مطالعه سیالات درگیر و کانی‌شناسی در دگرسانی‌های گرمابی گرانیتویید آستانه (زون سنندج-سیرجان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

2 2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه شیراز،‌ شیراز، ایران

چکیده

توده گرانیتوییدی آستانه اراک دارای سن ژوراسیک میانی بوده، ترکیب غالب آن گرانودیوریت است. این توده از دیرباز با کانی سازی طلا و معدن کاری شناخته شده است. گرانیتویید آستانه در برخی مناطق متحمل دگرسانی شده است. دگرسانی‌های فیلیک و سیلیسی، از جمله دگرسانی موجود در منطقه بوده که در کوه شیرمزد از گستردگی بیشتری برخوردارند. دیگر دگرسانی‌های منطقه، پروپیلتیک، کلریتی، آرژیلیتی، تورمالینی شدن، متاسوماتیسم سدیک و اسپینل - فلوگوپیت هستند. فیلیک (کوارتز - سریسیت) و پروپیلتیک به عنوان گسترده‌ترین دگرسانی‌های منطقه هستند. دو نوع سیال درگیر در رگه‌های کوارتزی حضور دارند و بر اساس مطالعات دماسنجی سیالات درگیر، تغییرات دمایی از 333-341 تا 350-355 درجه سانتی‌گراد است. به‌ علت نبود فاز دختر شوری سیالات پایین تا متوسط است (10-17 درصد وزنی نمک). تغییرات فیزیکوشیمیایی هنگام شکل‌گیری سامانه گرمابی فرایند جوشش را سبب شده است. کاهش حرارت و غلظت نمک در سیالات درگیر به‌دلیل آمیختگی سیالات با آب‌های سطحی بوده است. درجه حرارت‌های پایین‌تر از 220 درجه سانتی‌گراد در سیالات درگیر می‌تواند ناشی از گردن کشیدگی باشد. عمق تشکیل رگه‌ها توسط شوری سیال، دما و فشار کنترل شده و برابر با، 400-900 متر است. نمودارهای عنکبوتی در نمونه‌های غیردگرسان بیانگر غنی‌شدگی از عناصر کمیاب سبک نسبت به عناصر کمیاب سنگین است. دگرسانی تورمالینی دارای الگوی REE مسطح بوده، غنی‌شدگی چندانی نشان نمی‌دهد اما در دگرسانی سیلیسی تهی‌شدگی از عناصر کمیاب سبک و غنی‌شدگی از عناصر کمیاب سنگین قابل ملاحظه بوده، عناصر کمیاب سنگین دچار تفریق زیادی نشده‌اند. 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The study of fluid inclusion and mineralogy in the hydrothermal alterations of Astaneh granitoids (Sanandaj_Sirjan zone)

نویسندگان [English]

  • Rahimeh Miekaily 1
  • Moussa Kalimi Noghreyan 1
  • Mohammad Ali Makki zadeh 1
  • Batoul Taghipour 2
  • Zahra Tahmasbi 1
چکیده [English]

The middle-Jurassic Astaneh granitoid body is composed of mainly of granodiorite. From the ancient time, Au mineralization and prospecting site have been known. The Astaneh granitoid have been altered in some parts and phyllic and silicaceous alterations can be recognized in some areas, especially in Shir Mazd Mountain which is vast area. Other alteration zones are: propylitic, chloritic, argillic, tourmalinzation, sodic metasomatism and spinel - phlogopite. The most widespread alteration zones are phyllic (quartz- sericite) and propylitic. There are two types of fluid inclusions in the quartz veins. On the bases of hydrothermometry study, the thermal phase of hydrothermal is from 337-341°C to 350-355°C. The density of fluid inclusions is low to intermediate (10-17 percent NaCl) while there is no daughter crystal. Temperature decrease and density of fluid inclusions are the result from mixing of magmatic with meteoric waters. The necking down of fluid inclusion is in consequence of temperature lower than 220°C. The depth of vein was controlled by dense fluid, temperature and pressure, also mineralization occurs in the depth 400-900 meter. The spider diagram show enrichment of LREEs in contrast to HREEs in unaltered samples with lack of HREEs differentiation. Tourmaline alteration displays a flat REE pattern and does not show enrichment but silicaceous alteration shows depletion of LREEs and enrichment of HREEs.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Astaneh
  • Propylitic
  • Hydrothermal alteration
  • Meteoric water
  • Fluid inclusion
  • Phyllic

مقدمه

توده نفوذی آستانه در جنوب غرب شهرستان اراک، و در طول جغرافیایی ²33¢ 17° 49 تا ¢22 °49 شرقی و عرض جغرافیایی ²30 ¢46 °33 و ¢54° 33 شمالی قرار گرفته است. این توده از سه واحد اصلی تشکیل شده و اصلی‌ترین واحد در منطقه، واحد گرانودیوریتی است. توده گرانیتوییدی در برخی مناطق، از جمله در کوه شیرمزد دچار دگرسانی شده است که در مقایسه با سایر بخش‌ها از گسترش قابل توجهی بر خوردار است. اولین مطالعه در منطقه توسط رادفر (1366) صورت گرفته است. ابن‌یعقوب (1374) از دیدگاه زمین‌شناسی اقتصادی توده مزبور را مورد مطالعه کرده است. در مطالعات جدید انجام گرفته، رشید مقدم (1386) دگرگونی‌های منطقه آستانه را بررسی نموده و افشونی (1386) به بررسی تغییرات جرمی دگرسانی‌های موجود در منطقه آستانه پرداخته است. در این پژوهش به مطالعات کانی‌شناسی و شناسایی زون‌های دگرسانی، دماسنجی سیالات درگیر و تعیین سیستم کانه‌زایی و در نهایت، به بررسی تغییرات ژئوشیمیایی گرانیتویید آستانه پرداخته می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

در این پژوهش به‌منظور کانی‌شناسی زون‌های دگرسانی از میکروسکوپ پلاریزان BX-60Olympus و در ادامه به‌منظور تایید کانی‌شناسی، از آنالیز XRD که در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه اصفهان صورت گرفته، استفاده شده است. نتایج حاصل از دو مرحله فوق با کارهای صحرایی و مشاهدات انجام گرفته در روی زمین برای تشخیص زون‌های دگرسانی تلفیق شده و جمع بندی از کارهای فوق به عمل آمده است. به منظور تعیین ارتباط کانه‌زایی با دگرسانی، مطالعات دماسنجی و شوری توسط میز سرمایی ( (LNP-گرمایی (Lincam) در گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان صورت گرفت. همچنین آنالیز میکروپروب برای تشخیص کانی‌شناسی نمونه‌های دگرسان در دانشگاه Huelva اسپانیا صورت پذیرفته است. شایان ذکر است که آنالیز شیمی سنگ در آزمایشگاه ALS Chemex کانادا صورت گرفته و برای ترسیم نمودارها از نرم افزارهایMicrosoft office excel (2007)،‌ ‌Minpet و Newpet استفاده شده و مورد پردازش قرار گرفته است.

 

پتروگرافی دگرسانی گرمابی

توده گرانیتوییدی آستانه در زون سنندج – سیرجان واقع شده (درویش‌زاده، 1382) و با نفوذ در شیل‌ها و ماسه سنگ‌های تریاس فوقانی- ژوراسیک باعث ایجاد هورنفلس در حاشیه توده شده است (شکل 1). این توده از سه واحد اصلی گرانیت، گرانودیوریت و کوارتز مونزودیوریت تشکیل شده است (شکل 1)‌ (احمدی‌خلجی و همکاران، 1386؛ Ahmadi Khalaji et al., 2007). واحد گرانودیوریتی با گستردگی بیشتر و به‌صورت تپه‌های فرسوده کم ارتفاع و پراکنده دیده می‌شود. به‌طور کلی، توده گرانیتوییدی غیر دگرسان دارای بافت گرانولار بوده، در برخی موارد بافت پورفیرویید نیز در آن به چشم می‌خورد. کانی‌شناسی توده گرانیتوییدی به شرح زیر است: کوارتز، پلاژیوکلاز (اغلب شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار)، فلدسپار پتاسیم، بیوتیت و آمفیبول، آپاتیت، اسفن و کانی‌های کدر جزء کانی‌های فرعی به‌شمار می‌آیند.

دگرسانی فیلیک: کوارتز، سریسیت و پیریت جزو کانی‌های شاخص این زون هستند (کریم‌پور و سعادت، 1384)، اسفن و آپاتیت از کانی‌های فرعی این زون دگرسانی هستند. نحوة تشکیل این زون به این صورت است که سنگ‌های آذرین، به‌ویژه نوع غنی از آلومینیوم و سنگ‌های رسوبی نظیر شیل و مارن در صورتی که تحت تاثیر محلول‌های اسیدی هیدرولیز شوند، کاتیون‌های Mg، Na، Ca، K و Fe آنها توسط محلول حمل شده، سریسیت، کائولین، کوارتز و پیریت تشکیل می‌شوند (Pirajno, 1992).

 

 

 

 

 

 

شکل 1- نقشه ساده شده زمین‌شناسی منطقه بر گرفته از نقشة 1:250000 خرم‌آباد (احمدی خلجی و همکاران، 1385)

 

 

شکل 2- A) سیلیسی شدن فراگیر،‌ B) هم‌رشدی کوارتز با اپیدوت (, XPL40x)، C) تشکیل سریسیت در طی دگرسانی فیلیک، D) تجزیه بیوتیت و تشکیل کلریت به‌همراه کوارتز

 

 

 

نتایج مطالعات مینرالوگرافی بر روی رگه‌های کوارتز-سولفید همراه با دگرسانی فیلیک، بیانگر حضور کانی‌های پیریت، کالکوپیریت، گوئتیت، هماتیت، اسپکولاریت است. شایان ذکر است که در مقاطع تهیه شده کانی طلا به‌صورت آزاد مشاهده نشد، ولی نتایج مطالعات پیشین حاکی از حضور ppm2/3 طلا در رگه‌های کوارتز سولفید است (افشونی، 1386)، ولی در نمونه‌های سالم چنین عیاری مشاهده نمی‌شود. به نظر می‌رسد که تشکیل طلا در این رگه‌ها وابسته به فرایند دگرسانی باشد و طلا به‌صورت آزاد وجود نداشته، به شکل درگیر در شبکه کانی‌های سریسیت و پیریت حضور دارد (هاشمی، 1380). گاهی طلا به‌صورت نامنظم در گوئتیت تمرکز یافته است (هاشمی،1380) که حاصل از اکسیداسیون کالکوپیریت در زون‌های گوسانی است (Juliani et al., 2002; Sorby, 1980). تشکیل سریسیت را می‌توان به‌صورت زیر در نظر گرفت (Montoya and Hemley, 1975):

An(CaAl2Si2O8) + Chl + H2O ↔ Sericite (KAl2AlSi3O10) + SiO2 + Ca2+ + Na+

Kfs + 2H (aq) ↔ Sericite +2K (aq) + 6SiO2

سیلیس آزاد شده از واکنش‌های فوق احتمالا عامل دگرسانی سیلیسی در بخش‌های دیگرسامانه گرمابی شده است. دگرسانی پروپیلتیک: اپیدوت، کلریت، آلبیت، پرهنیت و کوارتز به همراه پیریت و کلسیت از کانی‌های متشکله این زون دگرسانی هستند. اپیدوت کانی غالب بوده، به شکل‌های متعدد از جمله درشت، پراکنده و رگه‌ای مشاهده می‌شود . کانی اپیدوت از دگرسانی بیوتیت، پلاژیوکلاز و آمفیبول در طی سوسوریتی شدن تشکیل شده است (شکل 3- B). همیافتی این کانی به‌صورت رگه‌ای با کانی کوارتز به تشکیل بافت شانه‌ای منجر شده است (comb texture) (شکل 3- A). کانی پیریت نیز بر اثر شرایط اکسیداسیون حاکم در طی فرایند دگرسانی به گوئتیت و کالکوپیریت دگرسان شده که نتایج آنالیز XRD این موضوع را تایید می‌کند. اسفن از دیگر کانی‌های موجود است که این نوع دگرسانی را همراهی می‌کند. با توجه به شکل‌های موجود در کانی اسفن به نظر می‌رسد که تاخیری‌تر از اپیدوت باشد. در این دگرسانی دو نوع کلریت قابل تفکیک هستند: کلریت‌های نوع اول در فضاهای خالی رشد نیمه شعاعی پیدا کرده‌اند (open space filling) و به شکل‌های کروی دیده می‌شوند و نوع دوم شامل کلریت‌هایی است که ناشی از دگرسانی و جانشینی کانی‌های اولیه از جمله بیوتیت و ترمولیت بوده، دارای شکل‌های رشته‌ای هستند )شکل‌های 3- D و 3- C).

دگرسانی‌های سیلیسی، کلریتی و آلبیتی از دیگر دگرسانی‌های موجود در منطقه آستانه هستند که موقعیت تقریبی دگرسانی‌های مذکور بر روی تصویر ماهواره‌ای بر گرفته از Google Earth نشان داده شده است (شکل 4). در طی دگرسانی سیلیسی کوارتز به‌صورت تاخیری و از انحلال کانی‌های اولیه تشکیل شده، همچنین تشکیل رگه‌های سیلیسی مینرالیزه شده همزمان با دگرسانی فیلیک رخ داده است (شکل 2- A). در طی متاسوماتیسم انتشاری سیلیس (Pervasive) آثار ضعیفی از بازمانده‌های پلاژیوکلاز در کوارتز به شکل بافت شبحی (Gohst texture) به چشم می‌خورد (شکل 2- B). این دگرسانی به شکل توده‌های غنی از کوارتز بلورین در دو برجستگی (Silica Cap) نیز رخنمون دارد که در این واحدها کانه‌زایی صورت نگرفته است. گسترش فرایند دگرسانی سیلیسی در منطقه به حدی بوده که به جانشینی سیلیس در سنگ‌های دگرگونی نیز منجر شده است.

 

 

 

شکل 3- A) همرشدی‍‍ کانی‍‍ کوارتز-تورمالین و تشکیل بافت گرافیک، B) تشکیل اپیدوت از دگرسانی کانی پلاژیوکلاز و کلریت از تجزیه کانی بیوتیت (XPL, x100)، C) تشکیل کلریت به‌صورت پر کننده فضای خالی (XPL, x100)، D) تشکیل کلریت در طی دگرسانی کانی بیوتیت به‌همراه تجمع کانی‌های کدر در امتداد رخ‌های کانی بیوتیت (XPL, x100)

 

 

شکل 4- محل تقریبی دگرسانی‌های موجود در منطقه بر اساس تصاویر ماهواره ای

 

 

دگرسانی آلبیتی به سدیم متاسوماتیزم نیز معروف بوده، اغلب به‌علت اضافه شدن سدیم از طریق محلول‌های ماگمایی یا گرمابی ایجاد می‌شود. دگرسانی آلبیتی رخ داده در منطقه باعث تشکیل آلبیت‌های متاسوماتیکی شده (Bolvais et al., 2007) که دارای بافت ویژه صفحه شطرنجی هستند (chessboard albite)، کلریت و کوارتز از دیگر کانی‌های این زون دگرسانی هستند.

به‌طور کلی، دگرسانی آلبیتی توسط محلول‌های دما بالا، pH‌های طبیعی و اکتیویته بالای Na+ به همراه غلظت بالای کلر و در یک محدودة دمایی 150-300 درجه سانتی‌گراد صورت می‌گیرد (Brown and Lawless, 2001).

دگرسانی تورمالینی یا متاسوماتیسم بر، مربوط به مراحل انتهایی بوده، تحت تاثیر گازهای داغ حاوی بر در مرحله پنوماتولیک و همچنین در طی دگرسانی سنگ‌های آذرین تشکیل می‌شود (Bone, 1988). در طی دگرسانی و همزمان با غنی‌شدگی بر، تورمالین به‌صورت جانشینی جایگزین کانی‌های پلاژیوکلاز و کلریت شده، سیلیس بر جای مانده در طی جانشینی پلاژیوکلاز توسط تورمالین، به تشکیل همزمان کوارتز با تورمالین منجر شده و به تشکیل بافت شبه گرافیکی بین تورمالین و کوارتز انجامیده است (شکل 3- A). در طی پیشرفت فرایند دگرسانی، تورمالین حتی جانشین سریسیت‌های ناشی از دگرسانی پلاژیوکلاز نیز شده است.

دگرسانی فلوگوپیت – اسپینل: این نوع دگرسانی که برای نخستین بار در منطقه گزارش می‌شود و در بخش جنوب غرب توده گرانودیوریتی شیرمزد رخنمون داشته و از پاراژنز کانیایی زیر برخوردار است: فلوگوپیت، اسپینل، کلریت، ترمولیت-اکتینولیت و آلبیت. طبق آنالیز XRD کلریت‌های موجود از نوع کیلنوکلر و میکاها از نوع فلوگوپیت هستند. کانی اسپینل در مرحله انتهایی و پس از تشکیل کانی‌های ترمولیت-اکتینولیت ایجاد شده است و بیانگر تشکیل این کانی در طی دگرسانی است. کانی اسپینل موجود در مقاطع شکل دار نبوده، از دگرسانی کانی فلوگوپیت تشکیل شده و در امتداد رخ‌های فلوگوپیت نفوذ نموده است (شکل 5- B). به نظر می‌رسد که هضم محلی سنگ‌های کربناته دولومیتی توسط توده گرانودیوریتی به متاسوماتیسم پتاسیم و تشکیل فلوگوپیت و در نهایت تشکیل اسپینل منجر شده است ( شکل 5- A).

 

 

 

شکل 5- A) تشکیل اسپینل بر اثر وارد شدن قطعة کربناته به درون توده نفوذی، B) دگرسانی‍‍ فلوگوپیت و تشکیل اسپینل به‌همراه کلریت

 

 

دگرسانی آرژیلیک: این دگرسانی در شرایط اسیدی و در سنگ‌های غنی از آلومینیوم صورت می‌گیرد. در طی دگرسانی، پلاژیوکلاز به‌طور کامل اما فلدسپار پتاسیم به مقدار جزئی دگرسان می‌شوند (Pirajno, 1992). کائولینیت، کوارتز، کلریت، ایلیت و پیریت مجموعه کانی‌های تشکیل دهنده این زون دگرسانی هستند (شکل 6). دگرسانی آرژیلیک به‌صورت انتخابی رخ‌ داده و فلدسپار آلکالن به‌صورت انتخابی توسط کانی‌های رسی ایلیت و کائولینیت جایگزین شده است. حضور ایلیت در طی دگرسانی بیانگر محلول‌هایی با نسبت بالای K+\H+ است (Lickfold et al., 2003). طبق مطالعات پتروگرافی هیچ شاهد کانی شناختی مبنی بر رخداد دگرسانی آرژیلیک پیشرفته در منطقه وجود ندارد.

 

 

شکل 6- دگرسانی کانی‍‍‌های فلدسپار به کانی‌های رسی (ایلیت و کائولینیت)

 

شیمی کانی

شیمی کانی اسفن: اسفن فاز کانیایی معمول در اغلب سنگ‌های آذرین اسید تا حدواسط و سنگ‌های پلوتونیک آلکالن است و در سنگ‌های مختلف به عنوان یک کانی فرعی حضور داشته، اغلب به‌صورت پراکنده و نیمه شکل‌دار مشاهده می‌شود . اسفن‌های ثانویه تحت تاثیر محلول‌های هیدروترمال تشکیل و غالباً به رنگ قهوه‌ای قابل یافت هستند.

کانی اسفن دارای‍‍ فرمول ساختمانی CaTiSiO5 بوده، ولی ترکیب شیمیایی آن با ترکیب ایده‌آل متفاوت است و توسط پارامترهای وسیعی، از قبیل فشار، دما، فوگاسیته اکسیژن و فوگاسیته آب کنترل می‌شود (Frost et al., 2000; Harlov et al., 2006). کلس‍ی‍م موجود در ساختار اسفن می‌تواند توسط Sr، Ba، ‌Th و ‌REE جایگزین شود. نظر به این که تشخیص اسفن‌های ماگمایی از اسفن‌های دگرسانی در پاره‌ای از موارد مورد تردید است، لذا با توجه به میزان عناصر Fe، Alموجود که جایگزین کلسیم و تیتان می‌شود، می‌توان ﻣﻨﺸﺄ اسفن، یعنی آذرین یا دگرسانی بودن آن را مشخص نمود (شکل 7). لذا فرمول ساختاری اسفن بر اساس 5 اکسیژن و 3 کاتیون محاسبه و نتایج در جدول‌ 1 آورده شده است.

 

جدول 1- نتایج حاصل از آنالیز کانی اسفن و محاسبه فرمول ساختاری کانی اسفن بر اساس 5 اتم اکسیژن و 3 کاتیون

Sample

S-1

S-2

S-3

SiO2

52/30

36/30

81/30

TiO2

67/34

16/35

92/32

Al2O3

72/2

51/2

11/4

FeO

46/0

07/0

00/0

MnO

00/0

01/0

8/0

MgO

00/0

00/0

01/0

CaO

6/28

8/28

9/28

Na2O

00/0

00/0

02/0

K2O

00/0

00/0

01/0

P2O5

01/0

02/0

02/0

Total

08/97

92/96

63/97

Si

02/1

02/1

03/1

Ti

87/0

88/0

82/0

Al

11/0

09/0

16/0

Fe2+

01/0

00/0

02/0

Mn

00/0

00/0

00/0

Mg

00/0

00/0

00/0

Ca

03/1

03/1

03/1

Na

00/0

00/0

00/0

K

00/0

00/0

00/0

P

00/0

00/0

00/0

Sum_cat

048/3

043/3

067/3

بر اساس نتایج حاصل از نمودار آلومنیوم در برابر آهن، اسفن‌های موجود اولیه نبوده و در طی دگرسانی فیلیک و در هنگام دگرسان شدن کانی‌های فلدسپار و بیوتیت تشکیل شده‌اند (Kowallis et al., 1997).

 

 

شکل 7- بر اساس فاکتورهای‍‍ Al و Fe اسفن‌های موجود در دگرسانی فیلیک ناشی از دگرگونی (دگرسانی) هستند.

 

تشک‍ی‍‍ل اسفن در محیط دگرسانی بیانگر فعالیت بالای یون H+ و یون سولفات در محیط به منظور دگرسانی سنگ اولیه و ساخت اسفن است. پارامتر XAl= Al/Al+Ti نشان‌دهندة کانی ﻣﻨﺸﺄ و سازنده اسفن در طی دگرسانی است، این نسبت در اسفن‌های آنالیز شده برابر با: 1/0 - 16/0 بوده و بیانگر این است که کانی اسفن از دگرسانی کانی بیوتیت در دماهای پایین تشکیل شده است، لذا تشکیل اسفن و اپیدوت در دمای‍‍ 340 درجه سانتی‌گراد و بر طبق واکنش زیر است (Mohammad and Maekawa, 2008):

1Bio+0.21An+1.64H2O+0.5O2=0.46Chl+0.11Ti+0.1Ep+0.56Mus

 

شیمی کانی اپیدوت: اپیدوت در توده گرانیتوییدی به عنوان یک کانی ثانویه بوده و دارای فرمول عمومی Ca2Al2Fe3+[Si2O7][SiO4](O,OH) است. این کانی دارای ساختار منوکیلینیک بوده و از زنجیره های TO4 و T2O7 تشک‍یل شده است. فوگاس‍یته اکسیژن در طی فرایند دگرگونی با تشکیل اسفن مرتبط است، ولی در فوگاسیته بالا Fe جایگزین Ti می‌شود و باعث تشکیل اپیدوت می‌شود. اپ‍یدوت غنی از اکسیژن پیستاشیت نام دارد و نمایانگر فوگاسیته بالای اکسیژن است، در دمای پایین Fe+3در سایت اکتاهدرال کانی اپیدوت قرار می‌گیرد. اپیدوت یک کانی شاخص در دگرسانی پروپیلیتیک موجود در منطقه است و روابط بافتی حاکی از تشکیل این کانی در طی سوسوریتی شدن پلاژیوکلازهاست. افزایش سیال به همراه افزایش فعالیت CO2 در طی فرایند هیدروترمال به تشکیل دگرسانی پروپیلیتیک با کانی‌شناسی اپیدوت،کوارتز، کلریت، اسفن، پیریت و پرهنیت منجر شده است. اپیدوت و کلینوزوئیزیت از کانی‌های معمول در دگرسانی‌ها و دگرگونی‌های درجه پایین تا متوسط هستند. کان‍ی مناسب برای تشکیل اپیدوت پلاژیوکلازهای بازیک بوده، در طی عملکرد محلول‌های هیدوترمال پلاژیوکلازهای غنی از کلسیم تبدیل به آلبیت شده و کلسیم آزاد شده در ساخت اپیدوت استفاده شده است. فرمول ساختاری کانی‍‍ اپیدوت بر اساس 5/12 اکسیژن و 8 کاتیون محاسبه شده و نتایج مربوطه در جدول 2 آورده شده است.

 

جدول 2- نتایج حاصل از آنالیز کانی‌های اپیدوت و محاسبه فرمول ساختاری برای کانی اپیدوت بر اساس 5/12 اکسیژن

Sample

E-1

E-2

E-3

E-4

SiO2

87/37

80/37

47/37

79/37

Al2O3

77/23

30/23

46/22

09/23

Cr2O3

00/0

00/0

00/0

00/0

Fe2O3

95/10

37/11

60/12

91/11

MgO

01/0

00/0

00/0

00/0

CaO

30/23

34/23

09/23

27/23

Total

90/95

94/95

69/95

04/96

Si

05/3

05/3

04/3

05/3

AlIV

25/2

02/2

15/2

19/2

AlVI

00/0

00/0

00/0

00/0

Fe3+

66/0

69/0

77/0

72/0

Mg

001/0

00/0

00/0

00/0

Ca

01/2

02/2

01/2

01/2

Sum_cat

98/7

99/7

98/7

89/7

کان‍ی اپیدوت می‌تواند در طی فرایندهای اولیه و همچنین بر اثر عملکرد فرایندهای ثانویه، از جمله فرایندهای پست ماگمات‍ی‍سم تشک‍ی‍‍ل شود.پارامتر اصلی برای تعیین ﻣﻨﺸﺄ کانی اپیدوت میزان Fe3+ است، با در نظر گرفتن م‍ی‍‍زان Fe3+موجود در کانی اپیدوت می‌توان درصد پیستاشیت را محاسبه نمود (شکل 8):

PS=100* Fe3+/(Fe3+ +Al)

با توجه به اینکه درصد پیستاشیت به دست آمده برای اپیدوت‌های منطقه 8/22-54/26 درصد است، لذا کانی اپ‍ی‍‍دوت در دگرسانی پروپیلیتیک از سوسوریتی شدن پلاژیوکلازها تشکیل شده است.

 

 

شکل 8- نمودار تعیین ﻣﻨﺸﺄ اپیدوت بر اساس میزان پیستاشیت، که بر این اساس نمونه‌ها ناشی از سوسوریتی شدن پلاژیوکلاز‌ها هستند (مظاهری، 1378).

 

مطالعه سیالات درگیر

یکی از راه‌های مطالعة ﻣﻨﺸﺄ و دمای کانه‌زایی مطالعه سیالات درگیر است (Sorby, 1980). فرایند کانی سازی توسط عواملی از قبیل حرارت، فشار، pH و عملکرد آب‌های جوی کنترل می‌شود (Pirajno, 1992). سیالات درگیر از فازهای جامد، مایع و گاز تشکیل می‌شوند. مطالعات صورت گرفته بر روی مقاطع تهیه شده بیانگر حضور دو فاز مایع و گاز بوده، فاز جامد تنها در چند مورد به‌صورت اسیر شده حضور دارد (مر و همکاران، 1378). نتایج حاصل از مطالعات مورفولوژیک بر روی نمونه‌های تهیه شده از رگه‌های کوارتز-تورمالین، رگه‌های کوارتز شیری تا شفاف و رگه‌های کوارتز-سولفید، عبارت است از:

1- سیالات درگیر با شوری متوسط، که اغلب دارای دو فاز مایع و گاز با درصد حجمی در حدود 10 تا40 هستند؛‌ 2- سیالات درگیر با چگالی پایین: این سیال‌ها دو فازی بوده، فاز گاز بیشتر از 60 درصد حجمی را سیال را تشکیل می‌دهد؛ 3- سیالات درگیر سه فازه با دو فاز مایع و یک فاز بخار (CO2).

بر اساس تقسیم بندی زمانی سیالات درگیر، هر سه نوع سیال اولیه، ثانویه و ثانویة کاذب در نمونه‌های مطالعه شده حضور دارند. سیالات درگیر مطالعه شده دارای اندازه‌ای از 3 تا 30 میکرون هستند (شکل‌های 10 و 11).

 

 

شکل 10- نمای شماتیک از سیالات درگیر

 

 

شکل 11- تصویرهای میکروسکوپی سیالات درگیر، الف) گردن‌کشیدگی (Necking down)، ب) دو فاز مایع و گاز، ج) دو فاز مایع، د) دو فازه مایع و گاز که فاز گاز از درصد حجمی بالایی برخوردار است.

 

در طی دماسنجی بسته به فراوانی هر یک از فازها، همگن شدن می‌تواند نسبت به فاز غالب صورت بگیرد. در نتیجه، بر اساس چگالی سیال درگیر و حجم مایع سه نوع همگن شدن تشخیص داده شد:

الف- مایع بخش اعظم سیال را تشکیل می‌دهد (50 درصد سیال) و حباب گاز قابل توجه نبوده، طی فرآیند همگن شدن، به مایع همگن شده است. این گروه دارای حرارت 350-200 درجه سانتی‌گراد هستند و اکثر نمونه‌ها در این گروه جای گرفته‌اند؛

ب- حباب گاز بزرگ‌تر بوده و مایع حجم کمی از سیال را تشکیل داده است (کمتر از 25 درصد حجم سیال)، این گروه به گاز همگن شده، دارای محدوده حرارتی 337 تا 350 درجه سانتی‌گراد هستند؛

ج- در این گروه هر دو فاز مایع و گاز حضور داشته و هنگام حرارت دهی در نقطه بحرانی، مرز هر دو فاز از بین رفته، با هم مخلوط شدند (شرایط پنوماتولیک). دمای این گروه 337-350 درجه سانتی‌گراد و حتی دماهای بالاتر است (شکل 9).

 

شکل 9- نمودار فراوانی دماسنجی سیالات درگیر

 

از لحاظ شکل، س‍یالات درگیر منطقه اغلب نا منظم بوده، علاوه بر این اشکال نامنظم، سیال‌هایی با اشکال کش‍یده و کروی نیز قابل مشاهده‌اند. نبود شکل خاص در م‍یانبارها می‌تواند نشان‌دهندة این باشد که فضاهای بین سطوح بلوری که باعث به تله افتادن میانبارها شده‌اند، دارای شکل مشخصی نبوده‌اند. شکل‌های کش‍یده ایجاد شده در برخی از میانبارهای سیال ناشی از عملکرد فشار، به‌ویژه کشش بر منطقه در طی تشکیل آنهاست و عملکرد فعالیت‌های تکتونیکی به تشکیل میانبارهای ثانویه منجر شده است.

 

روش انجماد

به‌طور کل‍ی، انجماد به فرایندی گفته می‌شود که در طی آن یک میانبار به زیر دمای اتاق سرد می‌شود تا جایی که تغییر فاز از مایع به جامد مشاهده می‌شود. نتایج به دست آمده از انجماد زیاد است، اما اساساً عبارت است از: تعیین ترک‍یب و چگالی سیال. برای سیستم‌های آبگین آب و نمک، مطالعات انجماد بهترین روش برای تعیین شوری میانبارهای آبگین است، زیرا کاهش نقطه انجماد آب خالص دارای رابطه‌ای مستقیم با نمک موجود در محلول است، این امر با اندازه‌گیری دمای ذوب نهایی یخ در هنگام حرارت دادن مجدد میانبارهایی که قبلاً منجمد شده‌اند، قابل حصول است. به‌دلیل دشواری تشخیص نوع نمک در میانبار، معمولاً دمای ذوب یخ را به‌صورت معادل وزنی نمک طعام گزارش می‌کنند. در مورد سیالات درگیر مورد مطالعه، به‌علت عدم حضور بلور نمک به‌صورت فاز جامد نمی‌توان از دمای انحلال فاز جامد به منظور تع‍ی‍ین شوری استفاده نمود؛ لذا از معادله زیر که برای سیستم‌های دو فازه فاقد بلور نمک ارائه شده، استفاده شده است (Hall et al., 1988):

Salinity (Wt0/0)= 1.76958 – 4.2384* 102θ2+5.3*10-4 θ3+0.28

در رابطه مذکور θ دمای ذوب آخرین تکه یخ پس از انجماد سیال درگیر است. با توجه به فرمول ارائه شده س‍یالات موجود در نمونه‌های مورد مطالعه دارای شوری بین 10-17 درصد وزنی معادل نمک طعام هستند که حاک‍ی از شوری پایین تا متوسط است. نبود فاز دختر در این سیالات نیز تاکیدی بر شوری متوسط تا پایین است (Roedder, 1984) و می‌تواند ناشی از اختلاط با آب‌های جوی باشد (Barnes, 1979).

گردن‌کشیدگی سیالات درگیر و دماهای متفاوت همگن شدن از دیگر دلایل نبود فاز نوزاد است (شکل 8) (Takenouchi, 1980). وجود سیال درگیر با دو فاز مایع و گاز که در یکی فاز مایع غالب بوده و در دیگری فاز گاز با چگالی متفاوت، می‌تواند بیانگر فاز جوشش باشد. با افزایش عمق رگه‌های کوارتزی از میزان سیالات درگیر در حال جوشش کاسته می‌شود.

با استفاده از نمودار درجه حرارت جوشش و منحنی‌های فشار می‌توان عمق را محاسبه نمود. بنابراین، عمق به‌دست آمده را می‌توان 400 تا 900 متر برآورد نمود (Cunningham, 1978) (شکل 12). میزان فشار بخار نیز برای سیالات درگیر 50-100 اتمسفر است (شکل 12). با توجه به دو پارامتر شوری و دمای همگن شدن که از طریق سیالات درگیر حاصل می‌شود، می‌توان ارتباط بین س‍یالات درگیر و ﻣﻨﺸﺄ کانه‌زایی را در رگه‌های کوارتز-سولفید مشخص نمود.

 

 

 

 

شکل 12- الف) نمودار تعیین عمق بر حسب دمای همگن شدن (Cunningham, 1978)، ب) تعیین فشار بخار بر اساس دمای همگن شدن و میزان شوری

براساس نمودار ارائه شده بر پایه شوری و دمای همگن شدن که انواع س‍یستم‌های کانه‌زایی را از هم تفکیک نموده است، نمونه‌های بررسی شده از لحاظ دمایی و شوری در محدوده اپی‌ترمال قرار می‌گیرند (Wilkinson, 2001) (شکل 13).

در نهایت، بر اساس دماهای محاسبه شده منطقی به‌نظر می‌رسد که سیالات هیدروترمال با شوری کم و دمای همگن شدن میانگین 300 درجه سانتی‌گراد را ﻣﺴﺆول کانه‌زایی در منطقه آستانه اراک دانست. دامنه دمای همگن شدن و درجه شوری حاکی از این است که ﻣﻨﺸﺄ سیالات آب‌های ماگمایی-گرمابی بوده که توسط س‍یالات جوی رقیق‌ شده است.

 

 

شکل 13- نمودار تعیین تیپ کانه‌زایی بر اساس شوری و دمای همگن شدن (Wilkinson, 2001).

 

ژئوشیمی

برای تعیین فرایندهای ژئوشیمیایی خاص و شناسایی ﻣﻨﺸﺄ از عناصر کمیاب استفاده شد (جدول 3). نسبت این عناصر در طی دگرگونی و دگرسانی تغییر نمی‌کند. این عناصر به‌دلیل کاهش یکنواخت اندازه یونی با افزایش عدد اتمی، دارای اختلاف کوچکی در رفتارهای ژئوشیمیایی خود هستند و منجر می‌شود که توسط برخی فرایندهای زمین‌شناسی از یکدیگر تفکیک شوند (Rollinson, 1993) و به‌ این وسیله به ژنز مجموعه‌های سنگی و ماهیت فرایندهای زمین‌شناسی پی برد. مطابق نمودار A\CNK در برابرA\NK که در آن از نمونه‌های دگرسان نشده استفاده شده، تودة گرانیتوییدی مورد مطالعه از نوع I است و در محدوده متاآلومین تا کمی پر آلومین قرار می‌گیرد (Maniar and Picooli, 1989) (شکل 14- الف). بر اساس نمودار مثلثی AFM که در آن سری کالک‌آلکالن از سری تولئیتی جدا شده است، نمونه‌ها روند کالک‌آلکالن از خود نشان داده‌اند (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 14- ب).

به‌منظور بررسی رفتار عناصر در طی دگرسانی نمونه‌ها به کندریت و پوسته قاره‌ای به‌هنجار شده‌اند (Taylor and McLennan, 1985) و رفتار عناصر سبک و سنگین در طی دگرسانی بررسی شده است. روند کلیه نمودار‌ها بیانگر غنی‌شدگی از عناصر کمیاب سبک (LREE) نسبت به عناصر کمیاب سنگین (HREE) در نمونه‌های غیر دگرسان نسبت به دگرسان است و میزان غنی‌شدگی در نمونه‌های دگرسان کاهش یافته است و در کل عناصر کمیاب سنگین الگوی تفریق نیافته‌ای نشان می‌دهند. آنومالی منفی Eu که در این نمودارها مشاهده می‌شود، می‌تواند ناشی از تبلور تفریقی پلاژیوکلاز در طی تبلور ماگما باشد و تهی‌شدگی از Eu در دگرسانی پروپیلتیک کمتر از سایر دگرسانی‌هاست.

بر اساس نمودار‌های عنکبوتی آنومالی‌های منفی Ba، Sr و Rb مربوط به متحرک بودن این عناصر بوده، به تهی‌شدگی آن‌ها در طی دگرسانی منجر شده است (شکل 15- الف). غلظت Rb، Ba و Na توسط فلدسپار و غلظت Sr توسط پلاژیوکلاز و Cs توسط بیوتیت کنترل می‌شود و چون این کانی‌ها متحمل دگرسانی شده‌اند، از غلظت عناصر در آنها کاسته شده است.

در دگرسانی تورمالینی عناصر کمیاب سبک و سنگین الگوی نسبتاً تفریق نیافته‌ای نشان می‌دهند. دگرسانی سیلیسی روند تهی‌شدگی درخور توجهی از عناصر کمیاب سبک را نشان می‌دهد، ولی در مقابل تهی‌شدگی از عناصر کمیاب سنگین چندان شدید نیست (شکل 15- ب).

 

 

جدول 3- نتایج آنالیز شیمی سنگ کل (AS1، AS2 و AS= نمونه‌های سالم، ALS1،‌ ALS2 و ALS3 = نمونه‌های کمتر دگرسان، A-7 = دگرسانی تورمالینی، A-9 = دگرسانی پروپیلیتیک، B-10 = دگرسانی فیلیک، Q-1= دگرسانی سیلیسی، S-7 = نمونه نسبتاً سالم)

S-7

Q-1

B-10

A-9

A-7

AL3

  ALS2

ALS1

AS3

AS2

AS1

sample

10/63

00/97

40/72

70/63

70/72

94/67

37/80

76/72

76/74

76/67

57/69

SiO2

51/0

01/0

33/0

49/0

08/0

26/0

31/0

17/0

16/0

41/0

28/0

TiO2

00/16

17/0

25/15

75/15

25/14

40/17

36/9

54/14

12/12

04/15

99/14

Al2O3

38/3

44/0

34/1

01/3

57/0

33/1

42/0

63/1

21/1

96/1

96/1

Fe2O

25/2

-

44/0

89/0

00/2

57/0

32/1

46/0

79/1

19/1

29/1

30/1

FeO

44/2

06/3

41/2

36/3

36/2

75/2

28/2

06/3

90/2

45/5

FeOT

-

71/2

40/3

68/2

74/3

62/2

06/3

53/2

40/3

22/3

06/6

Fe2O3T

1/0

01/0

08/0

07/0

02/0

03/0

05/0

04/0

13/0

03/0

07/0

MnO

66/2

01/0

42/0

41/0

21/0

51/0

59/1

32/1

46/0

77/1

27/1

MgO

43/4

02/0

18/0

10/8

56/0

20/1

18/0

19/1

06/1

48/3

48/2

CaO

78/2

05/0

22/0

15/4

97/3

69/9

83/0

18/3

44/3

02/4

76/2

Na2O

49/2

01/0

02/4

33/0

94/4

43/0

45/2

02/43

22/4

85/2

23/4

K2O

12/0

01/0

06/0

11/0

35/0

13/0

06/0

15/0

15/0

11/0

23/4

P2O5

00/1

00/0

79/2

17/1

88/0

43/1

72/1

10/1

10/1

34/1

00/1

LOI

304

80/1

271

1/89

5/122

60/8

0/14

9/15

7/62

9/92

9/80

Ba

117

40/0

193

3/11

171

40/5

60/2

5/12

4/84

7/78

6/75

Rb

192

10/1

8/28

543

5/43

00/4

3/12

5/5

00/6

2/26

9/11

Sr

8/21

10/4

2/14

3/22

00/7

50/3

06/5

3/12

73/5

4/10

9/11

Y

50/0

05/0

55/10

68/9

16/3

7/16

2/20

8/16

60/5

90/7

5/16

Th

59

8

0/28

0/18

0/18

53/1

23/4

29/3

09/3

57/4

93/6

Ga

200

00/8

0/28

0/18

0/18

4/10

6/24

2/19

5/22

6/22

1/34

Zn

81/9

0/10

150

0/80

0/810

9/14

2/11

1/14

2/11

1/18

9/36

Cr

00/0

02/0

85/6

61/0

54/4

49/0

33/1

14/2

6/60

3/12

2/10

Cs

0/17

00/0

00/0

00/0

70/0

70/0

07/0

07/0

07/0

90/1

30/5

Sc

9/1

70/0

30/4

1/20

00/1

00/1

30/5

80/2

80/3

20/9

20/8

Co

1/21

05/0

4/2

2/4

8/1

8/1

0/3

9/1

3/2

3/1

7/1

U

8/43

50/0

0/18

2/24

10/5

0/15

60/8

70/6

10/7

6/18

2/17

La

9/4

20/1

7/32

3/48

7/10

00/4

3/16

2/20

5/17

0/37

4/36

Ce

4/18

6/0

3/3

5/5

2/1

4/0

7/1

1/2

0/2

0/4

9/3

Pr

1/4

60/0

2/11

5/20

40/4

57/1

20/5

41/7

11/7

1/14

4/13

Nd

-

3/0

3/2

5/4

4/1

5/0

0/1

8/1

9/1

8/2

8/2

Sm

-

15/0

20/0

40/0

08/0

43/1

07/0

10/0

20/0

10/0

20/0

Eu

84/0

04/0

52/0

93/0

29/0

07/0

90/0

90/1

60/1

70/2

70/2

Gd

7/0

07/0

3/0

7/0

3/0

8/0

1/0

3/0

2/0

3/0

4/0

Tb

91/3

58/0

34/2

93/3

50/1

10/0

83/0

11/2

32/1

01/2

29/2

Dy

8/0

1/0

5/0

8/0

2/0

8/0

2/0

4/0

2/0

4/0

4/0

Ho

41/2

47/0

57/1

5/2

5/0

2/0

8/0

3/1

6/0

0/1

2/1

Er

39/0

08/0

29/0

38/0

08/0

30/0

07/0

20/0

07/0

10/0

20/0

Tm

31/2

48/0

89/1

45/2

42/0

08/0

6/0

30/1

7/0

90/0

30/1

Yb

37/0

31/2

31/0

40/0

06/0

35/0

10/0

20/0

1/0

10/0

20/0

Lu

 

 

شکل 14- الف) نمودار A\NK در مقابل A\CNK برای تمایز ماگماهای پرآلومین، متاآلومین و پرآلکالن (Maniar and Piccoli, 1989)، ب) نمودار مثلثی AFM که در آن سری‌های کالک‌آلکالن از تولئیتی جدا شده‌اند (Irvine& Baragar, 1971).

 

   
   

شکل 15- نمودار‌های عنکبوتی و الگوی REE به‌هنجار شده به کندریت و میانگین پوسته قاره‌ای (Taylor and Mclennan, 1986)، که بر این اساس غنی‌شدگی از عناصر کمیاب خاکی در نمونه‌های کمتر دگرسان شده مشاهده می‌شود.

 

 

نتیجه‌گیری

توده گرانیتوییدی آستانه دارای ترکیب اصلی گرانودیوریتی است که عملکرد محلول‌های گرمابی، دگرسانی‌های اصلی، فیلیک، پروپیلتیک، سیلیسی،کلریتی و تورمالینی را ایجاد کرده است. دگرسانی‌های فیلیک و پروپیلتیک از گسترش قابل ملاحظه‌ای برخوردارند. بر اساس دیاگرام A\CNK در برابر A\NK گرانیت‌های منطقه از نوع I بوده، متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوم هستند و از یک ماگمای کالک‌آلکالن ﻣﻨﺸﺄ گرفته‌اند.

اسفن‌های موجود در زون دگرسانی فیلیک بر اساس Al و Fe جایگزین شده در ساختار این کانی ناشی از فرایند دگرسانی بوده‌اند. با توجه به مقدار پارامتر XAl در کانی اسفن (1/0 - 16/0)، این کانی از دگرسانی کانی بیوتیت در دماهای پایین تشکیل شده است. محاسبات درصد پ‍ی‍‍ستاش‍ی‍‍ت، بیانگر سوسوریتی شدن پلاژیوکلاز و تشکیل کانی اپیدوت در طی دگرسانی پروپیلیتیک است. بررسی سیالات در گیر حاصل از رگه‌های کوارتز، دمایی بین 341-337 و 355-350 درجة سانتی‌گراد را برای این سیالات تعیین نموده است. میزان شوری سیالات درگیر 10-17 در صد وزنی نمک بوده، بیانگر شوری پایین تا متوسط است که نبود بلور دختر نیز تاکیدی بر شوری پایین است. اغلب سیالات درگیر دو فازه بوده، همچنین وجود گردن‌کشیدگی و نبود فاز جامد به‌همراه حضور سیالات درگیر با دو فاز مایع و یک فاز بخار (CO2) با دمای همگن شدن 25 درجه سانتی‌گراد بیانگر رخداد فاز جوشش هستند. عمق رگه‌ها بر اساس دمای جوشش هنگام تشکیل 400-900 متر بوده است. مطالعات شوری و دمای هموژنیزاسیون بر روی رگه‌های کوارتز-سولفید نشانگر سیستم کانه‌زایی اپی‌ترمال است.

نمودارهای عنکبوتی غنی‌شدگی از عناصر کمیاب سبک را نسبت به عناصر کمیاب سنگین نشان می‌دهند و نمونه‌های سالم نسبت به نمونه‌های دگرسان از عناصر کمیاب سبک غنی‌تر هستند و دگرسانی باعث کاهش این نسبت در نمونه‌های دگرسان شده است. آنومالی منفی Eu در تمام نمونه‌ها مشاهده می‌شود که در دگرسانی پروپیلتیک کمتر از سایر نمونه‌هاست. دگرسانی تورمالینی دارای الگوی مسطح بوده و غنی‌شدگی قابل ملاحظه‌ای از عناصر را نشان نمی‌دهد، اما در دگرسانی سیلیسی تهی‌شدگی از عناصر سبک قابل ملاحظه است.

 

ابن‌یعقوب، ح. (1374) بررسی اقتصادی منطقه آستانه. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه آزاد اسلامی تهران‌، تهران.

احمدی‌خلجی، ا.، د. اسماعیلی و ولی زاده، م.، (1385) خاستگاه و ویژگی زمین‌ساختی توده گرانیتوییدی بروجرد. مجله علوم زمین، 60:‌ 32-46.

احمدی‌خلجی، ا.، م. ولی‌زاده و اسماعیلی د. (1386) پترولوژی و ژئوشیمی تودة گرانیتوییدی بروجرد. مجلة علوم دانشگاه تهران، 10:‌ 1-14.

آسیابانها، ع. (1374) بررسی میکروسکوپی سنگ‌های آذرین و دگرگونی. دانشگاه بین المللی امام (ره)،‌ تهران.

افشونی، ز. (1386) بررسی دگرسانی گرانیت آستانه. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران.

درویش‌زاده، ع. (1382)‌ زمین‌شناسی ایران. نشر امیر کبیر، تهران.

رادفر، ج. (1366) بررسی‌های زمین‌شناسی و پترولوژی سنگ‌های گرانیتوییدی ناحیه آستانه اراک. پایان‌نامة ارشد، دانشگاه تهران.

رشید مقدم، ن. (1386) پترولوژی و ژئوشیمی توده گرانیتوییدی آستانه و مطالعه دگرگونی مجاورتی. پایان‌نامة کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران.

کریم‌پور، م. و سعادت، س. (1384) زمین‌شناسی اقتصادی کاربردی. نشر مشهد،‌ مشهد.

مر، ف.، شاکرى، ع. و باباخانى، ع. ر. (1378) مطالعه سیالات درگیر و نقش آنها در تشکیل کانسار طلاى رگه‌اى در منطقه باغو (جنوب دامغان). ششمین همایش سالانه انجمن زمین شناسى ایران.

مظاهری. ا. (1378‌) اهمیت پیستاشیت در تشخیص نوع اپیدوت. ششمین همایش بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران. دانشگاه علم صنعت تهران، تهران.

هاشم‍ی، م. (1380)‌ نحوه کان‍ی سازی احتمالی طلا در توده آذرین آستانه اراک. پایان‌نامة کارشناسی ارشد،‌ دانشگاه ترب‍یت معلم، تهران.

Ahmadi Khalaji, A., Esmaeily, D., Valiezadeh, M. V., and Rahimpour, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Broujerd. Journal of Asian Sciences 29: 859- 877.

Barnes, H. L. (1979) Geochemistry if hydrothermal ore deposits. John Wiley& Sones.

Bolvais, P. H., Cornichet, J. and Ruffet, G. (2007) Cretaceous albitization and dequartization of Hercynian peraluminous granite in Salvezian massif. Lithos 89-104.

Bone. Y. (1988) The geological setting of tourmaline at Rum Jungle. Australia: Genetic and Economic implications. Mineral deposita 23: 34-41.

Brown, P. R. L and Lawless, J. V. (2001) Characteristic of hydrothermal eruptions. With examples from New Zealand and elsewhere. Earth Science review 199-331.

Chappell, B. and White, A. J. (1992) I and S - type granites in Lachlan fold belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh Earth Sciences 83: 1– 26.

Cunningham, C. (1978) Pressure gradients and boiling as mechanisms for localizing ore in porphyry system. Journal Research U. S. Survey 6: 745- 754.

Frost, B. R., Chamberlain, K. R. and Schumacher, J. C. (2000) Sphene phase relations and role as a geochronometer. Chemical Geology 172: 131-148.

Hall, D. L., Sterner, S. M. and Bodnar, R. J. (1988) Freezing point depression of NaCl-KCl-H2O solutions. Economic Geology 83: 197-202.

Harlov, D., Seifert, P., Nijland, W. and Forster, H. (2006) Formation of Al-rich titanite reaction rims on ilmenite in metamorphic rocks of fo2 and fH2O. Lithos 88: 72-84.

Irvine, T. N. and Baragar, R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-545.

Juliani, C., Ruffael, H., Jorge, S., and Carmenm, D. (2002) The Bathalaha Au- granite system Tapajo province, Amazon craton. Precambrian Research 119: 225- 256.

Kowallis, B. J., Christiansen, E. H. and Griffen, D. T. (1997) Composition variation in titanite. Geological Society of American Abstracts with programs 29-44.

Lickfold, V., Cooke, D. R., Smith, S. G. and Ullrich, T. D. (2003) Endeavour copper gold porphyry deposits, North parks. New south Walesi intrusive history and field evolution. Economic Geology 98: 1607-1636.

Maniar, P. D. and Picooli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of  American Bulletin 101: 635-643.

Mohammad, O. Y. and Maekawa, H. (2008) Origin of titanite in metarodingite from the Zagros thrust zone, Iraq. American mineralogist 93: 1133-1141.

Montoya, J.W. and Hemley, J. J. (1975) Relations and stabilities in alkali feldspar and mica alteration reactions. Economic Geology 70: 577-594.

Mori, Y., Nishiyama. T and Yanagi, T. (2003) Mass transfer path in alteration zones around carbonate veins in the Nishisonogi metamorphic rocks, southwest Japan. American Mineralogist 88: 611-623.

Pirajno, F. (1992) Hydrothermal mineral deposits. Springer Verlag.

Roedder, E. (1984) Fluid Inclusions, Reviews in mineralogy, Mineralogical Society of America.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. New York, John Wiely and Sons.

Sorby, H. C. (1980) On the microscopic structure of crystals indicating the origin of minerals and rocks, Journal of Geological Society, London.

Takenouchi, S. (1980) Preliminary studies of fluid inclusion of the Santo Tomas P (phliex) and Tapian (Marcopper) porphyry copper deposits in the Philippines. Mineralogy Special ISSUE 8: 140-151.

Taylor, S. R. and McLennan S.M. (1985) The continental crust composition and evolution: Blackwell, Oxford.

Wilkinson, J. J. (2001) Fluid inclusion in hydrothermal ore deposits. Lithos 55: 229-272.

Yang, X. M., Lentz, D., Thorn, K. G. (2008) Geochemical characteristics of gold related granitoids in south western New Brunswick, Canada. Lithos (in press).