Document Type : Original Article
Authors
1 PHD Student, Department of Geology, University of Hormozgan, Bandarabbas, Hormozgan, Iran
2 بندرعباس دانشگاه هرمزگان ک پ 3995
3 Professor, Department of Geology, University of Shahid Bahona Kerman, Kerman, Iran
4 4Assistant Professor, Department of Geology, University of Hormozgan, Bandarabbas, Hormozgan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
بلوک جوپار در 20 کیلومتری جنوب شهرستان کرمان، در بخش شمالی نقشة زمینشناسی 1:100000 راین و بخش جنوبی نقشة 1:100000 کرمان جای گرفته است. برپایة آنچه از روابط صحرایی و چینهشناسی در این نقشهها بهدست آمده است، سنگهای آتشفشانی بلوک جوپار به سن نئوژن هستند (Dimitrijevic et al., 1979). در ردهبندی پهنههای ساختاری، این منطقه بخشی از ایران مرکزی بهشمار میرود و در بخش جنوبی بلوک پشت بادام جای دارد (Aghanabati, 2006). در ترشیری، بیشتر بخشهای ایران (مگر کپهداغ و زاگرس) درگیر فعالیتهای شدید آتشفشانی و پلوتونیکی بوده است. اوج فرایندهای آتشفشانی در ائوسن و شدت پلوتونیسم در الیگوسن و میوسن بوده است (Moinevaziri,1998; Emami, 1981). دربارة جایگاه زمینساختی ماگماتیسم ترشیری ایران دو دیدگاه پیشنهاد شده است: دیدگاه نخست، ماگماتیسم ترشیری بهویژه در ائوسن پیامد پیدایش تیغههای حرارتی در زیر ورقة ایران میداند (مانند ماگماتیسم خاور آفریقا). به باور طرفداران این دیدگاه، در ترشیری یک مجموعه ریفت درون قارهای در حال پیدایش بوده است که در پی فازهای فشارشی پیرنئن و استیرین پیش از پیدایش اقیانوس بسته شدهاند (Emami, 1981; Sabzehei, 1974). در دیدگاه دوم، خاستگاه ماگماتیسم در ایران را فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی میدانند. پژوهشگران این دیدگاه بر این باور هستند که الگوهای فرورانشی نسبت به ریفتهای قارهای همخوانی بیشتری را دربارة ماگماتیسم ترشیری ایران نشان میدهند (Berberian and King, 1981). ازآنجاییکه بخش بزرگی از منطقة بررسیشده از واحدهای رسوبی است، تا کنون بررسی جامعی روی سنگهای آذرین این منطقه انجام نشده است. همچنین، بهعلت اهمیت ماگماتیسم در ایران مرکزی، در این پژوهش تلاش شده است به بررسی سنگنگاری و زمینشیمی سنگهای آذرین بلوک جوپار (که بخشی از ماگماتیسم ترشیری در ایران مرکزی هستند) پرداخته شود، تا جایگاه زمینساختی سنگهای آذرین این مجموعه دانسته شود. هدف دیگر این پژوهش، تصحیح نقشة 1:100000 راین است که در آن گستردگی سنگهای آذرین بیرونی (بهویژه بازالتها) بیشتر از آن چیزی است که در نقشة Dimitrijevic و همکاران (1979) رسم شده است. ازآنجاییکه بازالتهای جوپار جوان هستند و دچار دگرسانی و هوازدگی کمی شدهاند، پس بررسیهای زمینشیمیایی و تعیین سنگزایی در این منطقه با دقت بیشتری انجام میشود. از بررسیهایی که در صفحة راین انجام شده است، بررسی Biabangard و همکاران (2017) روی گرانیتوییدهای بخش شمالی راین است. نامبردگان جایگاه زمینساختی گرانیتوییدها و اسکارن آهن بخش شمالی راین که در سنگهای رسوبی کرتاسه نفوذ کردهاند و سن پالئوژن نیز دارند، پهنة مرز فعال قارهای میدانند.
بررسیهای صحرایی
بلوک جوپار در پهنة ایران مرکزی و بخش جنوبی بلوک پشتبادام جای گرفته است و دربردارندة واحدهای سنگی رسوبی کرتاسه بالایی- پالئوسن تا واحدهای آتشفشانی نئوژن است. بیشتر واحدهای رسوبی کرتاسه، آهک ضخیملایه، ماسهسنگ توفی و مارن هستند که بهطور ناپیوسته با کنگلومرای کرمان به سن پالئوسن پوشیده شدهاند (شکل 1).
شکل 1- نقشة 1:100000 منطقة جوپار و جایگاه سنگهای آتشفشانی آن برگرفته از Dimitrijevic و همکاران (1979) با تصحیح
سنگهای آتشفشانی بررسیشده در بخش باختری بلوک جوپار برونزد دارند. افزونبر بازالتهای بررسیشده، سنگهای آذرین دیگری مانند سنگهای اسیدی (ریولیت) و حد واسط نیز یافت میشوند (Dimitrijevic et al., 1979). در بیشتر بخشها، واحدهای بازالتی بررسیشده بهصورت روانههای گدازهای روی سنگهای اسیدی دیده میشوند. در برخی جاها بهعلت گرمای بسیار گدازههای بازالتی، تهنشستهای زیرین دچار دگرگونی مجاورتی شدهاند. حرارت گدازههای بازی کانیهای فرومنیزین واحدهای ریولیتی زیرین را اکسید کرده است. سرخرنگشدن مرز میان واحدهای بازی و اسیدی پیامد آزادشدن آهن از کانیهای فرومنیزین است. ازآنجاییکه این نوع دگرگونی در فشار کم و در سطح زمین روی داده است، شدت بسیار اندکی داشته است (شکلهای 2- A، 2- B و 2- C).
برپایة روابط صحرایی لایهها، واحدهای اسیدی که بسیار دگرسان شدهاند، کهنترین واحد آذرین بهشمار میروند. بیشتر سنگهای بازی بهصورت روانههایی با ستبرای 5 تا 50 متری، به رنگ خاکستری تیره تا سیاه، با ساخت حفرهدار تا متراکم و کاملاً تازه و سالم دیده میشوند. فرسایش پوستِ پیازی از پدیدههای سطحی رایج در این سنگها است که ورقه ورقهشدن آنها را بهدنبال دارد. گاه شکستگیهای انقباضی و فرسایش پوست پیازی بعدی، تکهها و گلولههای گرد بازالتی تیرهرنگ را پدید آوردهاند (شکلهای 2- D و 2- E). با اینکه بیشتر بازالتهای جوپار بهصورت روانه هستند؛ اما گاه بهصورت دایک نیز رخنمون دارند (شکل 2- F).
روش انجام پژوهش
پس از گردآوری اطلاعات موجود دربارة منطقة بررسیشده، هنگام پیمایش صحرایی شمار 200 نمونه که نمایندة رخنمون همة منطقه است برداشت شدند. بیشتر از 100 مقطع نازک میکروسکوپی از سنگهای بازی برای انجام بررسیهای سنگنگاری ساخته شدند. برای انجام تجزیة به روشهای ICP-MS و فلورسانس اشعه ایکس روی دیسک گداخته (روش XRF)، شمار 12 نمونه از سنگهای پودرشده به شرکت Lab West در استرالیا فرستاده شدند. دادههای بهدستآمده در جدول1 آورده شدهاند. در تجزیههای انجامشده میزان آهن این سنگها بهصورت Fe2O3Tشده است. برای تفکیک FeO و Fe2O3 روش پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971) بهکار برده شد. پردازش و رسم نمودارها با نرمافزارهای Igpet نسخة 2005 (Carr, 1996) و GCDKit نسخة 2.1.1 (Janousek et al., 2001) انجام شد.
سنگنگاری
همانگونهکه پیشتر نیز گفته شد، فعالیت آتشفشانی نئوژن بلوک جوپار نخست با واحدهای اسیدی (ریولیت) آغاز شده است و سپس گدازههای بازالتی و بازالتیآندزیت روی آنها جای گرفتهاند. در برخی بخشها، دایکهای با ترکیب بازالتآندزیتی در واحدهای اسیدی و بازالتی نفوذ کردهاند. برپایة بررسیهای میکروسکوپی، سنگهای بازی بررسیشده به سه دسته ردهبندی میشوند. در ادامه ویژگیهای هر گروه آورده میشود.
شکل 2- تصویرهای صحرایی از منطقة جوپار در جنوب کرمان: A) جایگیری بازالتها روی واحدهای ریولیتی و مرز میان واحد بازی و اسیدی؛ B) نفوذ بازالت درون ریولیت که همانند انکلاو بهنظر میرسد؛ C) خاک پخته پدیدآمده از حرارت بازالتها روی تهنشستهای کهن؛ D) روانه آندزیتِ بازالتی با ستبرایی نزدیکبه 20 -30 متر؛ E) تأثیر فرسایش و پیدایش قلوههای گرد بازالتی؛ F) دایک بازالتی در واحد ریولیتی
الیوینبازالتها: بافت این سنگها پورفیریتیک با خمیره میکرولیتی- شیشهای و دانه متوسط است. بلورهای الیوین، پلاژیوکلاز و به مقدار کمتر کلینوپیروکسن از فراوانترین فنوکریستهای آنها هستند (شکل 3- A). پلاژیوکلازها به شکلهای تیغهای، بهصورت فنوکریست یا میکرولیت (میانگین درازا: 5/0 تا2 میلیمتر) هستند. ترکیب آنها برپایة زاویة خاموشی (18-35 درجه) آندزین- لابرادوریت است. این کانی نزدیک 50-60 درصدحجمی سنگ را دربر میگیرد. پلاژیوکلازها با ماکل پلیسینتتیک، کارلسباد- پلیسینتتیک و گاه بافت غربالی دیده میشوند (شکل 3- B). دربارة پیدایش این بافت (بافت غربالی) دیدگاههای گوناگونی پیشنهاد شده است:
1) رشد اسکلتی (Kuo and Kirkpatrick, 1982)؛
2) آمیختگی ماگمایی (Halsor, 1989)؛
3) کاهش سریع فشار (Pearce, 1987).
دیدگاه نخست تقریباً منسوخ شده است. در دیدگاه دوم نیز شواهد قانعکنندة دیگری دربارة آمیختگی ماگمایی در منطقه دیده نشد و ازاینرو، نمیتوان آن را به آمیختگی ماگمایی نسبت داد. به احتمال بالا بافت غربالیِ پلاژیوکلازهای منطقة جوپار پیامد کاهش فشار بوده است. بلورهای الیوین بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار با اندازة 1-3 میلیمتری نزدیک 30 درصدحجمی الیوینبازالتها را دربر میگیرند. در این سنگها در شکل و اندازة فنوکریستها تغییر دیده میشود. تفاوت توزیع اندازه در بلورها چهبسا نشانهای از تبلور دو مرحلهای است (Shelly, 1993). هضمشدگی بلورهای الیوین، بیآنکه هالة واکنشی از جنس ارتوپیروکسن پیرامون آنها پدید آید، از ویژگیهای سنگهای آلکالن است (Righter and Rosas, 2001) (شکل 3-C). بلورهای الیوین نسبت به پلاژیوکلازها درصدحجمی کمتر و اندازة بزرگتری دارند. این پدید پیامد سرعت رشد بالاتر بلورهای الیوین دربرابر سرعت هستهبندی آنهاست (Shelly,1993). در جریان بازالتی یادشده، الیوینها نوعی ارتباط میان شدت دگرسانی و ایدینگزیتیشدن و ریختشناسی بلورین نشان میدهند. الیوینهای شکلدار بیشتر دگرسان شدهاند؛ اما الیوینهایی که گردشده هستند کمتر دچار دگرسانی ایدینگزیتی بودهاند. تفاوت شدت ایدینگزیتیشدن چهبسا پیامدئبالابودن اکتیویتة اکسیژن و سیلیس (Carmichael et al., 1974) یا در ارتباط با میزان آهن بلورهای الیوین باشد (Shelly, 1993). پیروکسنها بهصورت شکلدار و مستطیلی تا کرهایشکل هستند و کمتر از 15 درصدحجمیِ این دسته سنگ را دربر میگیرند. زاویة خاموشی آنها 42-39 درجه است. رنگ تداخلی صورتی، زرد و سبز سری دوم دارند و ترکیب دیوپسید تا اوژیت نشان میدهند. زمینه الیوینبازالتها از میکرولیتهای پلاژیوکلاز، سانیدین، دانههای کلینوپیروکسن و کانیهای کدر ریزدانه است. گاه میان آنها با شیشة اکسیدشده پر شده است. کلریت، کلسیت، سرسیت از کانیهای ثانویه در این گروه سنگی هستند.
بازالتها: بازالتهای بررسیشده بافتهای پورفیری، گلومروپورفیری، بادامکی و جریانی دارند. کانیشناسی آنها کمابیش ساده است و دربردارندة کانیهای اصلی پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین است. تفاوت این دسته سنگها با الیوینبازالتها در فراوانی کمتر الیوین است. میانگین اندازة پلاژیوکلازها برابربا 2 میلیمتر و فراوانی آنها برابربا 40-50 درصدحجمی سنگ است. بلورهای پلاژیوکلاز تیغهای و کشیده هستند و بیشتر آنها بافت غربالی دارند. در پی نفوذ شارهها، سنگهای بازالتی تا اندازهای دستخوش دگرسانی شدهاند و پلاژیوکلاز کلسیک آنها سوسوریتی شده است. گرمشدن پلاژیوکلاز در دمای بالاتر از دمای انجماد حلشدن و گردشدن آنها را بهدنبال داشته است (Tsuchiyama, 1985) (شکل 3- D). حضور پلاژیوکلازهای با منطقهبندی و حاشیه خوردهشده در این سنگها چهبسا نشاندهندة آلایش پوستهای است (Conly et al., 2005) (شکل 3- E). کلینوپیروکسنها مهمترین کانی مافیک این واحد سنگی بهشمار میروند و نزدیک 40 درصدحجمی سنگ را دربر میگیرند. بیشتر پیروکسنها بهصورت فنوکریست و نیمهشکلدار به رنگ سبز کمرنگ دیده میشوند. این کانی گاه در پی تأثیر محلولهای گرمابی با آمفیبول جایگزین شده است (شکل 3- F). فراوانی الیوین در این سنگها نزدیکبه 10-15 درصدحجمی سنگهاست. بیشتر الیوینها ایدیگزیتی شدهاند. زمینة این دسته از سنگها از پلاژیوکلاژ، آلکالیفلدسپار، پیروکسن و کانیهای کدر ساخته شده است. نشانههایی از سرسیتیشدن و کلسیتیشدن اندک نیز دیده میشوند. کانیهای کدر از کانیهای فرعی و کلریت، اپیدوت کلسیت، سرسیت و کوارتز از کانیهای ثانویه هستند.
شکل 3- تصویر میکروسکوپی بازالتهای آلکالن بلوک جوپار در جنوب کرمان: A) تجمع گلومروپورفیریک کانیهای پیروکسن، الیوین و پلاژیوکلازدر سنگهای الیوینبازالت؛ B) بافت غربالی در بلورهای پلاژیوکلاز سنگهای الیوینبازالتی و بازالتی؛ C) خوردگی بلور الیوین بدون حاشیه واکنشی؛ D) تصویر میکروسکوپی بلورهای پلاژیوکلاز گردشده؛ E) منطقهبندی نوسانی در بلورهای پلاژیوکلاز سنگهای بازالتی؛ F) جایگزینشدن پیروکسن با آمفیبول؛ G) بافت اینترگرانولار در بازالتیک آندزیت؛ H) بافت گلومروپورفیریک از بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن؛ I) منطقهبندی ترکیبی در کلینوپیروکسنها
بازالتآندزیتی: بافتهای میکرولیتیک، میکرولیتیک حفرهدار، پورفیریتیک، اینترگرانولار، سابافتیک از بافتهای گوناگونِ در بازالتآندزیتهای منطقة بررسیشده هستند؛ اما بافت اینترگرانولار در این سنگها بیشتر دیده میشود (شکل 3- G). پلاژیوکلاز و پیروکسن از مهمترین کانیهای این سنگها هستند. درصدحجمی کلینوپیروکسن در بازالتآندزیتها بالا و نزدیکبه 50-60 درصدحجمی است. بیشتر پیروکسنها فنوکریست و نیمهشکلدار هستند و به رنگ سبز تیره دیده میشود و بافت گلومروپورفیریک نشان میدهند (شکل 3- H). کلینوپیروکسنهایِ این دسته از سنگها برپایة رنگ تداخلیِ زرد و بنفش سری دوم و نیز زاویة خاموشی 39-42 درجه آنها، ترکیب دیوپسید- اوژیت دارند. منطقهبندی ترکیبی در درشتبلورهای کلینوپیروکسنها چهبسا پیامد رویداد آلایش پوستهای است (شکل 3- I). پلاژیوکلازها با اندازة 1-2 میلیمتر نزدیکبه 50 درصدحجمی سنگ را دربر میگیرند. برپایة زاویة خاموشیِ 22-36 درجه، نوع آنها الیگوکلاز- آندزین است. میکرولیتهای پلاژیوکلاز و فلدسپارهای قلیایی سازندة ترکیب اصلی خمیرة سنگ هستند. در بازالتآندزیتها، حضور کانیهای تیره بهصورت پوییکیلیتیک درون برخی کلینوپیروکسنها نشاندهندة تقدم تبلور یا همزمانی تبلور این کانیهاست.
زمینشیمی
برای نامگذاری و بررسی سنگشناسی و زمینشیمیایی، شمار 12 نمونه از سنگهای بازی منطقة جوپار بهروش ICP-MS و XRF تجزیة شیمیایی شدند. دادههای آنها در جدول 1 آورده شدهاند. در نمودار ردهبندی TAS برگرفته از Le Bas و همکاران (1986) در گسترة تراکیبازالت و بازالت جای میگیرند (شکل 4- A). در نمودار ردهبندی برپایة عنصرهای نامتحرک Zr/TiO2 دربرابر Nb/Y، نمونهها در محدودة آلکالیبازالت و تراکیآندزیت جای میگیرند (شکل 4- B). برپایة نمودارهای تعیین سری ماگمایی، سنگهای بررسیشده در محدودة سری آلکالن و انتقالی جای میگیرند (شکلهای 5- A و 5- B).
بررسی پهنة زمینساختی برپایة زمینشیمی عنصرهای کمیاب
الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت در شکل 6 نشان داده شده است. الگوی همروند نمونهها نسبت بههم چهبسا نشاندهندة خاستگاه یکسان (Wilson, 1989) برای سنگهای منطقة بررسیشده باشد. در این الگو (شکل 6)، تمرکز تدریجی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) بهسوی میانه (MREE) و سنگین (HREE) و با شیب منفی دیده میشود. افزونبراین، نسبتهای LaN/SmN (32/3 تا 60/6 )، SmN/YbN (2 تا 7/4) و LaN/YbN (4/8 تا40/17) نیز نشاندهندة این روند هستند. افقیبودن عنصرهای HREE نشانة خاستگاه گوشتة گارنتدار برای منطقة بررسیشده و تهیشدگی آنها (HREE) پیامد جدایش کانیهای الیوین، زیرکن یا هورنبلند است (Rollinson, 1993).
جدول 1- دادههای تجزیة زمینشیمیایی آذرین بازیک منطقة جوپار (اکسید عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی برپایة ppm)
Sample No. |
5j |
12J |
37j |
89J |
90J |
112J |
121J |
217J |
228J |
245J |
278J |
Ah-2 |
SiO2 |
48.80 |
49.16 |
49.79 |
48.20 |
49.01 |
49.98 |
49.10 |
51.07 |
50.10 |
47.81 |
47.04 |
48.40 |
Al2O3 |
16.60 |
16.92 |
16.95 |
15.40 |
16.21 |
13.90 |
14.60 |
16.95 |
16.42 |
16.58 |
17.78 |
17.00 |
Fe2O3 |
8.95 |
10.01 |
8.23 |
10.50 |
9.54 |
8.63 |
11.00 |
9.25 |
9.51 |
10.90 |
7.35 |
8.93 |
CaO |
8.05 |
7.49 |
9.82 |
10.01 |
9.83 |
10.28 |
8.50 |
8.77 |
9.57 |
10.30 |
11.60 |
9.43 |
MgO |
7.30 |
5.73 |
5.40 |
7.90 |
8.01 |
7.01 |
7.66 |
6.93 |
5.41 |
2.85 |
5.96 |
7.30 |
Na2O |
2.69 |
3.24 |
2.97 |
3.01 |
2.58 |
2.90 |
3.50 |
2.53 |
3.02 |
3.63 |
3.33 |
3.66 |
K2O |
2.80 |
2.99 |
2.85 |
2.49 |
2.69 |
2.41 |
2.34 |
2.77 |
2.17 |
2.94 |
2.60 |
2.89 |
TiO2 |
0.96 |
1.52 |
0.82 |
0.97 |
0.59 |
1.59 |
0.90 |
0.98 |
0.97 |
0.96 |
0.89 |
1.06 |
MnO |
0.91 |
0.23 |
0.80 |
0.15 |
0.14 |
0.42 |
0.38 |
0.15 |
0.15 |
0.17 |
0.14 |
0.14 |
P2O5 |
0.74 |
0.89 |
0.72 |
0.75 |
0.42 |
0.48 |
0.34 |
0.45 |
0.55 |
0.33 |
0.34 |
0.33 |
Cr2O3 |
0.01 |
0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
<0.01 |
LOI |
2.10 |
1.80 |
1.93 |
0.82 |
1.11 |
2.56 |
2.09 |
1.03 |
1.82 |
2.85 |
2.96 |
1.53 |
Total |
99.91 |
99.99 |
100.28 |
100.20 |
100.13 |
100.16 |
100.41 |
100.88 |
99.69 |
99.32 |
99.99 |
100.67 |
Li |
45.45 |
30.5 |
45.6 |
40 |
42 |
46 |
45 |
39.1 |
36 |
42 |
36.6 |
46.3 |
Sc |
19 |
27 |
17 |
19 |
19 |
18 |
19 |
21 |
27 |
13 |
20 |
18 |
V |
143 |
242 |
140 |
162 |
123 |
151 |
148 |
180 |
242 |
117.9 |
184 |
142 |
Co |
25.2 |
29.4 |
25.8 |
21.2 |
20.7 |
25 |
25.7 |
30.4 |
29.4 |
14 |
12 |
27 |
Cr |
185 |
190 |
155 |
103 |
141 |
152 |
154 |
123 |
132 |
180 |
102 |
182 |
Ni |
68 |
60 |
64 |
62 |
60 |
62 |
65 |
68 |
63 |
54 |
63 |
61 |
Ga |
16.1 |
20.1 |
15.4 |
11.92 |
16.1 |
15.15 |
16.7 |
21.5 |
20.1 |
16.1 |
17.6 |
16.5 |
Ba |
499 |
491 |
459 |
410 |
450 |
428 |
450 |
498 |
491 |
662 |
626 |
469 |
Rb |
110 |
88.3 |
97.4 |
92 |
96 |
95.9 |
97 |
89 |
88.3 |
142 |
137 |
101 |
Sr |
875 |
633 |
855 |
712 |
820 |
815 |
824 |
592 |
633 |
651 |
656 |
845 |
Y |
39 |
30.8 |
33 |
35 |
39 |
39 |
35 |
29.4 |
30.8 |
25.8 |
27.8 |
35 |
Zr |
186 |
179 |
193 |
205 |
203 |
175 |
184 |
188 |
180 |
186 |
203 |
190 |
Nb |
29 |
23 |
28.5 |
25 |
27.1 |
27.45 |
28.3 |
24.6 |
26.3 |
28.1 |
26.8 |
33.2 |
Be |
2.8 |
1.8 |
2.6 |
2.3 |
2.7 |
1.96 |
2.5 |
2.5 |
1.8 |
1.75 |
2.1 |
2.6 |
Cs |
135 |
111 |
143 |
120 |
158 |
130 |
142 |
162 |
111 |
136 |
153 |
140 |
La |
47 |
49 |
49 |
53 |
51 |
48 |
50 |
45 |
29 |
39.2 |
50.6 |
52 |
Ce |
93 |
80 |
82 |
80 |
96 |
95 |
90 |
81 |
37.6 |
59.3 |
52.5 |
86 |
Pr |
8.9 |
7.52 |
8.6 |
8.3 |
10.1 |
9 |
7.69 |
9.01 |
4.52 |
6.78 |
6.05 |
7.9 |
Nd |
38 |
35 |
33.2 |
40.2 |
39.6 |
37 |
36 |
36.3 |
30.8 |
39 |
29 |
36 |
Sm |
8.82 |
5 |
5.3 |
7.99 |
6.03 |
7.6 |
4.73 |
6.41 |
4.59 |
5.96 |
5.34 |
8.8 |
Eu |
2.51 |
1.29 |
1.61 |
2.02 |
1.79 |
2.1 |
1.4 |
1.61 |
1.29 |
1.74 |
1.35 |
2.01 |
Gd |
7.7 |
6.3 |
7.22 |
7.62 |
6.81 |
6.89 |
6.25 |
7.4 |
4.7 |
6.01 |
5.18 |
6.89 |
Tb |
0.92 |
0.74 |
1.02 |
1.09 |
0.89 |
0.92 |
0.8 |
0.73 |
0.74 |
0.83 |
0.81 |
0.96 |
Dy |
4.2 |
4.26 |
5.72 |
5.63 |
4.6 |
5.23 |
8.5 |
4.89 |
4.26 |
4.76 |
4.67 |
4.9 |
Ho |
1.05 |
0.87 |
1.13 |
1.2 |
1.13 |
1.1 |
0.9 |
0.74 |
0.87 |
0.95 |
0.95 |
1 |
Er |
2.32 |
2.53 |
3.18 |
3.01 |
2.72 |
2.99 |
2.2 |
2.35 |
2.53 |
2.97 |
2.79 |
2.63 |
Yb |
2.92 |
2.28 |
2.82 |
2.2 |
2.73 |
2.85 |
2.1 |
2.04 |
2.28 |
2.83 |
2.6 |
2.03 |
Lu |
0.31 |
0.32 |
0.4 |
0.31 |
0.3 |
0.4 |
0.26 |
0.36 |
0.32 |
0.38 |
0.37 |
0.39 |
Hf |
4.53 |
3.8 |
4.51 |
4.4 |
4.02 |
4.12 |
4.11 |
3.58 |
2.69 |
3.39 |
3.93 |
4 |
Ta |
1.8 |
0.94 |
1.44 |
1.22 |
1.77 |
1.78 |
1.23 |
0.99 |
0.34 |
0.4 |
0.5 |
1.4 |
Pb |
17.5 |
13.8 |
20.6 |
19.2 |
22 |
20.2 |
21.1 |
15.5 |
13.8 |
23.4 |
22.6 |
17 |
Th |
7 |
4.54 |
7.22 |
6.01 |
7.3 |
7.1 |
7.9 |
6.66 |
4.54 |
6.14 |
6.9 |
8.5 |
جدول 1- ادامه
Sample No. |
5j |
12J |
37j |
89J |
90J |
112J |
121J |
217J |
228J |
245J |
278J |
Ah-2 |
U |
3.87 |
1.46 |
3 |
5 |
4 |
3 |
4 |
2.83 |
1.46 |
2.74 |
2.33 |
3.33 |
Bi |
0.1 |
< 0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
< 0.1 |
0.1 |
Cd |
0.18 |
0.2 |
0.11 |
0.3 |
0.6 |
0.8 |
0.8 |
0.92 |
0.11 |
0.19 |
0.13 |
0.18 |
Cu |
35 |
37.7 |
37.7 |
39 |
32.81 |
36.3 |
37 |
38.4 |
37.7 |
33.8 |
34.2 |
34 |
Ge |
0.84 |
0.93 |
0.78 |
0.72 |
1.1 |
0.72 |
0.71 |
0.93 |
0.93 |
0.99 |
0.75 |
0.89 |
Hg |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
< 0.05 |
<0.05 |
Mo |
3.75 |
1.4 |
2.1 |
3.1 |
3.3 |
2.41 |
2.7 |
2 |
1.4 |
1.5 |
1.7 |
2.6 |
Tm |
0.32 |
0.27 |
0.39 |
0.32 |
0.4 |
0.42 |
0.26 |
0.27 |
0.35 |
0.28 |
0.4 |
0.41 |
In |
0.0 6 |
0.06 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
0.06 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
Sb |
0.8 |
0.4 |
0.4 |
0.5 |
0.4 |
0.5 |
0.3 |
0.6 |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
0.08 |
Se |
0.41 |
0.48 |
0.33 |
0.42 |
0.2 |
0.29 |
0.32 |
0.43 |
0.48 |
0.74 |
0.62 |
0.63 |
As |
3.8 |
2.8 |
3.3 |
4.3 |
3.6 |
3.7 |
3.6 |
3.18 |
0.5 |
4 |
3.34 |
3.6 |
Sn |
3.6 |
1.2 |
2.1 |
1.86 |
2.7 |
2.01 |
2.1 |
1.7 |
1.2 |
1.7 |
1.4 |
2.6 |
Te |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
< 0.2 |
<0.02 |
Tl |
0.9 |
0.2 |
0.6 |
0.5 |
0.6 |
0.6 |
0.4 |
0.3 |
0.2 |
3.42 |
2.2 |
1 |
W |
2.45 |
0.7 |
2.3 |
2.8 |
2.02 |
2.7 |
2.4 |
2.1 |
0.7 |
2.4 |
1 |
2.4 |
Zn |
87 |
104 |
88 |
90 |
82 |
102 |
80 |
115 |
104 |
96.7 |
94.8 |
96.4 |
Re |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
0.0005 |
<0.0005 |
Zr/Y |
4.76 |
5.817 |
5.84 |
5.87 |
5.21 |
4.78 |
5.16 |
6.4 |
5.85 |
7.21 |
7.31 |
5.42 |
Rb/Zr |
2.82 |
2.86 |
2.96 |
2.63 |
2.46 |
2.45 |
2.77 |
3.02 |
2.86 |
5.5 |
4.91 |
2.87 |
S.I |
0.33 |
0.26 |
0.27 |
0.33 |
0.35 |
0.33 |
0.31 |
0.32 |
0.26 |
0.14 |
0.3 |
0.32 |
Zr/TiO2 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
Nb/Ta |
16.11 |
24.46 |
19.79 |
20.49 |
15.31 |
15.42 |
23 |
24.84 |
77.35 |
70.25 |
53.6 |
23.71 |
Nb/Zr |
0.155 |
0.128 |
0.147 |
0.122 |
0.133 |
0.156 |
0.153 |
0.139 |
0.146 |
0.151 |
0.132 |
0.174 |
Nb/Ba |
0.058 |
0.046 |
0.062 |
0.061 |
0.06 |
0.064 |
0.062 |
0.049 |
0.053 |
0.042 |
0.042 |
0.07 |
La/Sm |
5.328 |
9.8 |
9.245 |
6.633 |
8.457 |
6.315 |
10.57 |
7.02 |
6.318 |
6.577 |
9.475 |
5.909 |
Ta/Yb |
0.616 |
0.412 |
0.51 |
0.554 |
0.648 |
0.624 |
0.587 |
0.485 |
0.149 |
0.141 |
0.192 |
0.689 |
Rb/Th |
15.71 |
19.44 |
13.49 |
15.3 |
13.15 |
13.5 |
12.27 |
13.36 |
19.44 |
23.12 |
19.85 |
11.88 |
Th/Yb |
2.397 |
1.991 |
2.56 |
2.731 |
2.674 |
2.491 |
3.761 |
3.264 |
1.991 |
2.169 |
2.653 |
4.187 |
شکل4- جایگاه نمونههای آذرین بلوک جوپار در: A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986) (♦: تراکیبازالت؛ ●: بازالت)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) (♦: تراکیآندزیت؛ ●: آلکالی بازالت)
شکل 5- جایگاه نمونههای آذرین بازیک منطقة جوپار در نمودارهای شناسایی سری ماگمایی. A) نمودار Zr (برپایة ppm) دربرابر P2O5 (برپایة درصدوزنی) (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Irvine and Baragar, 1971) (نماد نمونهها همانند شکل 4 است)
شکل 6- الگوی REE در سنگهای بازالتی بلوک جوپار بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)
به باور Hirschman (1998)، غنیشدگی از عنصرهای کمیاب سبک را پیامد دو عامل درجة کم ذوببخشی در خاستگاه گوشتهای غنیشده (کمتر از 5 درصد) و آلایش ماگما با مواد پوستهای است. نسبتهای LaN/SmN نمایندة نسبتهای LREE/HREE هستند و نقش هریک از عوامل یادشده را نشان میدهند. اگر آلایش و هضم پوستهای روی داده باشد، برپایة غنیبودن پوسته از LREE، باید این مقدار در سنگهای بررسیشده بسیار باشد. مقایسه میانگین نسبت LaN/SmN در سنگهای پوسته (~ 25/4؛ Sirvastava and Singh, 2004) با سنگهای بررسیشده (~ 76/4) نشان میدهد چهبسا سنگهای بررسیشده دچار آلایش پوستهای شدهاند؛ اما برپایة سرشت آلکالن نمونههای بازیک، ذوببخشی درجهکم یک خاستگاه گوشتهای برای ماگمای سازندة این سنگها نیز محتمل است (Wass and Roger, 1980). نسبت LREE/HREE درسنگهای بررسیشده نشان میدهد خاستگاه ماگمایی از ذوببخشی درجة کم تا متوسط گوشته ریشه گرفته است. برای بهدستآوردن میزان ذوببخشی از نمودار La دربرابر La/Sm بهره گرفته میشود (شکل 7- A). از مقایسة ترکیب گدازهها با ترکیب ماگماهای ریشهگرفته از ذوب لرزولیتهای اسپینل یا گارنتدار به درجة ذوببخشی و سرشت گوشتة خاستگاه منطقة بررسیشده پی برده میشود. از دیدگاه فراوانی La و Sm، ترکیب نمونههای بررسیشده همانند ماگماهای جدایشیافته از گوشته غنیشده است. در شکل 7- A، این نمونهها روی روند همخوان با ذوببخشی 1 تا 5 درصد گارنتلرزولیت جای میگیرند. بهباور Ellam (1992)، پهنة انتقال از اسپینللرزولیت به گارنتلرزولیت در ژرفای 60 تا 80 کیلومتری است و به باور برخی دیگر، این پهنه در ژرفای 70 تا 80 کیلومتری گوشته بالایی جای دارد (Frey et al., 1991; Mckenzie and O’Nions, 1991). ازآنجاییکه این نمودار نشاندهندة گارنتداربودن و نبود اسپینل در خاستگاه سنگهای منطقه است، ژرفای خاستگاه ماگمای سازندة این سنگها دستکم در ژرفای بیشتر از 80 کیلومتر دانسته میشود. برای ارزیابی ژرفای ماگمای خاستگاه، نمودار پیشنهادیِ Ellam (1992) بهکار برده شد.
شکل 7- نمودارهای بررسی خاستگاه سنگهای آذرین بازیک بلوک جوپار. A) نمودار La/Sm دربرابر La برای بهدستآوردن میزان ذوببخشی (Aldanmaz and et al, 2000)؛ B) ژرفای 110 کیلومتری برای نمونههای منطقة جوپار در نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam, 1992)؛ C) نمودار Nb/Ba دربرابر Nb/Zr (Hooper and Hawkesworth, 1993)؛ D) نمودار Zr دربرابر Y (برگرفته از: Ellam، 1992)؛ E) نمودار Zr دربرابر Nb (Ellam, 1992) (نماد نمونهها همانند شکل 4 است)
همانگونهکه در شکل 7- B دیده میشود ژرفای ماگمای خاستگاه 100-110 کیلومتر است. برپایة آنچه گفته شد، ماگمای سازندة سنگهای منطقة جوپار شاید از ژرفای 100-110 کیلومتری و از گوشتهای گارنتلرزولیتی پدید آمده است. برای اینکه روشن شود خاستگاه ماگمای سنگهای بررسیشده گوشتة سنگکرهای است یا سستکرهای، نمودار Nb/Ba دربرابر Nb/Zr بهکار برده شد. این نمودار نشان میدهد بازالتهای جوپار از گوشتة سنگکرهایِ زیر قارهای پدید آمده است (شکل 7- C) (Hooper and Hawkesworth, 1993). رسم همة نمونهها در نمودارهای Zr دربرابر Y و Nb نشان میدهد ماگمای خاستگاه از گوشتهای غنیشده پدید آمده است (شکلهای 7- D و 7- E).
در شکل 8- A، الگوی فراوانی عنصرهای ناسازگار سنگهای آتشفشانی جوپار دربرابر ترکیب کندریت (Thompson, 1982) بهنجار شده است. در این نمودار، تهیشدگی آشکاری در Ba، Ti، Nb و Ta و غنیشدگی در عنصرهای Th، K و Rb دیده میشود. در نمودار چندعنصری بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه از مقدارهای پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) بهره گرفته شد. در این نمودار غنیشدگی از Pb، Th، Rb، U و K و تهیشدگی از Nb، Ti، Ta و Ba دیده میشود (شکل 8- B). آنومالی مثبت Pb و Cs در این نمودارها شاید پیامد آلایش ماگما با مواد پوستهای (بهعلت انباشتگی بالای این عنصرها در پوستة قارهای) باشد (Ghasemi and Jamshidi, 2011). پس توقف کوتاهمدت یا چهبسا گذر ماگمای سازنده از پوستة قارهای ضخیم، بههمراه نفوذ سیالهای پوستهای درون ماگما و یا هضم مواد پوستهای بهدست ماگمای سازندة سنگها، پیدایش این گونه از ناهنجاریها در نمونههای بررسیشده را بهدنبال داشتهاند (Wayer et al., 2003; Wang et al., 2003).
شکل 8- نمودار بهنجارشدة ترکیب سنگکل سنگهای آذرین بازیک بلوک جوپار در جنوب کرمان دربرابر ترکیب: A) کندریت (Thompson, 1982)؛ B) گوشتة اولیه (Sun and McDonagh, 1989) (نماد نمونهها همانند شکل 4 است)
به باور Kurt و همکاران (2008)، تهیشدگی از Ta-Nb و غنیشدگی از LILE و LREE پیامد دو عامل است:
1) خاستگاهگرفتن ماگماها از گوشتهای غنیشده (در پی سیالهای فرورانشی)؛
2) آلایش پوستهای ماگماهای ریشهگرفته از گوشته.
در سنگهای منطقه، هر چند آنومالیهای دیدهشده، بهویژه دربارة عنصرهای Nb-Ta، از ویژگیهای نمودارهای عنکبوتی ویژة پهنههای فرورانش هستند (Wilson, 1989; Pearce, 1982)، اما چنین آنومالیهایی در بازالتهای درونصفحه قارهای آلوده شده با پوسته (مانند: بازالتهای ریفتی درونقارهای و بازالتهای طغیانی قارهای) نیز گزارش شدهاند (Wilson, 1989; Cox and Hawkesworth, 1985).
برای اینکه روشن شود سنگهای منطقة بررسیشده وابسته به فرورانش هستند یا پیامد کششهای درونصفحهای، نمودارهای گوناگونی بهکار برده شدند. برپایة نمودار Hf/3-Th-Ta، گدازههای منطقة جوپار در گستره کمان ماگمایی جای میگیرند (شکل 9- A). پس از پیادهکردن نمونهها در نمودار سهتایی MgO-FeO-Al2O3، نمونهها در گسترة جزیرههای کمانی و مرز فعال قارهای جای میگیرند (شکل 9- B).
شکل 9- جایگاه زمینساختی سنگهای آذرین بازیک بلوک جوپار در: A) نمودار پیشنهادیِ Wood (1980)؛ B) نمودار پیشنهادیِ Pearce (1977)؛ C) نمودار Zr در برابر Zr/Y (Pearce, 1983) (نماد نمونهها همانند شکل 4 است)
برای اینکه روشن شود کمان ماگمایی از نوع اقیانوسی است یا قارهای، از نمودار Zr ربرابر Zr/Y بهره گرفته شد (شکل 9- C). در این نمودار، سنگهای بررسیشده در محدوة کمانهای قارهای جای میگیرند. گمان میرود کمان ماگمایی سازنده سنگهای این منطقه پیامد فرورانش پوستهای اقیانوسی به زیر پوستة قارهای بوده است. افزونبر نمودارهای بالا، نسبت عنصرهای کمیاب Zr/Y نیز برای شناخت رژیم زمینساختی بهکار برده میشود (Pearce and Norry, 1979)؛ بدینگونهکه اگر در گدازهها Zr/Y>3 باشد، پهنة زمینساختی کمانهای آتشفشانی قارهای بوده و اگر Zr/Y
ارزیابی هضم و تبلوربخشی AFC))
برای اینکه روشن شود ماگمای بازالتی سازندة سنگهای منطقه از نوع اولیه است یا از گوشتهای پدید آمده است که ترکیبش تغییراتی روی داده است باید نگاهی به ویژگیهای ماگماهای اولیهای داشت که در تعادل با کانیشناسی شاخص گوشتة بالایی ( الیوین+ ارتوپیروکسن+ گارنت+ اسپینل) هستند. این ویژگیها عبارتند از Mg# یا عدد منیزیم بالا (بیشتر از 7/0) و مقدارهای Ni بالا (ppm1400-1500) و Cr بالا (بیشتر از ppm1000). با این ویژگیها، اگر ماگما بهجای جدایش از گوشتهای عادی، از گوشتهای تهیشده یا غنیشده جدا شده باشد، این معیارها دیگر کاربردی نخواهند داشت (Wilson, 1989). بازالتهای جوپار Mg# کمتر از 68/0 دارند و مقدار Ni و Cr آنها نیز بهترتیب از ppm63 و190 کمتر است. ازاینرو، ماگمای سازندة سنگهای بررسیشده از ماگماهای اولیه و در تعادل با گوشته بالایی نبوده است. ازاینرو، یا پس از پیدایش در گوشتة اولیه دستخوش تغییراتی در ترکیب شیمیایی ماگمایی اولیه شدهاند و یا پیامد ماگمایی هستند که از گوشته دگرنهادی جدا شدهاند. یکی از نکتههای دیگری که نشاندهندة این پدیده است، ضریب انجماد است:
I.S.=MgO*100/MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O
اگر ضریب انجماد پیشنهادیِ Kuno (1959) برابربا 35-45 باشد، سنگها از نوع اولیه هستند و اگر این ضریب از 35 کمتر باشد، سنگها از نوع جدایشیافته هستند. سنگهای بلوک جوپار ضریب انجماد برابربا 26- 33 دارند پس از نوع جدایشیافته بهشمار میروند (جدول 1).
برای بررسی تأثیر فرایندهایAFC نیز نمودار Ta/Yb-Th/Yb بهکار برده شد. روندهای FC و AFC در این نمودار دخالت سنگکرة قارهای و نیمهقارهای در سنگزایی سنگها را نشان میدهند. برای نمونههای جوپار، تغییرات نسبتهای Ta/Yb-Th/Yb نشاندهندة دخالت فرایندهای آلایش پوستهای در سنگزایی ماگمای مادر این سنگها هستند (شکل10- A). بالاآمدن ماگماهای پدیدآمده در گوة گوشتهای از میان پوستة ضخیم آلایش پوستهای را در پی دارد. نسبت Nb/La کم پیامد تمرکز کم Nb در نمونههای منطقه است و نشاندهندة آلایش پوستهای شدید است (شکل 10- B).
برای بررسی فرایند AFC نسبت Rb/Th بهکار برده شد؛ زیرا این دو عنصر تنها عنصرهایی هستند که دچار تبلور مجموعههای آبدار یا بیآب نمیشوند. مقدار نسبت Rb/Th در سنگهای پوستهای از گدازههای بازیک بیشتر است؛ ازاینرو، بالارفتن این نسبت در سنگهای منطقة بررسیشده شاید پیامد هضم پوستهای باشد. در این نمودار، Rb نشانة جدایش است. این الگو درجات مختلف تبلوربخشی دربرابر مقدارهای گوناگون (r) را نشان میدهد. r نشاندهندة نسبت سرعت هضم به سرعت تبلوربخشی است. برپایة این شکل، هرچه دادههای بهدستآمده از تجزیة سنگها به ترکیب پوستهای نزدیکتر باشد هضم بیشتری روی داده است (Keskin et al., 1998). رسم ترکیب سنگهای منطقه در این نمودار نشان میدهد سنگهای جوپار ترکیبی نزدیکبه ترکیب پوستهای دارند؛ پس دچار آلودگی و هضم شدهاند (شکل 10- C).
شکل 10- سنگهای آذرین بازیک بلوک جوپار در: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearcem, 1983) برای بررسی فرایند AFC؛ B) نمودار Nb در برابر Nb/La (Xiao et al., 2014)؛ C) نمودار Rb/Th دربرابر Rb (Keskin et al., 1998) برای نشان دادن فرایندهای AFC (نماد نمونهها همانند شکل 4 است)
بحث و نتیجهگیری
در این پژوهش، با بررسیهای زمینشیمیایی، جایگاه و پهنة زمینساختی بازالتهای جوپار بررسی و ارزیابی شد. بررسیهای سنگشناسی و زمینشیمیایی نشان میدهد بازالتهای بررسیشده با ترکیب سنگشناسی الیوینبازالت، بازالت و بازالتآندزیتی از نوع آلکالن هستند. برپایة دادههای زمینشیمیایی منطقه (مانند: غنیشدگی عنصرهای LILE دربرابر HFSE و غنیشدگی LREE دربرابر HREE همراه با تهیشدگی Nb و Ta) اینگونه تعمیم داده میشود که ماگمای سازندة بازالتهای جوپار در پهنهای فرورانشی از نوع مرز فعال قارهای پدید آمدهاند. نمودارهای La/Sm دربرابر La نشاندهندة ذوببخشی 1-5 درصدی از خاستگاهی غنیشده هستند. جایگاه نمونههای بررسیشده در نمودارهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb، Nb دربرابر La/Nb و Rb دربرابر Rb/Th نقش آلایش پوستهای در پیدایش این سنگها را نشان میدهد. برپایة آنچه گفته شد، به احتمال بالا چهبسا ماگمای سازندة سنگهای منطقة جوپار ماگمایی جداشده در پهنة فرورانش بوده است. در پی فرورانش مایل اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی، نخست ماگمای مادر بازیک از گوشتهای غنیشده یا متاسوماتیسمشده پدیده آمده است. جایگیری ماگمای بازی قلیایی نخستین در پهنههای ژرف پوسته سبب ذوببخشی پوسته شده و ماگمای اسیدی پدید آمده است. ماگمای کمچگالِ اسیدی مانند فیلتری از گذر مذاب به سطوح بالاتر جلوگیری میکند. با آغاز فوران، نخست ماگمای اسیدی به بیرون راه پیدا میکند. سپس ماگماهای بازی ژرف در پی فعالیتهای گسلها با آلایش پوستهای به سطح زمین میرسد و این گدازهها بازالتهای قلیایی را میسازند.
سپاسگزاری
نگارندگان این مقاله از جناب مهندس شکوریان مدیر شرکت زرآزمای ماهان برای فرستادن نمونهها به استرالیا برای انجام آنالیزهای شیمیایی سپاسگزارند. همچنین، از جناب آقای مهندس آرمین بهرامپور برای همراهی در نمونهبرداری و گرفتن مقطعهای نازک و از داوران گرامی که وقت و دقت خود را در بررسی مقاله بهکار بردهاند بسیار سپاسگزارند.