سنگ‌زمینشیمی و محیط جایگیری تودههای آذرین درونی کانسار مولیبدن- مس شلهبران (شمالخاوری اهر- آذربایجان شرقی)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشیار زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

2 دکترای زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

3 استاد پترولوژی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

4 استاد زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

چکیده

کانسار مولیبدن- مس شله‌بران در استان آذربایجان شرقی و در شمال‌ خاوری اهر جای دارد. کهن‌ترین سنگ‌های منطقه، واحدهای آندزیتی- داسیتی به سن پالئوسن- ائوسن هستند که توده‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف الیگوسن به درون آنها نفوذ کرده‌اند. رگه- رگچه‌هایی از کوارتز- سولفید، کوارتز- اکسید و سولفید درون توده‌های پورفیری دیده می‌شوند که بافت داربستی آشکاری را به نمایش گذاشته‌اند. سه گونه دگرسانی درون‌زاد گرمابی دربردارندة پتاسیک، فیلیک و پروپیلیتیک در این توده‌ها نمود دارند. ترکیب توده‌های آذرین درونی الیگوسن در گسترة گرانیت، تونالیت تا میکرودیوریت پورفیری جای می‌گیرد. پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، کوارتز، بیوتیت و هورنبلند از کانی‌های اصلی و  کلینوپیروکسن، آپاتیت، اسفن و زیرکن از کانی‌های فرعی آنها به‌شمار می‌روند. بافت بیشتر این سنگ‌ها گرانولار پورفیری تا پورفیرویید است و بافت پورفیریک نیز در آنها دیده می‌شود. ماگمای مولد این توده‌ها سرشت کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارد و ناهنجاری مثبت و آشکاری از LILE و نسبت بالایی از LREE/HREE نشان می‌دهد. این توده‌ها در جایگاه کمان آتشفشانی پسابرخوردی و کرانة فعال قاره‌ای جای‌گیری کرده‌اند. 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Geochemistry and emplacement environment of intrusive bodies of Shele Boran Mo-Cu deposit (Northeast of Ahar, East Azarbaijan)

نویسندگان [English]

  • Seyed Ghafour Alavi 1
  • Mansour Kazemi rad 2
  • Mohsen Moayyed 3
  • Mohammad Reza Hosseinzadeh 4
1 Associate Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
2 Ph.D of Economic geology, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz
3 Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
4 Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
چکیده [English]

Introduction
Molybdenum-copper deposit of Shele boran is located in East-Azarbaijan province, northeast of Ahar. The area is dominated by the oldest rocks including Paleocene-Eocene andesitic-dacitic units into which Oligocene sub-volcanic intrusions have penetrated. Quartz-sulfide, quartz-oxide, and sulfide vein-veinlets were developed within the intrusion bodies that exhibit typical stockwork texture. Three types of hydrothermal hypogene alterations, potassic, phyllic and propylitic are developed in these bodies. The Oligocene intrusive bodies range, in composition, from granite, tonalite to porphyry microdiorite. The major constituent minerals including plagioclase, alkali-feldspar, quartz, biotite and hornblende accompanied by minor amounts of clinopyroxene, apatite, sphene, zircon. and common textures granular porphyry to porphyroid, and porphyritic textures. The parent magmas are high-K calc-alkaline to shoshonite showing LILE positive anomalies with high LREE/HREE ratio. These bodies were emplaced in a post-collision volcanic arc and an active continental margin setting.
Regional Geology
The studied area, a part of Arasbaran exploration area, lies in the north-west of Iran and is one of the copper-molybdenum-gold metallurgical states, known as the Ahar-Arasbaran zone. The area, due to its special geological features and in terms of gold, copper mineralization, Molybdenum is of special importance. This zone is divided into two eastern and western parts by the Rasht-Takestan fault. The eastern part consists of basic to acidic tuffs belonging to shoshonite to alkaline magmatic series, and the western part contains andesitic to rhyodacite lavas and several granitoid masses with high-K calc-alkaline and shoshonite. Qaradagh, Shiverdagh batholiths and Haft-Cashmeh as well as Songun porphyry stocks are among the most important intrusions igneous masses related to mineralization in Arasbaran metallogenic zone, where skarn, porphyry, stockwork and epithermal mineralizations occurred. One of the prominent features of this zone is the extensive Tertiary magmatic activity, initiated in the Paleocene-Eocene and reached its peak along with the extensive folding of volcanic and pyroclastic units, and the emplacement of intrusive masses in the Oligocene (Pyrenean phase). The oldest rock units in this area are Paleocene-Eocene volcanic and pyroclastic deposits with andesite-dacite, andesite to basaltic andesite and associated tuffs, penetrated by sub volcanic Oligocene porphyroid masses.
Research methodology
Simultaneously with the preparation of the geological map of the region with the scale of, a number of samples were taken from the surface units and boreholes that were drilled for the exploration of molybdenum and copper. On the base of lithological diversity, 45 samples of intrusive rocks were collected. Following petrography study, 15 samples with the least amount of alteration were analyzed by XRF and ICP-MS methods and by combining the information obtained from field observations, microscopic studies as well as the main and rare elements analyses using the GCDkit software, petrogenesis and the formation of intrusive rocks of the region have been investigated. 
Petrography
According to the petrographic studies, plagioclase, potassium feldspar, quartz, biotite and hornblende are the main rock-forming minerals. Clinopyroxene, apatite, zircon, and sphene as the minor and chlorite, sericite, calcite, and clay minerals as the secondary minerals. The presence of porphyric granular, porphyroid and porphyry textures microcrystalline in the background are notable.
Geochemistry
As the Co/Th, Ce/Yb versus Ta/Yb and Th/Yb versus Ta/Yb diagrams demonstrate, the parent magma has shoshonite and high-K calc-alkaline nature. On Nb vs. Y, Rb vs. (Ta+Yb), Ta vs. Yb, and Rb vs. (Y+Nb) the diagrams, the bodies under study were emplaced in a post-collision volcanic arc and an active continental margin setting.
On the spider diagram of intrusive masses normalized to chondrite, the studied samples show LREE enrichment, enrichment of LREE compared to HREE and negative anomaly of Nb and Zr indicate the dependence of these rocks on it shows calc-alkaline magmatic series. On the normalized diagram compared to the primary mantle, clear and distinct negative anomalies of Ti, Zr, P, Pr, Y, Nb and also positive anomalies of K, U, Pb, Cs, Nd are observed. The P, Ta, Ti and Nb negative anomalies on spider diagram with a specific enrichment of LILE (i.e.  K, Sr, Sm, Th and Cs) are of the important characteristics of magmatic rocks associated with volcanic arcs, caused by the action of fluids derived from subduction. The negative Nb anomaly indicates the magmas related to the active continental margin environments and can be caused by the contamination of the crust and fluids released from the subducting lithosphere. The change process of these samples is compatible with the characteristics of the geo-structural environment related to subduction.
Discussion and Conclusion
The parent magma of the intrusion bodies has shoshonite and high-K calc-alkaline affinity.  It should be noted that shoshonite and high-K calc-alkaline has also been reported in the volcanic units of Sonajil area of Harris. These masses display positive and distinct anomalies of K, Th, Sr, Sm, Cs, Rb, Ba as well as Ta, Ti, Zr, Nb, P, Pr, Y, Yb negative anomalies, the important features of the magmatic rocks related with volcanic arcs. The P, Ta, Ti and Nb negative anomalies on spider diagram along with a specific enrichment of LILE including K, Sr, Sm, Th and Cs are the important characteristics of magmatic rocks associated with volcanic arcs. Thus, the order of changes in these samples is consistent with the features of the geological environment related to subduction. These bodies were emplaced in a post-collisional volcanic arc and an active continental margin setting. The obtained data are consistent with the previous studies carried out on Oligocene granitoid intrusive masses of Western Alborz Zone-Azerbaijan (i.e., Moayyed, 2001, Aghazadeh et al., 2010).
Acknowledgments
We would like to thank all those who have cooperated in this research. Also, we would appreciate the editor-in-chief of the editorial board of Petrology magazine and the referees for their careful review and valuable suggestions.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Ahar
  • Shele Boran
  • Porphyroid Texture
  • Active Continental Margin
  • Post-Collision Arcs

اصل مقاله

مقدمه

کانسار پورفیری مولیبدن- مس شله‌بران، در استان آذربایجان شرقی و در 90 کیلومتری شمال‌خاوری تبریز و 2 کیلومتری شمال‌خاوری شهرستان اهر و در مختصات جغرافیایی ´05 °47 تا´10 °47 طول خاوری و ´28 °38 تا ´30 °38 عرض‌شمالی جای دارد. این کانسار بخشی از پهنة ولکانو- پلوتونیک ترسیری البرز باختری- آذربایجان (Moayyed, 2001; Castro et al., 2013) است که به‌علت پتانسیل بالای کانی‌سازی گونه پورفیری از دیرباز توسط پژوهشگران بسیاری بررسی شده است (Calagari, 1997; Hassanpour et al., 2010; Jamali et al., 2010; Alavi et al., 2014; Hosseinzadeh et al., 2008, 2016; Kamali et al., 2018, 2020; Moshefi et al., 2018, 2020).

مهندسان مشاور زرناب اکتشاف در سال 1385، به پژوهش‌های زمین‌شناسی و دگرسانی‌های منطقة شله‌بران پرداختند. در سال 1387، عملیات اکتشافی ناحیه‌ای و شناسایی مانند بررسی‌های ماهواره‌ای و زمین‌شیمیایی در خاور اهر از جمله در محدودة شله‌بران، توسط سازمان زمین‌شناسی و شرکت مس انجام شده و به شناسایی دگرسانی و ناهنجاری زمین‌شیمیایی مس و طلا در محدوده انجامیده است و در نهایت محدوده به‌نام شرکت کاوش گستر ارسباران در سال 1390 ثبت شده است. بیرامی صومعه (Bayrami Sumeh, 2014) و محمدی (Mohammadi, 2014)، روی برخی واحدهای سنگی محدوده پژوهشی بررسی‌هایی انجام داده‌اند؛ اما تا کنون بررسی دقیق و فراگیر سنگ‌شناسی در این منطقه انجام نشده است. ازاین‌رو، در این مقاله تلاش شده است تا سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و محیط زمین‌ساختی توده‌های آذرین درونی به تفصیل بررسی شوند.

روش انجام پژوهش

هم‌زمان با تهیه نقشه زمین‌شناسی 1:5000 از منطقه، از واحدهای سطحی و گمانه‌هایی که برای اکتشاف مولیبدن و مس حفر شده بودند، نمونه‌برداری شد. این نمونه‌برداری‌ها تنوع کاملی از رخنمون‌های موجود در منطقه را در برداشت. شمار 45 نمونه بر پایه تنوع سنگ‌شناسی برگزیده شدند و سپس از آنها مقاطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی سنگ‌نگاری شدند. از میان نمونه‌های یادشده، 15 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای تجزیه و تحلیل عنصرهای اصلی به روش طیف‌سنجی فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) و برای اندازه‌گیری عنصرهای کمیاب و فرعی به روش طیف‌سنجی جرمی با پلاسمای جفت‌شده القایی (ICPMS) در آزمایشگاه ALX-Chemex کانادا تجزیه شدند. در پایان با بهره‌گیری از ترکیب داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های میدانی، بررسی‌های میکروسکوپی و تجزیه عنصرهای اصلی و کمیاب و با بهره‌گیری از نرم‌افزارهای GCDkit و Excel به بررسی خاستگاه سنگ و چگونگی پیدایش سنگ‌های نفوذی منطقه پرداخته شد (جدول 1).

زمین‌شناسی منطقه

گسترة‌ مورد بررسیِ شله‌بران با توجه به دسته‌بندی پهنه‌های ساختاری ایران (Stöcklin, 1968) در پهنة ایران‌مرکزی و بر پایه پهنه‌‌بندی‌های دیگر در پهنة البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) و در پهنة اکتشافی ارسباران جای دارد. ناحیة ارسباران در شمال‌‌باختری ایران، یکی از ایالت‌های فلززایی مس- مولیبدن- طلا است که به‌نام پهنة اهر- ارسباران شناخته می‌شود (شکل 1) و به‌علت ویژگی‌های خاص زمین‌شناسی، از نظر کانی‏سازی طلا، مس، مولیبدن اهمیت ویژه‌ا‌ی دارد (Jamali et al., 2010). در شمال ایران (از اردبیل تا جلفا)، این پهنه به‌نام (پهنه ارسباران) شناخته می‌شود (Jamali, 2010; Hassanpour, 2010).

پهنة ماگمایی البرز- آذربایجان با راستای WNW-ESE از کوه‌های البرز در شمال ایران آغاز شده است و پس از گذر از آذربایجان و قفقاز کوچک تا شمال ترکیه ادامه می‌یابد. این پهنه در ایران، با گسل رشت- تاکستان به دو بخش خاوری و باختری تفکیک شده است. بخش خاوری از توف‌های بازیک تا اسیدی که متعلق به سری ماگمایی شوشونیتی تا آلکالن هستند (Blourian, 1994) و بخش باختری نیز دربردارندة گدازه‌های آندزیتی تا ریوداسیتی و چندین تودة گرانیتوییدی با ویژگی کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی هستند (Moayyed, 2001).

 

 

 

جدول 1. داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ کل توده‌های آذرین درونی منطقة شله‌بران (عنصرهای اصلی بر پایة درصد وزنی، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به پی‌پی‌ام).

Table 1. The whole-rock geochemical data of intrusion bodies in the Shele Boran area (major elements in wt. %, trace and rare earth elements in ppm).

Sample No

Sh1

Sh2

Sh3

Sh4

Sh5

Sh6

Sh7

Sh8

Rock Type

Diorite

Diorite

Diorite

Diorite

Diorite

Quartz monzonite

Grano diorite

Grano diorite

SiO2

59.71

60.30

60.88

61.05

61.64

62.10

62.59

63.03

Al2O3

14.93

14.25

17.52

15.1

15.1

16.8

18.12

17.59

CaO

4.21

4.22

3.88

3.8

4.14

3.78

3.79

3.52

Fe2O3

8.47

8.8

5.77

6.8

7.69

4.8

6.05

5.87

K2O

2.51

2.42

2.86

4

2.3

4.4

3.63

3.08

MgO

3.8

3.17

3.45

3.45

3.67

1.7

1.72

1.67

MnO

0.22

0.23

0.14

0.14

0.12

0.07

0.02

0.02

Na2O

2.18

2

2.59

3

2.09

3.7

2.37

2.62

P2O5

0.15

0.14

0.2

0.2

0.29

0.37

0.18

0.17

TiO2

0.72

1.29

0.69

0.7

1.07

0.68

0.6

0.58

LOI

3.1

3.08

1.23

2.72

1.89

1.4

1.1

1.85

Total

100

99.9

99.21

100.96

100

99.8

100.53

100

P

1399

1719

1853

1064

1456

2871

895

1652

Sc

12.3

23

7.5

13.9

7.2

14.2

20.7

18.2

Ti

252.2

590.6

268.6

267.1

129.2

114.7

663.4

423.7

V

100

298

63

218

98

168

217

119

Cr

18

10

25

9

8

4

4

28

Co

4

27

3

1

2

2

4

2

Ni

6

17

7

9

4

3

5

8

Cu

2.44

88

175

72

39

26

100

537

Zn

17

111

11

30

24

26

2.5

41

Ga

19.05

20.06

20.11

19.08

18.22

19.79

19.12

18.43

Rb

143

19

131

144

42

25

44

104

Sr

620

591

769

439

1095

1003

412

684

Y

21

24

11

9

5

5

9

9

Zr

58

16

56

39

42

30

34

39

Nb

18

20

13

10

3

5

10

11

Mo

8.2

0.48

13.6

4.8

10.7

0.45

2.2

34

Cs

5.2

8.05

8.8

7.9

9

2.8

3.8

9.8

Ba

1906

1988

1233

1303

285

260

1118

1408

La

59

25

61

56

24

15

27

45

Ce

102

46

100

93

39

28

44

71

Pr

3.47

3.58

3.34

3.17

3.2

3.28

3.22

3.15

Nd

13.08

12.76

13.1

13.05

11.95

12.58

12.47

12.16

Eu

0.78

0.74

0.64

0.68

0.65

0.7

0.62

0.77

Gd

2.23

2.67

2.38

2.17

2.48

2.05

2.41

2.21

Tb

0.39

0.41

0.33

0.34

0.37

0.42

0.38

0.35

Dy

1.85

1.57

1.82

1.87

1.72

1.44

1.75

1.93

Ho

0.48

0.32

0.45

0.39

0.35

0.38

0.33

0.34

Er

1.36

1.56

1.44

1.18

1.28

1.2

1.31

1.45

Tm

0.22

0.20

0.23

0.25

0.21

0.24

0.24

0.21

Yb

1.6

3.2

0.5

1.1

0.5

1

1.4

0.6

Lu

0.20

0.19

0.13

0.24

0.14

0.18

0.15

0.20

Hf

2.2

2.1

2.22

2.15

2.33

2.05

2.05

2.27

W

1.8

2.1

3.8

0.9

1.1

2.4

1.7

3.7

Tl

1.18

0.15

1.49

0.97

1.23

0.45

0.17

0.62

Pb

6

21

22

9

37

20

18

27

Bi

0.84

0.91

0.19

0.98

0.48

1.27

0.59

1.13

Th

25.4

13.6

36.8

19.9

4.3

4.8

8.6

24.3

U

3.7

13.1

10.2

8.2

0.47

11.5

5.6

14.1

 جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No

Sh9

Sh10

Sh11

Sh12

Sh13

Sh14

Sh15

Rock Type

Grano diorite

Grano diorite

Grano diorite

Grano diorite

Grano diorite

Grano diorite

Grano diorite

SiO2

63.11

63.18

65.20

65.65

66.01

66.17

66.26

Al2O3

16.83

16.21

18.1

15.98

15.87

16.3

16.2

CaO

3.57

3.47

3.11

3.55

3.49

3.34

3.4

Fe2O3

6.31

4.39

3.82

4.45

4.83

3.12

3.12

K2O

3.12

3.46

3.7

3.97

3.26

4.12

3.43

MgO

1.96

1.88

0.85

0.48

1.5

0.78

2.06

MnO

0.01

0.16

0.01

0.09

0.14

0.02

0.02

Na2O

2.65

3.02

3.43

2.61

2.96

3.09

3.04

P2O5

0.16

0.13

0.13

0.14

0.02

0.19

0.22

TiO2

0.47

0.52

0.39

0.45

0.69

0.72

0.46

LOI

1.84

3.08

1.4

2.18

1.2

2.35

2.25

Total

100.33

99.5

100.14

99.55

100.06

100.03

100.96

P

1016

1551

839

1639

1576

2130

1175

Sc

2.2

23

2.1

8

7.3

10

7.8

Ti

170.8

654.5

154.7

256.7

157.7

693

200

V

71

347

63

103

72

91

72

Cr

2

13

2

19

12

27

17

Co

1

3

8

1

1

0.8

2

Ni

3

9

4

8

5

4

4

Cu

12

175

25

345

243

183

105

Zn

14

81

47

18

17

15

12

Ga

19.63

17.31

19.48

19.84

19.57

18.52

17.96

Rb

187

10

192

74

105

22

113

Sr

554

893

521

800

425

1162

735

Y

8

11

18

10

7

9

8

Zr

10

37

47

39

65

42

60

Nb

10

11

20

9

8

4

6

Mo

6.3

4.1

6.4

6.4

161

23

11.4

Cs

15

5.1

12.5

8.2

5

8.8

10.2

Ba

1830

1401

1678

1371

838

771

1324

La

97

25

87

58

42

47

60

Ce

159

48

137

98

69

58

100

Pr

3.64

3.36

3.52

3.25

3.19

3.41

3.55

Nd

12.88

12.05

12.62

11.57

12.65

13.12

12.34

Eu

0.69

0.69

0.79

0.63

0.75

0.73

0.67

Gd

2.34

2.09

2.28

2.37

2.5

2.41

2.15

Tb

0.40

0.31

0.32

0.36

0.30

0.39

0.42

Dy

1.78

1.99

1.69

1.81

1.66

1.61

1.53

Ho

0.46

0.41

0.31

0.36

0.44

0.42

0.47

Er

1.49

1.48

1.37

1.56

1.51

1.42

1.19

Tm

0.22

0.23

0.21

0.27

0.28

0.29

0.26

Yb

0.4

1.9

0.9

0.9

0.6

1

0.5

Lu

0.23

0.16

0.19

0.17

0.24

0.21

0.28

Hf

2.23

2.4

2.26

2.08

2.11

2.34

2.17

W

1.7

1.6

2

1.5

3.6

2.6

2.6

Tl

1.29

0.18

1.06

1.18

1.54

0.75

1.57

Pb

28

16

48

24

23

22

49

Bi

1.07

0.84

1.22

0.72

0.97

1.33

1.14

Th

40.1

9.7

40.8

21

22.1

30.6

29

U

3.7

10.1

9.7

0.7

11.7

6.5

7.7

شکل 1. پراکندگی پهنه‌های فلززایی و کانه‌زایی گوناگون در کمربند سنوزوییک اهر- ارسباران در شمال‌ باختری ایران (برگرفته از جمالی و همکاران (Jamali et al., 2010) با کمی تغییرات).

Figure 1. Distribution of different metallogenic and orogenic zones in the Cenozoic Ahar-Arasbaran belt in northwest Iran (from Jamali et al. (2010), with small modification).

باتولیت‌های قره‌داغ، شیورداغ و استوک‌های پورفیری هفت‌چشمه و سونگون از مهم‌ترین توده‌های آذرین درونی وابسته به کانه‌زایی در پهنه فلززایی ارسباران هستند که رخداد کانه‌زایی‌های اسکارنی، پورفیری، داربستی و اپی‌ترمال را به دنبال داشته‌اند (Nakhjavani et al., 2021). از ویژگی‌های آشکار این پهنه، تکاپوی ماگمایی گستردة ترسیری است که آغاز آن در پالئوسن- ائوسن و نقطة اوج آن همراه با چین‌خوردگی گستردة واحدهای آتشفشانی و آذرآواری و نیز جایگیری توده‌های آذرین درونی در الیگوسن (فاز پیرنه) بوده است (Moayyed, 2001). کهن‌ترین واحدهای سنگی در این منطقه، نهشته‌های آتشفشانی و آذرآواری پالئوسن- ائوسن با ترکیب آندزیت- داسیت، آندزیت تا آندزیت بازالتی و توف‌های وابسته هستند که توده‌های نیمه‌ژرف پورفیرویید به سن الیگوسن درون آنها نفوذ کرده‌اند (شکل 2). واحد نیمه‌آتشفشانی میکرودیوریت Omd در بخش باختری ناحیه و در کنار واحدهای آندزیت پورفیری Eap و توف آندزیتی Et2 گسترش بسیاری یافته است و بیشتر واحد گرانودیوریتی Ogrd همراه با میکرودیوریت‌ها به‌چشم می‌خورند؛ اما واحد گرانیتی Ogr بخش‌های میانی محدودة شله‌بران را دربر گرفته است (شکل 3).

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی 1:5000 منطقة شله‌بران (برگرفته از شرکت جهان ‌زرجویان با تغییرات)

Figure 2. The geological map (scale: 1:5000) of Shele Boran (from Jahan Zarjoyian Company, with modification).

شکل 3. نمایی کلی از منطقة بررسی‌شدة شله‌بران و رخنمون‌های واحدهای گوناگون مختلف (دید رو به شمال‌خاوری)

Figure 3. A general view of the study area in Shele Boran with various rock units' outcrops (northeastward view).

سنگ‌شناسی توده‌های آذرین نفوذی

ترکیب توده‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف منطقة شله‌بران گرانیت، تونالیت و میکرو‌دیوریت پورفیری است که در ادامه به بررسی آنها پرداخته می‌شود:

گرانیت

نمونه‌های دستی این واحد به رنگ خاکستری کمی تیره تا صورتی و رنگ سطح هوازده این واحد، خاکستری رو به سفید است (شکل 4-B) و نسبت به دیگر توده‌های درونی گسترش بیشتری در این محدوده دارند (شکل‌های 2 و 4-A). کانی‌های اصلی سازندة آن کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار و بیوتیت هستند.

کوارتز (با فراوانی 40-30 درصدحجمی) به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل، دانه‌ریز تا متوسط‌ دانه است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E) و به‌صورت پرکنندة فضای میان بلورها نیز دیده می‌شود.

پتاسیم‌فلدسپار (با فراوانی 30-25 درصدحجمی) بیشتر به‌صورت درشت‌بلورهای شکل‌دار و با ماکل کارلسباد در زمینة سنگ نمود دارد (شکل‌های 4-C و 4-D).

پلاژیوکلاز (با فراوانی 20-15 درصدحجمی) به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در اندازه‌های 2 تا 4 میلیمتر بوده، ترکیب آنها آندزین است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E). بیشتر آنها به‌طور بخشی در پی دگرسانی به سریسیت و کانی‌های رسی تجزیه شده‏اند.

بیوتیت (با فراوانی 10-5 درصدحجمی) در اندازه‏های متوسط و نیمه‌شکل‌دار است، تحت‌تأثیر دگرسانی گرمابی به کلریت و اکسیدهای آهن تجزیه شده است. بیوتیت فراوان‌ترین کانی تیره این واحد سنگی به‌شمار می‌رود و گاهی با آمفیبول همراه است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E).

کانی‌های ثانویه دربردارندة کلریت، سریسیت، کلسیت، کانی‌های رسی هستند. افزون بر این، کانی‌های زیرکن، آپاتیت و اسفن به‌صورت اندک در زمینة سنگ دیده می‌شوند.

بافت غالب این سنگ‌ها گرانولار پورفیری است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E).

تونالیت

نمونه‌های دستی این واحد به رنگ سبز رو به آبی و رنگ سطح هوازده این واحد، خاکستری متمایل به‌ صورتی است (شکل 5-B) و بیشتر در بخش‌های شمال‌باختری و جنوب‌خاوری محدودة شله‌بران رخنمون دارند (شکل‌های 2 و 5-A) کانی‌های اصلی سازنده،  بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز و بیوتیت هستند. کانی‌های فرعی دربردارندة هورنبلند، زیرکن، اسفن، آپاتیت و کانی تیره هستند.

پلاژیوکلاز (با فراوانی 45-35 درصدحجمی) به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و دانه درشت (5-4 میلی‌متر) دیده می‌شوند. این کانی منطقه‌بندی ترکیبی دارد و به سریسیت و کانی‏های رسی تجزیه شده است (شکل‌های 5-C و 5-D).

کوارتز (با فراوانی 30-25 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و بیشتر ریز بلور در زمینة سنگ و فضای میان‌بلوری دیده می‌شود (شکل‌های 5-D و 5-E).

بیوتیت (با فراوانی 15-10 درصدحجمی) همراه با پلاژیوکلاز و آمفیبول درشت‌بلورها را می‌سازد و در پی دگرسانی با کلریت جایگزین شده‌ است (شکل‌های 5-C، 5-D و 5-E).

هورنبلند (با فراوانی 5-1 درصدحجمی) بیشتر به‌صورت شکل‌دار است و ماکل کتابی نشان می‌دهد و به کلریت، بیوتیت و اکسید آهن تجزیه شده‌ است (شکل‌های 5-D و 5-E).

بافت غالب این سنگ‌ها پورفیرویید و گرانولار است.

میکرودیوریت پورفیری

این واحد در سطح سالم و نادگرسان سبز تیره است (شکل 6-B) و در سطح دگرسان با آغشتگی بسیار به اکسید آهن به رنگ زرد مایل است. در سطح تازة این سنگ‌ها، پیریت پراکنده با تراکم بالا یافت می‌شود.

شکل 4. A) نمایی از رخنمون گرانیت (دید رو به شمال)؛ B) نمای نزدیک از واحد گرانیت؛ C، D) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار به‌همراه کوارتز و بیوتیت با بافت گرانولار پورفیری؛ E) نمود کانی‌های کلریت و مسکوویت همراه با کوارتز، پلاژیوکلاز و بیوتیت با بافت پورفیرویید ( نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) است).

Figure 4. A) A view of granite outcrop (view to the north); B) A close view of the granite unit; C, D) plagioclase and potassium feldspar phenocryst with quartz and biotite with porphyry granular texture; E) Presence of chlorite and muscovite minerals with quartz, plagioclase and biotite with porphyroid texture (Abbreviations from Whitney and Evans (2010)).

شکل 5. A) نمایی از رخنمون تونالیت (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) نمای نزدیک از واحد تونالیت؛ C) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و بیوتیت با بافت گرانولار پورفیری؛ D) بافت پورفیرویید با نمود کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند به همراه کوارتزهای ریز بلور در زمینة سنگ؛ E) بافت پورفیرویید برآمده از نمود درشت‌بلورهای بیوتیت و هورنبلند و کوارتزهای ریز بلور در زمینة سنگ.

Figure 5. A) A view of tonalite outcrop (view to the northwest); B) A close view of the tonalite unit; C) Plagioclase and biotite phenocryst with porphyry granular texture; D) Porphyroid texture with the presence Plagioclase, biotite and hornblende minerals with microcrystalline quartz in the background; E) Porphyroid texture resulting from the presence of coarse biotite and hornblende crystals and micro quartz crystals.

شکل 6. A) نمایی از رخنمون میکرودیوریت پورفیری (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) نمای نزدیک از واحد میکرودیوریت پورفیری؛ C) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و هورنبلند که به کلسیت، اپیدوت و کانی‌های رسی تجزیه شده‌اند؛ D) بافت پورفیرویید با نمود درشت بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن به همراه پلاژیوکلاز و کوارتزهای ریز بلور در زمینة سنگ؛ E) بافت پورفیرویید برآمده از نمود درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در زمینه‌ای از کوارتز، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن.

Figure 6. A) A view of porphyry microdiorite outcrop (view to the northwest); B) A close view of the porphyry microdiorite unit; C) Coarse plagioclase and hornblende crystals show altered in calcite, epidote and clay minerals; D) porphyroid texture with the presence of coarse plagioclase and clinopyroxene crystals with plagioclase and microcrystalline quartz in the background; E) porphyroid texture resulting from the presence of coarse plagioclase crystals in the background of quartz, plagioclase and clinopyroxene.

واحد میکرودیوریتی بیشتر در بخش مرکزی، جنوب‌خاوری و باختر محدوده رخنمون دارد (شکل‌های 2 و 6-A). پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت از کانی‌های اصلی سازنده هستند. کلینوپیروکسن، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، آپاتیت و زیرکن از کانی‌های فرعی هستند. فراوان‌ترین دگرسانی دیده‌شده در این گروه از سنگ‌ها، پروپیلیتیک ضعیف تا متوسط است.

پلاژیوکلاز (با فراوانی 70-60 درصدحجمی) به‌صورت درشت‌بلور (تا mm 6) و میکرولیت در زمینة سنگ به فراوانی نمود دارد. با توجه به زاویة خاموشی می‌توان گفت پلاژیوکلازها در اندازة آندزین- الیگوکلاز هستند. این کانی به‌طور کامل یا بخشی به سریسیت، کلسیت و کانی‌های رسی تجزیه شده است (شکل‌های 6-C، 6-D و 6-E). 

هورنبلند (با فراوانی 15-10 درصدحجمی) مهم‏ترین کانی فرومنیزین در این سنگ‌ها به‌شمار می‌رود. هورنبلند در برخی نمونه‌ها تا اندازه‌ای حفظ شده است؛ اما بیشتر به کلریت، تجزیه شده و یا با کلسیت و اپیدوت جانشین شده‌ است (شکل 6-C).

بیوتیت (با فراوانی 10-5 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل و دگرسان شده نمود دارد و با کلریت و اکسید آهن جایگزین شده است.

پیروکسن (با فراوانی 5-1 درصدحجمی) به‌صورت بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار نمود دارد. در برخی نمونه‌ها تا اندازه‌ای حفظ شده است (شکل‌های 6-D و 6-E)؛ اما بیشتر با کلریت و کلسیت جانشین شده است.

کوارتز (با فراوانی 5-1 درصدحجمی) همراه با پتاسیم‌فلدسپار فضای به‌جای مانده میان دیگر کانی‌ها را پر کرده است. بافت غالب این سنگ پورفیریک با خمیرة ریز بلور است.

رده‌بندی شیمیایی

در کانسارهای پورفیری به‌علت کارکرد گسترده سیال‌های گرمابی و تحرک عنصرهای اصلی مانند سدیم و پتاسیم بهره‌گیری از نمودارهای TAS صحیح نیست. ازاین‌رو، از نمودارهای عنصرهای نامتحرک برای نام‏گذاری و تفسیرهای زمین‌شیمیایی بهره‌ گرفته می‌شود. در رده‌بندی شیمیایی در نمودار Nb/Y-Zr/Ti، نمونه‌ها در گسترة گرانیت- گرانودیوریت و نیز دیوریت (گابرو- دیوریت) جای می‌گیرند (شکل 7).

شکل 7. شناسایی سرشت توده‌های آذرین درونی شله‌بران در نمودارNb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce, 1996).

Figure 7. Determine the nature of intrusion bodies in the Shele Boran area in Nb/Y versus Zr/Ti plot (Pearce, 1996).

زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب و فرعی

در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای کمیاب به ترکیب کندریت و گوشتة کهن بهنجار شده‌اند (شکل 8). در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، شیب از سمت عنصرهای خاکی کمیاب سبک به‌سوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگین کم می‌شود (شکل 8-A). به گفتة دیگر، در این نمودار، نمونه‌های توده‌های آذرین درونی غنی‌شدگی از LREE نشان می‌دهند، غنی‌شدگی از عنصرهای LREE نسبت به HREE و ناهنجاری منفی Nb و Zr وابستگی این سنگ‌ها را به سری ماگمایی کالک‌آلکالن نشان می‌دهد (Nelson, 2004; Machoda et al., 2005).

شکل 8. A) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة کهن (Sun and McDonough, 1989) در توده‌های آذرین درونی شله‌بران (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 8. A) Chondrite-normalized REE patterns (Boynton, 1984); B) Primitive mantle-normalized multi-element spider diagram (Sun and McDonough, 1989) of the intrusion bodies from Shele Boran (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة کهن (Sun and McDonough, 1989)، ناهنجاری‌های منفی واضح و آشکاری از Ti، Zr، P، Pr، Y و Nb و همچنین، ناهنجاری مثبتی از K، U، Pb، Cs و Nd دیده می‌شود (شکل 8-B). ناهنجاری منفی Ti بازتاب‌دهنده کاربرد اکسیدهای Fe-Ti است؛ زیرا با وارد شدن Ti به ساختار کانی‌هایی مانند تیتانومگنتیت و جدایش آن از ماگما، این ناهنجاری می‌تواند پدید آید (Rollinson, 1993). ناهنجاری منفی عنصرهای P، Ta، Ti و Nb در نمودار عنکبوتی همراه با یک غنی‌شدگی آشکار از عنصرهای LILE (مانند: K، Sr، Sm، Th و Cs) از ویژگی‌های مهم سنگ‌های ماگمایی وابسته به کمان‏های آتشفشانی است که در پی رفتار سیال‌های برآمده از فرورانش پدید می‌آیند (Rollinson, 1993; He et al., 2007; Peng et al., 2007). پس روند تغییرات این نمونه‌ها با ویژگی‌های محیط زمین‌ساختی وابسته به فرورانش همخوانی دارد (Wilson, 1989; McDonald et al., 2000; Gioncada et al., 2003).

ناهنجاری منفی Nb نشان‌دهندة ماگماهای وابسته به محیط‌های کرانة فعال قاره‌ای است و می‌تواند پیامد آلودگی پوسته و سیال‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورونده باشد (Aldanmaz et al., 2000). افزون‌بر این، عنصر Nb می‌تواند جانشین Ti در کانی اسفن شود. به‌جای‌ماندن چنین فاز دیرگدازی در ماگمای مادر، می‌تواند ناهنجاری منفی این عنصر را به‌دنبال داشته باشد (Wilson, 1989).

محیط زمین‌ساختی و سنگ‌زایی توده‌های آذرین درونی

به‌علت وجود دگرسانی گسترده در توده‌های آذرین درونی پورفیرویید شله‌بران، برای شناسایی سری ماگمایی این توده‌ها تنها از نمودار وابسته به عنصرهای نامتحرک بهره‌گیری شد. در نمودار Co-Th و نمودارهای Ce/Yb-Ta/Yb و Th/Yb-Ta/Yb که از عنصرهای نامتحرک بهره‌گیری شده است، همة نمونه‌ها در گسترة کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل‌های 9 و 10). با توجه به این نمودارها می‌توان گفت که ماگمای سازندة سنگ‌های توده‌های آذرین درونی در منطقة شله‌بران سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا دارند، سری شوشونیتی، غالب است.

شکل 9. نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007) برای شناسایی سری ماگمایی توده‌های آذرین درونی شله‌بران (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 9. Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007) to determine the magmatic series of intrusion bodies of the Shale Boran (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

گفتنی است که سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا در واحدهای آتشفشانی منطقة سوناجیلِ هریس نیز گزارش شده است ( Hosseinzadeh et al., 2008; Nemati et al., 2018). بیشتر سری‌های شوشونیتی در پهنه‌های زمین‌ساختی کرانه‌های فعال قاره در نخستین مراحل پیدایش کمان یا مراحل پایانی و بلوغ کمان ماگمایی پدید می‌آیند (Morrison, 1980; Stern et al., 1988). همچنین، آنها در محیط‏های کششی یا پس از برخورد نیز گزارش شده‌اند (Sun et al., 2008; Dostal et al., 2002).

شکل 10. شناسایی سری ماگمایی توده‌های آذرین درونی شله‌بران در نمودارهای Ce/Yb در برابر Ta/Yb و Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce et al., 1984) (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 10. Determination of magmatic series of intrusion in the Shale Boran area in Ce/Yb versus Ta/Yb and Th/Yb versus Ta/Yb diagrams (Pearce et al., 1984) (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

برای شناسایی محیط زمین‌ساختی توده‌های آذرین درونی شله‌بران از نمودارهای گوناگونی به شرح زیر بهره گرفته شد:

در نمودار (Rb/30-Hf-3Ta) نمونه‌های توده‌ها در گستره کمان‌های آتشفشانی با گرایشی به سمت جایگاه‌های پس برخوردی جای می‌گیرند (شکل 11). در نمودارهای Nb-Y و Rb-(Ta+Yb)، نمونه‏ها در گسترة گرانیت‌های کمان‌های آتشفشانی و هم‌زمان با برخورد (VAG+Syn-Col) جای گرفته‌اند (شکل‌های ۱۲-A و ۱۲-B)، و در نمودار Ta-Yb، همة نمونه‌ها در گسترة گرانیت‌های وابسته به کمان‌های آتشفشانی جای می‌گیرند (شکل ۱۲- C)، و در نمودار Rb-(Y+Nb)، نمونه‌ها در گسترة گرانیت‌های پسابرخوردی جای گرفته‌اند (شکل ۱۲-D). در نمودار عنکبوتیِ عنصرهای کمیاب که به ترکیب پلاژیوگرانیت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی (ORG) بهنجار شده‌ است (شکل 13)، مقایسه الگوی تغییرات عیار این عنصرها در توده‌های آذرین درونی نشان می‌دهد همخوانی خوبی میان این توده‏ها با توده‌های آذرین درونی شیلی در آند یا به عبارتی گرانیتوییدهای وابسته به کمان‌های آتشفشانی کرانة فعال قاره‌ای وجود دارد. این توده‌ها ناهنجاری مثبت و آشکاری از Ba، Th و Rb و ناهنجاری منفی Y، Yb و Zr و تا اندازه‌ای Ta دارند (Harris, 1983).

شکل 11. شناسایی خاستگاه زمین‌شناسی توده‌های آذرین درونی شله‌بران در نمودار سه‌تایی Rb/30-Hf-3Ta (Harris et al., 1986) (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 11. Tectonic setting discrimination of the intrusion bodies in the Shale Boran in Rb/30-Hf-3Ta ternary diagram (HARRIS ET AL., 1986) (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

برداشت

ترکیب سنگ‌شناسی توده‌های آذرین درونی الیگوسن در شله‌بران، گرانیت، تونالیت و میکرودیوریت پورفیری است که به درون سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن نفوذ کرده‌اند.

در نمودارهای شیمیایی، این سنگ‌ها در گسترة گرانیت- گرانودیوریت، دیوریت و گابرو- دیوریت جای می‌گیرند.

ماگمای سازندة سنگ‌های توده‌های آذرین درونی در منطقة شله‌بران سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالنِ پتاسیم بالا دارد.

این توده‌ها ناهنجاری مثبت و آشکاری از K، Th، Sr، Sm، Cs، Rb و Ba و ناهنجاری منفی از Ta، Ti، Zr، Nb، P، Pr، Y و Yb نشان می‌دهند که از ویژگی‌های مهم سنگ‌های ماگمایی وابسته به کمان‌های آتشفشانی به‌شمار می‌روند. ناهنجاری منفی از عنصرهای P، Ta، Ti و Nb در نمودار عنکبوتی همراه با غنی‌شدگی آشکار از عنصرهای LILE (مانند: K، Sr، Sm، Th و Cs) از ویژگی‏های مهم سنگ‌های ماگمایی وابسته به کمان‏های آتشفشانی است. ازاین‌رو، روند تغییرات ترکیبی این نمونه‌ها با ویژگی‌های محیط زمین‌ساختی وابسته به پهنة فرورانش همخوانی دارد.

شکل 12. شناسایی خاستگاه زمین‌شناسی توده‌های آذرین درونی شله‌بران در A) نمودار Y در برابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Ta+Yb در برابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Yb در برابر Ta (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار Y+Nb در برابر Rb (Pearce, 1996) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 12. Discrimination diagrams for the tectonic setting of intrusion bodies of the Shele boran, A) Y versus Nb diagram (Pearce et al., 1984); B) Ta+Nb versus Rb diagram (Pearce et al., 1984); C) Yb versus Ta diagram (Pearce et al., 1984); D) Y+Nb versus Rb diagram (Pearce, 1996) (Symbols are the same as in Figure 7).

از دیدگاه محیط زمین‌ساختی، نمونه‌های این توده‌ها در جایگاه وابسته به کمان[1] (AR) و کمان آتشفشانی پسابرخوردی[2] جای می‌گیرند. این داده‌ها با پژوهش‌های گوناگون پیشین (Moayyed, 2001; Aghazadeh et al., 2010) روی توده‌های آذرین درونی گرانیتوییدی الیگوسن پهنة البرز باختری- آذربایجان همخوانی دارد.

شکل 13. نمودار عنصرهای کمیاب توده‌های آذرین درونی شله‌بران بهنجارشده به ترکیب پلاژیوگرانیت‌های شکاف میان‌اقیانوسی (ORG) (Harris, 1983).

Figure 13. Trace elements diagram for the intrusion bodies in Shele Boran area, normalized to mid-oceanic ridge plagiogranites (ORG) composition (Harris, 1983)

سپاس‌گزاری

نگارندگان این مقاله از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه تبریز برای پشتیبانی‌های مالی این پژوهش و نیز از مدیریت محترم شرکت جهان زرجویان برای در اختیارگذاشتن داده‌های مناسب در زمینة این پژوهش و هیئت محترم تحریریه و داوران نشریة پژوهشی پترولوژی سپاس‌گزاری می‌کنند.

 

[1] Arc-related

[2] post- collisional arc

مراجع

Alavi, S.G., Hosseinzadeh, M.R., and Moayyed, M. (2014) Petrography and petrology of the Sungun Porphyry copper deposit and post mineralization dykes with a view to Skarn mineralization (north of Varzeghan, East Azarbaijan). Petrological Journal, 5(17), 17-32.
Aghazadeh, M., Castro, A., Omran, N.R., Emami, M.H., Moinvaziri, H., and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)-monzonite-granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz Mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 38(5), 199-219. http://doi.org/10.1016/j.jseaes.2010.01.002
Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F., and Mitchell, J.G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102(1-2), 67-95. http://dx.doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7
Bayrami Sumeh, F. (2014) Study of Mineralization, Alteration and Genesis of Shele boran Copper Index Northeast of Ahar, East Azarbaijan. M.Sc. Thesis, 125 p. Tabriz University, Tabriz, Iran (in Persian).
Blourian, G.H. (1994) Petrology of the tertiary volcanic rocks in the northern of Tehran. M.Sc. Thesis, 145 p. Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).
Boyonton, W.V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Henderson, Ed., Rare Earth Element geochemistry, p. 63-114, Elsevier, New York. http://doi.org/10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3
Calagari, A.A. (1997) Geochemical, stable isotope, noble gas, and fluid inclusion studies of mineralization and alteration at Sungun porphyry copper deposit, East Azarbaijan, Iran: Implication for genesis. Unpublished Ph.D. Thesis, Manchester University, 537 pages.
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. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.08.003
Dostal, J., Caby, R., Keppie, J.D., and Maza, M. (2002) Neoproterozoic magmatism in Southwestern Algeria (Sebkha el Melah inlier): a northerly extension of the Trans- Saharan orogen. Journal of African Earth Science, 35, 213–225. https://doi.org/10.1016/S0899-5362(02)00104-5
Gioncada, A., Mazzuoil, R., Bisson, M., and Pareschi, M.T. (2003) Petrology of volcanic products younger than 42 Ka on the Liapari-Volcano complex (Aeolian Island, Italy): an example of volcanism controlled by tectonics. Journal of volcanology and geothermal Research, 122, 191-220. http://doi.org/10.1016/S0377-0273(02)00502-4        
Harris, C. (1983) The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island. Journal of Petrology, 24(4), 424-470. http://doi.org/10.1093/petrology/24.4.424
Harris, N.B.W., Pearce, J.A. and Tindle, A.G (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism collision tectonics, Geology Society, Special Publications, 19(1), 67-81. https://doi.org/10.2113/gscanmin.38.5.1065
Hassanpour, S., Rasa, I., Heydari, M., Matkan, A.A., and Moayyed, M. (2010) Geology, alteration and mineralization in the Haft-Cheshmeh Cu - Mo porphyry deposit. Journal of Geology of Iran, 4(15), 15-28 (in Persian).
Hassanpour, S. (2010) Metallogeny and mineralization of copper and gold in Arasbaran Zone
(Eastern Azerbaijan). Ph.D. Thesis, 240 p. Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).   
Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A., and Mitchell, S.F. (2007) Classification of altered volcanic arc rocks using immobile trace elements: development of the Th–Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48(12), 2341-2357. http://www.doi.org/10.1093/petrology/egm062
He, Y., Zhao, C., Sun, M. and Wild, S.A. (2007) Geochemistry, isotope systematics and petrogenesis of the volcanic rocks in the Zongtiao Mountain: An alternative interpretation for the evolution of the southern margin of the North China. Lithos, 102: 158-178.
Hosseinzadeh, G., Moayyed, M., Calagari. A.A., Hajialilu, B., and Moazen, M. (2008) Studies of Incheh intrusive body, east of Heris, East-Azarbaijan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 16, 189-206 (in Persian).
 Hosseinzadeh, M.R., Maghfouri, S., Gorbani, M., and Moayyed, M. (2016) Different types of vein-veinlets related to mineralization and fluid inclusion studies in the Sonajil porphyry Cu-Mo deposit, Arasbaran magmatic zone. Geosciences, 26, 219 –230 (in Persian).
Jamali, H., Dilek Y., Daliran F., Yaghubpur A.M., and Mehrabi B. (2010) Metallogeny and tectonic evolution of the Cenozoic Ahar–Arasbaran volcanic belt, northern Iran. International Geology Reviews, 52(4-6), 608–630. http://10.1080/00206810903416323
Jamali, H. (2010) Spatial- temporal relationship of mineralization and magmatism in the Mazraeh polymetallic deposit (north of Ahar, Eastern Azarbaijan province). Petrological Journal, 43, 65-84 (in Persian). http://10.22108/IJP.2020.124073.1192
 Kamali, A.A., Moayyed, M., Amel, N., Hosseinzadeh, M.R., Mohammadiha, K., Santos, J.F., and Brenna. M. (2018) Post-Mineralization, cogenetic magmatism at the Sungun Cu-Mo porphyry deposit (Northwest Iran): Protracted melting and extraction in an arc system. Minerals, 8(12), 588. http://doi.org/10.3390/min8120588
 Kamali, A., Moayyed, M., Amel, N., Fadaeian, M., Brenna, M., Saumur, B.M., and Santos, J.F., (2020) Mineralogy, mineral chemistry and thermobarometry of post-mineralization dykes of the Sungun Cu–Mo porphyry deposit (Northwest Iran). Open Geosciences, 12, 764-790. http://doi.org/10.1515/geo-2020-0009
 McDonald, R., Hawakesworth, C.J., and Heath, E. (2000) The Lesser Antilles volcanic chain: a study of arc magmatism. Earth-Science Reviews, 49(1-4), 17-26. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(99)00069-0
Machoda, A., Lima, E.F., Chemale Jr., F., Morata, D., Oteiza, O., Almeida, D.P.M., Figueiredo, A.M.G., Alexandre, F.M., and Urrutia, J.L. (2005) Geochemistry constrains of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in South Shetland arc. Antarctica. Journal of South American Earth Sciences, 18(3-4), 407-425. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2004.11.011
Moayyed, M. (2001) Petrologic investigation of Tertiary volcano- plutonic belt in Western Alborz- Azarbaijan with a special view on Hashtjin region. Ph.D. Thesis, 328 p. Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).  
Mohammadi, J. (2014) Mineralization and Geochemistry of Mineralized and Alteration zone of Shele boran Area (NE of Ahar, East Azarbaijan Province). M.Sc. Thesis, 137 p. Urmia University, Urmia, Iran (in Persian).
 Morrison, G.W. (1980) Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association.
Lithos, 13, 97-108. http://doi.org/10.1016/0024-4937(80)90067-5
Moshefi, P., Hosseinzadeh, M.R., Moayyed, M., and Lentz, D.R (2018) Comparative study of mineral chemistry of four biotite types as geochemical indicatores of mineralized and barren intrusions in the Sungun Porphyry Cu- Mo deposit, northwestern Iran. Ore Geology Reviews, 98, 1-20. http://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2018.05.003
Moshefi, P., Hosseinzadeh, M.R., Moayyed, M., and Lentz, D.R. (2020) Distinctive geochemical features of biotite types from the subeconomic Sonajil porphyry-type Cu deposit, northwestern Iran: Implications for analysis of porphyry copper deposit mineralization potential. Journal of Geochemical Exploration, volume, 214. https://doi.org/10.1016/j.gexplo.2020.106543
Nabavi, M.H. (1976) An Introduction to the geology of Iran, 109. Publication of the Gelogical Organization of the country, 109 pages, (in Persian).  
Nakhjavani, B., Calagari, A.A., Alavi, S.G., and Siah Cheshm, K. (2021) Study of intrusive body associated with Gowdal skarn (North of Ahar) and its comparison with other skarn granitoids. Petrological Journal, 44, 111-134 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2021.124497.1197
Nelson, S.A. (2004) Magmatic Differentiation, Chemical variations in rock suites. 198 p. Tulan University New Orleans, Louisiana.
Nemati, N., Aghazadeh, M., and Badrzadeh, Z. (2018) Geochemistry and petrogenesis of Eocene shoshonitic and adakitic volcanic rocks in Sonajil area (Souteast of Heris, Eastern Azerbaijan). Petrological Journal, 35, 147-172 (in Persian). http://doi.org/10.22108/IJP.2018.104987.1037
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(4), 956-983. http://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Pearce, J.A. (1996) Source and setting of granitic rocks. Episode, 19, 120-125.
Peng, T., Wang, Y., Zhao, G., Fan, W., and Peng, B. (2007) Arc-like volcanic rocks from the Southern Lancangtion Zone, SW china: Geochronological and geochemical constraint on their petrogenesis and tectonic implication. Lithos, 102, 358-373.
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data evaluation, presentation, interpretation, Longman Scientific and Technical, 352 p. Wiley, New York.
Stern, R.A., Bloomer, S.H., Lin, P.N., Ito, E., and Morris, J. (1988) Shoshonitic magmas in nascent arcs: new evidence from submarine volcanoes in the northern Marianas. Geology, 16(5), 426-430. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1988)016<0426:SMINAN>2.3.CO;2
Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. AAPG Bulletin, 52(7), 1229-1258. https://doi.org/10.1306/5D25C4A5-16C1-11D7-8645000102C1865D
Sun, L.H., Wang, Y.J., Fan, W.M., and Zi, J.W. (2008) Post-collisional potassic magmatism in the Southern Awulale Mountain, western Tianshan Orogen: petrogenetic and tectonic implications. Gondwana Research, 14(3), 383–394. http://doi.org/10.1016/j.gr.2008.04.002
Sun, S.S. and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publication, 42(1): 313-345. http://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Whitney, D.L. and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist, 95(1), 185-187. http://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: a Global Tectonic Approach, 466p. Winchester, Massachusetts. http://doi.org/10.1007/978-1-4020-6788-4
پترولوژی
دوره 15، شماره 4 - شماره پیاپی 60
پترولوژی، سال پانزدهم، شماره شصتم، زمستان1403
دی 1403
صفحه 47-68

فایل ها

سابقه مقاله

  • تاریخ دریافت: 06 بهمن 1402
  • تاریخ بازنگری: 01 اردیبهشت 1403
  • تاریخ پذیرش: 26 اردیبهشت 1403

هم رسانی

ارجاع به این مقاله

آمار