بررسی تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال (شمال اهر) و مقایسة آن با دیگر گرانیتوییدهای اسکارنی

نخجوانی, بهاالدین; کلاگری, علی اصغر; علوی, سید غفور; سیاه چشم, کمال

doi:10.22108/ijp.2021.124497.1197

تعداد نشریات	42
تعداد شماره‌ها	1,537
تعداد مقالات	12,625
تعداد مشاهده مقاله	25,886,970
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	10,672,178

بررسی تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال (شمال اهر) و مقایسة آن با دیگر گرانیتوییدهای اسکارنی

پترولوژی

مقاله 7، دوره 11، شماره 4 - شماره پیاپی 44، بهمن 1399، صفحه 111-134 اصل مقاله (2.99 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2021.124497.1197

نویسندگان

بهاالدین نخجوانی؛ علی اصغر کلاگری؛ سید غفور علوی^* ؛ کمال سیاه چشم

گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

چکیده

تودة آذرین درونی مونزونیتی- سینیتی گودال به‌عنوان بخشی از تودة باتولیتی شیورداغ، در شمال اهر (استان آذربایجان ‌شرقی) رخنمون دارد. همچنین، این توده بخشی از پهنة ماگمایی البرز- آذربایجان- قفقاز کوچک مربوط به اقیانوس مزوتتیس (سوان- آکرا- قره‌داغ) به‌شمار می‌آید. در همبری تودة آذرین درونی گودال با واحد آهکی- آهک مارنی، کانه‌زایی اسکارنی آهن- مس و مولیبدن (مگنتیت، اسپیکولاریت، پیریت، کالکوپیریت و مولیبدنیت) رخ داده است. همچنین، کانی‌های برون‌زاد مس- آهن (مالاکیت، آزوریت، هماتیت ثانویه و هیدروکسیدهای آهن) مجموعة کانه‌زایی درون‌زاد اسکارنی را همپوشانی کرده‌اند. برپایة نمودار اکسید عنصرهای اصلی دربرابر SiO₂، به‌همراه مقدارهای میانگین، نسبت‌های عنصری و نمودارهای عنصرهای کمیاب، تودة آذرین درونی گودال از ماگمایی کمابیش تکامل‌‌یافته پدید آمده است که در محدودة ترکیبی توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های مس و تا اندازه‌ای روی قرار می‌گیرد. از سوی دیگر، الگوهای توزیع عنصرهای کمیاب تودة آذرین درونی گودال که با ترکیب N-MORB بهنجار شده‌اند، بیشترین شباهت را با توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن روی و تا اندازه‌ای مس شناخته‌شده نشان می‌دهند. در نتیجه با اینکه کانه‌زایی آهن در سطح کنونی غالب‌ است، تودة آذرین درونی گودال بیشترین شباهت را به توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های مس نشان می‌دهد.

کلیدواژه‌ها

اسکارن؛ مزوتتیس؛ ماگمای نسبتاً تکامل یافته؛ گودال؛ شیورداغ

اصل مقاله

منطقة گودال در طول‌های جغرافیایی ''6/13'06 47° تا ''2/18 '09°47 خاوری و عرض‌های جغرافیایی ''3/21'37 °38 تا ''1/25 '38 38° شمالی و در 25 کیلومتری شمال اهر در استان آذربایجان‌شرقی جای دارد و بخشی از پهنة فلز‌‌زایی ارسباران به‌شمار می‌آید (Ghorbani, 2002). این پهنة فلززایی به‌علت وجود اندیس‏‌‌های فلزی متعدد از عنصرهای مس، طلا و مولیبدن، از دیرباز مورد توجه زمین‏‌‌‏‌‌شناسان و مکتشفان بوده است. وجود کانه‌زایی‌های فراوان مس پورفیری، کانسارهای اسکارنی مس به‌همراه کانه‏‌‌زایی مس و طلای نوع رگه‏‌‌ای، اهمیت زمین‌شناسی و اکتشافی این منطقه را دو چندان کرده است. از کانسارهای پورفیری مس در پهنة ارسباران می‌توان معدن سونگون (Calagari, 2004)، مسجد داغی (Hassanpour and Alirezaei, 2017)، سوناجیل (Hosseinzadeh et al., 2016)، هفت چشمه (Hassanpour et al., 2010)، کیقال (Simmonds et al., 2015) و دره‌ علی‌جواد (Hajalilou et al., 2013a) را نام برد. از کانسارهای اسکارنی مس در این پهنة فلززایی نیز می‏‌‌توان پهنه‌های اسکارنی مرتبط با پورفیری سونگون (Calagari, 2004; Calagari and Hosseinzadeh, 2006)، معدن مزرعه (Mollai et al., 2009)، معدن انجرد (Hosseinzadeh et al., 1999; Hassanpour et al., 2013)، کانسار زند‌آباد (Karimzadeh Somarin et al., 2002)، کانسار گودال (Mahmoudiniya and Jahangiri, 2017; Asgharzadeh-Asl et al., 2018) و کانسار جوانشیخ (Hajalilou et al., 2013b) را نام برد. همچنین، از کانی‌سازی‌های سه‌گانه اسکارنی- پورفیری- اپی‌ترمالی در این پهنه می‌توان به منطقه میوه‌رود و از کانسارهای مرتبط با نفوذی و یا پورفیری می‌توان انیق- قره‌چیلر (Jamali and Mehrabi, 2015) را نام برد. افزون‌بر این، از کانسارهای صرفاً اپی‌ترمالی طلا می‌توان هیزه‌جان- شرف‌آباد (Nakhjavani and Alavi, 2018) و صفی‌خانلو- نقدوز (Ghadimzadeh et al., 2004) را نام برد. باتولیت‌های قره‌داغ، شیور‌داغ و استوک‌های پورفیری هفت چشمه و سونگون از مهم‌ترین توده‌های آذرین درونی مرتبط با کانه‌زایی در پهنة فلززایی ارسباران هستند که همبری آنها با واحد‌های آهکی کرتاسه و آتشفشانی ائوسن رخداد کانه‌زایی‌های اسکارنی، پورفیری، استوک‌ورکی و اپی‌ترمالی را به دنبال داشته است. ازآنجایی‌که کانسار مس گودال نیز همانند کانسارهای اسکارنی مس مزرعه، انجرد، زند‌آباد و جوانشیخ در پی همبری بلا‌فصل تودة آذرین درونی شیورداغ و آهک‌های کرتاسه پدید آمده است، اهمیت بالایی دارد. همچنین، شواهد کانه‌زایی آهن و مس در برونزدهای سطحی و همجواری آن با معدن مس مزرعه، ارزش اکتشافی در این منطقه را افزایش داده است. افزون‌بر این، از دیرباز بررسی‌ها و حفاری‌های عمقی بسیاری در این ناحیه انجام شده است. ازاین‌رو، بررسی و مقایسه زمین‌شیمی تودة آذرین درونی مولد پهنه‌های اسکارنی در گودال با دیگر توده‌های آذرین درونی در مقیاس جهانی می‌تواند دید بهتری در بررسی و پیش‌بینی پتانسیل فلزی اسکارن گودال فراهم می‌کند و به‌عنوان معیاری در مطالعات اکتشافی دیگر کانسارهای مشابه نیز کاربرد دارد.

زمین‌شناسی منطقه گودال

منطقة گودال بخشی از پهنة فلززایی ارسباران، در بخش شمال‌خاوری تودة باتولیتی شیورداغ است (شکل 1) و برپایة پهنه‏‌‌‌بندی زمین‏‌‌ساختی- رسوبی ایران (Alavi, 1991)، این منطقه بخشی از بلوک آذربایجان به‌شمار می‌رود که در پهنة ایران مرکزی و زیرپهنة ماگمایی البرز– آذربایجان جای گرفته است.

شکل 1- جایگاه برخی کانسارهای پورفیری و اسکارنی پیرامون تودة باتولیتی شیور‌داغ

از سوی دیگر، برپایة شباهت‌های زمین‌شناسی و ماگماتیسم، این منطقه بخشی از بخش میانی پهنة ماگمایی البرز- ارسباران- قفقاز کوچک (A-A-LC) (شکل 2) با پی‌سنگ گندوانایی و ویژگی‌های بلوک ایران مرکزی (CIB)، بلوک ارمنستان جنوبی (SAB) و بلوک آناتولی خاوری (EAB) شمرده شده است (Aghanabati, 1993). در مزوزوییک- سنوزوییک، بسته‌شدن اقیانوس Meso-Tethyan (سوان- آکرا- قره‌داغ) میان اوراسیا و صفحه‌های بلوک ایران مرکزی، بلوک ارمنستان جنوبی و بلوک آناتولی خاوری ماگماتیسم و کانه‌زایی مرتبط با پهنة فرورانشی با روند شمالی- جنوبی (Hassanpour, 2010) در ژوراسیک میانی را به‌دنبال داشته که تا کواترنر ادامه داشته است. تکامل ژئودینامیکی این پهنة ماگمایی که با تکتونوماگماتیسم فشارشی مرتبط با کمان در ژوراسیک- کرتاسه آغاز شده است با تکتونوماگماتیسم کششی نئوژن پس از برخورد همراهی می‌شود (Jamali et al., 2012).

شکل 2- واحدهای ساختاری و زمین‌شناسی ایران مرکزی- خاور ترکیه. صفحة اوراسیا: EP؛ قفقاز بزرگ: GC؛ رشته کوه البرز: AL؛ ارسباران: AR؛ قفقاز کوچک: LC؛ بلوک ایران مرکزی: CIB؛ ارمنستان جنوبی: SAB؛ آناتولی خاوری: EAB؛ پهنة ماگمایی ارومیه- دختر: UDMB؛ پهنة سنندج- سیرجان: SSZ؛ کمربند زاگرس تراستی و چین‌خورده: ZFTB؛ گسل آناتولی خاوری: EAF؛ گسل آناتولی شمالی: NAF؛ گسل ارس: AF؛ گسل آستارا- میانه: AMF؛ گسل انزلی: AnF؛ گسل تبریز: TF؛ گسل تراستی زاگرس: ZTF، با تغییرات از Aghanabati (1993)

در این منطقه برپایة پیمایش صحرایی انجام‌شده، یافته‌های به‌دست‌آمده از نقشة زمین‌شناسی 1:100.000 کلیبر و بررسی‌های پیشین سن‌سنجی بلورهای زیرکن توده‌های آذرین درونی به روش LA-ICP-MS، برای تهیة نقشه زمین‌شناسی 1:5000 اقدام شد (شکل 3).

شکل 3- نقشة زمین‌شناسی 1:5000 ساده‌شده در منطقة گودال به‌همراه مقطع زمین‌شناسی در راستای A- B

بر این پایه، کهن‌ترین واحد‌های دیده‌شده در محدودة گودال، شامل آهک- آهک مارنی نازک لایه (K^L)، واحد مرمری (Mb)، واحد اسکارنی (Sk) و واحد گدازه- توف آندزیتی (K^an) به سن کرتاسه بالایی هستند. واحدهای جوان‌تر، شامل واحد آذرین درونیِ گرانودیوریتی- گرانیتی (O^gd) به سن الیگوسن زیرین (1/2± 8/30 میلیون سال پیش) و واحد مونزونیتی- سینیتی (O^m-s) به سن الیگوسن بالایی (5/0± 3/23 تا 9/0± 1/25 میلیون سال پیش) هستند (Aghazadeh et al., 2011). دایک‏‌‌های آندزیتی (D^an) و هورنبلند آندزیتی (D^H-an)، پس از الیگوسن نفوذ کرده‌اند. جوان‌ترین واحد رخنمون‌یافته در این محدوده، شامل گدازه تراکی‌آندزیت (Q^ta) کواترنری است (Mehrpartou and Nazer, 1999).

در مرز همبری تودة آذرین درونی مونزونیتی- سینیتی با واحد آهکی، مرمری‌شدن، اسکارنی‌شدن و کانه‌زایی روی داده است. این کانه‌زایی بیشتر در پهنة اگزو‌اسکارن و برخی به‌صورت محلی در پهنة اندواسکارن (به ستبرای نزدیک به 1 تا 5/2 متر) رخ داده است (شکل‌های 4- A و 4- B).

شکل 4- تصویرهای صحرایی از پهنة اسکارنی و تودة آذرین درونی منطقة گودال. A) وضعیت تودة مونزونیتی- سینیتی و پهنة اگزواسکارنی در پیرامون آن؛ B) نفوذ آپوفیزی از تودة آذرین درونی مونزونیتی- سینیتی به واحد آهکی و پیدایش اندو‌ اسکارن و اگزواسکارن

بیشتر پهنه‌های کانه‌زایی به‌صورت توده‌ای و رگه- رگچه‌ای هستند و کانه‌های نخستینِ مگنتیت– اسپیکولاریت- پیریت- کالکوپیریت و مولیبدنیت دارند. این پهنه‌ها در سطح زمین دچار ‌فرایندهای برون‌زاد شده‌اند و با کانه‌های مالاکیت، آزوریت، هماتیت ثانویه و هیدروکسید‌های آهن همپوشانی شده‌اند (شکل‌های 5- A و 5- B).

شکل 5- تصویرهای صحرایی از پهنه‌های کانه‌زایی اسکارنی و برون‌زاد. A) کانه‌زایی غالب آهن به‌صورت مگنتیت و اسپیکولاریت در پهنة گارنت- اپیدوت اسکارن؛ B) حضور لکه‌های مالاکیت، آزوریت و هیدروکسید‌های آهن به‌عنوان کانی‌های برون‌زاد در این پهنه

بررسی مغزه‌های حفاری ژرفایی را نشان می‌دهد که با افزایش ژرفا از میزان کانه‌زایی اکسیدی آهن (مگنتیت- اسپیکولاریت) کاسته و بر کانه‌های سولفیدی (پیریت- کالکوپیریت- مولیبدنیت) افزوده شده است (شکل‌های 6- A و 6- B).

شکل 6- تصویرهایی از مغزه‌های حاصل از حفاری در پهنة اسکارنی منطقة گودال. A) کانه‌زایی سولفیدی مس (کالکوپیریت) در همراهی با مگنتیت و اسپیکولاریت و به فرم تجمعی، افشان و رگچه‌ای؛ B) کانه‌زایی غالب سولفیدی مس (کالکوپیریت) در همراهی با پیریت، مگنتیت و اسپیکولاریت و به فرم رگه- رگچه‌ای و تجمعی

روش انجام پژوهش

در این پژوهش برای بررسی و شناسایی کانی‌ها و کانه‌های سازندة سنگ میزبان و پهنه‌های اسکارنی، 50 مقطع نازک- صیقلی تهیه شد. شمار 5 نمونه سنگی از برونزدهای سطحی تودة آذرین درونی مونزونیتی- سینیتی گودال، با دستگاه پلاسمای جفت‌شدة القایی با‌ اسپکترومتر نشری (ICP-OES) و فلوئورسانس پرتوی ایکس (XRF) در آزمایشگاه شرکت تحقیقات کانی شناسی- زمین شناسی کان‏‌‌پژوه تجزیه شدند. همچنین، شمار 53 نمونه سنگی از مغزة گمانه‌های حفاری با دستگاه پلاسمای جفت‌شده القایی با اسپکترومتر جرمی (ICP-MS) و 13 نمونه نیز با دستگاه فلوئورسانس پرتوی ایکس (XRF) در آزمایشگاه ALS-Minerals ایرلند تجزیه شدند. پس از بررسی‌های میکروسکوپیِ مقطع‌های نازک- صیقلی و دریافت داده‌های زمین‌شیمیایی، زمین‌شیمی تودة آذرین درونی گودال که عامل اصلی اسکارن‌زایی است بررسی شد. سپس یافته‌های به‌دست‌آمده با یافته‌های مشابه در دیگر توده‌های آذرین درونی مرتبط با کانسارهای اسکارنی عنصرهای آهن، طلا، مس و روی مقایسه شدند.

بررسی‌های سنگ‌نگاری و کانه‌نگاری

تودة آذرین درونی گودال در نمونه‌های دستی، دانه‌متوسط تا دانه‌درشت و به رنگ عمومی خاکستری تا صورتی است؛ اما در برخی نمونه‌ها به‌علت تأثیر ‌فرایندهای دگرسانی پروپیلیتیک به رنگ سبز دیده می‌‌شود. برپایة تجزیة مودال، ترکیب این توده مونزونیتی تا سینیتی است و درشت‌بلورهای شکل‌‌دار تا بی‌شکل آلکالی‌فلدسپارِ (غالباً پرتیتی و گاه با ماکل کارلسباد؛ 30 تا 50 درصدحجمی) در همراهی با پلاژیوکلاز (با ماکل غالب پلی‌سینتتیک و گاه منطقه‌بندی؛ 20 تا 45 درصدحجمی) دارد. بیوتیت (10 تا 15 درصدحجمی)، آمفیبول (5 تا 10 درصدحجمی) و پیروکسن (5 تا 10 درصدحجمی) از کانی‌های فرومنیزین سازندة این توده به‌شمار می‌روند. در برخی مقطع‌ها، فلدسپارها به‌طور بخشی به سریسیت، اپیدوت و کلریت و بیوتیت‌ها به کلریت دگرسان شده‌اند. تورمالین، آپاتیت، اسفن و زیرکن از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها هستند (شکل‌های 7- A و 7- B).

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ مونزونیتی- سینیتی گودال. A) کانی‌های روشنِ آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز و کانی‌های‌ تیرة بیوتیت و آمفیبول در همراهی با کانی فرعی زیرکن؛ B) دگرسانی فلدسپارها به سریسیت و کلریت و کانی بیوتیت به کلریت (در XPL) (Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Bt: بیوتیت؛ Amp: آمفیبول؛ Chl: کلریت؛ Zr: زیرکن؛ نام اختصاری کانی‌های برپایة Whitney و Evans (2010) است)

وجود درشت‌بلورهایی از بیوتیت و آمفیبول نشان می‌دهد ماگمای مونزونیتی- سینیتی بیشتر از 3 درصدوزنی آب داشته است (Didier and Barbarin, 1973) و سیال‌های جداشده از آن در برخورد با آهک کرتاسه دگرسانی و کانه‌زایی اسکارنی را پدید آورده‌اند. بررسی‌های سنگ‌نگاریِ نمونه‌های پهنة اگزواسکارنی نشان می‌دهند ولاستونیت، گارنت و پیروکسن در مرحلة اسکارن پیش‌رونده و اپیدوت، کلریت، ترمولیت- اکتینولیت، کلسیت، کوارتز و کانی‌های رسی در مرحلة اسکارن پس‌رونده پدید آمده‌اند (شکل‌های 8- A و 8- B).

شکل 8- تصویرهای میکروسکوپی از مقطع نازکِ نمونه‌های پهنة اسکارنی گودال. A) گارنت همسانگرد و ناهمسانگرد که حضور مگنتیت به‌صورت جانشینی گارنت و توده‌ای در همراهی با اپیدوت و کلریت در آن چه‌بسا نشان‌دهندة پیدایش آن در مرحلة پایانی اسکارن پیش‌رونده تا مرحلة آغازین اسکارن پس‌رونده است؛ B) گارنت همسانگرد و ناهمسانگرد و گاه بلورهای گارنت با هستة همسانگرد و حاشیة ناهمسانگرد که با اپیدوت و کلسیت و کانی پیروکسن به ترمولیت- اکتینولیت جایگزین شده‌اند (در XPL) (Grt: گارنت؛ Ep: اپیدوت؛ Chl؛ کلریت؛ Tr: ترمولیت- اکتینولیت؛ Cal: کلسیت؛ Px: پیروکسن؛ Opq: کانی‌های کدر؛ (نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans (2010) است)

برپایة بررسی‌های کانه‌نگاری، مگنتیت، اسپیکولاریت، پیریت، کالکوپیریت و مولیبدنیت از کانه‌های دیده‌شده در این پهنه هستند (شکل‌های 9- A و 9- B). جانشینی گارنت‌های پدیدآمده در مرحلة اسکارن پیش‌رونده و پیدایش جزیره‌هایی از آن درون مگنتیت، همچنین، پیدایش مگنتیت رگه‌ای- رگچه‌ای و توده‌ای در همراهی با کانی‌های کالک‌سیلیکاته آبدار اپیدوت و ترمولیت- اکتینولیت چه‌بسا نشان‌دهندة پیدایش آن در پایان مرحلة اسکارن پیش‌رونده و آغاز مرحلة اسکارن پس‌رونده هستند.

شکل 9- تصویرهای میکروسکوپی از کانه‌های کانسنگی در پهنة اگزواسکارن. A) جانشینی مگنتیت و پیریت با کالکوپیریت (در PRL). B) جانشینی مگنتیت با کالکوپیریت و پیدایش مولیبدنیت در مرحلة اسکارن پس‌رونده (در PRL) (Grt: گارنت؛ Mag: مگنتیت؛ Py: پیریت؛ Ccp: کالکوپیریت؛ Hem: اسپیکولاریت؛ Mol: مولیبدنیت؛ نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans (2010) است)

همراهی اسپیکولاریت با اپیدوت و مگنتیت نیز نشان‌دهندة پیدایش این کانه در آغاز مرحلة اسکارن پس‌رونده است. پس از آن، با کاهش دما و افزایش فوگاسیته گوگرد سیال، نخست مولیبدنیت به‌طور مستقیم از سیال متاسوماتیک و به‌دنبال آن پیریت و سپس کالکوپیریت به‌صورت جانشینی مگنتیت و پیریت و همچنین، به‌طور مستقیم از سیال نهشته شده‌اند.

مقایسة زمین‌شیمی تودة آذرین درونی مولد اسکارن گودال با چند تودة مشابه در سطح جهان

برپایة داده‌های جدول 1، زمین‌شیمی تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال با توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های Fe، Au، Cu و Zn مقایسه و پتانسیل کانه‌زایی اسکارن گودال، برپایة مقایسه عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب (REE) در توده‌های آذرین درونی بررسی شده است.

ترکیب شیمیایی تودة آذرین درونی

عنصرهای اصلی:برپایة نمودار SiO₂ دربرابر (Na₂O+K₂O) (شکل 10- A)، میانگین نهشته‌های اسکارنی آهن در مرز مونزونیت- تونالیت، میانگین نهشته‌های اسکارنی طلا در بخش تونالیتی با گرایش به‌سوی مونزونیتی، میانگین نهشته‌های اسکارنی مس در بخش مونزونیتی و با گرایش به‌سوی گرانودیوریتی و میانگین نهشته‌های اسکارنی روی در مرز سینیت- گرانودیوریت جای می‌گیرند که نشان‌دهندة بلوغ‌یافتگی ماگماهای مرتبط با اسکارن‌های مس و روی نسبت به ماگماهای بدوی مرتبط با اسکارن‌های آهن و طلاست (Pons et al., 2010).

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای اصلی به روش XRF (برپایة درصدوزنی) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به روش ICP (برپایة ppm) و برخی از نسبت‌های عنصری در تودة آذرین درونی گودال (Sy: سینیت؛ Mo: مونزونیت) (نمونه‌های ستاره‌دار (*) در ایران و دیگر نمونه‌ها در ایرلند آنالیز شده‌اند)

Sample No.	S-1^*	S-2^*	S-3^*	S-4^*	S-5^*	BH9-164	BH9-170	BH9-175	BH9-180	BH9-185
Rock Type	Sy	Sy	Sy	Mo	Mo	Sy	Sy	Sy	Sy	Sy
SiO₂	57.1	56.5	54	53.5	56.00	---	54.43	---	---	---
TiO₂	0.53	0.65	0.69	0.79	0.79	0.57	0.79	0.73	0.68	0.66
Al₂O₃	16.3	16.9	18.5	18.2	15.44	15.91	16.01	15.82	15.48	16.16
Fe₂O₃	6.31	7.41	4.94	7.11	7.58	3.81	6.61	6.20	6.74	5.86
MnO	0.13	0.12	1.48	0.1	0.21	0.08	0.13	0.11	0.13	0.13
MgO	1.13	1.51	1.87	2.85	2.80	1.35	2.1	1.93	1.80	1.68
CaO	7.28	5.11	4.57	6.63	6.86	4.68	6.56	5.34	5.79	5.79
Na₂O	3.01	4.4	4.59	4.52	3.83	4.06	4.21	4.20	3.94	3.94
K₂O	4.17	5.53	5.42	5.13	4.53	5.4	4.64	5.15	5.18	5.52
P₂O₅	0.37	0.51	0.39	0.49	0.72	0.38	0.55	0.49	0.46	0.44
L.O.I	3.45	1.38	3.16	1.24	1.16	---	4.22	---	---	---
Total	99.8	100	99.6	101	99.9	---	100.24	---	---	---
Li	10.9	13.9	4.5	18.4	17	9.9	17.4	17	16.6	10.9
Sc	---	---	---	---	---	6.5	10.2	8.7	8.4	8.3
V	100	132	125	154	164	118	154	144	136	133
Cr	27	29	3	4	3	3	4	3	3	3
Co	18.6	21.4	14	20.3	22	9.9	20.1	11.8	12.3	13
Ni	37	40.2	3.3	5.5	4.2	7.6	8.2	6.1	5.3	7.8
Ga	7.5	7.5	14.3	15.6	13	16.9	20.1	18.5	18.5	18.1
Rb	---	---	---	---	---	124	107	113	115	130
Sr	818	1004	1087	1522	1454	1240	1070	1030	972	925
Y	19.7	19.4	22.6	19.9	21	15.2	23.6	20.5	20.2	20.2
Zr	36.7	30.4	44.9	58.9	54	37.3	58	52.7	55.6	50.1
Nb	---	---	---	---	---	17.6	23.9	22.5	24.3	23.9
Te	---	---	---	---	---	0.88	1.52	0.2	0.23	2.72
Cs	---	---	---	---	---	2.6	2.75	2.74	2.79	2.71
Ba	800	1060	1294	1317	1523	1990	1260	1170	1110	1100
Hf	---	---	---	---	---	1.1	1.9	1.8	1.8	1.7
Ta	---	---	---	---	---	1	1.13	1.16	1.21	1.2
Tl	16.7	18.6	7.5	7.5	7.5	0.5	0.4	0.4	0.4	0.5
La	---	---	72	64.4	64	43.8	56	47.5	46.2	50.2
Ce	---	---	117	106	105	81.5	115.5	101.5	96.6	99.1
Pr	---	---	---	---	---	8.79	12.65	11.1	10.75	11.2
Nd	---	---	---	---	---	33.6	49.1	43.2	41.2	42.2
Sm	---	---	---	---	---	5.63	8.24	7.17	7.03	7.11
Eu	---	---	---	---	---	2.04	2.32	2.24	2.13	2.23
Gd	---	---	---	---	---	5.06	7.3	6.54	6.32	6.28
Tb	---	---	---	---	---	0.61	0.89	0.78	0.77	0.78
Dy	---	---	---	---	---	3.12	4.44	4.09	4.04	3.95
Ho	---	---	---	---	---	0.58	0.82	0.74	0.77	0.74
Er	---	---	---	---	---	1.6	2.25	2.12	2.12	2.04
Tm	---	---	---	---	---	0.21	0.3	0.27	0.28	0.27
Yb	---	---	---	---	---	1.25	1.85	1.73	1.77	1.73
Lu	---	---	---	---	---	0.2	0.28	0.26	0.27	0.26
Rb/Sr	---	---	---	---	---	0.10	0.10	0.11	0.12	0.14
La/Yb	---	---	---	---	---	35.04	30.27	27.46	26.10	29.02
La_n/Yb_n	---	---	---	---	---	23.62	20.41	18.51	17.60	19.56
Rb/Cs	---	---	---	---	---	47.69	38.91	41.24	41.22	47.97
La/Sm	---	---	---	---	---	7.78	6.80	6.62	6.57	7.06
Sm/Yb	---	---	---	---	---	4.50	4.45	4.14	3.97	4.11
Sr/Y	41.52	51.75	48.10	76.48	69.24	81.58	45.34	50.24	48.12	45.79

جدول 1- ادامه

Sample No.	BH9-190	BH9-195	BH9-200	BH10-182	BH14-194	BH14-197	BH14-213	BH14-216	BH15-192	BH15-195
Rock Type	Sy	Sy	Sy	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo
SiO₂	---	57.81	---	57.77	---	56.8	---	56.4	57.4	---
TiO₂	0.66	0.59	0.62	0.62	0.68	0.75	0.58	0.59	0.33	0.53
Al₂O₃	15.72	16.65	16.18	14	11.41	13.61	14.59	15.1	16.74	17.61
Fe₂O₃	5.76	3.84	5.80	9.03	7.37	4.47	2.99	4.43	2.66	3.64
MnO	0.13	0.09	0.13	0.6	0.14	0.11	0.15	0.13	0.13	0.09
MgO	1.65	1.15	1.58	1.9	3.25	4.27	1.07	1.38	0.45	1.22
CaO	6.65	4.76	5.10	6.1	8.75	9.49	6.39	7.03	4.38	4.63
Na₂O	3.97	3.62	3.85	0.97	2.83	3.73	3.86	3.53	2.22	4.21
K₂O	5.55	6.35	5.35	3.78	1.90	2.33	4.75	4.66	7.05	5.16
P₂O₅	0.44	0.44	0.41	0.4	0.15	0.17	0.37	0.38	0.17	0.35
L.O.I	---	4.46	---	4.85	---	4.15	---	5.21	4.95	---
Total	---	99.76	---	100.02	---	99.87	---	98.84	96.49	---
Li	13.4	9	13.7	6	11.8	12.9	6.5	8	4.1	12.9
Sc	7.6	6.5	7.6	11.1	16	18.7	6.3	7.3	3.6	6.2
V	131	106	123	131	106	124	108	113	70	97
Cr	2	2	4	8	108	97	2	3	3	3
Co	12.1	8.3	15.5	19.9	25.4	15	6.8	6.8	5.2	9
Ni	10	7.7	12.9	18.2	63.6	79.5	6.6	5.6	8.3	6.4
Ga	17.8	16.7	18.1	17.9	16.2	15.4	16.8	17.5	15.5	17.3
Rb	120	137	113	217	80.5	93.4	118.5	123	247	119
Sr	924	755	882	323	272	362	654	725	626	1145
Y	19.4	17.6	17.8	33	20.1	23.1	14.6	19.4	6.9	14.3
Zr	42.9	33.5	33	73.2	32.3	24	27.9	35.6	26.8	35.1
Nb	22.5	22.2	22.7	34.2	27.9	30.5	21.9	22	12.2	17.2
Te	0.7	3.39	1.21	0.63	9.13	0.56	0.31	0.11	4.73	16.9
Cs	3.03	2.71	2.63	4.7	2.56	2.25	2.49	2.48	6.47	2.58
Ba	1110	1150	1130	430	260	280	870	870	1390	1790
Hf	1.6	1.2	1	2.8	0.9	0.8	1.2	1.6	1	1.2
Ta	1.17	1.12	1.17	1.95	1.72	2.02	1.28	1.2	0.86	1.12
Tl	0.5	0.8	0.5	1.6	0.5	0.5	0.9	0.7	1.7	0.5
La	42.1	36.1	39.7	85.9	82.2	42	34.6	45.7	20.8	41.9
Ce	85.9	72.9	81.1	148	127	72.9	68.1	87.2	36.2	75.7
Pr	9.62	8.35	9.18	16.05	12.55	7.7	7.03	8.81	3.74	8.24
Nd	36.6	31.9	35.7	58.6	42.1	26.8	27.3	33.7	12.8	29
Sm	6.42	5.59	6.08	10.4	9.6	4.83	5.17	6.19	2.44	5.3
Eu	2.03	1.84	2.04	2.3	1.56	1.09	1.52	1.88	1.08	1.88
Gd	5.91	5.24	5.56	7.95	5.26	4.84	4.2	4.87	1.95	4.24
Tb	0.74	0.66	0.69	1.12	0.7	0.7	0.52	0.61	0.28	0.58
Dy	3.88	3.36	3.52	5.99	4.13	4.37	3.03	3.54	1.56	2.99
Ho	0.72	0.65	0.66	1.14	0.77	0.86	0.57	0.63	0.3	0.53
Er	2.01	1.74	1.89	3.14	2.3	2.57	1.64	1.84	0.92	1.51
Tm	0.27	0.24	0.25	0.45	0.34	0.36	0.23	0.26	0.13	0.2
Yb	1.7	1.57	1.54	2.88	2.73	2.23	1.45	1.66	0.87	1.28
Lu	0.25	0.23	0.23	0.44	0.31	0.34	0.21	0.23	0.13	0.19
Rb/Sr	0.13	0.18	0.13	0.67	0.30	0.26	0.18	0.17	0.39	0.10
La/Yb	24.76	22.99	25.78	29.83	30.11	18.83	23.86	27.53	23.91	32.73
La_n/Yb_n	16.70	15.50	17.38	20.11	20.30	12.70	16.09	18.56	16.12	22.07
Rb/Cs	39.60	50.55	42.97	46.17	31.45	41.51	47.59	49.60	38.18	46.12
La/Sm	6.56	6.46	6.53	8.26	8.56	8.70	6.69	7.38	8.52	7.91
Sm/Yb	3.78	3.56	3.95	3.61	2.32	2.17	3.57	3.73	2.80	4.14
Sr/Y	47.63	42.90	49.55	9.79	13.53	15.67	44.79	37.37	90.72	80.07

جدول 1- ادامه

Sample No.	BH15-200	BH15-205	BH15-210	BH15-212	BH15-214	BH16-230	BH16-233	BH16-238	BH19-148	BH19-151
Rock Type	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo
SiO₂	---	---	---	59.6	---	---	55.6	---	---	55.4
TiO₂	0.65	0.64	0.65	0.59	0.73	0.83	0.72	0.71	0.59	0.64
Al₂O₃	16.63	18.22	18.50	18.99	16.38	12.79	12.62	12.70	15.14	13.25
Fe₂O₃	4.59	5.14	3.01	3.6	5.70	4.17	4.44	4.14	6.63	9.8
MnO	0.10	0.11	0.07	0.10	0.11	0.10	0.13	0.13	0.12	0.14
MgO	1.55	1.87	1.98	1.67	1.90	3.87	3.95	2.95	1.60	1.62
CaO	4.66	7.18	6.79	6.72	4.58	8.68	8.99	7.08	5.83	6.72
Na₂O	3.94	3.89	4.20	3.98	4.24	2.81	2.66	2.10	3.24	2.81
K₂O	5.23	4.67	4.53	4.65	5.14	4.81	4.82	5.31	5.64	4.67
P₂O₅	0.41	0.43	0.43	0.41	0.49	0.35	0.33	0.18	0.40	0.46
L.O.I	---	---	---	0.88	---	---	3.22	---	---	4.19
Total	---	---	---	101.19	---	---	97.49	---	---	99.7
Li	14.7	15.3	9.8	9	16	11	12.8	12	7	7.7
Sc	8	7.9	7.5	7.2	9.8	11.2	8.7	11.1	8.8	7.3
V	122	125	122	123	146	76	91	76	120	114
Cr	4	3	2	3	5	27	29	15	4	3
Co	48.7	11.5	31.4	34.2	11.9	5.4	7.6	5.9	29.7	86.9
Ni	5.9	5.7	7	10.6	3.8	36.4	33.2	23.7	8.9	8.1
Ga	17.9	16.4	16.8	16.7	18.6	16.7	17.9	15	16.3	14.9
Rb	134	93.9	84.7	170	125	211	202	198.5	149	116.5
Sr	879	966	927	821	1145	270	318	336	947	956
Y	17.9	17.5	16	15.4	21.9	30.5	33.3	17.5	18.6	16.2
Zr	44.3	39.7	35.7	26.8	51.2	87.3	84.4	83.6	41.3	30.2
Nb	28.2	18.8	18.5	17.3	19.7	46.8	50.6	30.3	15.2	13.4
Te	2.41	0.11	0.47	0.73	<0.05	14.7	2.07	0.35	6.98	11.2
Cs	3.14	2.19	1.36	2.03	3.03	2.62	5.5	3.84	2.06	1.72
Ba	1000	1110	1240	1010	1310	470	500	620	1280	860
Hf	1.6	1.5	1.3	1	1.8	2.4	2.3	2	1.5	1
Ta	1.27	1.1	1.06	1.09	1.17	2.74	2.97	1.95	0.9	0.65
Tl	0.6	0.4	0.4	0.7	0.4	1.3	1	1.1	0.8	0.8
La	47.6	37.5	40.5	37.6	57	33.6	45	22.2	52.4	39.8
Ce	89.7	75.3	73.7	73.3	105.5	70.8	46.5	42.5	100.5	80.6
Pr	9.8	8.36	8.36	8.06	11.7	8.74	5.77	5.04	11.65	9.54
Nd	35.2	31.2	30.6	29.7	42.4	32.1	22.5	18.6	43.1	35.9
Sm	6.42	5.87	5.91	5.64	7.94	6.56	7.61	3.66	7.55	6.57
Eu	1.98	1.83	1.65	1.73	2.3	1.03	0.96	0.89	2.29	2.01
Gd	4.97	4.88	4.66	4.57	6.05	6.4	5.52	3.6	6.12	5.41
Tb	0.68	0.67	0.63	0.63	0.8	1.01	0.93	0.55	0.77	0.67
Dy	3.42	3.56	3.3	3.27	4.22	5.44	5.58	3.01	3.82	3.49
Ho	0.64	0.65	0.59	0.6	0.76	1.14	1.25	0.65	0.7	0.62
Er	1.71	1.72	1.6	1.64	2.06	3.24	3.63	1.82	1.86	1.69
Tm	0.24	0.24	0.23	0.23	0.27	0.44	0.52	0.26	0.24	0.21
Yb	1.51	1.58	1.42	1.38	1.72	2.83	1.71	1.67	1.56	1.35
Lu	0.22	0.23	0.21	0.2	0.26	0.39	0.45	0.23	0.22	0.19
Rb/Sr	0.15	0.10	0.09	0.21	0.11	0.78	0.64	0.59	0.16	0.12
La/Yb	31.52	23.73	28.52	27.25	33.14	11.87	26.3	13.29	33.59	29.48
La_n/Yb_n	21.25	16.00	19.23	18.37	22.34	8.00	17.73	8.96	22.65	19.88
Rb/Cs	42.68	42.88	62.28	83.74	41.25	80.53	36.73	51.69	72.33	67.73
La/Sm	7.41	6.39	6.85	6.67	7.18	5.12	4.60	6.07	6.94	6.06
Sm/Yb	4.25	3.72	4.16	4.09	4.62	2.32	4.51	2.19	4.84	4.87
Sr/Y	49.11	55.20	57.94	53.31	52.28	8.85	9.55	19.20	50.91	59.01

جدول 1- ادامه

Sample No.	BH19-155	BH19-160	BH19-162	BH19-165	BH19-167	BH19-170	BH19-173	BH19-176	BH19-179	BH19-182
Rock Type	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo
SiO₂	---	---	---	---	---	---	---	---	---	---
TiO₂	0.73	0.78	0.63	0.37	0.68	0.68	0.50	0.48	0.68	0.66
Al₂O₃	15.85	15.34	16.42	13.45	16.29	15.10	12.96	12.47	15.19	15.23
Fe₂O₃	5.64	6.51	4.46	5.86	5.23	4.86	6.71	11.21	5.49	6.63
MnO	0.09	0.13	0.34	0.09	0.09	0.11	0.13	0.08	0.09	0.13
MgO	1.88	2.10	1.55	0.47	1.75	1.67	0.72	0.73	1.75	1.70
CaO	4.96	5.54	9.20	3.58	4.89	5.08	7.10	5.25	4.32	5.90
Na₂O	4.10	3.76	1.88	1.04	4.04	3.65	1.12	1.74	4.05	3.80
K₂O	5.14	4.90	5.50	4.25	4.43	5.52	5.35	5.31	5.36	5.06
P₂O₅	0.49	0.53	0.45	0.24	0.46	0.44	0.49	0.30	0.45	0.42
L.O.I	---	---	---	---	---	---	---	---	---	---
Total	---	---	---	---	---	---	---	---	---	---
Li	9	10.6	7.7	3.7	8.8	10	5.8	5.5	12.8	13.5
Sc	8.1	9.8	7.7	4	7.7	8.2	7.1	5.5	8.2	8.4
V	139	144	121	54	130	129	87	77	130	122
Cr	2	3	2	2	4	2	2	2	2	3
Co	11.1	12.8	22.2	288	11.7	13	191.5	549	10	9.7
Ni	3.7	4.3	3.5	29.7	3.4	3.5	8.6	8.5	3.4	4
Ga	17.9	18.4	17.7	8.4	18.1	17.4	13.4	11.9	18.3	17.7
Rb	110.5	120	204	153.5	99.5	124.5	160.5	165	119	110
Sr	1090	975	497	300	955	918	458	506	961	1010
Y	16.9	20	16.3	11.8	16.8	17	16	12.4	18.2	18.4
Zr	37	43.5	25.6	15.8	54.4	63.4	22	23.4	66.7	63.6
Nb	16.8	18.7	16.4	11.3	19.8	19.5	17.3	15	21.4	20.8
Te	0.13	0.3	0.34	260	0.21	0.3	5.89	9.95	0.07	0.08
Cs	2.04	2.37	5.41	2.1	2.24	2.54	6.96	3.08	2.69	2.46
Ba	1410	1160	1070	540	1130	1120	480	370	1060	1090
Hf	1.3	1.5	0.8	0.6	1.6	2	0.7	0.8	2	2.1
Ta	0.91	0.99	0.91	0.63	1.07	1.09	0.85	0.77	1.16	1.15
Tl	0.5	0.6	1.9	1	0.5	0.7	1.8	1.3	0.4	0.4
La	45.5	51.2	38.5	32.9	48.4	44.7	40.2	29.1	49.2	46.2
Ce	91	103.5	78.5	60.9	88.5	88.2	77.2	60.8	95.8	90.2
Pr	10.5	12.05	9.07	7.31	10.1	10.15	9.19	7.4	10.95	10.35
Nd	39.8	45.1	34.1	26.7	37.8	38.2	33.8	28	40.5	38.8
Sm	7.04	8.15	6.15	4.65	6.66	6.92	6.13	5.04	7.11	7
Eu	2.07	2.3	1.8	1.34	2.05	2.16	1.67	1.57	2.2	2.21
Gd	5.89	6.66	4.98	3.81	5.05	5.76	5.15	4.37	5.87	5.93
Tb	0.73	0.83	0.64	0.48	0.69	0.73	0.65	0.54	0.73	0.74
Dy	3.63	4.13	3.29	2.37	3.36	3.67	3.28	2.69	3.72	3.76
Ho	0.64	0.75	0.6	0.43	0.61	0.66	0.61	0.48	0.68	0.7
Er	1.72	1.98	1.66	1.17	1.64	1.82	1.64	1.31	1.86	1.91
Tm	0.22	0.26	0.22	0.15	0.24	0.23	0.21	0.17	0.24	0.25
Yb	1.45	1.65	1.46	0.95	1.46	1.53	1.39	1.12	1.59	1.59
Lu	0.2	0.23	0.2	0.13	0.21	0.22	0.19	0.16	0.22	0.22
Rb/Sr	0.10	0.12	0.41	0.51	0.10	0.14	0.35	0.33	0.12	0.11
La/Yb	31.38	31.03	26.37	34.63	33.15	29.22	28.92	25.98	30.94	29.06
La_n/Yb_n	21.16	20.92	17.78	23.35	22.35	19.70	19.50	17.52	20.86	19.59
Rb/Cs	54.17	50.63	37.71	73.10	44.42	49.02	23.06	53.57	44.24	44.72
La/Sm	6.46	6.28	6.26	7.08	7.27	6.46	6.56	5.77	6.92	6.60
Sm/Yb	4.86	4.94	4.21	4.89	4.56	4.52	4.41	4.50	4.47	4.40
Sr/Y	64.50	48.75	30.49	25.42	56.85	54.00	28.63	40.81	52.80	54.89

جدول 1- ادامه

Sample No.	BH19-185	BH19-190	BH19-195	BH19-200	BH19-215	BH19-220	BH21-144	BH21-147	BH21-150	BH21-154
Rock Type	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Mo	Sy	Sy	Sy	Sy
SiO₂	58.9	---	---	---	---	57.4	---	55.8	---	---
TiO₂	0.67	0.45	0.68	0.69	0.67	0.69	0.66	0.64	0.50	0.69
Al₂O₃	15.04	12.18	15.50	14.13	16.08	14.44	15.23	14.98	13.72	15.36
Fe₂O₃	5.47	4.80	5.63	5.36	5.91	5.59	5.36	6.8	6.04	5.91
MnO	0.13	0.28	0.15	0.15	0.16	0.16	0.12	0.12	0.16	0.10
MgO	1.67	2.35	1.77	1.78	1.72	1.72	1.77	1.67	1.37	1.72
CaO	4.8	5.86	4.93	4.45	4.83	4.56	6.04	5.04	3.65	4.32
Na₂O	3.85	4.16	4.17	4.19	4.17	4.32	3.55	3.15	1.49	4.01
K₂O	5.33	5.35	5.46	5.38	5.65	5.47	5.18	5.84	6.54	5.85
P₂O₅	0.44	0.10	0.44	0.44	0.41	0.44	0.43	0.42	0.38	0.45
L.O.I	4.1	---	---	---	---	4.88	---	3.67	---	---
Total	100.39	---	---	---	---	99.66	---	98.14	---	---
Li	11.7	7.7	17.4	16.1	16.6	14.8	9.7	10	6.6	11.8
Sc	8.2	9.6	8.4	8.2	7.3	7.6	7.9	7.7	7.3	8
V	128	68	129	131	124	135	126	124	96	132
Cr	2	35	3	2	1	2	4	1	1	2
Co	10.5	15.2	11.9	11.9	10.7	11.2	19.6	24.7	25.8	11.9
Ni	3.7	33.6	3.8	2.8	3.8	3.4	6.8	5.2	3.6	3.6
Ga	17.9	11.4	18.7	18.3	18.6	18.5	18.2	17.9	14	18.7
Rb	117	52.2	123	119	126.5	109	129	163	154.5	140
Sr	961	423	1030	1030	1050	1090	840	818	467	982
Y	17.3	20	19.1	18.7	19.2	18.3	18.8	18	14	19.3
Zr	59.8	82.7	77.5	79.6	81.5	86	31.8	36.9	20.9	43.1
Nb	20.3	9.1	22.8	22.8	24.5	22.1	19.6	19.3	15.7	22.9
Te	0.05	0.14	0.05	0.09	0.13	0.07	1.65	12.6	40.9	0.61
Cs	3.23	0.75	2.92	3.31	4.15	3	1.98	2.4	2.97	3.36
Ba	1120	580	1180	1170	1160	1290	1020	1080	1330	1240
Hf	1.9	2.3	2.4	2.7	2.5	2.7	1.1	1.3	0.8	1.4
Ta	1.11	0.56	1.22	1.27	1.32	1.17	1.11	1.06	0.82	1.31
Tl	0.5	0.2	0.4	0.4	0.5	0.4	0.8	1	2.1	0.6
La	44	21.4	49.5	48.9	50.5	51.3	49.1	50.7	45.8	51.3
Ce	86.9	37	97.3	96.2	93.2	93.7	98.8	99.8	91.8	103.5
Pr	10.05	5.23	11	10.9	9.89	9.97	10.35	10.35	9.68	10.95
Nd	37.6	20.3	40.6	40.2	37.9	38.3	39.4	39.6	36.3	41.6
Sm	6.81	3.98	7.25	7.13	6.52	6.55	6.99	6.84	6.12	7.24
Eu	2.1	0.88	2.29	2.21	1.86	1.96	1.99	2	1.49	1.99
Gd	5.64	3.79	6.13	5.97	5.17	5.29	5.76	5.79	4.75	6.13
Tb	0.71	0.54	0.76	0.74	0.7	0.68	0.71	0.7	0.57	0.73
Dy	3.57	3.14	3.88	3.83	3.61	3.56	3.75	3.62	2.96	3.9
Ho	0.65	0.64	0.7	0.68	0.65	0.63	0.64	0.62	0.52	0.69
Er	1.82	1.92	1.96	1.95	1.84	1.81	1.94	1.84	1.47	1.94
Tm	0.24	0.26	0.27	0.25	0.25	0.24	0.25	0.23	0.2	0.26
Yb	1.54	1.8	1.73	1.69	1.67	1.62	1.65	1.6	1.29	1.7
Lu	0.21	0.26	0.25	0.24	0.23	0.23	0.23	0.21	0.18	0.24
Rb/Sr	0.12	0.12	0.12	0.12	0.12	0.10	0.15	0.20	0.33	0.14
La/Yb	28.57	11.89	28.61	28.93	30.24	31.67	29.76	31.69	35.50	30.18
La_n/Yb_n	19.26	8.02	19.29	19.51	20.39	21.35	20.06	21.36	23.94	20.34
Rb/Cs	36.22	69.60	42.12	35.95	30.48	36.33	65.15	67.92	52.02	41.67
La/Sm	6.46	5.38	6.83	6.86	7.75	7.83	7.02	7.41	7.48	7.09
Sm/Yb	4.42	2.21	4.19	4.22	3.90	4.04	4.24	4.28	4.74	4.26
Sr/Y	55.55	21.15	53.93	55.08	54.69	59.56	44.68	45.44	33.36	50.88

جدول 1- ادامه

Sample No.	BH21-159	BH21-165	BH21-170	BH21-175	BH21-180	BH21-185	BH21-190	BH21-195
Rock Type	Sy	Sy	Sy	Sy	Sy	Sy	Sy	Sy
SiO₂	---	---	---	---	---	---	58.23	---
TiO₂	0.65	0.60	0.79	0.67	0.66	0.68	0.65	0.72
Al₂O₃	15.31	14.78	15.74	15.78	15.68	15.06	14.04	15.04
Fe₂O₃	5.94	7.30	7.37	6.30	6.27	5.70	5.59	6.89
MnO	0.09	0.09	0.13	0.13	0.15	0.13	0.12	0.12
MgO	1.60	1.37	2.32	1.75	1.75	1.73	1.62	2.33
CaO	4.48	4.21	5.73	4.85	4.35	6.54	4.79	5.75
Na₂O	3.76	3.06	3.67	3.85	3.67	3.96	3.93	3.31
K₂O	6.01	6.24	5.26	5.50	5.66	5.22	5.71	4.32
P₂O₅	0.41	0.38	0.52	0.44	0.44	0.44	0.43	0.53
L.O.I	---	---	---	---	---	---	3.27	---
Total	---	---	---	---	---	---	98.37	---
Li	10	8.1	10.4	10.3	12.3	15.5	17.9	25.7
Sc	7.7	7.2	10.7	7.7	7.5	8.1	7.5	9.6
V	126	114	160	129	127	135	134	158
Cr	1	3	3	2	1	2	2	3
Co	21.8	21.2	16.4	12.7	15.3	12.4	13.4	16.8
Ni	4.5	4.2	4.7	3.7	3.3	3.9	3.5	5
Ga	18.7	17.1	19	18.3	18.1	18.4	18.2	20
Rb	153	134	129	116.5	121	112.5	118.5	107.5
Sr	993	834	1000	1050	980	1050	1050	1380
Y	19	17.4	22.2	18.1	17.9	18.9	17	17.7
Zr	39.1	31.1	63.6	65	63.8	69.5	69.8	45.3
Nb	22.2	20.8	24	21.7	21.5	20.2	19.7	22.3
Te	0.23	1.08	0.55	0.26	0.17	<0.05	0.04	0.27
Cs	2.68	2.73	2.47	2.16	2.62	2.68	2.81	3.69
Ba	1260	1220	1080	1200	1220	1110	1240	1290
Hf	1.4	1.1	2.1	2.1	2	2.3	2.2	1.4
Ta	1.22	1.17	1.34	1.22	1.22	1.08	1.11	1.27
Tl	0.6	0.9	0.6	0.5	0.7	0.4	0.4	0.5
La	48.5	43.1	51.4	45.5	45.9	46.3	44.4	41.9
Ce	97	85.6	107.5	90.8	93.9	96	88.8	87.4
Pr	10.2	9.08	11.4	9.57	9.81	9.95	9.25	9.07
Nd	39.1	34.7	44.6	37.1	37.6	38.3	35.6	35.6
Sm	6.87	6.32	7.98	6.57	6.59	6.85	6.35	6.44
Eu	2.04	1.83	2.07	1.9	1.94	1.95	1.92	1.77
Gd	5.87	5.45	6.9	5.69	5.75	5.91	5.55	5.62
Tb	0.71	0.66	0.83	0.69	0.68	0.72	0.66	0.67
Dy	3.74	3.49	4.4	3.65	3.71	3.85	3.39	3.51
Ho	0.66	0.61	0.77	0.63	0.65	0.66	0.59	0.61
Er	1.92	1.79	2.26	1.84	1.92	1.88	1.73	1.76
Tm	0.25	0.24	0.3	0.24	0.25	0.25	0.22	0.23
Yb	1.65	1.53	1.96	1.63	1.66	1.71	1.52	1.51
Lu	0.23	0.21	0.26	0.22	0.23	0.23	0.21	0.2
Rb/Sr	0.15	0.16	0.13	0.11	0.12	0.11	0.11	0.08
La/Yb	29.39	28.17	26.22	27.91	27.65	27.08	29.21	27.75
La_n/Yb_n	19.82	18.99	17.68	18.82	18.64	18.25	19.69	18.71
Rb/Cs	57.09	49.08	52.23	53.94	46.18	41.98	42.17	29.13
La/Sm	7.06	6.82	6.44	6.93	6.97	6.76	6.99	6.51
Sm/Yb	4.16	4.13	4.07	4.03	3.97	4.01	4.18	4.26
Sr/Y	52.26	47.93	45.05	58.01	54.75	55.56	61.76	77.97

برپایة این نمودار، نقاط مربوط به یافته‌های تودة آذرین درونی گودال با ترکیب کلی مونزونیتی، در نزدیکی اسکارن مس جای می‌گیرند. از سوی دیگر، برپایة همین نمودار، میانگین و بیشتر محدودة ترکیبی توده‌های آذرین درونی مرتبط با نهشته‌های اسکارنی آهن، طلا، مس و روی، ساب‌آلکالن است؛ اما بیشتر نمونه‌های تودة آذرین درونی گودال در محدودة آلکالن جای می‌گیرند. برپایة نمودار AFM، میانگین و محدودة ترکیبی توده‌های مرتبط با نهشته‌های اسکارنی آهن، طلا، مس و روی در محدودة سری کالک‌آلکالن است و تنها بخش کوچکی از محدودة ترکیبی توده‌های مرتبط با اسکارن‌های آهن در بخش توله‌ایتی جای می‌گیرد (شکل 10 - B). بر این اساس، بیشتر نمونه‌های اسکارن گودال در نزدیکی میانگین نهشته‌های اسکارنی مس- روی و در محدودة ترکیبی اسکارن‌های آهن، مس و تا اندازه‌ای روی جهان و مرتبط با توده‌های سری کالک‌آلکالن جای می‌گیرند. اگرچه بیشتر توده‌های آذرین درونی مرتبط با ذخایر اسکارنی، سنگ‌های کالک‌آلکالن هستند، اما سنگ‌های آلکالن و توله‌ایتی مرتبط با اسکارن‌ نیز شناسایی شده‌اند (Birkett and Sinclair, 1998; Corriveau and Gorton, 1993) که منحصر به نوع خاصی از اسکارن نیستند و فراوانی کمتری دارند (Meinert et al., 2005).

الف

شکل 10- جایگاه میانگین و محدودة ترکیبی توده‌های مرتبط با اسکارن‌های آهن، طلا، مس و روی جهان و اسکارن گودال در: A) نمودار درصدوزنی SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار AFM (A: K₂O+Na₂O؛ F: FeO_total؛ M: MgO) (Irvine and Baragar, 1971) (محدودة ترکیبی و میانگین اسکارن‌ها برگرفته از Meinert (1995) است)

برپایة نمودار SiO₂ دربرابر K₂O، مگر میانگین توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های Fe و Au که در محدودة K₂O متوسط قرار دارند، میانگین و بخش بزرگی از محدودة ترکیبی توده‌های مرتبط با اسکارن‌های Cu و Zn در محدودة K₂O بالا جای می‌گیرند (شکل 11- A). ازاین‌رو، نمونه‌های تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال در محدودة K₂O بالا جای می‌گیرند. چنین ترکیبی نشان‌دهندة ماگمای بلوغ یافته‌ گودال است.

برپایة نمودار SiO₂ دربرابر MgO، میانگین اسکارن‌های Fe و Au مقدار MgO بالا و میانگین اسکارن‌های Cu و Zn مقدار MgO کمتری دارند. پس بیشتر نمونه‌های تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال در نزدیکی مرز محدودة ترکیبی و یا در محدودة اسکارن‌های مس و روی جای می‌گیرند (شکل 11- B). بالا‌بودن مقدار K₂O و پایین‌بودن مقادیر MgO چه‌بسا گواهی بر بلوغ نسبی تودة آذرین درونی گودال است (Pons et al., 2010). اگرچه در نمودارهای هارکر SiO₂ دربرابر K₂O و SiO₂ دربرابر MgO، نمونه‌های تودة آذرین درونی گودال در محدودة اسکارن خاصی جای نمی‌گیرند، اما نسبت K₂O/MgO تودة آذرین درونی برای شناسایی اسکارن‌های گوناگون‌ به‌کار برده می‌شود. مقدار میانگین این نسبت برای توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا 8/1، برای اسکارن طلا برابربا 1، برای اسکارن مس برابربا 9/2 و برای توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن روی برابربا 8/32 است (Meinert, 1995). در تودة آذرین درونی گودال، مقدار میانگین K₂O/MgO برابربا 4/3 است. این مقدار به میانگین توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن مس نزدیک است.

الف

شکل 11- جایگاه مقدارهای میانگین و محدودة ترکیبی توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های آهن، طلا، مس و روی جهان و اسکارن گودال در: A) نمودار هارکر درصدوزنی SiO₂ دربرابر K₂O؛ B) نمودار هارکر درصدوزنی SiO₂دربرابر MgO (محدودة ترکیبی و میانگین اسکارن‌ها برگرفته از Meinert (1995) است. نمادها همانند شکل 10 است)

برپایة نمودار A/CNK دربرابر A/NK، میانگین توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌هایFe، Au و Cu متاآلومینوس هستند و نمونه‌های اسکارن‌ Zn نیز در مرز متاآلومینوس- پرآلومینوس جای دارند. ازاین‌رو، نمونه‌های تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال در محدودة ترکیبی اسکارن‌های آهن، مس و روی تا اندازه‌ای در نزدیکی مقدار میانگین نهشته‌های اسکارنی مس جای می‌گیرند (شکل 12).

شکل 12- جایگاه مقدار میانگین و محدودة ترکیبی توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های آهن، طلا، مس و روی و اسکارن‌‌ گودال در نمودار A/NK دربرابر A/CNK (مقدار مولار نسبت‌ اکسیدهایِ A=Al₂O₃، C=CaO، N=Na₂O وK=K₂O) (Maniar and Piccoli, 1989) (محدودة ترکیبی و میانگین اسکارن‌ها برگرفته از Meinert (1995) است؛ نمادها همانند شکل 10 است)

الف

عنصرهای کمیاب و REE:نمودار هارکر عنصرهای اصلی عموماً شواهد و مدارک روشنی از خاستگاه، ‌فرایندهای ماگمایی و نوع کانه‌زایی نشان نمی‌دهند (Meinert, 1995)؛ اما عنصرهای کمیاب و نسبت چنین عنصرهایی مفیدترین یافته‌ها و اطلاعات دربارة ‌فرایندهای بنیادی سنگ‌زایی را فراهم می‌کنند (Pearce et al., 1984). میزان عنصرهای Rb و Sc در تودة آذرین درونی شاخصی است که در بررسی میزان بلوغ توده‌های آذرین درونی به‌کار می‌رود؛ زیرا آلکالی‌فلدسپار و میکا کانی‌های حامل عنصر Rb و پیروکسن کانی حامل عنصر Sc هستند. ازآنجایی‌که پیروکسن در مراحل کمابیش آغازین و آلکالی‌فلدسپار و میکا در مراحل کمابیش پایانیِ تبلور مذاب‌های گرانیتی متبلور می‌شوند، پس عنصرهای Rb و Sc هنگام ‌فرایند تبلور و جدایش بلورین (تفریق) ماگمایی به‌‌ترتیب افزایش و کاهش نشان می‌دهند (Meinert et al., 2005). مقدار میانگین عنصر Rb در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا ppm 39، در اسکارن طلا برابربا ppm 69، در اسکارن مس برابربا ppm 103 و در اسکارن روی برابربا ppm 178 (Meinert, 1995) و مقدار میانگین این عنصر در تودة آذرین درونی گودال برابربا ppm 132 است. این مقدار بین توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن مس و روی قرار می‌گیرد. بالاتر‌بودن Rb در تودة آذرین درونی گودال در مقایسه با توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن مس دنیا چه‌بسا نشان‌دهندة آلایش پوسته‌ای (Kusku et al., 2002) و یا جدایش‌‌یافتگی بیشتر تودة آذرین درونی گودال است.

مقدار میانگین Sc در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا ppm 17، در اسکارن طلا برابربا ppm 14، در اسکارن مس برابربا ppm 8، در اسکارن روی برابربا ppm 5 و مقدار میانگین آن در تودة آذرین درونی گودال برابربا ppm 3/8 است. این مقدار همانند مقدار آن در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن مس است. همچنین، برپایة نمودار دوتایی Sc دربرابر Rb، بیشتر نمونه‌های تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال در محدودة ترکیبی اسکارن روی جهان و در نزدیکی میانگین نهشته‌های اسکارنی مس جای می‌گیرند (شکل 13- A). این ویژگی چه‌بسا نشان‌دهندة بلوغ نسبی تودة آذرین درونی گودال است.

مقدار میانگین Sr در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا ppm 505، در اسکارن طلا برابربا ppm 601، در اسکارن مس برابربا ppm807، در اسکارن روی برابربا ppm 497 و مقدار میانگین این عنصر در تودة آذرین درونی گودال برابربا ppm 862 است. این مقدار همانند میانگین توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن مس است. از سوی دیگر، مقدار میانگین Rb/Sr در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا 09/0، در اسکارن طلا 14/0، در اسکارن مس برابربا 19/0، در اسکارن روی برابربا 69/0 (Meinert, 1995) و مقدار میانگین این نسبت در تودة آذرین درونی گودال برابربا ppm2/0 است. این مقدار همانند میانگین توده‌های گرانیتوییدی مرتبط با اسکارن مس است؛ زیرا عنصرهای لیتوفیل درشت‌یون مانند K، Rb و Sr تحرک بالایی دارند. ازاین‌رو، ‌فرایندهای جدایش بلورین را با محاسبة مقدار Rb/Sr (حساسیت بالا نسبت به جدایش بلورین) ارزیابی می‌شود (Meinert et al., 2005). به پیشنهاد Newberry و Swanson (1986)، نسبت‏‌‌های 8Rb/Sr> نشان‌دهندة نقش مؤثرتر ‌فرایند جدایش بلورین در پیدایش توده‌های آذرین درونی مرتبط با کانسارهای Sn، Mo و W هستند؛ اما نسبت‏‌‌های کمتر Rb/Sr در توده‌های آذرین درونی مرتبط با سیستم‏‌‌های اسکارنی Cu، Au، Fe و تا اندازه‌ای Zn نشان‌دهندة‏‌‌ تأثیر کمتر پدیده جدایش بلورین ماگمایی هستند. ازاین‌رو، توده‌های آذرین درونی مرتبط با این اسکارن‌ها از ترکیب‌های ماگمایی منحصر به‌فرد یا دیگر ‌فرایندهای سنگ‌شناسی منتج شده‌اند (Meinert et al., 2005). پس مقدار میانگین 2/0 Rb/Sr= در تودة آذرین درونی گودال افزون‌بر نشان‌دادن بلوغ نسبی (Pons et al., 2010)، تأثیر کمتر ‌فرایند جدایش بلورین در پیدایش ماگمای مادر تودة آذرین درونی گودال و تأثیر بیشتر آلایش پوسته‌ای را نشان می‌دهد.

مقدار میانگین Ba در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا ppm 326، در اسکارن طلا برابربا ppm 891، در اسکارن مس برابربا ppm 1466، در اسکارن روی برابربا ppm1227 (Meinert, 1995) و در تودة آذرین درونی گودال برابربا ppm 1060 است. این مقدارها بین مقادیر اسکارن طلا و روی قرار می‌گیرد. ازآنجایی‌که عنصر Ba پیش از تبلور کانی‌های آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت عنصر ناسازگار است و در ماگما متمرکز می‌شود، با تبلور کانی‌های آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت در شبکة این کانی‌ها متمرکز می‌شود (Meinert, 1995). ازاین‌رو، مقادیر کمابیش بالای Ba در تودة آذرین درونی گودال چه‌‌بسا نشان‌دهندة مقدار کمابیش بالای کانی‌های آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت در این تودة آذرین درونی است.

الف

شکل 13- میانگین و محدودة ترکیبی توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های آهن، طلا، مس و روی جهان و اسکارن گودال در: A) نمودار Sc دربرابر Rb (برپایة ppm)؛ B) نمودار Ni دربرابر V (برپایة ppm) (محدودة ترکیبی و میانگین اسکارن‌ها برگرفته از Meinert (1995) است؛ نمادها همانند شکل 10 است)

مقدار میانگین Ni در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا ppm 35، در اسکارن طلا برابربا ppm 18، در اسکارن مس برابربا ppm 16، در اسکارن روی برابربا ppm 9 (Meinert, 1995) و مقدار میانگین این عنصر در تودة آذرین درونی گودال برابربا ppm4/11 است. این مقدار اسکارن مس و روی قرار می‌گیرد. مقدار میانگین V در توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن آهن برابربا ppm152، در اسکارن طلا برابربا ppm 99، در اسکارن مس برابربا ppm 85، در اسکارن روی برابربا ppm 30 (Meinert, 1995) و مقدار میانگین این عنصر در تودة آذرین درونی گودال برابربا ppm 120 است. این مقدار بین مقادیر اسکارن‌های آهن و طلا قرار می‌گیرد. برپایة نمودار دوتایی Ni دربرابر V، نمونه‌های تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال در محدودة ترکیبی توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های آهن، طلا و تا اندازه‌ای مس جهان جای می‌گیرند (شکل 13- B).

الگوی عنصرهای کمیاب توده‌های آذرین درونی مرتبط با نهشته‌های اسکارنی آهن، طلا، مس، آهن و کانسار گودال که به ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1996) برای با N-MORB بهنجار شده‌اند، روند کلی مشابهی دارند. بر این پایه، تودة آذرین درونی گودال با توده‌های مرتبط با اسکارن‌‌‌ روی و تا اندازه‌ای مس شابهت بیشتری دارد و مهم‌ترین تفاوت آنها مقدار کمتر Zr و تهی‌شدگی بسیار آشکار Ti در تودة آذرین درونی گودال است (شکل 14- A).

شکل 14- A) الگوی عنصرهای کمیاب توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های آهن، طلا، مس و روی جهان و اسکارن گودال، بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Pearce (1996) برای N-MORB؛ B) الگوی عناصر REE نمونه‌های برداشت شده از تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال بهنجارشده به ترکیب میانگین پیشنهادیِ Boynton (1989) برای کندریت؛ C) الگوی عنصرهای کمیاب و کمیاب تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) برای پلاژیوگرانیت‌های شکاف میان اقیانوسی

مقدارهای کمتر عناصر یادشده در تودة آذرین درونی گودال گویای حضور فازهای پسماندیِ زیرکن، تیتانیت و روتیل در خاستگاه ماگمای مادر است. همچنین، الگوی عنصرهای REE تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال (بهنجارشده به ترکیب میانگین ترکیب کندریت (Boynton, 1989)) نشان‌دهندة مقدارهای بالاتر LREE نسبت به HREE، شیب زیاد LREE/HREE و نبود بی‌هنجاری منفی مشخص Eu در نمونه‌های تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال است (شکل 14- B). این مقادیر به‌ترتیب نشان‌دهندة حضور گارنت به‌عنوان پسماند در خاستگاه و ناپایداری پلاژیوکلاز در پسماند خاستگاه ذوب ماگمای گودال و یا نبود جدایش بلورین چشمگیر پلاژیوکلاز است (McKenzie and O'Nions, 1991). مقدارهای بالای La/Yb (میانگین: 27)، La_n/Yb_n (میانگین: 5/18) و Sr/Y (میانگین: 6/42) نیز چه‌بسا نشان‌دهندة حضور گارنت و ناپایداری پلاژیوکلاز در پسماند خاستگاه ذوب هستند (Moyen, 2009).

الگوی عنصرهای کمیاب و کمیاب تودة آذرین درونی گودال (بهنجارشده به ترکیب پلاژیوگرانیت‌های شکاف میان‌اقیانوسی یا ORG (Pearce et al., 1984)) نشان‌دهندة بی‌هنجاری‌ مثبت و مشخص عنصرهای K₂O، Rb، Ba و Th و بی‌هنجاری منفی عنصرهای Hf، Zr، Y و Yb است (شکل 14- C). این نکته چه‌بسا نشان‌دهندة جایگیری تودة آذرین درونی گودال در پوستة قاره‌ای با ضخامت کمابیش بسیار و در پی آن، آلایش پوسته‌ای باشد (Rollinson, 1993).

برپایة نمودار Rb/Cs دربرابر La/Yb، تودة آذرین درونی گودال بازة گسترده‌ای از Rb/Cs دارد (شکل 15- A) و ازآنجایی‌که Rb و به‌ویژه Cs از عنصرهای کمیاب ناسازگار هستند، این بازة گسترده نشان‌دهندة فرایند تبلوربخشی ساده‌ای نیست (Pons et al., 2010). به‌علت تمرکز عنصر Rb در پوستة قاره‌ای و سازگاری عنصر Cs با فازهای سیال، آلایش پوسته‌ای و فعل و انفعال سیستم ماگمایی با سیال‌های پوسته‌ای به‌ترتیب منجر به پراکندگی مقدار عنصرهای Rb و Cs می‌شود (Pons et al., 2010). ازاین‌رو، برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی، گمان می‌رود هر دو عامل آلایش پوسته‌ای و اندرکنش ماگما با سیال‌های پوسته‌ای، در بازة گستردة Rb/Cs تودة آذرین درونی گودال نقش داشته باشند. همچنین، برپایة نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm، تودة آذرین درونی گودال مقدارهای کمابیش بالایی از Sm/Yb دارد (شکل 15- B) که این مقدارها نشان‌دهندة ضخامت کمابیش بالای پوستة قاره‌ای هستند. ازاین‌رو، می‌توان گفت تودة آذرین درونی گودال در یک پوستة قاره‌ای کمابیش ضخیمی جایگیری کرده است. به پیشنهاد Pubellier و همکاران (1999)، در پایان الیگوسن به‌علت برخورد بلوک ایران مرکزی (CIB) و صفحة اوراسیا، ضخامت پوسته‌ای در منطقة ارسباران بیش از 40 کیلومتر بوده است. این برخورد از ائوسن آغاز شده است. همچنین، بررسی‌های گراویتة Dehghani و Makris (1983) نیز نشان‌دهندة ضخامت پوسته‌ایِ 40 تا 50 کیلومتر در جنوب کمربند ارسباران هستند.

برپایة نمودارهای ژرفای موهو (ضخامت پوسته) دربرابر La_n/Yb_n و Sr/Y، ژرفای موهو نزدیک به 55- 60 کیلومتر بوده است و منطقة گودال در محدودة پوسته ضخیم قرار می‌گیرد (شکل‌های 15- C و 15- D). با این تفسیرها گمان می‌رود بالاآمدن ماگمای مادر در پوستة قاره‌ای ضخیم و آلایش پوسته‌ای، نقش مؤثری در پیدایش ترکیب تودة آذرین درونی گودال داشته باشد.

الف

شکل 15- جایگاه نمونه‌های تودة آذرین درونی گودال در: A) نمودار Rb/Cs دربرابر La/Yb (Hildreth and Moorbath, 1988)؛ B) Sm/Yb دربرابر La/Sm (Hildreth and Moorbath, 1988)؛ C) ژرفای موهو دربرابر La_n/Yb_n (Profeta et al., 2015)؛ D) ژرفای موهو دربرابر Sr/Y (Profeta et al., 2015)

برداشت

برپایة تجزیة مودال، تودة آذرین درونی گودال ترکیب مونزونیتی تا سینیتی دارد. وجود کانی‌های آبداری مانند بیوتیت و آمفیبول نشان‌دهندة بیشتر از 3 درصدوزنی آب در ماگمای نخستین است که همبری آن با سنگ‌های کربناته، رویداد دگرسانی و کانه‌زایی اسکارنی را به دنبال داشته است.

بررسی عنصرهای کمیاب تودة آذرین درونی گودال (بهنجارشده به ترکیب N-MORB) نشان‌دهندة مقدار کم Zr و تهی‌شدگی بسیار مشخص Ti است و نشان‌ می‌دهد زیرکن، تیتانیت و روتیل فازهای پسماند در خاستگاه ماگمای مادر منطقة گودال هستند. همچنین، الگوی عنصرهای REE در تودة آذرین درونی گودال (بهنجارشده به ترکیب کندریت) نشان‌دهندة مقدار بالاتر LREE نسبت به HREE، شیب زیاد LREE/HREE و نبود بی‌هنجاری منفی مشخص Eu در تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال است. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة حضور گارنت در پسماند خاستگاه و ناپایداری پلاژیوکلاز در پسماند ذوب ماگمای گودال و یا نبود جدایش بلورین چشمگیر پلاژیوکلاز باشد.

بررسی الگوی عنصرهای کمیاب و کمیاب تودة آذرین درونی گودال بهنجارشده به ترکیب پلاژیوگرانیت‌های شکاف میان اقیانوسی، به‌همراه دیگر نمودارهای عنصرهای سازگار و ناسازگار نشان‌دهندة نقش مؤثر ‌فرایند آلایش پوسته‌ای در پیدایش ترکیب تودة آذرین درونی گودال است.

با وجود غالب‌بودن کانه‌زایی اکسیدی آهن در سطح زمین، برپایة مقدارهای میانگین، نسبت‌ها و نمودارهای عنصرهای اصلی، کمیاب و REE، تودة آذرین درونی گودال بیشترین مشابهت را با توده‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن‌های مس و تا اندازه‌ای روی نشان می‌دهد که به‌علت نبود شواهد زمین‌شناسی و کانیایی مرتبط با کانه‌زایی اسکارن روی در منطقه، اسکارن گودال از نوع اسکارن مس رده‌بندی می‌شود.

مراجع

Aghanabati, A. (1993) Geological map of the Middle East, 1:5,000,000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

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 Cambridge University Press: 1-29.

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo- Thethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of American Bulletin 103: 983-993.

Asgharzadeh-Asl, H., Tale Fazl, E., Mehrabi, B. and Masoudi, F. (2018) Geochemical- metallogenic evolution of Agh-Daregh igneous rocks (north of Ahar) links to Cu-Au±W occurrences. Iranian Journal of Petrology 8(32): 21-44 (in Persian).

Birkett, T. C. and Sinclair, W. D. (1998) Rare- metal replacement deposits (skarns and fenites) associated with alkali and carbonatite complexes. Mineralogical association of Canada short course 26: 445- 473.

Boynton, N. V. (1989) Cosmochemistry of the rare earth elements: condensation and evaporation processes. In: Geochemistry and Mineralogy of Rare Earths (Eds. Lipin, B. R. and MacKay, G. A.) 21:1- 24. Reviews in Mineralogy, Mineralogical Society of America.

Calagari, A. A. (2004) Geology and fracture-related hypogene hydrothermal alteration and mineralization of porphyry copper deposit at Sungun. Journal of Geological Society of India 64: 595-618.

Calagari, A. A. and Hosseinzadeh, G. (2006) The mineralogy of copper bearing skarn to the east of the Sungun-Chay river, East-Azarbaidjan, Iran. Journal of Asian Earth Science 28: 423-438.

Corriveau, L. and Gorton, M. P. (1993) Coexisting K- rich Alkaline and shoshonitic magmatism of arc affinities in the Proterozoic: A reassessment of syenitic rocks in the southwestern Grenville province. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 262-279.

Dehghani, G. A. and Makris, J. (1983) The gravity field and crustal structure of Iran. Geodynamic project (Geotraverse) in Iran, Report No. 51, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Didier, J. and Barbarin, B. (1973) Granites and their enclaves. Elsevier, Amsterdam.

Ghadimzadeh, H., Mehrparto, M. and Mohammadi, B. (2004) Gold generation in Safi Khanlu-Naqduz exploration area. 8^th Symposium of Geological Society of Iran, Shahroud, Iran (in Persian).

Ghorbani, M. (2002) An Introduction to Economic Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Hajalilou, B., Dastar, S. and Ansari, S. (2013a) Investigation of mineralization and alteration zones in Ali Javad porphyry copper deposit. 17^th Conference of Geological Society of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Hajalilou, B., Imani, F. and Khaleghi, F. (2013b) Economic geology studies of Cu-Mo mineralization related with silica vein in Javan sheikh of Ahar, with emphasis on Fluid Inclusion studies. 17^th Conference of Geological Society of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Hassanpour, S. (2010) Metallogeny and Mineralization of copper and gold in Arasbaran zone (Eastern Azerbaijan). Ph. D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

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

Hassanpour, S. and Alirezaei, S. (2017) Eocene Masjeddaghi porphyry Cu-Au deposit; an example of island arc porphyry type deposit in NW Iran. Scientific Quarterly Journal of Geoscience 26(104): 43- 58 (in Persian).

Hassanpour, S., Rasa, A., Heydari, M. and Moayyed, M. (2010) Geology, alteration and mineralization in the Haft-Cheshmeh Cu-Mo porphyry deposit. Scientific Quarterly Journal of Geoscience 4(15): 15- 28 (in Persian).

Hildreth, W. E. and Moorbath, S. (1988) Crustal contribution to arc magmatims in the Andes of Central Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology 98: 455-489.

Hosseinzadeh, G., Calagari, A. A., Malek Ghasemi, F. and Mojtahedi, M. (1999) Economic Geology investigation of the Anjard Copper deposit (Northwest of Ahar), 3^rd Symposium of Geological Society of Iran, Shiraz, Iran (in Persian).

Hosseinzadeh, M. R., Maghfouri, S., Ghorbani, M. and Moayyed, M. (2016) Different types of vein- veinlets related to mineralization and fluid inclusion studies in the Sonajil porphyry Cu- Mo deposit, Arasbaran magmatic zone. Scientific Quarterly Journal of Geoscience 26(101): 219- 231 (in Persian).

Irvine, T. and Baragar, W. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

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., Yaghubpur, A., Mehrabid, B., Dilek, Y., Daliran, F. and Meshkani, S. A. (2012) Petrogenesis and tectono- magmatic setting of Meso- Cenozoic magmatism in Azerbaijan province, Northwestern Iran. Petrology, New Perspectives and Applications INTECH, Croatia: 39- 56.

Karimzadeh Somarin, A. R., Radmard, K., Calagari, A. A. and Moayyed, M. (2002) Investigation of Cu- Mo Skarn in Zand Abad (Northwest of Ahar). 6^th Symposium of Geological Society of Iran, Kerman, Iran (in Persian).

Kusku, I., Kascu, G., Meinert, L. and Floyed, P. (2002) Tectonic setting and petrogenesis of the Celebi granitoids. Geochemistry Exploration 76: 175- 194.

Mahmoudiniya, H. and Jahangiri, A. (2017) Petrographic and petrogenetic studies of adakitic magmatism of Gavdel (Shivar Dagh) in Gareh dagh- South Arminian Zone (Northwest of Iran). Iranian Journal of Petrology 8(29): 21-36 (in Persian).

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

McKenzie, D. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentratons. Journal of Petrology 32: 1021-1091.

Mehrpartou, M. and Nazer, K. (1999) Geological quadrangle map 1:100000 of Kaleybar. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.

Meinert, L. (1995) Compositional variation of igneous rocks associated with skarn deposits, chemical evidence for a genetic connection between petrogenesis and mineralization. Mineralogical Association of Canada Short Course Series 23: 401-418.

Meinert, L. D., Dipple, G. M. and Nicolescu, S. (2005) World Skarn Deposits. Economic Geology 100^th Anniversary Volume, 299-336.

Middlemost, E. (1994) Naming materials in the magma/ igneous rock system. Earth- Science Reviews 37: 215-224.

Mollai, H., Sharma, R. and Pe-Piper, G. (2009) Copper mineralization around the Ahar Batholith, north of Ahar (NW Iran): evidence for fluid evolution and the origin of the skarn ore deposit. Ore Geology Reviews 35: 401-414.

Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the adakitic signature. Lithos 112: 556-574.

Nakhjavani, B. and Alavi, S. G. (2018) Type of mineralization, Geochemistry of Alteretion and Relation of Gold and associated elements in the Hizeh-jan area (NW Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 26(3): 673- 688 (in Persian).

Newberry, R. J. and Swanson, S. E. (1986) Scheelite skarn granitods: An evaluation of the roles of magmatic source and process. Ore Geology Reviews 1: 57- 81.

Pearce, J. A. (1996) A user's guide to basalt discrimination diagrams. In Trace element geochemistry of volcanic rocks: Applications for massive sulphide exploration (Ed. Wyman, D. A.). Short Course Notes 12: 79-114. Geological Association of Canada.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace- element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956- 983.

Pons, J., Franchini, M., Meinert, L., López-Escobar, L. and Maydagán, L. (2010) Geology, petrography and geochemistry of igneous rocks related to mineralized skarns in the NW Neuquén basin, Argentina: Implications for Cordilleran skarn exploration. Ore Geology Reviews 38(1-2): 37- 58.

Profeta, L., Ducea, M. N., Chapman, J. B., Paterson, S. R., Marisol Henriquez Gonzales, S., Kirsch, M., Petrescu, L. and Decelles, P. G. (2015) Quantifying crustal thickness over time in magmatic arcs. Scientific Reports 5: 17786.

Pubellier, M., Bader, A. G., Rangin, C., Deffontaines, B. and Quebral, R. (1999) Upper plate deformation induced by subduction of a volcanic arc; the Snellius Plateau (Molucca Sea, Indonesia and Mindanao, Philippines). Tectonophysics 304: 345-368.

Rollinson, H. G. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation and interpretation. Longman Scientific & Technical, Harlow, Essex.

Simmonds, V., Calagari, A. A. and Kyser, K. (2015) Fluid inclusion and stable isotope studies of the Kighal porphyry Cu-Mo prospect, East- Azarbaidjan, NW Iran. Arabian Journal of Geosciences 8: 437- 453.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist 95: 158- 187.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 240

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 147

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

بررسی تودة آذرین درونی مرتبط با اسکارن گودال (شمال اهر) و مقایسة آن با دیگر گرانیتوییدهای اسکارنی