Geology, geochemistry and origin of the Chore Nab IOA-type iron deposit in the Tarom metallogenic belt, northwestern of Iran

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D student, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

2 Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

3 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Zanjan, Iran

4 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University Khorramabad, Iran

5 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

10.22108/ijp.2025.144993.1358

Abstract

Introduction
The study area, situated 5 km northeast of Zanjan, is a component of the Tarom magmatic subzone within the Tarom-Hashtjin metallogenic province. This province is characterized by a variety of deposit types, including porphyry, skarn-type iron, IOCG, volcanic-sedimentary, and IOA deposits, all located in the Western Alborz magmatic arc (Nabatian et al., 2015; Ghasemi Siani and Ebrahimifard, 2023). Previous research in the Tarom-Hashtjin subzone has largely concentrated on intrusive igneous bodies (Nabatian et al., 2014a, 2014b; Aghazadeh et al., 2015; Saeedi et al., 2018; Ghasemi Siani et al., 2020), with less emphasis on the geochemical and petrological aspects of volcanic rocks. Specific iron deposits identified include skarn types (Qozlu, Arjin, Gozel Darreh- Moghaddasi et al., 2019; Mokhtari et al., 2019; Shafaiepour et al., 2020), iron oxide-apatite types (Zaker, Sorkheh Dizaj, Morvarid - Nabatian et al., 2014a; Nabatian and Ghaderi, 2013), volcanic-sedimentary types (Shah Bolaghi, Hossein Abad, Reyhan- Mokhtari et al., 2019), and placer type (Zarnan - Ebrahimi et al., 2016, 2017). Some studies highlight the influence of intrusive igneous masses on regional mineralization. For instance, Ghasemi Siani et al. (2020) suggest that the internal igneous masses of Tarom provided the necessary heat and chemical composition for hydrothermal fluids responsible for epithermal mineralization. The Eocene-Oligocene Alborz magmatism cycle, particularly in the Tarom-Hashtjin province, yielded diverse intrusive, semi-volcanic, and volcanic-sedimentary rocks, spanning acidic to intermediate compositions and belonging to calc-alkaline, high-potassium calc-alkaline, and shoshonitic series (Ghasemi Siani and Ebrahimifard, 2023).
Given the debated origin of iron ore deposits, this study undertakes detailed geological and mineralogical research in the Chore Nab region. It aims to investigate the petrology of igneous and volcanic rocks to ascertain their role in iron mineralization, analyze the textures, structures, mineralogy, formation, and types of iron mineralization, and establish the magmatic series and tectonic setting of the local rock masses. Comprehensive geochemical and rare earth element studies will be conducted using XRF, XRD, ICP-MS, SEM, and EDS analyses.
Regional Geology
Chore Nab is located in the central part of Zanjan Province, Iran. The study area, covering approximately 20 km2, is located 5 km northeast of Zanjan city, with geographical coordinates of 36° 41′ 10′′ to 36° 43′ 40′′ N and 48° 32′ 25′′ to 48° 35′ 19′′ E. According to Tarom’s 1:100,000 geological map, several rock units with outcrops are present in the study area. These rocks are Eocene volcanic and pyroclastic rocks, including basalt, dacite, andesite basalt, andesite, sandstone and green tuff in the lower part(unit E5k.a), light green tuff breccia and lapilli tuff(E6k.a)  and andesitic lavas with tuff breccia, green tuff, sandstone, and mudstone(unit E8k.a) The Late Eocene granitoid rocks have a lithological composition of quartz monzodiorite, quartz monzonite, quartz syenite(unit Qm), and microquartz diorite porphyry(unit P). Quaternary deposits consist of old alluvial terraces (unit Q1t) and new alluvial terraces (unit Q2t).
Analytical methods
Field sampling of rock units was performed, resulting in 50 collected samples. From these, 36 thin sections and 22 polished thin sections were prepared for petrographic, mineralogical, and alteration studies at Bu-Ali Sina University. Following this, 14 samples were chosen for chemical analysis. Zar Azma Company in Tehran conducted ICP-MS analysis for rare earth and trace elements, and XRF analysis for major and minor element oxides on these 14 samples. Additionally, SEM and EDS analyses were performed on ten mineral samples, and eight samples were selected for X-ray diffraction studies at Lorestan University.
Petrography
Rocks in the area are classified into volcanic rocks (basalt, andesite, dacite), intrusive masses (monzonite, quartz monzodiorite), and Quaternary sediments. Volcanic rocks primarily display porphyritic and glomeroporphyritic textures, while granitoid intrusives are predominantly granular, with some anti-rapakivi and granophyric textures. Exsolution texture in pyroxenes and sieve texture in plagioclases were noted. Main minerals are plagioclase and pyroxene in volcanics, and quartz, alkali feldspar, and plagioclase in intrusives. Amphibole, epidote, and chlorite are common mafic minerals; apatite and monazite are minor. Laboratory studies reveal extensive mineralization and alteration in volcanic rocks. Magnetite mineralization appears as massive and dispersed grains, accompanied by secondary hematite, limonite, goethite, and copper minerals (malachite, chalcocite). Field studies confirmed significant limonite and goethite alteration.
 
Geochemistry
For geochemical analysis, 14 minimally altered rock samples from the study area underwent whole-rock analysis using XRF and ICP-MS. Intrusive masses plot as quartz monzodiorite and monzodiorite on the SiO2 versus (Na2O + K2O) diagram. Volcanic masses appear as andesite-basalt, andesite, trachyandesite, and subalkaline basalt on the Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram, and as andesite, andesite-basalt, trachyandesite, and basalt on the Nb/Y versus Zr/Ti diagram. The trace element Co versus Th diagram, along with the AFM diagram, indicate all samples are calc-alkaline. On the SiO2 versus K2O diagram, samples fall within the high-potassium calc-alkaline range. All samples are meta-aluminous based on the A/CNK versus A/NK diagram. Negative Ti and Nb anomalies suggest subduction-related magmatism and crustal involvement. Studied samples are enriched in LREE relative to HREE, showing a high LREE/HREE ratio and a subtle negative Eu anomaly.
Discussion and Conclusion
Eocene igneous rocks in the Chore Nab region are linked to iron mineralization. The Chore Nab mine specifically features iron oxide-apatite mineralization in lenses, veins, and as disseminations within intrusive and, to a lesser extent, volcanic-sedimentary rocks. The region’s rocks are high-potassium calc-alkaline and meta-aluminous, with granitoids being Type I. Intrusive masses formed in an active continental margin setting during collision, while granitoids are associated with volcanic arcs. Volcanic masses are found in orogenic environments related to continental arcs. Geochemical diagrams (Th/Ta versus Ta/Yb, Th/Ta versus Yb, Nb versus Y) place the intrusive masses within active continental margin and volcanic arc settings, respectively. Geochemically, the mineralization falls within the range of iron apatite and titaniferous iron deposits based on Ni, V, Ti, and Fe content.
Acknowledgements
The authors sincerely appreciate the esteemed editor and referees for their invaluable scientific advice and insightful comments, which significantly enriched this article.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

منطقة بررسی‏‌شده در 5 کیلومتری شمال‏‌خاوری زنجان بخشی از زیرپهنة ماگمایی طارم به‌شمار می‌رود. ایالت فلززایی طارم- هشتجین، با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری، 70 تا 150 کیلومتر پهنا و 300 کیلومتر درازا دارد و شامل 17 کانسار پورفیری، آهن نوع اسکارنی، کانسارهای اکسید آهن-مس-طلا (IOCG)، کانسارهای آتشفشانی- رسوبی و اکسید آهن-آپاتیت نوع IOA است و در کمان ماگمایی البرز باختری جای دارد (Nabatian et al., 2015; Ghasemi Siani and Ebrahimifard, 2023). تا کنون بررسی‏‌های بسیاری در بخش‌های گوناگون زیرپهنة طارم- هشتجین انجام شده‌اند (Hosseinzadeh et al., 2015; Esmaeli et al., 2015; Mokhtari et al., 2016; Hosseinzadeh et al., 2016; Mehrabi et al., 2016; Kouhestani et al. 2018, 2019). بخش بزرگی از بررسی‏‌های سنگ‌شناسی در این زیرپهنة روی توده‌های آذرین آذرین درونی متمرکز بوده‌اند (Nabatian et al., 2014a, 2014b; Aghazadeh et al., 2015; Saiedi et al., 2018; Yasami et al., 2018; Seyedqaraeini et al., 2019; Ghasemi Siani et al., 2020) و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و سنگ‌شناسی سنگ‏‌های آتشفشانی کمتر در نظر جای گرفته‌اند. کانسارهای آهن قوزلو، باشند، ارجین و گوزل دره از نوع اسکارنی (Moghaddasi et al., 2019; Mokhtari et al., 2019; Shafaiepour et al., 2020)، کانسارهای ذاکر، سرخه دیزج و مروارید از نوع اکسیدآهن-آپاتیت (Nabatian et al., 2014a; Nabatian and Ghaderi, 2013; Khanmohammadi et al., 2010; Nabatian, 2012)،کانسارهای شاه‌بلاغی، حسین‌آباد، ریحان و میرجان از نوع آتشفشانی- رسوبی (Mokhtari et al., 2019) و کانه‌زایی آهن زرنان از نوع پلاسری هستند (Ebrahimi et al., 2016, 2017). ایالت فلززایی طارم- هشتجین با سامانه‌های معدنی اپی‌ترمال فراوانی نیز همراه بوده است (Ghasemi Siani and Lentz, 2022). رخداد این سامانه‏‌ها با ماگماتیسم سنوزوییک مرتبط بوده است. برای نمونه، سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة گلوجه از نوع اپی‌ترمال سولفیداسیون بالا (Ghasemi Siani, 2014; Mehrabi et al., 2014, 2016; Ghasemi Siani et al., 2015, 2017)، نیکوییه از نوع اپی ترمال سولفیداسیون کم (Aghajani et al., 2016, 2020) و شاه علی بیگلو از نوع اپی‌ترمال سولفیداسیون متوسط (Mikaeili et al., 2018) هستند. در برخی بررسی‌های مربوط به سنگ‌شناسی توده‌های آذرین درونی، از نقش این توده‌ها در پیدایش کانی سازی‌های منطقه یاد شده است. برای نمونه، به باور قاسمی‌سیانی و همکاران (Ghasemi Siani et al., 2020)، توده‌های آذرین درونی طارم در فراهم‌کردن گرمای لازم برای گرم‏‌شدن سیال‌ها و ترکیب شیمیایی سیال‌های گرمابی پدید‌آورندة کا‌نه‌زایی‌های اپی‌ترمال نقش داشته‌اند. به‏‌طور کلی، کمان ماگمایی البرز گستره بزرگی از محیط‌های زمین‌ساختی مانند کمان نرمال (Aghazadeh et al., 2011; Arjmandzadeh and Santos, 2014)، پشت‏‌کمانی (Asiabanha and Foden, 2012)، محیط‌های پس از برخورد و کششی را در بر می‌گیرد (Pang et al., 2013). هنگام ائوسن- الیگوسن، چرخۀ ماگماتیسم البرز (به‏‌ویژه در ایالت فلززایی طارم-هشتجین)، مجموعۀ گسترده‌ای از سنگ‏‌های آذرین درونی، نیمه‌آتشفشانی و نیز مجموعه‌های آتشفشانی-رسوبی با تنوع ترکیبی اسیدی تا حد واسط را پدید آورده است. این سنگ‏‌ها سری‌های ماگمایی کالک‌آلکالن وکالک‌آلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارند (Ghasemi Siani and Ebrahimifard, 2023 ). سنگ‏‌های آتشفشانی- آذرآواری به‏‌طور گسترده‌ای مورد هجوم توده‌های آذرین درونی ائوسن بالایی (شامل توده‌های ذاکر، مروارید، کوه تبار، تاکستان، زنجان، طارم ، رودبار - اهر، ورمرزیار و گلجین) با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری جای گرفته‌اند (Castro et al., 2013; Aghazadeh et al., 2015; Nabatian et al., 2014; Ghasemi Siani et al., 2015; Saeedi et al., 2018). بررسی‏‌های پیشین نشان داده‌اند کانسارهای IOA و IOCG با ذخایر آهن نوع اسکارنی ارتباط زایشی دارند (Li et al., 2023). از دیدگاه زمانی و مکانی، این کانسارها با متاسوماتیسم شدید Na-Ca-K همراه هستند و از سوی دیگر، پیدایش این کانسارها از دیدگاه زمانی، محدودة آرکئن (Childress et al., 2016; de Melo et al., 2017) تا پلیوسن (Naranjo et al., 2010; Moreto et al., 2015) را در بر می‌گیرد. این ذخایر در محیط‌های زمین‌ساختی کششی حاشیة قاره‌ای مرتبط با پهنة فرورانش، کافت درون‌قاره‌ای و یا نقاط داغ دیده شده‌اند (Hitzman, 2000). در کانسارهای IOCG عملکرد سیالات کانه‌ساز شدید است و بسته به جنس سنگ میزبان و ژرفای پیدایش، دگرسانی‌های متفاوتی رخ داده است. وجود کانی‌های سولفیدی مانند پیریت و کالکوپیریت در کانسار چوره‌ناب می‌تواند نشانه‌ای از تأثیر سیالات غنی از گوگرد باشد. این سیالات ممکن است در فرایندهای مرتبط با کانسارهای IOCG نیز نقش داشته باشند. دگرسانی سدیک- کلسیک از ویژگی‌های مهم این کانسارهاست (Groves et al., 2010; Huang et al., 2019; Leao-Santos et al., 2022). تغییرات دگرسانی با ژرفا (از سدیک-کلسیک در ژرفا به پروپیلیتیک در کم‌ژرفا) می‌تواند نشانه‌ای از تغییر در شرایط فیزیکی-شیمیایی سیالات و محیط رسوب‌گذاری باشد. این تغییرات می‌توانند در گذار بین این کانسارها نقش داشته باشند. کانسارهای IOA از دیدگاه زمانی و مکانی با ذخایر IOCG مرتبط هستند (Day et al., 2016). بررسی مغزه‌های حفاری و داده‌های ژئوفیزیکی نشان‏‌دهندة وجود ارتباط مکانی میان ذخایر IOCG و IOA است. این ارتباط مکانی تابعی از ژرفاست؛ به گونه‌ای که کانی‌سازی IOCG (ژرفای کم) با افزایش ژرفا به کانی‌سازی نوع IOA تغییر می‌یابد (Sillitoe, 2003; Williams et al., 2005). توزیع عمودی و یکنواخت کنترل‌کننده‌های ساختاری در این ذخایر، این فرضیه را که این نوع ذخایر بخشی از یک سامانة معدنی مشترک هستند را تقویت می‌کند (Day et al., 2016). این کانسارها در ایران در تکامل تکتونوماگمایی مرتبط با ماگماتیسم کامبرین آغازین درون کراتونی در ایران مرکزی و ماگماتیسم سنوزوییک مربوط به فرورانش در کمان ماگمایی البرز (AMA) تشکیل شده‌اند (Nabatian et al., 2015). ازاین‌رو، با توجه به شواهد گفته‌شده، قاسمی‌سیانی و همکاران (Ghasemi Siani et al., 2024) کانسار چوره‌ناب را عضو انتقالی از سامانه‌های IOA به IOCG دانسته‌اند. البته کانسار چوره‌ناب با دیگر کانسارهای نوع IOA در محدودة زنجان- ذاکر متفاوت است. ویژگی آشکار آن، آپاتیت کمتر و اکتینولیت بیشتر از دیگر ذخایر IOA در محدودة زنجان-ذاکر است (Ebrahimifard and Ghasemi Siani, 2022). آپاتیت در ذخایر IOA معمولاً از عنصرهای REE غنی است و می‌تواند شاخصی برای محیط‌های اکسیدان دانسته شود (Harlov et al., 2002)؛ اما ذخایر IOCG آپاتیت و عنصرهای REE کمتری دارند. در کانسارهای IOCG غلظت عنصر مس (بیشتر از 0.5) نسبت به ذخایر IOCG (کمتر از 5/0) بیشتر است (Williams et al., 2005). نسبت Co/Ni در ذخایر IOA (1/0 تا 1 ( نسبت به IOCG (1 تا 10) کمتر است (Dupis and Beaudoin, 2011). از دیدگاه اهمیت اقتصادی کانسارهای نوع IOA از مهم‌ترین کانسارهای غنی از اکسید آهن در جهان به‌شمار می‌روند که به‏‌علت وجود منابع آهن، فسفر، نقره و عنصرهای خاکی کمیاب ارزش بالایی دارند (Hitzman, 2000; Williams et al., 2005; Barton, 2014; Chen et al., 2019; Skirrow, 2022). از ویژگی‌های اصلی کانسارهای مگنتیت- آپاتیت تیپ IOA، وجود مقدارهای بالا از عنصرهای خاکی کمیاب در آنهاست (Kerr, 1998; Frietsch and Perdahl, 1995; Parak, 1975). عنصرهای خاکی کمیاب در این تیپ کانسارها بیشتر گرایش دارند که درون آپاتیت تمرکز یابند و پیدایش کانی‌های فرعی مانند مونازیت را بدهند. توزیع عنصرهای خاکی کمیاب در آپاتیت کانسارهای گوناگون به عواملی مانند ترکیب و خاستگاه سنگ‏‌های دربرگیرنده آنها بستگی دارد (Frietsch and Perdahl, 1995). در کانی آپاتیت، عنصرهایی مانند فلوئور، کلر، هیدروکسیل و کربنات می‌توانند جانشین یکدیگر شوند. REE در آپاتیت جانشین Ca+2 می‌شود و نقش مهمی در توزیع REEها در کانسنگ و سنگ بازی می‌کند (Frietsch and Perdahl, 1995). توزیع عنصرهای خاکی کمیاب درون سیالات گرمابی (‌غنی‌شدگی از HREE و یا LREE) به عواملی مانند PH، دما و نوع کمپلکس‌های درون سیالات بستگی دارد. به‏‌طور کلی، عنصرهای خاکی کمیاب درون سیستم‌های زمین‏‌شیمیایی خاصی متحرک می‌شوند. انتقال آنها در محلول‌های گرمابی عموماً به‏‌صورت کمپلکس روی می‌دهد. پایداری کمپلکس‌های این عنصرها متغیر است و به عواملی مانند تغییرات دما، فشار و PH و سنگ‏‌های دیواره بستگی دارد (Lottermoser, 1992). برای نمونه، عنصرهای خاکی کمیاب سنگین و ایتریم نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سبک، کمپلکس‌های پایدارتری از نوع کربنات، فلورید، کلرید و سولفات می‌سازند. بیشتر کانسارهای آهن آپاتیت‌دار، در ارتباط با ماگماتیسم کالک‏‌آلکالن هستند و جدایش LREE/HREE در آنها از متوسط تا بسیار تغییر می‌کند (Frietsch and Perdahl, 1995). کانسار چوره‌ناب از لحاظ مکانی با توده‌های کوارتزمونزونیتی، سینوگرانیتی و کوارتزمونزودیوریتی تا گرانودیوریتی که در بخش‌های جنوب‌باختری تا شمال‏خاوری دیده می‌شوند، در ارتباط هستند (Ghasemi Siani et al., 2024). یافته‌های منتشرشدة گلداشمیت نشان داده است الگوهای REE در آپاتیت‌های طارم می‌تواند نشان‏‌دهندة فرایندهای زمین‏‌شیمیایی و سنگ‌زایی گوناگونی باشد. این الگوها چه‌بسا پیامد تغییرات در شرایط فیزیکوشیمیایی محیط پیدایش آپاتیت‌ها باشند؛ مانند دما، فشار، pH و ترکیب شیمیایی محیط پیدایش سنگ. این یافته‌ها نشان می‌دهند تحلیل الگوهای REE در آپاتیت‌ها به درک بهتری از فرایندهای زمین‏‌شیمیایی و سنگ‌زایی در محیط‌های طارم کمک می‌کند. همچنین، بررسی‌ها نشان می‌دهند پژوهش‌ها در زمینة الگوهای REE در آپاتیت‌ها همکنون در حال پیشرفت است و از تکنیک‌های پیشرفته تجزیة شیمیایی و ابزارهای جدیدی مانند ریزکاوالکترونی تجزیه‌ای استفاده می‌کنند تا به دقت بیشتری در تعیین الگوهای REE در آپاتیت‌ها برسند. در ارتباط با خاستگاه این ذخایر، بیشتر ﻓﺮاﯾﻨﺪها از خاستگاه ﻣﺎﮔﻤﺎﯾﯽ و ﺟﺎﯾﮕﺰﯾﻨﯽ ﻣﺎﮔﻤﺎی ﻏﻨﯽ از ﻣﻮاد ﻓﺮار و ﻧﻬﺸﺘﻪﺷﺪن ﻣﻮاد ﻣﻌﺪﻧﯽ از ﺳﯿﺎل ﺑجاﻣﺎﻧﺪه ﺣﻤﺎﯾﺖ می‌کند و ﻓﺮاﯾﻨﺪ نبود اﻣﺘﺰاج ﺳﯿﺎلﻫﺎ را خاستگاه اﯾﻦ ﮐﺎﻧﺴﺎرﻫﺎ دانسته‌اند (Hitzman, 2000). ﺑﺮﺧﯽ دﯾﮕﺮ، الگوی ﺟﺎﻧﺸﯿﻨﯽ ﻣﺘﺎﺳﻮﻣﺎﺗﯿﮏ ﺗﻮﺳﻂ ﺳﯿﺎﻻت ﮔﺮﻣﺎﺑﯽ ﻏﻨﯽ از آﻫﻦ ﺑﺎ ﺷﻮری ﺑﺎﻻ و ﻫﻤﭽﻨﯿﻦ، الگوی ﺳﯿﺎل ﻣﺎﮔﻤﺎﯾﯽ را ﺑﺮای پیدایش ﺗﻮدهﻫﺎی ﻣﻌﺪﻧﯽ اﮐﺴﯿﺪ آﻫﻦ-آﭘﺎﺗﯿﺖ ﻣﻌﺮﻓﯽ ﮐﺮده‌اند (Jami et al., 2007; Nabatian et al., 2012; Nabatian et al., 2014a)؛ اما ﺑﺎ وﺟﻮد ﭘﮋوﻫﺶﻫﺎی ﻓﺮاوان انجام‌شده روی ﮐﺎﻧﺴﺎرﻫﺎی آهن، هنوز هم دربارة خاستگاه آﻧﻬﺎ اﺧﺘﻼف دیدگاه وﺟﻮد دارد. با توجه به اختلاف نظر دربارة خاستگاه این کانسارها، بررسی دقیق‌تر ویژگی‌های زمین‌شناسی و کانه‌زایی آنها ضروری به‌نظر می‌رسد.

هدف از انجام این پژوهش، بررسی سنگ‌شناسی سنگ‏‌های آذرین درونی و آتشفشانی منطقة چوره‌ناب و بررسی نقش آنها در پیدایش کانه‌زایی آهن، بررسی بافت و ساخت، کانه‌نگاری، چگونگی پیدایش و تیپ کانه‌زایی آهن و همچنین، تعیین سری ماگمایی و جایگاه زمین‏‌ساختی توده‌های درون منطقه است. در راستای تکمیل بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و تعیین عنصرهای خاکی کمیاب، تجزیه‏‌های XRF، XRD، ICP-MS، SEM و EDS روی نمونه‌ها انجام شد.

روش انجام پژوهش

نخست در جریان بازدیدهای میدانی از واحدهای سنگی درون منطقه، نمونه‌برداری و برداشت‌های صحرایی انجام پذیرفت. سپس از 50 نمونه برداشت شده 36 عدد مقطع نازک و 22 عدد مقطع نازک صیقلی برای انجام بررسی‏‌های سنگ‌نگاری، کانه‌نگاری و شناسایی دگرسانی‌ها در دانشگاه بوعلی سینا همدان تهیه شد. بررسی‏‌های سنگ‌نگاری با میکروسکوپ پلاریزان Leica و بررسی‏‌های کانه‌نگاری با میکروسکوپ پلاریزان دو منظوره Prior انجام گرفت. پس از بررسی مقاطع شمار 14 نمونه برای تجزیة شیمیایی انتخاب شدند. آماده‌سازی نمونه‌ها و تجزیة آنها به روش ICP-MS برای عنصرهای خاکی کمیاب و عنصرهای کمیاب و تجزیة همان 14 نمونه به روش XRF برای اکسیدهای عنصرهای اصلی و فرعی در شرکت زرآزما در تهران انجام شد. شمار 10 نمونه کانه‌دار به روش SEM بررسی و از آنها تجزیة EDS (طیف‌سنجی پراکندگی انرژی اشعه ایکس) نیز گرفته شد. بررسی‏‌های SEM با کمک دستگاه FE-SEM مدل MIRA3-LMU در دانشگاه لرستان انجام شد. همچنین، شمار 8 نمونه برای انجام بررسی‏‌های پراش پرتوی ایکس برگزیده و در دستگاه XRD مدل STADI P ساخت شرکت STOE آلمان، در دانشگاه لرستان تجزیة شیمیایی شدند. نمونه‌ها با آسیاب سیاره‌ای گلوله‌ای مدل NARYA-MPM4*250 در دانشگاه لرستان پودر شدند. نمونه‌های پودرشده برای اندازه‌گیری میزان عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به آزمایشگاه‌های مربوطه فرستاده شدند. پس از دریافت داده‌های به‌دست‌آمده و با کمک بررسی‌های صحرایی، بررسی‏‌های میکروسکوپی و تجزیه‏‌های عنصرهای اصلی و کمیاب در نرم‌افزارهای GCDkit، Excel و CorelDraw به بررسی سنگ‌زایی و چگونگی پیدایش توده‌های آذرین درونی و آتشفشانی منطقه پرداخته شد.

جایگاه زمین‌شناسی منطقه

منطقة بررسی‏‌شده در میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری E''25'32o48 تا E''19'35o48 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی E''10'41o36 تا E''40'43o36 در نقشة زمین‌شناسی طارم 1:100000 (Amini et al., 2013)، در شمال‌باختری ایران جای گرفته است (شکل 1). مختصات منطقه بر پایة ژئودتیک (Macomber, 1984) تعیین شده‌اند.

شکل 1. نقشة راه‌های دسترسی به منطقة بررسی‏‌شده.

Figure 1. Map of access roads to the study area

از دیدگاه پهنه‌بندی‌های زمین‌ساختاری، این منطقه در زیرپهنة البرز باختری- آذربایجان جای دارد و بخشی از زیرپهنة ماگمایی طارم به‌شمار می‌رود. البرز باختری (شمال‏‌باختری ایران) شامل پهنة اهر- ارسباران و ایالت فلززایی طارم-هشتجین است و تاریخچة ژئودینامیک پیچیده‌ای دارد. در ایالت فلززایی طارم- هشتجین یک مرحلة کشش در طول ائوسن مرتبط با برگشت تخته رخ داده است. ذوب‌بخشی تختة فرورو و گوة گوشته‌ای دگرنهاد (با سیالات و مذاب‌های قطعه فرورونده) در پایان ائوسن (4/1±37/6 تا 58/1±87/42 میلیون سال پیش؛ Nabatian et al., 2014; Aghazadeh et al., 2015; Ghasemi Siani et al., 2015, 2020) پیدایش ماگمای کالک‌آلکالن در یک محیط کششی در ارتباط با محیط پشت‏‌کمانی در پهنة پشت‏‌کمان آتشفشانی ارومیه-دختر، در ایالت فلززایی طارم- هشتجین را به‌دنبال داشته است. به‏‌طور کلی، می‏‌توان گفت ایالت فلززایی طارم- هشتجین در یک محیط پشت‏‌کمانی در ارتباط با کمان آتشفشانی ارومیه- دختر پدید آمده و ماگماتیسم اصلی در زمان ائوسن رخ داده است. بر پایة بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری، سنگ‏‌های رخنمون‌یافته در این منطقه شامل سه گروه سنگ‏‌های آتشفشانی، توده‌های آذرین درونی و رسوبات متعلق به دوران کواترنری هستند. واحدهای سنگی دارای رخنمون در منطقة بررسی‏‌شده از قدیم به جدید عبارتند از سنگ‏‌های آتشفشانی- آذرآواری ائوسن شامل بازالت، داسیت، آندزیت‌بازالت، آندزیت، ماسه‌سنگ و توف سبز در بخش زیرین (واحد E5k.a)، لاپیلی‌توف و توف برش به رنگ سبز روشن (واحد E6k.a) و گدازه‌های آندزیتی همراه با توف برش، توف سبز، ماسه‌سنگ و گل‌سنگ (واحد E8k.a)، سنگ‏‌های گرانیتوییدی ائوسن پایانی با ترکیب سنگ‌شناسی کواتز مونزودیوریت، کوارتز مونزونیت و کوارتز سینیت (واحد Qm) و میکروکوارتزدیوریت پورفیری ( واحد P) و نهشته‌های کواترنری متشکل از پادگانه‌های آبرفتی قدیمی (واحد Q1t) و پادگانه‌های آبرفتی جدید (واحد Q2t) هستند (Hirayama et al., 1966; Amini et al., 2013; Stocklin et al., 1969)). توده‌‎های گرانیتوییدی نزدیک به 40 میلیون سال پیش (بارتونین) در یک محیط زمین‏‌ساختی پشت‏‌کمانی پدید آمده‌اند (Nabatian et al., 2014b). نباتیان و همکاران (Nabatian et al., 2011) سن واحدهای آذرین درونی منطقة چوره‌ناب را نزدیک به 62/0 ± 56/42 میلیون سال پیش پیشنهاد کرده‌اند. نقشة زمین‌شناسی منطقة بررسی‌شده در شکل 2 نشان داده شده است. در میان واحدهای سنگی شناسایی‌شده، سنگ‏‌های آتشفشانی مانند بازالت، آندزیت‌بازالتی، آندزیت، تراکی‌آندزیت و داسیت و توده‌های گرانیتوییدی با ترکیب بیشتر مونزونیت، کوارتز مونزونیت، کوارتز مونزودیوریت و مونزودیوریت بخش بزرگی را دربر گرفته‌اند. منطقة چوره‌ناب از لحاظ مکانی با توده‌های آذرین درونی با ترکیب کوارتزمونزونیتی، کوارتزمونزودیوریتی، سینوگرانیتی تا گرانودیوریتی که در بخش‌های جنوب‌باختری تا شمال‏خاوری دیده می‌شوند، در ارتباط است (Ghasemi Siani et al., 2024). این توده‌های آذرین درونی بیشتر در نزدیکی و یا درون واحدهای آتشفشانی دیده می‌شوند. در گسترة معدنی زنجان، پژوهشگران بسیاری (Kordian et al., 2020; Nabatian et al., 2013, 2014a, b; Nabatian and Ghaderi, 2013; Khanmohammadi et al., 2010) به بررسی سن‌سنجیِ سنگ میزبان، بررسی‏‌های دگرسانی و کانی‌سازی در کانسارهای نوع IOA پرداخته‌اند که یافته‌های آنها نشان‏‌دهندة هم‌زمان‌بودن فعالیت‌های ماگمایی در این منطقه هستند. سن توده‌های آذرین درونی چوره‌ناب کمابیش با توده‌های آذرین درونی کانسارهای زرنان و ذاکر (الیگوسن) یکسان است که چه‌بسا نشان می‌دهد از خاستگاه ماگمایی مشترکی جدایش یافته‌اند. این ارتباط فضایی و زمانی، نشان‏‌دهندة یک سیستم ماگمایی فعال در دوران ائوسن در منطقة طارم است که در آن، ماگما هم به‏‌صورت آذرین درونی و هم به‏‌صورت بیرونی فعالیت داشته است.

 

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی منطقة بررسی‏‌شده که بر پایة نقشة زمین‌شناسی 1:100000 طارم (Amini et al., 2013) تهیه شده است.

Figure 2. The geological map of the studied area which has been prepared based on the 1:100,000 geological map of Tarom (Amini et al., 2013).

در شکل 3 تصویر صحرایی از سنگ‏‌های آذرین دارای برون‌زد همراه با نفوذ دایک‏‌های اکسید آهن در سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقه نمایش داده شده است. دایک‌ها در منطقة بررسی‏‌شده معمولاً به‏‌صورت رگه‌ای و عدسی در سنگ‏‌های گرانیتوییدی نفوذ کرده‌اند. شواهد همبری[1] و حضور دایک‌ها در منطقة بررسی‏‌شده را می‌توان از جنبه‌های گوناگون بصری، هندسی و زمین‌شناسی توصیف کرد. این شواهد بر پایة بررسی‌های میدانی و تحلیل‌های انجام‌شده، به شرح زیر هستند:

تظاهرات بصری[2]، دایک‏‌های شناسایی‌شده در منطقه، به‏‌صورت توده‏‌های سنگی با ویژگی‌های فیزیکی متمایز از سنگ میزبان اطراف پدیدار شده‌اند. این تمایز در رنگ و همچنین، در بافت به‌خوبی دیده می‌شود. هندسة آذرین درونی[3]، مرز بیشتر دایک‏‌های شناسایی‌شده در منطقه با سنگ میزبان، نشان‌دهندة یک مرز ناپیوسته و بیشتر زاویه‌دار است که ویژگیِ نفوذ ماگما درون شکاف‌های درون سنگ میزبان است. ریخت‌شناسی[4]، شکل و امتداد دایک‌ها در منطقة بررسی‏‌شده، نشان‌دهندة یک ساختار رگه‌ای [5] است که قطع‌کنندة ساختارهای موجود (مانند لایه‌بندی) است. این قطع‌کنندگی[6] از معیارهای اصلی برای اثبات تقدم زمانی یک تودة سنگی نسبت به سنگ میزبان آن است. شواهد نشان می‌دهند این تودة سنگی جدیدتر است و در سنگ‏‌های قدیمی‌تر (سنگ میزبان) شکاف پدید آورده و در آن انجماد یافته است. بافت و ترکیب احتمالی[7]، رنگ تیره‌تر دایک شاید نشان‌دهندة ترکیب ماگمایی متفاوت باشد؛ اما سنگ میزبان ترکیب گرانیتوییدی دارد. این شواهد همراه با داده‌های میدانی دیگر مانند نمونه‌برداری، تجزیه و تحلیل سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، می‌توانند به‏‌طور کامل حضور و ویژگی‌های دایک‌ها در منطقة بررسی‏‌شده را تایید و توصیف کنند.

 

شکل 3. تصویر صحرایی از گسترش دایک اکسید آهن در سنگ‏‌های گرانیتوییدی (دید رو به شمال).

Figure 3. Field photos of iron oxide dike expansion in the granitoid rocks (northwards view).

از دیدگاه بافتی سنگ‏‌های آتشفشانی بیشترین تنوع بافتی را دارند و بافت‌های پورفیری، پورفیری-میکرولیتی، هیالوپورفیری، گلومروپورفیری (پیوست 1) و پویی‌کیلیتیک بافت‌های شناخته‌شده در این سنگ‏‌ها هستند. دو بافت پورفیری و گلومروپورفیری نسبت به دیگر بافت‌ها فراوانی بیشتری دارند. توده‌های آذرین درونی گرانیتوییدی با ترکیب بیشتر مونزونیت، کوارتز مونزونیت، کوارتز مونزودیوریت و مونزودیوریت نیز رخنمون بزرگی در منطقة بررسی‏‌شده دارند و بیشتر بافت دانه‌ای نشان می‌دهند. سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه میزبان اصلی کانی‌سازی هستند و دچار بیشترین دگرسانی به‌علت نفوذ توده‌های گرانیتوییدی شده‌اند. کانی‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های آذرین درونی شامل کوارتز، آلکالی‏‌فلدسپار و پلاژیوکلاز هستند و ترکیب کانی‌شناسی اصلی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه، بیشتر شامل پیروکسن (دیوپسید)، پلاژیوکلاز و آمفیبول (‌اکتینولیت) است. شناسایی کانی‌ها بر پایة بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و XRD (پیوست 2) انجام شد. کانی‌های فرعی که در هر دو واحد سنگی دیده شدند، شامل آپاتیت، مونازیت، زیرکن و تیتانیت بودند که با میکروسکوپ الکترونی روبشی شناسایی شدند. دگرسانی تقریباً در بخش بزرگی از سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی رخ داده است؛ به‏گونه‌ای‌که بیشتر پلاژیوکلازها تحت‏‌تأثیر فرایند سوسوریتی‏‌شدن جای گرفته‌اند و به کانی‌هایی مانند اپیدوت، کلسیت، کلریت و زوییزیت تجزیه شده‌اند. آلکالی‏‌فلدسپار‌ها نیز تحت‏‌تأثیر فرایند دگرسانی، به کانی‌های رسی تبدیل شده‌اند. آمفیبول‌ها و بیوتیت‌ها نیز در بیشتر سنگ‏‌ها به کلریت و پیروکسن‌ها به اپیدوت تبدیل شده‌اند.

سنگ‌شناسی و سنگ‌نگاری

بررسی‏‌های صحرایی

در این مرحله نمونه‌برداری از واحدهای سنگی گوناگون برای بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، زمین‏‌شیمی، کانی‌شناسی، و دگرسانی‌های مرتبط با کانی‌سازی انجام شد. بر پایة ویژگی‌های صحرایی، رخنمون‌های سنگی دچار پدیدة دگرسانی شده‌اند و رنگ ظاهری آنها تغییر یافته است. افزون‏‌بر وجود رگه-رگچه‌های سیلیسی و کلسیتی در مشاهدات صحرایی، در نمونه‌های دستی نیز این رگچه‌ها دیده می‌شوند. وجود رگچه‌ها نشان‏‌دهندة عملکرد و نفوذ محلول‌های گرمابی درون واحدهای سنگی منطقة بررسی‏‌شده است. بر پایة شواهد صحرایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه میزبان اصلی کانی‌سازی در توده‌های گرانیتوییدی بوده‌اند.

بررسی‏‌های آزمایشگاهی (‌میکروسکوپی)

بر پایة بررسی‏‌های میکروسکوپی روی مقاطع نازک، کانی‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی، پلاژیوکلاز و پیروکسن و کانی‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های آذرین درونی، کوارتز، آلکالی‏‌فلدسپار و پلاژیوکلاز شناخته شدند. آمفیبول (بیشتر اکتینولیت)، اپیدوت و کلریت، کانی‌های مافیک و آپاتیت و مونازیت کانی‌های فرعی واحدهای سنگی آتشفشانی و آذرین درونی منطقة بررسی‏‌شده را تشکیل داده‌اند. کلسیت نیز که محصول دگرسانی است در هر دو واحد سنگی یافت می‌شود. مونازیت به‏‌علت ریزبودن و شناسایی‌نشدن در مقاطع نازک با کمک میکروسکوپ الکترونی روبشی (SEM) شناسایی شد. این کانی عنصرهای کمیابی مانند لانتانیم، سریم، نئودیمیم و یوروپیم دارد. بافت غالب سنگ‏‌های آتشفشانی پورفیری، پورفیری- میکرولیتی و گلومروپورفیری و بافت غالب سنگ‏‌های آذرین درونی دانه‌ای است. کانی‌های گروه اپیدوت شامل اپیدوت و زوییزیت در برخی مقاطع وجود دارند که حاصل تجزیه و دگرسانی پیروکسن‌ها و آمفیبول‌ها هستند. کلریت در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده به دو صورت کلریت‏‌های اولیه در سنگ‏‌های آتشفشانی مانند بازالت‏‌ها و آندزیت‌بازالت‏‌ها و کلریت‏‌های حاصل از دگرسانی کانی‌های اولیه سنگ (بیشتر کانی‌های مافیک) یافت می‌شود. کانی‌های مافیک مانند پیروکسن، آمفیبول و بیوتیت تا اندازه‏‌ای به کلریت دگرسان شده‌اند. افزون‏‌بر این، سیالات گرمابی رگچه‌هایی از کلریت را در سنگ‏‌های آذرین درونی (کوارتزمونزودیوریت) و یا سنگ‏‌های آتشفشانی (بازالت‏‌های تحت‏‌تأثیر هوازدگی و دگرسانی) بررسی‏‌شده پدید آورده‌اند. دگرسانی سریسیتی در منطقه نیز موجب تجزیة پلاژیوکلازهای سدیک و تبدیل آنها به بلورهای ریز سریسیت شده است. دگرسانی‏‌های سیلیسی و کلسیتی در منطقه بیشتر در حفره‌ها و فضاهای خالی واحدهای سنگی و درون رگه‌ها و رگچه‌ها تحت‏‌تأثیر سیالات گرمابی پدید آمده‌اند که هم در مقاطع نازک و هم با دستگاه میکروسکوپ الکترونی روبشی به‏‌خوبی دیده شدند. بر پایة بررسی‏‌های آزمایشگاهی بخش بزرگی از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه دچار کانی‌سازی و دگرسانی محلول‌های کانه‌دار شده‌اند. در این میان کانی‌سازی مگنتیت به‏‌صورت اولیه و با بافت‌های توده‌ای و دانه‌پراکنده و کانه‌های هماتیت، لیمونیت و گوتیت در پی رخداد فرایندهای سوپرژن پدید آمده‌اند. کانی‌های سولفیدی مانند پیریت و کالکوپیریت به‏‌صورت رگچه‌ای کانه‌زایی مگنتیت را قطع کرده‌اند. فرایندهای سوپرژن و هوازدگی سبب تبدیل پیریت و کالکوپیریت به گوتیت، کالکوسیت، کولین، مالاکیت و آزوریت شده‌اند. اسپیکیولاریت به‏‌صورت بلورهای تیغه‌ای در رگچه‌ها دیده می‌شود. رگچه‌های از سیلیس و کلسیت نیز وجود دارند. هماتیت هم حاصل تجزیه یا مارتیتی‏‌شدن مگنتیت است که به‏‌خوبی در بیشتر مقاطع نازک صیقلی دیده می‌شود. در بررسی‏‌های صحرایی لیمونیت و گوتیت به‏‌خوبی دیده می‌شدند که در پی دگرسانی بالای منطقه تشکیل شده‌اند. بلور‌های پیریت به‏‌صورت اولیه و شکل‌دار در خمیرة سنگ‏‌های آتشفشانی دیده می‌شوند و در برخی مقاطع به اکسید‌های آهن مانند گوتیت تبدیل شده‌اند.

بررسی‏‌های سنگ‌نگاری

در شمال و خاور شهر زنجان سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن شامل گدازه بازالتی، آندزیت‌بازالتی، آندزیت، تراکی‌آندزیت و داسیت همراه با سنگ‏‌های آذرآواری شامل توف و برش آتشفشانی رخنمون دارند. سنگ‏‌های آذرین درونی ائوسن پایانی شامل مونزونیت، کوارتز مونزونیت، کوارتز مونزودیوریت و مونزودیوریت درون مجموعه آتشفشانی- آذرآواری ائوسن که قدیمی‌ترین سنگ‏‌های دارای رخنمون در منطقه هستند، نفوذ کرده‌اند. بر پایة بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و نمودارهای رده‌بندی، واحدهای آتشفشانی منطقه شامل بازالت، آندزیت‌بازالتی، آندزیت و تراکی‌بازالت است و سنگ‏‌های آذرین درونی شامل مونزودیوریت و بیشتر کوارتز مونزودیوریت هستند.

سنگ‏‌های آتشفشانی

سنگ‏‌های آتشفشانی مانند بازالت بیشتر بافت پورفیری و پورفیری- میکرولیتی دارند و بلورهای درشت پلاژیوکلاز و پیروکسن آنها در یک زمینة دانه‌ریز تا میکرولیتی جای دارند (شکل 4-A). میکرولیت‌های پلاژیوکلاز آرایش تصادفی دارند و جهت‌یافتگی نشان نمی‌دهند. کانی‌های سازندة این سنگ‏‌ها بیشتر پلاژیوکلاز و پیروکسن هستند. فراوانی پلاژیوکلاز بسیار بیشتر از پیروکسن است. بلورهای درشت پلاژیوکلاز ماکل تکراری دارند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز منطقه‌بندی نشان می‌دهند و بیشینة اندازة آنها 3 تا 5/3 میلیمتر است. بیشتر بلورهای درشت پیروکسن نیمه‌شکل‌دار و گاه هشت‌گوش هستند. بیشینة اندازة پیروکسن‌ها تا 5/1 میلیمتر می‌رسد. با توجه به داده‌های XRD پلاژیوکلازها از نوع لابرادور هستند. بافت‌های گلومروپورفیری و ویتروفیریک نیز در برخی مقاطع دیده می‌شوند. سنگ‏‌های آندزیت‌بازالتی بافت‌ پورفیری و گلومروپورفیری دارند و بلورهای درشت پلاژیوکلاز و پیروکسن در یک زمینة دانه‌ریز جای گرفته‌اند (شکل 4-B). بافت گلومروپورفیری حاصل تبلور هم‌زمان[8] پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در یک خمیرة ریزبلور است که به پیدایش تجمعات خوشه‌ای از بلورها در بافت سنگ می‌انجامد. پلاژیوکلاز و پیروکسن کانی‌های اصلی این سنگ‏‌ها هستند و به‏‌صورت ریزبلور تا درشت‌بلور دیده می‌شوند. فراوانی پلاژیوکلاز سنگ نسبت به پیروکسن بیشتر است و اندازة بلورهای پلاژیوکلاز در مقایسه با پیروکسن‌ها بزرگ‌تر است. ماکل تکراری در بلورهای درشت پلاژیوکلاز دیده می‌شود. بیشینة اندازه بلورهای پلاژیوکلاز تا 5/2 میلیمتر است و گاهی منطقه‌بندی دارند. بلورهای درشت پیروکسن سنگ بیشتر نیمه‌شکل‏‌دار و گاهی به‏‌صورت هشت‌گوش هستند. بیشینة اندازة پیروکسن‌ها تا 1 میلیمتر است و گاه ماکل تیغه‌ای دارند. بیشتر این تیغه‌ها در پی رخداد فرایند اکسولوشن هنگام سردشدن آرام در دماهای زیر ۱۰۰۰ درجة سانتیگراد پدید آمده‌اند. بلورهای آمفیبول سنگ با بیشینة اندازة 1 میلیمتر بیشتر به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار هستند و تا اندازه‌ای به کلریت دگرسان شده‌اند. سنگ‏‌های آندزیتی بافت‌های پورفیری و گلومروپورفیری دارند و بلورهای درشت پلاژیوکلاز، آمفیبول و پیروکسن در یک زمینة دانه‌ریز واقع هستند. بافت گلومروپورفیری پیامد تجمع بلورهای درشت پلاژیوکلاز و پیروکسن در یک خمیرة دانه‌ریز است (شکل 4-C). پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی در سنگ است و بیشتر به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار است. بلورهای درشت پلاژیوکلازها منطقه‌بندی و ماکل‌های تکراری دارند و بیشینة اندازة آنها تا 5/2 میلیمتر می‌رسد. بلورهای درشت پیروکسن به‏‌صورت هشت‌گوش هستند. بیشینة اندازة پیروکسن‌ها تا 1 میلیمتر است. آمفیبول بیشتر به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار و با بیشینة اندازه 5/1 میلیمتر است. بافت غالب در تراکی‌آندزیت‌ها بافت پورفیری است و بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز در یک زمینة دانه‌ریز از پلاژیوکلازهای خردشده جای گرفته‌اند (شکل 4-D). پیروکسن‌ها ماکل تیغه‌ای دارند. درشت ‌بلورهای پیروکسن و پلاژیوکلاز نزدیک به 25 درصدحجمی سنگ و 75 درصدحجمی بجامانده را زمینة سنگ در بر گرفته است. تراکی‌داسیت بلورهای پلاژیوکلاز (بیش از 30 درصدحجمی سنگ) دگرسان دارند که با سریسیت، کلریت و کلسیت جایگزین شده‌اند (شکل 4-E). مقادیری آلکالی‌فلدسپار (سانیدین) با ماکل کارلسباد در سنگ یافت می‌شود. اکسیدهای آهن به فراوانی در خمیرة سنگ دیده می‌شوند. بافت سنگ بیشتر پورفیری و پویی‌کیلیتیک است. نزدیک به 70 درصد سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده دارای بافت پورفیری و گلومروپورفیری، 20 درصد بافت پورفیری- میکرولیتی و نزدیک به 10 درصد بافت ویتروفیریک دارند.

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‏‌های گرانیتوییدی و آتشفشانی بررسی‏‌شده (در XPL). A) بافت پورفیریتیک و پورفیری میکرولیتی در بازالت؛ B) آندزیت‌بازالتی با بافت پورفیریک و کومولوپورفیریک؛ C) آندزیت با بافت پورفیری و گلومروپورفیری؛ D) تراکی‌آندزیت با بافت پورفیریتیک؛ E) داسیت با بافت پورفیری؛ F) مونزودیوریت با بافت دانه‌ای؛ G) کوارتز مونزودیوریت با بافت دانه‌ای (نماد اختصاری کانی‌ها از وار (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده‌اند).

Figure 4. Microscopic images of the studied granitoid and volcanic rocks (XPL light). A) porphyritic and microlithic porphyry textures in basalt; B) basaltic andesite with porphyritic and glomeroporphyritic textures; C) andesite with porphyritic and glomeroporphyritic textures; D) trachyandesite with porphyritic texture; E) dacite with porphyritic texture; F) monzodiorite with granular texture; G) quartz monzodiorite with a granular texture. Abbreviations from Whitney and Evans (2010)

سنگ‏‌های آذرین درونی

مونزودیوریت مانند سنگ‏‌های آذرین درونی بافت دانه‌ای دارد و کانی‌های اصلی سازندة آن شامل پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار هستند (شکل 4-F). پلاژیوکلاز بیشتر بی‌شکل و گاه نیمه‌شکل‌دار است. میانگین اندازة بلورها در این سنگ‏‌ها نزدیک به 3 میلیمتر است. کوارتز مونزودیوریت‌ها با فراوانی بیشتر در بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری بافت دانه‌ای دارد (شکل 4-G) و کانی‌های اولیه در این سنگ‏‌ها شامل کوارتز، پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار هستند. فراوانی پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها نسبت به آلکالی‌فلدسپار بیشتر است و بلورهای پلاژیوکلاز بافت آلبت-کارلسباد از خود نشان می‌دهند.

یافته‌های سنگ‏‌نگاری نشان‌دهندة تنوع در ترکیب و بافت سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی منطقة بررسی‏‌شده است. این تنوع می‌تواند پیامد عوامل مختلفی مانند تغییرات در ترکیب ماگمای اولیه، درجات مختلف جدایش بلوری ماگمایی، آمیختگی ماگماها با ترکیبات متفاوت، تغییرات در شرایط فیزیکی (دما، فشار، میزان آب) در هنگام تبلور و تاثیر سیالات گرمابی پس از تبلور باشد. برای تفسیر دقیق‌تر این یافته‌ها و پیشنهاد الگوی زمین‌ساختی جامع، از داده‌های زمین‏‌شیمیایی مکمل (شامل داده‌های عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب) بهره گرفته شد. ترکیب شیمیایی کانی‌ها و سنگ‏‌ها می‌تواند اطلاعات ارزشمندی دربارة خاستگاه ماگما، فرایندهای ماگمایی و محیط زمین‌ساختی پیدایش آنها ارائه دهد.

بحث

زمین‏‌شیمی و محیط زمین‌ساختی

برای بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، شمار 14 نمونه از سنگ‏‌های آذرین منطقة بررسی‏‌شده بر پایة کمترین دگرسانی برای تجزیة سنگ کل به روش‌های دستگاهی XRF و ICP-MS (جدول 1) به شرکت زرآزما در تهران و برای شناسایی کانی‌ها نیز 8 نمونه با دستگاه XRD به دانشگاه لرستان فرستاده شدند (جدول 2). در این پژوهش، تضمین کیفیت خاک (QA[9]) و کنترل کیفیت (QC[10]) با استفاده از نمونه‌های تکراری انجام شد. برای ارزیابی تکرارپذیری نتایج، نمونه‌های میدانی همزمان از یک مکان و به شیوه‌ای یکسان گرد‌آوری شدند. سپس نمونه‌های میدانی تکراری تجزیه شیمیایی و اطلاعاتی دربارة تکرارپذیری نمونه‌‌برداری ارائه دادند. نتایج تحلیلی حاصل از نمونه‌های تکراری در محدودة‌های قابل‌قبول جای گرفت. این تکرارها شامل تجزیة یک نمونه در چندین نوبت (دست‌کم 3 تا 5 بار) و در نقاط مختلف (در صورت امکان برای XRF) یا آماده‌سازی و تجزیه دوبارة نمونه (در صورت امکان برای ICP-MS) است. در تجزیه‏‌های ICP-MS که توسط شرکت زرآزما انجام شده است، کالیبراسیون دستگاه با استفاده از محلول‌های استاندارد چند عنصری[11] با غلظت‌های مشخص و تهیه شده از مواد اولیه با خلوص بالا و همچنین، CRMs[12] مناسب برای نمونه‌های زمین‌شناسی (مانند سری AGV, BHVO, GSP از USGS یا دیگر CRMs معدنی) انجام شده است. در تجزیه‏‌های XRF نیز، کالیبراسیون با کمک CRMs جامد که معرف ماتریس نمونه‌های مورد تجزیه هستند، انجام شده است. این CRMs، که به‏‌طور ویژه برای کاربردهای زمین‌شناسی و معدنی طراحی شده‌اند (مانند CRMs شرکت Wits CRM یا [13]ARMI) برای تصحیح اثر ماتریس و تضمین دقت نتایج تجزیة عنصرهای اصلی و فرعی به‌کار می‌روند.

 جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‏‌شیمیایی سنگ کل سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی منطقة چوره‌ناب (عنصرهای اصلی بر پایة درصدوزنی، عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب بر پایة پی‌پی‌ام).

Table 1. The whole-rock geochemical data for the volcanic and intrusive rocks from the Chore Nab region (major elements in weight percent, minor and rare earth elements in ppm).

Samples No

CH-82

CH-48

CH-41

CH-40

CH-98

CH-54

CH-52

Rock Type

Monzodiorite

Basalt

Quartz Monzodiorite

Andesite to Basaltic andesite

SiO2

51.94

56.39

57.26

57.69

51.38

57.65

57.81

TiO2

0.86

0.64

0.75

0.76

1.01

0.77

0.76

Al2O3

15.16

14.8

15.28

17.58

11.74

16.02

16.06

Fe2O3

13.95

9.99

6.31

6.32

24.56

7.4

7.4

MnO

0.2

0.36

0.28

0.14

0.17

0.19

0.15

MgO

7.04

0.47

3.39

2.63

3.06

3.47

3.43

CaO

3.84

15.39

5.7

6.46

10.04

6.32

6.59

Na2O

5.21

0.09

5.92

3.76

1.92

2.88

2.98
                 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples No

CH-82

CH-48

CH-41

CH-40

CH-98

CH-54

CH-52

Rock Type

Monzodiorite

Basalt

Quartz Monzodiorite

Andesite to Basaltic andesite

K2O

0.61

˂

0.27

3.08

2.13

3.15

3.04

P2O5

0.06

0.24

0.26

0.42

3.13

0.28

0.3

LOI

1.04

1.53

4.54

1.09

3.19

1.81

1.42

Total

99.91

99.9

99.96

99.93

99.46

99.94

99.94

Zr

6

62

66

29

99

138

131

Nb

6.9

4

6.6

8.3

5.7

7.9

8.6

Y

7.8

13.7

16.6

19

137.6

20.7

20.7

Ti

5452

4072

4869

4762

6641

5081

5013

Co

15.7

4

10.1

13.2

27.5

19.3

18.6

Th

5

5

5

5

5

5

<5

Ba

149

19

99

663

383

649

611

Rb

17

8

11

68

66

85

87

Tm

0.3

0.3

0.3

0.3

2.3

0.4

0.4

Lu

0.4

0.3

0.3

0.4

1.8

0.4

0.4

Ta

0.4

0.1

0.1˂

0.3

0.2

0.2

0.4

La

11

13

14

18

231

22

21

Ce

13

25

33

34

453

44

42

Sr

226

816

249

417

414

318

339

Sm

0.65

2.84

3.3

4.13

46.35

4.23

4.33

Hf

1.34

2.43

2.51

1.88

3.16

3.89

3.86

P

63

894

839

1461

13337

1013

1019

Mn

1332

2282

1844

938

1180

1234

1022

Tb

0.2

0.5

0.6

0.7

6

0.7

0.7

Yb

2.5

2.3

2.1

2.3

12.8

2.7

2.7

Pr

2.01

3.73

4.95

4.87

62.79

5.32

5.53

Nd

6.8

15.3

19

19.6

263.3

20.9

22.1

Eu

0.58

1

0.85

1.39

4.03

1.23

1.28

Gd

1.69

3.28

3.62

4.09

33.61

4.21

4.27

Dy

2.47

4.08

4.73

4.83

28.73

5.07

5.06

Er

1.08

1.55

1.92

2.24

16.43

2.31

2.37

V

137

239

178

132

402

167

162

Ni

12

8

12

10

28

18

14

Sm

0.65

2.84

3.3

4.13

46.35

4.23

4.33

Eu

0.58

1

0.85

1.39

4.03

1.23

1.28

Gd

1.69

3.28

3.62

4.09

33.61

4.21

4.27

Sm*

1.6

7

8.13

10.17

114.16

10.42

10.67

Eu*

3.79

6.54

5.56

9.08

26.34

8.04

8.37

Gd*

3.11

6.03

6.65

7.52

61.78

7.74

7.85

Eu/Eu*

1.21

0.94

0.76

1.04

0.48

0.92

0.94

Sm*= √NdN.√GdN; Eu*= √SmN .√GdN; Gd*=√SmN.√TbN; Eu/Eu*= EuN.√(SmN×GdN)

 

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples No

CH-53

CH-43

CH-74

CH-51

CH-72

CH-71

CH-70

Rock Type

Andesite to Basaltic andesite

Quartz- Monzodiorite

Trachy andesite

SiO2

58.4

58.73

58.72

60.2

61.16

62.11

64.25

TiO2

0.75

0.74

0.74

0.95

0.94

0.91

0.6

Al2O3

15.86

15.99

14.94

15.48

15.15

14.97

15.73

Fe2O3

7.23

6.89

7.11

6.55

6.29

6.61

4.57

MnO

0.15

0.12

0.39

0.42

0.19

0.22

0.05

MgO

3.44

3.44

2.83

2.24

2.52

2.11

1.24

CaO

6.44

5.38

5.11

5.18

5.16

4.36

4.12

Na2O

3.01

3.49

2.7

2.32

3.12

3.03

4.06

K2O

3.19

3.37

3.26

3.72

3.93

3.85

3.21

P2O5

0.27

0.27

0.32

0.33

0.36

0.32

0.32

LOI

1.19

1.52

3.82

2.47

1.09

1.42

1.72

Total

99.93

99.94

99.94

99.86

99.91

99.91

99.87

Zr

139

117

11

9

11

11

137

Nb

7.4

7.5

8.2

9.3

8.4

8.6

9.5

Y

20.8

19.4

39.1

32.1

30.1

27.8

10

Ti

4925

4852

4798

5581

6194

5148

4008

Co

18.7

18.5

10.3

7.9

9.8

12.2

9

Th

5

5

5

5

5

<5

5

Ba

631

640

784

1384

864

917

805

Rb

85

74

65

74

70

86

61

Tm

0.4

0.4

0.8

0.6

0.5

0.6

0.2

Lu

0.4

0.4

0.8

0.6

0.5

0.6

0.3

Ta

0.3

0.3

0.2

0.3

0.4

0.2

0.4

La

22

20

25

25

23

26

39

Ce

44

40

51

49

49

49

66

Sr

335

320

262

330

275

309

545

Sm

4.1

4.06

7.56

6.88

5.23

5.62

3.81

Hf

3.84

3.6

1.51

1.57

1.51

1.62

3.78

P

1005

878

1099

1309

1410

1217

1149

Mn

997

812

2634

2721

1329

1488

373

Tb

0.7

0.7

1.3

1

0.9

1

0.4

Yb

2.7

2.5

4.5

3.5

3.3

3.2

1.2

Pr

5.2

5.1

7.51

7.3

5.93

6.74

6.76

Nd

21

20.1

33.4

31.7

24.7

27.5

24.8

Eu

1.32

1.13

1.66

2

1.45

1.55

1.26

Gd

4.26

4.1

6.71

5.94

4.9

5.38

3.4

Dy

5.01

4.84

8.65

7.03

6.11

6.56

3.31

Er

2.22

2.08

4.67

3.67

3.01

3.15

1.13

V

159

162

92

88

113

104

57

Ni

15

12

7

8

8

9

11

 جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Samples No

CH-53

CH-43

CH-74

CH-51

CH-72

CH-71

CH-70

Rock Type

Andesite to Basaltic andesite

Quartz- Monzodiorite

Trachy andesite

Sm

4.1

4.06

7.56

6.88

5.23

5.62

3.81

Eu

1.32

1.13

1.66

2

1.45

1.55

1.26

Gd

4.26

4.1

6.71

5.94

4.9

5.38

3.4

Sm*

10.1

10

18.62

16.95

12.88

13.84

9.39

Eu*

8.63

7.39

10.85

13.07

9.48

10.13

8.24

Gd*

7.83

7.54

12.33

10.92

9.01

9.89

6.25

Eu/Eu*

0.98

0.85

0.8

1

0.93

0.91

1.07

Sm*= √NdN.√GdN; Eu*= √SmN .√GdN; Gd*=√SmN.√TbN; Eu/Eu*= EuN.√(SmN×GdN)

جدول 2. فازهای شناسایی‌شده در نمونه‌ها بر پایة داده‌های XRD.

Table 2. Phases identified in the samples based on XRD data.

Sample Number

Ch-72

Ch-76

Ch-82

Ch-41

Ch-44

Ch-52

Ch-54

Ch-70

Rock Name

Quartz MonzoDiorite

Quartz Monzonite

MonzoDiorite

Basalt

Basalt

Andesite

Andesite Andesite-basalt

Trachy-andesite

Texture

Granular

Granular

Granular

Porphyry Glomero Porphyry

Porphyry Glomero Porphyry

Porphyry

Porphyry

Porphyry Microlithic Porphyry

Major minerals

Quartz, Oligoclase

Quartz, Oligoclase

Oligoclase

Anorthite Diopside

Sanidine Anorthite Diopside

Diopside Actinolite

Diopside Sanidine

Anorthite Sanidine Enstatite

Minor minerals

-

-

-

Olivine Biotite

Biotite

Laurelite

-

Cristobalite

Alteration Minerals

Calcite Muscovite

Epidote Chlorite Muscovite Dolomite

Epidote Chlorite Calcite Sericite

Epidote Chlorite Calcite Muscovite

-

-

-

-

Fe-Ore

Magnetite

Magnetite

Magnetite

Magnetite

Magnetite

Magnetite

Magnetite

Magnetite

سنگ‏‌های آذرین درونی بررسی‏‌شده در نمودارهایSiO2 در برابرNa2O+K2O (Middlemost,1994) و QAP (Streckeisen, 1974) در محدودة کوارتز مونزودیوریت و مونزودیوریت (شکل‏‌های 5-B و 5-A)، و سنگ‏‌های آتشفشانی در نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) در محدودة آندزیت- بازالت، آندزیت و تراکی‌آندزیت (شکل 5-C) و در نمودار Nb/Y در برابرZr/Ti (Pearce, 1996) در محدودة آندزیت، آندزیت- بازالت، تراکی‌آندزیت و بازالت جای گرفته‌اند (شکل 5-D). برای نامگذاری سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة چوره‌ناب همچنین، از نمودارSiO2 در برابرNa2O+K2O (Le Bas et al., 1986) بهره گرفته شد که نمونه‌ها در محدودة داسیت تا تراکی‌داسیت و آندزیت- تراکی‌آندزیت جای گرفتند (شکل 5-E).

در نمودار سه‌تایی AFM همة نمونه‌ها در محدودة کالک‌آلکالن (شکل 5-F) و در نمودار SiO2 در برابر K2O نیز نمونه‌ها در محدودة کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا جای گرفتند (شکل 5-G). بر پایة نمودار A/CNK در برابر A/NK، همة نمونه‌ها در گسترة متاآلومین جای گرفتند (شکل 5-H). بر پایة نمودار Co در برابر Th نیز همة نمونه‌‏‌های بررسی‌شده در گسترة کالک‏‌آلکالن جای گرفتند (شکل 5-I).

شکل 5. بررسی زمین‏‌شیمیایی نمونه‌های چوره‌ناب در A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار QAP (Streckeisen, 1974)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchster and Floyd, 1977)؛ D) نمودار Nb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce, 1996)؛ E) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986)؛ F) نمودار سه‏‌تایی AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ G) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ H) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1943)؛ I) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007).

Figure 5. Geochemical studies of Chore Nab samples. A) diagram of SiO2 versus Na2O + K2O (Middlemost, 1994); B) QAP diagram (Streckeisen, 1974); C) diagram of Nb/Y versus Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977), D) diagram of Nb/Y versus Zr/Ti (Pearce, 1996); E) diagram of SiO2 versus Na2O + K2O (Le Bas et al., 1986); F) AFM triangle diagram (Irvine and Baragar, 1971); G) SiO2 versus K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); H) A/CNK versus A/NK diagram (Shand, 1943); I) Co versus Th diagram ( Hastie et al., 2007).

شکل 5. ادامه.

Figure 5. Continued.

بررسی تغییرات عنصرها

برای پی بردن به سرشت برخی فرایندهای موثر در تحول ماگما مانند تبلور تفریقی، می‌توان از نمودارهای دوتایی تغییرات اکسید- اکسید، اکسید- عنصر و یا عنصر- عنصر هارکر (Harker, 1909) استفاده کرد. به‏‌طور کلی روندهایی که دارای ارتباط خطی مثبت یا منفی هستند تحت کنترل تبلوربخشی، آمیختگی ماگمایی و یا آلایش هستند، اما پراکندگی‌ها می‌تواند در اثر تحولاتی از نوع آلایش ماگما با پوسته بالایی، دگرسانی و یا تمرکزهای بلوری ایجاد شود (Willson, 2007). نمودارهای هارکر، که اکسیدهای مختلف را در برابر SiO2 نشان می‌دهند، ابزاری برای بررسی تغییرات ترکیبی در طول تفریق ماگمایی هستند. بر پایۀ نمودارهای هارکر در شکل 6، پراکندگی نقاط در برخی نمودارها (Mg# در برابر SiO2) می‌تواند پیامد رخداد فرایندهای دیگری بجز پدیدة تبلوربخشی در ماگمای سازندة سنگ‏‌ها باشد. به احتمال بسیار بالا، آلایش پوسته‌ای توجیه خوبی برای این پدیده است (Ghasemi Siani and Ebrahimifard, 2023). افزایش میزان منیزیم (MgO)، اکسید آهن کل (FeOt) و اکسید تیتانیم (TiO2) نسبت به سیلیس (SiO2) در نمودارهای هارکر و کاهش شاخص منیزیم (Mg#) نسبت به سیلیس در همین نمودارها، نشان‌دهندة‌ تبلورکانی‌های غنی از این عنصرها در یک ماگمای در حال تغییر است. تبلور تفریقی فرایندی که در آن کانی‌های اولیه از ماگما جدا شده و ته‌نشین می‌شوند، باعث تغییر در ترکیب ماگمای باقی‌مانده می‌شود. کاهش شاخص منیزیم (Mg#) نشان‌ می‌دهد ماگما در حال غنی‏‌شدن از آهن است. پیروکسن به‏‌ویژه کلینوپیروکسن و ارتوپیروکسن می‌توانند مقادیر چشمگیری از Mg و Fe را در ساختار خود جای دهند. اکسیدهای آهن و تیتانیم مانند مگنتیت و ایلمنیت با افزایش FeOt و TiO2 می‌توانند در طول تبلور ماگما تشکیل شوند .به‏‌طور خلاصه، تغییرات دیده شده در نمودارهای هارکر نشان‏‌دهندة تبلور و جدایش کانی‌های غنی از Mg، Fe و Ti، مانند پیروکسن و اکسیدهای آهن-تیتانیم، در یک ماگمای در حال تفریق است.

شکل 6. نمودارهای هارکر برای اکسیدهای عنصرهای اصلی سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی منطقة چوره‌ناب. مقدار همه اکسیدها بر پایة درصدوزنی (Wt%) است.

Figure 6. Harker diagram for major oxide elements of volcanic and intrusive rocks in the Chore Nab area. Amount of all oxides is in weight percent (wt%).

 بررسی نمودارهای عنکبوتی

نمودار عنکبوتی بهنجار شده نسبت به گوشتة اولیه (شکل 7-A) که شیب منفی آن نشان‏‌دهندة غنی‌شدگی عنصرهای LILE نسبت به عنصرهای HFSE است، نشان‏‌دهندة تهی‌شدگی سنگ‏‌های منطقه از عنصرهای با شدت میدانی بالا (HFSE) مانند Zr، Tiو Yb است (Sun and McDonough, 1989, Asiabanha et al., 2012). پیدایش سنگ‏‌ها در مناطق فرورانش عاملی است که باعث تهی‌شدگی از LREE‌ها می‌شود (Wehrmann et al., 2014). ویژگی بارز نمودار عنکبوتی، آنومالی مثبت Pb در همه نمونه هاست (شکل 7-A) که می‌تواند نشان‏‌دهندة تأثیر مواد پوستة قاره‌ای در پیدایش ماگمای مولد سنگ‏‌های منطقه باشد . (Kamber et al., 2002) همراه بودن آنومالی مثبت Pb و آنومالی منفی Nb نشانه ماگماهای کمان‌های آتشفشانی و ماگماهای متأثر از مواد پوسته قاره‌ای است (Hofmann, 1986). بر پایة نسبت‌های زمین‏‌شیمیایی Nb/La و Ti/V به‏‌دست‏‌آمده برای نمونه‌های بررسی‏‌شده، نسبت Nb/La در محدودة 24/0 تا 47/0 جای گرفته که این موضوع نشان‏‌دهندة تأثیر قوی فرایندهای فرورانش و آلایش پوسته‌ای در خاستگاه ماگمای این سنگ‏‌ها است . (Hofmann, 1986) نسبت Ti/V نوسان چشمگیری بین 24/27 تا 3/70 نشان می‌دهد می‌تواند نشان‏‌دهندة شرایط اکسیداسیون مختلف (Shervais et al., 1988) و تأثیر متاسوماتیسم گوشته باشد. تغییرات زیاد غلظت تیتانیم (ppm 4008 تا 5581) در نمونه‌ها ممکن است پیامد چندین عامل باشد: دگرسانی گرمابی: اگرچه تیتانیم عموماً در طی دگرسانی پایدار در نظر گرفته می‌شود، اما در سیستم‌های بسیار اسیدی می‌تواند تحرک نشان دهد (Bau et al., 1996). تفریق معدنی: جدایش کانی‌های حاوی تیتانیم مانند ایلمنیت یا اسفن می‌تواند باعث تغییرات غلظت این عنصر شود (Rollinson, 1993; Gorton and Schandl, 2000; Wilson, 2007). تفاوت در خاستگاه اولیه ماگما: تغییرات در ترکیب گوشته خاستگاه نیز می‌تواند موجب این نوسانات باشد. با توجه به شواهد موجود، به نظر می‌رسد سهم غالب در پیدایش این سنگ‏‌ها مربوط به آلایش پوسته‌ای است، هرچند نمی‌توان سهم فرعی گوشته متاسوماتیسم شده را نادیده گرفت. به اعتقاد (Kuster and Harms, 1998)، غنی‌شدگی از LILE و LREE نشان‏‌دهندة نقش سیالات آزاد شده از لیتوسفر فرورانده در غنی‌سازی این عنصرها در ماگماست. ناهنجاری‏‌های منفی Ti و Nb به عوامل گوناگونی مانند ماگماتیسم مرتبط با فرایند فرورانش (Aldanmaz et al., 2002) و شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی (Kuster and Harms, 1998) نسبت داده می‌شود. نمونه‌های بررسی‏‌شده الگویی غنی از عنصرهای LREE نسبت به HREE را با نسبت بالایLREE/HREE و آنومالی منفی ضعیف Eu نشان می‌دهند (شکل 7-B). آنومالی Eu در نمونه‌های گرانیتوییدی (میانگینEu/Eu*: 98/0) و در سنگ‏‌های آتشفشانی (میانگینEu/Eu*:87/0) موید آنومالی ضعیف در این سنگ‏‌ها است. غنی‌شدگی بالای عنصرهای خاکی کمیاب سبک می‌تواند پیامد درجه کم ذوب‌بخشی و کم بودن عنصرهای خاکی کمیاب سنگین در ارتباط با حضور گارنت در ناحیه ذوب باشد (Wilson, 1989; Wright and McCurry, 1997). فراوانی LREEبا پیشرفت روند تفریق افزایش پیدا می‌کند. این افزایش به این دلیل است که LREE نسبت به فازهای بلوری اصلی (کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول) ناسازگارتر است و در نتیجه به‏‌طور فزاینده‌ای در مذاب‌های تحول یافته متمرکز می‌شوند. دیگر توده‌های گرانیتوییدی منطقه طارم نیز الگوی عنصرهای خاکی کمیاب مشابهی را نشان می‌دهند (Nabatian et al., 2014).‌‍ به‏‌طورکلی می‌توان گفت که ماگمای اولیه سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در محیطی فرورانشی و از یک گوشته متاسوماتیسم شده به وجود آمده و در ادامه، احتمالاً با مواد پوسته‌ای آلایش یافته است. یکی از شواهد آلایش پوسته‌ای یا مشارکت پوسته و مواد پوسته‌ای در پیدایش این سنگ‏‌ها بی‌هنجاری مثبت Pb است. برای تفاسیر ژئودینامیکی قابل ‌اتکاتر، انجام تجزیه‏‌های ایزوتوپی Sr–Nd–Pb برای پژوهش‌های آتی پیشنهاد می‌شود. بیشتر کانسارهای آهن تیپ آپاتیت- مگنتیت در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای بهنجار شده نسبت به کندریت (شکل 7-B)، دارای بی‏‌هنجاری منفی از عنصر Eu می‏‌باشند .بنا به نظر (Parak, 1975)، تهی‏‌شدگی عنصرEu ، ثانویه بوده که تحت‏‌تأثیر فرایندهای دگرسانی گرمابی ایجاد می‏‌شود و به نظر (1995) Frietsch and Perdahl تهی‏‌شدگی عنصرEu در این کانسارها، ‏‌در اثر تبلوربخشی فلدسپار از ماگماهای مرتبط، در نزدیک سطح و یا این که در اثر اکسیده بودن محیط (به‏‌علت وجود مگنتیت و هماتیت) است. تحت شرایط فوگاسیته کم اکسیژن، Eu2+توسط Ca2+ در ساختارهای پلاژیوکلاز یا مگنتیت جانشین می‏‌شود. این درجه بالای تفریق Eu، آن را از دیگر عنصرهای REE تفکیک می‌کند (Imchen et al., 2015).

 

 

شکل 7. (A نمودار عنکبوتی چندعنصری بهنجار شده نسبت به گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989). B الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجار شده نسبت به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) در سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی منطقة چوره‌ناب.

Figure 7. A) Primitive mantle-normalized multi-element spider diagram (Sun and McDonough, 1989); B) Chondrite-normalized REE patterns (Nakamura, 1974) in the volcanic and intrusive rocks of the Chore Nab area.

جایگاه زمین‏‌ساختی

در نمودار Yb در برابر Th/Ta، توده‌های آذرین درونی در محدودة سنگ‏‌های آذرین حاشیة فعال قاره‌ای جای گرفتند (شکل 8-A). در نمودار Y در برابر Nb، توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده در محدودة گرانیتوییدهای مرتبط با کمان‌های آتشفشانی همزمان با برخورد جای گرفتند (شکل 8-B). در نمودار سه‏‌تایی Th-Hf/3-Ta سنگ‏‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده در محدودة بازالت‌های مرتبط با کمان‏‌های قاره‌ای جای گرفتند (شکل 8-C). برای تمایز گرانیتوییدهای نوع I و A ازنمودار SiO2در برابر Zr استفاده شد. بر پایة این نمودار همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در گسترة نوع I جای گرفتند (شکل 5-D). برای تعیین موقعیت زمین‌ساختی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة چوره‌ناب نیز نمودارهای گوناگونی به‌کار گرفته شد. در نمودار سه‌تایی Hf/3-Th-Ta، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن پهنه‏‌های کمانی جای گرفتند (شکل 8-E). از این نمودار برای شناسایی سنگ‏‌های مافیک و حدواسط گوناگون در پهنه‏‌های آتشفشانی استفاده می‏‌شود. در پهنه‏‌های کمان آتشفشانی، متاسوماتیسم گوة گوشته ای در پی پدیدة فرورانش رخ می‏‌دهد و مقدار Th در گوشته و ماگمای پدیدآمده افزایش می‏‌یابد. ازاین‌رو، این سنگ‏‌ها به سوی قطب Th و دور از قطب Ta جای می‏‌گیرند. در نمودار Yb در برابر Th/Ta نیز نمونه‏‌ها در محدودة حاشیة قاره‌ای فعال جای گرفتند (شکل 8-F). در نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة بازالت‏‌های درون‌صفحه‌ای (WPB) جای گرفتند (شکل 8-G) و در نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb که می‏‌تواند نسبت ورود مواد پوسته به ورود مواد مرتبط با فرورانش را در سیستم‏‌های ماگمایی نشان دهد، نمونه‏‌ها در محیط کمان‏‌های قاره ای جای گرفتند (شکل 8-H).

شکل 8. جایگاه زمین‌ساختی نمونه‌های بررسی‏‌شده در منطقة چوره‌ناب. A) نمودار Yb در برابر Th/Ta (Schandl and Gorton, 2002)؛ B) نمودار Y در برابر Nb ( Pearce et al., 1996)؛ C) نمودار سه‏‌تایی Th-Hf/3-Ta (Wood, 1980)؛ D) نمودار SiO2 در برابر Zr (Collins et al., 1982)؛ E) نمودار سه‏‌تایی Th-Hf/3-Ta (Wood, 1980)؛ F) نمودار Yb در برابر Th/Ta (Gorton and Schandl, 2000)؛ G) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Schandl and Gorton, 2002)؛ H) نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 2008).

Figure 8. The tectonic position of the studied samples in the Chore Nab region. A) Th/Ta versus Yb diagrams (Schandl and Gorton, 2002); B) Nb versus Y diagrams (Pearce et al., 1996); C) Th-Hf-Ta triangle diagram (Wood, 1980); D) SiO2 versus Zr diagram (Collins et al., 1982); E) Th-Hf/3-Ta ternary diagram (Wood, 1980); F) Yb versus Th/Ta diagram (Gorton and Schandl, 2000); G) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Schandl and Gorton, 2002); H) Nb/Yb versus Th/Yb (Pearce, 2008).

شکل 8. ادامه.

Figure 8. Continued.

 تحولات ماگمایی

برای تفکیک فرایندهای تبلوربخشی و ذوب‌بخشی، نمودار دوتایی La در برابر La/Sm (شکل 9-A) به‌کار برده شد. بر پایة این نمودار، سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة چوره‌ناب تحت‏‌تأثیر درجات مختلف ذوب‌بخشی پدید آمده‌اند و تا اندازه‌ای دچار فرایند تبلوربخشی شده‌اند. برای بررسی فرایند AFC نمودار Rb در برابر Ba/Rb (شکل 9-B) به‌کار گرفته شد. همان‌گونه‌که در این نمودار دیده می‌شود، سنگ‏‌های گرانیتوییدی چوره‌ناب، تبلوربخشی در پوستۀ کمی را نشان می‌دهند. در نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (شکل 9-C) روند عمودی داده‌ها به‏‌خوبی دیده می‌شود. ازاین‌رو، سنگ‏‌های گرانیتوییدی بررسی‏‌شده ویژگی‌های غنی‌شدگی با سیالات فرورانشی یا آلایش با مواد پوسته‌ای را نشان می‌دهند. همچنین، نمودار Rb/Sr در برابر La/Ce (شکل 9-D) نقش آلایش پوسته‌ای را در پیدایش سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة چوره‌ناب نشان می‌دهد. از این رو می‌توان گفت فرایند اصلی در تحول ماگمای اولیه سازندة سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة چوره‌ناب، تبلوربخشی از ماگمای اولیۀ گوشته‌ای (با مقداری آلایش با پوستۀ قاره‌ای) یا ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای اسپینل لرزولیتی بوده است.

شکل 9. A) نمودار دوتایی La در برابر La/Sm (Chen et al., 2001)؛ B) نمودار Rb در برابر Ba/Rb (Askren et al., 1997)؛ C) نمودار Nb/Y در برابر Rb/Y (Temel et al., 1998)؛ D) نمودار Rb/Sr در برابر La/Ce ( Hofmann et al., 1986).

Figure 9. A) La versus La/Sm binary diagram (Chen et al., 2001); B) Rb versus Ba/Rb diagram (Askren et al., 1997); C) Nb/Y versus Rb/Y diagram (Temel et al., 1998); D) Rb/Sr versus La/Ce diagram (Hofmann et al., 1986).

 

در نمودارهای تمایز خاستگاه تهی‌شده یا غنی‌شده Zr در برابر Y (شکل 10-A) و Zr/Nb در برابر Yb/Nb (شکل 10-B)، بیشتر نمونه‌ها در محدودة مذاب‌های حاصل از ذوب‌بخشی گوشتة تهی‌شده جای گرفتند.

شکل 10. A) نمودار Zr در برابرY ( (Sun and McDonough, 1989 برای تفکیک خاستگاه گوشتۀ غنی شده و تهی شده سازنده سنگ‏‌های گرانیتوییدی چوره‌ناب؛ B) نمودار Zr/Nb در برابر (Wilson, 2007) Yb/Nb برپایۀ عنصرهای فرعی، برای تعیین خاستگاه ماگمای سازندة سنگ‏‌های گرانیتوییدی.

Figure 10. A) Zr versus Y diagram (Sun and McDonough, 1989) to distinguish the origin of enriched and depleted mantles that formed the granitoid rocks of Chore Nab; B) Zr/Nb versus Yb/Nb diagram (Wilson, 2007) based on secondary elements to determine the origin of the magma forming the granitoid rocks of the Chore Nab.

دربارة سنگ‏‌های آتشفشانی، افزون‏‌بر جدایش بلوری، در هنگام پیدایش ماگما پدیده آمیختگی نیز می‌تواند تأثیرات مهمی در سرنوشت ماگما داشته باشد. در نمودارهای Rb در برابر Rb/Sr و Rb/Sr در برابر Ti/Zr (شکل‌های 11-A و 11-B)، روند نمونه‌ها همانند منحنی‌های آمیختگی است که این ویژگی نشان‌دهندة پدیدة آمیختگی ماگمایی است. از این‌رو، ماگمای مادر سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة چوره‌ناب چه‌بسا از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای پدید آمده است که با توجه به آمیختگی با ماگمای بازالتی در هنگام صعود و جایگیری در آشیانة ماگمایی به هنگام رخداد فرایندهای جدایش بلوری، آلایش و هضم، پیدایش سنگ‏‌های گوناگون منطقه را به‌دنبال داشته است.

شکل 11. بررسی آمیختگی در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة چوره‌ناب، A) نمودار Rb در برابر Rb/Sr (Kaygusuz et al., 2018) )؛ B) نمودار Rb/Sr در برابر Ti/Zr (Kaygusuz et al., 2018) (مقدار همة عنصرها بر پایة قسمت در میلیون (ppm) است).

Figure 11. Determination of magmatic mixing in the volcanic rocks in the Chore Nab area; A) Rb versus Rb/Sr diagram (Kaygusuz et al., 2018); B) Rb/Sr versus Ti/Zr diagram (Kaygusuz et al., 2018) (elemental contents are in part per million (ppm)).

در نمودار پیشنهادی اسپرانکا و همکاران (Esperanca et al., 1992)، نمونه‌های بررسی‏‌شده از روند تبلوربخشی ماگما پیروی می‌کنند و روند تبلور و آلایش ماگمایی را نشان نمی‌دهند (شکل 11-B). برای بررسی ویژگی‌های خاستگاه گوشته‌ای و درجة ذوب‌بخشی (شکل 12-A) از نمودار تغییرات Sm در برابر Sm/Yb بهره گرفته شد. این نمودار بر پایة خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده مورب و خاستگاه تهی‌نشده (یا WAM که نمایندة گوشتة زیرقاره‌ای است) است. بر پایة این نمودار، خاستگاه نمونه‌های آتشفشانی منطقة چوره‌ناب، گوشتة کمتر غنی‌شدة اسپینل لرزولیتی با درجة ذوب‌بخشی بیشتر (10 تا 40 درصد) است. افزایش درجة ذوب‌بخشی به تهی‏‌شدن بیشتر خاستگاه گوشته‌ای می‏‌انجامد (Pearce and Peate, 1995).

شکل 12. A) نمودار Sm در برابر Sm/Yb برای الگوسازی ذوب‌بخشی بر پایة ترکیب‌های گوناگون گوشته‌ای (Aldanmaz et al., 2002)؛ B) نمودار Rb/Zr در برابر K2O/Na2O (Esperanca et al., 1992).

Figure 12. A) Partial melting modeling based on Sm/Yb versus Sm variation (Aldanmaz et al., 2002); B) Rb/Zr versus K₂O / Na2O diagram (Esperanca et al., 1992).

در دیگر نمودار پیشنهادی اسپرانکا و همکاران (Esperanca et al., 1992)،نمونه‏‌های بررسی‏‌شده از روند تبلوربخشی ماگما پیروی می‏‌کنند و روند تبلور و آلایش ماگمایی از خود نشان نمی دهند (شکل 12-B). در نمودار Zr در برابر Y نیز سنگ‏‌های منطقه در محدودة گوشته غنی‌شده جای گرفتند (شکل 13).

کانی‌سازی و ساختار کانسنگ

کانه‌زایی اکسید آهن-آپاتیت در کانسار چوره‌ناب به‏‌صورت عدسی، رگه-رگچه‌های اکسید آهن- آپاتیت و گاه به شکل بافت شبکه‌ای درون توده‌های آذرین درونی و به مقدار کم، درون سنگ‏‌های آتشفشانی-رسوبی ائوسن متمرکز شده است (شکل‌های 14-A، 14-B، 14-C و 14-D).

شکل 13. نمودار Zr در برابر Y برای شناسایی وابستگی به گوشتة غنی‌شده و تهی‌شده (Abu-Hamatteh, 2005).

Figure 13. Zr versus Y diagram for identifying the dependence on enriched and depleted mantle (Abu-Hamatteh, 2005).

شکل 14. A) نمایی از عدسی مگنتیت درون سنگ‏‌های گرانیتوییدی که بخشی از آن در زیر واریزه‏‌ها پنهان شده است. بخش‌های کانه‌دار گوتیتی نیز در سمت چپ تصویر دیده می‌شوند (دید رو به شمال)؛ B) نمایی نزدیک از رگه- رگچه‌های کانه‌زایی آهن (مگنتیت) به‏‌صورت داربستی در سنگ‏‌های گرانیتوییدی؛ C) نمایی از رگچه‌های داربستی اکسید آهن در دیواره حفاری‌های معدنی؛ D) نمایی از رگچه‌ها و عدسی‌های مگنتیت که سنگ‏‌های گرانیتوییدی را قطع کرده‌اند.

Figure 14. A) A view of the magnetite lens inside the granitoid rocks, part of which is hidden under the debris. Goethitic mineralization parts can also be seen on the left side of the picture (northward view); B) A close-up view of the stockwork veins and veinlets of magnetite within the granitoid rocks; C) A view of the stockwork veins and veinlets of magnetite on the wall of mineral excavations; D) A view of magnetite veins and lenses that cut through the granitoid rocks.

مگنتیت شاید در پی جانشینی کانی‌های دیگر در مراحل پس‌کانه‌زایی (برای نمونه، در هنگام دگرسانی گرمابی) پدید آمده باشد. در این فرایند، محلول‌های غنی از آهن از راه درزها و شکستگی‌ها در سنگ حرکت می‌کنند و با کانی‌های موجود واکنش می‌دهند. این واکنش‌ها به پیدایش مگنتیت و حذف کانی‌های اولیه می‌انجامند. در این حالت، مگنتیت شاید شکل و ساختار کانی‌های جانشین‌شده را حفظ کند و بافت شبکه‌ای پدید آورد. درازای رخنمون رگه‌ها و عدسی‌های کانه‌زایی نزدیک به 10 تا 200 متر و ستبرای آنها 5/0 تا 15 متر است (Geravandi et al., 2022). روند رگه‌ها و عدسی‌ها کمابیش خاوری-باختری است (N53E) و شیب آنها‏ نزدیک به قائم (80 تا 85 درجه) است (Ghasemi Siani et al., 2024).

کانة اصلی در این کانه‌زایی مگنتیت است که با مقدارهای متغیری از بلورهای آپاتیت، اکتینولیت، کلریت و کانی‌های سولفیدی (بیشتر از نوع پیریت، کالکوپیریت و کالکوسیت) همراهی می‌شود. بلورهای آپاتیت هم به‏‌صورت همرشد با مگنتیت دیده می‌شوند (شکل‌های 15-A و 15-B). رگچه‌های پیریت و اکتینولیت نیز سنگ‏‌های گرانیتوییدی را قطع کرده‌اند (شکل 15-C). کانه‌زایی اکسید آهن-آپاتیت بیشتر توسط ساختارهای گسلی کنترل می‌شود. گسل‌ها پس از کانه‌زایی موجب جابه‌جایی رگه‌ها و عدسی‌های کانه‌زایی و همچنین، شکستگی بلورهای آپاتیت در مقیاس نمونة دستی شده‌اند. گسل‌های درون منطقه از نوع راندگی هستند (Toori and Seyitoglu, 2014) و شکستگی‌هایی را در لایه‌های زمین‌شناسی پدید آورده‌اند. گسل زنجانرود همزمان با زمین‏‌ساخت است و گمان می‌رود پیامد فشارهای ساختاری در پوستة زمین و فعالیت‌های زمین‌شناختی در طول زمان باشد. ازآنجایی‌که این گسل‌ لایه‌های ائوسن (E) را قطع کرده است، پس فعالیت اصلی این گسل‌ دست‌کم به دوره ائوسن بر می‌گردد. به گفتة دیگر، گسل‌ همزمان با رسوب‌گذاری لایه‌های ائوسن فعال بوده ‌است (سین‌زمین‏‌ساخت) و از آنجایی‌که گسل لایه‌های جوان‌تر مانند رسوبات کواترنری (Q) را نیز تحت‏‌تأثیر قرار داده است، چه‌بسا فعالیت گسل در دوره‌های پس از ائوسن و الیگوسن نیز ادامه داشته است (پس‌زمین‏‌ساخت). شکل 16 مقطع ساختاری گسل‌های اصلی در منطقة بررسی‏‌شده را نشان می‏‌دهد. بر پایة بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی انجام‌شده، دگرسانی‏‌های گرمابی درون کانسار اکسید آهن-آپاتیت چوره‌ناب شامل دگرسانی‌های سیلیسی، کلسیتی، اپیدوتی، کلریتی و سریسیتی هستند. گاه اکتینولیتی‏‌شدن نیز به‏‌علت دگرسانی کانی‌های مافیک مانند پیروکسن‌ها رخ داده است. دگرسانی سیلیسی در منطقة بررسی‏‌شده به‏‌صورت سیلیسی‏‌شدن سنگ میزبان و رگه-رگچه‏‌های سیلیسی تأخیری قطع‌کنندة مراحل پیشین کانه‌زایی دیده می‌شود.

شکل 15 . A) بلورهای درشت آپاتیت در زمینة مگنتیت؛ B) تصویر نمونة دستی از قطع‌شدگی کانه‌زایی مگنتیت-آپاتیت توسط رگچه‌های مگنتیت، C) رگچه‌های نازک پیریت و رگچة اکتینولیتی در سنگ‏‌های گرانیتوییدی.

Figure 15. A) Coarse crystals of apatite in the magnetite context; B) A hand photo showing veinlets of magnetite cutting the magnetite-apatite mineralization; C) Thin pyrite and actinolite veins in the granitoid rocks.

شکل16. برش عرضی از واحدهای ساختاری منطقة چوره‌ناب که توسط گسل‌های رانده قطع شده‌اند.

Figure 16. Cross-section of the structural units of the Chore Nab region cut by thrust faults.

کانه نگاری، ساخت و بافت کانسنگ

بر پایة بررسی‏‌های کانه‌نگاری، کانه‌های درون کانسار چوره‌ناب شامل مگنیتیت، پیریت و کالکوپیریت همراه با کانیهای باطله مانند آپاتیت، اکتینولیت، کلریت، کلینوپیروکسن، کوارتز، اپیدوت و کلسیت هستند. هماتیت، گوتیت و کوولیت به‌ترتیب در پی دگرسانی کانی‌‌های مگنتیت، پیریت و کالکوپیریت پدید آمده‌اند. مگنتیت کانة اصلی کانسار است و به‏‌صورت بلورهای شکل‌دار تا بی‌شکل با بافت‌های رگه‌ای یا رگچه‌ای (شکل‌های 17-A و 17-B)، توده‌ای (شکل 17-C)، دانه‌پراکنده (شکل 17-D) و اکسلوشن (شکل 17-H) دیده می‌شود. بر پایة روش نقطه‌شماری، شکل 17-A از 55 درصدحجمی اکتینولیت، 15 درصدحجمی هماتیت و 30 درصدحجمی مگنتیت ساخته شده است. درصدحجمی کانی‌های سازندة شکل 17-B شامل 75 درصدحجمی اکتینولیت و 25 درصدحجمی مگنتیت است. در شکل 17-C نیز مگنتیت 70 درصدحجمی، هماتیت 20 درصدحجمی و 10 درصدحجمی را دیگر کانی‌ها تشکیل داده‌اند. شکل 17-D شامل 30 درصدحجمی هماتیت و مگنتیت و 70 درصدحجمی کانی‌های باطله است. 25 درصدحجمی شکل 17-G از آپاتیت، 65 درصدحجمی آن را مگنتیت و 10 درصدحجمی را فضاهای خالی و حفره‌ها تشکیل داده‌اند. بافت بازماندی (شکل‌های 17-E و 17-L)، و برشی (شکل 17-F) نیز مانند بافت‌های دیده شده در این کانه‌زایی هستند. مگنتیت بیشتر به‏‌صورت پرکنندة فضای میان بلورهای آپاتیت (شکل 17-G) و گاه اکتینولیت (شکل 17-I) دیده می‌شود. بر پایة شواهد میکروسکوپی و صحرایی دو نسل مگنتیت شناسایی شد که شامل مگنتیت نسل نخست با بافت‌های توده‌ای و دانه‌پراکنده و مگنتیت نسل دوم به‏‌صورت پرکنندة فضای میان آپاتیت‏‌ها هستند. برخی بلورهای مگنتیت از حاشیة بلور و در راستای شکستگی‌ها و رخ‌ها مارتیتی‌شده و با هماتیت جایگزین شده‌اند (شکل‌های 17-D و 17-J). کانی‌های سولفیدی مانند پیریت و کالکوپیریت به‏‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار بیشتر به‏‌صورت رگچه‌ای کانه‌زایی مگنتیت- آپاتیت را قطع کرده‌اند (شکل 17-K). در تصویرهای SEM کانی‌های پیریت و کالکوپیریت در رگچه‌های سیلیسی و کلسیتی دیده می‌شوند. دگرسانی پیریت به گوتیت در برخی بلورها دیده می‌شود که گاه به‌طور کامل گوتیت جانشین پیریت شده است. تصویرهای SEM نیز به‏‌خوبی نشان‏‌دهندة این فرایند هستند (شکل 17-M). کالکوپیریت با فراوانی کمتر نسبت به پیریت، به‏‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل درون شکستگی‌های کانسنگ اکسید آهن-آپاتیت یافت می‌شود. کالکوپیریت معمولاً از حاشیه به کوولیت دگرسان شده است (شکل 17-N). جایگزینی کالکوپیریت با کوولیت در دمای زیر  C°۳۰۰ و در شرایط ƒO₂ بالا رخ داده است. در پی دگرسانی برونزاد، مگنتیت با گوتیت جایگزین شده است. آپاتیت شاخص‌ترین کانی همراه با کانه‌زایی مگنتیت در کانسار چوره‌ناب است که به‏‌صورت بلورهای درشت شکل‌دار تا ریز نیمه‌شکل‌دار به‏‌صورت منشورهای با قاعده شش‌وجهی دیده می‌شود. شواهد صحرایی و میکروسکوپی نشان‏‌دهندة آنست که آپاتیت مربوط به 3 نسل مختلف است: 1) بلورهای درشت و شکل‌دار آپاتیت (نسل I) که همراه مگنتیت هستند؛ 2) بلورهای ریز آپاتیت که به‏‌صورت سیمان فضای میان برش‌های مگنتیتی را پرکرده‌اند؛ 3) آپاتیت نسل سوم که به‏‌صورت رگچه‌ای در همراهی با اکتینولیت، مراحل پیشین را قطع کرده‌اند. به‌دنبال تنش‌های زمین‌ساختی، بلورهای درشت آپاتیت دچار شکستگی شده‌اند. اکتینولیت فراوان‌ترین کانی سیلیکاته آبدار همراه با کانه‌زایی اکسید آهن-آپاتیت در این منطقه است که به‏‌صورت بلورهای منشوری تا سوزنی درشت شکل‌دار تا ریز نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود. شواهد صحرایی و میکروسکوپی نشان‏‌دهندة آنست که اکتینولیت مربوط به 2 نسل مختلف است: 1) بلورهای درشت و شکل‌دار اکتینولیت حاصل از دگرسانی کلینوپیروکسن که فضای میان آنها را مگنتیت پر کرده است؛ 2) بلورهای درشت و شکل‌دار و سوزنی اکتینولیت که به‏‌صورت رگچه‌ای در همراهی با آپاتیت، مراحل پیشین را قطع کرده‌اند. همچنین، تناوب باندها و نوارهای اکتینولیت-آپاتیت و مگنتیت باعث پیدایش بافت نواری در این کانه‌زایی شده است. درازای بلورهای اکتینولیت گاه به 5 سانتیمتر می‌رسد. در زیر میکروسکوپ، بلورهای اکتینولیت به‏‌صورت سوزنی و رشته‌ای دیده می‌شود و گاه درون آنها بقایایی از کلینوپیروکسن دیده می‌شود. بلورهای درشت آپاتیت میانبارهای ریز فراوانی دارند که بر پایة بررسی‌های SEM، این کانی‌ها از نوع کانی‌های عنصرهای خاکی کمیاب مانند مونازیت هستند. رگچه‌های تأخیری کوارتز در برخی بخش‌ها مراحل پیشینِ کانه‌زایی را قطع کرده‌اند. کلسیت نیز به‏‌صورت رگچه‌های تأخیری مراحل پیشین کانه‌زایی را قطع کرده است. نتیجه بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی نشان‏‌دهندة آنست که ساخت و بافت‌های درون کانسار چوره‌ناب شامل رگه-رگچه‌ای، نواری، توده‌ای، برشی، دانه‌پراکنده و پرکنندة فضاهای خالی است. بافت‌های توده‌ای و رگه-رگچه‌ای شاخص ترین بافت‌ها در این کانه‌زایی هستند. همچنین، رگه-رگچه‌های تأخیری اکتینولیت-آپاتیت، کانی‌های سولفیدی، کوارتز و کلسیت، کانه‌زایی آهن-آپاتیت اولیه را قطع کرده‌اند. بافت نواری حاصل تناوب باندهای غنی از مگنتیت- آپاتیت و آپاتیت-اکتینولیت در این کانه‌زایی است. در پی تنش‌های مربوط به سیالات گرمابی و همچنین، زمین‌ساختی، توده معدنی اولیه دچار برشی‏‌شدن‌شده و بافت برشی را پدید آورده است. کانی‌های پدیدآمده در مراحل آغازین کانه‌زایی با کانی‌های دما کمتر در مراحل پایانی کانه‌زایی یا مرحله برونزاد جانشین شده‌اند. از این کانی‌ها می‌توان جانشینی کلینوپیروکسن با اکتینولیت، پیریت با گوتیت و پیریت و کالکوپیریت با کوولیت را نام برد. بقایایی از کانی‌های اولیه درون کانی‌های ثانویه دیده می‌شوند که به پیدایش بافت بازماندی انجامیده است. گوتیت حاصل از فرایندهای برونزاد در مسیر شکستگی‌ها و حفره‌ها متمرکز شده و بافت پرکنندة فضاهای خالی را پدید آورده است. پیریت و کالکوپیریت فراوان‌ترین کانی‌های سولفیدی پدیدآمده در کانسنگ هستند. بر پایة بررسی‏‌های کانه‌نگاری انجام‌شده، دو نسل از این کانی شناسایی شده است. در نسل نخست پیریت به‏‌صورت بلورهای بی‌شکل و نیمه‌شکل‌دار است که همراه با مگنتیت در کانسنگ دیده شده است. نبود شکل‌های بلورین مشخص در کانی پیریت و ارتباط بافتی آن با مگنتیت، دلالت بر رشد همزمان آنها دارد. پیریت نسل نخست پیش از مگنتیت پدید آمده است و همزمان با پیدایش آن نیز ادامه داشته است. پیریت‌های نسل اول بیشتر به کانی گوتیت تبدیل شده‌اند. این بافت جانشینی از حاشیة بلورها آغاز و تا درون بلورها توسعه یافته است. پیریت‌های نسل دوم، در فاز تأخیری سولفیدی پدید آمده‌اند. این نسل بیشتر شکل‌دار است و نسبت به نسل نخست سالم‌تر است و به مقدار کمتر با گوتیت جانشین شده است.

شکل 17. A) مگنتیت با بافت رگچه‌ای یا نواری که مارتیتی‌شده و با هماتیت جایگزین شده است؛ B) مگنتیت با بافت رگچه‌ای که اکتینولیت‌ها را قطع کرده است؛ C) مگنتیت با بافت توده‌ای که در برخی بخش‌ها با هماتیت جایگزین شده است؛ D) مگنتیت با بافت دانه‌پراکنده که بخش بزرگی از آن مارتیتی شده و با هماتیت جایگزین شده است؛ E) بافت بازماندی که در آن کالکوپیریت بیشتر با کالکوسیت جایگزین شده است و گوتیت به‏‌صورت رگچه‌ای در اطراف کالکوسیت پدید آمده است؛ F) برشی‏‌شدن سنگ میزبان همراه با گوتیت و لیمونیت؛ G) مگنتیت به‏‌صورت پرکنندة فضای میان بلورهای نیمه‌شکل‌دار آپاتیت؛ H) وجود بافت اکسلوشن حاصل از جدایش تیغه‌های نازک ایلمنیت از مگنتیت؛ I) بلورهای درشت نیمه‌شکل‌دار آپاتیت (نسل دوم) در مگنتیت (نسل 1) در همراهی با رگچه‌های اکتینولیت؛ J) بلورهای تیغه‌ای هماتیت (اسپیکیولاریت)؛ K) تبدیل پیریت و کالکوپیریت از حاشیه به گوتیت؛ L) بافت بازماندی که در آن کالکوپیریت بیشتر با کالکوسیت جایگزین شده و کالکوسیت از حاشیه جای خود را به گوتیت داده است؛ M) تصویر SEM از رگچة سیلیسی پیریت‌دار که از حاشیه با گوتیت جایگزین شده است؛ N) مگنتیت دانه‎پراکنده که کاملاً با هماتیت جایگزین شده و کالکوپیریت که از حاشیه جای خود را به کوولیت و گوتیت داده است.

Figure 17. A) Magnetite with a vein texture or band that has been martitized and turned into hematite; B) Magnetite with a veinlet texture that has cut through actinolite; C) Magnetite with a mass texture that has been changed into hematite in some areas; D) Magnetite with a disseminated texture, most of which is martitized and turned into hematite; E) relict texture in which chalcopyrite is primarily chalcocite, which has been altered, and goethite forms as veinlets around chalcocite; F) Berriciation of the host rock with goethite and limonite; G) Magnetite filling the space between semi-shaped apatite crystals; H) The existence of an exclusion texture resulting from the growth of thin ilmenite blades on magnetite; I) Coarse, subhedral crystals of apatite (second generation) present in magnetite (first generation) along with actinolite veinlets; J) Bladed crystals of specularite; K) Altration of pyrite and chalcopyrite from the margin into goethite; L) Relict texture in which chalcopyrite is mainly turned into chalcocite, and chalcocite from the margin has changed into goethite; M) SEM image of pyrite ore that has changed from the margin into goethite; N) Disseminated magnetite which has completely changed into hematite, and chalcopyrite has altered from the margin to covellite and goethite.

شکل 17. ادامه.

Figure 17. Continued.

شکل 17. ادامه.

Figure 17. Continued.

 

 مراحل کانه‌زایی و توالی پاراژنزی

با توجه به مشاهدات صحرایی و بررسی‏‌های آزمایشگاهی در معدن آهن چوره‌ناب و به‌ویژه تصویرهای میکروسکوپی SEM توالی پاراژنزی برای نسل‌های مختلف کانی‌های درون این معدن رسم شده است. مهم‌ترین نتایج به دست آمده عبارتند از:

  • همراهی مگنتیت و آپاتیت (نسل نخست) که نشان‏‌دهندة پیدایش همزمان آنهاست.
  • حضور آپاتیت در زمینة قطعات مگنتیت نشان‏‌دهندة پیدایش این نسل از آپاتیت (نسل دوم) پس از مگنتیت است.
  • حضور کانی کمیاب مونازیت به دو شکل که نوع نخست به شکل میانبار در آپاتیت نسل نخست و دوم و نوع دیگر به‏‌صورت تأخیری در رگه- رگچه‌های کربناتی پدید آمده است و نتایج میکروسکوپ الکترونی روبشی نشان‌دهندة این ویژگی هستند.
  • کانی‌های سولفیدی (پیریت و کالکوپیریت) به‏‌صورت دانه‌پراکنده در زمینة کانسنگ مگنتیت حضور دارند و همچنین، به‏‌صورت رگچه‌ای آن را قطع کرده‌اند. بر این پایه، کانه‌زایی سولفیدی را می‌توان پس از کانه‌زایی مگنتیت دانست.
  • برخی رگچه‌های مگنتیت اکتینولیت‌ها را قطع کرده‌اند (اکتینولیت نسل 1).
  • پیروکسن در مراحل پسروندة کانه‌زایی با اکتینولیت جانشین شده است.
  • رگه-رگچه‌های سیلیسی و کلسیتی در مراحل پایانی کانه‌زایی، مراحل پیشین کانه‌زایی را قطع کرده‌اند.
  • در مرحلة دگرسانی برونزاد، مگنتیت با هماتیت، پیریت با گوتیت و کالکوپیریت با کالکوسیت و کوولیت جانشین شده‌اند.

بر پایة آنچه گفته شد، توالی پاراژنتیک کانی‌ها و کانه‌های درون معدن آهن چوره‌ناب در شکل‌های 18 و 19 نشان داده شده است.

شکل 18. توالی پاراژنزی کانی‌ها در منطقة چوره‌ناب.

Figure 18. Paragenetic sequence of minerals in the Chore Nab area.

شکل 19. A) رگچه آپاتیت- اکتینولیت (نسل III) حاوی مگنتیت (نسل II) که مگنتیت‌های توده‌ای نسل I را قطع کرده است، رگچة آپاتیت، رگچه‌های داربستی سیلیسی را نیز قطع کرده است؛ B) آپاتیت‌های بی‌شکل و نیمه‌شکل‌دار ( نسل II) و رگچه‌های آپاتیت (نسل III) که مگنتیت‌های توده‌ای ( نسل I) را قطع کرده‌اند، آپاتیت‌ها کانی‌های کمیاب مونازیت دارند؛ C) تصویر بلورهای هماتیت ورقه‌ای (اسپیکیولاریت) درون رگچة کوارتز؛ D) وجود مگنتیت ( نسل II) در رگچة کوارتز که میانبار‌هایی از کانی آپاتیت (نسل I) است؛ E) تبدیل کالکوسیت به گوتیت در شکستگی‌ها و پیدایش بافت جعبه‌ای؛ F) مگنتیت‌های بی‌شکل دانه‌پراکنده در رگچة کوارتز که از مرکز به گوتیت با بافت کلوفرم تبدیل شده‌اند؛ G) بافت بازماندی: بلورهای پیریت‌ در حفره‌های پرشده با سیلیس کاملاً با گوتیت جایگزین شده‌اند و با رگچه اکتینولیت قطع شده‌اند؛ H) اکسلوشن مگنتیت- ایلمننیت در فضای میان بلورهای کوارتز، آلکالی‏‌فلدسپار و پیروکسن؛ I) رگچة سیلیسی پیریت و کالکوسیت‌دار که با گوتیت جایگزین شده‌اند. رگچة سیلیسی مگنتیت‌های با بافت توده‌ای نسل I را قطع کرده است؛ J) تصویر کانی کوولیت در شکستگی‌های آپاتیت؛ K) همراهی بلور‌های بی‌شکل و نیمه‌شکل‌دار مگنتیت و آپاتیت‌ که توسط رگچه‌های سیلیسی قطع شده‌اند؛ L) رگچه‌های داربستی سیلیس حاوی اسپیکولاریت که آپاتیت‌های نسل اول را قطع کرده‌اند؛ M) همراهی مگنتیت‌های بی‌شکل و آپاتیت‌ ( نسل I)؛ N؛ بلورهای پراکنده پیریت در زمینه کوارتز که به گوتیت تبدیل شده اند؛ O) حضور مگنتیت-آپاتیت با کوارتز؛ P) رگچه سیلیسی پیریت‌داری که کانه‌زایی مگنتیت-آپاتیت را قطع کرده است؛ Q) همراهی مگنتیت و گالن در زمینة آپاتیت؛ R) حضور ایلمنیت میان بلورهای مگنتیت و پیروکسن؛ S) پاراژنز کانی‌‌های سولفیدی روی، مولیبدن و کادمیم درون آپاتیت؛ T) رگچه‌های کلسیتی مگنتیت‌های توده‌ای (نسلI) را قطع کرده‌اند؛ U) بلورهای شکل‌دار آپاتیت ( نسلI) همراه با مگنتیت که توسط رگچه‏‌های کلریتی-اپیدوتی قطع شده‌اند؛ V) مونازیت نسل اول که به‏‌صورت میانبار درون آپاتیت جای گرفته است؛ W) مونازیت نسل دوم که درون رگچه‌های کربناتی تأخیری تشکیل شده است.

Figure 19. A) Apatite-actinolite veinlet (generation III) containing magnetite mineralization (generation II) that cuts through massive magnetites of generation I. The apatite veinlet also has cut the stockwork silica veinlets; B) Anhedral to subhedral Apatites (generation II) and apatite veinlets (generation III) that cut through massive magnetites (generation I), the apatites contain rare minerals, including monazite; C) The image of lamellar hematite crystals (specularite) inside the quartz vein; D) The presence of magnetite (generation II) in the quartz vein, which has inclusions of apatite mineral (generation I); E) Alteration of chalcocite into goethite alongside the fractures that has caused boxwork texture; F) Anhedral magnetite crystals in the quartz veinlet which have been changed from the center to goethite with a colloform texture; G) Relict texture: Pyrite crystals in a cavity filled with silics bearing sulides have been completely changed into goethite and has cut by actinolite veinlet; H) Magnetite-ilmenite exclusion in the space between quartz, alkali feldspar, and pyroxene crystals; I) Silicic veinlet containing pyrites and chalcocitewhich have been changed into goethite. The silica veinlet has cut massive (generation I); J) A photograph showing covellite inside the fractures of apatite; K) Anhedral and subhedral magnetite and apatite crystals which have been cut by silica veinlets; L) Specularite bearing stockwork veinlets of silica which have cut the apatites of the first generation; M) Anhedral magnetites and apatite crystals (generation I); N) Silicic bearing pyrite crystals changed into goethite; O) Magnetite-apatite bearing quartz veinlet; P) Pyrite bearing silica veinlet cutting magnetites and apatites mineralization; Q) Presence of magnetite and galena with apatite; R) Presence of ilmenite with magnetite and pyroxene crystals; S) Presence of zinc, molybdenum, and cadmium sulfide minerals in apatite; T) Calcite veinlets have cut through massive magnetite (generation I); U) Magnetite and euhedral crystals of apatite (generation I) in which have been cut by chlorite-epidote veinlets; V) First-generation monazite as inclusions inside apatite; W) Second-generation monazite formed in the late carbonate veinlets.

شکل 19. ادامه.

Figure 19. Continued.

 

شکل 19. ادامه.

Figure 19. Continued.

نوع کانه‌زایی

لوبرگ و هورندال (Loberg and Horndal, 1983) با استفاد ه از میزان Fe، Ni، V و Ti به رده‌بندی انواع کانسارهای آهن پرداخته‌اند. با استفاده از تغییرات V در برابر Ni کانسارهای آهن-آپاتیت و تیتانیم‌دار از کانسارهای رسوبی تفکیک می‌شوند. همچنین، با کمک تغییرات نسبت V/Ti به Ni/Ti می‌توان کانسارهای آهن-آپاتیت را از کانسارهای آهن تیتانیم‌دار و کانسارهای آهن نواری شناسایی کرد. در نمونه‌های تجزیه‌شده از منطقة بررسی‏‌شده، پنج نمونه از کانسنگ مگنتیتی تجزیه شدند. بر پایة مقدارهای Ni، V، Ti و Fe درون این نمونه‌ها، کانه‌زایی اکسید آهن-آپاتیت منطقة چوره‌ناب در محدودة کانسارهای آهن آپاتیت و کانسارهای آهن-تیتانیم‌دار قرار می‌گیرد (شکل‌های 20-A و 20-B). در نمودار Mn در برابر Sr نیز نسل‌های مختلف کانه‌های درون معدن چوره‌ناب در گسترة سنگ‏‌های گرانیتوییدی و پگماتیت‌های گرانیتی جای می‌گیرند (شکل 20-C).

شکل 20. ترکیب شیمیایی کانه‌های معدن چوره‌ناب روی ﻧﻤﻮدارﻫﺎی ﻟﻮﺑﺮگ و ﻫﻮرﻧﺪال (Loberg and Horndahl, 1983). A) ﻧﻤﻮدار Ti در برابر V؛ B) ﻧﻤﻮدار Ni در برابر V؛ C) ﻧﻤﻮدار Mn در برابر Sr (Belousova et al., 2002).

Figure 20. The composition of Chore Nab mine ores on Loberg and Horndahl diagrams (Loberg and Horndahl, 1983). A) Ti versus V diagram, B) Ni versus V diagram, C) Mn versus Sr diagram (Belousova et al., 2002).

 برداشت

معدن آهن چوره‌ناب در پهنة البرز باختری- آذربایجان و زیرپهنة طارم جای دارد. در این منطقه سنگ‏‌های آذرین ائوسن رخنمون گسترده‌ای دارند و با کانه‌زایی آهن همراه هستند. بر پایة بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‌نگاری صورت‌گرفته، سنگ‏‌های رخنمون یافته در این منطقه شامل سه گروه سنگ‏‌های آتشفشانی، توده‌های آذرین درونی و رسوبات متعلق به دوران کواترنری هستند. واحدهای سنگی رخنمون در منطقه بررسی‏‌شده از قدیم به جدید عبارتند از سنگ‏‌های آتشفشانی- آذرآواری ائوسن شامل تراکی‌آندزیت، آندزیت همراه با ماسه‌سنگ و توف سبز در بخش زیرین (واحد E5k.a)، توف پامیسی به رنگ سفید تا صورتی (واحد E7k.a) و گدازه‌های آندزیتی همراه با توف برش، ماسه‌سنگ و گل‌سنگ (واحد E8k.a)، سنگ‏‌های گرانیتوییدی ائوسن پایانی (با ترکیب سنگ‌شناسی کواتز مونزودیوریت، کوارتز مونزونیت و کوارتز سینیت) و نهشته‌های کواترنری (متشکل از پادگانه‌های آبرفتی قدیمی و پادگانه‌های آبرفتی جدید) هستند. با کمک بررسی‏‌های میکروسکوپی روی مقاطع نازک، کانی‎های اصلی سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی، پلاژیوکلاز و پیروکسن و کانی‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های آذرین درونی، کوارتز، آلکالی‏‌فلدسپار و پلاژیوکلاز شناسایی شدند. کلسیت کانی حاصل از دگرسانی و آپاتیت و مونازیت کانی‌های فرعی واحدهای سنگی را تشکیل داده‌اند. بافت غالب سنگ‏‌های آتشفشانی پورفیری، پورفیری- میکرولیتی و گلومروپورفیری و بافت غالب سنگ‏‌های آذرین درونی دانه‌ای هستند. کانه‌زایی اکسید آهن-آپاتیت در معدن چوره‌ناب به‏‌صورت عدسی، رگه-رگچه‌های اکسید آهن- آپاتیت و گاه به شکل داربستی درون سنگ‏‌های آذرین درونی و به مقدار کم درون سنگ‏‌های آتشفشانی-رسوبی ائوسن متمرکز شده است. واحدهای سنگی منطقه سرشت ﮐﺎﻟﮏآﻟﮑﺎﻟﻦ ﭘﺘﺎﺳﯿﻢ ﺑﺎﻻ دارند و از نوع ﻣﺘاآﻟﻮﻣﯿﻦ هستند و گرانیتوییدهای منطقه از نوع I ﻫﺴﺘﻨﺪ. ﺗﻮدهﻫﺎی آذرین درونی در ﻣﺤﯿﻂ ﺗﮑﺘﻮﻧﻮﻣﺎﮔﻤﺎﯾﯽ ﺣﺎﺷﯿة ﻓﻌﺎل ﻗﺎره‌ای و همزمان با ﺑﺮﺧﻮرد پدید آمده‌اﻧﺪ و گرانیتوییدهای منطقه به لحاظ جایگاه تکتونوماگمایی به کمان‌های متعلق آتشفشانی (VAG[14]) هستند. توده‌های آتشفشانی نیز بیشتر در محیط تکتونوماگمایی کوهزایی جای گرفته‌اند و به کمان‌های قاره‌ای وابسته هستند. در نمودار SiO2 در برابرNa2O+K2O سنگ‏‌های آذرین درونی بررسی‏‌شده در محدودة کوارتز مونزودیوریت و مونزودیوریت جای دارند. بر پایة نمودار SiO2 در برابرNa2O+K2O نیز سنگ‏‌های آتشفشانی در محدوده‌های داسیت، تراکی‌داسیت، آندزیت و تراکی‌آندزیت قرار دارند. برای پی‌بردن به سرشت برخی فرایندهای موثر در تحول ماگما مانند تبلوربخشی، از نمودارهای هارکر بهره گرفته شد. بر پایۀ نمودارهای هارکر، پراکندگی نقاط در برخی نمودارها می‌تواند پیامد رخداد فرایند‌های دیگری بجز پدیدة تبلوربخشی باشد. به احتمال بسیار بالا، آلایش پوسته‌ای توجیه خوبی برای این پدیده است. ویژگی بارز نمودار عنکبوتی، آنومالی مثبت Pb در همه نمونه‌هاست که می‌تواند نشان‏‌دهندة تأثیر مواد پوستة قاره‌ای در پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های بررسی‏‌شده باشد. همراه بودن آنومالی مثبت Pb و آنومالی منفی Nb و Ta نشانة ماگماهای کمان‌های آتشفشانی و ماگماهای متأثر از مواد پوسته قاره‌ای است. ناهنجاری‌های منفی Ti و Nb به عوامل گوناگونی مانند ماگماتیسم مرتبط با فرایند فرورانش و شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی دانسته می‌شود. نمونه‌های بررسی‏‌شده الگویی غنی از عنصرهای LREE نسبت به HREE را با نسبت بالای LREE/HREE و آنومالی منفی بسیار ضعیف Eu نشان می‌دهند. آنومالی Eu در نمونه‏‌های گرانیتوییدی (میانگینEu/Eu*: 98/0) و در سنگ‏‌های آتشفشانی (میانگینEu/Eu*: 87/0) گویای آنومالی ضعیف در این سنگ‏‌ها است. برای تفکیک فرایند‌های تبلوربخشی و ذوب‌بخشی، نمودار دوتایی La در برابر La/Sm به‌کار برده شد .بر پایة این نمودار، سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقة چوره‌ناب تحت‏‌تأثیر درجات مختلف ذوب‌بخشی پدید آمده‌اند و تا اندازه‌ای دچار فرایند تبلوربخشی شده‌اند. دربارة سنگ‏‌های آتشفشانی، افزون‏‌بر جدایش بلوری، در هنگام پیدایش ماگما پدیده آمیختگی نیز می‌تواند تاثیرات مهمی در سرنوشت ماگما داشته باشد. در نمودارهای Rb در برابر Rb/Sr و Rb/Sr در برابر Ti/Zr نمونه‌ها روندی مشابه با منحنی‌های آمیختگی دارند که این ویژگی نشان دهندة پدیده آمیختگی ماگمایی است. در نتیجه ماگمای مادر سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة چوره‌ناب احتمالاً از ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای پدید آمده است که با توجه به آمیختگی با ماگمای بازالتی در هنگام صعود و جایگیری در آشیانة ماگمایی به هنگام رخداد فرایندهای جدایش بلوری، آلایش و هضم، انواع متفاوتی از سنگ‏‌های منطقه را به‌دنبال داشته است. برای بررسی ویژگی‌های خاستگاه گوشته‌ای و درجه ذوب‌بخشی از نمودار تغییرات Sm در برابر Sm/Yb استفاده شد. بر پایة این نمودار، نمونه‌های آتشفشانی منطقة چوره‌ناب از یک گوشتة کمتر غنی شده اسپینل‌لرزولیتی با درجة ذوب‌بخشی 10 تا 40 درصد خاستگاه گرفته‌اند. افزایش درجه ذوب‌بخشی باعث تهی‏‌شدن بیشتر خاستگاه گوشته‌ای شده است. در نمودار Zr در برابر Y نیز سنگ‏‌های منطقه در محدودة گوشته غنی‌شده جای گرفتند. در نمودارهای Th/Ta در برابر Ta/Yb و Th/Ta در برابر Yb سنگ‏‌های آذرین درونی در محدودة سنگ‏‌های آذرین حاشیة فعال قاره‌ای جای گرفتند و در نمودار Nb در برابر Y نیز سنگ‏‌های آذرین درونی بررسی‏‌شده در محدودة گرانیتوییدهای مرتبط با کمان‌های آتشفشانی همزمان با برخورد جای گرفتند. بر پایة مقدار Ni، V، Ti و Fe درون نمونه‌ها، کانه‌زایی اکسید آهن-آپاتیت منطقة چوره‌ناب در محدودة کانسارهای آهن آپاتیت و کانسارهای آهن تیتانیم‌دار و در نمودار Mn در برابر Sr نیز نسل‌های گوناگون کانه‌های درون معدن چوره‌ناب در گسترة سنگ‏‌های گرانیتوییدی و پگماتیت‌های گرانیتی جای دارند.

تعارض منافع: هیچ گونه تعارض منافعی وجود ندارد.

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از حمایت‌های معاونت‌های محترم پژوهشی دانشگاه لرستان و دانشگاه زنجان بسیار سپاس‌گزارند. همچنین، نگارندگان مقاله از توصیه‌های علمی سردبیر محترم و داورانی که با پیشنهادهای ارزشمند خود موجب غنای علمی این مقاله شدند، سپاس‌گزاری می‌کنند.

[1] co-occurrence

2 visual manifestations

[3] intrusive geometry

4 morphology

5 vein-like structure

6 cross-cutting relationshipv

[7] Potential Texture and Composition

[8] co-crystallization

[9] quality assurance

[10] quality control

[11] Multi-element Standard Solutions

[12] Certified Reference Materials

[13] Analytical Reference Materials International

[14] Volcanic Arc Granitoide

References

Abu-Hamatteh, Z.S.H. (2005) Geochemistry and petrogenesis of mafic magmatic rocks of the Jharol Belt, India: Geodynamic implication. Journal of Asian Earth Sciences, 25, 557-581. http://www.doi.org/10.1016/j.jseaes.2004.05.006
Aghajani, S., Emami, M.H., Lotfi, M., Gholizadeh, K., and Ghasemi Siani, M. (2016) Source of polymetal epithermal veins at Nikuyeh district (west of Qazvin) based on mineralogy, alteration and fluid inclusion studies. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 25, 157–168 (in Persian). https://doi.org/10.22071/gsj.2016.40893
Aghajani, S., Ghasemi Siani, M., Emami, M.H., Lotfi, M., and Gholizadeh, K. (2020) Petrography, geochemistry, magmatic evolution and tectonomagmatic setting of igneous rocks associated with Nikuyeh epithermal mineralization (west of Qazvin). Kharazmi Journal of Earth Sciences, 6(1), 15–30 (in Persian). https://doi.org/10.52547/gnf.6.1.1
Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Castro, A. (2015) Petrogenesis and U-Pb SHRIMP Dating of Tarom Plutons. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 24(95), 3-20 (in Persian). https://dor.isc.ac/dor/20.1001.1.10237429.1394.24.95.4.0
Aghazadeh, M., Castro, A., Badrzadeh, Z., and Vogt, K. (2011) Post-collisional polycyclic plutonism from the Zagros hinterland: The Shaivar Dagh plutonic complex, Alborz belt, Iran. Geological Magazine, 148(5-6), 980-1008. https://doi.org/10.1017/S0016756811000380
Aldanmaz, E. (2002) Mantle source characteristics of alkali basalts and basanites in an extensional intracontinental plate setting, western Anatolia, Turkey: Implications for multi-stage melting. International Geology Review, 44(5), 440-457. https://doi.org/10.2747/0020-6814.44.5.440
Amini, B., Amini Chahrogh, M.R., Hirayama., and Stocklin, G. (2013) Geological map of Tarom, scale 1:100,000. Organization of Geology and Mineral Exploration, Tehran, Iran.
Arjmandzadeh, R., and Santos, J.F. (2014) Sr–Nd isotope geochemistry and tectonomagmatic setting of the Dehsalm Cu–Mo porphyry mineralizing intrusives from Lut Block, eastern Iran. International Journal of Earth Sciences, 103(1), 123-140. https://doi.org/10.1007/s00531-013-0959-4 
Asiabanha, A., and Foden, J. (2012) Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98-111. http://www.doi.org/10.1016/j.lithos.2012.05.014
Askren, D.R., Roden, M.F., and Whitney, J.A. (1997) Petrogenesis of Tertiary andesite lava flows interlayered with large-volume felsic ash-flow tuffs of the western USA. Journal of Petrology, 38 (8), 1021-1046. https://doi.org/10.1093/petroj/38.8.1021
Barton, M.D. (2014) Iron oxide (Cu–Au–REE–P–Ag–U–Co) systems. Treatise on geochemistry, 515–541. http://dx.doi.org/10.1016/B978-0-08-095975-7.01123-2
Bas, M.L., Maitre, R.L., Streckeisen, A., and Zanettin, B. (1986) IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27(3), 745-750.
Batchelor, R.A., and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multi cationic parameters. Chemical Geology, 48(1-4), 43-55. https://doi.org/10.1016/0009-2541(85)90034-8
Bau, M., Koschinsky, A., Dulski, P., and Hein, J.R. (1996) Comparison of the partitioning behaviours of yttrium, rare earth elements, and titanium between hydrogenetic marine ferromanganese crusts and seawater. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60(10), 1709-1725. https://doi.org/10.1016/0016-7037(96)00063-4
Belousova, E., Griffin, W.L., O'Reilly, S.Y., and Fisher, N.L. (2002) Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143(5):602–622. https://doi.org/10.1007/s00410-002-0364-7
Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Chichorro, M. (2013) Late Eocene–Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NWIran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180, 109-127. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.08.003
Chen, C.H., Chung, S.H., Hwang, H.H., Chen, C.H., and Chung, S.L. (2001) Petrology and geochemistry of Neogene continental basalts and related rocks in northern Taiwan (III): Alkali basalts and tholeiites from Shiting-Yinko area. Western Pacific Earth Sciences, 1(1), 19-46.
Chen, W., Zhao, X.F., Li, X.C., and Zhou, M.F. (2019) An overview on the characteristics and origin of iron-oxide copper gold (IOCG) deposits in China. Acta Petrologica Sinica, 351, 99–118. https://doi.org/10.18654/1000-0569/2019.01.07
Childress, T.M., Simon, A.C., Day, W.C., Lundstrom, C.C., and Bindeman, I.N. (2016) Iron and oxygen isotope signatures of the Pea Ridge and Pilot Knob magnetite-apatite deposits, southeast Missouri, USA. Economic Geology, 111(8), 2033–2044. https://doi.org/10.2113/econgeo.111.8.2033
Collins, W.J., Beams, S.D., White, A.J.R., and Chappell, B.W. (1982) Nature and origin of A -type granites with particular reference to southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 80(2), 189–200.450-462.
Day, W.C., Slack, J.F., Ayuso, R.A., and Seeger, C.M. (2016) Regional geologic and petrologic framework for iron oxide ±apatite ±rare earth element and iron oxide copper-gold deposits of the Mesoproterozoic St. Francois Mountains terrane, southeast Missouri, USA. Economic Geology, 111(8), 1825–1858. https://doi.org/10.2113/econgeo.111.8.1825
Deditius, A.P., Reich, M., Simon, A.C., Suvorova, A., Knipping, J., Roberts, M.P., Rubanov, S., Dodd, A., and Saunders, M. (2018) Nanogeochemistry of hydrothermal magnetite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 173, 1-20. https://doi.org/10.1007/s00410-018-1474-1
DeMelo, G.H., Monteiro, L.V., Xavier, R.P., Moreto, C.P., Santiago, E.S., Dufrane, S.A., and Santos, A.F. (2017) Temporal evolution of the giant Salobo IOCG deposit, Carajás Province (Brazil): constraints from paragenesis of hydrothermal alteration and U-Pb geochronology. Mineralium Deposita, 52, 709–732. https://doi.org/10.1007/s00126-016-0693-5
Dupuis, C., and Beaudoin, G. (2011) Discriminant diagrams for iron oxide trace element fingerprinting of mineral deposit types. Mineralium Deposita, 46, 319-335. https://doi.org/10.1007/s00126-011-0334-y
Ebrahimifard, H., Ghasemi Siani, M., Tabbakh Shabani, A.A., Nazarian, M., and Karimi Shahraki, B. (2022) Mineralogy and mineral chemistry of alteration zone in order to determine the tectonic settings and mineralization characteristics in the Choreh-Nab iron deposit (Western Alborz). Kharazmi Journal of Earth Sciences, 8(2), 164-211. http://doi.org/10.22034/KJES.2023.8.2.106631
Ebrahimi, M., Goli, M., Esmaili, R., Nematolahi, M.J., and Farzadian, H. (2016) Placer iron mineralization in Zarnan, east of Zanjan. 8th National Conference of the Economic Geology Association of Iran, 1-7.
Ebrahimi, M., Esmaili, R., and Nematolahi, M.J. (2017) Petrography of the intrusive rocks in the Zarnan region, east of Zanjan. 9th National Conference of the Economic Geology Association of Iran.
Esmaeli, M., Lotfi, M., and Nezafati, N. (2015) Fluid inclusion and stable isotope study of the Khalyfehlou copper deposit, Southeast Zanjan, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 8(11), 9625-9633. https://doi.org/10.1007/s12517-015-1907-3
Esperanca, S., Crisci, M., de Rosa, R., and Mazzuli, R. (1992) The role of the crust in the magmatic evolution of the island Lipari (Aeolian Islands, Italy). Contributions to Mineralogy and Petrology 112, 450-462. https://doi.org/10.1007/BF00310777
Frietsch, R., and Perdahl, J.A. (1995) Rare earth elements in apatite and magnetite in Kiruna-type iron ores and some other iron ore types. Ore Geology Reviews, 9(6), 489-510. https://doi.org/10.1016/0169-1368(94)00015-G 
Geravandi, E., Modabberi, S., Geravandi, P., Niroomand, S., and Rajabi, A. (2022) Geophysical Investigation of Magnetometry in Zarnan-Chorenab Zanjan Menitite Iron Deposit. Journal of Mineral Resources Engineering, 7(4), 19-38. http://doi.org/10.30479/JMRE.2022.15699.1521
Ghasemi Siani, M.G., Tabbakh Shabani, A.A., Hanilci, N., Neubauer, F., Aysal, N., and Karimi Shahraki, B. (2024) Evidence of IOA-IOCG transition ore systems in the Tarom-Hashtjin metallogenic province, NW Iran. Turkish Journal of Earth Sciences, 33(3), 260-278. https://doi.org/10.55730/1300-0985.1911
Ghasemi Siani, M., and Ebrahimifard, H. (2023) Geochemistry and petrogenesis of granitoid rocks in the Tarom-Hashtjin metallogenic province, western Alborz. Petrological Journal, 14(1), 139-194 (in Persian). http://doi.org/10.22108/ijp.2022.132697.1269
Ghasemi Siani, M., Lentz, D. (2022) Lithogeochemistry of various hydrothermal alteration types associated with precious and base metal epithermal deposits in the Tarom-Hashtjin metallogenic province, NW Iran: Implications for regional exploration. Journal of Geochemical Exploration 232. 106903. https://doi. org/10.1016/j.gexplo.2021.106903
Ghasemi Siani, M.G., Lentz, D.R., and Nazarian, M. (2020) Geochemistry of igneous rocks associated with mineral deposits in the Tarom-Hashtjin metallogenic province, NW Iran: an analysis of the controls on epithermal and related porphyry-style mineralization. Ore Geology Reviews, 126, 103753. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2020.103753
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., and Azizi, H. (2017) Mineralogy, Geochemistry and Alteration of Ore Minerals in Glojeh Epithermal Veins, North of Zanjan. Iranian Journal of Geology, 11(42), 1-25 (in Persian).
Ghasemi Siani, M., Mehrabi, B., Azizi, H., Wilkinson, C.M., and Ganerod, M. (2015) Geochemistry and geochronology of the volcano-plutonic rocks associated with the Glojeh epithermal gold mineralization, NW Iran. Open Geosciences, 7(1), 207-222. https://doi.org/10.1515/geo-2015-0024
Ghasemi Siani, M. (2014) Timing and origin of epithermal veins and geochemical zoning in the Glojeh district, North of Zanjan, Iran, 178 p. Ph.D. Thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).
Gorton, M.P., and Schandl, E.S. (2000) From continents to island arcs: a geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist, 38(5), 1065-1073.
Groves, D.I., Bierlein, F.P., Meinert, L.D., and Hitzman, M.W. (2010) Iron oxide copper-gold (IOCG) deposits through Earth history: Implications for origin, lithospheric setting, and distinction from other epigenetic iron oxide deposits. Economic Geology, 105(3), 641–654. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.105.3.641
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Macmillan.
Harlov, D.E., Förster, H.J., and Nezilov, A.S. (2002) Metasomatic apatite: Composition, origin and implications for the genesis of ore deposits. Mineralogy and Petrology, 76(1-2), 1-27.
Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A., and Mitchell, S.F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th–Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48(12), 2341-2357. https://doi.org/10.1093/petrology/egm062 
Hirayama, K., Samimi, M., Zahedi, M., and Houshmand Zadeh A. (1966) Geology of the Tarom district, Western Part (Zanjan Area, Northwest Iran). Geological Survey of Iran, Rep. 8, 31 p.
Hitzman, M.W., and Porter, T.M. (2000) Iron Oxide-Cu-Au deposits: What, where, when, and why. Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits: A Global Perspective. Australian Mineral Foundation, Adelaide, 1, 9-25
Hofmann, A.W., Jochum, K.P., Seufert, M., and White, W.M. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary science letters, 79 (1-2), 33-45. https://doi.org/10.1016/0012-821X(86)90038-5 
Hosseinzadeh, M.R., Maghfouri, S., Moayyed, M., Lotfehnia, M., and Hajalilo, B. (2015) Petrology, geochemistry and alteration at the polymetalic (Cu-Pb-Zn) vein and veinlet mineralization in the Lubin-Zardeh area, Northeast Zanjan. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 24, 41–52 (in Persian). https://doi.org/10.22071/gsj.2015.41672
Hosseinzadeh, M.R., Moghfouri, M., Moayyed, M., and Rahmani, A. (2016) Khalifehlu deposit high-sulfidation epithermal Cu-Au mineralization in the Tarom magmatic zone, North Khoramdareh. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 25, 179–194 (in Persian). https://doi.org/10.22071/gsj.2016.40910
Huang, X.W., and Beaudoin, G. (2019) Textures and chemical compositions of magnetite from iron oxide copper-gold (IOCG) and Kiruna-type iron oxide-apatite (IOA) deposits and their implications for ore genesis and magnetite classification schemes. Economic Geology, 114 (5), 953–979. https://doi.org/10.5382/econgeo.4651
Imchen, W., Patil, S.K., Rino, V., Thong, G.T., Pongen, T., and Rao, B.V. (2015) Geochemistry, petrography and rock magnetism of the basalts of Phek district, Nagaland. Current Science, 2240-2249.
Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A.F. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian journal of earth sciences, 8(5), 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055
Jami, M., Dunlop, A.C., and Cohen, D.R. (2007) Fluid inclusion and stable isotope study of the esfordi apatite-magnetite deposit, Central Iran—A reply. Economic Geology, 104(1), 140-143. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.104.1.140 
Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C., and McDonald, G.D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144, 38-56. https://doi.org/10.1007/s00410-002-0374-5
Kaygusuz, A., Yücel, C., Arslan, M., Sipahi, F., Temizel, İ., Çakmak, G., and Güloğlu, Z.S. (2018) Petrography, mineral chemistry and crystallization conditions of Tertiary plutonic rocks located to the north of Bayburt (Eastern Pontides, Turkey). Bulletin of the Mineral Research and Exploration, 157, 75–102. https://doi.org/10.19111/bulletinofmre.427829 
Kerr, I.D. (1998) Mineralogy, chemistry and hydrothermal evolution of the Pea Ridge Fe-oxide-REE deposit, Missouri, USA. MSc thesis (unpbl), University of Windsor, Ontario, 112p.
Khanmohammadi, N., Khakzad, A., and Izadyar, J. (2010) Mineralography, Structural and Textural Studies and Genesis of Zaker Iron-Apatite Deposit (Northeast of Zanjan). Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 19(76), 119-176 (in Persian). https://doi.org/10.22067/econg.v12i3.79628
Kordian, S., Mokhtari, M.A.A., Kouhestani, H., and Veiseh, S. (2020) Geology, mineralogy, structure and texture, geochemistry and genesis of the Golestan Abad iron oxideapatite deposit (East of Zanjan). Journal of Economic Geology, 12(3), 299-325 (in Persian). https://doi.org/10.22067/ECONG.V12I3.79628
Kouhestani, H., and Mokhtari, M.A.A. (2019) Tashvir ore occurrence, NE Zanjan. Intermediate-sulfidation style of epithermal base metal (Ag) mineralization in the Tarom-Hashtjin zone. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 28, 97–108 (in Persian). https://doi.org/10.22071/gsj.2018.91903.1193
Kouhestani, H., Mokhtari, M.A.A., Chang, Z., and Johnson, C.A. (2018) Intermediate sulfidation type base metal mineralization at Aliabad-Khanchy, Tarom-Hashtjin metallogenic belt, NW Iran. Ore Geology Reviews, 93, 1-18. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2017.12.012
Küster, D., and Harms, U. (1998) Post-collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: A review. Lithos 45 (1-4): 177-195. https://ui.adsabs.harvard.edu/link_gateway/1998Litho..45..177K/doi:10.1016/S0024-4937(98)00031-0
Leão-Santos, M., Moraes, R., Li, Y., Raposo, M.I., and Zuo, B. (2022) Hydrothermal Alteration Zones’Magnetic Susceptibility Footprints and 3D Model of Iron Oxide-Copper-Gold (IOCG) Mineralization, Carajás Mineral Province, Brazil. Minerals, 12(12), 1581. https://doi.org/10.3390/min12121581
Le Bas, M. J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., Zanettin, B. (1986) A Chemical Classification of Volcanic Roccks base in the total alkali-silica diagram. Journal of petrology 27, 745-750.
Li, H., Zhang, Z., Liu, B., Jin, Y., and Santosh, M. (2023) The genetic link between iron oxideapatite and iron skarn mineralization in the Beizhan deposit, Western Tianshan, NW China: Evidence from magnetite and gangue mineral geochemistry. Journal of Asian Earth Sciences, 241, 105460. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2022.105460
Loberg, B.E.H., and Horndal, A.K. (1983) Ferride geochemistry of Swidish Precambrian iron ores. Mineralium Deposita, 18(3), 487–504. https://doi.org/10.1007/BF00204493
Lottermoser, B.G. (1992) Rare earth elements and hydrothermal ore formation processes. Ore Geology Reviews, 7, 25-41. https://doi.org/10.1016/0169-1368(92)90017-F
Macomber, M. M. (1984) World geodetic system 1984.
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
Mehrabi, B., Ghasemi Siani, M., Goldfarb, R., Azizi, H., Ganerod, M., and Marsh, E.E. (2016) Mineral assemblages, fluid evolution, and genesis of polymetallic epithermal veins, Glojeh district, NW Iran. Ore Geology Reviews, 78, 41-57. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2016.03.016
Mehrabi, B., Siani, M., and Azizi, H. (2014) The genesis of the epithermal gold mineralization at north of Glojeh veins, NW Iran. International Journal of Sciences: Basic and Applied Research (IJSAR), 15(1), 479-497. https://www.gssrr.org/JournalOfBasicAndApplied/article/view/2059
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
Mikaeili, K., Hosseinzadeh, M.R., Moayyed, M., and Maghfouri, S. (2018) The Shah-Ali-Beiglou Zn-Pb-Cu (-Ag) Deposit, Iran: An Example of Intermediate Sulfidation Epithermal Type Mineralization. Minerals, 8(4), 148. https://doi.org/10.3390/min8040148
Mobashergermi, M., Aghazadeh, M., Kheirkhah, M., and Ahmadzadeh, G.R. (2018) Geochemistry and petrogenesis of cretaceous volcanic rocks from the south and south west of Germi city (North west of Iran). Petrological Journal, 9(1), 91-110 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2017.101362.1004
Moghaddasi, S.J., Ebrahimi, M., and Mohammadi, F. (2019) Mineralogy, geochemistry and genesis of Gozaldarreh iron skarn deposit, southeast Zanjan. Journal of Economic Geology, 11(1),  33-55 (in Persian with English abstract). https://doi.org/10.22067/econg.v11i1.60810
Mokhtari, M.A.A., Kouhestani, H., and Gholizadeh, K. (2019) Mineral chemistry and formation conditions of calc-silicate minerals of Qozlou Fe skarn deposit, Zanjan Province, NW Iran. Arabian Journal of Geosciences, 12(21), 658. https://doi.org/10.1007/s12517-019-4814-1
Mokhtari, M.A.A., Kouhestani, H., and Saeedi, A. (2016) Investigation on type and origin of copper mineralization at Aliabad Mousavi-Khanchy occurrence, East of Zanjan, using petrological, mineralogical and geochemical data. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 25, 259–270 (in Persian). https://doi.org/10.22071/gsj.2016.40756
Moreto, C.P.N., Monteiro, L.V.S., Xavier, R.P., Creaser, R.A., DuFrane, S.A., Tassinari, C.C.G., and Amaral, W.S. (2015) Neoarchean and Paleoproterozoic iron oxide-copper-gold events at the Sossego deposit, Carajás Province, Brazil: Re-Os and U-Pb geochronological evidence. Economic Geology, 110(3), 809-835. https://doi.org/10.2113/econgeo.110.3.809
Nabatian, G., and Ghaderi, M. (2013) Oxygen isotope and fluid inclusion study of the Sorkhe-Dizaj iron oxide-apatite deposit, NW Iran. International Geology Review, 55(4), 397-410. https://doi.org/10.1080/00206814.2012.713547
Nabatian, G., and Ghaderi, M. (2014) Mineralogy and geochemistry of rare earth elements in iron oxide–apatite deposits of the Zanjan region. Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 24(93), 157-170. https://doi.org/10.22071/gsj.2014.43556
Nabatian, G., Ghaderi, M., Corfu, F., Neubauer, F., Bernroider, M., Prokofiev, V., and Honarmand, M. (2014b) Geology, alteration, age, and origin of iron oxide–apatite deposits in Upper Eocene quartz monzonite, Zanjan district, NW Iran. Mineralium Deposita, 49(2), 217-234. https://doi.org/10.1007/s00126-013-0484-1
Nabatian, G., Ghaderi, M., Daliran, F., and Rashidnejad‐Omran, N. (2012) Sorkhe‐Dizaj Iron Oxide–Apatite Ore Deposit in the Cenozoic Alborz‐Azarbaijan Magmatic Belt, NW Iran. Resource Geology, 63(1), 42-56. https://doi.org/10.1111/j.1751-3928.2012.00209.x
Nabatian, G., Ghaderi, M., Neubauer, F., Honarmand, M., Liu, X., Dong, Y., and Bernroider, M. (2014a) Petrogenesis of Tarom high-potassic granitoids in the Alborz–Azarbaijan belt, Iran: Geochemical, U–Pb zircon and Sr–Nd–Pb isotopic constraints. Lithos, 184, 324–345. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.11.002
Nabatian, G., Rastad, E., Neubauer, F., Honarmand, M., and Ghaderi, M. (2015) Iron and Fe–Mn mineralization in Iran: implications for Tethyan metallogeny. Australian Journal of Earth Sciences, 62(2), 211–241. https://doi.org/10.1080/08120099.2015.1002001
Nabatian, G., Ghaderi, M., Rashid Nejad Omran, N., and Daliran, F. (2011) Sorkheh Dizaj apatite - iron oxide deposit as a Kiruna Type: mineralogy, texture and structure, alteration and comparative Studies. The Iranian Society of crystallography and mineralogy, 19(4), 665-686 (in Persian).
Nadoll, P., Angerer, T., Mauk, J.L., French, D., and Walshe, J. (2014) The chemistry of hydrothermal magnetite: A review. Ore Geology Reviews, 61, 1-32. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2013.12.013
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na, and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38(5), 757-775.
Naranjo, J.A., Henríquez, F., and Nyström, J.O. (2010) Metasomatismo de contacto subvolcánico en el Complejo Volcánico El Laco, Andes centrales. Andean Geology, 37(1), 110-120.
Pang, K.N., Chung, S.L., Zarrinkoub, M.H., Khatib, M.M., Mohammadi, S.S., Chiu, H.Y., Chu, C.H., Lee, H.Y., and Lo, C.H. (2013) Eocene–Oligocene post-collisional magmatism in the Lut–Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180, 234-251. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.05.009
Parak, T. (1975) Kiruna iron ores are not" intrusive-magmatic ores of the Kiruna type. Economic Geology, 70(7), 1242-1258. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.70.7.1242
Pearce, J.A. (2008) Geochemical Fingerprinting of Oceanic Basalts with Applications to Ophiolite Classification and the Search for Archean Oceanic Crust. Lithos, 100, 14-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.016
Pearce, J.A., and Wyman, D.A. (1996) A user’s guide to basalt discrimination diagrams. Trace element geochemistry of volcanic rocks: applications for massive sulphide exploration. Geological Association of Canada, Short Course Notes, 12, 79-113.
Pearce, J.A., and Peate, D.W. (1995) Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 23, 251-286.
Peccerillo, A., and Taylor, S.R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. https://doi.org/10.1007/BF00384745
Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation. Presentation, Interpretation,796,317-343.
Saeedi, A., Mokhtari, M.A.A., and Kouhestani, H. (2018) Petrology and geochemistry of intrusive rocks at Khanchay-Aliabad region (Tarom sub-zone, East of Zanjan). Petrological Journal, 33, 207–229 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2017.82000.0
Seyedqaraeini, A.A., Mokhtari, M.A.A., and Kouhestani, H. (2019) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of Zajkan granitoid, Tarom-Hashtjin sub-zone, West of Qazvin. Petrological Journal, 10(3), 79-100.  https://doi.org/10.22108/ijp.2020.118649.1147
Schandl, E.S., and Gorton, M.P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology, 97(3), 629-642. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.97.3.629 
Shafaiepour, N., Mokhtari, M.A.A., Kohestani, H., and Honarmand, M. (2020) Petrology and Geochemistry of the Qozlou Granitoid and Related Fe skarn (west Zanjan). Journal of Economic Geology, 12(1), 47-76 (in Persian with English abstract). https://doi.org/10.22067/econg.v12i1.70568
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, 120, 872. https://doi.org/10.1038/120872a0
Shervais, J.W., Taylor, L.A., Lugmair, G.W., Clayton, R.N., Mayeda, T.K., and Korotev, R.L. (1988) Early Proterozoic oceanic crust and the evolution of subcontinental mantle: Eclogites and related rocks from southern Africa. Geological Society of America Bulletin, 100(3), 411-423. https://doi.org/10.1130/0016-7606
Sillitoe, R. H. (2003) Iron oxide-copper-gold deposits: an Andean view. Mineralium Deposita, 38(7), 787-812.
Skirrow, R.G. (2022) Iron oxide copper-gold (IOCG) deposits–A review (part 1): Settings, mineralogy, ore geochemistry and classification. Ore Geology Reviews, 140, 104–569. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2021.104569
Stocklin, J. (1969) 1:100,000 Geological map of Tarom. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Streckeisen, A. (1974). Classification and nomenclature of plutonic rocks recommendations of the IUGS subcommission on the systematics of igneous rocks. Geologische Rundschau, 63(2), 773-786.
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes, Geological Society, London, Special Publications, 42(1), 313-345. http://www.doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Temel, A., Gundogdu, M.N., and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high-K calc-alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 85(1-4), 327-354. https://doi.org/10.1016/S0377-0273(98)00062-6
 Toori, M., and Seyitoglu, G. (2014) Neotectonics of the Zanjan-Kazvin area, Central Iran: Left lateral strike‐slip induced restraining stepovers. Turkish Journal of Earth Sciences, 23(3), 260-276. https://doi.org/10.3906/yer-1307-11 
Wehrmann, H., Hoernle, K., Jacques, G., Garbe-Schönberg, D., Schumann, K., Mahlke, J., and Lara, L. (2014) Sulphur and chlorine geochemistry of mafic to intermediate tephras from the Chilean Southern Volcanic Zone (33-43°S) compared with those from the Central American Volcanic Arc. International Journal of Earth Sciences, 103, 1945-1962. http://www.doi.org/10.1007/s00531-014-1006-9
Whitney, D. L., and Evans., B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist, 95(1), 185-187.
Williams, P.J., Barton, M.D., Johnson, D.A., Fontbote, L., de Haller, A., Mark, G., and Oliver, N.H. (2005) Iron oxide copper-gold deposits: Geology, space-time distribution, and possible modes of origin. Economic Geology, 100(7), 1205-1261. https://doi.org/10.5382/AV100.13
Wilson, M. (Ed.). (1989) Igneous petrogenesis. Dordrecht: Springer Netherlands.
Wilson, M. (2007) Igneous Petrogenesis. 411p. Chapman and Hall, 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
Wood, D.A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters, 50(1), 11-30. https://doi.org/10.1016/0012-821X(80)90116-8
Wright, J.B., and McCurry, P. (1997) Geochemistry of calc-alkaline volcanic in northwestern Nigeria, and a possible PAN-AFRICAN suture zone. Earth and Planetary Science Letters, 37(1), 90–96. https://doi.org/10.1016/0012-821X(77)90149-2
Yasami, N., Ghaderi, M., Mokhtari, M.A.A., and Mousavi Motlagh, S.H. (2018) Petrogenesis of the two phases of intrusive rocks at Chodarchay, NW Iran: using trace and rare earth elements. Arabian Journal of Geosciences, 11(20), 1-13. https://doi.org/10.1007/s12517-018-3942-3
Petrological Journal
Volume 16, Issue 3 - Serial Number 63
Petrological Journal, 16th Year, No. 63 2025
October 2025
Pages 27-74

Files

History

  • Receive Date: 26 April 2025
  • Revise Date: 28 July 2025
  • Accept Date: 29 July 2025

Share

How to cite

Statistics