Petrography, geochemistry, and tectonic setting of intrusive bodies of the Seridune deposit, northeast of Sarcheshmeh mine, Kerman Province, with an emphasis on Seridune porphyry intrusive body

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Geology, College of Sciences, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, College of Sciences, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran

3 Professor, Department of Geology, College of Sciences, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran

4 Assistant Professor, Department of Mining Engineering, Higher Education Complex of Zarand, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran

5 Superintendent of Geology and Drainage Department, Sarcheshmeh copper complex, National Iranian Copper Industries Company, Kerman, Iran

Abstract

Introduction
The Cenozoic Urumieh–Dokhtar magmatic arc (UDMA) in Iran is a part of the Alpine-Himalayan orogenic belt hosts well-known porphyry Cu ± Mo ± Au ± Ag and epithermal Cu (± Au) deposits (McInnes et al., 2003; Hou et al., 2011; Richards et al., 2012, and references therein). The southeastern portion of UDMA in Kerman province contains many of these porphyry copper deposits, known as the Kerman porphyry copper belt (KPCB), where the Seridune porphyry copper deposit (SPCD) is located in its central part. This study deals with petrography and geochemistry of selected samples from the drilling boreholes to discern the geochemical characteristics, hypabyssal emplacement, and the overall tectonic setting environment of these magmatic rocks responsible for the formation of Seridune porphyry bodies.
Geology
Seridune porphyry copper deposit, in the central part of KPCB in southeastern UDMA, is located in the northeast of the Sarcheshmeh porphyry copper mine. These intrusive bodies are intruded the Eocene volcanic rocks (i.e., andesite and dacite) and as a whole cut by N-S trending dacitic dykes. 
Analytical methods
Based on fieldwork and petrographic studies, 14 samples of Seridune intrusive bodies with the lowest degree of alteration were selected for whole-rock geochemical analyses. Whole-rock major and trace-element compositions were analyzed using fusion Inductively Coupled Plasma-Atomic Emission Spectrometry (ICP-AES) and Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry (ICP- MS) at the Zarazma company, Iran.
Petrography
Petrographic studies revealed that in the Seridune area, the composition of the intrusive body responsible for mineralization is predominantly granodiorite porphyry to quartz monzonite porphyry. The other intrusive bodies in the Seridune deposit show a range of compositions varying from granodiorite to monzonite. Mineralogically, they consist mainly of quartz, orthoclase, and plagioclase with variable amounts of biotite, and amphibole phenocrysts setting in a fine-grained groundmass of the same mineral assemblage creating porphyritic texture. Accessory minerals are opaque, zircon, apatite, and titanite. Sericite, chlorite, secondary biotite and secondary alkali feldspar, calcite, anhydrite, clay minerals, and epidote also occur as secondary phases.
Geochemistry
The results of whole rock analyses are presented in Table 1. In the A/CNK versus A/NK diagram (Shand, 1943), the hypabyssal intrusive Seridune porphyry intrusive body is meta-aluminous to slightly peraluminous, and other intrusive bodies in the Seridune deposit are also meta-aluminous nature. In the Seridune porphyry copper deposit, there is a negative correlation of P2O5 content with the increasing SiO2 content, similar to the I-type granite evolutionary trend (Chappell and White, 1992). On the chondrite-normalized REE patterns, there is a strong enrichment of LREE relative to HREE, whereas, on the primitive mantle-normalized multi-element diagrams, there are enrichments of large ion lithophile elements (LILE), Th and Sr, and depletions of high field strength elements (HFSE) including heavy rare earth elements (HREE).
Discussion and conclusions
The Seridune porphyry copper deposit exhibits LREE and LILE enrichment coupled with depletion in Nb and Ti elements, which is typical of subduction-related magmas. This characteristic results from lack of these elements in the source, and/or involvement of the crust in the magmatic processes. The Seridune porphyry intrusive body belongs to the calc-alkaline series and has metaluminous to slightly peraluminous features, whereas other intrusive bodies in the Seridune deposit belong to the calc-alkaline series with a meta-aluminous nature. These features are typical of I-type granites formed by partial melting of mantle wedge which triggered the melting of lower crustal rocks in subduction zones and active continental margins (Chappell and White, 1974; 2001). This type of granite in orogenic belts appears to be resulted from the interaction of main magma with the continental crust through the processes of assimilation-fractional crystallization (AFC) (Dilek et al., 2009). Furthermore, the high values of Th (3.5-5.2 ppm) in the Seridune intrusive bodies have been assigned to the effects of crust contamination (Kaygusuz et al., 2014). The high values of the Th/Nb ratio in the Seridune porphyry copper deposit may point to characteristics of arc-related magmas, enriched by the continental crustal melting. Considering the enrichment of the samples in incompatible elements (i.e. K, Th, Rb, La, Ce, and Nd) and the negative anomalies of Ti, P, Nb, and Eu, it can be argued that the Seridune intrusive bodies were formed by crystallization of melts derived from the melting of lower crustal metabasic rocks as a result of the injection of mantle-derived mafic magmas (Searle and Fryer, 1986; Harris et al., 1986; Chappell and White, 1992). Finally, it can be concluded that the Seridune deposit was originated in a volcanic arc setting. Based on geological background of the area, the formation of these rocks must be related to the subduction of the Neotethys oceanic crust beneath the Central Iranian Micro-continent. The parent magma likely resulted from the partial melting of the lower crust, while the upper crust played a significant role in contaminating the magma at shallower levels.

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سرزمین ایران در بخش میانی کمربند کوهزایی و فلززایی آلپ-هیمالیا جای گرفته است. در این پهنة گسترده، کانسارهای مس پورفیری در کمان‌های ماگمایی جداگانه و باریک بیشتر با پهنای چندین ده کیلومتر رخ داده‌اند (Leaman and Staude, 2002). این کانسارها می‌توانند از عنصرهای مولیبدن و طلا نیز سرشار باشند. کانسارهای مس پورفیری عیار بالا بیشتر به‌صورت استوک در توده‌های آذرین درونی کالک‌آلکالن با دامنة ترکیبی از دیوریت تا گرانیت پدید آمده است. در این کانسارها توده‌های آذرین درونی درون سنگ‌های میزبان مافیک با ترکیب گابرو، دیاباز، بازالت و آندزیت پورفیری نفوذ کرده‌اند (Skewes et al., 2002; Sillitoe, 2010; Sillitoe and Perelló, 2023). کانسارهای مس پورفیری بیشتر در بالای پهنه‌های فرورانش و در کرانة صفحه‌های همگرا یافت می‌شوند.

کمان ماگمـایی ارومیـه-دختـر (UDMA) از جمله کمان‌هایِ درون پهنة کوهزایی آلپ-هیمالیا است که میزبان ذخایر برجسته Cu ± Mo ± Au ± Ag پورفیری و ذخایر اپی‌ترمال Cu±Au است. این کمان ویژگی‌های زمین‌ساختی و زمین‌شناسی بی‌همتایی دارد. به باور برخی زمین‌شناسان پیدایش این کمربند در ارتباط با فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر صفحه ایران مرکزی است (Berberian and King, 1981; Pourhosseini, 1981; Omrani et al., 2008). در پی مراحل تکاملی بازشدن، فرورانش و بسته‌شدن نئوتتیس و همچنین، فرایندهای پسابرخوردی، کانسارهای فراوانی وابسته به توده‌های آذرین درونی گرانیتوییدی در پهنة ماگمایی ارومیه-دختر پدید آمده است (Dargahi et al., 2010; Richards et al., 2012). از این کانسارها می‌توان کانسارهای سرچشمه و میدوک در جنوب‌خاوری و کانسار سونگون در شمال‌باختری این کمربند را نام برد که کلاس جهانی دارند و پژوهشگران بسیاری به بررسی آنها پرداخته‌اند (Taghipour et al., 2014; Aghazadeh, 2016). بیشتر ذخایر مس پورفیری شناخته‌شده در ایران در این کمربند (McInnes et al., 2003; Hou et al., 2011; Richards et al., 2012) و به‌ویژه در بخش جنوب‌خاوری آن گسترده شده‌اند. بخش جنوب‌خاوری کمان ماگمایی ارومیه- دختر با نام کمربند مس پورفیری کرمان شناخته شده است. این کمربند به توده‌های آذرین درونی کالک‌آلکالن پهنة ماگمایی ارومیه-دختر وابسته است (Hezarkhani, 2006; Zarasvandi et al., 2007, Asadi et al., 2014). کمربند مس پورفیری کرمان از توانمندترین پهنه‌های مس‌دار ایران است که تا کنون در این کمربند بیشتر از 200 کانسار و نشانة معدنی مس در آن شناخته شده است (Ghorbani, 2013). مهم‌ترین فعالیت‌های آذرین درونی در این کمربند، گرانیتوییدهای گروه جبال بارز با سن اواسط ائوسن تا الیگوسن، سرشت کالک آلکالن و شوشونیتی با پتاسیم بالا (McInnes et al., 2003; Dargahi et al., 2010) در محیط زمین‌ساختی پس از برخورد (Dargahi et al., 2010) هستند. بیشتر این توده‌ها کانی‌سازی مس ندارند (Dimitrijevic, 1973; McInnes et al., 2003)؛ اما توده‌های آذرین درونی نیمه‌‌ژرف، گرانیتوییدهای گروه کوه پنج، سن میوسن میانی- پایانی با سرشت آداکیتی کانی‌سازی مس پورفیری نشان می‌دهند (McInnes et al., 2005; Aghazadeh, 2015). کانسار مس سریدون در جنوب‌خاوری مجموعة ماگمایی ارومیه-‌دختر و در بخش میانی کمربند مس پورفیری کرمان جای دارد. منطقة سریدون به فاصلة نزدیک به 3 کیلومتری شمال‌خاوری کانسار مس پورفیری سرچشمه جای دارد. در سال‌های اخیر با توجه به پی‌بردن به شواهد اکتشافی و اهمیت اقتصادی مس در منطقة سریدون، این کانسار مورد توجه پژوهشگران قرار گرفته است. با اینکه این کانسار از دیدگاه‌های گوناگون زمین‌شناسی، سنگ‌نگاری، دگرسانی و سنجش از دور بررسی شده است (Barzegar, 2007; Kazemi Mehrnia et al., 2010; Shahriari, 2014; Abedi, 2013, 2017)؛ اما همة این بررسی‌ها بر پایة زمین‌شناسی و نمونه‌برداری سطحی بوده است. از آن‌جایی‌که توده‌های آذرین درونی اصلی و نیز تودة آذرین درونی مسئول کانسارسازی در منطقة سریدون برونزد سطحی ندارد و تنها از راه نمونه‌برداری از گمانه‌های اکتشافی می‌توان به آن دست یافت؛ بنابراین با اطمینان می‌توان گفت تا کنون هیچ‌گونه بررسی سنگ‌نگاری در ارتباط با این توده‌ها در منطقة سریدون و به‌ویژه تودة آذرین درونی مسئول کانه‌زایی در منطقه انجام نشده است. گفتنی است در این پژوهش، تودة مسئول کانه‌زایی به‌نام تودة آذرین درونی سریدون پورفیری نامیده شده است. با وجود بررسی‌هایی که در منطقة سریدون انجام شده است تا کنون هیچ پژوهش سنگ‌شناسی در راستای شناسایی خاستگاه توده‌های آذرین درونی منطقه انجام نشده است. ازاین‌رو، در این پژوهش تلاش شده است با بررسی نمونه‌های به‌دست‌آمده از گمانه‌های حفاری، بررسی دقیق سنگ‌نگاری توده‌های آذرین درونی به‌ویژه تودة آذرین درونی مسئول کانه‌زایی کانسار سریدون انجام شود و نیز با ارائه زمین‌شیمی اکسیدهای اصلی، عنصرهای فرعی و کمیاب جایگاه زمین‌ساختی، خاستگاه و ثأثیر آلایش پوسته‌ای ماگمای سازندة توده‌های آذرین درونی در منطقة سریدون با تاکیدی ویژه بر تودة آذرین درونی سریدون پورفیری بررسی شود.

پیشینة پژوهش

در ارتباط با پیشینة پژوهش در منطقة سریدون باید گفت نخستین‌بار بازین و هوبنر (Bazin and Hübner, 1969) در کتاب کانسارهای مس ایران از کانی‌سازی مس در این منطقه یاد کردند. بر پایة گزارش‌های سازمان زمین‌شناسی، بازین و هوبنر نوع واحدهای سنگی کانسار سریدون را آتشفشانی-آذرآواری به‏‌همراه توده‌های آذرین درونی معرفی کرده‌اند. سپس اولین بررسی‌های اکتشافی با نمونه‌برداری از نهشته‌های آبراهه‌ای در سال 1970 روی کانسار مس سریدون انجام گرفت و ناهنجاری‌هایی از مس و مولیبدن در منطقة سریدون آشکار شد و پس از آن زمان حفاری‌های فراوانی روی این کانسار انجام شد. به‌دنبال آن، کارشناسان یوگسلاو با سرپرستی دیمیتریویچ در سال (Dimitrijevic, 1973) در ناحیه‌ای به بزرگی 400 در 800 مترمربع، نقشة زمین‌شناسی تهیه کردند. این بررسی‌ها مربوط به پروژة اکتشافی کمربند کرمان بود و بخش بزرگی از کمربند مس پورفیری کرمان را دربر می‌گرفت. بر پایة بررسی‌هایی که شرکت «مهندسین مشاور کان ایران» در سال 2007 انجام داد منطقة سریدون واحدهای آتشفشانی و گاه آذرآوری‌ها همراه با توده‌هایی در حد داسیت پورفیری است. در سال 1978 تعداد سه حلقه گمانه حفاری توسط شرکت آناکاندا حفاری شد که وضعیت دگرسانی و کانه‌زایی منطقه در سطح بسیار ضعیف شناسایی شد. در سال‌های 1384 و 1385 ادامة عملیات اکتشافی کانسار برای بررسی دقیق وضعیت کانه‌زایی در منطقه، توسط شرکت ملی مس ایران انجام شد. ازاین‌رو هنگام عملیات اکتشافی جدید داده‌های کل گمانه‌ها، دگرسانی دیده‌شده در منطقه و بررسی‌های زمین‌فیزیکی، پیشنهاد حفاری‌های اکتشافی در بخش‌های شمالی و جنوبی منطقة سریدون را مطرح کرد. بررسی‌های سنگ‌نگاری توسط شرکت ملی مس ایران در سال 1386 ضمن تایید یافته‌های پیشین به تزریق دایک‌های داسیتی همراه با سنگ‌های آتشفشانی و توده‌های آذرین درونی درون سنگ‌های ولکانیک و ولکانوکلاستیک نیز اشاره کرد. در سال‌های اخیر کانسار سریدون از دیدگاه‌های گوناگون زمین‌شناسی، سنگ‌نگاری، دگرسانی و سنجش از دور توسط پژوهشگران بسیاری(Barzegar, 2007; Kazemi Mehrnia et al., 2010; Shahriari, 2014; Abedi, 2013, 2017) بررسی شده است. گفتنی است در این میان، بررسی‌های سنگ‌نگاری تنها توسط برزگر (Barzegar, 2007) روی نمونه‌های سطحی منطقة سریدون انجام شده است. در بررسی‌های ایشان منطقة سریدون دربردارنده توده و دایک‌های آذرین درونی است که درون سنگ‌های آتشفشانی تزریق شده‌اند. گفتنی است همة بررسی‌های پیشین انجام شده در منطقة سریدون در حد معرفی سنگ‌نگاری منطقه انجام شده است و تا کنون به مبحث سنگ‌زایی منطقه پرداخته نشده است. سرانجام در سال‌های 1398 تا 1402 شرکت ملی مس ایران با همکاری شرکت پارس اولنگ، شمار 90 گمانه با ژرفای 1400-700 متر را در بخش شمالی کانسار مس سریدون حفاری کردند. حفاری‌ها و فعالیت‌های پژوهشی انجام شده نشان داده است کانه‌زایی منطقة سریدون در ژرفای چشمگیر است. به‌همین‌روی، بررسی بیشتر این کانسار در سال‌های اخیر مورد نظر شرکت ملی مس ایران قرار گرفته است. اکنون نیز حفاری در بخش‌های شمالی کانسار سریدون به‌دست شرکت پارس اولنگ و در بخش‌های جنوبی به‌دست شرکت کان ایران در حال انجام است.

زمین‌شناسی منطقه

کانسار مس سریدون در بخش جنوب‌خاوری کمان ماگمایی ارومیه-‌دختر، در 160 کیلومتری جنوب‌باختری کرمان و 50 کیلومتری جنوب رفسنجان در نقشة زمین‌شناسی 1.100000 پاریز (Dimitrijevic, 1973) جای گرفته است. در شکل 1، جایگاه جغرافیایی کانسار سریدون در نقشة تهیه‌شد‌ة برزگر (Barzegar, 2007) و شرکت اکتشافی کان ایران (Kan Iran exploration co. 2007) آورده شده است.

 

 

 

شکل 1. A) جایگاه جغرافیایی کانسار مس پورفیری سریدون همراه با کانسارهای مس پورفیری معروف در ایران؛ B) نقشة زمین‌شناسی سادة کانسار مس پورفیری سریدون (برگرفته از برزگر (Barzegar, 2007) و شرکت اکتشافی کان ایران (Kan Iran exploration co. 2007)).

Figure 1. A) The geographical location of the Seridune porphyry copper deposit along with some well-known porphyry copper deposits in Iran; B) Simplified geological map of the Seridune porphyry copper deposit (After Barzegar (2007) and Kan Iran Exploration Co. (2007)).

 

کانسار سریدون از واحدهای آتشفشانی آندزیت و داسیت، توده‌های آذرین درونی گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت و مونزونیت ساخته شده است. در منطقة سریدون ارتباط واحدهای مونزونیتی با دیگر واحدها به‌صورت تزریقی است. توده‌های آذرین درونی منطقه بیشتر درون سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن تزریق شده‌اند و همان‌گونه‌که پیش از این نیز گفته شد، این توده‌ها برونزد سطحی ندارند و تنها از راه گمانه‌های اکتشافی می‌توان به آنها دست یافت. در منطقة سریدون ساختار استوک‌ورک بیشتر در گمانه‌های حفاری به‌ویژه در ژرفای بیشتر از 400 متر دیده می‌شود. این ساختار بیشتر با دگرسانی پتاسیک همراهی می‌شود. همچنین، در این منطقه مجموعه‌ای از دایک‌ها با روند نزدیک به شمالی-جنوبی در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن نفوذ کرده‌اند. بیشتر دایک‌های منطقه ساختاری خطی و موازی با روند N-S نسبت به یکدیگر نشان می‌دهند. از آنجایی‌که بیشتر منطقه با خاک و واریزه‌های سنگی پوشیده شده است، شناسایی و ارزیابی رفتار سطحی دایک‌های ناحیة سریدون به‌ویژه در بخش‌های جنوبی دشوار است (شکل 2-A). بیشتر دایک‌ها ترکیب داسیت و گرانودیوریت دارند. از آنجایی‌که ترکیب شیمیایی دایک‌ها به تودة آذرین درونی سریدون پورفیری بسیار نزدیک است و با توجه به بازدیدهای میدانی، چه‌بسا از لحاظ سنی نیز فاصلة کمی با هم دارند. ازاین‌رو، هنگام تزریق دایک‌ها، دمای منطقه شاید همچنان بالا بوده است. به‌همین‌روی، ثأثیر چشمگیری بر سنگ‌های اطراف نگذاشته‌اند. افزون‌بر این، رخنمون‌هایی از جنس برش آتشفشانی در منطقه دیده شدند. حضور رگه‌های کالکوپیریت در نزدیکی برخی دایک‌ها و توده‌های آذرین درونی گویای کانه‌زایی در منطقه است. دیدن کربنات‌های مس مانند آزوریت و مالاکیت و کانی‌های سولفیدی مس مانند پیریت و کالکوپیریت به‌ویژه در بخش‌های جنوبی منطقه شاید شاهدی بر کانه‌زایی مس در ناحیة سریدون باشد (شکل 2-B). گستردگی فرایندهای دگرسانی در این منطقه به‌گونه‌ای است که همة واحدهای سنگی رخدادیافته، با شدت‌های متفاوت، دچار دگرسانی شده‌اند. در منطقة سریدون دگرسانی پتاسیک نیز رخنمون سطحی ندارد و تنها در گمانه‌های اکتشافی دیده می‌شود؛ اما دگرسانی‌های فیلیک و آرژیلیک گسترگی بالایی در سطح دارند. افزون‌بر دگرسانی‌های یادشده، دگرسانی‌های پروپیلیتیک و سیلیسی‌شدن از دیگر دگرسانی‌های منطقه هستند.

 

 

شکل 2. نمونه‌هایی از پدیده‌های صحرایی در منطقة کانسار پورفیری سریدون A) نمایی از دایک تزریق شده در منطقة سریدون؛ B) نمایی از حضور کربنات‌های مس در منطقة سریدون.

Figure 2. Examples of field phenomena in the Seridune porphyry deposit are A) Field view of injected dyke in the Seridune area; B) Field view of the presence of copper carbonates in the Seridune area.

 

روش انجام پژوهش

این پژوهش دربرگیرندة بررسی‌های میدانی، سنگ‌نگاری و زمین‌شناسی است. بازدیدهای میدانی دربردارندة شناخت پدیده‌های زمین‌شناسی مانند سنگ‌نگاری، دگرسانی، بررسی ساختارهایِ منطقه و نیز بررسی گمانه‌های حفاری هستند. برای بررسی زمین‌شناسی کانسار، 300 نمونه از رخنمون‌ها و مغزه‌های حفاری برداشت شد. سپس انتخاب نمونه برای تهیه مقطع نازک با توجه به تنوع واحدهای سنگی، دگرسانی و پراکندگی مکانی نمونه‌ها انجام شد. پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 14 نمونه از گمانه‌های حفاری که از کمترین میزان دگرسانی را داشتند برای انجام بررسی‌های زمین‌شیمیایی توده‌های آذرین درونی سریدون برگزیده شدند و برای شناسایی مقدار اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به آزمایشگاه شرکت زرآزما فرستاده شدند. در این آزمایشگاه اندازه‌گیری مقدار عنصرهای اصلی به روش طیف‌سنجی نشر اتمی- پلاسمای جفت‌شده القایی با دستگاه ICP-OES مدل 735، ساخت کشور استرالیا با روش ذوب قلیایی[1] انجام شد و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش طیف‌سنجی جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) با دستگاه HP/Agilent  مدل 4500، ساخت کشور آمریکا با روش انحلال چهار اسید[2] شناسایی شدند. نتایج تجزیه شیمیایی 14 نمونة سنگی برگزیده از توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون در جدول 1 آورده شده است. برای تجزیه و تحلیل داده‌ها، نرم‌افزارهای Igpet 2007 و GCDKit 3.2 به کار گرفته شدند.

 

 

 

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی اکسیدهای اصلی (به درصدوزنی)، کمیاب و خاکی کمیاب (به ppm) در توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون (GRD= گرانودیوریت، QMZ = کوارتزمونزونیت، MZ = مونزونیت).

Table 1. Whole-rock major oxides (wt%) and trace and rare earth element (ppm) analyses of the Seridune deposit intrusive bodies (GRD= Granodiorite, QMZ= Quartz monzonite, MZ= Monzonite).

Sample No.

SE-1

SE-2

SE-3

SE-4

SE-5

SE-6

SE-7

SE-8

SE-9

SE-10

Rock type

QMZ

QMZ

QMZ

MZ

QMZ

QMZ

MZ

QMZ

GRD

QMZ

Group

Other intrusive bodies

Seridune porphyry intrusive body

SiO2

58.9

61.4

58.2

55.4

59.9

57.1

54.3

61.4

62.1

60.6

TiO2

0.47

0.43

0.44

0.57

0.43

0.49

0.61

0.34

0.36

0.43

Al2O3

16.1

17.5

16.1

16.8

16.7

16.1

16.5

15.1

14.5

14.7

Fe2O3

4.3

2.5

3.6

3.9

2.6

2.1

3.7

1.5

2.6

1.9

MnO

0.02

0.01

0.02

0.01

0.02

0.01

0.02

0.01

0.07

0.02

MgO

1.3

1.3

1.4

1.9

1.3

1.6

2.5

0.9

0.9

1.3

CaO

4.7

4.4

5.2

5.2

4.9

5.0

5.3

3.8

4.0

4.0

Na2O

5.0

5.5

4.8

5.3

5.3

5.6

5.1

5.0

3.9

4.1

K2O

2.1

2.3

2.3

2.0

2.2

2.4

2.4

3.2

2.6

3.9

P2O5

0.25

0.17

0.22

0.27

0.14

0.19

0.31

0.16

0.11

0.12

LOI

4.3

2.8

3.9

4.2

3.7

5.1

5.5

4.8

4

3.4

Li

10

10

10

13

11

11

14

7

6

5

Be

1.6

1.4

1.4

1.3

1.4

1.3

1.4

1.1

1.3

1.1

Sc

7.1

6.2

6.5

7.6

6.2

6.7

8.6

4.8

4.9

5.3

V

98

72

83

113

84

101

123

58

64

63

Cr

16

12

13

25

15

20

27

11

19

12

Co

7

6

11

10

7

7

10

5

7

3

Ni

9

7

9

13

12

12

18

7

7

7

Cu

188

212

456

2124

486

2708

1009

2944

2125

2929

Zn

41

30

39

32

34

35

32

24

30

24

As

13

11.4

9.5

10.4

7.5

4.9

8.8

9.9

4.4

6.5

Rb

49

47

51

63

47

63

68

52

50

66

Sr

879

843

916

950

894

846

876

654

662

681

Y

6.7

5.6

6.6

6.4

5

5.1

6.5

4.4

4.7

4.5

Nb

5.6

4

5.1

5.2

4.7

4.3

5.3

3.8

4.2

5

Mo

2.1

67

54

10

17

697

150

66

7

3

Ag

0.2

<0.1

0.4

0.4

2.1

0.8

0.4

0.7

0.4

0.2

Cd

0.1

<0.1

0.4

<0.1

<0.1

0.2

0.4

<0.1

0.4

<0.1

In

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Sn

1.9

1.3

1.7

1.7

1.4

1.8

2.1

1.6

1.6

2.6

Sb

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Cs

3

1.5

2.2

2.3

1.1

1.9

2.8

2

3.2

1.9

Ba

599

561

606

398

616

392

425

523

514

434

La

21

22

23

26

19

20

23

17

14

15

Ce

33

37

40

44

32

33

39

26

19

23

Pr

4.1

4.4

4.6

5.1

4.0

4.4

5.0

3.6

2.9

3.3

Nd

15.5

16.1

17.8

18.5

14.9

16.6

18.9

13.2

10.7

12.5

Sm

2.6

2.6

2.9

3.0

2.3

2.7

3.2

1.9

1.7

2.0

Eu

0.7

0.6

0.8

0.8

0.6

0.7

0.8

0.6

0.5

0.5

Gd

2.4

2.3

2.5

2.6

2.1

2.3

2.6

1.9

1.7

1.8

Tb

0.3

0.2

0.3

0.3

0.2

0.3

0.3

0.2

0.2

0.2

Dy

1.5

1.3

1.6

1.5

1.3

1.4

1.8

1.2

1.1

1.2

Er

0.5

0.4

0.5

0.5

0.3

0.4

0.6

0.4

0.3

0.3

Tm

0.1

0.1

0.2

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Yb

0.4

0.4

0.5

0.4

0.3

0.4

0.5

0.4

0.3

0.3

Lu

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Hf

1.5

1.5

1.6

1.4

1.5

1.4

1.4

1.5

1.4

1.5

Ta

0.4

0.1

0.2

0.4

0.2

0.3

0.4

0.3

<0.1

0.2

Tl

0.3

0.2

0.3

0.4

0.2

0.4

0.4

0.4

0.4

0.4

W

3.8

1.8

2.3

6.3

1.9

7.5

4.8

5.4

2.9

3.2

Bi

0.1

<0.1

<0.1

0.1

<0.1

0.8

0.2

0.2

0.2

0.1

Th

4.3

4.3

3.9

4.5

4.1

3.8

4.3

4.1

3.3

3.9

U

0.9

1

0.9

1

0.9

1

1.1

0.9

1.1

0.5

 

 

 

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No.

SE-11

SE-12

SE-13

SE-14

Rock type

GRD

GRD

GRD

GRD

Group

Seridune porphyry intrusive body

Other intrusive bodies

SiO2

62.7

62.7

59.2

58.5

TiO2

0.41

0.35

0.43

0.52

Al2O3

15.4

15.2

14.4

15.9

Fe2O3

2.0

2.2

2.5

3.8

MnO

0.04

0.02

0.08

0.02

MgO

1.4

1.2

1.9

1.6

CaO

3.2

3.5

4.2

5.0

Na2O

4.2

4.7

4.5

4.3

K2O

2.3

2.3

1.9

1.6

P2O5

0.13

0.12

0.17

0.18

LOI

4.4

2.9

4.8

4.7

Li

9

8

10

9

Be

1.4

1.2

1.3

1.2

Sc

5.8

4.9

6.4

7

V

64

57

75

95

Cr

14

16

29

13

Co

5

7

5

9

Ni

7

5

11

7

Cu

2085

3531

3120

1802

Zn

53

35

141

30

As

9.6

6.8

5.7

7

Rb

57

43

47

45

Sr

553

661

753

857

Y

5.2

4.5

5.2

5.4

Nb

4.2

3.5

4.1

4.1

Mo

13

45

56

4

Ag

0.9

0.4

0.4

0.2

Cd

0.3

<0.1

0.1

0.2

In

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Sn

4.3

1.2

1.4

1.4

Sb

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Cs

2.2

0.6

0.8

3.9

Ba

508

431

495

412

La

27

14

19

15

Ce

41

21

28

25

Pr

4.5

3.0

3.8

3.5

Nd

15.7

11.4

14

13.7

Sm

2.3

1.7

2.4

2.3

Eu

0.6

0.4

0.6

0.6

Gd

2.2

1.7

2.1

2.1

Tb

0.2

0.2

0.2

0.2

Dy

1.3

1.1

1.3

1.4

Er

0.4

0.3

0.4

0.4

Tm

0.1

0.1

0.1

0.1

Yb

0.4

0.3

0.4

0.4

Lu

0.1

0.1

0.1

0.1

Hf

1.5

1.5

1.4

1.5

Ta

0.2

0.1

0.1

<0.1

Tl

0.5

0.2

0.3

0.3

W

8.1

4.1

5.7

2

Bi

0.2

<0.1

<0.1

<0.1

Th

5.2

3.5

3.2

2.3

U

0.9

0.8

1

0.7

سنگ‌نگاری

بر پایة بررسی‌های سنگ‌نگاریِ نمونه‌های گمانه‌های حفاری، توده‌های آذرین درونی مختلف منطقه بازة ترکیبی گرانودیوریت تا کوارتزمونزونیت و مونزونیت دارند. در این میان، تودة آذرین درونی سریدون پورفیری که همان تودة مسئول کانه‌زایی در منطقه است ترکیب گرانودیوریت پورفیری تا کوارتزمونزونیت پورفیری دارد. این تودة آذرین درونی دربردارندة کانی‌های فنوکریست و میکروفنوکریست دربردارندة پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، کوارتز، بیوتیت و آمفیبول، کانی‌های فرعی کدر، آپاتیت و زیرکن است.کانی‌های ثانویه پتاسیم‌فلدسپار ثانویه، بیوتیت ثانویه، کلریت، انیدریت، سریسیت و مقداری رس حاصل کارکرد سیال‌های گرمابی در این سنگ‌ها دیده می‌شوند. در این سنگ‌ها بلورهای کوارتز (10-25 درصدحجمی، بیشینة اندازة 1 میلیمتر)، پلاژیوکلاز (40-50 درصدحجمی، بیشینة اندازة 5 میلیمتر)، پتاسیم‌فلدسپار (15-20 درصدحجمی، بیشینة اندازة 1 میلیمتر)، بیوتیت (10-20 درصدحجمی، بیشینة اندازة 5.5 میلیمتر) و آمفیبول (5-15درصدحجمی، اندازة 5/2 میلیمتر) از سنگ را دربر گرفته‌اند. بافت شاخص در این سنگ‌ها پورفیریتیک با زمینة میکروگرانولار است (شکل 3-A). درشت‌بلورها در زمینه‌ای ریزبلور متشکل از پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز جای گرفته‌اند. از دیگر بافت‌های متداول در این سنگ‌ها می‌توان گلومروپورفیریتیک و غربالی را نام برد. برخی درشت بلورهای کوارتز خوردگی خلیجی دارند که می‌تواند به‌علت تغییر شرایط ترمودینامیکی و فشار بخار آب در زمان تبلور باشد (Chen and Zhang, 2008).

افزون‌بر تودة آذرین درونی سریدون پورفیری، توده‌های آذرین درونی دیگری با ترکیب سنگ‌نگاری گرانودیوریت، کوارتز مونزونیت، مونزونیت در کانسار سریدون دیده می‌شود. کانی‌های فنوکریست و میکروفنوکریست در این سنگ‌ها دربردارندة بلورهای پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار، بیوتیت و آمفیبول هستند. کانی‌های تیره، زیرکن، آپاتیت و تیتانیت کانی‌های فرعی در این واحد‌های سنگی هستند. انیدریت، اپیدوت، کلسیت، کلریت، بیوتیت ثانویه و رس از کانی‌های ثانویه موجود در این سنگ‌ها هستند (شکل‌های 3-B و C). در این سنگ‌ها بلورهای کوارتز (3-25 درصدحجمی، بیشینة اندازة 5/1 میلیمتر)، پلاژیوکلاز (25-40 درصدحجمی، بیشینة اندازة 5/4 میلیمتر)، پتاسیم‌فلدسپار (12- 38 درصدحجمی، بیشینة اندازة 1 میلیمتر)، بیوتیت (10-20 درصدحجمی، بیشینة اندازة 4 میلیمتر) و آمفیبول (5-10 درصدحجمی، بیشینة اندازة 2 میلیمتر) از سنگ را دربر گرفته‌‌اند. این سنگ‌ها با بافت پورفیریتیک با زمینة میکروکریستالین و میکرولیتی شناخته می‌شوند. درشت‌بلورها در زمینه‌ای ریزبلور از پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز جای گرفته‌اند. بافت‌های غربالی در بلورهای پلاژیوکلاز و پرتیت در بلورهای پتاسیم‌فلدسپار از بافت‌های متداول در این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند (شکل 3-D).

در نمونه‌های بررسی‌شده بلورهای بیوتیت و آمفیبول‌های ماگمایی نخستین با بلورهای بیوتیت ثانویه و کدر جایگزین شده‌اند. شدت دگرسانی در بلورهای آمفیبول تا اندازه‌ای است که کانی اولیه را نمی‌توان شناسایی کرد و تنها قالب آنها به‌جای مانده است. در برخی از موارد این کانی‌ها نیز توسط کلریت جایگزین شده‌اند (شکل 3-E). در این سنگ‌ها رگه‌هایی از کوارتز نیز دیده می‌شود (شکل 3-F).

 

 

 

شکل 3. تصویرهای سنگ‌نگاری توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون A) بلورهای بیوتیت سنگ‌های گرانودیوریت سریدون پورفیری در کناره اپاسیته شده‌اند (XPL)؛ B) بلورهای پلاژیوکلاز در سنگ‌های کوارتزمونزونیت به سریسیت دگرسان شده‌اند (XPL)؛ C) دگرسانی پتاسیک توسعه بیوتیت ثانویه در سنگ‌های مونزونیت را به‌دنبال داشته است (XPL)؛ D) میانبارهایی در بلورهای پلاژیوکلاز به ساخته‌شدن بافت غربالی سنگ‌های مونزونیتی انجامیده است (XPL)؛ (E) بلورهای بیوتیت ثانویه در سنگ‌های گرانودیویریت سریدون پورفیری با کلریت جایگزین شده‌اند (PPL)؛ (F) رگه‌هایی از کوارتز در سنگ‌های گرانودیوریت سریدون پورفیری (XPL).

Figure 3. Petrography images of the Seridune porphyry deposit intrusive bodies: A) Biotite crystals are opacified at the margin in granodiorite Seridune porphyry rocks (XPL); B) Plagioclase crystals have altered to sericite in quartz monzonite rocks (XPL); C) Potassic alteration has led to the development of secondary biotite in monzonite rock (XPL); D) The presence of inclusions in plagioclase crystals has led to the formation of a sieve texture in monzonitic rocks(XPL); E) Secondary biotite crystals are replaced by chlorite in granodiorite Seridune porphyry rocks (PPL); F) The presence of veins of quartz is evident in granodiorite Seridune porphyry rocks(XPL).

 

 

زمین‌شیمی

با توجه به کانه‌زایی در منطقة سریدون، در آغاز بحث زمین‌شیمی تلاش شد وضعیت دگرسانی نمونه‌ها روشن شود تا از مورد اعتماد‌بودن تجزیه‌های شیمیایی اطمینان حاصل شود. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه‌های شیمیایی نشان می‌دهند بیشینة میزان LOI نمونه‌ها 5/5 درصدوزنی است. هرچند این میزان LOI کمی بالاست؛ اما نمودار شکل 4-A نشان می‌دهد همة نمونه‌های منطقة سریدون در گسترة نادگرسان جای می‌گیرند. نمونه‌های تجزیه‌شده، همگی از مغزه‌های پهنة پتاسیک برگزیده شده‌اند و از آنجایی‌که در دگرسانی پتاسیک، میزان افزودگی-کاهیدگی کمترین اندازه است، می‌توان گفت کاربرد ترکیب شیمیایی نمونه‌ها برای تفسیرهای زمین‌شیمیایی و سنگ‌زایی کاربرد دارد؛ هر چند در تفسیر نمودارها بیشتر به نمونه‌های با LOI کمتر توجه شده است.

نام‌گذاری توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون در نمودار اکسیدهای اصلی SiO2 در برابر K2O + Na2O انجام شد. در این نمودار، تودة آذرین درونی سریدون پورفیری در گسترة گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت و توده‌های آذرین درونی دیگر در منطقة سریدون در گستره‌های گرانودیوریت، کوارتز مونزونیت و مونزونیت جای می‌گیرند (شکل 4-B). با توجه به نمودار SiO2 در برابر K2O، ماگمای سازندة توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون سرشت کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا بوده است (شکل 4-C) که این ویژگی‌ها با گروه گرانودیوریت‌های با بافت پورفیری K-فلدسپار (KCG) که باربارین (Barbarin, 1999) توصیف کرده است، سازگار است. گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا شاخص فرایندهای پهنة فرورانش هستند (Pitcher, 1987; Barbarin, 1999; Bergemann et al., 2014). برای شناسایی درجة غنی‌شدگی آلومین در نمونه‌های منطقة سریدون، نمودار A/CNK در برابر A/NK به‌کار برده شد (شکل 5-A). بر پایة نمودار رسم‌شده تودة آذرین درونی سریدون پورفیری سرشت متاآلومینوس با گرایش محدود به پرآلومینوس دارد و دیگر توده‌های آذرین درونی در منطقة سریدون سرشت متاآلومینوس دارند.

 

 

شکل 4. نمودارهای رده‌بندی زمین‌شیمیایی و سری‌های ماگمایی توده‌های آذرین درونی کانسار مس پورفیری سریدون A) نمودار 100*(K2O/K2O+Na2O) در برابر K2O+Na2O ((Hughes, 1972؛ B) نمودار SiO2 در برابر K2O+Na2O (Middlemost, 1994)؛ C) نمودار SiO2 در برابر K2O (برگرفته از Rickwood (1989)).

Figure 4. Geochemical classification and magmatic series diagrams for intrusive bodies in the Seridune porphyry copper deposit A) 100*(K2O/ K2O +Na2O) versus K2O+Na2O (Hughes, 1972); B) The SiO2 versus Na2O+K2O (Middlemost, 1994); C) The SiO2 versus K2O (After Rickwood, 1989).

 

همبستگی میان دو اکسید اصلی SiO2 و P2O5 نقش مهمی در شناسایی نوع ماگمای اصلی دارد (Qi et al., 2023). بر پایة نمودار نسبت SiO2 در برابر P2O5 (شکل 5-B) نمونه‌های منطقة سریدون روند کاهشی را نشان می‌دهند و این نشان‌دهندة گروه I این نمونه‌هاست (Chappell and White, 1992; Wolf and Wyllie, 1994; Chappell, 1999; Wu et al., 2003; Qi et al., 2023). از دیدگاه زمین‌شیمیایی نیز توده‌های آذرین درونی منطقة سریدون با سرشت متاآلومینوس تا گرایش محدود پرآلومینوس نشان‌دهندة گرانیت‌های نوع I هستند (Chappell, 1999; Li et al., 2024). از دیدگاه سنگ‌نگاری، نبود کانی‌های شاخص سرشار از آلومینیم (مانند: مسکوویت اولیه، گارنت و کردیریت) در تودة آذرین درونی منطقة سریدون نشان می‌دهد هیچ‌کدام از آنها ویژگی‌های گرانیت‌های گروه S را نشان نمی‌دهند. حضور هورنبلند و بیوتیت در سنگ‌های منطقة سریدون شواهد سنگ‌شناسی قانع‌کننده‌ای برای اثبات گروه I بودن آنها ارائه می‌کند (Miller, 1985; Clemens et al., 2011; Chappell and White, 2001; Qi et al., 2023).

 

 

 

شکل 5. ترکیب توده‌های آذرین درونی کانسار مس پورفیری سریدون در A) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1943)؛ B) نمودار SiO2 در برابر P2O5 (برگرفته از Chappell (1999)).

Figure 5. Composition of intrusive bodies in the Seridune porphyry copper deposit on A) A/CNK versus A/NK diagram (Shand, 1943); B) SiO2 versus P2O5 diagram (After Chappell, 1999).

 

رفتار عنصرهای کمیاب در سیستم‌های ماگمایی می‌تواند اطلاعات بسیار ارزشمندی دربارة خاستگاه سنگ‌ها و فرایندهایی که در طول تکامل سپری کرده‌‌اند ارائه دهد (Belousova et al., 2010; Béguelin et al., 2019; Rollinson, 2021). نمودارهای بهنجارشدة REE گویای درجة جدایش هستند و بینشی دربارة غنی‌شدگی یا تهی‌شدگی سنگ‌های منطقة سریدون در مقایسه با استانداردهایی مانند ترکیب کندریت، مورب و گوشتة اولیه و غیره ارائه می‌دهند (Sun and Mc Donough, 1989; Barrat et al., 2012; Bedard, 2014; Abbasov, 2023). تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‌های آذرین درونی منطقة سریدون در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and Mc Donough, 1989) در شکل 6-A نشان شده است. الگوی همانند و یکنواخت تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‌های منطقة سریدون نشان‌دهندة ساز و کار پیدایش و خاستگاه همانند آنهاست. در این نمودار غنی‌شدگی آشکار در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) در مقایسه با عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) دیده می‌شود که این غنی‌شدگی در عنصرهای LREE به‌معنای کارکرد تبلوربخشی در نمونه‌های منطقة سریدون است (Rollinson et al., 2021). این الگو همانند الگوی فرورانش در کرانة فعال قاره است. در نمودار رسم‌شده نمونه‌های منطقة سریدون آنومالی قابل چشمپوشی Eu و آنومالی منفی عنصرهای Er و Yb و آنومالی مثبت Tm به روشنی دیده می‌شود. غنی‌شدگی عنصر Tm نمونه‌های منطقة سریدون می‌تواند نشان‌دهندة تغییر در نوسان Tm در شرایط اکسایش باشد (Tanaka et al., 1979). تهی‌شدگی در عنصرهای Y و Yb به تبلوربخشی هورنبلند، آپاتیت، ایلمنیت و/یا گارنت در طول تکامل ماگما پیوند داده می‌شود (Guo et al. 2009) که این مسئله با مطالعات سنگ‌شناسی انجام‌شده در توده‌های آذرین درونی سریدون و به‌طور ویژه حضور کانی‌های هورنبلند و آپاتیت در نمونه‌ها همخوانی دارد. هائو و همکاران (Hao et al., 2024) نیز کاهش میزان Y در نمونه‌های با کانه‌زایی مس را به جدایش طولانی مدت ماگما و جدایش هورنبلند در سیستم‌های همگرا منتسب می‌داند. بر پایة الگوهای رسم‌شده عنصرهای کمیاب بهنجار‌شده به گوشتة اولیه (Sun and Mc Dounogh, 1989؛ شکل 6-B)، توده‌های آذرین درونی منطقة سریدون همگی غنی‌شدگی عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILEs؛ به‌عنوان نمونه، Ba و Rb)، آنومالی منفی عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSEs؛ برای نمونه Nb، P و Ti) و ناهنجاری‌های مثبت Sr دارند که از ویژگی‌های گرانیتوییدهای وابسته به کمان آتشفشانی در پهنه‌های فرورانش به‌شمار می‌روند (Wilson, 1989). با وجود این، آلایش پوسته‌ای هم می‌تواند این ویژگی‌ها را افزایش دهد (Rollinson, 1993). ناهنجاری منفی Y، Nb و Ta در توده‌های گرانیتوییدی نشان‌دهندة پیدایش ماگما در یک محیط وابسته به فرورانش است (Mohamed and Hassanen, 1997; Li et al., 2019; Zhong et al., 2021a; Zhong et al. 2021b). افزون‌بر آن، کاهش Nb و Ta می‌تواند نشان‌دهندة برخاستن ماگما از پوسته و یا آلودگی شدید با مواد پوسته‌ای باشد (Hao et al., 2023). شاید ناحیة خاستگاه ماگمای سازندة تودة آذرین درونی سریدون پورفیری در یک محیط فرورانشی با مواد پوسته‌ای آلوده شده است (Fitton et al., 1991). غنی‌شدگی در عنصر به‌شدت ناسازگار Rb احتمالاً نشان‌دهندة جدایش شدید در طول صعود ماگماست (Hao et al., 2023). در کانی‌های سنگ‌ساز Sr و Ba بیشتر جایگزین به‌ترتیب کلسیم در پلاژیوکلازها و پتاسیم در پتاسیم‌فلدسپارها مانند ارتوکلاز می‌شوند (Norman et al., 2005, Sun et al., 2022). این موضوع نشان می‌دهد غنی‌شدگی Sr و Ba شاید به جدایش پلاژیوکلازها و پتاسیم‌فلدسپارها وابسته باشد. با توجه به بررسی‌های سنگ‌نگاری ناهنجاری‌های منفی Eu را می‌توان نادیده گرفت و می‌تواند نشان‌دهندة شرایط اکسایش ماگما هنگام تبلوربخشی باشد؛ اما کاهش چشمگیر Nb، Ti و P در نمونه‌های منطقة سریدون، می‌تواند در چارچوب تبلور آمفیبول توجیه شود (Yang et al., 2008; Yang et al., 2005; Ji et al., 2009; Hou et al., 2012).

 

 

شکل 6. نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب توده‌های آذرین درونی کانسار مس پورفیری سریدون A) بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and Mc Donough,1989)؛ B) بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and Mc Donough,1989).

Figure 6. Trace and rare earth elements spider diagrams of the Seridune porphyry copper deposit intrusive bodies in A) normalized to chondrite (Sun and McDonough, 1989); B) normalized to the primitive mantle composition (Sun and McDonough, 1989).

 

سنگ‌زایی

تودة آذرین درونی سریدون پورفیری سرشت متاآلومینوس و گرایش محدود به پرآلومینوس دارد و توده‌های آذرین درونی دیگر در منطقة سریدون سرشت متاآلومینوس نشان می‌دهند. باور بر این است که در سنگ‌های با سرشت متاآلومینوس، Al در پیدایش فلدسپار‌ها مصرف می‌شود و کلسیم اضافی در پیدایش فازهای بلوری کلسیم‌دار، مانند اوژیت و هورنبلند به‌کار می‌رود (Frost et al. 2001; Okunola et al. 2023). در نمونه‌های منطقة سریدون با سرشت متاآلومینوس فلدسپار با همراهی هورنبلند متبلور می‌شود. حضور کانی‌های فرومنیزین مانند هورنبلند و بیوتیت، کانی‌های فرعی آپاتیت و زیرکن و کانی‌های کدر و نبود کانی‌های غنی از Al مانند کردیریت، کروندوم و توپاز در این سنگ‌ها موید سرشت متاآلومینوس سنگ‌های منطقة سریدون است و گرایش ضعیف به سرشت پرآلومینوس آنها می‌تواند به میزان آب در ناحیة ذوب (Waight, et al., 1998) و یا تبلور هورنبلند در هنگام تبلوربخشی (Zen, 1986) بستگی داشته باشد. افزون‌بر آن، سرشت متاآلومینوس تا گرایش ضعیف به پرآلومینوس این واحدهای سنگی می‌تواند بازتابی از آلودگی ماگمای مادر با بخش‌های میانی تا بالایی پوستة قاره‌ای باشد (Ayoola, 2022).

گرانیتوییدهای کالک‌آلکالن نوع I با پتاسیم بالا بیشتر در دو محیط زمین‌ساختی پدید می‌آیند (Tang et al., 2022):

(1) محیط‌های کرانة فعال قاره‌ای همانند نوع آندی. در این شرایط گمان می‌رود تیغة اقیانوسی در حال فرورانش، دچار آبزدایی شده و آب آزادشده گوۀ گوشته‌ای را دگرنهاد و دچار ذوب‌بخشی کرده است و ماگمای مادر را پدید آورده است؛

(2) محیط‌های پس از برخورد همانند کمربند کوه‌زایی کالدونین. در این شرایط ماگمای مادر از افزایش ستبرایِ پوسته در هنگام برخورد و به‌دنبال آن، کاهش فشار پس از برخورد ریشه می‌گیرد (Roberts and Clemens, 1993; Tang et al., 2022).

ازآنجایی‌که نمودارهای پیشنهادی برای محیط زمین‌ساختی احتمالی هستند، نمی‌توانند تأیید قاطعی بر یک محیط خاص زمین‌ساختی باشند. غلظت عنصرهای سازندة یک ماگما به غلظت عنصرها در ناحیة خاستگاه، میزان ذوب، فرایندهای تبلوربخشی و تأثیر آلایش پوسته‌ای بستگی دارد. عنصرهای کمیاب نامتحرک در مقایسه با عنصرهای دیگر، سرشت ماگمای اولیه را بهتر آشکار می‌سازند؛ زیرا در شرایط گرمابی، هوازدگی و بالاتر از درجات دگرگونی میانگین، کمابیش پایدار خواهند بود و غلظت‌های کم آنها نیز ‌با روش‌های تجزیة کمابیش ساده با دقت بالا اندازه‌گیری می‌شوند (Rollinson, 1986). در شناسایی محیط زمین‌ساختی منطقة سریدون نمودار Yb در برابر Ta به‌کار برده شد (شکل 7-A). تودة آذرین درونی منطقة سریدون به‌خوبی ویژگی‌های محیط‌های وابسته به کمان آتشفشانی را نشان می‌دهد.

گرانیتوییدها کمابیش در هر محیط زمین‌ساختی زمین‌شناسی قاره‌ای یافت می‌شوند. خاستگاه آنها در شناخت تکامل ‌سنگ‌کره و فرایندهای ژئودینامیکی که در طول تاریخ زمین روی می‌دهند بسیار مهم است.گرانیتوییدها با حجم چشمگیری در مناطقی که پوستة قاره‌ای به‌علت رژیم زمین‌ساختی همگرا ضخیم شده است، چه در زمان فرورانش و یا برخورد دیده می‌شوند. رده‌بندی ژنتیکی گرانیتوییدها بر پایة میزان مشارکت پوسته، گوشته یا اجزای مختلط درگیر هنگام سنگ‌زایی آنها است (Altherr et al., 2000; Chen et al., 2002, Kaygusuz et al., 2014). ویژگی‌های زمین‌شیمیایی گرانیتوییدها برای شناسایی منبع ماگما اهمیت بسیاری دارد (Sylvester, 1998; Chappell and White, 1992). بر پایة نمودارهای عنکبوتی، توده‌های آذرین درونی منطقة سریدون با ترکیب سنگ‌نگاری گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت و مونزونیت از عنصرهای LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE غنی‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی از عنصرهای LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE با آنومالی منفی Nb، Hf، Zr و Ti به‏‌همراه کانی‌های آبداری مانند بیوتیت و آمفیبول نشان‌دهندة ماگماهای فوران‌یافته در محیط فرورانشی و ماگماتیسم وابسته به کمان است (Wilson, 1989; Ringwood, 1990; Xiaoming et al., 2007). تهی‌شدگی از عنصرهای HFSE اگرچه شاید تا اندازه‌ای پیامد آغشتگی ماگما با مواد پوسته‌ای تهی از این عنصرها در هنگام صعود و جایگزینی آن در پهنه‌های فرورانش و پس از آن باشد، اما بسیاری از پژوهشگران (Ionov and Hofman, 1995; Ayers, 1997; Stalder et al., 1998)، نامحلول‌بودن این عنصرها در فاز سیال آبگین دگرنهاد‌کنندة گوشته و به‌جای ماندن آنها در فازهای پسمانده دیرگداز درون تیغة اقیانوسی فرورونده (مانند روتیل، ایلمنیت، آمفیبول تیتانیم‌دار، اسفن، آپاتیت و زیرکن) را عامل اصلی این امر می‌دانند. تحرک و حلالیت بالای عنصرهای LILE در این سیال‌ها و انتقال آنها از تیغة اقیانوسی فرورونده به درون گوۀ گوشته‌ای محل خاستگاه ماگما و همچنین، نامحلول و نامتحرک‌بودن عنصرهای HFSE در این رخداد، نقش مهمی در پراکندگی این عنصرها در سنگ‌های ماگمایی پهنه‌های کمانی دارد. آنومالی منفی عنصر Nb که ویژگی سنگ‌های قاره‌ای است می‌تواند نشان‌دهندة مشارکت پوستة قاره‌ای در فرایند‌های ماگمایی باشد (Rollinson, 1993). ماکادو و همکاران (Machado et al., 2005)، تهی‌شدگی Nb در قیاس با عنصرهای LILE را پیامد دو فرایندِ (1) افزوده‌شدن یک سیال سرشار از عنصرهای LILE و تهی از Nb به گوۀ گوشته‌ای و یا (2) تمرکز ترجیحی Nb در آمفیبول نسبت به دیگر فازها می‌دانند. با در نظر گرفتن فرورانش صفحة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی، این مسئله نشان می‌دهد توده‌های آذرین درونی منطقة سریدون باید در یک شرایط فرورانشی و وابسته به کمان پدید آمده باشند. هنگام فرورانش پوسته اقیانوسی، عنصرهای نامتحرک مانند Nb و Ti در صفحة فرورونده به‌جای مانده‌اند؛ اما عنصرهای متحرک Rb، K، Ba و Sr را فاز سیلیکاتی و یا سیال آبی از صفحة فرورونده جدا‌ کرده و گوشتة ‌سنگ‌کره‌ای را از این عنصرهای متحرک غنی‌ کرده است. ازاین‌رو، نمونه‌ها ویژگی‌های وابسته به کمان‌بودن مانند ناهنجاری منفی شدید Nb را نشان می‌دهند. همچنین، آلودگی ماگما با پوستة قاره‌ای هنگام صعود گدازه نیز به تقویت ویژگی‌های وابسته به کمان‌بودن این ماگماها کمک کرده است. این ویژگی‌ها در ماگماهای آلایش‌یافته با پوسته و همچنین، ماگماهای با خاستگاه پوسته‌ای و ماگماهای برخاسته از گوشتة ‌سنگ‌کره‌ای دگرنهادشده (توسط فرایندهای فرورانش پیشین) نیز دیده شده است (Turner et al., 1996; Pearce, 2008). گرانیت‌های گروه I کانی‌های اصلی هورنبلند و اسفن را دارند. ذوب‌بخشی گوۀ گوشته‌ای و در پی آن سنگ‌های آذرین پوسته‌ای ‌ژرف در پهنه‌های فرورانش و کرانه‌های فعال قاره‌ای موجب پیدایش این نوع از گرانیت‌ها می‌شود (Chappell and White, 2001). در حقیقت در کمربندهای کوهزایی این نوع گرانیت‌ها در پی برهم‌کنش ماگماهای مادر با پوستة قاره‌ای از راه فرایندهای آمیزش ماگمایی و یا آلایش و هضم با تبلوربخشی (AFC) پدید می‌آیند (Dilek et al., 2009). همچنین، اجزای پوسته سرشار از Th (5/3 بخش در میلیون) هستند (Taylor and McLennan, 1985). مقدار Th بالا (5/3- 2/5 بخش در میلیون)، مگر در سه نمونه، در نمونه‌های منطقة سریدون نیز می‌تواند گویای اثرات آلودگی پوسته باشد (Kaygusuz et al., 2014). بر پایة نمودار SiO2 در برابر Th/La (شکل 7-B) کارکرد فرایندهای پدیدآورنده مانند آلایش و هضم با تبلوربخشی ناشی از واکنش با پوستة قاره‌ای محتمل است. ازآنجایی‌که ‌سنگ‌کرة قاره‌ای می‌تواند منبع بزرگی برای عنصرهای ناسازگار LILE باشد (Brooks et al., 1976; Carlson, 1984)، آلایش پوسته‌ای نیز با افزایش میزان عنصرهای ناسازگار (مانند: Ba, K و Rb) و کاهش Y ، Ti ،Zr و Nb همراه خواهد بود. به‌کارگیری نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb برای بررسی آلایش پوسته‌ای کارامد است ( Pearce and Peat, 1995). در این نمودار آرایة گوشته‌ای ‌با میانگین داده‌های N-MORB, E-MORB, OIB آشکار می‌شود. ماگماهای با مؤلفه فرورانش به‌سوی مقدار بالای نسبت Th/Yb و بیرون آرایه گوشته‌ای جای می‌گیرند. نمونه‌های سریدون نیز در نمودار رسم‌شده در گستره بیرون از آرایه گوشته‌ای و در راستای مقادیر بالای نسبت Th/Nb جای دارند (شکل 7-C). این روند زمین‌شیمیایی در توده‌های آذرین درونی سریدون به‌خوبی گویای ویژگی‌های ماگماهای وابسته به کمان و ثأثیر غنی‌شدگی با پوستة قاره‌ای است (Pearce et al., 1984). مقدار بالای Th/Nb نیز نشان‌دهندة مشارکت بیشتر پوسته در ناحیة ذوب نسبت به محلول‌های برآمده از تیغة اقیانوسی فرورونده است.

چندین الگو برای خاستگاه گرانیتوییدها پیشنهاد شده است: تبلوربخشی از ماگمای برخاسته از گوشته (Chappell and White, 1974)، میگماتیزاسیون ماگمایی (Jahn et al., 2000)، ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته (Wu et al. 2000; Koepke et al., 2004) و خاستگاه‌گرفتن از یک نقطة داغ[3] در پوستة ‌ژرف (Annen et al. 2006; Solano et al. 2012). در این میان، به نظریة تبلوربخشی از ماگمای برخاسته از گوشته و نیز نظریة ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته، برای پیدایش سنگ‌های فلسیک پدیدآمده در پهنه‌های وابسته به فرورانش و کمان کرانه فعال قاره‌ای توجه ویژه‌ای شده است. در کمان کرانة فعال قاره‌ای، ماگمای برخاسته از پوستة اقیانوسی فرورونده ترکیب حد واسط دارد؛ اما ماگمای جداشده از گوۀ گوشته‌اى ترکیب بازی دارد (Defant and Durmmond, 1990; Peacock et al., 1994). ماگمای بازالتی برخاسته از گوشته به پوستة قاره‌ای سرد در بالای پهنه فرورانش، مرز میان پوسته و گوشته نفوذ کرده است. در مرحله بعد این ماگمای مافیک باعث ذوب سنگ‌هاى پوستة زیرین مى شود (Bacon and Druitt 1988; Grove and Donnelly-Nolan, 1986). آمیزش ماگمای بازیک با ماگمای حاصل از ذوب سنگ‌های پوسته‌ای در این ناحیه رخ می‌دهد. سپس ماگمای پدیدآمده تحت‌ثأثیر فرایند تبلور بخشى دامنة گسترده‌ای از سنگ‌های گرانیتوییدى را پدید خواهد آورد.

 

 

 

شکل 7. نمودارهای محیط تکتونو-ماگمایی و شناسایی آلودگی پوسته توده‌های آذرین درونی کانسار مس پورفیری سریدون A) Yb در برابر Ta (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار SiO2 در برابر Th/Nb برای شناسایی آلودگی پوسته (Chang et al., 2020)؛ C) نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb (Pearce and Peat, 1995) (SYN-COLG: گرانیت همزمان با برخورد؛ WPG: گرانیت درون‌صفحه‌ای؛ ORG: گرانیت کافت میان‌اقیانوسی؛ VAG: گرانیت کمان آتشفشانی).

Figure 7. The tectono-magmatic diagrams of the Seridune porphyry copper deposit intrusive bodies in: A) Yb vs Ta (Pearce et al., 1984); B) SiO2 versus Th/Nb diagram (Chang et al., 2020) in order to determining crustal contamination; C) Th/Yb vs Nb/Yb (Pearce and Peat, 1995) (SYN-COLG: Syn Collision Granite; WPG: Within Plate Granite; ORG: Oceanic Ridge Granite; VAG: Volcanic Arc Granite).

 

شاید ماگماى بازالتى برخاسته از گوۀ گوشته‌اى دگرنهاده (توسط سیال‌های جداشده از پوسته اقیانوسی فرورونده) در مرز میان پوسته و گوشته گرمای لازم براى ذوب سنگ‌هاى پوستة زیرین را فراهم کند. در مرحلة بعد، ماگمای پدیدآمده هنگام صعود شاید دچار فرایند آلایش شود و سنگ‌های فلسیک گرانیتوییدی را بسازد (Guffanti et al., 1996). ازاین‌رو، در این شرایط نیز ماگمای بازالتی ریشه‌گرفته از گوشته دگرنهاده در پوستة زیرین انباشته شده‌ است و ذوب چنین خاستگاهی می‌تواند ماگماهایی با ویژگی‌های ماگماهای پهنه‌های فرورانشی را پدید بیاورد (Richards and Kerrich, 2007; Richards, 2009). محیط زمین‌ساختی پیدایش توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون نشان از یک محیط وابسته به کمان آتشفشان در کرانه‌ی فعال قاره‌ای دارد و گمان می‌رود در پیوند با فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در زمان ترشیری باشد. شاید در ناحیة سریدون ماگمای بازیک پدیدآمده در پی ذوب گوۀ گوشته‌ای دگرنهاده در پهنه فرورانش در پی صعود، به بخش‌هایی قاعده‌ای پوستة زیرین نفوذ کرده و در این بخش انباشته شده است. با توجه غنی‌شدگی نمونه‌های منطقة سریدون در عنصرهای ناسازگار K، Th، Rb، La، Ce و Nd، و آنومالی منفی Ti، P، Nb و Eu، توده‌های آذرین درونی سریدون با گدازه‌های برخاسته از پوستة زیرین سازگار است (Searle and Fryer 1986; Harris et al. 1986; Chappell and White 1992). چه‌بسا در منطقة سریدون ماگمای بازیک برخاسته از گوشته باعث ذوب‌بخشی سنگ‌های متابازیک پوستة زیرین شده است و این امر شرایط گسترش ماگمای فلسیک در این منطقه را فراهم کرده است. پس توده‌های آذرین درونی سریدون در یک محیط وابسته به فرورانش و در پی ذوب‌بخشی پوستة زیرین پدید آمده‌اند. در پایان، ماگمای حاصل از ذوب بخش‌های زیرین پوسته با صعود به بخش‌های کم‌ژرفا‌تر، تحت‌ثأثیر آلایش با پوستة بالایی قرار گرفته است.

برداشت

کانسار سریدون پورفیری دربردارندة توده‌های آذرین درونی با دامنه ترکیبی گرانودیوریت، کوارتز مونزونیت و مونزونیت است. تودة سریدون پورفیری که مسئول کانه‌زایی در منطقه است ترکیب گرانودیوریت و کوارتز مونزونیت دارد. با توجه به بررسی‌های کانی‌شناسی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی ماگمای سازندة توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون سرشت کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا دارند. سنگ‌های پورفیری سریدون از نوع گرانیتوییدهای گروه I و از نظر درجة اشباع‌شدگی از آلومینیم، سرشت متاآلومینوس هستند و گرایش محدودی به پرآلومینوس دارند. توده‌های آذرین درونی دیگر در منطقة سریدون سرشت متاآلومینوس نشان می‌دهند. گمان می‌رود محیط زمین‌ساختی کانسار سریدون گویای محیط وابسته به کمان در کرانة فعال قاره‌ای باشد که با توجه به پیشینة زمین‌شناسی منطقه در مقیاس ناحیه‌ای، زمین‌ساخت منطقه به فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة ایران مرکزی وابسته باشد. پس پیشنهاد می‌شود ناحیة خاستگاه توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون، یک محیط وابسته به فرورانش بوده است. در این ناحیه ماگمای بازیک پدیدآمده در پی ذوب گوۀ گوشته‌ای دگرنهاده در پهنه فرورانش در پی صعود، به بخش‌هایی قاعده‌ای پوستة زیرین نفوذ کرده است و در این بخش انباشته شده است. با توجه به سازگاری ماگمای سازندة توده‌های آذرین درونی کانسار سریدون با پوستة زیرین شاید ماگمای بازیک ذوب‌بخشی سنگ‌های متابازیک پوستة زیرین را به‌دنبال داشته است. با توجه به عیار کم Y و Yb، سنگ‌های متابازیک پوستة زیرین چه‌بسا در حد رخسارة آمفیبولیت بوده است (Martin, 1999). پوستة بالایی در سطوح کم‌ژرفا‌تر نقش مهمی در آلایش توده‌های فلسیک در کانسار سریدون داشته است.

سپاس‌گزاری

این پژوهش با حمایت‌های مالی معاونت پژوهشی دانشگاه شهید باهنر کرمان و شرکت ملی صنایع مس ایران انجام شده است. ازاین‌رو، نگارندگان نهایت سپاس خود را از سازمان‌های مربوطه اعلام می‌کنند. همچنین، نگارندگان از سردبیر گرامی و همچنین، داوران گرامی مجلة پترولوژی که با راهنمایی‌های ارزنده خود باعث بهبود کیفیت مقاله شدند سپاس‌گزاری می‌کنند.

 

[1] Lithium Borate Fusion

[2] Four-Acid Digestion method

[3] hotspot

References

Abbasov, K. (2023) Geochemical charateristics of the Gadabay intrusion complex in the study of magma evolution and tectonic pattern of the region (Lesser caucasus, Azerbaijan territory). ANAS transactions, Earth Sciences, 1, 70-80. https://doi.org/10.33677/ggianas20230100095
Abedi, M., Torabi, S., and Norouzi, G. (2013) Application of fuzzy AHP method to integrate geophysical data in a prospect scale, a case study: Seridune copper deposit. Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata, 54(2), 145-164. https://doi.org/10.4430/bgta0085
Abedi, M., Kashani, S.B.M., Norouzi, G.-H., and Yousefi, M. (2017) A deposit scale mineral prospectivity analysis: A comparison of various knowledge-driven approaches for porphyry copper targeting in Seridune. Iran. Journal of African Earth Sciences, 128, 127-146. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2016.09.028
Aghazadeh, M., Hou, Z., Badrzadeh, Z., and Zhou, L. (2015) Temporal–spatial distribution and tectonic setting of porphyry copper deposits in Iran: constraints from zircon U–Pb and molybdenite Re–Os geochronology. Ore Geology Reviews, 70, 385-406. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2015.03.003
Aghazadeh, M. (2016) Zircon Hf isotope of Iranian porphyry copper deposits: Constraints on the source of porphyry Cu magma. Petrological Journal, 7(28), 1-20 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2016.21226
Altherr, R., Holl, A., Hegner, E., Langer, C., and Kreuzer, H. (2000) High-potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos, 50(1-3), 51-73. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(99)00052-3
Annen, C., Blundy, J., and Sparks, R. (2006) The genesis of intermediate and silicic magmas in deep crustal hot zones. Journal of Petrology, 47(3), 505-539. https://doi.org/10.1093/petrology/egi084
Asadi, S., Moore, F., and Zarasvandi, A. (2014) Discriminating productive and barren porphyry copper deposits in the southeastern part of the central Iranian volcano-plutonic belt, Kerman region, Iran: a review. Earth-Science Reviews, 138, 25-46. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2014.08.001
Ayers, J.C., Dittmer, S.K., and Layne, G.D. (1997) Partitioning of elements between peridotite and H2O at 2.0–3.0 GPa and 900–1100 C, and application to models of subduction zone processes. Earth and Planetary Science Letters, 150(3-4), 381-398. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(97)00096-4
Ayoola, O.R. (2022) An appraisal of the geochemistry and geotectonic settings of the pan african rocks around akure and are-ekiti and environments, Southwestern, Nigeria. Chemical and Environmental Science Archives, 2(4), 46-62. https://doi.org/10.47587/CESA.2022.2404
Bacon, C.R., and Druitt, T.H. (1988) Compositional evolution of the zoned calc-alkaline magma chamber of Mount Mazama, Crater Lake, Oregon. Contributions to mineralogy and petrology, 98, 224-256. https://doi.org/10.1007/BF00402114
Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46(3), 605-626. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00085-1
Barrat, J., Zanda, B., Moynier, F., Bollinger, C., Liorzou, C., and Bayon, G. (2012) Geochemistry of CI chondrites: Major and trace elements, and Cu and Zn isotopes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 83, 79-92. https://doi.org/10.1016/j.gca.2011.12.011  
Barzegar, H. (2007) Geology, petrology and geochemical characteristics of alteration zones within the Seridune prospect, Kerman, Iran Aachen, Techn. Hochsch., Diss.
Bazin, D., and Hübner, H. (1969) Copper deposits in Iran. Geological Survey of Iran, Teheran, Iran.
Bedard, J.H. (2014) Parameterizations of calcic clinopyroxene—Melt trace element partition coefficients. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 15(2), 303-336. https://doi.org/10.1002/2013GC005112
Béguelin, P., Bizimis, M., McIntosh, E.C., Cousens, B., and Clague, D.A. (2019) Sources vs processes: Unraveling the compositional heterogeneity of rejuvenated-type Hawaiian magmas. Earth and Planetary Science Letters, 514, 119-129. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2019.03.011
Belousova, E., Kostitsyn, Y., Griffin, W., Begg, G., O'reilly, S., and Pearson, N. (2010) The growth of the continental crust: constraints from zircon Hf-isotope data. Lithos, 119(3-4), 457-466. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2010.07.024  
Berberian, M., King, G. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2), 210-265. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2019.03.011
Bergemann, C., Jung, S., Berndt, J., Stracke, A., and Hauff, F. (2014) Generation of magnesian, high-K alkali-calcic granites and granodiorites from amphibolitic continental crust in the Damara orogen. Namibia. Lithos, 198, 217-233. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.03.033
Brooks, P., Eglinton, G., Gaskell, S., McHugh, D., Maxwell, J., and Philp, R. (1976) Lipids of recent sediments, Part I: straight-chain hydrocarbons and carboxylic acids of some temperate lacustrine and sub-tropical lagoonal/tidal flat sediments. Chemical Geology, 18(1), 21-38. https://doi.org/10.1016/0009-2541(76)90058-9
Carlson, R.W. (1984) Isotopic constraints on Columbia River flood basalt genesis and the nature of the subcontinental mantle. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48(11), 2357-2372. https://doi.org/10.1016/0016-7037(84)90231-X
Chang, Z., Dong, G., Mo, X., Dong, P., and Li, H. (2020). Early Cretaceous bimodal volcanic rocks in the Yinshan belt, North China Craton: age, petrogenesis, and geological significance. International Journal of Earth Sciences, 109, 2189-2207. https://doi.org/10.1007/s00531-020-01895-9
Chappell, B.W. (1999) Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46(3), 535-551. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00086-3
Chappell, B.W., White, A. (1992) I-and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 83(1-2), 1-26. https://doi:10.1017/S0263593300007720
Chappell, B.W., White, A.J. (2001) Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences, 48(4), 489-499. https://doi.org/10.1046/j.1440-0952.2001.00882.x
Chappell, B.W., and White, A.J.R. (1974) Two contrasting granite type. Pacific Geology, 8, 173–174. https://doi.org/10.1046/j.1440-0952.2001.00882.x
Chen, B., Jahn, B.-M., and Wei, C. (2002) Petrogenesis of Mesozoic granitoids in the Dabie UHP complex, Central China: trace element and Nd–Sr isotope evidence. Lithos, 60(1), 67-88. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(01)00077-9
Chen, Y., Zhang, Y. (2008) Olivine dissolution in basaltic melt. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72, 4756-4777. https://doi.org/10.1016/j.gca.2008.07.014
Clemens, J., Stevens, G., and Farina, F. (2011) The enigmatic sources of I-type granites: the peritectic connexion. Lithos, 126(3-4), 174-181. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.07.004
Dargahi, S., Arvin, M., Pan, Y., and Babaei, A. (2010) Petrogenesis of post-collisional A-type granitoids from the Urumieh–Dokhtar magmatic assemblage, Southwestern Kerman, Iran: constraints on the Arabian–Eurasian continental collision. Lithos, 115(1-4), 190-204. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.12.002
Defant, M.J., Drummond, M.S. (1990). Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347(6294), 662-665. https://doi.org/10.1038/347662a0
Dilek, Y., Imamverdiyev, N., Altunkaynak, S. (2009) Geochemistry and tectonics of Cenozoic volcanismin the Lesser Caucasus (Azerbaijan) and the peri-Arabian region: collision induced mantle dynamics and its magmatic fingerprint. International Geology Reviews, 52(4-6), 536-578. https://doi.org/10.1080/00206810903360422
Dimitrijevic, M. (1973) Geology of Kerman region: institute for geological and mining exploration and investigation of nuclear and other mineral raw material, Beograd—Yugoslavia, Iran Geological Survey of Iran, Rept Yu/52.
Ding, Y., Bu, X., Zhao, H., Zhong, S., and Liu, M. (2023). Petrogenesis of Early Cretaceous Granitoids in the Qingdao Area, Jiaodong Peninsula: Constraints from Zircon U–Pb Ages, Geochemistry and Sr–Nd–Hf Isotopes. Minerals, 13(7), 963. https://doi.org/10.3390/min13070963
Fitton, J.G., James, D., and Leeman, W.P. (1991) Basic magmatism associated with late Cenozoic extension in the western United States: Compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 96(B8), 13693-13711. https://doi.org/10.1029/91JB00372
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. https://doi.org/10.1093/petrology/42.11.2033
Ghorbani, M. (2013) Geology of Iran. 488 p., Arian Zemin, Tehran, Iran (in Persian).
Grove, T., Donnelly-Nolan, J. (1986) The evolution of young silicic lavas at Medicine Lake Volcano, California: Implications for the origin of compositional gaps in calc-alkaline series lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92, 281-302. https://doi.org/10.1007/BF00572157
Guffanti, M., Clynne, M.A., and Muffler, L.P. (1996) Thermal and mass implications of magmatic evolution in the Lassen volcanic region, California, and minimum constraints on basalt influx to the lower crust. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 101(B2), 3003-3013. https://doi.org/10.1029/95JB03463
Guo, F., Nakamura, E., Fan, W., Kobayashi, K., Li, C., and Gao, X. (2009) Mineralogical and geochemical constraints on magmatic evolution of Paleocene adakitic andesites from the Yanji area, NE China. Lithos, 112(3-4), 321-341. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2009.03.017
Gustafson, L.B., Hunt, J.P. (1975) The porphyry copper deposit at El Salvador, Chile. Economic Geology, 70(5), 857-912. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.70.5.857
Hao, H., Campbell, I.H., and Park, J.-W. (2024) Critical differences between typical arc magmas and giant porphyry Cu±Au systems: Implications for exploration. Journal of Petrology, 65(6), egae058.
Hao, Y., Guo, L., Feng, Y., Zhang, H., Somerville, I., Li, S., and Zhu, J. (2023) Petrogenesis and tectonic settings of epithermal mineralization-related granites in the Xinchenggou area, NE China. Frontiers in Earth Science, 11, 1062956. https://doi.org/10.3389/feart.2023.1062956
Harris, N.B., Pearce, J.A., and Tindle, A.G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publications, 19(1), 67-81. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1986.019.01.04
Hezarkhani, A. (2006) Hydrothermal evolution of the Sar-Cheshmeh porphyry Cu–Mo deposit, Iran: evidence from fluid inclusions. Journal of Asian Earth Sciences, 28(4-6), 409-422. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.11.003
Hou, Z., Yang, Z., Qu, X., Meng, X., Li, Z., Beaudoin, G., Rui, Z., Gao, Y., and Zaw, K. (2009) The Miocene Gangdese porphyry copper belt generated during post-collisional extension in the Tibetan Orogen. Ore geology reviews, 36(1-3), 25-51. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2008.09.006
Hou, Z., Zhang, H., Pan, X., and Yang, Z. (2011) Porphyry Cu (–Mo–Au) deposits related to melting of thickened mafic lower crust: examples from the eastern Tethyan metallogenic domain. Ore Geology Reviews, 39(1-2), 21-45. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2010.09.002
Hou, Z., Zheng, Y., Yang, Z., and Yang, Z. (2012) Metallogenesis of continental collision setting: Part I. Gangdese Cenozoic Porphyry Cu-Mo systems in Tibet. Mineral Deposits, 31(4), 647-670.
Hughes, C. (1972) Spilites, keratophyres, and the igneous spectrum. Geological Magazine, 109(6), 513-527. https://doi.org/10.1017/S0016756800042795
Ionov, D., Hofmann, A. (1995) Nb-Ta-rich mantle amphiboles and micas: Implications for subduction-related metasomatic trace element fractionations. Earth and Planetary Science Letters, 131(3-4), 341-356. https://doi.org/10.1016/0012-821X(95)00037-D
Jahn, B.-M., Wu, F., and Chen, B. (2000) Granitoids of the Central Asian Orogenic Belt and continental growth in the Phanerozoic. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 91(1-2), 181-193. https://doi.org/10.1017/S0263593300007367
Ji, W., Wu, F., Liu, C., and Chung, S. (2009) Geochronology and petrogenesis of granitic rocks in Gangdese batholith, southern Tibet. Science in China Series D: Earth Sciences, 52(9), 1240-1261. https://doi.org/10.1007/s11430-009-0131-y
Kan Iran Exploration Co. (2007) Geological map of seridune area, NICICO.
Kaygusuz, A., Arslan, M., Siebel, W., Sipahi, F., İlbeyli, N., and Temizel, İ. (2014) LA-ICP MS zircon dating, whole-rock and Sr–Nd–Pb–O isotope geochemistry of the Camiboğazı pluton, Eastern Pontides, NE Turkey: implications for lithospheric mantle and lower crustal sources in arc-related I-type magmatism. Lithos, 192, 271-290. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.02.014
Kazemi Mehrnia, A., Rasa, I., Alirezaei, S., Asadi, H., and Karami, J. (2010) Alteration mapping at saridoon porphyry copper prospect using short wave infrared spectrometry (PIMA), ASTER satellite image and XRD. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 79, 3-12. https://doi.org/10.22071/gsj.2018.54987
Koepke, J., Feig, S.T., Snow, J., and Freise, M. (2004) Petrogenesis of oceanic plagiogranites by partial melting of gabbros: an experimental study. Contributions to Mineralogy and Petrology, 146, 414-432. https://doi.org/10.1007/s00410-003-0511-9
Leaman, P., Staude, J. (2002) Metallogenic evolution of the Western Tethys of Turkey and Iran. MMAJ Forum on Asian miner. Resources.
Li, H., Li, G., Liu, H., Huang, H., Cao, H., and Dai Z. (2019) Origin of the Paleocene granite porphyry in the Daruo area of the western segment of the Lhasa terrane: zircon U-Pb geochronology, petrogeochemistry and Sr -Constraints on Nd-Pb-Hf isotopes. Earth Sciences, 44(7), 2275-2294.
Li, X., Zheng, Y., Shen, Y., Wu, C., Wang, Z., Yang, Y., Wang, L., Xiao, Y., Dong, G., and Hou, Z. (2024) Comparison of Sn-related granitoids in subduction and collision settings by accessory mineral geochemistry: A case study in the Tengchong-Lianghe tin belt, SW China. Ore geology reviews, 105862. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2023.105862
Loiselle, M. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America, 11, 468.
Machado, A., Lima, E., Chemale Jr, F., Morata, D., Oteíza, O., Almeida, D., Figueiredo, A., Alexandre, F., and Urrutia, J. (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. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2004.11.011
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos, 46(3), 411-429. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00076-0
McInnes, B., Evans, N., Belousova, E., and Griffin, W. (2003) Porphyry copper deposits of the Kerman belt, Iran: timing of mineralization and exhumation processes. Science Research Report, Australia. CSIRO, 41.
McInnes, B.I., Evans, N.J., Fu, F.Q., and Garwin, S. (2005) Application of thermochronology to hydrothermal ore deposits. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 58(1), 467-498. https://doi.org/10.2138/rmg.2005.58.18
Middlemost, E.A. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37(3-4), 215-224. https://doi.org/10.1016/0012-8252(94)90029-9
Miller, C.F. (1985) Are strongly peraluminous magmas derived from pelitic sedimentary sources? The Journal of Geology, 93(6), 673-689. https://doi.org/10.1086/628995
Mohamed, F.H., Hassanen, M.A. (1997) Geochemistry and petrogenesis of Sikait leucogranite, Egypt: an example of S-type granite in a metapelitic sequence. Geologische Rundschau, 86(1), 81-92. https://doi.org/10.1007/s005310050123
Norman, M., Garcia, M.O., and Pietruszka, A.J. (2005) Trace-element distribution coefficients for pyroxenes, plagioclase, and olivine in evolved tholeiites from the 1955 eruption of Kilauea Volcano, Hawaiʼi, and petrogenesis of differentiated rift-zone lavas. American Mineralogist, 90(5-6), 888-899. https://doi.org/10.2138/am.2005.1780
Okunola, O.W., Olatunji, A.S., and Afolabi, A.O. (2023) Geology and Rare Earth Element Geochemistry of Magnesian Granitoids Within Proterozoic Schist Belt of Southwest Nigeria. Materials and Geoenvironment. https://doi.org/10.2478/rmzmag-2023-0002  
Omrani, J., Agard, P., Whitechurch, H., Benoit, M., Prouteau, G., and Jolivet, L. (2008) Arc-magmatism and subduction history beneath the Zagros Mountains, Iran: a new report of adakites and geodynamic consequences. Lithos, 106(3-4), 380-398. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2008.09.008
Peacock, S.M., Rushmer, T., and Thompson, A. B. (1994). Partial melting of subducting oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 121(1-2), 227-244. https://doi.org/10.1016/0012-821X(94)90042-6
Pearce, J.A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos, 100(1-4), 14-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.016
Pearce, J.A., Peate, D.W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual review of Earth and planetary sciences, 23(1), 251-285.
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. https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Peccerillo, A., and Taylor, S. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. https://doi.org/10.1007/BF00384745
Pitcher, W.S. (1987) Granites and yet more granites forty years on. Geologische Rundschau, 76, 51-79. https://doi.org/10.1007/BF01820573
Pourhosseini, F. (1981) Influential masses of Upper Cretaceous and Lower Miocene in northern Makran and Central Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran.
Qi, J., Tang, J., Lin, B., Yang, H., Tang, X., Tang, P., Fang, X., Zhang, T., Li, F., and Sun, M. (2023) Geochronology, Geochemistry, and Implications of Aplite Dyke in the Giant Jiama Porphyry Copper System, Tibet. Acta Geologica Sinica‐English Edition, 97(5), 1406-1421. https://doi.org/10.1111/1755-6724.15037
Redmond, P.B., Einaudi, M.T. (2010) The Bingham Canyon Porphyry Cu-Mo-Au deposit. I. Sequence of intrusions, vein formation, and sulfide deposition. Society of Economic Geologists, Littleton, Colorado. https://doi.org/10.5382/GB.41.006
Richards, J.P. (2009) Postsubduction porphyry Cu-Au and epithermal Au deposits: Products of remelting of subduction-modified lithosphere. Geology, 37(3), 247-250. https://doi.org/10.1130/G25451A.1  
Richards, J.P., Kerrich, R. (2007) Special paper: adakite-like rocks: their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Economic Geology, 102(4), 537-576. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.102.4.537
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. https://doi.org/10.2113/econgeo.107.2.295
Rickwood, P.C. (1989) Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4), 247-263. https://doi.org/10.1016/0024-4937(89)90028-5  
Ringwood, A. (1990) Slab-mantle interactions: 3. Petrogenesis of intraplate magmas and structure of the upper mantle. Chemical Geology, 82, 187-207. https://doi.org/10.1016/0009-2541(90)90081-H
Roberts, M.P., Clemens, J.D. (1993) Origin of high-potassium, calc-alkaline, I-type granitoids. Geology, 21(9), 825-828. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1993)021%3C0825:OOHPTA%3E2.3.CO;2  
Rollinson, H.R., Roberts, C.R. (1986) Ratio correlations and major element mobility in altered basalts and komatiites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 93(1), 89-97. https://doi.org/10.1007/BF00963587  
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation. Presentation, Interpretation, 384 p. Routledge, London. https://doi.org/10.4324/9781315845548  
Rollinson, H.R., Pease, V. (2021) Using geochemical data: to understand geological processes, 358 p. Cambridge University Press, London.
Searle, M., and Fryer, B. (1986) Garnet, tourmaline and muscovite-bearing leucogranites, gneisses and migmatites of the Higher Himalayas from Zanskar, Kulu, Lahoul and Kashmir. Geological Society, London, Special Publications, 19(1), 185-201. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1986.019.01.10
Shahriari, H., Ranjbar, H., Honarmand, M., and Carranza, E.J.M. (2014) Selection of less biased threshold angles for SAM classification using the real value–area fractal technique. Resource Geology, 64(4), 301-315. https://doi.org/10.1111/rge.12042
Shand, S.J. (1943) Eruptive Rocks, p. 444. Wiley, London.
Sillitoe, R.H. (2010) Porphyry copper systems. Economic Geology, 105(1), 3-41. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.105.1.3
Sillitoe, R.H., Perelló, J. (2023) Exploration Guides for High-Grade Hypogene Porphyry Copper Deposits. SEG Newsletter (135), 13-25. https://doi.org/10.5382/SEGnews.2023-135.fea-01
Skewes, M.A., Arévalo, A., Floody, R., Zuñiga, P.H., and Stern, C.R. (2002) The giant El Teniente breccia deposit: hypogene copper distribution and emplacement. Society of Economic Geologists (SEG), Littleton, Colorado, Special Publication, 9, 299-332. https://doi.org/10.5382/SP.09.14
Solano, J., Jackson, M., Sparks, R., Blundy, J.D., and Annen, C. (2012) Melt segregation in deep crustal hot zones: a mechanism for chemical differentiation, crustal assimilation and the formation of evolved magmas. Journal of Petrology, 53(10), 1999-2026. https://doi.org/10.1093/petrology/egs041
Stalder, R., Foley, S.F., Brey, G.P., and Horn, I. (1998) Mineral-aqueous fluid partitioning of trace elements at 900–1200°C and 3.0–5.7 GPa: new experimental data for garnet, clinopyroxene, and rutile, and implications for mantle metasomatism. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62(10), 1781-1801. https://doi.org/10.1016/S0016-7037(98)00101-X
Sun, S.-S., 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. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Sun, C.H., Stern, R.J. (2001). Genesis of Mariana shoshonites: Contribution of the subduction component. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 106(B1), 589-608. https://doi.org/10.1029/2000JB900342
Sun, F., Zhang, J.-b., Wang, R., Zhou, L.-m., Jeon, H., Li, Y.-y., Xue, Q.-w., Liu, S.-y., Guo, N., and Luo, C.-H. (2022) Magmatic evolution and formation of the giant Jiama porphyry-skarn deposit in southern Tibet. Ore geology reviews, 145, 104889. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2022.104889
Sylvester, P.J. (1998) Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45(1-4), 29-44. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00024-3
Taghipour, B., Ali Mackizadeh, M., and Farhad Ahmadnejad, V.M. (2014) Trace elements and REE(s) behaviour in hydrothermal alteration zones Sungun Cu-porphyry deposit, NE Iran. Petrological Journal, 18(3), 33-48 (in Persian).
Tanaka, T., Davis, A.M., Grossman, I., Lattimer, J.M., Allen, J.M., Lee, T., Wasserburg, G.J. (1979) Chemical study of isotopically-unusal Allende inclusion. Lunar and Planetary Science X, 1203-1205.
Tang, Y., Kong, H., Liu, B., Zong, Q., Wu, Q., Jiang, H., and Tan, F. (2022) Geochronology, Whole-Rock Geochemistry, and Sr–Nd–Hf Isotopes of Granitoids in the Tongshanling Ore Field, South China: Insights into Cu and W Metallogenic Specificity. Minerals, 12(7), 892. https://doi.org/10.3390/min12070892
Taylor, S.R., and McLennan, S.M. (1985) The continental crust: its composition and evolution, p 312. London, Edinburgh, Boston, Palo Alto, Melbourne: Blackwell Scientific.
Turner, S., Arnaud, N., Liu, J., Rogers, N., Hawkesworth, C., Harris, N., Kelley, S., VanCalsteren, P., and Deng, W. (1996) Post-collision, shoshonitic volcanism on the Tibetan plateau: Implications for convective thinning of the lithosphere and the source of ocean island basalts. Journal of Petrology, 37, 45-71. https://doi.org/10.1093/petrology/37.1.45
Waight, T.E., Weaver, S.D., and Muir, R.J., (1998) The Hohonu Batholith of North Westland, New Zealand: granitoid compositions controlled by source H2O contents and generated during tectonic transition. Contribution to Mineralogy and Petrology 130, 225–239. https://doi.org/10.1007/s004100050362
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, 466 p. Uniwin Hyman, London.
Wolf, M.B., Wyllie, P.J. (1994) Dehydration-melting of amphibolite at 10 kbar: the effects of temperature and time. Contributions to Mineralogy and Petrology, 115(4), 369-383. https://doi.org/10.1007/BF00320972
Wu, F.-Y., Jahn, B.-M., Wilde, S., and Sun, D.-Y. (2000) Phanerozoic crustal growth: U–Pb and Sr–Nd isotopic evidence from the granites in northeastern China. Tectonophysics, 328(1-2), 89-113. https://doi.org/10.1016/S0040-1951(00)00179-7  
Wu, F.-Y., Jahn, B.-M., Wilde, S.A., Lo, C.-H., Yui, T.-F., Lin, Q., Ge, W.-C., and Sun, D.-Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE China (I): geochronology and petrogenesis. Lithos, 66(3-4), 241-273. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(02)00222-0
Xiaoming, Q., Hou, Z., Zaw, K., and Youguo, L. (2007) Characteristics and genesis of Gangdese porphyry copper deposits in the southern Tibetan Plateau: Preliminary geochemical and geochronological results. Ore Geology Reviews, 31(1), 205-223. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2005.03.012
Yang, Z., Xie, Y., Li, G. M., and Xu, J. H. (2005) Characteristic and forming process of ore-forming fluids at Qulong copper deposit in Gangdise porphyry copper belt, Tibet. Geology and Prospecting, 42, 21-26.
Yang, Z.-M., Hou, Z.-Q., Song, Y.-C., Li, Z.-Q., Xia, D.-X., and Pan, F. (2008) Qulong superlarge porphyry Cu deposit in Tibet: Geology, alteration and mineralization. Mineral Deposits, 27(3), 279-318.
Zarasvandi, A., Liaghat, S., Zentilli, M., and Reynolds, P. (2007) 40Ar/39Ar geochronology of alteration and petrogenesis of porphyry copper-related granitoids in the Darreh-Zerreshk and Ali-Abad area, central Iran. Exploration and Mining Geology, 16(1-2), 11-24. https://doi.org/10.2113/gsemg.16.1-2.11
Zen, E.-A. (1986) Aluminum enrichment in silicate melts by fractional crystallization: some mineralogic and petrographic constraints. Journal of Petrology, 27(5), 1095-1117. https://doi.org/10.1093/petrology/27.5.1095
Zhong, S., Li, S., Feng, C., Gao, Y., Qu, H., Seltmann, R., He, S., Liu, G., Wang, X., and Dolgopolova, A. (2021a) Geochronology and geochemistry of mineralized and barren intrusive rocks in the Yemaquan polymetallic skarn deposit, northern Qinghai-Tibet Plateau: A zircon perspective. Ore Geology Reviews, 139, 104560. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2021.104560
Zhong, S., Li, S., Feng, C., Liu, Y., Santosh, M., He, S., Qu, H., Liu, G., Seltmann, R., and Lai, Z. (2021b) Porphyry copper and skarn fertility of the northern Qinghai-Tibet Plateau collisional granitoids. Earth-Science Reviews, 214, 103524. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2021.103524
Petrological Journal
Volume 15, Issue 2 - Serial Number 58
Petrological Journal, 15th Year, No. 58, Summer 2024
June 2024
Pages 79-104

Files

History

  • Receive Date: 27 May 2024
  • Revise Date: 17 July 2024
  • Accept Date: 06 August 2024

Share

How to cite

Statistics