Petrography, Petrology, and Geochemistry of Subvolcanic Bodies in Dogan Porphyry Copper-Molybdenum Deposit (Toroud-Chah Shirin Belt)

Articles in Press

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

2 Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran

Abstract

Introduction
Dogan mining area is located on the northern edge of Iran's central desert plain and northwest of Toroud village. Structurally, the area is a part of Central Alborz, Eastern Alborz, and Central Iran zones, which gave rise to the formation of deposits and a diverse metallogenic environment. Geologically, this area is a part of Toroud‐Chah Shirin (TCS) belt, a Tertiary base metal and gold-silver mineral region in northern Iran. The TCS belt consists mainly of Eocene volcanic and pyroclastic rocks, equivalent to subvolcanic and intrusive bodies, although there are scattered outcrops of metamorphosed Paleozoic and Mesozoic rocks. Structural patterns are controlled by two principal strike-slip faults, Anjilow in the north and Toroud in the south, both trending NE. So far, no detail study has been carried out on the study area in terms of separation and investigation of intrusive bodies, and only one subvolcanic microdiorite body has been introduced in the previous studies in this area. While, the overall data obtained from detailed field surveys, drilling core as well as petrographic studies indicate that at least three subvolcanic bodies have been identified injected in the area in a telescopic form, and all three are the carriers of copper mineralization as disseminated and vein-veined forms. Therefore, the petrographic and geochemical characteristics of, these bodies are the purpose of the present study.
Regional Geology
The main volume of rock units in the study area, based on 1:1000 geological map of Dogan area, includes andesitic lavas, pyroclastic tuffs, and various subvolcanic bodies. The subvolcanic bodies are relatively diverse in composition, and the greatest areal extent of these bodies is in the northeastern, central, and southeastern parts of the region. The nature of these subvolcanic bodies are as follows:
Porphyritic quartz monzonite to quartz monzodiorite (Qmz): A large part of the central part of the study area is surrounded by porphyritic body, which is older than the other bodies and is injected into Eocene units.
Porphyritic diorite to microdiorite (Dr): This unit lies in the central part of the area with a less extensive distribution than that of the Porphyritic quartz monzonite body. This body in the central part cuts the Porphyritic quartz monzonite body and is, therefore, younger in age, but its cutting by the dykes of the porphyritic quartz diorite body indicating it is older than this body.
Porphyric quartz diorite to granodiorite (Qdr): As the youngest body as well as less extensive area than that of the existing bodies, is exposed in the central part of the area.
Analytical methods
In this study, after field investigations and sampling of drill cores, about 200 thin sections were prepared from the collected samples for petrographic studies and about 60 polished sections for mineralogy studies. After microscopic studies and separation of intrusive units, 15 samples with minimal alteration were analyzed in the laboratory of Zar Azma Company to measure the main oxides and determine the abundance of trace and rare earth elements by XRF and ICP-MS methods.
Petrography
Porphyritic quartz monzonite to quartz monzodiorite (Qmz): Microscopically, this porphyry body ranges from quartz monzonite to quartz monzodiorite, exhibiting a porphyritic texture with a fine-grained matrix. Main minerals include plagioclase, K-feldspar, and quartz, with accessory amphibole, biotite, apatite, zircon, and opaque minerals. Plagioclase and K-feldspar phenocrysts are pseudomorphed by sericite and carbonate, while ferromagnesian minerals (amphibole, biotite) are altered to chlorite and magnetite. Secondary minerals including sericite, chlorite, carbonate, and iron oxides result from alteration.
Porphyritic diorite to microdiorite (Dr): These rocks dominated by the presence of plagioclase and amphibole and small volume of quartz, apatite, zircon, and opaque minerals. They display a microlithic porphyritic texture, with subhedral plagioclase phenocrysts (showing mixed zoning) in a microlithic matrix of plagioclase and quartz. Plagioclase is altered to sericite and clay minerals, while amphibole phenocrysts are pseudomorphed by chlorite and iron oxides. Secondary biotite, actinolite, and ore accumulations occur, alongside potassic alteration.
Porphyritic quartz diorite to granodiorite (Qdr): The essential minerals of this body’ are plagioclase, K-feldspar, and quartz, with accessory zircon and apatite as well as porphyritic texture with a fine-grained matrix. Plagioclase exhibits mixed zoning; amphibole is partly altered to chlorite. Biotite appears as primary (magmatic, altered to chlorite and iron oxides) and thesecondary (hydrothermal, flaky, brown). Chloritization and iron oxide precipitation are common.
Discussion
As the SiO2 versus Zr/TiO2 diagram display the subvolcanic bodies in the Dogan mining area are dominated by granodiorite, tonalite, and diorite/. These I-type granitoids are calc-alkaline to high-K calc-alkaline and metaluminous to peraluminous nature formed in a continental arc setting. Geochemical data show depletion in Sm, Nd, Ti, and Y and enrichment in LILEs (Ba, Rb, Cs, K), consistent with subduction-related magmatism. The REE patterns display LREE enrichment over HREE, further supporting a subduction origin. Low Th/Nb and Ba/Th ratios point out to subduction zone fluids/melts and crustal contamination. The elevated Y/Rb ratios may reflect subduction enrichment or crustal input.
The parental magma likely originated from a metasomatized mantle wedge, influenced by fluids from subducting oceanic lithosphere, and underwent fractionation and crustal contamination during ascent. On Y versus Sr/Y and Ybn versus (La/Yb)n diagrams, the rocks show adakite-like signatures. Given the association of high Sr/Y magmas with porphyry systems, these subvolcanic rocks may be linked to porphyry mineralization.
Acknowledgments
This article is part of the studies carried out for the first author’s Ph.D. thesis, which is being conducted at the University of Tabriz, and part of its costs were covered by the University of Tabriz and the Shahid Arefi Complex. Therefore, I would like to express my deepest gratitude and appreciation to the respected management of the Graduate Studies Department of the University of Tabriz and the management of the Shahid Arefi Complex.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

محدودة معدنی دوگان در حاشیة شمالی کویر مرکزی ایران و در شمال‌باختری روستای ترود از توابع شهرستان شاهرود جای دارد. از دیدگاه ساختاری، گسترة استان سمنان از شمال به جنوب شامل پهنه‌های ساختاری البرز مرکزی، البرز خاوری، ایران مرکزی (شامل سنگ‌های آذرین ترشیری و زیرپهنة یزد) است. ویژگی‌های ساختاری و تکتونیکی- رسوبی یادشده، باعث پیدایش کانسارها و محیط فلززایی متفاوت شده است. این محدوده از دیدگاه زمین‌شناختی، بخشی از کمربند ترود- چاه‌شیرین (TCS) به‌شمار می‌رود (شکل ۱؛ (Houshmandzadeh et al., 1978). کمربند ترود-چاه‌شیرین یک منطقة معدنی در شمال ایران است که با راستای شمالی از سیستم‌های اپی‌ترمال غنی از فلزات پایه و طلا-نقره ترشیری تعریف می‌شود و بخشی از کمربند کوه‌زایی البرز خاوری ایران به‌شمار می‌رود (TaleFazel et al., 2019). بررسی‌های اخیر (Abedini et al., 2023) نشان می‌دهند کمربند ترود-چاه‌شیرین بیشتر شامل سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن و توده‌های نیمه‌آتشفشانی و آذرین درونی معادل آن است؛ اگرچه رخنمون‌های پراکنده‌ای از سنگ‌های دگرگون‌شده پالئوزوییک و مزوزوییک نیز یافت می‌شوند.

شکل 1. جایگاه کمربند ترود چاه- شیرین (TCS) در نقشة پهنه‌‏‌های ساختاری ایران با تغییراتی پس از Moghadam and Stern (2014)).

Figure 1. Location of the Toroud‐Chah Shirin belt (TCS) on the structural zone map of Iran (Modified after Moghadam and Stern, 2014).

الگوهای ساختاری این کمربند را دو گسل راستالغز اصلی، انجیلو در شمال و ترود در جنوب، کنترل می‌کنند که هر دو روند شمال‌خاوری دارند. محدودة بررسی‌شدة دوگان از لحاظ تفکیک و بررسی توده‌های آذرین درونی تا کنون به‌طور مفصل بررسی نشده است؛ در بررسی‌های پیشین (Eskandari et al., 2025)، این محدوده تنها یک کانسار مس – مولیبدن پورفیری دانسته شده است و از یک تودة نیمه‌آتشفشانی میکرودیوریتی یاد شده است؛ اما در بررسی‌های جدید بر پایة بازدیدهای دقیق صحرایی، بررسی مغزه‌های حفاری و همچنین، بررسی‌های سنگ‌نگاری، دست‌کم سه تودة نیمه‌آتشفشانی شناسایی شده‌‌اند که به‌صورت تلسکوپی در منطقه تزریق شده‌اند و هر سه توده، کانی‌سازی مس به‌صورت افشان و رگه- رگچه‌ای دارند. از این‌رو، در این پژوهش به معرفی، تفکیـک و بررسی این توده‌ها از دیدگاه ویژگی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی پرداخته می‌شود.

زمین‏‌شناسی منطقه

حجم اصلی واحدهای سنگی در منطقة دوگان بر پایة نقشة زمین‌شناسی ۱:۱۰۰۰ دوگان (شکل 2؛ Moayyed and Alinezhad, 2020) شامل گدازه‌های آندزیتی، توف‌های آذرآواری و توده‌های نیمه‌آتشفشانی گوناگون است.

شکل 2. نقشة زمین‏‌شناسی 1:1000 دوگان (Moayyed and Alinezhad, 2020).

Figure 2. 1:1000 geological map of Dogan (Moayyed and Alinezhad, 2020).

بر پایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، توده‌های نیمه‌آتشفشانی در این ناحیه ترکیب کوارتزمونزونیت تا مونزودیوریت پورفیری، دیوریت تا میکرودیوریت پورفیری و کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت پورفیری دارند. بیشترین گسترش این توده‌ها در بخش‌های شمال‌خاوری، مرکزی و جنوب‌خاوری محدوده است که در میان آنها، تودة کوارتزمونزونیت پورفیری گسترش بیشتری نسبت به دیگر توده‌ها دارد.

این توده‌های نیمه‌آتشفشانی در بخش‌های مختلف این محدوده در سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی ائوسن نفوذ کرده‌اند و تأثیرات حرارتی محسوسی را روی این سنگ‌ها گذاشته‌اند. در پی نفوذ توده‌های یادشده و تأثیر شار حرارتی ناشی از آن فرایند دگرگونی همبری روی داده است و سنگ‌های یادشده دچار دگرگونی درجه پایین تا بسیار پایین شده‌اند. از دیگر ویژگی‌های این توده‌ها حضور آپوفیزهای کوچک است که به‌گونة باریک و کشیده دیده می‌شوند.

در ادامه به توصیف ویژگی‌های صحرایی این واحدهای آذرین درونی پرداخته می‌شود:

واحد کوارتزمونزونیت تا مونزودیوریت پورفیری (Qmz): بخش بزرگی از بخش مرکزی در محدودة بررسی‌شده را این تودة پورفیری فراگرفته است و از آنجایی‌که این توده را توده‌های دیگر قطع کرده‌اند پس سن آن از توده‏‌های دیگر قدیمی‏‌تر است و درون واحدهای ائوسن تزریق شده است (شکل‌های 3-A و 3-B).

واحد دیوریت تا میکرودیوریت پورفیری (Dr): یکی دیگر از توده‏‌های بخش مرکزی این محدوده است که گسترش آن از برونزد تودة کوارتز مونزونیت پورفیری کمتر است. این توده در بخش مرکزی، تودة کوارتز مونزونیت پورفیری را قطع کرده است و ازاین‌رو، سن آن جوان‌تر است؛ اما قطع‌شدن آن با دایک‏‌های تودة کوارتز دیوریت پورفیری نشان می‏‌دهد از این توده قدیمی‌تر است (شکل 3-C).

واحد کوارتز دیوریت تا گرانودیوریت پورفیری (Qdr): جوان‌ترین توده در بخش مرکزی محدوده است که گسترش کمتری نسبت به دیگر توده‏‌های برونزد دارد (شکل 3-D).

روش انجام پژوهش

برای دستیابی به اهداف این پژوهش، پس از بررسی‏‌های میدانی و بازدید از رخنمون‌های گوناگون، نمونه‏‌برداری از مغزه‏‌های حفاری بخش‏‌های مختلف منطقة دوگان انجام شد. از نمونه‏‌های برداشت‌شده نزدیک به 200 مقطع نازک برای بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و نزدیک به 60 مقطع صیقلی برای بررسی‏‌های کانه‏‌نگاری تهیه شد. پس از بررسی‏‌های میکروسکوپی و سنگ‏‌نگاری و تفکیک واحدهای نیمه‏‌آتشفشانی منطقه، برای اندازه‏‌گیری میزان اکسیدهای اصلی و فراوانی عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی نزدیک به 15 نمونه با کمترین دگرسانی (5 نمونه از هر توده‏‌) انتخاب شدند و برای بررسی شیمی و تعیین خاستگاه زمین‏‌ساختی واحدهای آذرین در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما به روش فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) و ICP-MS تجزیه شدند. سپس برای رسم نمودارها نرم‏‌افزار GCDkit به‌کار برده شد. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی در جدول 1 آورده شده‌اند.

سنگ‌نگاری

کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت پورفیری (Qmz): بر پایة بررسی‌های میکروسکوپی بافت غالب این توده، پورفیری با خمیرة ریزبلور است و کانی‌های اصلی آن شامل پلاژیوکلاز (45-40 درصدحجمی)، پتاسیم‌فلدسپار (35-30 درصدحجمی)، کوارتز (15-10 درصدحجمی) هستند. کانی‌های فرعی نیز (10-5 درصدحجمی) شامل آمفیبول، بیوتیت، آپاتیت، زیرکن و کانی‌های کدر هستند. فنوکریستال‏‌های پلاژیوکلاز شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و با سریسیت و کربنات سودومورف شده‏‌اند و در خمیرة ریز بلوری از کوارتز جای گرفته‌اند. فنوکریست‏‌های متوسط بلور پلاژیوکلاز نیز با سریسیت بسیار سودومورف شده‏‌اند (شکل 4-A). کانی‏‌های فرومنیزین که بیشتر شامل آمفیبول و بیوتیت هستند و کاملاً به کلریت و مگنتیت دگرسان شده‏‌اند و شناسایی کانیِ اولیه امکان‌پذیر نیست (شکل 4-B). کانی‏‌های سریسیت، کلریت، کربنات و اکسیدهای آهن از کانی‏‌های ثانویه‏‌ای هستند که در پی دگرسانی در این توده پدید آمده‏‌اند. بررسی‌ مغزه‌های حفاری که دگرسانی غالب فیلیک ضعیف تا متوسط- پروپلیتیک متوسط تا شدید در ژرفای کم دارند نشان می‌دهد با افزایش ژرفا شدت دگرسانی پروپلیتیک کاسته می‌شود و دگرسانی فیلیک شدت می‏‌یابد.

شکل 3. تصویرهای صحرایی از واحدهای نیمه‏‌آتشفشانی در منطقة دوگان. A) نمایی از توده کوارتزمونزونیت پورفیری و مرز آن با واحدهای ائوسن و تودة میکرودیوریت پورفیری (دید رو به شمال‏‌خاوری)؛ B) نمایی از توده کوارتزمونزونیت پورفیری در بخش مرکزی محدوده مورد بررسی (دید رو به خاور)؛ C) تودة کوارتزمونزونیت پورفیری و مرز آن با تودة میکرودیوریت پورفیری (دید رو به شمال‌)؛ D) همبری تودة کوارتز مونزونیت پورفیری با تودة گرانودیوریتی دید رو به شمال‌باختری) (Qmz: واحد کوارتزمونزونیت تا مونزودیوریت پورفیری؛ Dr: واحد دیوریت تا میکرودیوریت پورفیری؛ Qdr: واحد کوارتز دیوریت تا گرانودیوریت پورفیری).

Figure 3. Field photographs of the subvolcanic units in the study area. A) View of the porphyritic quartz monzonite body and its boundary with the Eocene units and the porphyritic microdiorite body (view to the northeast); B) View of porphyritic quartz monzonite body in the central part of the study area (view to the east); C) porphyritic quartz monzonite body and its boundary with the porphyritic microdiorite body (view to the north); D) Contact of the porphyritic quartz monzonite body with the porphyritic granodiorite body (view to the northwest) (Qmz: Porphyritic quartz monzonite to quartz monzodiorite; Dr: Porphyritic diorite to microdiorite; Qdr: Porphyric quartz diorite to granodiorite body).

دیوریت تا میکرودیوریت پورفیری (Dr):  بر پایة بررسی‌های میکروسکوپی، این واحد شامل کانی‏‌های اصلی پلاژیوکلاز (80-75 درصدحجمی)، آلکالی فلدسپار (5-0 درصدحجمی)، آمفیبول (15-10 درصدحجمی) است. همچنین، کانی‌های فرعی (10-5 درصدحجمی) شامل کوارتز، آپاتیت، زیرکن و کانی‏‌های کدر هستند. بافت سنگ میکرولیتی پورفیریک است و فنوکریستال‏‌های نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی ترکیبی، در خمیرة میکرولیتیکی متشکل از پلاژیوکلاز و اندکی کوارتز به‌همراه تجمعاتی از بیوتیت‏‌های ریز و پولکی ثانویه جای دارند (شکل 5-A). همچنین، فنوکریستال‏‌های پلاژیوکلاز به سریسیت و کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌اند (شکل 5-B). بلورهای آمفیبول نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با کلریت و اکسیدهای آهن به‏‌صورت سودومورف جانشین شده‏‌اند (شکل 5-C).

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از تودة کوارتزمونزونیت تا کوارتز مونزودیوریت پوفیری. A) فنوکریست پلاژیوکلاز دگرسان‌شده به سریسیت ؛ B) فنوکریستال شکل‌دار آمفیبول دگرسان به کلریت (در XPL).

Figure 4. Photomicrographs (in XPL) of porphyritic quartz monzonite to quartz monzodioritic body. A) Plagioclase phenocryst altered to sericite; B) Euhedral phenocryst of amphibole altered to chlorite.

کوارتز دیوریت تا گرانودیوریت پورفیری (Qdr): بر پایة بررسی‌های میکروسکوپی این توده شامل کانی‏‌های اصلی پلاژیوکلاز (60-55 درصدحجمی)، پتاسیم‌فلدسپار (15-10 درصدحجمی)، کوارتز (20-15 درصدحجمی) است. همچنین، کانی‌های فرعی آن (10-5 درصدحجمی) شامل زیرکن و آپاتیت است. این کانی‏‌ها در خمیرة ریزبلوری از کوارتز و شاید فلدسپار پراکنده‌ هستند و در واقع، بافت سنگ پورفیریک با خمیرة ریز بلور به‌شمار می‌رود. بیشتر فنوکریستال‏‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز منطقه‏‌بندی ترکیبی دارند و اندکی به سریسیت دگرسان شده‏‌اند؛ اما در حالت کلی می‌توان گفت شدت دگرسانی کمتری دارند (شکل 6-A). بلورهای آمفیبول به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و کشیده هستند و در برخی از مقاطع به‌صورت کمابیش سالم دیده می‌شوند؛ هرچند در برخی مقاطع دیگر نیز به کلریت دگرسان شده‏‌اند (شکل 6-B). بلورهای بیوتیت در همة مقاطع این واحد سنگی، به دو شکل دیده می‌شوند:

  • بیوتیت‏‌های اولیه یا ماگمایی که مستقیماً از ماگما پدید آمده‌اند‏‌ و کمتر تحت‌تأثیر عوامل ثانوی بوده‌‏‌اند. این بیوتیت‌ها معمولاً به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و رخ‏‌های مشخص به رنگ قهوه‏‌ای و قهوه‏‌ای مایل به سبز دارند.
  • بیوتیت‏‌های ثانویه که به‌صورت پولکی و ریزبلور و به رنگ قهوه‏‌ای در زمینة سنگ دیده می‏‌شوند (شکل 6-C).

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی از توده دیوریت تا میکرودیوریت پورفیری. A) بافت میکرولیتیک پورفیری؛ B) دگرسانی فنوکریستال‏‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز از بخش مرکزی به سریسیت؛ C) دگرسانی فنوکریستال‏‌های آمفیبول به کلریت و اکسیدهای آهن تصویر A و B در XPL، تصویر C در PPL).

Figure 5. Photomicrographs of the porphyritic diorite to microdiorite: A) Porphyry microlithic texture; B) Alteration of plagioclase euhedral to subhedral phenocrysts from the central part to sericite; C) Amphibole phenocrysts altered to chlorite and iron oxides (Image A and B in XPL, Image C in PPL).

زمین‌شیمی سنگ کل

در جدول 1 داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب واحدهای نیمه‏‌آتشفشانی منطقة دوگان آورده‌ شده‌اند.

بحث

زمین‏‌شیمی عنصرهای اصلی و فرعی

ازآنجایی‌که واحدهای سنگی نیمه‏‌آتشفشانی دوگان تا اندازه‌ای دستخوش دگرسانی گرمابی شده‏‌ا‏‌ند، برای رده‌‏‌بندی و نامگذاری آنها نمودار SiO2 در برابر Zr/TiO که بر پایة عنصرهای نامتحرک فرعی و کمیاب است، به‌کار برده شد. در این نمودار معادل درونی واحدهای یادشده آورده شده است. بر پایة این نمودار، سنگ‌های نیمه‏‌آتشفشانی دوگان در محدودة سنگ‏‌شناسی گرانودیوریت، تونالیت و دیوریت جای می‌گیرند (شکل 7-A). برای تعیین سری ماگمایی سنگ‏‌های نیمه‏‌آتشفشانی منطقة دوگان نمودار SiO2 در برابر K2O به‌کار برده شد. بر پایة این نمودار، نمونه‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن تا کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا دارند (شکل 7-B). در نمودار A/NK در برابر A/CNK درجة اشباع آلومین در توده‏‌های نیمه‏‌آتشفشانی منطقه، ویژگی متاآلومین و پرآلومین نشان می‏‌دهد (شکل 7-C).

شکل 6. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از تودة کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت پورفیری. A) فنوکریستال شکل‏‌دار تا نیمه‌‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی ترکیبی؛ B) بلورهای شکل‌دار و کشیده آمفیبول؛ C) بیوتیت ماگمایی در کنار بلورهای ریز و پولکی بیوتیت ثانویه.

Figure 6. Photomicrographs (in XPL) of the porphyritic Quartz diorite to granodiorite body A) Euhedral to subhedral phenocrysts of plagioclase with compositional zoning; B) Euhedral and elongated amphibole crystals; C) Magmatic biotite beside small and flaky crystals of secondary biotite.

جدول 1. داده‌های زمین‌شیمیایی اکسید عنصرهای اصلی (بر پایة درصدوزنی)، کمیاب و خاکی کمیاب در نمونه‌های سنگی منطقة دوگان.

Table 1. Geochemical data of major element oxides, trace and rare earth elements in the rock samples from Dogan region.

D-8

D-7

D-6

D-5

D-4

D-3

D-2

D-1

Sample No.

54.30

53.95

52.54

65.93

63.71

65.36

63.55

53.59

SiO2

0.52

0.60

1.03

0.47

0.42

0.37

0.48

0.86

TiO2

15.98

16.91

17.23

15.69

15.12

15.23

12.57

15.20

Al2O3

7.68

7.76

7.70

2.09

2.52

3.91

6.51

6.62

Fe2O3

2.51

4.50

3.72

0.39

0.35

2.10

0.63

1.17

MgO

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

D-8

D-7

D-6

D-5

D-4

D-3

D-2

D-1

Sample No.

0.11

0.12

0.14

<0.05

0.05

0.08

0.20

0.05

MnO

5.56

7.12

7.41

4.45

6.11

3.60

6.33

6.22

CaO

4.17

2.53

2.19

3.25

3.46

4.15

0.17

3.83

Na2O

1.23

1.90

1.88

1.29

1.00

1.86

4.12

2.39

K2O

0.27

0.22

0.24

0.21

0.20

0.20

0.18

0.36

P2O5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

BaO

4.25

2.87

6.15

0.35

<0.05

1.26

5.62

10.61

SO3

7.68

4.36

5.61

6.08

7.06

3.05

4.42

0.09

LOI

12

9

18

14

11

6

5

5

Li

1.1

1.3

1.1

1.2

1

1.4

1.3

1.7

Be

33078

20687

17950

27320

27385

32350

415

31898

Na

13269

>2%

>2%

2251

1853

11027

3485

6540

Mg

62964

74642

79884

67310

68712

66954

61761

78098

Al

1283

1128

1025

1061

910

885

730

1660

P

20403

15314

>3%

1645

446

6812

>3%

>3%

S

11277

15084

15209

12019

8467

14728

31613

19272

K

36705

43298

46580

32551

41072

25633

32776

34773

Ca

12.4

16.8

20.4

6.1

5.6

6.2

5.3

3.6

Sc

2821

3463

3592

2782

2366

2123

1662

2000

Ti

107

203

219

108

81

84

77

61

V

81

20

25

19

16

59

23

17

Cr

703

793

939

309

380

583

1181

305

Mn

45337

46681

47492

13486

14767

23255

35063

42367

Fe

14.2

20.4

19.2

3.9

2.7

8.9

10.6

9.1

Co

14

12

19

8

9

41

15

12

Ni

92

153

147

1070

285

371

1511

160

Cu

112

105

94

11

10

66

128

14

Zn

7.2

16.1

12.7

<0.5

3

5.9

47.7

12.5

As

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Se

48

53

50

48

43

46

108

52

Rb

511.2

835.8

774.7

193

142.8

712.6

62.2

497.8

Sr

10.7

11.9

10.4

6.5

5.5

5.2

4.4

9.9

Y

12

16

10

30

7

13

12

20

Zr

4.6

5.1

4.6

10.7

9.2

8.9

6.4

7.7

Nb

15.2

2.4

1.4

2.7

1.3

2.8

2.2

0.9

Mo

0.2

0.4

0.5

0.9

0.2

<0.1

16

0.3

Ag

0.2

0.3

0.2

0.1

0.3

0.2

4.4

0.2

Cd

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

In

2.5

1.3

1

0.8

0.5

0.5

0.4

1.3

Sn

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Sb

1.3

1.1

0.6

1.2

1.2

1.2

1

1.4

Te

2

2.1

3.8

2.3

1.6

0.9

1.6

<0.5

Cs

217

285

388

27

31

396

375

214

Ba

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

D-8

D-7

D-6

D-5

D-4

D-3

D-2

D-1

Sample No.

11

11

8

9

13

14

13

16

La

22

25

20

20

27

29

26

36

Ce

3.98

3.88

3.6

3.28

3.8

3.73

3.31

4.61

Pr

17.6

17.2

16.4

13.7

14.8

14.5

13.4

19.3

Nd

3.3

3.5

3.3

2.1

1.9

2.2

1.9

3.3

Sm

0.91

0.97

0.99

0.31

0.31

0.6

0.44

0.88

Eu

3.33

3.26

3.12

2.52

2.64

2.73

2.44

3.29

Gd

0.4

0.4

0.4

0.2

0.2

0.2

0.2

0.4

Tb

2.3

2.3

2.4

1.4

1.3

1.4

1.1

2

Dy

1.4

1.4

1.3

0.9

0.9

0.9

0.8

1.2

Er

0.2

0.3

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

Tm

1.16

1.53

1.47

0.51

0.56

0.57

0.61

0.91

Yb

0.2

0.2

0.2

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Lu

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Hf

0.5

0.5

0.5

0.7

0.8

0.7

0.5

0.6

Ta

<1

<1

<1

<1

<1

<1

1

<1

W

0.5

0.2

0.8

<0.1

<0.1

<0.1

0.7

<0.1

Tl

24

5

10

1

1

13

4

10

Pb

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Bi

3.7

3.7

3.6

4.9

5.5

4.1

3.7

3.4

Th

0.6

0.5

0.4

0.8

1.1

0.8

0.6

0.5

U

6.39

4.84

1.83

5.95

15.64

16.54

14.36

11.86

(La/Yb)n

2.09

1.97

0.76

1.34

4.30

4.00

4.30

3.05

(La/Sm)n

1.28

0.9

1.05

1.78

1.50

1.59

1.17

1.42

(Dy/Yb)n

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

G-15

D-14

D-13

D-12

D-11

D-10

D-9

Sample No.

66.85

65.71

66.46

63.95

65.09

62.98

52.15

SiO2

0.41

0.40

0.40

0.91

0.34

0.92

0.62

TiO2

15.64

15.29

15.58

16.00

16.39

15.23

17.24

Al2O3

3.85

3.86

3.59

3.91

4.52

2.92

7.35

Fe2O3

2.05

1.91

2.02

1.74

1.37

0.35

3.52

MgO

0.10

0.07

0.10

0.09

0.08

0.07

0.14

MnO

3.10

3.64

2.64

4.58

2.94

5.88

7.19

CaO

4.45

3.58

3.93

4.00

4.11

2.35

2.73

Na2O

2.01

2.44

2.05

2.44

2.74

1.58

1.63

K2O

0.21

0.20

0.19

0.22

0.32

0.21

0.28

P2O5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

BaO

<0.05

1.86

0.20

0.77

<0.05

3.27

6.28

SO3

1.23

2.71

3.03

1.97

2.02

7.15

7.23

LOI

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

G-15

D-14

D-13

D-12

D-11

D-10

D-9

Sample No.

5

6

5

5

6

16

15

Li

1.5

1.4

1.4

1.4

2

1.1

1.4

Be

35226

28003

31984

31386

31966

18701

22169

Na

11473

10295

11530

11469

7611

2341

18272

Mg

74365

64007

78657

80626

71961

66218

67120

Al

985

860

936

947

1230

758

1275

P

494

8853

1308

3663

400

14907

>3%

S

17509

21081

19242

18113

21287

11769

13697

K

23721

25014

21331

23684

21547

41900

44829

Ca

6.6

6

6.3

6.9

3.8

7.3

15

Sc

2497

2258

2291

2485

1930

2388

3531

Ti

94

82

86

95

64

106

231

V

25

25

41

21

29

23

15

Cr

680

524

729

629

546

463

818

Mn

25322

22925

24137

26256

28267

19522

44398

Fe

9.5

7.6

9.2

9.9

7.6

9

20.4

Co

20

14

23

14

16

10

10

Ni

112

893

111

611

808

2524

122

Cu

64

68

76

69

70

10

161

Zn

4.8

9.1

1.2

7

3.5

2.4

18.4

As

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Se

47

53

53

45

57

49

46

Rb

778.5

640.2

523.3

807.8

579.3

127.8

705.5

Sr

6

5.9

6.4

6.7

9.9

6.2

10.8

Y

18

9

15

10

80

10

20

Zr

9.9

9

10.3

8.7

7.7

7.7

5.3

Nb

0.8

4.7

1

2.1

106

2.8

2.1

Mo

<0.1

0.1

0.3

0.3

0.4

1.8

<0.1

Ag

0.1

0.3

0.3

0.2

0.1

0.3

0.1

Cd

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

In

0.7

0.6

0.3

0.5

0.7

0.8

1.7

Sn

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

0.5

<0.5

Sb

<0.5

0.5

0.9

0.6

0.6

1.1

<0.5

Te

<0.5

0.7

1.2

0.5

0.8

2.9

2

Cs

551

426

358

437

344

81

274

Ba

19

19

19

17

17

10

11

La

36

30

33

30

34

24

25

Ce

4.27

3.97

4.14

3.99

4.11

3.52

4.32

Pr

16.5

16.2

16.5

15.9

17.2

14.5

19.1

Nd

2.5

2.5

2.3

2.4

2.9

2.1

4

Sm

0.78

0.68

0.58

0.67

0.77

0.42

1.2

Eu

2.84

2.81

2.85

2.71

3.01

2.68

3.47

Gd

0.2

0.2

0.2

0.2

0.3

0.2

0.5

Tb

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

G-15

D-14

D-13

D-12

D-11

D-10

D-9

Sample No.

1.4

1.4

1.5

1.4

1.8

1.5

2.4

Dy

0.9

1

1

1

1.2

1

1.4

Er

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

Tm

0.64

0.61

0.66

0.77

0.94

0.71

1.36

Yb

0.1

0.1

0.1

0.1

0.2

0.1

0.1

Lu

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Hf

0.8

0.7

0.8

0.7

1

0.7

0.5

Ta

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

W

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.8

Tl

11

14

11

16

15

2

16

Pb

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Bi

4.3

4.2

4.8

4.6

4.2

4.9

3.5

Th

20.02

17.67

19.39

14.90

12.18

9.48

5.45

(La/Yb)n

4.78

4.02

5.19

4.45

3.68

2.99

1.72

(La/Sm)n

1.42

1.48

1.14

1.18

1.24

1.37

1.14

(Dy/Yb)n

 جایگاه ‌زمین‌ساختی ‌و ‌سنگ‌زایش‌واحدهای‌سنگی

سنگ‏‌های گرانیتوییدی بر پایة ویژگی‌های سنگ‌شناسی، کانی‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی به چند گروه دسته‌بندی می‌شوند. هر نوع سنگ گرانیتی در رژیم‌های زمین‏‌ساختی متفاوتی پدید می‌آید که گویای تاریخچة تکاملی ماگمای مادر و جایگاه زمین‌ساختی پیدایش آن است (Wilson, 1989; Barbarin, 1999; Li et al., 2017; Yan et al., 2017). برای شناسایی محیط‌های زمین‏‌ساختی از عنصرهای کمیاب می‌توان استفاده کرد که در میان آنها، عنصرهای Th، Yb، Nb، Ta و Y (به‌علت تحرک کم هنگام رخدادِ فرایندهای پس از پیدایش سنگ‏‌های ماگمایی) اهمیت بالایی دارند (Pearce et al., 1984; Zarasvandi et al., 2005). برای بررسی محیط زمین‏‌ساختی نمونه‌های مربوط به توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی منطقة دوگان از نمودارهای پیرس و همکاران (Pearce et al., 1996) (شکل‌های 8-A، 8-B و 8-C) و شندل و گورتون (Schandl and Gorton, 2002) (شکل 8-D) و همچنین، نمودار تمایزی براون و همکاران (Brown et al. 1984) (شکل 8-E) به‌کار برده شدند. در این نمودارها، همة نمونه‌ها در محدودة حاشیة فعال قاره‌ای (VAG) و کمان قاره‌ای نرمال جای می‌‌گیرند.

عنصرهای خاکی کمیاب (REE)

برای بررسی تغییرات ماگمای سازنده نسبت به ماگمای اولیه و همچنین، خاستگاه و روابط ژنتیکی آنها، عنصرهای کمیاب سنگ‏‌های منطقة دوگان به داده‏‌های ترکیب گوشتة اولیه و کندریت بهنجار شدند‏‌ و نمودارهای عنکبوتی آنها رسم شد (شکل 9). در نمودار بهنجارشدة عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، کمابیش همة نمونه‌های دوگان، از عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنی‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک را می‌توان به دو عامل نسبت داد: نخست، درجة ذوب‏‌بخشی کم در خاستگاه گوشته‌ای و دوم، آلایش ماگمایی با مواد پوسته‌ای (Almeida et al., 2007).

دربارة نمونه‌های منطقة دوگان می‌توان گفت با توجه به جدایش‌یافتگی مذاب سازندة سنگ‏‌های دوگان، ذوب مستقیم آنها از گوشته و تأکید بر نرخ ذوب نادرست است؛ اما نرخ ذوب می‌تواند بر غنی‌شدگی ماگمای بازیک سازندة این سنگ‏‌ها تأثیر داشته باشد. با توجه به سرشت کالک‏‌آلکالن تا کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا، نرخ ذوب کم گزینة خوبی نیست و بیشتر تأثیر آلایش ماگمایی حاصل از هضم مواد پوسته‌ای دخیل بوده است. عنصرهایی مانند Sm، Sr و Yدر نمونه‌های تودة کوارتزمونزونیت تا مونزودیوریت پورفیری نسبت به توده‌های دیگر تهی‌شدگی نشان می‏‌دهند که این ویژگی می‌تواند پیامد دگرسانی شدید فیلیک – آرژیلیک در این توده باشد. همچنین، آنومالی منفی Sr را می‌توان پیامد نقش تبلور‏‌بخشی و جدایش بلورین پلاژیوکلاز در این توده دانست.

غنی‏‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل با یون بزرگ (LILE) مانند Ba، Rb، Cs و K در بیشتر نمونه‏‌های منطقة دوگان ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی یک محیط ژئودینامیکی مرتبط با فرورانش را نشان می‏‌دهد (شکل 9-A).

بر پایة یک توافق کلی، اجزای مربوط به فرورانش نقش تعیین‌کننده‌ای در پیدایش سنگ‏‌های آذرین درونی میزبان ذخایر مس ± طلا ± مولیبدن پورفیری دارند (Richards et al., 2012).

شکل 7. سنگ‌های نیمه‌آتشفشانی دوگان در A) نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C) نمودار A/CNK ((Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) در برابر A/NK (Al2O3/(Na2O+K2O)) (Shand, 1943).

Figure 7. Dogan subvolcanic rocks in A) Zr/TiO2 versus SiO2 diagram (Winchester and Floyd., 1977); B) SiO2 versus K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); C) A/NK [molar ratio Al2O3/ (Na2O + K2O)] versus A/CNK [molar ratio Al2O3/ (CaO + Na2O + K2O)] diagram (Shand, 1943).

 

 

شکل 8. ترکیب سنگ‌های نیمه‌آتشفشانی دوگان در A، B، C) نمودارهای تمایز جایگاه زمین‏‌ساختی پیدایش ماگما (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار Ta در برابر Th (Schandl and Gorton, 2002)؛ E) نمودار تکتونوماگمایی Nb در برابر Rb/Zr (Brown et al., 1984).

Figure 8. Dogan subvolcanic rocks in A-B-C) Tectonomagmatic discrimination diagrams (Pearce et al., 1984); D) Ta versus Th diagram (Schandl and Gorton, 2002); E) Nb versus Rb/Zr tectonomagmatic diagram (Brown et al., 1984).

 شکل 9. ترکیب توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی دوگان در A) نمودار الگوی عنصرهای خاکی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).

Figure 9. Composition of Dogan subvolcanic bodies in A) trace elements primitive mantle-normalized diagram (primitive mantle normalization values from Sun and McDonough, 1989), B) rare earth elements chondrite-normalized diagram (chondrite normalization values from Boynton, 1984).

 

همچنین، در نمودار بهنجارشدة عنصرهای کمیاب در برابر ترکیب گوشتة اولیه مقدار بالاتر عنصرهای K، Rb و Th نسبت به مقدار کمتر عنصرهایی مانند Sr، Ti و P چه‌بسا نشان‏‌دهندة آلودگی پوسته‌ای هنگام رخداد تحولات ماگمایی است. آنومالی مثبت Pb در همة نمونه‏‌ها نشانه‏‌ای دیگر از آلودگی پوسته‌ای ماگما و یا آبگیری[1] است (Pearce et al., 1984).

در نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب که نسبت به REE کندریت (Boynton, 1984) بهنجار شده‏‌انـد (شکل 9-B)، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌های دوگان کمابیش هم‏‌راستا و موازی یکدیگر است و شیبی تندی نشان می‌دهد. به‌ گفتة دیگر، در این نمودار، غنی‏‌شدگی بالایی از LREE نســبت بــه HREE دیده می‏‌شود که از ویژگی‌های ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش است (Gill, 1981; Wilson, 1989; Pearce, 1996; Rollinson, 1993). همچنین، این روند، وابستگی این سنگ‏‌ها به سری‏‌های کالک‏‌آلکالن را نشان می‏‌دهد (Winter, 2001).

در این نمونه‏‌ها مقدار 41/0-94/0 Eu/Eu*=، 02/20-83/1= (La/Yb)n، 19/5-76/0= (La/Sm)n و 78/1-97/0(Dy/Yb)n= است. وضعیت اکسیداسیون یوروپیم در شرایط ماگمایی معمولی به دو صورت +Eu2 و +Eu3 است. کاتیون Eu دو ظرفیتی جایگزین Ca2+ در پلاژیوکلاز می‌شود و ازاین‌رو، یک شاخص حساس برای جدایش پلاژیوکلاز از مذاب (با ناهنجاری‏‌های منفی در Eu نسبت به REE شناخته می‏‌شود) است. نمونه‌های نیمه‏‌آتشفشانی دوگان تا اندازه‌ای با ناهنجاری‌های منفی Eu شناخته می‌شوند که می‌تواند پیامد نبود حالت اکسیداسیون و/یا جدایش پلاژیوکلاز باشد (Richards et al., 2012).

نقش آلایش پوسته‌ای

آلایش با مواد پوسته‌ای می‌تواند به افزایش میزان عنصرهایی مانند Rb، K و Ba و از سوی دیگر، تهی‌شدگی از عنصرهایی مانند Y، Ti، Zr و Nb بیانجامد (Reichow et al., 2004). افزون‌بر این، غنی‏‌شدگی از عنصرهای دیگری مانند Th به‌همراه تهی‏‌شدگی از P نیز به آلودگی پوستة بالا در هنگام تحولات ماگمایی نسبت داده شده است (Chappell and White, 2001). برای بررسی نقش آلودگی پوسته‌ای در توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی منطقه نمودار Nb/Rb در برابر Rb/Y به‌کار برده شد (شکل 10).

 

شکل 10. ترکیب توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی دوگان در نمودار Nb/Rb در برابر Rb/Y (Temel et al., 1998).

Figure 10. Composition of Dogan subvolcanic bodies in Nb/Rb versus Rb/Y diagram (Temel et al., 1998).

روندهای عمودی در این نمودار پیامد غنی‌شدگی در پهنة فرورانش یا آلودگی پوسته‌ای است (Temal et al., 1998). به‌طور کلی، روند نمونه‏‌های توده‏‌های نیمه‏‌آتشفشانی در منطقة دوگان روی این نمودار نشان می‏‌دهد ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها در پی ذوب گوة گوشته‌ای دگرنهادشده با سیالات آزادشده از سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورونده پدید آمده است و در هنگام صعود دچار جدایش بلورین و آلایش با مواد پوستة زیرین شده است. همچنین، برای بررسی رخداد آلایش پوسته‌ای کاربرد نسبت Ce/Pb بسیار کارآمد است؛ زیرا مواد سازندة سنگ‏‌کرة اقیانوسی فرورونده سرشار از عنصرهای Pb، LILE، Na2O، K2O و Th هستند و این عنصرها هنگام ذوب‏‌بخشی یا تبلور‏‌بخشی از یکدیگر جدا نمی‌شوند و نسبت‏‌های آنها نشان‏‌دهندة این نسبت‌ها در خاستگاه ماگماست (Hofmann, 1988). میانگین نسبت‏‌های Ce/Pb در بازالت‏‌های اقیانوسی برابر با 5±25 است (Hofmann, 1988). این میزان به‌طور چشمگیری از مقدار این نسبت برای میانگین پوستة قاره‌ای (3/3؛ Rudnick and Fountain, 1995) بیشتر است. میانگین نسبت Ce/Pb در توده‌های دوگان برابر با 8/5 است که از میانگین بازالت‌های اقیانوسی کمتر است و نشان‌دهندة آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای است. گفتنی است نمی‌توان تنها بر پایة نسبت‏‌های Nb/Rb، Rb/Y یا Ce/Pb با قطعیت دربارة آلایش پوسته‌ای نتیجه‌گیری کرد و باید در کنار آن از داده‌های ایزوتوپی نیز بهره گرفت. به دلیل نبود داده‌های ایزوتوپی در منطقة دوگان از این موارد استفاده شده است.

سرشت آداکیتی نمونه‏‌های منطقة دوگان

با توجه به میزبانی کانسارهای تیپ پورفیری توسط گروهی از آداکیت‌ها باید وابستگی توده‌های نیمه‏‌آتشفشانیِ دارای کانه‌زایی‌ در منطقة دوگان با آداکیت‌ها بررسی شود. آداکیت نخستین‌بار به سنگ‏‌هایی گفته شد که از ذوب‏‌بخشی پوستة اقیانوسی جوان و فرورونده پدید آمده بودند (Defant and Drummond, 1990; Kay, 1978). آداکیت‌ها سنگ‏‌هایی با سیلیس بالا (SiO2 بیشتر از 56 درصدوزنی)، آلومین بالا (Al2O3 بیشتر از 15 درصدوزنی)، گدازه‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول‌دار با Na2O بیشتر از 5/3 درصدوزنی، مقدار بالای Sr (بیشتر از ppm400)، مقدار کم Y (کمتر از ppm18)، نسبت‏‌های بالای Sr/Y (بیشتر از 40)، مقدار کم Yb ppm)9/1) و نسبت بالای La/Yb (20<) هستند (Defant and Kepezhinskas, 1990). ازآنجایی‌که این مقدارها با مقدارهای نمونه‌های نیمه‏‌آتشفشانی منطقة دوگان همخوانی دارند و همچنین، با توجه به نمودار Y در برابر Sr/Y و Ybn در برابر (La/Yb)n، بیشتر نمونه‌های نیمه‏‌آتشفشانی دوگان شاخص شبه‏‌آداکیتی دارند (شکل‌های 11-A و 11-B).

نسبت Sr/Y در توده‏‌های نیمه‏‌آتشفشانی منطقة دوگان به‌صورت زیر است: در تودة کوارتزمونزونیت تا مونزودیوریت پورفیری برابر با 13/14-28/50 (میانگین: 13/28)، در تودة دیوریت تا میکرودیوریت پورفیری برابر با 77/47 -49/74 (میانگین: 26/63) و در توده کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت پورفیری برابر با 51/58- 03/137 (میانگین: 52/115).

از آنجایی‌که در برخی نمونه‌های تودة کوارتزمونزونیت تا مونزودیودیت پورفیری مقدار Sr/Y کمتر است (میانگین: 13/28)، پس این نمونه‌ها را می‌توان در محدودة آندزیت کالک‏‌آلکالن جای داد. در تودة کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت پورفیری نسبت Sr/Y بالاست (میانگین: 52/115) و پتانسیل کانی‌سازی بالایی نشان می‏‌دهد. البته دربارة کاربرد نمودار آداکیت‌ها و نسبت Sr/Y باید جانب احتیاط را نگه داشت؛ زیرا در شرایط دگرسانی شدید در سیستم‌های پورفیری، Sr بسیار متحرک است و حتی عنصرهای خاکی کمیاب نیز متحرک می‌شوند.

برداشت

  1. توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی محدودة معدنی دوگان بر پایة نمودار SiO2 در برابر Zr/TiO2 در محدودة سنگ‏‌شناسی گرانودیوریت، تونالیت و دیوریت جای می‌گیرند. این گرانیتوییدها در محدودة گرانیتوییدهای نوع I جای دارند و سرشت کالک‏‌آلکالن تا کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا و نیز سرشت متاآلومین تا پرآلومین نشان می‌دهند. از دیدگاه محیط زمین‏‌ساختی نیز در ناحیة کمان قاره‌ای نرمال جای دارند.
  2. تهی‏‌شدگی در عنصرهایی مانند Sm، Nd، Ti و Y به‌همراه غنی‏‌شدگی در عنصرهای لیتوفیل با یون بزرگ (LILE) مانند Ba، Rb، Cs و K در بیشتر نمونه‏‌های منطقة دوگان ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی یک محیط ژئودینامیکی مرتبط با فرورانش را نشان می‏‌دهد. همچنین، در الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیابِ نمونه‏‌های بررسی‌شده، غنی‏‌شدگی از LREE نســبت بــه HREE دیده می‏‌شود که ویژگی ماگماهای پدیدآمده در پهنة فرورانش است.
  3. افزایش در نسبت Y/Rb در توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی منطقة دوگان چه‌بسا گویای غنی‏‌شدگی در پهنة فرورانش یا آلودگی پوسته‌ای ماگماست. همچنین، میانگین نسبت Ce/Pb در این توده‌ها از میانگین آن در بازالت‏‌های اقیانوسی کمتر است که این ویژگی نشان‌دهندة آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای است؛ به‌گونه‌ای‌که می‌توان گفت نمونه‏‌های توده‏‌های نیمه‏‌آتشفشانی در منطقة دوگان روی این نمودارها نشان می‏‌دهد ماگمای سازندة این سنگ‏‌ها در پی ذوب گوة گوشته‌ای دگرنهادشده با سیالات آزادشده و تأثیر سنگ‏‌کرة اقیانوسی فروروندة پدید آمده است و در هنگام صعود دچار جدایش بلورین و آلایش با مواد پوستة زیرین شده است.
  4. بر پایة نمودار Y در برابر Sr/Y و Ybn در برابر (La/Yb)n، بیشتر واحدهای نیمه‏‌آتشفشانی دوگان ویژ‌گی‌هایِ شبه‏‌آداکیتی نشان می‌دهند و توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت پورفیری با نسبت بالای Sr/Y (میانگین: 52/115) پتانسیل کانی‌سازی بالایی نسبت به دیگر توده‌ها دارند.

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از رسالة دکتری اینجانب است که در دانشگاه تبریز در حال انجام است و بخشی از هزینه‌های آن را دانشگاه تبریز و همچنین، مجتمع شهید عارفی فراهم کرده‌اند. ازاین‌رو، از مدیریت محترم تحصیلات تکمیلی دانشگاه تبریز و همچنین، مدیریت محترم مجتمع شهید عارفی بسیار سپاس‌گزارم.

شکل 11. ترکیب توده‌های نیمه‏‌آتشفشانی دوگان در A) نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار Ybn در برابر (La/Yb)n (Defant and Drummond, 1990).

Figure 13. Composition of Dogan subvolcanic bodies in A) Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1990); B) Ybn versus (La/Yb)n diagram (Defant and Drummond, 1990

[1] Hydration

References

Abedini, M., Ziaii, M., Timkin, T., and Pour, A.B. (2023) Big data analytics for mining geochemistry of gold mineralization: The Gandy gold deposit, the Toroud-Chah Shirin (TCS)belt, north Iran. Ore Geology Reviews, 161, 105653. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2023.105653
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Almeida, M.E., Macambira, M.J.B., and Oliveira, E.C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in Central portion of Guyana Shield. Precambrian Research 155 (2), 69-97. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.01.004
Barbarin, B. (1999) A Review of the Relationships between Granitoid Types, Their Origins and Their Geodynamic Environments. Lithos, 46, 605-626. http://dx.doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00085-1
Binnemans, K., Jones, P. T., Blanpain, B., Van Gerven, T., Yang, Y., Walton, A., and Buchert, M. (2013) Recycling of rare earths: a critical review. Journal of Cleaner Production, 51, 1−22.  https://doi.org/10.1016/j.jclepro.2012.12.037
Boynton, W.V. (1984) Cosmochemistry of the Rare Earth Elements, Meteorite Studies. http://dx.doi.org/10.1016/j.jclepro.2012.12.037
Brown, G.C., Thorpe, R.S., and Webb, P.C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of Geological Society of London, 141, 413–426. https://doi.org/10.1144/gsjgs.141.3.0413
Chappell, B. W., and White, A. J. (2001). Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences, 48(4), 489-499.
Cooke, D.R., Hollings, P., and Walshe, J.L. (2005) Giant porphyry deposits: characteristics, distribution, and tectonic controls. Economic Geology, 100(5), 801-818. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.100.5.801
Dai, S., Graham, I.T., and Ward, C.R. (2016) A review of anomalous rare earth elements and yttrium in coal. International Journal of Coal Geology, 159, 82−95. https://doi.org/10.1016/j.coal.2016.04.005
Defant, M., and Kepezhinskas, P. (2001) Adakites: A review of slab melting over the past decade and the case for a slab-melt component in arcs. Eos (Washington. DC) 82, 68–69.
Defant, M.J., and Drummond, M.S. (1990) Derivation of some modern magmas through melting of young subducted lithosphere. Nature, 347, 662–665. https://doi.org/10.1038/347662a0
Dubinin, A.V. (2004) Geochemistry of rare earth elements in the ocean. Lithology and Mineral Resources, 39, 289−307. http://dx.doi.org/10.1023/B:LIMI.0000033816.14825.a2
Eskandari, M., Shibi, M., Mosivand, F., and Lehman, B. (2025) Dogan Copper (South Shahrood): Porphyry Copper-Molybdenum Mineralization in the Torud-Chah Shirin Magmatic Arc. Economic Geology, 17(1), 105-128. https://doi.org/10.22067/econg.2025.1063
Gill, J.B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer, New York. https://doi.org/10.1007/978-3-642-68012-0
Hofmann, A.W. (1988) Chemical differentiation of the earth: the relationship between mantle, continental crust and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 90: 297-314. https://doi.org/10.1016/0012-821X(88)90132-X
Houshmandzadeh, A.R., Alavi, M.N., and Haghipour, A.A. (1978). Evolution of geological phenomenon in Toroud area (Precambrian to recent). Report H5, Geological Survey & Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran.
Irvine, T.N. and Baragar, W.E.A. (1971) A guide to the chemical classification of common rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Kay, R.W., 1978. Aleutian magnesian andesites: melts from subducted Pacific Ocean crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 4(1–2): 117–132.
Kikawada, Y. (2001) Experimental studies on the mobility of lanthanides accompanying alteration of andesite by acidic hot spring water. Chemical Geology, 176 (1–4), 137–149. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(00)00375-2
Lee, C.T.A., Lee, T.C., and Wu, C.T. (2014) Modeling the compositional evolution of recharging, evacuating, and fractionating (REFC) magma chambers: Implications for differentiation of arc magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 143, 8-22. https://doi.org/10.1016/j.gca.2013.08.009
Lee, C.T.A., Luffi, P., Chin, E. J., Bouchet, R., Dasgupta, R., Morton, D. M., and Jin, D. (2012) Copper systematics in arc magmas and implications for crust-mantle differentiation. Science, 336 (6077), 64-68. https://doi.org/10.1126/science.1217313
Li, J., Niu, Y., Chen, S., Sun, W., Zhang, Y., Liu, Y., and Zhang, G. (2017). Petrogenesis of granitoids in the eastern section of the Central Qilian Block: Evidence from geochemistry and zircon U-Pb geochronology. Mineralogy and Petrology, 111, 23-41. https://doi.org/10.1007/s00710-016-0461-3
Maniar, P.D., and Piccoli, P.M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological society of America Bulletin, 101(5), 635-643. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1989)101%3C0635:TDOG%3E2.3.CO;2
McDonough, W.F., and Sun, S.S. (1998) The composition of the Earth. Chemical Geology, 120(3–4), 223-253. https://doi.org/10.1016/0009-2541(94)00140-4
Moayyed, M., and Alinezhad S. (2020) Geological Report of the 1:1000 Map of the Dogan Region.
Moghadam, H.S., and Stern, R.J. (2014) Ophiolites of Iran: Keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia: (I) Paleozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Sciences, 91, 19-38.‏ https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.04.008
Mungall, J.E. (2002) Roasting the mantle: Slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits. Geology, 30(10), 915-918. https://doi.org/10.1130/0091-7613(2002)030%3C0915:RTMSMA%3E2.0.CO;2.
Pearce J. (1996) Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19(4). https://doi.org/10.18814/epiiugs/1996/v19i4/005
Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983. https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956
Peccerillo, A., and Taylor, S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63–81. https://doi.org/10.1007/BF00384745
Reichew, M.K., Saunders, A.D., White, R.V., Al MUkhamedov, A.I. (2004) Geochemistry and Petrogenesis of Basalts from the West Sibrian Basin:an extention of the Permo-Triassic Sibrian Traps, Russia. Lithos, 79, 425- 452. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2004.09.011
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
Rollinson, H.R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Routledge, London.
Rudnick, R.L., and Fountain, D.M. (1995) Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Reviews of Geophysics, 33, 267-309. https://doi.org/10.1029/95RG01302
Schandl, E.S., and Gorton, M.P. (2002) Application of high field strength elements to discrimination tectonic settings in VMS environments. Economic Geology, 97, 629-642. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.97.3.629
Shand, S.J. (1943) Eruptive Rocks: Their Genesis, Composition, Classification, and Their Relation to Ore Deposits with a Chapter on Meteorites. John Wiley and Sons, New York, No. 552.1 S43. https://doi.org/10.1038/120872a0
Sun, S.S., and McDonough, W.F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publication, 42, 313–345. DOI:10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Sun, W., Huang, R.F., Li, H., Hu, Y.B., Zhang, C.C., Sun, S.J., and Ling, M.X. (2015) Porphyry deposits and oxidized magmas. Ore Geology Reviews, 65, 97-131. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2014.09.004
TaleFazel, E., Mehrabi, B., and GhasemiSiani, M. (2019). Epithermal systems of the Torud–Chah Shirin district, northern Iran: Ore-fluid evolution and geodynamic setting. Ore Geology Reviews, 109, 253-275.‏  10.1016/j.oregeorev.2019.04.014
Temel, A., Gündoğdu, M.N., and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high-K calc-alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 85, 327–354. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(98)00062-6
Tong, Y., Wang, T., Siebel, W., Hong, D.W., and Sun, M. (2012) Recognition of early Carboniferous alkaline granite in the southern Altai Orogen: post-orogenic processes constrained by U-Pb zircon ages, Nd isotopes, and geochemical data. International Journal of Earth Sciences, 101, 937−950. https://doi.org/10.1007/s00531-011-0700-0
Waight, T.E., Weaver, S.D., Muir, R.J., Maas, R., and Eby, G.N. (1998) The Hohonu Batholith of North Westland, New Zealand: granitoid compositions controlled by source H2O contents and generated during tectonic transition. Contributions to Mineralogy and Petrology, 130, 225-239. https://doi.org/10.1007/s004100050362
Wall, F. (2014) Rare earth elements. Critical Metals Handbook, 312−339.
Wilkinson, J.J. (2013) Triggers for the formation of porphyry ore deposits in magmatic arcs. Nature Geoscience, 6(11), 917-925. https://doi.org/10.1038/ngeo1940
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis. Uniwin Hyman, London.
Winchester, J.A., and Floyd, P.A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20, 325-343. https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2
Winter, J.D. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology.
Yan, Q.H., Li, S.S., Qiu, Z.W., Wang, H., Wei, X.P., Dong, R., and Zhang, X.Y. (2017) Geochronology, geochemistry and Sr–Nd–Hf–S–Pb isotopes of the early cretaceous Taoxihu Sn deposit and related granitoids, SE China. Ore Geology Reviews, 89, 350-368. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2017.05.026
Yang, W.B., Niu, H.C., Shan, Q., Sun, W.D., Zhang, H., Li, N.B., Jiang, Y.H., and Yu, X.Y. (2014) Geochemistry of magmatic and hydrothermal zircon from the highly evolved Baerzhe alkaline granite: Implications for Zr-REE-Nb mineralization. Mineral Deposits, 49, 451−470. https://doi.org/10.1007/s00126-013-0504-1
Zarasvandi, A., Liaghat, S., and Zentilli, K. (2005) Porphyry copper deposits of the Urumieh-Dokhtar magmatic arc, Iran. Super Porphyry Copper, Gold Deposits. A Global Perspective, 2, 441–452.
Petrological Journal

Articles in Press, Corrected Proof
Available Online from 02 June 2025

Files

History

  • Receive Date: 20 April 2025
  • Revise Date: 02 June 2025
  • Accept Date: 02 June 2025

Share

How to cite

Statistics