Geochemical data as a tool for estimation of mineralization potential in the Hanar granitoids as part of Tertiary plutonism in Lut block (East of Iran)

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of geology, Faculty of earth science, University of shahid Beheshty, Tehran, Iran

2 استان تهران-شهر تهران- بزرگراه شهید چمران - خیابان اتابک - میدان شهید شهریاری - دانشگاه شهید بهشتی - دانشکده علوم زمین

3 Graduate University in Basic Sciences Zanjan

Abstract

Hanar intrusion located in 155 km South of Birjand in the east of Lut block and compositionally consist of tonalite, granodiorite, quartz-diorite and diorite that intruded as stock and dikes in volcanic sequence (basic to intermediate) outcropped in this area. Hanar granitoid rocks are metaluminous and show I-type granitoids affinity. In addition, they are belong to calk-alkaline series and reveal the active continental margin geochemical evidences. According to relation of studying intrusion to I type granitoids with oxide (magnesian) state, they have no potential to produce Sn and W mineralization. Also, Low Sr/Y and V/Sc ratios as well as the situation of the studying samples in barren domain of the fertile-barren discrimination diagrams show that Hanar granitoids have no potential for Cu porphyry mineralization. In other hand, Low degree of the magmatic evolution as well as location of the studying samples in different Fe-mineralization potential evaluation diagrams indicate that Hanar granitoids (Diorite unit) has high potential for formation of iron deposits that this case is supporting by occurrence of  Fe-mineralization (as vein-Iron deposit) in association with this intrusion.
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

کمابیش پیدایش همة نهشته‏‌های Mo، Sn و W، بیشتر از 60 درصد نهشته‏‌های Cu، بیشتر از 10 درصد از نهشته‏‌های Fe، Au، Pb، Zn، Ag و U و بسیاری از فلزهای کمیاب (مانند: Ta، Nb، Li، Be، Zr، Ga، Bi، Cd، Sb، Te، Re، In، Sc و REE) در ارتباط با سنگ‏‌های گرانیتوییدی هستند (Sillito, 1996). برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، گرانیتویید‏‌های گوناگون به چهار دستة I، S، M و A (Barbarin, 1999) یا دو دستة مگنتیتی و ایلمنیتی (Ishihara, 1977) دسته‌بندی می شوند. ماگما‏‌های گرانیتوییدی با سرشت کالک‏‌آلکالن، اکسیدی و از نوع I توانایی (پتانسیل) بالایی در حمل و تمرکز فلزهای پایه (مانند: Fe، Cu، Mo و Au) نشان می‌دهند؛ اما ماگما‏‌های گرانیتوییدی احیایی و از نوع S توانایی تمرکز فلزاهایی مانند Sn، W و فلزهای پایه را دارند. گرانیتوییدهای نوع A نیز توان پیدایش نهشته‏‌های گوناگون REE (Rare earth elements)، U، IOCG (Iron oxide copper gold ore) و Mo را دارند (Pirajno, 2009). در کل، بررسی توان کانه‏‌زایی یک تودة آذرین درونی با بررسی هاله‏‌های دگرسانی به‌‌همراه ویژگی‌های صحرایی شدنی است. با وجود این، توان کانه‏‌زایی یک تودة آذرین درونی را با بررسی سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی آن نیز می‌توان ارزیابی کرد (Govet and Atherden, 1988; Ruiz et al., 2008; Bahajroy and Taki, 2015). نهشته‏‌های فلزی در یک محدودة جغرافیایی خاص معمولأ به دوره‏‌های زمانی خاص تعلق دارند و با توده‌های آذرین درونی با سرشت و ترکیب زمین‌شیمیایی خاص همراهی می‏‌شوند (Eugster, 1985; Sillito, 1996). شناسایی دوره‏‌های زمانی و نیز سرشت زمین‌شیمیایی توده‌های آذرین درونی با توان کانه‏‌زایی خاص، کلید اکتشافی برای اکتشافات نخستینِ کانسارهای فلزی گوناگون در یک محدوده است. برای نخستین‌بار، Omidianfar و همکاران (2018) به بررسی سنگ‌شناسی و سنگ‌زایی تودة آذرین درونی حنار پرداخته‏‌اند که بخشی از ماگماتیسم ترشیر در خاور بلوک لوت به‌شمار می‌رود. همچنین، برخی دیگر از توده‌های آذرین درونی در بلوک لوت (ائوسن- الیگوسن) (مانند: توده‌های آذرین درونی دهسلم، ماهور، چاه‏‌شلغمی، بیشه و خونیک) را نیز پژوهشگران دیگری از دیدگاه زمین‌شیمیایی بررسی کرده‏‌اند (Arjmandzadeh and Santos, 2014; Miri Beydokhti et al., 2015; Arjmandzadeh et al 2011a, b; Nakhaie et al., 2015; Samiee et al., 2016). کاربرد داده‏‌های زمین‌شیمیایی برای تمایز توده‌های آذرین درونی بارور از نابارور در بلوک لوت عاملی مهم و کمابیش کم‌هزینه در شناسایی اولیه توده‌های آذرین درونی با توان کانه‏‌زایی بالا برای تمرکز فعالیت‏‌های اکتشافی است؛ هرچند متأسفانه تاکنون ‏‌چنین بررسی‌هایی روی توده‌های آذرین درونیِ در بلوک لوت انجام نشده‌اند. در این نوشتار، برای نخستین‌بار، با به‌کارگیری داده‏‌های زمین‌شیمیایی، توان کانه‏‌زایی تودة آذرین درونی حنار (که بخشی از پلوتونیسم ترشیری در بلوک لوت است) ارزیابی شده است.

 

جایگاه زمین‏‌شناسی

منطقة بررسی‌شدة حنار (تودة آذرین درونی حنار) در میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری ″40'57º58 تا ″00'03º59 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ″40'26º31 تا ″00'30º31، در 155 کیلومتری جنوب بیرجند و 33 کیلومتری جنوب معدن قلعه‏‌زری (شهرستان خوسف) جای گرفته است. همچنین، از دیدگاه پهنه‌بندی ساختاری ایران، تودة آذرین درونی حنار در خاور بلوک لوت جای گرفته است. بلوک لوت روند شمالی– جنوبی دارد و با توسط گسل نهبندان در خاور، گسل درونه در شمال، گسل نایبند در باختر و گسل جازموریان در جنوب فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981). اگرچه در محدودة بلوک لوت فعالیت‏‌های ماگمایی از زمان ژوراسیک میانی (سیمیرین میانی)، به‌ویژه در بخش‌های دهسلم و چهارفرسخ، روی داده‌اند (Aghanabati, 2004)، اما حجم بزرگی از ماگماتیسم در بلوک لوت (که تودة آذرین درونی حنار نیز بخشی از آن به‌شمار می‌رود) به سن ائوسن (تا الیگوسن) است و نزدیکی زمین‌شیمیایی فراوانی به ماگماتیسم‏‌های روی‌داده در بالای پهنة فرورانش نشان می‌دهد (Arjmandzadeh et al., 2011a, b; Samiee et al., 2016; Sepidbar et al., 2018) (شکل 1- A). به باور Pang و همکاران (2013)، پیدایش ماگماتیسم زمان ائوسن در بلوک لوت پیامد زایش بزرگ‌ مقیاس ماگما در پی کشش‏‌هایی است که در مرحله پسابرخوردی (برخورد بلوک های لوت و افغان و در پی بسته‌شدن اقیانوس سیستان در زمان کرتاسه بالایی) در پوستة قاره‏‌ای این بلوک روی داده‌اند. کانه‏‌زایی گوناگونی مانند نهشته‏‌های پورفیری Cu-Au-Mo، Cu-Au-Ag، رگه‏‌های Cu، ماسیوسولفید‏‌های Cu-Au و نهشته‏‌های اسکارنی Sn بیشتر در پی فرایند ماگماتیسمِ زمان ترشیری در گسترة بلوک لوت پدید آمده‏‌اند (Malekzadeh Shafaroudi, 2009). در شکل 1- B، کانه‏‌زایی‌های گوناگون در بلوک لوت که بیشترشان در ارتباط با توده‌های آذرین درونی به سن ترشیری هستند به نمایش درآمده است. در نقشة زمین‏‌شناسی محدودة حنار، تونالیت (To)، گرانودیوریت (Gd)، کوارتزدیوریت (Qd)، دیوریت (Di) و میکرودیوریت (Micro Di) به سن ائوسن تا الیگوسن از واحدهای آذرین درونی هستند. همچنین، بازالت (Ba)، آندزیت بازالتی (AB)، آندزیت (An) و سنگ‏‌های آذرآواری (Py) به سن ائوسن- الیگوسن از واحد‏‌های آذرین بیرونی به‌شمار می‌روند. آبرفت‏‌های قدیمی و جدید (Q) به سن کواترنر تنها واحد رسوبی هستند. در این نقشه، جایگاه نقاط نمونه‏‌برداری نیز آورده شده است (شکل 1- C).

 

روش انجام پژوهش

هنگام انجام بررسی‌های صحرایی در محدودة تودة آذرین درونی حنار، از همة واحد‏‌های آذرین درونی و آتشفشانی، شمار 92 نمونه برداشت و از آنها مقطع نازک تهیه شد. مقطع‌های نازک یادشده با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. با توجه به تنوع سنگی نمونه‌ها، از میان نمونه‏‌های با کمترین دگرسانی، شمار 13 نمونه برای تجزیة اکسید‏‌های عنصرهای اصلی با روش XRF (دستگاه Philips، مدل PW 2404) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران برگزیده شدند. همچنین، تجزیة عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی کمیاب این نمونه‌ها با روش ICP-MS (دستگاه Agilent، مدل Agilent series 4500) در شرکت زرآزمای تهران انجام شد. دقت تجزیه برای عنصرهای اصلی نزدیک به 1± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظت‏‌های بالای ppm100 برابر 5± و برای غلظت‏‌های کمتر از ppm100، 10± درصد است. گفتنی است هرچند شمار 12 داده از داده‏‌های زمین‌شیمیایی آورده‌شده در این نوشتار پیش از این در مقاله‏‌ای با موضوع «بررسی سنگ‏‌نگاری، زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی گرانیتویید‏‌های منطقه حنار» (Omidianfar et al., 2018) نیز به‌کار برده ‌‌شده‏‌اند، اما ارائه و به‌کارگیری دوباره از آنها در پژوهش پیش رو با رویکرد و موضوع تازه‌ای است.

 

 

 

شکل 1- A) واحد‏‌های ساختاری در ایران (برگرفته از Sengör، 1990؛ Alavi، 1996؛ Bagheri و Stampfli، 2008) و جایگاه تودة آذرین درونی حنار در گسترة بلوک لوت؛ B) کانه‏‌زایی‌های گوناگون در در بلوک لوت که بیشترشان در ارتباط با توده‌های آذرین درونی به سن ترشیری هستند (برگرفته از Karimpour و همکاران (2011)، با تغییرات)؛ C) نقشة زمین‏‌شناسی و جایگاه نقاط نمونه‏‌برداری در محدودة بررسی‌شده (برگرفته از Griffis و همکاران (1992)، با تغییرات)

 

شکل 1- ادامه

 


مشاهدات صحرایی

در محدودة حنار، سنگ‏‌های آذرین درونی با ترکیب حدواسط تا فلسیک به‌صورت استوک و دایک درون واحد‏‌های آتشفشانی (با ترکیب بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت) و سنگ‏‌های آذرآواری هم‌ارز آنها نفوذ کرده‌اند؛ اما رخداد دگرگونی مجاورتی در مرز واحدهای آذرین درونی با واحدهای میزبان (سنگ‏‌های آتشفشانی) به‌علت پوشیدگی گسترده با رسوب‌های آبرفتی به‌خوبی شناسایی نمی‌شود (شکل‌های 1- C و 2- A).

واحد‏‌های گوناگون این تودة آذرین درونی ظاهری خاکستری مایل به سبز تا خاکستری روشن (با میزان متفاوتی از کانی‏‌های تیره) دارند و بیشتر ساخت گرانولار تا پورفیریتیک نشان می‌دهند. میان گروه‌های سنگی گوناگون آذرین درونی مرز مشخصی دیده نمی‌شود و گروه‌های سنگی گوناگون ‌‌به‌طور تدریجی به همدیگر تبدیل می‌شوند. سنگ‏‌های تیره‏‌تر (دیوریت و میکرودیوریت) در حواشی و واحد‏‌های فلسیک‏‌تر (تونالیت و گرانودیوریت) بیشتر در بخش‏‌های میانی این تودة آذرین درونی رخنمون دارند. واحد میکرودیوریتی نشان‌دهندة حاشیة توده و محل سرد‏‌شدگی کمابیش سریع‏‌تر ماگما در همبری با سنگ‏‌های آتشفشانی دربرگیرنده است. دگرسانی در واحد‏‌های گوناگون این تودة آذرین درونی به میزان محدودی دیده می‏‌شود. در محدودة بررسی‌شده تنها نشانة کانه‏‌زایی موجود به‌صورت رگه‏‌ای از آهن به ستبرای نزدیک به 3 متر دیده می‌شود که به‌صورت منقطع، بیشتر درون واحد‏‌های آتشفشانی مجاور این تودة آذرین درونی رخنمون دارد (شکل‌های 1- C، 2- B، 2- C و 2- D).

 

 

شکل 2- A) نمای بخشی از تودة آذرین درونی در محدودة حنار و واحدهای آتشفشانی دربرگیرنده آن؛ B) نمای بخشی از رگه آهن در واحد‏‌های آتشفشانی میزبان تودة آذرین درونی محدودة حنار؛ C، D) نمونه‏‌هایی از رگه آهن در ارتباط با تودة آذرین درونی حنار در واحدهای آتشفشانی مجاور این تودة آذرین درونی

 

 

سنگ‌نگاری

دیوریت و کوارتزدیوریت: بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (برگرفته از روش Wright (1951)) و آمفیبول با ترکیب هورنبلند (به رنگ سبز روشن تا سبز تیره) از کانی‏‌های اصلی سازندة این دسته از سنگ‏‌ها هستند. بلورهای کوارتز، بیوتیت، کلینو‏‌پیروکسن و ‌کانی ‌کدر (مگنتیت) نیز از کانی‏‌های فرعی هستند. بیشتر این سنگ‏‌ها بافت گرانولار، پورفیریتیک و ‌‌به‌طور محدودتر بافت‏‌های پویی‌کیلیتیک و میرمکیتی دارند و دگرسانی کمابیش بالایی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 3- A تا 3- C). بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن به‌ترتیب نسبت‏‌های گوناگونی از دگرسانی سوسوریتی‏‌شدن و اورالیتی‌شدن از خود نشان می‏‌دهند. در برخی نمونه‏‌ها، بلورهای آمفیبول در پی دگرسانی با کلریت+بیوتیت جایگزین شده‏‌اند و برخی بلورهای نخستینِ بیوتیت نیز در پی دگرسانی با کلریت جایگزین ‌‌شده‏‌اند.

میکرودیوریت: کانی‏‌شناسی این سنگ‏‌ها همانند سنگ‏‌های دیوریتی و بافت غالب در آنها بافت پورفیریتیک است که در آن نزدیک به 50 درصد از سنگ را زمینه‏‌ای میکروکریستالین فرا گرفته است (شکل 3- D).

گرانودیوریت: در این سنگ‏‌ها، کانی‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین، آلکالی‏‌فلدسپار با ترکیب ارتوز تا میکروکلین، کوارتز و آمفیبول به‌صورت بلورهای هورنبلند (با رنگ سبز روشن) از کانی‏‌های اصلی به‌شمار می‌روند. کانی‏‌های کدر، بیوتیت و کلینوپیروکسن نیز از شمار کانی فرعی این سنگ‏‌ها هستند. بیشتر سنگ‏‌های گرانودیوریتی بافت گرانولار دارند؛ اما بافت‏‌های پورفیریتیک، پویی‌کیلیتیک، میرمکیتی نیز به‌صورت محدود در آنها دیده می‏‌شوند (شکل 3- E). در پی دگرسانی، بلورهای پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار به‌ترتیب تا اندازه‌ای سوسوریتیو کائولینیتی‌ شده‏‌اند. دگرسانی در بلورهای مافیک این دسته از سنگ‏‌ها (کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت) نیز همان‌گونه است که پیشتر دربارة سنگ‏‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی گفته شد.

تونالیت: دراین سنگ‏‌ها، کانی‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب آلبیت تا الیگوکلاز، کوارتز و آمفیبول از کانی‏‌های اصلی و کانی‏‌های بیوتیت و ‌‌کدر نیز از کانی فرعی هستند. بافت بیشتر این سنگ‌ها پورفیریتیک است؛ اما بافت‏‌ پویی‌کیلیتیک نیز در آن دیده می‌شود. این دسته از سنگ‏‌ها در برابر دیگر دسته‏‌های سنگی یادشده در این مبحث، دگرسانی کمتری به نمایش می‏‌گذارند (شکل 3- F).

 

 

 

شکل 3- A) سنگ‏‌های دیوریتی با بافت گرانولار و برخی از کانی‏‌های اصلی و فرعی گوناگونِ آنها؛ B) سنگ‏‌های دیوریتی با بافت پورفیریتیک و میرمکیتی (بافت میرمکیتی با دایره‌های سرخ‌رنگ نشان داده شده است) و کانی‏‌های سازندة این دسته از سنگ‏‌ها؛ C) سنگ‏‌های کوارتز دیوریتی با بافت گرانولار و برخی کانی‏‌هایِ سازندة این دسته از سنگ‏‌ها؛ D) سنگ‏‌های میکرودیوریتی با بافت پورفیریتیک و برخی کانی‏‌هایِ آنها؛ E) سنگ‏‌های گرانودیوریتی با بافت گرانولار و برخی از کانی‏‌های گوناگونِ این دسته از سنگ‏‌ها؛ F) سنگ‏‌های تونالیتی با فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول و زمینه‏‌ای با بافت میکروکریستالین (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Qz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Amp: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Opq: کانی‏‌های کدر)

 

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی ، فرعی، کمیاب و خاکی کمیاب برای شمار 13 نمونة برداشت‌شده از تودة آذرین درونی منطقة حنار در جدول 1 آورده شده‌اند.

میزان اکسید‏‌ عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) با روش XRF و میزان عنصرهای فرعی، کمیاب و همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب (برپایة ppm) با روش ICM-MS اندازه‏‌گیری شده‌اند.


 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه سنگ‏‌های آذرین درونی منطقه حنار (خاور بلوک لوت). جدایش آهن دوظرفیتی از آهن سه ظرفیتی با به‌کارگیری روش Le Maitre (1976) انجام شده است (Di: دیوریت؛ Qd: کوارتزدیوریت؛ Gd: گرانودیوریت؛ To: تونالیت؛ LOI: میزان مواد فرار برپایة درصدوزنی)

Sample No:

HZ-263

HZ-264

HZ-330

HZ-277

HZ-290

HZ-293

HZ-331

HZ-322

HZ-265

HZ-289

HZ-334

HZ-312

HZ-297

Petrography

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Qd- Gd

Qd- Gd

Qd- Gd

To

To

SiO2

55.45

60.62

61.55

59.35

61.43

58.31

61.39

62.40

68.20

64.28

64.27

80.29

70.7

TiO2

1.07

0.91

0.91

0.88

1.11

1.16

0.96

0.93

0.60

0.79

0.84

0.46

0.47

Al2O3

17.18

16.30

16.08

16.76

17.22

17.39

17.11

16.34

14.64

15.27

15.44

7.20

14.05

FeOt

6.99

5.01

5.33

5.59

4.57

6.14

5.28

5.01

4.05

4.64

4.56

2.83

1.22

FeO

4.03

2.59

3.02

3.05

2.50

3.35

2.83

2.69

2.09

2.40

2.35

1.74

0.64

Fe2O3

3.29

2.69

2.57

2.82

2.30

3.10

2.72

2.58

2.18

2.49

2.46

1.21

0.64

MnO

0.18

0.09

0.12

0.11

0.07

0.14

0.13

0.08

0.04

0.07

0.07

0.06

0.03

MgO

4.11

3.15

2.73

3.03

2.21

3.20

3.05

2.80

1.85

2.20

2.38

0.72

1.02

CaO

7.37

5.61

5.70

5.98

7.94

6.10

5.96

4.99

3.41

4.48

4.67

0.33

5.17

Na2O

3.53

3.56

2.97

3.29

3.14

3.76

3.37

3.21

3.15

3.21

3.45

1.61

5.32

K2O

1.14

3.00

1.96

2.19

2.54

2.06

2.64

2.61

3.53

3.39

2.95

0.82

0.53

P2O5

0.14

0.12

0.14

0.14

0.15

0.18

0.14

0.14

0.12

0.12

0.14

0.08

0.10

LOI

2.60

1.95

2.04

2.36

2.05

2.52

1.84

2.95

1.87

1.95

2.12

2.03

1.25

Total

98.25

99.11

98.24

98.22

101.55

99.42

101.20

99.76

100.45

99.25

99.65

102.6

98.85

Ba

257

379

318

343

353

274

398

366

491

440

475

126

266

Co

56.2

13.9

15.9

32.9

13.1

20.6

35.6

47.0

11.1

13.5

11.6

9.8

3.2

Cs

2.2

1.0

2.0

1.8

5.1

1.9

2.2

1.6

5.5

2.6

3.0

2.4

0.5

Nb

6.6

6.7

8.2

6.3

7.7

7.6

7.6

7.9

8.0

8.4

8.2

8.0

9.3

Rb

33

81

54

67

44

58

83

70

111

111

80

38

7

Sc

27.3

24.0

17.6

17.5

17.3

19.5

18.0

17.3

13.0

14.0

13.7

6.0

7.5

Sr

421.7

323.2

257.7

306.3

262.6

358.4

272.1

258.5

201.9

261.5

296.1

110.1

374.6

Ta

1.23

0.72

0.87

0.81

0.72

0.71

1.09

1.28

0.82

0.83

0.77

0.80

0.89

Th

4.97

6.77

8.05

5.45

5.98

5.99

7.01

7.92

6.76

10.57

9.15

5.83

14.13

U

0.7

0.8

1.4

0.7

0.7

1.1

1.2

1.1

1.3

1.9

1.5

1.3

2.3

V

211

156

144

150

143

174

145

134

90

112

116

54

60

Pb

13

9

14

12

5

10

8

14

8

6

10

17

<1

Zn

57

31

74

54

32

78

58

39

31

36

33

45

21

Zr

18

17

38

31

12

118

36

25

13

17

25

54

19

Y

21.6

24.5

23.1

20.4

20.7

22.9

21.5

21.7

18.9

21.6

20.9

10.8

19.6

La

17

11

18

14

17

15

16

19

13

22

14

15

25

Ce

41

23

43

31

37

37

40

43

31

52

33

33

57

Pr

3.60

2.37

4.12

3.21

3.59

3.65

3.76

4.14

2.84

4.63

2.93

3.35

5.09

Nd

17.4

13.6

19.4

15.9

17.4

18.0

18.0

19.3

14.3

20.2

15.3

15.6

21.3

Sm

3.62

3.53

4.14

3.39

3.75

3.93

3.89

3.97

3.32

4.14

3.45

2.85

3.9

Eu

0.87

0.86

0.94

0.87

0.99

1.08

0.97

0.95

0.8

0.91

0.93

0.58

0.94

Gd

3.14

3.08

3.54

2.88

3.07

3.28

3.35

3.4

2.79

3.34

2.94

2.43

3.24

Tb

0.62

0.66

0.69

0.55

0.61

0.66

0.64

0.64

0.56

0.63

0.57

0.42

0.59

Dy

3.90

3.97

4.17

3.47

3.76

4.13

3.87

3.87

3.42

3.91

3.48

2.26

3.59

Er

2.39

2.57

2.51

2.16

2.35

2.58

2.35

2.34

2.00

2.45

2.17

1.29

2.31

Tm

0.34

0.36

0.35

0.31

0.33

0.39

0.35

0.32

0.29

0.34

0.33

0.20

0.34

Yb

2.6

2.7

2.5

2.2

2.2

2.8

2.4

2.3

1.8

2.3

2.2

1.1

1.9

Lu

0.29

0.31

0.29

0.27

0.26

0.34

0.28

0.27

0.23

0.29

0.27

0.18

0.28

YbN

5.27

5.47

5.07

4.46

4.46

5.68

4.87

4.67

3.65

4.67

4.46

2.23

3.85

Na2O/K2O

3.09

1.18

1.51

1.50

1.23

1.83

1.28

1.23

0.89

0.94

1.17

1.98

9.96

K/Rb

277.6

303.7

298.3

263.2

430.4

284.9

243.1

288.2

247.2

244.9

290.3

183.1

633

Sr/Y

19.52

13.19

11.16

15.01

12.69

15.65

12.66

11.91

10.68

12.11

14.17

10.19

19.11

V/Sc

7.73

6.50

8.18

8.57

8.27

8.92

8.06

7.75

6.92

8.00

8.47

9.00

8.00

(La/Yb)N

4.70

2.92

5.17

4.57

5.55

3.84

4.78

5.92

5.18

6.86

4.67

9.79

9.45

Eu/Eu*

0.79

0.80

0.75

0.85

0.89

0.92

0.82

0.79

0.80

0.75

0.89

0.67

0.81

 


در ترکیب زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های گرانیتوییدی محدودة حنار، میزان SiO2 برابربا 45/55 تا 29/80 درصدوزنی است و در نمودار پیشنهادیِ Cox و همکاران (1979) بازة ترکیبی از دیوریت تا گرانیت (نمونه‏‌های با ویژگی‏‌های سنگ‌نگاری سنگ‏‌های تونالیتی) نشان می‌دهند (شکل 4- A).برپایة نمودار A/CNK = Al2O3 / (CaO+Na2O+K2O دربرابر A/NK = Al2O3 / (Na2O+K2O) (شکل 4- B)، همة نمونه‏‌ها (مگر نمونة HZ312) در محدودة متاآلومین جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 4- A) نام‏‌گذاری زمین‌شیمیایی سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار با به‌کارگیری نمودار مجموع عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O) دربرابر SiO2 (Cox et al., 1979)؛ B) تعیین وضعیت اشباع‌شدگی از آلومین در سنگ‏‌های آذرین درونی حنار در نمودار A/NK دربرابر A/CNK (Shand, 1943) (محدوده‏‌های مربوط به توده‌های آذرین درونی با کانسار‏‌های فلزی گوناگون در این نمودار از Meinert (1995) برگرفته شده‌اند)

 

 

Chappell و White (1992) اکسید‏‌های Na2O و K2O را برای جدایش انواع گرانیتوییدهای نوع S از نوع I به‌کار برده‌اند. در این نمودار همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده گرانیتوییدهای نوع I جای گرفته‌اند (شکل 5- A). همچنین، با افزایش میزان SiO2 به‌عنوان شاخص جدایش بلوری در نمونه‏‌های بررسی‌شده، میزان P2O5 در آنها کاهش می‏‌یابد و این ویژگی شاخص گرانیتویید‏‌های نوع I است (Eastoe, 1978; Mason and McDonald, 1978; Eastoe and Eadington, 1986; Dilles, 1987) (شکل 5- B).

در نمودار SiO2 دربرابر FeOt/(FeOt+MgO) (شکل 5- C)، نمونه‏‌های محدودة حنار در محدودة گرانیتویید‏‌های نوع I و اکسیدی (همانند گرانیتوییدهای نوع کردیلرین) جای گرفته‌اند. همچنین، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (شکل 6- A) در محدوده ساب‏‌آلکالن و در نمودار AFM (شکل 6- B) در محدودة کالک‏‌آلکالن جای گرفته‌اند. گفتنی است رفتار تااندازه‌ای متفاوت نمونة HZ312 در نمودارهای یادشده (و همچنین، در برخی نمودارهای مربوط به مبحث توان کانه‏‌زایی در این نوشتار) شاید به‌علت تفاوت در خاستگاه و یا تفاوت در فرایندهای گوناگون درگیر در تکامل ماگما باشد.

 


 

شکل 5- ترکیب سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار در: A) نمودار K2O دربرابر Na2O برگرفته از Chappell و White (1992) برای شناسایی گرانیت‏‌های نوع S از نوع I؛ B) نمودار نمایش روند کاهشی میزان P2O5 دربرابر افزایش SiO2؛ C) نمودار SiO2 دربرابر FeOt/(FeOt+MgO) (Frost et al., 2001)

 

 

شکل 6- ترکیب سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار در: A) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر مجموع عنصرهای آلکالن (Na2O+K2O) برای شناخت ماگماهای آلکالن از ساب‏‌آلکالن (Rickwood, 1989)؛ B) نمودار AFM (Na2O+K2O- FeO- MgO) برای شناخت ماگماهای کالک‏‌آلکالن از توله‌ایتی (Irvine and Baragar, 1971) (محدوده‏‌های مربوط به توده‌های آذرین درونی با کانسارهای فلزی گوناگون در این نمودارها از Meinert (1995) برگرفته شده‌اند)

 


Pearce و همکاران (1984) از میزان Nb دربرابر Y و نیز میزان Rb دربرابر Y+Nb برای شناخت پهنة زمین‌ساختی پیدایش گرانیت‏‌های گوناگون بهره گرفته‏‌اند. در نمودارهای یادشده، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة پهنه‏‌های آتشفشانی فرورانشی جایابی شده‌اند (شکل‌های 7- A و 7- B).

 

 

 

شکل 7- شناخت پهنة زمین‌ساختی پیدایش تودة آذرین درونی حنار در: A) نمودار Y دربرابر Nb (برپایة ppm) (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (برپایة ppm) (Pearce et al., 1984)

 


بحث

برپایة نمودارهای یادشده در بخش زمین‌شیمی، تودة آذرین درونی حنار از گرانیتوییدهای نوع I و اکسیدی به‌شمار می‌رود (شکل‌های 5- A تا 5- C). برپایة یافته‌های پژوهشگران (Govett and Atherden, 1988; Ishihara, 1981; Blevin and Chappell, 1995)، این ویژگی‏‌ گویای ناتوانایی زایش کانسارهای گوناگونِ مرتبط با توده‌های آذرین درونی نوع S و احیایی (مانند کانه‏‌زایی‏‌‏‌های Sn و W) در تودة آذرین درونی حنار است.

ازآنجایی‌که در بررسی‌های اکتشافی Koreii و Roushanravan (2012)، محدودة تودة آذرین درونی حنار (و نیز دیگر توده‌های آذرین درونی مجاور آن) محدوده امیدبخش از دیدگاه کانه‏‌زایی Cu و Fe دانسته شده‌اند، در ادامه این نوشتار با به‌کارگیری فاکتورهای زمین‌شیمیایی به بررسی توان زایش کانسارهای Cu و Fe در ارتباط با تودة آذرین درونی حنار پرداخته شده است.

 

کاربرد فاکتورهای زمین‌شیمیایی در ارزیابی توان کانه‏‌زایی Cu در تودة آذرین درونی محدودة حنار

نهشته‏‌های پورفیری مس تنها همراه با گرانیتوییدهای نوع I (Baker et al., 2005) و اکسیدی (Ishihara, 1981) یافت می‌شوند و وابسته به گرانیتویید‏‌های کمتر جدایش‌یافته هستند (Blevin and Chappell, 1995). همچنین، توده‌های آذرین درونی همراه با این نهشته‏‌ها نسبت‏‌های بالایی از Sr/Y، V/Sc و Eu/Eu* دارند (Loucks and Ballard, 2002). Loucks (2014) میزان Sr/Y بیشتر از 35 و میزان V/Sc بیشتر از 5/32 را برای ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های با ویژگی‏‌های کمانی و زایا برای پیدایش کانسارهای پورفیری مس پیشنهاد کرده است. با اینکه نمونه‌های بررسی‌شده از گرانیتوییدهای نوع I هستند، اما حالت اکسیدی ماگما (جای‌گرفتن در محدودة Magnesian دربرابر محدودة Ferroan در شکل 5- C) و نیز تکامل‌یافتگی متوسط تا کم ماگما برپایة میزان K/Rb (میزان K/Rb در نمونه‌های بررسی‌شده برابربا 1/183 تا 633 است (میانگین: 8/306 ؛ جدول 1) و گویای جدایش‌یافتگی کم تا متوسط آنهاست (Blevin, 2003))، میزان نسبت‏‌ Sr/Y برابربا 68/10 تا 52/19 و میزان نسبت‏‌ V/Sc برابربا 8/6 تا 9 نشان‌دهندة نا‏‌زایا‌بودن این تودة آذرین درونی از دیدگاه زایش کانسار پورفیری مس هستند.

افزون‌براین، در نمودارهای SiO2 دربرابر Sr/Y و نیز دربرابر Al2O3/TiO2 (شکل‌های 8- A و 8- B)، همة نمونه‏‌های تودة آذرین درونی حنار در محدودة عقیم برای زایش کانسارهای پورفیری مس جای گرفته‌اند. Baldwin و همکاران (1982) نیز با به‌کارگیری نمودار MnO دربرابر Y گرانیتویید‏‌های زایا، نیمه‌زایا و عقیم برای پیدایش کانسارهای پورفیری مس را از یکدیگر جدا کرده است. همان‌گونه در شکل 8- C دیده می‌شود، همة نمونه‏‌های برداشت‌شده از محدودة حنار در محدودة عقیم جای گرفته‌اند و تنها نمونة HZ312 ویژگی‏‌های گرانیتوییدهای نیمه‌زایا را نشان می‌دهد.

 

 

 

شکل 8- بررسی توان کانه‏‌زایی Cu در تودة آذرین درونی حنار در: A) نمودار SiO2 دربرابر Sr/Y (Loucks, 2014)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Al2O3/TiO2(Loucks, 2014)؛ C) نمودار MnO دربرابر Y (Baldwin, 1982)

 


همچنین، در بلوک لوت بیشتر توده‌های آذرین درونی به سن ترشیری و با کانسارهای (Cu-Au) ترکیب پتاسیک دارند؛ اما توده‌های آذرین درونی به سن ترشیاری و بدون کانسارهای یادشده ترکیب سدیک هستند (Karimpour et al., 2011). همان‌گونه‌که در جدول 1 نیز پیداست، میزان Na2O/K2O در تودة آذرین درونی محدودة حنار برابربا 9/0 تا 1/3 (میانگین: 14/2) متغیر است که نشان‌دهندة سرشت سدیک آن است.

افزون‌براین، همان‌گونه‌که در نمودار YbN دربرابر (La/Yb)N (شکل 9) نیز دیده می‌شود، کمابیش همة نمونه‏‌های بررسی‌شده از توده‌های آذرین درونی با کانه‏‌زایی‏‌های فلزی (Cu- Au) در گسترة بلوک لوت در قلمرو مشترک آداکیتی و جزیره‌های کمانی معمول هستند و نمونه‏‌های توده‌های آذرین درونی بدون کانه‏‌زایی فلزی (Cu- Au) در قلمرو آداکیتی و یا محدودة جزیره‌های کمانی نرمال جای گرفته‌اند (Karimpour et al., 2012). همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‌شود، همة نمونه‏‌های تودة آذرین درونی حنار در محدودة آداکیتی و بدون توان کانه‏‌زایی فلزی (Cu- Au) جای گرفته‌اند (شکل 9). همة نسبت‏‌های عنصری و نیز نمودارهای یادشده گویای عقیم‌بودن گرانیتوییدهای محدودة حنار برای پیدایش کانسارهای مس پورفیری هستند.

 

 

 

شکل 9- جایگاه نمونه‏‌های تودة آذرین درونی حنار در نمودار YbN دربرابر (La/Yb)(برگرفته ازMartin (1994) برای شناسایی سنگ‏‌های با سرشت آداکیتی از غیر‏‌آداکیتی) و همچنین، مقایسه نمونه‏‌ها با توده‌های آذرین درونی گوناگون (به سن ترشیری) در ارتباط با کانه‏‌زایی‏‌های Cu-Au در بلوک لوت (محدودة مربوط به توده‌های آذرین درونی (به سن ترشیری) و با توان زایش کانسارهای پورفیری Cu-Au در این نمودار از Karimpour و همکاران (2011) برگرفته شده است)

 

 

کاربرد فاکتورهای زمین‌شیمیایی در ارزیابی توان کانه‏‌زایی Fe در تودة آذرین درونی محدودة حنار

در کل، نهشته‏‌های Fe همراه با توده‌های آذرین درونی با ویژگی گرانیتویید‏‌های نوع I، متاآلومین، میزان SiO2 کم، سرشار از Fe و کمابیش اولیه و جدایش‌نیافته پدید می‌آیند (Meinert, 1993). در نمودار A/CNK دربرابر A/NK (شکل 4- B)، نمودار SiO2 دربرابر مجموع عنصرهای آلکالن (شکل 6- A) و نیز نمودار AFM (شکل 6- B)، جایگیری نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة توده‌های آذرین درونی همراه با کانه‏‌زایی Fe چشمگیر است.

 Meinert (1995) در نمودارهای جداگانه SiO2 دربرابر MgO و نیز نمودار SiO2 دربرابر K2O (که در آنها ترکیب‌های معمول توده‌های آذرین درونی با کانسارهای فلزی گوناگون نمایش داده شده‌اند)، توده‌های آذرین درونی گوناگون را از دیدگاه توان کانه‏‌زایی فلزهای گوناگون جدا کرده است. همان‌گونه‌که در شکل‌های 10- A و 10- B دیده می‏‌شود، بخش دیوریتی گرانیتوییدهای محدودة حنار در قلمرو با توان کانه‏‌زایی Fe جای گرفته است. در نمودارهای SiO2 دربرابر Fe2O3/Fe2O3+FeO (شکل 10- C) و SiO2 دربرابر FeO+Fe2O3+CaO+Na2O (شکل 10- D) نیز توان کانه‏‌زایی بخش دیوریتی تودة آذرین درونی حنار از دیدگاه زایش کانسارهای آهن آشکار شده است.

 

 

 

شکل 10- بررسی توان کانه‏‌زایی Fe در سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار در نمودارهای درصدوزنی SiO2 دربرابر MgO، K2O، Fe2O3/Fe2O3+FeO و FeO+Fe2O3+CaO+Na2O/K2O (Meinert, 1985)

 


برداشت

گرانیتویید‏‌های محدودة حنار با ترکیب تونالیت، گرانودیوریت، کوارتزدیوریت و دیوریت، از گرانیتوییدهای نوع I، سرشت کالک‏‌آلکالن دارند و گویای یک پهنة زمین‌ساختی مرتبط با پهنة فرورانش هستند.

کاربرد فاکتورهای زمین‌شیمیایی حاکی از نبود توان لازم برای پیدایش کانسارهای Sn، W و Cu، اما داشتن توان لازم برای پیدایش کانسارهای Fe در این تودة آذرین درونی هستند. ویژگی یادشده برپایة بررسی‌های صحرایی (دربارة بررسی دگرسانی تودة آذرین درونی حنار) و نیز رخداد کانه‏‌زایی‏‌ آهن (به‌صورت رگه‏‌ای) در ارتباط با این تودة آذرین درونی تأیید می‌شود. نتایج این بررسی نشان می‏‌دهند کاربرد داده‏‌های زمین‌شیمیایی روشی کارا برای برآورد اولیة توان کانه‏‌زایی یک تودة آذرین درونی است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از آقای مهندس مقدمعلی و مهندس ادیب (به‌ترتیب مدیر و کارشناس گرامی بخش اکتشاف شرکت تهیه و تولید مواد معدنی ایران) برای فراهم‌آوردن امکان بازدید میدانی و نیز تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‏‌ها صمیمانه سپاس‌گزاری می‏‌کنند. همچنین، از داوران گرامی و نیز سردبیر گرامی مجلة پترولوژی که با راهنمایی‏‌های ارزندة خود موجب تکمیل این نوشتار شده‏‌اند، سپاس‌گزاری می‏‌شود.

References

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics 21: 1-33.
Arjmandzadeh, R. and Santos, S. A. (2014) Sr–Nd isotope geochemistry and tectonomagmatic setting of the Dehsalm Cu–Mo porphyry mineralizing intrusives from Lut Block, eastern Iran. International Journal of Earth Sciences (GeolRundsch) 103: 123-140.
Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011a) Sr–Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah-Shaljami granitoids (Lut Block, Eastern Iran). Journal of Asian Earth Science 41: 283-296.
Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011b) Two-sided asymmetric subduction: implications for tectonomagmatic and metallogenic evolution of the Lut block, eastern Iran. Economic Geology 1(3):1-14.
Bagheri, S. and Stampfli, G. M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht- e- Badam metamorphic in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics 451: 123-155.
Bahajroy, M. and Taki, S. (2015) Study of the mineralization potential of the intrusives around Valis (Tarom- Iran). Earth Science Research Journal 18(2): 123-129.
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. Econimic Geology 77: 664–674.
Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46: 605-626.
Berberian, M. and King, G. C. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210-265.
Blevin, P. (2003) Metallogeny of granitic rocks, The Ishihara Symposium, Granites and Associated Metallogenesis 14: 5-8.
Blevin, P. L. and Chappell, B. W. (1995) Chemistry, origin and evolution of mineralised granitoids in the Lachlan fold belt, Australia; the metallogeny of I- and S- type granitoids. Economic Geology 90: 1604-1619.
Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S- type granites in the Lachlan Fold belt. Transactions of the Royal Society of Edinburg. Earth Science 83: 1- 6.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. Allen and Unwin, London, UK.
Dilles, J. H. (1987) Petrology of the Yerington Batholith, Nevada: evidence for evolution of porphyry copper ore fluids. Economic Geology 82: 1750-1789.
Eastoe, C. G. and Eadington, P. J. (1986) High- temperature fluid inclusions and the role of the biotite granodiorite in mineralization at the Punguna porphyry copper deposit, Bougainville, Papua New Guinea. Economic Geology 81: 478-483.
Eastoe, C. J. (1978) A fluid inclusion study of the Panguna porphyry copper deposit, Bougainville, Papua New Guinea. Economic Geology 73: 721-748.
Eugster, H. P. (1985) Granites and hydrothermal ore deposits: A geochemical framework. Mineralogical Magazine 49 (350): 7-23.
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. Petrology 42: 2033-2048.
Govett, G. J. S. and Atherden, P. R. (1988) Application of rock geochemistry to productive plutons and volcanic sequences. Journal of Geochemical Exploration 30: 223-242.
Griffis, R., Meixner, H., Johns, G. and Abedian, N. (1992) Geological quadrangle map of Iran. No. K9. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.
Ishihara, S. (1977) The magnetite series and ilmenite series granitic rocks. Mining Geology 27: 293-305.
Ishihara, S. (1981) The granitoid series and mineralization. Economic Geology 75: 458-484.
Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Stern, C. R. and Farmer, L. (2012) Petrogenesis of Granitoids, U-Pb zircon geochronology, Sr-Nd isotopic characteristic, and important occurrence of Tertiary mineralization within the Lut Block, eastern Iran. Iran. Journal of. Economic Geology (4): 1–27 (In Persian with English abstract).
Karimpour, M. H., Stern, C. R., Farmer, L., Saadat, S., Malekezadeh, A. (2011) Review of age, Rb\Sr geochemistry and petrogenesis of Jurassic to Quaternary igneous rocks in Lut Block, Eastern Iran. Geopersia 1: 19–36.
Koreii, M. T. and Roushanravan, J. (2012) Systematic geochemical exploration in Koudakan area. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Le Maitre, R. W. (1976) The chemical variability of some common igneous rocks. Journal of Petrology 17: 589-637.
Loucks, R. R. (2014) Distinctive composition of copper- oreforming arc magmas. Australian Journal of Earth Science 61: 5-16.
Loucks, R. R. and Ballard, J. R. (2002) Report 2A: Correlated variation of tectonic stress with chemical composition of arc volcanism. Unpublished report for industry- sponsored research project. Predictive Guides to Copper and Gold Mineralization at Circum- Pacific Convergent Plate Margins.
Malekzadeh Shafaroudi, A. (2009) Geology, mineralization, alteration, geochemistry, microthermometry, isotope studies and determining the mineralization source of Khoopic and Maherabad exploration areas. Ph. D. thesis. Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad (in Persian with English abstract).
Martin, H. (1994) The Archaean grey gneisses and the genesis of the continental crust. Developments in Precambrian Geology 11: 205-259.
Mason, D. R. and McDonald, J. A. (1978) Intrusive rocks and porphyry copper occurrences of the Papua New Guinea- Solomon Islands region. Economic Geology 73: 857-877.
Meinert, L. D. (1993) Igneous petrogenesis and skarn deposits. In: Mineral deposit modeling (Eds. Kirkham, R. V., Sinclair, W. D., Thorpe, R. I. and Duke, J. M.) Special Paper 40: 569-583. Geological Association of Canada.
Meinert, L. D. (1995) Compositional variation of igneous rocks associated with skarn deposits - chemical evidence for a genetic connection between petrogenesis and mineralization. Mineralogical Association of Canada, Short Course Series 23: 401-418.
Miri Beydokhti, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F. and Kotzli, U. (2015) U–Pb zircon geochronology, Sr–Nd geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of Mahoor granitoid rocks (Lut Block, Eastern Iran). Journal of Asian Earth Science 111: 192-205.
Nakhaie, M., Mazaheri, S. A., Saki, A., Karimpour, M. H. and Heydarian Shahri, M. R. (2015) Geochronologic, geochemical, and isotopic constraints on petrogenesis of the dioritic rocks associated with Fe skarn in the Bisheh area, Eastern Iran. Arabian Journal of Geoscience (8): 8481-8495.
Omidianfar, S., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2018) Petrography, geochemistry and tectonic setting of Hanar granitoids (south of Birjand): a signature for magmatism identification of east of Lut block. Iranian Journal of Petrology 9(35): 55-78 (in Persian).
Pang, K. N., Chung, S. L., Zarrinkoub, M. H., Lin, Y. C., Lee, H. Y., Lo, C. H., Khatib, M. M. (2013) Iranian ultrapotassic volcanism at 11 Ma signifies the initiation of postcollisional magmatism in the Arabia–Eurasia collision zone. Terra Nova 25(5): 405-413.
Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Petrology 25: 956- 983.
Pirajno, F. (2009) Hydrothermal Processes and Mineral Systems. Springer, Berlin, Germany.
Rickwood, P. C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos 22: 247–263.
Ruiz, C., Fernández- Leyva, C. and Locutura, J. (2008) Geochemistry, geochronology and mineralisation potential of the granites in the Central Iberian Zone: The Jalama batholiths. Chime der Erde 68: 413–429.
Samiee, S., Karimpour, M. H., Ghaderi, M., Haidarian Shahri, M. R., Klöetzli, U. and Santos, J. F. (2016) Petrogenesis of Subvolcanic rocks from the Khunik Prospecting Area, South of Birjand, Iran: Geochemical, Sr-Nd Isotopic and U-Pb Zircon Constraints. Journal of Asian Earth Sciences 115: 170- 182.
Sengör A. M. C. (1990) A new model for the late Palaeozoic–Mesozoic tectonics evolution of Iran and implications for Oman. In: The geology and tectonics of the Oman region 49 (Eds. Robertson A. H. F., Searle M. P. and Ries A. C.) Special Publication, pp.797–831. Geological Society of London, UK.
Sepidbar, F., Mirnejad, H., Ma, C., and Shafaii Moghadam, H. (2018) Identification of Eocene- Oligocene magmatic pulses associated with flare-up in east Iran: Timing and sources. Gondwana Research 57: 141-156.
Shand S. J. (1943) Eruptive rocks. Their genesis, composition, classification and their relation to deposits. Thomas Murby & Co., London, UK.
Sillitoe, R. H. (1996) Granites and metal deposits. Episodes 19: 126-133.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock forming minerals. American Mineralogist 95: 185-77.
Wright, F. E. (1951) Computation of the optic axial angle from the three principal refractive indices. American Mineralogist 36: 543- 556.

Files

History

  • Receive Date: 15 December 2018
  • Revise Date: 15 June 2020
  • Accept Date: 02 August 2020

Share

How to cite

Statistics