سنگ شناسی، زمین شیمی و محیط تکتونوماگمایی توده گرانیتوئیدی زاجکان (زیرپهنه طارم- هشتجین، باختر قزوین)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمسن شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان

2 زنجان، دانشگاه زنجان، دانشکده علوم، گروه زمین شناسی

3 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان

10.22108/ijp.2020.118649.1147

چکیده

منطقه زاجکان به‌عنوان بخشی از کمربند ماگمایی طارم- هشتجین، دربرگیرنده توده‌های‌ گرانیتوئیدی است که به داخل سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی ائوسن نفوذ کرده‌‌اند. واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن متشکل از تناوب توف‌ و گدازه‌های اسیدی و حدواسط می‌باشند. مطالعات سنگ‌شناسی بیانگر ترکیب گابرو، پیروکسن کوارتز مونزودیوریت، پیروکسن کوارتز مونزونیت و گرانودیوریت برای توده‌های گرانیتوئیدی است. این سنگ‌ها دارای ماهیت کالک‌آلکالن پتاسیم بالا بوده و در شمار گرانیت‌های نوع I متاآلومین قرار می‌گیرند. در نمودارهای بهنجارشده عناصر کمیاب، این توده‌ها از الگوی مشابهی برخوردار هستند که می‌تواند بیانگر ارتباط ژنتیکی آنها باشد. این نمودارها یک الگوی غنی از LILE همراه با بی‌هنجاری منفی عناصر HFSE را نشان می‌دهند. الگوی عناصر کمیاب خاکی بهنجارشده نسبت به کندریت نشانگر یک الگوی نسبتاً پرشیب غنی از LREE با نسبت بالای LREE/HREE بوده و نسبت (La/Yb)n در آنها بین 1/9-1/6 است. مجموعه اطلاعات حاصل از مطالعات صحرایی، سنگ‌شناختی، زمین‌شیمی و نمودارهای تمایز محیط‌های زمین‌ساختی بیانگر اینست که توده-های نفوذی منطقه زاجکان در ارتباط با یک گوشته لیتوسفری غنی‌شده مرتبط با فرورانش بوده و احتمالاً در یک محیط پس از برخورد تشکیل شده‌اند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Zajkan granitoid, Tarom-Hashtjin sub-zone, West of Qazvin

نویسندگان [English]

  • Amir abbas Seyedqaraeini 1
  • Mir Ali Asghar Mokhtari 2
  • Hossein Kouhestani 3
1 Geology Department, Faculty of Science, University of Zanjan
2 زنجان، دانشگاه زنجان، دانشکده علوم، گروه زمین شناسی
3 Geology department, Faculty of Science, University of Zanjan
چکیده [English]

Zajkan area as a part of Tarom-Hashjin magmatic belt contains some granitic intrusions which are intruded into the Eocene volcano-sedimentary rocks. Eocene volcano-sedimentary rocks include alternation of acidic to intermediate tuffs and lavas. Petrographical studies demonstrate that these intrusions composed of gabbro, pyroxene quartz monzodiorite, pyroxene quartz monzonite and granodiorite. These intrusions have high-K calc-alkaline nature and classified as I-type metaluminous granitoids. Based on the spider diagrams, these intrusions have similar patterns which are indicative for their genetic relation. These diagrams indicate enriched LILEs along with negative anomalies of HFSEs. Chondrite-normalized REE patterns demonstrate LREE enrichment with high ratio of LREE/HREE and (La/Yb)N ratio between 6.1-9.1. Based on field investigation, petrological and geochemical studies, and tectonic setting discrimination diagrams, it seems that Zajkan intrusions were formed from a subduction related metasomatized lithospheric mantle in a post-collisional setting.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemistry
  • granitoid
  • Zajkan
  • Tarom-Hashtjin
  • Qazvin

منطقة زاجکان در نزدیک به 40 کیلومتری شمال ابهر و 65 کیلومتری باختر قزوین جای دارد و بخشی از پهنة البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) در زیرپهنة ماگمایی- فلززایی طارم- هشتجین (Hajalilou, 1999; Ghorbani, 2013) است. همانند بسیاری از بخش‏‌های پهنة البرز- آذربایجان، در این منطقه نیز در پی رویداد کوهزایی آلپی، سنگ‏‌های آذرین بیرونی، نیمه‏درونی و درونی گوناگونی از ائوسن تا الیگوسن پدید آمده‌اند. این سنگ‌های آذرین ارتباط فضایی و مکانی نزدیکی با کانه‏‌زایی‏‌های فلزی آهن، مس، سرب- روی و طلا دارند. تا کنون بررسی‌های بسیاری روی کانه‌زایی‏‌های فلزی در بخش‏‌های گوناگون زیرپهنة طارم- هشتجین انجام شده‌اند (Rahmani et al., 2004; Mehrabi et al., 2009, 2016; Khanmohammadi et al., 2010; Bazargani Guilani and Parchekani, 2010; Ghasemi Siani, 2014; Nabatian et al., 2014a; Hosseinzadeh et al., 2015, 2016; Esmaeli et al., 2015; Mokhtari et al., 2016; Kouhestani et al., 2018, 2019). بررسی‏‌های انجام‌شده روی توده‏‌های آذرین درونی نیز بیشتر به پدیده‌های سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی توده‏‌های گرانیتوییدی بزرگ همراه با کانه‏‌زایی‏‌های در این زیرپهنة پرداخته‌اند (Moayyed, 2001; Naderi, 2011; Nazari Nia et al., 2014; Nabatian et al., 2014b; Aghazadeh et al., 2015; Nabatian et al., 2016a, b; Saiedi et al., 2018; Yasami et al., 2018).

منطقة زاجکان در کرانة جنوب‏‌خاوریِ پهنة طارم- هشتجین (شکل 1- A)، دربردارندة توالی آتشفشانی- رسوبی ائوسن (هم‌ارز سازند کرج) است که با توده‏‌های آذرین درونی به سن ائوسن بالایی (Hosseini et al., 2016) قطع شده‌اند.

 

 

 

شکل 1 ‏- A) جایگاه منطقة زاجکان روی نقشة ساختاری ساده‏‌شدة ایران (Ramezani and Tucker, 2003)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی منطقة زاجکان با مقیاس 1:20000


 


برپایة نقشة 1:100000 زمین‏‌شناسی ابهر (Hosseini et al., 2016)، این توده‏‌ها ترکیب سنگ‏‌شناختی میکرومونزودیوریت و میکروگرانیت دارند. با اینکه این توده با کانه‏‌زایی‏‌های سرب- روی- مس منطقه ارتباط فضایی نزدیکی دارد (Kouhestani et al., 2019)، اما تا کنون بررسی علمی دقیقی روی ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی و سنگ‌شناسی آنها انجام نشده است؛ ازاین‌رو، در این نوشتار ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمیایی و پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگمایی تودة آذرین درونی زاجکان بررسی شده‌اند. این بررسی‌ها در شناسایی وابستگی کانه‏‌زایی‏‌های سرب- روی- مس منطقه با توده‏‌های آذرین درونی اهمیت دارند. گفتنی است تهیة نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:250000 زنجان (Stöcklin and Eftekharnezhad, 1969) و 1:100000 ابهر (Hosseini et al., 2016)، بررسی‌های پژوهشی روی کانه‏‌زایی سرب- روی- مس زاجکان (Kouhestani et al., 2019) و همچنین، فعالیت‌های اکتشافیِ شرکت روی‏‌گداز زنجان دربارة پیجویی سرب- روی- مس در منطقه از بررسی‌های پیشین در این منطقه هستند.

 

روش انجام پژوهش

این پژوهش در دو بخش بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده است. در بخش بررسی‌های صحرایی به شناسایی فازهای گوناگون تودة آذرین درونی زاجکان و نمونه‌گیری از آنها برای بررسی‌های آزمایشگاهی پرداخته شد. در این راستا، افزون‌بر انجام بررسی‌های صحرایی و تهیه نقشة زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:20000، بیشتر از 45 نمونه برداشت شدند که از میان آنها شمار 24 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‏‌شناختی ساخته شد. نام‌های اختصاری کانی‏‌ها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند. گزینش نمونه‏‌های صحرایی برپایة تغییرات رنگ، بافت و ترکیب سنگ‏‌شناسی واحدهای گوناگون است و تا جای ممکن نمونه‏‌های با کمترین نشانه‌های دگرسانی برگزیده شدند. پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 10 نمونه از سالم‌ترین نمونه‌هایِ فازهای گوناگون تودة آذرین درونی برگزیده شدند. نمونه‏‌ها نخست با خردکننده فولادی تا اندازه نزدیک به 5 مش خردایش شدند و سپس با آسیاب تنگستن‌کاربید به مدت 2 دقیقه تا اندازة نزدیک به 200 مش پودر شدند. پس از پودر‌کردن هر نمونه، ماسه‏‌های کوارتزی آسیاب شدند تا میزان آلودگی به کمترین برسد. سپس، میزان 20 گرم از پودر نمونه‏‌ها برای برای بررسی فراوانی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به روش‏‌های XRF و ICP-MS به شرکت زرآزما در تهران فرستاده شدند. برای تجزیه به روش XRF برای عنصرهای اصلی، قرصی از نمونه‏‌های پودرشده ساخته شد. برای به‌دست‌آوردن میزان عنصرهای خاکی کمیاب به روش ICP-MS نیز نزدیک به 2/0 گرم از هر نمونه در لیتیم‌متابرات/تترابرات ذوب و سپس در اسیدنیتریک حل شدند. میزان دقت برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب میان 3 تا 5 درصد بوده است. مقدار LOI نمونه‏‌ها با نگهداری پودر سنگ‏‌ها در دمای 1000 درجه سانتیگراد به مدت 2 ساعت به‌دست آمد.

 

زمین‏‌شناسی

منطقة زاجکان بخش کوچکی از ورقة زمین‌شناسی 1:100000 ابهر (Hosseini et al., 2016) است. برپایة نقشة یادشده و برپایة بررسی‌های صحرایی انجام‏‌شده، واحدهای سنگی رخنمون‏‌یافته در این منطقه، مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن هستند. این سنگ‏‌ها از قدیم به جدید، گدازه‏‌ها و توف‏‌های ریوداسیتی، آندزیت‌داسیتی و ایگنیمبریت‏‌ها و کریستال‌توف‏‌های اسیدی همراه با میان‏‌لایه‏‌های آندزیت، بازالت و تراکی‌آندزیت و تناوب ماسه‏‌سنگ‏‌های توفی، توف ‏‌‌ماسه‏‌ای، لاپیلی‌توف، کنگلومرا و برش‌توفی حد واسط به‌همراه میان‏‌لایه‏‌های گدازه‏‌های آندزیتی، تراکی‏‌آندزیتی و بازالت‏‌های آندزیتی و الیوین‌بازالت هستند. برپایة نقشة زمین‏‌شناسی 1:20000 منطقة بررسی‌شده (شکل 1)، واحدهای سنگی در این منطقه دربردارندة واحدهای آتشفشانی- رسوبی (Etv1، Etv2 و Ev1) به‌همراه یک گنبد داسیتی (da) و چندین رخنمون تودة آذرین درونی با ترکیب کلی گابرو، پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت، کوارتز مونزونیت و گرانودیوریت (qmz) هستند.

واحد Etv1: این واحد دربردارندة تناوب لایه‏‌های توفی اسیدی (کریستال‌توف، لیتیک‌کریستال‌توف و لیتیک‌توف) همراه با گدازه‏‌های داسیتی- ریوداسیتی و گاه ایگنمبریت است که بخش بزرگی از منطقه بررسی‌شده در بخش شمالی آن را دربر گرفته است (شکل‏‌های 1 و 2).

 

 

 

شکل 2- نمایی از واحد Etv1 که با تودة گرانیتوییدی زاجکان در آن نفوذ کرده است و خود به‏‌صورت هم‏‌شیب با واحد Etv2 پوشیده شده است (دید رو به باختر)

 

 

روند عمومی این واحد، ‏‌باختری- ‏‌خاوری با شیب نزدیک به 65- 40 درجه و رو به جنوب است. تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz) درون این واحد نفوذ کرده است و در مرز همبری با تودة آذرین درونی، نشانه‌های دگرسانی گرمابی به‏‌صورت آرژیلیکی‏‌شدن گسترده در این سنگ‏‌ها دیده می‌شود. شدت دگرسانی آرژیلیکی در بخش‏‌های خاوری به اندازه‌ای پیشرفته است که پهنة دگرسانی یادشده برای خاک صنعتی (کائولن) در حال بهره‏‌برداری است. این واحد سنگی به‌سوی بالا با واحد Etv2 به‏‌صورت هم‏‌شیب پوشیده شده است (شکل 3).

واحد Etv2: این واحد دربردارندة تناوب ماسه‏‌سنگ توفی، توف ‌ماسه‏‌ای، لاپیلی‌توف، لیتیک‌توف و توف‏‌برش با میان‏‌لایه‏‌های محدود از گدازه‏‌های آندزیتی و بازالت آندزیتی است که بخش‏‌های جنوبی منطقه را دربر گرفته‌اند (شکل‏‌های 1 و 3). روند عمومی این واحد باختری- خاوری با شیب نزدیک به 50- 35 درجه رو به جنوب است و به‏‌صورت هم‏‌شیب روی واحد Etv1 جای می‏‌گیرد (شکل 3).

واحد Ev1: بخش‏‌های گدازه‏‌ای واحد Etv2 در برخی بخش‌ها ستبرای چشمگیری دارد و به‏‌عنوان واحد جداگانه‌ای شناخته می‌شود. این سنگ‏‌ها که بیشتر ترکیب آندزیت، مگاپورفیریتیک‌آندزیت و بازالت‌آندزیتی دارند، با نام واحد Ev1 در نقشة 1:20000 منطقه نشان داده شده‏‌اند (شکل‏‌های 1 و 4). ستبرای واحدهای گدازه‏ای یادشده گاه به نزدیک به 20 متر می‏‌رسد.

 

 

 

شکل 3- نمایی از واحد Etv2 که به‏‌صورت هم‏‌شیب روی واحد Etv1 جای گرفته است (دید رو به جنوب‏‌باختری)

 

 

شکل 4- نمایی از واحد Ev1 که درون توالی واحد Etv2 جای گرفته است (دید رو به جنوب)

 


گنبد داسیتی (da): در بخش مرکزی تا خاوری منطقة بررسی‌شده و در جنوب تودة گرانیتوییدی زاجکان، یک تودة داسیتی با ساختار گنبدی‌شکل در مرز میان واحدهای Etv1 و Etv2 خودنمایی می‏‌کند (شکل‏‌های 1 و 5- A). توده داسیتی یادشده شکستگی‏‌های دیاکلازی مشخصی دارد. تودة داسیتی بیضوی شکل است و درازای آن راستای خاوری- باختری نشان می‌دهد.

تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz): در شمال و باختر روستای زاجکان، تودة گرانیتوییدی درون توالی آتشفشانی- رسوبی واحد Etv1 و در هستة تاقدیس زاجکان رخنمون دارد (شکل‏‌های 1 و 5- B). این تودة گرانیتوییدی به‏‌صورت چند رخنمون جداگانه در منطقه دیده می‌شود (شکل 1)؛ اما در نقشة 1:100،000 ابهر (Hosseini et al., 2016) به‏‌صورت یک توده نمایش داده شده است. بررسی‏‌های صحرایی نشان می‌دهند این توده ترکیب سنگ‏‌شناسی متنوعی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که از باختر به‌سوی خاور، ترکیب گابرو، پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت تا پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و گرانودیوریت نشان می‌دهد. بخش‏‌های باختری به‏‌صورت ارتفاعات بلند است و بافت میکروگرانولار دارند؛ اما بخش خاوری در ارتفاعات پایین رخنمون دارد و بافت‏‌های پورفیری تا پورفیروییدی و گرانولار نشان می‌دهد. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در برخی بخش‌ها درون این توده دیده می‌شوند. بخش گرانودیوریتی دچار دگرسانی شده است و رگة کوارتزی با کانه‏‌زایی سرب- روی درون آن (شمال روستای زاجکان) پدید آمده است. همچنین، درون بخش پیروکسن‌ کوارتزمونزودیوریتی (بخش شمالی توده) نیز رگة کوارتزی با کانه‏‌زایی سرب- روی دیده می‏‌شود. تودة پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی بافت پورفیری و پورفیروییدی با فنوکریست‏‌های درشت دارد؛ اما دگرسانی شاخص و رگه‏‌های کوارتزی کانه‏‌دار ندارد.

 

 

 

شکل 5- A) نمایی از گنبد داسیتی (da) در مرز میان واحدهای Etv1 و Etv2 (دید رو به خاور)؛ B) دورنمایی از تودة گرانیتوییدی زاجکان (qmz) درون واحدهای آتشفشانی- رسوبی (دید رو به شمال)

 


سنگ‏‌شناسی توده‏‌های آذرین درونی

- گابرو

این سنگ‏‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره با بافت دانه‏‌ای دیده می‌شوند و در مقایسه با دیگر گروه‏‌های سنگی، رنگ تیره‏‌تری دارند. در مقیاس میکروسکوپی، بافت اصلی سنگ گرانولار است و بافت‏‌های افیتیک و ساب‏‌افیتیک و پویی‏‌کلیتیک در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند. از دیدگاه کانی‏‌شناسی، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن‏‌های اکتینولیتی‏‌شده از کانی‏‌های اصلی و آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، کانی‏‌های کدر و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی این سنگ‌ها به شمار می‌روند. سریسیت، اکتینولیت و کانی‏‌های کدر در پی دگرسانی کانی‏‌های نخستین پدید آمده‌اند. پلاژیوکلازها به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار با ماکل نواری دیده می‌شوند (شکل 6- A) و برخی از آنها منطقه‏‌بندی نشان می‏‌دهند. در برخی بلورها دگرسانی ضعیف سریسیتی دیده می‌شود. در برخی بلورها، میانبار‏‌هایی از کانی‏‌های کدر، پیروکسن و آپاتیت بافت پویی‏‌کیلیتیک را پدید آورده‌اند. اندازة بلورهای پلاژیوکلاز تا 4 میلیمتر نیز می‏‌رسد. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها نزدیک به 65 درصدحجمی است. کلینوپیروکسن‏‌ها بیشتر به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و با درجات مختلف به اکتینولیت دگرسان شده‏‌اند (شکل 6- B). در پی دگرسانی به اکتینولیت، کانی‏‌های کدر نیز پدید آمده‌اند. برخی بلورهای کلینوپیروکسن میانبار‏‌هایی از پلاژیوکلاز دارند و این ویژگی بافت افیتیک را پدید آورده است (شکل 6- C). اندازة پیروکسن‏‌ها تا 2 میلیمتر نیز می‏‌رسد و فراوانی بلورهای آنها نزدیک به 30 درصدحجمی است. کوارتز و آلکالی‌فلدسپار به‏‌صورت بلورهای کوچک و بی‏‌شکل در میان پلاژیوکلازها و پیروکسن‏‌ها دیده می‌شوند و فراوانی آنها در مجموع از 3 درصدحجمی کمتر است.

 

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (در نور عبوری پلاریزه متقاطع یا XPL) از کانی‏‌ها و بافت توده‏‌های آذرین درونیِ منطقة زاجکان: A) تجمع بلورهای پلاژیوکلاز به‌همراه کلینوپیروکسن با بافت گرانولار در گابروها؛ B) ‏‌بلورهای کلینوپیروکسن جایگزین‏‌شده با اکتینولیت در کنار پلاژیوکلازها در گابروها. میانبار کلینوپیروکسن درون پلاژیوکلاز دیده می‌شود؛ C) میانبار‏‌های پلاژیوکلاز درون بلورهای کلینوپیروکسن و پیدایش بافت افیتیک در گابروها؛ D) بلور درشت پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی و با بخش مرکزی با منطقه‏‌بندی و ویژگی‏‌های نوری متفاوت نسبت به حاشیه در پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ E) میانبار‏‌های پلاژیوکلاز درون بلورهای کلینوپیروکسن و پیدایش بافت افیتیک در پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ F) هم‏‌رشدی کوارتز و آلکالی‌فلدسپار و پیدایش بافت گرافیک در پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ G) بلور درشت پلاژیوکلاز در میان بلورهای کوچک‏‌ترِ آلکالی‌فلدسپار و کلینوپیروکسن اکتینولیتی‏‌شده در پیروکسن‌کوارتزمونزونیت؛ H) کانی‏‌های مافیک جانشین‏‌شده با اکتینولیت به‌همراه بلورهای پلاژیوکلاز در زمینة دانه‏‌ریز کوارتز- فلدسپار در گرانودیوریت‏‌ها؛ I) بلورهای درشت پلاژیوکلاز با دگرسانی سریسیتی در گرانودیوریت‏‌ها. بلورهای ریز و بی‏‌شکل کوارتز در فضای میان آنها دیده می‏‌شوند (Act: اکتینولیت؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Graphic: بافت گرافیکی؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Qz: کوارتز؛ Ser: سریسیت)


 


- پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت

این سنگ‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره و با بافت دانه‏‌ای ریزبلور دیده می‌شوند. در مقایسه با گابروها، این سنگ‏‌ها رنگ کمابیش روشن‏‌تری دارند و ریزبلور هستند. در مقیاس میکروسکوپی، این سنگ‏‌ها بافت‏‌های گرانولار ریزبلور تا پورفیروییدی نشان می‌دهند. بافت‏‌های افیتیک و ساب‏‌افیتیک، پویی‏‌کیلیتیک، گرافیکی و غربالی نیز در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شوند. به‏‌ترتیب فراوانی، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، کواتز و آلکالی‌‏‌فلدسپار از کانی‏‌های اصلی هستند. بیوتیت‏‌های کلریتی‏‌شده، کانی‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن نیز از کانی‏‌های فرعی شمرده می‌شوند. همچنین، اکتینولیت، سریسیت، کانی‏‌های رسی، کلریت و کانی‏‌های کدر از شمار کانی‏‌های ثانویه هستند. پلاژیوکلازها که فراوان‏‌ترین کانی‏‌ در این سنگ‌ها هستند، به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز منطقه‏‌بندی دارند. اندازة بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز تا 5/2 میلیمتر می‏‌رسد؛ اما در نمونه‏‌های با بافت پورفیروییدی، اندازة آنها به 6 میلیمتر نیز می‏‌رسد. برخی بلورهای پلاژیوکلاز میانبار‏‌هایی از کانی کدر و پیروکسن دارند و ازاین‌رو، بافت پویی‏‌کلیتیک نشان می‌دهند. درون برخی بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی، بقایایی از پلاژیوکلازهای قدیمی دیده می‏‌شوند (شکل 6- D) که گمان می‏‌رود ترکیب متفاوت‏‌تری نسبت به بخش حاشیه‏‌ای دارند. بلورهای پلاژیوکلاز با درجات مختلف به کانی‏‌های رسی و سریسیت دگرسان شده‏‌اند. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها نزدیک به 55 تا 60 درصدحجمی است. کلینوپیروکسن به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند و اندازة آنها تا 3 میلیمتر می‏‌رسد. بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن به اکتینولیت دگرسان شده‌اند. در پی این دگرسانی، کانی‏‌های کدر نیز پدید آمده‌اند. بقایای پیروکسن درون برخی اکتینولیت‏‌ها دیده می‌شوند. برخی بلورهای درشت کلینوپیروکسن میانبار‏‌هایی از پلاژیوکلاز دارند و ازاین‌رو، بافت افیتیک و ساب‏‌افیتیک نشان می‌دهند (شکل 6- E). برخی بلورهای درشت کلینوپیروکسن ماکل نواری دارند. در کل، پیروکسن‏‌های سالم و اکتینولیتی‏‌شده نزدیک به 25 درصدحجمی از کل سنگ را دربر می‏‌گیرند. کوارتز و آلکالی‌فلدسپار به‏‌صورت بلورهای کوچک بی‏‌شکل در زمینة سنگ و در فضای میان بلورهای درشت پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن دیده می‏‌شوند. فراوانی هر کدام از آنها نزدیک به 5 تا 7 درصدحجمی است. اندازة بلورهای کوارتز و آلکالی‌‏‌فلدسپار از یک میلیمتر کمتر است. در پی هم‏‌رشدی کوارتز و آلکالی‌فلدسپار، در برخی نمونه‏‌ها بافت گرافیکی پدید آمده است (شکل 6- F). معمولاً بافت گرافیکی پیامد تبلور هم‏‌زمان کوارتز و آلکالی‌فلدسپار در نقطه اوتکتیک دانسته می‏‌شود. به باور Shelly (1993)، پیدایش بافت گرافیکی پیامد فشار بخار آب بالا هنگام تبلور است. بلورهای ورقه‏‌ای بیوتیت با اندازة کمتر از یک میلیمتر و با فراوانی کمتر از 3 درصدحجمی در میان دیگر کانی‏‌ها دیده می‌شوند. برخی از آنها تا اندازه‌ای با کلریت جانشین شده‏‌اند.

 

- پیروکسن‌کوارتزمونزونیت

این سنگ‏‌ها در نمونة دستی بافت پورفیری تا پورفیروییدی با درشت‏‌بلورهای فلدسپار دارند و به رنگ خاکستری دیده می‌شوند. بافت این سنگ‏‌ها بیشتر پورفیروییدی تا گرانولار است. پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کلینوپیروکسن‏‌های اکتینولیتی‏‌شده و کوارتز از کانی‏‌های اصلی و بیوتیت، کانی‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی آنها هستند. سریسیت، کانی‏‌های رسی، اکتینولیت، کلریت، کانی‏‌های کدر و رگچه‏‌های کلسیت و اپیدوت نیز از کانی‏‌های ثانویه به‌شمار می‌روند. پلاژیوکلاز به‏‌صورت بلورهای درشت شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شود (شکل 6- G). اندازة بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر تا 3 میلیمتر می‏‌رسد؛ اما بلورهایی به اندازة یک سانتیمتر نیز دیده می‌شوند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز به دگرسانی ضعیفی به سریسیت، آن هم بیشتر در حاشیه بلور، دچار شده‏‌اند. شماری از بلورهای پلاژیوکلاز منطقه‏‌بندی و برخی دیگر از آنها میانبارهایی از کانی‏‌های کدر، کلینوپیروکسن‏‌های اکتینولیتی‏‌شده، آپاتیت و حتی زیرکن دارند. فراوانی پلاژیوکلازها نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی است. آلکالی‌فلدسپارها بیشتر به‏‌صورت بلورهای کوچک نیمه‏‌شکل‏‌دار در زمینة سنگ دیده می‌شوند (شکل 6- G) و اندازة آنها تا یک میلیمتر نیز می‏‌رسد. این کانی‏‌ها با درجه‌های مختلفی به کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌اند. فراوانی بلورهای آلکالی‌فلدسپار نزدیک به 35 درصدحجمی است. کلینوپیروکسن‏‌ها به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار با فراوانی نزدیک به 15 درصدحجمی در میان فلدسپارها دیده می‏‌شوند. اندازة بلورهای کلینوپیروکسن تا 5/1 میلیمتر می‏‌رسد. کلینوپیروکسن‏‌ها با درجات شدیدی به اکتینولیت و گاه به کلریت دگرسان شده‏‌اند و به‌ندرت بقایای پیروکسن سالم در آنها دیده می‏‌شود. کوارتز به‏‌صورت بلورهای کوچک و بی‏‌شکل در زمینة سنگ و در همراهی با آلکالی‌فلدسپار در فضای میان دیگر کانی‏‌ها جای گرفته است (شکل 6- G). اندازة بلورهای کوارتز از یک میلیمتر کمتر است و فراوانی آنها به نزدیک به 10 درصدحجمی می‏‌رسد. بیوتیت با فراوانی نزدیک به 2 درصدحجمی به‏‌صورت بلورهای ورقه‏‌ای در اندازة کمتر از 5/0 میلیمتر در میان دیگر کانی‏‌ها دیده می‏‌شود.

 

- گرانودیوریت

این سنگ‏‌ها در نمونة دستی با بافت پورفیری تا گرانولار درشت‏‌بلور با رنگ خاکستری روشن دیده می‏‌شوند. نشانه‌هایی از دگرسانی با درجات مختلف در نمونة دستی دیده می‌شوند. این سنگ‏‌ها بافت پورفیری تا پورفیروییدی و گرانولار دارند (شکل‌های 6- H و 6- I) و از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، کانی‏‌های مافیک کلریتی- اپیدوتی و اکتینولیتی‏‌شده ساخته شده‌اند. کانی‏‌های کدر، آپاتیت و زیرکن از کانی‏‌های فرعی در این سنگ‏‌ها هستند. سریسیت، کانی‏‌های رسی، کلریت، اکتینولیت، اپیدوت و کانی‏‌های کدر نیز به‏‌صورت ثانویه در این سنگ‏‌ها پدید آمده‌اند. پلاژیوکلازها به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار دیده می‌شوند و دگرسانی به سریسیت، کانی‏‌های رسی و گاه اپیدوت به‌فراوانی در آنها دیده می‌شود (شکل 6- I). در برخی بلورهای پلاژیوکلاز، منطقه‏‌بندی آشکاری دیده می‏‌شود. اندازة بلورهای پلاژیوکلاز تا 6 میلیمتر می‏‌رسد. فراوانی پلاژیوکلاز‏‌ در این سنگ‏‌ها نزدیک به 40 درصدحجمی است. آلکالی‌فلدسپارها بیشتر به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل با دگرسانی به کانی‏‌های رسی در زمینة سنگ جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 6- H و 6- I). اندازة بلورهای آلکالی‌فلدسپار از یک میلیمتر کمتر است و فراوانی آنها از 25 درصدحجمی کمتر است. کواتز به‏‌صورت بلورهای ریز و بی‏‌شکل زمینة سنگ را پوشش داده است (شکل‌های 6- H و 6- I). اندازة بلورهای کوارتز از یک میلیمتر کمتر است. گاه بلورهای کمابیش درشت کوارتز به‏‌صورت گردشده دیده می‏‌شوند و اندازة آنها تا 2 میلیمتر است. فراوانی کوارتز در این سنگ‏‌ها تا نزدیک به 20 درصدحجمی نیز می‏‌رسد. کانی‏‌های مافیک نخستین سنگ به‏‌طور کامل با مجموعه اکتینولیت- کلریت و کانی‏‌های کدر جانشین شده‏‌اند (شکل 6- H). این کانی‏‌ها در کل فراوانی نزدیک به 15 درصدحجمی دارند و گمان می‌رود پیامد دگرسانی هورنبلند باشند. اپیدوت به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار کوچک با برجستگی بالا و با فراوانی کم در زمینة دانه‏‌ریز سنگ پراکنده است.

 

زمین‏‌شیمی

برای بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی فازهای گوناگون تودة گرانیتوییدی زاجکان، شمار 10 نمونه از این توده (5 نمونه از توده پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت، 3 نمونه از توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت، یک نمونه از تودة گابرویی و یک نمونه از تودة گرانودیوریتی) به روش‏‌های XRF و ICP–MS در آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران تجزیه شدند (جدول 1).

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی یا wt%) و عنصرهای کمیاب (برپایة گرم در تن یا ppm) در نمونه‏‌های تودة گرانیتوییدی زاجکان (gb: گابرو؛ qmzd: پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت؛ qmz: پیروکسن‌کوارتزمونزونیت؛ gd: گرانودیوریت)

Sample No.

Za- 01

Za- 02

Za- 04

Za- 05

Za- 07

Za- 08

Za- 09

Za- 10

Za- 11

Za- 12

Rock Type

qmzd

qmzd

qmzd

qmzd

qmzd

gb

qmz

qmz

qmz

gd

SiO2

55.77

56.53

62.94

54.55

56.41

49.70

57.58

57.69

56.16

66.33

TiO2

0.98

0.90

0.67

1.05

1.03

0.96

0.94

0.92

0.95

0.53

Al2O3

16.65

16.46

15.44

16.90

16.72

17.69

16.69

16.75

16.32

15.12

Fe2O3

8.45

7.76

5.26

8.15

7.75

9.59

6.66

6.61

8.17

4.17

MnO

0.14

0.13

0.05

0.10

0.13

0.12

0.22

0.21

0.15

0.08

MgO

3.72

3.87

2.10

4.01

3.55

5.22

2.43

2.34

3.66

1.67

CaO

7.22

6.85

2.96

7.01

6.37

9.20

5.09

5.09

3.99

2.34

Na2O

3.77

3.61

4.06

4.26

3.86

3.98

3.58

3.57

4.20

3.96

K2O

2.38

2.33

4.89

2.30

2.94

1.32

5.14

5.12

4.82

4.29

P2O5

0.26

0.25

0.16

0.31

0.28

0.38

0.33

0.31

0.26

0.15

LOI

0.53

1.14

1.41

1.25

0.91

1.76

1.27

1.32

1.24

1.27

Total

99.87

99.83

99.92

99.89

99.95

99.92

99.93

99.93

99.92

99.91

As

1.3

2.3

4.2

2.3

3.4

1.8

1.7

1.3

11.1

3.2

Se

1.66

2.74

2.21

1.3

2.5

1.38

1.32

1.54

1.38

0.82

Sc

19

17.1

9.4

18.8

17.7

21.2

12.3

12.9

18.8

8.4

V

169

152

97

165

143

199

104

103

153

77

Cr

24

26

16

25

41

47

20

20

33

6

Co

25.2

23.9

9.6

19.8

20.7

24.5

14.7

13.9

19.5

7.1

Ni

85

21

<1

6

14

28

<1

<1

27

<1

Cu

69

52

36

18

83

12

54

55

45

8

Zn

53

46

48

48

41

50

68

66

54

87

Rb

57

51

164

42

68

15

140

147

121

109

Sr

508.3

499

387.4

487.7

460.9

634.2

349.2

371.1

412.6

253.6

Y

17.5

17.1

14.8

17.4

17.9

14.6

17.7

18.3

17.1

15.6

Zr

127

72

56

46

36

27

48

47

41

40

Nb

20.1

23.6

18.1

20.1

22.3

11.3

27.5

29.6

24.5

18

Cs

2.3

2.5

1.2

1.5

1.8

2.3

1.6

1.7

1.2

0.8

Ba

490

497

670

447

545

345

682

696

692

860

Pb

18

17

15

16

13

12

24

31

45

36

La

23

24

24

23

27

17

26

27

24

21

Ce

49

47

44

45

51

30

50

51

41

35

Pr

7.6

8.39

6.36

7.54

8.35

5.56

7.75

7.71

6.71

5.13

Nd

30.5

32.6

23

30.3

33.4

24

29.2

29.1

25.9

18.8

Sm

6.37

6.21

4.27

6.19

6.6

4.9

5.58

5.82

5.16

3.58

Eu

1.75

1.73

1.12

1.72

1.75

1.77

1.56

1.53

1.41

1.13

Gd

5.62

5.53

3.83

5.78

6.01

4.76

5.21

5.28

4.89

3.3

Tb

0.91

0.9

0.67

0.91

0.93

0.75

0.84

0.9

0.83

0.65

Dy

5.39

5.25

4.13

5.29

5.41

4.5

5.27

5.31

5.05

4.15

Er

2.89

2.94

2.42

2.91

2.87

2.37

2.98

3.03

2.77

2.53

Tm

0.46

0.45

0.39

0.44

0.47

0.37

0.47

0.46

0.43

0.42

Yb

2.2

2.1

1.8

2.2

2.1

1.9

2.1

2.1

2.1

1.8

Lu

0.42

0.4

0.36

0.39

0.38

0.32

0.4

0.42

0.35

0.4

Hf

3.67

2.55

2.44

1.76

1.93

1.61

2.32

2.27

2

1.91

Ta

1.15

1.32

0.83

1.02

1.21

0.67

1.37

1.52

1.32

1.19

Th

12.03

14.68

19.58

10.53

11.14

3.3

10.46

10.78

8.97

11.12

U

3.2

3.7

3.5

2.38

1.8

1.1

2.2

2.2

1.9

2.6

 


 

 

برپایة نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O، سنگ‏‌های منطقه در گسترة گابرو، مونزونیت، گرانودیوریت و سیونودیوریت جای می‌گیرند (شکل 7- A). از سوی دیگر، این نمودار نشان می‏‌دهد بیشتر نمونه‏‌های برداشت‏‌شده از منطقه، در مرز میان سری آلکالن و ساب‏‌آلکالن هستند. در نمودار AFM نیز همة نمونه‏‌ها در گسترة کالک‏‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 7- B). برپایة نمودار SiO2 دربرابر K2O، نمونه‏‌های توده‏‌های بررسی‌شده در گسترة کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا جای می‌گیرند (شکل 7- C). برپایة نمودار Co دربرابر Th نیز بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌بالا و شوشونیتی جای می‌گیرند (شکل 7- D).

 

 

 

شکل 7- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های نفوذی منطقة زاجکان روی: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (برپایة درصدوزنی) (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر K2O (برپایة درصدوزنی) (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ D) نمودار Co دربرابر Th (برپایة ppm) (Hastie et al., 2007)

 

 

در نمودار سه‌تایی Na2O-Al2O3-K2O، دو گسترة متاآلومین- پرآلومین و پرآلکالن نشان داده شده‌اند. در این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة متاآلومین- پرآلومین جای گرفته‏‌اند (شکل 8- A). در نمودار A/CNK دربرابر A/NK، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة متاآلومین جای می‌گیرند (شکل 8- B).

برای شناسایی گرانیت‏‌های نوع I و A، از نمودار SiO2 دربرابر Zr (Collins et al., 1982) بهره گرفته شد. در این نمودار، همة نمونه‏‌ها در گسترة گرانیت‏‌های نوع I جای می‌گیرند (شکل 8- C). در نمودار SiO2 دربرابر A/CNK نیز همة نمونه‏‌ها در گسترة گرانیتوییدهای تیپ I جای می‌گیرند (شکل 8- D). افزون‌بر نمودارهای یادشده، شواهد و ویژگی‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی (مانند: حضور کلینوپیروکسن، هورنبلند و نبود مسکوویت، کردیریت، گارنت، آندالوزیت و سیلیمانیت، وجود برخی انکلاوهای میکروگرانولار و نبود انکلاوهای سورمیکاسه، نبود کرندوم در نورم این سنگ‏‌ها و نیز روند کاهشی P2O5دربرابر SiO2 که با تبلور آپاتیت در گرانیت‏‌های نوع I توجیه‌پذیر است (Chappell and White, 1992)) نشان‌دهندة I-type‌ بودن توده‏‌های نفوذی منطقة زاجکان هستند. افزون‌براین، برپایة رده‏‌بندی Barbarin (1999) و برپایة ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و شیمیایی نمونه‏‌های بررسی‌شده، تودة گرانیتوییدی زاجکان از گروه گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن آمفیبول‏‌دار (ACG) دانسته می‌شود.

 

 

 

شکل 8- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های آذرین درونی منطقة زاجکان روی: A) نمودار سه‌تایی Na2O-Al2O3-K2O (Villaseca et al., 1998)؛B) نمودار A/NK-A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر Zr (Collins et al., 1982)؛ D) نمودار SiO2 دربرابر A/CNK (Chappell and White, 1992)


 

 

در الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)، همة
گروه‏‌های سنگی الگوی همانندی نشان می‌دهند (شکل 9- A). در این نمودار‏‌، غنی‏‌شدگی عنصرهای LILE (Rb، Ba، Th و Cs) همراه با آنومالی منفی عنصرهای HFSE (Nb، Ta، Zr، P و Ti) دیده می‏‌شود. کمبود عنصرهای HFSE پیامد عوامل گوناگونی دانسته می‏‌شود؛ مانند: ماگما‏‌های جدا‌شده از گوشته‌ای متاسوماتیسم‏‌شده در پهنة فرورانش و ماگماتیسم وابسته به فرایند فرورانش (Kuster and Harms, 1988; Wilson, 1989)، شرکت پوسته در فرایند‏‌های ماگمایی (Rollinson, 1993) و فقر این عنصرها در خاستگاه و همچنین، پایداری فاز‏‌های دارای این عنصرها هنگام ذوب‌بخشی و یا جدایش آنها هنگام فرایند جدایش ماگمایی (Wu et al., 2003). آنومالی مثبت عنصرهای LILE در همراهی با آنومالی منفی عنصرهای HFSE چه‌بسا از ویژگی‏‌های ماگما‏‌های پدیدآمده از گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‏‌شده زیر قاره‏‌ای در پهنة فرورانشی است (Pearce, 1982; Foley and Wheller, 1990; Pearce and Parkinson, 1993). آنومالی منفی Nb و Ti از ویژگی‌های توده‏‌های آذرین درونی در کمان‏‌های ماگمایی مرز قاره‏‌ای به‌شمار می‏‌رود (Wang and Chung, 2004). آنومالی مثبت Pb در همة نمونه‏‌ها ویژگی آشکار در نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه است. این ویژگی شاید نشانة تأثیر پوستة قاره‏‌ای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های منطقه و یا آلایش پوسته‏‌ای ماگمای پدیدآمده از ذوب‌بخشی گوشته در تراز‏‌های بالاتر باشد (Kamber et al., 2002). همراه‌بودن آنومالی مثبت Pb و آنومالی منفی Nb و Ta نشانه ماگما‏‌های پدیدآمده در کمان‏‌های آتشفشانی و ماگماهای متأثر از پوستة قاره‏‌ای است (Hofmann, 1988). در کل، برپایة شکل‏‌ 9- A و با به‌یادداشتن عوامل گوناگون در رویداد بی‏‌هنجاری‏‌های مثبت و منفی عنصرها، ماگمای نخستین سازندة توده‏‌های آذرین درونی در منطقة زاجکان در پهنه‌ای فرورانشی و از گوشته‌ای متاسوماتیسم‏‌شده پدید آمده است.

در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)، در همة نمونه‏‌های بررسی‌شده الگوی همانندی دیده می‏‌شود (شکل 9- B). نمونه‏‌های بررسی‌شده الگویی سرشار از عنصرهای LREE دربرابر HREE و با نسبت بالای LREE/HREE نشان می‏‌دهند (شکل 9- B). عنصر Eu در بیشتر نمونه‏‌ها آنومالی منفی ضعیف نشان می‏‌دهد؛ اما در نمونة گابرویی، آنومالی مثبت ضعیف دارد (شکل 9- B) که چه‌بسا در ارتباط با تمرکز بالای پلاژیوکلاز در این نمونه در مقایسه با دیگر نمونه‏‌هاست. عنصرهای HREE الگوی کمابیش همواری را نشان می‏‌دهند که شاید با حضور گارنت در ناحیة خاستگاه در ارتباط باشد (Wright and McCurry, 1997). مشارکت‌نکردن آنها در پیدایش مذاب باعث فقیر‌شدن مذاب پدیدآمده از عنصرهای HREE و پیدایش الگوی هموار در این عنصرها می‏‌شود. غنی‏‌شدگی بالای عنصرهای LREE نیز می‏‌تواند پیامد درجة کم ذوب‌بخشی و فراوانی کم‌ عنصرهای HREE در ارتباط با حضور گارنت در ناحیة ذوب باشد (Wright and McCurry, 1997).

در نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت، پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و گرانودیوریت نسبت Eu/Eu* برابربا 98/0- 82/0 است؛ اما این نسبت در نمونة گابرویی برابربا 1/1 است. آنومالی مثبت ضعیف Eu و نسبت بالاتر Eu/Eu* (1/1) در نمونه گابرویی نشان‌دهندة تمرکز نسبی پلاژیوکلاز در گابروها و جدایش آن در دیگر فازهای نفوذی بررسی‌شده است. همچنین، نسبت Lan/Ybn در نمونة گابرویی برابر با 1/6 و در دیگر نمونه‏‌های سنگی برابربا 1/9 تا 1/7 است. بالا‌بودن مقدار عنصرهای LREE دربرابر HREE از ویژگی‌های آشکار سنگ‏‌های کمان آتشفشانی در پهنه‌های فرورانش در مرز فعال قاره‏‌ای است (Pearce, 1982; Wilson, 1989; Ma et al., 2014). آنومالی منفی ضعیف در Yb نیز به حضور گارنت در ناحیه ‌خاستگاه و به جا‏‌ماندن این عنصر در این کانی مرتبط دانسته می‌شود (Wright and McCurry, 1997).

در کل، الگوی کمابیش پرشیب غنی‏‌ از عنصرهای LREE و الگوی مسطح عنصرهای HREE با نسبت بالای LREE/HREE برای توده‏‌های آذرین درونی منطقة زاجکان نشان می‌دهند این سنگ‏‌ها از ‌خاستگاه ماگمایی مشترکی پدید آمده‌اند و پیامد ذوب‌بخشی درجة کم گوشته‌ای غنی‏‌شده در پهنه‌ای فرورانشی هستند.

 

 

 

شکل 9- A) الگوی عنصرهای کمیاب نمونه‌های منطقة زاجکان بهنجارشده به گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌های منطقة زاجکان بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)


 


جایگاه تکتونوماگمایی

نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی پیدایش ماگما، نمودارهای تغییرات زمین‏‌شیمیایی هستند که برپایة آنها، ماگماهای پدیدآمده در جایگاه‏‌های زمین‌ساختی گوناگون برپایة ویژگی‏‌های شیمیایی از یکدیگر شناخته می‌شوند (Rollinson, 1993). در نمودار دو متغیره Nb + Y دربرابر Rb، سنگ‏‌های بررسی‌شده در گسترة گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی (VAG) جای می‌گیرند (شکل 10- A). در نمودارهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb و Th دربرابر Ta، سنگ‏‌های بررسی‌شده در گسترة مرز فعال قاره‏‌ای جانمایی می‏‌شوند (شکل‏‌های 10- B و 10- C). برای شناسایی کمان‏‌های ماگمایی مرز فعال قاره‏‌ای و کمان‏‌های ماگمایی پس از برخورد، نمودار سه‏‌تایی Nb-Zr-Ce/P2O5 به‌کار برده شد. در این نمودار، بیشتر نمونه‏‌ها در گسترة کمان ماگمایی پس از برخورد (PAP) جای می‌گیرند (شکل 10- D).

 

 

 

شکل 10- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های آذرین درونی در منطقة زاجکان روی: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Gorton and Schandl, 2002)؛ C) نمودار Ta دربرابر Th (Gorton and Schandle, 2002)؛ D) نمودار سه‌تایی Nb-Zr-Ce/P2O5 (Muller and Groves, 1997) (VAG: گرانیت‏‌های کمان ماگمایی؛ ORG: گرانیت‏‌های پشتة اقیانوسی، WPG: گرانیت‏‌های درون صفحه‏‌ای؛ Syn- COLG: گرانیت‏‌های همزمان با برخورد؛ ACM: مرز فعال قاره‏‌ای؛ WPVZ: پهنه‌های آتشفشانی درون‌صفحه‏‌ای؛ CAP: کمان مرز فعال قاره‏‌ای؛ PAP: کمان پس از برخورد)


 


سنگ‌زایی

همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، سنگ‏‌های منطقه زاجکان با ترکیب گابرو، پیروکسن‌ کوارتزمونزودیوریت، پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و گرانودیوریت از ماگمای کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا خاستگاه گرفته‏‌اند. باور بر این است که سنگ‏‌های ماگمایی کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌بالا بیشتر در کمان‏‌های ماگمایی و محیط‏‌های زمین‌ساختی پس از برخورد پدید می‌آیند (Foley and Peccerillo, 1992; Turner et al., 1996) و به‏‌ندرت در پهنه‏‌های درون صفحه‏‌ای دیده می‏‌شوند (Muller and Groves, 1997; Bonin, 2004). به باور Turner و همکاران (1996) ماگماتیسم پتاسیک پس از برخوردی از ویژگی‏‌های متداول بسیاری از پهنةهای کوهزایی برخوردی در جهان است. از سوی دیگر، غنی‏‌شدگی از LILE و LREE، به‌همراه بی‏‌هنجاری منفی Nb و Ti، ویژگی ماگماهای وابسته به پهنه‌های فرورانش هستند (Wilson, 1989; Foley and Wheler, 1990; Pearce and Parkinson, 1993; Wang and Chung, 2004; Vetrin and Rodionov, 2008). این ماگماها خاستگاه گوشته‏‌ای دارند که از عنصرهای LILE با سیال‌های متاسوماتیک جدا‏‌شده از رسوب‌ها یا صفحة فرورو غنی‏‌شده است (Pearce, 1982; Hawkesworth et al., 1997; Cameron et al., 2003). ازآنجایی‌که توده‏‌های آذرین درونی زاجکان از عنصرهای LILE، Th، Pb و LREE غنی‏‌شدگی و از عنصرهای HFSE تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل 9)، پیدایش این سنگ‏‌ها مرتبط با فرورانش دانسته می‌شود. ‏‌

پیشنهادهای گوناگونی دربارة خاستگاه توده‏‌های گرانیتوییدی نوع کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌بالا و شوشونیتی ارائه شده است. ذوب‌بخشی سنگ‏‌های پوستة قاره‏‌ای زیرین (Bitencourt and Nardi, 2004)، محصول فرایند AFC ماگمای خاستگاه‌گرفته از گوشته (López-Moro and López-Plaza, 2004) و ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‏‌شده با فرایند فرورانش و با رگه‏‌های آمفیبول و فلوگوپیت (Jiang et al., 2012) از شمار این پیشنهادها هستند. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی توده‏‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده با خاستگاه گرفتن با فرایندهای نخست و دوم سازگار نیستند؛ زیرا مذاب‏‌های کالک‏‌آلکالن پتاسیم‌بالا و شوشونیتی که از ذوب‌بخشی پوستة زیرین پدید می‏آیند بیشتر از 4 درصدوزنی Na2O دارند (Xiao and Clemens, 2007). این درحالی است که بیشتر نمونه‏‌های بررسی‌شده محتوای Na2O کمتر از 4 درصدوزنی دارند (جدول 1). این نکته نشان می‏‌دهد توده‏‌های آذرین درونی زاجکان از ذوب‌بخشی یک خاستگاه پوستة زیرین پدید نیامده‌اند. الگوی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در نمودارهای عنکبوتی نیز از الگوی دوم برای خاستگاه گرفتن توده‏‌های آذرین درونی زاجکان حمایت نمی‏‌کند؛ به‏‌گونه‌ای‌که همخوانی مثبتی میان افزایش محتوای SiO2 و میزان LREE دیده نمی‏‌شود. هرچند برپایة ستبرای پوستة قاره‏‌ای البرز (نزدیک به کمتر از 35 کیلومتر؛ Dehghani and Makris, 1984) می‏‌توان آلایش پوسته‏‌ای مذاب‏‌ها هنگام بالاآمدن از پوسته را تا اندازه‌ای متصور شد. ‏‌

به باور Morata و همکاران (2005)، نسبت‏‌های کم Zr/Nb (6/7- 3/6)، Th/Nb (15/0- 09/0)، Ba/Nb (4/17- 6/7)، La/Nb (03/1- 76/0)، Th/La (15/0- 11/0) و Ba/La (9/16- 10) نشان‌دهندة فعالیت‏‌های ماگمایی مرتبط با گوشتة غنی‌شده هستند؛ اما این نسبت‏‌ها در ماگماهای جداشده از پوسته به‏‌صورت Th/Nb (44/0)، Ba/Nb (54)، La/Nb (2/2) و Zr/Nb(2/16) گزارش شده‌اند (Weaver and Tarney, 1984). مقایسه این نسبت‏‌ها برای توده‏‌های آذرین درونی زاجکان (Zr/Nb = 1.6 - 6.3; Th/Nb = 0.36 - 1.08; Ba/Nb = 21.06 - 47.8; La/Nb = 8.9 - 13.3; Th/La = 0.19 - 0.81; Ba/La = 19.4 - 40.9)، نشان‌دهندة گرایش آنها به ترکیب حد واسط مذاب‏‌های جداشده از گوشتة غنی‏‌شده و پوسته است. به باور DePaolo و Daley (2000)، نسبت La/Nb در ماگماهای جداشده از گوشتة سنگ‌کره‌ای بیشتر از یک است؛ اما این نسبت در ماگماهای جداشده از سست‌کره عموماً نزدیک به 7/0 است. در نمونه‏‌های بررسی‌شده، این نسبت برابربا 9/8 تا 3/13 است و نشان‌دهندة پیدایش ماگمای نخستین از ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای است.

در پهنه‏‌های فرورانشی، میزان Th افزایش می‏‌یابد؛ اما نسبت Th/Ta در سنگ‏‌های مرتبط با فرورانش در مرز فعال قاره‏‌ها نزدیک به 20- 6 است (Gorton and Schandle, 2000). این نسبت برای توده‏‌های آذرین درونی زاجکان برابربا 9/4 تا 6/23 است. این نکته شاید نشان‌دهندة پیدایش سنگ‏‌های منطقة زاجکان در پهنة فرورانشی مرز فعال قاره‏‌ای باشد. توده‏‌های آذرین درونی زاجکان از عنصرهای HFSE تهی هستند و نسبت Nb/Y در آنها برابربا 6/1- 8/0 (میانگین: 27/1) است. نسبت‏‌های Nb/Y (32/0 تا 72/1) از ویژگی سنگ‏‌هایی است که در کمان‏‌های ماگمایی مرتبط با فرورانش پدید می‌آیند (Temel et al., 1998). نسبت‏‌های Ba/Nb بیشتر از 28 ویژگیِ سنگ‏‌هایی است که در پهنه‌های فرورانش و در مرز فعال قاره‏‌ای پدید می‌آیند (Fitton et al., 1988). این نسبت در نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 06/21 تا 8/47 (میانگین: نزدیک به 4/28) است.

بررسی‌های ایزوتوپی Nd- Sr توده‏‌های آذرین درونی در زیرپهنة طارم- هشتجین (Nabatian et al., 2014b, 2016a; Ghasemi Siani et al., 2015) نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره‌ای غنی‏‌شده برای این توده‏‌هاست. بر این پایه، توده‏‌های آذرین درونی سرشار از پتاسیم در منطقة زاجکان نیز در ارتباط با یک گوشتة سنگ‌کره‌ای غنی‏‌شده مرتبط با فرورانش و در یک پهنة پس از برخوردی پدید آمده‌اند.

به پیشنهاد Furman و Graham (1999)، در مذاب‏‌های در تعادل با یک خاستگاه فلوگوپیت‏‌دار، مقدار Rb/Sr>0.1 و Ba/Rb<15 است؛ اما در مذاب‏‌های در تعادل با خاستگاه آمفیبول‏‌دار این مقدارها به‌صورت Rb/Sr<0.06 و Ba/Rb>15 هستند. مقدار نسبت‏‌های Rb/Sr و Ba/Rb در تودة گابرویی (مافیک‏‌ترین سنگ بررسی‌شده) به‏‌ترتیب برابربا 02/0 و 23 است. این نکته نشان می‏‌دهد در خاستگاه ماگمای پدیدآورندة توده‏‌های آذرین درونی زاجکان، آمفیبول نقش شاخص‏‌تری داشته است. بخش‏‌های گوناگون تودة گرانیتوییدی زاجکان با نسبت LaN/SmN بیشتر از 17/2 و نسبت TbN/YbN کمتر از 97/1 شناخته می‏‌شوند. این ویژگی نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‏‌ها از خاستگاه گوشته‏‌ای با ترکیب اسپینل‌پریدوتیت تا گارنت‌اسپینل‌پریدوتیت است (شکل 11).

 

شکل 11- جایگاه نمونه‏‌های منطقه زاجکان روی نمودار LaN/SmN دربرابر TbN/YbN (Wang et al., 2002)

 

برداشت

یافته‌های این پژوهش نشان می‌دهند تودة آذرین درونی زاجکان دربردارندة گابرو، پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت، پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و گرانودیوریت با سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم‏‌بالا است. ماگمای مافیک نخستین توده‏‌های‏‌ آذرین درونی زاجکان از ذوب‌بخشی سنگ‌کرة گوشته‏‌ای متاسوماتیسم‏‌شده در پی فرایند فرورانش و شاید در یک پهنة پس از برخورد پدید آمده است. در محیط کششی پس از برخورد، بی‏‌هنجاری دمایی پدیدآمده از بالا آمدن سست‌کره، ذوب‌بخشی سنگ‌کره گوشته‏‌ای غنی‏‌شده را به‌دنبال داشته و مذاب پتاسیم‌بالای کمان ماگمایی طارم- هشتجین در طول ائوسن بالایی را پدید آورده است. نازک‏‌شدن پوسته به‏‌همراه بالاآمدن مواد داغ سست‌کرة کمان ماگمایی طارم- هشتجین چه‌بسا به‌آسانی ذوب‌بخشی گوشتة ناهمگن متاسوماتیزه را به دنبال داشته و ماگمای نخستین بازیک را پدید آورده است. در ادامه، ماگمای یادشده در پی فرایند جدایش ماگمایی، طیف گسترده‏‌ای از سنگ‏‌ها شامل گابرو تا گرانودیوریت (بیشتر پیروکسن‌کوارتزمونزودیوریت و پیروکسن‌کوارتزمونزونیت) را پدید آورده است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از پشتیبانی‏‌های مالی دانشگاه زنجان برای انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‏کنند. همچنین، از راهنمایی‏‌های علمی ارزنده داوران گرامی برای غنای بیشتر مقاله، بسیار سپاس‌گزارند.

 

Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Castro, A. (2015) Petrogenesis and U-Pb dating (SHRIMP) of Tarom intrusions. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 95: 3-20 (in Persain).

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46: 605- 626.

Bazargani Guilani, K. and Parchekani, M. (2010) Metalogenic Properties of Barik-Ab Pb-Zn (Cu) Ore Deposit with Acidic Tuff Host-Rock, west Central Alborz, NW Iran. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 78: 97-104 (in Persian).

Bitencourt, M. F. and Nardi, L. V. S. (2004) The role of xenoliths and flow segregation in the genesis and evolution of the Paleoproterozoic Itapema Granite, a crustally derived magma of shoshonitic affinity from southern Brazil. Lithos 73: 1-19.

Bonin, B. (2004) Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal, sources? A review. Lithos 78: 1–24.

Cameron, B. I., Walker, J. A., Carr, M. J., Patino, L. C., Matias, O. and Feigenson, M. D. (2003) Flux versus decompression melting at stratovolcanoes in southeastern Guatemala. Journal of Volcanology and Geothermal Research 119: 21-50.

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

Collins, W. J., Beams, S. D., White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1982) Nature and origin of A- type granites with particular reference to south eastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 80: 189-200.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. Unwin Hyman, London, UK.

Dehghani, G. A. and Makris, J. (1984) The gravity field and crustal structure of Iran. Neues Jahrbuch Für Geologie Und paläontolgie Abhandlungen 168: 215- 229.

DePaolo, D. J. and Daley, E. E. (2000) Neodymium isotopes in basalts of the southwest basin and range and lithospheric thinning during continental extension. Chemical Geology 169: 157-185.

Esmaeli, M., Lotfi, M. and Nezafati, N. (2015) Fluid inclusion and stable isotope study of the Khalyfehlou copper deposit, Southeast Zanjan, Iran. Arabian Journal of Geosciences 8: 9625-9633.

Fitton J. G., James D., Kempton P. D., Ormerod D. S. and Leeman W. P. (1988) The role of lithospheric mantle in the generation of Late Cenozoic basic magmas in the western United States. Journal of Petrology, Special Volume 1: 331–349.

Foley, S. and Peccerillo, A. (1992) Potassic and ultrapotassic magmas and their origin. Lithos 28: 181–185.

Foley, S. F. and Wheler, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks: The role of titanites. Chemical Geology 85: 1-18.

Furman, T. and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Lithos 48: 237-262.

Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Azizi, H., Wilkinson, C. M. and Ganerød, M. (2015) Geochemistry and geochronology of the volcano-plutonic rocks associated with the Glojeh epithermal gold mineralization, NW Iran. Open Geosciences 7: 207-222.

Ghasemi Siani, M. (2014) Timing and origin of the epithermal veins and geochemical zoning in the Glojeh district, Iran. Ph. D. thesis, Geosciences Department, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).

Ghorbani, M. (2013) The economic geology of Iran: Mineral deposits and natural resources. Springer Dordrecht Heidelberg.

Gorton, M. P. and Schandle, E. S. (2000) From continental to island arc: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and within plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Hajalilou, B. (1999) Tertiay Metallogeny in Western Alborz- Azarbaijan (Mianeh-Siahroud) with special attitude on Hashtjin area. Ph. D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of Altered Volcanic Island Arc Rocks using Immobile Trace Elements: Development of the Th-Co Discrimination Diagram. Journal of Petrology 48: 2341-2357.

Hawkesworth, C. J., Turner, S. P., Mcdermott, F., Peate, D. W. and Van Calsteren, P. (1997) U–Th isotopes in arc magmas: implications for element transfer from the subducted crust. Science 276: 551-555.

Hofmann, A. W. (1988) Chemical differentiation of the earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297-314.

Hosseini, M., Mousavi, E. and Rasouli Jomadi, F. (2016) Explanatory text of Abhar. Geological Quadrangle Map 1:100000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Hosseinzadeh, M. R., Maghfouri, S., Moayyed, M. and Rahmani, A. (2016) Khalifehlou deposit: high sulfidation epithermal Cu-Au mineralization in the Tarom magmatic zone, north Khoram dareh. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 99: 179-194 (in Persian).

Hosseinzadeh, M. R., Maghfouri, S., Moayyed, M. Lotfehnia, M. and Hajslilou, B. (2015) Petrology, geochemistry and alteration at the polymetallic (Cu-Pb-Zn) vein and veinlet mineralization in the Luin-Zardeh area, NE Zanjan. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 96: 41-52 (in Persian).

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-276.

Jiang, Y. H., Liu, Z., Jia, R. Y., Liao, S. Y., Zhou, Q. and Zhao, P. (2012) Miocene potassic granite-syenite association in western Tibetan Plateau: Implications for shoshonitic and high Ba-Sr granite genesis. Lithos 134-135: 146-162.

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models: Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38- 56.

Khanmohammadi, N., Khakzad, A. and Izadyar, J. (2010) Mineralography, structural and textural studies and genesis of Zaker iron- apatite deposit (NE Zanjan). Geosciences, Scientific Quarterly Journal 76: 119-126 (in Persian).

Kouhestani, H., Mokhtari, M. A. A., Chang, Z. and Johnson, C. A. (2018) Intermediate sulfidation type base metal mineralization at Aliabad-Khanchy, Tarom-Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reveiws 93: 1-18.

Kouhestani, H., Mokhtari, M. A. A., Qin, K. and Zhao, J. (2019) Fluid inclusion and stable isotope constraints on ore genesis of the Zajkan epithermal base metal deposit, Tarom–Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reveiws 109: 564-584.

Kuster, D. and Harms, U. (1998) Post- collisional potassic granitoids form the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45: 177-195.

López-Moro, F. J. and López-Plaza, M. (2004) Monzonitic series from the Variscan Tormes Dome (Central Iberian Zone): petrogenetic evolution from monzogabbro to granite magmas. Lithos 72: 19-44.

Ma, L., Jiang, S., Hou, M., Dai, B., Jiang, Y., Yang, T., Zhao, K., Wie, P., Zhu, Z. and Xu, B. (2014) Geochemistry of early cretaceous calc-alkaline lamprophyres in the Jiaodong Peninsula: Implication for lithospheric evolution of the eastern North China craton. Gondwana research 25: 859-872.

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

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223-253.

Mehrabi, B., Ghasemi Siani, M., Goldfarb, R., Azizi, H., Ganerod, M and Marsh, E. E. (2016) Mineral assemblages, fluid evolution and genesis of polymetallic epithermal veins, Glojeh district, NW Iran. Ore Geology Reviews 78: 41-56.

Mehrabi, B., Taleh Fazel, A., Ghasemi Syani, M. and Egbali, M. A. (2009) Investigation on genesis and formation condition of Glujeh Cu- Au vein deposit (north of Zanjan) based on mineralogical, geochemistry and Fluid inclusion evidences. Journal of Science (University of Tehran) 35(4): 185-199 (in Persian).

Moayyed, M. (2001) Petrological studies of western Alborz- Azarbaijan Tertiary volcano-plutonic belt with emphasis on Hashtjin area. Ph. D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Mokhtari, M. A. A., Kouhestani, H. and Saiedi, A. (2016) Investigation on type and origin of copper mineralization at Aliabad Mousavi- Khanchy occurrence, east of Zanjan, using petrological, mineralogical and geochemical data. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 100: 259-270 (in Persian).

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, M. (2005) The Bandurrias Gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian Cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold copper mineralization. 2nd edition, Springer, Verlag, Berlin.

Nabatian, G., Ghaderi, M. and Honarmand, M. (2016b) Petrography and mineral chemistry of Tarom plutonic complex, NE Zanjan. Iranian Journal of Petrology 26: 99-116 (in Persain).

Nabatian, G., Ghaderi, M., Corfu, F., Neubauer, F., Bernroider, M., Prokofiev, V. and Honarmand, M. (2014a) Geology, alteration, age and origin of iron oxide–apatite deposits in Upper Eocene quartz monzonite, Zanjan district, NW Iran. Mineralium Deposita 49: 217-234.

Nabatian, G., Ghaderi, M., Neubauer, F., Honarmand, M., Xiaoming, L., Dong, Y, Jiang, S. H., Quadt, A. and Bernroider, M. (2014b) Petrogenesis of Tarom high-potassic granitoids in the Alborz–Azarbaijan belt, Iran: Geochemical, U–Pb zircon and Sr–Nd–Pb isotopic constraints. Lithos 184–187: 324-345.

Nabatian, G., Jiang, S. Y., Honarmand, M. and Neubauer, F. (2016a) Zircon U–Pb ages, geochemical and Sr–Nd–Pb–Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Tarom-Olya pluton, Alborz magmatic belt, NW Iran. Lithos 244: 43-58.

Nabavi, M. H. (1976) Intudoction to geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Naderi, M. (2011) Petrology of quartz monzonitic intrusion at the southern range of Tarom sub-zone, east of Zanjan. M. Sc. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persain).

Nazari Nia, A., Rashidenejhad Omran, N., Aghazadeh, M. and Arvin, M. (2014) Petrology and geochemistry of quartz monzonite intrusion at the Tarom sub-zone, NE Zanjan. Iranian Journal of Petrology 20: 91-106 (in Persain).

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate margins. In: Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks (Ed. R.S. Thorpe) 525-548. Wiley, New York, US.

Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic Processes and Plate Tectonics (Eds. Prichard, H. M., Alabaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) Special Publications 76:373-403. Geological Society, London, UK.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of rocks. Journal of Petrology 25: 956-125.

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.

Rahmani, S., Abedian, N. and Mokhtari, M. A. A. (2004) Geology and Genesis of iron oxide- apatite deposits in Tarom zone (Zanjan). In procceding of the 23th Symposium on Geosciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, Central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622-665.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data, evaluation, presentation, interpretation. Longman, Singapore.

Saiedi, A., Mokhtari, M. A. A. and Kouhestani, H. (2018) Petrology and geochemistry of intrusive rocks at Khanchay- Aliabad region (Tarom sub-zone, East of Zanjan). Iranian Journal of Petrology 33: 207-229 (in Persain).

Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London, UK.

Stöcklin, J. and Eftekheārnezhād, J. (1969) Explanatory of Zanjan. Geological Quadrangle Map 1:250000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Temel, A., Gondogdu, M.N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high K- calk alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327-357.

Turner, S., Arnaud, N., Liu, J., Rogers, N., Hawkesworth, C., Harris, N., Kelley, S., Van Calsteren, P. and Deng, W. (1996) Post-collision, shoshonitic volcanism on the Tibetan, Plateau: implications for convective thinning of the lithosphere and source of ocean island basalts. Journal of Petrology 37: 45-71.

Vetrin, V. R. and Rodionov, N. V. (2008) Sm-Nd Systematics and petrology of post-orogenic Granitoids in the Northern Baltic Shield. Geochemistry International 46: 1090-1106.

Villaseca, C., Barbero, L. and Rogers, G. (1998) Crustal origin of Hercynian peraluminous granitic batholiths of central Spain: petrological, geochemical and isotopic (Sr, Nd) constraints. Lithos 43: 55-79.

Wang, K., Plank, T., Walker, J. D. and Smith, E. I. (2002) A mantle melting profile across the basin and range, SWUSA. Journal of Geophysical Research 107: ECV 5-1–ECV 5-21.

Wang, K. L. and Chung, S. L. (2004) Geochemical constraints for the genesis of post-collisional magmatism and the geodynamic evolution of the northern Taiwan region. Journal of Petrology 45: 975-1011.

Weaver B. L. and Tarney J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature 310: 575-577.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Chapman and Hall, London, UK.

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

Wright, J. B. and McCurry, P. (1997) Geochemistry of calc-alkaline volcanic in northwestern Nigeria, and a possible PAN- AFRICAN suture zone. Earth and Planetary Science Letters 37: 90-96.

Wu, F., Jahnb, B., Wildec, S. A., Lod, C. H., Yuie, T. F., Lina, Q., Gea, W. and Suna, D. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE China II: isotopic geochemistry and implications for crustal growth in the Phanerozoic. Lithos 67: 191-204.

Xiao, L. and Clemens, J. D. (2007) Origin of potassic (C-type) adakite magmas: experimental and field constraints. Lithos 95: 399-414.

Yasami, N., Ghaderi, M., Mokhtari, M. A. A. and Mousavi Motlagh, S. H. (2018) Petrogenesis of the two phases of intrusive rocks at Chodarchay, NW Iran: using trace and rare earth elements. Arabian Journal of Geosciences 11: 605.