Geochemistry and petrogenesis of granitoid rocks in the Tarom-Hashtjin metallogenic province, western Alborz

Document Type : Original Article


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

2 M.Sc., Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran


The Cenozoic magmatism is mainly concentrated in the Alborz magmatic arc, Urumieh-Dokhtar magmatic arc, Central and Eastern Iran. The Western Alborz magmatic arc known as Alborz-Azerbaijan is hosted numerous porphyry-epithermal deposits. It is divided into Ahar-Arasbaran in the north and Tarom-Hashtjin metallogenic province in the south. The Tarom-Hashtjin metallogenic province is associated with several epithermal mineral systems (Ghasemi Siani and Lentz, 2022) related to Cenozoic magmatism. It consists mainly of intrusive, subvolcanic rocks, as well as volcanic-sedimentary complexes with acidic to intermediate composition. These rocks with calc-alkaline to shoshonitic nature, are predominantly granite, granodiorite, basalt, andesite, dacite, rhyodacite, rhyolite, and related tuffs. Th main goal of the present paper is to review the available data combined with our new data on the granitoids widespread in the area. An attempt is made to present the lithological, geochemical, and geo-structural features of the magma generated in Tarom-Hashtjin metallogenic province.
Regional Geology
The Tarom-Hashtjin metallogenic province is limited by the Tabriz-Soltaniyeh (Northwestern part), Soltanieh-Takestan (Southeastern part), and Astara faults (Western part). Volcanic-pyroclastic rocks have been widely invaded by the Upper Eocene intrusive bodies (including Zaker, Marvarid, Koh-e-Tabar, Takestan, Zanjan, Tarom, Rudbar-Ahar, Vermarziar, and Goljin bodies). The epithermal deposits are classified as low sulfidation (LS), intermediate sulfidation (IS), and high sulfidation (HS).
Material and methods
Whole rock and isotopic geochemical data obtained from 176 samples of granitoid rocks related to 17 deposits (including 4 epithermal deposits of low sulfidation (LS), 5 epithermal deposits of intermediate sulfidation (IS), 4 epithermal deposits of high sulfidation) (HS) and 4 magmatic iron oxide- apatite deposits (IOA)). The data was compiled using Microsoft Excel (Appendix 1) and contains major oxides, rare earth elements and isotopic data, rock type, sources, and associated epithermal deposits. The samples of hydrothermal altered granitoid rocks with LOI greater than 2 percent by weight were excluded from the data set. Also, Sr-Nd isotopic compositions for 33 whole rock samples and Pb isotopic compositions for 24 granitoid samples are presented in Appendix 2.
Whole rocks chemistry
Geochemistry of major elements: The amounts of some oxides including MgO, CaO, FeO, TiO2, and Al2O3 display negative  while the K2O content shows a positive correlation with increasing SiO2. The abundance of incompatible elements (i.e. Rb, Ba, Th, and Zr) increases slightly to moderately with increasing silica content. The amounts of P and Sr significantly decrease with increasing silica content. These granitoids are enriched in lithophile elements (LILE)(i.e. K, Rb, Th, U, Nd) and depleted in high field strength elements (HFSE) (i.e. Ta, Nb, Ti,) indicating the occurrence of magmatism associated with subduction and the characteristic of all magmas subjected to crustal contamination in subduction zones (Chappell and White, 1992; Wilson, 2007). Also, the investigated rocks are enriched in LREEs and depleted in HREEs (LREE/HREE = 1.14-10.34), a remarkable feature of magmas related to subduction zones (Wilson, 2007). The (La/Yb)N ratio ranges from 3.25 to 14.70 (ave.7.53).
Isotope geochemistry: The studied granitoids are located in the ranges of magmas related to the subduction zone. These magmas are periodically contaminated by crustal materials. Most of the granitoid samples are placed within the depleted and enriched mantle array (Zindler and Hart, 1986).
Discussion and Conclusion
The rocks under study associated with epithermal deposits in the Tarom-Hashtjin metallogenic province consist mainly of monzonitic, monzodioritic, quartz monzonitic, and granite belonging to high calc-alkaline to shoshonitic I type and metaluminous magmatism. They are characterized by Sr/Y (3.6 to 39.11), La/Yb (4.53 to 20.50) and high K2O values (with an average of 4.40 wt.%), consistent with calc-alkaline mantle melt contaminated by crustal materials (Chappell and White, 1992). Metaluminous and high calc-alkaline to shoshonitic igneous rocks are originated by partial melting of enriched lithospheric mantle metasomatized by fluids from the subducting slab. These granitoids also have Th values (average 15.17 g/t) higher than that of the rocks derived from primary mantle melt. Fluids and melts from the subducting oceanic crust metasomatized the mantle wedge above them causing a positive LILE and a negative HFSE anomalies.  Overall, the Tarom-Hashtjin metallogenic province is part of a back-arc extensional system arc behind the main Urumieh-Dokhtar main arc. Considering this, it seems that the extensional tectonic setting in the Lower to Middle Eocene was accompanied by convergence movements and was followed until the end of the Middle Eocene and Upper Eocene. This phase of extension occurred during the Eocene associated with slab rollback. The aforementioned tectonic movements can be associated with the processes of separation of the subducting plate or convective thinning of the lithosphere, causing the uplift of the asthenosphere and temperature disturbance in the metasomatism lithospheric mantle wedge. This disturbance gave rise to partial melting of the subducting slab and the lithospheric mantle wedge producing the primary potassic magma of the granitoid rocks under study. It suggests that primary source magmas were generated by partial melting of the mantle-wedge and were subsequently affected by both fractional crystallization and crustal assimilation during their magmatic evolution during Eocene magmas (37 to 42 Ma) in a back-arc basin.


Main Subjects

در فلات ایران، ماگماتیسم مربوط به فرورانش اقیانوس نئوتتیس بیشتر در سنوزوییک رخ داده است (Alavi, 2004; Richard, 2015; Karimpour et al., 2021). ماگماتیسم سنوزوییک ایران در کمان ماگمایی البرز، کمان ماگمایی ارومیه-دختر، ایران مرکزی و خاور ایران، متمرکز شده است (شکل 1). کمان ماگمایی البرز باختری–آذربایجان (شکل 1)، میزبان سامانه‏‌های معدنی پورفیری- اپی‏‌ترمال در ایران است. این پهنه به زیرپهنه‌های اهر-ارسباران در شمال و ایالت فلززایی طارم- هشتجین در جنوب تقسیم شده است. زیر‏‌پهنۀ اهر-ارسباران میزبان سامانه‏‌های معدنی طلا، مس و مولیبدن پورفیری است (Ghorbani, 2007; Hassanpour et al., 2015).




شکل 1. ماگماتیسم سنوزوییک ایران در کمان ماگمایی ارومیه-دختر، کمان‏‌ ماگمایی البرز، ایران مرکزی و خاور ایران و جایگاه ایالت فلززایی طارم-هشتجین در کمان ماگمایی البرز (با تغییرات از: Stöcklin (1968); Stöcklin and Nabavi (1973)) (سنگ‏‌های ماگمایی کافتی نمایش‌داده‌شده در شکل از عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2020) هستند).

Figure 1. Cenozoic magmatism of Iran in the Urumieh-Dokhtar magmatic arc, Alborz magmatic arc, central and eastern Iran, and location of Tarom-Hashtjin metallogenic province in the Alborz magmatic arc (modified from Stöcklin (1968) and Stöcklin and Nabavi (1973)) (Rift-related igneous rocks are marked in the Figure, from Azizi et al. (2020)).




کانی‏‌سازی پورفیری در محور فلززایی اهر- ارسباران، پس از منطقۀ کرمان (مانند: کانسار مس پورفیری سرچشمه (Zarasvandi et al., 2015, 2018, 2019; Karimpour et al., 2021))، مستعدترین منطقة کانی‏‌سازی پورفیری در ایران به‌شمار می‏‌آید. وجود کانسار پورفیری سونگون (با ذخیرۀ بیش از 1 میلیارد تن کانسنگ مس) خود شاهدی بر این گفتار است (Jamali and Mehrabi, 2015; Aghazadeh et al., 2011, 2015). از سوی دیگر، ایالت فلززایی طارم-هشتجین با سامانه‏‌های معدنی اپی‏‌ترمال فراوانی همراه است (Ghasemi Siani and Lentz, 2022). رخداد این سامانه‏‌ها با ماگماتیسم سنوزوییک مرتبط است. کمان ماگمایی البرز گسترة وسیعی از محیط‏‌های زمین‏‌ساختی مانند کمان نرمال (Aghazadeh et al., 2011; Arjmandzadeh and Santos, 2014)، پشت کمانی[1] (Asiabanha and Foden, 2012)، برگشت تختة[2] (Jahangiri, 2007) و یا محیط‏‌های پس از برخورد و کششی[3] را دربر می‏‌گیرد (Pang et al., 2013). هنگام ائوسن- الیگوسن، چرخۀ ماگماتیسم البرز (به‌ویژه در ایالت فلززایی طارم-هشتجین)، مجموعۀ گسترده‌ای از سنگ‌های آذرین نفوذی، نیمه‏‌آتشفشانی و نیز مجموعه‏‌های آتشفشانی-رسوبی با تنوع ترکیبی اسیدی تا حد واسط را پدید آورده است. این سنگ‏‌ها سری‏‌های ماگمایی کالک‏‌آلکالن و کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارند. این واحدها، نفوذی‏‌های گرانیتی، گرانودیوریتی، گدازه‌های بازالتی، آندزیتی، داسیتی، ریوداسیتی، ریولیتی و توف‏‌های وابسته به آنها را دربر می‌گیرند. واحدهای یادشده، میزبان کانه‌زایی‌های فراوانی از مس و طلای نوع اپی‌ترمال (Azizi and Jahangiri, 2008; Verdel, 2009; Mehrabi et al., 2016; Kouhestani et al., 2017, 2018, 2019; Yasami et al., 2017; Kouhestani and Mokhtari, 2019; Karimpour et al., 2021) و اکسید آهن-آپاتیت ماگمایی (Nabatian et al., 2010, 2012, 2014; Khanmohammadi et al., 2010; Nabatian and Ghaderi, 2013; Kordian et al., 2020) در ایالت فلززایی طارم-هشتجین هستند (شکل 2). کانه‏‌زایی اپی‏‌ترمال این پهنۀ فلززایی به سه نوع سولفیداسیون بالا (مانند: باریک‏‌آب، گلوجه، چودرچای، خلیفه‏‌لو و رشت‏‌آباد)، سولفیداسیون متوسط (مانند: لوبین-زرده، چومالو، شاه‏‌‌علی ‏‌بیگلو، تشویر، لُهنه، آق‏‌کند و علی‏‌آباد خانچی) و سولفیداسیون کم (مانند: نیکوییه، جیزوان، زاجکان، چارگر و دُهنه) دسته‌بندی شده است (Ghasemi Siani et al., 2020 and references therein).

تا‏‌ کنون بررسی‏‌های فراوانی روی کانه‌زایی‌های فلزی اپی‌ترمال در بخش‌های گوناگون ایالت فلززایی طارم-هشتجین و نیز روی سنگ‏‌های آتشفشانی و نفوذی آن انجام شده است (مانند: Ghasemi Siani et al., 2020). با وجود این بررسی‌ها، زمین‌شیمی و سنگ‌زایی[4] سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای ایالت فلززایی طارم- هشتجین کمتر بررسی شده است. همچنین، در چند دهۀ اخیر، مگر چند ‌بررسی موردی پیرامون تکامل فلززایی فلات ایران و قفقاز، بدون در نظر گرفتن زمین‌شیمی سنگ‏‌های آذرین و روابط مکانی و زمانی آنها (Jamali et al., 2010; Richards, 2015; Richards and Sholeh, 2016; Richards et al., 2018; Moritz and Barker, 2019)؛ گرد‌آوری منظمی از داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای اپی‌ترمال در ایران انجام نشده است. از این رو، در این نوشتار با بررسی داده‏‌های موجود و انتخاب موارد مرتبط، تلاش شده است ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمیایی و زمین‏‌ساختی ماگمای سازندۀ سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین بررسی شوند.




شکل 2. نقشة زمین‌شناسی ناحیه‌ای ساده‌شدۀ ایالت فلززایی طارم- هشتجین، که در آن جایگاه کانسارهای اصلی اپی‌ترمال و آهن ماگمایی نشان داده شده است (با تغییرات از Ghorbani (2007)).

Figure 2. Simplified regional geological map of the Tarom-Hashtjin metallogenic province, showing the location of the main epithermal and magmatic iron deposits (modified from Ghorbani (2007)).



ایالت فلزازیی طارم-هشتجین

بخش‌های شمالی ایران با کمربندهای البرز-کپه‌داغ و کمان ماگمایی البرز مشخص می‌شوند (شکل 1). ماگماتیسم ترشیری (ائوسن تا الیگوسن) کمان ماگمایی البرز، شامل توف و گدازه‏‌های کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی با تنوع ترکیبی اسیدی تا حد واسط و نیز گدازه‏‌های آندزیتی تا ریوداسیتی کالک‏‌آلکالن مرتبط با سنگ‏‌های گرانیتوییدی نیمه‏ژرف هستند (Azizi and Jahangiri, 2008; Ballato et al., 2011). ایالت فلززایی طارم- هشتجین، با روند شمال‏‌باختری-جنوب‏‌خاوری، 70 تا 150 کیلومتر پهنا و 300 کیلومتر درازا دارد و در بخش باختری کمان ماگمایی البرز (البرز- آذربایجان) جای گرفته است. این پهنه را گسل‌های تبریز- سلطانیه (بخش شمال‌باختری)، سلطانیه- تاکستان (بخش جنوب‏‌خاوری) و گسل آستارا (بخش باختری)، فراگرفته‌اند (شکل 2). ایالت فلززایی طارم- هشتجین بیشتر از سنگ‏‌های آتشفشانی- نفوذی اسیدی تا حد واسط ترشیری (ائوسن تا الیگوسن) تشکیل شده است (Faridi and Anvari, 2004; Ghorbani, 2007) (شکل 2). سنگ‌های آتشفشانی- آذرآواری به‌طور گسترده‌ای مورد هجوم توده‌های نفوذی ائوسن بالایی (شامل توده‌های ذاکر، مروارید، کوه‌تبار، تاکستان، زنجان، طارم، رودبار-اهر، ورمرزیار و گلجین) با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری قرار گرفته‌اند (Castro et al., 2013; Nabatian et al., 2014; Aghazadeh et al., 2015; Ghasemi Siani et al., 2015; Foudazi et al., 2015; Khademian et al., 2018; Sadri Esfanjani et al., 2015; Saeedi et al., 2018). به‌طور کلی، بیشترین حجم واحدهای سنگی این ایالت فلززایی را سنگ‏‌های آتشفشانی-آذرآواری (هم‌ارز سازند کرج) و نفوذی اسیدی تا حد واسط مربوط به دورۀ سنوزوییک (ائوسن- الیگوسن) دربر می‌گیرند که در سرتاسر ناحیه گسترش دارند (شکل 2).

توالی آتشفشان-نفوذی سنوزوییک ایالت فلززایی طارم-هشتجین میزبان کانسارهای مس اپی‏‌ترمال، اکسید آهن-آپاتیت (IOA) و اکسیدآهن-مس- طلا (IOCG) است. کانسارهای اپی‏‌ترمال این ایالت از دیدگاه اقتصادی مهم هستند و در سه زیرردة سولفیداسیون کم (LS)، سولفیداسیون متوسط (IS) و انواع سولفیداسیون بالا (HS) تشکیل شده‌اند. سنگ‏‌های گرانیتوییدی فراوانی در سرتاسر ایالت فلززایی طارم-هشتجین رخنمون دارند که در این پژوهش بررسی شده‌اند.

سنگ‏‌های گرانیتوییدی در مناطق گلوجه (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالا) (Chaghaneh, 2012; Ghasemi Siani, 2014; Mehrabi et al., 2014, 2016; Ghasemi Siani et al, 2015, 2017)، نیکوییه (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم) (Aghajani et al., 2016, 2020)، لوبین- زرده (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط) (Hosseinzadeh et al., 2015; Rahmani et al., 2019; Zamanian et al., 2020)، تشویر (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط) (Sadri Esfanjani et al., 2015; Feyzi et al., 2016; Kouhestani et al., 2017; Kouhestani and Mokhtari, 2019)، علی‌آباد موسوی- خانچی (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط) (Mokhtari et al., 2016; Saeedi et al., 2018; Kouhestani et al., 2018)، جیزوان (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم) (Abedini, 2017)، دُهنه (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم) (Mohammadi et al., 2019)، زاجکان (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم) (Seyedqaraeini et al., 2019; Kouhestani et al., 2019)، شاه علی بیگلو (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط) (Mikaeili et al., 2018)، خلیفه‌لو (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالا) (Esmaeli et al., 2015, 2019; Hosseinzadeh et al., 2016)، ذاکر، گلستان‏‌آباد و سرخه‏‌دیزج (از نوع اکسید آهن- آپاتیت ماگمایی) (Nabatian et al., 2010, 2012, 2014; Khanmohammadi et al., 2010; Nabatian and Ghaderi, 2013; Kordian et al., 2020)، طارم‏‌علیا (تودۀ نفوذی ناحیه‏‌ای) (Nazari Nia et al., 2014; Zamanian et al., 2016)، باریک‌آب (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالا) (Bazargani-Guilani and Parchekani, 2011)، چارگر (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم) (Mousavi Motlagh et al., 2019; Mousavi Motlagh and Ghaderi, 2019)، چودرچای (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالا) (Yasami et al., 2017, 2018a, 2018b)، لُهنه و لوبین زرده (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط) (Zamanian et al., 2016)، شمال زنجان (Khademian et al., 2018)، تاکستان (تودۀ نفوذی ناحیه‏‌ای) (Foudazi et al., 2015)، کجال (تودۀ نفوذی ناحیه‏‌ای) (Hosseinzadeh et al., 2014)، چومالو (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط) (Ghasemi Siani et al., 2020, 2022)، رودبار-ابهر (تودۀ نفوذی ناحیه‏‌ای) (Aghazadeh et al., 2015) و رشت‌آباد (اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالا) (Hajalilo, 2000; Ghasemi Siani et al., 2020) رخنمون دارند (شکل 2).

روش انجام پژوهش

در این پژوهش، داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ کل و ایزوتوپیِ 176 نمونه از سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با 17 کانسار (شامل: 4 کانسار اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم (LS)، 5 کانسار اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط (IS)، 4 کانسار اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالا (HS) و 4 کانسار اکسیدآهن-آپاتیت ماگمایی (IOA)) آورده شده است. همچنین، از نتایج و داده‌های منابع مرتبط و بروز (Nabatian et al., 2014; Nazari Nia et al., 2014; Ghasemi Siani et al., 2015, 2020, 2022; Aghazadeh et al., 2015; Zamanian et al., 2016; Saeedi et al., 2018; Mikaeili et al., 2018; Yasami et al., 2018b; Seyedqaraeini et al., 2019; Mousavi Matlagh et al., 2019; Rahmani et al., 2019; Esmaeli et al., 2019; Aghajani et al., 2020; Kordian et al., 2020) نیز بهره گرفته شد. در این پژوهش، شمار ۳ نمونه از گرانیتوییدهای جیزوان و ۶ نمونه از گرانیتوییدهای چومالو در آزمایشگاه شیمی زرآزمای تهران به روش‌های XRF (فلوئورسانس پرتوی ایکس) برای عنصرهای اصلی و ICP-MS (طیف‌سنجی جرمی-پلاسمای جفت‌شده القایی) برای عنصرهای کمیاب و خاکی نادر تجزیه شدند؛ اما دیگر داده‌ها از منابع یادشده گردآوری شده‌اند.

این داده‏‌ها که به‌صورت فایل Microsoft Excel (پیوست 1) گردآوری شده‌اند دربردارندة اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب، خاکی نادر و داده‌های ایزوتوپی، نوع سنگ، منابع، و کانسارهای اپی‏‌ترمال مرتبط به آنها هستند. نمونه‌های سنگ‏‌های گرانیتوییدی دگرسان‌شدۀ گرمابی که LOI بیشتر از 2 درصدوزنی داشتند از مجموعه داده‏‌ها حذف شدند. ذخایر معدنی اپی‏‌ترمال در ایالت فلززای طارم-هشتجین در سه گروه سامانه‏‌های اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم (LS)، سولفیداسیون متوسط (IS) و سولفیداسیون بالا (HS) دسته‏‌بندی می‏‌شوند که برای شفاف‏‌سازی بیشتر در نمودارهای زمین‌شیمیایی، به‌ترتیب با رنگ آبی، نارنجی و سرخ نشان داده شده‏‌اند. کانسارهای اکسید آهن-آپاتیت ماگمایی (IOA) و سنگ‏‌های نفوذی ناحیه‏‌ای با رنگ سیاه مشخص شده‏‌اند.

همچنین، ترکیب ایزوتوپی Sr-Nd برای 33 نمونۀ سنگ کل و ترکیبات ایزوتوپی Pb برای 24 نمونۀ گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای ایالت فلززایی طارم-هشتجین که نباتیان و همکاران (Nabatian et al., 2014)، رحمانی و همکاران (Rahmani et al., 2019) و زمانیان و همکاران (Zamanian et al., 2020) به‌دست‌ آورده‌اند، در پیوست 2 آورده شده است.


زمین‌شیمی عنصرهای اصلی

برپایة رده‌بندی سنگ‌های آذرین نفوذی ایالت فلززایی طارم- هشتجین در نمودار مقدار درصدوزنی SiO2 در برابر Na2O+K2O (شکل 3- A)، واحدهای آذرین درونی در محدودۀ مونزونیت، مونزودیوریت، کوارتزمونزونیت، گرانیت و به میزان کمتر در محدودۀ سنگ‌های سینیتی جای گرفتند. همچنین، در نمودارهای TAS که نشان‌ دهندۀ تغییرات درصدوزنی SiO2 در برابر Na2O+K2O هستند (شکل 3- B)، سنگ‏‌های آذرین درونی در محدودۀ گرانیت، سینیت، کوارتزسینیت، کوارتزمونزونیت و مونزونیت جانمایی شدند.

برای بررسی سری‌های ماگمایی سنگ‌های گرانیتوییدی در ایالت فلززایی طارم- هشتجین، نسبت‌های عنصرهای نا‌متحرک در برابر دگرسانی گرمابی به‌کار برده شدند؛ مانند نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (شکل 4- A). در این نمودار، بیشتر نمونه‌ها در محدودۀ سری‏‌های‌ کالک‌آلکالن و شوشونیتی جای می‏‌گیرند. در نمودار SiO2 در برابر K2O، همة نمونه‏‌ها در محدودۀ ماگماهای سری کالک‏‌آلکالن، کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای می‏‌گیرند (شکل 4- B). نمونه‏‌ها مقدار K2O (میانگین: 40/4 درصدوزنی) بالایی دارند. در نمودار A/NK در برابر A/CNK (شکل 4- C)، بیشتر نمونه‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم- هشتجین، متاآلومینوس و به میزان کمتر پرآلومینوس هستند. در نمودار SiO2 در برابر A/CNK (شکل 4- D)، بیشتر نمونه‏‌های گرانیتوییدی در گسترة گرانیتوییدهای نوع I و متاآلومینوس جای گرفتند. شمار کمی از نمونه‏‌ها نیز در محدودۀ پرآلومینوس جای گرفته‏‌اند. شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم، تفکیک‏‌کنندۀ خوبی برای گرانیتوییدهای پرآلومینوس (A/CNK>1) از گرانیتوییدهای متاآلومینوس (A/CNK<1) به‌شمار می‌رود (Shand, 1943; Barbarin, 1996). ازاین‌رو، پرآلومینوس‌بودن برخی نمونه‏‌ها را می‏‌توان پیامد مقدار A/CNK بالا (میانگین: 17/4) در شماری از نمونه‏‌های سنگ‏‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده دانست که احتمالاً گواهی بر رخداد دگرسانی در این گرانیتوییدهاست.




شکل 3. رده‌بندی شیمیایی و نمودار نام‌گذاری سنگ‌های آذرین درونی ایالت فلززایی طارم-هشتجین. A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار رده‏‌بندی زمین‌شیمیایی TAS سنگ‏‌های آذرین درونی (Middlemost, 1994).

Figure 3. Chemical classification and nomenclature diagram of intrusive rocks in the Tarom-Hashtjin metallogenic province. A) SiO2 versus Na2O+K2O diagram (Middlemost, 1994); B) TAS geochemical classification diagram of intrusive rocks (Middlemost, 1994).



شکل 4. سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم- هشتجین در: A) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Müller et al., 1992) برای تفکیک سری‌های ماگمایی؛ B) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)، برای تعیین سری ماگمایی؛ C) نمودار A/NK در برابر A/CNK برای تعیین درجۀ اشباع‌شدگی از آلومینیم سنگ‌های آذرین درونی (Shand, 1943)؛ D) نمودار SiO2 در برابر A/CNK (Chappell and White, 1992) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 4. The granitoid rocks of Tarom-Hashtjin metallogenic province in A) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Müller et al., 1992) to distinguish magmatic series of; B) SiO2 versus K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976) to determine the magmatic series; C) A/NK versus A/CNK diagram to determine aluminum saturation of intrusive rocks (Shand, 1943); D) SiO2 versus A/CNK diagram (Chappell and White, 1992) (Symbols are the same as in Figure 3).



در نمودار SiO2 در برابر FeOt/(FeOt+MgO)، بیشتر نمونه‏‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانه‏‌زایی اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم، سولفیداسیون متوسط و آهن ماگمایی ایالت فلززایی طارم- هشتجین، در محدودۀ گرانیتویید‏‌های منیزیمی (تیپ I)، جای گرفته‏‌اند (شکل 5- A). با توجه به اندیس آلکالی-آهکی[5] (Na2O+K2O+CaO=)، ترکیب سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانه‏‌زایی اپی‏‌ترمال سولفیداسیون کم، سولفیداسیون متوسط و آهن ماگمایی ایالت فلززایی طارم- هشتجین، بیشتر در محدودۀ آلکالی- کلسیک و کلسیک‏‌- آلکالی جای می‏‌گیرند (شکل 5- B)؛ اما سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانه‏‌زایی اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالا ایالت فلززایی طارم- هشتجین بیشتر در محدودۀ آلکالی جای می‏‌گیرند. به‌طور کلی، سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین بیشتر از نوع کردیلرایی (نوع منیزیمی) و با ترکیب آلکالی‌کلسیک تا کلسیک-آلکالی و نیز متاآلومینوس هستند.

برپایة نمودارهای هارکر در شکل 6، در توده‏‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده، با افزایش SiO2، مقدار عنصرهای اصلی MgO، CaO، FeO، TiO2 و Al2O3 کاهش می‌یابد؛ اما مقدار K2O با افزایش SiO2 افزایش می‌یابد. روند کاهشی MgO می‌تواند پیامد جایگیری منیزیم در کانی‌های آهن- منیزیم‌دار، مانند پیروکسن و آمفیبول، هنگام فرایند تبلور باشد. روند کاهشی اکسیدهای CaO و Al2O3، احتمالاً به‌علت تبلور و جدایش پلاژیوکلاز هنگام جدایش ماگمایی است؛ زیرا Ca و Al بیشتر در ساختمان فلدسپارها به‌ویژه پلاژیوکلاز هنگام تبلوربخشی ماگما وارد می‏‌شود. کاهش مقدار FeOt پیامد تبلور کانی‌های آهن- منیزیم‌دار مانند پیروکسن، بیوتیت و آمفیبول و نیز جدایش اکسیدهایی مانند مگنتیت هنگام فرایند جدایش ماگماست. کاهش مقدار TiO2 در سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم- هشتجین شاید پیامد شرکت‌کردن تیتانیم در ساختمان کانی تیتانیت‌ (اسفن) و تیتانومگنتیت هنگام روند جدایش بلورین هنگام صعود ماگما و جایگیری آن در آشیانه‌های ماگمایی بوده است. همچنین، مقدار کم Ti نشان‏‌دهندۀ ماگماتیسم همراه با فرورانش است و ویژگی همة ماگماهایی که پوستۀ قاره‏‌ای آنها را آلوده کرده است (Nagudi et al., 2003; Wilson, 2007). روند کاهشی P2O5 بازتابی از کم‌بودن مقدار فسفر و محدود‌بودن دامنۀ تغییرات آن در گرانیتوییدهای پهنۀ طارم- هشتجین است. همچنین، این امر احتمالاً پیامد تبلوربخشی آپاتیت و شرکت‌کردن P2O5 در ساختمان کانی آپاتیت است. روند افزایشی K2O و Na2O نشان‌دهندة افزایش اکسیدهای آلکالن هنگام تبلور ماگمای گرانیتوییدی است. میزان K2O، بیشتر تحت‌تأثیر فرایندهای ماگمایی، مانند ذوب‌بخشی و تبلوربخشی است. روند افزایشی اکسیدهای K2O و Na2O در نمونه‌های گرانیتوییدی به سمت محدودۀ کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی نشان‌دهندۀ محیط مطلوب برای کانه‌زایی کانسنگ اپی‌ترمال سولفیداسیون بالاست (Yang et al., 2008). بجای‌ماندن میکاها در ژرفای بیشتر و دماهای بالاتر شاید بتواند تا اندازه‌ای افزایش K2O در ماگما به سمت محیط پشت کمانی را توضیح دهد (Schmidt et al., 2004). این روند برای Na2O پیوسته نیست و پراکندگی نشان می‌دهد. روند افزایشی مقدار Na2O چه‌بسا پیامد ورود Na به شبکۀ پلاژیوکلاز و تجمع آلبیت در نمونه است. همچنین، پراکندگی آن شاید بازتابی از تحرک بالا Na و دخالت مواد پوسته‏‌ای در پیدایش مذاب باشد (Groves and Bierlein, 2007).

به باور رولینسون (Rollinson, 1993)، عنصرهای کمیاب بیشتر از عنصرهای اصلی در بررسی فرایندهای پترولوژیک کارایی دارند. نمودارهای هارکر برای عنصرهای کمیاب نشان می‌دهند فراوانی عنصرهای ناسازگار Rb، Ba، Th و Zr با افزایش محتوای سیلیس به طور کم تا متوسط افزایش می‌یابد (شکل 7). در برابر آن، با افزایش محتوای سیلیس، فراوانی عنصرهایی مانند P و Sr کاهش چشمگیری نشان می‌دهند. از دیدگاه شیمیایی، عنصرهای Rb و Ba، ناسازگار هستند؛ ازاین‌رو هنگام فرایند جدایش ماگما و با پیشرفت تبلور، تمرکز آن‌ها در مذاب بجامانده افزایش می‌یابند (Raymond, 2002). به‌دنبال نبود کنترل کانی‏‌شناسی هنگام تبلور، مقدار Th در مذاب بجامانده افزایش یافته است (Rickwood, 1989).




شکل 5. A) نمودار SiO2 در برابر FeOt/(FeOt+MgO) (Frost et al., 2001) که نشان‏‌دهندۀ مرزِگرانیتوییدهای آهن‌دار و منیزیمی است. در این نمودار، عدد آهن (Fe*) برای تفکیک گرانیتوییدهای فروئن از انواع منیزین به‌کار برده می‏‌شود. خطوطِ عدد آهن (Fe*) و (Fe-no)، به‌ترتیب مقدارهای FeOtot/(FeOtot+MgO) و FeO/(FeO+MgO) را نشان می‌دهند. داده‏‌ها برای محدودۀ سنگ‏‌های گرانیتوییدی برگرفته از فراست و همکاران (Frost et al., 2001) هستند. مقدار FeOtot مجموع آهن دوظرفیتی و سه ظرفیتی است که از هم تفکیک نشده‏‌اند و مرزِ پلوتون‏‌های فروئن و منیزین را نشان می‌دهد (Frost et al., 2001)؛ B) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O-CaO (Frost et al., 2001) که محدودۀ تقریبی سری‏‌های آلکالی، آلکالی‏‌کلسیک، کالک‏‌آلکالی و کلسیک را نشان می‌دهد. داده‏‌ها برای محدودۀ سنگ‏‌های گرانیتوییدی از فراست و همکاران (Frost et al., 2001)) هستند. خط‌چین سرخ‌‏‌رنگ، مرز میان ماگماهای توله‌ایتی و کالک‌آلکالن که میاشیرو (Miyashiro, 1974) پیشنهاد کرده است را نشان می‌دهد (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 5. A) SiO2 versus FeOt/(FeOt+MgO) diagram (Frost et al., 2001) which shows the boundary between Fe-bearing and Mg-bearing granitoids. In this diagram, the number of iron (Fe*) is used to distinguish ferroan granitoids from types of magnesia. Lines corresponding to the number of Fe (Fe*) and (Fe-no), respectively, include FeOtot/(FeOtot+MgO) and FeO/(FeO+MgO) values (data for the range of granitoid rocks from Frost et al. (2001)). FeOtot values are the sum of divalent and trivalent iron that are not separated from each other and defines the boundary between ferroene and magnesian plutons (Frost et al., 2001); B) SiO2 versus Na2O+K2O-CaO diagram (Frost et al., 2001) shows the approximate range of alkaline, alkali-calcic, calc-alkaline, and calcic series. The data for a range of granitoid rocks from Frost et al. (2001). The red dashed line marks the boundary between tholeiitic and calc-alkaline magmas defined by Miyashiro (1974) (Symbols are the same as in Figure 3).



پراکندگی نقاط در برخی نمودارها می‌تواند پیامد رخداد فرایندهای دیگری بجز پدیدۀ تبلوربخشی در ماگمای سازندة سنگ‏‌ها باشد. به احتمال بسیار بالا، آلایش پوسته‏‌ای توجیه خوبی برای این پدیده است. کاهش مقدار Sr با وارد‌شدن این عنصر به ساختار پلاژیوکلاز کلسیک هنگام فرایند تبلور و جدایش ماگما رخ می‏‌دهد (Rollinson, 1993). با ادامۀ روند جدایش بلورین و تبلور بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک، Sr جانشین یون‌ Ca در شبکۀ کانی‌های پلاژیوکلاز می‏‌شود و مقدار آن در ماگما و نیز در سنگ‌های پدیدآمده کاهش می‌یابد (Rollinson, 1993; Zhao and Zhou, 2007).





شکل 6. نمودارهای تغییرات سیلیس در برابر اکسیدهای اصلی (Harker, 1909) برای سنگ‏‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای ایالت فلززایی طارم-هشتجین (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 6. Variation diagrams of silica versus major oxides (Harker, 1909) for granitoid rocks associated with Tarom-Hashtjin metallogenic province deposits (Symbols are the same as in Figure 3).



شکل 7. نمودارهای تغییرات SiO2 در برابر عنصرهای فرعی (Harker, 1909) برای سنگ‏‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای ایالت فلززایی طارم-هشتجین (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 7. Variation diagrams of SiO2 versus trace elements (Harker, 1909) for granitoid rocks associated with Tarom-Hashtjin metallogenic province deposits (Symbols are the same as in Figure 3).



زمین‏‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر

نمودار بهنجارشدۀ نمونه‏‌های گرانیتوییدی به ترکیب گوشتۀ اولیه (شکل 8- A) گویای غنی‏‌شدگی در عنصرهای U، Th،Rb، K و تهی‏‌شدگی در عنصرهای Ti، Ta، Nb، Zr، Ba است و شرکت پوستۀ قاره‌ای در فرایندهای ماگمایی و آلایش پوسته‌ای را نشان می‌دهد (Rollinson, 1993; Pearce and Peate, 1995). غنی‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) مانند K و Rb، پیامد آلودگی ماگما با مواد پوسته‏‌ای در پهنه‏‌های فرورانشی است (Chappell and White, 1992). غنی‏‌شدگی عنصرهایی مانند Th و U در نمودارهای عنکبوتی می‏‌تواند نشان‌دهندة افزوده‌شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوستة اقیانوسی دگرسان‏‌شده به منبع مذاب باشد (Fan et al., 2003). عنصر Th معمولاً در پی فرایندهای دگرنهادی[6] در پهنه‌های کمانی به خاستگاه گوشته‏‌ای افزوده می‌شود و باعث تهی‏‌شدگی Nb در ماگمای پهنه‌های کمانی می‏‌شود (Machado et al., 2005). تهی‌شدگی از عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Ti، Nb و Ta نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‏‌ها در ارتباط با فرورانش و یا جدایش و جدایش کانی‏‌های تیتانیم‏‌دار، مانند تیتانومگنتیت و اسفن است (Gorton and Schandl, 2000; Wilson, 2007). در هنگام فرورانش پوستۀ اقیانوسی به زیر پوستۀ قاره‏‌ای، فازهای فرعی دیرگداز، مانند ایلمنیت و روتیل در پوستۀ اقیانوسی فرورونده پایدار بوده‏‌اند؛ ازاین‌رو، عنصرهای HFSE مانند Nb و Ti را در خود نگه می‏‌دارند و با جلوگیری از مشارکت آنها در ماگمای حاصل از برگشت تختة، سبب تهی‏‌شدگی آنها در ماگما می‏‌شوند (Nagudi et al., 2003). این تهی‌شدگی، می‏‌تواند نشان‏‌دهندۀ آلودگی ماگما با پوستۀ قاره‏‌ای نیز باشد (Wilson, 2007). همچنین، این تهی‏‌شدگی از ویژگی‏‌های روشن ماگماهای کالک‏‌آلکالن واقع در کمان‏‌های آتشفشانی است (Pearce et al., 1984). تهی‏‌شدگی زیرکنیم می‏‌تواند در پی آلایش ماگماهای گوشته‏‌ای با مواد پوسته‏‌ای هنگام صعود و جایگیری رخ دهد (Almeida et al., 2007). دگرسانی مذاب‏‌های گوشته‏‌ای با سیال‌ها و مذاب‌های حاصل از پوستۀ اقیانوسی فرورو با تهی‌شدگی عنصر Ti همراه است (Chappell, 1979). جدایش آلکالی‏‌فلدسپار چه‌بسا غالب‏‌تر از پلاژیوکلاز در مراحل پایانی باشد که با تهی‏‌شدگی مهم Ba نشان داده می‏‌شود. تهی‏‌شدگی Ba در اثر جدایش بلورهای فلدسپار و بیوتیت رخ می‏‌دهد (Thuy et al., 2004).

الگوی پراکندگی فراوانی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (شکل 8- B) نشان می‌دهد سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین از عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) غنی و از عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) تهی شده‌اند (14/1- 34/10 LREE/HREE=). این ویژگی می‏‌تواند از ویژگی‌های ماگماهای وابسته به پهنه‌های فرورانشی نیز باشد. مقدار نسبت n(La/Yb) از 25/3 تا 70/14 (میانگین: 53/7) متغیر است. این نسبت از ویژگی‌های آشکار ماگماتیسم متاآلومینوس (نوع I) و کالک‌آلکالن مرتبط با کمان‌های آتشفشانی در پهنة فرورانش است (Sheth et al., 2002; Wilson, 2007). دگرسانیِ مراحل پایانی در ارتباط با سیال‌ها و فرایندهای گرمابی می‏‌تواند فراوانی REE را کاهش دهد. فرایند دگرنهادی غنی‏‌شدگی در LREE و تهی‏‌شدگی در HFSE را به‌دنبال دارد (Ordóñez-Calderón et al., 2008). از سوی دیگر، تهی‌شدگی Eu و کاهش مقدار آن در نمونه‌های گرانیتوییدی (میانگین Eu/Eu*: 69/0) پیامد تبلوربخشی پلاژیوکلاز از ماگمای مسبب کانه‌زایی در شرایط اکسیداسیون کم مذاب است (Sun and Liang, 2012). ازآنجایی‌که تهی‏‌شدگی Eu با تهی‏‌شدگی Sr و Ba همراه است (شکل‌های 8- A و 8- B)، می‏‌توان گفت جدایش پلاژیوکلازها همزمان رخ داده است و به‌طور مشترک مسئول تحول ماگما به‌شمار می‏‌روند (Yanbo and Jingwen, 2010).




شکل 8. الگوی تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی نادر سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای ایالت فلززایی طارم-هشتجین. A) بهنجار‌شده به ترکیب گوشتۀ اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) بهنجار‌شده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 8. Trace and rare earth elements spider diagrams of granitoid rocks related to the Tarom-Hashtjin metallogenic province deposits. A) Normalized to the Primitive Mantle composition (Sun and McDonough, 1989); B) Normalized to chondrite composition (Nakamura, 1974) (Symbols are the same as in Figure 3).



زمین‌شیمی ایزوتوپی

نمونه‌های گرانیتوییدی در ترکیبات ایزوتوپی Pb، کمابیش همگن هستند. نسبت‌های ایزوتوپی سرب سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای آهن ماگمایی منطقة زنجان-ذاکر (Nabatian et al., 2014)، شامل Pb204/Pb206 از 52/18 تا 86/18 (میانگین: 67/18)، Pb204/Pb207 از 57/15 تا 72/15 (میانگین: 62/15) و مقدار Pb204/Pb208 از 08/38 تا 83/38 (میانگین: 76/38) است. این نسبت‌ها برای کانسار اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط منطقة لوبین-زرده (Rahmani et al., 2019) شامل Pb204/Pb206 از 70/18 تا 80/18 (میانگین: 76/18)، Pb204/Pb207 از 58/15 تا 61/15 (میانگین: 59/15) و Pb204/Pb208 از 72/38 تا 86/38 (میانگین: 81/38) است.

در نمودارهای Pb204/Pb206 در برابر Pb204/Pb207 و نمودار Pb204/Pb206 در برابر Pb204/Pb208 (شکل‌های 9- A و 9- B)، مقدار ایزوتوپ سرب در گرانیتوییدهای میزبان کانسارهای ایالت فلززایی طارم-هشتجین غالباً در نزدیکی منحنی‌های کوهزایی و تکامل پوسته قرار می‌گیرد.

در نمودار Pb204/Pb206 در برابر Pb204/Pb207 (شکل 9- C)، سنگ‌های گرانیتوییدی طارم-هشتجین در محدوده‌های ماگماهای وابسته به پهنة فرورانش (EMII: گوشتة غنی‏‌شده) جای می‏‌گیرند. این ماگماها به‌طور متناوبی با جذب ترکیب‌های پوسته‌ای آلایش می‌یابند (Tosdal et al., 2000). با در نظر گرفتن میانگین سنی40 میلیون سال برای گرانیتوییدهای طارم-هشتجین (Nabatian et al., 2014; Aghazadeh et al., 2015; Ghasemi Siani et al., 2015, 2020)، نسبت‌های‌ اولیه Sr86/Sr87 سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای آهن ماگمایی منطقة زنجان-ذاکر (Nabatian et al., 2014) و کانسارهای اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط منطقة لوبین-زرده (Rahmani et al., 2019)، به‌ترتیب برابر با 704900/0 تا 706140/0 (میانگین: 705233/0) و 704745/0 تا 705448/0 (میانگین: 705118/0) است. همچنین نسبت‏‌های اولیه Nd144/Nd143 سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای آهن ماگمایی منطقة زنجان-ذاکر (Nabatian et al., 2014) و کانسارهای اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط منطقة لوبین-زرده (Rahmani et al., 2019)، به‌ترتیب برابر با 512313/0 تا 512788/0 (میانگین: 512626/0) و 512630/0 تا 512719/0 (میانگین: 512687/0) است.

در نمودار ایزوتوپ Sri86/Sr87 اولیه در برابر εNd (شکل 9- D)، بیشتر نمونه‌های گرانیتوییدی در مرکز نمودار و درون آرایه گوشته‏‌ای تهی‏‌شده و غنی شده جای می‏‌گیرند. همچنین، سنگ‏‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده از مقدارهای εNd(t) بسیار کمتری نسبت به سنگ‏‌های مرتبط با محیط زمین‌ساختی MORB (Xu and Castillo, 2004) و نیز آداکیت‏‌های پدیدآمده توسط ذوب تختة فرورو برخوردار هستند (Wang et al., 2006). در این نمودار همة نمونه‏‌ها میان محدودة EMII (گوشتة غنی‏‌شده با مقدارهای بالای Sr86/Sr 87 و Pb204/Pb206 و مقدارهای کم Nd144/Nd143) و گوشتۀ تهی‏‌شده جای گرفته‌اند. مقدارهای Sri86/Sr87 اولیه سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای آهن ماگمایی منطقة زنجان-ذاکر (Nabatian et al., 2014) و کانسارهای اپی‏‌ترمال سولفیداسیون متوسط منطقة لوبین-زرده (Rahmani et al., 2019)، به‌ترتیب برابر با 70434/0 تا 70552/0 (میانگین: 70469/0) و 70470/0 تا 70510/0 (میانگین: 70494/0) هستند. همچنین، مقدارهای εNd(t) برای نمونه‌های این مناطق به‌ترتیب برابر با 70/5- تا 40/3+ (میانگین: 29/0+) و 39/0+ تا 10/2+ (میانگین: 46/1+) هستند و هر دو ویژگی خاستگاه‌های گوشته‌ای غنی‏‌شده و تهی‏‌شده را نشان می‏‌دهد (Zindler and Hart, 1986) (شکل 9- D).





شکل 9. A و B) نمودارهایی برای مقایسۀ ترکیب ایزوتوپی Pb (Doe and Zartman, 1979) در نمونه‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین. منحنی‌های تکامل گوشته، کوهزایی و پوستۀ بالایی از دو و زارتمن (Doe and Zartman, 1979) و منحنی میانگین رشد و تکامل پوسته از استیسی و کرامرس (Stacey and Kramers, 1975) است؛ C) نمودار تغییرات Pb204/Pb207 در برابر Pb204/Pb206 (Zindler and Hart, 1986). منحنی میانگین رشد و تکامل پوسته از استیسی و کرامرس (Stacey and Kramers, 1975)؛ D ) نمودار تغییرات Sr86/Sr87 اولیه در برابر Nd   برای سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین (Zindler and Hart, 1986). منحنی میانگین رشد و تکامل پوسته از استیسی و کرامرس (Stacey and Kramers, 1975) و محدوده‏‌های گوشتۀ تهی‏‌شده و غنی‏‌شده از زیندلر و هارت (Zindler and Hart, 1986) است (DM: گوشتة تهی‏‌شده؛ EMI و EMII: گوشتة غنی‏‌شده. دو نوع از سازنده‌های پایانی گوشته را نشان می‏‌دهند).

Figure 9. A, B) Diagrams for comparison of Pb isotopic compositions (Doe and Zartman, 1979) of granitoid samples of the Tarom-Hashtjin metallogenic province. Mantle, orogenic, and upper crust evolution curves are from Doe and Zartman (1979), and the average growth and crust evolution curve are from Stacey and Kramers (1975); C) Variation diagram of 204Pb/207Pb versus 204Pb/206Pb (Zindler and Hart, 1986). The mean crustal growth and evolution curve from Stacey and Kramers (1975); D) Diagram of primary 86Sr/87Sr versus Nd variation for granitoid rocks of the Tarom-Hashtjin metallogenic province (Zindler and Hart, 1986). Average crustal growth and evolution curves are from Stacey and Kramers (1975) and depleted and enriched mantle ranges are from Zindler and Hart (1986) (DM: depleted mantle; EMI and EMII: enriched mantle. They show two types of end members of the mantle).





سنگ‌زایی و تحولات ماگمایی

گرانیتوییدهای ایالت فلززایی طارم-هشتجین، نسبت‌های Sr/Y (6/3 تا 11/39) وLa/Yb (53/4 تا 50/20) و مقدارهای K2O بالای (میانگین: 40/4 درصدوزنی) دارند که با ویژگی‌های مذاب‏‌های گوشته‏‌ای کالک‌آلکالن آلایش‌یافته با مواد پوسته‏‌ای همخوانی دارد (Defant, 2002). هرچند گرانیتوییدهای با کانه‏‌زایی مس پورفیری در ایران نسبت Sr/Y بیشتر از 20 دارند و همانند نفوذی‏‌های با خاستگاه آداکیتی مرتبط با کانسارهای پورفیری هستند (Richards et al., 2012). گرانیتوییدهای ‌بررسی‌شده نسبت Sr/Y از 6/3 تا 11/39 نشان می‌دهند که با سنگ‏‌های گرانیتوییدی مرتبط با ذخایر معدنی اپی‏‌ترمال گزارش‌شدة دوبری (du Bray, 2017) و نشانه‏‌های ماگماتیسم کمانی مرتبط با فرورانش همخوانی دارد (شکل 10- A).




شکل 10. A) نمودار Y در برابر Sr/Y برای سنگ‏‌های گرانیتوییدی (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار هارکر SiO2 در برابر Eu/Eu*. داده‌های دیگر کانسارهای اپی‏‌ترمال از دوبری (du Bray, 2017) و داده‌های شمال‌باختری ایران از شفایی‌مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2018) هستند (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 10. A) Y versus Sr/Y diagram for granitoid rocks (Defant and Drummond, 1990); B) Harker plot of SiO2 versus Eu/Eu*. Data for other epithermal deposits are from du Bray (2017), and data for northwestern Iran is from Shafaii Moghadam et al. (2018) (Symbols are the same as in Figure 3).



سنگ‌های آذرین متاآلومینوس و شوشونیتی تا التراپتاسیک از ذوب‌بخشی گوشتۀ سنگ‌کره‌ای غنی‌شده با سیالات حاصل از تختة فروروی دگرنهاد پدید می‏آیند (Bonin, 2004; Zheng, 2019). ماگماتیسم آداکیتی میوسن که بیشتر میزبان کانسارهای پورفیری است، در مقایسه با ماگماتیسم پشت کمانی کششی ائوسن، تفاوت‌هایی در نسبت Sr/Y و ژرفای پیدایش دارد. سنگ‏‌های گرانیتوییدی شمال باختری ایران (پهنة اهر-ارسباران) عمدتاً در محدودۀ ترکیبی آداکیتی جای می‏‌گیرند (Shafaii Moghadam et al., 2018) (شکل 10- A). Sr/Y بالاتر در سنگ‏‌های گرانیتوییدی، با تبلور هورنبلند نسبت به پلاژیوکلاز همخوانی دارد که به‌معنای‏‌ فوگاسیته اکسیژن بالای و محتوای بیشتر آب ماگماست (Chiaradia, 2015). نسبت Eu/Eu* سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین با افزایش مقدار SiO2 کاهش می‏‌یابد. این میزان با ماگماتیسم مرتبط با نفوذی‏‌های پورفیروییدی نا مولد[7] سازگارتر است (شکل 10- B). همچنین، در این گرانیتوییدها مقدار Th (میانگین: 17/15 گرم در تن) بالاتر از سنگ‏‌های جدا‌شده از مذاب اولیۀ گوشته‌ای است (Wang et al., 2006). ازاین‌رو، می‌توان انتظار داشت مؤلفه‌های پوسته‌ای (دخالت مواد پوسته‏‌ای) در پیدایش ماگما نقش داشته باشد. مقدارهای متوسط تا بالا SiO2 (20/53 تا 72 درصدوزنی)، La (43/10 تا 81/49 گرم در تن)، Ce (94/5 تا 70/98 گرم در تن) و Th (80/2 تا 47 گرم در تن) می‌توانند نشان‌دهندة دخالت مواد پوسته‌ای در پدیدآمدن مذاب‏‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی سازندۀ سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین باشد.

از نسبت‏‌های Nb/U و Ta/U نیز برای شناسایی فرایند آلایش پوسته‏‌ای استفاده می‌شود (Yan et al., 2008)؛ زیرا این عنصرها هنگام ذوب‌بخشی یا تبلوربخشی از یکدیگر تفکیک نمی‏‌شوند و نسبت‏‌های آنها بازتابی از موقعیت منبع ماگماست؛ ‌به‌گونه‌ای‌که نسبت‏‌های Nb/U و Ta/U در سنگ‏‌های گرانیتوییدی ‌بررسی‌شده به‌ترتیب برابر با 82/1 تا 45/13 و 14/0 تا 13/1 هستند. این مقدارها در مقایسه با ترکیب MORB و OIB (47Nb/U=، 7/2Ta/U=؛ Hofmann, 1988) کم هستند و ‌تا اندازه‌ای به محدودۀ ترکیب پوستۀ قاره‏‌ای با مقدار میانگینِ 12/1Nb/U= و 1/1Ta/U= (Taylor and McLennan, 1995) نزدیک هستند. ازاین‌رو، مقدار نسبت‏‌های یادشده نشان‌دهندة دخالت مؤلفه‏‌های پوستۀ قاره‏‌ای در خاستگاه سنگ‏‌های گرانیتوییدی ‌بررسی‌شده به‌شمار می‌رود. سیال‌های گرمابیِ پهنۀ فرورانش نسبت‏‌های بسیار کم Nb/U (میانگین: 22/0) دارند (Ayers, 1998). این مسئله، نشان‏‌دهندۀ ارتباط این سنگ‏‌ها با کمان‏‌های آتشفشانی و یا آلایش ماگما با پوستۀ قاره‏‌ای است. محتوای Sr این گرانیتوییدها (میانگین: 03/391 گرم در تن) نیز از مقدار این عنصر در ترکیب پوستۀ قاره‏‌ای بالایی (350 گرم در تن؛ Taylor and McLennan, 1995) بیشتر است. ازاین‌رو، ماگمای سازندۀ سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین، تا اندازه‌ای دچار آلایش با دخالت مواد پوسته‏‌ قاره‏‌ای شده است.

برای تفکیک فرایندهای تبلوربخشی و ذوب‌بخشی، نمودار دوتایی La در برابر La/Sm (شکل 11- A) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین تحت‌تأثیر درجات مختلف ذوب‌بخشی پدید آمده‏‌اند و ‌تا اندازه‌ای دچار فرایند تبلوربخشی شده‏‌اند. برای بررسی فرایند AFC[8] در این سنگ‏‌های گرانیتوییدی، نخست نمودار Rb در برابر Ba/Rb (شکل 11- B) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‏‌شود، سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین فرایند هضم و تبلوربخشی هنگام بالاآمدگی در پوستة بالایی را نشان می‏‌دهند. در نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (شکل 11- C)، روند عمودی داده‏‌ها به‌خوبی دیده می‏‌شود. ازاین‌رو، سنگ‏‌های گرانیتوییدی بررسی‏‌شده ویژگی‌های غنی‏‌شدگی با محلول‏‌های فرورانشی یا آلایش با مواد پوسته‏‌ای را نشان می‏‌دهند.

همچنین، نمودار Rb/Sr در برابر La/Ce (شکل 11- D) نقش آلایش پوسته‏‌ای در پیدایش سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین را نشان می‏‌دهد. نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (شکل 11- E) نیز برای تعیین آلایش پوسته‏‌ای خاستگاه گوشته‏‌ای کارآمد است. ماگماهای با مؤلفۀ فرورانش به سوی مقدارهای بالای Th/Yb (از 98/0 تا 33/15) و بیرون از آرایه گوشته‏‌ای جای می‏‌گیرند. سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین، در نمودار یادشده (شکل 11- E)، در محدودۀ بیرون از آرایه گوشته‏‌ای و مقدارهای بالای نسبت Th/Yb جای می‏‌گیرند. این جابجایی روند زمین‌شیمیایی غنی‏‌شدگی پهنۀ فرورانش یا غنی‏‌شدگی با پوستۀ قاره‏‌ای دارد. با این حال نسبت بالاتر Th/Yb در سنگ‏‌های گرانیتوییدی ‌بررسی‌شده نسبت به ترکیب میانگین پوستۀ قاره‏‌ای نشان می‌دهد غنی‏‌شدگی توسط فرایند‏‌های فرورانش نقش بسزایی در خاستگاه ماگمای اولیه داشته است.

مقدار بالای پتاسیم (K2O) در سنگ‏‌های گرانیتوییدی طارم-هشتجین (40/4 درصدوزنی)، نیازمند حضور فازهای پتاسیم‏‌داری همانند پتاسیم‏‌‏‌فلدسپار، آمفیبول پتاسیم‏‌دار و یا فلوگوپیت در خاستگاه آنهاست. Rb و Ba در ترکیب فلوگوپیت عنصرهای سازگاری هستند (La Tourette et al., 2002)؛ اما Ba، Rb و Sr سازگاری متوسطی در آمفیبول دارند (La Tourette et al., 2002). این ویژگی‏‌ها برای تشخیص بود یا نبود این فازها در خاستگاه به‌کار برده می‌شوند؛ ‌به‌گونه‌ای‌که مواد مذاب در حال تعادل با فلوگوپیت مقدارهای بالایی از Rb/Sr (بیشتر از 1/0) و مقدارهای کمی Ba/Rb (کمتر از 15) نسبت به مواد مذاب برخاسته از منبع آمفیبول‏‌دار دارند. همچنین، مواد مذاب برخاسته از خاستگاه آمفیبول‏‌دار مقدارهای کمی Rb/Sr (کمتر از 06/0) و نسبت بالایی از Ba/Rb (بیشتر از 15) نشان می‌دهند (Furman and Graham, 1999). میزان نسبت Rb/Sr در سنگ‏‌های گرانیتوییدی طارم-هشتجین (از 01/0 تا 73/2) در تغییر است و میزان نسبت Ba/Rb این سنگ‏‌ها (از 07/0 تا 79/29) متغیر است. این تفاوت میان سازگاری عنصرهای فلوگوپیت و آمفیبول نشان می‏‌دهد کدام فاز آبدار در منبع گوشتۀ سنگ‌کره‌ای پدید آمده است (Furman and Graham, 1999).

به‌علت سازگاری بیشتر عنصر Nb در ترکیب آمفیبول نسبت به فلوگوپیت و نیز تحرک اندک این عنصر هنگام دگرسانی، برای بررسی حضور آمفیبول یا فلوگوپیت در محل منبع نسبت Nb/Th به‌کار برده می‌شود. نسبت‏‌های Rb/Sr در برابر Ba/Rb و Rb/Sr در برابر Nb/Th (Furman and Graham, 1999) و روندهای تغییرات، حضور هر دو فاز آمفیبول و فلوگوپیت را نشان می‏‌دهند (شکل‌های 12- A و 12- B). ازآنجایی‌که مشخص شد ماگمای سازندة سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین با خاستگاهی آمفیبول و فلوگوپیت‌دار در تعادل است، می‏‌توان از این شاخص‏‌ها برای برآورد فشار و دمای پیدایش ماگما بهره گرفت. بررسی‏‌های تجربی نشان می‏‌دهند آمفیبول و فلوگوپیت در فشار‏‌های نزدیک به 30 تا 35 کیلوبار و ژرفای نزدیک به90 تا 100 کیلومتری پایدار هستند (Sato et al., 1997). همچنین، این نمودارها نشان می‏‌دهند به‌علت احتمال حضور فلوگوپیت و آمفیبول در خاستگاه، مقدارهای کمابیش برابری از H2O و CO2 در عامل دگرسان‏‌کننده شرکت دارند (Furman and Graham, 1999). ازاین‌رو، داده‌های به‌دست‌آمده با خاستگاه مذاب گوشته‏‌ای آلایش‌یافته توسط مواد پوسته‏‌ای همخوانی دارد. این مواد فرار (H2O و CO2)، گوة گوشته‏‌ای را دگرسان می‏‌کنند و نقطة ذوب آن را کاهش می‏‌دهند؛ ‌به‌گونه‌ای‌که ماگماهای بازالتی آب‏‌دار توسط ذوب‌بخشی در مناطق با بالاترین درجه حرارت تولید می‏‌شوند. این مذاب‏‌ها منابع پایانی ماگماهای تکامل‌یافته‏‌تری هستند که در پوسته جای می‏‌گیرند و چه‌بسا کانسارهای اپی‏‌ترمال مرتبط را پدید ‌آورند (Candela and Piccoli, 2003; Richards, 2005).





شکل 11. A) نمودار دوتایی La در برابر La/Sm (Chen et al., 2001)؛ B) نمودار Rb در برابر Ba/Rb (Askren et al., 1999)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Temel et al., 1998)؛ D) نمودار Rb/Sr در برابر La/Ce (Hofmann et al., 1986)؛ E) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 11. A) Binary diagram of La versus La/Sm (Chen et al., 2001), where most of the samples are aligned with the process of partial melting and less common fractional crystallization; B) Rb versus Ba/Rb diagram (Askren et al., 1999); C) Nb/Y versus Rb/Y diagram (Temel et al., 1998); D) Rb/Sr versus La/Ce diagram (Hofmann et al., 1986); E) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce, 1983) (Symbols are the same as in Figure 3).




در نمودار‏‌های تمایز خاستگاه غنی‏‌شده یا تهی‏‌شدة Zr در برابر Y (شکل 12- C) و Zr/Nb در برابر Yb/Nb (شکل 12- D)، بیشتر نمونه‏‌ها در محدودۀ مذاب‏‌های حاصل از ذوب‌بخشی گوشتۀ غنی‏‌شده جای می‌گیرند. البته تأثیر سیال‌های حاصل از آبزدایی پوستۀ اقیانوسی فرورو نیز می‏‌تواند دگرنهادشدن و غنی‏‌شدگی گوشتۀ سنگ‌کره‌ای زیرقاره‏‌ای در محیط حاشیۀ فعال قاره‏‌ای را به‌دنبال داشته باشد. بر این اساس، هنگام فرورانش پوستۀ اقیانوسی عنصرهای نامتحرک (HFSE)، مانند Ti، Ta و Nb، در تختة فرورو بجای می‏‌مانند (Thirlwall et al., 1994)؛ اما عنصرهای متحرک (LILE)، مانند Rb و K را فاز سیلیکاته و یا سیال‌های گرمابی، از صفحۀ اقیانوسی فرورو جدا می‌کنند و گوشتۀ سنگ‌کره‌ای را از عنصرهای متحرک غنی‏‌ می‌کنند؛ ‌به‌گونه‌ای‌که همۀ نمونه‏‌های گرانیتوییدی پهنۀ طارم-هشتجین از عنصرهای LILE غنی هستند.




شکل 12. A، B) نمودارهای Ba/Rb در برابر Rb/Sr و Nb/Th در برابر Rb/Sr (Furman and Graham, 1999) برای تشخیص حضور آمفیبول یا فلوگوپیت در خاستگاه سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین ؛ C) نمودار Zr دربرابر Y (Sun and McDonough, 1989) برای تفکیک خاستگاه گوشتۀ غنی‏‌شده و تهی‏‌شدۀ سازندة سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین؛ D) نمودار Zr/Nb در برابر Yb/Nb (Wilson, 2007) برپایة عنصرهای فرعی، برای تعیین خاستگاه ماگمای سازندۀ سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 12. A, B) Ba/Rb versus Rb/Sr and Nb/Th versus Rb/Sr diagrams (Furman and Graham, 1999) to detect the presence of amphibole or phlogopite in the origin of granitoid rocks of the Tarom-Hashtjin metallogenic province; C) Zr versus Y diagram (Sun and McDonough, 1989) to distinguish the origin of enriched and depleted mantles that formed the granitoid rocks of Tarom-Hashtjin metallogenic province, D) Zr/Nb versus Yb/Nb diagram (Wilson, 2007) based on secondary elements to determine the origin of the magma forming the granitoid rocks of the Tarom-Hashtjin metallogenic province (Symbols are the same as in Figure 3).



ازاین‌رو می‏‌توان گفت فرایند اصلی در تحول ماگمای اولیه سازندة سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین، تبلوربخشی از ماگمای اولیۀ گوشته‏‌ای (با مقداری آلایش با پوستۀ قاره‏‌ای) یا ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ایِ اسپینل لرزولیتی بوده است. بررسی نسبت‏‌های ایزوتوپی Sr86/Sr87 و Nd144/Nd143 در سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین بیشتر نشان‏‌دهندۀ تشابه و نزدیکی داده‏‌های ایزوتوپی است. ازاین‌رو، وجود خاستگاهی همگن برای ماگماهای این ایالت را تأیید می‏‌کند. ازاین‌رو، سن‌های متفاوت توده‏‌های آذرین درونی و همچنین تنوع در مقدار Sr86/Sr87 و Nd144/Nd143 را چه‌بسا درجات مختلف ذوب‌بخشی برخی از نفوذی‏‌های مشابه در یک زمان معین، توجیه کنند. هجوم سیال‌های دگرنهاد اثرات ناهمگنی روی گوشتۀ اولیه دارد و با افزایش فراوانی مواد فرار مذاب (مانند H2O و CO2) میزان ذوب‌بخشی ماگما را افزایش می‏‌دهد (Viccaro and Cristofolini, 2008).

محیط تکتونوماگمایی

سن به‌دست‌آمده برای سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای ایالت فلززایی طارم-هشتجین برابر با 6/1±4/37 تا 58/1±87/42 میلیون سال پیش (Nabatian et al., 2014; Aghazadeh et al., 2015; Ghasemi Siani et al., 2015, 2020) است که با سن کانه‌زایی کانسار اپی‏‌ترمال سولفیداسیون بالای گلوجه تعیین شده به روش Ar39/Ar40 در این پهنه (34/20±0/42 تا 47/1±56/42 میلیون سال پیش (Mehrabi et al., 2016)) ارتباط دارد. غنی‏‌شدگی در عنصرهای LILE و LREE و تهی‏‌شدگی در عنصرهای HFSE و HREE و از سویی، نسبت‌های بالای Ba/Zr (میانگین 29/7) و Ba/Nb (میانگین 22/44)، نشان‌دهندۀ ماگماتیسم درارتباط با پهنة فرورانش است.

همچنین، وجود ماگماتیسم کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی و متاآلومینوس نوع I در ایالت فلززایی طارم-هشتجین (شکل 4)، با ویژگی‌های کمان ماگمایی مرتبط با پهنة فرورانش سازگاری دارد. در نمودار تمایز محیط زمین‏‌ساختی Rb و Y + Nb (Pearce et al., 1984)، نمونه‌های سنگ‏‌های گرانیتوییدی مورد ‌بررسی در محدوده‏‌های کمان آتشفشانی و درون صفحه‌ای مطابق با نوع I و نوع A، مطابق با پیدایش آنها در یک محیط کششی در ارتباط با کمان آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 13- A).

در نمودار دوتایی Zr/Al2O3 در برابر TiO2/Al2O3 (Müller and Groves, 1997) (شکل 13- B)، که برای تفکیک ماگماهای درون صفحه‏‌ای از ماگماهای واقع در محیط‏‌های کمانی استفاده می‏‌شود، سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین در محدودۀ ماگماهای در ارتباط با کمان جای می‏‌گیرند. برپایة نمودار تغییرات Yb در برابر Th/Ta (Schandl and Gorton, 2002) (شکل 13- C) بیشتر سنگ‏‌های گرانیتوییدی مورد ‌بررسی، در محدودۀ پهنة فرورانش حاشیۀ فعال قاره‌ای تا مناطق آتشفشانی درون صفحه‌ای واقع می‌شوند.

به باور شفایی‌مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2018)، ماگماتیسم پتاسیم بالای کمربند کوهزایی تتیس در نتیجۀ همگرایی صفحات آفریقایی-عربی و اوراسیایی و در پایان، فرورانش اقیانوس تتیس به زیر صفحۀ اوراسیا رخ می‌دهد. ماگماتیسم کمانی در اواخر کرتاسۀ پسین با میانگین سنی 77 تا 83 میلیون سال پیش، در بخش جنوب‌خاوری کمان ماگمایی ارومیه- دختر آغاز و با فرورانش صفحۀ عربی در زمان پالئوژن و پیدایش کوهزایی برخوردی در سراسر میوسن و پلیو-کواترنری ادامه یافته است (Moritz et al., 2016; Sepidbar, et al., 2021; Stern et al., 2021; Shafaii Moghadam and Stern, 2021; Shafaii Moghadam et al., 2020, 2021, 2022). تفسیرهای ژئودینامیک مختلفی برای ماگماتیسم کمانی ائوسن در البرز، مانند ماگماتیسم مرتبط با فرورانش (Verdel et al., 2011; Richards et al., 2012; Arjmandzadeh and Santos, 2014)، ماگماتسیم پهنة پشت کمانی (Asiabanha and Foden, 2012) و ماگماتیسم پس از برخورد (Castro et al., 2013; Pang et al., 2013) وجود دارد. به پیشنهاد وردل و همکاران (Verdel et al., 2011) البرز‌باختری در محیط پشت کمانی و کمان ماگمایی ارومیه- دختر در محیط کمان آتشفشانی اصلی، مربوط به پهنة فرورانشی نئوتتیس تشکیل شده‏‌اند.




شکل 13. نمودارهای تمایز محیط زمین‌ساختی تشکیل سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین. A) نمودار تمایز زمین‏‌ساختی Y+Nb در برابر Rb برای سنگ‏‌های گرانیتوییدی (Pearce et al., 1984). نامگذاری انواع I، S و A از کریستینسن و کیت (Christiansen and Keith, 1996) (1996)؛ B) نمودار TiO2/Al2O3 در برابر Zr/Al2O3 (Müller and Groves, 1997)؛ C) نمودار تغییرات Yb در برابر Th/Ta (Schandl and Gorton, 2002) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 3 است).

Figure 13. tectonic setting discrimination diagrams for the granitoid rocks in the Tarom-Hashtjin metallogenic province. A) Y+Nb versus Rb diagram for the granitoid rocks (Pearce et al., 1984). Nomenclature of types I, S, and A from Christiansen and Keith (1996); B) TiO2/Al2O3 versus Zr/Al2O3 diagram (Müller and Groves, 1997); C) Yb versus Th/Ta diagram (Schandl and Gorton, 2002) (Symbols are the same as in Figure 3).



البرز باختری (شمال‏‌باختری ایران)، شامل پهنة اهر-ارسباران و ایالت فلززایی طارم-هشتجین است که از شمال تا قفقاز بزرگ و از باختر تا پونتیدهای[9] آناتولی ادامه می‌یابد و تاریخچة ژئودینامیک پیچیده‌ای دارد. شواهد زمین‌شیمیایی نشان می‏‌دهند بیشتر گرانیتوییدهای پیش‏‌کمانی سنوزوییک ترکیب کالک‏‌آلکالن نشان می‌دهند؛ اما سنگ‌های پشت کمانی ویژگی پتاسیم بالا (شوشونیتی و اولتراپتاسیک) دارند. در ایالت فلززایی طارم-هشتجین یک مرحلة کشش در طول ائوسن مرتبط با برگشت تختة رخ داده است. ذوب‌بخشی تختة فرورو و گوۀ گوشته‏‌ای دگرنهاد (توسط سیال‌های حاصل از ذوب تختة فرورو) در پایان ائوسن تولید و فوران ماگماهای ائوسن (37 تا 42 میلیون سال پیش) ایالت فلززایی طارم-هشتجین در یک پهنة پشت کمانی، در پشت کمان ماگمایی ارومیه-دختر را در پی داشته است (شکل 14).

از سوی دیگر، برپایة شواهد زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده از بررسی‌های شفایی‌مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2018) و سپیدبر و همکاران (Sepidbar et al., 2019)، سنگ‌های آتشفشانی- نفوذی کمان ماگمایی ارومیه- دختر با میانگین سنی 37 تا 54 میلیون سال پیش (ائوسن میانی) (Verdel et al., 2007; Chiu et al., 2013)، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی همانند سری‌های ماگمایی کالک‌آلکالن تا شوشونیتی ماگماتیسم سنوزوییک، در یک محیط تکتونوماگمایی کمان آتشفشانی (حاشیۀ همگرا) را نشان می‌دهند. ازاین‌رو، مقایسۀ موارد یادشده و همچنین، نسبت‌های Sr86/Sr87 و εNd(t) در سنگ‌های آذرین کمان ماگمایی ارومیه-دختر (به‌ترتیب 70483/0 تا 70783/0 و 5/2- تا 6/3+) با سنگ‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم- هشتجین (به‌ترتیب 70434/0 تا 70510/0 و 70/5- تا 40/3+) نشان‌دهندۀ قرابت و همپوشانی داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده برای این دو محیط تکتونوماگمایی هستند. عقب‏‌نشینی گودال و برگشت تختة کمان ماگمایی پالئوژن ارومیه- دختر به سمت بخش‌های شمالی و شمال‏‌باختری را عامل پیدایش محیط‌های پشت کمانی؛ مانند البرز باختری، ایالت فلززایی طارم- هشتجین و پهنۀ اهر- ارسباران می‌دانند. ذوب‌بخشی پوستۀ فرورو و گوۀ گوشته‌ای دگرنهاد (توسط سیالات و مذاب‌های قطعۀ فرورونده) در اواخر ائوسن (6/1 ± 4/37 تا 58/1 ± 87/42 میلیون سال پیش؛ Nabatian et al., 2014; Aghazadeh et al., 2015; Ghasemi Siani et al., 2015, 2020) تولید ماگمای کالک‏‌آلکالن در یک محیط کششی در ارتباط با محیط پشت کمانی در پهنة پشت کمان آتشفشانی ارومیه- دختر، در ایالت فلززایی طارم- هشتجین را به‌دنبال داشته است. در کل می‏‌توان گفت ایالت فلززایی طارم-هشتجین در یک محیط پشت کمانی پدیدآمده در ارتباط با کمان آتشفشانی ارومیه-دختر پدید آمده است و ماگماتیسم اصلی در زمان ائوسن پدید آمده است (شکل 14).




شکل 14. مدل شماتیک از پیدایش سنگ‌های آذرین کمان ماگمایی البرز[10] (AMA)، ایالت فلززایی طارم-هشتجین (THMP) و پهنۀ اهر- ارسباران (AAZ) در محیط‌های زمین‌ساختی کششی (Back-arc) در پهنة فرورانش (با تغییرات از Ghasemi Siani et al. (2020)).

Figure 14. Schematic model of the formation of igneous rocks of Alborz magmatic arc (AMA), Tarom-Hashtjin metallogenic province (THMP), and Ahar-Arsbaran zone (AAZ) in the back-arc tectonic environments located in the subduction zone (with changes from Ghasemi Siani et al. (2020)).





این ‌بررسی به‌طور خلاصه سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمی سنگ‏‌های گرانیتوییدی میزبان کانسارهای اپی‏‌ترمال در ایالت فلززایی طارم-هشتجین را نشان می‏‌دهد. کانسارهای اپی‏‌ترمال در ایالت فلززایی طارم-هشتجین در ایران به سه دستة سولفیداسیون کم، سولفیداسیون متوسط و سولفیداسیون بالا دسته‏‌بندی می‏‌شوند. برپایة این پژوهش‌، سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با کانسارهای اپی‏‌ترمال ایالت فلززایی طارم- هشتجین، شامل واحدهای نفوذی مونزونیتی، مونزودیوریتی، کوارتزمونزونیتی و گرانیتی است. نفوذی یادشده ماهیت کالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارد و متاآلومینوس نوع I است. این سنگ‏‌ها، نسبت به عنصرهای سنگ‌گرا (LILE) مانند K، Rb، Th، U، Nd غنی‏‌شدگی و نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Ta، Nb و Ti تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة رخداد ماگماتیسم همراه با فرورانش هستند و ویژگی همة ماگماهایی است که تحت‏‌‌تأثیر فرایندهای آلایش پوسته‏‌ای و جدایش بلورین بوده‏‌اند. از سوی دیگر، سیال‌ها و مذاب‏‌های پدیدآمده از پوستۀ اقیانوسی فرورو با دگرنهادکردن گوۀ گوشته‏‌ای بالای خود باعث پیدایش ناهنجاری مثبت عنصرهای LILE و ناهنجاری منفی عنصرهای HFSE می‏‌شوند. یافته‌های این پژوهش نشان می‏‌دهند ایالت فلززایی طارم-هشتجین بخشی از کمان کششی پشت کمانی با فعالیت آذرین گسترده در ارتباط با کمان اصلی ارومیه-دختر است. از این‌رو، گمان می‌رود رژیم زمین‏‌ساختی کششی در ائوسن زیرین تا میانی با حرکات همگرایی همراه بوده است و تا پایان ائوسن میانی و ائوسن بالایی دنبال شده است. این مرحله از کشش در طول ائوسن مرتبط با برگشت تختة رخ می‌دهد که احتمالاً «شعله‌ور شدن» ماگماتیسم را به‌دنبال داشته است. حرکت‌های زمین‏‌ساختی یادشده می‏‌تواند با فرایند‏‌های جداشدن قطعة فرور و یا نازک‏‌شدن همرفتی سنگ‌کره‌ همراه بوده باشد که این فرایندها بالاآمدگی سست‌کره و آشفتگی دمایی در گوۀ گوشته‏‌ای سنگ‌کره‌ای دگرنهاد را در پی داشته‌اند. این چنین آشفتگی، ذوب‌بخشی تختة فرورونده و گوة گوشته‏‌ای سنگ‌کره‌ای را به همراه داشته است و ماگمای پتاسیک اولیۀ سنگ‏‌های گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین را پدید آورده است. این فرایند تولید و فوران حجم بالای از ماگماهای ائوسن (37 تا 42 میلیون سال پیش) در پهنة پشت کمانیِ ماگمایی ارومیه-دختر را به‌دنبال داشته است. میانگین سنی 6/1 ±4/37 تا 58/1 ±87/42 میلیون سال پیش و بررسی نسبت‏‌های ایزوتوپی Sr86/Sr87 و Nd144/Nd143، وجود خاستگاه همگن گرانیتوییدی ایالت فلززایی طارم-هشتجین را تأیید می‏‌کند. هجوم سیال‌های دگرنهادکننده اثرات ناهمگنی روی گوشتۀ اولیه داشته است و افزایش فراوانی مواد فرار مذاب (مانند H2O و CO2)، میزان ذوب‌بخشی ماگما را افزایش می‏‌دهد؛ زیرا گوشته در یک زمان معین دچار درجات متفاوت ذوب‌بخشی شده است. ازاین‌رو، مذاب حاصل از درجات مختلف ذوب‌بخشی گوشته هنگام صعود جدایش پیدا کرده است. در پایان، این مذاب‏‌ها سنگ‏‌های گرانیتوییدی فلسیک ایالت فلززایی طارم-هشتجین را در پهنة فرورانش پدید آورده‌اند.


1 Back-arc

2 Slab roll back

3 Extensional environments

[4] Petrogenesis

[5] Modified Alkali-Lime Index (MALI)

[6] metasomatize

4 non-productive

5 Assimilation and Fractional Crystallization

6 Pontides

[10] Alborz Magmatic Arc

Abedini, A. (2017) Geochemistry of argillic alteration: a case study from the Jizvan area, Tarom-Hashtjin zone. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 26(104), 3-16 (in Persian).
Aghajani, S., Emami, M.H., Lotfi, M., Gholizadeh, K., and Ghasemi Siani, M. (2016) Source of polymetal epithermal veins at Nikuyeh district (West of Qazvin) based on mineralogy, alteration and fluid inclusion studies. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 25, 157–168 (in Persian).‏
Aghajani, S., Ghasemi Siani, M., Emami, M.H., Lotfi, M., and Gholizadeh, K., (2020) Petrography, geochemistry, magmatic evolution and tectonomagmatic setting of igneous rocks associated with Nikuyeh epithermal mineralization (west of Qazvin). Kharazmi Journal of Earth Sciences, 6(1), 15–30 (in Persian).
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, 148(5-6), 980-1008.
Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Castro, A. (2015) Petrogenesis and U-Pb SHRIMP Dating of Taroum Plutons. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 24(95), 3-20 (in Persian).
Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304(1), 1-20.‏
Almeida, M.E., Macambira, M.J., 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(1-2), 69-97.‏
Arjmandzadeh, R., and Santos, J.F. (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, 103(1), 123-140.‏
Asiabanha, A., and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98-111.‏
Ayers, J. (1998) Trace element modeling of aqueous fluid–peridotite interaction in the mantle wedge of subduction zones. Contributions to Mineralogy and Petrology, 132(4), 390-404.‏
Askren, D.R., Roden, M.F., and Whitney, J.A. (1997) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuffs of the western USA. Journal of Petrology, 38(8), 1021-1046.‏
Azizi, H., and Jahangiri, A. (2008) Cretaceous subduction-related volcanism in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Journal of Geodynamics, 45(4-5), 178-190.‏
Azizi, H., Nouri, F., Stern, R.J., Azizi, M., Lucci, F., Asahara, Y., Zarinkoub, M.H., and Chung, S.L. (2020) New evidence for Jurassic continental rifting in the northern Sanandaj Sirjan Zone, western Iran: The Ghalaylan seamount, southwest Ghorveh. International Geology Review, 62(13-14), 1635-1657.
Ballato, P., Uba, C.E., Landgraf, A., Strecker, M.R., Sudo, M., Stockli, D.F., Friedrich, A., and Tabatabaei, S.H. (2011) Arabia-Eurasia continental collision: Insights from late Tertiary foreland-basin evolution in the Alborz Mountains, northern Iran. The Geological Society of America (GSA) Bulletin, 123(1-2), 106-131.‏
Barbarin, B. (1996) Genesis of the two main types of peraluminous granitoids. Geology, 24(4), 295-298.‏
Bazargani-Guilani, K., and Parchekani, M. (2011) Metalogenic Properties of Barik-Ab Pb-Zn (Cu) Ore Deposit with Acidic Tuff Host-Rock, west Central Alborz, northwest of Iran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 20, 97–104 (in Persian).
Bonin, B. (2004) Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within-plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal, sources? A review. Lithos, 78, 1–24.
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Chichorro, M. (2013) Late Eocene–Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180, 109-127.‏
Candela, P.A., and Piccoli, P.M. (2005) Magmatic processes in the development of porphyry-type ore systems.‏ Economic Geology, 25–37.
Chappell, B.W. (1979) Granites as images of their Source rocks, 400p. The Geological Society of America, New York.
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 Edinburgh, Earth Sciences, 83, 1-26.
Chaghaneh, N. (2012) Mineralogy, geochemistry, fluid inclusion and genesis of Glojeh anomaly 4, North of Zanjan, 170 p. M. Sc. Thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).
Chen, C.H., Chung, S.H., Hwang, H.H., Chen, C.H., and Chung, S.L. (2001) Petrology and geochemistry of Neogene continental basalts and related rocks in northern Taiwan (III): Alkali basalts and tholeiites from Shiting-Yinko area. Western Pacific Earth Sciences, 1(1), 19-46.‏‏
Chiu, H.Y., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Mohammadi, S.S., Khatib, M.M., and Iizuka, Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos, 162, 70-87.‏
Chiaradia, M. (2015) Crustal thickness control on Sr/Y signatures of recent arc magmas: an Earth scale perspective. Scientific Reports, 5(1), 1-5.‏
Christiansen, E.H., and Keith, J.D. (1996) Trace element systematics in silicic magmas: a metallogenic perspective. Trace element geochemistry of volcanic rocks: Applications for massive sulfide exploration. Edited by DA Wyman. Geological Association of Canada, Short Course Notes, 12, 115-151.
Defant, M.J., and Drummond, M.S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347(6294), 662-665.‏
Defant, M.J. (2002) Adakites: some variations on a theme. Acta Petrologica Sinica, 18, 129-142.
Doe, B.R., and Zartman, R.E. (1979) Plumbotectonics I, the Phanerozoic, In H.L. Barnes, Ed., Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, 22-70. 2nd Ed., John Wiley and Sons, New York.
Du Bray, E.A. (2017) Geochemical characteristics of igneous rocks associated with epithermal mineral deposits a review. Ore Geology Reviews, 80, 767-783.‏
Esmaeli, M., Lotfi, M., and Nezafati, N. (2015) Fluid inclusion and stable isotope study of the Khalyfehlou copper deposit, Southeast Zanjan, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 8(11), 9625-9633.‏
Esmaeli, M., Lotfi, M., and Nezafati, N. (2019) Mineralogy, and genesis of Khalyfehlou copper deposit based on host rock geochemical data and O-S isotope characteristic. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 28, 33–46 (in Persian).
Fan, W.M., Guo, F., Wang, Y.J., and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extension in the northern Da Hinggan Mountains, northeastern China. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 121(1-2), 115-135.‏
Faridi, M., and Anvari, A. (2004) Geological map 1:100000 Hashtjin, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Feyzi, M., Ebrahimi, M., Kouhestani, H., and Mokhtari, M.A.A. (2016) Geology, mineralization and geochemistry of the Aqkand Cu occurrence (north of Zanjan, Tarom-Hashtjin zone). Iranian Journal of Economic Geology, 8, 507–524 (in Persian).
Foudazi, M., Karizaki, H.S., and Qolipour, M. (2015) Petrology and geochemistry of granitoid rocks in NW of Takestan. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 24, 21–28 (in Persian).
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(11), 2033-2048.‏
Furman, T., and Graham, D. (1999) Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical evidence from the Kivu volcanic province. Developments in Geotectonics, 24, 237-262.
Ghasemi Siani, M. (2014) Timing and origin of epithermal veins and geochemical zoning in the Glojeh district, North of Zanjan, Iran, 178 p. Ph.D. Thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Azizi, H., Wilkinson, C.M., and Ganerod, M. (2015) Geochemistry and geochronology of the volcano-plutonic rocks associated with the Glojeh epithermal gold mineralization, NW Iran. Open Geosciences, 7(1), 207-222.
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., and Azizi, H. (2017) Mineralogy, Geochemistry and Alteration of Ore Minerals in Glojeh Epithermal Veins, North of Zanjan. Iranian Journal of Geology, 11(42), 1-25 (in Persian).
Ghasemi Siani, M.G., Lentz, D.R., and Nazarian, M. (2020) Geochemistry of igneous rocks associated with mineral deposits in the Tarom-Hashtjin metallogenic province, NW Iran: an analysis of the controls on epithermal and related porphyry-style mineralization. Ore Geology Reviews, 126, 103753.‏
Ghasemi Siani, M.G., and Lentz, D.R. (2022) Lithogeochemistry of various hydrothermal alteration types associated with precious and base metal epithermal deposits in the Tarom-Hashtjin metallogenic province, NW Iran: Implications for regional exploration. Journal of Geochemical Exploration, 232, 106903.‏
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Nazarian, M., Lotfi, M., and Corfu, F. (2022) Geology and genesis of the Chomalu polymetallic deposit, NW Iran. Ore Geology Reviews, 143, 104763.‏
Ghorbani, M. (2007) Economic Geology of Mineral Deposits and Natural Resources of Iran. 1st edition, Arian Zamin Publishers p. 492 (in Persian).
Gorton, M.P., and Schandl, E.S. (2000) From continents to island arcs: a geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist, 38(5), 1065-1073.‏
Groves, D.I., and Bierlein, F.P. (2007) Geodynamic settings of mineral deposit systems. Journal of the Geological Society, 164(1), 19-30.
Hajalilo, B. (2000) Tertiary metallogeny of western Alborz-Azerbaijan (Mianeh), in particular Hashtjin district, 275 p. Ph.D. Thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks, 360 p. 1st Edition, Methuen and Company, Yorkshire.
Hassanpour, S., Alirezaei, S., Selby, D., and Sergeev, S. (2015) SHRIMP zircon U–Pb and biotite and hornblende Ar–Ar geochronology of Sungun, Haftcheshmeh, Kighal, and Niaz porphyry Cu–Mo systems: evidence for an early Miocene porphyry-style mineralization in northwest Iran. International Journal of Earth Sciences, 104(1), 45-59.
Hofmann, A.W., Jochum, K.P., Seufert, M., and White, W.M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary science letters, 79(1-2), 33-45.
Hofmann, A.W. (1988) Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90(3), 297-314.‏
Hosseinzadeh, G., Moayed, M., and Moghadami, E. (2014) Geochemistry of zeolitic alteration in volcanic rocks of Kejal area (NW of Hashjin), Ardebil. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 21, 83–96 (in Persian).
Hosseinzadeh, M.R., Maghfouri, S., Moayyed, M., Lotfehnia, M., Hajalilo, B. (2015) Petrology, geochemistry and alteration at the polymetalic (Cu-Pb-Zn) vein and veinlet mineralization in the Lubin-Zardeh area, Northeast Zanjan. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 24, 41–52 (in Persian).
Hosseinzadeh, M.R., Moghfouri, M., Moayyed, M., and Rahmani, A. (2016) Khalifehlu deposit high-sulfidation epithermal Cu-Au mineralization in the Tarom magmatic zone, North Khoramdareh. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 25, 179–194 (in Persian).
Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 30(3-4), 433-447.‏
Jamali, H., Dilek, Y., Daliran, F., Yaghubpur, A., and Mehrabi, B. (2010) Metallogeny and tectonic evolution of the Cenozoic Ahar–Arasbaran volcanic belt, northern Iran. International Geology Review, 52(4-6), 608-630.‏
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.‏
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).
Khademian, F., Monsef, I., and Rahgoshay, M. (2018) Petrogenesis and geochemistry of the Eocene volcanic sequence in the northeast of Zanjan: Implications for active continental margin magmatism in the Alborz-Azarbaijan Zone. Petrological Journal, 9(33), 191-206 (in Persian).
Khanmohammadi, N., Khakzad, A., Izadyar, J. (2010) Mineralography, Structural and Textural Studies and Genesis of Zaker Iron-Apatite Deposit (Northeast of Zanjan). Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 19(76), 119-176 (in Persian).
‏‏Kordian, S., Mokhtari, M.A.A., Kouhestani, H., and Veiseh, S. (2020) Geology, mineralogy, structure and texture, geochemistry and genesis of the Golestan Abad iron oxide-apatite deposit (East of Zanjan). Journal of Economic Geology, 12(3), 299-325 (in Persian).‏
Kouhestani, H., Azimzadeh, A.M., Mokhtari, M.A.A., and Ebrahimi, M. (2017) Mineralization and fluid evolution of epithermal base metal veins from the Aqkand deposit, NW Iran. Journal of Mineralogy and Geochemistry, 194, 139-155.
Kouhestani, H., Mokhtari, M.A.A., Chang, Z., and Johnson, C.A. (2018) Intermediate sulfidation type base metal mineralization at Aliabad-Khanchy, Tarom-Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reviews, 93, 1-18.‏
Kouhestani, H., Mokhtari, M.A.A., Qin, K., and Zhao, J. (2019) Fluid inclusion and stable isotope constraints on ore genesis of the Zajkan epithermal base metal deposit, Tarom–Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reviews, 109, 564-584.
‏Kouhestani, H., and Mokhtari, M.A.A. (2019) Tashvir ore occurrence, NE Zanjan. Intermediate-sulfidation style of epithermal base metal (Ag) mineralization in the Tarom-Hashtjin zone. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 28, 97–108 (in Persian).
La Tourette, R.W. (2002) Igneous Rocks. A Classification and Glossary of Terms. Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geological Magazine, 140(3), 367-367.‏
Machado, A., Lima, E.F., Chemale Jr, F., Morata, D., Oteíza, O., Almeida, D.P.M., Figueiredo, A.M.G., Alexandre, F.M., and Urrutia, J.L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic–Cenozoic calc-alkaline magmatism in the South Shetland arc, Antarctica. Journal of South American Earth Sciences, 18(3-4), 407-425.
Mehrabi, B., Ghasemi Siani, M., and Azizi, H. (2014) The genesis of the epithermal gold mineralization at North Glojeh veins, NW Iran. International Journal of Sciences: Basic and Applied Research (IJSAR), 15(1), 479-497.‏
Mehrabi, B., Ghasemi Siani, M., Goldfarb, R., Azizi, H., Ganerod, M., and Marsh, E.E. (2016) Mineral assemblages, fluid evolution, and genesis of polymetallic epithermal veins, Glojeh district, NW Iran. Ore Geology Reviews, 78, 41-57.‏
Mikaeili, K., Hosseinzadeh, M.R., Moayyed, M., and Maghfouri, S. (2018) The Shah-Ali-Beiglou Zn-Pb-Cu (-Ag) Deposit, Iran: An Example of Intermediate Sulfidation Epithermal Type Mineralization. Minerals, 8(4), 148.‏
Middlemost, E.A. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37(3-4), 215-224.‏
Miyashiro, A. (1974) Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. American Journal of Science, 274(4), 321-355.‏
Mohammadi, M., Nabatian, G., Honarmand, M., and Ebrahimi, M. (2019) Geology and origin of the Dohneh Copper Mineralization, northeast of Zanjan. Iran. Journal of Economic Geology, 11, 497–524 (in Persian).
Moritz, R., Rezeau, H., Ovtcharova, M., Tayan, R., Melkonyan, R., Hovakimyan, S., Ramazanov, V., Selby, D., Ulianov, A., Chiaradia, M., and Putlitz, B. (2016) Long-lived, stationary magmatism and pulsed porphyry systems during Tethyan subduction to post-collision evolution in the southernmost Lesser Caucasus, Armenia and Nakhitchevan. Gondwana Research, 37, 465-503.‏
Moritz, R., and Baker, T. (2019) Metallogeny of the Tethyan Orogenic Belt: From Mesozoic Magmatic Arcs to Cenozoic Back-Arc and Postcollisional Settings in Southeast Europe, Anatolia, and the Lesser Caucasus: An Introduction. Economic Geology, 114(7), 1227-1235.
Mokhtari, M.A.A., Kouhestani, H., and Saeedi, A. (2016) Investigation on type and origin of copper mineralization at Aliabad Mousavi-Khanchy occurrence, East of Zanjan, using petrological, mineralogical and geochemical data. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 25, 259–270 (in Persian).
Mousavi Motlagh, S.H., Ghaderi, M., Mokhtari, M.A.A., and Yasami, N. (2019) Geochemical constraints on the origin and tectonic setting of Chargar intrusions in the Alborz orogenic belt, NW Iran. Journal of Earth System Sciences, 128, 224–243 (in Persian).
Mousavi Motlagh, S.H., and Ghaderi, M. (2019) The Chargar Au-Cu deposit: an example of low-sulfidation epithermal mineralization from the Tarom subzone, NW Iran. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen Journal of Mineralogy and Geochemistry, 196(1), 43-66.
Müller, D., Rock, N.M.S., and Groves, D.I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks in different tectonic settings: a pilot study. Mineralogy and Petrology, 46(4), 259-289.‏
Müller, D., and Groves, D.I. (1997) Potassic Igneous Rocks and Associated Gold-Copper mineralization, 238p. 3rd Ed., Springer-Verlag, Berlin.
‏Nagudi, N., Koberl, C., and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the sigo granite, Uganda and implications for origin. Journal of African Earth Sciences, 36, 1-14.
Nabatian, G., Ghaderi, M., Rashidnejad Omran, N., and Daliran, F. (2010) Geochemistry and genesis of apatite bearing Fe-oxide Sorkhe-Dizaj deposit, SE Zanjan. Journal of Economic Geology, 1(1),19-46.
Nabatian, G., Ghaderi, M., Daliran, F., and Rashidnejad‐Omran, N. (2012) Sorkhe‐Dizaj Iron Oxide–Apatite Ore Deposit in the Cenozoic Alborz‐Azarbaijan Magmatic Belt, NW Iran. Resource Geology, 63(1), 42-56.
Nabatian, G., and Ghaderi, M. (2013) Oxygen isotope and fluid inclusion study of the Sorkhe-Dizaj iron oxide-apatite deposit, NW Iran. International Geology Review, 55(4), 397-410.‏
Nabatian, G., Ghaderi, M., Corfu, F., Neubauer, F., Bernroider, M., Prokofiev, V., and Honarmand, M. (2014) Geology, alteration, age, and origin of iron oxide–apatite deposits in Upper Eocene quartz monzonite, Zanjan district, NW Iran. Mineralium Deposita, 49(2), 217-234.‏
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38(5), 757-775.
Nazari Nia, A., Rashidnezhad Omran, N., Aghazadeh, M., Arvin, A. (2014) Petrology and geochemistry of quartz-monzonite body in the Tarom Subzone North-East of Zanjan. Petrological Journal, 20, 91–106 (in Persian).
Ordóñez-Calderón, J.C., Polat, A., Fryer, B.J., Gagnon, J.E., Raith, J.G., and Appel, P.W.U. (2008) Evidence for HFSE and REE mobility during calc-silicate metasomatism, Mesoarchean (∼3075 Ma) Ivisaartoq greenstone belt, southern West Greenland. Precambrian Research, 161(3-4), 317-340.‏
Pang, K.N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Khatib, M.M., Mohammadi, S.S., Chiu, H.Y., Chu, C.H., Lee, H.Y., and Lo, C.H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180, 234-251.‏
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active Continental magmas. Continental basalts and mantle xenoliths, 230-249 p. Shiva, Cheshire.
‏Pearce, J.A., Harris, N.B., and Tindle, A.G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4), 956-983.‏
Pearce, J.A., and Peate, D.W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 23, 251-286.
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(1), 63-81.‏
Rahmani, S.H., Zamanian, H., Zareisahameih, R. (2019) Geochemical characteristics of igneous host rocks associated of Lubin-Zardeh epithermal gold deposit, NW Iran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 29, 289–302 (in Persian).
Raymond, L.A. (2002) The study of igneous sedimentary and metamorphic rocks, 720 p. 2nd Edition, McGraw Hill, New York,
Richards, J.P. (2005) Cumulative Factors in the Generation of Giant Calc-Alkaline Porphyry Cu Deposits. In: Super Porphyry Copper and Gold Deposits: A Global Perspective (Ed., Porter, T.M.) 1, 259-274. Porter Geoscience Consulting Publishing, Linden Park, South Australia.
Richards, J.P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A., and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y magmas reflect arc maturity, high magmatic water content, and porphyry Cu±Mo±Au potential: examples from the Tethyan arcs of central and eastern Iran and western Pakistan. Economic Geology, 107(2), 295-332.‏
Richards, J.P. (2015) Tectonic, magmatic, and metallogenic evolution of the Tethyan orogen: From subduction to collision. Ore Geology Reviews, 70, 323-345.‏
Richards, J.P., and Sholeh, A. (2016) The Tethyan tectonic history and Cu-Au metallogeny of Iran. Economic Geology, 19, 193–212.
Richards, J.P., Razavi, A.M., Spell, T.L., Locock, A., Sholeh, A., and Aghazadeh, M. (2018) Magmatic evolution and porphyry–epithermal mineralization in the Taftan volcanic complex, southeastern Iran. Ore Geology Reviews, 95, 258-279.‏
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation. Presentation, Interpretation, 796, 317-343.
Rickwood, P.C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4), 247-263.
Sadri Esfanjani, S., Amel, N., Mokhtari, M.A.A. (2015) Petrology and geochemistry of acidic volcanic rocks in the north of Soleiman Bolaghi (southwest Hashtjin, north of Zanjan) with considering perlitization. Petrological Journal, 21, 139–156 (in Persian).
Saeedi, A., Mokhtari, M.A.A., and Kouhestani, H. (2018) Petrology and geochemistry of intrusive rocks at Khanchay-Aliabad region (Tarom sub-zone, East of Zanjan). Petrological Journal, 33, 207–229 (in Persian).
Sato, K., Katsura, T., and Ito, E. (1997) Phase relations of natural phlogopite with and without enstatite up to 8 Gpa: implications for mantle metasomatism. Earth and Planetary Science Letters, 164, 511-526.
Sepidbar, F., Shafaii Moghadam, H., Zhang, L., Wei Li, J., Ma, J., Stern, R.J., and Lin, C. (2019) Across-arc geochemical variations in the Paleogenemagmatic belt of Iran. Lithos, 344–345, 280–296.
Sepidbar, F., Karsli, O., Palin, R.M., and Casetta, F. (2021) Cenozoic temporal variation of crustal thickness in the Urumieh-Dokhtar and Alborz magmatic belts, Iran. Lithos, 400, 106401.
Schandl, E.S., and Gorton, M.P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology, 97(3), 629-642.
Schmidt, M.W., Vielzeuf, D., and Auzanneau, E. (2004) Melting and dissolution of subducting crust at high pressures: the key role of white mica. Earth and Planetary Science Letters, 228(1-2), 65-84.‏
Seyedqaraeini, A., Mokhtari, M.A.A., and Kouhestani, H. (2019) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Zajkan granitoid (Tarom-Hashtjin sub-zone, West of Qazvin). Petrological Journal, 39, 79–100 (in Persian).
‏‏Shafaii Moghadam, H., Griffin, W.L., Kirchenbaur, M., Garbe-Schonberg, D., Zakie Khedr, M., Kimura, J.I., Stern, R.J., Ghorbani, G., Murphy, R., O’Reilly, S.Y., Arai, S., Maghdour-Mashhour, R. (2018) Roll-back, extension and mantle upwelling triggered Eocene potassic magmatism in NW Petrological Journal, 59, 1417–1465.
Shafaii Moghadam, H., Li, Q.L., Li, X.H., Stern, R.J., Levresse, G., Santos, J.F., Lopez Martinez, M., Ducea, M.N., Ghorbani, M., Hassannezhad, A. (2020) Neotethyan subduction ignited the Iran arc and back-arc differently. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 125, 1–30.
Shafaii Moghadam, H., Li, Q.L., Griffin, W.L., Stern, R.J., Santos, J.F., Lucci, F., Beyarslan, M., Ghorbani, G., Ravankhah, A., Tilhac, R., and O'Reilly, S.Y. (2021) Prolonged magmatism and growth of the Iran-Anatolia Cadomian continental arc segment in Northern Gondwana. Lithos, 384, 105940.
Shafaii Moghadam, H., and Stern, R.J. (2021) Subduction initiation causes broad upper plate extension: The Late Cretaceous Iran example. Lithos, 398, 106296.
Shafii Moghadam, H., Li, Q.L., Griffin, W.L., Stern, R.J., Santos, J.F., Ducea, M.N., Ottly, C.J., Karsli, O, Sepidbar, F., and O'Reilly, S.Y. (2022) Temporal changes in subduction-to collision-related magmatism in the Neotethyan orogen: The Southeast Iran example. Earth-Science Reviews, 103930.‏
Shand, S.J. (1943) Eruptive rocks: Their genesis, composition classification and their relation to ore-deposits, 488p. 3rd Ed. John Wiley Sons, New York.
Sheth, H.C., Torres-Alvarado, I.S., and Verma, S.P. (2002) What is the "calc-alkaline rock series"? International Geology Review, 44(8), 686-701.‏
Stacey, J.T., and Kramers, 1. (1975) Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planetary Science Letters, 26(2), 207-221.
Stern, R.J., Moghadam, H.S., Pirouz, M., and Mooney, W. (2021) The geodynamic evolution of Iran. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 49, 9-36.
‏Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. AAPG Bulletin, 52(7), 1229-1258.
Stöcklin, J., and Nabavi, M.H. (1973) 1/2,500,000 sheet, tectonic map of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(1), 313-345.
Sun, C., and Liang, Y. (2012) Distribution of REE between clinopyroxene and basaltic melt along a mantle adiabat: effects of major element composition, water, and temperature. Contributions to Mineralogy and Petrology, 163(5), 807-823.‏
Taylor, S.R., and McLennan, S.M. (1995) The geochemical evolution of the continental crust. Reviews of Geophysics, 33(2), 241-265.‏
Temel, A., Gündoğdu, M.N., and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high-K calc-alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 85(1-4), 327-354.‏
Thirlwall, M.F., Smith, T.E., Graham, A.M., Theodorou, N., Hollings, P., Davidson, J.P., and Arculus, R.J. (1994) High field strength element anomalies in arc lavas: source or process? Journal of Petrology, 35(3), 819-838.‏
Thuy, N.T.B., Satir, M., Siebel, W., Vennemann, T., and Van Long, T. (2004) Geochemical and isotopic constraints on the petrogenesis of granitoids from the Dalat zone, southern Vietnam. Journal of Asian Earth Sciences, 23(4), 467-482.
Tosdal, R.M., Wooden, J.L., Kistler, R.W., Cluer, J.K., Price, J.G., Struhsacker, E.M., Hardyman, R.F., and Morris, C.L. (2000) Inheritance of Nevadan mineral belts from Neoproterozoic continental breakup. Geology and Ore Deposits, 451-466.‏‏
Verdel, C.S. (2009) Cenozoic Geology of Iran: An Integrated Study of Extensional Tectonics and Related Vulcanism, 287p. Ph.D. Thesis, California Institute of Technology, Pasadena, California.
Verdel, C.S., Wernicke, B.P., Hassanzadeh, J., and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare‐up in Iran. Tectonics, 30(3), 1-20.
Verdel, C.S., Wernicke, B.P., Ramezani, J., Hassanzadeh, J., Renne, P.R., and Spell, T.L. (2007) Geology and thermochronology of Tertiary Cordilleran-style metamorphic core complexes in the Saghand region of central Iran. Geological Society of America Bulletin, 119(7-8), 961-977.
Viccaro, M., and Cristofolini, R. (2008) Nature of mantle heterogeneity and its role in the short-term geochemical and volcanological evolution of Mt. Etna (Italy). Lithos, 105(3-4), 272-288.‏
‏‏Wang, Q., Xu, J.F., Jian, P., Bao, Z.W., Zhao, Z.H., Li, C.F., Xiong, X.L., and Ma, J.L. (2006) Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, Dexing, South China: implications for the genesis of porphyry copper mineralization. Journal of Petrology, 47(1), 119-144.
Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis, 466p. Chapman and Hall, London.
Xu, J.F., and Castillo, P.R. (2004) Geochemical and Nd–Pb isotopic characteristics of the Tethyan asthenosphere: implications for the origin of the Indian Ocean mantle domain. Tectonophysics, 393(1-4), 9-27.
Yanbo, C., and Jingwen, M. (2010) Age and geochemistry of granites in Gejiu area, Yunnan province, SW China: constraints on their petrogenesis and tectonic setting. Lithos, 120(3-4), 258-276.‏
Yan, J., Chen, J.F., and Xu, X.S. (2008) Geochemistry of Cretaceous mafic rocks from the Lower Yangtze region, eastern China: characteristics and evolution of the lithospheric mantle. Journal of Asian Earth Sciences, 33(3-4), 177-193.‏
Yang, X.M., Lentz, D.R., Chi, G., and Thorne, K.G. (2008) Geochemical characteristics of gold-related granitoids in southwestern New Brunswick, Canada. Lithos, 104(1-4), 355-377.
Yasami, N., Ghaderi, M., Madanipour, S., and Taghilou, B. (2017) Structural control on overprinting high-sulfidation epithermal on porphyry mineralization in the Chodarchay deposit, northwestern Iran. Ore Geology Reviews, 86, 212-224.‏
Yasami, N., Ghaderi, M., and Alfonso Abella, M.P. (2018a) Sulfur isotope geochemistry of the Chodarchay Cu-Au deposit, Tarom, NW Iran. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen, 195(2), 101-113.‏
Yasami, N., Ghaderi, M., Mokhtari, M.A.A., and Mousavi Motlagh, S.H. (2018b) Petrogenesis of the two phases of intrusive rocks at Chodarchay, NW Iran: using trace and rare earth elements. Arabian Journal of Geosciences, 11(20), 1-13.‏
Zamanian, H., Rahmani, S.H., Jannessary, M.R., Zareisahameih, R., and Borna, B. (2016) Oregenesis study of the Cu-Au vein-type deposit in the Tarom-granitoid (North Zanjan) based on mineralogical, geochemical and fluid inclusion evidence. Geosciences, Scientific Quarterly Journal, 25, 255–282 (in Persian).
Zamanian, H., Rahmani, S., Zareisahamieh, R., Pazoki, A., and Yang, X.Y. (2020) Geochemical characteristics of igneous host rocks of Lubin-Zardeh Au-Cu deposit, NW Iran. Ore Geology Reviews, 122, 103496.‏
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.
Zarasvandi, A., Rezaei, M., Raith, J.G., Pourkaseb, H., Asadi, S., Saed, M., and Lentz, D.R. (2018) Metal endowment reflected in chemical composition of silicates and sulfides of mineralized porphyry copper systems, Urumieh-Dokhtar magmatic arc, Iran. Geochimica et Cosmochimica Acta, 223, 36-59.
Zarasvandi, A., Rezaei, M., Raith, J.G., Asadi, S., and Lentz, D. (2019) Hydrothermal fluid evolution in collisional Miocene porphyry copper deposits in Iran: Insights into factors controlling metal fertility. Ore Geology Reviews, 105, 183-200.
Zhao, J.H., Zhou, M.F. (2007) Geochemistry of Neoproterozoic mafic intrusion in the Panzhihua district (Sichuan Province, SW China). Implications For Subduction–Related metasomatism in the upper mantel. Precambrian Research, 152, 27-47.
Zheng, Y.F. (2019) Subduction zone geochemistry. Geoscience Frontiers, 10(4), 1223-1254.
‏Zindler, A., and Hart, S. (1986) Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14, 493-571.