سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (زیرپهنه طارم، خاور زنجان)

سعیدی, عارفه; مختاری, میر علی اصغر; کوهستانی, حسین

doi:10.22108/ijp.2017.82000.0

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,651
تعداد مقالات	13,405
تعداد مشاهده مقاله	30,225,656
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,080,129

سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (زیرپهنه طارم، خاور زنجان)

پترولوژی

مقاله 11، دوره 9، شماره 1 - شماره پیاپی 33، خرداد 1397، صفحه 207-229 اصل مقاله (1.11 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.82000.0

نویسندگان

عارفه سعیدی؛ میر علی اصغر مختاری^* ؛ حسین کوهستانی

گروه زمین‏‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

چکیده

منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد بخشی از کمربند ماگمایی طارم بوده و دربرگیرنده شماری توده‌های نفوذی کم ‏‌ژرفاست که درون سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی ائوسن نفوذ کرده‌اند و همراهی نزدیکی با کانه‏‌زایی مس دارند. واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن دربرگیرنده تناوبی از گدازه‏‌های بازالتی، آندزیت‌بازالتی و آندزیت، انواع توف‏‌، ماسه‏‌سنگ توفی، ماسه‏‌سنگ، سیلت‏‌سنگ و گاه شیل هستند. بررسی‌های سنگ‏‌شناسی نشان‏‌دهنده ترکیب پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و الیوین‌گابرویی برای این توده‏‌های نفوذی است. توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت خان‏‌چای بافت‏‌های پورفیری تا پورفیروییدی، هتروگرانولار تا سری‏‌ایتی، افیتیک و ساب‏‌افیتیک، با کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، هورنبلند، کوارتز، آلکالی‏‌فلدسپار و بیوتیت دارد. توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت علی‏‌آباد بافت پورفیری تا پورفیروییدی با درشت‏‌بلور‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و هورنبلند در زمینه کوارتز- فلدسپاری دارد. توده الیوین‏‌گابروی خان‏‌چای بافت‏‌های گرانولار دانه‏‌درشت، افیتیک و ساب‏‌افیتیک دارد و دربردارندة کانی‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین است. بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی نشان‏‌دهنده اینست که در توده‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی خان‏‌چای- علی‏‌آباد، SiO₂ برابر 34/61- 58/59 درصد وزنی است. این سنگ‏‌ها سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا دارند و در گروه گرانیت‏‌های نوع I متاآلومین هستند. در نمودارهای بهنجارشده عنصرهای کمیاب، الگوی این توده‏‌ها همانند است و این نکته نشان‌دهندة وابستگی ژنتیکی آنهاست. این نمودارها الگوی غنی از LILE، همراه با بی‏‌هنجاری منفی از عنصرهای HFSE نشان می‏‌دهند. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت نشان‌دهندة الگوی کمابیش پرشیب و غنی از LREE با نسبت بالای LREE/HREE و نسبت La_n/Yb_n برابر 72/3- 08/3 است. مجموعه اطلاعات به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی، سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمی و نمودارهای شناسایی پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی نشان می‌دهند توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد در ارتباط با گوشته‌ای سنگ‌کره‌ای و غنی‏‌شده مرتبط با پهنه فرورانش بوده و در پهنه زمین‌ساختی پسابرخوردی پدید آمده‏‌اند.

کلیدواژه‌ها

سنگ‌شناسی؛ ژئوشیمی؛ گرانیتوئید؛ خان‌چای- علی‌آباد؛ طارم؛ زنجان

اصل مقاله

منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد در 30 کیلومتری خاور زنجان بوده و بخشی از پهنه البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) در زیر‌پهنه طارم- هشتجین (Hajalilou, 1999; Aghanabati, 2004; Ghorbani, 2013) است. همانند بسیاری از بخش‏‌های پهنه البرز- آذربایجان، در این منطقه نیز در پی عملکرد فاز کوهزایی آلپی، سنگ‏‌های آذرین بیرونی، نیمه‏‌نفوذی و نفوذی فراوانی از ائوسن تا الیگوسن پدید آمده‏‌اند که ارتباط فضایی و مکانی نزدیکی با کانه‏‌زایی‏‌های فلزی آهن، مس و طلا دارند. تا کنون بررسی‌های فراوانی روی کانه‌زایی‏‌های فلزی در بخش‏‌های گوناگون زیر‌پهنه طارم- هشتجین و نیز روی سنگ‏‌های آتشفشانی این زیرپهنه در برخی بخش‌ها انجام شده است (Rahmani et al., 2004; Mehrabi et al., 2009; Khanmohammadi et al., 2010; Bazargani Guilani and Parchekani, 2010; Ghasemi Syani, 2014; Nabatian et al., 2014a; Hosseinzadeh et al., 2015; Esmaeli et al., 2015; Sadri Esfanjani et al., 2015; Atashnama, 2016; Hosseinzadeh et al., 2016; Mehrabi et al., 2016)؛ اما توده‏‌های نفوذی آن کمتر بررسی‏ ‌شده‏‌اند. بررسی‏‌های اندک انجام‌شده روی توده‏‌های نفوذی (Moayyed, 2001; Naderi, 2011; Nazari Nia et al., 2014; Nabatian et al., 2014b; Aghazadeh et al., 2015) نیز بیشتر به بررسی‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی توده‏‌های گرانیتوییدی بزرگ همراه با کانه‏‌زایی‏‌های آهن در این زیرپهنه پرداخته‌اند؛ اما به توده‏‌های نفوذی کوچک که همراهی نزدیکی با کانه‏‌زایی‏‌های مس دارند، توجه نکرده‌اند.

در پیرامون روستاهای خان‏‌چای و علی‏‌آباد، رخنمون‏‌های کوچکی از توده‏‌های نیمه‏‌نفوذی با ترکیب کانی‏‌شناسی پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و الیوین‏‌گابرو دیده می‌شوند. با اینکه این توده‏‌ها و کانه‏‌زایی مس منطقه ارتباط فضایی نزدیکی دارند، اما تا کنون بررسی علمی دقیقی روی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و سنگ‏‌شناسی آنها انجام نشده است. ازاین‌رو، در این نوشتار، ویژگی‏‌های سنگ‏‌شناختی، زمین‏‌شیمیایی و پهنه زمین‌ساختیِ پیدایش ماگمای سازندة توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد بررسی شده‌اند. این بررسی‌ها در شناسایی ارتباط کانه‏‌زایی‏‌های مس منطقه با توده‏‌های نفوذی اهمیت دارد. گفتنی است که تهیه نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی مقیاس 1:250000 زنجان (Stöcklin and Eftekharnezhad, 1969) و 1:100000 طارم (Amini, 2000) و همچنین، فعالیت‌های اکتشافی و پژوهشی (Kouhestani and Mokhtari, 2013; Saiedi, 2014; Mokhtari et al., 2016) روی کانی‏‌سازی مس در این منطقه از بررسی‌های پیشین در این منطقه هستند.

روش انجام پژوهش

این پژوهش شامل دو بخش است: بررسی‌های صحرایی و بررسی‌های آزمایشگاهی. بررسی‌های صحرایی دربرگیرندة شناسایی فازهای مختلف توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد، وابستگی آنها با یکدیگر و نمونه‌گیری از آنها برای بررسی‌های آزمایشگاهی بوده است. در این راستا، افزون‌بر انجام بررسی‌های صحرایی و تهیه نقشه زمین‏‌شناسی با مقیاس 1:10000، بیش از 50 نمونه برداشت شد و از میان آنها شمار 32 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‏‌شناختی تهیه شد. پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 12 نمونه از سالم‌ترین نمونه‌های مربوط به فازهای مختلف توده‏‌های نفوذی برگزیده و برای ارزیابی مقدار عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به روش‏‌های XRF و ICP-MS در شرکت کیمیا پژوه البرز اصفهان، فرستاده شدند (جدول 1).

جدول 1 - داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی)، کمیاب و خاکی کمیاب (برپایه گرم در تن) در نمونه‌های منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (خاور زنجان) (نمونه‏‌های A.36، A.36a و A.37 از منطقه علی‏‌آباد و نمونه‏‌های دیگر از منطقه خان‏‌چای برداشت شده‌اند) (QMz: کوارتز مونزوگابرو؛ Ogb: الیوین گابرو)

Sample No.	A3 QMz	A5 QMz	A-36a QMz	A13 QMz	A18 QMz	A20 QMz	A22 QMz	A36 QMz	A-37 QMz	A-21 QMz	A-13a Ogb	A-13b Ogb
SiO₂	59.6	61.34	59.37	61.28	61.2	61.07	59.58	61.22	60.27	59.48	48.49	48.82
TiO₂	1.01	0.84	0.79	0.92	1.02	0.91	1.08	0.86	0.92	0.74	1.05	1.02
Al₂O₃	15.5	15.30	16.60	15.74	15.48	14.2	16.5	16.4	15.27	16.75	16.67	16.98
Fe₂O_3t	6.80	6.62	7.44	7.21	6.35	7.24	7.21	6.54	6.36	6.61	11.80	11.53
MgO	3.68	3.72	3.30	3.51	3.77	3.23	3.15	3.65	3.48	3.89	5.77	5.71
CaO	4.79	4.43	5.19	3.87	3.43	4.30	4.01	4.32	4.83	4.13	9.74	9.11
Na₂O	4.56	4.29	4.27	4.36	4.74	5.45	4.96	4.95	4.17	4.39	3.27	3.33
K₂O	2.24	1.64	2.10	2.14	2.15	2.63	1.96	1.56	2.35	2.18	1.78	1.68
MnO	0.19	0.09	0.18	0.12	0.20	0.11	0.13	0.08	0.16	0.17	0.21	0.24
P₂O₅	0.27	0.18	0.29	0.15	0.33	0.32	0.49	0.19	0.32	0.28	0.36	0.33
LOI	0.62	0.76	0.40	0.68	0.53	0.53	0.14	0.13	0.57	0.65	0.56	0.89
Total	99.26	99.21	99.92	99.98	99.2	99.99	99.21	99.9	98.69	99.26	99.70	99.64
Ba	336.48	398.76	412	438.2	456.7	435.48	398.4	532.7	496	441	360	339
Rb	146.4	165.4	156.2	136.7	112.4	106.4	118.8	171.2	120.2	117.9	76.9	68.0
Sr	164.8	173.7	180.0	183.22	181.86	166.25	163.28	176.8	177.0	202.0	339.0	351.0
Y	33.8	34.79	34.90	33.13	34.19	31.24	32.34	34.93	33.00	33.90	20.70	19.30
Zr	135	132	144.0	113	108	121	107	114	123.0	100.0	67.0	66.0
Hf	3.15	2.69	2.77	3.67	3.79	3.69	3.01	3.84	3.59	3.68	1.64	1.60
Nb	15.23	15.9	15.40	10.18	16.23	12.37	11.47	16.3	16.30	14.90	4.20	3.90
Ta	0.54	0.65	0.61	0.54	0.58	0.62	0.68	0.61	0.57	0.59	0.22	0.21
Th	7.64	8.67	8.12	8.86	5.97	7.47	6.12	9.48	6.41	7.61	3.73	3.65
Pb	6.95	7.33	6.30	7.73	7.67	7.01	6.89	9.14	10.47	8.69	4.92	4.79
Ga	14.36	13.64	7.89	9.34	12.11	13.64	14.38	18.80	17.70	13.20	17.90	16.60
Zn	14.35	15.12	17.0	15.95	15.84	14.48	14.22	16.23	15.2	14.6	12.2	13.1
Cu	65.34	68.87	69.31	72.64	72.11	65.91	64.74	56.4	103.80	61.19	90.14	115.50
Ni	14.35	15.12	14.85	15.95	15.84	14.48	14.22	16.8	14.93	15.80	21.68	21.87
V	198.6	209.32	163.2	220.8	219.16	200.35	138.4	264	226.5	235.5	288.2	250.2
Cr	41.35	43.58	46.0	45.97	68.23	64.23	59.43	43.8	56.0	54.0	64.0	73.0
Co	18.63	19.64	18.20	20.71	26.34	29.64	27.43	36.45	25.70	22.90	25.90	28.70
Sc	27.84	29.34	26.2	30.95	30.72	28.08	27.58	30.8	27.0	22.9	31.3	27.7
La	16.64	17.48	17.10	18.39	15.79	17.47	16.48	18.69	17.60	18.60	12.60	12.30
Ce	32.84	34.56	34.20	33.48	27.18	26.64	28.64	35.64	36.70	33.80	27.90	26.70
Pr	4.46	4.42	4.25	4.56	3.27	3.42	3.17	4.23	4.56	5.18	3.73	3.56
Nd	18.36	19.35	20.45	20.41	16.87	15.34	15.48	18.76	19.40	20.85	16.69	15.75
Sm	6.24	5.98	5.71	5.98	6.47	6.56	5.57	6.48	4.45	5.40	3.96	3.74
Eu	1.32	1.24	1.21	1.08	1.31	1.29	1.39	1.34	1.34	1.28	1.29	1.28
Gd	5.65	5.9	5.50	6.17	6.37	5.65	6.48	6.68	5.40	6.38	4.07	3.83
Tb	1.07	1.11	1.20	1.2	1.1	0.98	1.1	0.89	0.98	1.10	0.62	0.58
Dy	6.22	6.34	6.12	6.64	6.45	6.23	6.54	6.36	6.04	6.01	3.70	3.42
Ho	1.6	1.53	1.45	1.55	1.65	1.7	1.64	1.46	1.25	1.81	0.73	0.69
Er	3.23	3.06	3.49	3.97	3.34	3.96	3.98	3.96	3.32	3.38	2.05	1.94
Tm	0.49	0.52	0.39	0.56	0.54	0.52	0.51	0.53	0.35	0.56	0.30	0.28
Yb	3.67	3.48	3.50	3.64	3.47	3.78	3.48	3.56	3.21	3.41	1.89	1.79
Lu	0.52	0.64	0.49	0.63	0.56	0.54	0.58	0.55	0.53	0.57	0.29	0.27
Zr/Nb	8.86	8.30	9.35	11.10	6.65	9.78	9.33	6.99	7.55	6.71	15.95	16.92
Th/Nb	0.50	0.55	0.53	0.87	0.37	0.60	0.53	0.58	0.39	0.51	0.89	0.94
Ba/Nb	22.09	25.08	26.75	43.05	28.14	35.20	34.73	32.68	30.43	29.60	85.71	86.92
La/Nb	1.09	1.10	1.11	1.81	0.97	1.41	1.44	1.15	1.08	1.25	3.00	3.15
Th/Ta	14.15	13.34	13.27	16.41	10.29	12.05	9.00	15.54	11.25	12.99	17.07	17.38
Nb/Y	0.45	0.46	0.44	0.31	0.47	0.40	0.35	0.47	0.49	0.44	0.20	0.20
Nb/Zr	0.11	0.12	0.11	0.09	0.15	0.10	0.11	0.14	0.13	0.15	0.06	0.06
Ba/La	20.22	22.81	24.09	23.83	28.92	24.93	24.17	28.50	28.18	23.71	28.57	27.56
Sr/Y	4.88	4.99	5.16	5.53	5.32	5.32	5.05	5.06	5.36	5.96	16.38	18.19
Th/La	0.46	0.50	0.47	0.48	0.38	0.43	0.37	0.51	0.36	0.41	0.30	0.30
Ba/Th	44.04	45.99	50.74	49.46	76.50	58.30	65.10	56.19	77.38	57.95	96.51	92.88
La_n/Yb_n	3.08	3.41	3.32	3.43	3.09	3.14	3.22	3.57	3.72	3.71	4.53	4.67
Eu/Eu*	0.66	0.63	0.65	0.54	0.61	0.63	0.70	0.61	0.83	0.66	0.97	1.02
A/NK	1.61	1.53	1.78	1.68	1.52	1.39	1.68	1.64	1.57	1.78	----	----
A/CNK	0.936	0.90	0.90	0.927	0.945	0.863	0.954	0.871	0.832	0.882	----	----

زمین‏‌شناسی

منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد بخش کوچکی از برگة زمین‌شناسی 1:100000 طارم (Amini, 2000) است. برپایه نقشه یادشده و بررسی‌های صحرایی انجام‏‌شده، واحدهای سنگی رخنمون‏‌یافته در این منطقه شامل مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی ائوسن هستند که با توده‏‌های نفوذی الیگوسن (با ترکیب کلی کوارتزمونزونیتی) قطع شده‏‌اند. بررسی‌های Nabatian و همکاران (b2014) نشان‏‌دهنده اینست که توده‏‌های نفوذی منطقه سرخه‏‌دیزج- مراورید- ذاکر- زنجان در جنوب منطقه بررسی‏‌شده، به سن ائوسن بالایی هستند و دامنه سنی آنها 5/42- 4/37 میلیون سال پیش است. سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی ائوسن در منطقه طارم هم‏‌ارز بخش‏‌های جوان‏‌تر سازند کرج برشمرده می‌شوند و به دو عضو کردکند و آمند رده‌بندی شده‏‌اند (Hirayama et al., 1966). برپایه این رده‌بندی، بیشتر واحدهای سنگی منطقه بررسی‏‌شده بخشی از عضو کردکند هستند. برپایه نقشه زمین‏‌شناسی 1:10000 منطقه (شکل 1)، این واحدها دربرگیرندة تناوبی از گدازه‏‌های بازالتی، آندزیت‌بازالتی و آندزیت و واحدهای توفی به سن ائوسن، همراه با توده‏‌های نفوذی با ترکیب پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی و الیوین‌گابرویی هستند.

شکل 1 ‏- نقشه زمین‏‌شناسی مقیاس 1:10000تهیه‏‌شده از منطقه خان‏‌چای- علی‌آباد (خاور زنجان)

واحد E_k^v1: این واحد دربرگیرندة گدازه‏‌های آندزیتی خاکستری تا صورتی‏‌رنگ است که به‏‌طور همشیب با واحد توفی E_k^t1 پوشیده شده‌اند (شکل 2-A) و در نزدیکی روستای خان‏‌چای، توده نفوذی پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی آنها را مورد هجوم قرار داده است. این گدازه‏‌ها بافت پورفیری با درشت‏‌بلورهای شکل‏‌دار پلاژیوکلاز (گاهی تا اندازه 1 سانتی‏‌متر) در زمینه‏‌ای دانه‏‌ریز دارند. در برخی بخش‌ها، رگه‏‌های کوارتزی باریک این سنگ‏‌ها را قطع کرده‏‌اند که گاه با کانی‏‌سازی مس همراه هستند.

واحد E_k^t1: این واحد گسترده‏‌ترین واحد سنگیِ منطقه بوده که دربرگیرندة تناوبی از لایه‏‌های نازک تا متوسط توف، توف ماسه‏‌ای، ماسه‏‌سنگ توفی، ماسه‏‌سنگ و سیلت‏‌سنگ به رنگ خاکستری تیره تا مایل به بنفش است. در بخش قاعده‏‌ای آن، لایه‏‌های شیل و سیلت‏‌سنگ خاکستری‏‌رنگ رخنمون دارند. واحد E_k^t1 به‏‌صورت همشیب روی واحد گدازه آندزیتی E_k^v1 جای دارد و خود به‏‌صورت همشیب با واحد توفی روشن‏‌رنگ E_k^t2 پوشیده می‏‌شود (شکل‌های 2- A و 2- B). روند عمومی لایه‏‌های این واحد شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری (با شیب 15 تا 25 درجه به‌سوی جنوب‏‌باختری) است. در بخش‏‌های بالایی این واحد، میان‏‌لایه‏‌هایی از گدازه‏‌های بازالتی تیره‏‌رنگ (واحد E_k^v2) رخنمون دارند. واحد E_k^t1 دچار هجوم و نفوذ توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی شده است و هاله دگرگونی همبری ضعیفی در پیرامون آن پدید آمده است. ستبرای هاله دگرگونی تا 50 متر می‏‌رسد. بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‏‌دهد درجه دگرگونی تا رخساره آلبیت- اپیدوت هورنفلس بوده است. در حاشیه باختری رودخانه دستجرده‏‌چای، کانی‏‌سازی مس در این واحد به‏‌صورت رگه و رگچه‏‌ای رخ داده است (Mokhtari et al., 2016).

شکل 2- A) نمایی از توالی واحدهای E_k^v1، Ek^t1، E_k^t2 و E_k^vt3 به‏‌صورت همشیب (دید رو به شمال‏‌باختری). در نمای نزدیک، توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت (QMz) خان‏‌چای (خاور زنجان) دیده‌ می‌شود؛ B) نمایی از واحد E_k^t2 با رنگ روشن در میان واحد توفی E_k^t1 و واحد گدازه‏‌ای E_k^vt3 (دید رو به جنوب‏‌خاوری) (نفوذ توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی (QMz) خان‏‌چای درون واحد توفی E_k^t1 دیده‌ می‌شود

واحد E_k^t2: این واحد دربرگیرندة توف بِرش، توف پامیسی و توف جوش‏‌خورده در بخش زیرین و لیتیک‌توف، کریستال‌توف و خاکستر توف در بخش بالایی است. ازآنجایی‌که واحد E_k^t2 رنگ روشن‏‌تر از واحدهای کناری، ترکیب اسیدی، گسترش بسیار و ستبرای کم (تا 20 متر) دارد، لایه‌ای راهنما در منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد و بخش‌های نزدیک آن به‌شمار می‌رود. این واحد لایه‏‌بندی متوسط تا ستبری دارد. به‏‌صورت همشیب روی واحد E_k^t1 جای دارد و با واحد گدازه‏‌ای- توفی E_k^vt3 پوشیده شده است (شکل‌های 2- A و 2- B).

واحد E_k^vt3: این واحد دربرگیرندة تناوبی از گدازه‏‌های آندزیتی و آندزیت‌بازالتی و توف‏‌های حد واسط، به رنگ سبز تا خاکستری مایل به قهوه‏‌ای با میان‏‌لایه‏‌هایی از ماسه‏‌سنگ، سیلت‏‌سنگ و گل‏‌سنگ است. واحد E_k^vt3 به‏‌صورت همشیب روی واحد E_k^t2 جای دارد (شکل 2-A و 2-B) و خود با واحد توفی- ماسه‏‌سنگی E_k^t3 به‏‌صورت همشیب پوشیده شده است.

واحد E_k^t3: این واحد از تناوب لایه‏‌های متوسط تا ستبر ماسه‏‌سنگ، سیلت‏‌سنگ، ماسه‏‌سنگ توفی، توف ماسه‏‌ای، توف و گاه شیل به رنگ خاکستری تیره تا خاکستری مایل به سبز ساخته شده است. دنبالة باختری این واحد در جنوب‏‌باختری روستای علی‏‌آباد دچار نفوذ توده نفوذی پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی شده است (شکل 3) و در پی آن دگرسانی و پیدایش کانی‏‌سازی مس علی‏‌آباد در این واحد روی داده است.

واحد E_k^vt4: رخنمون این واحد در گوشه جنوب‏‌باختری منطقه بررسی‏‌شده با ماسه‏‌سنگ و توف در بخش‏‌های زیرین آغاز و به‌سوی بالا، با انواع گدازه‏‌ها (مانند: آندزیت، آندزیت‌بازالتی و بازالت) جایگزین می‏‌شود. در گدازه‏‌های این واحد، گدازه‏‌های الیوین‌بازالتی نیز دیده می‏‌شوند. به‌سوی بالا، توف جوش‏‌خورده همراه با میان‏‌لایه گدازه آندزیتی دیده می‏‌شود. ستبرای این واحد با توجه به پیچیدگی‏‌های ساختمانی آن نزدیک به 300-200 متر برآورد شده است (Amini, 2000).

شکل 3- نمایی از نفوذ توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی (QMz) علی‏‌آباد (خاور زنجان) درون واحدهای E_k^vt3 و رویداد دگرسانی‏‌های آرژیلی و سریسیتی (رنگ روشن) در پیرامون آن (دید رو به شمال‏‌‏‌باختر)

توده‏‌های‏‌ نفوذی (QMz): این توده‏‌ها که در پیرامون روستاهای خان‏‌چای و علی‏‌آباد رخنمون دارند، در حقیقت، توده‏‌های نیمه‏‌عمیق، با ترکیب کانی‏‌شناسیِ پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی و الیوین‌گابرویی هستند. توده‏‌های نفوذی یادشده در دو بخش خان‏‌چای و علی‏‌آباد دیده‌ می‌شوند. توده نفوذی خان‏‌چای در دو سوی جاده طارم رخنمون دارد و درون واحد توفی E_k^t1 نفوذ کرده ‏‌است (شکل 4). این توده ترکیب پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی دارد. این توده در بخش‏‌های کم‏‌ارتفاع و دامنه‏‌های حاشیه آبراهه‏‌ها، ترکیب مافیک‏‌تری در مقایسه با بخش‏‌های مرتفع و قله دارد. همچنین، نمونه‏‌های ترازهای ارتفاعی پایین، دانه‏‌درشت‏‌تر هستند و به‌سوی بالا، با سنگ‏‌های دانه‏‌ریزتر جایگزین می‏‌شوند. نفوذ آنها درون واحدهای آذرآواری ائوسن، دگرسانی و حتی دگرگونی همبریِ ضعیف (هورنفلسی‏‌شدن) را در پی داشته‏‌ است. از ویژگی‏‌های آشکار این توده، شکستگی‏‌های موازی هم و پیدایش رخنمونی لایه‌لایه (شکستگی‌های دیاکلازی) در بخش‏‌های دامنه‏‌ای است که در هنگام سردشدن توده و انقباض آن پدید آمده است. یک سری انکلاوهای میکروگرانولار مافیک در بخش‏‌های گوناگون این توده دیده‌ می‌شوند.

توده نفوذی علی‌آباد نیز ترکیب پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی دارد و در جنوب‏‌باختری روستای علی‏‌آباد موسوی جای دارد. این توده درون واحد E_k^t3 نفوذ کرده‏‌ است. در محل همبری با سنگ‏‌های میزبان، آنها را دچار دگرسانی آرژیلی و سریسیتی کرده است (شکل 3). این سنگ‏‌ها بافت پورفیری مشخصی در مقیاس نمونه دستی دارند. برپایه بررسی‏‌های صحرایی، همانند توده نفوذی خان‏‌چای، این توده نیز از دیدگاه کانی‏‌شناسی، بافتی و رنگی تغییر آشکاری از سوی حاشیه به درون توده نشان می‌دهد. به این مفهوم که حاشیه توده تمرکز بالاتری از کانی‏‌های مافیک دارد، ابعاد بلورها کوچک‏‌تر و رنگ عمومی سنگ خاکستری تیره است؛ اما به‌سوی بخش‏‌های مرکزی توده، تمرکز کانی‏‌های مافیک کمتر، ابعاد بلورها درشت‏‌تر و سنگ به رنگ خاکستری تا خاکستری روشن دیده می‏‌شود.

شکل 4- نمایی از نفوذ توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی (QMz) خان‏‌چای (خاور زنجان) درون واحد E_k^t1 که هاله دگرگونی همبری (هورنفلسی) را در امتداد حاشیه پدید آورده است (دید رو به جنوب‏‌خاوری) (بخش هورنفلسی ریخت‌شناسی صخره‏‌ساز دارد)

توده الیوین‏‌‏‌گابروی خان‏‌چای به‏‌صورت رخنمونی کوچک با بافت دانه‏‌درشت ‏‌در نزدیکی روستای خان‌چای و در بُرش جاده رخنمون دارد. این توده با آپوفیزهای توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی خان‌چای قطع شده‏‌ است (شکل 5). پس از این فرایند، بخش‏‌هایی از توده الیوین‏‌‏‌گابرویی دچار دگرسانی آرژیلی و کلریتی شده‌اند که در رخنمون‏‌های سطحی با رنگ روشن‏‌تر شناسایی می‌شوند. بررسی‏‌های صحرایی نشان می‏‌دهند خود این توده درون گدازه‏‌های آندزیتی و واحدهای آتشفشانی- رسوبی ائوسن نفوذ کرده‏‌ است.

شکل 5- نمایی از رخنمون توده الیوین‏‌گابرویی (Ol-gb) (خاور زنجان) که با آپوفیزهای توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی (QMz) قطع شده است (دید رو به باختر)

افزون‌بر واحدهای یادشده، درون واحدهای آتشفشانی- رسوبی منطقه، به‏‌ویژه درون واحد توفی E_k^t1، دایک‏‌هایی از آندزیت- تراکی‏‌آندزیت و بازالت با بافت پورفیری دیده می‌شوند. این دایک‏‌ها به‏‌رنگ عمومی خاکستری روشن تا مایل به سبز، با ستبرای حداکثر 10 متر هستند و در راستای غالب شمال و شمال‏‌باختری- جنوب و جنوب‏‌خاوری دیده ‌می‌شوند. به‌سوی توده نفوذی، دایک‏‌ها درون توده نفوذی پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی یافت نمی‌شوند. این نکته نشان‏‌دهنده سن نسبی جوان‏‌تر توده‏‌های نفوذی در مقایسه با دایک‏‌هاست.

سنگ‏‌شناسی توده‏‌های نفوذی

1- توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت خان‏‌چای

توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت خان‏‌چای در نمونه دستی دارای بافت گرانولار تا میکروگرانولار بوده و متشکل از کانی‏‌های فلدسپار و مافیک است. برپایه بررسی‌های سنگ‏‌شناسی، این توده دارای بافت‏‌های پورفیری تا پورفیروییدی، هتروگرانولار تا سری‏‌ایتی، افیتیک، ساب‏‌افیتیک و غربالی است (شکل‌های 6- A و 6- B). کانی‏‌های اصلی سازنده این توده شامل پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول (هورنبلند)، کوارتز، آلکالی فلدسپار (ارتوز) و بیوتیت است. کانی‏‌های کدر و آپاتیت از کانی‏‌های فرعی و سریسیت، کلریت، کلسیت و اپیدوت از کانی‏‌های ثانویه در این سنگ‏‌ها حضور دارند. شماری از بلورهای پلاژیوکلاز، درشت‏‌تر و در زمینه دانه‏‌ریزتر سنگ پراکنده هستند و بافت پورفیروییدی را پدید آورده‌اند. بیشتر بلورهای درشت پلاژیوکلاز، منطقه‏‌بندی نشان می‏‌دهند. این نکته چه‌بسا نشان‏‌دهنده شرایط نبود تعادل فیزیکی (فشار و دما) و یا شیمیایی حاکم بر آشیانه ماگمایی باشد (Stormer, 1972; Tsuchiyama, 1985). گاه میانبار‏‌هایی از پیروکسن نیز در پلاژیوکلازها دیده می‏‌شود. برخی بلورهای پلاژیوکلاز بافت غربالی دارند (شکل 6- A). بلورهای درشت پلاژیوکلاز (تا 6 میلیمتر) معمولاً با شدت‏‌های متفاوت سریسیتی و سوسوریتی (سریسیت، کلسیت، کلریت، اپیدوت و اورالیت) شده‏‌اند؛‌ هرچند بیشتر بلورهای ریزتر پلاژیوکلاز در زمینه، سالم هستند. کلینوپیروکسن‏‌ها‏‌ به‏‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‏شکل‌داری دیده‌ می‌شوند که درازای آنها گاه به 4 میلیمتر نیز می‏‌رسد. بیشتر این کانی‏‌ها سالم بوده و گاه به درجه‌های متفاوتی به کلسیت، کلریت، اورالیت و کانی‏‌های کدر دگرسان شده‏‌اند. آمفیبول‏‌های اولیه از نوع هورنبلند هستند و فراوانی کمتری در مقایسه با پیروکسن‏‌ها دارند. این کانی‏‌ها به‌شدت به کلسیت یا کلریت دگرسان شده‏‌اند. بیوتیت‏‌های ورقه‏‌ای شکل‌دار به‏‌صورت اولیه در کنار کانی‏‌های اصلی دیگر دیده می‌شوند و گاه به کلریت دگرسان شده‏‌اند. کوارتز و آلکالی‌فلدسپار به‏‌صورت بلورهای کوچک بی‏‌شکل در میان کانی‏‌های دیگر دیده می‌شوند و فراوانی هر یک از آنها حداکثر به 10 درصد می‏‌رسد.

2- پیروکسن‌کوارتزمونزونیت علی‏‌آباد

بررسی‏‌های میکروسکوپی نشان‏‌ می‌دهند این توده نیز ترکیب پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی دارد. در بررسی‌های ماکروسکوپی، درشت‏‌‏‌بلورهای پلاژیوکلاز در زمینه دانه‏‌ریز به رنگ خاکستری تیره دیده‌ می‌شوند. در مقطع‌های میکروسکوپی، بافت این توده پورفیری تا پورفیروییدی با درشت‏‌بلور‏‌هایی از پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و آمفیبول (هورنبلند) است (شکل‌های 6- C و 6- D).

شکل 6 – تصویرهای میکروسکوپی از توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (خاور زنجان) در XPL. A) بافت‏‌های پورفیروییدی و غربالی به‌همراه منطقه‏‌بندی در پلاژیوکلاز؛ B) بافت پورفیروییدی و ‏‌افیتیک در پیروکسن‌کوارتزمونزونیت؛ C) بافت پورفیری و درشت‏‌بلور پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی و بافت غربالی؛ D) پیروکسن‏‌های سالم به‌همراه پیروکسن‏‌های کلسیتی و کلریتی‏‌‏‌شده؛ E) زنوکریست کوارتز با حاشیه واکنشی؛ F) الیوین‏‌های دگرسان‏‌شده (سرپانتینی‏‌شده به‌همراه پیدایش اکسیدهای آهن) (Pl: پلاژیوکلاز؛ Px: پیروکسن؛ Bt: بیوتیت؛ Srp: سرپانتین؛ Qtz: کوارتز؛ Cal: کلسیت؛ Ol: الیوین)

آپاتیت، زیرکن، بیوتیت و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی هستند. سریسیت، کلسیت، کلریت، بیوتیت و کانی‏‌های کدر از کانی‌های ثانویه بوده و از دگرسانی کانی‏‌های اولیه سنگ پدید آمده‏‌اند. همه کانی‏‌های یادشده، در زمینه‏‌ای ریزبلور از کوارتز و فلدسپار (پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار) هستند. بیشتر پلاژیوکلازها منطقه‏‌بندی و بافت غربالی دارند. بیشتر پلاژیوکلازها سالم هستند؛ اما گاه سریسیتی و سوسوریتی شده‏‌اند. بیشتر کلینوپیروکسن‏‌ها سالم هستند؛ اما گاه به کلسیت، کلریت و اکسید‏‌های آهن دگرسان شده‏‌اند (شکل 6- D). بیشتر هورنبلندها به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‌دار و در گاه شکل‌دار دیده می‏‌شوند. فراوانی این کانی‏‌ها از کلینوپیروکسن‏‌ها کمتر است و بیشترشان به کلریت و اکسیدهای آهن دگرسان شده‏‌اند. همچنین، در یکی از نمونه‏‌ها، بیگانه‌بلور کوارتز به‏‌صورت گردشده و با حاشیه واکنشیِ از جنس کلریت در ابعاد نزدیک به یک میلیمتر دیده شد (شکل 6-E).

3- الیوین ‏‌گابروی خان‏‌چای

در بررسی‌های ماکروسکوپی، این توده بافت گرانولار دانه‏‌درشت، به‌همراه بافت‏‌های افیتیک و ساب‏‌افیتیک دارد. همچنین، در بخش‏‌های سالم به رنگ خاکستری تیره و در بخش‏‌های دگرسان‏‌شده، به رنگ روشن‏‌تر هستند. در بررسی‌های میکروسکوپی، این سنگ‏‌ها دربردارندة کانی‏‌های اصلیِ پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و الیوین، کانی‏‌های فرعیِ آپاتیت و کانی‏‌های کدر و کانی‏‌های ثانویة کلریت، کلسیت، سرپانتین، اپیدوت، اکتینولیت و کانی‏‌های کدر هستند. این سنگ‏‌ها در مقایسه با توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت خان‏‌چایی، دانه درشت‏‌تر هستند و بافت‏‌های هتروگرانولار، افیتیک و ساب‏‌افیتیک دارند. پلاژیوکلازها با درجه‌های گوناگون به سریسیت و کلسیت دگرسان شده‏‌اند. در برخی از این بلورها، منطقه‏‌بندی و بافت غربالی دیده ‌می‌شوند. در برخی از بلورهای کلینوپیروکسن، ماکل‏‌های نواری و کارلسباد ‏‌ دیده‌ می‌شوند. در راستای شکستگی‏‌ها و رخ‏‌های کلینوپیروکسن‏‌ها، دگرسانی ضعیف به اکتینولیت رخ داده ‏‌است. پلاژیوکلاز که درون برخی بلورهای کلینوپیروکسن دیده می‌شود، بافت افیتیک و ساب‏‌افیتیک را در این سنگ‏‌ها پدید آورده است. الیوین دیگر کانی اصلی سازندة این سنگ‏‌هاست که بیشتر به‏‌صورت بلورهای دگرسان‏‌شده و با فراوانی نزدیک به 10 درصد حجمی دیده می‌شود. بلورهای این کانی به‏‌صورت بلورهای نیمه‏‌شکل‌دار تا بی‏‌شکل هستند و با مجموعه سرپانتین، کلریت و اکسیدهای آهن جایگزین شده‏‌اند (شکل 6- F). در برخی نمونه‏‌ها، میانبار‏‌های الیوین دگرسان‏‌شده نیز درون پیروکسن‏‌ها دیده می‏‌شوند.

زمین‏‌شیمی

برای بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی توده‏‌های الیوین‌گابرویی و پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی خان‏‌چای- علی‏‌آباد، شمار 7 نمونه از توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت خان‏‌چای، 3 نمونه از توده علی‏‌آباد و 2 نمونه از الیوین گابروی خان‏‌چای به روش‏‌های XRF و ICP–MS در آزمایشگاه شرکت کیمیا پژوه البرز اصفهان تجزیه شدند (جدول 1). در نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O، نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیت در محدوده ساب‏‌آلکالن و نمونه‏‌های الیوین‌گابرو در گسترة آلکالن جای گرفته‌اند (شکل 7- A). در نمودار AFM، همه نمونه‏‌ها در گسترة کالک‏‌آلکالن هستند (شکل 7- B). برپایه نمودار SiO₂ در برابر K₂O، نمونه‏‌های توده‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا هستند (شکل 7- C).

شکل 7- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (خاور زنجان) روی نمودارهای: A) Na₂O+K₂O در برابر SiO₂ (Irvine and Baragar, 1971)؛ B) AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) SiO₂ در برابر K₂O (Peccerillo and Taylor, 1976)

در نمودار A/CNK در برابر A/NK، همه نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی در محدوده متاآلومین جای گرفته‌اند (شکل 8- A). در نمودار نسبت کاتیونی A-B، اندیس آلومینیم سنگ‏‌های آذرین با دقت بیشتری سنگ‌ها را از یکدیگر جدا می‌کند و همه نمونه‏‌های یادشده در این نمودار سرشت متاآلومین را نشان می‏‌دهند (شکل 8- B).

2-1-1-1-

شکل 8- جایگاه نمونه‏‌های توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (خاور زنجان) روی: A) نمودار A/NK- A/CNK(Maniar and Piccoli, 1989)؛ B) نمودار کاتیونی A-B (Villaseca et al., 1998)

برای شناسایی نوع گرانیتوییدهای A، I و S از نمودارهای Whalen و همکاران (1987) بهره گرفته شد. برپایه این نمودارها، همة نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی در محدوده گرانیتوییدهای نوع I و S هستند (شکل 9-A). برای تفکیک گرانیت‏‌های نوع I و A، نمودار SiO₂ در برابر Zr به‌کار برده شد. در این نمودار، همه نمونه‏‌ها در محدوده گرانیت‏‌های نوع I هستند (شکل 9- B). افزون‌بر نمودارهای یادشده، نشانه‌ها و ویژگی‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی نشان‏‌دهنده I-type‏‌ بودن توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد هستند. مانند: دارابودنِ کلینوپیروکسن، هورنبلند و اسفن و نبود مسکوویت، کردیریت، گارنت، آندالوزیت و سیلیمانیت؛ دارابودنِ برخی انکلاوهای میکروگرانولار و نبود انکلاوهای سورمیکاسه؛ نبود کرندوم در نورم این سنگ‏‌ها؛ نیز روند کاهشی P₂O₅ در برابر SiO₂ که با تبلور آپاتیت در گرانیت‏‌های نوع I توجیه‌شدنی است (Chappell and White, 1992).

شکل 9- شناسایی نوع گرانیتوییدهای منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (خاور زنجان). A) برپایه نمودارهای شناسایی گرانیت‏‌های نوع I و S از A (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار SiO₂ در برابر Zr (Collins et al., 1982)؛ C) روند تغییر P₂O₅ در برابر SiO₂

در نمودارهای عنکبوتی که عنصرهای کمیاب و ‌خاکی کمیاب ‏توده‏‌های الیوین گابرویی و پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد در برابر ترکیب پیشنهادیِ Thompson (1982) برای کندریت بهنجار شده‌اند (شکل 10- A)، این توده‏‌ها از عنصرهای لیتوفیل بزرگ‏‌یون (LILE) در برابر عنصرهای با میدان پایداری بالا (HFSE)، غنی‏‌شدگی کمابیش بیشتری نشان می‏‌دهند. بی‏‌هنجاری مثبت عنصرهای LILE (مانند: K، Ba و Th) به‌همراه بی‏‌هنجاری منفی عنصرهای HFSE (مانند: Nb و Ti) از ویژگی‏‌های ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های فرورانشی است (Pearce, 1982; Wilson, 1989; Foley and Wheler, 1990; Pearce and Parkinson, 1993; Wang and Chung, 2004; Vetrin and Rodionov, 2008). از سوی دیگر، به باور برخی پژوهشگران (مانند: Saunders et al., 1992; Rollinson, 1993; Lehmann and Sisson, 1996; Kuster and Harms, 1998; Dostal et al., 2001; Nagudi et al., 2003; Shang et al., 2004)، بی‏‌هنجاری منفی Nb و Ti ویژگی آشکار سنگ‏‌های پوسته قاره‏‌ای و شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی است. بی‏‌هنجاری مثبت در عنصرهایی مانند K و Th، بازتابی از نقش پوسته قاره‏‌ای در تحولات ماگمای سازندة توده‏‌های نفوذی بررسی‏‌شده است که از آن با ‏نام تسلط پوسته‏‌ای یاد می‌شود (Harris et al., 1986). بی‏‌هنجاری منفی Sr در نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی چه‌بسا پیامد فرایند جدایش بلوری کانی پلاژیوکلاز است. به باور Barnes و همکاران (2001)، جدایش بلوری پلاژیوکلاز باعث کاهش Sr و افزایش بی‏‌هنجاری منفی Eu هنگام تبلور ماگما می‏‌شود. در نمونه‏‌های الیوین گابرویی، بی‏‌هنجاری منفی Sr دیده نمی‏‌شود و این پدیده چه‌بسا پیامد تمرکز بالاتر پلاژیوکلازهای کلسیک در این سنگ‏‌ها باشد.

در الگوی تغییر عنصرهای کمیاب بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Taylor and McLennan, 1985) برای نمونه‌های بررسی‏‌شده نیز همانند نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت، غنی‏‌شدگی از LILE و عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) همراه با تهی‏‌شدگی از HFSE در نمونه‏‌های الیوین‌گابرویی و پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی دیده می‌شود (شکل 10- B). در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه، در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده بی‏‌هنجاری مثبت Pb دیده می‏‌شود که چه‌بسا به متاسوماتیسم گوة گوشته‏‌ای با سیال‌های آزادشده از پوسته اقیانوسی فرورونده و یا آلایش ماگما با سنگ‏‌های پوسته قاره‏‌ای ارتباط داشته باشد (Kamber et al., 2002). بیگانه‏‌بلور کوارتز در توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی علی‏‌آباد از نشانه‌های میکروسکوپی آلایش پوسته‏‌ای است. همچنین، بی‏‌هنجاری منفی Nb و Ta آشکارا در همه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده دیده می‏‌شود. این پدیده نشان‏‌دهنده ماگماهای مربوط به پهنه‏‌های حاشیه فعال قاره‏‌ای است و چه‌بسا پیامد آلودگی پوسته و سیال‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورونده باشد (Aldanmaz et al., 2000). در کل، برپایه شکل‏‌های 10- A و 10- B و نیز عوامل گوناگونی که بی‏‌هنجاری‏‌های مثبت و منفی عنصرها را پدید می‌آورند، ماگمای نخستین سازندة توده‏‌های نفوذی بررسی‏‌شده در پهنه‌ای فرورانشی پدید آمده و در ادامه با مواد پوسته‏‌ای آلایش یافته ‏‌است.

شکل 10- نمونه‌های منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (خاور زنجان) در نمودار: A) الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Thompson, 1982)؛ B) الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Taylor and McLennan, 1985)؛ C) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995)؛ D) نمودار الگوی عنصرهای خاکی کمیاب توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت ذاکر (Nabatian et al., 2014b) در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)

در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995) برای نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی، الگویی کمابیش پرشیب و غنی‏‌ از عنصرهای LREE با الگوی مسطح عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE)، نسبت بالای LREE/HREE و بی‏‌هنجاری منفی مشخص Eu دیده می‏‌شود (شکل 10- C). روند نمونه‏‌های الیوین‌گابرو نیز مشابه است؛ اما نسبت LREE/HREE آنها بالاتر است و بی‏‌هنجاری منفی Eu ندارند. نسبت Eu/Eu* در پیروکسن‌کوارتزمونزونیت‏‌ها برابر 54/0- 83/0 و در الیوین‌گابروها برابر با 97/0 تا 02/1 است. همچنین، نسبت La_n/Yb_n در پیروکسن‌کوارتزمونزونیت‏‌ها برابر 72/3- 08/3 و در الیوین‌گابروها برابر 67/4-53/4 است. غنی‌شدگی LREE در برابر HREE چه‌بسا پیامد درجه کم ذوب‌بخشی، بالا‏‌بودن مقدار LREE در برابر HREE در سنگ خاستگاه (Wilson, 1989; Wright and McCurry, 1997)، گارنت بجامانده در سنگ خاستگاه (Zhou et al., 2007)، آلودگی ماگما با مواد پوسته‌ای (Srivastava and Sigh, 2004) و جدایش بلوری باشد. درجه‌های کم ذوب‌بخشی به‏‌همراه آلودگی پوسته‏‌ای از مهم‏‌ترین عوامل برای غنی‏‌شدگی LREE در برابر HREE به‌شمار می‌روند. بالا‏‌بودن مقدار عنصرهای LREE در برابر HREE از ویژگی‌های روشن سنگ‏‌های کمان آتشفشانی در پهنه‌های فرورانشِ مرز فعال قاره‏‌ای است (Pearce, 1982; Wilson, 1989; Ma et al., 2014). الگوی مسطح عنصرهای HREE همراه با بی‏‌هنجاری منفی مشخص Eu نشان‏‌دهنده اهمیت جدایش بلوری پلاژیوکلاز و حضور کانی‏‌هایی مانند کلینوپیروکسن (برای تمرکز دادن به عنصرهای HREE) در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده است. به باور Wilson (1989)، اگر بی‏‌هنجاری منفی Eu با بی‏‌هنجاری منفی Sr همراه باشد، جدایش بلوری پلاژیوکلاز عامل پیدایش بی‏‌هنجاری منفی Eu است. برپایه بی‏‌هنجاری منفی Sr در نمونه‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی (شکل‏‌ 10-A و 10-B)، پس بی‏‌هنجاری منفی Eu پیامد جدایش بلوری پلاژیوکلاز در این سنگ‏‌ها بوده است. این در حالی است نبود بی‏‌هنجاری منفی Eu در الیوین‌گابروها چه‌بسا به نبود جدایش و جدایش بلوری پلاژیوکلاز در هنگام بالاآمدن ماگما و تمرکز این کانی در الیوین‌گابروها وابسته است. همچنین، تمرکز کمتر HREE در این سنگ‏‌ها در ارتباط با محتوای کمتر آمفیبول این سنگ‏‌ها دانسته می‌شود (Marks et al., 2004).

در کل، برپایه الگوی کمابیش پرشیب غنی‏‌ از عنصرهای LREE و الگوی مسطح عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) با نسبت بالای LREE/HREE برای توده‏‌های نفوذی بررسی‏‌شده، این سنگ‏‌ها از خاستگاه ماگمایی مشترکی پدید آمده‌اند و پیامد درجه کمی از ذوب‌بخشی گوشته غنی‏‌شده در پهنه‌ای فرورانشی هستند. مقایسه الگوی عنصرهای خاکی کمیاب توده‏‌های پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی خان‏‌چای- علی‏‌آباد با توده پیروکسن‌کوارتزمونزونیت ذاکر (Nabatian et al., 2014b) نشان‌دهندة همانندیِ کامل این توده‏‌هاست (شکل 10- D) و وابستگی زایشی توده‏‌های نفوذی بررسی‏‌شده با توده نفوذی ذاکر را نشان می‌دهد.

جایگاه زمین‌ساختیِ ماگما (تکتونوماگمایی)

نمودارهای شناسایی پهنه‏‌های زمین‌ساختیِ ماگما، نمودارهای تغییرات زمین‏‌شیمیایی هستند که برپایه آنها، ماگماهای پدیدآمده در پهنه‏‌های زمین‌ساختی گوناگون برپایه ویژگی‏‌های شیمیایی از یکدیگر شناخته می‌شوند (Rollinson, 1993). برپایه نمودار کاتیونی R1 و R2 (Batchelor and Bowden, 1985)، بیشتر نمونه‏‌های توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد در محدوده بالازدگی پس از برخورد هستند (شکل 11- A). در نمودار دو متغیره Nb+Y در برابر Rb، سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده مشترک گرانیت‏‌های کمان آتشفشانی (VAG) و پسابرخوردی (Post-COLG) هستند (شکل 11- B). Muller و Groves (1997) نمودارهایی را برپایه درصد وزنی اکسیدهای اصلی (Al₂O₃، TiO₂ و P₂O₅) و عنصرهای کمیاب (Ce، Y و Zr) برای شناسایی پهنه‏‌های زمین‌ساختی گوناگون پیدایش سنگ‏‌های گرانیتی پتاسیک پیشنهاد کرده‏‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 11- C دیده می‏‌شود، همه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده در نمودار Zr در برابر Y، در محدوده گرانیتوییدهای مرتبط با کمان هستند. در نمودار TiO₂/Al₂O₃ در برابر Zr/Al₂O₃ (شکل 11- D)، همه نمونه‏‌ها در محدوده مشترک کمان‏‌های مرز فعال قاره‏‌ای (CAP) و کمان‏‌های پسابرخوردی (PAP) جای گرفته‌اند. در نمودار Zr/TiO₂ در برابر Ce/P₂O₅ (شکل 11- E)، نیز نمونه‏‌ها در محدوده کمان‏‌های پسابرخوردی (PAP) جای گرفته‏‌اند.

شکل 11- نمونه‏‌های توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (خاور زنجان) روی: A) نمودار نمودار R2 - R1 (Batchelor and Bowden, 1985)؛ B) نمودار Y+Nb در برابر Rb (Pearce, 1996)؛ C) نمودار Zr در برابر Y (Muller and Groves, 1997)؛ D) نمودار TiO₂/Al₂O₃ در برابر Zr/Al₂O₃ (Muller and Groves, 1997)؛ E) نمودار Zr/TiO₂ در برابر Co/P₂O₅ (Muller and Groves, 1997)

برپایه رده‏‌بندی Barbarin (1999)، گرانیتوییدهای منطقه بررسی‏‌شده از نوع گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن آمفیبول‌دار (ACG) دانسته می‌شوند. به باور Barbarin (1999)، گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن ACG در بالای پهنه‌های فرورانشی پدید می‌آیند.

به باور Morata و همکاران (2005)، نسبت‏‌های کم Zr/Nb (6/7-3/6)، Th/Nb (15/0-09/0)، Ba/Nb (4/17-6/7)، La/Nb (03/1-76/0)، Th/La (15/0-11/0) و Ba/La (9/16-10) نشان‏‌دهنده فعالیت‏‌های ماگمایی مرتبط با گوشته غنی شده هستند. درحالی‌که، این نسبت‏‌ها در ماگماهای جدا‌شده از پوسته به‏‌صورت Th/Nb (44/0)، Ba/Nb (54)، La/Nb (2/2) و Zr/Nb (2/16) گزارش شده‌اند (Weaver and Tarney, 1984). در جدول 1، مقایسه این نسبت‏‌ها برای توده‏‌های نفوذی بررسی‏‌شده، نشان‌دهندة گرایش آنها به ترکیب حد واسط مذاب‏‌های جداشده از گوشته غنی‏‌شده و پوسته است. در پهنه‏‌های فرورانشی، میزان Th افزایش می‏‌یابد؛ اما نسبت Th/Ta در سنگ‏‌های پدیدآمده در فرایند فرورانشِ مرز فعال قاره‏‌ها در بازة 20-6 متغیر است (Gorton and Schandle, 2000). این نسبت برای توده‏‌های نفوذی بررسی‏‌شده برابر 38/17-9 است (جدول 1). این نکته نشان‏‌دهنده پیدایش سنگ‏‌های منطقه بررسی‏‌شده در پهنه فرورانشی مرز فعال قاره‏‌ای است. توده‏‌های نفوذی منطقه بررسی‏‌شده از عنصرهای HFSE تهی بوده و نسبت Nb/Y در آنها کم است (میانگین 39/0؛ جدول 1). نسبت‏‌های Nb/Y (32/0 تا 72/1) از ویژگی سنگ‏‌هایی است که در کمان‏‌های ماگمایی مرتبط با پهنه‌های فرورانشی پدید آمده‌اند (Temel et al., 1998). نسبت‏‌های Ba/Nb بیشتر از 28 شاخص سنگ‏‌هایی است که در پهنه‌های مرتبط با فرورانش و در مرز فعال قاره‏‌ای پدید آمده‌اند (Fitton et al., 1988). این نسبت در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده برابر 22 تا 87 بوده و به‏میانگین آن نزدیک به 40 است (جدول 1).

در کل، برپایه همه داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی و نسبت‏‌های عنصرهای ناسازگار یادشده، توده‏‌های نفوذی منطقه بررسی‏‌شده در پهنه پسابرخوردی و از خاستگاه غالب گوشته‏‌ای غنی‏‌شده به‌همراه مقداری مواد پوسته‏‌ای پدید آمده‏‌اند.

بحث و نتیجه‌گیری

همان‌گونه‌که پیش‏‌تر گفته شد، سنگ‏‌های منطقه بررسی‏‌شده با ترکیب پیروکسن‌کوارتزمونزونیتی از ماگمای کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا خاستگاه گرفته‏‌اند. بیشتر سنگ‏‌های ماگمایی کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا در کمان‏‌های ماگمایی و پهنه‏‌های زمین‌ساختی پس از برخورد پدید می‌آیند (Foley and Peccerillo, 1992; Turner et al., 1996) و به‏‌ندرت در محیط‏‌های درون‌صفحه‏‌ای دیده شده‏‌اند (Muller and Groves, 1997; Bonin, 2004). به باور Turner و همکاران (1996)، ماگماتیسم پتاسیک پسابرخوردی از ویژگی‏‌های متداول بسیاری از کمربندهای کوهزایی برخوردی در جهان است. افزون‌بر این، برای سنگ‏‌های آتشفشانی غنی از پتاسیم الیگوسن- پلییستوسن در باختر مدیترانه نیز خاستگاه گوشته متاسوماتیسم‌شده‌ در هنگام فرورانش پیشنهاد شده است (Conticelli et al., 2009). از سوی دیگر، غنی‏‌شدگی در LILE و LREE، به‌همراه بی‏‌هنجاری منفی Nb و Ti، نشانة ماگماهای وابسته به پهنه فرورانش است (Wilson, 1989; Foley and Wheler, 1990; Pearce and Parkinson, 1993; Wang and Chung, 2004; Vetrin and Rodionov, 2008). این ماگماها خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‏‌شده از عنصرهای LILE توسط سیال‌های متاسوماتیک جدا‏‌شده از رسوب‌ها یا صفحه فرورونده دارند (Pearce, 1982; Hawkesworth et al., 1997; Cameron et al., 2003). بررسی‌های ایزوتوپی Nd-Sr به‌دست Nabatian و همکاران (b2014) روی توده‏‌های نفوذی منطقه طارم (محور سرخه‏‌دیزج- زنجان) نشان‏‌دهنده یک خاستگاه گوشته سنگ‌کره‌ای غنی‏‌شده برای این توده‏‌هاست. ازاین‌رو، پیدایش توده‏‌های نفوذی غنی از پتاسیم منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد نیز در ارتباط با گوشته سنگ‌کره‌ای غنی‏‌شده مرتبط با فرورانش و در یک پهنه پساخوردی بوده است.

اگرچه زمان برخورد دو صفحه قاره‏‌ای عربستان- اوراسیا بسیار بحث برانگیز است، اما بیشتر پژوهشگران این زمان را از کرتاسه پایانی تا اواخر الیگوسن و میوسن می‏‌دانند (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994; Agard et al., 2011; Verdel et al., 2011). Ghasemi و Talbot (2005) سن ائوسن آغازی تا میانی را برای برخورد زمین‏‌درز زاگرس پیشنهاد کرده‏‌اند. برپایه داده‏‌های Nabatian و همکاران (b2014)، سن آغاز برخورد میان صفحه عربستان و اوراسیا در کوه‏‌های البرز باختری، ائوسن میانی (نزدیک به 50 میلیون سال پیش) بوده است. این سن با داده‏‌های سن‌سنجی به‌دست‏‌آمده از زیرکن‌ در گرانیت خرم‏‌دره (خاور طارم) با ویژگی نوع I وابسته به فرورانش نیز همخوانی دارد (Hassanzadeh et al., 2008). سن برخورد هنگامی است که فرورانش پایان یافته است. پس، برای بخشی از کمربند کوهزایی تتیس، زمان میان جوان‌ترین پلوتونیسم فرورانش فعال (53 میلیون سال پیش) و زمان پلوتونیسم پس از برخورد (نزدیک به 40 میلیون سال پیش)، نزدیک به 13 میلیون سال برآورد شده ‏‌است (Nabatian et al., 2014b). ازاین‌رو، پهنه کششی پس از برخورد، در پی بی‏‌هنجاری گرمایی هنگام بالا آمدن سست‌کره، سنگ‌کرة گوشته‏‌ای غنی‏‌شده دچار ذوب‌بخشی شده و مذاب پتاسیم بالا در بخش ماگمایی طارم در طول ائوسن بالایی پدید آمده است. گمان می‌رود نازک‏‌شدن پوسته در کمربند البرز- آذربایجان پیش از 40 میلیون سال پیش و پس از 53 میلیون سال پیش آغاز شده ‏باشد (Nabatian et al., 2014b). در منطقه طارم، نازک‏‌شدن پوسته به‏‌همراه بالاآمدن مواد داغ سست‌کره به‌آسانی گوشته ناهمگن متاسوماتیسم‌شده را دچار ذوب‌بخشی کرده و پیدایش ماگماهای گوناگون از دیدگاه ترکیبی (مانند: پیروکسن‌کوارتزمونزونیت و الیوین‏‌گابرو) را در پی داشته است.

در کل، توده‏‌های نفوذی بررسی‏‌شده (که از دیدگاه جایگاه مکانی، نزدیکِ توده‏‌های نفوذی بررسی‌شدة Nabatian و همکاران (b2014) هستند)، ترکیب پیروکسن‌کوارتزمونزونیت با خاستگاه کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا و متاآلومین دارند و از گرانیت‏‌های نوع I هستند و در پهنه کششی پسابرخوردی پدید آمده‌اند. در پهنه کششی یادشده سست‌کره بالا آمده و در پی ذوب‌بخشی گوشته سنگ‌کره‌ایِ زیرقاره‏‌ای متاسوماتیسم شده است.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از پشتیبانی‌‏‌های مالی دانشگاه زنجان برای انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‌کنند. همچنین، نگارندگان از داوران گرامی مقاله برای راهنمایی‏‌های علمی ارزنده‌شان که مقاله را پربارتر کرد، بسیار سپاس‌گزار هستند.

مراجع

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monié, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine 148: 692–725.

Aghanabati, S. A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran publication, Tehran, Iran (in Persian).

Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z. and Castro, A. (2015) Petrogenesis and U-Pb dating (SHRIMP) of Tarom intrusions. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 95: 3-20 (in Persain).

Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211-238.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.

Amini, B. (2000) Explanatory text of Tarom. Geological Quadrangle Map 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Atashnama, A. A. (2016) Geology and mineralization of Rastabad pollimetallic deposit, north of Zanjan. M.Sc. thesis, University of Zanjan, Zanjan, Iran (in Persian).

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46: 605- 626.

Barnes C. G., Burton B. R., Burling T. C., Wright, J. E. and Karlsson, H. R. (2001) Petrology and geochemistry of the late Eocene Harrison Pass Pluton, Ruby Mountains Core Complex, Northeastern Nevada. Journal of Petrology 42: 901-929.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of rocks series using multicationic parameters. Chemical geology 48: 43-55.

Bazargani Guilani, K. and Parchekani, M. (2010) Metalogenic Properties of Barik-Ab Pb-Zn (Cu) Ore Deposit with Acidic Tuff Host-Rock, west Central Alborz, NW Iran. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 78: 97-104 (in Persian).

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 18: 210-265.

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.

Cameron, B. I., Walker, J. A., Carr, M. J., Patino, L. C., Matias, O. and Feigenson, M. D. (2003) Flux versus decompression melting at stratovolcanoes in southeastern Guatemala. Journal of Volcanology and Geothermal Research 119: 21–50.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I - and S-type granites in Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences 83: 1- 26.

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 south eastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 80: 189-200.

Conticelli, S., Guarnieri, L., Farinelli, A., Mattei, M., Vanzinelli, R., Bianchini, G., Boari, E., Tommasini, S., Tiepolo, M., Prelević, D. and Ven-Turelli, G. (2009) Trace elements and Sr–Nd–Pb isotopes of K-rich, shoshonitic, and calc-alkaline magmatism of the Western Mediterranean Region: genesis of ultrapotassic to calc-alkaline magmatic associations in a post-collisional geodynamic setting. Lithos 107: 68–92.

Dostal, J., Church, B. N., Reynolds, P. H. and Hopkinson, L. (2001) Eocene volcanism in the Buck Creek basin, Central British Columbia (Canada): Transition from arc to extensional volcanism. Journal of Volcanology and Geothermal Research 107: 149-17.

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: 9625-9633.

Fitton J. G., James D., Kempton P. D., Ormerod D. S. and Leeman W. P. (1988) The role of lithospheric mantle in the generation of Late Cenozoic basic magmas in the western United States. Journal of Petrology 1: 331–349.

Foley, S. F. and Wheler, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks: The role of titanites. Chemical Geology 85: 1-18.

Foley, S. and Peccerillo, A. (1992) Potassic and ultrapotassic magmas and their origin. Lithos 28: 181–185.

Ghasemi Syani, M. (2014) Timing and origin of the epithermal veins and geochemical zoning in the Glojeh district, Iran. Ph.D. thesis, Geosciences Department, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).

Ghasemi, A. and Tlabot, C. J. (2005) A new tectonic scenario for the Sanandaj-Sirjan zone (Iran). Journal of Asian Earth Science 26: 683-693.

Ghorbani, M. (2013) The economic geology of Iran: Mineral deposits and natural resources. Springer Dordrecht Heidelberg.

Gorton, M. P. and Schandle, E. S. (2000) From continental to island arc: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and within plate felsic to intermediate volcanic rocks. Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Hajalilou, B. (1999) Tertiay Metallogeny in Western Alborz- Azarbaijan (Mianeh-Siahroud) with special attitude on Hashtjin area. Ph.D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision zone magmatism. Geological Society Special Publication 19: 67-81.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axeu, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U-Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic-Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451: 71-69.

Hawkesworth, C. J., Turner, S. P., Mcdermott, F., Peate, D. W. and Van Calsteren, P. (1997) U–Th isotopes in arc magmas: implications for element transfer from the subducted crust. Science 276: 551-555.

Hirayama, K., Samimi, M., Zahedi, M. and Houshmand-Zadeh, A. (1966) Geology of the Tarom District, Western Part (Zanjan area north-west Iran). Geological Survey of Iran 8: 31.

Hosseinzadeh, M. R., Maghfouri, S., Moayyed, M. Lotfehnia, M. and Hajslilou, B. (2015) Petrology, geochemistry and alteration at the polymetallic (Cu-Pb-Zn) vein and veinlet mineralization in the Luin-Zardeh area, NE Zanjan. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 96: 41-52 (in Persian).

Hosseinzadeh, M. R., Maghfouri, S., Moayyed, M. and Rahmani, A. (2016) Khalifehlou deposit: high sulfidation epithermal Cu-Au mineralization in the Tarom magmatic zone, north Khoram dareh. Geosciences, Scientific Quarterly Journal 99: 179-194 (in Persian).

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523-276.

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.

Khanmohammadi, N., Khakzad, A. and Izadyar, J. (2010) Mineralography, structural and textural studies and genesis of Zaker iron- apatite deposit (NE Zanjan). Geosciences, Scientific Quarterly Journal 76: 119-126 (in Persian).

Kouhestani, H. and Mokhtari, M. A. A. (2013) Geologicsal and mineralization characteristics of Aliabad Cu occurrence, Tarom area, east of Zanjan. In procceding of the 17^th Symposiun on Geological Society of Iran and 1^st International Congress on Zagross Orogen, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Kuster, D. and Harms, U. (1998) Post- collisional potassic granitoids form the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45: 177- 195.

Lehmann, W. P. and Sisson, V. B. (1996) Geochemistry of boron and its implication for crustal and mantle processes. In: Boron: Mineralogy, petrology and Geochemistry in the earth’s crust (Eds. Anovitz, L. M. and Grew, E. S.) 33: 645-707. Mineralogical Society of American Reviews in Mineral.

Ma, L., Jiang, S., Hou, M., Dai, B., Jiang, Y., Yang, T., Zhao, K., Wie, P., Zhu, Z. and Xu, B. (2014) Geochemistry of early cretaceous calc-alkaline lamprophyres in the Jiaodong Peninsula: Implication for lithospheric evolution of the eastern North China craton. Gondwana research 25: 859-872.

Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635-643.

Marks, M., Halama, R., Wenzel, T. and Markle, G. (2004) Trace element variations in clinopyroxene and amphibole from alkaline to peralkaline syenites and granites: implications for mineral–melt trace-element partitioning. Chemical Geology 211: 185-215.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223-253.

Mehrabi, B., Taleh Fazel, A., Ghasemi Syani, M. and Egbali, M. A. (2009) Investigation on genesis and formation condition of Glujeh Cu- Au vein deposit (north of Zanjan) based on mineralogical, geochemistry and Fluid inclusion evidences. Journal of Science (University of Tehran) 35(4): 185-199 (in Persian).

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: 41-56.

Moayyed, M. (2001) Petrological studies of western Alborz- Azarbaijan Tertiary volcano-plutonic belt with emphasis on Hashtjin area. Ph.D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Mokhtari, M. A. A., Kouhestani, H. and Saiedi, A. (2016) Investigation on type and origin of copper mineralization at Aliabad Mousavi- Khanchy occurrence, east of Zanjan, using petrological, mineralogical and geochemical data. Geosciences, Scientific Quarterly Journal, 100: 259-270 (in Persian).

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, M. (2005) The Bandurrias Gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian Cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold copper mineralization. 2^nd edition, Springer, Verlag, Berlin, Germany.

Nabatian, G., Ghaderi, M., Corfu, F., Neubauer, F., Bernroider, M., Prokofiev, V. and Honarmand, M. (2014a) Geology, alteration, age and origin of iron oxide–apatite deposits in Upper Eocene quartz monzonite, Zanjan district, NW Iran. Mineralium Deposita 49: 217-234.

Nabatian, G., Ghaderi, M., Neubauer, F., Honarmand, M., Xiaoming, L., Dong, Y, Jiang, S. H., Quadt, A. and Bernroider, M. (2014b) Petrogenesis of Tarom high-potassic granitoids in the Alborz–Azarbaijan belt, Iran: Geochemical, U–Pb zircon and Sr–Nd–Pb isotopic constraints. Lithos 184–187: 324–345

Nabavi, M. H. (1976) Intudoction to geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Naderi, M. (2011) Petrology of quartz monzonitic intrusion at the southern range of Tarom sub-zone, east of Zanjan. MSc. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persain).

Nagudi, N., Koberl, C. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the Singo granite, Uganda .and implications for its origin. Journal of African Earth Sciences 36: 1-14.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary Chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 755–773.

Nazari Nia, A., Rashidenejhad Omran, N., Aghazadeh, M. and Arvin, M. (2014) Petrology and geochemistry of quartz monzonite intrusion at the Tarom sub-zone, NE Zanjan. Iranian Journal of Petrology 20: 91-106 (in Persain).

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.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate margins. In: Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks (Ed. R.S. Thorpe) 525-548. Wiley, New York, US.

Pearce, J. A. (1996) Sources and setting of granitic rocks. Episodes 19: 120-125.

Pearce, J. A., Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic Processes and Plate Tectonics (Eds. Prichard, H. M., Alabaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) Special Publications 76: 373–403. Geological Society, London, UK.

Rahmani, S., Abedian, N. and Mokhtari, M. A. A. (2004) Geology and Genesis of iron oxide- apatite deposits in Tarom zone (Zanjan). In procceding of the 23th Symposium on Geosciences, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data, evaluation, presentation, interpretation. Longman, Singapore, Malaysia.

Sadri Esfanjani, S., Amel, N. and Mokhtari, M. A. A. (2015) Petrology and geochemistry of acidic volcanic rocks in the north of Soleiman Bolaghi (southwest Hashtjin, north of Zanjan) with considering perlitization. Iranian Journal of Petrology 21: 139-156 (in Persain).

Saiedi, A. (2014) Petrology and geochemistry of Aliabad Musavy- Khanchay intrusions (Tarom area, Zanjan Province) with considering Cu mineralization. M.Sc. thesis, University of Zanjan, Zanjan, Iran (in Persain).

Saunders, A. D., Storey, M., Kent, R. and Norry, M. J. (1992) Consequences of plum–lithosphere interactions. In: Magmatism and the Causes of Continental Break-up (Eds. Storey, B. C., Alabaster, T. and Pankhurst, R. J.) Special Publication 68: 41–60. Geological Society, London, UK.

Shang, C. K., Satir, M., Sieble, W., Nsifa, E. N., Taubald, H., Liegeoise, J. P. and Tchoua, F. M. (2004) Geochemistry, Rb-Sr and Sm-Nd systematic: Case of the Sangmelima region, Ntem Complex, southern Cameroon. Journal of African Earth Science 40: 61-79.

Srivastava, R. K. and Sigh, R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian sub-alkaline mafic dikes from the central Indian Craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asian Earth Science 23: 373-389.

Stöcklin, J. and Eftekheārnezhād, J. (1969) Explanatory of Zanjan. Geological Quadrangle Map 1:250000, Geological Survey of Iran, Tehran.

Stormer, J. C. (1972) Mineralogy and petrology of the Raton-Clayton volcanic field northeastern New Mexico. Geological Society of America Bulletin 83: 3299-3322.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Scientiﬁc Publication, Oxford.

Temel, A., Gondogdu, M. N. and Gourgaud, A. (1998) Petrological and geochemical characteristics of Cenozoic high K- calk alkaline volcanism in Konya, Central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 327-357.

Thompson, R. N. (1982) Magmatism of the British Tertiary volcanic province. Scotish Journal of Geology 18(4): 9–107.

Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system diopside albite -anorthite and origin of dusty plagioclase in the aridtsites. Canadian Mineralogist 89: 1-16.

Turner, S., Arnaud, N., Liu, J., Rogers, N., Hawkesworth, C., Harris, N., Kelley, S., Van Calsteren, P. and Deng, W. (1996) Post-collision, shoshonitic volcanism on the Tibetan, Plateau: implications for convective thinning of the lithosphere and source of ocean island basalts. Journal of Petrology 37: 45-71.

Verdel, C., Wernicke, B. P., Hassanzadeh, J. and Guest, B. (2011) A Paleogene extensional arc flare-up in Iran. Tectonics 30: 1-20.

Vetrin, V. R. and Rodionov, N. V. (2008) Sm-Nd Systematics and petrology of post-orogenic Granitoids in the Northern Baltic Shield. Geochemistry International 46: 1090-1106.

Villaseca, C., Barbero, L. and Rogers, G. (1998) Crustal origin of Hercynian peraluminous granitic batholiths of central Spain: petrological, geochemical and isotopic (Sr, Nd) constraints. Lithos 43: 55-79.

Wang, K. L. and Chung, S. L. (2004) Geochemical constraints for the genesis of post-collisional magmatism and the geodynamic evolution of the northern Taiwan region. Journal of Petrology 45: 975-1011.

Weaver B. L. and Tarney J. (1984) Empirical approach to estimating the composition of the continental crust. Nature 310: 575-577.

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contribution to Mineralogy and Petrology 95: 407-419.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis. Chapman and Hall, London, UK.

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: 90-96.

Zhou, H., Xiao, L., Dong, Y., Wang, C., Wang, F. and Ni, P. (2007) Geochemical and geochronological study of the Sanshui basin bimodal volcanic rock namics in southeastern Chin. Journal of Asian Earth Science 34: 134-189.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 875

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 581

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی توده‏‌های نفوذی منطقه خان‏‌چای- علی‏‌آباد (زیرپهنه طارم، خاور زنجان)