Geology, mineralization, geochemistry and petrology of intrusions of the Roud Gaz prospect area, southeast of Gonabad

Document Type : Original Article

Authors

Abstract

The Roud Gaz area is located 25 km southeast of Gonabad city, Khorasan Razavi province. During Middle Jurassic, shale and sandstone was regionally metamorphosed to slate, schist and quartzite. The Tertiary subvolcanic rocks are mainly monzodiorite to monzonite. These rocks are mostly altered to: argillic, carbonisation, sericitic and silicification- tourmalinisation. Mineralization in the area is mostly as vein type and controlled by fault zones which are trending NW-SE and 85º to 90º dip. The primary minerals are quartz, tourmaline, chalcopyrite, pyrite and the secondary minerals are malachite, azurite and goethite. Lithogeochemical exploration (chip composite method) revealed Cu, Sn, Pb, As (up to 10000 ppm), Zn (up to 5527 ppm) and Au (up to 325 ppb) anomalies. The least altered rocks are chemically meta-aluminous and medium-potassium. They were formed in a subduction magmatic arc and are strongly enriched in LREE and depleted in HREE and also LILE (K, Rb, Ba, Sr and Th) enriched rather than HFSE (Ti, Nb and Ta), all features indicate that the magma formed in subduction zone. The positive Eu anomaly, high Sr (411 to 684 ppm) and high (La/Yb)N ratio (more than 21. 55) in all the samples can be attributed to the presence of residual garnet in mantle source. Based on high Sr/Y ratio (more than 67), Y

Keywords

Full Text

مقدمه

منطقه رودگز در فاصله 25 کیلومتری جنوب‌شرق شهر گناباد و در محدوده بین طول‌های جغرافیایی 33´51º58 تا 31´54º58 شرقی و عرض‌های جغرافیایی˝11´10º34 تا 64´11º34 شمالی واقع شده است (شکل 1). منطقه بررسی شده در شرق ایران و در قسمت شمالی بلوک لوت قرار دارد.

در منطقه بررسی شده آثار زیادی از رگه‌های کوارتز همراه با مالاکیت، آزوریت و اکسیدهای آهن ثانویه دیده می‌شود. کنده‌کاری‌ها و فعالیت‌های معدن‌کاری قدیمی در محل رگه‌های کانی‌سازی نیز حکایت از قدمت توجه پیشینیان به منطقه دارد.

از جمله بررسی‌های انجام شده قبلی در منطقه می‌توان به تهیه نقشه زمین‌شناسی1:100000 گناباد (Ghaemi, 2005)، گزارش پی‌جویی و اکتشاف چکشی ورقه 1:100000 گناباد (Geological Survey of Iran, 2007)، اکتشافات نیمه‌تفصیلی پلی‌متال کلاته آهنی در محدوده کلاته رودگز (Abyaft Consulting Engineers Company, . 2006) و پروژه اکتشاف نیمه‌تفصیلی طلا و تنگستن کلاته آهنی (Industry, mine and business organization of Khorasan Razavi province, . 2010) اشاره کرد.

پژوهش حاضر بخشی از پروژه فوق است که با هدف تهیه نقشه زمین‌شناسی با تأکید ویژه بر تفکیک توده‌های نفوذی، مطالعه ژئوشیمی توده‌های نفوذی مختلف منطقه، گسترش و پهنه‌بندی آلتراسیون‌ها و بررسی مدل کانی‌سازی و تعیین ارتباط آنها با توده‌های نفوذی صورت گرفته است.

 

زمین‌شناسی

منطقه رودگز در شرق ایران و در قسمت شمالی بلوک لوت واقع شده است. بلوک لوت با حجم عظیم ماگماتیسم ترشیاری، به ویژه ائوسن، که بیش از نیمی از آن را می‌پوشاند، مشخص می‌شود (Aghanabati, 2004). این بلوک به واسطه داشتن موقعیت‌های تکتونیکی مختلف در زمان‌های گذشته و به دنبال آن وجود حجم عظیم ماگماتیسم با ویژگی‌های ژئوشیمیایی متفاوت، دارای پتانسیل بسیار مناسبی برای تشکیل کانی‌سازی‌های مختلف است. وجود انواع کانی‌سازی‌های فلزی از جمله: مس، سرب، روی، طلا، نقره، آرسنیک، آنتیموان، قلع، تنگستن و غیره و کانی‌سازی‌های غیرفلزی مانند: بنتونیت، کائولین و غیره تأکیدی بر این موضوع است.

بر اساس بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی واحدهای سنگی در منطقه بررسی شده را می‌توان به سه واحد اصلی تقسیم‌بندی کرد که شامل: سنگ‌های دگرگونی با سن ژوراسیک میانی، توده‌های نفوذی نیمه عمیق ترشیاری با بافت پورفیری و رسوبات عهد حاضر است (شکل 2). قدیمی‌ترین لیتولوژی در منطقه، شیل و ماسه‌سنگ‌هایی است که تحت تأثیر کوهزایی اواسط ژوراسیک به اسلیت، شیست و کوارتزیت دگرگون شده‌اند. واحد‌های دگرگونی بخش اعظم منطقه را پوشانده‌ و در اغلب نقاط میزبان رگه‌های کانی‌سازی‌اند (شکل 2). توده‌های نفوذی به سن ترشیاری در واحدهای دگرگونی نفوذ و گاهی میزبان رگه‌های کانی‌سازی منطقه‌ است. ترکیب این توده‌های نیمه‌عمیق از مونزودیوریت پورفیری تا مونزونیت پورفیری متغیر است و بیشتر در مرکز، شرق و شمال منطقه بررسی شده دیده می‌شوند. این توده‌ها شامل واحد‌های هورنبلند‌مونزودیوریت پورفیری، مونزودیوریت پورفیری، هورنبلند‌بیوتیت‌مونزودیوریت پورفیری، هورنبلند‌کوارتزمونزونیت پورفیری و هورنبلند‌مونزونیت پورفیری است (شکل 2). بافت غالب توده‌ها پورفیری با زمینه دانه‌ریز است. حدود 25 تا 30 درصد فنوکریست‌ها شامل: پلاژیوکلاز (نوع آندزین) و فلدسپار پتاسیم و گاهی کوارتز، هورنبلند و بیوتیت مشاهده می‌شود. کانی‌های ثانویه نیز شامل: کربنات، کانی‌های رسی، سرسیت، کوارتز و اکسید‌های آهن ثانویه است که با مقادیر متفاوت در نقاط مختلف دیده می‌شود. تصاویری از مقاطع میکروسکوپی توده‌های نفوذی در شکل 3 ارائه شده است.

 

 

 

   
 

شکل 1- موقعیت محدوده اکتشافی رودگز در ایران و استان خراسان رضوی

 

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه اکتشافی رودگز

 

 

 

   
   
 

شکل 3- تصاویر مقاطع میکروسکوپی توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز در نور XPL، الف) واحد هورنبلند‌مونزودیوریت پورفیری، ب) واحد مونزودیوریت پورفیری، پ) واحد هورنبلند‌بیوتیت‌مونزودیوریت پورفیری، ت) واحد هورنبلند‌کوارتزمونزونیت پورفیری، ث) واحد هورنبلند‌مونزونیت پورفیری

 


 

روش انجام پژوهش

تهیه و بررسی 82 مقطع نازک برای بررسی‌های پتروگرافی-آلتراسیون؛ تهیه و بررسی 17 مقطع نازک صیقلی و بلوک صیقلی برای بررسی‌های آلتراسیون-کانی‌سازی؛ تهیه نقشه زمین‌شناسی و آلتراسیون با مقیاس 1:1000 در منطقه‌ای به وسعت 4 کیلومتر مربع؛ تجزیه 11 نمونه از توده‌های نفوذی کمتر آلتره شده برای اکسیدهای اصلی با روش XRF در دانشگاه فردوسی مشهد. دستگاه XRF مدل فیلیپس و نوع II unique X که استانداردهای آن از سازمان زمین‌شناسی کانادا تهیه شده است. تجزیه 11 نمونه از توده‌های نفوذی کمتر آلتره شده برای عناصر فرعی و نادر خاکی در آزمایشگاه ACME کانادا با روش MS-ICP. روش آماده‌سازی ذوب قلیایی با کد 4B است. تجزیه 61 نمونه خرده‌سنگی برای عناصر: As، Au، Cu، Pb، Sn، Zn و ... با روش MS-ICP در آزمایشگاه ACME کانادا به منظور اکتشافات ژئوشیمیایی. روش آماده‌سازی ذوب قلیایی با کد 4B است. در این روش 1/0 گرم از نمونه در لیتیوم متابورات/تترابورات ذوب و در سیتریک اسید هضم می‌شود.

 

آلتراسیون

بر اساس بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی، توده‌های نفوذی نیمه‌عمیق در اغلب نقاط و سنگ‌های دگرگونی در حریم اطراف رگه‌های کانی‌سازی تحت تأثیر محلول کانه‌دار قرار گرفته و آلتره شده‌اند. شدت آلتراسیون بیشتر ضعیف تا متوسط است. آلتراسیون‌های مشاهده شده در منطقه رودگز شامل: کربناتی، سرسیتی، آرژیلیکی و سیلیسی است که به زیر پهنه‌های آرژیلیک متوسط، سیلیسی±تورمالینی، کربناتی ضعیف تا متوسط، کوارتز-سرسیت-کربنات ضعیف و آرژیلیک شدید-سیلیسی متوسط، قابل تفکیک است (شکل 4).

پهنه آلتراسیونی غالب همراه با رگه‌های کانی‌سازی در سنگ‌های دگرگونی منطقه سیلیسی±تورمالینی است. این پهنه با وسعت 5/0 تا 2 متر در اطراف رگه‌ها دیده می‌شود و شامل: 85 درصد کوارتز و 5-7 درصد تورمالین است (شکل 4).

آلتراسیون آرژیلیک متوسط نیز با وسعت کم در جنوب‌شرق و شمال‌غربی روستای رودگز و در واحدهای هورنبلند‌کوارتز‌مونزونیت پورفیری و هورنبلند‌مونزونیت پورفیری دیده می‌شود (شکل 4). این پهنه دارای حدود 30-35 درصد کانی رسی است که حاصل تبدیل فلدسپارهاست. کوارتز ثانویه به صورت فرعی تا کمتر از 5 درصد نیز حضور دارد.

آلتراسیون کربناتی ضعیف تا متوسط با بیشترین گسترش نسبت به دیگر پهنه‌های آلتراسیونی در منطقه رودگز دیده می‌شود (شکل 4). این پهنه همراه با واحدهای سنگی مونزودیوریت پورفیری و هورنبلند‌کوارتز‌مونزونیت پورفیری و هورنبلند‌مونزونیت پورفیری دیده می‌شود. کانی اصلی این پهنه حدود 15 تا 25 درصد کلسیت در قالب رگچه و داخل فلدسپارها و کانی فرعی کمتر از 2 درصد کوارتز ثانویه است.

آلتراسیون کوارتز-سرسیت-کربنات ضعیف با وسعت اندک و در غرب روستای رودگز و همراه با توده هورنبلند‌مونزونیت پورفیری دیده می‌شود (شکل 4). این پهنه دارای حدود 5-7 درصد کوارتز ثانویه، 5-7 درصد سرسیت و 7-10 درصد کلسیت است. سرسیت و کلسیت حاصل تجزیه فلدسپارهای پتاسیم و کوارتز ثانویه بیشتر در متن سنگ مشاهده می‌شود.

آلتراسیون آرژیلیک شدید-سیلیسی متوسط با وسعت کم در غرب روستای رودگز و همراه هورنبلند‌کوارتز‌مونزونیت پورفیری دیده می‌‌شود (شکل 4). کانی‌های رسی در این پهنه حدود 55-60 درصد (حاصل آلتره شدن فلدسپارهای پتاسیم) و مقدار کوارتز ثانویه نیز 25-30 درصد است که بیشتر در متن سنگ و یا به صورت رگچه دیده می‌شود. سرسیت و کلسیت به صورت فرعی و در حد کمتر از 2 درصد حاصل تجزیه فلدسپار‌پتاسیم نیز وجود دارد.

 

 

شکل 4- نقشه آلتراسیون منطقه اکتشافی رودگز

 

 

کانی‌سازی

کانی‌سازی در منطقه رودگز به صورت رگه‌ای و دارای کنترل گسلی است. عرض این رگه‌ها از 30 سانتی‌متر تا 2 متر تغییر می‌کند. روند کلی این رگه‌ها بیشتر NW-SE و به ندرت NE-SW بوده، دارای شیب 85 تا 90 درجه است. این رگه‌ها بیشتر در مرکز محدوده بررسی شده مشاهده می‌شوند (شکل 4).

کانی‌های سولفیدی در سطح وسیعی از منطقه اکسیده شده و سبب تشکیل پهنه گوسان شده است. کارهای قدیمی و آثار شدادی متعددی نیز در مرکز منطقه، در محل پهنه‌های گوسان و در محل رگه‌ها همراه با سرباره مشاهده می‌شود. این رگه‌ها در سنگ‌های دگرگونی منطقه مانند اسلیت و کوارتزیت‌ها و به میزان کمتر در توده‌های نیمه عمیق دیده می‌شود.

بر اساس بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی، رگه‌های کوارتز موجود در منطقه رودگز را به دو نسل می‌توان تفکیک کرد. نسل اول رگه‌های کوارتز شیری رنگی است که فاقد کانی‌سازی و همراه با اسلیت‌ها دیده می‌شود. این اسلیت‌ها در منطقه نشان‌دهنده رخداد دگرگونی ناحیه‌ای در حد رخساره شیست سبز است و رگه‌های کوارتز همراه با آنها در طی این دگرگونی ناحیه‌ای شکل گرفته‌اند.

نسل دوم، رگه‌های کوارتز همراه با اکسید آهن است که همراه با کانی‌سازی بوده، توسط محلول‌های کانه‌دار از عمق در سنگ‌های منطقه نفوذ پیدا کرده ‌است.

با توجه به شکل 5 می‌توان کانی‌سازی در منطقه را به دو مرحله اولیه و ثانویه تقسیم‌بندی نمود:

کانی‌های اولیه شامل: کوارتز، تورمالین، پیریت و کالکوپیریت است. بخش عمده این کانی‌ها در سطح اکسید شده و به اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن تبدیل شده‌اند. پیریت به صورت ذرات شکل‌دار با اندازه بین 2/0 تا 5/0 میلی‌متر و با مقدار کمتر از 2 درصد دیده می‌شود.

اندازه کالکوپیریت‌ها نیز بین 2/0 تا 1 میلی‌متر و با مقدار بین 1-2 درصد مشاهده می‌شود. کوارتز و تورمالین مهم‌ترین باطله همراه با سولفید‌ها هستند، به طوری که بیش از 85 درصد رگه‌ها کوارتز و حدود 5-7 درصد تورمالین است.

کانی‌سازی ثانویه نیز شامل: مالاکیت، آزوریت، گوتیت و هماتیت است (شکل 5). مالاکیت کانی اصلی مس در منطقه است. مقدار مالاکیت در محدوده پهنه‌های کانی‌سازی رگه‌ای بین 15 تا 20 درصد است. آزوریت نیز با درصد بسیار کمتر حضور دارد. اکسید‌ها و هیدروکسیدهای آهن در رخنمون‌های سطحی و همچنین، محل کارهای قدیمی به صورت فراوان دیده می‌شود.

 

شکل 5- توالی پاراژنز کانی‌سازی در منطقه اکتشافی رودگز


 


ژئوشیمی اکتشافی

نتایج تجزیه 61 نمونه خرده‌سنگی در جدول 1 و موقعیت نمونه ها در شکل 6 ارائه شده است. بر اساس اکتشافات ژئوشیمیایی با روش خرده‌سنگی نتایج زیر حاصل شده است:

مس: مقدار این عنصر از یک گرم در تن تا بیش از یک درصد متغیر است. بیشترین تمرکز این عنصر در مرکز محدوده رودگز و در حوالی روستا قرار دارد. نقشه کانتوری مس دو آنومالی مس تقریباً در شرق و غرب روستای رودگز را مشخص می‌کند که با کانی‌سازی رگه‌ای منطقه مرتبط است (شکل 7).

قلع: مقدار این عنصر از یک گرم در تن تا بیش از یک درصد متغیر است. بیشترین مقدار این عنصر در مرکز منطقه و در شرق روستای رودگز دیده می‌شود. ناهنجاری‌های به دست آمده از این عنصر نشان می‌دهد که بیشترین رگه‌های حاوی قلع، در داخل سنگ‌های دگرگونی مانند اسلیت‌ها و شیست‌های منطقه دیده می‌شوند. اطراف این رگه‌ها را آلتراسیون سیلیسی±تورمالینی در برگرفته است (شکل 8).

سرب: مقدار این عنصر از یک گرم در تن تا بیش از یک درصد متغیر است. بیشترین مقدار این عنصر در مرکز منطقه و در جنوب‌غرب روستای رودگز وجود دارد. بیشترین تمرکز این عنصر نیز در رگه‌های داخل سنگ‌های دگرگونی مانند اسلیت‌ها و شیست‌ها دیده می‌شود که همراه با آلتراسیون سیلیسی±تورمالینی است (شکل 9).

روی: مقدار آن بین 5 تا 5527 گرم در تن متغیر است. بیشترین مقدار این عنصر در مرکز منطقه و در جنوب‌غرب روستای رودگز وجود دارد. بیشترین تمرکز این عنصر در رگه‌های کانی‌سازی در سنگ‌های دگرگونی مانند: اسلیت و شیست همراه با آلتراسیون سیلیسی±تورمالینی است (شکل 10).

طلا: مقدار این عنصر نیز از 1 تا 325 میلی‌گرم در تن متغیر است. بیشترین مقدار این عنصر در مرکز منطقه و در جنوب‌غرب روستای رودگز وجود دارد. این عنصر نیز همراه با آلتراسیون سیلیسی±تورمالینی در رگه‌های موجود در سنگ‌های دگرگون شده دیده می‌شود (شکل 11).

آرسنیک: مقدار این عنصر از یک گرم در تن تا بیش از یک درصد متغیر است. بیشترین مقدار این عنصر در مرکز منطقه و در جنوب‌غربی روستای رودگز وجود دارد. بیشترین مقادیر آرسنیک در رگه‌های حاوی کانی‌سازی در داخل سنگ‌های دگرگونی دیده می‌شود که این رگه‌ها همراه با آلتراسیون سیلیسی±تورمالینی است (شکل 12).

 

 

 

جدول 1- نتایج تجزیه نمونه‌های ژئوشیمیایی با روش خره‌سنگی در منطقه اکتشافی رودگز

Sample No.

X

Y

Cu (ppm)

Sn (ppm)

Pb (ppm)

Zn (ppm)

Au (ppb)

As (ppm)

RU-14

674236

3784573

6

<1

2

21

1

1

RU-21

674303

3784514

13

<1

1

26

1

1

RU-3

673110

3784413

21

2

1

57

2

2

RU-50

673500

3783600

24

2

2

68

1

1

RU-52

673706

3783318

24

1

2

52

1

1

RU-58

674399

3783612

6

1

2

18

2

5

RU-62

673077

3783369

20

1

1

53

1

1

RU-63

673160

3783339

22

2

3

46

3

2

RU-64

673275

3784233

28

<1

1

65

1

1

RU-68

673349

3784250

23

1

3

54

1

1

RU-71

673122

3783897

15

1

2

55

2

1
           

ادامه جدول 1- ...

RU-75

674733

3783311

2

<1

0.9

18

<0.5

1

RU-79

672297

3784983

3

3

2

19

<0.5

3

RU-81

672268

3784585

16

1

2

34

1

1

RU-9

673699

3784538

5

<1

4

20

4

2

RU-C-10

673524

3783733

1425

1065

5057

3230

13

100

RU-C-15

673896

3783972

28

4

192

351

10

10

RU-C-16

674094

3783906

>10000

>10000

61

33

10

1318

RU-C-17

673760

3783852

1558

209

317

555

127

>10000

RU-C-18

673640

3783898

17

4

3

7

1

8

RU-C-19

673428

3783670

301

582

3223

5054

11

475

RU-C-2

674475

3784467

36

2

149

57

<0.5

6

RU-C-20

673501

3783598

32

4

2

57

1

2

RU-C-21

673472

3783527

28

2

2

38

0.8

2

RU-C-22

673707

3783317

25

4

4

56

3

23

RU-C-24

673786

3783549

192

1950

>10000

5527

36

1185

RU-C-26

674117

3783616

1838

104

68

215

1

4002

RU-C-27

674327

3783577

>10000

105

774

751

26

1736

RU-C-28

674285

3783510

45

39

78

250

2

21

RU-C-3

673699

3784538

5

14

7

18

1

8

RU-C-30

673159

3783339

23

16

12

39

<0.5

2

RU-C-31

673274

3784236

20

1

8

61

2

3

RU-C-32

673417

3784421

19

2

5

36

1.6

92

RU-C-33

673122

3783897

24

3

2

50

1

3

RU-C-34

674719

3783162

20

87

742

1918

6

128

RU-C-35

674259

3784550

52

<1

3

47

1

57

RU-C-4

673973

3784419

13

4

6

40

<0.5

6

RU-C-6

674236

3784573

21

5

2

20

<0.5

1

RU-C-7

674760

3784431

24

4

16

5

1

10

RU-C-9

674574

3784372

33

15

14

35

2

12

RU-C-B

673414

3784436

479

30

296

239

24

203

RU-C-C

673408

3784433

20

2

8

56

1

26

RU-C-D

673416

3784203

>10000

714

44

453

11

3554

RU-C-E

674320

3783579

6243

112

126

374

5

43

RU-C-F

673691

3784089

>10000

512

300

2489

10

2329

RU-C-G

673663

3784063

>10000

239

98

603

9

474

RU-C-H

673544

3783789

>10000

10

121

324

1

108

RU-CH-1

674249

3784561

30

<1

23

20

1

3

RU-CH-A

672991

3784512

1

4

128

137

4

114

RU-C-I

673547

3783755

1422

2976

508

662

88

9542

RU-C-J

673772

3783883

109

37

126

637

1

878

RU-C-K

673512

3783738

286

3017

>10000

5335

326

>10000

RU-C-L

673511

3783743

345

1310

7965

4007

64

1166

RU-C-R

674275

3783255

34

69

346

908

1

995

RU-C-T

673989

3784055

207

563

273

305

20

224

RU-C-U

673848

3784048

>10000

83

290

476

12

4168

RU-C-V

673828

3784266

24

2

2

23

2

3

RU-C-W

674829

3784636

22

7

2

35

<0.5

3

RU-C-X

674702

3784569

171

41

914

3720

7

356

RU-C-Y

674479

3784472

65

3

9

11

3

12

RU-C-Z

673864

3784462

5

2

12.

10

<0.5

4

 

 

شکل 6- نقشه موقعیت نمونه‌های ژئوشیمی خرده‌سنگی-آلتراسیون در منطقه اکتشافی رودگز

 

شکل 7- نقشه ژئوشیمی خرده‌سنگی-آلتراسیون عنصر مس در منطقه اکتشافی رودگز

 

شکل 8- نقشه ژئوشیمی خرده‌سنگی-آلتراسیون عنصر قلع در منطقه اکتشافی رودگز

 

شکل 9- نقشه ژئوشیمی خرده‌سنگی-آلتراسیون عنصر سرب در منطقه اکتشافی رودگز

 

شکل 10- نقشه ژئوشیمی خرده‌سنگی-آلتراسیون عنصر روی در منطقه اکتشافی رودگز

 

شکل 11- نقشه ژئوشیمی خرده‌سنگی-آلتراسیون عنصر طلا در منطقه اکتشافی رودگز

 

شکل 12- نقشه ژئوشیمی خرده‌سنگی-آلتراسیون عنصر آرسنیک در منطقه اکتشافی رودگز

 


ژئوشیمی توده‌های نفوذی

نتایج آنالیز اکسیدهای اصلی، فرعی و نادر خاکی توده‌های نفوذی با حداقل آلتراسیون یا بدون آلتراسیون منطقه رودگز در جدول 2 ارائه شده است. مقدار SiO2 نمونه‌ها از 63 تا 81/67 درصد متغیر است. ترسیم نمونه‌ها در نمودار نامگذاری Cox و همکاران (1979) نشان می‌دهد که توده‌های نفوذی در محدوده کوارتز دیوریت قرار می‌گیرند (جدول 2 و شکل 13). بر اساس نمودار Al2O3/CaO+Na2O+K2O در برابر Al2O3/Na2O+K2O.(Maniar and Piccoli, 1989)، توده‌ها بیشتر متاآلومینوس تا جزیی پرآلومینوس است (شکل 14). مقدار K2O توده‌ها نیز از 63/1 تا 15/2 درصد متغیر است. بر اساس نمودار K2O در مقابل SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976) توده‌های نفوذی منطقه رودگز در محدوده پتاسیم متوسط واقع می شوند (جدول 2 و شکل 15).

نمودارهای عنکبوتی عناصر فرعی و برخی عناصر کمیاب نرمالیزه شده نسبت به گوشته اولیه برای توده‌های نفوذی منطقه رودگز، در شکل 16 نشان داده شده است. غنی‌شدگی از عناصر LILE Ba)، K، Rb، Sr و (Th و تهی‌شدگی از عناصر HFSE Nb)، Ta و (Ti در همه نمونه‌ها نسبت به گوشته اولیه دیده می‌شود (شکل 17). غنی‌شدگی در LILE نسبت به HFSE نشان‌دهنده ماگمای مرتبط با مناطق فرورانش است Gill, 1981)؛ Pearce, 1983؛ Wilson, 1989؛ Rollinson, 1993). احتمال این که عناصر HFSE در فازهایی مانند روتیل و یا ایلمنیت وارد شوند بسیار زیاد است که این مطلب به وجود ورقه فرورانده شده اشاره می‌کند (Ryerson and Watson, 1987). مقادیر پایین Nb، Ta و Ti می‌تواند نتیجه وجود پلاژیوکلاز و اکسیدهای Fe-Ti یا کانی‌های Nb-Ti‌دار در باقیمانده ماگمای مادر در محل مخزن باشد Gill, 1989) and Reagan؛ Pearce and Parkinson, 1993؛ (Martin, 1999. همچنین، مقادیر Nb و Ta می‌تواند منعکس‌کننده تهی‌شدگی رخ داده قبلی در سنگ‌های مخزن گوشته باشد Gust et al., 1997)؛ Walker et al., 2001) غنی‌شدگی Ba، Rb و Th و افت عناصر Nb و Ti در الگوی عناصر کمیاب از ویژگی‌های سنگ‌های وابسته به پهنه فرورانش است (Wilson, 1989).

بر پایه مقدار عناصر Nb، Rb، Y، Yb و Ta در دیاگرام‌های Pearce و همکاران (1984)، موقعیت تکتونیکی تشکیل توده‌های نفوذی رودگز، کمربندهای آتشفشانی پهنه فرورانش (VAG) است (شکل 17).

عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LILE)، عناصری ناسازگار و متحرک اند در حالی که عناصر واسطه با شدت میدان بالا (HFSE) و برخی از عناصر متحولی در شرایط دگرگونی و دگرسانی، عناصری سازگار و تقریباً نامتحرک‌‌اند. غلظت عناصر لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ به عنوان تابعی از فاز شاری است، در حالی که غلظت عناصر واسطه با شدت میدان بالا تابعی از شیمی سنگ، خاستگاه و فرآیندهای ذوب-تبلور است (Rollinson, 1993).

Edwards و همکاران (1994) معتقدند که علت تخلیه Ti در ماگماتیسم، مرتبط با فرورانش و فوگاسیته اکسیژن است. وقتی فوگاسیته O2 بالا باشد، دمای زیادتری لازم است تا فازهای حاوی Ti در مذاب‌های مشتق شده از منطقه فرورانش تخلیه شود. بنابراین، Ti تخلیه نمی‌شود و این عنصر ناهنجاری منفی نشان می‌دهد. همچنین، آنومالی منفی Ti می‌تواند منعکس‌کننده نقش اکسیدهای Ti-Fe باشد (Rollinson, 1993). تهی‌شدگی فسفر در نمونه‌ها به تفریق آپاتیت از ماگما مربوط می‌شود.

عناصر REE نسبت به سایر عناصر به مقدار کمتری در معرض هوازدگی و آلتراسیون‌های گرمابی قرار می‌گیرند. بنابراین، الگوی فراوانی آنها می‌تواند نشانه‌هایی از منشأ آذرین سنگ‌ها را اثبات کند Boynton, 1985)؛ (Rollinson, 1993. نمودار عناصر نادر خاکی توده‌های نفوذی منطقه رودگز که نسبت به کندریت نرمالیزه شده‌اند، یک غنی‌شدگی شدید در LREE‌ها نسبت به HREE‌ها را نشان می‌دهد (شکل 18). این روند غنی‌شدگی در LREE نسبت به HREE شاخص ماگمای تشکیل شده در پهنه فرورانش است Gill, 1981)؛ Pearce, 1983؛ Wilson, 1989؛ Rollinson, 1993). همچنین، این الگوی عناصر نادر خاکی نشان‌دهنده حضور گارنت به عنوان کانی باقی‌مانده در سنگ منشأ ماگما است (Rollinson, 1993).

به عقیده Taylor و McLennan (1985) هر گاه مقدار Eu/Eu* بیش از یک باشد، ناهنجاری مثبت و هر گاه کمتر از یک باشد، ناهنجاری منفی است. به طور کلی، توده‌های نفوذی منطقه رودگز دارای ناهنجاری Eu مثبت است و فقط نمونه Ru-3 دارای Eu/Eu* اندکی منفی است (جدول 2 و شکل 18). ناهنجاری Eu مثبت نیز مؤید تشکیل ماگما در عمق پایداری گارنت و همچنین، نشان‌دهنده کاهش تفریق ماگما و در نتیجه عدم تبلور تفریقی پلاژیوکلاز اولیه است (Henderson, 1984). بالا بودن نسبت (La/Yb)N (55/21-07/30) در تمام نمونه‌ها نیز تشکیل ماگما در عمق پایداری گارنت را اثبات می‌کند. همچنین، نبود ناهنجاری منفی Ce نشان می‌دهد که عناصر نادر خاکی سبک دستخوش تغییرات مهمی نشده‌اند و در نتیجه به طور قابل اعتمادی نسبت‌های (La/Ce)N حفظ شده‌ است (Cotton et al., 1995). نسبت (Ce/Yb)N می‌تواند نشان‌دهنده عمق و نرخ ذوب سنگ مادر باشد. مقدار کم این نسبت نشان می‌دهد که ماگما از قسمت‌های بالایی گوشته (عمق کم) یا نرخ ذوب زیاد ریشه گرفته است. در مقابل، ماگماهایی با نسبت بالای (Ce/Yb)N نشان‌دهنده این است که ماگما از عمق زیاد (گستره پایداری گارنت) و نرخ ذوب کم (فشار زیاد) ریشه گرفته‌اند (Cotton et al., 1995). با توجه به جدول 2 مقدار (Ce/Yb)N توده‌ها بیش از 87/18 است. همچنین، بالا بودن مقدار Sr توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز (411-684 گرم در تن)، عدم وجود پلاژیوکلاز در سنگ منشأ را تأیید می‌کند (جدول 2).

مقدار نسبت Sr/Y توده‌ها نیز از 67 بیشتر بوده و تا 107 می‌رسد. همچنین، میزان Y کمتر از 8 گرم در تن است (جدول 2). موقعیت نمونه‌ها در دیاگرام Y/Sr در مقابل Y گویای آن است که ماگمای این توده‌های نفوذی ماهیت ماگماهای آداکیتی را دارد (شکل 19). ویژگی ژئوشیمیایی آداکیت‌ها با موارد زیر مشخص می‌شود (Defant and Drummond, 1990):

مقدار 56SiO2≥ درصد، مقدار 15Al2O3≥ درصد، 3MgO< درصد (به ندرت بیش از 6 درصد)، مقدار 5/7≤Na2O≤ 5/3 درصد، نسبت K2O/Na2O کم (حدود 42/0)، نسبت مولی منیزیم بالا (حدود 51/0)، مقدار Cr= 36 گرم در تن، مقدار Ni= 240 گرم در تن، مقدار Sr= بیش از 400 گرم در تن، مقدار HREE بسیار کم، نسبت (La/Yb)N بیش از 10، ppm 8/1Yb≤ و ppm 18Y≤.

مذاب‌های آداکیتی معمولاً از تبلور بخشی سنگ‌های گارنت‌دار حاصل می‌شود (Macpherson et al., 2006). این کانی فاز باقیمانده حاضر در فشار بیشتر یا مساوی یک گیگاپاسکال و حرارت 850 تا 1150 درجه سانتیگراد است Rapp and Watson, 1995)؛ Prouteau et al., 2001). دیاگرام (La/Yb)N در مقابل YbN (Martin, 1995) نشان می‌دهد که به علت مقدار بالای (La/Yb)N نمونه‌ها (بیش از 55/21) و میزان YbN (بین 8/1 تا 9/2)، توده‌ها در محیط ماگمای آداکیتی قرار می‌گیرند (شکل 20). بر اساس این نمودار، توده‌های نفوذی منطقه رودگز از ذوب بخشی حدود 25 درصد آمفیبولیت با 25 درصد گارنت می‌تواند تشکیل شده باشند (شکل 20).

 

 

جدول 2- نتایج ژئوشیمیایی عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز

Sample

Ru-64

Ru-50

Ru-62

Ru-63

Ru-71

Ru-3

X

673275

673500

673075

673160

673122

673110

Y

3784233

3783600

3783369

3783339

3783897

3784413

Wt. %

 

 

 

 

 

 

SiO2

63.44

63

66.26

64.15

65.18

66.62

TiO2

0.65

0.65

0.49

0.58

0.55

0.51

Al2O3

15.05

14.60

14.97

15.22

15.74

14.47

TFeO

4.65

4.79

3.04

4.27

4.12

4.30

MnO

0.07

0.11

0.06

0.10

0.05

0.05

MgO

0.53

1.59

1.67

1.44

0.52

1.51

CaO

6.62

5.90

4.55

5.44

5.47

4.39

Na2O

4.93

4.67

5.21

5

5

5.06

K2O

1.74

1.75

1.80

1.71

1.73

1.63

P2O5

0.23

0.20

0.19

0.19

0.17

0.17

Total

98.91

98.26

98.24

98.00

98.53

98.71

ppm

 

 

 

 

 

 

Ba

254

270

232

264

237

189

Co

7

9

6

6

6

6

Cs

3

3

1

1

2

1

Ga

20

20

20

20

21

21

Hf

4

4

4

4

4

5

Nb

7

7

5

5

5

5

Rb

24

34

30

29

31

29

Sn

1>

2

1

2

1

2

Sr

684

518

550

513

558

458

Ta

0.4

0.4

0.4

0.3

0.4

0.3

Th

2

2

2

2

2

3

V

43

45

37

40

39

39

Zr

166

174

159

160

166

184

 

 

 

 

 

ادامه جدول 2- ...

Y

6

8

6

6

6

7

Cu

28

23

19

22

15

20

Pb

1

2

1

3

2

1

Zn

65

68

53

46

55

57

Ni

15

17

12

13

11

18

Sr/Y

107

67

87

80

87

67

La

18.8

19.5

18

18.1

18.4

18.4

Ce

42.3

44.5

40.5

40.2

41.7

42.7

Pr

4.72

4.98

4.51

4.55

4.7

4.82

Nd

18.1

19.6

17.7

17.6

18.7

18.6

Sm

2.94

3.07

2.77

2.93

2.79

3.03

Eu

0.91

0.92

0.83

0.88

0.83

0.83

Gd

2.17

2.37

2.06

2.1

2.16

2.24

Tb

0.29

0.31

0.27

0.28

0.28

0.28

Dy

1.4

1.64

1.22

1.24

1.34

1.4

Ho

0.23

0.27

0.2

0.21

0.21

0.22

Er

0.57

0.69

0.57

0.54

0.51

0.59

Tm

0.08

0.1

0.08

0.08

0.08

0.08

Yb

0.53

0.61

0.49

0.5

0.48

0.52

Lu

0.07

0.08

0.07

0.07

0.07

0.08

Eu/Eu*

1.10

1.04

1.06

1.08

1.03

0.97

(La/Yb)N

23.91

21.55

24.77

24.41

25.84

23.86

(Ce/Yb)N

20.64

18.87

21.38

20.8

22.47

21.24

ادامه جدول 2- ...

Sample

Ru-79

Ru-21

Ru-81

Ru-68

Ru-52

 

X

672297

674303

672268

673349

673706

 

Y

3784983

3784514

3784585

3784250

3783318

 

Wt. %

 

 

 

 

 

 

SiO2

67.55

67.81

67.55

65.65

64.76

 

TiO2

0.31

0.41

0.48

0.52

0.63

 

Al2O3

16.22

14.61

16.5

15.39

15.89

 

TFeO

3.22

3.27

2.87

4.45

3.57

 

MnO

0.04

0.04

0.03

0.07

0.05

 

MgO

0.46

0.44

0.5

0.6

1.02

 

CaO

2.9

5.89

3.07

5.17

5.18

 

Na2O

5.25

4.34

5.2

4.95

5.05

 

K2O

2.15

1.75

1.86

1.88

1.72

 

P2O5

0.1

0.11

0.13

0.16

0.22

 

Total

98.2

98.67

98.19

98.84

98.09

 

ppm

 

 

 

 

 

 

Ba

307

203

245

220

238

 

Co

2

2

3

6

8

 

Cs

2

1

1

3

4

 

Ga

19

19

22

20

21

 

Hf

4

4

4

4

4

 

Nb

6

3

5

4

7

 

Rb

40

34

39

35

35

 

Sn

3

1>

1

1

1

 

Sr

411

426

601

462

584

 

Ta

0.4

0.2

0.4

0.3

0.4

 

Th

3

3

3

2

2

 

V

14

28

31

39

43

 

Zr

191

163

205

179

175

 

Y

5

5

6

7

7

 

Cu

3

13

16

23

24

 

Pb

2

1

2

3

2

 

Zn

19

26

34

54

52

 

Ni

1

4

5

16

16

 

Sr/Y

81

85

94

68

81

 

 

 

 

 

 

ادامه جدول 2- ...

La

16.9

16.5

18.1

18.4

18.7

 

Ce

36.9

36.3

39.2

42.3

42.8

 

Pr

3.91

3.92

4.31

4.61

4.84

 

Nd

13.9

14.5

15.9

17.8

19.2

 

Sm

2.11

2.41

2.51

2.82

3.01

 

Eu

0.57

0.71

0.76

0.84

0.93

 

Gd

1.38

1.69

1.81

2.12

2.2

 

Tb

0.19

0.22

0.23

0.28

0.29

 

Dy

0.95

1.01

1.26

1.28

1.49

 

Ho

0.16

0.16

0.2

0.21

0.24

 

Er

0.48

0.4

0.61

0.59

0.62

 

Tm

0.08

0.06

0.08

0.08

0.09

 

Yb

0.44

0.37

0.52

0.54

0.54

 

Lu

0.07

0.05

0.08

0.07

0.08

 

Eu/Eu*

1.02

1.08

1.09

1.05

1.11

 

(La/Yb)N

25.9

30.07

23.47

22.97

23.35

 

(Ce/Yb)N

21.69

25.38

19.5

20.26

20.5

 

 

   

شکل 13- موقعیت توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز در نمودار نامگذاری (Cox et al., 1979)

شکل 14- موقعیت توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز در نمودار A/NK–A/CNK اقتباس از Maniar و Piccoli (1989)
   

شکل 15- موقعیت توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز در نمودار K2O-SiO2 اقتباس از Peccerillo و Taylor (1976)

شکل 16- نمودار نرمالیزه شده برخی عناصر فرعی و نادر خاکی توده‌‌های نفوذی منطقه رودگز نسبت به گوشته اولیه، مقادیر گوشته اولیه اقتباس از Sun و McDonough (1989)
   

شکل 17- موقعیت توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز در نمودار Pearce و همکاران (1984). VAG- گرانیتوئیدهای قوس آتشفشانی، WPG- گرانیتوئیدهای درون صفحه‌ای، ORG- گرانیتوئیدهای پشته میان اقیانوسی، syn-COLG- گرانیتوئیدهای همزمان با تصادم قاره‌ها.
   

شکل 18- نرمالیزه کردن عناصر نادرخاکی نسبت به کندریت در توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز، مقادیر کندریت اقتباس از Boynton (1985)

شکل 19- توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز در نمودار Sr/Y در مقابل Y در محیط آداکیت قرار می‌گیرند (Defant and Drummond, 1990).

 

 

 

شکل 20- توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز در دیاگرام (La/Yb)N و YbN (Martin, 1995) در محیط آداکیت قرار گرفته‌اند.

نتیجه‌گیری

در محدوده زمانی ژوراسیک میانی (قبل از کالووین) به دلیل تصادم پوسته‌های قاره‌ای و در نتیجه کوهزایی، سنگ‌های رسوبی تریاس فوقانی منطقه بررسی شده تحت تأثیر دگرگونی ناحیه‌ای به شیست، اسلیت و کوارتزیت تبدیل شده‌اند. در ضمن تصادم، از ذوب پوسته قاره‌ای در ژوراسیک میانی توده‌های احیایی تشکیل شده‌اند. مهم‌ترین مظهر ماگماتیسم احیایی (سری ایلمنیت) منطقه، باتولیت بزرگ گرانیتی-گرانودیوریتی نجم‌آباد است که تقریباً در شمال رودگز قرار دارد و سن آن بر اساس اندازه‌گیری U-Pb در زیرکن، 85/161 میلیون سال (ژوراسیک میانی) تعیین شده است (Moradi et al., 2011). بر اساس مقادیر نسبت 87Sr/86Sr اولیه (709131/0) و نسبت 143Nd/144Nd اولیه (512095/0) ماگمای این گرانیت از پوسته قاره‌ای منشأ گرفته است و همزمان با توده‌های نفوذی احیایی شاه کوه و سرخ کوه در طی کوهزایی ژوراسیک میانی (162 تا 164 میلیون سال قبل) در بلوک لوت به وجود آمده است (Moradi et al., 2011). باتولیت نجم‌آباد فاقد کانی‌سازی بوده، ارتباطی به کانی‌سازی‌های قلع‌دار مناطق کلاته آهنی و رودگز ندارد (Moradi et al., 2011).

توده‌های نفوذی منطقه اکتشافی رودگز به سن ترشیاری و با ترکیب مونزودیوریت تا مونزونیت پورفیری از نوع گرانیتوئیدهای نوع اکسیدان است. ژئوشیمی توده‌های نفوذی کمتر آلتره منطقه نشان می‌دهد که آنها متاآلومینوس و پتاسیم متوسط بوده، در کمان ماگمایی پهنه فرورانش بلوک افغان به زیر بلوک لوت تشکیل شده‌اند. غنی‌شدگی شدید عناصر LREE نسبت به HREE و غنی‌شدگی در عناصر LILE Ba)، K، Rb، Sr و (Th نسبت به HFSE Nb)، Ta و (Ti مؤید تشکیل ماگما در پهنه فرورانش است. ناهنجاری مثبت Eu، مقدار بالای Sr (411 تا 684 گرم در تن) و بالا بودن نسبت (La/Yb)N (بیش از 55/21) در توده‌ها نشان‌دهنده تشکیل ماگما در عمق پایداری گارنت است. بر اساس نسبت بالای Sr/Y (بیش از 67)، مقدار Y کمتر از 8 گرم در تن، Yb کمتر از 61/0 گرم در تن و بالا بودن نسبت (La/Yb)N، ماگمای این توده‌ها ماهیت آداکیتی دارد و از ذوب بخشی آمفیبولیت با 25 درصد گارنت به وجود آمده است. سنگ‌های دگرگونی منطقه رودگز در اثر نفوذ توده‌های متعدد، تحت تأثیر دگرگونی همبری قرار گرفته و گاهی به انواع شیست دگرگون شده‌اند.

سنگ‌های دگرگونی و گاهی توده‌های نفوذی نیمه عمیق منطقه رودگز تحت تأثیر آلتراسیون‌های کربناتی، آرژیلیک، سرسیتی و سیلیسی-تورمالینی قرار گرفته‌اند. این واحدها میزبان رگه‌های کانی‌‌سازی منطقه است که کنترل گسلی دارد. چند نسل رگه و رگچه کوارتز در منطقه شناسایی شد. نسل‌های اول شیری رنگ و بی‌بر است و در مرحله دگرگونی ناحیه‌ای تشکیل شده‌اند. منشأ سیلیس آنها از ماسه‌سنگ‌ها که به کوارتزیت تبدیل می‌شده‌اند، بوده است. نسل بعدی رگه‌های کوارتز دارای کانی‌سازی است. رنگ کوارتز این مجموعه روشن‌تر و به دلیل اکسیده شدن سولفیدها، حاوی اکسیدهای آهن ثانویه و گاهی مالاکیت است. رگه‌های کانی‌سازی با روند بیشتر NW-SE و شیب 85 تا 90 درجه دیده می‌شوند و آلتراسیون اصلی همراه با آنها سیلیسی±تورمالین است. کانی‌های اولیه شامل کوارتز، تورمالین، کالکوپیریت، پیریت و کانی‌های ثانویه مالاکیت، آزوریت و گوتیت است. بخش اعظم کانی‌های سولفیدی منطقه در سطح اکسید شده‌اند. نمونه‌برداری ژئوشیمیایی با روش خرده‌سنگی، ناهنجاری‌های بالایی از عناصر مس، قلع، سرب و آرسنیک (همگی تا بیش از 10000 گرم در تن)، روی (حداکثر تا 5527 گرم در تن) و طلا (تا حداکثر 325 میلی‌گرم در تن) را در رگه‌های کانی‌سازی نشان می‌دهد. کانی‌سازی منطقه اکتشافی رودگز از نوع رگه‌ای پلی‌متال است.

ویژگی ژئوشیمیایی و محیط تشکیل توده‌‌های نفوذی مونزودیوریتی تا مونزونیتی منطقه نشان می‌دهد که آنها نمی‌توانند منشأ محلول کانه‌دار حاوی قلع بالای منطقه باشند. به علاوه، مقدار قلع، مس، سرب و روی در این توده‌ها بسیار پایین است (جدول 1). بنابراین، رگه‌های پلی‌متال قلع‌دار همراه با آلتراسیون سیلیسی-تورمالینی باید با توده‌های احیایی در عمق در ارتباط باشند.

به طور کلی، بر اساس پهنه‌های دگرسانی متنوع از جمله سیلیسی-تورمالینی، وجود توده‌های نفوذی احیایی، بالا بودن میزان قلع، مس، آرسنیک و شرایط تکتونیکی تصادم قاره‌ای، منطقه بررسی شده پتانسیل زیادی برای کانی‌سازی قلع دارد.

 

سپاسگزاری

این پروژه با حمایت مالی دانشگاه فردوسی مشهد در ارتباط با طرح پژوهشی شماره 3 به شماره 3/18076 مورخ 24/03/1390 انجام شده است.

References

Abyaft Consulting Engineers Company (2006) Intermediate stage of exploration of Kalateh Ahani polymetal deposit report in Kalethe Roud Gaz area, Tehran (in Persian).
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran Publication, Tehran (in Persian).
Boynton, W. V. (1985) Cosmochemistry of the rare earth elements, meteorite studies. In: rare earth element geochemistry (ed. Henderson, P.) 115-1522. Elsevier, Amesterdam.
Cotton, J., Le Dez A., Bau, M., Caroff, M., Maury, R. C., Dulski, P., Fourcade, S., Bohn, M. and Brousse, R. (1995) Origin of anomalous rare_earth element and yttrium enrichments in subaerially exposed basalts, evidence from French Polynesia. Chemical Geology 119: 115-138.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London.
Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662-665.
Edwards, C., Menzeies, M. and Thirwoll, M. (1994) Evidence from muriah, Indonesia, for interplay of supra subduction zone and inter place processes in the genesis of potassic alkaline magmas. Journal of Petrology 32: 555-592.
Geological Survey of Iran (2007) Geochemical exploration report of Gonabad. Geological Quadrangle Map 1:100000, Tehran (in Persian).
Ghaemi, F. (2005) Geological quadrangle map of Gonabad 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran.
Gill, J. B. (1981) Orogenic and esits and plate tectonics. Springer, New York.
Gust, D. A., Arculus, R. A. and Kersting, A. B. (1997) Aspects of magma sources and processes in the Honshu arc. The Canadian Mineralogist 35: 347-365.
Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam.
Industry, Mine and Business Organization of Khorasan Razavi province (2010) Intermediate stage of Exploration of Kalateh Ahani Au-W deposit report, Mashhad (in Persian).
Macpherson, C. G., Dreher, S. T. and Thirlwall, M. F. (2006) Adakites without slab melting: high pressure differentiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines. Earth and Planetary Science Letters 243: 581-593.
Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635-643.
Martin, H. (1995) The Archaean grey gneisses and the genesis of the continental crust. In: The archaean crustal evolution (Ed. Condie, K. C.) 205-259. Elsevier, Amsterdam.
Martin, H. (1999) The adakitic magmas: modern analogues of Achaean granitoids. Lithos 46(3): 411-429.
Moradi, M., Karimpour, M. H., Farmer, L. and Stern, C. (2011) Geochemistry of Rb-Sr and Sm-Nd isotopes, zircon U-Pb dating and petrogenesis of granodiorite-granite batholite of Najmabad, Gonabad. Economic Geology 3(2): 127-145 (in Persian).
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva publishers, Nantwich.
Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic processes in plate tectonics (Eds. Prichard, H. M., Albaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) special publications 76: 373-403. Geological Society, London.
Pearce, J. A., Harris, N. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calk-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.
Prouteau, G., Scaillet, B., Pichavant, M. and Maury, R. (2001) Evidence for mantle metasomatism by hydrous silica melts derived from subducted oceanic crust. Nature 410: 197-200.
Rapp, R. P. and Watson, E. B. (1995) Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology 36: 891-931.
Reagan, M. K. and Gill, J. B. (1989) Coexisting calc-alkaline and high niobium basalts from Turrialba volcano, Costa Rica: implication for residual titanates in arc magma source. Journal of Geophysical Research 94: 4619-4633.
Rollinson, H. (1993) Using geochemical data, evaluation, presentation, interpretation. Longman, Harlow.
Ryerson, F. J. and Watson, E. B. (1987) Rutile saturation in magmas: implications for Ti Nb-Ta depletion in island-arc basalts. Earth and Planetary Science Letters 86: 225-239.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopy systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean: basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) special publications 42: 313-345. Geological Society, London.
Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust, Its composition and evolution, an examination of the geochemical record preserved in sedimentary rocks. Blackwell Publishing, Oxford.
Walker, J. A., Patino, L. C., Carr, M. J. and Feigenson, M. D. (2001) Slab control over HFSE depletions in central Nicaragua. Earth and Planetary Science Letters 192: 533-543.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Uniwin Hyman, London.

Files

History

  • Receive Date: 14 June 2016
  • Revise Date: 26 December 2017
  • Accept Date: 14 June 2016

Share

How to cite

Statistics