پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها در پهنه‌های ماگمایی و دگرسانی جنوب سلفچگان

آیتی, فریماه; کلیمی ‌نقره‌ئیان, موسی; خلیلی, محمود

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,711
تعداد مقالات	14,031
تعداد مشاهده مقاله	33,935,570
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,580,245

پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها در پهنه‌های ماگمایی و دگرسانی جنوب سلفچگان

پترولوژی

مقاله 1، دوره 2، شماره 8، دی 1390، صفحه 1-20 اصل مقاله (1.59 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

فریماه آیتی^* ¹؛ موسی کلیمی ‌نقره‌ئیان²؛ محمود خلیلی²

¹استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، تهران 4697 - 19395، ج. ا. ایران

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

چکیده

منطقه بررسی‌شده در امتداد کمربند ماگمایی ارومیه- دختر قرار دارد. مجموعه سنگ‌های آذرین منطقه شامل آندزی‌بازالت، آندزیت، داسیت، دیوریت و کوارتز دیوریت با بافت پورفیری است که به‌صورت آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی مشاهده می‌شود. مجموعه کانی‌های تشکیل‌دهنده این مجموعه شامل پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت، کوارتز به همراه پیروکسن و آثاری از فلدسپات پتاسیم است. رخداد دگرسانی پتاسیک و فیلیک و دگرسانی پروپیلیتیک به‌صورت گسترده، حضور سیالات گرمابی را در منطقه نشان می‌دهد. آمفیبول‌های سنگ‌های آذرین بررسی‌شده، معمولاً غنی از منیزیم بوده و محدوده ترکیبی وسیعی از منیزیوهورنبلند تا اکتینولیت دارند. بیوتیت‌ها نیز حاوی منیزیم بالایی هستند که نشان‌دهنده تشکیل آن‌ها در شرایط فوگاسیته بالای اکسیژن است. این ویژگی‌ها بیانگر آمفیبول‌ها و بیوتیت‌های مربوط به نفوذی‌های حاوی مس پورفیری است. بررسی شیمی بیوتیت‌ها نشان می‌دهد که ترکیب سیالات گرمابی مربوط به پهنه پتاسیک و پهنه فیلیک متفاوت است. زمین‌دماسنجی کلریت‌ها و بیوتیت‌های نهشته بررسی‌شده، به‌ترتیب، حرارت بین 275 تا 323 درجه‌سانتیگراد و 402 تا 450 درجه‌سانتیگراد را برای پهنه پتاسیک و حرارت 249 تا 256 درجه‌سانتیگراد و280 تا 344 درجه‌سانتیگراد را برای پهنه فیلیک نشان می‌دهند که قابل مقایسه با سایر نهشته‌های مس پورفیری در جهان است.

کلیدواژه‌ها

دگرسانی گرمابی؛ دماسنجی؛ سلفچگان

اصل مقاله

مقدمه

منطقه مطالعه‌شده در جنوب سلفچگان و شمال‌شرق اراک قرار دارد و بخشی از کمربند ماگمایی ارومیه- دختر است. این کمربند به موازات پهنه رسوبی زاگرس و پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان با پهنای 50 کیلومتر و طول 2000 کیلومتر از شمال‌غرب به جنوب‌شرق امتداد دارد. کمربند ماگمایی ارومیه- دختر شاهد تکاپوی ماگمایی گسترده‌ای در سنوزوئیک بوده که به‌ویژه در ائوسن از شدت بیشتری برخوردار بوده و تا پلیوسن و کواترنری ادامه داشته است. سنگ‌های َآذرین درونی، بیرونی و آذرآواری با طبیعت کالک‌آلکالن، آلکالن و حتی شوشونیتی در این دوران و در این پهنه رخنمون دارند (Hassanzadeh, 1993; Alavi 1994; Amidi, 1977). مجموعه سنگ‌های آذرین منطقه بررسی‌شده شامل آندزی‌بازالت، آندزیت، داسیت و نیز دیوریت و کوارتز دیوریت پورفیری است. این سنگ‌ها ماهیت کالک‌آلکالن دارند (آیتی، 1388). این منطقه تحت تأثیر دگرسانی پتاسیک، فیلیک، آرژیلیک و پروپیلیتیک واقع شده است. مطالعات زمین‌شناسی، دگرسانی و ژئو‌شیمیایی شواهد متعددی مبنی بر وجود کانسار نوع مس پورفیری در این منطقه را نشان می‌دهد (آیتی و همکاران، 1387). هدف از این مطالعه استفاده از شیمی کانی‌ها به‌منظور پی‌بردن به تغییرات ترکیب کانی‌ها و شرایط تبلور ماگما و همچنین بررسی فرآیند دگرسانی و تفسیر طبیعت سیالات گرمابی در طول رخداد دگرسانی در منطقه یاد شده است.

زمین‌شناسی منطقه

منطقه بررسی‌شده در محدوده جغرافیایی 15َ 50ْ تا 30َ 50َْ طول‌های شرقی و 14َ 34ْ تا 30َ 34ْ عرض‌های شمالی و در 60 کیلومتری شمال‌شرق شهرستان اراک واقع شده است. این منطقه از جنوب به محلات، از جنوب‌شرق به دلیجان، از جنوب‌غرب به اراک و از شمال‌شرق به سلفچگان محدود می‌شود. روستای راوه و کهک نزدیک‌ترین روستاها به منطقه معدنی مطالعه‌شده هستند. قدیمی‌ترین واحدهای موجود در منطقه، تناوبی از مارن قرمز و آهک ماسه‌ای به سن میوسن و هم‌ارز سازند قرمز بالایی است. پس از آن لاپیلی‌توف و برش‌های آندزیتی خاکستری تیره به سن میوسن بالایی- پلیوسن پایینی قرار دارد که مارن‌های یاد شده را می‌پوشانند (علایی مهابادی و کهنسال، 1379).

این سنگ‌های آذرآواری با بافت و رنگ متفاوت دارای میان لایه‌هایی از گدازه‌های آندزیتی و آندزیت‌بازالتی هستند و از طرفی میزبان توده‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی با ترکیب حدواسط تا اسیدی هستند. توده‌های اخیر تحت تأثیر سیالات گرمابی، دچار دگرسانی شده و کانه‌زایی در آن‌ها رخ داده است (آیتی و همکاران، 1387). رخنمون‌های اطراف نفوذی‌های کانی‌سازی شده، همگی سنگ‌های آذرآواری و گدازه‌های هورنبلند آندزیت با دگرسانی پروپیلیتیک هستند (شکل 1).

روش انجام پژوهش

مطالعات صحرایی با انتخاب رخنمون‌های مناسب و نمونه‌برداری از آن‌ها آغاز شد. پس از انتخاب نمونه‌های مناسب و تهیه مقاطع میکروسکوپی و مطالعات پتروگرافی با میکروسکوپ پلاریزان، به‌منظور شناخت و بررسی دقیق کانی‌ها و مشخص نمودن ترکیب عنصری آن‌ها، آنالیز نقطه‌ای بر روی کانی‌ها توسط دستگاه آنالیز الکترون میکروپروب مدل Cameca SX50 با ولتاژ شتاب‌دهنده kV 20 و شدت‌جریان nA 20 به همراه آنالیز (Energy Dispersive X Ray) EDX با ولتاژ
kV 9/19 بر روی کانی بیوتیت در دانشگاه Oklahoma City ایالات متحده آمریکا انجام شد.

مشاهدات صحرایی و مطالعات پتروگرافی

سنگ‌های آتشفشانی نئوژن مورد مطالعه اکثراً دارای ترکیب حدواسط بوده و بیشتر حجم سنگ‌های آتشفشانی منطقه را آندزیت (هورنبلند آندزیت، هورنبلند آندزیت پیروکسن‌دار، آندزیت کوارتزدار) و همچنین توده‌های دیوریت تا کوارتزدیوریت پورفیری به خود اختصاص داده است.

سایر سنگ‌های آتشفشانی به حالت پراکنده و میان لایه در پیـکره آندزیتی آتشفشان نئوژن قرار گرفته‌اند. سنگ‌های آذرآواری در منطقه مطالعه‌شده با میان لایه‌هایی از گدازه‌های آندزیتی و آندزیت‌بازالتی، میزبان توده‌های آتشفشانی و نیمه‌آتشفشانی با ترکیب حدواسط تا اسیدی هستند.

(الف)

(ب)
	شکل 1- الف) نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه (South- Central and North hill) (برگرفته از Emami (1991) (محل نمونه‌برداری: ) ب) تصویر ماهواره‌ای استر (تصویر ترکیب رنگی VNIR 123) منطقه دالی نشان‌دهنده آنومالی جنوبی و آنومالی مرکزی و سیستم دگرسانی

توده‌های اخیر، تحت تأثیر سیالات گرمابی، دچار دگرسانی (پتاسیک، فیلیک، پروپیلیتیک، آرژیلیک به صورت محلی) و کانه‌زایی مس شده‌اند.

نتایج آنالیز نقطه‌ای در بیشتر نمونه‌ها، تمرکز بالایی از مس (تا بیش از 75/0 درصد) را نشان می‌دهد (آیتی و همکاران، 1387). پهنه کانی‌سازی شده اصلی، با ترکیب شیمیایی هورنبلند دیوریت پورفیروئید و به‌شکل یک توده مخروطی برونزد دارد. این توده در بررسی‌های سطحی با دگرسانی پتاسیک، دگرسانی فیلیک و همراه با رگه‌ها و استوک‌ورک‌های شدید سیلیسی مشخص می‌شود. تراکم رگه‌ها و استوک‌ورک‌ها (کوارتز، مگنتیت و اکسید آهن) بسیار بالاست و به 10 تا بیش از 50 رگه در متر می‌رسد. آثار کانی مالاکیت در رخنمون‌ها معمول است که مقدار آن به بیش از 1% می‌رسد. در حدود 7/1 کیلومتر به سمت شمال‌شرق، توده نفوذی دیگری با ابعاد 400 متر در بیش از 200 متر قرار دارد. این توده نفوذی با دگرسانی پتاسیک و پروپیلیتیک، هسته‌ای از هورنبلند- بیوتیت تونالیت پورفیروئید دارد که به درون آندزیت‌های میزبان نفوذ کرده‌اند.

در بررسـی‌های میکروسکـوپی آندزیت‌ها به‌صورت گدازه و توف دیده می‌شوند. بافت این مجموعه‌ها اکثراً پورفیری تا میکرولیتیک پورفیری است. رخداد دگرسانی پتاسیک (بیوتیت ثانویه + مگنتیت + ارتوکلاز ثانویه)، فیلیک، آرژیلیک حدواسط و دگرسانی پروپیلیتیک به‌صورت گسترده حضور سیالات گرمابی را در منطقه نشان می‌دهد. به طرف حاشیه و به سمت آذرآواری‌‌ها و آندزیت‌های میزبان، پیشرفت دگرسانی پروپیلیتیک مشهود است. در این دگرسانی، فنوکریست‌های پلاژیوکلاز به کلسیت، کلریت و اپیدوت تجزیه شده‌اند. وجود ادخال اپیدوت در داخل پلاژیوکلاز می‌تواند با تخریب پلاژیوکلازهای کلسیم‌دار در حضور سیالات گرمابی توجیه شود. اپیدوت که یکی از کانی‌های اصلی در دگرسانی رخساره پروپیلیتیک است، گاهی به‌صورت دروغین، جانشین هورنبلند شده ‌است. حضور اسفن و اپیدوت بیانگر بالا بودن فوگاسیته اکسیژن و اکسیدکلسیم در محیط و در سیالات گرمابی است (Collins, 1988).

کلریت در دمای پایین تا متوسط و در اثر دگرسانی پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول تشکیل می‌شود. کلریت‌ها اغلب بی‌شکل‌اند و با چندرنگی ضعیفی از سبز تا سبز پریده و برجستگی کم مشخص می‌شوند. سوزن‌هایی از روتیل در کلریت‌ها مشاهده می‌شود که منشأ آن از تجزیه بیوتیت‌هاست. گاهی ادخال‌هایی از کانی‌های آمفیبول، آپاتیت، زیرکن و کوارتز در داخل پلاژیوکلازها مشاهده می‌شود. این امر می‌تواند ناشی از افزایش فشار بخار آب باشد که سبب بر عکس شدن ترتیب تبلور کانی‌ها و تقدم تبلور هورنبلند بر تبلور فلدسپات‌های پلاژیوکلاز می‌شود (Yoder and Tilley, 1962). پلاژیوکلاز که فراوان‌ترین کانی این سنگ‌هاست، به‌صورت درشت‌بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار و یا به‌صورت میکروفنوکریست و میکرولیت در زمینه مشاهده می‌شود. این کانی دارای ساختمان منطقه‌ای مشخص، ماکل پلی‌سنتتیک و گاهی دارای حاشیه یا مرکز غبارآلود است (شکل 2). منطقه‌بندی نوسانی را می‌توان به نوسانات فشار بخار آب (Yoder et al., 1956) و از طرفی به پدیده اختلاط ماگمایی (Perugini et al., 2005) نسبت داد. به‌طور کـلی پلاژیوکلازها به شکل‌های مختلفی در این سنگ‌ها دیده می‌شوند: پلاژیوکلازهای غبارآلود با حواشی گردشده و تحلیل رفته، پلاژیوکلازهای خودشکل و سالـم و در نهایت پلاژیوکلازهای زمینه سنگ (ماتریکس) که به‌صورت میکرولیت هستند. پلاژیوکلازها با حاشیه غبارآلود می‌توانند نتیجه اختلاط ماگمایی، هضم بیگانه بلور پلاژیوکلاز سنگ دیواره توسط ماگمای نفوذی و یا برداشته شدن ناگهانی فشار و تغییر در فشار بخار آب در حین صعود ماگما باشد (Gioncada et al., 2006).

آمفیبول‌ها که پس از پلاژیوکلاز، فراوان‌ترین کانی تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها هستند، با چندرنگی سبز یا قهوه‌ای، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با مقاطع طولی و عرضی فراوان و با ماکل ساده یا رگه‌ای در سنگ مشخص می‌شوند. بیوتیت‌های ماگمایی و اولیه به صورت فنوکریست‌های درشت، با چندرنگی قهوه‌ای و با ماکل مکانیکی واضح که نشان از عملکرد فشارهای تکتونیکی یا فشار ناشی از بالا آمدن توده است در مقاطع مشاهده می‌شوند.

دو نسل بیوتیت در این سنگ‌ها وجود دارد: بیوتیت‌های اولیه و ماگمایی و بیوتیت‌های ثانویه.

(الف)	(الف)

(ب)	(ب)

شکل 2- الف) و ب) پلاژیوکلاز با حواشی غبارآلود (نور PPL) و مرکز تجزیه شده و غبارآلود (نور XPL)	شکل 3- بیوتیت ثانویه به صورت پراکنده (آمیبی) یا به صورت جایگزین هورنبلند در آلتراسیون پتاسیک

بیوتیت‌های ثانویه خود شامل بیوتیت‌های آمیبی‌شکل که به‌صورت مستقل و توسط محلول‌های گرمابی ایجاد شده‌اند و به‌صورت پراکنده در مقاطع مشاهده می‌شوند و دیگری فلس‌های کوچک و ریز بیوتیت که اصولاً جایگزین هورنبلندها شده‌اند، هستند (شکل 3).

پدیده سریسیتی و کلریتی‌شدن در بیوتیت‌ها مشهود است. بیوتیت ثانویه از لحاظ خصوصیات نوری نسبت به بیوتیت اولیه، چندرنگی کمتری دارد و نشان می‌دهد که نسبت Fe/Mg در طول این تبدیل کاهش می‌یابد. هورنبلند به دگرسانی پتاسیک بسیار حساس است و بنابراین توسط بیوتیت جایگزین می‌شود. حضور شکل‌های دروغین بیوتیت ثانویه به‌جای فنوکریست هورنبلند، در پهنه پتاسیک معمول است. از طرفی هورنبلندها کلریتی شده‌اند و در امتداد کلیواژهای آن‌ها کانی‌های اپاک آزاد شده است. تبدیل هورنبلند و بیوتیت به بیوتیت ثانویه، آهن و تیتان آزاد کرده و این عناصر دوباره می‌توانند به‌صورت پیریت، کالکوپیریت و روتیل به‌صورت درجازا ته‌نشست شوند (Calagari, 2004).

هجوم محلول‌های گرمابی غنی از سیلیس حاصل از مرحله پایانی فعالیت گرمابی، باعث تشکیل رگه و رگچه‌های سیلیسی (استوک‌ورک) در منطقه شده است. پیریت‌های اکسید‌‌شده به مقدار اندک در یال شمال- شمال‌غربی توده کانی‌سازی اصلی یافت می‌شود. محصولات اکسیداسیون پیریت باعث شستشوی ترکیبات مس در بخش‌های بالایی و ته‌نشین شدن آن‌ها در بخش پایینی به‌صورت کانی کالکوسیت می‌شود (غنی‌شدگی سوپرژن) که البته در منطقه مورد مطالعه گسترش این زون محدود است. آثار اکسید آهن و کانه‌زایی مس (مالاکیت) (شکل 4) به‌صورت رگه‌ای و افشان، به‌میزان فراوان در این توده مشاهده می‌شود. سپس کلینوپیروکسن به‌میزان کمتر (5≥ درصد) به‌صورت منفرد یا تجمعی که گاه اورالیتی شده است در این سنگ‌ها حضور دارد. کوارتز در زمینه ریزدانه فلسیتی به میزان فراوان و گاهی به‌صورت درشت‌بلورهای بی‌شکل با حاشیه خلیج‌خورده در متن سنگ دیده می‌شود. خوردگی خلیجی کوارتز در طی بالا آمدن ماگما و به علت تغییر فشار حاصل شده است و یا نتیجه رشد ناپایدار اولیه است (Shelley, 1991). به‌عبارت دیگر در پی افت ناگهانی فشار، دمای تبلور کاهش می‌یابد و بلورهای موجود در ماگما (مانند کوارتز) دچار ذوب و خوردگی می‌‌شوند. گاهی آثاری از ژاروسیت در فنوکریست‌های هورنبلند و پلاژیوکلاز دیده می‌شود (شکل 5). ژاروسیت که عضو آهن و پتاسیم‌دار گروه آلونیت‌هاست، در مقاطع میکروسکوپی و در نور طبیعی با برجستگی بالا، رنگ قهوه‌ای تا زرد و به‌صورت توده‌ای تا پراکنده مشاهده می‌شود.

شکل‌گیری ژاروسیت‌ها در ارتباط با اکسیداسیون پیریت‌ها و ایجاد یک محیط اسیدی در سنگ‌های آذرین منطقه است. همیافتی ژاروسیت با بخش‌های سریسیتی در زمینه، واکنش تبدیل سریسیت به ژاروسیت را ضمن هجوم محلول‌های غنی از سولفور نشان می‌دهد (Knight, 1977).

KAl₃Si₃O₁₀ (OH)₂ + 2 (SO4)^2- + 4 H⁺ ®

سریسیت

K (Fe, Al)₃ (SO₄)₂ (OH)₆ +3 SiO₂

ژاروسیت

در شکل‌گیری رگچه‌ای ژاروسیت به‌صورت مستقل، K⁺ از دگرسانی فلدسپات‌ها و یا از هجوم سیالات گرمابی تأمین می‌شود. بنیان سولفات نیز می تواند از فروپاشی احتمالی پیریت در زون سوپرژن و یا از اکسیداسیون SO₂ ماگمایی حاصل شود (برای مثال آیتی، 1388 و Knight, 1977). با تأمین آهن مورد نیاز از هسته‌های حاوی آهن، ژاروسیت به صورت پوششی بر روی هسته اکسید آهن تشکیل شده است.

K⁺ + 3 Fe³⁺ + 2 SO4^2- + 6 OH^- ®

KFe₃ (SO₄)₂ (OH)₆

ژاروسیت

گدازه‌های آندزیت‌بازالتی که بازیک‌ترین سنگ‌های منطقه هستند، به‌صورت میان لایه و پراکنده در سنگ‌های آذرآواری مشاهده می‌شوند. بافت آن‌ها جریانی، میکرولیتیک پورفیریک تا هیالومیکرولیتیک پورفیری است. بلورهای پلاژیوکلاز به‌صورت درشت‌بلور در خمیره ریز‌بلور شامل میکرولیت‌های پلاژیوکلاز قرار دارد. الیوین در مقادیر کم (حدود 5 درصد) و به‌صورت پراکنده در مقاطع حضور دارد. فنوکریست‌های پیروکسن به‌صورت شکل‌دار با برجستگی متوسط و به‌صورت منفرد و یا تجمعی، کم و بیش در این مقاطع مشاهده می‌شود.

شکل 4- تبدیل مگنتیت به هماتیت در حواشی و حضور مالاکیت در امتداد رگه‌ها

شکل 5- تبدیل بخشی پلاژیوکلاز به ژاروسیت

بلورهای نیمه‌شکل‌دار آمفیبول (هورنبلند) گاهی به علت خارج شدن از محدوده پایداری آمفیبول‌ها در زمان فوران گدازه‌ها حاشیه سوخته پیدا کرده‌اند. اکسید آهن در این گدازه‌ها فراوان است که محیطی کم‌عمق در زمان تشکیل این گدازه‌ها را نشان می‌دهد. بخش دیگر از سنگ‌های آذرین منطقه، توده‌های با ترکیب تونالیت (داسیت) پورفیری- گرانودیوریت پورفیری است که به‌صورت استوک و تپه‌های کوچکی در آندزیت‌ها و پیروکلاستیک‌های آندزیتی میزبان نفوذ کرده‌اند. کانی‌های مشاهده شده در این مجموعه نیز شامل پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت، فلدسپات آلکالن، کوارتز، کانی‌های فرعی و ثانویه است.

شیمی‌کانی‌ها

مطالعات پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها از بهترین راه‌های شناخت فرآیندهای ماگمایی است. برای پی‌بردن به تغییرات ترکیب کانی‌ها و شرایط تبلور ماگما و نیز بررسی فرآیند دگرسانی، کانی‌های آمفیبول، بیوتیت و کلریت در سنگ‌‌های آذرین منطقه آنالیز نقطه‌ای شدند.

آمفیبول

نتایج آنالیز نقطه‌ای تعدادی از آمفیبول‌ها (جدول 1) (آیتی، 1388) نشان‌دهنده محدوده ترکیبی مشابهی برای این کانی است که در قلمرو آمفیبول‌های کلسیک قرار می‌گیرند (شکل 6). تقسیم‌بندی جزیی آمفییول‌های کلسیک در شکل 7 نشان داده شده است. آمفیبول‌های کلسیک، خاص توده‌های نفوذی نوع I هستند (Chappel and White, 1974). فراوانی Mg و Fe³⁺ مشخصه آمفیبول‌های موجود در سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن با فوگاسیته بالای اکسیژن است. طبق رده‌بندی Anderson و Smith (1995) اگر میزان (Fe/Fe+Mg) ≠Fe بین صفر تا 6/0 باشد نشان‌دهنده فوگاسیته بالای اکسیژن، 6/0 تا 8/0 فوگاسیته اکسیژن حدواسط و از 8/0 تا 1 نشان‌دهنده فوگاسیته پایین اکسیژن است. آمفیبول‌های مطالعه شده با میزان≠ Fe بین 20/0 تا 58/0 نشان‌دهنده بالا بودن فوگاسیته اکسیژن هستند (شکل 8).

جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای آمفیبول‌های مطالعه شده

Label	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15
SiO₂	45.91	46.85	47.72	47.95	43.96	43.99	44.2	47.67	46.56	45.05	46.99	42.28	42.29	46.37	45.49
TiO₂	1.49	1.36	1.27	1.3	2.25	2.16	1.93	1.43	1.5	1.58	1.42	1.9	1.94	1.44	1.59
Al₂O₃	8.76	8.07	7.65	7.61	10.44	10.45	10.13	7.18	7.8	8.88	7.8	13.13	13.27	8.31	9
FeO*	13.59	13.25	12.75	12.67	13.32	13.31	13.22	11.15	11.73	12.14	10.94	11.81	11.37	13.62	13.54
MnO	0.47	0.49	0.48	0.5	0.23	0.21	0.25	0.63	0.52	0.53	0.59	0.26	0.31	0.53	0.48
MgO	13.93	14.53	14.8	14.56	13.85	14.06	14.08	16.15	15.55	14.89	16.06	13.58	13.9	14.02	13.87
CaO	11.01	10.94	10.97	10.89	10.9	10.86	10.7	10.89	10.89	10.99	11.02	11.33	11.57	10.92	10.86
Na₂O	1.53	1.38	1.35	1.36	2.11	2.18	2.12	1.98	2.07	2.23	2.04	2.17	2.18	1.46	1.64
K₂O	0.56	0.53	0.48	0.52	0.45	0.44	0.35	0.47	0.5	0.74	0.56	0.57	0.52	0.53	0.64
BaO	0	0	0.01	0.02	0.04	0	0	0.01	0	0.02	0.05	0.09	0.06	0	0
SrO	0	0	0	0.03	0.03	0	0.02	0	0.02	0.02	0.01	0.01	0.03	0	0.02
Total	97.25	97.4	97.48	97.41	97.58	97.66	97	97.56	97.14	97.07	97.48	97.13	97.44	97.2	97.13
Cations per 23 Oxygen
Si	6.816	6.899	6.993	7.032	6.509	6.516	6.567	6.972	6.879	6.701	6.886	6.258	6.229	6.852	6.752
Ti	0.166	0.151	0.14	0.143	0.251	0.24	0.216	0.157	0.167	0.177	0.157	0.211	0.215	0.16	0.177
Al	1.533	1.401	1.322	1.315	1.821	1.825	1.773	1.237	1.359	1.556	1.346	2.291	2.304	1.447	1.575
Fe	1.688	1.632	1.562	1.554	1.65	1.649	1.643	1.363	1.449	1.51	1.341	1.461	1.4	1.683	1.68
Mn	0.059	0.061	0.059	0.062	0.029	0.026	0.031	0.078	0.066	0.067	0.074	0.033	0.039	0.066	0.06
Mg	3.082	3.19	3.233	3.182	3.057	3.103	3.119	3.521	3.424	3.301	3.509	2.996	3.053	3.088	3.067
Ca	1.752	1.726	1.722	1.71	1.729	1.724	1.702	1.706	1.724	1.752	1.73	1.796	1.827	1.728	1.728
Sr	0	0	0	0.003	0.002	0	0.002	0	0.001	0.001	0.001	0.001	0.003	0	0.002
Ba	0	0	0.001	0.001	0.002	0	0	0.001	0	0.001	0.003	0.005	0.003	0	0
Na	0.442	0.395	0.384	0.386	0.605	0.625	0.612	0.561	0.593	0.642	0.578	0.622	0.622	0.419	0.471
K	0.106	0.099	0.089	0.096	0.085	0.083	0.067	0.088	0.094	0.14	0.104	0.107	0.098	0.1	0.121
F	0.207	0.084	0.093	0.123	0.101	0.187	0.096	0.198	0.24	0.179	0.178	0.054	0.047	0.007	0.074
Cl	0.032	0.032	0.028	0.029	0.029	0.028	0.027	0.018	0.036	0.046	0.03	0.01	0.009	0.031	0.035
Sum	15.645	15.554	15.504	15.485	15.74	15.793	15.732	15.684	15.757	15.848	15.73	15.783	15.792	15.544	15.634

شکل 6- نمودار تقسیم‌بندی کلی آمفیبول‌ها (Leake et al., 1997)

شکل 7- نمودار تقسیم‌بندی آمفیبول‌های کلسیک (Leake et al., 1997)


شکل 8- ترکیب هورنبلندهای مورد مطالعه (نقطه‌چین‌ها بر اساس تقسیم‌بندی Leake et al., 1997 است).	شکل 9- نمایش حرارت در مقابل فشار در نمونه‌های آمفیبول مجموعه سنگ‌های آذرین منطقه (درجه‌حرارت از Otten, 1984 و فشار از Schmith, 1992)

ترکیب آمفیبول‌ها غالباً برای تشخیص نفوذی‌های حاوی مس پورفیری و نفوذی‌های عقیم به‌کار برده می‌شود (Chivas, 1981). آمفیبول‌های سنگ‌های کانه‌زایی شده مانند این منطقه، معمولاًَ دارای تغییرات ترکیبی وسیعی از منیزیوهورنبلند تا اکتینولیت هستند و رابطه مثبت بین سیلیس با منیزیم نشان می‌دهند، در صورتی‌که آمفیبول‌های سنگ‌های فاقد کانه‌زایی نسبتاً غنی از آهن بوده و تغییرات ترکیبی اندکی نشان می‌دهند (Hendry et al., 1985). با توجه به شکل 9 ملاحظه می‌شود که در مجموعه سنگ‌های آذرین مورد مطالعه، آمفیبول‌ها دارای ترکیبات متنوع با حرارت و فشارهای متفاوت هستند. آمفیبول‌های ماگمایی دارای ترکیبات چرماکیت- منیزیوهاستنگسیت- منیزیوهورنبلند و با حرارت و فشار بالا تا متوسط هستند و آمفیبول‌هایی که تحت تأثیر دگرسانی و متاسوماتیسم واقع شده‌اند، دارای ترکیب اکتینولیت- فرو اکتینولیت و حرارت و فشار متوسط تا پایین هستند.

کلریت

در نمونه‌های مطالعه شده، کلریت‌ها به‌صورت پرکننده رگچه‌ها، در حاشیه رگچه‌های کوارتز، به‌صورت مجزا و یا حاصل دگرسانی و تجزیه سایر کانی‌ها مشاهده می‌شود. در جدول 2 ترکیب کلریت‌ها گزارش شده است. کلریت‌های منطقه بر اساس طبقه‌بندی Hey (1954) از نوع پیکنوکلریت هستند (شکل 10). در منطقه کانه‌زایی شده مورد بررسی، کلریت‌های جانشینی در پهنه پتاسیک توسط نسبت‌های بالاتر Fe/(Fe+Mg) (42/0-43/0) نسبت به کلریت‌های پهنه فیلیک (37/0-40/0) مشخص می‌شوند.

بیوتیت

بیوتیت فراوان‌ترین کانی از گروه میکاها (سیلیکات‌های ورقه‌ای) است. سیلیکات‌های ورقه‌ای متداول‌ترین کانی‌های گزارش شده در سیستم‌های مربوط به
جدول 2- تجزیه شیمیایی نقطه‌ای کلریت در نهشته مس پورفیری بررسی شده (فرمول شیمیایی محاسبه شده برای کلریت بر اساس 28 اکسیژن است. زمین‌دماسنجی کلریت از Cathelineau, 1988 است)

	Replacement chlorite from hydrothermal biotite-potassic zone					Veinlet chlorite -Phyllic zone
	1		2		3	4	5
SiO₂	28.64		27.21		29.17	30.08	30.37
TiO₂	0.07		0.1		0.02	0.07	0.07
Al₂O₃	21.14		20.47		20.38	21	20.84
FeO*	20.8		22.1		20.26	17.9	17.16
MnO	0.55		0.66		0.48	0.38	0.34
MgO	15.69		16.57		15.74	14.86	16.66
CaO	0.04		0.04		0.03	0.06	0.06
Na₂O	0		0		0	0.02	0.01
K₂O	0.01		0.01		0.02	0.07	0.01
BaO	0		0		0.05	0	0.03
F	0.31		0.21		0.45	0.47	0.58
Cl	0.01		0.01		0.02	0.01	0
O=F, Cl	0.13		0.09		0.19	0.2	0.24
Total	87.48		87.44		86.84	85.3	86.44
H₂O	11.36		11.32		11.16	11.12	11.22
Total	98.84		98.76		98	96.42	97.66
Si	5.795		5.61		5.907	6.07	6.024
Al IV	2.205		2.39		2.093	1.93	1.976
Al VI	2.904		2.618		2.852	3.177	3.001
Ti	0.011		0.016		0.003	0.011	0.01
Fe ³⁺	0.531		0.235		0.618	0.892	0.819
Fe ²⁺	2.988		3.575		2.813	2.129	2.028
Mn	0.094		0.115		0.082	0.065	0.057
Mg	4.733		5.092		4.751	4.47	4.926
Ca	0.009		0.009		0.007	0.013	0.013
Na	0		0		0	0.016	0.008
K	0.005		0.005		0.01	0.036	0.005
Ba	0		0		0.008	0	0.005
F	0.397		0.274		0.576	0.6	0.728
Cl	0.007		0.007		0.014	0.007	0
OH	15.596		15.719		15.41	15.393	15.272
Total	35.275		35.666		35.144	34.809	34.871
Fe/(Fe+Mg)	0.427		0.428		0.419	0.403	0.366
Variety	Pycnochlorite					Pycnochlorite
T (°C)	293	323		275		249	256

شکل 10- موقعیت کلریت‌ها در نمودار تقسیم‌بندی کلی کلریت‌ها (Hey, 1954)

دگرسانی گرمابی در نهشته‌های مس پورفیری هستند، هرچند ‌هنوز به‌صورت کامل در چنین محیط‌های زمین‌شناسی بررسی نشده‌اند. شیمی سیلیکات‌های ورقه‌ای برای تفسیر اطلاعات مربوط به طبیعت سیالات گرمابی و مکانیسم‌های دگرسانی به کار می‌رود. تغییر ترکیب شیمیایی بیوتیت در پهنه‌های دگرسانی به‌خوبی بیانگر شرایط متفاوت فیزیکوشیمیایی در طول رخداد دگرسانی است (Shahabpour, 1982).

به‌منظور بررسی و نمایش تغییرات ترکیب شیمیایی بیوتیت‌ها، چندین نمونه بیوتیت از سنگ‌های آذرین با کمترین درجه دگرسانی، آنالیز نقطه‌ای شدند. همچنین به‌منظور بررسی طبیعت سیالات گرمابی، تعیین فوگاسیته اکسیژن این سیالات (Ayati et al., 2008) و انجام دماسنجی، چندین نمونه بیوتیت از پهنه‌های دگرسانی پتاسیک و فیلیک نیز آنالیز نقطه‌ای شدند. نتایج این آنالیز در جدول 3 ملاحظه می شود. بر اساس رده‌بندی Tischendorf و همکاران (1997)، بیوتیت‌های این منطقه در میدان بیوتیت‌های منیزیم- آهن‌دار قرار می‌گیرند (شکل 11). پاراژنز بیوتیت عامل مهمی در کنترل ترکیب آن‌هاست (Nockold, 1947). به‌منظور بررسی ارتباط بین پاراژنز بیوتیت‌ها و ترکیب آن‌ها، از نمودار Al₂O₃-FeO_tot-MgO (شکل 12) استفاده شده است (Albuquerque, 1973). اکثر بیوتیت‌ها در محدوده بیوتیت‌های هم‌زیست با آمفیبول در سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن واقع شده‌اند. بیوتیت‌های مربوط به پهنه فیلیک به علت سریسیتی شدن و افزایش میزان Al₂O₃ به سمت میدان 3 (بیوتیت‌های هم‌زیست با مسکویت) متمایل شده‌اند. غنی‌بودن بیوتیت از آهن یا منیزیم بستگی به فوگاسیته اکسیژن در طول سرد شدن مذاب دارد (Wones and Eugster, 1965).

جدول 3- نتایج آنالیز نقطه‌ای تعدادی از بیوتیت‌های پهنه پتاسیک و فیلیک در منطقه مطالعه شده

Less-Altered Rocks			Potassic zone					Phyllic zone
	1	2	1	2	3	4	5	1	2	3	4
SiO₂	36.9	37.4	37.49	37.29	37.09	37.85	37.86	38.83	39.32	39.33	40.31
TiO₂	4.3	4.14	4.99	4.52	4.54	4.7	4.95	4.24	3.82	4	3.97
Al₂O₃	14.48	14.95	13.52	13.16	13.47	13.33	13.34	13.28	14.6	14.16	14.22
FeO*	15.24	14.86	13.23	13.3	13.32	12.94	13.36	11.54	11.39	11.08	11.05
MnO	0.2	0.23	0.24	0.25	0.24	0.23	0.23	0.04	0.06	0.05	0.03
MgO	14.87	15.34	16.27	15.83	16.52	16.26	16.01	12.12	13.46	12.99	13.41
CaO	0.01	0.03	0.04	0.03	0.04	0.02	0.02	0.12	0.15	0.09	0.17
Na₂O	0.6	0.6	0.31	0.33	0.36	0.26	0.31	0.14	0.15	0.13	0.16
K₂O	8.51	8.12	8.91	8.81	8.81	9.23	8.83	6.79	5.8	7.01	5.48
BaO	0.78	0.67	0.97	0.79	0.81	0.27	0.96	0.35	0.43	0.36	0.37
F	0.53	0.9	0.26	0.6	0.63	0.49	0.38	0.6	0.65	0.53	0.82
Cl	0.25	0.21	0.27	0.3	0.29	0.26	0.24	0.31	0.37	0.34	0.32
O=F, Cl	0.28	0.43	0.17	0.32	0.33	0.26	0.21	0.32	0.36	0.3	0.42
Total	96.39	97.02	96.33	94.89	95.79	95.58	96.28	88.04	89.84	89.77	89.89
Si	2.756	2.761	2.780	2.812	2.773	2.816	2.808	3.051	3.003	3.021	3.059
Al	1.275	1.301	1.182	1.17	1.187	1.169	1.166	1.230	1.315	1.282	1.271
Ti	0.242	0.23	0.278	0.256	0.255	0.263	0.276	0.251	0.219	0.231	0.227
Fe	0.952	0.918	0.82	0.838	0.833	0.805	0.828	0.758	0.728	0.712	0.701
Mn	0.013	0.014	0.015	0.016	0.015	0.014	0.014	0.003	0.004	0.003	0.002
Mg	1.656	1.688	1.799	1.78	1.841	1.803	1.770	1.420	1.533	1.487	1.517
Ca	0.001	0.002	0.003	0.002	0.003	0.002	0.002	0.01	0.012	0.007	0.014
Na	0.087	0.086	0.045	0.048	0.052	0.038	0.045	0.021	0.022	0.019	0.024
K	0.811	0.765	0.843	0.848	0.84	0.876	0.835	0.681	0.565	0.687	0.53
Ba	0.023	0.019	0.028	0.023	0.024	0.008	0.028	0.011	0.013	0.011	0.011
OH	1.843	1.763	1.905	1.818	1.814	1.852	1.881	1.810	1.795	1.827	1.762
F	0.125	0.21	0.061	0.143	0.149	0.115	0.089	0.149	0.157	0.129	0.197
Cl	0.032	0.026	0.034	0.038	0.037	0.033	0.03	0.041	0.048	0.044	0.041
log(ƒH2O)/(ƒHF)	6.007	5.769	6.206	5.814	5.813	5.922	6.023	6.375	6.387	6.472	6.266
log(ƒH2O)/(ƒHCl)	4.598	4.662	4.52	4.446	4.473	4.526	4.559	4.693	4.644	4.682	4.695
log(ƒHF)/(ƒHCl)	-2.29	-2	-2.59	-2.28	-2.26	-2.31	-2.36	-2.56	-2.66	-2.70	-2.48
Biotite geothermometer°C	n.c.	n.c.	428	427	442	433	419	323	341	337	334


شکل 11- موقعیت قرارگیری میکاهای تری‌اکتاهدرال در نمودار تقسیم‌بندی میکاها (Tischendorf et al., 1997)	شکل 12- توزیع ترکیب میکاها روی نمودار سه‌تایی Al₂O₃-FeO_tot-MgO (Albuquerque, 1973)

در شرایط اکسیدان، بیوتیت غنی از منیزیم خواهد بود و در نتیجه مگنتیت فراوانی حضور خواهد داشت در صورتی‌که اگر تبلور در شرایط احیاء و با فوگاسیته پایین اکسیژن صورت گیرد، بیوتیت غنی از آهن تشکیل شده و مگنتیت کمیاب است (Castro and Stephen, 1992).

به‌طور کلی تمامی ذخایر با اهمیت مس، مولیبدن، سرب، روی، طلا و نقره موجود در کمان‌های ولکانو- پلوتونیک، به‌ویژه ذخایر نوع پورفیری، از نظر ژنتیکی در ارتباط با ماگماهای سری مگنتیتی هستند که با طبیعت نسبتاً اکسیده آن‌ها (مقدار کل 5/0Fe₂O₃/FeO>) مشخص می‌شوند. بیوتیت‌های منطقه مطالعه‌شده حاوی MgO بالا با میزان Mg/Mg + Fe + Mn بین 6/0 تا 7/0 هستند که نشان‌دهنده تشکیل آن‌ها در شرایط فوگاسیته بالای اکسیژن است. فوگاسیته اکسیژن بین بافرهای NNO (نیکل- اکسید نیکل) و HM (هماتیت- مگنتیت) قرار می‌گیرد که تبلور ماگما در شرایط با فوگاسیته بالای اکسیژن را تأیید می‌نماید (شکل 13) و از طرفی خاستگاه تکتونیکی سنگ‌های ناحیه بررسی‌شده را به قوس ماگمایی (مکان‌های کوه‌زایی کالک‌آلکالن) وابسته می‌داند (شکل 14).

از طرفی در مجموعه مطالعه‌شده، همراهی بیوتیت با آمفیبول منیزیم‌دار، پلاژیوکلاز و کانی‌های اپاک که مشخصه‌ سنگ‌های کالک‌آلکالن مرتبط با پهنه فرورانش است، دیده می‌شود. نکته در خور توجه در نتایج آنالیز نقطه‌ای بیوتیت‌های منطقه، حضور اکسید مس در ساختار تعدادی از بیوتیت‌های مربوط به پهنه پتاسیک است که در آنالیز به روش EDX مشخص شده است (جدول 4). با مطالعات انجام شده در 25 سال اخیر، زمین‌شناسان اقتصادی میزان مس مربوط به بیوتیت‌ها را به‌عنوان راهنما و سرنخی جهت کشف ذخایر مس پورفیری معرفی کرده‌اند. این مطالعات نشان داد که مس در مکان‌های اکتاهدرالی بیوتیت به‌جای آهن جایگزین می شود. همراهی ادخال‌های مس در مکان‌های دگرسانی با توجه به محاسبات تعادل جرمی Eugene و همکاران (1988)، پیشنهاد می‌نماید که این سیلیکات‌های ورقه‌ای به‌عنوان مکانی برای حضور مس و نه به‌عنوان منشأیی برای کانه‌زایی اولیه عمل می‌نمایند (Eugene et al., 1988). همچنین غنی‌شدگی از مس در بیوتیت‌ها در طول شرایط اکسیدان حرارت پایین یعنی به احتمال زیاد در طول هوازدگی رخ داده است و بنابراین در مورد فرآیندهای سوپرژن به ما اطلاعات می‌دهد (Ilton and Veblen, 1993). شیمی هالوژن‌ها در بیوتیت و نسبت‌های فوگاسیته سیالات گرمابی نقش مهمی در تعیین شرایط فیزیکوشیمیایی فرآیندهای دگرسانی و کانه‌زایی در نهشته‌های مس پورفیری دارد.


شکل 13- نمودار Fe³⁺-Fe²⁺-Mg برای بیوتیت‌های منطقه مورد مطالعه (HM: بافر هماتیت– مگنتیت، NNO: بافر نیکل- اکسید نیکل، QFM: بافر کوارتز- فایالیت- مگنتیت) (Wones and Eugster, 1965)	شکل 14- موقعیت قرارگیری بیوتیت‌های منطقه مورد مطالعه در نمودار تکتونوماگمایی MgO-Al₂O₃ (Abdel-Rahman, 1994)

جدول 4- نتایج آنالیز EDX از بیوتیت پهنه پتاسیک

Elt.	Line	wt.%	A%	Formula	Ox. %	Cat. ≠
O		40.72	58.72		0.00	0.00
Mg	Ka	10.38	9.85	MgO	17.22	1.85
Al	Ka	7.76	6.64	Al₂O₃	14.67	1.24
Si	Ka	17.76	14.59	SiO₂	37.99	2.73
Cl	Ka	0.37	0.24		0.37	0.05
K	Ka	3.67	2.17	K₂O	4.42	0.41
Ti	Ka	1.78	0.86	TiO₂	2.97	0.16
Fe	Ka	11.16	4.61	FeO	14.36	0.86
Cu	Ka	6.39	2.32	CuO	7.99	0.43
		100.00	100.00		100.00	7.73

اطلاعات فلور و کلر در بیوتیت‌های ثانویه از پهنه‌های فیلیک و پتاسیک برای تخمین log(fH₂O/fHF)، log(fH₂O/fHCl) و log(fHF/fHCl) در سیالات گرمابی که مسؤول کانه‌زایی و دگرسانی گرمابی در منطقه مطالعه‌شده هستند، استفاده شد (Ayati et al., 2008). در دیاگرام log(fHF/fHCl) در مقابل log(fH₂O/fHCl) و log(fH₂O/fHF) در مقابل log(fH₂O/fHCl) (شکل‌های 15- b و c)، سیالات مربوط به پهنه پتاسیک میزان log(fH₂O/fHCl) بالاتری نسبت به سیالات مربوط به پهنه فیلیک دارند. نسبت‌های فوگاسیته log(fHF/fHCl) برای بیوتیت‌های پهنه پتاسیک نیز مقادیر بالاتری نسبت به پهنه فیلیک دارند (شکل‌های 15- a و c). این موارد نشان می‌دهد که ترکیب سیالات گرمابی مربوط به پهنه پتاسیک نسبت به سیالات پهنه فیلیک در نهشته مس پورفیری بررسی‌شده، متفاوت است (Ayati et al., 2008).

زمین‌ دما- فشارسنجی

سنگ‌های ولکانیک و ساب‌ولکانیک با بافت پورفیری در منطقه مطالعه شده، بیانگر پشت سرگذاشتن دو مرحله تبلور هستند.

شکل 15- a) نسبت‌های فوگاسیته log(fHF/fHCl) در مقابل log(fH₂O/fHCl)، b) log(fH₂O/fHF) در مقابل log(fH₂O/fHCl) و
c) log(fHF/fHCl) در مقابل log(fH₂O/fHF) در بیوتیت‌های مربوط به پهنه پتاسیک و فیلیک

یک مرحله در عمق که با تبلور درشت‌بلورها مشخص می‌شود و مرحله دیگر در سطح (آتشفشانی) و یا نزدیک به سطح زمین (نیمه‌آتشفشانی) که باعث تشکیل زمینه دانه‌ریز می‌شود. در این مبحث، به‌منظور تعیین شرایط تبلور فنوکریست‌ها، از روش زمین‌دما- فشارسنجی استفاده شده است. آمفیبول‌ها کاربردی‌ترین کانی‌ها برای زمین‌دما- فشارسنجی در سنگ‌های آذرین کالک‌آلکالن هستند زیرا تقریباً در همه نفوذی‌های کالک‌آلکالن (بدون در نظر گرفتن مافیک، فلسیک و حدواسط بودن) حضور دارند. آمفیبول‌ها در گستره‌ وسیعی از فشار- حرارت، از 1 تا 23 کیلوبار و 400 تا 880 درجه‌سانتیگراد پایدار هستند (Blundy and Holland, 1990). جهت تخمین درجه‌حرارت آمفیبول‌های مورد مطالعه از روش دماسنجی Otten (1984) استفاده گردید و همچنین روش دماسنجی Féménias (2003) جهت مقایسه با روش یادشده استفاده شد. هر دو روش دماسنجی یادشده بر اساس کارهای تجربی Heltz (1973، 1976، 1979 و 1982) است و برای آمفیبول‌های کلسیک موجود در ماگماهای کالک‌آلکالن استفاده می‌شود.

Féménias (2003): T°C=2603/(-ln X_{Ti amphibole}+1.7)

Otten (1984): T<970°C: T=1204×Ti_total + 547

محاسبه درجه‌حرارت نشان می‌دهد که درجه‌حرارت تشکیل درشت‌بلورهای آمفیبول در سنگ‌های مطالعه‌شده بین حداقل 560 تا حداکثر880 درجه‌سانتیگراد است. حرارت ماگمای آندزیتی نمی‌تواند از 880 درجه‌سانتیگراد بیشتر شود زیرا آمفیبول به‌عنوان فاز پایدار در آن حضور دارد. کارهای تجربی Barclay و همکاران (1998) نیز نشان داد که آمفیبول‌ها در حدود 880 درجه‌سانتیگراد ناپایدار می‌شوند. از آن‌جا ‌که مقدار Al کل در آمفیبول‌ها تابع غلظت اولیه (غلظت Al در سنگ مادر) نیست و تابع فشار حاکم در طول تشکیل این فاز است، از محتوای Al در درشت‌بلورهای آمفیبول جهت انجام محاسبه فشار حاکم در زمان تبلور آن‌ها استفاده شد. فشارهای محاسبه شده ممکن است نشان‌دهنده سطحی باشد که هورنبلند در آن متبلور می‌شود و نه فشاری که در آن توده گرانیتویید منجمد می‌گردد، زیرا حرکت به سمت بالا ممکن است پس از تبلور آمفیبول‌ها هم همچنان ادامه داشته باشد (Ghent et al., 1991). جهت انجام محاسبات فشارسنجی از کالیبراسیون Schmidt (1992) استفاده شد. محاسبه فشار در این کالیبراسیون با استفاده از رابطه زیر انجام می‌شود:

(PS ± 0.6 kbr) = -3.01 + 4.76 Al _tot

نتایج فشارسنجی در جدول 5 آورده شده است. نتایج نشان می‌دهد که فنوکریست‌های آمفیبول در سنگ‌های آتشفشانی محدوده مطالعه‌شده در محدوده فشار حدود 4 تا 4/8 کیلوبار متبلور شده‌اند. این آمفیبول‌ها، همگی کلسیک هستند اما تفاوت‌های اساسی در ترکیب، به‌ویژه در میزان آلومینیوم، مستقیماً مربوط به عمق جایگیری توده‌هاست. فشار شاخص اصلی در ایجاد تفاوت در میزان آلومینیوم موجود در آمفیبول‌های کلسیک در سنگ‌های درونی کالک‌آلکالن است. تخمین فشار بر اساس آلومینیوم از حاشیه و هسته در بلورهای هورنبلند، متفاوت است. اگر هسته و حاشیه در یک فنوکریست، ترکیبات شیمیایی متفاوتی داشته باشند، پس نمی‌توانند در فشارها و حرارت‌های قابل مقایسه با یک مذاب مشابه در تعادل باشند. این احتمال وجود دارد که تفاوت در ترکیب هسته و حاشیه، تغییرات واقعی در حرارت و فشار را هنگام صعود ماگما از عمق به سمت بالا و در زمان تبلور آمفیبول در خود ثبت کند. هسته‌ها مقادیر Al_tot بالاتری دارند و باعث تخمین فشار در حدود 8 کیلوبار می‌شوند. اما میزان Al_tot در حاشیه کمتر و باعث تخمین فشار در حدود 3 تا 4 کیلوبار می‌شود. این تفاوت در هسته و حاشیه از لحاظ حرارت و فشار، مربوط به شرایط متفاوت تبلور هسته و حاشیه است. آمفیبول با فشار بالاتر در عمق بیشتر و آمفیبول با فشار پایین‌تر در عمق کمتر و نزدیک به سطح زمین متبلور شده است. در حقیقت آمفیبول‌های دارای هسته با فشار بالاتر در عمق بیشتر شروع به نطفه بندی و شکل‌گیری کرده و با صعود ماگما به طرف بالا، حاشیه آن‌ها در فشار پایین‌تر متبلور گردیده است. شایان ذکر است که کاهش فشار و حرارت در حاشیه و یا حتی در هسته آمفیبول‌ها در تعدادی از نمونه‌های مورد مطالعه به علت تجزیه آمفیبول‌هاست که در نتیجه آن میزان آلومینیوم و در نتیجه میزان فشار در هسته، حاشیه و گاهی در امتداد کلیواژها کاهش نشان می‌دهد.

جدول 5- نتایج دما- فشارسنجی آمفیبول‌های مطالعه‌شده

Samples	T°C Femenias, 2003	T°C Otten, 1984	P kbr Schmidt, 1992	Depth (km)
IE-c4AmphCore-1	741.87	742.29	4.17	15.45
IE-c4AmphRim-6	697.12	702.5	3.39	12.56
IE-c4AmphRim-7	707.06	710.99	3.2	11.85
IE-c5Amph2Cor-1	822.75	823.55	8	29.63
IE-c5Amph2Cor-2	726.25	727.96	4.17	15.46
IE-c5Amph2-3	754.58	754.31	4.8	17.79
IE-c5Amph2-4	757.74	757.34	4.8	17.79
A3-1-c1Amph-2	581.68	581.77	-0.83	-3.07
A3-1-c1Amph-3	600.08	607.65	-0.77	-2.84
A3-1-c1Amph-4	548.41	602.22	-0.01	-0.03
A3-1-c3AmpCore-1	809.72	809.74	7.43	27.52
A3-1-c3AmpCore-2	783.57	782.8	8.4	31.1
A3-1-c3Amp-3	806.79	806.66	7.59	28.1
A3-1-c3AmpRim-8	824.56	825.5	5.75	21.29
A3-1-c3AmpRim-9	870.48	876.33	5.67	21
A3-1-c3AmpRim-10	880.76	888.09	5.44	20.14
C3 z2-74core	828.95	830.23	7.53	27.88
C3 z2-73 rim	714.53	717.51	3.23	11.97
5E-c3-Amph-1	806.62	806.48	8.14	30.16
5E-c3-Amph-2	786.43	785.69	8.49	31.46
5E-c3-Amph-3	794.87	794.3	8.21	30.41
5E-c3-Amph-4	806.99	806.86	8.28	30.69
5E-c3-Amph-5	805.7	805.52	8.34	30.88
5E-c1-Amph-2	648.15	663.79	-0.31	-1.14
5E-c1-Amph-3	621.15	644.76	-0.28	-1.05
5E-c2-Amph-1	754.86	754.57	4.17	15.44
5E-c2-Amph-2	750.29	750.22	4.21	15.58
5E-c2-Amph-3	778.46	777.67	4.67	17.31
C1-c2AmphCore-1	796.97	796.46	7.77	28.79
C1-c2Amph-2	801.51	801.16	7.83	29.01
C1-c2AmphRim-6	742.78	743.14	4.64	17.2
C1-c2AmphRim-7	734.45	735.42	3.8	14.06
A3-2-c1Amph-enclave	840.73	843.05	5.54	20.53
A3-2-c1Amph-2	828.39	829.62	5.54	20.5
A3-2-c2Amph-1	816.89	817.31	6.45	23.88
A3-2-c2Amph-2	796.05	795.51	6.83	25.28
A3-2-c3-Amph-1	810.06	810.09	5.69	21.08
A3-2-c3-Amph-2	831.94	833.47	5.45	20.18

بر اساس فشار محاسبه شده، می‌توان عمق جایگیری ماگما قبل از صعود را تخمین زد. برای محاسبه عمق جایگیری ماگما در پوسته، فرض بر این است که تبلور آمفیبول‌ها، که در این‌جا مبنای فشارسنجی هستند، در زمان اقامت ماگما در اتاق ماگمایی صورت گرفته است (یا حداقل بخشی از آن‌ها در زمان اقامت ماگما متبلور شده‌اند). با این فرض که فشار حاکم در زمان تبلور درشت‌بلورهای آمفیبول، فشار همه‌جانبه لیتواستاتیک (ناشی از وزن سنگ‌های فوقانی) بوده است، با استفاده از رابطه P=ρ.g.h می‌توان عمق (h) را محاسبه کرد. چگالی سنگ‌های تشکیل‌دهنده پوسته قاره‌ای در حدود 7/2 گرم بر سانتی‌متر مکعب است. اگر از افزایش چگالی سنگ‌ها نسبت به عمق و همچنین کاهش شتاب گرانشی با افزایش عمق صرف‌نظر شود و با تقریب مناسبی، چگالی سنگ‌های پوسته و شتاب گرانشی زمین را ثابت فرض کنیم (8/9 متر بر مجذور ثانیه)، شاید بتوان گفت که عمق احتمالی نخستین اتاق ماگمایی مولد این سنگ‌های آتشفشانی در حدود 30 کیلومتر است (آیتی و همکاران، 1385). بر اساس مطالعات گران‌سنجی که توسط Dehghani و Makris (1983) و همچنین توسط Mokhtari و همکاران (2004) انجام شد، میانگین ضخامت پوسته قاره‌ای در ایران، حدود 40 کیلومتر است. با توجه به این مطالعات، ضخامت پوسته در منطقه مورد مطالعه (عمق تا گوشته) در حدود 42 کیلومتر است. بنابراین می‌توان نتیجه گرفت که موقعیت احتمالی نخستین اتاق ماگمایی در پوسته زیرین بوده، اتاق ماگمایی بعدی در عمق حدود 15 تا 18 کیلومتر بوده و بنابراین ماگمای به سطح رسیده، مسافت طولانی را طی کرده است.

دماسنجی کلریت

یکی از بهترین روش‌ها برای تعیین درجه‌حرارت کلریت توسط Cathelineau و Nieva (1985) به صورت زیر ارائه شده است:

T (°C) = 213.3 Al^IV + 17.5

میزان Al^IV در این معادله بر اساس محاسبه فرمول کلریت بر مبنای 14 اکسیژن است. Cathelineau (1988) ارتباط جدیدی بین درجه‌حرارت و Al^IV معرفی کرد که به‌صورت T(°C) = -61.92 + 321.98 Al^IV است. کاربرد زمین‌دماسنج Cathelineau (1988) برای کلریت‌های نهشته مورد بررسی، حرارت بین 275 تا 323 درجه‌سانتیگراد را برای پهنه پتاسیک و حرارت 249 تا 256 درجه‌سانتیگراد را برای پهنه دگرسانی فیلیک پیشنهاد می‌کند.

دماسنجی بیوتیت

بر اساس تخمین میزان جانشینی عناصرMg²⁺-Fe²⁺-Fe³⁺ در بیوتیت (شکل 16)، یک زمین‌دماسنج برای تخمین درجه‌حرارت در پهنه پتاسیک توسط Beane (1974) پیشنهاد شد که بر اساس ترکیب بیوتیت هم‌زیست با مجموعه مگنتیت و فلدسپات پتاسیم است.

شکل 16- جزو مولی یون‌های سازمان‌یافته در بیوتیت در سنگ‌های آذرین (ترکیب گرانیت تا گرانودیوریت) و در مجموعه سیلیکات پتاسیم نهشته‌های مس پورفیری

این زمین‌دماسنج به‌صورت یک گراف (شکل 17) و به‌صورت تابعی از حرارت و XPhl در مقادیر ثابت (proton-deficient oxyanite) X_PDOxy نمایش داده شده است و نخستین‌بار برای بیوتیت‌های گرمابی در پهنه دگرسانی پتاسیک در نهشته مس پورفیری آمریکای شمالی Santa Rita)، Bingham، Hanover و (Galore Creek استفاده شد.

این زمین‌دماسنج برای بیوتیت‌های پهنه پتاسیک و فیلیک (جایی که ترکیب بیوتیت گرمابی با مجموعه کانی‌های مگنتیت ± فلدسپات پتاسیم هم‌زیست است) در منطقه مطالعه‌شده به‌کار برده شد. درجه‌حرارت پهنه فیلیک حدود 280 تا 344 درجه‌سانتیگراد با متوسط 323 درجه‌سانتیگراد تخمین زده شد. پهنه دگرسانی پتاسیک با حرارت بالاتر مشخص می شود (402 تا 450 درجه‌سانتیگراد با متوسط 430 درجه‌سانتیگراد) که شبیه به درجه‌حرارت تبلور بیوتیت در دیگر نهشته‌های مس پورفیری همچون Santa Rita، Ray و Safford با دمای 350 تا 410 درجه‌سانتیگراد و Bingham و Galore Creek با دمای 450 تا 550 درجه‌سانتیگراد است (شکل 17).

شکل 17- ترکیب بیوتیت از پهنه دگرسانی پتاسیک و فیلیک در نهشته مس پورفیری مورد بررسی بر روی نمودار X_phl در مقابل درجه‌حرارت (درجه سانتیگراد) (Beane, 1974). خطوط منحنی شکل نشان‌دهنده جزو مولی اکسیانیت (KFe₃³⁺AlSi₃O₁₂(H_-1)) هستند. اطلاعات مربوط به دیگر نهشته‌های مس پورفیری برگرفته از Beane (1974) است.

نتیجه‌گیری

گستره مورد پی‌جویی شامل مجموعه‌ای از استوک‌ها و دایک‌های پورفیری با ترکیب حدواسط تا اسیدی است که با روند شمال‌شرق- جنوب‌غرب در یک پهنه گسله و داخل یک استراتوولکان (تناوب گدازه‌های آندزیتی و سنگ‌های آذرآواری) نفوذ کرده‌اند. توده‌های اخیر در اثر محلول‌های گرمابی، دچار دگرسانی و کانه‌زایی شده‌اند. وجود نفوذی‌های پورفیریتیک فلسیک با ترکیب دیوریتی تا تونالیتی، دگرسانی‌های گرمابی از نوع پتاسیک، فیلیک و پروپیلیتیک، حضور فراوان رگه‌ها و استوک‌ورک‌های کوارتز- مگنتیت، حضور اکسیدهای آهن و عیار بالای مس نشان از کانی‌‌سازی مس پورفیری در منطقه دارد.

نتایج آنالیز نقطه‌ای نشان می‌دهد که آمفیبول‌ها همگی در قلمرو آمفیبول‌های کلسیک قرار می‌گیرند و با توجه به میزان منیزیم فراوان، خاص آمفیبول‌های موجود در سنگ های آذرین کالک‌آلکالن با فوگاسیته بالای اکسیژن هستند. آمفیبول‌های مطالعه شده معمولاً غنی از منیزیم بوده و دارای محدوده ترکیبی وسیعی از منیزیوهورنبلند تا اکتینولیت هستند که مشخصه آمفیبول‌های مربوط به نفوذی‌های حاوی مس پورفیری است. زمین‌دما- فشارسنجی آمفیبول‌ها، درجه‌حرارت و فشار تشکیل فنوکریست‌های آمفیبول را به ترتیب بین 500 تا 880 درجه‌سانتیگراد و 4 تا 8 کیلوبار نشان می‌دهد. تفاوت در ترکیب بین هسته و حاشیه در آمفیبول‌های منطقه می‌تواند بیانگر تغییرات در حرارت و فشار در زمان صعود ماگما و تبلور آمفیبول از عمق به سمت بالا باشد. کلریت‌های مورد مطالعه از نوع کلینوکلر هستند. زمین دماسنجی کلریت و بیوتیت‌های نهشته مس پورفیری مورد بررسی به ترتیب حرارت بین 275 تا 323 و 402 تا 450 درجه‌سانتیگراد را برای پهنه پتاسیک و حرارت 249 تا 256 و280 تا 344 درجه‌سانتیگراد را برای پهنه فیلیک نشان می‌دهد که مشابه با سایر نهشته‌های مس پورفیری در جهان است.

همچنین بیوتیت‌های منیزیم بالا نشان‌دهنده تشکیل آن‌ها تحت شرایط فوگاسیته بالای اکسیژن است. فوگاسیته اکسیژن بین بافرهای نیکل- اکسید نیکل و هماتیت- مگنتیت قرار می‌گیرد. نکته در خور توجه در نتایج آنالیز نقطه‌ای بیوتیت‌های منطقه پی‌جویی شده، حضور اکسید مس در ساختار تعدادی از بیوتیت‌های مربوط به پهنه پتاسیک است که می‌تواند به عنوان راهنما و سرنخی جهت کشف ذخایر مس پورفیری در نظر گرفته شود. بررسی و مقایسه ترکیب شیمیایی بیوتیت‌ها در پهنه دگرسانی پتاسیک و فیلیک نشان از اختلاط بین سیال گرمابی با منشأ ماگمایی و سیالات گرمابی با منشأ جوی و تأثیر سیالات اخیر بر روی سیستم مس پورفیری مورد مطالعه دارد.

مراجع

آیتی، ف. (1388) ماگماتیسم نئوژن در شمال‌شرق اراک و آلتراسیون‌های هیدروترمال وابسته. رساله دکتری، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران.

آیتی، ف.، اسدی، ه.، نقره‌ئیان، م. و خلیلی، م. (1387) گزارش مقدماتی از اکتشاف مس پورفیری در استان مرکزی. مجله علمی- پژوهشی دانشگاه اصفهان 5 (34): 277 -299.

آیتی، ف، نقره‌ئیان، م.، اسدی، ه.، خلیلی، م و ترابی، ق. (1385) ژئوترموبارومتری ساب‌ولکانیک‌ها در محدوده اندیس مس طلای دالی (اراک). بیست و پنجمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی، تهران، ایران.

علایی مهابادی، س. و کهنسال، ر. (1379) نقشه زمین‌شناسی 1:100000 سلفچگان-خورهه. سازمان زمین‌شناسی کشور، تهران.

Abdel-Rahman, A. M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline and peraluminous magmas. Journal of Petrology 35(2): 525-541.

Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211-238.

Albuquerque, C. A. R. (1973) Geochemistry of biotites from granitic rocks, Northern Portugal. Geochimica et Cosmochimica Acta 37: 1779-1802.

Amidi, S., M. (1977) Etude geologique de la region de Natanz-Nain-Surk, stratigraphie et petrologie. Geological survey of Iran report 42: 36.

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and ƒO₂ on the Al-in-hornblende barometer. American Mineralogist 80: 549-559.

Ayati, F., Yavuz, F., Noghreyan, Haroni, H. A. and Yavuz, R. (2008) Chemical characteristics and composition of hydrothermal biotite from the Dalli porphyry copper prospect, Arak, central province of Iran. Journal of Mineralogy and petrology 94: 107-122.

Barclay, J., Carroll, M. R., Rutherford, M. J., Murphy, M. D., Devine, J. D., Gardner, J. and Sparks, R. S. J. (1998) Experimental phase equilibria constraints on pre-eruptive storage conditions of the Soufriere Hills magma. Geophysical Research Letters 25: 2437-3440.

Beane, R. E. (1974) Biotite stability in the porphyry copper environment. Economic Geology 69: 241-256.

Blundy, J. D. and Holland, T. J. B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104: 208-224.

Calagari, A. A. (2004) Geology and fracture-related hypogene hydrothermal alteration and mineralization of porphyry copper deposit at Sungun, Iran. Journal of Geological Society of India 64: 595-618.

Castro, A. and Stephen, W. E. (1992) Amphibole rich clots in calcalkalin granitic rocks and their enclaves. The Canadian Mineralogist 30: 1093-1112.

Cathelineau, M. (1988) Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. Clays and Clay Minerals 23: 471-485.

Cathelineau, M. and Nieva, D. (1985) A chlorite solid solution geothermometre, the Los Azufres (Mexico) geothermal system. Contribution to Mineralogy and Petrology 19: 235-244.

Chappel, B. W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-174.

Chivas, A. R. (1981) Geochemical evidence for magmatic fluids in porphyry copper mineralization. Contributions to Mineralogy and Petrology 78:389-403.

Collins, L. G. (1988) Hydrothermal differentiation. Theophrastus Publication, Athens.

Dehghani, G. A. and Makris, J. (1983) The gravity field and crustal structure of Iran, In: Geodynamics project (geotraverse) in Iran. Geological Survey of Iran, 51: 51-68.

Emami, M. H. (1991) Explanatory text of the Qom, Geological Quadrangle Map 1:250000, No. E6, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Eugene, S., Ilton, E. S. and Veblen, D. R. (1988) Copper inclusions in sheet silicates from porphyry Cu deposits. Nature 334: 516-518.

Féménias, O. (2003) Contribution à l étude du magmatisme tardi- à post-orogénique. de sa source à sa mise en place en sub-surface: Exemples régionaux de lessaim de lons du Motru (Roumanie) et du complexe lité profond sous Beaunit (France). Ph.D. Thesis, Université Libre de Bruxelles, Belgium.

Ghent, E. D., Nicholls, J., Siminy, P. S., Sevigny, H. H. and Stout, M. Z. (1991) Hornblende geobarometry of the Nelson Batholite, South eastern British Columbia: tectonic implication. Canadian Journal of Earth Science 28: 1982-1991.

Gioncada, A., Hauser, N., Matteini M., Mazzuolir, M. and Omarini, R. (2006) Mingling and mixing features in basaltic andesites of the eastern Cordillera (central Andes, 24S): a petrographic and microanalytical study. Periodico di mineralogia 75(2-3): 127-140.

Hassanzadeh, J. (1993) Metallogenic and tectonomagmatic events in the SE sector of the Cenozoic active continental margin of Iran. Ph. D. Thesis, Universty of California, Los Angeles, California, USA.

Heltz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting range at PH₂O=5 kb as a function of oxygen fugacity, Part I: mafic phases. Journal of Petrology 14: 249-302.

Heltz, R. T. (1976) Phase relations of basalts in their melting range at PH₂O=5 kb as a function of oxygen fugacity, Part II: melt compositions. Journal of Petrology 17: 139-193.

Heltz, R. T. (1979) Alkali exchange between hornblende and melt: a temperature sensitive reaction. American Mineralogist 64: 953-965.

Heltz, R. T. (1982) Phase relations and composition of amphiboles produced in studies of the melting behaviour of rocks. In: Veblen, D. R. and Ribbe, P. H. (Eds.): Petrology and experimental phase relations. Mineralogical Society America, Reviews in Mineralogy 9B: 279-354.

Hendry, D. A. F., Chivas, A. R., Long, J. V. p. and Reed, S. J. B. (1985) Chemical differences between minerals from mineralizing and barren intrusions from some North American prophyry copper deposits. Contributions to Mineralogy and Petrology 89: 317-329.

Hey, M. H. (1954) A new review of the chlorites. Mineral Magazine 30: 277-292.

Ilton, E. S. and Veblen, D. R. (1993) Origin and mode of copper enrichment in biotite from rocks associated with porphyry copper deposits: a transmission electron microscopy investigation. Economic Geology 88: 885-900.

Knight, J. E. (1977) A thermochemical study of alunit, enargite, luzonit and tennantite deposits. Economic Geology 72: 1321-1336.

Leake, B. E., Woolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on new minerals and mineral names. American Mineralogist 82: 1019-1037.

Mokhtari, M., Farahbod, A. M., Lindholm, C., Alahyarkhani, M. and Bungum, H. (2004) An approach to a comprehensive moho depth map and crust and upper mantle velocity model for Iran. Iranian International Journal of Sciences 5(2): 223-244.

Nockold, S. R. (1947) The relation between chemical composition and paragenesis in biotite micas of igneous rocks. American mineralogist 245(7): 401-420.

Otten, M. T. (1984) The origin of brown hornblende in the Artssjället gabbros and dolerites. Contribution to Mineralogy and Petrology 86: 185-199.

Perugini, D., Poli, G. and Valentini, L. (2005) strange attractors in plagioclase oscillatory zoning: Petrological implications. Contributions to Mineralogy and Petrology 149: 482-497.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110(2-3): 304.

Shahabpour, J. (1982) Geology of Sarcheshmeh copper mine. Report no. 17, Iran.

Shelley, D. (1991) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.

Tischendorf, G., Gottesmann, B., Förster, H. and Trumbull, R B. (1997) On Li-bearing micas: estimating Li from electron microprobe analyses and an improved diagram for graphical representation. Mineral Magazine 61: 809-834.

Wones, D. R. and Eugster, H. P. (1965) Stability of biotite: experiment, theory and application. American Mineralogist 50: 1228-1272.

Yoder, H. S. and Tilley, G. E. (1962) Origion of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock systems. Journal of Petrology 3: 348-532.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 928

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 2,261

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها در پهنه‌های ماگمایی و دگرسانی جنوب سلفچگان