Evaluation of Cu-mineralization potential based on mineralogical and geochemical evidence in Kahdelan area, Eastern Azerbaijan, NW of Iran

Document Type : Original Article


1 Ph.D. Student, Department of Geology of Mineral and Ground Water Resources, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

2 Professor, Department of Geology of Mineral and Ground Water Resources, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

3 Associate Professor, Department of Geology of Mineral and Ground Water Resources, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran


The Kahdelan area in the SW of Sarab is situated in the northern part of the Urumieh–Dokhtar geotectonic zone and Tarom-Hashtjin metallogenic zone. Some of the most important porphyry Cu ± Mo ± Au mineralizations in Iran occur along the NW–SE trending Urumieh–Dokhtar volcano-plutonic belt, lying between the Sanandaj–Sirjan zone and Central Iran. The Urumieh–Dokhtar magmatic arc, extends over a strike length of about 2000 km from northwest to southeast and is characterized by subduction-related calc-alkaline rocks. Due to extensive Tertiary magmatism and extensive alterations, this zone is one of the remarkable Cu-bearing regions in Iran. Therefore, many studies, regarding different aspects of the area, have been carried out by the Geological Survey of Iran as well as some private companies. Differentiating fertile and barren intrusive bodies could be important factors in reducing exploration expenses, and it is possible to identify susceptible areas by using geochemical data. Thus, the main purpose of the present study is to evaluate the granitoid rocks of the Kahdelan area as the possible potential for Cu-mineralization based on mineralogical and geochemical evidence.
Regional Geology
The main intrusions of the Kahdelan area are Oligocene granitoid bodies composed of syenite, quartz syenite, and monzosyenite with light color and granular texture. Syenites are the most dominant plutonic rocks and quartz-syenites are the main host of Cu-mineralization. These intrusive bodies intruded the Upper Eocene pyroclastic and volcanic rocks which gave rise to alteration and mineralization occurrences in the area. Volcanic rocks are composed of basalt, basaltic-andesite, andesite, and trachyte mainly with porphyritic texture.
Materials and Methods
The present study evaluates the copper mineralization potential of the Kahdelan area for the first time. The represented information can be divided into three parts: 1) ore mineralogy and mineralogy of the Kahdelan’s rocks; 2) the investigating data related to I-type and magnetite series, and 3) the relationship between the obtained mineralogical and geochemical data with Cu-mineralization in the area to compare with porphyry copper deposits along the Urumieh–Dokhtar magmatic arc.
Results and Discussion
The dominant alteration zones in the area under study are argillic, phyllic, carbonatization, silicification, and hematitization. The primary ore minerals are magnetite, chalcopyrite, and bornite which are generally replaced by secondary minerals including chalcocite, covellite, and malachite. The ore textures are predominantly disseminated, open space-filling, replacement, and brecciated. Gangues (carbonate and quartz minerals) textures are crystalline, open space-filling, cementation of brecciated zones, and colloform.
The volcanic rocks of the Kahdelan area are calk-alkaline to shoshonitic and the granitoids are shoshonitic affinity and I-Type nature (magnetite series). In the area of study, sinking solutions washed away most of the pyrites and left behind empty pyrite molds and iron oxides and hydroxides along with different amounts of malachite and neotocite. As the chondrite-normalized REE diagrams display the studied granitoids are enriched in LREEs and fairly depleted in LREEs relative to HREEs The enrichment of LILE elements and depletion of HFSE elements are features similar to those of the fertile granitoids. The rate of decline of the slope in the diagram is similar to that of the copper porphyry deposits also slightly negative Eu anomalies of these granitoids are similar to fertile granitoids (Karimpour et al., 2021). The (La/Yb)n and Eu/Eu* are used in evaluating the oxidation state and investigating the depth changes of parent magma of granitoids. The (La/Yb)n anomalies vary from 4.05-23.17, and Eu/Eu* anomalies vary from 0.32-2.65 with an average of 0.8 that are different from copper porphyry deposits.
Based on spider diagrams, the depletion of titanium could be related to the low oxygen fugacity in subduction zones. The Pb and U enrichment point to the role of the earth’s crust in the petrogenesis of these rocks. P depletion could be the consequence of apatite crystallization from the parent magma.
Based on the relationship between geochemical data as well as mineralization, three diagrams have been used to distinguish fertile granitoids. The Eu/Eu* versus (La/Yb)n diagram (Karimpour et al., 2021) shows that Kahdelan’s granitoids have a reduced nature. The SiO2-K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976) points out that the intrusive and the volcanic rocks of Kahdalan are characterized by the much less SiO2 amount compared to fertile granitoids in SNJMB (Saveh-Nain-Jiroft Magmatic Belt) (Karimpour et al., 2021). On A/NK versus A/CNK diagram (Meinert, 1995) the granitoids under study are close to fertile copper porphyry deposits.
On the basis of mineralogical and geochemical data, Kahdelan’s intrusive rocks are I-type and magnetite series. The tectonomagmatic setting of the rocks under study lies within Volcanic Arc Granites (VAG), active continental margins, and arc systems. On A/NK versus A/CNK diagram, these granitoids are close to fertile copper porphyry deposits. Quartz syenites are the main mineralization hosts. Based on geochemical data, the average Cu content is 3492.76 ppm in a total of 170 samples collected all over the area and up to 230534 ppm Cu in mineralized Quartz syenites veinlets. Mineralogical, geochemical, and alteration data in combination with fertile–barren discrimination diagrams indicate that the granitoids of the Kahdelan area can be evaluated as the possible potential for Cu mineralization.
This research was supported by Iran Minerals Production and Supply Co (IMPASCO). Our grateful thanks are also extended to the Iran Mineral Processing Research Center laboratories (IMPRC) chief and technicians who provide analytical data for this research. Finally, the authors also would like to thank the Editor-in-Chief and the insightful comments offered by anonymous reviewers for the critical and constructive comments which significantly contributed to the improvement of the manuscript.


Main Subjects


در پایان دهة 70، با مشاهدة فعالیت‏‌های گستردة ماگمایی ترشیاری و دگرسانی‏‌های گسترده در ناحیة آذربایجان، سازمان زمین‏‌شناسی و اکتشافات معدنی و دیگر شرکت‏‌های دولتی و خصوصی پژوهش‏‌های اکتشافی بسیاری در این مناطق انجام دادند. منطقة سراب و پیرامون آن از مناطقی است که در آن پژوهش‏‌های اکتشافی بسیاری انجام شده است. محدودة کهدلان از محدوده‏‌های مورد توجه از دیدگاه کانی‏‌سازی مس و طلا به‌شمار می‌رود (Lotfi et al., 1978; Babakhani, 1981; Asadian et al., 1993; Mehrnia, 2004; Shahriyar, 2005; Maghsoudi et al., 2005;  Mohammadi and Mehrpartou, 2008; Merikhi-Shahrivar, 2008; Maghsoudi, 2011; Maghsoudi et al., 2012a, 2012b; Pour Mohammad Gholi Farzaneh, 2016). شناسایی توده‏‌های آذرین درونی بارور و نابارور عامل مهمی در کاهش هزینه‏‌های اکتشافی است و با استفاده از فاکتورهای زمین‏‌شیمیایی در شناسایی این توده‏‌ها، مناطق مستعد برای تمرکز فعالیت‏‌های اکتشافی شناسایی می‌شوند. در این نوشتار، برای نخستین‏‌بار با به‏‌کارگیری داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی، توان کانه‏‌زایی محدودة کهدلان ارزیابی می‏‌شود.

جایگاه زمین‏‌شناسی

محدودة کهدلان در جنوب‏‌باختری شهرستان سراب در استان آذربایجان شرقی، شمال‏‌باختری ایران جای دارد. این محدوده بخشی از شمال پهنة ماگمایی ارومیه- دختر و در کمربند فلززایی تارم - هشتجین به‌شمار می‌رود (شکل 1- A).

محدودة کهدلان بخشی از محور فلززایی اهر یا اهر - جلفا شمرده می‌شود که از نظر فعالیت ماگمایی، کانه‏‌زایی و شدت دگرسانی با بخش‏‌های دیگر آذربایجان تفاوت دارد (Ghorbani, 2002). این محور فلززایی از پرمایه‏‌ترین پهنه‏‌های فلززایی ایران بوده و از دیدگاه فعالیت ماگمایی قابل‏‌مقایسه با منطقة کرمان است. محور فلززایی اهر - جلفا، پس از پهنة کرمان، مستعدترین منطقة کانی‏‌سازی مس و مولیبدن پورفیری در ایران است. در این محور دگرسانی چشمگیر به‏‌صورت یک دگرسانی گسترده یا دگرسانی ناحیه‏‌ای نابارور است؛ اما دگرسانی‏‌های موضعی در محدوده‏‌هایی که ماگماتیسم فاز C فعال‏‌بوده است، دیده می‏‌شوند که این دگرسانی‏‌های موضعی عموماً بارور هستند و با دگرسانی گسترده تفاوت دارند (Ghorbani, 2007). این پهنه از جنوب و جنوب‏‌باختری به گسل تبریز - سلطانیه، از خاور به گسل اردبیل - میانه و از شمال‏‌خاوری به فروافتادگی نزدیک گسل خاوری - باختری مغان محدود می‏‌شود و ادامة آن در شمال به پهنة فلززایی قفقاز کوچک می‏‌رسد (شکل 1- A، برگرفته از Richards and Sholeh (2016)).

در محدودة کهدلان، سنگ‏‌های آذرین درونی الیگوسن به‏‌صورت استوک‏‌های پراکنده با نفوذ در سنگ‏‌های آتشفشانی در رخداد دگرسانی و رخدادهای کانی‏‌سازی منطقه مؤثر هستند (شکل 1- B) (Arabshahi et al, 2015). این سنگ‏‌های آذرین درونی با رنگ روشن و بافت گرانولار به‏‌صورت تدریجی با یکدیگر جایگزین می‏‌شوند. در بیشتر موارد، سینیت‏‌ها در همبری با سنگ‏‌های آتشفشانی هستند (شکل 1- B) و کوارتز سینیت‏‌ها میزبان کانه‏‌زایی واقع شده‌اند.

روش انجام پژوهش

در این پژوهش، شمار 263 نمونه در دو بازدید صحرایی از محدوده برداشت شد. از میان آنها، 44 مقطع نازک برای بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، 10 مقطع صیقلی برای بررسی‏‌های کانه‏‌نگاری و 2 مقطع نازک - صیقلی برای بررسی‏‌های پاراژنزی و بررسی ارتباط کانه‏‌زایی با سنگ میزبان تهیه شد. شناسایی سنگ‏‌ها و کانی‏‌ها برپایة منابعی مانند همام (Homam, 2005) و اشتریکایزن (Streckeisen, 1976, 1978) انجام شد. نام اختصاری کانی‏‌ها از ویتنی و ایوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده‏‌اند.

برای اندازه‌گیری میزان اکسید عنصرهای اصلی و تجزیة سنگ کل، 16 نمونه با کمترین دگرسانی به روش فلورسانس پرتو ایکس[1] (XRF به روش پرس، شامل 11 نمونه سنگ آتشفشانی (جدول 1) و 5 نمونه سنگ درونی (جدول 2)) برگزیده شدند. برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی نادر در توده‏‌های آذرین درونی، 69 نمونه از سنگ‏‌های آذرین درونی به روش طیف‏‌سنج جرمی پلاسمای جفت‏‌شده القایی[2] (ICP-MS) (پیوست 1) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیة شیمیایی شدند. برای جایگزین‏‌کردن داده‌های سنسورد[3] حاصل از تجزیة نمونه‏‌ها، ضریب 4/3 آستانة آشکارسازیِ دستگاه اندازه‏‌گیری به‌کار برده شد (Hosseini et al., 2015). داده‏‌های اصلاح‌شده در برنامة Excel ترکیب و اصلاح شدند. سپس نمودارها در نرم‏‌افزار GCDkit رسم شدند (پیوست 1).



شکل 1. A) پهنه‌های زمین‏‌ساختی اصلی ایران و کشورهای همسایه (Richards and Sholeh, 2016) و ایالت‏‌های ماگمایی مزوزوییک پسین و سنوزوییک به‌همراه محدوده‏‌های افیولیتی، نهشته‏‌های پورفیری، اپی‏‌ترمال و کارلین؛ B) پراکندگی واحدهای سنگی گوناگون در نقشة 1:9000 کهدلان (Arabshahi et al, 2015، با تغییرات).

Figure 1. A) The main structural units of Iran and adjacent countries (Richards and Sholeh, 2016), and the magmatic states of late Mesozoic and Cenozoic along with epithermal, Carlin, and porphyry Copper deposits; B) Various rock units on the 1:9000 geological map of Kahdelan (modified from Arabshahi et al, 2015).


جدول 1. داده‏‌های تجزیۀ سنگ‏‌های آتشفشانی کهدلان به روش XRF (اکسیدهای اصلی برپایة درصدوزنی؛ LOI (میزان مواد فرار) برپایة درصد).

Table 1. Analytical data of volcanic rocks from Kahdalan by the XRF method (major elements oxides in weight percent; LOI (Loss on Ignition) in percentage).



Basaltic andesite


Sample No.






















































































































































































جدول 2. داده‏‌های تجزیۀ سنگ‏‌های آذرین درونی کهدلان به روش XRF (اکسیدهای اصلی برپایة درصدوزنی؛ LOI (میزان مواد فرار) برپایة درصد).

Table 2. Analytical data of plutonic rocks from Kahdalan by the XRF method (major elements oxides in weight percent; LOI (Loss on Ignition) in percentage).



Quartz Syenite

Sample No.






































































































اندیس شاند یا اندیس اشباع آلومینیم برپایة نسبت‏‌های مولی:

* A/NK: Al2O3 / (Na2O + K2O)

**A/CNK: Al2O3 / (CaO + Na2O + K2O)


پس از بررسی‏‌های صحرایی، میکروسکوپی و زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های آتشفشانی محدودة کهدلان، بازالت، آندزی‏‌بازالت، آندزیت و تراکیت و سنگ‏‌های درونی، کوارتز سینیت، سینیت و مونزوسینیت نام‏‌گذاری شدند.


در صحرا و نمونة دستی، بازالت‏‌های محدودة کهدلان به رنگ خاکستری تیره (شکل‏‌های 2- B و 2- A) تا سیاه، پورفیریتیک و اندکی وزیکولار دیده می‌شوند و دگرسانی آنها از بسیاری از سنگ‏‌های این محدوده کمتر است. این سنگ‌ها رگچه‏‌های دگرسانی کوارتز، سریسیت و کربنات دارند. در بررسی‏‌های میکروسکوپی، بافت اصلی بازالت‏‌ها، پورفیریتیک (شکل 2- C) تا میکروکریستالین است. پلاژیوکلاز با ماکل پلی‏‌سینتتیک و کمی سریسیتی‏‌شده (نزدیک به 60 درصدحجمی)، الیوین‏‌های عمدتاً بی‏‌شکل و گاه نیمه‌شکل‏‌دار با حاشیه ایدنگزیتی شده (نزدیک به 15 درصدحجمی) و پیروکسن‏‌های گاه اورالیتی‏‌شده (نزدیک به 10 درصدحجمی) از فنوکریست‏‌های اصلی (شکل 2- C) این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. از کانی‏‌های فرعی می‌توان کانی‏‌های کدر (کمتر از 10 درصدحجمی)، آلکالی‏‌فلدسپار (کمتر از 5 درصدحجمی) (با حاشیة اکسید آهن) و همچنین، بیوتیت‏‌های پراکنده (کمتر از 1 درصدحجمی) در زمینة ویتروفیری (شکل 2- C) را نام برد.



شکل 2. A) نمایی از بازالت‏‌های محدودة کهدلان در صحرا؛ B) بازالت کهدلان در در نمونة دستی؛ C) بافت پورفیریتیک در زمینة ویتروفیری در بازالت کهدلان در تصویر میکروسکوپی.

Figure 2. A) A field view of basalts from the Kahdelan area; B) Kahdelan basalt in hand specimen; C) the porphyritic texture and vitrophyric groundmass in the Kahdelan basalt in the Photomicrograph image.




آندزی‏‌بازالت‏‌های کهدلان در صحرا و نمونة دستی، ظاهری وزیکولار و پورفیریتیک (تا 60 درصدحجمی فنوکریست‏‌های تیره) نشان می‌دهند (شکل‏‌های 3- A و 3- B) و نمای نادگرسان تا با دگرسانی بالا همراه با رگچه‏‌های فراوان کلسیتی نشان می‌دهند. در بررسی‏‌های میکروسکوپی، بافت‏‌های پورفیریتیک و پویی‌کیلیتیک (شکل‏‌های 3- C و 3- D) و اینترسرتال (شکل 3- C) دیده می‏‌شوند. بافت کرونا بافت فرعی در برخی نمونه‏‌های آندزی‏‌بازالتی است (شکل 3- D). پلاژیوکلاز (بیشتر آنها درشت‌بلور، با بافت غربالی، خرد‏‌شده و ماکل پلی‏‌سینتتیک هستند) (نزدیک به 65 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (نزدیک به 15 درصدحجمی) و بیوتیت (نزدیک به 10 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. الیوین‏‌های بی‏‌شکل (گاه در حال ایدنگزیتی‌شدن) (کمتر از 5 درصدحجمی) و کانی‏‌های کدر به شکل‏‌های گوناگون (شکل‏‌دار و بی‏‌شکل و در حال اکسیدشدن) (کمتر از 5 درصدحجمی) از کانی‏‌های فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. زمینة آندزی‏‌بازالت‏‌ها ویتروفیری (شکل 3- C) و میکرولیتی (شکل 3- D) است.


آندزیت‏‌های کهدلان در صحرا و نمونة دستی (شکل‏‌های 4- A و 4- B)، تیره رنگ، پورفیریتیک و وزیکولار هستند و نمای نادگرسان تا با دگرسانی بالا و رگچه‏‌های کلسیت و گاه سیلیس دارند. در بررسی‏‌های میکروسکوپی، پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده یا با ماکل پلی‏‌سینتتیک (نزدیک به 70 درصدحجمی) به‌همراه پیروکسن‏‌های بسیار خردشده (نزدیک به 20 درصدحجمی) در زمینة میکرولیتی (شکل 4- C) از فنوکریست‏‌های‏‌ اصلی آن‏‌ها به‌شمار می‌روند. بافت آندزیت‏‌ها، پورفیریتیک و پویکیلیتیک (شکل 4- C) و کانی‏‌های فرعی شامل الیوین با حاشیه ایندنگزیتی‏‌شده (کمتر از 5 درصدحجمی) و همچنین، کانی‏‌های کدر شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل پراکنده (کمتر از 5 درصدحجمی) در زمینة میکرولیتی (شکل 4- C) دیده می‏‌شوند.


تراکیت‏‌های کهدلان در صحرا و نمونة دستی عموماً ظاهری محکم دارند و با ظاهری وزیکولار، گاه با رگه و رگچه‏‌های ظریف کلسیت دیده می‌شوند (شکل‏‌های 5- A و 5- B). بیشتر تراکیت‏‌های دیده‏‌شده در اطراف توده‏‌های آذرین درونی سینیت تا کوارتز سینیت و همچنین، در کنار آندزیت و بازالت‏‌ها دیده شدند. در بررسی‏‌های میکروسکوپی، آلکالی‏‌فلدسپار (نزدیک به 60 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز در شکل‏‌های گوناگون مانند غربالی، دگرسان‏‌شده و با درز و شکاف فراوان و کلسیتی‏‌شده (نزدیک به 10 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 10 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی سازندة تراکیت‏‌ها هستند. کانی‏‌های کدر (حداکثر تا 10 درصدحجمی)، اپیدوت (حداکثر تا 5 درصدحجمی) و آمفیبول (حداکثر تا 5 درصدحجمی) نیز از کانی‏‌های فرعی آنها به‌شمار می‌روند. بافت تراکیت‏‌ها پورفیری و تراکیتی در زمینه‏‌ای از میکرولیت‏‌های آلکالی‏‌فلدسپار است. این تراکیت‏‌ها دگرسانی‏‌های کلسیتی و سریسیتی نشان می‏‌دهند (شکل‏‌های 5- C و 5- D).



شکل 3. A) نمایی از آندزی‏‌بازالت محدودة کهدلان در صحرا؛ B) در نمونة دستی با ظاهر پورفیریتیک و وزیکولار؛ C) تصویر میکروسکوپی از فنوکریست درشت الیوین در تماس با پیروکسن که با بافت پویی‌کیلیتیک (دایرة قرمز) (با حضور بیوتیت، پلاژیوکلاز و کانی کدر)، پورفیریتیک و اینترسرتال در نمونة آندزی‌بازالت کهدلان؛ D) فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و پیروکسن با حاشیة دگرسان‏‌شده به‏‌صورت بافت کرونا (دایرة قرمز)، پویی‌کیلیتیک (با حضور کلریت و کانی‏‌های کدر شکل‏‌دار و نیمه‌شکل‏‌دار) و پورفیریتیک در زمینه‌ای میکرولیتی.

Figure 3. A) A field view of Kahdelan basaltic andesite; A) A hand specimen of basaltic andesites from Kahdelan with porphyritic and vesicular appearance; C) Photomicrograph of a coarse olivine phenocryst in contact with a pyroxene with poikilitic texture (the red circle) (characterized by the presence of biotite, plagioclase, and opaque mineral), besides porphyritic and intersertal textures in a basaltic andesite sample; D) Plagioclase and pyroxene phenocrysts with altered margins as corona (red circle) and poikilitic (with the presence of chlorite and euhedral and subhedral opaque minerals) and porphyritic texture in a microlithic groundmass.



شکل 4. A) نمایی از آندزیت‏‌های محدودة کهدلان در صحرا؛ B) در نمونة دستی؛ C) بافت پورفیریتیک و پویکیلیتیک در زمینه‌ای میکرولیتی.

Figure 4. A) A field view of Kahdelan andesite; B) A hand specimen of Kahdelan andesites; C) Photomicrograph of Kahdelan andesite sample with porphyritic and poikilitic textures in a microlithic groundmass.


شکل 5. A) نمایی از تراکیت‏‌های محدودة کهدلان در صحرا؛ B) در نمونة دستی با بافت وزیکولار؛ C) آلکالی‏‌فلدسپار به همراه کانی‏‌های کدر و بیوتیت‏‌های ریزدانه و پراکنده، یک رگچة کلسیتی و یک رگچة سریسیتی در تراکیت؛ D) آمفیبول دگرسان‏‌شده در تراکیت کهدلان (Vug: حفره).

Figure 5. A,) A field view of Kahdelan trachyte; B) A hand specimen of Kahdelan trachyte with vesicular appearance; C) Photomicrograph of Kahdelan trachyte sample with opaque minerals, fine-grained and scattered biotites, a calcite veinlet, and a sericite veinlet; D) An altered amphibole in the Kahdelan trachyte.




کوارتز سینیت

کوارتز سینیت‏‌های کهدلان، در صحرا و نمونة دستی به رنگ روشن با کانی‏‌های کدر فراوان دیده می‌شوند و شدت دگرسانی در آنها از کم تا بسیار در نوسان است. همچنین، آثار اکسیدهای آهن مانند هماتیت و گوتیت و آثار فراوانی از نئوتسایت در سطح آنها دیده می‏‌شوند. رگچه‏‌های اکسید آهن در صحرا و نمونة دستی و مقاطع نازک به‏‌خوبی دیده می‏‌شوند. در نمونة R.129، رگچة کانه‏‌دار با کانه‏‌های ثانویه مس در همراهی با رگة کلسیت و باریت دیده می‏‌شود (شکل‏‌های 6- A و 6- B).




شکل 6. A) نمای سینیت و کوارتز سینیت؛ (B) کوارتز سینیت با کانه‏‌زایی مس (نمونة شمارة R.129)؛ (C) سینیت با کلسیت و باریت (نمونة شمارة R.130) (Brt: باریت؛ Cal: کلسیت).

Figure 6. A) A field view of Kahdelan syenites and quartz syenites; B) Quartz syenites with mineralization (Sample R.129); C) Syenite with calcite and barite and without mineralization (Sample R.130).



در بررسی‏‌های میکروسکوپی، آلکالی‏‌فلدسپارهای سالم تا دگرسان‌شده (نزدیک به 70 درصدحجمی) و کوارتزهای پلی‏‌کریستالین (به‏‌خصوص در حاشیة رگچه‏‌ها) تا بلوری (نزدیک به 20 تا 30 درصدحجمی)‌ از کانی‏‌های اصلیِ سازندة کوارتز سینیت‏‌ها هستند. در برخی نمونه‏‌ها، کانی‏‌های کدر (نزدیک به 10 درصدحجمی) با حاشیه اکسید آهن و بیوتیت (کمتر از 1 درصدحجمی) از کانی‏‌های فرعی به‌شمار می‌روند. بافت‌های گرانولار، گلومروپورفیری، رگچه‏‌های برشی همراه با کانی‏‌های کدر و رگه- رگچه‏‌ای به‌همراه بلورهای کلسیت و باریت از بافت‌های کوارتز سینیت‏‌ها هستند. دگرسانی کربناتی به‏‌صورت رگچه‏‌های کلسیتی و کمتر به‏‌صورت کربناتی‏‌شدن به‌همراه دگرسانی سیلیسی‏‌شدن از دگرسانی‏‌های غالب در کوارتز سینیت‏‌ها به‌شمار می‌روند. اکسیدآهن در همة کوارتز سینیت‏‌ها به‏‌صورت فراگیر دیده می‏‌شود (شکل‏‌های 7- A و 7- B).



شکل 7. مقطع نازک از کوارتز سینیت. A) رگة کانه‏‌دار به‏‌همراه کلسیت در بالای رگه و بلورهای ریز کوارتز در پایین رگه؛ B) بلورهای کشیدة آلکالی فلدسپار، کوارتز، کانی‏‌های پراکندة کدر و اکسید آهن در کوارتز سینیت.

Figure 7. Photomicrographs of quartz syenite. A) A mineralized vein, calcite upon the vein, and fine grained quartz beneath the vein; B) Alkali feldspar, quartz, opaque minerals, and iron oxide in the quartz syenite.



برپایة بررسی‏‌های مقاطع صیقلی و نازک-صیقلی، کانه‏‌های اولیة اصلی در محدودة کهدلان شامل کالکوپیریت، بورنیت و مگنتیت و کانه‏‌های ثانویه شامل کالکوسیت، کوولیت، مالاکیت و هماتیت هستند که به‏‌صورت بخشی تا کامل جانشین کانه‏‌های اولیه شده‏‌اند (شکل‏‌های 8- A و 8- B). بخش عمدة مگنتیت‏‌ها مارتیتی شده‏‌اند (شکل 8- C) هستند. از بافت‏‌های رایج در بخش‏‌های کانه‏‌دار می‏‌توان پراکنده‏‌دانه و افشان، پرکنندة فضای خالی، جانشینی و برشی را نام برد.

کانه‏‌زایی مس دیده‏‌شده در محدودة کهدلان، در کوارتز سینیت‏‌ها و همچنین، تراکیت‏‌های اطراف آن‏‌ها رخ‏‌داده است و در رگچه‏‌های کانه‏‌دار کوارتز سینیت‏‌ها، تا حداکثر 230534 ppm (برابربا 05/23درصدحجمی) مس نیز مشاهده شد. در این کوارتز سینیت‏‌ها غنی‏‌شدگی رخ‏‌داده‏‌است که عمده‏‌ترین پیامد هوازدگی به‌شمار می‌رود و به‌علت نفوذ آب‏‌های جوی پایین‏‌رو درون واحدهای آذرین کانه‏‌دار تا سطح آب زیرزمینی رخ می‏‌دهد (Robb, 2005). غنی‏‌شدگی سولفیدی سوپرژن نقش مهمی در اقتصادی‌شدن کانسارهای مس پورفیری دارد و می‌تواند عیار و تناژ قابل‏‌قبولی را فراهم کند (Titley, 1982).

واکنش میان مس در محلول‏‌های سوپرژن فرورو با سولفیدها باعث ته‏‌نشست کالکوسیت می‌شود و در ادامه کالکوسیت نیز با کوولیت جایگزین می‏‌شود. در محدودة کهدلان، این محلول‏‌های فرورو بخش عمدة پیریت‏‌ها را شسته‌اند و اکسید و هیدروکسیدهای آهن را به‌همراه مقادیر متفاوت مالاکیت و نئوتسایت برجای گذاشته‏‌اند. باتوجه‏‌به شواهدی مانند مارتیتی‏‌شدن، حضور هماتیت (شکل 8- C) و سولفات (شکل 6- C) و نبود پیروتیت، این توده‏‌های آذرین درونی از تیپ I هستند (Shahabpour, 2008).


توده‏‌های سینیتی محدودة کهدلان در صحرا و نمونة دستی، با رنگ روشن (شکل‏‌های 9- A و 6- C) و بلورهای درشت آلکالی‏‌فلدسپار و همچنین، دانه‏‌های کدر ریز و پراکنده دیده می‏‌شوند (شکل 9- B). در بررسی‏‌های میکروسکوپی کانی اصلی سینیت‏‌ها آلکالی‏‌فلدسپار با ماکل کارلسباد (نزدیک به 90 درصدحجمی) است (شکل 9- C). کانی‏‌های فرعی شامل کانی‏‌های کدر شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل با آثار اکسید آهن (نزدیک به 5 درصدحجمی)، کوارتز (کمتر از 1 درصدحجمی) و مقدارهای اندکی از پلاژیوکلاز یا قالب‏‌های بجامانده‌ای از پلاژیوکلاز و مقدارهای اندکی از بیوتیت و کلریت (روی‌هم‌رفته کمتر از 5 درصدحجمی) نیز دیده شدند. در سینیت‏‌ها می‌توان دگرسانی کربناتی را شناسایی کرد.




شکل 8. نمایی از مقاطع صیقلی کوارتز سینیت. A) کالکوپیریت و بورنیت که توسط کالکوسیت جانشین شده‏‌اند؛ B) کالکوسیت، بورنیت و کوولیت؛ C) مارتیتی‌شدن مگنتیت در کوارتز سینیت.

Figure 8. Photomicrograph of polished sections of quartz syenite; A) Chalcopyrite and bornite replaced by chalcocite; B) Chalcocite, bornite, and covellite; C) Martitization of magnetite in quartz syenite.


شکل 9. A) نمایی از سینیت‏‌های شمال محدودة کهدلان با ظاهری محکم و صخره‏‌ساز؛ B) بلورهای آلکالی‏‌فلدسپار در نمونة دستی سینیت؛ C) بلورهای آلکالی‏‌فلدسپار دگرسان‏‌شده به‌همراه آثار اکسید آهن.

Figure 9. A) Field outcrop of syenites from the Kahdelan with blocky appearance; B) Alkali feldspar in the hand specimen of a syenite; C) Altered alkali feldspar crystals with iron oxide.





مونزوسینیت‏‌های کهدلان، در صحرا و نمونة دستی، با رنگ خاکستری (شکل‏‌های 10- A و 10- B) به‌همراه کانی‏‌های کدر، آثار اکسیدهای آهن و تجمعات آلکالی‏‌فلدسپار (شکل 10- B) شناسایی می‌شوند. در بررسی‏‌های میکروسکوپی کانی‏‌های اصلی مونزوسینیت‏‌های کهدلان شامل آلکالی‏‌فلدسپار (با اندازه‌های گوناگون تا نزدیک به 65 درصدحجمی)، پلاژیوکلازهای دگرسان‏‌شده با ماکل پلی‌سینتتیک یا ظاهر غربالی (نزدیک به 10 درصدحجمی) و بیوتیت (نزدیک به 10درصدحجمی)،‏‌ است. کانی‏‌های فرعی مونزوسینیت‏‌ها شامل کانی‏‌های کدر نیمه‌شکل‏‌دار (نزدیک به 5 درصدحجمی)، پیروکسن‏‌های ریز و پراکنده (کمتر از 5 درصدحجمی)، اپیدوت، بیوتیت و آمفیبول (روی‌هم‌رفته کمتر از 5 درصدحجمی) هستند. بافت این سنگ‏‌ها گلومروپورفیری و پویی‌کیلیتیک است (شکل 10- C). دگرسانی‏‌های مونزوسینیت‏‌ها شامل سریسیتی و کلسیتی هستند که به‏ویژه در پیرامون کانی‏‌های کدر دیده می‌شوند.



شکل 10. A) نمایی از مونزوسینیت‏‌های محدودة مورد بررسی در صحرا. B) آثار اکسیدهای آهن در سطح شکسته‏‌شدۀ یک مونزوسینیت؛ C) بلور آمفیبول در بین آلکالی‏‌فلدسپارهای درشت و دگرسان‏‌شده، بیوتیت و کانی‏‌های کدر.

Figure 10. A) Field outcrop of monzosyenite from the study area. B) Iron oxide traces on the broken surface of a monzosyenite; C) Amphibole crystal among coarse and altered alkali feldspars, biotite, and opaque minerals.




الف) زمین‏‌شیمی سنگ کل (عنصرهای اصلی و فرعی)

برپایة داده‏‌های به‏‌دست آمده از تجزیة اکسیدهای اصلی و فرعی سنگ‏‌های آتشفشانی کهدلان به روش XRF، مقدار SiO2 در این سنگ‌ها برابربا 48 تا 56 درصدوزنی است (جدول 1). برای نام‏‌گذاری این سنگ‏‌ها از نمودار پیشنهادی میدلموست (Middlemost, 1994) بهره‏‌گرفته‏‌شد. این نمودار برپایة مجموع آلکالی در برابر سیلیس طراحی شده‏‌ است. در این نمودار، سنگ‏‌های آتشفشانی کهدلان در محدودة بازالت تا تراکی‏‌بازالت، آندزی‏‌بازالت و تراکیت تا تفری‏‌فنولیت جای می‏‌گیرند (شکل 11- A). در نمودار SiO2 در برابر K2O که پسریلو و تیلر (Peccerillo and Taylor, 1976) آن را پیشنهاد کرده‌اند، سنگ‏‌های آتشفشانی محدودة کهدلان، پتاسیم کمابیش بالایی نشان می‌دهند و در محدودة سری‏‌های کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی جای می‏‌گیرند (شکل 11- B).

داده‏‌های به‏‌دست‏‌آمده از تجزیة اکسیدهای اصلی و فرعی سنگ‏‌های درونی کهدلان برپایة روش XRF، مقدار SiO2 را 53 تا 57 درصدوزنی نشان می‏‌دهد (جدول 2). برای نام‏‌گذاری این سنگ‏‌ها از نمودار پیشنهادی کاکس و همکاران (Cox et al., 1979) بهره گرفته شد که با به‏‌کارگیری نسبت SiO2 در برابر مجموع Na2O +K2O طراحی شده‏‌است و برپایة این نمودار، سنگ‏‌های درونی کهدلان در محدودة سینیت جانمایی شدند (شکل 12).





شکل 11. نمودارهای اکسیدهای اصلی برای نام‏‌گذاری و تعیین سری‏‌های ماگمایی سنگ‏‌های آذرین بیرونی کهدلان. A) نمودار TAS (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار SiO2-K2O (Peccerillo and Tylor, 1976).

Figure 11. Major elements oxides diagrams for naming and determining magmatic series of the volcanic rocks of Kahdelan. A) TAS diagram (Middlemost, 1994); B) SiO2-K2O diagram (Peccerillo and Tylor, 1976).



شکل 12. نمودار اکسیدهای اصلی سنگ‏‌های درونی کهدلان در نمودار SiO2 در برابر مجموع Na2O +K2O (Cox et al., 1979).

Figure 12. Major elements oxides diagram of plutonic rocks from Kahdelan in total alkalis versus SiO2 diagram (Cox et al., 1979).

ب) زمین‏‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر

گرانیتوییدها برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی به دو دستة ایلمنیتی (در محیط‏‌های کششی) و مگنتیتی (در محیط‏‌های فشارشی) (Ishihara, 1981) و همچنین، تیپ I و تیپ S (White and Chappell, 1977) دسته‏‌بندی می‏‌شوند که ماگماهای تیپ I با سرشت کالک‏‌آلکالن، توان کانه‏‌زایی بالایی برای فلزات پایه و سری مگنتیتی، توان کانه‏‌زایی سولفیدی دارند (Shahabpour, 2008; Pirajno, 2009). در این بخش با کمک فاکتورهای زمین‏‌شیمیایی، توان کانه‏‌زایی مس در ارتباط با توده‏‌های آذرین درونی محدودة کهدلان ارزیابی می‏‌شود.

برپایة تجزیة زمین‏‌شیمیایی عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی نادر توده‏‌های آذرین درونی (پیوست 1)، محیط زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها، در نمودار سه‌تایی Hf-Rb/30-3Ta (شکل 13- A) در سیستم‏‌های کمانی و سیستم‏‌های فرورانش[4] جای می‏‌گیرند که نشان‏‌دهندة گرانیت‏‌های نوع I است (Karimpour, 2009). در نمودار دو‌تایی Y+Nb دربرابر Rb برای تعیین موقعیت زمین‏‌ساختی (شکل 13- B)، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودة گرانیتوییدهای پهنة آتشفشانی (VAG) جای می‏‌گیرند که نشان‏‌دهندة پهنة فرورانش و گرانیتوییدهای نوع I با طبیعت متاآلومین و کالک‏‌آلکالن است (Karimpour, 2009). در نمودار تعیین موقعیت زمین‏‌ساختی Ta دربرابر Th (شکل 13- C)، بیشتر نمونه‏‌ها در حاشیه‏‌های فعال قاره‏‌ای جای گرفته‏‌اند. با توجه به هدم مشاهدة لویسیت، می‏‌توان گفت این سنگ‏‌ها حاصل فرورانش جزیره‏‌های کمانی هستند (Middlemost, 1985).

برپایة شواهد موجود، پلوتونیسم در این محدوده به‌صورت کمانی و مرتبط با کمان‏‌های پسا‏‌برخوردی بوده است. به باور قربانی (Ghorbani, 2007)، سینیت‏‌های معمولی بزقوش نشان‏‌دهندة خم‏‌شدن پلوم گوشته‏‌ای و فوران سنگ‏‌های آلکالن هستند. به باور قربانی و رسولی (Ghorbani and Rasouli, 2012) سنگ‏‌های با پتاسیم بالا حاصل ذوب‌بخشی سنگ‏‌های غنی از پتاسیم و دیگر عنصرهای ناسازگار هستند. همچنین، در برخی بخش‌های گوشته تمرکز اندکی از عنصرهای ناسازگار دیده می‏‌شود؛ اما درهرحال نقش سنگ مادر سازندة این سنگ‏‌ها نیز اهمیت دارد.



شکل 13. تعیین موقعیت زمین‏‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های آذرین درونی کهدلان. A) نمودار سه‏‌تایی Hf-Rb/30-3Ta (عنصرها برپایة ppm) (Harris et al., 1986)؛ B) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (عنصرها برپایة ppm) (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Ta دربرابر Th (عنصرها برپایة ppm) (Gorton and Schandl, 2002).

Figure 13. Tectonomagmatic setting of the Kahdelan plutonic rocks. A) Hf-Rb/30-3Ta ternary diagram (in ppm) (Harris et al., 1986); B) Y+Nb versus Rb diagram (in ppm) (Pearce et al., 1984); C) Ta versus Th diagram (in ppm) (Gorton and Schandl, 2002).




الگوی پراکندگی عنصرهای فرعی و کمیاب که نسبت به گوشته اولیه بهنجار شده‏‌اند (McDonough and Sun, 1995)، در شکل 14- A دیده می‏‌شود. تهی‏‌شدگی تیتانیم به دلیل پایین بودن فوگاسیتة اکسیژن در پهنه‏‌های فرورانش دیده می‏‌شود. غنی‏‌شدگی Pb به همراه U، می‏‌تواند نشان‏‌دهندة نقش پوسته در پتروژنز این سنگ‏‌ها باشد (Ghorbani and Rasouli, 2012). تهی‏‌شدگی P می‏‌تواند پیامد تبلور آپاتیت از ماگمای مادر باشد (Pearce and Parkinson, 1993).



شکل 14. A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).

Figure 14. A) Primitive mantle-normalized spider diagram (McDonough and Sun, 1995); B) Chondrite-normalized rare earth elements diagram (Boynton, 1984).



در شکل 14- B، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی نادر آورده ‏‌شده ‏‌است. غنی‏‌شدگی در LREE که با شیب بسیار به HREE می‏‌رسد چه‌بسا گویای ذوب‌بخشی اندک یا جدایش کانی‏‌های HREEدار در مراحل نخست تبلور ماگما، وجود کانی‏‌های اسپینل، گارنت یا هورنبلند در سنگ خاستگاه (Rollinson, 1993) و یا آلایش ماگما با مواد پوسته ای است (Almeida et al., 2007). آنومالی منفی Eu نشان‏‌دهندة حذف مقادیری از Eu2+ از نمونه‏‌ها و نشان‏‌دهندة احیایی‌بودن ماگما است. سرعت افت شیب نمودار و نزدیک‌تربودن عنصرهای LREE و دوربودن عنصرهای HREE به یکدیگر همانند کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه – نایین – جیرفت (Karimpour et al., 2021) هستند.

ازآنجایی‌که سیستم‏‌های مس پورفیری در پی تزریق ماگماهای اکسیدانِ غنی از گوگرد و فلز ر خ می‏‌دهند (Sillitoe, 2010)، نسبت‌های Eu/Eu* و (La/Yb)n (پیوست 1) به‌کار برده ‏‌شدند. این مقدارها در ارزیابی احیایی یا اکسیدان‌بودن ماگمای سازندة گرانیتوییدها و بررسی نسبت حدودی تغییر ژرفا کاربرد دارند (شکل 15).

برپایة بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، نسبت Eu/Eu* در کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت (Karimpour et al., 2021) از 82/0 تا 3/1 (میانگین: 2/1) است که برپایة داده‌های زراسوندی و همکاران (Zarasvandi et al., 2015) این محدوده از کانسارهای بارور پهنة ارومیه- دختر، با نسبت Eu/Eu* برابر با 45/0 تا 67/1 است. نسبت Eu/Eu* در توده‏‌های نابارور مقداری از 43/0 تا 1 (میانگین: 65/0) را نشان می‏‌دهد. در محدودة کهدلان این نسبت برابربا 32/0 تا 65/2 با میانگین 8/0 است که محدوده‏‌ای وسیع‏‌تر و بالاتر از کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت و ارومیه- دختر را نشان‏‌ می‌دهد و به توده‏‌های نابارور نزدیک‏‌تر است.

نسبت (La/Yb)n در کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت برابربا 15 تا 38 و در توده‏‌های نابارور برابربا 2 تا 14 (و اغلب زیر 10) است (Karimpour et al., 2021). این نسبت برای سنگ‏‌های آذرین درونی کهدلان، برابربا 05/4 تا 17/23 (میانگین: 42/18) است.

برپایة نمودار Eu/Eu* دربرابر (La/Yb)n (شکل 15) نمونه‏‌ها بیشتر در بخش احیایی و بدون کانه‏‌زایی جای می‏‌گیرند. ژرفای ماگما در توده‏‌های آذرین درونی کهدلان بین مناطق نابارور و بارور است؛ اما تراکم نمونه‏‌ها در بخش احیایی با ژرفای متوسط (منطبق با آنومالی منفی Eu2+ در نمودار عنکبوتی‌شکل؛ شکل‏‌های 14- A و 14- B) بیشتر است.


شکل 15. نمودار Eu/Eu* در برابر (La/Yb)n برای تفکیک شرایط اکسایش در سنگ‏‌های درونی کهدلان (Karimpour et al., 2021).

Figure 15. Eu/Eu* versus (La/Yb)n diagram, demonstrating the oxidation state of plutonic rocks of Kahdelan (Karimpour et al., 2021).


در نمودار SiO2-K2O (Peccerillo and Tylor, 1976)، سنگ‏‌های آذرین درونی و آتشفشانی کهدلان در منطقه کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی جای می‏‌گیرند (شکل 16) و با گرانیتوییدهای بارور میوسن متفاوت هستند. تفاوت اصلی در نمونه‏‌های محدودة کهدلان و کانسارهای مس پهنة ماگمایی ساوه – نایین- جیرفت (Karimpour et al., 2021)، بالابودن آلکالینیتة سنگ‏‌های آذرین درونی و کم‌بودن SiO2 در سنگ‏‌های کهدلان است که برابربا 48 تا 57 درصدوزنی است و به‌روشنی از کانسارهای مس کمتر است.

برپایه نمودار نسبت‏‌های مولی A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1943) که نشان‏‌دهندة وضعیت اشباع‏‌شدگی آلومین است (شکل 17؛ جدول 2) سنگ‏‌های درونی کهدلان در محدودة متاآلومین تا پرآلومین جای می‏‌گیرند. ادغام این نمودار با محدوده‏‌های کانسارهای فلزی گوناگون (Meinert, 1995; Omidianfar et al., 2020) نشان می‏‌دهد در کهدلان احتمال رخداد کانی‏‌زایی مس وجود دارد.



شکل 16. نمودار SiO2-K2O (Peccerillo and Tylor, 1976) برای سنگ‏‌های آذرین درونی و آتشفشانی در کهدلان در مقایسه با کانسارهای نابارور و بارور پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت (SNJMB) (Karimpour et al., 2021).

Figure 16. SiO2-K2O diagram (Peccerillo and Tylor, 1976) for plutonic and volcanic rocks from Kahdelan in comparison with porphyry-bearing and barren granitoids in SNJMB (Saveh-Naein-Jiroft Magmatic Belt) (Karimpour et al., 2021).



شکل 17. تعیین وضعیت اشباع‏‌شدگی آلومین در سنگ‏‌های درونی کهدلان در نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) (محدوده‏‌های کانسارهای فلزی برگرفته از: Meinert (1995); Omidianfar et al. (2020)).

Figure 17. Determination of alumina saturation state in the plutonic rocks of Kahdalan in A/CNK versus A/NK diagram (Shand, 1943) (ranges of metal ore deposits from: Meinert (1995); Omidianfar et al. (2020)).


گرانیتوییدهای محدودة کهدلان با ترکیب کوارتز سینیت، سینیت و مونزوسینیت و سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی، درون سنگ‏‌های آتشفشانی با ترکیب بازالت، آندزی‏‌بازالت، آندزیت و تراکیت نفوذ کرده‌اند و رخداد دگرسانی‏‌های شدید و گسترده‌ای را در این محدوده در پی داشته‏‌اند. کوارتز سینیت‏‌ها میزبان اصلی کانه‏‌زایی هستند و دچار غنی‏‌شدگی سوپرژن شده‏‌اند که با حضور قالب پیریت‏‌های شسته‌شده و حضور وسیع انواع اکسیدهای آهن تأیید می‏‌شود. در بررسی‏‌های کانه‏‌نگاری، بخش بزرگی از کانه‏‌های اولیة اصلی شامل کالکوپیریت و بورنیت، با کانی‏‌های ثانویه مس شامل کالکوسیت، کوولیت و مالاکیت جانشین ‏‌شده‌اند و مگنتیت‏‌ها نیز در حال مارتیتی‏‌شدن هستند.

نمودار مقادیر Eu/Eu* دربرابر (La/Yb)n نشان‏‌دهندة احیایی‏‌بودن و دیگر شواهد موجود، گویای طبیعت I و مگنتیتی‌بودن این گرانیتوییدها است. شواهدی مانند وجود استوک‏‌های کوچک، همراهی توده‌های پلوتونیک‏‌ محدوده با سنگ‏‌های آذرین، تنوع ترکیب سنگ‏‌های محدوده، حضور بسیار بیشتر مگنتیت در مقایسه با دیگر کانی‏‌های تیرة اکسیدی، حضور هماتیت و سولفات، مارتیتی‌شدن مگنتیت‏‌ها به‌همراه عدم حضور پیروتیت و زیرکن و عدم همراهی با سنگ‏‌های دگرگونی ناحیه‏‏‌ای گواهی بر این ادعا هستند. همچنین، نمودارهای موقعیت زمین‏‌ساختی، گویای گرانیتوییدهای سیستم‏‌های کمانی و سیستم‏‌های فرورانش حاشیه‏‌قاره هستند که از شواهد تیپ I هستند.

ویژگی یادشده همراه با بررسی‏‌های صحرایی، بررسی نمودارهای مرتبط با باروری توده‏‌های آذرین درونی و همچنین، عیار مس در رگچه‏‌ها که تا 230534 ppm می‏‌رسد، گویای حضور احتمالی کانی‏‌سازی مس در این منطقه هستند. ازاین‏‌رو، بررسی توان کانه‏‌زایی در این گرانیتوییدها اهمیت ویژه‏‌ای دارد.


نگارندگان این مقاله از مدیریت بخش اکتشاف شرکت تهیه و تولید مواد معدنی کشور و مدیریت آزمایشگاه‏‌های مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران برای فراهم‏‌کردن تجزیة شیمی نمونه‏‌ها صمیمانه سپاس‏‌گزاری می‏‌کنند.


[1] X-Ray Fluorescence

[2] Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry

[3] Censored data

[4] Arc systems

Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in Central portion of Guyana Shield. Precambrian Research, 155(2), 69-97.
Arabshahi, A. H., Fadavinia, S., Yarveisi, S. and Seidi, M. (2015) Geology Map of Kahdelan Exploration Area 1:9000, 2-9202, Kavoshgaran Consulting Engineers, Tehran, IRI.
Asadian, O., Amini-fazl, A., Khodabandeh, A. and Emami, M. H. (1993) Explanatory text of Qarachaman-Torkamanchay, Geological Quadrangle Map 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.
Babakhani, A. R. (1981) Petrography and Geochemistry of the North Azerbaijan Nepheline syenites and Phonolites. M.Sc. Thesis. Tehran University, Tehran, IRI (in Persian).
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies. Developments in Geochemistry, Elsevier, New York, 2, 63-114.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks, Chapman & Hall, London.
Ghorbani, M. (2002) Alteration of the northwestern region of Iran. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Ghorbani, M. (2007) Economic Geology of mineral and natural resources of Iran. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Ghorbani, M. and Rasouli, J. (2012) Advanced petrography and petrogenesis of igneous rocks. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Gorton, M. P. and Schandl. E. S. (2002) From Continents to Island Arc. A Geochemical Index of Tectonic Setting for Arc Related and within Plate Felsic to Intermediate Volcanic Rocks. The Canadian Mineralogist, 38, 1065-1073.
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society London, Special Publications, 19: 67-81.
Homam, S. M. (2005) Igneous Petrology, Arsalan Publications, Mashhad, 138-141 (in Persian).
Hosseini, S. A., Eftekhari Mahabadi, S. and Asghari, O. (2015) The Comparison of Appropriate Methods in Imputation of The Censored Values in the Geochemical Datasets. Analytical and Numerical Methods in Mining Engineering, 5(9), 63-72 (in Persian).
Ishihara, S. (1981) The granitoid series and mineralization. Economic Geology Anniversary, 75, 458-484.
Karimpour, M. H. (2009) Geochemistry, Petrology and Magmatic Ore Deposits, Ferdowsi University of Mashhad Publication, Mashhad, IRI (in Persian).
Karimpour, M. H., Rezaei, M., Zarasvandi, A. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2021) Saveh-Nain-Jiroft Magmatic Belt replaces Urumieh-Dokhtar Magmatic Belt: Investigation of genetic relationship between porphyry copper deposits and adakitic and non-adakitic granitoids. Journal of Economic Geology, 13(3), 465-506 (In Persian).
Lotfi, M., Alavi Tehrani, N., Bordet, P., Haghipour, A., Sabzehei, M., Behroozi, A., Lescuyer, J., Riou, R. and Amidi, M. (1978) Explanatory text of Mianeh, Geological Quadrangle Map 1:250.000. Geological Survey of Iran, Tehran., IR Iran.
Maghsoudi, A., Rahmani, M. and Rashidi, B. (2005) Gold Deposits and Indications of Iran. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Maghsoudi, A. (2011) Geochemical Studies on Gold and Copper mineralization in North of Sarab. Ph.D. Thesis, Shahid Beheshti University, IRI (in Persian).
Maghsoudi, A., Yazdi, M., Mehrpartou, M., Vosoughi, M. and Younesi, S. (2012a) Porphyry Cu-Au mineralization in the Mirkuh Ali Mirza Magmatic Complex, NW Iran. Journal of Asian Earth sciences, 79, 932-941.
Maghsoudi, A., Yazdi, M., Mehrpartou, M. and Vosoughi, M. (2012b) Geochemical and fluid inclusions data of low sulfidation Au-mineralization in the Mirkuh Ali Mirza area, Sarab. Journal of Iran Earth Sciences, 22(83), 125-140.
McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology, 120(3–4), 223-253.
Mehrnia, S. R. (2004) Generation of gold, copper and related compounds in connection with Middle Cenozoic magmatism (East Azerbaijan). Ph.D. Thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, IRI (In Persian).
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.
Merikhi-Shahrivar, L. (2008) Geochemical exploration and economic geology on kighal ore deposit (NW Ahar). M.Sc. Thesis, Islamic Azad University, North Tehran Branch, Tehran, IRI (in Persian).
Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and Magmatic Rocks, An Introduction to Igneous Petrology. Addison-Wesley Longman Ltd.
Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37, 215-224.
Mohammadi, B. and Mehrpartou, M. (2008) Investigation and introduction of porphyry gold and copper indices in Arasbaran area. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI (in Persian).
Omidianfar, S., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2020) 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). Petrological Journal, 11(2), 19-36.
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. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic Processes and Plate Tectonics (Eds. Prichard, H. M., Alabaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) Special Publications 76: 373-403. Geological Society, London.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene Calc-Alkaline Volcanic Rocks from the Kastamonu Area, Northern Turkey, Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81.
Pirajno, F. (2009) Hydrothermal processes and mineral systems. Springer, Perth.
Pour Mohammad Gholi Farzaneh, A. A. (2016) Petrography and Petrology of potassic and ultrapoassic lavas of north of Benaravan‚ Bozgosh Mountains, NW Iran. M.Sc. Thesis, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, IRI (in Persian).
Pracejus, B. (2008) The Ore Minerals Under the Microscope; An Optical Guide, Elsevier.
Richards, J. P. and Sholeh, A. (2016) The Tethyan Tectonic History and Cu-Au Metallogeny of Iran. Society of Economic Geologists, Special Publication, 19, 193-212. 
Robb, L. J. (2005) Introduction to Ore-forming Processes, Blackwell Publishing, Malden.
Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Routledge, London.
Shahabpour, J. (2008) Economic Geology. Shahid Bahonar University of Kerman Publication, Kerman, IRI (in Persian).
Shahriyar, V. (2005) Petrology and petrography studies of Bozqush intrusion mass (south of Sarab). M.Sc. Thesis, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, IRI (In Persian).
Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. Wiley, London.
Sillitoe, R. H. (2010) Porphyry Copper Systems. Economic Geology, 105, 3–41.
Streckeisen, A. L. (1976) To each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews, 12, 1-33.
Streckeisen, A. L. (1978) Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites, and melilitic rocks. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen, 134, 1-14.
Titley, S. R. (1982) Advances in geology of the porphyry copper deposits. University of Arizona press.
White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1977) Ultrametamorphism and granitoid genesis. Tectonophysics, 43, 7-22.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals, American Mineralogist, 95, 185–187.
Zarasvandi, A., Rezaei, M., Sadeghi, M., Lentz, D., Adelpour, M. and Pourkaseb, H. (2015) Rare earth element signatures of economic and sub-economic porphyry copper systems in Urumieh–Dokhtar Magmatic Arc (UDMA), Iran. Ore Geology Reviews, 70, 407-423.
Volume 13, Issue 4 - Serial Number 52
Petrological Journal , vol. 13, Issue 2, No. 52, Winter 2023
December 2022
Pages 57-86
  • Receive Date: 29 May 2022
  • Revise Date: 12 November 2022
  • Accept Date: 23 November 2022