Mineral chemistry and geothermometry of chlorite in Dalayon Area (East of Dorud- Sanandaj-Sirjan Zone)

Document Type : Original Article

Author

Department. of Geology, Khorramabad Branch, Islamic Azad University, Khorramabad, Iran

Abstract

The main aim of this paper is to identify the formation environment and the physicochemical conditions of chlorite minerals in Dalayon area by their mineralogical and geochemical features (Ciesielczuk, 2002). The geochemical characteristics, mineralogical and formation mechanism of granitic rocks can be investigated using the biotite hydrothermal alteration to chlorite (Morad et al., 2011). The temperature data obtained from chlorite geo-thermometry can be compared with the data obtained through fluid inclusion (Cathelineau and Nieva, 1985; Kordi and Shahrokhi, 2021; Shahrokhi, 2021).
Regional Geology
Dalayoun area is located in the east of Drood city and is a small part of Sanandaj-Sirjan metamorphosed zone. Lithologically, the oldest units belonging to the Upper Triassic-Jurassic and are including a relatively uniform sequence of slate, schists with siliceous veins and veinlets, and cordierite and sillimanite mica schists along with black hornfelses and metamorphosed sandstones. (Shahrokhi, 2002).
Materials and Methods
In order to study the mineralogical and geochemical composition of chlorites in the area of study, 10 thin-polish sections were studied. In addition to, chemical analyses of 10 samples by XRD method and 20 points by EPMA of chlorite mineral as well as the study of the fluid inclusion on 3 quartz mineral samples were carried out. The structural formula was calculated based on 14 oxygens for chlorite.
Petrography, Mineral chemistry, Whole rocks chemistry
The intrusive bodies in the studied area have infiltrated volcanic and metamorphic rocks (Shahrokhi, 2020). Based on field Geology and microscopic studies, the mineralogy of these rocks includes quartz, plagioclase, orthoclase, microcline and chlorite as the main minerals and biotite, muscovite, apatite, garnet, rutile, leucoxene, titanium minerals, sphene and zircon as the secondary minerals. Chlorite can be seen in the form of coarse crystals, needles and very narrow in the background of the rocks, and they have been replaced in the remains of crystalline molds of the primary biotite type. Based on this, it can be said that the transformation of biotite to chlorite is associated with the depletion of K2O and the reduction of SiO2 which gave rise to the formation of potassium feldspar (Czamanske et al., 1988). Completely rutile and sphene crystalline can be seen in the process of chlorite cleavage. The presence of a small amount of garnet in the form of crystalline and cubic indicates low pressure or poor magnesium in the primary rock (Yardley, 1989). Also, the study of polished sections shows the presence of minerals such as pyrite, hematite, corundum and Au. The amount of pyrite and gold increases when approaching granodiorites, which can indicate the effect of intrusive bodies and post-magmatic fluids in mineralization in these rocks. X-ray diffraction (XRD) mineralogical study shows that the most important variation in chlorite is in Dalayon area. The main minerals in the host rock include chlorite, quartz, muscovite, illite, microcline, and secondary minerals are rutile and biotite. It can be concluded that biotite has been transformed into chlorite in the presence of hot fluids containing Fe and Mg. With the help of Fe2+/ (Fe2++Mg2+) versus 2*Si diagram (Pflumio, 1991) and also the Si content of Dalayon chlorites is of ripidolite-pychnochlorite type and show the presence of iron-bearing chlorites. The amount of Si indicates the purity of chlorites, and the very small amounts of calcium and also the amount of Xc points to the absence of smectite and the high purity of chlorites (Lori et al., 1988). The very low Ti content of chlorites and the presence of rutile, sphene, and leucoxene indicate that the Ti content of primary biotite is formed secondarily in the form of Ti-bearing minerals and in the form of thin blades parallel to the chlorite cleavage and orthogonal to it (Czamanske, 1988; Parry and Downey, 1982). Considering that the sum of octahedral cations in the samples is very close to 6, which indicates that all octahedral sites are occupied by divalent cations and are of triple octahedral type (Xie et al., 1997). Although the existence of a vacancy cannot be proven with certainty (Jiang et al., 1994), but with the help of the structural formula of ideal chlorite, the vacancy is calculated as 0.26-0.66 apfu (Xie et al., 1997).
Discussion
The formation conditions of chlorite reflect its structure and chemical composition and can be used as a geothermometer (Jiang et al., 1994). The crystallization temperature of chlorites with the help of T-Al (IV) diagram (Cathelineau, 1988) is in the range of 379⁰C -305⁰C, with an average of 353⁰C and does not show much change. As the available data, display it can be said that by moving away from the granitoid intrusive bodies, the formation temperature of chlorites decreases. Therefore, the points located in the far area and in the metamorphic rocks with ore have a lower formation temperature. The existence of an inverse correlation between the crystallization temperature of chlorites and their silica content can be due to the substitution of silica instead of aluminum. The fluid inclusion studies on the quartz mineral co-growing with the chlorites of the Dalayon area shows the thermal range of homogenization between 305 and 384 ⁰C with an average of 345.6⁰C, which is consistent with the temperature of formation obtained through thermometric chlorites and indicates the effectiveness of the thermometer by chlorites. The fluid inclusions studies and chlorite thermometry show the influence of mesothermal or orogenic hydrothermal fluids in the formation of chlorite and placement within the skarn range, which confirms each other and is consistent with mineralogical studies and field observations. Overall., the formation of chlorite under study at a temperature equivalent to the high temperature of the hydrothermal stage of granites demonstrates the influence of hot fluids derived from the granitic magma and the metamorphic function in the formation of chlorite.

Keywords

Main Subjects

Full Text

کلریت به‏‌طور گسترده در محیط‏‌های مختلف سنگی و زمین‏‌شناسی پراکنده است (Wu et al., 2019) و از کانی‏‌های رایج در سنگ‏‌های دگرگونی با دمای پایین-متوسط، دیاژنز، فرایند دگرسانی کانی‏‌های فرومنیـزین ماننـد بیوتیت در طی دگرگونی قهقرایی و دگرسانی ذخایر مس، اورانیم و طلا به‌شمار می‏‌آید (Tetiker et al., 2015; Absar, 2014; Ciesielczuk, 2002). بسیاری از پژوهشگران، با بررسی کلریت‏‌ها در سیستم‏‌های مختلف زمین گرمایی و گرمابی، فرمول‏‌های تجربی برآورد شرایط پیدایش فیزیکی و شیمیایی کلریت را با کمک ترکیب و ویژگی‏‌های تغییر ساختاری کلریت خلاصه کرده‌ و الگو‏‌های تحقیقاتی کمی را پیشنهاد کرده‏‌اند (Girgsby, 2001; Gould, 2010; Toth, 2007). عوامل مؤثر در فرایند پیدایش کلریت شامل ترکیب شیمیایی سنگ میزبان و مؤلفه‌های سیال، مانند فوگاسیتة اکسیژن، اکتیویتة یون Mg، غلظت سولفور و pH یـا غلظـت یـونی است (Ciesielczuk, 2002). کلریت کانی از گروه سیلیکات‏‌های ورقه‏‌ای شامل تناوبی از لایه‏‌های چهاروجهی-هشت‌وجهی-چهاروجهی (T-O-T) است که با میان‌لایه‏‌های هشت‌وجهی بروسیت مانند (Mg2+, Fe2+,…) (OH)6 پر می‏‌شوند. ترکیب شیمیایی بسیار گسترده کلریت‏‌ها نشان‏‌دهندة محیط پیدایش بسیار متنوع و بازتابی از شرایط فیزیکوشیمیایی تبلور آن است (Cathelineau and Nieva, 1985; Bailey, 1988; Cathelineau, 1988; Battaglia, 1999; Schmidt and Livi, 1999; Vidal and Parra, 2005; Plissart and Féménias, 2009; Morad et al., 2011). ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، کانی‏‌شناسی و سازوکار پیدایش سنگ‏‌های گرانیتی را می‏‌توان به کمک دگرسانی گرمابی بیوتیت به کلریت بررسی کرد (Morad et al., 2011). داده‏‌های دمایی به‌دست‌آمده از زمین‏‌دماسنجی کلریت با داده‏‌های به‏‌دست‌آمده از زمین‌دماسنجی سیال‌های درگیر  با هم همخوانی دارند (Cathelineau and Nieva, 1985; Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021; Shahrokhi, 2021). پرشدن دو جایگاه چهاروجهی (تترائدری) و هشت‌وجهی (اکتائدری) توسط آلومینیم در کانی کلریت نشان‏‌دهندة تأثیر فراوان دمای تبلور بر برخی متغیرهای زمین‏‌شیمی است (Czamanske et al., 1988; McDowell and Elders, 1980; Cathelineau, 1988). همبستگی مثبت میان دمای تبلور کلریت و AlIV از راه بررسی کلریت‏‌های کمربند آتشفشانی کواترنری مکزیک در منطقه لوز‏‌آزوفرس به اثبات رسیده است (Cathelineau and Nieva, 1985). به‏‌علت پیدایش محلول جامد گسترده، به اعضای گروه کلریت نام‏‌های بسیاری همانند شاموزیت، کلینوکلر، پیکنوکلریت، پناتیت، سودوییت، رپیدولیت و دیابانتیت داده شده ‏‌است (Klein and Hurlbut, 1999). در ناحیة دورود تا کنون بررسی‌های بسیاری انجام شده است که از میان آنها می‏‌توان بررسی آمفیبولیت‏‌های شرق دورود (AhmadiKhlaji et al., 2017)، زمین‏‌دماسنجی دگرریختی مرمرها در شمال دورود (Moradi et al., 2015a)، ‏‌شیمی‌کانی و تعیین خاستگاه تورمالین در گرانیت-گنایس شمال‌خاوری معدن ژان در شمال دورود (Moradi et al., 2015b) و ‏‌ کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی تورمالین‏‌های مالمیر در نزدیکی بلافصل کلریت دالایون (Shahrokhi et al., 2017) را نام برد. ناحیة بررسی‌شده در دالایون کلریت با خلوص بسیار بالا دارد که همکنون به‏‌عنوان مادة معدنی استخراج و برای مصارف گوناگون مانند تولید کاشی و سرامیک به‌کار برده می‏‌شود. تاکنون خاستگاه و چگونگی پیدایش این کلریت‏‌ها بررسی نشده است و سنگ میزبان با توجه به خلوص بالا، به سختی در بررسی‏‌های میدانی شناسایی می‌شود. هدف از این مقاله، بررسی شیمی‏‌کانی کلریت و همچنین، زمین‏‌دماسنجی و تعیین دمای سیال است که می‏‌تواند برای آگاهی از ویژگی‌های تکتونوماگمایی و سنگ‏‌زایی در ناحیة دالایون و در تکمیل تعبیر و تفسیر داده‏‌های زمین‏‌شیمی و سنگ‏‌شناسی به‌کار گرفته شود.

زمین‏‌شناسی

ناحیة دالایون در خاور شهرستان دورود و در فاصلة طول‏‌های جغرافیایی '00 °49 تا '50 °48 خاوری و عرض‏‌های جغرافیایی '40 °33 تا '50 °33 شمالی و در ضلع خاوری برگة 100000/1 بروجرد جای گرفته است (شکل1). از دیدگاه زمین‏‌شناسی ساختاری، این ناحیه ببخشی از پهنة سنندج- سیرجان دانسته شده است (Stocklin, 1968) و در زیرپهنة بیستون شامل کربنات‏‌های محیط کم ژرفای دریا از زمان تریاس پسین تا کرتاسة پسین جای دارد (Mohajjeh and Sahandi, 2001). از دیدگاه سنگ‌شناسی، کهن‏‌ترین واحدها با گسترش چشمگیر  به سن تریاس بالایی- ژوراسیک هستند و شامل توالی کمابیش یکنواختی از اسلیت، شیست‏‌های میکادار نیم‌رس با رگه و رگچه‏‌های سیلیسی و میکاشیست کوردیریت و سیلیمانیت‏‌دار به‌همراه هورنفلس‏‌های سیاه رنگ و ماسه‏‌سنگ‌های دگرگون‏‌شده هستند (Shahrokhi, 2002).

 

 

 

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی ناحیة دالایون و جایگاه آن در پهنة سنندج-سیرجان.

Figure 1. Geological map of Dalayon area and Its location in the Sanandaj-Sirjan zone.

 

 

مشخص‌نبودن حد زیرین رسوب‌های تریاس بالایی- ژوراسیک، بهم‏‌ریختگی زمین‌ساختی، دگرریختی‏‌های فراوان و یکنواختی توالی رسوب‌ها در مقیاس ناحیه‌ای باعث شده است ستبرای این توالی و تغییرات جانبی لایه‏‌ها را نتوان به‏‌طور دقیق اندازه‏‌گیری و پیگیری کرد (Lotfi and Shahrokhi, 2004). نفوذ ماگما در ژوراسیک میانی (~ 165 میلیون سال پیش) (Esna-Ashari et al., 2012) و پیدایش تودة گرانیتوییدی پیدایش و گسترش هالة دگرگونی در محل همبری سنگ‏‌های موجود با تودة آذرین درونی را به‌دنبال داشته است (Esna-Ashari et al., 2016)‏‌ و به پیدایش شیست‏‌های لکه‏‌دار و مقدار کمی هورنفلس در این ناحیه انجامیده است. توالی تریاس بالایی-ژوراسیک در جنوب ناحیه یادشده با رخسارة کنگلومرا و ماسه‏‌سنگ پیشرونده کرتاسه پوشیده می‏‌شود (Shahrokhi, 2009; Lotfi and Shahrokhi, 2004). پدیده‏‌های دگرگونی و فعالیت‏‌های ماگمایی درونی و بیرونی ساختمان زمین‏‌شناسی منطقه را تحت‌تأثیر قرار داده است و نقش بنیادین در پیدایش کلی ریخت‌شناسی منطقه داشته‏‌ است (Zarei Sahamieh et al., 1998).

روش انجام پژوهش

برای بررسی ترکیب کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی کلریت‏‌های ناحیة دالایون، شمار 20 نمونة هوانزده سطحی از بخش‏‌های مختلف منطقة دگرسان برداشت شد. مقاطع نازک-صیقلی آنها به کمک میکروسکوپ پلاریزان بازتابی Nikon-E200 در دانشگاه آزاد اسلامی واحد خرم‏‌آباد بررسی شدند. همچنین، برای بررسی کانی‏‌شناسی و دگرسانی سنگ میزبان، شمار 10 نمونه به روش پراش پرتوی ایکس (XRD) در آزمایشگاه زرآزما تجزیه شد. برای تعیین ترکیب، نوع و خاستگاه کلریت، تجزیة ریزکاوالکترونی برای 20 نقطه از کانی کلریت با کمک دستگاه CAMECA-SX-100 و استانداردهای مختلف برای 12 پارامتر در آزمایشگاه ریزکاوالکترونی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران به‏‌انجام رسید. ولتاژ شتاب‏‌دهندة دستگاه 15 کیلوالکترون‏‌ولت (KeV) و شدت جریان 20 نانوآمپر (nA) بوده است. خطای تجزیه برای عنصرهای اصلی 1% نسبی و برای عنصرهای فرعی 5% نسبی است. فرمول ساختاری بر پایة 14 اکسیژن برای کلریت به‌دست آمد. از آنجایی‌که منگنز و آهن دو ظرفیتی متداول‏‌ترین حالت در کلریت هستند (Bloodate et al., 1999)، پس کاتیون‌های آهن و منگنز دو ظرفیتی در نظر گرفته شدند. گفتنی است اندازه‌گیری نسبت Fe2+/Fe3+ به‏‌علت ناتوانی دستگاه امکان‏‌پذیر نبود (جدول 1). بررسی سیال‌های درگیر پس از تهیة سه نمونه مقطع نازک دوبرصیقل 300 میکرونی و بررسی سنگ‌نگاری با کمک عدسی شیئی LWD50x میکروسکوپ Ziess، با استیج گرم- و سردکنندة مدل MDS600 شرکت Linkam با تغییرات دمایی در 190- تا 600+ درجة سانتیگراد در دانشگاه تربیت مدرس به‌انجام رسید. برای گرمایش[1] از دستگاه Hot stage و برای مرحلة سرمایش[2] از نیتروژن مایع با دقت±1/0ºC بهره گرفته شده است. نام اختصاری کانی‌ها در شکل‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

ویژگی‏‌های صحرایی و سنگ‌نگاری واحدهای کلریت‏‌دار

ناحیة دالایون در شمال و خاور گسل محسن‏‌بن‏‌علی جای دارد (شکل 1). در گسترة یادشده سنگ‏‌های آذرین درونی با ترکیب گرانیت تا گرانودیوریت و سنگ‏‌های دگرگونی شامل متاولکانیک‏‌ها، اسلیت، فیلیت و سریسیت‏‌شیست بیشترین گسترش را دارند (شکل 1). تودة آذرین درونی که در ناحیة یادشده در متاولکانیک‏‌ها و سنگ‏‌های دگرگونی نفوذ کرده است شامل شامل گرانودیوریت، گرانیت، پگماتیت‏‌گرانیت، تونالیت، کوارتزدیوریت، پگماتیت‏‌تورمالین‏‌دار و رگه‌های کوارتز تورمالین است (Shahrokhi, 2020).

 

 

جدول 1. داده‏‌های ریزکاوالکترونی برای کلریت‏‌های ناحیة دالایون و فرمول ساختاری آنها برپایة 14 اتم اکسیژن.

Table 1. EPMA data for Chlorites in Dalayon area, and the calculated structural formula based on 14 oxygen atoms.

Sample No.

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

SiO2

26.44

26.15

26.14

26.09

25.24

25.25

24.85

25.01

24.96

24.81

Al2O3

21.19

22.15

22.16

22.15

20.28

20.25

20.81

21.00

21.69

20.49

FeO

27.89

27.15

27.14

27.15

29.39

29.39

29.41

30.30

28.75

29.29

MgO

12.00

11.69

11.69

11.72

13.21

13.19

12.69

11.81

12.25

12.79

MnO

0.44

0.43

0.42

0.44

0.40

0.44

0.34

0.41

0.41

0.39

CaO

0.05

0.03

0.02

0.03

0.01

0.02

0.05

0.02

0.05

0.05

Na2O

0.01

0.00

0.03

0.03

0.00

0.00

0.00

0.06

0.05

0.02

K2O

0.13

0.12

0.14

0.11

0.00

0.00

0.12

0.12

0.06

0.14

TiO2

0.14

0.12

0.11

0.12

0.17

0.17

0.11

0.11

0.04

0.11

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

89.29

88.84

88.85

88.84

88.70

88.71

88.38

88.84

88.26

88.09

Si

2.86

2.83

2.83

2.82

2.73

2.72

2.70

2.70

2.71

2.69

Al

2.69

2.80

2.81

2.80

2.57

2.56

2.64

2.66

2.74

2.59

AlIV

1.14

1.17

1.17

1.18

1.27

1.28

1.30

1.30

1.31

1.31

Tsite

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

AlVI

1.55

1.36

1.64

1.62

1.30

1.28

1.34

1.36

1.43

1.28

Fe2+

2.54

2.49

2.49

2.49

2.61

2.65

2.66

2.72

2.60

2.61

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

1.93

1.86

1.86

1.86

2.10

2.09

2.05

1.87

1.94

2.02

Mn

0.04

0.04

0.04

0.04

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

Ti

0.02

0.01

0.01

0.01

0.02

0.02

0.01

0.01

0.00

0.01

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

6.09

6.04

6.05

6.03

6.06

6.07

6.01

6.00

6.02

5.96

Fe/ (Fe+Mg)

0.57

0.57

0.57

0.57

0.55

0.56

0.56

0.59

0.57

0.56

OH

15.98

15.90

15.90

15.91

15.99

16.00

15.98

15.97

15.95

15.98

F

0.02

0.09

0.10

0.09

0.01

0.00

0.02

0.03

0.05

0.02

Cl

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Xc

0.99

0.99

0.99

0.99

0.98

0.98

0.98

0.99

0.99

0.97

Fe/Mg

1.31

1.34

1.34

1.34

1.24

1.28

1.30

1.45

1.34

1.29

AlcIV

1.20

1.27

1.23

1.24

1.32

1.34

1.36

1.36

1.37

1.37

T

305

315

315

318

347

350

356

356

360

360

Tcc

313

336

323

326

352

358

364

364

368

368

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

SiO2

24.79

24.81

24.99

24.71

24.69

24.69

24.56

24.55

24.59

24.51

Al2O3

22.40

20.50

21.09

21.21

20.29

21.19

20.62

20.61

20.80

20.51

FeO

27.60

29.29

28.79

29.49

29.31

29.55

30.31

30.30

30.30

30.33

MgO

12.59

12.79

12.56

12.09

12.99

12.10

12.52

12.55

12.00

13.00

MnO

0.41

0.38

0.41

0.41

0.40

0.38

0.38

0.41

0.34

0.38

CaO

0.05

0.06

0.04

0.02

0.05

0.03

0.05

0.06

0.06

0.06

Na2O

0.00

0.02

0.03

0.01

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

K2O

0.11

0.13

0.09

0. 11

0.13

0.13

0.01

0.01

0.02

0.01

TiO2

0.03

0.12

0.04

0.05

0.09

0.03

0.11

0.12

0.11

0.11

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

87.98

88.10

88.04

88.10

87.97

88.12

88.56

88.61

88.22

88.91

Si

2.68

2.68

2.68

2.67

2.67

2.67

2.64

2.64

2.65

2.63

Al

2.84

2.59

2.68

2.70

2.58

2.69

2.64

2.62

2.64

2.59

AlIV

1.32

1.32

1.32

1.33

1.33

1.33

1.36

1.36

1.35

1.37

Tsite

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

AlVI

1.52

1.27

1.36

1.37

1.25

1.36

1.28

1.26

1.29

1.22

Fe2+

2.48

2.68

2.60

2.65

2.61

2.66

2.73

2.72

2.72

2.73

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

1.99

2.05

1.99

1.95

2.07

1.95

2.00

2.01

1.93

2.07

Mn

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.04

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Ti

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

6.03

6.05

5.98

6.01

5.98

6.01

6.05

6.03

5.98

6.07

Fe/ (Fe+Mg)

0.55

0.57

0.57

0.58

0.56

0.58

0.58

0.57

0.59

0.57

OH

15.93

16.00

15.89

15.82

16.00

15.89

15.99

16.00

15.96

15.96

F

0.07

0.00

0.10

0.18

0.00

0.10

0.01

0.00

0.04

0.04

Cl

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Xc

0.99

0.97

0.99

0.99

0.97

0.99

0.98

0.98

0.98

0.97

Fe/Mg

1.25

1.31

1.31

1.36

1.26

1.36

1.36

1.35

1.41

1.32

AlcIV

1.37

1.38

1.38

1.39

1.39

1.39

1.42

1.42

1.41

1.43

T

363

363

363

366

366

366

375

375

376

379

Tcc

368

371

371

374

374

374

384

383

380

387

 

 

واحد متاولکانیک شامل گدازه‏‌های آتشفشانی متوسط و بازیک آلکالن و سنگ‌های آذرآواری از نوع توف بلورین هستند. فیلیت‏‌ها ادامة فیلیت‏‌های سیاه‏‌رنگ همدان هستند که از سریسیت-کلریت شیست‏‌های خاکستری تیره مایل به سیاه‌رنگ و بسیار چین‏‌خورده ساخته شده‌اند و در اصل سنگ‌های پلیتی، رسی، سیلتی و کمی ماسه‏‌ای دانه‏‌ریز دگرگون‌شده هستند. درجة دگرگونی در این شیست‏‌ها در حد بخش پایینی رخسارة شیست‌سبز است. همچنین، شیل‏‌های سیلتی و رسی دگرگون‏‌شده و کم و بیش فیلیتی با درون‌لایه‏‌هایی از ماسه‌سنگ گریوکی دیده می‌شوند که به‏‌طور ناپیوسته روی فیلیت‏‌های همدان جای می‏‌گیرند. تودة گرانیتوییدی یک تودة آذرین مرکب و دوکی‌شکل است و با محور نزدیک به 60 کیلومتر و پهنای 8 کیلومتر، روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری دارد. این تودة گرانیتوییدی در سنگ‏‌های ژوراسیک نفوذ کرده است و شار گرمایی ناشی از آن سبب فرایند دگرگونی همبری در سنگ‏‌های میزبان اطراف توده شده است و به پیدایش هورنفلس کردیریت، آندالوزیت‏‌دار و شیست‏‌های لکه‏‌دار انجامیده است.

بررسی‏‌های میدانی نشان‏‌دهندة حضور کلریت در بخش‏‌های مختلف منطقه مانند متاولکانیک‏‌ها، اسلیت‏‌ها، فیلیت‏‌ها و گرانیت‏‌های نزدیک آنها هستند (Hajmollaali et al., 2000). کلریت‏‌ همراه با سنگ‏‌های گوناگونی مانند گرانودیوریت، متاولکانیک، اسلیت و فیلیت در رخسارة شیست‌سبز پایینی دیده می‌شود (شکل 2-A). در پی دگرگونی و دگرریختی، ساخت و بافت‏‌های شکل‏‌پذیر و گاه شکنا در این سنگ‏‌ها پدید آمده است. بر پایة تجزیة سنگ کل و از دیدگاه کانی‏‌شناسی، سنگ میزبان کلریت‏‌‏‌ها، گرانودیوریت است. کانی‏‌شناسی عمومی این سنگ‏‌‏‌‏‌‏‌‏‌ها بر پایة بازدیدهای میدانی و بررسی‌های میکروسکوپی شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوز، میکروکلین و کلریت به‏‌عنوان کانی اصلی (شکل 2-B) و بیوتیت، مسکوویت، آپاتیت، گارنت، روتیل، لوکوکسن، کانی‏‌های تیتانیم‏‌دار، اسفن و زیرکن به‏‌عنوان کانی فرعی است. بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‏‌دهند سنگ مادر نخستین از نوع آتشفشانی با ترکیب حد واسط تا مافیک و همچنین، رسوبات آواری در دوران پالئوزوییک شامل یک واحد رسوبی-پلیتی مانند سیلتستون یا ماسه‏‌سنگ ریزدانه و ناخالص بوده است. این سنگ‏‌ها دچار دگرگونی ناحیه‏‌ای دوران مزوزوییک و در نهایت تأثیر دگرگونی همبری و رفتار سیال‌های مرتبط با آنها در پی نفوذ در سنگ‏‌های گرانیتوییدی موجب پیدایش کلریت شده است. چین‏‌خوردگی و دگرریختی همراه با دگرگونی نیز در تریاس میانی دیده می‌شود (Berberian and King, 1981).

بلورهای کوارتز با ساختار حلقوی همراه با فلدسپار و مقادیر اندکی اسفن، روتیل و آپاتیت در بخش روشن سنگ دیده می‌شوند در پی دگرگونی و در طی بازتبلور پدید آمده‏‌اند (شکل 3-A).

 

 

 

شکل 2. A) حضور کلریت در رخسارة شیست‌سبز پایینی؛ B) حضور کلریت به‏‌عنوان کانی اصلی در ناحیه.

Figure 2. A) Presence of chlorite in low greenschist facies; B) Presence of chlorite as major mineral in the area.

 

 

شکل 3. A) بلورهای کوارتز با ساختار حلقوی همراه با فلدسپار و مقادیر اندکی اسفن، روتیل و آپاتیت؛ B) بلورهای آلکالی‏‌فلدسپار بسیار رسی‌شده و هم‏‌رشد ‏‌با کلریت؛ C) نوارهای تیره کلریت-سریسیت-مسکوویت همراه با مقادیر کمی کوارتز ریزبلور و پراکنده؛ D) حضور کلریت در بقایایی از قالب‏‌های بیوتیت اولیه؛ E) بلورهای شکل‏‌دار روتیل در روند رخ‏‌های کلریت؛ F) حضور اسفن در روند رخ‏‌های کلریت.

Figure 3. A) Quartz minerals with sigmoidal structure with feldspar and a few amounts of Sphene, Rutile and Apatite; B) alkali feldspar minerals of heavily clay alteration and inter growth with chlorite; C) Dark bounded of chlorite-sericite-muscovite with a few amounts of microcrystalline and scattered quartz; D) The presence of chlorite in remains of primary biotite molds; E) Rutile euhedral minerals in trends of cleavage of chlorite; F) The presence of Sphene in trends od chlorite cleavage.

 

 

 

برخی بلورهای آلکالی‏‌فلدسپار به‏‌شدت رسی‌شده و با کلریت هم‏‌رشدی نشان می‏‌دهند (شکل 3-B). بر این پایه می‏‌توان گفت دگرسانی بیوتیت به کلریت با تهی‌شدگی K2O و کاهش SiO2 همراه بوده و می‏‌تواند به پیدایش پتاسیم‌فلدسپار منجر شود (Czamanske et al., 1988). نوارهای تیره کلریت-سریسیت-مسکوویت همراه با مقادیر کمی کوارتز ریزبلور و پراکنده مجموعه‏‌های کوارتزی را فراگرفته است و از برگوارگی سنگ کاملاً پیروی می‏کنند (شکل 3-C).

کانی کلریت به‏‌صورت درشت‏‌بلور و همچنین، سوزنی و بسیار باریک در زمینة سنگ دیده می‌شود و در برخی بخش‏‌ها میانبارهای بی‏‌شکلی از روتیل و اسفن دارد (شکل‌های 3-A، 3-B و 3-C). این کلریت‏‌ها در بقایایی از قالب‏‌های بلورین از نوع بیوتیت اولیه به بزرگیِ 4 میلیمتر به‏‌طورکامل جانشین شده‏‌اند (شکل 3-D). بررسی‌های انجام‌شده روی دایک‏‌های بازیک و دیگر کلریت‏‌های ناحیة بروجرد نشان‌دهندة جایگزینی بیوتیت با کلریت هستند (Tahmasbi et al., 2017). بلورهای کاملاً شکل‏‌دار روتیل به‏‌صورت دانه پراکنده، مجموعه‏‌های ریزبلور، نیمه‌شکل‏‌دار، شکل‏‌دار و ماکله همراه و در روند رخ‏‌های کلریت دیده می‏‌شود (شکل 3-E). اسفن را نیز‏ می‌توان‌ به‏‌صورت ریزبلور و بی‌شکل همراه و در روند رخ‏‌های کلریت و در جهت برگوارگی عمومی سنگ شناسایی کرد (شکل 3-F).

برخی از کانی‏‌های کدر اولیه که به احتمال بالا از نوع کانی‏‌های آهن و تیتانیم‏‌دار همانند تیتانومگنتیت بوده‏‌اند، با مقادیر بسیار ناچیزی از مجموعه‏‌های لوکوکسنی شامل اسفن، روتیل، ایلمنیت، هماتیت و... جایگزین شده‏‌اند (شکل 4-A). تک بلورهای پراکنده و عمدتاً شکل‏‌دار و گاهی نیمه‏‌شکل‏‌دار زیرکن را می‌توان در مقادیر ناچیز به بزرگی 5/0 میلیمتر همراه با بخش‏‌های دارای سریسیت-مسکوویت قابل شناسایی کرد (شکل‌های 4-A و 4-B). حضور مقدار کم گارنت به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار و کوبیک (شکل 4-B) نشان‏‌دهندة پایین‌بودن فشار و یا فقیر‌بودن سنگ اولیه از منیزیم ‏‌است (Yardley, 1989).

بررسی مقاطع صیقلی نیز وجود کانه‏‌هایی همانند پیریت، هماتیت، کرندوم و طلا را نشان می‏‌دهد (شکل C4 و D4). میزان پیریت و طلا با نزدیک‌شدن به گرانودیوریت‏‌ها افزایش می‏‌یابد که می‏‌تواند نشان‏‌دهندة تأثیر تودة آذرین درونی و سیال‌های پس از ماگماتیسم در کانه‏‌زایی در این سنگ‏‌ها باشد.

بررسی 10 نمونة برداشت‌شده از ناحیة دالایون به روش پراش پرتوی ایکس (XRD) نشان می‏‌دهد کانی‏‌های اصلی در سنگ میزبان شامل کلریت، کوارتز، مسکوویت، ایلیت، میکروکلین، کانی‏‌های فرعی شامل میکروکلین، ایلیت و مسکوویت و کانی جزیی نیز روتیل و بیوتیت هستند (جدول 2، شکل‏‌ 5). کلریت با استفاده از کارت استاندارد 0430-00-036 و با کمک نرم‏‌افزار Xpert high scorplus بررسی و شناسایی شد. بر پایة 10 نمونه تجزیة XRD انجام شد و با توجه به بازدیدهای میدانی و بررسی‌های میکروسکوپی می‏‌توان گفت مهم‏‌ترین دگرسانی دیده‌شده در ناحیة دالایون از نوع کلریتی است؛ زیرا در بررسی‌های کانی‏‌شناسی حضور کلریت در قالب بلورهای بیوتیت دیده شد. ازآنجایی‌که دگرسانی بیوتیت به کلریت نیازمند حضور آهن و منیزیم است، پس می‏‌توان گفت بیوتیت در حضور سیال‌های گرم Fe و Mg دار با کلریت جایگزین شده‏‌است.

شیمی کانی کلریت

برای بررسی میزان آلودگی کلریت‏‌های تجزیه‌شده نسبت Na2O+K2O+CaO به‌کار برده می‌شود (Hillier and Velde, 1991; Zang and Fyfe, 1995). اگر میزان این نسبت از 5/0 بیشتر باشد کلریت‏‌ها آلوده هستند و تجزیه‌ها ارزش لازم برای بررسی را ندارند. اگر این نسبت کمتر 5/0 باشد نشان‌‌دهندة نبود آلودگی کلریت‏‌هاست. با توجه به نسبت‏‌های آورده‌شده در جدول 1 می‏‌توان گفت این نسبت در کلریت‏‌های بررسی‌شده از 5/0 بسیار کمتر است و بنابراین کلریت‏‌ها آلودگی ندارند.

 

 

 

شکل 4. A) بلورهای روتیل و بلور زیرکن در زمینه‌ای از کلریت، سرپانتین، مسکوویت و کوارتز؛ B) بلورهای زیرکن و روتیل در زمینه‏‌ای از مسکوویت، کلریت و کوارتز؛ C) حضور کروندوم (یاقوت آبی) در لابلای شیستوزیته سنگ که شامل مسکوویت و کوارتز است؛ D) حضور طلا و پیریت در زمینة سنگ.

Figure 4. A) Rutile and zircon minerals in the field of chlorite, serpentine, muscovite and quartz; B) Zircon and rutile minerals in a background of muscovite, chlorite and quartz; C) The presence of corundum (blue ruby) among the schistosity of the rock including muscovite and quartz; D) The presence of gold and pyrite in the background of the rocks.

 

 

به کمک نمودار Fe2+/(Fe2++Mg2+) در برابر 2*Si (Pflumio, 1991) می‏‌توان نوع کلریت‏‌ها را مشخص کرد. بر پایة این نمودار کلریت‏‌های دالایون بیشتر رپیدولیت و به مقدار کمتر از نوع پیکنوکلر هستند (شکل 6-A). نسبت Fe/Mg در کلریت‏‌ها در بازة apfu24/1 تا apfu45/1 در نوسان است و حضور کلریت‏‌های آهن‏‌دار را نشان می‏‌دهد. نسبت Fe2+/(Fe2++Mg2+) در کلریت‏‌ها برابربا 92/2 تا 11/3 است و نشان‏‌دهندة بالا بودن میزان آهن نسبت به منیزیم است.

مقدار سیلیسیم کمتر از apfu6 نشان‌دهندة خلوص کلریت‏‌ها و مقدار بالاتر از apfu6 نشان‏‌دهندة فازهای میان‌لایه‏‌ای کلریت-اسمکتیت است (Lori et al., 1988). همچنین، محتوای سیلیسیم برابربا apfu64/2 تا apfu91/2 است و نشان‏‌دهندة ترکیب رپیدولیت-پیکنوکلریت برای کلریت‏‌هاست. وجود مقادیر بسیار اندک و در حد صفر کلسیم در کلریت‏‌های ناحیة دالایون (جدول 1) نشان‏‌دهندة نبود اسمکتیت حتی به‏‌صورت اندک است (Lori et al., 1988).

 

 

 

جدول 2. ترکیب کانی‏‌شناسی نمونه‏‌های تجزیه‌شده به روش XRD.

Table 2. Mineralogical composition of samples analyzed by XRD method.

Trace Minerals

Minor minerals

Major Minerals

Sample No.

----

---

Quartz, Chlorite, Muscovite, Illite

SH-1

Rutile

---

Chlorite, Quartz, Muscovite, Illite

SH-2

Rutile

---

Quartz, Chlorite, Muscovite, Illite

SH-3

Rutile

---

Quartz, Chlorite, Muscovite, Illite

SH-4

Rutile

Chlorite, Muscovite, Illite

Quartz

SH-5

Rutile

---

Chlorite, Muscovite, Illite, Quartz

SH-6

Rutile

Quartz, Microcline

Chlorite, Muscovite, Illite, Quartz

SH-7

Rutile

Microcline

Quartz, Chlorite, Muscovite, Illite

SH-8

Rutile, Biotite

Illite

Chlorite, Quartz, Muscovite

SH-9

Rutile, Illite

Microcline

Quartz, Chlorite, Muscovite

SH-10

 

 

شکل 5. طرح وابسته به یک نمونه از ناحیة دالایون به روش XRD.

Figure 5. The design related to one sample taken from the Dalayon area by XRD method.

 

 

 

پارامتر Xc شامل نسبت لایه‏‌های بروسیت و یا سازندة مولی کلریت در فاز میان‌لایه‏‌ای است (Tabbakh Shabani, 2009; Alavi et al., 2014) که بر پایة آن تجزیة شیمیایی کلریت-اسمکتیت در سلول واحد با اکسیژن متغیر به شرطی که سیستم تبلور هردو تری‏‌اکتاهدرال باشد می‏‌تواند دوباره بررسی شود (Lori et al., 1988). به این ترتیب، اگر فاز تجزیه شده اصلی میان کلریت خالص و ساپونیت خالص قرار گیرد ترکیب آن با فرمول زیر بیان می‏‌شود:

(K, Na, Ca0.5)z-yVI[ (Mg, Fe, Mn)6-yAly]-IV[Si8-zAlz]O20 (OH)4.x[ (Mg, Fe)6 (OH)12]

مقدار x، y و z از فرمول بالا و با محاسبة اولیه فاکتور متناسب f به‏‌دست می‏‌آید. این فاکتور بر پایة 28 اکسیژن و به دو صورت مختلف به‌دست آورده می‏‌شود. اگر z˃y باشد f=16/(Al+2Si+2Ca+K) و اگر zc در کلریت خالص نزدیک به 1، در اسمکتیت خالص نزدیک به صفر و برای فازهای میان‌لایه‏‌ای با نسبت کلریت و اسمکتیت نزدیک به 5/0 خواهد بود (Lori et al., 1988). بر پایة تجزیة ریزکاوالکترونی انجام‌شده، مقدار Xc برای کلریت‏‌های دالایون 99/0-97/0 و بسیار نزدیک به یک است که نبود اسمکتیت و خلوص بالای کلریت‏‌ها را نشان می‏‌دهد (جدول 1).

در ساختار بلور کلریت، جانشینی گستردة اتمی میان کاتیون Al3+ و Si4+ و کاتیون Al با کاتیون‏‌های Fe2+ و Mg2+ وجود دارد. Al در دو موقعیت هشت و چهار وجهی وارد می‏‌شود. AlIV جانشین Si می‌شود و به این ترتیب، افزایش مقدار Al در جایگاه چهاروجهی با کاهش مقدار Si همراه است (Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021). نسبت کاتیونی Al و Si در شبکه بلوری کلریت‏‌ها به ترتیب در بازة 56/2 تا 84/2 و 64/2 تا 86/2 و مقادیر AlIV در گسترة 14/1 تا 36/1 تغییر می‏‌کند. جایگزینی کاتیونی Al3+ با Si4+ با همبستگی وارونه میان Al2O3 با SiO2 و AlIV با Si در کلریت‏‌های دالایون تأیید می‏‌شود (شکل‌های 6-B و 6-C).

مقدار کاتیون جایگزین‌شده در موقعیت AlVI به‏‌طور نسبی از مقدار جایگزین‌شده در جایگاه چهاروجهی بیشتر و در بازة 22/1 تا 64/1 در نوسان است. مقدار Fe2+ و Mg2+ به‌ترتیب در بازة 48/2 تا 73/2 و 86/1 تا 10/2 است. در کلریت‏‌های دالایون جایگزینی کاتیونی AlVI با Mg2+ و Fe2+ با همبستگی وارونه‌ای میان AlVI با Fe2++Mg2+ تأیید می‏‌شود (شکل 6-D). از سوی دیگر، شمار اندکی از کلریت‏‌ها AlIV و AlVI برابری دارند. اگر میزان AlIV نسبت به AlVI کمتر باشد جانشینی Si4+ با Al3+ بیشتر روی می‌دهد و اگر میزان AlVI نسبت به AlIV کمتر باشد جانشینی Si4+ با Al3+ کمتر است (Foster, 1962). ازاین‌رو، نسبت Al هشت‏‌وجهی به Al چهاروجهی در کلریت‏‌های دالایون کمابیش برابر است که گویای جانشینی نسبتاً برابر Si4+ با Al3+ است (شکل 6-E).

محتوای تیتانیم کلریت‏‌ها بسیار کم و به اندازة 03/0 تا 17/0 درصد با میانگین 10/0 درصد است. پس محتوای تیتانیم بیوتیت اولیه به‏‌صورت ثانویه، در قالب روتیل، اسفن و یا لوکوکسن و به شکل تیغه‌های نازک موازی با رخ‌های کلریت و همرشد با آن دیده می‌شود (Czamanske, 1988; Parry and Downey, 1982).

 

 

 

شکل 6. A) نمودار 2Si در برابر Fe2+/(Fe2++Mg2+) (Pflumio, 1991) (نشانه‏‌ها: رپیدولیت (r)- پیکنوکلریت (p)- دیابانتیت (d)- کلینوکلریت (c)- پناتیت (pe))؛ B) همبستگی وارونة Al2O3 با SiO2 در کلریت‏‌ها؛ C) همبستگی وارونة AlIV با Si در کلریت‏‌ها؛ D) همبستگی وارونة AlVI با Fe2++Mg2+ در کلریت‏‌ها؛ E) نمودار نسبت Al هشت وجهی به Al چهاروجهی در کلریت‏‌های دالایون.

Figure 6. A) Diagram of 2Si to Fe2+/(Fe2++Mg2+) (Pflumio, 1991) (Symbols: r: ripidolite, p: pyknochlorite, d: diabantite, c: clinochlorite and pe: penatite); B) Inverse correlation between Al2O3 to SiO2 in chlorites; C) Inverse correlation between AlIV to Si in chlorites; D) Inverse correlation between AlVI to Fe2++Mg2+ in chlorites; E) Diagram of octahedral-Al to tetrahedral-Al in Dalayon chlorites.

 

 

 

سازندة ورقه‏‌های هشت‏‌وجهی شامل Fe2+، Fe3+، Mg، Mn، Ti و Al و سازندة ورقه‏‌های چهاروجهی سیلیسم و آلومینیم هستند (جدول 1). تجزیة ریزکاوالکترونی نمونه‏‌های کلریت دالایون نشان‏‌دهندة تغییرات ترکیبی جالبی در محتوای سیلیسیم، آلومینیم، آهن و منیزیم است (شکل‌های 7-A  و 7-B). چهار دسته کلریت به‏‌صورت هشت‏‌وجهی دوگانه، هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه، تری‏‌هشت‏‌وجهی دوگانه و تری‏‌هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه شناسایی شده‌اند. از آنجایی‌که مجموع کاتیون‏‌های هشت‏‌وجهی در نمونه‏‌ها بسیار نزدیک به 6 است پس همة جایگاه‏‌های هشت‏‌وجهی با کاتیون‏‌های دو ظرفیتی پر شده‌اند و از نوع هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه هستند (Xie et al., 1997). هرچند وجود جایگاه خالی با قطعیت اثبات‌شدنی نیست (Jiang et al., 1994)، اما به کمک فرمول ساختاری کلریت ایده‏‌آل جایگاه خالی به میزان apfu 66/0-26/0 به‌دست آورده می‏‌شود (Xie et al., 1997).

 

 

 

شکل 7. تغییرات ترکیبی اکسیدها در کلریت‏‌ها در A) نمودار سه‌تایی SiO2-MgO-FeO؛ B) نمودار سه‌تایی Al2O3-MgO-FeO.

Figure 7. Compositional variation of oxides in the chlorites in A) SiO2-MgO-FeO ternary diagram; B) Al2O3-MgO-FeO ternary diagram.

 

 

زمین‌دماسنجی کلریت

از آنجایی‌که شرایط پیدایش کلریت گویای ساختار و ترکیب شیمیایی آنست، کلریت می‏‌تواند در زمین‏‌دماسنجی به‌کار برده شود (Jiang et al., 1994). فاکتورهای اصلی کنترل‌کنندة دمای کلریت در محیط‏‌های دگرگونی و گرمابی یعنی دما و ترکیب شیمیایی بررسی شده‌اند (Kranidiotis and MacLean, 1987; Klein and Hurlbut, 1999). دما از عواملی تعیین‌کنندة رخداد جانشینی اتمی میان کاتیون‌های گوناگون است (Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021; Shahrokhi, 2021). از آنجایی‌که در دماهای بالاتر، اندازة مواضع اتمی موجود بزرگ‌تر، ارتعاش گرمایی کل ساختار و گنجایش جانشینی اتمی بیشتر است، پس پیش‌بینی می‌شود تغییرات ترکیبی در دماهای بالاتر نسبت به دماهای کمتر بیشتر باشد (Cathelineau and Nieva, 1985; Klein and Hurlbut, 1999).

دمای تبلور کلریت‏‌ها به کمک نمودار T-Al (IV) در بازة دمایی ⁰C379-⁰C305 (میانگین: ⁰C353) است و تغییر چندانی نشان نمی‏‌دهد (شکل 8-A). زمین دماسنج کلریت برپایة رابطة T=321.9772×Al(IV)-61.9229 و برای محیط‏‌های دگرگونی، گرمابی و دیاژنتیک پیشنهاد شده‏‌ است (Cathelineau, 1988; Cathelineau and Nieva, 1995). از آنجایی‌که با جانشینی اتمی در کلریت‏‌ها، مقدار AlIV با افزایش دما به‏‌طور منظم افزایش می‏‌یابد، رابطة T-AlIV برای سنجش دمای پیدایش کلریت‏‌ها پیشنهاد شده‏‌ است (Cathelineau, 1988). مقایسة داده‏‌های دمایی به‌دست‌آمده از رابطة پسرفتی یادشده و نمودار اصلاح‌شدة T-AlIV با داده‌های به‌دست‌آمده از روش‏‌های دیگر، مانند اندازه‌گیری مستقیم دما در حوضه‌های زمین‌گرمابی، با خطای محاسبه‌شدة کمتر از °C10 هماهنگی و شباهت خوبی نشان داده ‏‌است (Cathelineau, 1988). رابطة پسرفتی و نمودار اصلاح‌شدة T-AlIV برای سنجش دمای تبلور کانی کلریت در حوضه‏‌های گوناگون زمین‏‌شناسی همانند بررسی زایش نهشته‌های معدنی، دگرگونی درجه پایین، دگرسانی گرمابی و دیاژنز نیز درست عمل می‏‌کند (Caritat et al., 1993; Inoue et al., 2009). با توجه به جدول 6-1، نمودار اصلاح‌شدة T-AlIV و رابطة پسروی یادشده می‏‌توان گفت با دورشدن از تودة آذرین درونی گرانیتوییدی دمای پیدایش کلریت‏‌ها کاهش می‌یابد. بر این اساس، نقاط 1، 2، 3 و 4 که در بخش‌های دورتر و در سنگ‏‌های دگرسان کانه‌دار هستند دمای پیدایش کمتری (305 تا 318 درجة سانتیگراد) نسبت به دیگر بخش‌ها نشان می‌دهند. در نمودار SiO2-T همبستگی وارونه‌ای میان دمای تبلور کلریت‏‌ها و محتوای سیلیس آنها دیده می‌شود که می‏‌تواند پیامد جانشینی سیلیس به‌جای آلومینیم باشد. در این فرایند آلومینیم در دمای بالاتر وارد شبکه کلریت می‏‌شود و کم‌کم با کاهش دما سیلیس جانشین آلومینیم می‏‌شود. بر این اساس، کلریت‏‌های با سیلیس کمتر دمای تبلور بیشتر و کلریت‏‌های با سیلیس بالاتر دمای تبلور کمتری دارند (شکل 8-B).

 

 

 

شکل 8. A) نمودار T-Al (IV) (Cathelineau, 1988). B) نمودار SiO2-T (Inoue et al., 2009) و وجود همبستگی معکوس بین دمای تبلور کلریت‌ها و محتوای سیلیس در ناحیة دالایون.

Figure 8. A) Diagram of T-Al (IV) (Cathelineau, 1988); B) Diagram of (Inoue et al., 2009) and presence of inverse correlation between of crystallization temperature of chlorites and silica content in Dalayon area.

 

 

زمین‏‌دماسنجی کلریت‏‌ها در محیط‏‌های گرمابی اشباع از آلومینیم و در حضور کانی‏‌های دیگر آلومینیم‏‌دار نیز بررسی شده است (Kranidiotis and MacLean, 1987). در این روش، آلومینیم چهاروجهی به‏‌صورت رابطة Alc (IV)=Al (IV)+0.7Fe/ (Fe+Mg) اصلاح شده است و دما با رابطة Tc=106Alc(IV)+18 به‌دست آورده می‌شود و هنگامی کاربرد دارد که میزانFe/(Fe+Mg) کلریت‏‌ها از 6/0 بیشتر باشد (Kranidiotis and MacLean, 1987). اگر میزانFe/ (Fe+Mg) کلریت‏‌ها از 6/0 کمتر باشد، مقدار Al (IV) به‏‌صورت Alcc(IV)=Al(IV)+0.1Fe/(Fe+Mg) و دما به‏‌صورت Tcc=319Alcc(IV)-69 به‌دست آورده می‌شود (Caritat et al., 1993). در کلریت‏‌های دالایون میزان Fe/(Fe+Mg) از 6/0 کمتر است؛ ازاین‌رو، این روش زمین دماسنجی به‌کار برده شد. بر این اساس، دمای تبلور کلریت‏‌های انتخابی در بازة ºC387 -ºC313 (میانگین: ºC362 است که تفاوت چندانی با نتایج به‏‌دست‌آمده از روش پیشین (Cathelineau and Nieva, 1985) نشان نمی‏‌دهد.

 میانگین دمای پیدایش کلریت‏‌های دالایون (C353°) همانند کلریت‏‌های ناحیة زواری‏‌جان (C345°) (Kordi Sykan and Shahrokhi, 2021) و ملوک (C340°) (Shahrokhi, 2021) در شمال این ناحیه است. این دو ناحیه از نظر سنگ‏‌شناسی و کانی‏‌شناسی نیز به ناحیة دالایون بسیار شباهت دارند. از این‌رو می‏‌توان گفت کلریت‏‌های ناحیة دالایون، زواری‏‌جان و ملوک در شرایط و محیط مشابه پدید آمده‌اند. همچنین، میانگین دمای پیدایش کلریت‏‌های ناحیة دالایون با میانگین دمای پیدایش دیگر کلریت‏‌های پدیدآمده از دگرسانی توده‏‌های گرانیتوییدی (مانند Strzelin (C337°) (Ciesielczuk, 2002)، Borow (C341°) (Ciesielczuk, 2002) و Lomnica (C300°) Wilamowski, 2002)) در لهستان، تودة گرانیتی آپالاش کانادا (C340°) (Tabbakh Shabani, 2009)، باتولیت گرانیتی Bega (C340°) در جنوب‌خاوری استرالیا (Eggleton and Banfield, 1985) و تودة گرانیتی پسوه (C345°)-نقده (C320°) (Alavi et al., 2014)) شباهت دارد. دمای یادشده تأثیر سیال‌های گرمابی نوع مزوترمال یا کوهزایی در پیدایش کلریت را نشان می‌دهد و در دمایی معادل با حد بالای دمای مرحلة گرمابی گرانیت‌ها جای می‏‌گیرند. بر این اساس، تأثیر سیال‌های داغ برخاسته از ماگمای گرانیتی در پیدایش کلریت در ناحیة دالایون مؤثر بوده است و رفتار دگرگونی ناحیه‏‌ای گسترش و تحرک بیشتر این سیال‌ها را به‌دنبال داشته شده است.

بررسی سیال‌های درگیر

فرایندهای فیزیکی همانند جدایش فازی و اختلاط سیال در بسیاری از کانسارها، مهم‏‌ترین سازوکار‏‌هایی هستند که در نهایت سبب تمرکز‌های اقتصادی ذخایر معدنی می‏‌شوند (Skinner, 1997). در بسیاری موارد، واکنش سیال-سنگ کنترل‌کنندة ممکن در ته‏‌نشینی کانه دانسته می‏‌شود (Phillips, 2000).

با توجه حضور و همراهی رگه‏‌های کوارتز همراه کلریت و برای سنجش درجة حرارت و فشار پیدایش کلریت و مقایسه با روش زمین‏‌دماسنجی کلریت در ناحیة دالایون از روش سیال‌های درگیر بهره گرفته شده است. سیال‌های بررسی‌شده اولیه و از نوع دو فازیِ مایع-گاز هستند که فاز مایع 65 تا 90 درصد و فاز گازی 10 تا 35 درصد حجم میانبارهای سیال‏‌های بررسی‌شده را در بر می‏‌گیرد. اندازة سیالا‌های درگیر 5 تا 26 میکرون و بیشتر به‏‌صورت گرد یا بی‏‌شکل و گاه کشیده و یا میله‏‌ای دیده می‏‌شوند. بازة دمایی ذوب آخرین قطعة یخ نمونه‌ها از 8/2- تا 9/8- درجة سانتیگراد در نوسان است. میزان شوری سیال‌های درگیر برابر با 4 تا 13 معادل درصدوزنی نمک طعام (میانگین: 4/10 معادل درصد وزنی نمک طعام) است که با توجه به درجة حرارت همگون‌سازی (TH)، شوری واقعی سیال همین مقدار است. میزان شوری یادشده با نبود فازهای جامد نمک در بررسی‌های سنگ‌نگاری تأیید شده است. بازة دمایی همگون‌شدن را از 305 تا 384 درجة سانتیگراد (میانگین: 6/345 درجة سانتیگراد) نشان می‏‌دهد. از میان نمونه‌های بررسی‌شده در هیچکدام همگون‌شدن به فاز بخار دیده نشد (جدول 3).

 

 

جدول 3. نتایج تجزیة سیال‌های درگیر برای نمونه‏‌های ناحیة دالایون.

Table 3. Results of fluid inclusion data for chlorites in Dalayon area.

No.

Type

Class

Shape

Size

Fill

Tm

Th

Phase

Salinity

Density

A-1

V+L

P

Rounded

10*6

0.90

-8.9

353

L

12.7428

0.773

A-2

V+L

P

Faceted

12*6

0.95

-5.3

308

L

8.3769

0.796

A-3

V+L

P

Rounded

15*8

0.88

-3.3

306

L

5.3191

0.756

A-4

V+L

P

Rounded

10*5

0.87

-8.6

370

L

12.3710

0.484

A-5

V+L

P

Faceted

11*5

0.88

-8.4

339

L

12.3978

0.789

B-1

V+L

P

Rounded

10*7

0.89

-8.7

367

L

12.7302

0.481

B-2

V+L

P

Faceted

11*4

0.91

-8.8

343

L

12.7425

0.611

B-3

V+L

P

Rounded

12*6

0.90

-5.2

354

L

8.3765

0.775

B-4

V+L

P

Faceted

15*9

0.88

-8.9

360

L

12.7428

0.779

B-5

V+L

P

Rounded

10*7

0.75

-8.6

368

L

12.7310

0.482

C-1

V+L

P

Rounded

6*4

0.79

-4.7

369

L

7.3929

0.671

C-2

V+L

P

Faceted

8*4

0.88

-2.8

318

L

4.5457

0.725

C-3

V+L

P

Rounded

12*7

0.96

-5.4

305

L

8.3753

0.794

C-4

V+L

P

Faceted

12*5

0.87

-8.5

341

L

12.3989

0.607

C-5

V+L

P

Faceted

9*5

0.89

-8.6

384

L

12.4019

0.721

 

 

دمای به‏‌دست‌آمده برای سیال‌های درگیر با دمای حاصل از کلریت‌ها همخوانی دارد و نشان‏‌دهندة مؤثربودن دماسنجی کلریت‏‌هاست. جایگیری نمونه‏‌های سیال‌های درگیر اندازه‏‌گیری‌شده در نمودار دمای همگون‌شدن برای سنگ‏‌ها و کانسارهای گوناگون (Wilkinson, 2001) نشان‏‌دهندة محدودة اسکارن است (شکل 9-A) که با داده‏‌های به‏‌دست‌آمده از زمین‏‌دماسنجی کلریت و بررسی‏‌های میدانی نیز همخوانی دارد.

 

 

 

شکل 9. A) نمودار دمای همگون‌شدن در برابر شوری (Wilkinson, 2001)؛ B) نمودار میزان شوری در برابر دمای همگون‌شدن (Kesler, 2005).

Figure 9. A) Temperature of homogenization to salinity diagram of (Wilkinson, 2001); B) Salinity to of temperature of homogenization diagram (Kesler, 2005).

 

 

همچنین، نمودار نمک‏‌گونگی در برابر دمای همگون‌شدن (Kesler, 2005) نشان‏‌دهندة جایگیری نمونه‏‌ها در محدودة ماگمایی-دگرگونی است که با داده‏‌های به‏‌دست‌آمده پیشین همخوانی دارد (شکل 9-B). بر این اساس می‏‌توان گفت پیدایش کلریت در ناحیة دالایون تحت‌تأثیر سیال‌های داغ ماگمایی و در حاشیة تودة فعال روی داده است و به دگرگونی همبری منجر شده است. این پدیده در بازدیدهای میدانی نیز تأیید شد.

برداشت

بررسی‌ها نشان‏‌ می‏‌دهند کلریت‏‌های دالایون بیشتر از نوع رپیدولیت و به مقدار کمتر از نوع پیکنوکلریت هستند و از نوع کلریت‏‌های آهن‏‌دار به‌شمار می‌روند که میزان آهن بالاتری نسبت به منیزیم دارند.

فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برای کلریت‏‌های دالایون نشان‏‌دهندة کلریت ‏‌هشت‏‌وجهی سه‏‌گانه است که مجموع کاتیون‏‌های هشت‏‌‏‌وجهی آن نزدیک به apfu 6 و شمار اتم‏‌های سیلیس با میانگین در بازة apfu64/2 تا apfu91/2 و از apfu 6 بسیار کمتر است. کلریت‏‌های ناحیة دالایون خالص و فاقد اسمکتیت در فاز میان‌لایه‏‌ای و خلوص کلریت هستند و مقدار Xc در فاز میان‌لایه‏‌ای آنها برابربا 99/0-97/0 است. تأثیر دما بر محتوای سیلیس کلریت‏‌ها شاخصی در دمای تبلور آنهاست و به روش همبستگی وارونه و شدید در محتوای سیلیس و دمای تبلور اثبات می‌شود. همچنین، از آنجایی‌که کلریت‏‌های سنگ‏‌های دگرسانِ بدونِ کانه دمای پیدایش کمتری نسبت به کلریت‏‌های سنگ‏‌های دگرسان کانه‏‌دار دارند، پس دمای تبلور کلریت‏‌ها می‏‌تواند معیاری برای بود و نبود کانه ارزیابی شود. بررسی سیال‌های درگیر روی کانی کوارتز هم‌رشد با کلریت‏‌های ناحیة دالایون بازة دمایی همگون‌شدنِ 305 تا 384 درجة سانتیگراد با میانگین 6/345 درجة سانتیگراد را نشان می‏‌دهد که با دمای پیدایش به‏‌دست‌آمده از زمین‏‌دماسنجی کلریت‏‌ها که در گسترة 305 تا 379 درجة سانتیگراد و با میانگین 353 درجة سانتیگراد در سیال‌های درگیر با دمای حاصل از کلریت‌ها همخوانی دارد و نشان‏‌دهندة مؤثربودن دماسنچی با کلریت‏‌هاست. این دما در محدودة مزوترمال جای می‏‌گیرد که با کانه‏‌زایی تیپ کوهزایی همخوانی دارد. بر این اساس، بررسی سیال‌های درگیر و زمین‏‌دماسنجی کلریت تأثیر سیال‌های گرمابی نوع مزوترمال یا کوهزایی در پیدایش کلریت و جای‌گیری در محدودة اسکارن را نشان می‌دهد که تأییدکنندة یکدیگر است و با بررسی‌های کانی‏‌شناسی و بازدیدهای میدانی نیز همخوانی دارد. بر پایة بررسی‌های انجام‌شده پیدایش کلریت در ناحیة دالایون در دمایی معادل حد بالای دمای مرحلة گرمابی گرانیت‏‌هاست و نشان‏‌دهندة تأثیر سیال‌های گرم حاصل از ماگمای گرانیتی و رفتار دگرگونی در پیدایش کلریت است.

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از طرح پژوهشی انجام‌شده در دانشگاه آزاد اسلامی واحد خرم‌آباد با کد 14810000004 است. نگارنده بر خود می‌داند از حمایت‌های مالی معاونت پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد خرم‌آباد سپاس‌گزاری کند.

 

[1] Heating

[2] Freezing

References

 
Absar, N. (2014) Chloritization and its bearing on uranium mineralization in Madyalabodu area, Cuddapah district, Andhra Pradesh. Journal of the Geological Society of India, 84, 616–617, http://www.doi.org/10.1007/s12594-014-0131-1
Ahmadi Khalaji, A., Safarzadeh, M., Tahmasbi, Z., Sepahvand, M., and Zarei Sahamieh, Z. (2017) Mineral chemistry, Geohemistry and mineral chemistry of the amphibolites in the northeast of Dorud (Lorestan province). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 25(1), 95-110. http://ijcm.ir/article-1-45-fa.html
Alavi, A., Tabbakh Shabani, A.A., Niroomand, S., and Tecce F. (2014) Composition and Geothermometry of Chlorite Replacing Biotite in Naqadeh and Pasve Granitoid Intrusions. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 22(3), 393-404. http://ijcm.ir/article-1-1582-en.html
Bailey, S.W. (1988) Chlorites: structures and crystal chemistry. Review in Mineralogy, 19, 347–404, http://www.doi.org/10.1515/9781501508998-015
Battaglia, S. (1999) Applying X-ray geothermometer diffraction to a chlorite. Clays and Clay Minerals, 47(1), 54–63, https://link.springer.com/article/10.1346/CCMN.1999.0470106
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Toward paleogeography and tectonics of Iran. Canadian Journal of Earth Science, 18, 210-265, http://www.doi.org/10.1139/e81-019
Bloodate, E.S., Hughes, G.M., Dyar, M.D., Grew, E.S., and Guidotti C. (1999) Linking structure and chemistry in the schorl–dravite series. American Mineralogist, 84, 922-928.
Caritat, P., Hutcheon, I., and Walshe J.L. (1993) Chlorite geothermometry: a review. Clays and clay minerals, 41, 219-239, https://link.springer.com/article/10.1346/CCMN.1993.0410210
Cathelineau, M. (1988) Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. Clay Minerals, 23, 471-485.
Cathelineau, M., and Nieva, D. (1985) A chlorite solid solution geothermometer, the los Azufres geothermal system (Mexico). Contributions to Mineralogy and Petrology, 91, 235-244, https://link.springer.com/article/10.1007/BF00413350
Ciesielczuk, J. (2002) Chlorite from hydrothermally altered Strzelin and Borow granites (the fore -sudetic block) An attempt of chlorite geothermometry application. Mineralogical Society of Poland, Special papers, 20 (1), 74-76.
Czamanske, G.K., Ishihara, S., and Atkin, S. (1988) A Chemistry of rock-forming minerals of the Cretaceous Paleocene batholith in southwestern Japan and implications for magma genesis. Journal of Geophysical Research, 86(B11), 10431-10469, http://www.doi.org/10.1029/JB086iB11p10431
Eggleton, R. A., and Banfield J. F. (1985) The alteration of granitic biotite to chlorite. American Mineralogist, 70, 902–910, https://research.monash.edu/en/publications/the-alteration-of-granitic-biotite-to-chlorite
Esna-Ashari, A., Tiepolo, M., and Hassanzadeh, J. (2016) On the occurrence and implications of Jurassic primary continental boninite-like melts in the Zagros orogeny. Lithos, 258-259, 37-57, https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.04.017
Esna-Ashari, A., Tiepolo, M., Valizadeh, M.V., Hassanzadeh, J., and Sepahi, A.S. (2012) Geochemistry and zircon U-Pb geochronology of Aligoodarz granitoid complex, Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 43, 11-12, http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2011.09.001
Foster M. D. (1962) Interpretation of the composition and classification of the chlorites. USGS Professional Paper, 414-A, 1-33. https://resolver.caltech.edu/CaltechAUTHORS:20160715-075829830
Gould, K., Pe-Piper, G., and Piper, D.J.W. (2010) Relationship of diagenetic chlorite rims to depositional facies in Lower Cretaceous reservoir sandstones of the Scotian Basin. Sedimentology, 57, 587–610, http://www.doi.org/10.1111/j.1365-3091.2009.01106.x
Grigsby, J.D. (2001) Origin and growth mechanism of authigenic chlorite in sandstones of the lower Vicksburg formation, South Texas. Journal of Sedimentary Research, 71, 27–36, http://www.doi.org/10.1306/060100710027
Hajmollaali, A., Hosseini, M., Farhadian, M.B., and Sedaghat, E. (2000) Geological Map of Boroujerd 1:100000Sheet, No. 5757. Geological Survey of Iran, Tehran.
Hillier, S., and Velde, B. (1991) Octahedral occupancy and the chemical composition of diagenetic (low-temperature) chlorites. Clays and Clay Minerals, 26, 149–168. https://http://www.doi.org/10.1180/claymin.1991.026.2.01
Inoue, A., Meunier, A., Patrier-Mas, P., Rigault, C., Beaufort, D., and Vieillard P. (2009) Application of chemical geothermometry to low-temperature trioctahedral chlorites. Clays and clay minerals, 57, 371-382, https://link.springer.com/article/10.1346/CCMN.2009.0570309
Jiang, W.T., Peacor, D. R., Buseck, P. R. (1994) Chlorite geothermometry? Contamination and apparent octahedral vacancies. Clays and Clay Minerals, 42(5), 593–605, https://doi.org/10.1346/CCMN.1994.0420512
Kesler, S.E. (2005) Ore-Forming Fluids. Elements, 1(1), 13-18, http://www.doi.org/10.2113/gselements.1.1.13
Klein, C., and Hurlbut, C.S. (1999) Manual of mineralogy. John Wiley and Sons.
Kordi Sykan, D., and Shahrokhi, S.V. (2021) Mineral chemistry and geothermometry of chlorite in Zavarijan area (NE Broujerd-Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 28(1),3-18, http://www.doi.org/10.52547/ijcm.29.1.3
Kranidiotis, P.Y., and MacLean, W.H. (1987) Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive sulfide deposit, Matagami. Quebec. Economic Geology, 821, 898-911, http://www.doi.org/10.2113/GSECONGEO.82.7.1898
Lori, A., Bettison, L.A., and Schiffman P. (1988) Compositional and structural variations of phyllosilicates from Point Sal ophiolite, California. American Mineralogist, 73, 62-76.
Lotfi, M., and Shahrokhi, S.V. (2004) Cu-Au ore mineralization in Kondor area (N-Aligoudarz) connecting with relevant geodynamic problems of Masteroon granitoids (NE-Lorestan province in Iran). 7th conference of Geological Survey of Iran, Isfahan, Iran.
McDowell, S.D., and Elders, W.A. (1980) Authigenic layer silicate minerals in borehole Elmore 1, Salton Sea geothermal field, California, USA. Contributions to Mineralogy and Petrology, 74, 293-310, https://pdfs.semanticscholar.org/1f7c/efd8f1c8375872ae4656a0559f3c9ce05e28.pdf
Mohajjel M., and Sahandi M.R. (2001) Tectonic evolution of Sanandaj-Sirjan Zone. Scientific Quarterly journal Geoscience, 31-32, 28-49.
Morad, S., Sirat, M., M.A.K. El-Ghali, M.A.K., and Mansurbeg, H. (2011) Chloritization in Proterozoic granite from the Äspö Laboratory, southeastern Sweden: Record of hydrothermal alterations and implications for nuclear waste storage. Clays and Clay Minerals, 46(3), 495-513, https://doi.org/10.1180/claymin.2011.046.3.495
Moradi, A., Davoudian Dehkordi, A., and Shabanian Boroujeni, N. (2015) Mineral chemistry and genesis determination of tourmalines from the granite-gneiss pluton in the northeast of Jan mine (Lorestan province). Petrological Journal, 23(6), 65-82, https://ijp.ui.ac.ir/article_16223.html?lang=en
Moradi, A., Shabanian Boroujeni, N., and Davoudian Dehkordi, A. (2015) Geothermometry of deformation in the marbles based on the twinning in the northeastern of Jan Mine, Sanandaj-Sirjan Zone, Lorestan Province. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 23(2), 215-224, http://ijcm.ir/article-1-167-fa.html
Mousavi, S.S., Shahrokhi, S.V., and Zarei Sahamieh, R. (2021) Mineral chemistry of tourmaline and comparison of its types in pegmatites of Zamanabad Area, Hamadan province. Kharazmi Geoscience, 6(2), 449-464. http://gnf.khu.ac.ir/article-1-2744-en.html
Parry W. T., and Downey L. M. (1982) Geochemistry of hydrothermal chlorite replacing igneous biotite. Clays and Clay Minerals, 30, 81-90, https://link.springer.com/article/10.1346/CCMN.1982.0300201
Pflumio, C. (1991) Evidence for polyphased oceanic alteration of the extrusive sequence of the Semail ophiolite from the Salahi Block (Oman).in: Peters, T.J. (Eds), Ophiolite genesis and evolution in the oceanic lithosphere, 313-351, https://link.springer.com/chapter/10.1007/978-94-011-3358-6_17
Phillips, G.N. (2000) Metamorphic fluids and gold. Mineralogical Magazine,57, 365-374, https://doi.org/10.1180/minmag.1993.057.388.02
Plissart, G., and Féménias O. (2009) Mineralogy and geothermometry of gabbro-derived listvenites in the Tisovita-Iuti ophiolite, south western Romania. Canadian Mineralogists, 47, 81–105, http://www.doi.org/10.3749/canmin.47.1.81
Schmidt, D., and Livi, K.J.T. (1999) HRTEM and SAED investigations of polytypism, stacking disorder, crystal growth, and vacancies in chlorites from subgreeenschist facies outcrops. American Mineralogist, 84, 160–170, http://www.doi.org/10.2138/am-1999-1-218
Shahrokhi, S.V. (2002) Ore-control Determinations of Cu-Mineralization and Its Related) Elements at Kondor Area on Part of Aligudarz (NE-Lorestan Province, M.Sc. Thesis, North Tehran Branch, Islamic Azad University, Tehran, Iran, 155pp (in Persian).
Shahrokhi, S.V. (2009) Genetic of Kondor copper and gold mineralization in Aligudarz area, Lorestan, Iran. 6th European congress on regional geoscientific cartography and information system, Bologna, Italy.
Shahrokhi, S.V. (2020) Mineralogy and Geochemistry of Tourmalines in Malmir Area (East of Doroud-Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 28(3), 645-658. http://ijcm.ir/article-1-1519-en.html
Shahrokhi, S.V. (2021) Mineralogy, geochemistry and geothermometry of chlorite in Malvak area (South of Malayer-Iran). Scientific Quarterly journal, Geoscience, 119, 149-162. http://www.doi.org/10.22071/gsj.2020.211497.1734
Shahrokhi, S.V., and Zarei Sahamieh, R. (2021) Mineral chemistry, mineralogy and behavior of trace and rare earth elements of tourmaline in pegmatites of Tashina area (North of Serkan, Hamedan Province). Petrological Journal, 44, 91-110, http://www.doi.org/10.22108/ijp.2020.123375.1185
Skinner, B.J. (1997) Hydrothermal mineral deposit: what we do and don't know. In: Barnes, H.L., (ed.) geochemistry of hydrothermal ore deposit. 3rd edition. Wiley, New York, 1-29.
Stocklin, J. (1968) Structual history and tectonic of Iran, a review. American Association of Petroleum Geologist Bulletin, 52-7, 1229-1258.
Tabbakh Shabani, A.A. (2009) Mineral Chemistry of Chlorite Replacing Biotite from Granitic Rocks of the Canadian Appalachians. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 20(3), 265-275, https://jsciences.ut.ac.ir/article_20106_238db3d3c20923d5dd39100f7b4ce53e.pdf
Tahmasbi, Z., Ghasemifard, H., Ahmadikhalaji, A., and Izadkian, L. (2017) Geochemistry and tectonic setting of basic dykes in the Boroujerd area (Sanandaj- Sirjan Zone). Petrological Journal, 8(29), 153-170, http://www.doi.org/10.22108/ijp.2017.21586 (in Persian).
Tetiker, S., Yalcin, H., and Bozkaya, O. (2015) Approaches to the low-grade metamorphic history of the Karakaya complex by chlorite mineralogy and geochemistry. Minerals, 5, 221–246, http://www.doi.org/10.3390/min5020221
Tóth, T., Horváth, D., and Tóth, A. (2007) Thermal effects in the density fingering of the chlorite-tetrathionate reaction. Chemical Physics Letters, 442, 289–292, http://www.doi.org/10.1016/j.cplett.2007.05.085
Vidal, O., and Parra, T. (2005) Vieillard P Thermodynamic properties of the Tschermak solid solution in Fe-chlorite: application to natural examples and possible role of oxidation. American Mineralogist, 90, 347–358, http://www.doi.org/10.2138/am.2005.1554
Whitney, D.L., and Evans, B.W. (2010) abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 85-187, http://www.minsocam.org/msa/ammin/toc/abstracts/2010_abstracts/jan10_abstracts/whitney_p185_10.pdf
Wilamowski, A. (2002) Chloritization and polytypism of biotite in the £omnica granite", Karkonosze Massif, Sudetes, Poland: stable isotope evidence. Chemical Geology, 182 (2–4), 529–547, http://www.doi.org/10.1016/S0009-2541 (01)00344-8
Wilkinson, J.J. (2001) Fluid inclusion in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55(1), 229-272. http://www.doi.org/10.1016/S0024-4937 (00)00047-5
Wu, D., Pan, J., Xia, F., Huang, G., and Lai, J. (2019) The Mineral Chemistry of Chlorites and Its Relationship with Uranium Mineralization from Huangsha Uranium Mining Area in the Middle Nanling Range, SE China. Minerals, 9(199), 2-23, http://www.doi.org/10.3390/min9030199
Xie, X., Byerly, G. R., Ferrell, R. E. (1997) Jr IIb trioctahedral chlorite from the Barberton greenstone belt: crystal structure and rock composition constraints with implications to geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 126, 275–291, https://doi.org/10.1007/s004100050250
Yardley, B.W.D. (1989) An introduction to metamorphic petrology. Longman Scientific, Technical, Harlow, England, 248p.
Zang, W., and Fyfe, W.S. (1995) Chloritization of the hydrothermally altered bedrock at the Igarapé Bahia gold deposit, Carajás, Brazil. Mineralium Deposita, 30, 30–38, https://doi.org/10.1007/BF00208874
Zarei Sahamieh, R., Shahrokhi, S.V., and AhmadiKhalaji A. (1998) A View on the MetamorphicRrocks of the Boroujerd Area. Mining Conference, Mimeh Branch, Islamic Azad University.

Files

History

  • Receive Date: 10 January 2023
  • Revise Date: 27 June 2023
  • Accept Date: 19 July 2023

Share

How to cite

Statistics