پتروگرافی و ژئوشیمی کانی‌های زئولیتی در گدازه‌های مافیک منطقه حرمک شمال زاهدان، جنوب‌شرق ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

چکیده

گدازه‌های مافیک آلکالن منطقه حرمک، شمال زاهدان، جنوب‌شرق ایران، میزبان گونه‌های مختلف از زئولیت‌ها و کانی‌های ثانویه هستند. زئولیت‌ها به سه صورت بادامکی، رگه‌ای و به ندرت جایگزینی فازهای اولیه و زمینه تشکیل شده‌اند. بر اساس بررسی‌های صحرایی، سنگ‌شناختی، پراش اشعه ایکس (XRD)، تصاویر BSI و تجزیه ریزکاو الکترونی، زئولیت‌های ناترولیت (فراوان‌ترین زئولیت)، تامسونیت (در سه شکل‌ بلوکی، تیغه‌ای و مومی‌شکل)، آنالسیم (به صورت بادامکی و دگرسانی مستقیم از شیشه)، مزولیت و به ندرت استلریت در این گدازه‌ها شناسایی شده‌اند. متوسط فرمول شیمیایی محاسبه شده برای کانی‌های زئولیت عبارتند از:





[Na14.967Ca0.331K0.062Ba0.025Mg0.013][Al15.893Si24.098O80].nH2O (ناترولیت)
[Ca6.008Na4.731Sr1.208K0.066Ba0.035Mg0.023][Al18.453Si21.292O80].nH2O (تامسونیت)
[Na18.256Ca14.98K0.103Mg0.082Ba0.046][Al46.413Si72.964O240].nH2O (مزولیت)
[Na13.755Ca0.362K0.262Ba0.105Mg0.026][Al15.118Si32.732O96].nH2O (آنالسیم)





میانگین نسبت Si/Al برای ناترولیت، تامسونیت، مزولیت و آنالسیم به ترتیب 52/1، 16/1، 57/1 و 17/2 محاسبه شده است. زئولیت‌های حرمک، به احتمال زیاد، پس از سرد شدن گدازه‌های میزبان، بر اثر ته‌نشست از سیالات شور و قلیایی در طول شکستگی‌ها و در حفرات گدازه‌های متخلخل و در دمای کم شکل گرفته‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography and geochemistry of zeolite minerals in mafic alkaline lavas from Hormak area, north of Zahedan, SE Iran

نویسندگان [English]

  • Alafar Ozra
  • Ali Ahmadi
  • Mahammad Boomeri
چکیده [English]

Mafic alkaline lavas in Hormack area, North of Zahedan, SE Iran, are the host of zeolites and secondary minerals. Zeolites have been formed in three forms: amygdaloidal, vein-type and as replacement of both primary phases and groundmass. Based on field, petrographic, X-Ray diffraction (XRD) and backscattered secondary electron (BSE) studies and electron microprobe analyses, the studied zeolites were identified as natrolite (the most abundant), thomsonite (in three blocky, bladded and waxy-growth habits), analcime (as amygdaloidal and direct alteration of glass), mesolite and trivial stellerite. The average chemical formulae, calculated for the zeolite minerals are as follow:
[Na14. 967Ca0. 331K0. 062Ba0. 025Mg0. 013][Al15. 893Si24. 098O80]. nH2O (natrolite)
[Ca6. 008Na4. 731Sr1. 208K0. 066Ba0. 035Mg0. 023][Al18. 453Si21. 292O80]. nH2O (thomsonite)
[Na18. 256Ca14. 98K0. 103Mg0. 082Ba0. 046][Al46. 413Si72. 964O240]. nH2O (mesolite)
[Na13. 755Ca0. 362K0. 262Ba0. 105Mg0. 026][Al15. 118Si32. 732O96]. nH2O (analcime)
The mean Si/Al ratios calculated for natrolite, thomsonite, mesolite and analcime are 1.52, 1.16, 1.57 and 2.17, respectively. The zeolites most probably have formed after cooling of the host lava flows and as the result of precipitation of saline, alkaline fluids along fissures and in cavities of porous lavas at low temperatures.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Zeolite
  • Natrolite
  • Thomsonite
  • Analcime
  • Mesolie

مقدمه

زئولیت‌ها آلومینوسیلیکات‌های بلورین و آب‌دار از فلزات قلیایی و قلیایی خاکی، با شبکه سه بعدی نامتناهی هستند که توانایی تبادل و جذب کاتیونی دارند. ساختار سه بعدی آنها واحدهای چهاروجهی SiO4 و AlO4 است که با به اشتراک گذاشتن یک اتم اکسیژن، به یکدیگر متصل شده‌اند (Deer et al.,1992). در ساختمان باز زئولیت‌ها حفراتی به شکل کانال و منافذ قفس مانند وجود دارد که معمولاً توسط مولکول‌های آب و کاتیون‌های غیرساختاری که قابلیت تبادل دارند، پُر شده‌اند.

در حاشیه غربی فرونشست هلمند واقع در شرق گسل زاهدان و 50 کیلومتری شمال زاهدان، روانه‌های بازالتی بیرون ریخته‌اند (Bagheri, 2000a). این گدازه‌ها میزبان گونه‌هایی از کانی‌های زئولیتی هستند که در این پژوهش "زئولیت‌های حرمک" نامیده می‌شوند. Camp و Griffis (1982) در مطالعه ماگماتیسم بخش شرق ایران که آن را زمین‌درز سیستان نامیده‌اند، سن بازالت حرمک را نیز تعیین نمودند (9/1±27 میلیون سال قبل). Karimi (2012) آنچه را که پیش از آن بازالت حرمک نامیده شده بود، محصول فوران‌های چند ماگمای متمایز آلکالن و توله‌ایتی دانست. به گمان او ماگماهای بازالتی حرمک از یک گوشته ناهمگن منشأ گرفته و گروهی ویژگی‌های ماگماهای ریفت قاره‌ای و گروهی دیگر ویژگی‌های ماگماهای مناطق فرورانش را نشان می‌دهند. Bagheri (a2000)، در یک طرح پژوهشی به معرفی زئولیت‌های منطقه حرمک و بررسی فراوانی آن پرداخته است. این اثر و مقاله ارائه شده از آن (Bagheri, 2000b)، تنها پژوهش تخصصی صورت گرفته در زمینه گدازه‌های حرمک و زئولیت‌زایی در آن است.

شناسایی نوع و ترکیب شیمیایی، بررسی ژئوشیمی و نحوه تشکیل زئولیت‌های منطقه می‌تواند اطلاعات مفیدی برای بررسی‌های بعدی مانند: خواص ساختاری، قدرت جذب و تبادل یونی، شرایط سنتز مصنوعی و در مجموع امکان بهره‌مندی مطلوب‌تر از این مواد را فراهم آورد. در این پژوهش ویژگی‌های کانی‌شناختی زئولیت، ترکیب شیمیایی و ژئوشیمی انواع زئولیت‌های شناخته شده در منطقه حرمک مورد بحث و بررسی قرار می‌گیرد.

زمین‌شناسی منطقه

منطقه زئولیت‌دار حرمک در 52 کیلومتری شمال زاهدان و در منتهی الیه شرق ایالت زمین‌شناختی سیستان (پهنه فلیش شرق ایران) و در اطراف روستای حرمک واقع شده است. در این منطقه سنگ‌های بازالتی در محدوده‌ای به طول بیش از 20 کیلومتر و پهنای حدود 2 کیلومتر مشاهده می‌شود و به دلیل شکل کشیده هم‌روند با گسل‌های اصلی منطقه، محصول فوران شکافی انگاشته می‌شوند (McBirney, 2007). این سنگ‌ها که در این پژوهش «بازالت حرمک» نامیده می‌شوند، شامل دو واحد غربی و شرقی است (شکل 1). واحد غربی که زئولیت‌زایی در آن انجام گرفته است، پس از فوران خطی اندکی به سمت شرق (در بخش جنوبی) و غرب (در بخش شمالی) جریان یافته و در پهنه‌ای به عرض حدود 5/1 کیلومتر روان شده است. روانه زئولیت‌دار غربی، یک بازالت آلکالن آنالسیم‌دار است که Camp و Griffis (1982) سن آن را با روش پتاسیم-آرگون برابر 27 (9/1±) میلیون سال به دست آورده‌اند. این سن رادیومتریک نشان می‌دهد که بیرون ریختن این روانه‌ها در آخرین اشکوب الیگوسن یعنی شاتین (Chattian) رخ داده که از 4/28 میلیون تا 23 میلیون سال پیش به طول انجامیده است (Walker and Geissman, 2009). واحد شرقی که یک سیل بازالتی است (Karimi, 2012)، حداقل در سه مرحله تزریق شده است. جنس سنگ‌های این واحد توله‌ایتی بوده و از نظر سنگ‌شناختی و ژئوشیمیایی از واحد غربی متمایز است (Karimi, 2012).

به نظر می‌رسد که فوران، همزمان با رسوب‌گذاری بخش کنگلومرایی رسوبات الیگومیوسن در یک محیط کوهپایه‌ای حادث شده است. بخش کنگلومرایی رسوبات الیگومیوسن، رسوبات درشت دانه از نوع بادبزن آبرفتی (alluvial fan deposit) است. پس از فوران گدازه‌های بازالتی، محیط رسوبی به تدریج عمیق‌تر شده است. زیرا افق‌هایی از مارن با تناوبی از سنگ‌های آواری و حاوی مقادیر اندکی از رسوبات تبخیری، با ضخامت تقریبی بیش از 6000 متر نهشته شده‌اند که از نظر چینه‌ای در مجاورت بلافصل و روی قسمت فوقانی روانه غربی قرار دارند. مجموعه کنگلومرای حرمک-بازالت حرمک با مارن‌های جوان‌تر هم‌شیب و یک چین خوردگی حدود 40 درجه به سمت غرب نشان می‌دهد. زئولیت‌زایی در حفرات روانه غربی که در تماس با مارن‌ها و ماسه‌سنگ‌های یاد شده، رخ داده است. حال آن که در روانه شرقی زئولیت کانی فرعی بوده و مقدار آن در مقایسه با زئولیت روانه غربی بسیار اندک است.

 

 

Zahedan

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه مطالعه شده، برگرفته از نقشه‌های 250000/1 دو برگه زاهدان (Behrouzi, 1993) و دریاچه هامون (Aghanabati, 1991) با اندکی تغییر. واحد مشخص شده با علامت v، یک واحد بازالتی است که زئولیت‌ها بیشتر در مرکز و نیمه شمالی آن مشاهده می‌شوند.

 

 

نمونه‌برداری و روش انجام پژوهش

بیش از 70 نمونه دستی برای انجام بررسی‌های دقیق‌تر به آزمایشگاه منتقل و از بین آنها حدود 41 نمونه برای تهیه مقاطع نازک صیقلی انتخاب شد. پس از بررسی‌های میکروسکوپی و مقایسه با نمونه‌های دستی، چند نمونه از نمونه‌های تقریباً خالص زئولیتی برای شناسایی فازهای تشکیل‌دهنده انتخاب شد. نمونه‌ها در هاون آگاتی به دقت پودر شد و به وسیله طیف‌سنج XRD مدل Philips PW1840 در آزمایشگاه کانساران بینالود، مشهد، مورد مطالعه پراش پرتو ایکس قرار گرفتند. طیف‌های به دست آمده با الگوهای استاندارد هر کانی مقایسه شد. علاوه بر این، به منظور شناسایی قطعی نوع زئولیت و ترکیب شیمیایی، تعدادی از کانی‌ها در مقاطع نازک صیقلی توسط دستگاه ریزکاو الکترونی (EMPA) مدل JEOL JXA-733 و نیز دستگاه میکروسکوپ الکترونی (SEM) مدل JEOL 6400 مجهز به دو اسپکترومتر WDS و EDS در دانشگاه نیوبرانزویک کانادا بررسی شد. کلیه تجزیه‌ها با روش EDS انجام شد تا از تحرک و تبخیر عناصر قلیایی به ویژه سدیم در نمونه‌ها جلوگیری به عمل آید. صحت تجزیه‌ها با دو روش پیشنهادی Passaglia (1970) مورد تأیید قرار گرفته است: 1- مقدار کاتیون‌های موجود در جایگاه تترائدری (Si+Al) بسیار نزدیک به نیمی از اتم‌های اکسیژن است و 2- میزان درصد خطای محاسبه شده (E%) کمتر از 10 است.

 

پتروگرافی سنگ میزبان زئولیت

سنگ میزبان زئولیت‌های منطقه حرمک بیشتر دگرسان شده و زمینه آنها بسیار ریزدانه و گاه شیشه‌ای است. از این رو تعیین دقیق نام این سنگ‌ها تنها با استناد به شواهد میکروسکوپی امکان‌پذیر نیست. نتایج حاصل از تجزیه شیمیایی سنگ‌های تقریباً سالم منطقه حرمک و محاسبات نورم نشان می‌دهد که بیشتر سنگ‌های روانه غربی الیوین بازالت آلکالن هستند (Karimi, 2012). محاسبه نورم این سنگ‌ها حضور فاز سدیم‌دار نفلین را نشان می‌دهد (Karimi, 2012). برخلاف زمینه شیشه‌ای برخی از سنگ‌ها و همچنین، دگرسان بودن بیشتر مقاطع بررسی شده از سنگ‌های میزبان کانی‌های زئولیتی، بر اساس ترکیب کانی‌شناسی و بنا بر رده‌بندی اتحادیه بین‌المللی علوم زمین (IUGS) نام این سنگ‌ها آنالسیمیت است. زیرا نسبت آنالسیم به مجموع آنالسیم+پلاژیوکلاز+آلکالی‌فلدسپار+نفلین آنها بیشتر از 90 درصد است. کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها شامل پیروکسن، آنالسیم، الیوین و به مقدار کمتر پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، نفلین، اکسیدهای آهن و آپاتیت و کانی‌های ثانویه شامل انواع زئولیت، کلسیت، کانی‌های رسی و فلدسپار است. درشت‌بلورها که بیشتر کانی‌های مافیک پیروکسن، آنالسیم و الیوین هستند، در شیشه و یا خمیره متبلور ریزدانه متشکل از فلدسپار‌آلکالن، شاید نفلین و کانی‌های زئولیتی قرار دارد. بافت اصلی این سنگ‌ها در مقاطع میکروسکوپی پورفیروئید، پورفیری و میکروپورفیری است. بافت گلومروپورفیری و حفره‌دار نیز به صورت بافت فرعی در برخی مقاطع مشاهده می‌شود. به طور کلی، واحدهای جریانی مختلف میزبان زئولیت‌ها، ترکیب کانی‌شناسی تقریباً یکسانی را نشان می‌دهند. اما این گدازه‌ها از نظر بافت سنگ، ابعاد، درصد و انواع دگرسانی درشت‌بلورها، درجه دگرسانی و تبلور مجدد زمینه، میزان تخلخل و در نهایت، میزان زئولیت‌زایی، نوسان چشم‌گیری نشان می‌دهد. به همین دلیل و بر اساس شواهد صحرایی، بافتی و رخدادهای زئولیتی، سنگ‌های منطقه در چهار گروه مجزا بررسی شد (شکل‌های 2 تا 5). بیشترین میزان زئولیت‌زایی مربوط به مقاطع با بافت پُرحفره و متخلخل است (شکل 2-a، b و c). در زمینه برخی سنگ‌ها حضور بیشتر فاز آلکالن به صورت تبلور کانی‌های فوئیدی آنالسیم به چشم می‌خورد (شکل 3-a). زمینه این سنگ‌ها بیشتر دگرسان و بر اثر زئولیتی شدن به رنگ روشن در آمده‌اند (شکل 3-b). گروهی از سنگ‌های منطقه که بیشتر به صورت ساختارهای ستونی مشاهده می‌شوند میزبان درشت‌بلورهای زئولیت آنالسیم به دو صورت مدور و خودشکل در زمینه شیشه‌ای و پالاگونیتی شده هستند (شکل 4-a، b و c). برخی رگه‌های کششی منطقه نیز که به طور عمده با کانی‌های فلسیک فلدسپارآلکالن پُر شده‌اند، میزبان کانی‌های زئولیتی و کربنات در حفرات است (شکل 5-a، b و c).


 

 

 

     

شکل 2- (a زئولیت‌زایی به صورت رگه‌ای و پُر کننده حفرات در واحدهای غنی از زئولیت، (b بافت گلومروپورفیریک ناشی از تجمع درشت‌بلورهای پیروکسن (XPL)، (c حفرات پُر شده با کانی‌های ثانویه زئولیت در گدازه‌های متخلخل (XPL).

     

شکل 3- (a آنالسیم (Anl) با ماکل تیغه‌ای پیچیده، کلینوپیروکسن با بافت غربالی (Cpx) و الیوین دگرسان شده (Ol) (XPL)، (b درشت‌بلور پیروکسن و الیوین دگرسان در خمیره روشن زئولیتی که هاله‌هایی از کانی دگرسان شده (به علامت فلش دقت شود) نیز مشاهده می‌شود (PPL)، (c سوزن‌های آپاتیت به صورت ادخال در درشت‌بلور پیروکسن (XPL). علامت اختصاری کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس شده است.

     

شکل 4- مقاطع میکروسکوپی مربوط به بعضی از سنگ‌های بازالتی با بافت ویتروفیریک. (a کانی‌های خودشکل پیروکسن و الیوین، به همراه حفره پُر شده با کانی‌های ثانویه (XPL)، (b کانی آنالسیم به صورت درشت‌بلورهای خودشکل هشت وجهی (PPL)، (c درشت‌بلور آنالسیم به صورت ذرات مدور و متعدد که همانند دانه‌های برف در زمینه شیشه‌ای شکل گرفته‌اند .(PPL)

     

شکل 5- تصاویر مربوط به نمونه‌های زئولیت برداشته شده از حفرات مربوط به درزه‌های کششی. (a حفره پُر شده توسط بلورهای بسیار کوچک سوزنی-شعاعی زئولیت در سنگ میزبان سبک و متخلخل، (b مقطع میکروسکوپی از همان سنگ با بافت اینترگرانولار. فلدسپارآلکالن به دو صورت میله‌ای و صفحه‌ای در این تصویر نمایان است (XPL)، (c حفره پُر شده باکانی زئولیت به صورت اسفرولیتی .(XPL)

 


 

 

 

پتروگرافی زئولیت و کانی‌های همراه

زئولیت‌های موجود در حفرات سنگ‌های آتشفشانی بازیک به دلیل درشت بودن کریستال‌های آن، مناسب‌ترین گروه برای بررسی‌های میکروسکوپی است. با انجام بررسی‌های ساده میکروسکوپی برخی از انواع زئولیت‌ها را از روی شکل ظاهری، نحوه رخداد، حالت خاص بلوری و برخی خصوصیات نوری می‌توان از هم تمیز داد. تصاویر مختلفی از زئولیت‌های ناترولیت، تامسونیت، آنالسیم و کانی‌های ثانویه همراه مربوط به منطقه حرمک نشان داده شده است (شکل‌های 6، 7، 8 و 9). علاوه بر زئولیت‌های فوق، زئولیت رشته‌ای مزولیت در هم‌رشدی با ناترولیت توسط تجزیه شیمیایی و زئولیت صفحه‌ای استلریت توسط بررسی‌های XRD شناسایی شده‌اند. بیشتر زئولیت‌های مشاهده شده در منطقه حرمک، به شکل رشته‌ای-سوزنی و به گروه ناترولیت متعلق هستند. اعضای این گروه طبق طبقه‌بندی Breck (1974) شامل ناترولیت، مزولیت، اسکولسیت، تامسونیت، گوناردیت و ادینگتونیت است.

ناترولیت (natrolite):در نمونه دستی سفید تا بی‌رنگ و جلای شیشه‌ای دارد (Nesse, 1986). در نمونه‌های برداشت شده از بادامک‌ها، بلورهای کشیده آن بیشتر به شکل تجمعات رشته‌ای-شعاعی و به صورت رشد تداخلی نمود یافته‌اند (شکل 6- a). در مقاطع نازک بی‌رنگ هستند و معمولاً به شکل بلورهای منشوری بلند، شکل گرفته‌اند (شکل 6- b). مقطع عرضی این کانی کم و بیش به صورت مربعی است (Nesse, 1986) (شکل 6- c). بالاترین رنگ اینترفرانس این کانی در مقاطع نازک، زرد سری اول است. علامت طویل‌شدگی ناترولیت مثبت است. در مقاطع طولی دارای خاموشی مستقیم و در مقاطع عرضی، خاموشی متقارن نشان می‌دهد.

تامسونیت (thomsonite):تامسونیت در نمونه دستی سفید تا متمایل به قرمز و یا قهوه‌ای است و جلای شیشه‌ای دارد (Nesse, 1986). در مقاطع نازک بی‌رنگ و معمولاً به صورت رشته‌ای تا ستونی دیده می‌شود. تامسونیت رخ کامل نسبت به سطح {010} و رخ واضح نسبت به سطح {100} دارد که تحت زاویه 90 درجه یکدیگر را قطع می‌کنند (شکل 7- a). دارای خاموشی مستقیم و علامت طویل‌شدگی متغیر مثبت و منفی است (Nesse, 1986). رنگ‌های تداخلی سفید سری اول تا خاکستری-آبی سری دوم دارد.

همبستگی قابل توجهی بین شکل بلوری تامسونیت و ترکیب شیمیایی آن توسط Wise و Tschernich (1978) تشخیص داده شده است. بر این اساس، سه شکل مختلف از رخداد تامسونیت (بلوکی، تیغه‌ای و مومی‌شکل) معرفی شده که همگی در جهت محور c طویل یافتگی نشان می‌دهند. تامسونیت در حرمک به هر سه شکل و بر اساس محتوای سیلیس و سرعت رشد خود تشکیل شده است (شکل 7- a، b و c).

آنالسیم (analcime): آنالسیم در نمونه دستی به رنگ سفید، صورتی، خاکستری و دارای جلای شیشه‌ای است (Nesse, 1986). بلورهای آنالسیم بیشتر به شکل تراپزوهدرال شکل می‌شود. این کانی در مقاطع نازک بی‌رنگ و به صورت بی‌شکل و پُر کننده فضاهای خالی و همچنین به صورت بلورهای هشت وجهی تا مدور یافت می‌شود (Nesse, 1986) (شکل 8- a، b و c). به طور عمده همسانگرد هستند (Pichler and Schmitt-Reigraf, 1997). انواعی که بیرفرنژانس ضعیفی نشان می‌دهند بیشتر دارای ماکل تیغه‌ای موازی با سطوح کوبیک و دودکاهدرال هستند (Nesse, 1986).

سایر کانی‌های ثانویه: علاوه بر زئولیت، کانی‌های ثانویه دیگر نظیر کانی‌های رسی (ورمیکولیت)، کانی‌های فلدسپاری و کربنات نیز به اشکال مختلف در این سنگ‌ها مشاهده می‌شود (شکل 9-a، b و c).

 

 

     

شکل 6- (a تجمعات رشته‌ای-شعاعی از بلورهای ناترولیت در نمونه دستی، (b بلورهای منشوری و بلند ناترولیت در مقطع میکروسکوپی (XPL)، (c مقاطع عرضی مربع شکل ناترولیت (XPL).

     

شکل 7- (a تامسونیت به شکل بلوکی، که در آن دو دسته رخ با زاویه 90 درجه یکدیگر را قطع کرده اند (XPL)، (b رشته‌های تیغه‌ای شکل تامسونیت در کنار ناترولیت، با رنگ اینترفرانس کمی متفاوت (XPL)، (c تامسونیت به شکل بلورهای ریز مومی شکل (XPL).

     

شکل 8- (a بلورهای بی‌شکل آنالسیم به صورت پُر کننده فضاهای خالی (PPL)، (b درشت‌بلورهای خودشکل مکعب و همسانگرد آنالسیم (XPL)، (c درشت‌بلورهای مدور آنالسیم در تماس با زمینه پالاگونیتی شده (PPL).

     

شکل 9- (a حفره پُر شده با زئولیت و سایر کانی‌های ثانویه، (b تصویر میکروسکوپی از حفره زئولیتی به همراه لایه پیوسته و باریک از کانی رسی ورمیکولیت در حاشیه و بلورهای خودشکل و ثانویه فلدسپارآلکالن در اطراف حفره (PPL)، (c زئولیت‌های رشته‌ای در زمینه‌ای از سیمان کربناتی (XPL).

 

 


 

 

 

شیمی زئولیت‌ها

فرمول عمومی کانی‌های زئولیتی به صورت MxDy[Alx+2ySin-(x+2y)O2n].mH2O است که M کاتیون تک ظرفیتی و D کاتیون دو ظرفیتی است. جزو داخل کروشه بیانگر چارچوب زئولیت است. بخش خارج از کروشه معرف کاتیون‌های متحرک و قابل تعویض در حفرات زئولیت است که می‌تواند بار منفی ایجاد شده در شبکه را جبران و خنثی نمایند (Passaglia and Sheppard, 2001).

محدوده ترکیب شیمیایی زئولیت‌ها را می‌توان در یک دیاگرام سه‌تایی با سه قطبSi4O8- (Ca,Mg,Sr,Ba)Al2Si2O8-(Na,K)2Al2Si2O8 نشان داد (Gottardi, 1978). در شکل 10، این دیاگرام به همراه ترکیب شیمیایی حاصل از تجزیه ریزکاو الکترونی نمونه‌های زئولیتی منطقه حرمک (جدول 1) رسم شده است. ترکیب شیمیایی این نمونه‌ها با محدوده معرفی شده توسط Gottardi (1978) مطابقت دارد و بیشتر آنها در محدوده زئولیت‌های رشته‌ای قرار گرفته‌اند. در نمودار سه‌تایی شکل 11 دامنه تغییرات کاتیون‌های فراشبکه‌ای (Ca+Ba+Sr+Mg)، Na و K در گونه‌های مختلف زئولیت‌های حرمک رسم شده است. موقعیت و دامنه تغییرات کاتیون‌ها در این نمودار، با محدوده‌های گزارش شده توسط پژوهشگران دیگر نظیر Gottardi و Galli (1985) تطابق قابل توجهی نشان می‌دهند.

 

 

شکل 10- نمودار سه‌تایی Si4O8-D(Al2Si2O8)-M2(Al2Si2O8) نشان‌دهنده محدوده ترکیب شیمیایی همه زئولیت‌ها و زئولیت‌های رشته‌ای (Gottardi, 1978)، به همراه نقاط پلات شده از ترکیب شیمیایی زئولیت‌های منطقه حرمک.

 

شکل 11- نمودار سه‌تایی (Ca+Ba+Sr+Mg)-Na-K از ترکیب شیمیایی زئولیت‌های منطقه حرمک که توزیع کاتیون‌های فراشبکه‌ای و قابل مبادله از این زئولیت‌ها را نشان می‌دهد.

جدول 1- نمونه‌های انتخاب شده از تجزیه ریزکاو الکترونی تعدادی از زئولیت‌های منطقه حرمک. کاتیون‌ها به صورت اتم در واحد فرمولی (apfu)، در مورد ناترولیت (Ntr) و تامسونیت (Tmp) بر اساس 80 اکسیژن، مزولیت بر اساس 240 اکسیژن و آنالسیم (Anl)، 90 اکسیژن محاسبه شده‌اند. علامت اختصاری کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس شده است.

*= [(Al+Fe3+)-(Na+K)-2.(Mg+Ca+Sr+Ba)]/[(Na+K)+2.(Mg+Ca+Sr+Ba)].100

**= Si/(Si+Al)

Mineral

Ntr

Ntr

Ntr

Tmp

Tmp

Tmp

mesolite

Anl

Anl

Anl

Sample no.

Z6-1

Z13

Z26

Z13

Z25

Z26

Z6-1

Z7

Z14

Z33

Spot no.

2

3

5

4

4

3

1

7

5

 

توصیفات

رشته‌ای

رشته‌ای

رشته‌ای

مومی

بلوکی

تیغه‌ای

رشته‌ای

درشت‌بلور

بادامکی

دگرسانی شیشه

SiO2(wt%)

47.34

47.64

45.23

41.27

37.90

36.66

46.70

55.26

55.55

58.29

Al2O3

26.46

26.15

27.20

27.75

28.90

29.18

25.09

21.58

22.29

20.11

Fe2O3

0.31

0.00

0.00

0.00

0.00

0.21

0.00

0.59

0.19

0.24

MgO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.07

0.00

0.00

0.00

Na2O

14.79

15.30

14.59

5.02

3.96

3.92

5.27

12.13

13.40

11.91

K2O

0.08

0.14

0.11

0.08

0.19

0.10

0.00

0.19

0.13

0.26

CaO

1.08

0.28

1.46

10.09

8.70

8.74

9.40

0.28

0.13

0.31

MnO

0.19

0.00

0.07

0.00

0.00

0.22

0.00

0.08

0.22

0.00

BaO

0.26

0.23

0.25

0.00

0.12

0.50

0.15

0.45

0.21

0.38

SrO

0.00

0.00

0.00

0.00

7.85

9.12

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

90.51

89.74

88.91

84.21

87.62

88.65

39.98

90.56

92.12

91.50

                     

Si (apfu)

24.03

24.30

23.42

22.41

20.94

20.36

73.21

32.80

32.48

34.00

Al

15.83

15.72

16.60

17.76

18.82

19.10

46.36

15.09

15.36

13.82

Fe

0.12

0.00

0.00

0.00

0.00

0.09

0.00

0.26

0.08

0.11

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.16

0.00

0.00

0.00

Na

14.55

15.13

14.65

5.29

4.24

4.22

16.02

13.96

15.19

13.47

K

0.05

0.09

0.07

0.06

0.13

0.07

0.00

0.14

0.10

0.19

Ca

0.59

0.15

0.81

5.87

5.15

5.20

15.79

0.18

0.08

0.19

Mn

0.08

0.00

0.03

0.00

0.00

0.10

0.00

0.04

0.11

0.00

Ba

0.05

0.05

0.05

0.00

0.03

0.11

0.09

0.10

0.05

0.09

Sr

0.00

0.00

0.00

0.00

2.52

2.94

0.00

0.00

0.00

0.00

                     

E%*

0.39

0.64

0.96

3.97

-4.75

-7.68

-3.64

4.71

-0.66

-2.06

Si /Al

1.52

1.55

1.41

1.26

1.11

1.07

1.58

2.17

2.11

2.46

TSi**

0.60

0.61

0.59

0.56

0.53

0.52

0.61

0.68

0.68

0.71

 


ناترولیت (Na16[Al16Si24O80].16H2O): در ناترولیت‌های حرمک نسبت Si/Al بین 41/1-55/1 و نسبت Si/(Si+Al) که با TSi نمایش داده می‌شود بین 585/0 تا 607/0متغیر است. مقدار میانگین TSiدر این ناترولیت‌ها در حدود 603/0 است. سدیم، کاتیون فراشبکه‌ای اصلی در این کانی است که بیشترین مقدار آن به 63/15 اتم در واحد فرمولی می‌رسد. میزان استرانسیم در ناترولیت‌های تجزیه شده صفر است و مقدار عناصر پتاسیم، باریم، منگنز و منیزیم بسیار ناچیز است. به طور میانگین فرمول محاسبه شده برای ناترولیت‌های منطقه حرمک به صورت [Na14.967 Ca0.331 K0.062 Ba0.025 Mg0.013]. [Al15.893 Si24.098 O80] .nH2O. است.

تامسونیت :(Ca7Na5[Al19Si21O80].24H2O)تامسونیت، زئولیت کلسیم و سدیم‌دار است که از دیگر گونه‌های رشته‌ای زئولیت نظیر: مزولیت و اسکولسیت توسط نسبت پایین Si/Al مشخص می‌شود. دامنه تغییر این نسبت در تامسونیت به صورت 3/1-0/1Si/Al=، می‌تواند بیانگر وجود یک محلول جامد بین این کانی و کانی مزولیت باشد که در آن نسبت 5/1Si/Al= است (Wise and Tschernich, 1978). نسبت Si/Al و TSi در تامسونیت‌های حرمک به طور متوسط 16/1 و 54/0 است. سدیم و کلسیم کاتیون‌های فراشبکه‌ای اصلی در این کانی است که به ترتیب مقادیر متوسط 73/4 و 01/6 را نشان می‌دهد. مقدار استرانسیم در بیشتر نمونه‌های منطقه به میزان قابل ملاحظه‌ای بالاست و به 937/2 اتم در واحد فرمولی (12/9 ~SrO درصد وزنی) نیز رسیده است (جدول 1). به نظر می‌رسد کاتیون استرانسیم موجود در سیال زئولیت‌ساز، به دلیل شرایط خاص و متفاوت ساختار تامسونیت تنها وارد جایگاه‌های فراشبکه‌ای در این کانی شده و در ترکیب شیمیایی زئولیت‌های ناترولیت و مزولیت وارد نشده است. البته به گفته Weisenberger (2011) این امر به دلیل گرایش (affinity) استرانسیم و کلسیم به یکدیگر نیز می‌تواند باشد. به طور متوسط، فرمول محاسبه شده برای تامسونیت‌های منطقه حرمک به صورت [Ca6.008 Na4.731 Sr1.208 K0.066 Ba0.035 Mg0.023] [Al18.453. Si21.292 O80] .nH2O است.

مزولیت (Na16Ca16[Al48Si72O240].64H2O): مقدار متوسط TSi در مزولیت‌های حرمک برابر با 61/0 است. سدیم و کلسیم هر دو کاتیون فراشبکه‌ای اصلی در ترکیب مزولیت هستند. پتاسیم، منیزیم، استرانسیم و باریم در ترکیب این کانی حضور ندارد و یا مقادیر آن بسیار ناچیز است. به طور میانگین فرمول محاسبه شده برای مزولیت‌های حرمک به صورت [Na18.256 Ca14.98 K0.103 Mg0.082 Ba0.046] [Al46.413 Si72.964 O240]. .nH2O است.

آنالسیم:(Na16[Al16Si32O96].16H2O)مقدار میانگین TSi در آنالسیم‌های حرمک برابر با 68/0 و دامنه تغییرات آن 67/0 تا 71/0 است. مقدار بالای این نسبت مربوط به آنالسیمی است که از ته‌نشست مستقیم شیشه آتشفشانی شکل گرفته و مقدار پایین آن مربوط به آنالسیم هموژن بادامکی است. به طور متوسط، فرمول محاسبه شده آنالسیم‌های منطقه حرمک به صورت [Na13.755 Ca0.362 K0.262 Ba0.105 Mg0.026] [Al15.118 Si32.732. O96] .nH2O است.

بررسی نحوه رخداد زئولیت‌های رشته‌ای و آنالسیم در حرمک

ناترولیت، فراوان‌ترین زئولیت شناخته شده در حرمک است. این کانی فاز تقریباً خالص در بسیاری از بادامک‌ها و تنها در کناره حفرات با زئولیت‌های دیگر هم‌رشدی نشان می‌دهد. بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی، پراش پرتو ایکس و تجزیه ریزکاو الکترونی، همراه بودن ناترولیت‌های حرمک را با فازهایی نظیر: ورمیکولیت، تامسونیت، مزولیت و کلسیت تأیید نموده است. شکل 12-a، b و c نمونه‌هایی از تصاویر BSI (Backscattered secondary electron image) از بادامک‌های ناترولیتی همراه با کانی‌های ثانویه دیگر است.

تامسونیت، زئولیت رشته‌ای تقریباً فراوان دیگر در حرمک است. این کانی در سه شکل بلوری مختلف (بلوکی، تیغه‌ای و مومی‌شکل) متأثر از محتوای سیلیس و سرعت رشد خود در حفرات و بادامک‌های منطقه، گاه همراه با آنالسیم (شکل 2-c)، گاهی با ناترولیت و مزولیت (شکل 12- b و c) و گاهی به صورت پُر کننده حفراتی که در کناره‌های آن کانی‌های مستطیل شکل ارتوکلاز غنی از سدیم قرار گرفته است، مشاهده می‌شود (شکل 7- a).

آنالسیم نیز به سه صورت مختلف در سنگ‌های گدازه‌ای منطقه حرمک تشکیل شده است: 1- به صورت درشت‌بلور در زمینه شیشه‌ای سنگ‌های آلکالن (شکل 13- a). در مورد منشأ و رخداد درشت‌بلورهای آنالسیم در سنگ‌های آتشفشانی اختلاف نظر وجود دارد. این آنالسیم‌ها ممکن است اولیه و مستقیماً از مذاب سیلیکاته متبلور شده باشند و یا این که ثانویه بوده، به صورت دروغین و جانشینی از لوسیت و دیگر ترکیبات اولیه رخ دهند. 2- از دگرسانی مستقیم شیشه پالاگونیتی (شکل 13- b). شیشه‌های آتشفشانی به طور نسبی دارای انرژی آزاد بالایی هستند و ترکیب شیمیایی آنها نیز به طور کلی بسیار نزدیک به زئولیت‌ها است. بنابراین، منبع تولید مواد سازنده زئولیت می‌توانند باشند. 3- به صورت بادامکی و پُر کننده حفرات (شکل 13- c).

 

 

 

 

     

شکل 12- (a تصویر BSI از حفره کوچک پُر شده با انواع کانی‌های ثانویه، که به طور متوالی و از کناره تا مرکز شامل 1- کانی خودشکل فلدسپاری (ارتوکلاز)، 2- لایه ممتد از کانی رسی (ورمیکولیت)، 3 و 4- هم‌رشدی مزولیت (بخش روشن‌تر) و ناترولیت (بخش تیره‌تر) است، (b هسته‌های کوچک زئولیت‌زا و سوزن‌های مومی شکل تامسونیت در کناره‌های حفره 1 و منطقه ناترولیتی خالص در مرکز (2)، (c حفره زئولیتی که در آن 1 و 2 زئولیت‌های مزولیت و تامسونیت به صورت هم‌رشد در کناره‌های بادامک (بخش روشن‌تر) و (3) زئولیت ناترولیت به صورت فاز غالب در مرکز بادامک (بخش تیره‌تر) است.

     

شکل 13- تصاویر BSI از شکل‌‌های مختلف آنالسیم در حرمک. (a آنالسیم به صورت درشت‌بلور خودشکل، (b آنالسیم تشکیل شده بر اثر دگرسانی مستقیم شیشه آتشفشانی، (c حفره پُر شده از آنالسیم (قسمت‌های تیره‌تر) به همراه تامسونیت (قسمت‌های روشن‌تر)

 



 

بحث و نتیجه‌گیری

می‌توان چهار فرآیند متمایز را برای نحوه تشکیل زئولیت در گدازه‌های حرمک پیشنهاد کرد: 1- فراهم شدن عناصر لازم برای تشکیل زئولیت همزمان با خروج گدازه‌ها از محیط رسوبی که کنگلومرا در حال تشکیل بوده است، 2- عملکرد فازهای گرمابی، 3- دگرگونی تدفینی بازالت و
4- آبشویی تدریجی عناصر لازم برای تشکیل زئولیت از رسوبات بالایی و رسوب آنها درون حفرات بازالت در یک مرحله زمانی طولانی پس از بیرون ریختن گدازه‌ها.

فراهم شدن عناصر لازم برای تشکیل زئولیت، تنها از محیط رسوبی محل بیرون‌ریزی گدازه‌ها بسیار بعید است. هر دو واحد بازالتی در یک فاصله زمانی نسبتاً کوتاه و به هنگام رسوب‌گذاری کنگلومرای حرمک و ردیف رسوبی الیگومیوسن تشکیل شده‌اند. از آنجا که ویژگی‌های چینه‌ای-رسوب‌شناختی این واحد رسوبی و به ویژه بخش کنگلومرایی آن یکنواخت است، ترکیب شیمیایی آب‌های موجود در محیط تشکیل بازالت‌ها احتمالاً تغییرات زیادی نداشته‌اند. از نظر بافتی نیز سنگ‌های هر دو واحد حفره‌دار هستند. بنابراین، فراوانی بیشتر زئولیت‌ها تنها در روانه غربی احتمال تأمین عناصر، فقط از محیط فوران بازالت را با تردید جدی روبرو می‌کند.

عملکرد فازهای گرمابی، همزمان و در نتیجه تشکیل زئولیت‌ها نیز نمی‌تواند توضیحی مناسب برای زئولیت‌زایی را فراهم آورد. نخست آن‌که سنگ‌های خروجی به ویژه بازالت‌ها، بر خلاف سنگ‌های نفوذی با فعالیت گرمابی قابل توجه همراه نیستند (Robb, 2005). به علاوه، فوران در محیط‌های آبی باعث استهلاک سریع گازها و بخارات آتشفشانی می‌شود. از طرفی، حجم گدازه‌های حرمک آنچنان نیست که بخارات و سیالات همراه آن، پس از انتشار در محیط، سبب تشکیل زئولیت گردد. Karimi (2012) با تکیه بر شواهد کانی‌شناختی و بافتی نشان داد که درشت‌بلورهای آنالسیم در بازالت‌های حرمک، اولیه بوده و محصول تغییر ترکیب لوسیت نیستند. وی معتقد است که آنالسیم‌هایی که در زمینه سنگ‌ها و نیز در حفرات آنها به وجود آمده‌اند، ثانویه بوده و ساز و کار تشکیل آنها و دیگر زئولیت‌های حرمک، به احتمال زیاد، همانند است. یافته Karimi (2012) دلیل دیگریست که نقش ترکیب شیمیایی سنگ میزبان در تکوین زئولیت‌های حرمک را کم‌رنگ می‌کند.

دگرگونی تدفینی (burial metamorphism) همواره منجر به تشکیل کانی‌های زئولیت در سنگ‌های بازالتی می‌گردد. اگر بازالت در قسمت‌های تحتانی یک ردیف ضخیم از سنگ‌ها باشد، معمولاً تحت تأثیر دگرگونی تدفینی قرار می‌گیرد Coombs et al., 1959)؛ ‌Neuhoff et al., 2006) که رخساره زئولیتی (zeolite facies) در متابازالت‌ها را نشان می‌دهد Turner, 1981)؛ Frey et al., 1991). کانی‌های شاخص رخساره زئولیتی در منطقه حرمک دیده نمی‌شوند. بنابراین، نمی‌توان تشکیل زئولیت‌ها را نتیجه دگرگونی تدفینی دانست. در کمپلکس اوتاما (otama) در نیوزیلند و نیز در غرب گرینلند، در میان مجموعه کانی‌های تشکیل شده در دگرگونی تدفینی، کانی تامسونیت به فراوانی در متابازالت‌ها یافت می‌شود (Neuhoff et al., 2006). تامسونیت زئولیت فراوان در بازالت حرمک نیز وجود دارد. نکته در خور توجه این است که تامسونیت‌های حرمک از شیشه ولکانیک زمینه سنگ، متبلور نشده، بلکه حفرات سنگ را پُر کرده‌اند. بنابراین، وجود تامسونیت در منطقه حرمک نمی‌تواند دلیلی بر رخداد دگرگونی تدفینی در بازالت حرمک باشد.

سه نکته در مورد موقعیت چینه‌ای بازالت حرمک و نیز خاستگاه زئولیت‌ها حایز اهمیت است که انگاره تشکیل زئولیت به خرج رسوبات الیگومیوسن قرار گرفته بر روی بازالت‌ها را تقویت می‌کند. نخست اینکه تشکیل زئولیت به طور عمده در روانه غربی حادث شده است. دوم اینکه زئولیت‌زایی در بخش‌های فوقانی همین روانه بیشتر است تا قسمت‌های تحتانی آن و سوم، حدود 5000 متر از رسوبات مارنی و آواری حاوی رسوبات تبخیری بر روی روانه غربی قرار دارد. بنابراین، به احتمال زیاد عناصر لازم برای تشکیل زئولیت از انحلال سنگ‌ها و رسوبات رویین تأمین شده است. معلوم می‌شود که روانه غربی به دلیل نزدیکی به رسوبات مارنی–آواری، تحت تأثیر سیالاتی قرار گرفته که رسوبات بالایی را حل ‌نموده و با چرخش در قسمت‌های تحتانی رسوبات و در حد فاصل آنها با روانه غربی باعث رشد زئولیت در حفرات بازالت شده است. در نتیجه این فرآیند، زئولیت‌هایی تشکیل شده‌اند که از نوع پُر کننده حفرات و شکاف‌ها هستند. شکاف‌های بازالت حرمک که گاه ابعاد میکروسکوپی دارند، ثانویه و پس از تبلور کامل سنگ به وجود آمده‌اند. پس، پُر شدن شکاف‌ها توسط زئولیت نشان می‌دهد که زئولیت‌های یاد شده مدت‌ها پس از تشکیل سنگ در آن به وجود آمده‌اند.

به طور کلی، نحوه تشکیل زئولیت‌های مختلف در بادامک‌های منطقه را می‌توان این طور توضیح داد که وقتی محلول نسبت به یک گونه خاص زئولیت فوق اشباع می‌شود، هسته‌های بسیاری متبلور شده و بلورهای کوچک فراوانی در کناره حفرات شکل می‌گیرند (Fyfe et al., 1978). رشد سریع بلورهای کوچک زئولیتی، اشکال بلوری ساده‌ای دارد که از تعداد زیادی هسته‌های زئولیتی تشکیل شده و بیشتر به شکل دندریتی رشد می‌کنند Wise and Tschernich, 1978)؛ Kousehlar et al., 2012). تغییر کوچک در ترکیب شیمیایی محلول به ویژه مقدار سیلیس، اسید سرشتی (PH) و ویژگی‌های هیدروژئوشیمیایی و دما، باعث نطفه‌بندی متفاوت از کانی‌های زئولیتی می‌شود. این تغییر ممکن است بر اثر حرکت سیال در رسوبات و واکنش با اجزای شیشه‌ای و یا ورود یون‌های مختلف به سیال ایجاد شود. به این ترتیب شاهد تغییرات شیمیایی، هرچند اندک، در ترکیب سیال زئولیت‌ساز و متعاقب آن رشد چند نوع زئولیت مختلف به صورت متوالی در یک حفره خواهیم بود (Morbidelli et al.,2001).

 

سپاسگزاری

نگارندگان از معاونت پژوهشی دانشگاه سیستان و بلوچستان به علت فراهم نمودن بخشی از منابع مالی لازم برای اجرای این پژوهش و همچنین، از آقای دکتر توبیاس وایزنبرگر از دانشگاه فرایبورگ آلمان، به خاطر راهنمایی‌های بی‌دریغ و همچنین از رهنمودهای ارزشمند آقایان دکتر فرامرز طوطی و دکتر حسن میرنژاد از دانشگاه تهران و خانم معصومه کوسه‌لر سپاسگزاری می‌کنند.

Aghanabati, A. (1991) Explanatory text of Daryacheh-Ye-Hamoun. Geological Quadrangle Map 1:250000, No. M19, Geological Survay of Iran, Tehran.

Bagheri, S. (2000a) Exploration of zeolite group of minerals in north of Zahedan, use them to quality improvement of drinking water and the other industrial applications. National plan of Mining and Technology Research Report.

Bagheri, S. (2000b) The origin and development of natural zeolites in Oligocene mafic magmas from north of Zahedan. 18th Earth Sciences Congress, Geological Survay of Iran, Tehran.

Behrouzi, A. (1993) Explanatory text of Zahedan. Geologcal Quadrangle Map 1:250000, No. L10, Geological Survay of Iran, Tehran.

Breck, D. W (1974) Zeolite molecular sieves. John Wiley & Sons, Inc., New York

Camp, V. E. and Griffis, R. J. (1982) Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, Eastern Iran. lithos 15: 221-239.

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

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock forming minerals. 2nd edition, Longman, London.

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

Fyfe, W. S., Price, H. J. and Thompson, A. B. (1978) Fluids in the earth’s crust. Elsevier, New York.

Gottardi, G. (1978) Mineralogy and crystal chemistry of zeolites. In: Natural zeolites: occurrence, properties, use (Eds. Sand, L. B. and Mumpton F. A.) 31-44. Pergamon Press, New York.

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

Karimi, A. (2012) Hormak basaltic sill, of SE Iran: Characterization of source chemistry based on trace element modeling. MSc thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).

Kousehlar, M., Weisenberger, T. B., Tutti, F. and Mirnejad, H. (2012) Fluid control on low-temperature mineral formation in volcanic rocks of Kahrizak, Iran. Geofluids 12: 295-311

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.

McBirney, A. R. (2007) Igneous petrology. 3rd edition, Jones and Bartlett, Sudbury.

Morbidelli, P., Ghiar, M. R., Lonis, R. and Petti, C. (2001) Quantitative distribution and chemical composition of authigenic minerals in clinoptilolite-bearing ignimbrites from northern Sardina (Italy): inferences for minerogenetic models. Periodico di Mineralogia 70: 71-97.

Nesse, W. D. (1986) Introduction to optical mineralogy. Oxford university press, NewYork.

Neuhoff, P. S., Rogers, K. L., Stannius, L. S., Bird, D. K. and Pederson, A. K. (2006) Regional very low-grade metamorphism of basaltic lavas, Disko-Nuussuaq region, West Greenland. Lithos 92: 33-54.

Passaglia, E. (1970) The crystal chemistry of chabazites. American Mineralogist 55: 1278-1301.

Passaglia, E. and Sheppard, R. A. (2001) The crystal chemistry of zeolites. In: Natural zeolites: occurrence, properties, applications (Eds. Bish, D. L. and Ming, D. W.) 45: 69-116. Mineralogical Society of America, New York.

Pichler, H. and Schmitt-Reigraf, C. (1997) Rock forming minerals in thin section. Chopman and Hall, London.

Robb, L. (2005) Introduction to ore-forming processes. Blackwell Publishing, Oxford.

Turner, F. J. (1981) Metamorphic petrology, mineralogical, field and tectonic aspects. 2nd edition. McGraw-Hill Companies, Inc., New York.

Walker, J. D. and Geissman, J. W. (2009) Geologic time scale. The Geological society of America. doi: 10.1130/2009.CTS004R2C.

Wise, W. S. and Tschernich, R. W. (1978) Habites, crystal forms and composition of thomsonite. Canadian Mineralogist 16: 487-493.