نسبت‌های ایزوتوپی هافنیم در بلورهای زیرکن توده‌های میزبان کانسارهای مس پورفیری ایران: رهیافتی بر خاستگاه کانسارهای مس پورفیری

آقازاده, مهراج

doi:10.22108/ijp.2016.21226

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,639
تعداد مقالات	13,334
تعداد مشاهده مقاله	29,919,820
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	11,970,123

نسبت‌های ایزوتوپی هافنیم در بلورهای زیرکن توده‌های میزبان کانسارهای مس پورفیری ایران: رهیافتی بر خاستگاه کانسارهای مس پورفیری

پترولوژی

مقاله 2، دوره 7، شماره 28، دی 1395، صفحه 1-20 اصل مقاله (1.42 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2016.21226

نویسنده

مهراج آقازاده^*

گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام نور، تهران 3697 – 19395، ایران

چکیده

در این بررسی ویژگی‌های ایزوتوپی Hf در بلورهای زیرکن از توده‌های کانه‌دار پورفیری کانسارهای سونگون در منطقه ارسباران و سرچشمه، میدوک، دره‌زار و بندر هنزا از پهنه کرمان بررسی شده‌اند. دامنه نسبت‌های ایزوتوپی Hf در این کانسارها همسان بوده و میزان میانگین eHf در بلورهای زیرکن توده‌های پورفیری سرچشمه، میدوک، دره‌زار، بندر هنزا و سونگون به‌ترتیب 2/8+، 3/9+، 2/9+، 10+ و 6/8+ است. میانگین سن‌های مدل دو مرحله‌ای هافنیم (T_DM^C) در بلورهای زیرکن توده‌های پورفیری کانسارهای سرچشمه، سونگون، میدوک، دره‌زار و بندر هنزا به‌ترتیب ۵۷۳، ۵۵۰، ۵۰۲، ۵۱۰ و ۴۶۴ میلیون سال پیش به‌دست آمده است. میزان eHf مثبت و با دامنه تغییر کم و نبود زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده نشان‌ می‌دهد پوسته قاره‌ای مشارکت چشمگیری در خاستگاه آنها نداشته است. در زیرکن‌های این توده‌ها، دامنه eHf میان محدوده معرف پوسته زیرین و گوشته تهی‌شده و نزدیک به خاستگاه گوشته تهی‌شده است. با توجه به سرشت آداکیتی و پهنه زمین‌ساختی جایگزینی پس از برخوردی این توده‌های پورفیری و همچنین، دامنه eHf در بلورهای زیرکن، به‌نظر می‌رسد ماگمای اولیه آنها از ذوب‌بخشی پوسته زیرین مافیک دگرگون‌شده جوان، به‌همراه مشارکت چشمگیر گوشته تهی‌شده، پدید آمده‌ باشد.

کلیدواژه‌ها

ایزوتوپ Hf؛ زیرکن؛ خاستگاه ماگما؛ کانسارهای پورفیری ایران

اصل مقاله

نسبت‌های ایزوتوپی هافنیم در بلورهای زیرکن توده‌های میزبان کانسارهای مس پورفیری ایران: رهیافتی بر خاستگاه کانسارهای مس پورفیری

مهراج آقازاده *

گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام نور، تهران 3697 – 19395، ایران

چکیده

واژه‌های کلیدی: ایزوتوپ Hf، زیرکن، خاستگاه ماگما، کانسارهای پورفیری ایران

مقدمه

بیشتر کانسارهای پورفیری همراه با ماگماهای فلسیک کالک‌آلکالنِ وابسته به فرورانش در کمان‌های ماگمایی یافت می‌شوند (Sillitoe, 1972, 2010). این کانسارها از سیال‌های هیدروترمالی پدید می‌آیند که از ماگماهای کمانی، غنی از سولفور، با فوگاسیته اکسیژن بالا و آبدار آزاد شده‌اند (Seedorff et al., 2005). این ماگماها از یک گوة گوشته‌ای متاسوماتیسم‌شده با سیال‌های پدیدآمده از قطعه فرورونده ریشه گرفته‌اند (Arculus, 1994). سپس ماگماهای پدیدآمده در پهنه فرورانش، در مرز میان گوشته و پوسته، دچار فرایندهای MASH (شامل آلایش، انباشت و همگن‌شدن ماگما) می‌شوند (Hildreth and Moorbath, 1988). ماگماهای اکسیدان و آبدار (بیشتر از 4 درصد وزنی) در نزدیک سطح زمین (۳ تا ۵ کیلومتری) سیال‌های خود را آزاد می‌کنند و در پی آن کانسارهای پورفیری در پهنه کمان آتشفشانی پدید می‌آیند (Richards, 2003).

بررسی‎های نوین نشان داده است که کانسارهای پورفیری در پهنه‌های زمین‌ساختی پس از برخورد همراه با ماگماهای پتاسیم‌بالای فلسیک نیز پدید می‌آیند (Hou et al., 2003; Richards, 2009; Shafiei et al., 2009; Aghazadeh et al., 2015). بیشتر این کانسارها از نوع مس –مولیبدن پورفیری بوده و با ماگماهای کالک‌آلکالن پتاسیم‌بالا و شوشونیتی، با سرشت آداکیتی، همراه هستند (Hou et al., 2004; Shafiei et al., 2009). کانسارهای پورفیری پهنه‌های برخوردی با کانسارهای پورفیری در پهنه کمان آتشفشانی بسیار همانند هستند. این کانسارها به‌علت جایگزینی در پهنه پس از برخورد دارای میزان بالای پتاسیم در توده میزبانشان هستند و خاستگاه ماگمای آنها بیشتر پوسته‌ای است (Hou et al., 2011).

بررسی‎های بسیاری بر روی کانسارهای پورفیری انجام شده است. برپایه این بررسی‎ها، الگو‌های زمین‌ساختی و همچنین، ماگمایی-شیمیایی گوناگونی برای پیدایش کانسارهای پورفیری پیشنهاد شده است. با وجود بررسی‎های گسترده، خاستگاه ماگماهای پدیدآورنده کانی‌زایی مس پورفیری همچنان بحث‌برانگیز است. الگو‌های گوناگونی که برای خاستگاه ماگماها پیشنهاد شده است بیشتر شامل دو الگوی زیر هستند:

(1) فرایندهای نخستینی که غنی‌شدگی از فلز در هنگام پیدایش ماگما را در پی دارند. در این الگو غنی‌شدگی از فلزها همزمان با فرایند پیدایش ماگما روی می‌دهد و ماگما در پی فرایند ذوب‌بخشی از یک خاستگاه سرشاز از فلز پدید می‌آید (Kay and Mpodozis, 2001; Mungall, 2002; Shafiei et al., 2009).

(2) برخی پژوهشگران پیدایش کانسارهای پورفیری را پیامد همزمانیِ فرایندهای بسیاری در پهنه کمان‌های معمولی می‌دانند. در این الگو، در پی فرایندهای گوناگون ذوب، آلایش، انباشت و همگن‌شدن (MASH process: Melting, Assimilation, Storage, and Homogenization)، در بخش زیرین کمان ماگمایی، ماگمای بارور پدید می‌آید (Richards, 2003; Stern et al., 2010).

اگر چه این فرایندها پیشنهاد شده است؛ اما هنوز خاستگاه قطعی ماگماها شناسایی نشده است. همچنین، برای شناخت فرایندها یا مؤلفه‌های دخیل در خاستگاه ماگماهای وابسته به کانسارهای مس پورفیری و تکامل واپسین آنها در هنگام بالاآمدن از پوسته بالایی بررسی‎های دقیقی نیاز است. پرسش پایه‌ای در هنگام بررسی سنگ‎های نفوذی در نهشته‌های پورفیری، گسترش دگرسانی‌های گوناگون در سنگ‎های نفوذی میزبان آنهاست؛ زیرا نخستین تغییر در ویژگی‌های شیمیایی و بافتی آنها را در پی دارد. پس بررسی کانی‎های ویژه، مانند زیرکن، که دچار دگرسانی نمی‌شود (Cherniak and Watson, 2003)، در شناسایی ویژگی‌های نخستین ماگماهای دربرگیرنده می‌تواند موثر باشد. این ویژگی به‌همراه فراوانی آنها در توده‌های نفوذی فلسیک و همچنین، حضور عناصر کمیاب فراوان در کانی زیرکن، این کانی را یک کانی آرمانی برای بررسی ویژگی‌های ماگماهایی که از آن متبلور شده‌اند می‌سازد. ازاین‌رو، می‌توان از ویژگی‌های عناصر کمیاب در بلورهای زیرکن، در شناسایی تکامل سنگ‌زایی (پتروژنتیک) ماگماهایی که از آنها تبلور یافته‌اند بهره گرفت (Muñoz et al., 2012).

کانسارهای پورفیری در ایران در دوره ترسیری و در کمان‌های ماگمایی گوناگون ارسباران، بخش میانی پهنه ارومیه- دختر، کرمان و خاور ایران پدید آمده‌اند (Aghazadeh et al., 2015). توده‌های پورفیری در کمان‌های گوناگون ویژگی‌های سنگ‎شناسی، زمین‎شیمیایی و ایزوتوپی گوناگونی دارند (Aghazadeh 2009; Shafiei et al., 2009; Richards et al., 2012; Aghazadeh et al., 2015; Jamali and Mehrabi, 2015).

پهنه زمین‌ساختی پیدایش کانسارهای پورفیری در ایران به پهنه‌های پس از برخورد نسبت داده شده است (Shafiei et al., 2009; Ahmadian et al., 2009; Aghazadeh et al., 2015; Aghazadeh, 2015; Aghazadeh and Badrzadeh, 2015). با وجود این، درباره خاستگاه ماگمای توده‌های پورفیری در پهنه‌های ارسباران و کرمان کمتر گفته شده است. در این بررسی ویژگی‌های ایزوتوپ‌های Hf زیرکن از توده‌های پورفیری کرمان (شامل سرچشمه، میدوک، دره‌زار و بندر هنزا) و ارسباران (شامل سونگون) مقایسه شده است. همچنین، برپایه ویژگی‌های ایزوتوپی Hf و زمین‎شیمیایی توده‌های میزبان کانی‌سازی پورفیری به ارزیابی خاستگاه ماگمای آنها پرداخته شده است.

زمین‎شناسی منطقه‌ای

کانسارهای پورفیری سرچشمه، میدوک، دره‌زار و بندر هنزا در پهنه کانی‌زایی پورفیری کرمان جای دارند و کانسار سونگون در پهنه ارسباران جای دارد. ازاین‌رو، در زیر به ویژگی‌های زمین‎شناسی این دو پهنه پرداخته خواهد شد. پهنه مس پورفیری کرمان با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری نزدیک به 50 الی 70 کیلومتر پهنا و 500 کیلومتر درازا دارد و ادامه جنوب‌خاوری کمان ماگمایی ارمیه- دختر است. این پهنه تنها از سنگ‎های آتشفشانی- رسوبی چین‌خورده و گسلیده ترسیری پدیده آمده است (شکل 1).

برپایه ویژگی‌های زمین‎شناسی، پهنه کرمان را می‌توان به دو بخش شمال‌باختری (دهج- ساردوییه) و جنوب‌خاوری (جبال بارز) پهنه‌بندی کرد. در بخش دهج- ساردوییه کانسارهای مس پورفیری فراوان‌تر از بخش جبال بارز بوده و بخش جنوب‌خاوری به نرخ فرسایش بالایی دچار شده است. بیشتر رخنمون‌ها شامل توده‌های گرانیتوییدی گرانولار نوع جبال بارز هستند (شکل 1).

در پهنه کرمان فعالیت ماگمایی از دوره ائوسن آغازین آغاز شده و در ائوسن میانی-پایانی به اوج خود رسیده است. سپس در الیگوسن آغازین نیز ولکانیسم ادامه یافته است؛ اما در دوره‌های الیگوسن پایانی و میوسن ولکانیسم کاهش‌یافته و پلوتونیسم گسترده‌ای در منطقه روی داده است.

در پلیوسن و کواترنری نیز رخداد ولکانیسم در پهنه کرمان به‌ویژه در بخش شمال‌باختری بوده است (Dimitrijevic, 1973; Hassanzadeh, 1993). پلوتونیسم الیگوسن پیدایش توده‌های نوع جبال بارز را در پی داشته است که از دیدگاه کانی‌زایی عقیم هستند. سن‌سنجی توده‌های نوع جبال بارز نشان داد که آنها دامنه سنی از 3/0±7/29 تا 2/0±9/16 میلیون سال پیش دارند (Conrad et al., 1977; Ghorashizadeh, 1978; Hassanzadeh, 1993; McInnes et al., 2003). توده‌های نوع جبال بارز ویژگی ماگماهای نوع کمان را نشان می‌دهند و آداکیتی نیستند (Shafiei et al., 2009). توده‌های با ویژگی آداکیتی میوسن که به نوع کوه پنج معروف هستند، دارای کانی‌سازی نوع پورفیری مس- مولیبدن هستند. سن‌های گزارش شده برای نفوذی‌های جوان نوع کوه پنج از ۵ تا ۲۸ میلیون سال پیش است (Ghorashizadeh, 1978; Hassanzadeh, 1993; McInnes et al., 2003, 2005; Shahabpour and Kramers, 1987; Aghazadeh et al., 2015). کانسارهای پورفیری فراوانی، بیشتر در بخش شمال‌باختری پهنه کرمان و در ارتباط با توده‌های جوان کوه پنج پدید آمده است (شکل 1). کانسارهای مس پورفیری در پهنه کرمان در دوره‌های الیگوسن پایانی و میوسن پدید آمده‌اند و کانسارهای میوسن نیز به کانسارهای میوسن آغازین، میانی و پایانی جدا‌شدنی هستند (Aghazadeh et al., 2015). کانسارهای سرچشمه و میدوک به سن میوسن میانی، دره‌زار به سن میوسن آغازین و بندرهنزا به سن الیگوسن پایانی هستند.

شکل ۱- نقشه زمین‎شناسی پهنه کرمان و موقعیت کانسارهای پورفیری در آن Shafiei et al., 2009)).

پهنه مس پورفیری ارسباران در شمال‌باختر ایران جای دارد و از شمال‌باختری به رشته کوه‌های قره‌باغ آذربایجان و از سوی جنوب و جنوب‌خاوری به پهنه متالوژنی ایران‎مرکزی پیوسته است. پهنه ارسباران 70 الی 80 کیلومتر پهنا و 400 کیلومتر درازا دارد و در برگیرنده نهشته‌های آتشفشانی-رسوبی کرتاسه و سنوزوییک و همچنین، توده‌های نفوذی سنوزوییک است (شکل ۲). ). حضور رخنمون های نادری از سازندهای پرکامبرین و پالئوزوئیک مشابه با ایران مرکزی، شاهدی بر تاریخچه یکسان این منطقه و به طور عموم آذربایجان با ایران مرکزی در دوره های مذکور است (Aghanabati, 2006). رخنمون‌های کمیابی از سازندهای پرکامبرین و پالئوزوییک (همانند ایران‎مرکزی)، گواهی بر تاریخچه یکسان این منطقه (و در کل آذربایجان) با ایران‎مرکزی در دوره‌های یادشده است (Aghanabati, 2006). نهشته‌های فلیش‌گونه کرتاسه و کربنات‌های سکوی قاره‌ای به‌ویژه به‌همراه سنگ‎های آتشفشانی سنوزوییک، نهشته‌های کهنی‌تر را در پهنه ارسباران می‌پوشانند. در این پهنه فعالیت ماگمایی در کرتاسه پایانی آغاز شده و به‌گونه گسترده در سنوزوییک و کواترنری ادامه یافته است (Aghazadeh, 2009).

شکل ۲- نقشه زمین‎شناسی پهنه ارسباران و موقعیت کانسار سونگون در این پهنه (بر گرفته شده از Aghazadeh, 2009).

در هنگام الیگوسن- میوسن، توده‌های نفوذی گسترده‌ای با سرشت و سن گوناگون در پهنه ارسباران جایگزین شده‌اند (Babakhani et al., 1990; Jahangiri, 2007; Aghazadeh et al., 2010, 2011; Castro et al., 2013) که در اثر عملکرد این توده‌ها، پهنه‎های دگرسانی گسترش یافته است. همچنین، کانی‌زایی‌های گوناگونی مانند انواع پورفیری، اسکارن و اپی ترمال در این پهنه گسترش یافته است (Mehrpartou 1993; Aghazadeh 2009; Jamali et al., 2009; Hassanpour, 2013). پلوتونیسم در پهنه ارسباران در زمان الیگوسن میانی تا پایانی (۳۰ تا ۳۵ میلیون سال پیش) با نفوذی‌های آهکی- قلیایی آغاز شده و با نفوذی‌های شوشونیتی الیگوسن پایانی- میوسن آغازین (۲۳ الی ۲۸ میلیون سال پیش) دنبال شده است (Aghazadeh et al., 2011; Castro et al., 2013). گنبد‌های داسیتی و گرانودیوریتی و مونزونیتی که نفوذی‌های پیشین را بریده‌اند، گویای آخرین رخداد پلوتونیسم در این پهنه هستند.

توده‌های نفوذی شوشونیتی و نیز گنبدهای جوان دارای سرشت آداکیتی هستند؛ اما سرشت نفوذی‌های کهن، آهکی-قلیایی عادی است (Aghazadeh et al., 2011). کانی‌سازی مس پورفیری در پهنه ارسباران همواره همراه با توده‌های نفوذی الیگو-میوسن روی داده است. سن‌سنجی کانسارهای پورفیری پهنه ارسباران نشان داد که کانی‌زایی در این پهنه در دو دوره الیگوسن پایانی و میوسن آغازین رخ داده است (Aghazadeh et al., 2015) در این پهنه بیش از 10 کانسار و محدوده با توان کانی‌سازی مس پورفیری شناسایی شده‌اند (شکل ۲). از میان آنها کانسار سونگون اندوخته‌ای در رده جهانی دارد و در دوره میوسن آغازین پدید آمده است (Aghazadeh et al., 2015).

زمین‎شناسی کانسارهای پورفیری

کانسار مس پورفیری سرچشمه در بخش مرکزی پهنه کرمان جای دارد (شکل ۱). نهشته‌های آتشفشانی آندزیتی و آذرآواری مربوط به پالئوژن از کهن‌ترین رخنمون‌های سنگی در کناره‌های استوک پورفیری سرچشمه هستند. این نهشته‌ها با توده‌های فراوانی قطع شده‌اند که برخی پیش از جایگزینی استوک پورفیری سرچشمه و برخی نیز پس از آن جایگزین شده‌اند. کهن‌ترین توده نفوذی در محدوده کانسار سرچشمه توده گرانودیوریتی گرانولار است که بخشی از باتولیت بند ممزار را به‌شمار می‌رود (شکل ۱). استوک گرانودیوریتی، با بافت پورفیری و با کوارتز‌های چشمی، در بخش باختری پیت معدن رخنمون دارد و پیش از توده پورفیری سرچشمه جایگزین شده است. استوک پورفیری سرچشمه در بخش‌های مرکزی و باختری پیت معدن سرچشمه رخنمون دارد و عامل کانی‌زایی مس پورفیری در این معدن است. استوک گرانودیوریتی سرچشمه پورفیری به دگرسانی‌های گوناگون پتاسیک و فیلیک دچار شده است. برپایه داده‌های سن‌سنجی U-Pb، میانگین وزن‌دار سن‌ها در توده سرچشمه پورفیری برابر 24/0 ± 97/12 میلیون سال پیش (MSWD= 5/1) است (Aghazadeh et al., 2015). در بخش خاوری محدوده پیت معدن سرچشمه توده نفوذی دیگری حضور دارد که این استوک فاز تأخیری استوک سرچشمه پورفیری به‌شمار می‌رود (Waterman and Hamilton, 1975). توده تأخیریِ دانه‌ریز، بافت پورفیریِ دانه‌ریزی داشته و در مقایسه با توده سرچشمه پورفیری استوک ورک‌های سیلیسی و عیار کمتری دارد. برپایه داده‌های سن‌سنجی U-Pb، میانگین وزن‌دار سن‌ها در توده تأخیری برابر 17/0 ± 36/12 میلیون سال پیش (MSWD= 54/0) گزارش شده است (Aghazadeh et al., 2015). در محدوده کانسار رخنمون‌های فراوانی از دایک‌های گوناگون دیده می‌شوند که می‌توانند به دو نسل دایک‌های نخستین یا کانه‌زایی پایانی (Late mineralization dykes) و دایک‌های تأخیری پس از کانه‌زایی (Post mineralization dykes) تقسیم‌بندی شوند. دایک‌های تأخیری نخستین به‌گونه گسترده در سطح و گمانه‌ها دیده می‌شوند. ازآنجایی‌که آمفیبول نوع هورنبلند در این سنگ‌ها فراوان است، به‌ نام هورنبلنددایک‌ها شناخته می‌شوند. این دایک‌ها دامنه ترکیبی گسترده‌ای از دیوریت تا کوارتز دیوریت و گرانودیوریت دارند. برپایه داده‌های سن‌سنجی U-Pb، میانگین وزن‌دار سن‌ها در دایک‌های تأخیری نخستین برابر 17/0 ± 36/12 میلیون سال پیش (MSWD= 54/0) گزارش شده است (Aghazadeh et al., 2015). افزون‌بر این دایک‌ها، دایک‌های تأخیری بعدی نیز با فراوانی کمتر در محدوده کانسار دیده می‌شوند. این دایک‌ها را می‌توان به دایک‌های سرشار از فلدسپار (FD) و سرشار از بیوتیت (BD) رده‌بندی کرد.

کانسار سونگون در پهنه ارسباران جای دارد و در این کانسار استوک پورفیری سونگون با ترکیب مونزونیتی تا کوارتز مونزونیتی (توده سونگون پورفیری) و نفوذی‌های تأخیری در داخل سنگ‎های آتشفشانی-رسوبی کرتاسه تا ائوسن نفوذ کرده‌اند (شکل 2). در پی نفوذ توده سونگون پورفیری در سنگ‎های رسوبی کالک‌سیلیکاته کرتاسه هاله اسکارنی و همچنین، دگرگونی مجاورتی روی داده است. سنگ‎های رسوبی کرتاسه بیشتر در بخش‌های خاوری و شمالی کانسار رخنمون دارند؛ اما توده نفوذی سونگون پورفیری، انواع دایک‌های تأخیری و سنگ‎های آتشفشانی کواترنری در بخش باختری و جنوبی کانسار رخنمون دارند. به‌سوی بخش‌های باختری و جنوبی و در بیرون از محدوده کانسار، سنگ‎های آتشفشانی گوناگون ائوسن رخنمون دارند. گنبد ریوداسیتی چال‌داغی و نهشته‌های گدازه‌ای کوه داش‌دیبی از جوان‌ترین رخنمون‌های سنگی در محدوده کانسار سونگون هستند. برپایه داده‌های سن‌سنجی U-Pb، میانگین وزن‌دار سن‌ها برای بخش‌های مرکزی توده سونگون برابر 15/0 ± 01/21 میلیون سال پیش (MSWD= 01/1) است (Aghazadeh et al., 2015). همچنین، سن‌سنجی انواع دایک‌های تأخیریِ نخستین و بعدی در توده سونگون به‌ترتیب میانگین وزن‌دار سن‌های 36/0 ± 85/19 میلیون سال پیش (MSWD= 6/2) و 33/0 ± 28/9 میلیون سال پیش (MSWD= 7/1) را در پی داشته است (Aghazadeh et al., 2015).

کانسار میدوک در بخش شمال‌‌باختری پهنه کرمان جای دارد و در این کانسار توده گرانودیوریتی پورفیری میدوک در داخل نهشته‌های آذرآواری و آندزیتی ائوسن نفوذ کرده است (شکل ۱). همچنین، دایک‌های تأخیری دیوریتی تا کوارتزدیوریتیِ تودة پورفیری میدوک را قطع می‌کنند. برپایه نتایج داده‌های سن‌سنجی U-Pb، از توده میدوک پورفیری، میانگین وزن‌دار سن‌ها برابر 21/0 ± 58/11 میلیون سال پیش (MSWD= 64/0) گزارش شده است (Aghazadeh et al., 2015).

کانسار دره‌زار در بخش میانی پهنه کرمان و در جنوب کانسار سرچشمه جای دارد (شکل ۱). در این کانسار توده گرانودیوریت پورفیری در توده میکرودیوریتی و همچنین، نهشته‌های بازالتی، آندزیتی و آذرآواری ائوسن نفوذ کرده است. دایک‌های تأخیری با ترکیب میکرودیوریتی با فراوانی کم توده دره‌زار پورفیری را قطع می‌کنند. برپایه داده‌های سن‌سنجی U-Pb، از توده دره‌زار پورفیری، میانگین وزن‌دار سن‌ها برابر 22/0 ± 4/16 میلیون سال پیش (MSWD= 13/1) گزارش شده است (Aghazadeh et al., 2015).

کانسار بندر هنزا در بخش جنوب خاوری پهنه ساردوییه-دهج پهنه کرمان جای دارد. در این کانسار توده گرانودیوریتی در داخل توده‌های دیوریت و گرانودیوریتی از نوع جبال بارز و همچنین، نهشته‌های آتشفشانی-رسوبی ائوسن نفوذ کرده است. در این کانسار توده پورفیری توسط استوک گرانیتی و دایک‌های تأخیری با ترکیب متنوع دیابازی تا آندزیتی و میکرودیوریتی قطع شده است. برپایه داده‌های سن‌سنجی U-Pb، از توده بندر هنزا پورفیری، میانگین وزن دار سن‌ها برابر 71/0 ± 35/27 میلیون سال پیش (MSWD= 1/2) گزارش شده است (Aghazadeh et al., 2015).

روش انجام پژوهش

برای ارزیابی ویژگی‌های ایزوتوپی Hf زیرکن، نخست به ارزیابی صحرایی کانسارهای پورفیری پرداخته شد. سپس نمونه‎های معرف از توده‌های میزبان کانی‌زایی از کانسارهای سرچشمه، میدوک، دره‌زار و بندر هنزا در پهنه کرمان و توده سونگون در پهنه ارسباران برداشت شد. برای ارزیابی ویژگی‌های سنی و همچنین، نسبت‌های ایزوتوپی Hf زیرکن در استوک‌های گوناگون این کانسارهای پورفیری، یک نمونه از پهنه پتاسیک برداشت شد. سپس نمونه‎های برداشت‌شده، خرد شده و ۵۰ الی ۱۰۰ بلور زیرکن از هر نمونه برپایه روش‌های متداول مغناطیسی و با به‌کارگیری مایع بروموفورم در انستیتو منابع کانی شهر پکن کشور چین جدایش شدند. برای خالص‌سازی، بلورهای جداشده در زیر میکروسکوپ بیناکولار دوباره به‌دقت بررسی شدند. بلورهای جداشده به‌همراه نمونه‎های استاندارد در رزین اپوکسی جاسازی شده و پس از صیقل‌دادن با میکروسکوپ‌ نوری و اسکنر الکترونی بررسی شدند. بلورهای زیرکن نخست با روش U-Pb سن‌سنجی شدند و برپایه داده‌های بررسی‎های اسکنر الکترونی و سن‌سنجی‌ها، بلورهای به‌ارث‌رسیده کهن در نمونه‎ها دیده نشدند. داده‌های سن‌سنجی بلورهای زیرکن در مقاله Aghazadeh و همکاران (۲۰۱۵) در دسترس است. اندازه‌گیری نسبت‌های ایزوتوپی Hf درآزمایشگاه انستیتو منابع کانی شهر پکن کشور چین و با دستگاه Thermo Finnigan Neptune MC–ICPMS ساخت کشور آلمان انجام شد.

مقدارهای ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf برپایه سن‌های ²⁰⁶Pb/²³⁸U به‌دست‌آمده و مقدارهای eND(T) در برابر مخزن کندریتی (Blichert-Toft and Albarede, 1997) با نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 282772/0و نسبت ¹⁷⁶Lu/1⁷⁷Hf = 0332/0 به‌دست آمده‌اند. سن‌های مدل (model age) Hf دو مرحله‌ای (TDMC) برپایه نسبت فرضی ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf = 015/0 در ترکیب میانگین پوسته قاره‌ای (Griffin et al., 2002) به‌دست‌ آمده است. سن‌های مدل Hf تک‌مرحله‌ای (TDM) در برابر ترکیب گوشته تهی‌شده با نسبت ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf برابر 0384/0(Vertoort et al., 1999; Griffin et al., 2000) به‌دست آمده است. مقادیر ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf از 279718/0 در 55/4 تا 283250/0 در زمان حاضر است. در جدول ۱ داده‌های تجزیه‌ای نسبت‌های Lu-Hf بلورهای زیرکن این توده‌های پورفیری آورده شده‌اند.

جدول ۱- داده‌های تجزیه Lu-Hf مربوط به توده‌های کانسارهای پورفیری از پهنه ارسباران و کرمان.

Deposit	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.283026	0.282975	0.282993	0.283001	0.283003	0.282997	0.283006	0.282991	0.282964	0.282983	0.282972
2σ	0.000012	0.000018	0.000013	0.000011	0.000014	0.000017	0.000011	0.000012	0.000014	0.000012	0.000014
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.00053	0.000952	0.000724	0.001007	0.001132	0.0009	0.000944	0.000891	0.000838	0.000886	0.000928
2σ	0.000002	0.000015	0.000004	0.000005	0.000037	0.000005	0.000005	0.00001	0.000008	0.00001	0.000007
Age	12.9	13.1	13.3	12.3	12.2	12.4	12.9	12.8	13.5	13.3	13.3
Hf₍₀₎	9	7.2	7.8	8.1	8.2	8	8.3	7.7	6.8	7.5	7.1
Hf_(t)	9.2	7.5	8.1	8.4	8.4	8.2	8.6	8	7.1	7.8	7.4
T_DM	317	391	364	355	354	360	348	369	406	379	396
T_DM^C	504	618	579	560	556	570	549	584	644	600	626
Deposit	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC	SAC
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.282992	0.283021	0.283001	0.28301	0.282988	0.282999	0.283005	0.282995	0.282988	0.28299	0.283002
2σ	0.000017	0.000012	0.00001	0.000012	0.000014	0.000013	0.000015	0.000014	0.000016	0.000026	0.000015
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.000792	0.000943	0.000838	0.000806	0.001159	0.000773	0.000867	0.001006	0.000949	0.001064	0.000873
2σ	0.000012	0.000013	0.000004	0.000014	0.000012	0.00001	0.000005	0.000007	0.000003	0.000006	0.000008
Age	13.3	12.6	13.3	13.1	13.1	13.1	12.5	13.3	13.3	13.3	12.6
Hf₍₀₎	7.8	8.8	8.1	8.4	7.6	8	8.2	7.9	7.7	7.7	8.1
Hf_(t)	8.1	9.1	8.4	8.7	7.9	8.3	8.5	8.2	7.9	8	8.4
T_DM	367	326	354	340	375	356	349	364	373	372	353
T_DM^C	581	515	560	539	590	564	552	574	589	585	559
Deposit	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.283047	0.283004	0.28312	0.283049	0.283032	0.28301	0.283023	0.283011	0.283002	0.28303	0.283018
2σ	0.000017	0.000023	0.000026	0.000021	0.000018	0.000017	0.000019	0.00002	0.000018	0.000018	0.000017
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.001039	0.001392	0.000881	0.00085	0.000665	0.000742	0.000802	0.000647	0.000857	0.000742	0.000534
2σ	0.000031	0.000011	0.00004	0.000023	0.000007	0.000002	0.000004	0.000016	0.000014	0.000013	0.000006
Age	10.8	10.8	10.8	10.8	11.9	11	11.5	11.7	11.7	11.9	11.6
Hf₍₀₎	9.7	8.2	12.3	9.8	9.2	8.4	8.9	8.4	8.1	9.1	8.7
Hf_(t)	9.9	8.4	12.5	10	9.4	8.7	9.1	8.7	8.4	9.4	8.9
T_DM	291	355	185	287	309	340	322	338	352	312	327
T_DM^C	458	556	290	453	491	540	511	538	558	495	523
Deposit	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	MDK	DAZ
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.28301	0.282986	0.283039	0.283026	0.282999	0.283037	0.283034	0.283028	0.28304	0.283028	0.283036
2σ	0.000021	0.000018	0.000017	0.000014	0.000019	0.00002	0.000013	0.000009	0.00001	0.000013	0.000015
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.000755	0.000533	0.000861	0.001379	0.001535	0.001088	0.000706	0.000657	0.000702	0.00061	0.001051
2σ	0.000016	0.000006	0.000011	0.00004	0.00002	0.000051	0.000005	0.000006	0.000004	0.000003	0.000004
Age	11.8	10.9	11.7	11.5	11.5	11.5	11.7	12	12	12	16.1
Hf₍₀₎	8.4	7.6	9.4	9	8	9.4	9.3	9.1	9.5	9	9.3
Hf_(t)	8.7	7.8	9.7	9.2	8.3	9.6	9.5	9.3	9.7	9.3	9.7
T_DM	341	373	301	323	364	306	306	314	297	314	306
T_DM^C	541	596	475	505	566	480	486	499	471	500	480
Deposit	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.283016	0.283055	0.28301	0.283049	0.283041	0.283032	0.283018	0.283015	0.283038	0.283002	0.282999
2σ	0.000015	0.000014	0.000016	0.000013	0.000012	0.000014	0.000014	0.000014	0.000018	0.000019	0.000018
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.000903	0.000807	0.000867	0.000555	0.001026	0.001151	0.0009	0.000953	0.000639	0.001164	0.001449
2σ	0.000004	0.000009	0.000011	0.000001	0.000005	0.000007	0.000008	0.000005	0.000002	0.000007	0.00001
Age	18.1	16.7	16.7	15.9	16.4	17.5	17.4	16.5	16.3	16.7	16.7
Hf₍₀₎	8.6	10	8.4	9.8	9.5	9.2	8.7	8.6	9.4	8.1	8
Hf_(t)	9	10.4	8.8	10.1	9.9	9.6	9.1	8.9	9.7	8.5	8.4
T_DM	333	276	341	284	298	312	330	336	301	355	363
T_DM^C	523	434	538	449	466	487	519	527	475	555	563

جدول ۱- ادامه.

Deposit	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.283031	0.283029	0.283016	0.283016	0.282999	0.283017	0.283022	0.283039	0.28305	0.282997	0.283016
2σ	0.000016	0.000016	0.00001	0.000009	0.000011	0.000009	0.000017	0.000015	0.000016	0.000017	0.000011
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.001063	0.001234	0.001022	0.001206	0.000906	0.001348	0.000718	0.000981	0.001102	0.000745	0.001032
2σ	0.000002	0.000002	0.000004	0.000012	0.000006	0.000001	0.000004	0.000004	0.000002	0.000011	0.000008
Age	16.3	16.6	16.7	16.5	15.8	17.2	15.2	16.7	16.7	16.7	15.6
Hf₍₀₎	9.2	9.1	8.6	8.6	8	8.7	8.9	9.5	9.8	7.9	8.6
Hf_(t)	9.5	9.4	9	9	8.4	9	9.2	9.8	10.2	8.3	9
T_DM	313	318	334	336	357	335	323	301	287	359	334
T_DM^C	489	495	524	524	562	521	510	471	447	568	524
Deposit	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	DAZ	BON	BON	BON	BON	BON	BON
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.283006	0.283019	0.283014	0.283026	0.28301	0.282988	0.283016	0.283001	0.283056	0.28305	0.283087
2σ	0.000011	0.000011	0.000009	0.00001	0.00001	0.00002	0.000018	0.000018	0.000025	0.000016	0.000018
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.00103	0.001003	0.000842	0.000643	0.000692	0.00499	0.002602	0.003972	0.00173	0.001837	0.001559
2σ	0.000003	0.000008	0.000017	0.000001	0.000002	0.00003	0.000124	0.000061	0.000031	0.000059	0.000014
Age	17.3	15.7	16.2	16.4	15.6	26.8	28.4	28.4	28.4	28.4	27.1
Hf₍₀₎	8.3	8.7	8.5	9	8.4	7.6	8.6	8.1	10	9.8	11.1
Hf_(t)	8.7	9.1	8.9	9.3	8.8	8.1	9.2	8.6	10.6	10.4	11.7
T_DM	348	330	336	317	339	418	349	386	283	292	237
T_DM^C	546	518	530	501	537	586	519	555	428	440	357
Deposit	BON	BON	BON	BON	BON	BON	SUN	BON	SUN	SUN	SUN
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.283048	0.28307	0.283035	0.283	0.283033	0.283078	0.283026	0.283057	0.28302	0.283011	0.283031
2σ	0.000018	0.000018	0.000021	0.000025	0.000021	0.000023	0.000012	0.000018	0.000012	0.000011	0.000013
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.001932	0.001413	0.005673	0.002241	0.002523	0.0013	0.000757	0.00136	0.000646	0.000626	0.000645
2σ	0.000027	0.000069	0.000056	0.000014	0.000129	0.000037	0.000006	0.000014	0.000002	0.000001	0.000004
Age	28.9	29.2	27.9	28.3	27	29.2	21.9	29.1	20.8	20.7	21.8
Hf₍₀₎	9.8	10.5	9.3	8.1	9.2	10.8	9	10.1	8.8	8.5	9.2
Hf_(t)	10.4	11.1	9.8	8.6	9.8	11.4	9.5	10.7	9.2	8.9	9.6
T_DM	296	260	350	369	323	248	318	278	325	338	310
T_DM^C	444	395	479	555	480	376	498	423	511	533	487
Deposit	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.28301	0.283024	0.282969	0.283009	0.283011	0.283013	0.282985	0.283026	0.282982	0.282985	0.283006
2σ	0.000013	0.00001	0.000014	0.000011	0.000011	0.000019	0.000012	0.000016	0.000017	0.000012	0.000012
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.000716	0.000726	0.000914	0.000591	0.000495	0.000806	0.000496	0.000907	0.000768	0.000443	0.000473
2σ	0.000002	0.000003	0.000017	0.000003	0.000002	0.000009	0.000004	0.000007	0.000003	0.000004	0.000001
Age	20.7	20.7	21.6	20.6	20.9	20.9	21	21	21.2	19.9	20.8
Hf₍₀₎	8.4	8.9	7	8.4	8.5	8.5	7.5	9	7.4	7.5	8.3
Hf_(t)	8.9	9.4	7.4	8.8	8.9	9	8	9.4	7.9	8	8.7
T_DM	340	320	400	340	337	337	374	319	380	373	344
T_DM^C	535	503	628	537	532	529	592	499	598	592	544
Deposit	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN	SUN
¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf	0.283013	0.283005	0.282976	0.282997	0.282997	0.282994	0.282998	0.282985	0.282995	0.282993	0.283027
2σ	0.000012	0.000013	0.000011	0.000016	0.000016	0.000011	0.000013	0.000012	0.000011	0.000012	0.000013
¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf	0.000677	0.000521	0.000438	0.000668	0.000668	0.000603	0.000824	0.000593	0.000417	0.000532	0.000461
2σ	0.000007	0.000001	0.000005	0.000005	0.000005	0.000002	0.000004	0.000007	0.000001	0.000001	0.000002
Age	21.2	20.9	20.5	21.6	21.7	21.2	20.9	20.7	21	20.9	21.9
Hf₍₀₎	8.5	8.2	7.2	8	8	7.9	8	7.5	7.9	7.8	9
Hf_(t)	9	8.7	7.6	8.4	8.4	8.3	8.5	8	8.3	8.3	9.5
T_DM	336	346	386	358	358	361	358	373	359	362	314
T_DM^C	529	547	613	564	564	571	561	591	569	574	496

داده‌های ایزوتوپی Hf

داده‌های تجزیه‌ای، نسبت‌های ایزوتوپی Hf و میزان خطاهای مربوطه و دامنه eHf_(t) به‌همراه سن‌های مدل تک‌مرحله‌ای (T_DM ) و دو مرحله‌ای (T_DM^C) در جدول ۱ آورده شده‌اند. از بلورهای زیرکن برداشت‌شده از توده پورفیری سرچشمه، ۲۲ نقطه تجزیه شدند. در نمونه‎های تجزیه‌شده دامنه نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf از 282964/0 تا 283026/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 282998/0 است. همچنین، نسبت ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf در این توده از 00530/0 تا 001159/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 0009/0 است. میزان eHf_(t) در داده‌های تجزیه‌ای نمونه‎های سرچشمه پورفیری از 1/7+ تا 2/9+ بوده و میانگین داده‌ها برابر 2/8+ است. میزان سن‌های T_DM از ۳۱۷ تا ۴۰۶ میلیون سال پیش و سن‌های T_DM^C از ۵۰۴ تا ۶۴۴ میلیون سال پیش بوده و میانگین این سن‌ها به‌ترتیب برابر ۲۶۲ و ۵۷۳ میلیون سال پیش است.

در توده پورفیری میدوک از بلورهای زیرکن جدا شده ۲۱ نقطه تجزیه شدند. در زیرکن‌های تجزیه‌شده دامنه نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf از 282986/0 تا 283049/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 283027/0 است. همچنین، دامنه نسبت ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf در این توده از 00533/0 تا 001535/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 000856/0 است. میزان eHf_(t) در داده‌های تجزیه‌ نمونه‎های میدوک پورفیری از 8/7+ تا 5/12+ بوده و میانگین داده‌های برابر 3/9+ است. دامنه سن‌های T_DM از ۱۸۵ تا ۳۶۴ میلیون سال پیش و سن‌های T_DM^C از ۲۹۰ تا ۵۹۶ میلیون سال پیش بوده و میانگین این سن‌ها به‌ترتیب برابر ۳۱۷ و ۵۰۲ میلیون سال پیش است.

از بلورهای زیرکن برداشت‌شده از توده پورفیری دره‌زار ۲۸ نقطه تجزیه شدند. در نمونه‎های تجزیه‌شده دامنه نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf از 282997/0 تا 283055/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 283022/0 است. همچنین، نسبت ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf در این توده از 00555/0 تا 001449/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 000965/0 است. میزان eHf_(t) در داده‌های تجزیه نمونه‎های دره‌زار پورفیری از 3/8+ تا 4/10+ بوده و میانگین آنها برابر 2/9+ است. دامنه سن‌های T_DM از ۲۷۶ تا ۳۵۷ میلیون سال پیش و سن‌های T_DM^C از ۴۳۴ تا ۵۶۸ میلیون سال پیش بوده و میانگین این سن‌ها به‌ترتیب برابر ۳۲۵ و ۵۱۰ میلیون سال پیش است.

از بلورهای زیرکن جدا شده از توده پورفیری بندر هنزا ۱۳ نقطه تجزیه شدند. در نمونه‎های تجزیه‌شده دامنه نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf از 282998/0 تا 283087/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 283040/0 است. همچنین، نسبت ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf در این توده از 01300/0 تا 005673/0بوده و میزان میانگین آن برابر 002549/0 است. میزان eHf_(t) در داده‌های تجزیه نمونه‎های میدوک پورفیری از 1/8+ تا 7/11+ بوده و میانگین آنها برابر 10+ است. میزان سن‌های T_DM از ۲۶۰ تا ۴۱۸ میلیون سال و سن‌های T_DM^C از ۳۵۷ تا ۵۸۶ میلیون سال پیش بوده و همچنین، میانگین این سن‌ها به‌ترتیب برابر ۳۱۵ و ۴۶۴ میلیون سال پیش است.

از زیرکن‌های جدا شده از نمونه مربوط به پهنه پتاسیک توده سونگون پورفیری ۲۶ نقطه تجزیه شدند. در نمونه‎های تجزیه‌شده نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf از 282969/0 تا 283027/0بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 283003/0 است. همچنین، نسبت ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf در نمونه‎های تجزیه‌شده از این توده از 00417/0 تا 000914/0 بوده و میزان میانگین این نسبت برابر 000631/0 است. میزان eHf_(t) در داده‌های تجزیه‌ای نمونه‌های سونگون پورفیری از 4/7+ تا 5/9+ بوده و میانگین آنها برابر 6/8+ است. میزان سن‌های T_DM از ۳۱۰ تا ۴۰۰ میلیون سال پیش و سن‌های T_DM^C از ۴۹۶ تا ۶۲۸ میلیون سال پیش در تغییر است و همچنین، میانگین این سن‌ها به‌ترتیب برابر ۳۴۹ و ۵۵۰ میلیون سال پیش است.

بحث

سیستم ایزوتوپی Lu-Hf برای ردیابی جدایش زمین‎شیمیایی زمین با ترکیب کلی سیلیکاته (پوسته و گوشته) به‌کار می‌رود؛ زیرا جدایش Lu از Hf در هنگام ماگمازایی رخ می‌دهد. نسبت Lu/Hf نخستین کندریتی زمین با گذشت زمان زمین‎شناسی تغییر کرده است؛ به‌گونه‌ای‌که با جدایش مذاب بازالتی از گوشته، گوشته از Hf تهی شده و در پی آن، پوسته بازالتی سرشار از Hf پدید می‌آید. ازاین‌رو، با گذشت زمان، ترکیب ایزوتوپی Hf گوشته تهی‌شده (<Lu/Hf کندریت) و پوسته از این نسبت سرشارتر می‌شود (>Lu/Hf کندریت)؛ به‌گونه‌ای‌که پوسته قاره‌ای دارای میانگین پایین Lu/Hf (نزدیک به 1/0) در برابر ترکیب گوشته تهی‌شده (Lu/Hf = 367/0) است. پس نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf در پوسته قاره‌ای پایین بوده و eHf در پوسته قاره‌ای دارای مقدارهای منفی و کم است؛ اما eHf در گوشته تهی‌شده مقدارهای مثبت و بالایی دارد (Knudsen et al., 2001).

معمولاً نسبت Lu/HF در بلورهای زیرکن بسیار کم و نزدیک به 002/0 است؛ ازاین‌رو، در پی تبلور زیرکن در هر پهنه (محیط) زمین‎شناسی، Lu/Hf میان زیرکن و فازهای همزیست جدایش می‌یابد. نسبت ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Lu در زیرکن معمولاً کمتر از 0005/0 است. پس تغییر زمانی در نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf پیامد واپاشی ¹⁷⁶Lu است و با سرعت ناچیزی در حال انجام است. ازاین‌رو، زیرکن نسبت ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf نخستینِ خاستگاه را در خود ثبت می‌کند و ترکیب ایزوتوپی Hf خاستگاه در زمان تبلور در بلورهای زیرکن ثبت می‌شود. ازاین‌رو، ترکیب ایزوتوپی Hf در زیرکن می‌تواند ردیاب زمین‎شیمیایی خاستگاه سنگ میزبان بلور زیرکن به‌شمار آید.

ترکیب ایزوتوپ‌های Hf در منابع زمین‎شیمیایی گوناگون ( مانند کندریت، گوشته تهی‌شده و پوسته) یکسان نیست. ازاین‌رو، ترکیب ایزوتوپ‌های گفته‌شده می‌تواند در شناخت خاستگاه ماگماها به‌کار رود. پوسته قاره‌ای ترکیب ایزوتوپی Hf خود را از خاستگاه گوشته‌ای خود به ارث می‌برد. ترکیب ایزوتوپی Hf پوسته می‌تواند کمابیش رادیوژن نباشد (eHf<0) یا رادیوژن باشد (eHf>0). این پدیده به ترکیب ایزوتوپی Hf گوشته‌ای که پوسته از آن خاستگاه گرفته بستگی دارد. در حالت اول پوسته از گوشته غنی و در حالت دوم از گوشته تهی‌شده خاستگاه گرفته است (Knudsen et al., 2001).

بلورهای زیرکن که از ماگماهای ریشه گرفته از پوسته قاره‌ای تبلور می‌یابند معرف ترکیب ایزوتوپی Hf پوسته قاره‌ای خاستگاه هستند. برای نمونه، اگر ماگمای گرانیتی از ذوب‌بخشی پوسته جوانی پدید آید که به‌تازگی از گوشته تهی‌شده ریشه گرفته است (همانند بسیاری از کمان‌های آتشفشانی امروزی)؛ دربلورهای زیرکن ترکیب ایزوتوپی Hf رادیوژن نخستین (eHf>0) نزدیک به مقدار آن در گوشته خاستگاه خواهد شد؛ اما توده‌های گرانیتی پدیدآمده از ذوب پوسته قاره‌ای کهن، دارای زیرکن‌های با مؤلفه Hf رادیوژن نیستند (eHf<0) (Amelin et al., 1999). امروزه بیشتر پوسته قاره‌ای کمابیش از ماگماهای پدیدآمده از ذوب‌بخشی گوشته تهی‌شده پدید می‌آیند. تهی‌شدگی این گوشته در پی جدایش پوسته از گوشته با گذشت زمان روی داده است. برپایه بررسی‎ها، گوشته سنگ‌کره‌ای زیر قاره‌ای غنی‌شده کهن دارای مقادیر منفی چشمگیر eHf نزدیک به 12- تا 30- را نشان می‌دهند (Griffin et al., 2000). بررسی‎ها نشان می‌دهد که مقدارهای مثبت اما کم eHf (۰ تا ۵) نشان‌دهنده آلودگی پوسته‌ای و یا دارابودن زیرکن‌های زینوکریست است. درصورتی‌که مقادیر مثبت با میزان بالا نشان‌دهنده ماگمای ریشه‌گرفته از گوشته و بدون آلایش پوسته‌ای است (Patchett et al., 1981; Corfu and Scott, 1993).

میزان میانگین eHf در بلورهای زیرکن کانسارهای سرچشمه، میدوک، دره‌زار، بندر هنزا و سونگون از پهنه‎های کرمان و ارسباران به‌ترتیب 2/8+، 3/9+، 2/9+، 10+ و 6/8+ است. بر این پایه، میزان ترکیب ایزوتوپی Hf در این کانسارهای گوناگون تا اندازه‌ای همسان است. بااین‌حال، توده پورفیری بندرهنزا میزان eHf بیشتری در مقایسه با سایر کانسارهای میوسن پهنه کرمان نشان می‌دهد. این پدیده نشان می‌دهد که در توده‌های کهن‌تر مشارکت بیشتری از منبع گوشته تهی‌شده روی داده است. همان‌گونه‌که در بخش زمین‎شناسی گفته شد، توده‌های میزبان کانسارهای پورفیری شناسایی شده است و برپایه داده‌های سن‌سنجی به‌دست‌آمده، توده‌های پورفیری بندرهنزا، دره‌زار، سرچشمه و میدوک به‌ترتیب 35/27، 4/16، 97/12 و 58/11 میلیون سال پیش و توده پورفیری سونگون 01/21 میلیون سال پیش جایگزین شده‌اند.

با توجه به دامنه سنی کمابیش بزرگِ کانسارهای پورفیری کرمان که نزدیک به ۱۵ میلیون سال پیش است؛ اما میزان eHf در این کانسارها تااندازه‌ای همسان بوده و تغییر چندانی نشان نمی‌دهد. این پدیده نشان می‌دهد که خاستگاه ماگمای این کانسارها همسان بوده و فرایندهای تحول ماگمایی همسانی را متحمل شده‌اند. میزان eHf در توده سونگون همانند کانسارهای کرمان است. این پدیده نشان؛دهنده خاستگاه و فرایندهای همسان در تحول ماگمای توده پورفیری سونگون و کانسارهای پورفیری کرمان است.

بررسی نسبت‌های ایزوتوپی Hf برای بخش‌های گوناگون حاشیه و مرکز این زیرکن‌ها نشان می‌دهد که الگوی ویژه‌ای از تغییر در نسبت‌های بالا دیده نمی‌شود. این پدید نشان می‌دهد که در هنگام تحول ماگماها در پوسته بالایی، منبع پوسته بالایی در تحول آنها دخالت نکرده یا مشارکت ناچیزی داشته است. این گفته از آن رو درست است که در زیرکن‌های این توده‌های گوناگون پورفیری مقدارهای نخستین ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf بالا (از 282964/0 تا 283078/0) است. همچنین، مقادیر eHf مثبت 8+ تا 10+ و نبود زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده و زیرکن‌های دارای هسته‌های کهن، نشان‌دهنده پیدایش زیرکن‌ها از سیستم ماگمایی در این توده‌های نفوذی کانسارهای پورفیری گوناگون است. برپایه بررسی‎ تصویرهای CL، این زیرکن‌ها ماگمایی بوده و هیچ زیرکنِ پدیدآمده در پی فرایندهای هیدروترمالی دیده نمی‌شود. با وجود تفاوت‌های ترکیبی میان توده مونزونیتی پورفیری سونگون و همچنین، توده‌های گرانودیوریتی سرچشمه، میدوک، دره‌زار و بندر هنزا، این توده‌ها نسبت‌های ایزوتوپی Hf همسانی را نشان می‌دهند. این پدیده با توجه به دامنه سنی چشمگیرِ ۱۵ میلیون سال نشان‌دهنده خاستگاه همسان برای ماگماهای این توده‌هاست. دامنه eHf تا اندازه‌ای محدود است و نبود زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده نشان‌دهنده این است که دخالت پوسته در تحول ماگماهای توده‌های پورفیری ناچیز بوده یا وجود نداشته است؛ زیرا دخالت عوامل پوسته‌ای در تحول ماگماها، پیدایش دامنه منفی و گسترده eHf در بلورهای زیرکن را در پی دارد (Kemp et al., 2007).

برپایه ویژگی‌های ایزوتوپی Hf در بلورهای زیرکن، نمونه‎های توده‌های کانسار پورفیری از پهنه کرمان و ارسباران در محدوده شناخته‌شده برای پوسته زیرین و گوشتة سنگ‌کره‌ای جای دارند (شکل ۳). میزان eHf_(t) در این توده‌های پورفیری مثبت است و میانگین آن از ۸ تا ۱۰، نشان‌دهنده این است در خاستگاه آنها گوشته تهی‌شده نیز مشارکت چشمگیری داشته است. مقادیر eHf گزارش‌شده در گوة گوشته‌ای و گوشته سنگ‌کره‌ای زیر قاره‌ای معمولاً منفی هستند و با مقادیر eHf در این توده‌های پورفیری تفاوت دارند.

شکل ۳- نمودار eHf_(t)در برابر سن (برپایه میلیون سال پیش) که نشان‌دهنده جایگاه نمونه‎ها در میان بخش پوسته زیرین و گوشته تهی‌شده است.

همان‌گونه‌که در نمودار سن در برابر eHf_(t) دیده می‌شود (شکل ۳) نمونه‎ها در محدوده میان پوسته زیرین و گوشته تهی‌شده جای دارند و میزان eHf در این توده‌ها به منبع گوشته تهی‌شده گرایش دارد و این پدیده بازگوکننده درگیری چشمگیر گوشته تهی‌شده در خاستگاه و سنگ‌زایی آنهاست. سن‌های مدل برای برآورد جدایش مذاب از یک مخزن منبع مانند گوشته تهی‌شده (DM) یا مخزن کندریتی یکنواخت (CHUR) به‌کار برده می‌شوند. میانگین سن‌های مدل دو مرحله‌ای هافنیم T_DM^C توده‌های کانسارهای سرچشمه، سونگون، میدوک، دره‌زار و بندر هنزا به‌ترتیب ۵۷۳، ۵۵۰، ۵۰۲، ۵۱۰ و ۴۶۴ میلیون سال پیش به‌دست آمده است. سن‌های مدل گفته‌شده نشان‌دهنده ریشه‌گرفتن ماگماها از یک خاستگاه جوانی است که در اوایل پالئوزوییک از گوشته منبع جدا شده است.

مقایسه مقادیر eHf از توده‌های پورفیری در پهنه‌های ارسباران و کرمان با توده‌های پورفیری ترسیری شیلی و تبت پیشنهاد جالبی ارائه می‌دهد (شکل ۴). ازاین‌رو، از eHf در زیرکنِ توده‌های پورفیری پهنه پس از برخورد میوسن تبت و همچنین، توده پورفیری معدن El Teniente شیلی بهره گرفته می‌شود (Muñoz et al., 2012; Hou et al., 2013).

شکل ۴- نمودار eHf_(t) در برابر سن U-Pb (بر پایه میلیون سال پیش) و مقایسه توده‌های پورفیری با داده‌های توده‌های کانسارهای پورفیری از تبت (Hou et al., 2013) و معدن El Teniente شیلی (Muñoz et al., 2012).

مقدار میانگین eHf در زیرکن‌های مربوط به توده پورفیری کانسار El Teniente نزدیک به 4/7+ است؛ اما میانگین eHf گزارش‌شده برای توده‌های کانسارهای پورفیری میوسن تبت نزدیک به 8+ است. چنانچه گفته شد، میزان میانگین eHf در این توده‌های پورفیری 2/8+، 3/9+، 2/9+، 10+ و 6/8+ است. این مقدارها نشان می‌دهند که توده‌های پورفیری ایران در مقایسه با توده‌های تبت و همچنین، توده پورفیری معدن El Teniente مقادیر بالاتری از eHf را نشان می‌دهند. بدین‌گونه به‌نظر می‌رسد که گوشته تهی‌شده مشارکت بیشتری در خاستگاه توده‌های پورفیری در کانسارهای پورفیری ایران را دارد. خاستگاه توده‌های پورفیری پس از برخوردی میوسن تبت به ذوب‌بخشی پوسته مافیک دگرگون‌شده ستبر نسبت داده شده است که در پی انباشت ماگمای سست‌کره‌ایِ پیشین در زیر پوسته پدید آمده است (Hou et al., 2013 و منابع آن)؛ اما خاستگاه توده‌های پورفیری در شیلی که در هنگام فرورانش پوسته اقیانوسی اقیانوس آرام به زیر پوسته قاره‌ای آمریکای جنوبی پدید آمده‌ به فرایند MASH (ذوب، آلایش، انباشت و همگن‌شدن) نسبت داده شده است. در این پهنه ماگماهای پدیدآمده از ذوب گوشته سنگ‌کره‌ای با ماگماهای پدیدآمده از ذوب پوسته زیرین مافیک و جوان آمیخته شده و ماگماهای بارور را پدید می‌آورند (Muñoz et al., 2012 و منابع آن).

بررسی‎های انجام‌شده روی کانسارهای پورفیری در ایران نشان می‌دهد که توده‌های میزبان کانی‌زایی ویژگی آداکیتی نشان می‌دهند (Shafiei et al., 2009; Aghazadeh, 2009; Aghazadeh, 2015). این نکته در نمودار‌های شکل ۵ نیز دیده می‌شود که توده‌های نفوذی پورفیری از پهنه‌های ارسباران و کرمان در محدوده آداکیتی جای دارند. ماگماهای آداکیتی در پهنه‌های زمین‌ساختی گوناگون مانند پهنه‌های کمان‌های آتشفشانی معمولی و همچنین، پهنه‌های پس از برخورد پدید می‌آیند (Richards and Kerrich, 2007). خاستگاه این سنگ‎ها را بیشتر ذوب پوسته اقیانوسی و یا ذوب پوسته زیرین مافیک می‌دانند (Castillo, 2012 و منابع آن).

کانسارهای پورفیری در ایران، در چهار پهنه کانی‌زایی ارسباران، کرمان، بخش میانی پهنه ارومیه –دختر و خاور ایران پدید آمده‌اند (Aghazadeh et al., 2015). این کانسارها در دوره‌های زمانی گوناگون از ائوسن پایانی در خاور ایران آغاز و تا میوسن پایانی در پهنه کرمان ادامه یافته‌اند. در هر یک از پهنه‌های ارسباران و کرمان دوره‌های کانی‌زایی پورفیری گوناگونی شناسایی شده است که نشان‌دهنده تداوم چرخه‌های کانی‌زایی پورفیری در پی فرایندهای زمین‌ساختیِ ماگمایی (tectonomagmatic) در دوره‌های گوناگون است (Aghazadeh et al., 2015). برپایه بررسی‎های انجام‌شده در پهنه کرمان و ارسباران توده‌های میزبان کانی‌زایی پورفیری در پهنه زمین‌ساختی پس از برخورد جایگزین شده‌اند (Shafiei et al., 2009; Aghazadeh et al., 2015). در پهنه‌های پس از برخورد ماگماها از منابع گوناگونی سرچشمه می‌گیرند که بیشتر شامل گوشته سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده در پی فرورانش و پوسته زیرین مافیک دگرگون شده است. افزون‌بر ‌این، گوشته سست‌کره‌ای و پوسته بالایی نیز در پیدایش ماگماهای وابسته به پهنه‎های همزمان با برخورد و پس از برخورد مشارکت دارند (Bonin, 2004). فراوانی خاستگاه ماگماها در پهنه‌های برخوردی می‌تواند در خاستگاه ماگماهای کانسارهای پورفیری که در پهنه‎های برخوردی پدید می‌آیند نیز رخ دهد. با توجه به ویژگی‌های زمین‎شیمیایی، مانند سرشت آداکیتی، توده‌های میزبان کانی‌زایی پورفیری نمی‌توانند از خاستگاه گوشته ژرف و همچنین، پوسته قاره‌ای بالایی پدید آیند. پس خاستگاه این ماگماها می‌توانسته گوشته سنگ‌کره‌ای یا پوسته قاره‌ای زیرین و یا مشارکت هر دو منبع باشد. در پهنه‌های پس از برخورد، توده‌های دارای کانی‌زایی مس پورفیری بیشتر ذوب گوشته سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده در پی فرورانش یا ذوب پوسته زیرین مافیکی دانسته شده که دارای کوموله‌های انباشت‌شده در هنگام فعالیت ماگمایی کمان بوده است (Richards, 2011).

شکل ۵- شناسایی سرشت ماگمای توده‌های پورفیری در پهنه‌های ارسباران و کرمان در: A) نمودار Sr/Y در برابر Y از Defant و همکاران (۲۰۰۲)؛ B) نمودار (La/Yb)_N در برابر Yb_N از Defant و Drummond (۱۹۹۰). داده‌های توده‌های پورفیری از Aghazadeh (۲۰۰۹)، Shafiei و همکاران (۲۰۰۹)، Jamali و همکاران (۲۰۱۵) و Aghazadeh و همکاران (۲۰۱۵) هستند.

همان‌گونه‌ که در بالا گفته شد این توده‌ها دارای میزان eHf مثبت و در نمودار شکل ۴ در محدوده میان گوشته تهی‌شده و پوسته زیرین جای می‌گیرند. این نکته گویای آنست که هر دو منبع می‌توانند در خاستگاه این ماگماها دخالت داشته باشد. همچنین، توده‌های پورفیری در پهنه‌های گوناگون ایران در پهنه برخوردی جایگزین شده‌اند و سرشت آداکیتی دارند. خاستگاه توده‌های با کانی‌سازی پورفیری در پهنه‌های برخوردی به دو منبع پوسته زیرین و گوشته سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده نسبت داده شده است. برپایه میزان eHf و همچنین، سرشت آداکیتی توده‌های پورفیری می‌توان پیشنهاد کرد که خاستگاه ماگمای این توده‌های پورفیری از ذوب‌بخشی پوسته زیرین مافیک جوان به‌همراه اضافه‌شدن مقادیر چشمگیری از ماگمای بارور از گوشته زیرین در یک پهنه پس از برخوردی پدید آمده‌اند. این فرایند می‌تواند در پی کشش پس از برخورد و فرایند پوسته‌پوسته‌شدن (Delamination) سنگ‌کره‌ای روی دهد (Aghazadeh et al., 2105).

سن‌های مدل دو مرحله‌ای (T_DM^C) نشان می‌دهند که پوسته زیرین مافیک در هنگام رویداد ماگمایی پیشین و جوان پدید آمده است. همچنین، با تحول مذاب‌های کمانی و در پی آن، انباشت کوموله‌ها در زیر پوسته، این پوسته مافیک کلفت‌تر می‌شود. پوسته زیرین مافیک دارای کوموله‌های سرشار از مس است که در هنگام فرایند تحول ماگماهای کمانی پیشین در بخش کوموله‌ها انباشته می‌شوند. ذوب چنین منبعی می‌تواند مذاب‌های بارور را پدید آورد (Shafiei et al., 2009; Richards, 2009). در هنگام رویداد برخورد و افزایش کلفتی سنگ‌کره، پوسته زیرین دگرگون‌ شده و گارنت در پوسته آمفیبولیتی پدید آمده است (شکل ۵). ذوب چنین خاستگاه آمفیبولیت گارنت‌داری پیدایش مذاب‌های آداکیتی را درپی داشته است. همچنین، در هنگام فرایند ذوب پوسته زیرین، ورود مذاب‌های گوشته‌ای، افزایش درجه ذوب‌بخشی و گسترش فرایند ذوب را در پی داشته است. در مرحله بعد، فرایند آمیزش و همگن‌سازی ماگماها صورت گرفته و ماگمای حاصل از این فرایندها، به‌سوی سطوح بالا در پوسته بالایی حرکت کرده و تحول یافته است. ماگمای پدیدآمده بلورهای زیرکنی را متبلور کرده که دارای eHf مثبت و بالا هستند و ویژگی‌های هر دو خاستگاه گفته‌شده را به ارث برده‌اند.

نتیجه‌گیری

در این بررسی ویژگی‌های ایزوتوپی Hf از توده‌های پورفیری مربوط به کانسارهای سونگون در پهنه ارسباران و سرچشمه، میدوک، دره‌زار و بندرهنزا در پهنه کرمان بررسی شده است. میزان میانگین eHf در بلورهای زیرکن کانسارهای سرچشمه، میدوک، دره‌زار، بندر هنزا و سونگون به‌ترتیب 2/8+، 3/9+، 2/9+، 10+، و 6/8+ است. میزان مثبت و با دامنه تغییرات پایین eHf در این توده‌های پورفیری و نبود زیرکن‌های به‌ارث‌رسیده نشان‌ می‌دهد پوسته قاره‌ای مشارکت چشمگیری در پیدایشماگماها نداشته است. دامنه eHf در این توده‌ها میان محدوده ترکیبی پوسته زیرین و گوشته تهی‌شده است. با توجه به دامنه سنی ۲۸ تا ۱۰ میلیون سال پیش برای این توده‌های پورفیری، گویا در این دوره زمانی تغییر گسترده‌ای در منبع پدید نیامده است. برپایه سرشت آداکیتی و پهنه زمین‌ساختی جایگزینی پس از برخوردی این توده‌های پورفیری، گویا ماگمای نخستین آنها از ذوب‌بخشی پوسته زیرین مافیک دگرگون‌شدة جوان به‌همراه مشارکت چشمگیرِ گوشته تهی‌شده پدید آمده‌ است.

سپاس‌گزاری

نگارنده از آقای Zengqian Hou برای تجزیه نسبت‌های ایزوتوپی Hf بلورهای زیرکن سپاس‌گزاری می‌کند. این مقاله مستخرج از طرح پژوهشی با نام «منشاء ماگمای توده‌های کانسارهای پورفیری ایران» است و با پشتیبانی مالی دانشگاه پیام‌نور انجام شده است.

منابع

Aghanabati, A. (2006) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Aghazadeh, M. (2009) Petrology and geochemistry of Anzan, Khankandi and Shaivar Dagh granitoids (North and East of Ahar, Eastern Azerbaijan) with references to associated mineralization. Unpublished PhD thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

Aghazadeh, M. (2015) Petrogenesis and U-Pb age dating of intrusive bodies in the Sar Cheshmeh deposit. Geoscience Scientific Quarterly Journal 97: 291-312 (in Persian).

Aghazadeh, M. and Badrzadeh, Z. (2015) Geology and U-Pb age dating of intrusive bodies in the Sungun deposit. Petrology 22(6): 1-24 (in Persian).

Aghazadeh, M., Castro, A., Badrzadeh, Z. and Vogt, K. (2011) Post-collisional polycyclic plutonism from the Zagros hinterland: The Shaivar Dagh plutonic complex, Alborz belt, Iran. Geological Magazine 148(5-6): 980–1008.

Aghazadeh, M., Castro, A., Omran, N.R., Emami, M. H., Moinvaziri, H. and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)–monzonite–granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz Mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences 38(5): 199–219.

Aghazadeh, M., Hou, Z., Badrzadeh, Z. and Zhou, L. (2015) Temporal–spatial distribution and tectonic setting of porphyry copper deposits in Iran: constraints from zircon U–Pb and molybdenite Re–Os geochronology. Ore Geology Reviews 70: 385-406.

Ahmadian, J., Haschke, M., McDonald, I., Regelous, M., Reza Ghorbani, M., Emami, M. H. and Murata, M. (2009) High magmatic flux during Alpine–Himalayan collision: constraints from the Kal-e-Kafı complex, central Iran. Geological Society of America Bulletin 121: 857–868.

Amelin, Y., Lee, D. C., Halliday, A. N. and Pidgeon, R. T. (1999) Nature of the Earth’s earliest crust from hafnium isotopes in single detrital zircons. Nature 399: 252-255.

Arculus, R. J. (1994) Aspects of magma genesis in arcs. Lithos 33:189–208.

Babakhani A. R., Lesquer, J. L. and Rico, R. (1990) Geological map of Ahar quadrangle. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Blichert-Toft, J. and Albarède, F. (1997) The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system. Earth and Planetary Science Letters 148:243–258.

Bonin, B. (2004) Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within-plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal, sources? A review. Lithos 78: 1-24.

Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos 134-135: 304-316.

Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Chichorro, M. (2013) Late Eocene–Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos 180–181: 109–127.

Cherniak, D. J. and Watson, E. B. (2003) Diffusion in zircon. In: Zircon (Eds. Hanchar, J. M. and Hoskin, P. W. O.) Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53: 113-143. Mineralogical Society of America and Geochemical Society.

Conrad, G., Conrad, J. and Girod, M. (1977) Les formation continentales tertiaries et quaternaries du bolc Lout (Iran). Importance du plutonisme et du volcanisme. Memoire Hors Serie-Societe Geologique de France 8: 53–75

Corfu, F. and Stott, G. M. (1993) Age and petrogenesis of two late Archean magmatic suites, northwestern Superior Province, Canada: Zircon U-Pb and Lu-Hf isotopic relations. Journal of Petrology 34: 817-838.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662–665.

Defant, M. J., Xu, J. F., Kepezhinskas, P., Wang, Q., Zhang, Q. and Xiao, L. (2002) Adakites: Some variations on a theme. Acta Petrologica Sinica 18: 129-142.

Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of the Kerman region. Geological Survey of Iran, Report No. 52.

Ghorashizadeh, M. (1978) Development of hypogene and supergene alteration and copper mineralization patterns, Sar Cheshmeh porphyry copper deposit, Iran. M. Sc. thesis, Brock University, Ontario, Canada.

Griffin, W. L., Pearson, N. J., Belousova, E., Jackson, S. E., Van Achterbergh, E., O’Reilly, S. Y. and Shee, S. R. (2000) The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites. Geochimca et Cosmochimca Acta 64: 133–147.

Griffin, W. L., Wang, X., Jackson, S. E., Pearson, N. J., O’Reilly, S. Y., Xu, X. S. and Zhou, X. M. (2002) Zircon chemistry and magma mixing, SE China: in-situ analysis of Hf isotopes, Toonglu and Pingtan igneous complexes. Lithos 61: 237–269.

Hassanpour, S. (2013) The alteration, mineralogy and geochronology (SHRIMP U–Pb and ⁴⁰Ar/³⁹Ar) of copper-bearing Anjerd skarn, north of the Shayvar Mountain, NW Iran. International Journal of Earth Sciences 102(3): 687-699.

Hassanzadeh, J. (1993) Metallogenic and tectonomagmatic events in the SE sector of the Cenozoic active continental margin of central Iran (Shahr e Babak area, Kerman Province). Unpublished Ph. D. Thesis, University of California, Los Angeles, USA.

Hildreth, W. and Moorbath, S. (1988) Crustal contributions to arc magmatism in the Andes of Central Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology 98:455–489

Hou, Z. Q., Gao, Y. F., Qu, X. M., Rui, Z. Y. and Mo, X. X. (2004) Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east–west extension in southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters 220: 139-155.

Hou, Z. Q., Ma, H. W., Zaw, K., Zhang, Y. Q., Wang, M. J., Wang, Z., Pan, G. T. and Tang, R. L. (2003) The Himalayan Yulong porphyry copper belt: product of large-scale strike-slip faulting in eastern Tibet. Economic Geology 98: 125–145.

Hou, Z. Q., Zhang, H. R., Pan, X. F. and Yang, Z. M. (2011) Pporphyry Cu (−Mo–Au) systems in non-arc settings: Examples from the Tibetan-Himalyan orogens and the Yangtze block. Ore Geology Reviews 39: 21-45.

Hou, Z. Q., Zheng, Y. C., Yang, Z. M., Rui, Z. Y., Zhao, Z. D., Qu, X. M., Jiang, S. H. and Sun, Q. Z., (2013) Contribution of mantle components within juvenile lower-crust to collisional zone porphyry Cu systems in Tibet. Mineralium Deposita 48: 173-192.

Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: geochemical and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences 30: 433–447.

Jamali, H. and Mehrabi, B. (2015) Relationships between arc maturity and Cu–Mo–Au porphyry and related epithermal mineralization at the Cenozoic Arasbaran magmatic belt. Ore Geology Reviews 65: 487-501.

Jamali, H., Dilek, Y., Daliran, F., Yaghubpur, A. and Mehrabi, B. (2009) Metallogeny and tectonic evolution of the Cenozoic Ahar-Arasbaran volcanic belt, northern Iran. International Geology Reviews 52(4-6): 608–630.

Kay, S. M. and Mpodozis, C. (2001) Central Andean ore deposits linked to evolved shallow subduction systems and thickening crust. GSA Today 11:4-9.

Kemp, A. I. S., Hawkesworth, C. J., Foster, G. L., Paterson, B. A., Woodhead, J. D., Hergt, J. M., Gray, C. M. and Whitehouse, M. J. (2007) Magmatic and Crustal Differentiation History of Granitic Rocks from Hf-O Isotopes in Zircon. Science 315(5814): 980–983.

Knudsen, T. L., Griffin, W. L., Hartz, E. H., Andresen, A. and Jackson, S. E. (2001) In situ hafnium and lead isotope analyses of detrital zircons from the Devonian sedimentary basin of NE Greenland: a record of repeated crustal reworking. Contributions to Mineralogy and Petrology 141: 83- 94.

McInnes, B. I. A., Evans, N. J., Belousova, E., Griffin, W. T. and Andrew, R. L. (2003) Timing of Mineralization and exhumation processes at the Sar Cheshmeh and Meiduk porphyry Cu deposits, Kerman belt, Iran, In: Mineral Exploration and Sustainable Development (Ed. Eliopoulos, D.) 7^th Biennial SGA Meeting, Athens 1197–1200. Rotterdam, Millpress.

McInnes, B. I. A., Evans, N. J., Fu, F. Q. and Garwin, S. (2005) Application of thermochronology to hydrothermal ore deposits. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 58: 467–498.

Mehrpartou, M. (1993) Contributions to the geology, geochemistry, ore genesis and fluid inclusion investigations on Sungun Cu-Mo porphyry deposit (North-West of Iran). Ph. D. thesis, Hamburg University, Hamburg, Germany.

Mungall, J. E. (2002) Roasting the mantle: slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits. Geology 30: 915–918.

Muñoz, M., Charrier, R., Fanning, C. M., Maksaev, V. and Deckart, K. (2012) Zircon trace element and O–Hf isotope analyses of mineralized intrusions from El Teniente ore deposit, Chilean Andes: Constraints on the source and magmatic evolution of porphyry Cu–Mo related magmas. Journal of Petrology 53: 1091-1122.

Patchett, P. J., Kouvo, O. and Hedge, C. E., Tatsumoto, M. (1981) Evolution of continental crust and mantle heterogeneity: evidence from Hf isotopes. Contributions to Mineralogy and Petrology 78:279-297.

Richards, J. P. (2003) Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation. Economic Geology 98:1515–1533.

Richards, J. P. (2009) Postsubduction porphyry Cu-Au and epithermal Au deposits: Products of remelting of subduction-modified lithosphere. Geology 37 (3): 247–250.

Richards, J. P. (2011) Magmatic to hydrothermal metal fluxes in convergent and collided margins. Ore Geology Reviews 40: 1–26.

Richards, J. P. and Kerrich, R. (2007) Adakite-like rocks: Their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Economic Geology 102: 537-576.

Richards, J. P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A. and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y magmas reflect arc maturity, high magmatic water content, and porphyry Cu±Mo±Au potential: Examples from the Tethyan arcs of central and eastern Iran and western Pakistan. Economic geology 107(5): 295–332.

Seedorff, E., Dilles, J., Proffett, J. J., Einaudi, M., Zurcher, L., Stavast, W., Johnson, D. and Barton, M. (2005) Porphyry deposits: characteristics and origin of hypogene features. Economic Geology 100: 251–298.

Shafiei, B., Haschke, M. and Shahabpour, J. (2009) Recycling of orogenic arc crust triggers porphyry Cu mineralization in Kerman Cenozoic arc rocks, southeastern Iran. Mineralium Deposita 44(3): 265–283.

Shahabpour, J. and Kramers, J. D. (1987) Lead isotope data from the Sar Cheshmeh porphyry copper deposit, Kerman, Iran. Mineralim Deposita 22: 278–281.

Sillitoe, R. H. (1972) A plate tectonic model for the origin of porphyry copper deposits. Economic Geology 67: 184–197.

Sillitoe, R. H. (2010) Porphyry copper systems. Economic Geology 105:3-41.

Stern, C. R., Skewes, A. and Arevalo, A. (2010) Magmatic evolution of the giant El Teniente Cu-Mo deposit, Central Chile. Journal of Petrology 52: 1591-1617.

Vertoort, J. D., Patchett, P. J., Blichert-Toft, J. and Albarède, F. (1999) Relationships between Lu-Hf and Sm-Nd isotopic systems in the global sedimentary system. Earth and Planetary Science Letters 168:79-99.

Waterman, G. C. and Hamilton, R. L. (1975) The Sar Cheshmeh porphyry copper deposit. Economic Geology 70: 568-576.

مراجع