سنگ‏‌شناسی اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) با تاکید بر مینرال شیمی گارنت و پیروکسن

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

چکیده

توده گرانیتوییدی قزآن با سن الیگومیوسن، سنگ‌های پیرامون خود را دچار دگرگونی همبری کرده و در آهک‌های دربرگیرنده‌اش، اسکارن پدید آورده است. ترکیبی این سنگ‌ها بیشتر گرانیت تا دیوریت است. اسکارن‌ها دو بخش دارند: اسکارن بیرونی (اگزواسکارن) و اسکارن درونی (اندواسکارن). برپایه داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی، گارنت‌های اسکارن شمالی منطقه‏‌بندی دارند و مقدار آندرادیت و گروسولار آنها تغییر نوسانی نشان می‌دهد؛ اما ترکیب گارنت‌های جنوب‌باختری بیشتر آندرادیتی است. برپایه نمودار Fe/Ti در برابر Al/(Al+Fe+Mn) که برپایه درصد مولی این عنصرهاست، درصد مشارکت سیال‌های گرمابی که ترکیب گارنت‌ها تحتﺗﺄثیر آنها بوده‌ است برای اسکارن شمالی کمتر از 50 درصد و برای اسکارن جنوب‌باختری بالاتر از 50 درصد برآورد می‌شود. سیال‌های گرمابی روی ترکیب کلینوپیروکسن‌ها تأثیر چندانی نداشته‌اند و ترکیب آنها در هر دو اسکارن کمابیش همانند و دیوپسیدی بوده است. برپایه مجموعه‌های کانیایی و همچنین پیدایش ولاستونیت در اسکارن‌های بررسی‏‌شده، این اسکارن‌ها در دمای بالاتر از 500 درجه سانتیگراد و فوگاسیته O2 17- 10 تا 15- 10 پدید آمده‏‌اند

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrology of skarns in the north and the southwest of Qazan (South Qamsar) with emphasis on the mineral chemistry of garnet and pyroxene

نویسندگان [English]

  • Maria Chavideh
  • Mohsen Tabatabaei Manesh
  • Mohammadali Makizadeh
Department of Geology Faculty of Science, University of Isfahan, Isfahan, Iran
چکیده [English]

The Oligo-Miocene Qazan granitoid body caused contact metamorphic of surrounding rocks and skarn formation in the wall limestone. The main intrusive rocks are essentially granite to diorite in composition. Two different types of skarn, exo and endoskarn have been developed. On the base of microprobe data, the northern skarn are characterized by zoning and the amounts of andradite and grossular changes oscillatory. While garnets from the southwestern skarn is predominantly andradite in composition. Using Fe/Ti vs. Al/ (Al+Fe+Mn) diagram that were calculated based on the mole percent of the used elements, it is estimated that about less than 50 percent hydrothermal waters were involved for the northern skarn whereas it was over this amount for the southwestern skarn. This leds to difference in garnet composition. The composition of clinopyroxene in both skarns is the same (diopside). As a result, hydrothermal fluids have not had much influence on pyroxene genesis. With regards to the occurrence of mineral assemblage and the presence of wollastonite in the skarns under study, these rocks have evolved in temperature above 500 ° C and O2 fugacity in the range of 10-17 to 10-15.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Garnet
  • Geochemistry
  • skarn
  • Qazan
  • granitoid
  • Urumiehdokhtar‬‏
  • Ghamsar

پیدایش اسکارن‌ها پیامد دگرگونی همبری هنگام نفوذ ماگما و یا متاسوماتیسم همبری پس از انجماد ماگما و آزاد‏‌شدن سیال‌های گرمابی و واکنش آن با سنگ‌های درونگیر است (Einaudi et al., 1982). اسکارن در چندین مرحله و در دما و فشارهای گوناگون پدید می‌آید و پاراژنزهای کانیایی مختلفی را پدید می‌آورد. در راستای پهنه ماگمایی ارومیه- دختر، اسکارن‌زایی در بسیاری از بخش‌ها دیده می‌شود. بررسی‌های گسترده‏‌ای در ارتباط با اسکارن‌زایی در این پهنه انجام گرفته‌اند (مانند: بررسی‌های Badr (2012) و Badr و همکاران (2013) روی اسکارن‌های بخش خاوری گرانودیوریت قهرود؛ بررسی‌های Javadi (2012) روی اسکارن‌های جنوب‌باختری کاشان). گارنت از کانی‌های شاخص در اسکارن‌هاست که در محدوده گسترده‌ای از دما و فشار پایدار است و ازاین‌رو، پژوهشگران با بررسی آن، اطلاعات دقیقی از محیط پیدایش و شرایط حاکم بر محیط به‌دست می‌آورند (Chakraborty and Ganguly, 1991). از ویژگی‌های مهم گارنت‌ها منطقه‏‌بندی نوسانی آنهاست (Shore and Fowler, 1996). دو الگو برای منطقه‏‌بندی رشدی نوسانی پیشنهاد شده است:

1- منطقه‏‌بندی پدیدآمده در پی فرایندهای درونی تأثیرگذار؛ مانند ناآمیختگی در سیستم دوتایی گروسولار-آندرادیت که با تغییر ناگهانی در ترکیب شیمیایی همراه است (Haase et al., 1980; Allegre et al., 1981; Simakin, 1983; Ortoleva, 1990; Wang and Merino, 1992; L'Heureux and Fowler, 1994)؛

2- عوامل بیرونی که بیشتر شامل تغییر در ترکیب سیال گرمابی که گارنت از آن متبلور می‌شود (Yardley et al., 1991; Jamtveit et al., 1993, 1995).

الگوی نخست نشان‏‌دهندة پیدایش منطقه‏‌بندی نوسانی بی‌دخالت عامل بیرونی است و در شرایطی که فرایند‌های زمین‌شناسی به دور از تعادل باشند رخ می‌دهد. الگوی دوم محیطی را نشان می‌دهد که کانی کمابیش در تعادل محلی با پیرامون خود بوده و الگوی منطقه‏‌بندی نشان‏‌دهندة تغییر شرایط محیط است. چنین شرایطی در سیستم‌های باز روی می‌دهند؛ هرچند تغییر دما و فشار نیز چنین منطقه‌بندی‌هایی را پدید می‌آورد. بررسی‌های بسیاری (مانند: Giuliani et al., 1987; Lipin and McKay, 1989; Auwera and Andre, 1991; Lottermoser, 1992; Fleet et al., 1997; Kato, 1999; Ling and Liu, 2003; Smith et al., 2004; Gaspar et al., 2008 Taghipour et al., 2013; Ranjbar et al., 2015, 2012) دربارة پیدایش اسکارن‌ها انجام شده‌اند که در آنها نقش این دو عامل در پیدایش کانی‌های اسکارنی بررسی شده‌اند.

هدف از این پژوهش، بررسی کانی‌شناسی اسکارن و تأثیر سیال‌ها روی ترکیب گارنت در دو منطقه شمال و جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) است.

 

زمین‌شناسی منطقه

از دیدگاه پهنه‌بندی زمین‌شناسی و ساختاری ایران، منطقه قزآن بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه- دختر در ایران مرکزی است (Aghanabati, 2004). این منطقه در نقشه 100000/1 کاشان (Radfar and Mahabadi, 1998) جای دارد. نهشته‌های این منطقه در مقیاس ناحیه‏‌ای بردارندة ماسه‌سنگ و دولومیت‌های سیلورین تا دونین هستند که در بخش خاوری منطقه گسترش دارند (شکل 1). در منطقه کاشان ماگماتیسم گسترده‏‌ای رخ داده است که بیشتر به‌صورت سنگ‌های آتشفشانی دیده می‌شود. کهن‌ترین سنگ‌های آتشفشانی منطقه بخشی از سازند پادها به سن سیلورین هستند (Radfar and Mahabadi, 1998). سازند آهکی بهرام با هم‌شیبی روی این نهشته‌ها جای می‌گیرد (دونین میانی). دولومیت‌های زرد سازند شتری نیز در منطقه دیده می‌شوند که با هم‌شیبی با لایه‌های شیل و ماسه سنگی سازند شمشک، ماسه‌سنگ و آهک‌های نومولیت‌دار کرتاسه پیشین و لایه‌های آهک مارنی خاکستری و آهک سیلتی کرتاسه پسین پوشیده شده‏‌اند. کهن‌ترین بخش نهشته‌های سنوزوییک دربردارندة توف‌های برشی و سیلیسی‌شده و لایه‌های آهکی نومولیت‌دار است. بخش‌های جنوبی، شمالی و باختر نقشه با گدازه‌های آندزیتی و آذرآواری آندزیتی در برگرفته شده‌اند و گدازه‌ها و سنگ‌های آذرین با ترکیب داسیت آندزیتی روی آنها جای دارند. نهشته‌های الیگوسن زیرین به‌صورت گنگلومرا، ماسه‌سنگ و مارن سرخ‌رنگ همراه با میانبارهایی از سنگ‌های آتشفشانی آندزیتی در منطقه دیده می‌شوند. در بخش‌های خاوری، شمالی و باختری منطقه، برونزد توده آذرین نفوذی، دگرگونی در توف‌ها و آهک‌های ائوسن را پدید آورده است. این سنگ‌ها گاه با دایک‌های داسیتی، آندزیتی و بازالتی بریده شده‌اند (Badr, 2012). شماری از توده‌های آذرین نفوذی با ترکیب گرانیتوییدی و سنگ‌های رسوبی (مانند: آهک‌های نومولیت‌دار سفید مایل به خاکستری، توف، مارن و سنگ‌های آذرآواری ائوسن) از واحد‌های سنگی اصلی منطقه هستند که در محل همبری آنها با توده آذرین نفوذی منطقه اسکارن و مرمر پدید آمده‌اند (شکل 1) (Radfar and Mahabadi, 1998).

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه قزآن (جنوب قمصر) برپایه نقشه زمین‌شناسی 100000 /1 کاشان (Radfar and Mahabadi, 1998)

 

 

سن‌سنجی مطلق توده‌های گرانودیوریت در کوه‌های کرکس که کمابیش همانند توده آذرین نفوذی قزآن هستند، سن 17 تا 19 میلیون سال پیش (میوسن میانی- بالایی) را نشان می‌دهد (Amidi 1975). برپایه بررسی‌های Ghasemi و همکاران (2014)، سن احتمالی توده الیگومیوسن برآورد شده است.

در منطقه قزآن اسکارن‌زاییِ گسترده‏‌ای دیده می‌شود. محدوده‌های بررسی‏‌شده روی نقشه زمین‌شناسی با نماد ستاره (شکل‌ 1) و در نمای صحرایی (شکل‌ 2- D) نشان داده شده‌اند. این اسکارن‌ها به صورت اندواسکارن، در نزدیکی توده آذرین نفوذی و اگزواسکارن، در نزدیکیِ سنگ آهک دیده می‌شوند و گاه ساخت برشی نشان می‌دهند (شکل 2- A). اسکارن‌ها گاه لایه‏‌بندی رسوبی نخستین خود را اندکی در خود نگه داشته‌اند (شکل 2- B) و گارنت‌ها از فراوان‌ترین کانی‌های این سنگ‌ها هستند. سنگ‌های آذرین نفوذی منطقه که بیشترشان ترکیب گرانودیوریتی و به میزان کمتر گرانیت دارند، گسترة بزرگی را در برگرفته‌اند. این سنگ‌ها هم‌سن هستند و انکلاوهای میکروگرانولار کمابیش فراوانی دارند (شکل 2- C). برپایه بررسی‌های زمین‌شیمیاییِ Ghasemi و همکاران (2014)، این سنگ‌ها در گسترة سنگ‌های کالک‌آلکالن و متاآلومین جای می‌گیرند.

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از منطقه قزآن (جنوب قمصر). A) ساخت برشی در اسکارن شمالی منطقه؛ B) لایه‏‌بندی نخستین در اسکارن شمالی منطقه؛ C) حضور انکلاوهای گرانولار در سنگ‌های آذرین نفوذی منطقه؛ D) جایگاه اسکارن شمالی در برابر توده آذرین نفوذی

 

 

روش انجام پژوهش

در منطقه قزآن اسکارن‌ها پراکندگی دارند. در این بررسی از دو رخنمون مهم و اصلی آن نمونه‌برداری شد. سپس برپایه تغییر سنگ‌شناسی از نمونه‌ها مقطع‌های نازک ساخته شدند. مقطع‌ها با میکروسکوپ پلاریزان OLYMPUS (مدل BH 2) و میکروسکوپ انعکاسی OLYMPUS (مدل Bx 60) در دانشگاه اصفهان بررسی شدند. پس از بررسی مقطع‌های نازک، شماری از نمونه‌ها برگزیده شده و در دانشگاه اشتوتگارت آلمان، با دستگاه Cameca SX100 EMPA با شتاب ولتاژ 15 Kv، جریان الکترونی nA 30 و قطر پرتو 5 میکرومتر تجزیه شدند. برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری کانی‌ها و شمار کاتیون‌ها، نرم‌افزار Minpet به‌کار برده شد. Fe2+ و Fe3+ کانی‌ها برپایه استوکیومتری جدا شدند. داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی گارنت و پیروکسن در جدول‌‌های 1 تا 3 آورده شده‌اند. نام‌های اختصاری به‌کاررفته برای کانی‌ها در تصویرهای میکروسکوپی، برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند.

سنگ‏‌نگاری

با بررسی مقطع‌های میکروسکوپی اطلاعات ارزشمندی به‌دست می‌آیند که برپایه آنها تاریخچه زمین‌شناسی منطقه شناخته می‌شود. سنگ‌های گوناگون آذرین نفوذی، انکلاو و اسکارن از سنگ‌های بررسی‌شده در این منطقه هستند.

 

سنگ‌های آذرین نفوذی

گرانیت و گرانودیوریت: در نمونه دستی، رنگ این توده‌های سنگی روشن است. ارتوکلاز (20- 10 درصد حجمی)، کوارتز (20- 40 درصد حجمی) پلاژیوکلاز (20- 40 درصد حجمی) بیوتیت و آمفیبول (10- 25 درصد حجمی) و کمی پیروکسن از کانی‌های اصلی آنها هستند (شکل 3- A). اسفن، آپاتیت و زیرکن از کانی‌های فرعی در این سنگ‌ها هستند. بافت شاخص این سنگ‌ها گرانولار است؛ اما بافت‌های فرعی دیگری (مانند: میرمیکیت و پویی‌کیلیتیک) نیز در آنها دیده می‌شوند (شکل‌های 3- B تا 3- D).

 

جدول 1- داده‌های ریزکاو الکترونی کانی گارنت از حاشیه به مرکز (g1-122 تا g10-131) در اسکارن‌های شمالی قزآن (جنوب قمصر) به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی به‌دست‌آمده برپایه 12 اتم اکسیژن (Fe2+/Fe3+ برپایه full occupancy به‌دست آمده است)

Sample No.

g1-122

g2-123

g3-124

g4-125

g5-126

g6-127

g7-128

g8-129

g9-130

g10-131

Location

Rim

Near-rim

Near-core

Core

Near-core

Near-rim

Rim

Rim

Rim

Rim

SiO2

37.20

37.33

37.25

37.21

36.91

36.99

37.17

37.18

36.92

37.56

TiO2

0.55

0.53

0.53

0.50

0.50

0.62

0.59

0.59

0.96

0.54

Al2O3

10.77

10.33

9.91

10.64

9.74

10.18

10.35

11.19

9.64

11.31

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.32

0.01

0.22

0.00

Fe2O3

10.86

12.23

12.15

11.58

12.66

12.44

11.48

10.64

12.00

10.35

FeO

4.67

5.25

5.21

4.97

5.43

5.33

4.93

4.57

5.14

4.43

MnO

0.63

0.58

0.58

0.58

0.70

0.66

0.68

0.57

0.64

0.38

MgO

0.16

0.16

0.11

0.12

0.07

0.09

0.12

0.12

0.12

0.21

CaO

33.95

33.67

33.69

33.76

33.36

33.06

34.32

34.02

33.53

34.73

Total

98.79

100.08

99.43

99.36

99.37

99.37

99.96

98.89

99.17

99.51

Si

2.97

2.96

2.97

2.96

2.95

2.96

2.96

2.97

2.96

2.97

Al iv

0.03

0.04

0.02

0.03

0.04

0.04

0.02

0.04

0.03

0.03

Al vi

0.99

0.92

0.91

0.96

0.88

0.92

0.93

1.02

0.88

1.02

Ti

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.04

0.03

0.03

0.06

0.03

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

Fe3+

0.97

1.05

1.05

1.01

1.11

1.04

1.03

0.93

1.03

0.94

Fe2+

0.03

0.08

0.07

0.06

0.07

0.11

0.03

0.06

0.08

0.01

Mn

0.04

0.04

0.04

0.04

0.05

0.05

0.04

0.04

0.04

0.03

Mg

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.04

Ca

2.91

2.86

2.88

2.88

2.86

2.83

2.91

2.91

2.88

2.94

Total

8.16

8.16

8.20

8.15

8.16

8.16

8.16

8.01

8.16

8.16

Almandine

1.13

2.54

2.47

1.98

2.26

3.67

1.08

1.88

2.74

0.42

Andradite

48.80

52.28

52.77

50.43

55.04

52.16

51.43

46.58

52.23

46.95

Grossular

47.91

43.24

42.98

45.76

40.78

42.31

45.37

49.70

42.42

50.96

Pyrope

0.63

0.63

0.43

0.47

0.28

0.36

0.47

0.47

0.47

0.82

Spessartine

1.42

1.30

1.30

1.31

1.59

1.49

1.53

1.28

1.44

0.85

Uvarovite

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.06

0.03

0.70

0.00

 

جدول 2- داده‌های ریزکاو الکترونی کانی گارنت از حاشیه به مرکز (1-146 تا 10-155) در اسکارن‌های جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی به‌دست‌آمده برپایه 12 اتم اکسیژن (Fe2+/Fe3+ برپایه full occupancy به‌دست آمده است)

Sample No.

1-146

2-147

3-148

4-149

5-150

6-151

7-152

8-153

9-154

10-155

Location

Near-core

Near-core

Core

Core

Near-core

Near-core

Near-rim

Rim

Rim

Rim

SiO2

34.95

35.07

34.00

34.94

34.79

34.83

34.88

39.07

35.04

34.88

TiO2

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.02

0.01

0.00

Al2O3

0.00

0.00

0.11

0.49

0.12

0.17

0.00

0.89

0.00

0.00

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2O3

25.06

25.21

25.75

24.23

24.83

24.83

25.08

21.51

25.12

25.07

FeO

5.79

6.13

4.28

5.93

5.96

5.64

6.06

6.46

6.03

5.79

MnO

0.04

0.04

0.05

0.44

0.14

0.11

0.08

0.36

0.54

0.73

MgO

0.06

0.07

0.03

0.00

0.04

0.07

0.06

0.07

0.07

0.06

CaO

33.05

32.97

34.70

32.38

32.70

33.00

32.80

31.20

32.55

32.49

Total

98.95

99.49

98.92

98.41

98.59

98.66

98.96

99.58

99.37

99.02

Si

3.03

3.02

2.95

3.04

3.02

3.02

3.02

3.27

3.03

3.02

Al iv

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al vi

0.00

0.00

0.00

0.05

0.01

0.02

0.00

0.09

0.00

0.00

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

1.63

1.64

1.68

1.58

1.62

1.62

1.64

1.36

1.63

1.64

Fe2+

0.42

0.44

0.31

0.43

0.43

0.41

0.44

0.45

0.44

0.42

Mn

0.00

0.00

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.03

0.04

0.05

Mg

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Ca

3.07

3.05

3.23

3.01

3.05

3.07

3.05

2.80

3.01

3.02

Total

8.16

8.16

8.20

8.15

8.16

8.16

8.16

8.01

8.16

8.16

Almandine

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Andradite

100.00

100.00

99.34

96.93

99.25

98.94

100.00

93.91

100.00

100.00

Grossular

0.00

0.00

0.37

1.75

0.12

0.36

0.00

4.50

0.00

0.00

Pyrope

0.00

0.00

0.15

0.00

0.21

0.37

0.00

0.40

0.00

0.00

Spessartine

0.00

0.00

0.14

1.32

0.42

0.33

0.00

1.18

0.00

0.00

Uvarovite

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

جدول 3- داده‌های ریزکاو الکترونی پیروکسن‌های اسکارن شمالی قزآن (جنوب قمصر) به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی پیروکسن (1-g تا 10-g) به‌دست‌آمده برپایه 6 اتم اکسیژن

Sample No.

1-g

2-g

3-g

4-g

5-g

6-g

7-g

8-g

9-g

10-g

Analysis

209

210

211

212

213

214

215

216

217

218

SiO2

52.98

52.10

52.92

52.91

53.47

52.79

51.66

52.79

53.10

52.55

TiO2

0.06

0.05

0.06

0.04

0.00

0.01

0.05

0.00

0.09

0.06

Al2O3

0.60

0.87

0.79

0.41

0.37

0.23

0.59

0.23

0.65

0.94

FeO

4.79

5.72

4.46

4.24

3.56

4.90

2.01

4.90

4.33

4.72

Fe2O3

2.05

2.49

1.99

1.85

1.62

2.14

4.67

2.14

1.71

2.05

MnO

0.74

0.74

0.70

1.09

1.09

0.78

0.76

0.78

1.36

0.74

MgO

14.23

13.32

14.58

14.35

15.20

13.66

14.11

13.66

14.42

13.99

CaO

25.35

25.01

25.25

25.36

25.16

23.97

24.25

23.97

25.08

25.33

Na2O

0.04

0.04

0.02

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

K2O

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.08

0.00

0.00

0.00

Total

100.84

100.35

100.78

100.25

100.47

98.48

98.19

98.47

100.74

100.38

Si

1.96

1.94

1.95

1.96

1.97

2.00

1.96

2.00

1.96

1.95

TAl

0.03

0.04

0.03

0.02

0.02

0.00

0.03

0.00

0.03

0.04

TFe3+

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

M1Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

M1Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M1Fe3+

0.04

0.05

0.04

0.03

0.03

0.06

0.12

0.06

0.04

0.05

M1Fe2+

0.15

0.18

0.14

0.13

0.11

0.16

0.06

0.16

0.13

0.15

M1Mg

0.78

0.74

0.80

0.79

0.83

0.77

0.80

0.77

0.79

0.77

M2Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M2Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M2Mn

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.03

0.02

0.03

0.04

0.02

M2Ca

1.00

1.00

1.00

1.01

0.99

0.97

0.99

0.97

0.99

1.01

M2Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M2K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Sum

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Wollastonite

49.79

49.68

49.54

49.93

49.25

49.00

49.16

49.00

49.37

50.16

Enstatite

38.89

36.82

39.80

39.31

41.40

38.85

39.80

38.85

39.50

38.54

Ferrosillite

11.32

13.50

10.66

10.77

9.35

12.15

11.04

12.15

11.13

11.30

 

جدول 4- داده‌های ریزکاو الکترونی پیروکسن‌های اسکارن جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی پیروکسن (J-1 تا J-10) به‌دست‌آمده برپایه 6 اتم اکسیژن

Sample No.

J-1

J-2

J-3

J-4

J-5

J-6

J-7

J-8

J-9

J-10

Analysis Point

63

64

65

66

67

68

69

70

71

72

SiO2

53.34

53.27

52.98

53.56

53.23

53.42

53.45

53.37

53.06

53.69

TiO2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

Al2O3

0.06

0.08

0.06

0.08

0.08

0.02

0.00

0.01

0.17

0.03

FeO

3.30

4.07

3.11

3.34

4.07

4.28

3.50

4.00

4.08

3.53

Fe2O3

2.08

2.30

1.90

2.33

2.07

2.15

2.85

2.58

1.57

2.01

MnO

1.92

2.78

2.14

2.04

2.00

1.71

1.65

1.23

2.57

1.76

MgO

14.06

13.03

14.10

14.21

13.40

13.59

13.55

13.52

13.62

13.98

CaO

24.49

24.36

25.23

23.95

24.88

25.03

24.78

25.37

24.32

25.19

Na2O

0.06

0.07

0.04

0.02

0.10

0.00

0.07

0.05

0.12

0.02

K2O

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.01

0.03

0.00

0.02

0.02

Total

99.31

99.99

99.57

99.54

100.49

100.21

99.90

100.13

99.53

100.23

TSi

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

2.00

TAl

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

TFe3+

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.00

M1Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M1Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M1Fe3+

0.02

0.02

0.01

0.05

0.06

0.02

0.03

0.08

0.07

0.02

M1Fe2+

0.17

0.20

0.16

0.18

0.21

0.20

0.20

0.21

0.18

0.17

M1Mg

0.79

0.73

0.78

0.79

0.74

0.76

0.75

0.75

0.76

0.77

M2Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M2Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

M2Mn

0.06

0.09

0.07

0.07

0.06

0.05

0.05

0.04

0.08

0.06

M2Ca

0.98

0.98

1.01

0.96

0.99

1.00

0.99

1.01

0.98

1.00

M2Na

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

M2K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Sum

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Wollastonite

49.00

49.00

50.00

48.00

49.00

50.00

50.00

50.00

49.00

50.00

Enstatite

39.31

36.51

38.89

39.73

37.00

37.59

37.79

37.41

38.12

38.63

Ferrosillite

11.49

14.44

11.10

12.14

13.63

12.66

12.55

12.15

12.96

11.35

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در نور عبوری قطبیده یا XPL) از گرانیت‌های جنوب قمصر. A) کانی‌های اصلی سازندة سنگ؛ B) بافت گرانولار؛ C) بافت میرمکیتی پدیدآمده از هم‌رشدی کوارتز و پلاژیوکلاز؛ D) بافت پویی‌کیلیتیک (پتاسیم‌فلدسپار در آمفیبول)

 

 

دیوریت: پلاژیوکلاز کانی اصلی سازندة دیوریت‌ها، (40- 60 درصد حجمی) است. این کانی عموماً زونینگ، ماکل تکراری و یا تیغه‏‌ای نیز دارد. کوارتز (3- 10 درصد حجمی)، بیوتیت، آمفیبول و پیروکسن (35- 10 درصد حجمی) و به مقدار کمتر ارتوکلاز (5- 3 درصد حجمی) نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شوند. بافت آنها گرانولار و کمی پورفیروییدی است (شکل‌های 4- A و 4- B).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از دیوریت‌های جنوب قمصر. A) بافت گرانولار به‌همراه کانی‌های سازندة سنگ؛ B) پلاژیوکلاز‌های تیغه‏‌ای شکل با ماکل پلی‌سینتتیک

 

 

انکلاو: سنگ‌های حد واسط با بافت میکروگرانولار از معمول‌ترین انکلاوها در منطقه بررسی‏‌شده هستند. دانه‌ریز‏‌بودن انکلاوها نشانه‌ای از سرد‏‌شدن پرشتاب مذاب سازنده آنها در مقایسه با ماگمایی گرانیتوییدی میزبان است. افزوده‌شدن ماگمای حد واسط با دمایی بالاتر به ماگمای فلسیک سردتر، فرایند تبلور در ماگمای با دمایی بالاتر را شتاب می‌بخشد و بافت میکروگرانولار را در آن پدید می‌آورد (Vernon, 1983) (شکل 5- A). در پی این فرایند، با نزدیک‏‌شدن به محل همبری انکلاو با سنگ میزبان، سرد‌شدن پرشتاب‌تر می‌شود و ازاین‌رو، اندازه بلور‌ها در برابر مرکز انکلاو ریزتر است (Kumar, 2010) (شکل 5- B).

 

 

 

شکل 5 تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از انکلاو قزآن. A) بافت میکروگرانولار در انکلاو؛ B) مرز میان انکلاو و سنگ میزبان

 

 

اسکارن: اسکارن‌ها به دو دستة برون‌اسکارن (اگزواسکارن) و درون‌اسکارن (اندواسکارن) رده‌بندی می‌شوند. کانی‌شناسی اسکارن منطقه دربردارندة گارنت، پیروکسن، ولاستونیت، ترمولیت، اکتینولیت، اپیدوت، کلسیت، کوارتز و اسفن است. هماتیت، پیریت، کالکوپیریت، مالاکیت و گوئتیت نیز از کانی‌های تیره هستند.

کلینوپیروکسن اسکارن (اندواسکارن): این گونه اسکارن‌ها نوار باریکی با ستبرای کم در نزدیکی توده آذرین نفوذی را پدید آورده‌اند. اسکارن‌های نواری دربردارندة نوارهای متناوب گارنت، کلسیت و کلینوپیروکسن هستند. همچنین، گارنت میان تناوب کلینوپیروکسن و کلسیت دیده می‌شود. این دو کانی چه‌بسا در حضور سیال سرشار از سیلیس و با فوگاسیته اکسیژن بالا با هم واکنش داده و با گارنت جایگزین شده‌اند (شکل 6- A). همزیستی ولاستونیت و کلینوپیروکسن در این اسکارن‌ها پدیده‌ای عادی است (شکل 6- B). این مجموعه از کانی‌ها در اسکارن هر دو منطقه دیده می‌شوند؛‌ اما تفاوتی در آنها دیده نشده است.

 

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از کلینوپیروکسن اسکارن قزآن. A) کلینوپیروکسن، گارنت اسکارن؛ B) همزیستی ولاستونیت و کلینوپیروکسن

 

کلینوپیروکسن- پلاژیوکلاز اسکارن (اندواسکارن): این پاراژنز در اسکارن‌های هر دو منطقه دیده شده است. در این سنگ‌ها پیروکسن بیشتر همراه با پلاژیوکلاز بوده و نشان‌دهندة نزدیکی آنها به توده آذرین نفوذی است. همراه این دو کانی، کانی‌های کوارتز، کلسیت، گارنت و اسفن نیز دیده می‌شوند. اسفن در پیرامون کانی‌های کدر و یا کلینوپیروکسن دیده می‌شود (شکل 7- A).

اکتینولیت - ترمولیت اسکارن (اگزواسکارن): اکتینولیت‌ها به رنگ سبز ماشی و تا اندازه‌ای سوزنی‌شکل در زمینه سنگ پراکنده هستند. اپیدوت، کلسیت، گارنت و ترمولیت- اکتینولیت از کانی‌های اصلی این اسکارن هستند (شکل‌های 7- B و 7- C). این پاراژنز در هر دو نمونه اسکارن بررسی‏‌شده دیده می‌شود. همچنین، کلینوپیروکسن‌ها در همراهی با کلسیت دیده می‌شوند و در حال کلسیتی‏‌شدن هستند (شکل 7- D).

 

 

 

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی (XPL و PPL) از اسکارن شمالی و جنوب‌باختری قزآن. A) کلینوپیروکسن-پلاژیوکلاز اندواسکارن (XPL)؛ B) ترمولیت– اکتینولیت اگزواسکارن (XPL)؛ C) ترمولیت– اکتینولیت اگزواسکارن (در نور عبوری قطبیده یا PPL)؛ D) کلسیتی‏‌شدن پیروکسن (XPL)

 

 

گارنت‌اسکارن (اگزواسکارن): گارنت از کانی‌های اصلی و کلسیت، کوارتز و کانی‌های کدر از کانی‌های فرعی این اسکارن هستند. از‌آنجایی‌که گارنت‌ها در دو منطقه بررسی‏‌شده، تفاوت‌های کمابیش مهمی دارند، در ادامه، ویژگی‌های هرکدام جداگانه بررسی می‌شوند.

گارنت‌های درون اسکارن شمالی به چهار گروه رده‏‌بندی می‌شوند:

گارنت‌های گروه نخست که در XPL، ان‌ایزوتروپی از خود نشان می‌دهند (شکل 8- A).

گارنت‌های گروه دوم کمابیش شکل‌دار و درشت‌بلور بوده و در PPL، زردرنگ هستند. این گارنت‌ها شکستگی‌های فراوانی در سطح دارند و در XPL، ایزوتروپ هستند. همراه با این گارنت‌ها، کانی‌های کلریت آهن‌دار، کوارتز و مگنتیت نیز یافت شدند (شکل 8- B).

گارنت‌های گروه سوم بسیار ریز هستند و در PPL، زرد عسلی و در XPL، کاملاً ایزوتروپ هستند. این گروه از گارنت‌ها دور از توده آذرین نفوذی بوده و تُند رشد کرده‌اند (شکل 8- C).

همچنین، گارنت‌های گروه چهارم که هنگام دگرگونی پسرونده از واکنش پیروکسن پدید آمده‌اند و در PPL، به رنگ کرم و در XPL، ایزوتروپ هستند (شکل 8- D).

 

 

 

شکل 8- تصویرهای میکروسکوپی (XPL و PPL) از گارنت‌های اسکارن شمالی (جنوب قمصر). A) گارنت‌های ان‌ایزوتروپ (XPL)؛ B) گارنت‌های ایزوتروپ درشت‌بلور (XPL)؛ C) گارنت‌های ریزبلور (PPL)؛ D) جایگزین‏‌شدن پیروکسن با گارنت (XPL)

 

 

گارنت درون اسکارن جنوب‌باختری با گارنت درون اسکارن شمالی یکسان نیست. داده‌های ریزکاو الکترونی (جدول‌های 1 و 2) نیز این تفاوت در ترکیب گارنت‌های دو منطقه را نشان می‌دهند. گارنتِ اسکارن جنوب‌باختری معمولاً ان‌ایزوتروپی و زونینگ ندارد و در سه گروه دسته‏‌بندی می‌شود:

گارنت‌های گروه نخست، بلور‌های درشت و یکپارچه هستند و شکستگی‌های فراوانی دارند. این گارنت‌ها در XPL، ایزوتروپ و در PPL، زرد رنگ هستند (شکل‌های 9- A و 9- B).

گارنت‌های گروه دوم ریزبلور و شکل‌دار بوده و در PPL، زرد رنگ و در XPL، ایزوتروپ هستند (شکل 9- C).

گروه سوم گارنت‌ها از جایگزینی پیروکسن با گارنت هنگام دگرگونی پسرونده پدید آمده‌اند و بجامانده‌هایی از بلور پیروکسن در آنها دیده می‌شود. این گروه از گارنت‌ها در PPL، کرم رنگ و در XPL، ایزوتروپ هستند (شکل 9- D).


 

 

 

شکل 9- تصویرهای میکروسکوپی (XPL و PPL) از گارنت‌های اسکارن جنوب‌باختری (جنوب قمصر). A، B) گارنت‌های ایزوتروپ با بلور‌های درشت (تصویر A: XPL؛ تصویر B: PPL)؛ C) گارنت‌های ریزبلور (XPL)؛ D) جایگزین‏‌شدن پیروکسن با گارنت (XPL)

 


توالی پاراژنزی کانی‌ها

در پی تزریق توده‌های آذرین بزرگ به یک منطقه، و آزاد‏‌شدن گرمای بسیار از توده آذرین نفوذی، نخست در سنگ درونگیر دگرگونی ایزوشیمیایی روی می‌دهد. سپس، پس از جایگیری توده آذرین نفوذی و تبلور در آن، سیال‌های ماگما کم‌کم اشباع و به‌صورت یک فاز از توده آذرین نفوذی جدا می‌شوند. با پیشرفت تبلور به حجم محلول‌های گرمابی آزادشده از توده آذرین نفوذی افزوده می‌شود. نفوذ این سیال‌ها درون سنگ‌های دربرگیرنده تحرک و جابجایی عنصرهای میان دو منطقه با دما و ترکیب شیمیایی متفاوت را در پی دارد. دگرسانی نخست با واکنش‌های کربن‌زدایی همراه است. شکستگی‌هایی که در پی فشار جایگیری توده آذرین نفوذی و فشار سیال‌های آزادشده از آن در سنگ‌های میزبان پدید می‌آیند، راه خوبی برای ورود سیال درون سنگ‌های پیرامونش است. در نزدیکی توده آذرین کانی‌های کالک‌سیلیکاتی بی‌آب (مانند: گارنت با ترکیب اوگراندیت، کلینوپیروکسن با ترکیب دیوپسید، ولاستونیت و اسفن) دیده می‌شوند (Marakuchev and Babrov, 2005). در این مرحله از دگرگونی، پیدایش کانی‌های بی‌آب در دگرگونی پیشرونده رده‏‌بندی می‌شود (شکل‌های 7- A و 6- B). با گذشت زمان و کاهش دمای محیط، دگرگونی پسرونده آغاز می‌شود. در این مرحله، کانی‌های پدیدآمده هنگام دگرگونی پیشرونده دچار سیال‌ها شده و دگرسان می‌شوند. این پدیده با کانی‌های آبدار (مانند: اپیدوت، ترمولیت و اکتینولیت) شناخته می‌شود (شکل7- B). در این مرحله، پیروکسن ناپایدار است و با گارنت جایگزین می‌شود. در شکل‌های 8- D و 9- D، جانشینی پیروکسن با گارنت دیده می‌شود. مرحله‌های دگرگونی و اسکارن‌زایی در هر دو منطقه همانند هم هستند؛ اما برپایه ویژگی‌های میکروسکوپی و داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی، ترکیب کانی گارنت در این دو منطقه متفاوت است. رابطه پاراژنزی کانی‌های این دو منطقه در جدول 5 نشان داده شده است.

 

 

جدول 5- روابط پاراژنتیک کانی‌های اسکارن قزآن (جنوب قمصر) برپایه بررسی‌های سنگ‏‌نگاری

 

 


شیمی کانی

گارنت: گارنت از کانی‌هایی است که با بررسی ترکیب آن اطلاعات بسیاری دربارة نوع سنگ دربرگیرنده، ترکیب زمینه، مجموعه کانی‌های پیرامون و شرایط دما و فشار محیط پیدایش آن به‌دست آورده می‌شود. فرمول عمومی بلورهای گارنت بی‌آب R3R'2(SiO4)3 است. در جایگاه R3 کاتیون‌های دو ظرفیتی Ca2+، Mn2+، Fe2+ و Mg2+و در جایگاه R'2 کاتیون‌های سه ظرفیتی Mn3+، Cr3+ و Fe3+جای می‌گیرند (Locock, 2008; Li et al., 2010). برپایه تجزیه‌های ریزکاو الکترونی روی گارنت‌های منطقه و نمودار سه‌تایی آندرادیت- گروسولار- (آلماندین+ پیروپ+ اسپسارتین)، در برابر گارنت‌های اسکارن جنوب‌باختری با نسبت گروسولار (Grs0.00 تا Grs4.50)، گارنت‌های اسکارن شمالی درصد بالاتری از گروسولار (Grs40.78 تا Grs50.96) دارند (شکل 10). این نکته در بررسی‌های میکروسکوپی و داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی نیز دیده می‌شود. گارنت‌های اسکارن شمالی ان‌ایزوتروپی و منطقه‏‌بندی نوسانی کمابیش آشکاری از خود نشان می‌دهند. اعضای پایانی در گارنت‌های اسکارن جنوب‌باختری ترکیب شاخص آندرادیت (Adr>90) دارند. گارنت‌های این اسکارن منطقه‏‌بندی و ان‌ایزوتروپی نشان نمی‌دهند و همه نمونه‌ها در قطب آندرادیت هستند (شکل 10).

 

 

شکل 10- گارنت‌های درون اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) (: اسکارن شمالی؛ +: اسکارن جنوب‌باختری)

گارنت‌های آندرادیت ایزوتروپ هستند؛‌ اما اوگراندیت‌های حد واسط تا اندازه‏‌ای ان‌ایزوتروپی از خود نشان می‌دهند. همچنین، آندرادیت در برابر گروسولار گرایش بیشتری به میزبانی مس دارد و این عنصر جانشین آهن در آندرادیت می‌شود (Meinert, 1992). اندوخته‌های مس در اسکارن‌های گارنت‌دار از نوع آندرادیت فراوان هستند و ازاین‌رو، این گروه از اسکارن‌ها راهنمای خوبی برای پیجویی اندوخته‌های مس هستند (Meinert, 1992). گارنت‌های ان‌ایزوتروپ محدوده ترکیبی گسترده‏‌ای دارند. برای بهتر دریافتن این نکته، تغییر ترکیب گارنت اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری جداگانه بررسی می‌شوند. شکل 11- A تغییر اعضای پایانی گروسولار و آندرادیت در گارنت‌های اسکارن شمالی را نشان می‌دهد که برپایه آن تغییر در این دو عضو قرینه یکدیگر هستند. فرمول ساختاری گارنت برپایه 12 اکسیژن به‌دست‌ آمده است.

 

 

 

شکل 11- گارنت درون اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) در: A) نمودار تغییر اعضای پایانی گروسولار- آندرادیت از حاشیه به مرکز و حاشیه بلور ها (اسکارن شمالی) (فاصله میان نقطه‌های تجزیه‌شده نزدیک به 250 میکرون است)؛ B) نمودار تغییر اعضای پایانی گروسولار- آندرادیت از نزدیک مرکز تا حاشیه بلور (اسکارن جنوب‌باختری) (فاصله میان نقطه‌های تجزیه‌شده نزدیک به 200 میکرون است)

 

 

دربارة ساختار منطقه‏‌ای گارنت‌های بررسی‏‌شده چنین برداشت می‌شود که این پدیده هنگام رشد روی می‌دهد و پیامد تغییر پیوسته و یا ناپیوسته در ترکیب سیال‌هایی است که هنگام رشد با سطوح بلوری کانی همبری دارند. به گفته دیگر، این پدیده پیامد فرایند جدایش بلوری هنگام رشد کانی بوده است (Hollister, 1966; Atherton, 1968). این نوع منطقه‏‌بندی بیشتر در درجه‌های کم تا متوسط دگرگونی دیده می‌شود. ساختمان منطقه‏‌ای گارنت در پی تراوش در شرایط حضور سیال‌های پدید می‌آید که عنصرهای جایگزین‌شدنی با عنصرهای گارنت دارند. این نوع ساختمان منطقه‏‌ای وابسته به پراکندگی درزه‌ها و شکستگی‌ها در بلور و سنگ است (Hwang et al., 2003). گارنت‌های اسکارن شمالی در اعضای پایانی آندرادیت و گروسولار، تغییر ناگهانی و نوسانی نشان می‌دهند. تکرار تغییرهای مشخص نشان می‌دهد که این پدیده پیامد پدیده نشر نبوده است، بلکه نوسان‌های دیده‌شده در گارنت‌های منطقه پیامد تغییر ترکیب سیال هنگام بزرگ‌شدن بلور گارنت است (Hwang et al., 2003). در حقیقت، تکرار این روندهای مشخص نشان می‌ دهد منطقه‏‌بندی در گارنت‌های این منطقه پیامد تغییر ترکیب سیال هنگام رشد آنها بوده است. این شرایط برای اسکارن جنوب‌باختری به‌گونه‌ای دیگر بوده است. برپایه شکل 11- B، مقدار مولی عضو پایانی آندرادیت در برابر مقدار مولی گروسولار بسیار بیشتر است و کمابیش هر دو روند افقی دارند و نوسان بسیار کمی را نشان می‌دهند. این نکته ویژگی‌های میکروسکوپی و ایزوتروپ‏‌بودن این گارنت‌ها را نشان می‌دهد.

پیروکسن: فرمول عمومی پیروکسن‌ها به‌صورت M2M1T2O6 است. در جایگاه M2 کاتیون‌های Mn2+، Fe2+، Fe3+، Mg2+، Al3+، Cr3+ و Ti4+ جای می‌گیرند و جایگاه M1 با کاتیون‌های Ca2+، Li+، Fe2+، Na+، Mn2+ و Mg2+ پر می‌شود. کاتیون‌های Si4+ و Al4+ نیز در جایگاه T2 جای می‌گیرند (Morimoto et al., 1988). پیروکسن که از کانی‌های مهم سازندة اسکارن‌های بررسی‏‌شده است، در مرحله پیشرونده اسکارن‌زایی پدید آمده است و برپایه ویژگی‌های ترکیبی و شیمیایی آن نوع کانی‌سازی اسکارن روشن می‌شود. برپایه ویژگی‌‌های نوری، این پیروکسن‌‌ها از نوع کلینوپیروکسن (دیوپسید) هستند. پیدایش پیروکسن در اسکارن‌‌های منطقه نشان می‌دهد که دگرگونی آنها تا رخساره پیروکسن هورنفلس بوده است. پیروکسن‌های نخستین در همه مراحل اسکارن‌زایی پایدار نبوده‌ و با گارنت و ترمولیت– اکتینولیت جایگزین شده‌‌اند؛ ازاین‌رو، در این سنگ‌ها گارنت فراوانی کمتری دارد. برپایه داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی (جدول‌های 3 و 4)، نمونه‌های هر دو منطقه روی نمودار پیشنهادیِ Morimoto و ketamora (1983)، در بخش Quad (شکل 12- A) و در نمودار سه‌تایی انستاتیت- ولاستونیت- فروسالیت در بخش دیوپسید- هدنبرژیت جای می‌گیرند (Morimoto et al., 1988) (شکل 12- B).

 

 

 

شکل 12- ترکیب پیروکسن‌های درون اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) در: A) نمودار Quad برای رده‌بندی پیروکسن‌ها (Morimoto and Ketamora, 1983)؛ B) نمودار رده‌بندی سه‌تاییِ انستاتیت- ولاستونیت- فروسالیت (Morimoto et al., 1988) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 10 است)


 


بحث

در منطقه بررسی‏‌شده فرایند اسکارن‌زایی پس از فرایند دگرگونی همبریبا هجوم و تراوش سیال‌های داغ از سوی توده آذرین نفوذی درون شکستگی‌های سنگ آهکی میزبان آغاز شده است. این سیال‌ها، Si، Fe و Mg با اکتیویته بالا و در شرایط اکسیدان داشته‌اند (Jamtveit et al., 1993). برای بررسی فرایند پیدایش دو گارنت متفاوت در اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری منطقه، شرایط پیدایش هر کدام بررسی می‌شود.

با بررسی چگونگی پیدایش اسکارن شمالی روشن می‌شود جوشش مهم‌ترین عامل محرک سیال گرمابی و خاستگاه تغییر ترکیبی در گارنت‌های این اسکارن بوده است. رشد گارنت‌های با عضو پایانی آندرادیت هم‌زمان با دوره‌های جوشش بوده است. این جوشش باعث اکسید‏‌شدن سیال بجامانده و افزایش پرشتاب نسبت (Fe3+/Al) و افزایش فوگاسیته اکسیژن و در پایان تمرکز بالای عضو پایانی آندرادیت در محلول جامد می‌شود. گارنت‌ها در اسکارن شمالی به دو صورت ایزوتروپ و ان‌ایزوتروپ دیده می‌شوند. این گارنت‌ها یا همراه با پیدایش پیروکسن پدید آمده‌اند و یا به‌جای کلینوپیروکسن هنگام دگرگونی برگشتی و در شرایطی پدید آمده‌اند که فوگاسیته اکسیژن سیال بالا بوده است. واکنش جانشینی کلینوپیروکسن با گارنت در زیر نشان داده شده است (Letargo and Lamp, 1993):

4CaFeSi2O6+2CaCO3+O2→2Ca3Fe2Si2O12

+4SiO2+2CO2

گارنت‌هایی که در بازة زمانی میان دوره جوشش رشد می‌کنند، میزان گروسولار بالاتری در سری محلول جامد دارند. در این هنگام، فوگاسیته اکسیژن با مجموعه کانی‌های محلی پایین نگه داشته می‌شود و میزانFe3+ در ترکیب سیال در پی کاهش فوگاسیته اکسیژن کم می‌شود (Gaspar et al., 2008). به علت تحرک‌پذیری کم عنصرهایی مانند Al، گارنت‌های با ترکیب گروسولار در دوره‌های میان‌جوشش رشد می‌کنند. در این هنگام، نرخ رشد کُند بوده و انحلال کانی‌هایی مانند پلاژیوکلاز و آمفیبول و پیروکسن، Al لازم را فراهم ‌کرده است. به گفته دیگر، گارنت‌های سرشار از Al با متاسوماتیسم انتشاری در نسبت کمِ آب به سنگ، توسط سیال‌های متاسوماتیکی بافرشدة سنگ میزبان پدید می‌آیند. این واکنش در زیر نشان داده شده است (Tracy and Frost, 1991):

CaAl2Si2O8+2CaCO3+SiO2→Ca3Al2Si3O12 + 2CO2

الگوی منطقه‏‌بندی گارنت‌ها در پی تغییر ترکیب سیال گرمابی در محل پیدایش گارنت پدید می‌آید. ترکیب سیال‌های پرکننده منفذها و شکاف‌ها با عوامل خارجی (مانند: تراوش) و عوامل درونی (مانند: تجزیه کانی‌های سنگ) کنترل می‌شود. برپایه ویژگی‌های زون‌هایی که عضو پایانی گروسولار در آنها افزایش نشان می‌دهد، کنترل‌کننده‌های درونی مانند تجزیه پلاژیوکلاز در نظر گرفته می‌شود؛ اما در زون‌هایی که عضو پایانی آندرادیت افزایش نشان می‌دهد، کنترل‌کننده‌های بیرونی مؤثر بوده‌اند. افزایش فوگاسیته اکسیژن و سیال‌های با شوری بالا، شرایط را برای افزایش عضو پایانی آندرادیت در سری محلول جامد اوگراندیت آماده می‌کند (Deer et al., 1992). در اسکارن جنوب‌باختری، گارنت‌ها کمابیش آندرادیت خالص بوده است و عضو پایانیِ گروسولار بسیار ناچیز آنها نشان می‌دهد شرایط هنگام پیدایش دو اسکارن یکسان نبوده است. ازآنجایی‌که آندرادیت در شرایط اکسیدان و شرایطی پدید می‌آید که نسبت سیال به سنگ بالاست، چه‌بسا در اسکارن جنوب‌باختری، پس از پیدایش گارنت ترکیب آن با محیط پیرامون و سیال سازنده در تعادل بوده است؛ پس آندرادیت پدیدآمده در سیال در حال تعادل با توده آذرین نفوذی، پایدار بجای مانده است. خاستگاه سیال‌های گرمابی ﺗﺄثیرگذار روی اسکارن‌های منطقه تا اندازه‌ای برپایه ترکیب گارنت‌ها شناسایی می‌شود (Heimann et al., 2009). برپایه نمودار Fe/Ti در برابر Al/(Al+Fe+Mn) که برپایه درصد مولی این عنصرها پیشنهاد شده است،‌ درصد حجمی سیال‌های گرمابی شرکت‌کننده در پیدایش اسکارن شمالی کمتر از 50 درصد بوده است؛ اما درصد حضور سیال‌های گرمابی برای اسکارن جنوب‌باختری، بالاتر از این مقدار است (شکل 13- A).

 

                                                                                                                        

 

شکل 13- A) درصد حجمی آب‌های ماگمایی به‌کاررفته در پیدایش اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) در نمودار (Al/Al+Fe+Mn) در برابر Fe/Ti (Heimann et al., 2009)؛ B) شناسایی نوع کانه‌زایی اسکارن برپایه ترکیب گارنت‌ها (Tong et al., 2013) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 12 است)

 

 

Clenchenko وValley (2003) با بررسی ایزوتوپ پایدار اکسیژن و تجزیه عنصرهای اصلی در گارنت‌های زونینگ‌دارِ سری اوگراندیت، دو خاستگاه را برای سیال‌های گرمابی موثر در پیدایش گارنت‌ها پیشنهاد داده‌اند. به باور این پژوهشگران، زون‌های در بردارنده مقدار بالای Fe3+/Al، مقدار O18 بالایی دارند؛ اما زون‌های با مقدار کم Fe3+/Al، مقدار O18 کمی دارند. مقدار بالای O18 نشان‏‌دهندة خاستگاه ماگمایی سیال‌ها است و نشان می‌دهد سیال‌های سرشار از آهن از تبلور توده آذرین نفوذی پدید آمده‏‌اند. این نکته به گارنت‌های جنوب‌باختری (که آندرادیت بالایی دارند و برپایه شکل 13- A، درصد بالایی از مشارکت سیال‌های گرمابی را نشان می‌دهند) نیز تعمیم داده می‌شود. در برابر، مقدارهای کم O18 نشان‏‌دهندة تأثیر سیال‌های جوی در منطقه بوده و ترکیب آن با سیال‌های گرمابی در کاهش میزان Fe3+/Al و در پی آن، کاهش عضو پایانی آندرادیت در سری محلول جامد اوگراندیت نقش مهمی داشته است. این پدیده در گارنت‌های شمالی که ترکیب آنها آندرادیت و گروسولار است، دیده می‌شود. همچنین، برپایه شکل 13- A، درصد کم حضور سیال‌های گرمابی در پیدایش این گارنت‌ها دیده می‌شود.

برپایه ترکیب گارنت‌ها، شماری از تیپ‌های اسکارن در نمودار سه‌تاییِ شکل 13- B نشان داده شده‌اند (Hou et al., 2013). اسکارن‌های Pb–Zn–Ag دار نزدیک گوشة آلماندین- اسپسارتین جای می‌گیرند؛ مانند: اسکارن آگویلار در آرژانتین (Gemmell et al., 1992). اسکارن‌های Pb–Zn دار کمی کمتر از موقعیت پیشین جای دارند؛ مانند: اسکارن ساوس در چین. این اسکارن‌ها آلماندین و اسپسارتین سرشار از آهن و منگنز دارند (Liu et al., 2012). اسکارن‌های وابسته به فرایندهای آتشفشانی زیردریایی نزدیک اسکارن‌های همرفتی آهن (conventional iron skarn) و در کنار قطب آندرادیت – گروسولار جای می‌گیرند (Hong et al., 2012). اعضای پایانی گارنت‌های بررسی‏‌شده در اسکارن شمالی برابر با Adr55.04-46.58Grs50.96-40.78Alm+Sps5.26-1.27Prp0.82-0.28 هستند. برای گارنت‌های اسکارن جنوب‌باختری، این مقدارها Adr100-94.17Grs4.31-0Alm+Sps1.32-0Prp0.4-0 هستند. این نمونه‌ها از Fe و Al سرشار هستند و در این نمودار، در بخش اسکارن‌های همرفتی آهن (conventional iron skarn)، همراه با سری‌های کالک‌آلکالنِ نوع I سنگ‌های آذرین نفوذی و در نزدیکی استوک‌ها دیده می‌شوند (Meinert, 1992) (شکل 13- B).

چگونگی پیدایش دیوپسید در اسکارن‌های منطقه در واکنش زیر نشان داده شده است (Jacobs and Kerrick, 1981):

CaMg(CO3)2+2SiO2→CaMgSi2O6+2CO2

ترکیب کلینوپیروکسنِ دیوپسید خالص نیست و در ترکیب شیمیایی خود نزدیک به میانگین 5 درصد آهن دارد. پس هدنبرژیت آن کم است و واکنش زیر برای پیدایش آن پیشنهاد شده است (Deer et al., 1992):

2Fe3O4+6CaCO3+12SiO2→6CaFeSi2O6

+6CO2+O2

برپایه بررسی ترکیب پیروکسن‌ها در دو اسکارن، تفاوت ترکیبی میان این کانی در دو اسکارن دیده نمی‌شود و هر دو ترکیبی همانند هم دارند. همچنیین، تفاوت در ترکیب سیال‌های تأثیرگذار در پیدایش اسکارن‌ها روی ترکیب پیروکسن‌ها بی‌اثر بوده است.

Zuo و همکاران (2015) بررسی‌هایی روی گارنت و پیروکسن‌های اسکارنی در کیومانتک چین و رابطه میان اعضای پایانی این کانی‌ها و نوع اندوخته معدنی آنجا انجام داده‏‌اند. نامبردگان برپایه داده‌های ریزکاو الکترونیِ کانی‌های گارنت و پیروکسن و نمودارهای شکل 14، سه محدوده کانی‌زایی روی نمودار پیروکسن‌ها و دو محدوده روی نمودار سه‌تایی گارنت‌ها شناسایی کرده‏‌اند. تیپ I محدوده کانه‌زایی Cu و Fe را نشان می‌دهد، تیپ II محدوده کانه‌زایی Fe و تیپ III محدوده کانه‌زایی Zn را نشان می‌دهد. در نمودار‌های سه‌تایی پیروکسن (شکل 14- A) و گارنت (شکل 14- B)، نمونه‌های گارنت و پیروکسن اسکارن‌های بررسی‏‌شده قزآن در محدوده تیپ II و در محدوده اسکارن‌های با ذخیره آهن جای می‌گیرند (شکل‌های 14- A و 14- B).


 

 

 

شکل 14- کلینوپیروکسن و گارنتِ اسکارن‌های شمالی و جنوب‌باختری قزآن (جنوب قمصر) در: A) نمودار سه‌تایی کلینوپیروکسن به‌همراه محدوده‌های رده‌بندی آنها؛ B) نمودار سه‌تایی گارنت‌ها به‌همراه محدوده‌های رده‌بندی آنها (Zuo et al., 2015) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 10 است)

 

 

ازآنجایی‌که همه کانی‌های اسکارن در هر دو منطقه بررسی‏‌شده در سامانه Ca-Fe-Si-C-O-H جای می‌گیرند، نمودارهای شکل 15 برای ارزیابی شرایط زمین‌شیمیایی و ترمودینامیکی تقریبی منطقه به‌کار برده می‌شوند. Einaudi (1982) این نمودار را برای فشار 500 بار و XCO2 = 1/0 پیشنهاد کرده است. آندرادیت در حالت اکسایش متوسط تا کم، پایدار است و با افزایش فوگاسیته اکسیژن با مگنتیت، کوارتز و کلسیت جایگزین می‌شود. با کاهش دما، محدوده پایداری آندرادیت به فوگاسیته اکسیژن و گوگرد کمتر منتقل می‌شود. پس، آندرادیت در پی افزایش فوگاسیته اکسیژن تا دمایی نزدیک به 400 سانتیگراد تجزیه می‌شود. در کل، آندرادیت در دمای 400 تا 700 درجه سانتیگراد و فوگاسیته اکسیژن از 16- 10 تا 26- 10 پایدار است.

 

 

 

شکل 15- A) نمودار فوگاسیته اکسیژن در برابر دما، در فشار سیال 500 بار و 1/0= XCO2 برای سامانه Ca-Fe-Si-C-O-H؛ B) نمودار فوگاسیته گوگرد در برابر درجه دما که در آن محدوده پایداری آندرادیت- پیریت و آندرادیت- پیروتیت در 1/0= XCO2 نشان داده شده است (Einaudi, 1982)


 

 

در برابر آندرادیت، کلینوپیروکسن در دماهای بالاتر و فوگاسیته اکسیژن کمتری پایدار است (شکل 15- A). با کاهش دما و افزایش فوگاسیته اکسیژن، گارنت‌ها با مجموعه کوارتز+ کلسیت+ هماتیت جایگزین و کلینوپیروکسن‌ها به ترمولیت- اکتینولیت، کوارتز و کلسیت تجزیه می‌شوند. برپایه نمودار شکل 15- A، با افزایش دما (بیشتر از 700 سانتیگراد)، آندرادیت با مجموعه ولاستونیت + مگنتیت جایگزین می‌شود. برپایه حضور هم‌زمان گارنت و ولاستونیت در منطقه، پس اسکارن‌های قزآن در دمای 500 تا 580 درجه سانتیگراد و فوگاسیته اکسیژن 17- 10 تا 15- 10 بوده‌اند. برپایه شکل 15- B و پیدایش ولاستونیت در اسکارن، دمای اسکارن بالاتر از 500 درجه سانتیگراد برآورد می‌شود.

 

نتیجه‌گیری

برپایه بررسی‌های میکروسکوپی و داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی گارنت و کلینوپیروکسن، اسکارن‌های قزآن که در پی نفوذ توده‌های گرانیتوییدی الیگومیوسن درون سنگ‌های کربناته ائوسن پدید آمده‌اند، در دسته اسکارن‌های کلسیمی جای می‌گیرند. بررسی‌های سنگ‏‌نگاری توده آذرین نفوذی و بررسی‌های پیشین در منطقه نشان می‌دهند این توده‌ها از نوع گرانیتوییدهای I و از ماگمایی با سرشت شیمیایی کالک‌آلکالن وابسته به پهنه کمان قاره‏‌ای هستند. توالی پاراژنزی اسکارن دربردارندة کانی‌های بی‌آبِ کلینوپیروکسن، گارنت، ولاستونیت، اسفن و کانی‌های آب‌دارِ ترمولیت- اکتینولیت و اپیدوت است. دو رخنمون اسکارنی در منطقه شناخته و با یکدیگر مقایسه شدند. با بررسی‌های میکروسکوپی و داده‌های ریزکاو الکترونی روشن شد ترکیب گارنت‌های این اسکارن‌ها با یکدیگر متفاوت است. برپایه نمودار Fe/Ti در برابر Al/(Al+Fe+Mn)، روشن شد درصد متفاوتی از سیال‌های ماگمایی در پیدایش سامانه اسکارنی دو منطقه شرکت داشته است. این سیال‌ها به نوبه خود پیدایش گارنت‌هایی با ترکیب متفاوت را در پی داشته‌اند. تغییر سریع منطقه‏‌بندی در گارنت‌ها پیامد کاهش فشار روی سیال‌های ماگمایی و در پی رخداد پدیده جوشش بوده است. هنگام رویداد این پدیده، فوگاسیته اکسیژن افزایش یافته است و در پی آن گارنتِ آندرادیتی متبلور شده است. این تغییر ترکیب در پی پاسخ به تغییر بیرونی روی داده است و تغییر ترکیب سیال در پدیدآوردن آن نقش بسیاری داشته است. برپایه درصد اعضای پایانی به‌دست‌آمده، گارنت‌های بررسی‏‌شده سرشار از Fe و Al هستند و اسکارن میزبان‌شان در محدوده اسکارن‌های همرفتی آهن (conventional iron skarn) جای دارد. پیروکسن کانی اصلیِ دیگر در اسکارن‌های منطقه است. ترکیب پیروکسن در دو اسکارن همانند هم بوده و این نشان‏‌دهندة نبود تأثیرپذیری ترکیب کلینو پیروکسن‌ها از میزان درصد مشارکت سیال‌های ماگمایی روی ترکیب این کانی است. ازاین‌رو، تغییر سیال روی ترکیب آنها تأثیر نداشته و ترکیب پیروکسن در هر دو اسکارن، دیوپسیدی است. برپایه اعضای پایانی کانی پیروکسن و گارنت، تیپ کانی‌سازی اسکارن‌ها همانند هم بوده است و در محدوده تیپ II یا اسکارن‌های با اندوخته آهن جای می‌گیرد. برپایه نمودار فوگاسیته O2 در برابر دما و همچنین، پاراژنز کانیایی، دمای بالاتر از 500 درجه سانتیگراد و فوگاسیته O2 17- 10 تا 15- 10 برای این اسکارن‌ها برآورد می‌شود.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از پشتیبانی‌های مالی معاونت تحقیقات و فناوری دانشگاه اصفهان بسیار سپاس‌گزارند. همچنین، از آقای پرفسور هانس ماسونه، رییس انستیتو مینرال‌شیمی دانشگاه اشتوتگارت آلمان که دسترسی به داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی را فراهم کردند، قدردانی می‌شود.

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Allegre, C. J., Provost, A. and Jaupart, C. (1981) Oscillatory zoning: a pathological case of crystal growth. Nature 294: 223-228.

Amidi, S. M. (1975) Contribution a ĺ etude stratigraphique, pétrologique et pétrochimique des roches magmatiques de la région Natanz-Nain-Surk (Iran Central). These université scientifique et médicale de Grenoble, France.

Atherton, M. P. (1968) The variation in garnet, biotite and chlorite composition in medium grade pelitic rocks from the Dalradian, Scotland, with particular reference to the zonation in garnet. Contributions to Mineraloghy and Petrologhy 18: 347-371

Auwera, J. V. and Andre, L. (1991) Trace elements (REE) and isotopes (O, C, Sr) to characterise the metasomatic fluid sources: evidence from the skarn deposit (Fe, W, Cu) of Traversella (Ivrea, Italy). Contributions to Mineralogy and Petrology 106: 325-339.

Badr, A, Tabatabaei, S. M., Mackizadeh, M. A., Hashemi, M. and Taghipour, B. (2013) Mineralogical and geochemical studies of intrusive body of Ghohroud. Iranian Journal of Petrology 4(15): 97-104 (in Persian).

Badr, A. (2012) Petrological studies of skarn from Eastern part of Ghohroud granodiorite (SE Ghamsar, Isfahan Province). M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Chakraborty, S. and Ganguly, J. (1991) Compositional zoning and cation diffusion in garnets. In: Diffusion, Atomic Ordering, and Mass Transport. Advances in Physical Geochemistry (Ed. Ganguly J.) 8. Springer, New York, US.

Clechenko, C. and Valley, J. W. (2003) Oscillatory zoning in garnet from the willsboro Wollastonite Skarn, Adirondack Mts, New York: a record of shallow hydrothermal and processes preserved in a granulit facies terrane. Journal of Metamorphic Geology 21: 771–784.

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

Einaudi, M. T. (1982) Descriptions of skarns associated with porphyry copper plutons. In: Advances in geology of porphyry copper deposits, Southwestern North America (Ed. Titley, S. R.) 139-183. University of Arizona Press, Tucson.

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

Fleet, M. E., Seller, M. H. and Pan, Y. (1997) Rare earth elements, protoliths and alteration at the Hemlo Gold deposit, Ontario, Canada, and comparison with argillic and sericitic alteration in the Highland Valley Porphyry district, British Columbia. Economic Geology 92: 551-568.

Gaspar, M., Knaack, C., Meinert, L. D. and Moretti, R. (2008) REE in skarn systems: A LA-ICP-MS study of garnets from the Crown Jewel gold deposit. Geochimica et Cosmochimica Acta 72(1): 185-205.

Gemmell, J. B., Zantop, H. and Meinert, L. D. (1992) Genesis of the Aguilar zinc–lead–silver deposit, Argentina; contact metasomatic vs. sedimentary exhalative. Economic Geology 87: 2085–2112.

Ghasemi, A., Tabatabaei, S. M. and Tabatabaei, S. H. (2014) Petrography, mineral chemistry, thermobarometry and the determination of magmatic series in the Ghohroud intermediate enclaves, South of Kashan. Iranian Journal of Petrology 5(20): 127-145 (in Persian).

Giuliani, G., Cheilletz, A. and Mechiche, M. (1987) Behavior of REE during thermal metamorphism andhydrothermal infiltration associated with skarn- and vein-type tungsten orebodies in Central Morocco. Chemical Geology 64: 279-294.

Haase, C. S., Chadam, J., Feinn, D. and Ortoleva, P. (1980) Oscillatory zoning in plagioclase feldspar. Science 209: 272-274.

Heimann, A., Spry, P. G., Teale, G. S., Conor, C. H. H. and Leyh, W. R. (2009) Geochemistry of garnet-rich rocks in the Southern Curnamona province, Australia and their genetic relationship to Broken Hill-type Pb-Zn-Ag mineralization geology. Economic Geology 104: 687-712.

Hollister, L. S. (1966) Garnet zoning: and interpretation based on the Rayleigh fractionation model. Science 154: 1647-1651.

Hong, W., Zhang, Z. H., Zhao, J., Wang, Z. H., Li, F. M., Shi, F. and Liu, X. Z. (2012) Mineralogy of the Chagangnuoer iron deposit in Western Tianshan Mountains, Xinjiang, and its geological significance. Acta Petrologica Et Mineralogica 31: 191–211.

Hou, T., Zhang, Z., Santosh, M., Encarnacion, J., Zhu, J. and Luo, W. (2013) Geochronology and geochemistry of submarine volcanic rocks in the Yamansu iron deposit, Eastern Tianshan Mountains, NW China: Constraints on the metallogenesis. Ore Geology Reviews 56: 487–502.

Hwang, S. L., Shen, P., Yui, T. F. and Chu, H. T. (2003) On the mechanism of resorption zoning in metamorphic garnet. Metamorphic Geology 21: 761-769.

Jacobs, C. K. and Kerrick, D. M. (1981) Devolatisation equilibria in H2O-CO2–NaCl fluids: an experimental and thermobaromedynamic evolution at evelated pressures and temperatures. American Mineralogist 66: 1135-1158.

Jamtveit, B., Ragnarsdottir, K. V. and Wood, B. J. (1995) On the origin of zoned grossular-andradite garnets in hydrothermal systems. European Journal of Mineralogy 7(6): 1399-1410.

Jamtveit, B., Wogelius, R. A. and Fraser, D. G. (1993) Zonation patterns of skarn garnets: Records of hydrothermal system evolution. Geology 21(2): 113-116.

Javadi, F. (2012) Petrology and geochemistry of Naber skarn in the South -East Kashan. M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Kato, Y. (1999) Rare Earth Elements as an Indicator to Origins of Skarn Deposits: Examples of the Kamioka Zn-Pb and Yoshiwara-Sannotake Cu (–Fe) Deposits in Japan. Resource Geology 49(4): 183-198.

Kumar, S. (2010) Mafic to hybrid microgranular enclaves in the Ladakh batholith, northwest Himalaya: Implications on calc-alkaline magma chamber processes. Journal of the Geological Society of India 76(1): 5-25.

L’Heureux, I. and Fowler, A. D. (1994) A nonlinear dynamical model of oscillatory zoning in plagioclase. American Mineralogist 79: 885–891.

Letargo, C. M. R. and Lamb, W. M. (1993) P – T – X conditions of calc – silicate formation: Evidence from fluid inclusions and phase equilibria, Lianouplift, Central Texas, USA. Metamorphic Geology 11: 89-100.

Li, H.-L., Kuang, X., Mao, A., Li, Y. and Wang, S. (2010) Study of local structures and optical spectra for octahedral octahedral Fe3+ centers in a series of garnet crystals A3B2C3O12 (A = Cd, Ca; B = Al, Ga, Sc, In; C = Ge, Si). Journal of Chemical Physics Letters 484: 387–391.

Ling, Q. and Liu, C. (2003) Geochemical behaviors of REE and other tace elements during the formation of strata-bound skarns and related deposits: A case study of the Dongguashan Cu (Au) deposit, Anhui Province, China. Acta Geologica Sinica 77(2): 246-257.

Lipin, B. R. and McKay, G. A. (1989) Geochemistry and mineralogy of rare earth elements. Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy, Washington, D.C., US.

Liu, X. J., Liu, W. and Liu, L. J. (2012) The generation of a stratiform skarn and volcanic exhalative Pb–Zn deposit (Sawusi) in the southern Chinese Altay Mountains: the constraints from petrography, mineral assemblage and chemistry. Gondwana Research 22: 597–614.

Locock, A. (2008) An Excel spreadsheet to recast analyses of garnet end-member componets, and a synopsis of the crystal chemistry of natural silicate garnets. Journal of Computers and Geosciences 34: 1769-1780.

Lottermoser, B. G. (1992) Rare earth elements and hydrothermal ore formation processes. Ore Geology Reviews 7: 25-41.

Marakuchev, A. A. and Babrov, A. V. (2005) Metamorphic petrology. Moscow-state University Press, Moscow, Russia.

Meinert, L. D. (1992) Skarns and skarn deposits. Geoscience Canada 19(4): 145–162.

Morimoto, N. (1988) Nomenclature of pyroxenes, Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Morimoto, N. and Kitamura, M. (1983) Q-J diagram for classification of pyroxenes, Journal of the Japanese Association of Mineralogists, Petrologists and Economic Geologists 78: 141.

Ortoleva, P. (1990) Role of attachment kinetic feedback in the oscillatory zoning of crystals grown from melts. Earth Science Reviews 29: 3-8.

Radfar, J., Mahabadi, S. (1998) Explanatory text of the Kashan. Quadrangle Map 1:100000, No. E6. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Ranjbar, S., Noghreyan, M. and Mackizadeh, M. A. (2012) Skarn mineralization in north part of Kal-e Kafi and its relation with Kal-e Kafi intrusive body. Iranian Journal of Petrology 3(9): 107-126 (in Persian).

Ranjbar, S., Tabatabaei, S. M. and Mackizadeh, M. A. (2015) Mineralogy of garnet in Khuni Skarn, Northeast of Anarak, Isfahan Province: Evidences for a hydrothermal system evolution. Iranian Scientific Quarterly Journal of Geosciences 25(97): 173-182 (in Persian).

Shore, M, and Fowler, A. D. (1996) Oscillatory zoning in minerals: A common phenomenon. Canadian Mineralogist 34: 1111-1126.

Simakin, A. G. (1983) A simple quantitative model for rhythmic zoning in crystals. Geokhimiya 12: 1720-1729.

Smith, M. P., Henderson, P., Jeffries, T. E. R., Long, J. and Williams, C. T. (2004) The rare earth elements and uranium in garnets from the Beinn an Dubhaich Aureole, Skye, Scotland, UK: constraints on processes in a dynamic hydrothermal system. Journal of Petrology 45(3): 457- 484.

Taghipour, B., Moore, F., Mackizadeh, M. A. and Taghipour, S. (2013) Hydrothermal garnet in porphyry copper related skarn deposits, Ali-Abad, Yazd Province, Iran. Iranian Journal of Science and Technology 37(1): 11-22 (in Persian).

Tong, H., Zhaochong Z., Santosh, M., Encarnacion, J., Zhu, J. and Wenjuan, L. (2014) Geochronology and geochemistry of submarine volcanic rocks in the Yamansu iron deposit, Eastern Tianshan Mountains, NW China: constraints on the metallogenesis. Ore Geology Reviews 56: 487-502.

Tracy, R. J. and Frost, B. R. (1991) Phase equilibria and thermobarometery of calcareous, ultramafic and mafic rocks, and iron formation, in Contact metamorphism (Ed. Kerrick, D. M.) Mineralogical Society of American, Reviews in Mineralogy 26: 207-289.

Vernon, R. H. (1983) Restite, Xenoliths and microgranitoid enclave in granites. Journal and Proceeding of the Royal Society of New South Wales 116: 77-103.

Wang, Y. and Merino, E. (1992) Dynamic model of oscillatory zoning of trace elements in calcite: Double layer, inhibition, and self-organization. Geochimica et Cosmochimica Acta 56: 587-596.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187.

Yardley, B. W. D., Rochelle, C. A., Barnicoat, A. C. and Lloyd, G. E. (1991) Oscillatory zoning in metamorphic minerals: an indicator of infiltration metasomatism. Mineralogical Magazine 55: 357-365.

Zuo, P., Liu, X., Hao, J., Wang, Y., Zhao, R. and Ge, S. (2015) Chemical compositions of garnet and clinopyroxene and their genetic significances. Journal of Geochemical Exploration 158: 143–154.