Geochemical-metallogenic evolution of Agh-Daragh igneous rocks (north of Ahar) links to Cu-Au±W occurrences

Authors

1 Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

2 Department of Geology, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

3 Department of Geology, Faculty of Earth sciences, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran

Abstract

The Agh-Daragh study area in the north of Ahar is located in Ahar-Arasbaran zone. The area is distinguished by W, Cu and Au metal endowment and has been explored during stream sediment and heavy mineral exploration. At least, three mineral occurrences are detected in Agh-Daragh area including Cu stockwork-disseminated mineralization in Chupanlar (occurred in Omz quartz-monzonite), Cu-Au±W vein-type mineralization in Ayran Goli (occurred in Og granodiorite), and Fe±Cu skarn in Gowdal (occurred between quartz-monzonite unit and crystallized carbonate). Chemically, Agh-Daragh mineralization-related metaluminous granitoids belong to oxidized, I-type and high-K calc-alkaline to shoshonitic series. They have SiO2 = 63.5–67.6 wt%, Al2O3 = 14–16.5 wt%, and K2O/Na2O = 0.5–1.8. Moreover, LILE enrichment relative to HFSE depletion and HREE in the granitoids and the dikes occurred due to fluid-melt interaction, which are characteristics of subduction tectonic environment. In their magmatic evolution, the Agh-Daragh intrusive rocks underwent a transition from the early intrusive phases belonging to granodiorite (Og unit) with low K/Na and Fe2O3/FeO ratios and to the late intrusive phases belonging to quartz-monzonite (Omz unit) enriched in K (K/Na >1) and oxidized (Fe2O3/FeO >1). It seems that high content of volatiles in high-K and oxygenate magmas occurs due to saturation of magmatic melt in water under a lower degree of quartz-monzonite crystallization immediately preceding Cu-Au±W mineralization at Agh-Daragh intrusive suite. Combining our field geology and geochemical-metallogenic evidences, we conclude that the mineralization in Agh-Daragh area mostly occurred in accompany with late quartz-monzonite stocks; as a result, identification of high-K intrusive rocks and related dikes have important implications for proceeding exploration planning specially indicating of drilling points, and further refines the basis for mineral exploration in Sheyviar Dagh intrusive suite and subsequently in Ahar-Arasbaran metallogenic zone.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

پهنه البرز- آذربایجان محل اتصال صفحه اوراسیا با ایران مرکزی است و در بخش مرکزی کمربند چین‌خورده آلپ- هیمالیا جای دارد. برپایه رده‌بندى واحدهاى زمین‌شناختى ایران (Nabavi, 1976)، منطقه بررسی‌شدة آق‌درق در بخش باختری البرز- آذربایجان یا گستره اهر- ارسباران جای گرفته و در حقیقت، ادامه‌ جنوبی قفقاز کوچک است. از دیدگاه فلززایی، عنصرهای طلا، مس، تنگستن، نقره، مولیبدن و سرب و روی اهمیت ویژه‌ای دارند. برپایه بررسی‌های Aghazadeh و همکاران (2011)، Simmonds و Moazzen (2015)، Mederer و همکاران (2014)، Moritz و همکاران (2012) و Jamali و Mehrabi (2015)، بخش بزرگی از رخدادهای فلزی و کانی‌سازی‌های چندفلزی منطقه اهر- ارسباران در سنگ‌های ژرف تا نیمه‌ژرف آلکالن مرتبط با کمان‌های ماگمایی بالغ روی داده‌اند. منطقه آق‌درق از مناطق با تواناییِ معدنی در پهنه اهر- ارسباران است و در عملیات‌های پی‌جویی و انجام پیجویی‌های رسوب‌های آبراهه‌ای و کانی سنگین، نشانه‌هایی از عنصرهای تنگستن، مس و طلا در آن گزارش شده است (Gholami, 2004; Jamali, 2013). منطقه آق‌درق به گستردگی نزدیک به 33 کیلومتر مربع و در فاصله نزدیک به 35 کیلومتری شمال شهرستان اهر جای دارد. این منطقه میان مختصات طول‌ جغرافیایی خاوری "58'06°47 تا "10'11°47 و عرض جغرافیایی ‌شمالی "34'35°38 تا "32'38°38 و در جنوب‏‌باختری برگه زمین‌شناسی 1:100000 کلیبر (Mehrparto and Nazer, 1999) است. شرکت ملی صنایع مس ایران با همکاری شرکت تله‌متال فرانسه به فعالیت‌های شدادی و حفر گمانه در این منطقه پرداخته‌اند. در این پژوهش، زمین‏‌شیمی توده گرانیتوییدی آق‌درق و رخدادهای کانه‌زایی همراه با بررسی‌‌ کانی‌شناسی و تغییرات الگوی زمین‏‌شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادر مقایسه و تحلیل شده‌اند. هدف از این پژوهش بررسی ارتباط رخداد کانی‌سازی و دگرسانی با سرشت اکسیدان- احیا و توان فلززایی توده نفوذی آق‌درق است. دستیابی به این هدف‌ها، افزون‌بر جنبه‌های علمی و تحقیقاتی، نقش موثری در پیشبرد عملیات پیجویی‌های عمومی در این منطقه دارد.

 

زمین‌شناسی ناحیه‌ای و منطقه‌ معدنی

گستره فلززایی اهر- ارسباران (پهنه قره‌داغ) با راستای WNW- ESE و پهنای 50 تا 100 کیلومتر، در پهنه ماگمایی البرز باختری، پس از گذر از ارمنستان تا کمان پونتاید خاوری در شمال‏‌خاور ترکیه ادامه دارد. فرایندهای ماگمایی در گستره اهر- ارسباران در زمانی کمتر از 20 میلیون سال، به‌صورت سنگ‌های آتشفشانی حدواسط تا اسیدی ائوسن آغاز شده و سپس با جایگیری توده‌های درونی گرانیتوییدی الیگوسن- میوسن ادامه یافته است (Lescuyer and Riou, 1976; Hezarkhani, 2006). بیشتر این توده‌ها گرانیتوییدهای اکسیدی گروه I با سرشت متاآلومین تا پرآلومین هستند و شامل طیفی از سنگ‌های ساب‌آلکالن تا آلکالن هستند (Jamali et al., 2009). مجموعه آذرین شیورداغ (یا باتولیت اهر)، با درازای نزدیک به 30 کیلومتر، پهنای متغیر 3 تا 10 کیلومتر و راستای خاوری- باختری، از مهمترین پدیده‌های ماگمایی منطقه اهر- ارسباران به‌شمار می‌روند. این مجموعه از کهن به جدید شامل سنگ‌های کربناته و آتشفشانی زیردریایی (کرتاسه بالایی)، توالی‌های رسوبی- آتشفشانی لاتیت و ایگنمبریت (ائوسن میانی)، توده‌های گرانودیوریتی و دیوریتی شیورداغ (الیگوسن) و سنگ‌های آلکالی‌بازالت و آندزیت (کواترنری) است. برپایه سن‌سنجی بلورهای زیرکن با روش LA-ICP-MS، سن 23 تا 30 میلیون سال پیش برای توده آذرین درونیِ شیورداغ به‌دست آمده است (Aghazadeh et al., 2011). در نتیجه نفوذ توده شیورداغ به درون سنگ‌های کربناته کرتاسه بالایی، کانی‌سازی‌های اسکارن- پورفیری فراوانی (مانند: انجرد، زندآباد، جوان شیخ، مزرعه، آق‌درق و گودال) در پیرامون این توده گزارش شده‌اند (Mollai et al., 2009) (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی مجموعه نفوذی شیورداغ که در آن جایگاه کانه‌زایی‌های گوناگون نمایش داده شده است (با تغییراتی پس از Mollai و همکاران، 2009)

 

 

منطقه بررسی‌شدة آق‌درق در بخش خاوری مجموعه نفوذی شیورداغ جای دارد (شکل 1). در کل، دو واحد سنگ‌شناسی اصلی شامل سنگ‌های رسوبی و آتشفشانی- رسوبی (کرتاسه بالایی) و سنگ‌های آذرین نفوذی و دایک‌ها (الیگوسن) در منطقه کانه‌زایی آق‌درق رخنمون دارند (شکل 2). کهنترین سنگ‌های منطقه به سن کرتاسه بالایی- پالئوسن هستند و بیشتر شامل سنگ‌های نیمه‌درونی تا آتشفشانی- رسوبی زیردریایی (مانند: توف‌ سبز، گدازه‌های بازالتی، لاتیت پورفیری و تراکی آندزیت (افق زیرین) و مجموعه سنگ‌های رسوبی آهک‌های خاکستری- مارنی (افق بالایی)) هستند. بیشتر این سنگ‌ها در شمال و جنوب‌خاوری منطقه آق‌درق رخنمون دارند (شکل 2). توده آذرین درونی شیورداغ با جنس گرانیت، مونزودیوریت و کوارتزمونزونیت در الیگوسن، دست کم در دو چرخه زمانی (چرخه اول 1/2±8/30 میلیون سال پیش شامل سنگ‌های کالک آلکالن و چرخه دوم 5/0±3/23 تا 9/0±1/25 میلیون سال پیش شامل سنگ‌های شوشونیتی؛ Aghazadeh و همکاران، 2011)، در این واحدها نفوذ کرده است. سپس و به‌ویژه در الیگوسن بالایی، همه این مجموعه با دایک‌هایی اسیدی تا حدواسط قطع شده است. در منطقه آق‌درق دست کم سه گسترة کانه‌زایی‌ چندفلزی (مانند: چوپانلار (با میزبان کوارتزمونزونیت)، آیران گلی (در میزبان گرانودیوریت) و اسکارن گودال) در میان استوک کوارتزمونزونیت (الیگوسن) و سنگ‌های کربناته متبلور (کرتاسه بالایی)، دیده می‌شود. در تصویر دورنمای عمومی شکل 3- A، وابستگی فضایی این کانی‌سازی‌ها با توده‌های آذرین درونی منطقه و واحدهای سنگی دیگر نشان داده شده است.


 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی ساده‌شده منطقه آق‌درق و نمایش جایگاه منطقه‌های کانه‌زایی‌ چوپانلار، آیران گلی و گودال (با تغییرات از برگه زمین‌شناسی 1:25000 آق‌درق- چوپانلار (Jamali, 2013)

 

 

در پی فرایندهای کششی- فشارشی پوسته‌ای در مقیاس ناحیه‌ای، دست کم دو دسته درزه با راستاهای NNE- SSW و NNW- SSE در توده آذرین درونی شیورداغ پدید آمده است (Mollai et al., 2009). در درون این درزه‌ها، رگه‌های آپلیت، پگماتیت و کوارتز و گاه کانی‌سازی مس به‌صورت مالاکیت نیز دیده می‌شود. پیرو این فرایندهای زمین‌ساختی در منطقه معدنی آق‌درق، دو روند ساختاری با راستاهای NNE- SSW و NE- SW شناخته شد که دسته اول با روند دایک‌های حدواسط تا اسیدی منطقه و دسته دوم با گسل‌های منطقه وابستگی دارند و کنترل‌کننده کانه‌زایی و دگرسانی نیز هستند (شکل 3- B).

 

 

 

شکل 3- A) دورنمای عمومی از واحدهای سنگی گوناگون منطقه معدنی آق‌درق و جایگاه منطقه‌های کانه‌زایی‌ چوپانلار (مس) و گودال (آهن±مس) در آن (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) رخنمونی از شکستگی‌ها و گسل‌های کنترل‌کننده دگرسانی در سنگ‌های گرانودیوریتی (Og) منطقه چوپانلار (دید رو به شمال)

 


روش انجام پژوهش

پس از گردآوری اطلاعات، نقشه‌های زمین‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی منطقه در مقیاس معدنی، برای دستیابی به هدف‌های تعیین‌شده، برداشت‌‌های صحرایی و نمونه‌برداری از رخنمون‌های سنگی، ترانشه‌ها و بخش‌های گوناگون انجام شد. در کل، شمار 50 مقطع نازک، صیقلی و نازک- صیقلی برای انجام بررسی‌های سنگ‌شناسی، کانه‌نگاری و دگرسانی ساخته شد. سپس مقطع‌ها با میکروسکوپ نوری بازتابی- عبوری مدل ZEISS در آزمایشگاه کانی‌شناسی دانشگاه خوارزمی تهران بررسی شدند. پس از بررسی‌ میکروسکوپی و بررسی کمترین میزان دگرسانی، شمار 15 نمونه سنگی (10 نمونه از توده آذرین درونی و 5 نمونه از دایک) برای بررسی‌های سنگ‌شناسی و ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی- فلززایی سنگ میزبان برگزیده شدند. این نمونه‌ها با روش‌های دستگاهی فلورسانس اشعه ایکس یا XRF (تجزیه عنصرهای اکسیدی اصلی) در دانشگاه خوارزمی تهران و روش طیف‌سنجی جرمی پلاسمای جفتیده القایی یا ICP-MS (تجزیه عنصرهای کمیاب و خاکی نادر) درآزمایشگاه Acme کانادا (کد AQ250) تجزیه شد. برای تخریب کامل نمونه و دستیابی به عنصرهای اکسیدی اصلی در آزمایش XRF، قرص ذوب (fused disc) نمونه به‌کار برده شد. مقدار LOI یا مواد فرار سنگ نیز با به‌کارگیری کوره تا دمای 900 تا  درجه سانتیگراد1200 در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران به‌دست آمد. آستانه آشکارسازیِ دستگاه ICP-MS برای عنصرهای گوناگون 01/0 تا 1/0 گرم در تن (ppm) است. برای اطمینان از تجزیه کامل عنصرهای لیتوفیل و تخریب کامل کانی‌های مقاوم (مانند: زیرکن، مونازیت و روتیل)، روش آماده‌سازی ذوب قلیایی متابورات لیتیم (LiBO3)، به‌کار برده شد. جزییات کامل این روش‌ در تارنمای www.ACMELAB.com، بخش Schedule of Services and Fees آورده شده است. مقدار آهن کل (FeOt) و آهن سه‌ظرفیتی (Fe2O3) با آنالیز شیمیِ تر انجام شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه دستگاهی سنگ‌کل از شمار 15 واحد سنگی منطقه آق‌درق (شمال اهر) (10 نمونه از توده آذرین درونی و 5 نمونه از دایک) (مقدار عنصرهای اکسیدی اصلی برپایه درصد وزنی (wt%) و عنصرهای کمیاب و خاکی نادر برپایه گرم در تن (ppm) است. رابطه شاخص لارسن (LI) برابر SiO2+K2O- (FeO+CaO+MgO)33/0 است) (Og: واحد گرانودیوریت، Omz: واحد کوارتزمونزونیت)

Sample No.

Ch13

Ch16

Ch18

Ch20

A24

A25

A31

A34

Ag35

Ag36

Ag37

Ag38

Ag39

Ag40

Ag41

Units

Og

Og

Og

Og

Og

Omz

Omz

Omz

Omz

Omz

dike

dike

dike

dike

dike

SiO2

63.8

64.01

63.79

67.23

63.48

63.5

67.6

65.23

64.11

65.81

57.45

55.95

56.23

73.23

73.32

TiO2

0.37

0.5

0.55

0.43

0.6

0.56

0.35

0.47

0.57

0.4

1.05

0.69

1.21

0.14

0.13

Al2O3

14.57

15.73

16.25

15.32

16.48

15.08

15.73

15.34

13.94

15.76

15.11

15.84

16.23

11.23

11.08

Fe2O3

2.9

2.12

3.57

1.1

2.77

3.29

2.55

2.17

3.4

3.04

3.21

4.89

3.32

4.21

3.23

FeO

2.1

2.42

2.1

2.54

3.21

2.3

1.34

2.01

1.89

2.34

2.31

1.31

2.32

2.13

1.55

MnO

0.05

0.05

0.06

0.06

0.09

0.08

0.04

0.11

0.06

0.06

0.15

0.09

0.04

0.06

0.04

MgO

1.7

1.98

2.12

1.58

2.2

1.89

0.85

1.45

2.86

1.44

5.23

2.1

2.3

1.23

1.32

CaO

3.34

3.74

5.02

2.73

4.13

2.91

2.34

2.76

4.25

2.44

7.03

9.27

8.32

0.76

0.8

Na2O

4.02

3.85

4.02

3.06

3.16

3.26

3.09

3.54

3.02

3.95

2.33

3.63

4.34

2.34

2.05

K2O

3.54

3.04

2.17

4.27

2.29

5.65

5.62

4.32

4.68

4.01

4.23

3.67

3.21

3.34

4.53

P2O5

0.15

0.13

0.3

0.14

0.35

0.33

0.14

0.16

0.3

0.18

0.53

0.45

0.54

0.04

0.05

LOI

3.61

1.41

1.1

1.52

0.93

0.83

0.87

1.78

1.21

0.85

1.65

1.07

1.21

2.22

1.03

Total

100.15

98.98

101.05

99.98

99.69

99.68

100.52

99.34

100.29

100.28

100.28

98.96

99.27

100.93

99.13

Ba

859

935

877

806

724

829

857

729

789

807

935

775

857

798

769

Rb

92.3

50.6

71.7

78.9

123.1

237

197.4

105

87

101

97

86

79

121

106

Sr

684

897

786

740

477

724

729

524

678

856

560

567

789

567

456

Y

8.1

10.9

17.7

20.6

14.6

12.2

10.4

13.9

12

14

34

54

36

23

32

Zr

123

121

102

121

125.5

156

89

156

135

165

154

132

165

133

187

Nb

15.4

20.3

34

35

27.3

28.5

18.6

25.1

15.5

17.2

13.3

17.3

15.1

17.2

14.2

Th

16.6

11.2

15.9

16.1

24.7

11.6

13.4

17.8

14

12

16

13

16

13

12

Pb

52.7

13.66

14.84

20.17

11.99

19.68

8.73

14.41

18

23

45

33

23

43

12

Ni

17.9

19.8

7.8

6

5.1

4

45

5.3

5

4

23

2

1

2

1

V

55

87

121

111

56

160

99

66

43

3

3

5

44

43

23

Cr

34

50

69

56

94

22

65

84

43

44

32

67

32

22

56

Hf

1.93

0.85

0.74

0.99

0.43

4.2

1.47

0.55

1.22

0.77

0.76

0.9

1.22

1.45

2.3

Cs

1.3

0.9

2.2

1.7

2.5

1.8

0.7

2.6

2.3

2.4

1.5

4.3

3.3

2.3

2.4

Sc

4.5

5.6

7.2

7.1

3.7

5.8

7.6

4.9

5.4

4.3

4.6

7.6

4.4

5.4

4.7

Ta

1.2

1.2

1.8

2.4

2.2

1.6

1.3

1.8

3.2

1.3

2.4

3.3

4.3

2.2

1.2

Co

7.5

10.4

13.2

11.2

4.3

18.2

6.6

7.3

12.4

10.4

16.5

14

16

12.4

14.3

La

27.5

31.9

36.3

37.4

46.3

21.7

24.3

33.5

34.6

24.5

33.5

28.6

31

27

27.9

Ce

52.85

67.48

77.08

82.16

83.98

51.55

50.36

64.13

54.3

87.5

56.7

67.5

66.5

56.4

66.7

Pr

4.9

7.3

7.7

8.7

7.8

5.2

5.7

6.3

6.6

5.6

7

8.7

5.6

5.7

6.7

Nd

16

29.3

30.1

34

27.4

19.9

22.3

23

22.4

24.3

32.4

31.5

32.4

22.6

25.4

Sm

2.8

4.8

5.7

6.3

4

4

4.2

3.9

3.3

2.4

4.3

5.4

4.4

3.4

3.4

Eu

0.8

1

1.1

0.7

1

1.3

1.1

1

1

0.8

1

1.1

0.8

0.9

0.8

Gd

2.5

4.1

4.6

5.3

3.4

3.8

3.4

3.4

2.3

3.2

3.5

3.3

4.2

4.5

4.7

Tb

0.3

0.4

0.7

0.7

0.5

0.5

0.4

0.4

0.3

0.4

0.7

0.5

0.3

0.5

0.7

Dy

1.5

2.6

3.2

4.1

2.9

2.8

2.1

2.8

3.2

2.4

3.3

2.9

4.4

3.2

2.7

Ho

0.3

0.4

0.7

0.8

0.4

0.4

0.4

0.5

0.5

0.4

0.3

0.7

0.5

0.6

0.4

Er

1

1.2

1.9

2.6

1.4

1.5

1.1

1.3

1.3

1.2

1.4

1.3

1.2

1.2

1.5

Tm

0.1

0.2

0.3

0.3

0.2

0.2

0.1

0.2

0.2

0.1

0.4

0.5

0.2

0.1

0.2

Yb

1

1.3

1.9

2.3

1.8

1.4

0.9

1.5

1

1.5

1.4

2.1

1.3

1.6

1.8

Lu

0.1

0.2

0.3

0.3

0.2

0.2

0.1

0.2

0.2

0.4

0.2

0.2

0.3

0.1

0.1

(La/Yb)n

18.5

16.5

12.9

11.0

17.3

10.5

18.2

15.1

23.3

11.0

16.1

9.2

16.1

11.4

10.5

K2O/Na2O

0.9

0.8

0.5

1.4

0.7

1.7

1.8

1.2

1.5

1.0

1.8

1.0

0.7

1.4

2.2

LI

17.5

16.0

14.0

19.6

12.7

19.5

22.4

19.6

16.8

20.5

8.6

9.5

8.8

25.4

24.1

 

همچنین، برای شناسایی دقیق کانی‌ها و پهنه‌های دگرسان منطقه پس از بررسی میکروسکوپی شمار 27 مقطع نازک، شمار 10 نمونه پودر سنگی با بزرگی 75 میکرون (گذر از الک 200 مش) با تجزیه دستگاهی پراش اشعه ایکس (XRD) مدل فیلیپس X′pert (مدت زمان جریان الکترونی 30 دقیقه)، در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند.

 

سنگ‏‌نگاری و توزیع فضایی سنگ‌ها

همان‌گونه‏‌ای که گفته شد برای بررسی‌های سنگ‌شناسی و سرشت زمین‏‌شیمیایی- فلززایی سنگ‌های منطقه آق‌درق، شمار 10 نمونه سنگ نفوذی و 5 نمونه از دایک‌های حدواسط تا اسیدی تجزیه دستگاهی شدند. در ادامه به بررسی این دو واحد اصلی سنگ‌شناسی در منطقه پرداخته می‌شود:

توده نفوذی آق‌درق: توده نفوذی آق‌درق بخشی از مجموعه آذرین شیورداغ به سن الیگوسن و رنگ خاکستری روشن، گوشتی و سفید رنگ فراوان‌ترین واحد سنگی منطقه به‌شمار می‌روند (شکل 2). برپایه شواهد صحرایی و نقشه زمین‌شناسی 1:25000 منطقه (Jamali, 2013)، این توده سه زیرگروه سنگی دارد که به ترتیب فراوانی عبارتند از: 1) گرانیت و گرانودیوریت درشت بلور خاکستری روشن (واحد Og)، 2) کوارتزمونزونیت متوسط بلور خاکستری مایل به گوشتی (Omz) و 3) گرانودیوریت و کوارتزمونزونیت متوسط بلور خاکستری روشن (واحد Omg) (شکل 2).

از آنجایی‌که رخداد کانی‌سازی‌ در سه محدوده چوپانلار، آیران‌گلی و گودال در میزبان واحدهای OgوOmz روی داده است، پس نمونه‌برداری و بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی با تاکید بر این دو توده نفوذی انجام شده است. از دیدگاه توزیع فضایی، واحد سنگ‌شناسی Ogبخش بیشتر‌ی از سنگ‌شناسی منطقه را در بر می‌گیرد و واحد Omzتنها در بخش‌های شمال‌باختری (کنار اسکارن گودال) و جنوب (میزبان کانی‌سازی چوپانلار) رخنمون دارد (شکل 2). این توده‌ها ترکیب کانی‌شناسی کمابیش همانند دارند و دربردارندة کانی‌هایِ پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت و کانی‌‌های فرعیِ آپاتیت، اسفن و زیرکن هستند (شکل 4- A). بافت‌ گرانولار یا هم‌اندازه شاخص‌ترین بافت‌ این سنگ‌ها بوده و بزرگی بلورها در آنها 2/0 تا 7/0 میلیمتر است (شکل‌های 4- B و 4- C).

دایک‌های حدواسط تا اسیدی: در منطقه معدنی آق‌درق، دایک‌ها از دیدگاه حجمی کمتر از 10 درصد سنگ‌های منطقه را در بر می‌گیرند. این دایک‌ها سرشت حدواسط تا اسیدی و ترکیب گرانیت و سینیت پورفیری، آپلیت، دیوریت و گرانودیوریت دارند و رخنمونی آنها به پهنای نزدیک به 1 متر و درازای 50 متر تا بیش از 1 کیلومتر است. دایک‌های اسیدی با رنگ خاکستری روشن و دایک‌های حدواسط با رنگ ظاهری قهوه‌ای تا سبز تیره و با روند شمالی- جنوبی، بلورهای ریز تا متوسط دارند. فراوانی دایک‌های حدواسط از دایک‌های اسیدی بیشتر است و رخنمون بیشتر دایک‌های اسیدی در نزدیکی منطقه چوپانلار دیده می‌شود (شکل 2). دایک‌های حدواسط با بافت‌های آفانیتیک تا پورفیری هستند و از دیدگاه کانی‌شناسی دربردارندة درشت بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت، با زمینه‌ای از ریزبلورهای پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول، بیوتیت، پتاسیم‌فلدسپار و کانی‌های کدر هستند (شکل 4- D). دایک‌های اسیدی نیز بافت میکروپورفیری دارند و از دیدگاه کانی‌شناسی دربردارندة کانی‌های پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و مقدار ناچیزی هورنبلند هستند.

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‏‌نگاری واحدهای نفوذی و دایک‌های منطقه آق‌درق (شمال اهر) (تصویرهای XPL): A) کانی‌های آمفیبول، پتاسیم‏‌فلدسپار، اسفن، کوارتز و پلاژیوکلاز در کوارتزمونزونیت (Omz)؛ B، C) بافت‌های گرانولار به‌ترتیب، در گرانودیوریت (Og) و کوارتزمونزونیت (Omz) با کانی‌های آمفیبول، پلاژیوکلاز، پتاسیم‏‌فلدسپار، بیوتیت، کوارتز و کانی کدر؛ D) بافت پورفیری در دایک آندزیتی با کانی‌های آمفیبول، پلاژیوکلاز، آپاتیت و اسفن درشت ‌‌بلور (=Kf پتاسیم‏‌فلدسپار؛ =Sph اسفن؛ =Amp آمفیبول؛ =Bt بیوتیت؛ =Cal کلسیت؛ =Zr زیرکن؛ Plg= پلاژیوکلاز)

 

 

زمین‏‌شیمی سنگ‌های آذرین

زمین‏‌شیمی عنصرهای اصلی

برپایه رده‌بندی QAPF (Streckeisen, 1976)، توده‌های نفوذی آق‌درق در گستره‌ی سینوگرانیت- مونزوگرانیت، گرانودیوریت و کوارتزمونزونیت جای دارند (شکل 5). همچنین، این سنگ‌ها در نمودار عنصرهای آلکالی کل (Na2O+K2O) در برابر سیلیس (SiO2) (Cox et al., 1979) در محدوده گرانیت و گرانودیوریت با سرشت ساب‌آلکالن تا آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 6- A). برپایه این نمودار، دایک‌های منطقه نیز در محدوده گرانیت تا دیوریت هستند. در توده‌های آذرین درونی منطقه، میزان SiO2 برابر با 5/63 تا wt% 6/67، Al2O3 برابر با 14 تا wt% 5/16 و Na2O و K2O به‌ترتیب، برابر با 3 تا wt% 3/4 و 2/2 تا 7/5 wt% است (جدول 1). همچنین، نسبت K2O/Na2O برابر با 5/0 تا 8/1 است. برپایه داده‌های زمین‏‌شیمیایی، دایک‌های اسیدی منطقه Nb/Y نزدیک به 5/0 و نسبت Zr/TiO2 نزدیک به 1/0 دارند. بیشتر دایک‌های بازیک نیز با TiO2 بالاتر و Zr کمتر از سنگ‌های اسیدی شناخته می‌شوند (جدول 1).  

 

 

 

شکل 5- نمودار سه‌تایی کوارتز- آلکالی‌فلدسپار- پلاژیوکلاز (Streckeisen, 1976) برای رده‌بندی توده‌های آذرنی درونی منطقه آق‌درق (شمال اهر) (نمادها مانند شکل 6 هستند)

 

 

به مجموعه‌ای از سنگ‌های آذرین با ترکیب شیمیایی و کانی‌شناسی متفاوت که در پی جدایش ماگمایی از یک ماگمای بازیک پدید آمده باشند، سری ماگمایی گویند (Winter, 2001). برای بررسی سری‌های ماگمایی برپایه میزان آلکالینیتی (درجه قلیایی) سنگ‌ها، نمودار دوتایی SiO2 در برابر K2O (Le Maitre et al., 1989)  به‌کار برده می‌شود. در این نمودار،‌سنگ‌های منطقه در گستره کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل 6- B). به باور Aghazadeh و همکاران (2011)، مجموعه ماگمایی شیورداغ از دیدگاه میزان آلکالینیتی، دست‌کم با دو چرخه ماگمایی کالک‌آلکالن (چرخه 1) و شوشونیتی (چرخه 2) شناخته می‌شود که این ویژگی زمین‏‌شیمیایی در میان واحد نفوذی نخستین Og و واحد تأخیری Omz در منطقه آق‌درق نیز دیده می‌شود (شکل 6- B). همان‌گونه‌که در شکل‌های 6- A و 6- B دیده می‌شود، واحد تأخیری Omz میزان آلکالینیتی (Na2O+K2O) بالاتری دارد. برای ارزیابی میزان اشباع‌پذیری سنگ‌ها از آلومینیم (اندیس اشباع آلومین)، نمودار دوتایی نسبت‌های مولار (Al2O3/Na2O+K2O) یا A/NK در برابر (Al2O3/Na2O+K2O+CaO) یا A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989) به‌کار برده می‌شود. سنگ‌های نفوذی منطقه در محدودة متاآلومینوس تا کمی پرآلومینوس جای گرفته‌اند (شکل 6- C). در نمودار بررسی جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوییدها (Pearce et al., 1984)، توده‌های نفوذی منطقه از گرانیت‌های کمان آتشفشانی به‌شمار می‌روند (شکل 6- D). برپایه بررسی‌های Muller و Groves (2016)، برای شناسایی خاستگاه سنگ‌های متاآلومینوسِ پتاسیم بالا (یا شوشونیتی)، نمودار دوتایی TiO2/Al2O3 در برابر Zr/Al2O3 به‌کار برده می‌شود. در این نمودار نمونه‌های سنگی در پهنه کمان قاره‌ای و پسابرخوردی جای گرفته‌اند (شکل 6- E).

 

 

شکل 6- ترکیب سنگ‌های آذرین منطقه آق‌درق (شمال اهر) در: A) نمودار دوتایی SiO2 در برابر (Na2O+K2O) (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار دوتایی SiO2 در برابر K2O (Le Maitre et al., 1989) برای ارزیابی میزان آلکالینیته سنگ‌ها؛ C) نمودار دوتایی A/CNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1989)؛ D) نمودار دوتایی Yb+Ta در برابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ E) نمودار دوتایی TiO2/Al2O3 در برابر Zr/Al2O3 (Muller and Groves, 2016)


 

 

زمین‏‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر

کاربرد نمودارهای عنکبوتی و بهنجار‏‌کردن نمونه‌ها به استاندارهایی مانند ترکیب کندریت و گوشته اولیه، از ملاک‌های اصلی ارزیابی پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما و تحولات سیال- مذاب هنگام پیدایش سنگ‌های یک ناحیه به‌شمار می‌رود. الگوی توزیع عنصرهای کمیاب و خاکی نادر در سنگ‌های منطقه آق‌درق، رفتاری همانند مجموعه نفوذی شیورداغ و به دنبال آن، گستره ماگمایی اهر- ارسباران نشان می‌دهد (شکل‌های 7- A و 7- B). نمونه‌های سنگی منطقه آق‌درق با محتوای عنصرهای خاکی نادر کل (∑REE) از 112 تا ppm 5/186 در نمودار بهنجارشده سنگ‌ها در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، غنی‌شدگی نسبی دربارة عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر سنگین (HREE) نشان می‌دهند (26/12∑LREE/∑HREE=) (جدول 1). همچنین، نسبت La/Yb)n) در سنگ‌های منطقه از 2/9 تا 3/23 است (جدول 1). تهی‌شدگی نسبی Eu از 8/0 تا 3/1 گویایی جدایش بلورینِ آلکالی‌فلدسپار در سنگ‌های منطقه است (شکل 7- A). در نمودار بهنجارشده سنگ‌ها در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، غنی‌شدگی عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بالا یا LILE (مانند: Rb، Th و K) پیامد تبادل‌های سیال- مذاب در پهنه فرورانش است (Wilson, 1989)؛ اما تهی‌شدگی از عنصرهای Nb، Zr و Ti از ویژگی‌های ماگمای کالک‌آلکالن مرتبط با کمان‌های آتشفشانی در برابر ماگماهای درون صفحه‌های سنگ‌کره‌ای است (Gioncada et al., 2003). تهی‌شدگی نسبی در عنصرهای Ti، Zr و P در بیشتر نمودارها، گویای ارتباط سنگ‏‌نگاری- شیمیایی در پی تبلور کانی‌های اسفن، زیرکن و آپاتیت در مرحله جدایش ماگمایی است (شکل 7- B).

 

 

 

شکل 7- نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر: A) ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛  ) ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) (نمادها مانند شکل 6 هستند)

 

 

کانه‌زایی و دگرسانی

بخش بیشتری از عملیات‌های پی‌جویی در منطقه کانه‌زایی آق‌درق را سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور در سال 1393 انجام داده است و گزارش‌های فراوانی نیز درباره آن منتشر کرده است (Jamali, 2013). برپایه این گزارش‌ها، سه بخش کانه‌زایی، شامل چوپانلار (مس)، آیران‌گلی (مس±طلا±تنگستن) و گودال (آهن±مس) در این منطقه شناسایی شده‌اند. به‌علت ارتباط با مجموعه نفوذی شیورداغ یا باتولیت اهر، پژوهشگرانی مانند Mollai و همکاران (2009) و Jamali و همکاران (2009)، این کانی‌سازی‌ها را دربردارندة طیفی از اندوخته‌های اسکارن، پورفیری و کم‌ژرف رگه‌ای یا اپی‌ترمال دانسته‌اند. رخداد کانی‌سازی در منطقه معدنی آق‌درق به سه صورت دیده می‌شود: (1) استوک‌ورک- انتشاری، 2) رگه‌ای و 3) جانشینی (اسکارنی).

- کانی‌سازی استوک‌ورک- انتشاری چوپانلار همراه با دگرسانی‌های پتاسیک و فیلیک و عیار متوسط عنصرهای مس (wt% 056/0)، آهن ( wt%14/3) و تیتانیم ( wt%27/0)، در میزبان واحد کوارتزمونزونیت (Omz) رخ داده است (شکل‌های 8- A و 8- B). در این کانی‌سازی کانی‌های سولفیدی کالکوپیریت، اسفالریت و پیریت به‌صورت رگه‌ای و انتشاری در زمینه سنگ دیده شدند (شکل 8- C).

- کانی‌سازی رگه‌ای آیران گلی در شمال منطقه آق‌درق با عیار متوسط برای عنصرهای مس (wt% 3/0)، طلا (ppm 1/0)، تنگستن (ppm 50) و نقره (ppm 5) شناخته می‌شود. در این کانی‌سازی دست‌کم چهار گروه رگه به‌ترتیب دیده شدند:

1) رگچه‌های درشت‌بلور آمفیبول- بیوتیت (پهنای 2 میلیمتر تا 1 سانتیمتر)، با کانی‌های فرعی مگنتیت، روتیل، آپاتیت و مونازیت در میزبان واحد گرانودیوریت (Og) (شکل ‌8- D)؛

2) رگه سیلیسی تنگستن و طلا (پهنای متوسط 1 متر و درازای بیش از 20 متر)، با کانی‌های فرعی شیلیت، پیریت، طلای آزاد (ابعاد تقریبی 20 میکرون) در کنار استوک کوارتزمونزونیت (شکل‌ 8- E)؛

3) رگه- رگچه‌های میلیمتری کوارتز- سولفیدی به‌صورت ناپیوسته و نامنظم در میزبان گرانودیوریت؛

4) رگچه‌های بی‌کوارتز با پیریت و مقدار ناچیزی کالکوپیریت.

مگر رگه مافیکِ نخست که همانند بخش دگرسانی پتاسیک در مرکز سیستم‌های پورفیری است، بیشتر رگه‌های یادشدة دیگر در منطقه آیران‌گلی و در دگرسانی فیلیک و تا اندازه‌ای سیلیسی پدید آمده‌اند و آغشتگی‌های اکسید/هیدروکسید آهن نیز گاه آنها را همراهی می‌کنند.

- کانی‌سازی جانشینی (اسکارن) گودال با عنصرهای آهن±مس، در فاصله میان واحد نفوذی استوک کوارتزمونزونیت (الیگوسن) و سنگ‌های کربناته تبلور دوباره‌یافته (کرتاسه بالایی)، در شمال‌باختری منطقه آق‌درق رخ داده است (شکل ‌2). مگنتیت، هماتیت، کالکوپیریت، کالکوسیت و بورنیت از کانی‌های فلزی در این بخش بوده و متوسط عیار عنصرهای کانه‌سازدر آنها wt% 5/1 آهن و wt% 3/0 مس است. کانی‌های کالک‌سیلیکاتة‌ اولیه (مانند: گروسولار، آندرادیت، دیوپسید و هدنبرژیت) با مجموعه کانی‌های دگرسان (مانند: آمفیبول، اپیدوت، کلسیت، کوارتز و کلریت) جانشین شده‌اند (شکل‌ 8- F).

‌همان‌گونه‌که گفته شد، به دنبال رخداد فرایندهای ماگمایی چندمرحله‌ای در منطقه آق‌درق، ضربان‌های دوره‌ای سیال‌های گرمابی پدیدآمده از این جایگیری و سردشدن آرام‌آرام این توده‌ها، پیدایش هاله‌های دگرسانی گوناگونی را در پی داشته است. پیامد این فرایندها، رخداد دو مجموعه دگرسانی جدا (یکی در ارتباط با واحد اسکارن‌زایی منطقه گودال و دیگری دگرسانی‌های مرتبط با کانی‌سازی استوک‌ورک- انتشاری و رگه‌ای مناطق چوپانلار و آیران‌گلی) است (Asgharzadeh-Asl, 2014). دگرسانی‌های پتاسیک (سیلیکات- پتاسیم)، فیلیک و آرژیلیک از فراوان‌ترین دگرسانی‌های منطقه هستند. دگرسانی‌های سیلیسی، کلریتی و آغشتگی‌های سطحی هیدروکسید آهن نیز به‌گونة فرعی دیده می‌شوند.

- دگرسانی پتاسیک یا سیلیکات- پتاسیم در پهنه‌های معدنی چوپانلار و آیران‌گلی با کانی‌های اصلیِ بیوتیت (به‌صورت اولیه و نئوفرم)، پتاسیم‌فلدسپار درشت بلور و کانی‌های فرعی کوارتز، آلبیت و کلریت شناخته می‌شود (شکل 8- G). ویژگی‌های بافتی (مانند: میرمکیتی، پرتیتی و بافت نئوفرمه بیوتیت) از نشانه‌های رخداد دگرسانی پتاسیک در کانسارهای مس- مولیبدن پورفیری هستند (Collins, 1997; Meyer and Hemley, 1997). کانه‌های فلزی کالکوپیریت، پیریت، مگنتیت و روتیل نیز همراه این دگرسانی دیده می‌شوند. دگرسانی پتاسیک در منطقه کانه‌زایی چوپانلار همراه با کانی‌سازی‌ استوک‌ورک- انتشاری مس- طلا و در منطقه آیران گلی همراه رگچه‌های آمفیبول- بیوتیت پدید آمده است.

 

 

 

شکل 8- رخنمون‌های صحرایی و تصویرهای میکروسکوپی XPL از کانه‌زایی و دگرسانی‌های منطقه آق‌درق (شمال اهر). A) رخنمون کوارتزمونزونیت (Omz) با شکستگی‌های کانه‌دار در منطقه کانه‌زایی چوپانلار؛ B) کانی‌زایی مس سطحی در میزبان کوارتزمونزونیت (Omz) خاور چوپانلار؛ C) تصویر میکروسکوپی بازتابی از کانه‌زایی انتشاری پیریت، کالکوپیریت و اسفالریت، D) رگچه‌های سانتیمتری آمفیبول و بیوتیت در میزبان گرانودیوریتی (Og) منطقه کانه‌زایی آیران‌گلی؛ E) تصویر میکروسکوپ الکترونی روبشی (BSE) از حضور طلای آزاد در کنار کوارتزمونزونیت (Omz)، F) درهم‌رشدی گارنت گروسولار و کلسیت در بخش کانه‌زایی اسکارن گودال؛ G) دگرسانی پتاسیک با رخداد بیوتیت‌های اولیه و نئوفرم در میزبان آمفیبول به‌همراه مگنتیت‌ و پلاژیوکلاز؛ H) دگرسانی آرژیلیک با مونت‌موریونیت و سریسیت در منطقه چوپانلار (Cpy: کالکوپیریت؛ Sp: اسفالریت؛ Py: پیریت؛ Mag: مگنتیت؛ Ser: سریسیت؛ Mont: مونت‌موریونیت؛ Amp: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛ Cal: کلسیت؛ Grs: گروسولار؛ Plg: پلاژیوکلاز)

 


- دگرسانی فیلیک نیز در کانه‌زایی‌های آیران گلی و خاور روستای چوپانلار رخنمون گسترده‌ای دارد و در کنار پهنه پتاسیک روی داده است. این دگرسانی با کانی‌های اصلی کوارتز ریزبلور، سریسیت و پیریت و کانی‌های فرعی آلبیت و کلریت شناخته می‌شود. در این پهنه دگرسانی، کانی ثانویه سریسیت در پی رابطه 1 (Meyer and Hemley, 1997)، جانشین درشت بلورهای پتاسیم‏‌فلدسپار شده‌اند و بلورهای کوارتز با بزرگی کمتر از 2/0 میلیمتر در فضای پیرامون آنها پدید آمده‌اند.

رابطه 1:

3KAlSi3O8+2H+ → KAl3SiO10(OH)2+2K++6SiO2

K- feldspar → muscovite/sericite + quartz

- دگرسانی آرژیلیک با کانی‌هایِ مونت‌موریونیت، ایلیت، پیریت و موسکوویت، کمابیش در سراسر منطقه آق‌درق گسترش دارد. بیشترین فراوانی این دگرسانی در خاور روستای چوپانلار و شمال روستای آق‌درق جدید دیده می‌شود (شکل‌های 2 و 8- H). بخش بزرگی از این دگرسانی از تجزیه درشت بلورهای پتاسیم‌فلدسپار پدید آمده است و گسترش آن در راستای پهنه‌های گسلی و شکستگی‌های محلی منطقه بیشتر است.

 

بحث

الف- خاستگاه گرانیتوییدها

دستیابی به خاستگاه ماگمایی و پهنه زمین‌ساختی مجموعه‌های سنگی یک منطقه نقش مهمی در پیشبرد اهداف اکتشافی و دسترسی به توان فلززایی و کانه‌زایی توده‌های نفوذی خواهد داشت. گستره‌ اهر- ارسباران در شمال‌باختری ایران از پهنه‌های با توانِ کانه‌زایی‌های چندفلزی و وابسته به توده‌های آذرین درونی اکسیدی/احیاء است. بررسی‌های Wu و همکاران (2003)، Li و همکاران (2007) و Zhu و همکاران (2009)، گویای آنست که ترکیب آپاتیت‌ها شاخصی برای شناسایی گرانیتوییدهای تیپ I وS است. برپایه این بررسی‌ها، انحلال آپاتیت در مذاب‌های گرانیتی متاآلومین تا پرآلومین کم است و با افزایش میزان SiO2 کاهش می‌یابد. بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی در گرانودیوریت و مونزوگرانیت‌های منطقه آق‌درق گویای آنست که این سنگ‌ها با ماهیت متاآلومین تا کمی پرآلومین (1/1- 7/0A/CNK=)، با افزایش میزان SiO2 محتوای P2O5 در آنها کاهش یافته است. برپایه بررسی‌های Zhang و همکاران (2016)، این روند سازگار با روند گرانیتوییدهای تیپ I است (شکل9- A).

افزون‌بر این، با کاربرد نسبت Na2O/K2O و رسم آن در نمودار دوتایی درصد وزنی Na2O در برابر K2O (Collins et al., 1982; Zhang et al., 2009)، گرانیتوییدهای تیپ‌های I، A و S از یکدیگر شناسایی می‌شوند. بر پایه این نمودار، سنگ‌های آذرین درونی منطقه آق‌درق با نسبت Na2O/K2O برابر با 5/0 تا 2، در محدوده گرانیتوییدهای تیپ I جای گرفته‌اند (شکل 9- B). نمودار دوتایی وضعیت اکسیداسیون در برابر درجه جدایش بلوریِ ماگما، به‌ترتیب، به دو متغیر Fe2O3/FeO در برابر Rb/Sr وابسته است (Baker et al., 2005). در این نمودار، سنگ‌های منطقه در محدوده سری مگنتیتی با توان کانی‌سازی طیفی از عنصرهای Cu-Au، W-Mo و Au±Bi جای گرفته‌اند (شکل 9- C).

برپایه بررسی‌های Mahdy و همکاران (2015)، گرانیتوییدها معمولاً دو ترکیب آهنی (ferroan) و منیزیمی (magnesian) نیز دارند. نوع آهنی آنها بیشتر به رخداد عنصرهای فلزی پایه و مولیبدن (Cu- Fe- Mo) و نوع منیزیمی به کانه‌زایی‌های عنصرهای W- Au±Bi وابسته است. ازاین‌رو، در نمودار دوتایی FeOt/(FeOt+MgO) در برابر درصد وزنی SiO2 (Frost et al., 2001)، سنگ‌های منطقه در محدوده گرانیتوییدهای منیزیمی نوع I جای گرفته‌اند (شکل 9- D).

 

 

شکل 9- نمودارهای زمین‏‌شیمیایی برای ارزیابی خاستگاه سنگ‌های منطقه آق‌درق (شمال اهر). A) نمودار دوتایی SiO2 در برابر P2O5 (Zhang et al., 2016)؛ B) نمودار دوتایی درصد وزنی Na2O در برابر K2O برای تفکیک گرانیت‌های تیپ‌ I، A و S؛‌ C) نمودار دوتایی Fe2O3/FeO در برابر Rb/Sr (Baker et al., 2005) برای نمونه‌های مرتبط با سری‌های مگنتیتی عنصرهای کانه‌ساز Cu-Au±W±Bi؛ D) نمودار دوتایی FeOt/(FeOt+MgO) در برابر SiO2 (Frost et al., 2001) (نمادها مانند شکل 6 هستند)

 

 

ب- اسکارن‌زایی و مراحل رخداد کانسنگ رگه‌ای

برپایه یافته‌های به‌دست‌آمده، منطقه کانه‌زایی آق‌درق نمونه‌ای از سامانه‌های کانه‌زایی اکسیدی است که در دوره زمانی کمابیش کوتاه 7 میلیون ساله‌ای در الیگوسن (5/0±3/23 تا 1/2±8/30 میلیون سال پیش)، در پی دو چرخه زمانی ماگماتیسم (Aghazadeh et al., 2011)، مجموعه‌های ماگمایی کالک‌آلکالن سرشار از پتاسیم تا شوشونیتی را پدید آورده است. برپایه بررسی‌ها، در منطقه کانه‌زایی گودال (شمال‌باختری منطقه آق‌درق)، نفوذ استوک کوارتزمونزونیت تیپ I (الیگوسن) در میزبان سنگ‌های کربناته متبلور (کرتاسه بالایی)، رخداد مجموعه گارنت- پیروکسن اسکارن پیشرونده را به‌دنیال داشته است. پس از آن با آزاد‏‌شدن مقدارهای بالای CaCl2 از سنگ‌های کربناته اطراف و به‌دنبال آن، افزایش فشار گاز اکسیژن (fO2) در پی شکسته‏‌شدن پیوندهای OH در کانی‌های آب‌دار (مانند: هورنبلند و بیوتیت) در استوک کوارتزمونزونیتی، اکتینولیت در مرحله اسکارن پسرونده برپایه رابطه‌های 2 و 3 (Luo et al., 2014) پدید آمده است. در نتیجه واکنش سیال کلریدی سرشار از آهن (FeCl2) با کانی اکتینولیت بلورهای مگنتیت برپایه رابطه 4 (Luo et al., 2014) پدید آمده و کوارتز آزاد شده است.

رابطه 2:

(Fe,Mg)5(Si4O11)2(OH)2 + 2CaCl2 → Ca2(Mg,Fe)5(Si4O11)2(OH)2 + 2FeCl2

hornblende → actinolite

رابطه 3:

2K(Fe, Mg)3(AlSi3O10)(OH)2 + 2CaCl2 + 2SiO2 → Ca2(Mg, Fe)5(Si4O11)2(OH)2 + Al2O3 + 2KCl + 2FeCl2 + H2O

biotite → actinolite

رابطه 4:

Ca2(Mg,Fe)5(Si4O11)2(OH)2 + FeCl2 + 2Cl2→ 2Fe3O4 + 2CaCl2 + 2HCl + 8SiO2

actinolite → magnetite

 

ویژگی‌هایی مانند دارابودن گارنت نوع آندرادیت در مرحله اسکارن پیشرونده، فراوانی مگنتیت و هماتیت در مرحله اسکارن پسرونده، غنی‌شدگی توده از LREE و تهی‌شدگی Eu درپی حضور آلکالی‌فلدسپار، همگی گویای سرشت اکسیدان استوک کوارتزمونزونیتی و اسکارن وابسته به آن است. به باور Newberry (1983)، گارنت‌های کلسیک (مانند: آندرادیت و گروسولار) و پدیدنیامدنِ گارنت‌های کم‌کلسیم یا subcalcic (مانند: اسپسارتین و پیروپ) در هنگام مرحله اسکارن پیشرونده از زمینه‌های توانمندیِ کانه‌زایی‌های تنگستن در یک منطقه است. پس در بخش خاوری اسکارن گودال و مجاور استوک کوارتزمونزونیت (شکل 2)، رگه سیلیسیِ دارای شیلیت (CaWO4) و طلا، گواهی بر این کانی‌سازی است. افزون براین، رگچه‌های مافیک آمفیبول- بیوتیت با چهره پگماتیتی، همراه با کانی‌های فرعیِ مونازیت، روتیل و آپاتیت در منطقه آیران‌گلی، گویای رویداد سامانه‌ تحولی ماگمایی- گرمابی است و بخش‌های ژرف (بیش از 4 کیلومتر) اندوخته‌ای از مس پورفیری را نشان می‌دهد (Wolf and Cooke, 2011). این رگچه‌ها که به‌نام رگه‌های شاخص تیپ P (primitive) شناخته می‌شوند (Harris et al., 2004)، بخش انتقالی از سامانه‌ای اسکارنی به بخش گرمابی- ماگمایی دانسته می‌شوند (شکل 10).

 

 

 

شکل 10- مرحله‌های زمانی اسکارن‌زایی و رخداد سری کانی‌ها در منطقه کانه‌زایی آق‌درق (شمال اهر) (توضیح بیشتر در متن آورده شده است)

 


با گذشت زمان و کاهش آرام‌آرامِ دمای سامانه، نسبت fO2/fS2 کم‌کم کاهش یافته و با گذر از کانی‌سازی اکسیدی و کاهش pH سیال، رگه- رگچه‌های کوارتز- سولفیدی و پس از آن، سولفیدی بی‌کوارتز در منطقه آیران‌گلی پدید آمده است.

 

پ- ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و توان فلززایی سنگ‌های منطقه

در این پژوهش ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی- فلززایی سنگ‌های آذرین درونی منطقه آق‌درق با به‌کارگیری اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب بررسی شدند. برپایه این ویژگی‌ها، گویا توده‌های آذرین درونی منطقه آق‌درق، به‌ویژه کوارتزمونزونیت‌ها (Omg)، در جابجایی سیال‌های گرمابی کانه‌ساز و نیز خاستگاه تأمین فلز نقش مهمی داشته است. همان‌گونه‏‌که داده‌های زمین‏‌شیمیایی جدول 1 نشان می‌دهند، نوعی تحول شیمیایی در توده‌های آذرین درونی منطقه، به‌ویژه سنگ‌های Og و Omz دیده می‌شود که در پی آن، خاستگاه سنگ‌های Og، فاز ماگمایی اولیه با نسبت کم K/Na و Fe2O3/FeO بوده است و پس از آن، سنگ‌های Omz به‌صورت فاز تأخیری سرشار از پتاسیم (K/Na>1) و اکسیدان (Fe2O3/FeO>1) در منطقه پدید آمده‌اند. محتوای بالای عنصرهای فرار در ماگمای سرشار از پتاسیم تا شوشونیتی پیامد اشباع‌شدگی آب در سنگ‌هایی با درجه تبلور کمی است که محتوای SiO2 در آنها 65 تا wt% 70 بوده و با رخداد عنصرهای W+Mo سازگار هستند (Soloviev, 2014). اشباع‌شدگی آب در سیستم‌های ماگمایی با نسبت کم اکسیژن و عنصرهای قلیایی نیازمند میزان بیشتری از درجه تبلور ماگماست (Newberry, 1998). از سوی دیگر، میزان اکسیژن بالای ماگما، همراه با محتوای بالای آب، غنی‌شدگی نسبی ماگما از سولفید مس را در پی دارد (Jenner et al., 2010). این پدیده رخداد مس همراه تنگستن در منطقه آیران‌گلی را به‌دنبال داشته است. نبود گرانیتوییدهای آهنی سرشار از اکسیژن و مذاب‌های سیلیسی اشباع از مولیبدن (مانند: ریولیت‌های سرشار از سیلیس) وابسته به پهنه‌های زمین‌ساختیِ درون صفحه‌ای از علت‌های نبود دخداد مولیبدن در منطقه آیران‌گلی، است (Mahdy et al., 2015). مولیبدن عنصری ناسازگار است که همواره در مذاب بجامانده (residual melt) غنی می‌شود و تنها در توده‌های آذرین درونی با جدایش بلورین درجه بالا انباشته می‌شود (Candela and Holland, 1986). برپایه این یافته‌ها، درجه تبلور کم ماگما در شرایط اکسیدی، محیط خوبی برای رخداد عنصرهایی مانند طلا و نقره فراهم می‌کند. به‌گونه‌ای‌که این عنصرها در مرحله‌های پایانی تبلور سیستم ماگمایی- گرمابی، همراه با عنصرهای تنگستن، بیسموت و مس ته‌نشین می‌شوند (Wilson et al., 2003). رخداد طلا و نقره با عیارهای متوسط ppm 1/0 و ppm 5 در منطقه آیران‌گلی در این مرحله بوده است. در شکل 11- A، روند رخداد عنصرها برپایه شاخص لارسن (Larsen Index) با ترکیب SiO2+K2O-(FeO+CaO+MgO)33/0در برابر SiO2 (Soloviev, 2014)، در منطقه بررسی‏‌شده نشان داده شده است. با به‌کارگیری نمودار دوتایی Y در برابر MnO (Baldwin and Pearce, 1982)، توده‌های آذرین درونی به سه بخش مولد، نیمه‌مولد و نابارور رده‌بندی می‌شوند. سنگ‌های منطقه در محدوده توده‌های نابارور تا نیمه‌مولد جای گرفته‌اند (شکل 11- B).

 

 

 

شکل 11- نمودارهای زمین‏‌شیمیایی- فلززایی سنگ‌های منطقه آق‌درق (شمال اهر). A) روند رخداد عنصرها در نمودار دوتایی شاخص لارسن (LI) در برابر SiO2؛‌ B) سرشت نیمه‌مولد تا نامولد سنگ‌های منطقه در نمودار دوتایی Y در برابر MnO (نمادها مانند شکل 6 هستند)

 

 

ت- جایگاه زمین‌ساخت و تحولات ماگمایی

آنچه از بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی و کاربرد نمودارهای سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌ها تا کنون دریافت می‌شود، وابستگی توده‌ها و دایک‌های منطقه (با سن الیگوسن) به پهنه‌های پسابرخوردیِ صفحه‌های قاره‌ای، به‌همراه نشانه‌های زمین‏‌شیمیایی پهنه‌های فرورانش است. به باور Turner و همکاران (1996)، شواهد رخداد فرورانش در یک منطقه پیامد افزایش سیال‌های آزادشده از لبه صفحه فرورونده و تأثیر متاسوماتیسمیِ آن بر سنگ‌کره و در پایان ذوب سنگ‌کرة متاسوماتیسم‌شده خواهد بود. در پی آن، رخدادهای چندمرحله‌ای گوناگونی از سنگ‌های کالک‌آلکالن، آلکالن سرشار از پتاسیم و شوشونیتی، در دوره زمانی کوتاهی (short-lived) رخ خواهند داد. این ویژگی از ویژگی‌های پهنه‌های پسابرخوردی بوده که در بررسی‌های گسترده‌ای در شمال‏‌باختری ایران گزارش شده است (Moayyed, 2001; Tajbakhsh et al., 2012; Asgharzadeh-Asl, 2014). برپایه بررسی‌های Wilson (1989)، غنی‌شدگی عنصرهای LILE و LREE در برابر تهی‌شدگی نسبی عنصرهای HFSE و HREE در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه از ویژگی‌های پهنه‌های زمین‌ساختی فرورانشی بوده است. این الگوها با نمودارهای عنکبوتی رسم‌شده برای سنگ‌های منطقه آق‌درق همخوانی دارد (شکل 7).

نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی و سنگ‌شناسی- زمین‌ساختیِ (پتروتکتونیک) سنگ‌ها (شکل 6- E) نیز گویای پیدایش سنگ‌های منطقه در پهنه‌های کمان قاره‌ای و پسابرخوردی است. برپایه یافته‌های به‌دست‌آمده، گویا ذوب‌بخشی گوشته سنگ‌کره پیامد رفتار سیال‌های فرورانش نئوتتیس در محل برخورد صفحه‌های ایرانی – عربی بوده و ماگماتیسم آلکالن سرشار از پتاسیک تا شوشونیتی را به‌دنبال داشته است. برپایه نمودار دوتایی La/Sm در برابر La (Cocherie, 1986)، رابطه خطی مستقیمی در پی غنی‌شدگی La دیده می‌شود که پیامد پیدایش سنگ‌ها به‌دنبال فرایند ذوب‌بخشی (partial melting) است (شکل 12- A).

 

 

 

شکل 12- نمودارهای تحولات زمین‏‌شیمیاییِ فرایندهای زمین‌ساختی برای سنگ‌های آق‌درق (شمال اهر). A) نمایش رخداد فرایند ذوب‌بخشی در نمودار دوتایی La/Sm در برابر La (Cocherie, 1986)؛ B) نمودار دوتایی Ce/Pb در برابر Ce (Boztug et al., 2007)؛ C) نمودار دوتایی Rb/Zr در برابر Nb (Brown et al., 1984)؛ D) نمودار دوتایی Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 2008) (TH: تولییتی؛ CA: کالک‌آلکالن؛ SHO: شوشونیتی) (نمادها مانند شکل 6 هستند)

 

 

نمودار نسبت عنصرهای کمیاب Ce/Pb در برابر Ce (Boztug et al., 2007) (شکل 12- B)، گویای خاستگاه کمام آتشفشانی برای سنگ‌های منطقه است. همچنین، جای‌گرفتن نمونه‌ها در بخش کمان قاره‌ای عادی در نمودار دوتایی Rb/Zr در برابر Nb (Brown et al., 1984)، نیز نشان‌دهندة این نکته است (شکل 12- C). برپایه نمودار دوتایی نسبت‌های عنصری کمیاب Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 2008)، که در آن سرشت شیمیایی سنگ‌ها، به‌همراه جایگاه زمین‌ساختی آنها شناخته می‌شود، نمونه‌های سنگی منطقه بررسی‏‌شده با سرشت شوشونیتی در محدوده سنگ‌های پدیدآمده از گوشته‌ای غنی‌شده در پهنه کمان‌های فعال حاشیه قاره جای گرفته‌اند (شکل 12- D).

 

نتیجه‌گیری

پهنه فلززایی اهر- ارسباران در شمال‌باختری ایران بوده و دربردارندة توده‌های آذرین درونی اکسیدی و احیایی است. این پهنه از پهنه‌های توانمند برای کانه‌زایی‌های چندفلزی به‌شمار می‌رود. برپایه یافته‌های به‌دست‌آمده، گرانیتوییدهای اکسیدان و احیاء مرتبط با رخداد طلا، به‌همراه کانی‌سازی سولفیدی با مقدارهای بالایی از عنصرهای W، Cu و Bi (±As±Te) هستند. هنگام این رخداد، سنگ‌های آذرین درونیِ ایلمنیتی و مگنتیتی به‌ترتیب، پیدایش اندوخته‌های اسکارن احیایی و اکسیدی را در پی داشته‌اند.

گسترة کانه‌زایی آق‌درق در بخش خاوری مجموعه نفوذی شیورداغ نمونه‌ای از سامانه‌های کانه‌زایی اکسیدی بوده که در دوره زمانی کمابیش کوتاه 7 میلیون ساله‌ای در الیگوسن (5/0±3/23 تا 1/2±8/30 میلیون سال پیش)، به‌دنبال دو چرخه زمانی ماگماتیسم پدید آمده است. چرخه ماگمایی نخست با گستردگی بالا به رخداد سنگ‌های گرانودیوریتی Og وابسته است و چرخه دوم با سرشت پتاسیم‌بالا تا شوشونیتی، در غالب استوک‌های فراوان و کوچک، در پی رخداد سنگ‌های کوارتزمونزونیتی Omz پدید آمده است.

برپایه یافته‌های به‌دست‌آمده، اشباع‌شدگی آب و درجة کم تبلور در ماگمای کوارتزمونزونیتیِ (Omz) سرشار از پتاسیم، به‌همراه محتوای بالای اکسیژن، غلیظ‌شدن یون‌های فرار F- و Cl- و به‌دنبال آن، رخداد مجموعه عنصرهای Cu−Au±W در مجموعه نفوذی آق‌درق را در پی داشته است. افزون‌بر این، در منطقه کانه‌زایی آهن±مس گودال (شمال‌باختری منطقه آق‌درق)، نفوذ استوک کوارتزمونزونیتِ الیگوسن درون سنگ‌های کربناته متبلورِ کرتاسه بالایی، رخداد مجموعه گارنت- پیروکسن اسکارن پیشرونده را به‌دنبال داشته است. برپایه این یافته‌ها، شناسایی دقیق پلوتون‌، استوک‌ و دایک‌های پتاسیم‌بالای وابسته به آنها راهبردی اکتشافی است که نقش مؤثری در پیشبرد عملیات‌های اکتشافی و به‌ویژه برگزیدن نقاط حفاری در پهنه فلززایی اهر- ارسباران و مجموعه نفوذی شیورداغ دارد.

 

سپاس‌گزاری

سازمان توسعه و نوسازی معادن و صنایع معدنی ایران (ایمیدرو) پشتیبان مالی هزینه‌های این پژوهش بوده است. از همکاری‌های ایشان صمیمانه سپاس‌گزاری می‌شود. همچنین، نگارندگان از داوران محترم مجله پترولوژی دانشگاه اصفهان نیز بسیار سپاس‌گزارند.

References

Aghazadeh, M., Castro, A., Badrzadeh, Z. and Vogt, K. (2011) Post- collisional polycyclic plutonism from the Zagros hinterland: the Shaivar Dagh plutonic complex, Alborz belt, Iran. Geological Magazine Cambridge University Press 1–29.
Asgharzadeh-Asl, H. (2014) Geochemistry and mineralization of the Cu- W Agh- Darragh prospect (north of Ahar). M.Sc. thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).
Baker, T., Pollard P. J., Mustard, R., Mark, G. and Graham, J. L. (2005) A comparison of granite- related tin, tungsten, and gold- bismuth deposits: implications for exploration. Society of Economic Geologists Newsletter 61: 5–17.
Baldwin, J. A. and Pearce, J. A. (1982) Discrimination of productive and non- productive porphyritic intrusions in the Chilean Andes. Economic Geology 77: 664–674.
Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies, in Henderson, P., ed., Rare earth element geochemistry. Amsterdam, Elsevier 63–114.
Boztug, D., Harlavan, Y. and Arehart, G. B. (2007) K–Ar age, whole- rock and isotope geochemistry of A- type granitoids in the Divriği–Sivas region, eastern- central Anatolia, Turkey. Lithos 97: 193–218.
Brown, G. C., Thorpe, R. and Webb, P. C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of Geological Society London 141: 413–426.
Candela, P. A. and Holland, H. D. (1986) A mass transfer model for copper and molybdenum in magmatic hydrothermal systems; the origin of porphyry- type ore deposits. Economic Geology 81: 1–19.
Cocherie, A. (1986) Systematic use of trace element distribution patterns in log- log diagrams for plutonic suites. Geochimica et Cosmochimica Acta 50: 2517–2522.
Collins, L. G. (1997) Contrasting characteristics of magmatic and metasomatic Granites and Myth that Granite Plutons can be only magmatic. Theophrastus Contributions 7: 215–127.
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 southeastern Australia. Contribiution to Mineralogy and Petrology 80: 189–200.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhust, R. J. (1979) The Interpretation of Igneous Rocks. George Allen, London.
Frost, B. R., Barnes, C. G., Collins, W. J., Arculus, R. J., Ellis, D. J. and Frost, C. D. (2001) A geochemical classification for granitic rocks. Journal of Petrology 42: 2033–2048.
Gholami, N. (2004) Geochemical map of Kaleybar, scale 1:100000. Geological Survey of Iran.
Gioncada, A., Mazzuoli, R., Bisson, M. and Pareschi, M. T. (2003) Petrology of volcanic products younger than 42 Ma on the Lipari- Volcano complex (Aeolian Island, Italy): an example of volcanism controlled by tectonics. Journal of Volcanology and Geothermal Researc 122: 191–220.
Harris, A. C., Kamenetsky, V. S., White, N. C. and Steele, D. A. (2004) Volatile phase separation in silicic magmas at Bajo de la Alumbrera porphyry Cu- Au deposit, NW Argentina. Resource Geology 54: 341–356.
Hezarkhani, A. (2006) Geochemistry of the Anjerd skarn and its association with copper mineralization, northwestern Iran. International Geology Review 48: 892–909.
Jamali, H. (2013) Agh- Daragh- Chupanlar (south of Kaleybar), scale 1:25000. Geological survey of Iran, Tehran, Report 5 (in Persian).
Jamali, H. and Mehrabi, B. (2015) Relationships between arc maturity and Cu–Mo–Au porphyry and related epithermal mineralization at the Cenozoic Arasbaran magmatic belt. Ore Geology Reviews 65: 487–501.
Jamali, H., Dilek, Y., Daliran, F., Yaghubpur, A. M. and Mehrabi, B. (2009) Metallogeny and tectonic evolution of the Cenozoic Ahar- Arasbaran volcanic belt, northern Iran. International Geology Review 52: 608–630.
Jenner, F. E., O’Neil, H. S. C., Arculus, R. J. and Mavrogenes, J. A. (2010) The magnetite crisis in the evolution of arc- related magmas and the initial concentration of Au, Ag and Cu. Journal of Petrology 51: 2245–2264.
Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, J., Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Wooley, A. R. and Zanetti, B. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford.
Lescuyer, J. I. and Riou, R. (1976) Géologie de la région de Mianeh (Azarbayjan). Contribution de la volcanisme tertiare de l' Iran. Thèse 3 cycle, Grenoble, France.
Li, X. H., Li, Z.-X., Li, W. X., Liu, Y., Yuan, C., Wei, G. J. and Qi, C. S. (2007) U–Pb zircon, geochemical and Sr–Nd–Hf isotopic constraints on age and origin of Jurassic I– and A–type granites from central Guangdong, SE China: A major igneous event in response to foundering of a subducted flat–slab? Lithos 96: 186–204.
Luo, G., Zhang, Z., Du, Y., Pang, Z., Zhang, Y. and Jiang, Y. (2014) Origin and evolution of ore- forming fluids in the Hemushan magnetite–apatite deposit, Anhui Province, Eastern China, and their metallogenic significance. Journal of Asian Earth Sciences 113(3): 1100-1116.
Mahdy, N. M., El Kalioubi, B. A., Wohlgemuth-Ueberwasser, C. C., Shalaby, M. H., and El-Afandy, A. H. (2015) Petrogenesis of U- andMo- bearing A2- type granite of the Gattar batholith in the Arabian Nubian Shield, Northeastern Desert, Egypt: Evidence for the favorability of host rocks for the origin of associated ore deposits. Ore Geology Reviews 71: 57–81.
Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635–643.
Mehrparto, M. and Nazer, N. (1999) Geological map of Kaleybar, scale 1:100000. Geological Survey of Iran.
Mederer, J., Moritz, R., Zohrabyan, S., Vardanyan, A., Melkonyan, R. and Ulianov, A. (2014) Base and precious metal mineralization in Middle Jurassic rocks of the Lesser Caucasus: A review of geology and metallogeny and new data from the Kapan, Alaverdi and Mehmana districts. Ore Geology Reviews 58: 185–207.
Meyer, C. and Hemley, J. J. (1997) Wall rock alteration. In: Geochemistry of hydrothermal ore deposits (Ed. Barnes, H. L.) 2: 166- 235.
Moayyed, M. (2001) Geochemistry and petrology of volcano- plutonic bodies in Tarum area. Ph.D. thesis, Tabriz University, Tabriz, Iran (in Persian).
Mollai, H., Sharma, R. and Pe-Piper, G. (2009) Copper mineralization around the Ahar batholith, north of Ahar (NW Iran): Evidence for fluid evolution and the origin of the skarn ore deposit. Ore Geology Reviews 35: 401- 414.
Moritz, R., Selby, D., Ovtcharowa, M., Mederer, J., Melkonyan, R., Hovakimyan, S. E., Tayan, R., Popkhadze, N., Gugushvili, V. and Ramazanov, V. (2012) Diversity of geodynamic settings during Cu, Au and Mo ore formation in the Lesser Caucasus: New age constraints. Proceedings, 1st Triennial EMC Meeting, Frankfurt, Germany.
Muller, D. and Groves, D. I. (2016) Potassic igneous rocks and associated gold- copper mineralization. Fourth edition, Springer, Berlin.
Nabavi, M. H. (1976) An introduction to the Iranian geology. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).
Newberry, R. J. (1983) The formation of subcalcic garnet in scheelitebearing skarns. Canadian Mineralogist 21: 529- 544.
Newberry, R. J. (1998) W- and Sn- skarn deposits: a 1998 status report. In Lentz DR (ed) Mineralized intrusion- related skarn systems. Mineral Assoc Canada Short Course, 26: 289- 335.
Pearce, J. A., Harris, N.B.W. and Tindle, A.G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956–983.
Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100: 14–48.
Simmonds, V. and Moazzen, M. (2015) Re–Os dating of molybdenites from Oligocene Cu–Mo–Au mineralized veins in the Qarachilar area, Qaradagh batholith (northwest Iran): implications for understanding Cenozoic mineralization in South Armenia, Nakhchivan, and Iran. International Geology Review 57: 290- 304.
Soloviev, S. G. (2014) Geology, mineralization, and fluid inclusion characteristics of the Kumbel oxidized W–Cu–Mo skarn and Au–W stockwork deposit in Kyrgyzstan, Tien Shan. Mineralium Deposita 50(2): 187-220.
Streckeisen, A. L. (1976) Classification of the common igneous rocks by means of their chemical composition: A provisional attempt. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen 1: 1–15.
Sun, S. S.  and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42: 313-345. Geological Society, London.
Tajbakhsh, G., Emami, M. H., Moine Vaziri, H. and Rashidnejad Omran, N. (2012) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Kaleybar intrusion (Eastern Azarbijan). Scientific Quaterly Journal, Geosciences 22(85): 205- 224 (in Persian).
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 the source of ocean island basalt. Journal of Petrology 37: 45- 71.
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, Unwin Hyman, London, UK.
Wilson, A. J, Cooke, D. R and Harper, B. L. (2003) The Ridgeway gold- copper deposit: a high- grade alkali porphyry deposit in the Lachlan Fold Belt, New South Wales, Australia. Economic Geology 98: 1637–1666.
Winter, D. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology. Jon Wiely.
Wolf, R. C. and Cooke, D. R. (2011) Geology of the Didipio region and genesis of the Dinkidi alkalic porphyry Cu- Au deposit and related pegmatites, Northern Luzon, Philippines. Economic Geology 106: 1279–1315.
Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilder, S. A., Lo, C. H., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. Y. (2003) Highly fractionated I–type granites in NE China. Geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241–273.
Zhang, Y., Sun, J. G., Xing, S. W., Zhao, K. O., Ma, Y. B., Zhang Z. J. and Wang, Y. (2016) Ore- forming granites from Jurassic porphyry Mo deposits, east–central Jilin Province, China: geochemistry, geochronology, and petrogenesis. International Geology Review 1- 16.
Zhang, Q., Yin, X. M., Yin, Y., Jin, W. J., Wang, Y. L. and Zhao, Y. Q. (2009) Issues on metallogenesis and prospecting of gold and copper deposits related to adakite and Himalayan types granite in west Qinling. Acta Petrolei Sinica 25: 3103–3122.
Zhu, D. C., Mo, X. X., Wang, L. Q., Zhao, Z. D., Niu, Y. L., Zhou, C. Y. and Yang, Y. H. (2009) Petrogenesis of highly fractionated I–type granites in the Zayu area of eastern Gangdese, Tibet: Constraints from zircon U–Pb geochronology, geochemistry and Sr–Nd–Hf isotopes. Science in China Series D: Earth Sciences 52: 1223–1239.

Files

History

  • Receive Date: 24 October 2016
  • Revise Date: 19 May 2017
  • Accept Date: 24 July 2017

Share

How to cite

Statistics