is characterized by anhydrous calc-silicate minerals such as clinopyroxene and garnet. During retrograde stage, part of marble and anhydrous calc-silicates have been replaced by hydrous calc-silicates, sulfides, oxides and carbonates. The calc-silicate minerals in the Khut deposit were analayzed by electron microprobe. The comparison of chemical composition of garnet with the composition position of other calcic skarns show that the composition range of garnets in the Khut deposit is consistent with the composition range of garnet in the world's gold, iron and copper skarns. Also, the mineralogy and geochemistry of the Khut granitoid is similar to that of granitoids associated with skarn deposits. In this paper, by using petrographic and geochemical studies, the conditions of skarn formation in the Khut copper deposit is investigated.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Deposit
  • Mineralogy
  • Geochemistry
  • Khut
  • Yazd

مقدمه

منطقه خوت در 40 کیلومتری غرب تفت در استان یزد واقع شده است. این منطقه در طول و عرض‌های جغرافیایی َ42 ْ53 و َ50 ْ31 قرار دارد. در اطراف کانسار خوت در ناحیه تفت کانسارهای زیادی از جمله کانسار‌های مس نصرآباد، چاه‌خطاب ندوشن، علی‌آباد و دره زرشک وجود دارند که همگی در امتداد گسل دهشیر- بافت و در راستای کانسار مس سرچشمه و میدوک قرار‌گرفته‌اند. کانسار خوت احتمالاً در ارتباط با کانسارهای یادشده است که در سنگ‌های کربناته تشکیل شده است. هرچند کانی‌شناسی و ژئوشیمی این نوع کانسارها در سایر نقاط جهان و ایران به‌صورت گسترده مطالعه‌شده ‌است (Calagari, 2003; Forster et al., 2004; Meinert et al., 2005) ولی مطالعات انجام شده برای شناخت کانسار خوت کم است. بر اساس مطالعات یزدی (1370) کانسار خوت از نوع اسکارن مس پورفیری است و ژنز این کانسار توسط محسنی (1384) مطالعه‌شده است. در این نوشتار ضمن مطالعه پتروگرافی دقیق سنگ‌های اسکارنی، سعی شد با استفاده از ترکیب دقیق کانی‌شناسی، شرایط فیزیکوشیمیایی و دمای تشکیل اسکارن در منطقه خوت تعیین و بررسی شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

اسکارن خوت در قسمت مرکزی کمربند ولکانوپلوتونیک ایران مرکزی واقع شده است. کمربند ولکانوپلوتونیک ایران مرکزی مهم‌ترین جایگاه زمین‌شناسی کانسارهای مس پورفیری و همچنین بیشتر اسکارن‌ها و اسکارن- پورفیری‌های مس و کانسارهای اپی‌ترمال مرتبط با ماگماتیسم گرانیتوییدی سنوزوئیک در ایران است (Jankovic, 1984). منطقه خوت از نظر زمین‌ساختی تحت تأثیر گسل بزرگ دهشیر- بافت و شاخه‌های فرعی حاصل از آن واقع شده که از چند کیلومتری غرب معدن عبور می‌کند. چینه‌نگاری ناحیه‌ای در منطقه خوت از قدیمی‌ترین تا جدیدترین، شامل سازند شتری (تریاس پایینی)، سازند نایبند (تریاس میانی)، سازند سنگستان (کرتاسه پایینی)، سازند تفت (کرتاسه میانی) و استوک گرانودیوریتی به سن الیگومیوسن است (شکل 1). قدیمی‌ترین سنگ‌های رخنمون یافته در منطقه شامل دولومیت‌های شتری است که در بخش غربی منطقه رخنمون دارد و گسترشی بیش از 200 کیلومتر مربع دارد (شکل 2- a). رسوبات شیلی، ماسه‌سنگی و آهکی سازند نایبند بیشترین گسترش را در منطقه دارند که توسط دایک‌ها و زبانه‌هایی با ترکیب گرانیتیوییدی قطع شده‌اند (شکل 2- b). سنگ‌های کربناته این سازند میزبان اصلی کانه‌زایی سولفیدی در منطقه خوت است. تکامل ستون چینه‌شناسی منطقه و مقطع عرضی آن به‌صورت شماتیک بر اساس مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی در شکل 3 نشان داده شده است.

 

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه خوت واقع در غرب استان یزد (اقتباس از نقشه زمین‌شناسی 100000/1 خضرآباد با تغییرات
 (Hajmolla Ali, 1993)

 

 

شکل 2- (a نفوذ سنگ‌های گرانیتوییدی به‌صورت آپوفیز در بین سازند نایبند (دید به سمت شمال‌غرب)، (b رخنمون سازند شتری در مجاروت با سازند نایبند در بخش جنوب‌غربی منطقه خوت (دید به سمت شمال‌غرب)

 

   

شکل 3- ستون چینه‌شناسی و مقطع عرضی شماتیک از منطقه خوت همراه با موقعیت اسکارن‌های تشکیل شده در مرمرها و جایگاه نفوذی گرانودیوریت

 

 

روش انجام پژوهش

بررسی‌های انجام شده بر روی اسکارن‌های منطقه خوت، شامل مطالعات صحرایی، آزمایشگاهی (میکروسکوپی، SEM و آنالیز نقطه‌ای) است. پس از بررسی‌های دقیق صحرایی به‌منظور مطالعات دقیق کانی‌شناسی، تعداد 50 نمونه از سنگ‌های آذرین، رسوبی، اسکارن و زون‌های کانه‌زایی شده توسط میکروسکوپ‌های پلاریزان عبوری و انعکاسی مطالعه شدند و بعضی از کانی‌های موجود در نمونه‌های اسکارنی با دستگاه آنالیز الکترون میکروپروب (EPMA) در بخش علوم زمین و محیط زیست دانشگاه یاماگاتا در کشور ژاپن آنالیز شدند. آنالیزهای نقطه‌ای عمدتاً بر روی کانی‌های گارنت و پیروکسن به‌منظور تعیین ترکیب شیمیایی با دستگاه سوپرپروب اتوماتیک مدل JEOL JXA-8600 با ولتاژ شتاب‌دهنده kV 15 و جریان اشعه‌ای nA 20 انجام شدند. تعدادی نمونه از توده نفوذی مرتبط با اسکارن‌های منطقه به‌منظور تعیین مقادیر عناصر اصلی و جزیی به روش XRF آنالیز شد.

 

پتروگرافی

توده نفوذی

توده‌های نفوذی منطقه مطالعه‌شده به‌صورت استوک، دایک و آپوفیز هستند. به علت دگرسانی و نوع فرسایش، شکل آن در رخنمون‌ها به‌خوبی مشخص نیست. با نگرش به بررسی‌های پتروگرافی، این توده‌های نفوذی، نیمه‌عمیق بوده و غالباً دارای ترکیب گرانودیوریت با بافت پورفیری هستند. کوارتز و پلاژیوکلاز فراوان‌ترین فنوکریست تشکیل‌دهنده آن‌ها هستند که در آن کوارتز 40 درصد سنگ را تشکیل می‌دهد و دارای شکل‌های خلیجی، کروی و مضرسی است (شکل 4- a) که به علت رشد غیر‌تعادلی یا تأثیرات انحلالی ناشی از کاهش فشار در حین صعود ماگما به سطح زمین به‌وجود می‌آید .(Shelley, 1993) کانی‌های فرعی شامل مسکویت، بیوتیت، و آمفیبول است. دگرسانی در گرانودیوریت‌های منطقه بسیار شدید و از نوع سریسیتی شدن است به‌طوری‌که تشخیص کانی‌ها و بافت اولیه را مشکل می‌سازد. گاه دگرسانی در سنگ‌های گرانودیوریتی به‌قدری شدید است که فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و فلدسپات‌های آلکالن عمدتاً به سریسیت، کلسیت و کانی‌های کدر تجزیه شده‌اند (شکل 4- b). هورنبلند و بیوتیت در امتداد رخ‌ها به‌شدت به کلریت، دگرسان شده‌اند. معمولاً در اثر افزایش فوگاسیته اکسیژن به‌هنگام برخورد ماگما با آب‌های زیرزمینی و گرمابی، هورنبلندهای موجود در سنگ به‌شدت اکسیده شده و تنها قالبی از آن باقی مانده است (شکل 4- b). فراوانی بافت پورفیری در توده‌های نفوذی خوت نشان‌دهنده تفریق بخشی و سردشدن مذاب در چندمرحله است. از طرف دیگر ترکیب کانی‌شناسی توده‌های نفوذی گرانیتوییدی مبین فراوانی کانی‌های آبدار مانند هورنبلند و بیوتیت است. گسترش وسیع دگرسانی‌های سریسیتی و سیلیسی بیانگر تفریق بخشی شدید ماگمای اولیه گرانیتوییدی و محلول‌های گرمابی در ابتدای کانی‌زایی است.

 

 

 

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی (XPL) از توده نفوذی پورفیری در منطقه خوت، (a خوردگی خلیجی و گرد‌شدگی بلورهای کوارتز در گرانودیوریت‌های منطقه خوت، (b جانشینی کامل پلاژیوکلازها با سریسیت و اپاک و (c جانشینی کامل آمفیبول‌ها توسط اپاک در گرانیت‌های منطقه خوت

 

 

اسکارن

اسکارن تشکیل‌شده در کانسار خوت از نوع اگزواسکارن است که در آن دو زون اسکارنی گارنت- پیروکسن اسکارن و گارنت اسکارن مشاهده می‌شود.

 

زون گارنت- پیروکسن اسکارن

گارنت یکی از شاخص‌ترین کانی‌های موجود در اسکارن خوت است. گارنت در زون گارنت- پیروکسن درشت‌بلور و ناهمسانگرد بوده و دارای منطقه‌بندی نوسانی و ماکل قطاعی است (شکل 5- a). منطقه‌بندی نوسانی در بلورهای گارنت، بیانگر عدم تعادل و تغییرات ترکیب فاز سیال در حین رشد کانی است (Ciboanu and Cook, 2004). گارنت در اثر واکنش‌های قهقرایی در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده به کلریت، ترمولیت- اکتینولیت، اپیدوت، کلسیت و اکسیدهای آهن تبدیل شده است (شکل 5‌- b). گاه دگرسانی پس‌رونده به‌قدری شدید است که گارنت‌ها به‌شدت تجزیه شده و کاملاً به کلریت، اپیدوت و هماتیت تبدیل شده‌اند به‌طوری که تنها شکل دروغینی (psedomorph) از گارنت باقی‌ ‌مانده است (شکل 5- c).

 

 

 

شکل 5- تصاویر میکروسکوپی از زون گارنت- پیروکسن اسکارن در منطقه خوت، (a زونینگ نوسانی گارنت‌های ناهمسانگرد در اسکارن‌های منطقه خوت (XPL)، (b جانشینی گارنت توسط ترمولیت- اکتینولیت در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده (PPL)، (c جانشینی کامل گارنت توسط اپیدوت، کلریت و هماتیت با حفظ شکل اولیه گارنت و تشکیل شکل دروغین حاصل از آن در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده (PPL)

 

 

دگرسانی پس‌رونده اغلب در مناطق برشی یا گسلی رخ داده است زیرا در سیستم شکستگی‌ها فشار کاهش می‌یابد و در این نقاط جریان محلول زیاد است. همچنین در این نقاط، استرین‌های منطقه برشی باعث تجدیدتبلور کامل، تغییر بافت، حذف شواهد و آثار مربوط به وجود مواد اولیه دمابالاتر می‌گردد (Shelley, 1993). گاهی شدت دگرسانی به‌حدی است که گارنت‌های انیزوتروپ توسط کالکوپیریت جانشین شده‌اند که نشان‌دهنده تأثیر سیالات هیدروترومال در شکل‌گیری کانسار در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده است (شکل 6- a). کلینوپیروکسن عمدتاً به‌صورت بلورهای ریز بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار مشاهده می‌شود. این کانی به‌صورت ادخال در گارنت تشکیل شده است که نشان‌دهنده رشد همزمان این دو کانی یا تبلور زودتر کلینوپیروکسن است (شکل 6- b). ترمولیت- اکتینولیت به‌صورت بلورهای سوزنی‌شکل تشخیص داده می‌شود. کلسیت فراوان‌ترین کانی تشکیل‌دهنده در زمینه سنگ‌های اسکارنی است که به‌صورت جانشینی، رگچه‌ای و بین بلوری نیز مشاهده می‌شود (شکل 6- c). کلسیت در اثر خوردگی توسط کوارتز، بافت حلقوی نشان می‌دهد که بیانگر تأثیر دگرسانی پس‌رونده در منطقه است. کوارتز نیز به‌صورت جانشینی، رگچه‌ای و بین‌بلوری تشکیل شده است.

 

گارنت اسکارن

میزان گارنت در این زون به بیش از 90 درصد نیز می‌رسد. زون گارنت اسکارن در منطقه خوت به دو شکل کاملاً متفاوت وجود دارد. یک دسته گارنت اسکارن‌هایی هستند که دارای بافت دانه‌ای بوده و به‌طور کل از گارنت‌های خودشکل و ناهمسانگرد تشکیل شده است. گارنت‌های این زون شبیه به گارنت‌های زون گارنت- پیروکسن اسکارن است. همراه با این گارنت‌ها (شکل 7- a و b) کانه‌زایی مس مشاهده می‌شود. این دسته از گارنت‌ها، منطقه‌بندی نوسانی و ماکل قطاعی را به‌ وضوح نشان می‌دهند. دسته دوم گارنت اسکارن‌هایی هستند که دارای بافت گرانوبلاستیک بوده و از گارنت‌های همسانگرد و خودشکل تشکیل شده‌اند (شکل 7- c). این دسته از گارنت‌ها فاقد منطقه‌بندی نوسانی و ماکل قطاعی هستند و تنها ناهمسانگردی ضعیفی را در حاشیه نشان می‌دهند. دگرسانی گارنت‌های همسانگرد به اپیدوت، کلریت و کلسیت در قسمت مرکزی آشکار است (شکل 7- d). همراه با این دسته از گارنت‌ها کانه‌زایی مس مشاهده نمی‌شود.

 

 

 

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی XPL از زون گارنت- پیروکسن اسکارن در منطقه خوت، (a تبدیل کامل گارنت به کالکوپیریت، مالاکیت، اپیدوت و کلریت در زون گارنت- پیروکسن اسکارن‌های منطقه خوت در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده، (b ادخال‌های کلینوپیروکسن در گارنت‌های منطقه خوت و (c کلسیت به‌صورت رگچه‌ای فضای بین گارنت‌های انیزوتروپ را پر نموده است.

 

 

شکل 7- تصاویر میکروسکوپی از زون گارنت- اسکارن در منطقه خوت، a و (b بافت دانه‌ای در گارنت‌های ناهمسانگرد در مرحله متاسوماتیسم پیش‌رونده (XPL و PPL)،
(c گارنت‌های ایزوتروپ خودشکل با بافت گرانوبلاستیک (موزاییکی) در اسکارن پیش‌رونده که به‌طور بخشی در حاشیه ناهمسانگرد نشان داده و شکستگی‌های مرکز آن توسط اکسیدهای آهن پر ‌شده‌است (PPL)، (d جانشینی مرکز گارنت توسط اپیدوت و کلریت در مرحله متاسوماتیسم پس‌روند (XPL)

 

 

 

 

 

کانه‌زایی

بیشترین کانه‌زایی مس در زون گارنت- پیروکسن اسکارن صورت گرفته است و کانه‌زایی کالکوپیریت به‌صورت انتشاری، رگچه‌ای و شکافه پرکن مشاهده می‌شود که نشان‌دهنده تشکیل کانسار پس از اسکارن‌زایی است (شکل 8- a و b). کانه‌زایی در مرمرها اغلب به‌صورت رگه‌ای، رگچه‌ای و گاهی به‌صورت انتشاری و جانشینی مشاهده می‌شود (شکل 8- c). کانی‌های فلزی مشاهده شده که به‌صورت اولیه تشکیل شده‌اند به‌طور عمده شامل پیریت، کالکوپیریت، اسفالریت، بورنیت و مگنتیت است. کانی‌هایی که به‌صورت ثانویه در اثر اکسیداسیون و تجزیه کانی‌های اولیه حاصل شده‌اند شامل اکسیدها و هیدرواکسیدهای آهن مثل هماتیت، لیمونیت و گوتیت و کربنات‌های مس مانند مالاکیت و آزوریت هستند. کانه‌های فلزی تقریباً 3 درصد مقاطع مطالعه‌شده را تشکیل می‌دهند.

بر اساس مطالعه مقاطع صیقلی، پیریت و کالکوپیریت، کانی‌های سولفیدی اصلی در این زون هستند که با مقادیر کمتری از کانی‌های اکسیدی نظیر هماتیت و مگنتیت همراهی می‌شوند. پیریت و کالکوپیریت اغلب فضای بین کانی‌های کالک‌سیلیکاته را پر کرده‌اند و احتمالاً در پایان مرحله پیش‌رونده یا در مرحله دگرسانی پس‌رونده تشکیل شده‌اند.

 

 

 

شکل 8- تصاویر میکروسکوپی از کانه‌زایی در مرمرها و اسکارن‌های منطقه خوت، (a شکل‌گیری کالکوپیریت به‌صورت رگچه‌ای پس از تشکیل اسکارن پیش‌رونده در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده (XPL)، (b کالکوپیریت به‌صورت شکافه پرکن در فضای بین گارنت‌ها و (c بورنیت به‌صورت انتشاری در داخل کالکوپیریت

 

 

ژئوشیمی توده نفوذی و بررسی ارتباط آن با اسکارن‌زایی

به‌منظور بررسی ویژگی های ژئوشیمیایی توده نفوذی مرتبط با اسکارن خوت، 4 نمونه از سنگ‌های گرانیتوییدی جهت تعیین مقادیر عناصر اصلی و کمیاب به روش XRF آنالیز شدند. نتایج این آنالیز در جدول 1 ارائه شده است. بر اساس دیاگرام‌های Irvine و Baragar (1971) بیشتر سنگ‌های نفوذی خوت متعلق به سری کالک‌آلکالن بوده که پتانسیل کانه‌زایی مس، آهن و طلا را دارد (شکل 9).

بر اساس نمودار Pearce و همکاران (1984) مشخصات ژئوشیمیایی گرانیتویید خوت مشابه با گرانیتوییدهای قوس آتشفشانی است و اسکارن‌های آهن، طلا، مس و روی اغلب در ارتباط با توده‌های نفوذی هستند که در قوس‌های آتشفشانی تشکیل می‌‌شوند. بر این اساس گرانیتوییدهای بررسی شده با گرانیتوییدهای اسکارنی مس تطابق دارند (‌شکل 10).

مقایسه ویژگی‌های ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی توده نفوذی خوت با سایر گرانیتوییدهای اسکارنی دنیا نشان می‌دهد که این توده شبیه گرانیتوییدهای اسکارنی Cu-Fe میلستریم کانادا، Cu مکنزی کانادا و Au-Cu کمربند طلای ریونارسا است، بنابراین اسکارن خوت می‌تواند از نظر پتانسیل کانه زایی Au-Cu-Fe دارای اهمیت باشد (شکل 11).

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز عناصر اصلی (wt%) و جزیی (PPm) در گرانیتوییدها و مرمرهای منطقه

Sample

granitoid

granitoid

granitoid

granitoid

 

Marble

SiO2

67.90

69.77

66.09

66.85

SiO2

4.71

Al2O3

14.34

14.99

16.05

15.85

Al2O3

1.19

FeO(T)

3.17

3.77

2.56

2.87

FeO(T)

1.69

CaO

2.80

0.95

4.22

3.55

CaO

88.27

Na2O

3.35

1.28

2.74

2.57

Na2O

0.05

MgO

2.19

2.09

1.25

1.34

MgO

3.14

K2O

3.08

4.28

3.32

2.76

K2O

0.42

TiO2

0.410

0.755

0.343

0.337

TiO2

0.22

MnO

0.029

0.018

0.019

0.061

MnO

0.18

P2O5

0.106

0.115

0.094

0.090

P2O5

0.10

CO2

2.390

1.940

3.080

3.480

Total

99.96

Rb

84

173

97

102

Rb

12

Sr

427

74

290

418

Sr

274

V

41

83

44

38

V

16

W

285

139

292

283

W

25

Y

16

27

16

17

Y

7

Zr

119

195

115

111

Zr

12

Zn

24

21

15

34

Zn

20

Mo

3

2

1

5

Mo

7

Ba

401

286

179

273

Ba

5

Ce

10

35

6

8

Ce

20

Ga

12

11

15

16

Ga

13

Co

19

16

23

12

Co

1

Cr

17

46

14

1

Cr

1

Cu

2

50

51

27

Cu

20

Nb

1

11

7

1

Nb

6

Ni

38

39

17

18

Ni

1

Pb

8

6

6

8

Pb

5

U

2

9

5

1

U

1

Th

8

11

12

2

Th

2

 

   

شکل 9- تعیین سری ماگمایی توده نفوذی خوت جهت تعیین نوع کانه‌زایی اسکارن با استفاده از نمودار Irvine و Baragar (1971)

   

 

شکل 10- نمودارهای تعیین‌کننده خاستگاه تکتونیکی گرانیتویید خوت بر اساس عناصر کمیاب (Pearce et al., 1984)،
=: میانگین ترکیب نمونه‌های گرانیتویید خوت. =: میانگین ترکیب توده‌های نفوذی مرتبط با کانسارهای اسکارنی (Meinert, 1995)

 

       

 

 

 

شکل 11- مقایسه نمودارهای هارکر گرانیتویید اسکارنی خوت با سایر گرانیتوییدهای اسکارنی دنیا به‌منظور ارزیابی پتانسیل کانه‌زایی در اسکارن کلسیک خوت برگرفته از Kusku و همکاران (2002)

 

 

شیمی کانی‌های اسکارنی

گارنت

گارنت‌های ناهمسانگرد عمده‌ترین گارنت در کانسار خوت هستند. ترکیب گارنت‌های ناهمسانگرد از نوع گراسولار- آندرادیت است و تنها درصد ناچیزی اسپسارتین و آلماندین دارند (جدول 2 و شکل 12). بر اساس نمودار Meinert (1989) گستره ترکیبی گارنت‌های این اسکارن‌ها منطبق با گستره ترکیبی گارنت‌های مشاهده شده در اسکارن‌های مس، آهن و طلای جهانی دنیا است (شکل 12).

 

 

جدول 2- نتایج آنالیز نقطه‌ای گارنت‌های ناهمسانگرد در گارنت اسکارن‌های منطقه خوت

sample

Kh10-1-1

Kh10-1-2

Kh10-1-3

Kh10-1-4

Kh10-1-5

Kh10-1-6

Kh10-1-8

SiO2

37.52

38.72

38.46

37.20

38.29

37.40

37.79

TiO2

0.23

0.17

0.01

0.20

0.00

0.27

0.15

Al2O3

7.21

13.21

13.12

5.89

10.30

5.35

7.28

FeO (T)

19.86

12.95

12.28

21.16

16.32

22.38

19.68

MnO

0.12

0.39

0.33

0.16

0.46

0.30

0.26

MgO

0.00

0.05

0.01

0.04

0.04

0.06

0.04

CaO

35.16

35.87

35.81

35.01

35.47

34.43

34.87

Total

100.13

101.36

100.02

99.66

100.88

100.19

100.07

O#

12

12

12

12

12

12

12

Si

2.98

2.98

2.99

2.99

2.99

3.00

3.01

Ti

0.01

0.01

0.00

0.01

0.00

0.02

0.01

Al

0.68

1.20

1.20

0.56

0.95

0.51

0.68

Fe3+

1.33

0.83

0.81

1.45

1.08

1.47

1.29

Fe2+

-0.01

0.00

-0.02

-0.03

-0.01

0.03

0.02

Mn

0.01

0.03

0.02

0.01

0.03

0.02

0.02

Mg

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Ca

3.00

2.95

2.98

3.01

2.97

2.96

2.97

Total

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

8.00

Al+Fe+Mn

2.01

2.05

2.04

2.02

2.06

2.00

1.99

And

66.00

40.51

39.92

71.84

52.46

73.68

64.79

Gr

33.60

58.28

59.00

27.62

46.08

25.31

34.31

Sp

0.40

1.22

1.08

0.55

1.46

1.00

0.91

 

   

شکل 12- نمودار توزیع ترکیب گارنت‌های ناهمسانگرد و مقایسه آن با اسکارن‌های جهان (Meinert, 1989). نمودار نشان می‌دهد که ترکیب گارنت‌های اسکارن خوت با ترکیب گارنت‌های اسکارن‌های مس، آهن و طلای جهانی مطابقت دارد
(Ad: andradite, Gr: grossular, Al: almandine, Sp: spessartine)

 


کلینوپیروکسن

ترکیب کلینوپیروکسن در اسکارن خوت از نوع دیوپسید- هدنبرژیت است و هیچ آثاری از تغییرات ترکیبی و منطقه‌بندی در بلورهای پیروکسن مشاهده نشده است (جدول 3). بر اساس نمودار نام‌گذاری پیروکسن‌ها (شکل 13)، پیروکسن‌های خوت در مقایسه با اسکارن‌های جهان در جایگاه پیروکسن‌های اسکارن‌های مس و آهن قرار می‌گیرند.

 

 

 

جدول 3- نتایج آنالیز نقطه‌ای کلینوپیروکسن در اسکارن خوت

Sample

Kh6-1

Kh6-2

Kh6-3

SiO2

53.65

52.35

56.27

TiO2

0

0.02

0

Al2O3

0.35

0.14

0.19

Fe2O3

0.65

2.12

0

FeO

6.45

10.26

16.71

MnO

0.46

0.75

1.21

MgO

13.73

10.42

7.4

CaO

25.32

25.11

20.67

Na2O

0.07

0.18

0.12

Total

100.61

101.15

102.56

O#

6

6

6

Si

1.99

2.00

2.15

Ti

0.00

0.00

0.00

AlIV

0.01

0.00

-0.15

AlVI

0.01

0.01

0.15

Fe3+

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.20

0.33

0.53

Mn

0.01

0.02

0.04

Mg

0.76

0.59

0.42

Ca

1.01

1.03

0.84

Na

0.01

0.01

0.01

Fe+Mg+Mn

0.98

0.95

0.99

Di

77.98

62.76

42.38

Hd

20.54

34.67

53.68

Jo

1.48

2.57

3.94

 

 
 

شکل 13- نمودار توزیع ترکیب کلینوپیروکسن‌ها و مقایسه آن با اسکارن‌های جهان (Meinert, 1989).
(Hd: hedenbergite, Di: diopside, Jo: johannsenite)

 

 

فرآیندهای اسکارن‌زایی

تشکیل کانی‌های اسکارنی اغلب بر اثر برخورد محلول‌های هیدروترمال ماگمایی با سنگ‌های مسیر حرکت به‌ویژه در اثر برخورد با سنگ‌های کربناته در حرارت‌های بالا تشکیل می‌شوند. علاوه بر این، عواملی چون فوگاسیته اکسیژن، فوگاسیته گوگرد، غلظت دی‌اکسید‌کربن در آب، وجود کلر، فلور و دیگر عناصر گازی و فعال، روی نوع کانی، ترکیب شیمیایی کانی، دامنه پایداری کانی و غیره تأثیر می‌گذارند. امروزه شرایط تشکیل چنین کانی‌هایی هم در آزمایشگاه‌های معروف دنیا به‌طور تجربی و هم برای کانسارهای اسکارن مطالعه‌شده است (Taylor and Liou, 1978). معمولاً تشکیل اسکارن در سه‌مرحله اتفاق می‌افتد که در مرحله اول نفوذ ماگما در بخش‌های سطحی پوسته باعث تشکیل یک هاله دگرگونی می‌گردد. در منطقه خوت هاله دگرگونی به‌صورت محلی صورت گرفته و شیل‌ها تا حدی حالت تجدید تبلور یافته‌اند، ولی لایه‌بندی در شیل‌ها هنوز مشخص است. بهترین مشخصه مرحله دگرگونی، مرمر و کوارتزیت‌های تشکیل شده در خود کانسار خوت است که میزبان عمده کانه‌زایی مس و کانی‌های اسکارنی است. مرحله دوم، جدایش محلول‌های ماگمایی و تشکیل اسکارن پیش‌رونده است که خود به دو صورت اسکارن پیشین با تشکیل کانی‌های بی‌آب مثل گارنت و کلینوپیروکسن و اسکارن پسین با تشکیل کانی‌های آبدار مثل آمفیبول‌ها مشخص می‌گردد. کانه‌زایی اغلب همراه با اسکارن پسین رخ می‌دهد. شکستگی‌های حاصل از فشار ناشی از حرکت رو به بالای ماگما و فشار فاز سیال (hydrofracturing) امکان پخش و نفوذ سیالات در سنگ‌های پیرامون را فراهم می‌کند. شواهد این مرحله در کانسار خوت نیز کاملاً مشخص است که می‌توان به تشکیل گارنت نوع گراسولار- آندرادیت و کلینوپیروکسن نوع دیوپسید- هدنبرژیت با بافت‌های معرف اسکارن پیش‌رونده اشاره کرد. از جمله این بافت‌ها می‌توان به بافت‌های گرانوبلاستیک و دانه‌ای در گارنت اشاره کرد (شکل‌های 7-  aتا c).

در مرحله سوم کانی‌های تشکیل شده در مرحله اول در برخورد با آب‌های جوی با دمای کمتر به کانی‌های ثانویه آبدار مثل کلریت و اپیدوت تبدیل می‌شوند که به مرحله پس‌رونده معروف است. روابط پاراژنتیکی کانی‌ها در اسکارن خوت در جدول 4 و شکل 14 به‌صورت شماتیک نشان داده شده است.

 

 

جدول 4- روابط پاراژنتیکی کانی‌ها در اسکارن خوت

 

 

 

شکل 14- نمودار شماتیک از روابط پاراژنتیکی کانی‌ها به همراه مسیر حرکت سیال

 


واکنش‌های کانیایی مرتبط با فرآیندهای اسکارن‌زایی

مرحله پیش‌رونده (Prograde stage)

در فرآیند متاسوماتیسم پیش‌رونده، تأثیر سیالات جریان یافته حاوی SiO2، MgO و FeO بر سنگ‌های آهکی به پیدایش پیروکسن از نوع دیوپسید- هدنبرژیت در اسکارن‌های متاسوماتیکی منجر شده است (Deer et al., 1991). واکنش احتمالی چنین واکنشی به‌صورت زیر است:

CaCO3 + (Mg, Fe)O(aq) + 2 SiO2(aq) Û

Ca (Fe, Mg)Si2O6 + CO2

(Diopside- hedenbergite ss)

ترکیب گارنت بستگی به ترکیب سنگ میزبان و سیال نفوذی دارد به‌طوری که در سنگ‌های کربناته مارنی گارنت‌های نوع گروسولار به همراه آندرادیت شکل می‌گیرند (Winkler, 1915). با پیشرفت متاسوماتیسم، عناصر دیگر مثل Al، Fe و Si وارد ترکیبات واکنش‌های متاسوماتیکی شده و در تشکیل اسکارن شرکت می‌کنند. خصوصیات پترولوژیک نشان می‌دهد که گارنت‌های ناهمسانگرد با ترکیب گروسولار- آندرادیت در منطقه خوت می‌تواند در اثر نفوذ سیال ماگمایی آهن و سیلیسیم‌دار توسط انجام واکنش‌های متاسوماتیک با سنگ کربناته میزبان توسط واکنش زیر تشکیل گردد (Deer et al., 1991):

3 CaCO3 + (Al, Fe)2O3(aq) + 3 SiO2 Û

Ca3(Fe, Al)2Si3O12 +3 CO2

(Grossular-andraditess)

 

از آن‌جا که سنگ‌های آهکی به دلیل مارنی بودن، مقداری اکسید آلومینیم نیز در ترکیب خود دارند (جدول 1)، بنابراین می‌توانند Al مورد نیاز برای تشکیل گارنت گروسولار- آندرادیت را فراهم نمایند.

گارنت‌های همسانگرد در منطقه خوت توسط واکنش زیر تشکیل شده‌اند (Deer et al., 1991):

3 CaCO3 + Fe2O3 + 3 SiO2 Û

Ca3Fe2+3 (SiO4)3 + 3 CO2

(Andradite)

 

مرحله پس‌رونده (Retrograde stage)

مطالعات کانیایی و بافتی نشان می‌دهد که این مرحله از فرآیند اسکارن‌زایی در دو مرحله زیر رخ داده است:

الف) مرحله پس‌رونده پیشین: در این مرحله در اثر برهمکنش سیالات هیدروترمالی دما پایین با مجموعه‌های کالک‌سیلیکاتی تشکیل‌شده در مرحله پیش‌رونده، مقادیر زیادی فازهای سیلیکاتی (کوارتز) و کالک‌سیلیکاتی آبدار (اپیدوت، ترمولیت- اکتینولیت) به همراه سولفیدها (پیریت، کالکوپیریت و بورنیت)، اکسیدها (مگنتیت و هماتیت) و کربنات تشکیل شده است. اپیدوت، متداول‌ترین کانی دگرسانی در این مرحله است. احتمالاً افزایش محلی فوگاسیته اکسیژن نقش مهمی در تشکیل اپیدوت طبق واکنش زیر ایفا کرده است (Perkins et al., 1986; Berman et al., 1988).

Ca3(Fe, Al)2Si3O12 + 5/4 O2 + HCO3-Û

Garnet

CaCO3 + Ca2FeAl2Si3O12(OH) + 1/2 Fe2O3

Epidote                    Hematite

 

در محل شکستگی‌ها و در مناطقی که محلول‌های هیدروترمال غنی از H2O و CO2 حضور دارند، اپیدوت می تواند در نتیجه ناپایداری گارنت توسط واکنش زیر تشکیل شود (شکل 7-d ) (Perkins et al., 1986; Berman et al., 1988):

در محل شکستگی‌ها و در مناطقی که محلول‌های هیدروترمال غنی از H2O و CO2 حضور دارند، اپیدوت می تواند در نتیجه ناپایداری گارنت توسط واکنش زیر تشکیل شود (شکل 7-d ) (Perkins et al., 1986; Berman et al., 1988):

3 Ca3(Fe, Al)2Si3O12 + H2O + 5 CO2 ó

Grandite

2 Ca2FeAl2Si3O12(OH) + 5 CaCO3 + 3 SiO2

Epidote

 

مجموعه کانی‌شناسی کوارتز به همراه مگنتیت و کلسیت، بر اثر دگرسانی گارنت توسط واکنش زیر در این مرحله تشکیل می‌شود (Einaudi and Burt, 1982).

3 Ca3Fe2Si3O12 + 3 HCO3- + 15 H+ Û

3 CaCO3 +9 SiO2 +2 Fe3O4 +6 Ca2+ +9 H2O + 0.5 O2

 

از آن‌جا که فروپاشی پیروکسن به کلسیت، کوارتز و ترمولیت- اکتینولیت در مشاهدات پتروگرافی آشکار است (شکل 15- a و b)، بنابراین واکنش زیر در مرحله پس‌رونده پیشین نیز در اسکارن خوت رخ داده است (Deer et al., 1991):

5 Ca (Mg, Fe)2 Si2O6 + H2O +3 CO2 Û

Ca2 (Mg, Fe)5 Si8O22 (OH)2 + 3 CaCO3 + 2 SiO2

 

ب) مرحله پس‌رونده پسین: در این مرحله مجموعه کانی‌های کالک‌سیلیکاته بی‌آب و آبدار تشکیل شده در مراحل قبلی، توسط سیالات نسبتاً دما پایین، مجدداً دگرسان شده و به مجموعه کانیایی بسیار ریزدانه متشکل از کانی‌های رسی، کلریت، کوارتز و هماتیت تبدیل شده‌اند (شکل 5- c و 15- c). تشکیل کلریت، کلسیت و کوارتز از اپیدوت و ترمولیت- اکتینولیت ممکن است در نتیجه واکنش کربن‌گیری زیر رخ داده باشد (Deer et al., 1991):

Ca2(Mg, Fe)5Si8O22(OH)2 + 2Ca2FeAl2Si3O12(OH) +

Tremolite-actinolite                  Epidote

10CO2 + 8H2O Û

3Al2(Mg, Fe)5Si3O10(OH)8 + 10CaCO3 + 2SiO2

Chlorite

 

شرایط فیزیکوشیمیایی فرایندهای اسکارن‌زایی

عدم وجود ولاستونیت در اسکارن‌های منطقه خوت نشان‌دهنده این است که مجموعه گارنت (آندرادیت- گراسولار) و کلینوپیروکسن (دیوپسید- هدنبرژیت) در دمای کمتر از 550 درجه‌سانتیگراد تشکیل شده است (Einaudi and Burt, 1982) (شکل 16). هم‌رشدی و نبود مرز جانشینی بین آندرادیت و هدنبرژیت می‌تواند نشان‌دهنده تشکیل هم‌زمان آن‌ها در محدوده دمایی 430 تا 550 درجه‌سانتیگراد و فوگاسیته اکس‍یژن (fO2) 23-10 تا 26-10 باشد (شکل 16). در دماهای کمتر از 470 درجه‌سانتیگراد در محدوده فوگاسیته اکس‍یژن 21-10 تا 24-10 به مجموعه کانیایی کوارتز، کلسیت و مگنتیت و در دماهای کمتر از 450 درجه‌سانتیگراد و فوگاسیته اکس‍یژن بیشتر از 21-10 به مجموعه کوارتز، کلسیت و هماتیت تبدیل می‌شود (شکل 16). با توجه به تشکیل مجموعه مگنتیت، هماتیت، کلسیت و کوارتز در مرحله پس‌رونده (در دمای کمتر از 450 درجه‌سانتیگراد) فوگاسیته اکس‍یژن سیال در آغاز تقریباً 21-10 بوده است (شکل 16).

 
 
 

شکل 15- تصاویر میکروسکوپی از اسکارن‌ها؛ a و (b جانشینی دیوپسید با ترمولیت- اکتینولیت در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده پیشین (a: XPL و b: PPL)، (c جانشینی کامل مرکز گارنت با کلریت در مرحله متاسوماتیسم پس‌رونده پسین (XPL)

 

در دماهای بیش از 430 درجه‌سانتیگراد حتی در غلظت بالای گوگرد، آندرادیت پایدار است (شکل 16) اما در دماهای کمتر از 430 درجه‌سانتیگراد و با فوگاسیته گوگرد نسبتاً بالا (بیشتر از 6-10) سیالات در تعادل با توده نفوذی، با آندرادیت در حالت تعادل نبوده، بنابراین آندرادیت می‌تواند به مجموعه پیریت- کوارتز- کلسیت دگرسان شود (شکل 17- a). با کاهش شرایط اکسایشی (کمتر از 6-10) این سیالات می‌توانند مجموعه‌هایی نظیر کوارتز، کلسیت و مگنتیت را تشکیل دهند (شکل 17- b).

با توجه به همیافتی مگنتیت و پیریت با کوارتز و کلسیت در مجموعه‌های دگرسانی پس‌رونده پیشین، می‌توان استدلال کرد که سیالات متاسوماتیسم کننده احتمالاً دارای فوگاسیته گوگرد تقریباً 5/6-10 و دمای کمتر از 430 درجه‌سانتیگراد بوده است (شکل‌های 17- a و b).

 

 

 

شکل 16- روابط فازی T-log fO2 در XCO2 = 0.1 و P = 500 bars برای سامانه Ca-Fe-Si-C-O-H (Einaudi and Burt, 1982)

 

   

شکل 17- نمودار دو متغیره S2ƒLog نسبت به O2ƒLog برای گستره پایداری آندرادیت در دماهای 400 و 420 و XCO2 = 0.1 (Taylor and liou, 1978)

 

 

نتیجه‌گیری

نفوذ توده گرانودیوریتی خوت به ‌درون سنگهای کربناته سازند نایبند سبب تشکیل اسکارن کلسیمی شده است. اسکارنزایی منطقه مطالعه‌شده در دو مرحله اصلی پیش‌رونده و پس‌رونده رخ داده است. در مرحله پیش‌رونده، حرارت بالای توده گرانیتوییدی خوت موجب دگرگونی ایزوشیمیایی و تبدیل سنگهای کربناتی و ماسه‌سنگی سازند نایبند به مرمر و کوارتزیت شده است. پس از جای‌گزینی کامل توده گرانودیوریتی خوت و شروع انجماد، به‌تدریج سیالهای موجود در ماگما به حد اشباع رسیده و به‌صورت یک فاز جدایشپذیر از آن جدا شده است. این سیالات ماگمایی با دمای بالا (حدود 600 درجه‌سانتیگراد) باعث متاسوماتیسم پیش‌رونده شده و موجب پیدایش کانی‌های‌‌ کالک‌سیلیکاته بیآب (گارنت و کلینوپیروکسن) شده است.

مرحله پس‌رونده شامل دو مرحله مجزا ولی پیوسته (مرحله پس‌رونده پیشین و مرحله پس‌رونده پسین) است. در مرحله دگرسانی پس‌رونده پیشین، کاهش تدریجی دمای سامانه گرمابی- ماگمایی و احتمالاً آمیختگی آن با آب‌های جوی به تشکیل مجموعههای کالک‌سیلیکاتی آبدار (اپیدوت و ترمولیت- اکتینولیت) در دماهای کمتر از 470 درجه‌سانتیگراد منجر شده است. در این مرحله، کاهش دما و افزایش pH سیال در اثر برهم‌کنش با سنگ دیواره سبب ناپایداری کمپلکسهای کلریدی و نهشت کانه‌های اکسیدی (مگنتیت- هماتیت) و سولفیدی (پیریت، کالکوپیریت و بورنیت) شده است. در مرحله پایانی، مجموعه کانیایی کلریت، کلسیت، کوارتز و کانی‌های رسی در اثر دگرسانی پس‌رونده تأخیری مجموعههای پیشین، تشکیل شده است. پس از فرآیند اسکارنزایی، کانههای اکسیدی و سولفیدی با منشأ اسکارنی متحمل دگرسانی سوپرژن و تشکیل اکسیدهای آهن آبدار (گوتیت- لیمونیت) و کربنات‌های مس (مالاکیت- آزوریت) شده است.

 

سپاسگزاری

از همکاری‌های بی‌دریغ پروفسور ناکاشیما از بخش علوم‌زمین دانشگاه یاماگاتا ژاپن برای انجام آنالیز نقطه‌ای کانی‌ها و تهیه تصاویر SEM و همچنین آقای دکتر محمدعلی مکی‌زاده از گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان و خانم محبوبه حسینی به‌خاطر در اختیار گذاشتن آنالیز XRF تقدیر و تشکر می‌شود.

محسنی، ج. (1384) مطالعه ژئوشیمیایی و ژنز کانسار اسکارن خوت در جنوب‌غرب یزد، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شیراز، شیراز، ایران.

یزدی، م. (1370) مطالعه زمین شناسی اقتصادی و سنگ شناسی در نهشته معدنی خوت،‌ پایان‌نامه کارشناسی ارشد، ‌دانشگاه شهیدبهشتی، تهران، ‌ایران.

Berman, R. G. (1988) Internally- consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O- K2O- CaO- MgO- FeO- Fe2O3- Al2O3- SiO2- TiO2-H2O-CO2. Journal of Petrology 29: 455-522.

Ciboanu, C. L. and Cook, N. J. (2004) Skarn texture and a case study: The ocna de Fier- Dognccea ore field, Banat, Romania, Ore Geology Reviews 24: 315-370.

Calagari, A. A. (2003) Stable isotope (S, O, H and C) studies of phyllic and potassic- phyllic alteration zones of the porphyry copper deposit at Sungun, east Azarbaidjan, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 767-780.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An introduction to the rock forming minerals. 7th impression, Longman, London.

Einaudi, M. T. and Burt, D. M. (1982) Introduction terminology, classification and composition of Skarn deposits. Economic Geology 77: 745-754.

Forster, D. B., Seccombe, P. K. and Phillips, D. (2004) Controls on skarn mineralization and alteration at the Cadia deposits, New South Wales, Australia. Economic Geology 99: 761-88.

Hajmolla Ali, A. (1993) Geological quadrangle map of Khezr abad: Sreies sheet 6753. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Jankovic, S. (1984) Metallogeny of the Alpine granitoids in the Tethyan- Eurasin metallogenic belt. 27th International Geological Congress, Moscow, Russia.

Kusku, I., Kascu, G., Meinert, L. and Floyed, P. (2002) Tectonic setting and petrogenesis of the Celebi granitoid (Turkey) and comparison with world skarn granitoids. Geochemical Exploration 76: 175-194.

Meinert, L. D. (1989) A review of skarns that contain gold. In: Lentz, D. R. (Ed.): Mineralized intrusion-related skarn systems. Mineralogical Association of Canada, Short Course 26: 359-414.

Meinert, L. D., Dipple, G. M. and Nicolescu, S. (2005) World skarn deposits. In: Hedenquist, J. W., Thompson, J. F. H., Goldfarb, R. J. and Richards, J. P. (Eds.): Economic Geology. 100th Anniversary Volume, Society of Economic Geologists 299-336.

Meinert, L. D. (1995) Compositional variation of igneous rocks associated with skarn deposits: chemical evidence for a genetic connection between petrogenesis and mineralization. Mineralogical Association of Canada 23: 401-418.

Perkins, E. H., Brown, T. H. and Berman, R. G. (1986) PTX-SYSTEM: Three programs for calculation of pressure- temperature- composition phase diagrams. Computers and Geoscience 12: 749-755.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope, classificathon, textures, microstructures and mineral preferred-orientathons. Chapman and Hall, London.

Taylor, B. E. and Liou, J. G. (1978) The low temperature stability of andradite in C-O-H fluids. American Mineralogist 63: 378-393.

Winkler, G. F. (1915) Petrogenesis of metamorphic rocks. Springer-Verlag, New York.