سنگ‌زایی اسکارن‏‌های بارور وابسته به مجموعة گرانیتو‏‌ییدی سنقر (شمال پهنة سنندج- سیرجان، ایران)

معظمی گودرزی, فروغ; زارعی سهامیه, رضا; زمانیان, حسن; احمدی خلجی, احمد; محمودی, شهریار

doi:10.22108/ijp.2021.125518.1208

تعداد نشریات	42
تعداد شماره‌ها	1,514
تعداد مقالات	12,490
تعداد مشاهده مقاله	24,777,067
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	10,440,119

سنگ‌زایی اسکارن‏‌های بارور وابسته به مجموعة گرانیتو‏‌ییدی سنقر (شمال پهنة سنندج- سیرجان، ایران)

پترولوژی

مقاله 3، دوره 13، شماره 2 - شماره پیاپی 50، تیر 1401، صفحه 31-64 اصل مقاله (5.36 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2021.125518.1208

نویسندگان

فروغ معظمی گودرزی¹؛ رضا زارعی سهامیه^* ²؛ حسن زمانیان³؛ احمد احمدی خلجی²؛ شهریار محمودی⁴

¹دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

²دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

³استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

⁴دانشیار، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

چکیده

نهشتة آهن‌دار گلالی از نهشته‏‌های اسکارنی تیپیک است که در بخش شمال‌باختری پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان، ‌شمال‌خاوری سنقر جای گرفته است. ‌کانی‌سازی در نهشتة گلالی با مجموعه سنگ‏‌های آذرین درونی سنقر (ژوراسیک میانی) ارتباط دارد و رگة فلزی بیشتر در سری سنقر (تریاس- ژوراسیک) جای گرفته ‏‌است. برپایة ویژگی‌های ‌زمین‌شیمیایی و کانی‌شناسی، ‏‌سه فاز اصلی در مجموعة آذرین درونی سنقر شناسایی می‌شود: (1) گرانیت (لوکوکراتیک)؛ (2) مونزونیت تا دیوریت (مزوکراتیک)؛ (3) گابرو. در نهشتة گلالی، هر دو اگزواسکارن و اندواسکارن در امتداد مجاورت گرانیتو‏‌ییدها و سنگ میزبان کربناته دیده می‌شوند. مشاهدات صحرایی و داده‏‌های سنگ کل به‌دست‌آمده برای توده‏‌های ‌شمال‌خاوری سنقر نشان‌دهندة ارتباط کانسارهای منطقه با موقیت زمین‌ساختی و سرشت سنگ‌زایی سنگ‏‌های آذرین درونی منطقه هستند. ویژگی‏‌های صحرایی و نیز چندین ویژگی سنگ‌نگاری و ‌زمین‌شیمیایی عبارتند از حضور کانی‏‌های پلاژیوکلاز کلسیک، هورنبلند منیزیم‌دار، متاآلومینوس (ضریب اشباعی آلومین (ASI<1)، غنی‏‌شدگی از عنصرهای LREE و تهی‏‌شدگی از عنصرهای HREE و در نهایت ویژگی‌های ‌زمین‌شیمیایی آنها در نمودار Sc دربرابر Rb و Zr دربرابر Rb/Sr. این ویژگی‌ها نشان می‌دهند فاز مزوکراتیک واحد 1 گرانیتو‏‌ییدها با سرشت اکسیداسیون بالا و کمتر تحول‌یافته، حاصل مخلوطی از اجزای جدایش‌یافته از گوشته و پوستة قاره‌ای نسبتاً بالغ، در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر پوستة قاره‌ای سنندج- سیرجان بوده است. همچنین، ‌از دیدگاه ترکیبی همانند ترکیب میانگین گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی جهانی Fe- Cu- Au است و پتانسیل کانی‌سازی بالایی برای پدیدآوردن نهشته‏‌های اسکارنی Fe-Cu-Au دارد. در حالی که فاز لوکوکراتیک نوع A بخش 2 سرشت آلکالن، پتاسیم بالا، نسبت بالای Ga/Al، غنی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE (مانند Ta، Nb، Ga، Zr و Pb) و تهی‏‌شدگی از Eu و عنصرهای سازگار مانند Cr در الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب نشان می‌دهد. ازاین‌ر‌و، این فاز سرشت A-type از یک خاستگاه هیبریدی و در یک جایگاه پس از برخورد دارد و از بخش‌های گوشته‌ای و پوسته‌ای که در پی درهم آمیختن با پوستة بالاییِ آلایش‌یافته پدید آمده است. این بخش تقریباً احیایی و بسیار تحول‌یافته است و همانند ترکیب میانگین گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی جهانی Fe-Cu-Au، استعداد بالایی برای ‌کانی‌سازی‏‌های Mo، Sn و W دارد.

کلیدواژه‌ها

اسکارن آهن ‌کانی‌سازی مزوکراتیک لوکوکراتیک گلالی توده‏‌های آذرین درونی ‌شمال‌خاوری سنقر سنندج؛ سیرجان

اصل مقاله

تقریباً همة پدیده‏‌های ‌اسکارن‌زایی با پهنه‌های فرورانش، برخورد قاره‌ای و فرایندهای پسابرخوردی و ماگماتیسم پسایند آنها در ارتباط است (Meinert et al., 2005). سیال ماگمایی آزادشده در پایان تبلور ماگمایی هنگام رویداد فرایند متاسوماتیسم با سنگ‏‌های میزبان کربناته واکنش ‏‌می‏‌دهند و اسکارن‏‌ها را پدید می‌آورند (Meinert et al., 2005). بیشتر اسکارن‏‌ها در نزدیکی توده‌های آذرین درونی و در ترکیب سنگ‌شناسی یافت می‌شوند که دست‌کم مقداری آهک داشته باشند (Cai et al., 2021). ترکیب‌های آذرین و محتوی فلزی اسکارن‏‌های همراه با توده‏‌ها همخوانی گسترده‌ای دارند (Zharikov, 1970; Newberry and Swanson 1986; Meza-Figueroa et al., 2003). به‌طور کلی، سنگ‏‌های ماگمایی که ‌اسکارن‌زایی را همراهی می‌کنند گسترة گسترده‌ای از دیوریت- گابرو تا گرانیت دارند (Kuşcu et al., 2019). روند تکاملی ماگمای مادر، حالت اکسیداسیون و احیا و همچنین، ترکیب سیال‌های پس از ماگماتیسم نقش بنیادینی در پیدایش نهشته‏‌های فلزی گوناگون دارند و محتوی فلزی اسکارن هالة همبری با ترکیب توده ارتباط مستقیم دارد (Xie et al., 2015; Zuo et al., 2015). فرایندهای سنگ‌زایی که توده‏‌های آذرین درونی را تولید ‏‌می‏‌کنند کانی‏‌شناسی و محتوی فلزی اسکارن را کنترل بنیادی می‌کنند (Li et al., 2018). بیشتر نهشته‏‌های اسکارنی آهن در سراسر جهان ‌از دیدگاه زایشی با سنگ‏‌های دیوریتی همراه هستند؛ زیرا این توده‏‌ها مواد گوشته‌ای بیشتری در خاستگاه ماگمایی خود دارند (Yao, 2017; Fatehi and Asadi Haroni, 2019). داده‏‌های ‌زمین‌شیمیایی عنصری و ایزوتوپی نشان داده‌اند توده‏‌های همراه نهشته‏‌های اسکارنی آهن، نسبت به توده‏‌های پدیدآورندة اسکارن آهن – مس، مقدار عنصرهای پوسته‌ای بیشتری دارند (Xie et al., 2015; Franchini et al., 2007; Pons et al., 2009). به‌هر روی، نهشتة آهن با میزبان رسوبی- آتشفشانی اصطلاح عمومی است که شامل نهشته‏‌های آهن تیپ ماگمایی، کایرونا، اسکارنی و حتی چند خاستگاهی است (Mao et al., 2012; Zheng, 2020).

پهنة سنندج- سیرجان بخشی از از پهنة چین خوردگی- روراندگی زاگرس در ایران به‌شمار می‌آید و دربرگیرندة توده‏‌های آذرین درونی مرکب و چند فازی مرتبط با کمان ماگمایی مزوزو‏‌ییک است (Alavi, 1994; Khalaji et al., 2007; Mahmoudi et al., 2011). این توده‌های آذرین در هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر بلوک ایران مرکزی و در پهنة سنندج- سیرجان جایگیری کرده‌اند (Berberian and King, 1981). بسیاری از پژوهشگران بررسی‏‌های گسترده‌ای روی کانی‌زایی انجام داده‌اند (Gardideh et al., 2010; Aliani et al., 2012; Taghipour et al., 2013; Tabrizi et al., 2014; Zahedi and Boomeri, 2014; Salami et al., 2014; Aliani et al., 2018; Haghighi Bardineh et al., 2019). توده‏‌های آذرین درونی ‌شمال‌خاوری سنقر است از توده‏‌های آذرین درونی شمال‌باختری پهنة سنندج- سیرجان هستند که در ژوراسیک (برپایة یافته‌های یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015)، سن توده‏‌های آذرین درونی منطقة گلالی 2±149 میلیون سال پیش به‌دست آمده است) در سری رسوبی- آتشفشانی سنقر (تریاس- ژوراسیک) نفوذ کرده‌اند و هنگام رویداد واکنش سیال‌های گرمابی بالاآمده با سنگ میزبان، نهشتة اسکارن و رگه‌زایی کانسار آهن گلالی را پدید آورده‌اند. کانه‌زایی اسکارنی نیز اصلی‌ترین شکل کانه‌زایی منطقة مجاور (منطقة باباعلی) و مگنتیت بیشترین کانة منطقه است (Barati et al., 2018). در این پژوهش، نخست ارتباط میدانی و داده‏‌های زمین‌شناسی و ‌زمین‌شیمیایی توده‏‌های آذرین درونی سنقر (ژوراسیک میانی- کرتاسه آغازین) در پهنة سنندج- سیرجان بررسی و سپس با گرانیتو‏‌ییدهای همراه با اسکارن سراسر جهان مقایسه می‌شود. در پایان، تلاش می‌شود به درک بهتری از روند تکاملی گرانیتو‏‌یید و همخوانی میان اسکارن‏‌ها و ‌کانی‌سازی مرتبط با مجموعة آذرین درونی سنقر پرداخته شود.

زمین‌شناسی منطقه‌ای

کوهزایی زاگرس با روراندگی اصلی زاگرس به پهنة سنندح- سیرجان در ‌شمال‌خاوری و پهنة چین‌خورده و روراندة زاگرس در جنوب‌باختری پهنه‌بندی ‏‌می‏‌شود (Alavi, 1994; Agard et al., 2011) (شکل 1- A).

شکل 1. A) نقشة ساده‌شدة زمین‌ساختی باختر ایران و پهنه‌بندی ساختاری کوهزایی زاگرس و جایگاه منطقة بررسی‌شدة سنقر در پهنه‌بندی ساختاری ایران (پس از Alavi (2004)) (SSZ: پهنة سنندج- سیرجان؛ ZFTB: کمربند روراندة چین‌خوردة زاگرس؛ UDMA: کمان ماگمایی ارومیه- دختر)؛ B) ستون ساده‌شدة زمین‌شناسی از سری سنفر و توده‏‌های آذرین درونی و جایگاه ‌کانی‌سازی آهن اسکارنی با تغییر پس از اشراقی و همکاران (Eshraghi et al., 1996) (Tr-J: تریاس- ژوراسیک؛ OXF-CIM: آکسفوردین-کیمرجین؛ PZ: پالئوزوییک).

Figure 1. A) Simplified geotectonic map of the western Iran and structural zonation of Zagros orogenic and location of Songhor study area in Iran structural zones (after Alavi, 2004) (SSZ, Sanandaj-Sirjan Zone; ZFTB: Zagros Trust and Folding Zone; UDMA: Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc; B) Simplified stratigraphic columns of the Songhor series and intrusive and position of mineralization skarn Fe modified (after Eshraghi et al., 1996) (Tr-J: Triassic-Jurassic; OXF-KIM: Oxfordian-Kimmeridgian; PZ: Paleozoic).

پهنة سنندج- سیرجان گسترة دگرگونة چند فازی با پی‌سنگِ دگرگونة پان‌آفریقا و کربونیفر است که با سکانس رسوبی پرمین تا کرتاسة بالایی پوشیده شده است. این سکانس رسوبی شرایط دگرگونی از رخسارة شیست سبز تا اکلوژیت را سپری کرده است (Agard et al. 2005; Shakerardakani et al. 2015, 2018; Hassanzadeh and Wernicke, 2016). در ژوراسیک میانی تا پایانی، ماگماتیسم در این پهنه با نفوذ مجموعه‏‌های ماگمایی که ترکیبی از سنگ‏‌های حد واسط و فلسیک دارند و با کمان ماگمایی مزوزو‏‌ییک مرتبط هستند، به اوج رسیده است (Shahbazi, 2010; Mahmoudi et al., 2011; Esna-Ashari et al., 2012).

در این پژوهش، منطقه بررسی‌شده در محدودة سنقر، با وسعت 20 کیلومترمربع در طول جغرافیایی خاوری ´53 °34 تا ´00 °35 و عرض جغرافیایی شمالی ´56 °47 تا ´38 °47، در شمال پهنة سنندج- سیرجان جای دارد (شکل 2). سنگ‌های آذرین در این منطقه مجموعه گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر هستند که با روند عمومی شمال‌باختری- جنوب‌خاوری بخشی از فاز کوهزایی ژوراسیک هستند. سنگ‌هایی با محدودة ترکیبی اسیدی تا بازیک در سنگ‏‌های سری سنقر (تریاس- ژوراسیک) نفوذ کرده‌ا‌ند.

شکل 2. نقشة ساده‌شدة زمین‌شناسی ‌شمال‌خاوری سنقر و محل نمونه‏‌های برداشته‌شده با تغییر از اشراقی و همکاران (Eshraghi et al., 1996).

Figure 2. Simplified geological map of northeastern of Songhor and sampling locations (modified after Eshraghi et al., 1996).

سری سنقر یک توالی آتشفشانی- رسوبی است. ترکیب سنگ‌شناسی سری سنقر شامل سنگ‏‌های آتشفشانی فلسیک تا حد واسط است که بیشتر به‌صورت گدازه و توف‏‌های ریولیتی با میان‌لایه‏‌هایی از لایه‏‌های کربنات و مقداری ماسه‌سنگ‏‌های متاتوفی دیده می‌شود. واحدهای آهکی و شیستی با میان‌لایة سنگ‏‌های متاولکانیکِ اسپیلیتی و توف‏‌های آندزیتی نیز از سازنده‌های اصلی این سری به‌شمار می‌روند (Braud and Bellon, 1974). نسبت سنگ‏‌های آتشفشانی به سنگ‏‌های رسوبی در بخش زیرین این واحد بیشتر است؛ اما به‌سوی بخش‌های بالایی کاهش می‌یابد. سنگ‏‌های متاولکانیک در سنقر فراوان هستند و به‌سوی ‌شمال‌خاوری کم کم کاهش می‌یابند. این همان جایی است که توالی آنها بیشتر آهکی^[1] (شیست‌های همدان) شده و کم کم کاملاً با کربنات جایگزین شده است (Darvishzadeh, 1992). کانسار اسکارنی آهن گلالی در همبریِ توده‏‌های آذرین درونی ‌شمال‌خاوری سنقر با سری سنقر رخنمون دارد. در محدوده یا اطراف کانسار آهن، لایه‌ای از سرپانتین کلریت‌شیست با ضخامت کم و در امتداد خاوری- باختری با شیب رو به شمال دیده می‌شود. سنگ‏‌های رسوبی منطقه از نهشته‏‌های آبرفتی با سن کواترنری ساخته شده‌اند (شکل 1- B).

روش انجام پژوهش

برای بررسی توده‏‌های آذرین درونی منطقه ‌شمال‌خاوری سنقر شمار 30 نمونه از گرانیتو‏‌ییدها برگزیده و پس از تهیة مقطع‌های نازک، الگوی کانی‌شناسی نمونه‏‌ها با شمارندة میکروسکوپ پلاریزان شناسایی شدند (نام اختصاری کانی‏‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده‌ است). برپایة بررسی‌های میکروسکوپی و رده‌بندی سنگ‌نگاری، شمار 20 نمونة سنگی تازه از مجموعة گرانیتو‏‌یید سنقر برای تجزیة عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب (REE[2]) برگزیده شدند. پس از پودر کردن این نمونه‏‌ها به اندازة مناسب، فراوانی اکسید عنصرهای اصلی با اسپکترومتر فلورانس پرتوی X (XRF) و عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب با اسپکترومتر اتمی جرمی پلاسمای جفتیدة القایی (ICP-MS) در آزمایشگاه شرکت زرآزما به‌دست آورده شدند (جدول 1). سپس برای تحلیل داده‏‌های گردآوری‌شده از نرم‌افزارهای مرتبط با بررسی‌های سنگ‏‌های آذرین (Excel, Minpet, GCDkit, Igpet, Petrograph) به‌کار برده شدند.

جدول 1. فراوانی عنصرهای اصلی (برپایة Wt%) و عنصرهای فرعی (برپایة ppm) در گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر.

Table 1. Major element (in wt%) and trace element (in ppm) abundances in the granitoids of northeastern Songhor.

Intermediate: monzonite to diorite (mesocratic)						Gabbro				Rock Type
G14	G38	G11	G10	G6	G13	G23	G18	G37	G25	Sample No.
65.1	61.60	58.8	63.00	59.30	60.70	56.3	52.30	50.51	57.14	SiO₂
14.8	15.50	14.08	15.27	15.58	15.70	15.50	16.03	14.00	16.04	Al₂O₃
4.05	1.5	1.30	5.92	3.27	3.50	5.92	4.73	4.00	3.90	Fe₂O₃
2	1.1	0.50	4.00	2.00	3.10	4.00	1.30	2.77	4.00	FeO
2.50	3.36	1.80	2.40	2.20	1.34	2.04	4.35	5.42	3.64	MgO
7.88	8.33	7.90	5.01	5.80	5.24	5.01	8.77	8.00	7.41	CaO
4.3	6.50	7.13	4.50	5.18	4.60	4.50	4.30	3.2	2.00	Na₂O
2.22	1.58	1.25	2.48	2.37	3.77	2.48	1.25	1.16	2.06	K₂O
2.63	1.62	0.80	1.42	1.39	0.97	1.42	4.19	1.01	1.30	TiO₂
0.10	0.07	0.06	0.11	0.14	0.09	0.11	0.08	0.12	0.15	MnO
0.54	0.05	0.18	0.26	0.34	0.19	0.26	0.49	0.27	0.29	P₂O₅
0.02	0.02	0.02	0.03	0.02	0.06	0.03	0.02	0.06	0.02	Cr₂O₃
0.06	0.12	0.06	0.77	0.11	0.02	0.77	0.03	0.17	0.06	SO3
0.04	0.06	0.05	0.03	0.06	0.045	0.03	0.06	0.06	0.05	BaO
0.73	0.90	4.61	0.90	0.78	1.90	0.98	1.14	0.25	0.90	LOI
100	101	100.2	99.63	99.54	100.5	99.63	99.70	98.50	98.40	Total
121	64	73	49	126	69	156	123	123	76	P
53	58	69	25	338	80	80	140	157	259	Ba
72	18.2	51	205	68	100	62.3	48	33	57	Rb
17	16	17	52.7	15	20	24	43	36.7	41.7	Nb
350	250	85.7	52.4	188	190	270	250	317	247	Sr
18	12.00	12	10	14.1	25	46	22	30	20	Sc
12	11.2	18.2	20	11.39	16	10	10	4.5	10	Th
300	400	91	100	819	100	52	17	134	19	Pb
18	18	18	20	19	20	19	22	18	21	Ga
93	15	14.5	1	0.3	0.05	44	29	225	0.05	Zn
10	0.3	16	26	29	15	34	18	26	13	Cu
85	142	53	123	125	84	90	150	133	164	V
310	210	18	19	20	600	250	20	20	22	Zr
30	40	25.4	29	35.8	30	30	24	19.9	26.6	Y

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Intermediate: monzonite to diorite (mesocratic)						Gabbro				Rock Type
G14	G38	G11	G10	G6	G13	G23	G18	G37	G25	Sample No.
25	10	5	48	9	13	55	50	59	2	Ni
13	6	1.07	1.3	0.85	13	1	1.2	1.1	1.2	Hf
25	13	11	30	11	22.5	35.2	223	28	28	Cr
1.2	1.7	0.4	0.5	2.8	0.7	0.2	0.5	3	1.9	Cs
1.6	1.3	1.5	2.49	3.16	2.59	0.5	4.2	8.55	1.83	Ta
5532	5940	4886	4556	7521	6542	7450	7865	6653	8448	Ti
102	42.8	64	25.6	10.9	11.2	31.4	19	23.6	20.1	Co
2.99	3.72	1.6	2	1.7	3.64	7.89	1.5	0.63	1.97	U
7	8	4.2	5.2	2.3	7	1.9	2	2.1	5.8	Sn
10.2	48.2	64	25.6	31	38.5	22.1	18	16	23.8	La
83	89.5	59	49	61	7.04	26.3	54	36	59	Ce
7.53	6.6	8.43	5.79	4.19	6.40	4.03	1.33	3.40	2.63	K
14.3	22	21.6	10.9	19.65	10.11	23.65	3.29	11.9	13.8	Nd
3.89	2.69	4.96	5.45	3.68	5.37	4.36	2.34	3.60	3.65	P
1.09	2.10	1.06	0.83	0.14	0.98	0.89	2.03	0.89	0.63	Eu
5.36	5.16	5.30	3.98	4.36	4.53	5.80	3.92	3.95	4.25	Dy
1.90	1.87	4.30	1.86	3.2	3.18	4.44	3.20	3.4	4.18	Yb
4.8	1.9	2.1	3.3	2.65	1.9	5.3	3.5	3.6	4.8	Sm
3.39	7.56	7.42	4.1	5.8	8.6	7.3	4.21	3.65	2.98	Pr
543	703.9	697	1089	586	189	410	589	800.3	896.2	∑REE
187	230	240	205	180	168	298	195	270	185	∑LILE
0.39	1.36	1.23	0.95	0.69	0.86	0.30	0.60	0.23	0.35	∑HFSE
4.39	7.8	7.56	4.65	3.98	5.06	3.29	17.06	2.98	1.59	Eu/Eu*

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Granite							monzonite to diorite			Rock Type
G29	G40	G7	G33	G98	G8	G38	G37	G30	G5	Sample No.
67.00	69.00	66.00	69.30	69.80	67.18	66	60.28	59	61.3	SiO₂
15.00	13.90	15.27	14.00	13.70	15.00	14.92	15.7	15.8	15.84	Al₂O₃
3.50	3.90	4.00	4.37	2.73	3.03	1.40	2.85	4.45	1.99	Fe₂O₃
3.10	4.00	2.77	1.30	1.19	5.00	1.50	2.15	2.02	2	FeO
1.34	3.64	5.42	4.35	0.35	3.35	1.30	2.33	2.45	2.7	MgO
5.25	7.41	8.00	8.77	3.33	7.83	4.50	5.23	4.83	4.14	CaO
5.4	2.00	3.2	3.40	4.60	3.60	4.38	4.00	5.00	4.00	Na₂O
3.77	2.16	1.16	1.92	5.20	1.37	3.93	2.60	2.93	1.50	K₂O
0.97	1.30	1.01	4.19	0.47	1.66	0.91	1.27	1.20	1.06	TiO₂
0.09	0.15	0.12	0.08	0.05	0.22	0.05	0.14	0.1	0.06	MnO
0.19	0.29	0.27	0.49	0.07	0.25	0.25	0.32	0.31	0.29	P₂O₅
0.06	0.02	0.06	0.02	0.01	0.02	0.2	0.07	0.02	0.04	Cr₂O₃
0.02	0.06	0.17	0.03	0.06	0.01	0.11	0.05	0.04	0.05	SO3
0.005	0.05	0.06	0.06	0.06	0.03	0.06	0.02	0.04	0.02	BaO

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Granite							monzonite to diorite			Rock Type
G29	G40	G7	G33	G98	G8	G38	G37	G30	G5	Sample No.
0.98	0.25	1.90	1.14	0.32	0.67	0.63	0.51	0.86	1.02	LOI
100.75	98.40	98.50	99.70	101.80	97	100	98.05	99	100.0	Total
328	80	250	338	300	302	188	157	25	34	Ba
50	20	52	68	46	187	35.8	33	158	154	Rb
200	270	201	188	210	88	11	317	80	157	Nb
157	20	317	250	88	210	188	201	260	200	Sr
34	7	19.9	40	61.6	38.1	35.8	35	30	26.5	Y
280	32	20	210	65.8	220	11	180	390	12	Zr
55.3	97	36.7	16	37	22	15	15	19	47.5	Nb
8.6	19	26.3	12.00	6.25	20	14.1	18	10	10	Sc
19.7	19	4.5	11.5	20	6	11.39	14	29	13	Th
103	22	134	400	98	21	819	200	42	12	Pb
18	5	18	18	22.00	20	19	19	20	17	Ga
229	39	225	15	54	133	0.3	0.07	38	87	Zn
19	11	26	0.3	17	81	29	15	20	32	Cu
6	10	59	10	3	16	9	14	5	12	Ni
61	0. 7	133	142	44	225	125	74	46	19	V
12	7	28	13	87	50	11	21.02	28	62	Cr
1.74	2	1.1	6	0.7	5	0.85	14	9	0.84	Hf
1.2	0.8	3	0.04	0.8	2	0.7	1.8	1.2	2	Cs
8.6	2.7	26.3	13.2	3	18.3	14.1	10	11.3	10	Sc
2.23	2	8.55	1.1	3	0.9	2.59	2.00	1.49	2.9	Ta
5223	2.6	6650	5940	3854	8325	7714	5002	5684	8300	Ti
7.6	29	23.6	8.4	2.3	24.6	10.6	12	9.8	22.05	Co
3.3	55	0.68	3.72	5.3	1.97	1.7	2.00	1.5	3.1	U
3.1	80	2.1	8	4.5	5.8	2.3	3	2.2	2.1	Sn
39	20	16	42.5	36	23.8	31	18	29	38	La
72	270	30	89.5	65	42	61	39	55	53	Ce
6.50	7.6	8.4	5.8	4.23	5.40	3.03	20.3	3.30	2.30	K
24.2	23	22.6	11.8	26.5	11.9	28.4	2.22	13.7	14.1	Nd
3.69	2.39	5.36	6.35	2.98	4.36	5.36	2.35	3.20	3.36	P
1.08	2.3	1.03	0.89	0.67	0.68	0.99	1.03	0.79	0.57	Eu
5.03	5.20	5.50	3.29	4.8	4.35	6.30	4.28	4.17	5.03	Dy
2.70	1.77	3.47	1.76	3.5	3.20	4.35	3.39	3.5	4.38	Yb
5.30	2.5	2.5	3.7	4.6	2.1	6.2	4.5	3.9	3.8	Sm
7.3	9.3	8.30	3.9	6.3	9.3	7.5	4.38	3.51	3.46	Pr
131	72.3	79.3	58.9	203	79	201	156	130.3	84.5	∑REE
543	703.9	697	1089	586	189	410	589	800.3	896.2	∑LILE
239	205.3	322	206.3	195	198.3	386	340	300.3	200.3	∑HFSE
0.93	0.97	1.06	0.66	0.52	0.76	0.50	0.70	0.61	0.38	Eu/Eu*

سنگ‌نگاری توده‏‌ها

برپایة ویژگی‌های صحرایی و بررسی‌های میکروسکوپی، توده‏‌های آذرین درونی ‌شمال‌خاوری سنقر (بخش حد واسط مجموعه که در این مقاله مزوکراتیک نامیده ‏‌می‏‌شوند) شامل مونزونیت تا دیوریت است. این توده دانه‏‌های نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل و ریزدانه با بافت اصلیِ دانه‌ای و بافت فرعی پو‏‌یی‌کلیتیک (بلورهای هورنبلند درون پلاژیوکلاز) است که در بخش شمالی نهشته جای گرفته است و ‌از دیدگاه پراکندگی بیشترین گستردگی را در منطقه دارند.

ترکیب کانی‌شناسی سنگ‏‌های مونزودیوریتی دربردارندة پلاژیوکلاز (55 تا 50 درصدحجمی)، هورنبلند (5 تا 8 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (40 تا 45 درصدحجمی)، کوارتز (نزدیک به 5 ˂ درصدحجمی)، پیروکسن (3 تا 8 درصدحجمی)، بیوتیت (2 تا 5 درصدحجمی) و اکسیدهای آهن و تیتانیم کمتر از 1 درصدحجمی است (شکل 3- A).

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL[3]) از نمونه‌های منتخب. A) مونزودیوریت؛ B) دیوریت؛ C) گابرو؛ D) گرانیت.

Figure 3. Photomicrographs of representative samples (XPL: crossed polarized light). A) Monzodiorite; B) Diorite; C) Gabbro; D) Granite.

فاز دیوریتی نیز دربردارندة پلاژیوکلاز (70 تا 60 درصدحجمی)، هورنبلند (20 تا 15 درصدحجمی)، بیوتیت (5 تا 8 درصدحجمی) و نزدیک به 1 درصدحجمی اکسیدهای آهن و تیتانیم است. بافت اصلیِ این گروه سنگی پورفرو‏‌ییدی است و در آن پلاژیوکلازهای درشت دانه (با قطر 4- 3 میلیمتر) به‌صورت دانه‏‌های بسیار شکل‌دار با زونینگ‏‌های عادی و معکوس در زمینة سنگ دیده ‏‌می‏‌شوند (شکل 3- A). این زونینگ‏‌ها نشان‌دهندة تغییر ترکیب ماگما و یا تغییرات ناگهانی دما و فشار هنگام تبلور پلاژیوکلاز هستند (Vernon, 2004; Aliani et al., 2012). آپاتیت، اسفن و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی سازندة این سنگ‏‌ها ‏هستند. ‌زوییزیت، کلینوزو‏‌ییزیت و اپیدوت از کانی‏‌های ثانویه هستند که از دگرسانی گرمابی پلاژیوکلازهای غنی از کلسیم، هورنبلند و بیوتیت پدید آمده‌اند. فرایند اپیدوتی‌شدن پلاژیوکلازها در شرایط دگرگونی رخسارة شیست‌سبز (معادل فشار پایین) و در حضور محلول‏‌های گرمابی روی می‌دهد (Eggleton and Banfield, 1985).

بخش گرانیتی مجموعه به رنگ خاکستری روشن (لوکوکرات)، متوسط تا ریزدانه است و بافت‌ دانه‌ای دارد. پلاژیوکلاز (30 تا 25 درصدحجمی)، کوارتز (40 تا 35 درصدحجمی)، آلکالی‌فلدسپار (30 تا 20 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی سازندة آن هستند.

بخش مافیک دربردارندة گابروهای پیروکسن‌دار و گابروهای آمفیبول‌دار است. گابروهای پیروکسن دار به‌صورت دایک‏‌هایی به رنگ خاکستری تیره (مزوکرات)، متوسط تا ریزدانه با بافت دانه‌ای دیده ‏‌می‏‌شوند. پلاژیوکلاز (45- 50 درصدحجمی)، اوژیت (20- 15 درصدحجمی)، کانی‏‌های فرعیِ هورنبلند، ارتوکلاز و کانی‏‌های کدر از کانی‌های سازندة آن به‌شمار می‌روند (شکل 3- B). گابروهای آمفیبول‌دار به رنگ خاکستری، با بافت دانه‌ای دیده ‏‌می‏‌شوند. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز (45- 50 درصدحجمی)، آمفیبول (20- 15 درصدحجمی) از کانی اصلی، کوارتز و بلورهای شکل‌دار پیروکسن و آپاتیت از کانی فرعی و اپیدوت، اسفن، کلریت از کانی‌های ثانویه در ترکیب کانی‏‌شناسی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. زمینةه سنگ تمام‌بلورین است و فراوانی کانی‏‌هایی مانند پلاژیوکلاز و هورنبلند سبز بارز است (شکل‌های 3- C و 3- D).

زمین‌شناسی اسکارن ها

‌کانی‌سازی Fe اسکارن در منطقه به‌صورت پراکنده است و شامل لنزهای آهکی، توده‏‌های معدنی و اسکارنی است که در همبریِ تودة آذرین درونی دیده می‌شوند. در منطقه هر دو پهنة ایندواسکارن و اگزواسکارن دیده می‌شود. پهنة ایندواسکارن بسیار گسترده‌تر از پهنة اگزواسکارن است ایندواسکارن به‌صورت نوار باریکی در محل همبری توده‏‌های حد واسط با سنگ‏‌های آهکی پدید آمده است (شکل 4- A). ‌کانی‌سازی سطحی آهن در برخی بخش‌ها دیده می‌شود (شکل 4- B).

شکل 4. A) پیدایش ایندواسکارن به‌صورت نوار باریکی در محل برخورد سنگ‌‌های حد واسط با سنگ‏‌های آهکی؛ B) ‌کانی‌سازی سطحی آهن در برخی بخش‌ها؛ C) ‌کانی‌سازی در نهشتة گلالی به‌صورت توده‌ای، رگه‏‌های معدنی در ارتباط با اسکارن و ‌همبری شارپ میان اسکارن و گرانیتو‏‌یید؛ D) ‌کانی‌سازی آهن به‌صورت لامینه‌هایی در گرانیتو‏‌ییدها.

Figure 4. A) Formation of endoscarn as a narrow band in the contact of intermediate intrusive rocks with limestone; B) Surface mineralizatin of Fe in some parts; C) Mineralization in Galali deposit in massive form, orebady related to skarn, and sharp contact between skarn and granitoid; D) Fe mineralization as lamines in granitohdes.

شکل 4. ادامه.

Figure 4. Continued.

‌کانی‌سازی در نهشتة گلالی توده‌ای است و رگه‏‌های معدنی با اسکارن ارتباط دارند. همچنین، ‌همبری میان اسکارن و گرانیتو‏‌یید شارپ است (شکل 3- C). رگه‏‌های توده‌ای که بیشترین بخش نهشته را می‌سازند تقریباً به‌طور کامل از مگنتیت هستند و میان‌لایه‌هایی از کانی‏‌های سیلیکاته و پیریت نیز در آنها دیده می‌شوند. ‌کانی‌سازی آهن در به‌صورت لامینه‌هایی در گرانیتو‏‌ییدها دیده می‌شود. چهار مرحلة پاراژنیک ‌کانی‌سازی عبارتند از: 1) مرحلة دگرسانی Na-K پیش از رگه‌زایی؛ 2) مرحلة ‌اسکارن‌زایی با مقدار اندک کانی‌زایی آهن پراکنده؛ 3) دگرسانی پسروندة اسکارن با مقداری کانی‌زایی آهن توده‏‌ای؛ 4) مرحلة کلسیت، کوارتز و سولفید (شکل 5).

شکل 5. پهنه‌های ایندواسکارن و اگزواسکارن در نهشتة اسکارن گلالی همراه با فراوان‌ترین کانی‏‌ها در هر پهنه.

Figure 5. The endoskarn and exoskarn zones in the Galali skarn deposit, accompanied by the most abundant minerals in each zone.

سنگ‌نگاری اسکارن‏‌ها

ایندواسکارن اساساً دربردارندة کانی‏‌های الیوین، ارتوپیروکسن، آمفیبولِ ترمولیت و اکتینولیت است (‌شکل‌های 6- A و 6- B) و با واکنش‏‌های اپیدوتیزاسیون و کلریتیزاسیونِ پلاژیوکلاز و آمفیبول آغاز ‏‌می‏‌شود (پهنة 1). به‌سوی رگة اسکارنی، با افزایش دگرسانی کانی‏‌هایی مانند کوارتز، ترمولیت و مگنتیت افزوده ‏‌می‏‌شوند (پهنة 2) (شکل 6- C). کانی‏‌های آذرین نخستین مانند آمفیبول و پلاژیوکلاز ناپدید ‏‌می‏‌شوند (پهنة 3) و کانی مگنتیت به‌صورت دانه‌ای میان کانی‏‌های دیگر پدیدار ‏‌می‏‌شود (شکل 6- D). این پهنة بزرگ‌ترین پهنة ‌کانی‌سازی مگنتیت است. علت نبود گارنت در اسکارن آهن شاید اینست که این کانی در دما‏‌های کمتر از 470 درجة سانتیگراد و در محدودة گریزندگی اکسیژن با مجموعة کوارتز، کلسیت و مگنتیت جایگزین می‌شود (Biabangard et al., 2017). کانی‏‌هایی مانند الیوین و کلینوپیروکسن در مرحلة متاسوماتیسم پیشرونده (شکل 6- E) و اپیدوت، ترمولیت- اکتینولیت، کلسیت، کلریت و کوارتز در مرحلة پسرونده پدید ‏‌می‏‌آیند (شکل 6- F).

شکل 6. تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از اندوسکارن و اگزواسکارن در نهشتة گلالی. A) اگزواسکارن در بخش همبری با مونزوگرانیت که در آن، زمینه بلورهای کلسیت، میانبار‏‌های پیروکسن و الیوین را دربر گرفته است؛ B) درشت‌بلورهای کلسیت در مجموعة پیشرونده اسکارن، بلورهای پیروکسن و آمفیبول را دربر گرفته‌اند؛ C) اگزواسکارن با زمینة اصلی از درشت‌بلورهای کلسیت که دارای بلورهای شکل‌دار مگنیتیت، الیوین، پیروکسن و بلورهای ناپایدار آمفیبول است؛ D) درشت‌بلورهای کلینوپیروکسن در بخش اگزواسکارنی با سنگ مادر احتمالاً کوارتز- فلدسپاری؛ E، F) ایندواسکارن در بخش مونزونیتی تودة گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر که با متاسوماتیسم پلاژیوکلاز و خاکی‌شدن سطوح و محو زونینگ پلاژیوکلاز و همچنین، پیدایش کلریت از سمت مرکز بلور دیده می‌شود (نام اختصاری کانی‌ها (Whitney and Evans, 2010))

Figure 6. Microphotographs (in crossed polarized light) of endoskarn and exoskarn Galali district. A) Exoskarn in the contact zone with monzodiorite in which calcite context snuggle pyroxene and olivine inclusions; B) Coarse-grained calcite that snuggles prograde skarn assemblages pyroxene and amphibole; C) Exoskarn with a groundmass of mainly coarse-grained calcite, and euhedral magnetite, olivine, pyroxene crystals, and unstable amphibole; D) Coarse-grained clinopyroxene in exoskarn with probably quartz-feldspar protolith; E, F) Endoskarn in the monzodioritic part of NE Songhor granitoid intrusion in which plagioclase metasomatism, soil on the surfaces, and fading of plagioclase zoning as well as rimward chlorite formation in the crystal.

شکل 6. ادامه.

Figure 6. Continued.

زمین‌شیمی‏‌ عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ کل

از دیدگاه مقدار توزیع SiO₂، ترکیب مجموعه سنگ‏‌های آذرین درونی گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر دو بیشینه و دو خاستگاه را نشان ‏‌می‏‌دهد. همان‌گونه‌که در بخش بررسی‌های صحرایی گفته شد نمونه‏‌های با SiO₂ 51 تا 63 درصدوزنی حد واسط تا بازیک هستند و نمونه‏‌های با SiO₂ بیشتر از 63 درصدوزنی در گروه گرانیتویید‏‌هایی که ترکیب اسیدی دارند ‏‌می‏‌گنجند (جدول 1). نمونه‏‌های گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر در نمودار رده‌بندی TAS پیشنهادیِ میدل‌ماست (Middlemost, 1994) در محدودة سنگ‏‌های آلکالی‌گرانیت، مونزونیت تا گابرو جای دارند (شکل 7- A).

شکل 7. A) رده‌بندی سنگ‌های آذرین درونی شمال‌خاوری سنقر در نمودار سیلیس دربرابر Na₂O+K₂O (نمودار TAS) (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار مولار A/CNK دربرابر مولار A/NK (Shand, 1974) برای گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر و مقایسة آنها با گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی جهان (میانگین ترکیب گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی (Meinert, 1995).

Figure 7. A) Classification of the intrusive rocks from NE Songhor in SiO₂ versus Na₂O+K₂O (TAS diagram) (Middlemost (1985); B) Molar A/CNK versus molar A/NK diagram for the granitoids in NE Songhor in comparison with the world skarn granitoids (average composition of skarn granitoids is from Meinert (1995)).

اندیس منیزیم آنها Mg# برابربا 59- 34 است و مقدار محتوی K₂O، Al₂O₃ و TiO₂ آنها کمابیش بالا و به‌ترتیب برابربا 77/3- 16/1، 14- 77/16 و 81/0- 19/4 درصدوزنی است (جدول 1). برپایة شاخص اشباع‏‌شدگی از آلومینیم یا A/CNK (Shand, 1974)، همة این سنگ‏‌ها متاآلومین هستند و مقدار مولار A/CNK آنها 90/0- 60/0 ASI= است (شکل 7- B). برپایة نمودار لومایتره و همکاران (Le Maitre et al., 1989)، این سنگ‏‌ها در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا جای ‏‌می‏‌گیرند (شکل 7- A).

محتوی K₂O و Na₂O لوکوگرانیت‌های شمال‌خاوری سنقر کمابیش بالا و به‌ترتیب برابربا 6/3- 03/6 و 7/3- 8/4) درصدوزنی است. TiO₂ و MgO در این نمونه سنگ‏‌ها کم و بیشینة آنها به‌ترتیب برابربا 91/0 و 43/1 است. به‌طور کلی، در بخش‏‌های گرانیتی توده، مقدار FeO^tot/MgO، Fe₂O₃ (FeO^tot=8998/0+FeO) و Na₂O/K₂O کم است. در نمودار SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O (شکل 6- A)، این نمونه‏‌ها در محدودة آلکالی‌گرانیت جای ‏‌می‏‌گیرند. برپایة شاخص اشباع‏‌شدگی از آلومینیم یا A/CNK (Shand, 1974)، همة این سنگ‏‌ها متاآلومین هستند و نسبت مولار A/CNK یا ASI آنها برابربا 90/0- 60/0 است (شکل 6- B). این سنگ‏‌ها نسبت به مزوکراتیک‏‌ها از پتاسیم غنی‌تر هستند و در نمودار پیشنهادیِ لومایتره و همکاران (Le Maitre et al., 1989) در محدودة کالک‌آلکالن پتاسیم بالا (6- 6/3 K₂O=) و نزدیک محدودة شوشونیتی جای ‏‌می‏‌گیرند (شکل 8- A).

شکل 8. ترکیب مجموعة گرانیتو‏‌ییدی سنقر در: A) نمودار SiO₂ دربرابر K₂O برای تمایز سنگ‏‌های غیرآلکالن ‌از دیدگاه مقدار پتاسیم (Le Maitre et al., 1989)؛ B، C، D) نمودار تغییرات سیلیس دربرابر عنصرهای اصلی (Harker, 1909) و مقایسه ترکیب نمونه‌ها با گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی جهان (میانگین گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی برگرفته از ماینرت (Meinert, 1995) است)

Figure 8. Composition of NE Songhor granitoids in: A) SiO₂ versus K₂O diagram for discrimination of non-alkaline rocks based on potassium content (Le Maitre et al., 1989) B, C, D) Variation diagrams for SiO₂ versus major elements (Harker, 1909) in the granitoids of NE Songhor and comparison with the world skarn granitoids (average composition of skarn granitoids is from Meinert (1995)).

در نمودارهای هارکر (Harker, 1909)، روند تغییرات منفی عنصرهای اصلی برای همة نمونه‌های گرانیتو‏‌یید (لوکوگرانیت‏‌ها و مزوگرانیت‏‌ها) پیوستگی شیمیایی و خویشاوندی نمونه‏‏‌ها را نشان می‌دهد و ‏نشان‌دهندة جدایش بلورین (تفریق) پلاژیوکلاز، آپاتیت، هورنبلند و تیتانیت هنگام تبلور هستند (‌شکل‌های 8- B، 8- C و 8- D).

در نمودارهای تمایز، گرانیت مزوکراتیک و گابروها در گروه گرانیت‌های نوع I و S و گرانیت‌های آلکالن (لوکوکراتیک) در محدودة گرانیت‌های A-Type جای ‏‌می‏‌گیرند (‌شکل‌های 9- A، 9 –B و 9- C). رده‌بندی ابی (Eby, 1992, 2011) نیز با تأیید این نکته نشان ‏‌می‏‌دهد لوکوگرانیت‌های منطقه در گروه گرانیت A₂-Type هستند (شکل 9- D). برپایة غلظت عنصرهای کمیاب در نمودارهای پیشنهادیِ پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984)، گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر در محیط مرتبط با کمان ماگمایی پدید آمده است. همچنین، گرانیت‌های A که در نمودار شناسایی پهنة زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984) در محدودة VAG[4] و در نزدیکی مرز WPG [5] جای می‌گیرند (‌شکل‌های 10- A و 10- B)، غنی از REE، Th، Y، Rb و ساب‌سالووس هستند و از گرانیتوییدهای نزدیک به ذوب پوستة قاره‌ای زیرین A₂ به‌شمار می‌روند (Bonin, 2007). ترکیب ‌زمین‌شیمیایی این گرانیت‏‌ها همانندِ گرانیت‌های پدیدآمده از ذوب پوستة قاره‌ای و جزیره‌های اقیانوسی است و پیدایش آنها را به رژیم زمین‌ساختی پس از کوهزایی[6] نسبت ‏‌می‏دهند (Yajam et al., 2015). در نمودار پیشنهادیِ بچلور و بادن (Batchelor and Bowden, 1985)، ترکیب این سنگ‌ها در محدودة همزمان با برخورد و پس از کوهزایی جای می‌گیرد (شکل 9- C). غلظت عنصرهای کمیاب در واحدهای مزوکرات مجموعة گلالی به ترکیب توده‏‌های آذرین درونی همراه با ‌کانی‌سازی آهن نزدیک است و غلظت عنصرهای کمیاب لوکوکرات‌های این توده به پلوتون‏‌های همراه با ‌کانی‌سازی Mo، Zn، Sn و W نزدیک است (شکل 9- D).

ویژگی‏‌های کلی ‌زمین‌شیمی‏‌ سنگ‏‌های لوکوگرانیتی شمال‌خاوری سنقر مانند سرشت آلکالن، پتاسیم بالا، نسبت بالای Ga/Al و غنی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE[7] (مانند: Ta، Nb، Ga، Zr و Pb) و تهی‏‌شدگی از Eu و عنصرهای سازگار مانند Cr در الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب، نیز همگی نشان‌دهندة سرشت A-type این لوکوگرانیت‏‌هاست (Loiselle and Wones, 1979; Eby, 1992; Bonin, 2007) (شکل‌های 11- A و 11- B). همانند توده‏‌های با آلایش پوسته‌ای و وابستگی توده به پهنه‌های فرورانشی، در نمودارهای عنکبوتی که نسبت به ترکیب مورب بهنجار شده‌اند، نمونه‏‌های بررسی‌شده غنی‏‌شدگی LREE[8] نسبت به HREE[9] و غنی‏‌شدگی از LILE[10] (مانند Pb و Th) و تهی‏‌شدگی از عنصرهای Ti، Zr، Nb و Ta نشان می‏‌دهند (Pearce et al., 1984; Wilson, 1989) (‌شکل‌های 11 و 12).

همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‌شود، نمونه‏‌های گرانیتی در عنصرهای Th، U، Rb، K و Zr ناهنجاری مثبت نشان می‌دهند و نسبت به ترکیب گوشته اولیه ناهنجاری منفیِ P، Ti، Eu، Nb و Sr دارند. این ویژگی‌ها شاخص پهنه‌های فرورانش هستند و حضور سازنده‏‌های پوسته‌ای در پیدایش این سنگ‏‌ها را نشان می‌دهند (Wilson, 1989). نمونه‏‌های حد واسط و بازیک نیز ناهنجاری‌هایی همانندِ گرانیت نشان می‌دهند؛ اما به‌طور کلی ناهنجاری‏‌های ضعیف‌تری دارند. نمونه‏‌های گرانیت مقدار بالای عنصرهای HFSE، Zr و LILE نسبت به نمونه‏‌های حد واسط و بازیک دیده می‌شود (جدول 1).

شکل 9. ترکیب مجموعة گرانیتو‏‌ییدی سنقر در نمودارهای تفکیک گرانیت‌های I و S و A: A) نمودار 10000×Ga/Al دربرابر Na₂O+K₂O (Whalen et al., 1987)؛ B) نمودار 10000×Ga/Al دربرابر FeO^tot/MgO؛ C) نمودار 10000×Ga/Al دربرابر دربرابر Nb (Whalen et al., 1987)؛ D) نمودار تفکیک میان گرانیتوییدهای A₁ و A₂ (Eby, 1992)

Figure 9. Composition of granitoids in NE Songhor in I, S, and A-type discrimination diagrams of granites. A) 10000 × Ga/Al versus Na₂O + K₂O diagram (Whalen et al., 1987); B) 10000 Ga/Al versus FeO^tot/MgO diagram; C) 10000 Ga/Al versus Nb diagram (Whalen et al., 1987); D) Discrimination diagram of A₁ and A₂-type granites (Eby, 1992).

شکل 10. ترکیب مجموعة گرانیتو‏‌ییدی سنقر در: A) نمودار Y دربرابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Nb+Y دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار سه‌تایی Hf-Rb/30-Ta/3 (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار Sc دربرابر Rb (Meinert, 1995; Meinert et al., 2005) (در ‌شکل‌های A، B و D داده‏‌های اسکارنی از ماینرت (Meinert, 1995) نشان داده شده‌اند) (VAG: volcanic arc granite; WP: within plate granite; ORG: oceanic ridge granite; syn-COLG: syn-collision granite)

Figure 10. Composition of granitoids in NE Songhor in: A) Y versus Nb (Pearce et al., 1984); B) Y+Nb versus Rb (Pearce et al., 1984), C) Hf-Rb/30 -Ta/3 ternary diagram (Pearce et al., 1984); D) Sc versus Rb diagram (Meinert, 1995; Meinert et al., 2005) (in plots A, B, and D, skarn data of Meinert (1995) are shown) (VAG: volcanic arc granite; WP: Within plate granite; ORG: oceanic ridge granite; Syn-COLG: syn-collision granite).

شکل 10. ادامه.

Figure 10. Continued.

شکل 12. نمونه‏‌های حد واسط و بازیک سنقر در نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی (چندعنصری) بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989).

Figure 12. Intermediate and basic samples in spider diagram of trace element (multielement), normalized to primitive mantle composition (Sun and McDonough, 1989).

شکل 11. نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی (چندعنصری) گرانیت‌های سنقر، بهنجارشده با مقدارهای ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989).

Figure 11. Trace element spider diagram (multielement) for Songhor granites, normalized to primitive mantle composition (Sun and McDonough, 1989).

پتانسیل رگه‌زایی اسکارن گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر و مقایسه آن با دیگر گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی جهان

بسیاری از پژوهشگران مانند زاریکوف (Zharikov, 1970) و ماینرت (Meinert, 1995) همخوانی میان ترکیب تودة آذرین درونی و محتویات فلزی اسکارن مرتبط با آن را بررسی کرده‌اند. عنصرهای اصلی گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر با میانگین عنصرهای اصلی گرانیتو‏‌ییدهای همراه با اسکارن‏‌های آهن، مس و روی جهان از ماینرت (Meinert, 1995) مقایسه شدند.

همان‌گونه‌که نمودار‏‌های‌ هارکر نشان ‏‌می‏‌دهند در منطقة سنقر، میانگین MgO بیشتر و مقدار K₂O فازهای مافیک همانند توده های همراه اسکارن غنی از Fe و Cu است. همچنین، در فازهای اسیدی، از دیدگاه این دو عنصر تشابه قابل قبولی با توده‏‌های اسکارن‌زای جهانی با Fe و Au دیده می‌شود. محتوی MgO در سنگ‏‌های اسیدی، به‌ویژه لوکوگرانیت‏‌ها و در سنگ‏‌های مافیک و حد واسط به‌ترتیب 43/1- 29/0 و 42/5- 34/1 درصدوزنی است. این مقدار در گرانیتو‏‌ییدهای سازندة اسکارن‌های آهن‌دار برابربا 3/0، در گرانیتو‏‌ییدهای Au دار برابربا 2/3 و در گرانیتو‏‌ییدهای Cu دار برابربا 8/1 است (Meinert, 1997). برپایة آنچه گفته شد، محتوی MgO سنگ‏‌های حد واسط- مافیک (مونزونیت تا گابرو) به گرانیتو‏‌ییدهای Fe و Cu دار نزدیک‌تر است؛ اما مقدار MgO سنگ‏‌های اسیدی (لوکوکرانیت) همانند مقدار MgO در گرانیتو‏‌ییدهای W، Sn و Mo دار (Meinert, 1984) (5/0- 2/0 درصدوزنی) است و نزدیک به مقدار میانگین آنها در گرانیتو‏‌ییدهای W، Sn و Mo رسم ‏‌می‏‌شود (شکل 13- A). به طور مشابه، مقدار K₂O در نمودار SiO₂ دربرابر K₂O نشان می‌دهد روند این گرایتو‏‌ییدها به‌سوی اسکارن‏‌های نوع Fe، Cu و Au است (شکل 13- B).

شکل 13. گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر و مقایسه آنها با گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی جهان (میانگین ترکیب گرانیتو‏‌ییدهای اسکارن از ماینرت (Meinert, 1995) در نمودارهای نوع ‏‌هارکر. A) نمودار SiO₂ دربرابر MgO؛ B) نمودار SiO₂ دربرابر K₂O؛ C) نمودار SiO₂ دربرابر مقدار آلکالن کل؛ D) نمودار SiO₂ دربرابر Fe₂O₃+CaO+Na₂O/K₂O.

Figure 13. Granitoid of NE Songhor in comparison with world skarn granitoids (average composition of skarn granitoids is from Meinert (1995)) in Harker-type diagrams. A) SiO₂ versus MgO diagram; B) SiO₂ versus K₂O; C) SiO₂ versus total alkalies, D) SiO₂ versus Fe₂O₃+CaO+Na₂O/K₂O.

مقدار آلکالن گرانیتو‏‌ییدهای شمال‌خاوری سنقر (مونزونیت- گابرو) نیز همانند مقدار آلکالن گرانیتو‏‌ییدهای اسکارن Au، Cu و Fe دار است و در نمودار سیلیس دربرابر مجموع آلکالن، نزدیک به ترکیب میانگین گرانیتو‏‌ییدهای اسکارن Au، Cu و Fe دار رسم ‏‌می‏‌شوند (شکل 13- C). همچنین، به طور معمول، در نمودار مجموع اکسیدها نیز در نزدیکی گرانیتو‏‌ییدهای اسکارن Au، Cu و Fe جای می‌گیرند (شکل 12- D).

برپایة آنچه گفته شد در یک دیدگاه کلی می‌توان دریافت که مقدار عنصرهای اصلی و ترکیب ‌زمین‌شیمیایی بیشتر گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر همانند گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی Au، Cu و Fe دار است.

برپایة بررسی‌های ماینرت (Meinert, 1994)، ترکیب بیشتر توده‌‏‌های آذرین درونی مرتبط با اسکارن به خط تمایز میان متاآلومینوس و پرآلومینوس نزدیک است. همچنین، ‌از دیدگاه اشباع‏‌شدگی از Al نیز این سنگ‌ها پرآلکالن نیستند. در سنگ‏‌های مافیک- حد واسط شمال‌خاوری سنقر، مقدار ANK بیشتر و ACNK کمتری نسبت به لوکوگرانیت‏‌ها دیده می‌شود. ‌از دیدگاه اندیس اشباع‏‌شدگی از آلومینیم، گرانیتو‏‌ییدهای همراه با اسکارن Fe دار، گرانیتو‏‌ییدهای جدایش‌یافته از گوشته بی یا با مقدار بسیار اندکی مواد پوسته‌ای تفسیر ‏‌می‏‌شوند (Meinert, 1984). اندیس اشباع‏‌شدگی از Al در گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر کمتر از اندیس آلومینیم در گرانیتو‏‌ییدهای Fe اسکارن تیپیک است. این نکته نشان‌دهندة مشارکت مقدار بیشتری مواد پوسته‌ای در این گرانیتو‏‌ییدهاست (شکل 14).

به‌هر روی، در این نمودار نمونه‏‌ها به میانگین گرانیتو‏‌ییدهای Fe، Cu و Au دار تیپیک نزدیک هستند. درجه و نوع جدایش بلورین یک تودة گرانیتی در تعیین پتانسیل و نوع ‌کانی‌سازی آن توده بسیار مؤثر است. تبلوربخشی با روش‏‌های بسیار اندازه گیری می‌شود (مانند نسبت Rb/Sr). رفتار عنصرهای کمیاب برگزیده، ورود یا خروج فازهای تبلوری را نشان ‏‌می‏‌دهد (Belvin, 2004). شکل‌های 15- A و 15- B این ارتباط را برای سنگ‏‌های گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر نمایش ‏‌می‏‌دهند. برای نمونه، با پیشرفت تبلور و جدایش بلورین سنگ‌های ماگمایی، مقدار Rb باید افزایش یابد و Sc نیز باید کاهش یابد. گرانیتو‏‌ییدهای مافیک- حد واسط (مونزونیت- گابرو) مقدار Rb کمتر و مقدار Sc بیشتری نسبت به لوکوگرانیت‏‌ها نشان ‏‌می‏‌دهند. به‌هر روی، ترکیب شیمیایی این گرانیتو‏‌ییدها بسیار نزدیک به ترکیب گرانیتو‏‌ییدهای همراه با اسکارن‌های Fe و Au دار است. ترکیب شیمیایی گرانیتو‏‌یید‏‌های لوکوکرات نیز به گرانیتو‏‌ییدهای همراه با اسکارن Zn دار نزدیک است (شکل 15- A).

شکل 14. گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی سنقر در نمودار Molar A/NK دربرابر A/CNK Molar (Shand, 1974)

Figure 14. Molar A/CNK versus molar A/NK diagram for Songhor skarn granitoid (Shand, 1979).

تنوع عنصرهای کمیاب لیتوفیل بزرگ یون متحرک (مانند Rb و Sr) نسبت به عنصرهای با میدان بزرگ نامتحرک (مانند Zr، Nb و P) از ویژگی‌‏‌های مهم توده‏‌های آذرین درونی همراه با نهشته‏‌های اسکارنی مهم هستند. برای نمونه، نیوبری و سوانسون (Newberry and Swanson, 1986) نشان دادند نهشته‏‌های Sn، W و Mo نسبت Rb/Sr بالایی دارند و این نکته نشان ‏‌می‏‌دهد در پیدایش این نهشته‏‌ها، فرایند جدایش بلورین نقش پایه‌ای نسبت به ترکیب اولیه ماگما (به طورخاص) داشته است. در مقابل، در سیستم‏‌های اسکارنی Zn، Au، Cu و Fe، اسکارن نسبت Rb/Sr کمی ‏‌دارد و این نکته نشان‌دهندة اینست که پدیدة جدایش بلورین نقش کم رنگ‌تری در پیدایش این نهشته‏‌ها داشته است. در شکل 15- B، گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر مقدار نسبت Rb/Sr کمتری نسبت به گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی Sn، W و Mo دارند. به‌هر روی، گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر بسیار نزدیک به گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی Au، Cu و Fe هستند.

شکل 15. محتوی عنصرهای کمیاب برای گرانیتو‏‌ییدهای ‌شمال‌خاوری سنقر و مقایسه آن با گرانیتو‏‌ییدهای اسکارنی جهان در: A) نمودار Sc دربرابر Rb (Meinert, 1995)؛ B) نمودار Zr دربرابر Rb/Sr (Meinert, 1995) (میانگین گرانیتو‏‌ییدهای اسکارن برگرفته از ماینرت (Meinert, 1995) است).

Figure 15. Trace-element contents for the granitoids in NE Songhor in comparison with world skarn granitoid A) Sc versus Rb diagram (Meinert, 1995); B) Zr versus Rb/Sc (Meinert, 1995) (average composition of skarn granitoids is from Meinert (1995)).

بحث

نمونه‏‌های گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر ‌از دیدگاه ‌زمین‌شیمیایی و برپایة مقدار محتوی SiO₂ و نسبت Na₂O/K₂O و ترکیب‌های عنصرهای ناسازگار به دو گروه رده‌بندی ‏‌می‏‌شوند: گروه نخست، مزوکراتیک‏‌ها (مونزونیت تا گابرو) هستند که همان‌گونه‌که در شکل 7 نشان داده شد، محدودة تغییرات بسیار متغیری از محتوی SiO₂ دارند. همچنین، برپایة یافته‌های هارکر (Harker, 1909)، برای بررسی خاستگاه ماگما در سنگ‏‌های گرانیتو‏‌ییدی، تغییرات MgO، FeO و CaO نشان ‏‌می‏‌دهند این سنگ‏‌ها از ماگمایی خاستگاه گرفته‌اند که دچار تبلوربخشی شده است. برپایة بررسی‌های میدانی، سنگ‌نگاری و ‌زمین‌شیمیایی، ترکیب زمین‌شیمیایی گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر همانند ترکیب کمان‏‌های ماگمایی حاشیه‏‌های فعال قاره است. همچنین، برپایة عنصرهای کمیاب به‌کاررفته در نمودارهای تمایز زمین‌ساختی Y دربرابر Nb (شکل 10- A) که برای شناخت گرانیت‌های همزمان با برخورد از گرانیت‌های کمان آتشفشانی به‌کار برده شد، در محیط مرتبط با کمان ماگمایی پدید آمده است. در این نمودارها (‌شکل‌های 10- A، 10- B و 10- C)، لوکوگرانیت‏‌ها در محدوده VAG و در نزدیکی مرز WPG جای می‌گیرند. در نمودارهای تمایز تیپ گرانیت پیشنهادیِ والن (Whalen et al., 1987)، گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر از گرانیتوییدهای نزدیک به ذوب پوستة قاره‌ای زیرین A₂ به‌شمار می‌رود. این سنگ‏‌ها از عنصرهای Ba، Sr، Ti و Eu بسیار تهی شده‌اند. به باور فورستر و همکاران (Förster et al., 1999) نیز تبلوربخشی بالایی در هنگام بالاآمدن مذاب گرانیتو‏‌ییدی رخ داده است. این برداشت با نسبت‌های کم Zr/Hf و Nb/Th و نسبت بالای Rb/Sr (جدول 1) همخوانی دارد (Blevin and Chappell, 1992; Wu et al., 2017). برپایة بررسی‌های پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984)، چاپل و همکاران (Chappell et al., 1998) و ویلسون (Wilson, 1989)، در سنگ‏‌های گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر نیز غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE، تهی‏‌شدگی از عنصرهای HFSE و نسبت‌های بالای K₂O/Rb و FeO/MgO نشان‌دهندة ماگماتیسم نفوذی متاآلومین نوع I کمان‏‌های آتشفشانی (VAG) حاشیة فعال قاره هستندکه در پی فرایندهای مربوط به فرورانش روی داده است (جدول 1؛ شکل 10). افزون بر این، نا‌هنجاری‏‌های منفی Nb از ویژگی‏‌های آشکار سنگ‏‌های قاره‌ای است. ازاین‌رو، ناهنجاری منفی ماگماهای گوشته‌ای از این عنصر چه‌بسا پیامد آلایش این ماگماها با مواد پوسته‌ای در هنگام بالاآمدن و جایگزینی بوده است. همچنین، روندهای خطی عنصرهای ناسازگار دربرابر یکدیگر نشان‌دهندة نقش تبلوربخشی و ذوب‌بخشی در پیدایش ماگمای مادر توده است (شکل 10- D).

نوع فلز نهشته‏‌های اسکارنی (مانند مس، طلا، آهن، سرب و روی) و نهشته‏‌های گوناگون همراه با توده از تکامل ترکیبی، حالت جدایش بلورین و اکسیداسیون ماگما پیروی می‌کند. به باور بلوین (Blevin, 2004)، کاهش پیشرونده نسبت K/Ar دربرابر SiO₂ نشان‌دهندة پیشرفت جدایش بلورین بلورین است (شکل 16- A). این نمودار نشان ‏‌می‏‌دهد ترکیب گرانیت‌های توده سنقر همانند گرانیت‌های نوع I و حاشیة قاره‌ای است و تحول‌یافتگی آن متوسط است.

شکل 16. A) نمودار SiO₂ دربرابر K/Ar SiO₂ (Blevin, 2004)؛ B) نمودارRb/Sr دربرابر Fe₂O₃/FeO (Blevin, 2004)؛ C) نمودار SiO₂ دربرابر سرشت اکسیداسیون آهن گرانیتوییدی شمال‌خاوری سنقر (Meinert, 1995)

Figure 16. A) SiO₂ versus K/Ar diagram (Blevin, 2004); B) Rb/Sr versus Fe₂O₃/FeO diagram (Blevin, 2004); C) SiO₂ content versus iron oxidation state for the granitoids in NE Songhor (Meinert, 1995).

فرایند توزیع گرمابی به سرشت اکسیداسیون ماگما وابسته است؛ به‌گونه‌ای‌که در محیط‏‌هایی که رگه‏‌های Sn گرمابی پدید می‌آیند، سرشت اکسیداسیون ماگما کم است. توده‏‌های آذرین درونی Cu، Fe و Au دار تحول‌نیافته یا کم تحول‌یافته هستند. W نیز نسبت به سرشت اکسیداسیون ماگما حساس نیست و در هر دو محیط اکسیداسیون و احیایی تشکیل ‏‌می‏‌شود و با افزایش تبلوربخشی غلظت عنصرهایی مانند W یا دیگر عنصرهای ناسازگار (مانند Pb، Mo، Sn و Zn) در ماگما افزایش ‏‌می‏‌یابد (Romer and Kroner, 2016; Fu et al., 2017). زمین‌شیمی گرانیتوییدهای شمال‌خاوری سنقر به نهشته‏‌های اسکارنی Au و Cu نزدیک هستند و ویژگی آنها نسبتاً تحول‌نیافته تا متوسط تحول‌یافته‌بودن است. همچنین، سرشت اکسیداسیونی دارد که توسط سرشت خاستگاه ماگما کنترل ‏‌می‏‌شود. برپایة پژوهش‌های کلارک و همکاران (Clark et al., 1982) و ژنگ و همکاران (Zheng et al., 2015)، کانسارهای فلزی همراه با گرانیت تابع این ویژگی‌هاست (‌شکل‌های 16- B و 16- C). چکیده‌ای از سرشت سنگ میزبان، سنگ آذرین درونی همراه و کانی‌شناسی اسکارن گلالی در جدول 2 آورده شده است.

جدول 2. سرشت سنگ میزبان، سنگ آذرین درونی همراه و کانی‌شناسی اسکارن گلالی.

Table 1. Nature of host rock, associated plutonic igneous rock and mineralogy of Skarn Galali.

Skarn type	Host rock	Associated igneous rock	Composition	Prograde minerals	Retrograde minerals	Ore minerals	Tectonic setting and formation conditions
Fe-Cu-Au	Songhor Formation (Triassic- Jurassic)	Songhor plutonic assemblage	gabbro	Ol, Cpx	Ep, Tr, Ac, Cal, Chl, Qz	Mag, hm, Ccp, Py	continental collision and post- collisional highly-oxidized and less- evolved

Mo, Sn, W	Songhor Formation (Triassic- Jurassic)	Songhor plutonic assemblage	monzonite to diorite, Granite	Ol, Cpx, plg	Di, sc, ab, ad,	Mag, hm, Py, ccp	postcollisional setting highly- evolved relatively- reduced

جایگاه زمین‌ساختی توده‌ها

داده‏‌های این پژوهش نشان می‌دهند مجموعة آذرین درونی سنقر از چند بخش کاملا جداگانه ساخته شده است که خاستگاه متفاوت دارند. فاز گابرویی غنی از HFSE از مذاب‌های مرتبط منطقه فرورانش پوستة اقیانوسی جدایش یافته است؛ اما گرانیت‌های نوع A از ماگماهای جداشده از گوشته یا از ماگماهای پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‏‌های آذرین پوسته‌ای خاستگاه گرفته‌اند. در سال‏‌های اخیر مباحث مهمی دربارة زمین‌ساخت شمال سنندج- سیرجان مطرح شده‌اند و چندین الگوی ژئودینامیکی متفاوت (شامل پوستة عربی به‌عنوان بخش مهمی از خاستگاه‌‏‌های ماگمایی (Yajam et al., 2015) و یا توسعة یک جزیرة کمانی جدید در پوستة اقیانوسی نئوتتیس (Azizi and Asahara, 2013) و یا پیدایش یک پنجرة زمین‌ساختی[11] در زمین‌ساخت فروراندة نئوتتیس (Zhang et al., 2018) و یا فشارش تا کشش در پهنة سنندج- سیرجان در فرورانش مزوزو‏‌ییک پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارة ایران مرکزی (Sarjoughian et al., 2016)) برای شمال‌باختری این پهنه و توده‏‌های آذرین درونی مزوزو‏‌ییک آن پیشنهاد شده‌اند. یافته‌های پژوهشگران یادشده به‌ترتیب برپایة داده‏‌های توده‏‌های آذرین درونی قروه- دهگلان، قروه، قروه و جنوب دهگلان به‌دست‌آمده‌اند که مشابه و مجاور با منطقه ‌شمال‌خاوری سنقر (منطقه مورد مطالعه) هستند. ازاین‌رو، ترکیب داده‏‌های این پژوهش با اطلاعات این پژوهشگران جز‏‌ییات بیشتری از تکامل زمین‌ساختی پهنة سنندج- سیرجان را نشان می‌دهد. به باور عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2015a)، توده‌های آذرین درونی شمال‌باختری پهنة سنندج- سیرجان (ژوراسیک) شامل گابروهای توله‌ایتی و آلکالن هستند. همچنین، به باور عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2015b, 2011)، این توده‌ها شامل گرانودیوریت ‌کالک‌آلکالن پتاسیم بالا، کوارتز مونزونیت و گرانیت است. برپایة این پژوهش و نیز یافته‌های سرجوقیان و همکاران (Sarjoughian et al., 2016) و ژانگ و همکاران (Zhang et al., 2018)، این توده‌ها شامل واحدهای دیوریتی و گرانیتی آلکالن هستند. توده‌های آذرین درونی شمال‌باختری پهنة سنندج- سیرجان (ژوراسیک) شامل گابروهای نوع توله‌ایتی و آلکالن (Azizi et al., 2015a)، برخی از آنها گابروها و دیوریت‌های غنی از HFSE و گرانیت‌های آداکیتی (Azizi et al., 2011) و گرانیت‌های نوع A (در این پژوهش و نیز بررسی‌های سرجوقیان و همکاران (Sarjoughian et al., 2016) و ژانگ و همکاران (Zhang et al., 2018) هستند که در 148 تا 155 میلیون سال پیش بالا آمده‌اند (Zhang et al., 2018).

همراهی گابرو- دیوریت –گرانودیوریت- گرانیت با سنگ‏‌های فشار بالا در قطاع مرکزی سنندج- سیرجان نشان می‌دهد این قطاع، کمربند مرکزی فشار بالا و دما بالای پهنة سنندج- سیرجان است (Zhang et al., 2018) و این کمربندهای دگرگونی جفت‌شده، گواهی بر رویداد فرایندهای فرورانش هنگام تکامل اقیانوس نئوتتیس هستند. سنگ‏‌های ماگمایی غنی از HFSE در قطاع شمال‌باختری پهنة سنندج- سیرجان با سنگ‏‌های مرتبط با فرورانش قطاع مرکزی در ارتباط هستند (Zhang et al., 2018). هرچند معمولاً سنگ‏‌های غنی از HFSE با ولکانیسم‏‌های نوع کمان روی‌هم‌افتادگی ندارند؛ اما چندین مورد مشابه از پهنه‌های فرورانش مدرن مانند پهنه‌های فرورانش کوه اتنا و کالابرین گزارش شده‌اند (Lustrino and Wilson, 2007). برپایة اینکه ماگماتیسم در شمال‌باختری پهنة سنندج- سیرجان پلوتون‏‌های کوچک و متنوع تولید کرده است که در یک دورة زمانی کمابیش طولانی بالا آمده‌اند و به‌علت وجود چندین گسل انتقالی در اقیانوس نئوتتیس منطقة Caucasus در باختر ایران (Rolland et al., 2000) (که دلیل قوی برای قطعه‏‌شدگی زمین‌ساختی هستند (Asnaashary et al., 2009) و پیدایش قطعات گسیخته را آسان می‌کنند و پنجرة زمین‌ساختی را پدید می‌آورند)، ژانگ و همکاران (Zhang et al., 2018) نتیجه گرفتند ماگماتیسم ژوراسیک در پهنة سنندج- سیرجان پیامد پنجره زمین‌ساختی است.

به باور عزیزی و آساهارا (Azizi and Asahara, 2013) و عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2015b)، پهنة سنندج- سیرجان شمالی از دو بخش شامل جزیره کمانیِ سنقر با ترکیب توله‌ایتی در باختر و یک ریبون^[12] پوستة قاره‌ای ساخته شده است که در پایان ژوراسیک با یکدیگر برخورد کرده‌اند. همچنین، دربارة توده‏‌های آذرین درونی شمال این پهنه، فرایند شکسته‌شدن پوستة اقیانوسی[13] هنگام یا پس از برخورد قاره- کمان در پایان ژوراسیک و پیدایش حوضه‌ای کششی که در ژوراسیک در پشت کمان سنقر توسعه یافته است در نظر گرفته می‌شود. افزون‌براین، معین‌وزیری و همکاران (Moinevaziri, 2014) نیز برپایة فعالیت ماگمایی در طول ژوراسیک رژیم زمین‌ساختی کششی را برای پهنة سنندج- سیرجان شمالی پیشنهاد کرده‌اند.

همچنین، به باور عزیزی و آساهارا (Azizi and Asahara, 2013) و عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2014)، در این رژیم کششی که به احتمال بالا از فرایند عقب‌گرد[14] اقیانوسی خاستگاه گرفته است، پلومی برخاسته از سست‌کره ماگماهای مورب نوع E و یا OIB را در حوضة پشت کمان تولید می‌کند. همچنین، به باور این پژوهشگران، هنگام برخورد کمان قروه- سنقر با بخش جنوبی پهنة سنندج- سیرجان، سنگ‏‌های بازالتی میان کمان و حاشیة گوشته‌ای فشرده (چپانده) شده‌اند و هنگامی‌که داغ بوده‌اند، به زیر پهنة سنندج- سیرجان کشیده شده‌اند.

همچنین، عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2011) نشان دادند برخی گرانیتو‏‌ییدهای فلسیک ژوراسیک در بخش شمالی پهنة سنندج- سیرجان از ذوب‌بخشی توده‏‌های ‌کالک‌آلکالن در پهنة برخوردی کوهزایی سیمرین (پهنه‌ای که از بالکان تا چین کشیده شده است) در ژوراسیک میانی تا پایان ژوراسیک پدید آمده‌اند. برپایة الگوی پیشنهادیِ عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2017)، بالاآمدگی یک ستون گوشته‌ای[15] که احتمالاً پیامد عقب‌گرد تختة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر گندوانای شمالی است، نقش پایه‌ای در بالاآمدگی پوستة قاره‌ای و سپس تبلور گرانیتو‏‌ییدهای نوع A و تبلور مقداری سنگ‏‌های گابرویی در شمال‌باختری ایران دارد.

الگوی زمین‌ساختی ارائه‌شده در این پژوهش (شکل 15) به الگوی زمین‌ساختی پیشنهادیِ عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2015) شباهت دارد و مراحل آن عبارتند از:

1- ریفت‏‌شدگی صفحة ایران در پرمین تا تریاس رخ می‌دهد (Azizi and Asahara, 2013) و پوستة اقیانوسی نئوتتیس اندکی از شمال‌باختری به جنوب‌خاوری گسترده می‌شود (شکل 15- A)؛

2- فرورانش نئوتتیس از پایان تریاس تا ژوراسیک پایانی رخ می‌دهد؛ اما به‌علت توسعه اندک پوستة اقیانوسی نئوتتیس پیش از برخورد، ماگماتیسم روی نمی‌دهد (Berberian And Berberian, 1981) و فرایندهای دگرریختی در این دوره رخ می‌دهند (شکل 15- B)؛

3- در این دوره (پایان ژوراسیک) برخورد میان کمان و قاره رخ می‌دهد.

برداشت

یافته‏‌های این پژوهش نشان می‌دهند مجموعة آذرین درونی سنقر از چند بخش کاملاً جداگانه ساخته شده که خاستگاه متفاوتی دارند. فاز گابرویی غنی از HFSE از مذاب‌های مرتبط با پهنة فرورانشِ پوستة اقیانوسی جدایش پیدا کرده است؛ اما گرانیت‌های نوع A از ماگماهای جدایش‌یافته از گوشته، یا از ماگماهای پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‏‌های آذرین پوسته‌ای خاستگاه گرفته‌اند. اسکارن‏‌ها در منطقة گلالی برپایة بیشترین محتوای فلزی به اسکارن‏‌های Fe، Fe-Cu، Cu، W، Fe-W و Mo-Pb-Zn رده‌بندی می‌شود. فازهای گابرویی پتانسیل بالایی در پیدایش نهشته‏‌های اسکارنی Fe و Fe-Cu نقش دارند. این گرانیتو‏‌ییدها درجة بالای اکسیداسیون نشان می‌دهند، کمتر تحول‌یافته هستند و به‌عنوان اسکارن‏‌های پروکسیمال^[16] شناخته می‌شوند؛ اما فازهای گرانیتی با اسکارن‌هایی با محتوای فلزی Mo، Sn، W و Zn همراه هستند. بیشتر این فازها تحول‌یافته‌اند و درجة بالای احیایی نشان می‌دهند. همچنین، آثار پوسته‌ای بیشتری در خاستگاه خود دارند و دیستال^[17] هستند. ترکیب این داده‏‌ها و یافته‌های پیشین پژوهشگران (مانند: Kuşcu (2019)) نشان می‌دهند ‌اسکارن‌زایی در ایران با روند تکاملی نئوتتیس در ارتباط بوده است. ایران بخشی از پهنة اوراسیا- تتیس است که ویژگی‌هایی همانندِ کشورهای اطراف نشان می‌دهد و میزبان نهشته‏‌های اسکارنی بسیاری است. در ترکیه، بیشتر فرایندهای ماگماتیک و متالوژنیک در زمان ژوراسیک- میوسن و نهشته‏‌های اسکارنی اصلی در زمان کرتاسة پایانی- الیگوسن روی داده‌اند (Kuşcu, 2019). مهم‌ترین رویدادهای اسکارن‌زایی در ایران در کرتاسة پایانی به فرورانش پوستة اقیانوسی در محل پهنة دوخته‌شده و پیدایش سری کمان‏‌های ماگمایی مربوط هستند (Kuşcu, 2019). برپایة یافته‌های سرجوقیان و همکاران (Sarjoughian et al., 2016)، توده‌های آذرین درونی شمال‌باختری پهنة سنندج- سیرجان که توده‏‌های این پژوهش نیز بخش از آنها به‌شمار می‌روند، شامل گابروها و مزوکراتیک‏‌های غنی از HFSE و گرانیت نوع A هستند. برپایة بررسی‌های ژانگ و همکاران (Zhang et al., 2018) این توده‌ها 158 و 144 میلیون سال پیش بالا آمده‌اند. پیشرفت فرورانش از موقعیت همزمان با برخورد تا پسابرخورد با تغییر ماگماتیسم از نوع I تا نوع A از نفوذ سنگ‏‌های مافیک- حد واسط تا نفوذ سنگ‏‌های لوکوکرات آلکالن جوان ادامه داشته است. همچنین، به باور یاجم و همکاران (Yajam et al., 2015) نفوذ سنگ‏‌های لوکوکرات آلکالن جوان، به فاصلة زمانی نزدیک به 22 میلیون سال پس از دیگر سنگ ها، ادامه یافته است. برپایة سرشت A₂-type، این سنگ‏‌ها پیامد ذوب پی‌سنگ از پیش بارورشدة سنندج – سیرجان هستند که هیچ نوع فابریک زمین‌ساختی نداشته است؛ بلکه متأثر از سیال‌های آلکالن گوشته‌ای یا سیال‌های جداشده از ورقة فروراندة از پیش بارورشده بوده‌اند و عموما متعلق به محیط‏‌های پس از برخورد یا پس از کوهزایی هستند و به فاصلة زمانی کوتاه، 12 تا 22 میلیون سال، پس از زمین‌ساخت فشارشی پدید آمده‌اند. به گفتة بهتر، توده‏‌های جوان‌تر که در منطقه نفوذ کرده‌اند آخرین فاز اسکارن‌زایی در امتداد گسل زاگرس را پدید آورده‌اند. در منطقة سنقر، این فازهای ماگمایی جوان‌تر (لوکوگرانیت ها) اسکارن‌زایی ضعیف‌تری دارند (‌شکل‌های 17- A و 17- B).

شکل 17. A) فرورانش نئوتتیس و در پی آن برخورد صفحه‌‌های عربی و ایران که موجب ضخیم‏‌شدگی سنگ‌کره و پیدایش سنگ‏‌های مافیک- حد واسط (که گمان می‌رود از خاستگاهی گوشته‌ای در بالای منطقة فرورانش خاستگاه گرفته‌اند) شده است؛ B) مرحلة همزمان تا پسابرخوردی را نشان می‌دهد که در آن سیال‌های آلکالن (لوکوکراتیک) از ذوب‌بخشی صفحة عربی جدایش یافته‌اند.

Figure 17. A) Subduction of Neo-Tethyan and then collision between the Arabian and Iranian plates that caused lithospheric thickening and production mafic-intermediate suite rocks, (likely originated in a mantle source above suprasubduction zone; B) Syn-to post collisional extension, appears that alkaline suite (leucocratic) was derived from partial melting of Arabian shield.

در الگوی پیشنهادی (شکل 18)، اسکارن‏‌های آهن بخشی از یک سیستم گرمابی دانسته شده‌اند که در مناطقی که توده‏‌های ساب‌ولکانیک یا گرانیتو‏‌ییدهای با ترکیب آلکالن تا گابرو (با سن ژوراسیک میانی تا ژوراسیک پایانی) تحول‌ یافته‌اند در سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی (تریاس- ژوراسیک) نفوذ کرده‌اند.

شکل 18. طرح شماتیک از ارتباط مکانی و فضایی میان اسکارن‏‌ها و ‌کانی‌سازی فلزی در ‌شمال‌خاوری سنقر (بدون مقیاس)

Figure 18. Schematic illustration of spatial and temporal relation between skarns metal mineralization in the northeast of Songhor (not to scale)

اسکارن‏‌ها در منطقة گلالی برپایة بیشترین محتوی فلزی به دو گروه اسکارن‏‌های Fe، Fe-Cu، Cu و اسکارن‌های W، Fe-W، Mo، Pb-Zn دسته‌بندی می‌شوند.

[1] calcareous

[2] Heavy Rare Earth Elements

[3] Cross Polarized Light

[4] Volcanic Arc Granite

[5] Within Plate Granite

[6] post collision

[7] High Field Strength Elements

[8] Light Rare Earth Elements

[9] Heavy Rare Earth Elements

[10] Larg-Ion Lithophile Elements

[11] Slab window

[12] Ribbon

[13] slab-break off

[14] Roll-back

[15] mantle plume

[16] Proximal

[17] Distal

مراجع

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence istory across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth, 94, 401- 419.

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

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229(3- 4), 211–238.

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold- thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304(1), 1- 20.

Aliani, F., Maanijou, M. and Miri, M. (2012) Petrology of the Tekyeh- Bala area granite veins (northeast of Sonqor), some evidences for A2-type granitoids. Petrological Journal, 3(9), 1- 16 (in Persian with English Abstract).

Aliani, F., Maaniju, M., Sabori, Z. and Miri, M. (2018) Petrology and geochemistry of some granitoid and intermediate rocks in southwest of the Qorveh area (Kurdistan). Petrological Journal, 33, 21- 44 (in Persian with English Abstract).

Asnaashary, A., Hassanzadeh, J., Wernicke, B., Schmitt, A. K., Axen, G. and Horton, B. (2009) Middle Jurassic flare- up and Cretaceous magmatic lull in the central Sanandaj- Sirjan arc, Iran: an analogy with the southwestern United States. Geological Society of America Abstracts with Programs, 41(7), 481.

Azizi, H. and Asahara, Y. (2013) Juvenile granite in the Sanandaj–Sirjan Zone, NW Iran: Late Jurassic–Early Cretaceous arc–continent collision. International Geology Review, 55, 1523- 1540.

Azizi, H., Asahara, Y., Mehrabi, B. and Chung, S. L. (2011) Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of high- K granite from the Suffi Abad area, Sanandaj- Sirjan Zone, NW Iran. Chemie der Erde, 71, 363-376.

Azizi, H., Asahara, Y., Tsuboi, M., Takemura, K., Razyani, S. (2014) The role of heterogenetic esis of adakites northeast of Sanandaj, northwestern Iran. Chemie der Erde- Geochemistry, 74, 87-97.

Azizi, H., Kazemi, T. and Asahara, Y. (2017) A-type granitoid in Hasansalaran complex, northwestern Iran: evidence for extensional tectonic regime in northern Gondwana in the Late Paleozoic. Journal of Geodynamics, 108, 56- 72.

Azizi, H., Najari, M., Asahara, Y., Catlos, E. J., Shimizu, M. and Yamamoto, K. (2015a) U–Pb zircon ages and geochemistry of Kangareh and Taghiabad mafic bodies innorthern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran: Evidence for intra- oceanic arc and back- arctectonic regime in Late Jurassic. Tectonophysics, 660, 47-64.

Azizi, H., Zanjefili-Beiranvand, M. and Asahara, Y. (2015b) Zircon U–Pb ages and petrogenesis of a tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG) complex in the northern Sanandaj–Sirjan zone, northwest Iran: Evidence for Late Jurassic arc– continent collision. Lithos, 216, 178-195.

Barati, M., Karimiannavid, L. and Gholipoor, M. (2018) Study of specifications of the second index Baba- Ali, unusual magnetite- limonite layered deposit (Hamedan province). Petrological Journal, 9(34), 101- 122 (in Persian with English Abstract).

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology, 48(1-4), 43- 55.

Berberian, F., Berberian, M. (1981) Tectono-plutonic episodes in Iran. In: Zagros–Hindu Kush–Himalaya Geodynamic Evolution (Eds. Gupta, H. K. and Delany, F. M.) Geodynamics Series, 3, 5–32. American Geophysical Union.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2), 210–265.

Biabangard, H., Sepehr, S. and Boomeri, M. (2017) Petrology and Geochemistry of Shakh Sefid Granitoid and related skarn in the North of Rayen (southeastern of Kerman). Petrological Journal, 8(31), 127- 146 (in Persian with English Abstract).

Blevin, P. L. (2004) Redox and Compositional Parameters for Interpreting the Granitoid Metallogeny of Eastern Australia: Implications for Gold-rich Ore Systems resource. Geology, 54(3), 241–252.

Blevin, P. L. and Chappell, B. W. (1992) The role of magma sources, oxidation states and fractionation in determining the granite metallogeny of eastern Australia. Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sciences, 83(1-2), 305–316.

Bonin, B. (2007) A-type granites and related rocks: evolution of a concept, problems and prospects. Lithos, 97(1-2):1- 29.

Braud, J. and Bellon, H. (1974) Données nouvelles sur le domaine métamorphique du Zagros (zone de Sanandaj– Sirjan) au niveau de Kermanshah–Hamadan (Iran): nature âge et interprétation des séries métamorphiques et des intrusions; évolution structurale Rapport Université Paris-Sud.

Cai, W. Y., Wang, K. Y., Li, J., Fu, L. J., Li, S. D., Yang, H. and Korner, Y. (2021) Genesis of the Bagenheigeqier Pb- Zn skarn deposits in Inner Mongolia, NE China: constraints from fluid inclusions, isotope systematics and geochoronology. Geological Magazine, 158 (2), 271–294.

Chappell B. W., Bryant, C. J., Wyborn D., White A. J. R. and Williams I. S. (1998) High and low Temperature I- type granites. Resource Geology, 48(4), 225- 236.

Clark, K. F., Foster, C. T. and Damon, P. E. (1982) Cenozoic mineral deposits and subduction- related magmat ic arcs in Mexico. Geological Society of America Bulletin, 93(6), 533–544.

Darvishzadeh, A. (1992) Geology of Iran. Neda Publication, Tehran, Iran.

Eby, G. N. (1992) Chemical subdivision of A- type granitoids: petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20(7), 641- 644.

Eby, G. N. (2011) A-type granites: magma sources and their contribution to the growth of the continental crust. 7^th Hutton Symposium on Granites and Related Rocks, Avila, Spain.

Eggleton, R. A. and Banfield, J. F. (1985) The alteration of granitic biotite to chlorite. American Mineralogist, 70, 902- 910.

Eshraghi, S. A., Jafarian, M. B. and Eghlimi, B. (1996) 1:100000 Geological Map of Songhor Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Esna-Ashari, A., Tiepolo, M. and Valizadeh, M. V. (2012) Geochemistry and zircon U–Pb geochronology of Aligoodarz granitoid complex, Sanandaj- Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Science, 43(1), 11- 22.

Fatehi, M. and Asadi Haroni, H. (2019) Geophysical signatures of the gold rich porphyry copper deposits: A case study at the Dalli Cu- Au porphyry deposit. Journal of Economic Geology, 10(2), 639–675 (in Persian with English abstract).

Förster, H. J., Tischendorf, G., Trumbull, R. B. and Gottesmann, B. (1999) Late- collisional granites in the Variscan Erzgebirge, Germany. Journal of Petrology, 40(11), 1613–1645.

Franchini, M. B., Barrio de, R. E., Pons, M. J., Schalamuk, I. B., Rios, F. J. and Meinert, L. (2007) Fe skarn, iron oxide Cu–Au, and manto Cu– (Ag) deposits in the Andes Cordillera of Southwest Mendoza Province (34°–36°S), Argentina. Exploration and Mining Geology, 16(3- 4), 233- 265.

Fu, Q., Xu, B., Zheng, Y. C., Yang, Z. M., Hou, Z. Q., Huang, K. X., Liu, Y. C., Zhang, C. and Zhao, L. (2017) Two episodes of mineralizat ion in the Mengya’a deposit and implications for the evolution and intensity of Pb–Zn– (Ag) mineralization in the Lhasa terrane, Tibet. Ore Geology Reviews, 90:487- 496.

Gardideh, S., Sepahi, A. A. and Aliani, F. (2010) Petrology and geochemistry of Moshirabad granitoid (South of Qorveh). Journal of Iranian Crystallography and Mineralogy, 17(4), 563-580 (in Persian).

Haghighi Bardineh, S. N., Zarei Sahamieh, R., Zamanian, H. and Ahmadi Khalaji, A. (2019) Petrology, geochemistry and tectonic setting studies in magmatic complex generating the Takht Fe- skarn deposit, NW Hamedan. Journal of Economic Geology, 10(2), 497–535 (in Persian with English abstract).

Harker, A. (1909) The Natural History of Igneous Rocks. Methuen and Co., London, UK.

Hassanzadeh, J. and Wernicke, B. P. (2016) The Neotethyan Sanandaj-Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin-arc transitions. Tectonics, 35, 586–621.

Khalaji, A. A., Esmaeily, D., Valizadeh, M. V. and Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj- Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29(5-6), 859-877.

Kuşcu, İ., Tosdal, R. M. and Gençalioğlu-Kuşcu, G. (2019) Episodic Porphyry Cu (- Mo- Au) formation and associated magmatic evolution in Turkish Tethyan. Ore Geology Reviews, 107, 119- 154.

Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudeck, A., Keller, J., Lameyre, Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A. R. and Zanettin, B. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford, UK.

Li, X. K., Chen, J., Wang, R. C. and Li, C. (2018) Temporal and spatial variations of Late Mesozoic granitoids in the SW Qiangtang, Tibet: Implications for crustal architecture, Meso-Tethyan evolution and regional mineralization. Earth-Science Reviews, 185, 374- 396.

Loiselle, M. C. and Wones, D. R. (1979) Characteristics and origin of anorogenic granites. Abstracts of papers to be presented at the Annual Meetings of the Geological Society of America and Associated Societies, San Diego, California.

Lustrino, M. and Wilson, M. (2007) The circum-Mediterranean anorogenic Cenozoic igneous province. Earth-Science Reviews, 81, 1- 65.

Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U–Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 41(3), 238–249.

Mao, J. W., Duan, C., Liu, J. L. and Zhang, C. (2012) Metallogeny and corresponding mineral deposit model of the Cretaceous terrestrial volcanic-intrusive rocks-related polymetallic iron deposits in Middle–Lower Yangtz Vally. Acta Petrologica Sinica, 28(1), 1-14 (in Chinese with English abstract).

Martin-Izard, A., Fuertes Fuente, M., Cepedal, A., Moreiras, D., Nieto, J. G. Maldonado, C. and Pevida, L. R. (2000) The Rio Narcea gold belt intrusions: geology, petrology, geochemistry and timing. Journal of Geochemical Exploration, 71, 103-117.

Meinert, L. D. (1984) Mineralogy and Petrology of iron skarns in Western Biritish Columbia, Canada. Economic Geology, 79(5), 869- 882.

Meinert, L. D. (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. (1997) Application of skarn deposit zonation models to mineral exploration. Exploration and Mining Geology, 6, 185–208.

Meinert, L. D., Dipple, G. M. and Nicolescu, S. (2005) World skarn deposits. Economic Geology, 100, 299-336.

Meza-Figueroa, D., Valencia-Moreno, M., Valencia, V. A., Oghoa-Landin, L., Perez-Segura, E. and Diaz-Salgado, C. (2003) Major and trace element geochemistry and 40Ar/39Ar eochronology of Laramide plutonic rocks associated with gold- bearing Fe skarn deposits in Guerrero state, southern Mexico. Journal of South American Earth Sciences, 16(4), 205- 217.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Sciences Reviews, 37(3- 4), 215–224.

Moinevaziri, H., Akbarpour, A. and Azizi, H. (2014) Mesozoic magmatism in the northwestern Sanandaj–Sirjan zone as an evidence for active continental margin. Arabian Journal of Geosciences, 8(5), 1-12.

Moore, C. E. and Lentz, D. R. (1996) Copper skarn-associated felsic intrusive rocks in the McKenzie Gulsh area (NTS 21o/10) Restigouche county, New Brunswick. In: Current Research 1995 (Ed. Carroll, B. M. W.) 96, 121-153. New Brunswick Department of Natural Resources and Energy, Mineral and Energy Division, Fredericton, New Brunswick.

Newberry, R. J. and Swanson, S. E. (1986) Scheelite skarn granitoids: anevaluation of the roles of magmatic source and process. Ore Geology Reviews, 1, 57- 58.

Nicolescu, D., Cornell, D. H. and Bojar, A. N. (1999) Age and tectonic setting of Bocsa and Ocna de Fier-Dogneca granodioritesd (southwest Romania) and of associated skarn mineralization. Mineralium Deposita, 34(8), 743-753.

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(4), 956- 983.

Pons, J. M., Franchini, M., Meinert, L., Recio, C. and Etcheverry, R. (2009) Iron Skarns of the Vegas Peladas District, Mendoza, Argentina. Economic Geology, 104(2), 157- 184.

Rolland, Y., Pêcher, A., Picard, C. (2000) Middle Cretaceous back- arc formation and arc evolution along the Asian margin: the Shyok Suture Zone in northern Ladakh (NW Himalaya). Tectonophysics, 325, 145-173.

Romer, R. L. and Kroner, U. (2016) Phanerozoic tin and tungsten mineralization—Tectonic controls on the distribution of enriched protoliths and heat sources for crustal melt ing. Gondwana Research, 31, 60–95.

Salami, S., Sepahi, A. A. and Maanijou, M. (2014) Study of Ebrahim- e- Attar pegmatites and related Skarns (Southwest of Qorveh). Iranian of Journal Crystallography and Mineralogy, 22(4), 309- 322 (in Persian).

Sarjoughian, F., Kananian, A., Haschke, M. and Ahmadian, J. (2016) Transition from I- type to A- type magmatism in the Sanandaj- Sirjan Zone, NW Iran: an extensional intracontinental arc. Geological Journal, 51(3), 387- 404.

Shahbazi, H., Siebel, W.., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., and Sepahi, A. A. (2010) Geochemistry and U–Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj–Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences, 39(6), 668- 683.

Shakerardakani, F., Neubauer, F., Liu, X., Bernroider, M., Monfaredi, B. and Von Quadt, A. (2018) Tectonic significance of Triassic mafic rocks in the June Complex, Sanandaj–Sirjan zone, Iran. Swiss Journal of Geoscience, 111, 13- 33.

Shakerardakani, F., Neubauer, F., Masoudi, F., Mehrabi, B., Liu, X., Dong, Y., Mohajjel, M., Monfaredi, B. and Friedl, G. (2015) Panafrican basement and Mesozoic gabbro in the Zagros orogenic belt in the Dorud- Azna region (NW Iran): Laser- ablation ICP-MS zircon ages and geochemistry. Teetonophysics, 647, 146- 171.

Shand, S. J. (1974) Eruptive Rocks. Thomas Murby and Co., London, UK.

Sun, S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Cations or mantle composition and processes. In: magmatism in the oceans basins (Eds. Sanunders, A. D. and Norry, M. J.) Special publication 42(1), 313- 345. Geological society of London, UK.

Tabrizi, M., Sepahi Gerow, A. A. and Salami, S. (2014) Study of petrological and geochemical of mafic and felsic dykes in Alvand plutonic complex of Hamedan and chemistry of minerals in them. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 22(3), 445- 458 (in Persian).

Taghipour, S., Kananian, A. and Khalili, M. (2013) Sodic-Calcic alteration in the host rocks of the Esfordi magnetite- apatite deposit. Petrological Journal, 13, 67- 80 (in Persian with English Abstract).

Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, London, UK.

Whalen, J. B., Currie, K. L. and Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95(4), 407-419.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185-187.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Chapman and Hall, London, UK.

Wu, F. Y., Liu, Z. C., Ji, W.Q., Wang, J. M. and Yang, L. (2017) Highly fractionated granites: Recognit ion and research. Science China Earth Sciences, 60(7), 1201- 1219.

Xie, G. Q., Mao, J. W., Zhu, Q. Q., Yao, L., Li, Y. H., Li, W. and Zhao, H. J. (2015) Geochemical constraints on Cu–Fe and Fe skarn deposits in the Edong district, Middle–Lower Yangtze River metallogenic belt, China. Ore Geology Reviews, 64, 425–444.

Yajam, S., Montero, P., Scarrow, J., Ghalamghash, J., Razavi, S. M. H. and Bea, F. (2015) The spatial and compositional evolution of the Late Jurassic Ghorveh- Dehgolan plutons of the Zagros Orogen, Iran: SHRIMP zircon U- Pb and Sr and Nd isotope evidence. Geologica Acta, 13(1), 25- 43.

Yao, L., Lü, Z., Zhao, C., Pang, Z., Yu, X., Yang, T., Li, Y., Liu, P. and Zhang, M. (2017) Zircon U–Pb geochronological, trace element, and Hf isotopic constraints on the genesis of the Fe and Cu skarn deposits in the Qiman Tagh area, Qinghai Province, Eastern Kunlun Orogen, China. Ore Geology, 91, 387- 403.

Zahedi, A. and Boomeri, M. (2014) Studies on fluid inclusions and stable isotopes (C, O and S) during generation and evolution of Khut copper skarn West of Yazd, Central Iran. Petrological Journal, 20, 107- 127 (in Persian with English Abstract).

Zhang, H., Chen, J., Yang, T., Hou, Z. and Aghazadeh, M. (2018) Jurassic granitoids in the northwestern Sanandaj–Sirjan zone: Evolving magmatism in response to the development of a Neo-Tethyan slab window. Gondwana Research, 62, 269-286.

Zharikov, V. A. (1970) Skams (part II). Geology Reviews, 12, 619–647.

Zheng, J. H. (2020) A synthesis of iron deposits in the eastern Tianshan, NW China. Geoscience Frontiers, 11(4), 1271-1287.

Zheng, Y. C., Fu, Q., Hou, Z. Q., Yang, Z. S., Huang, K. X., Wu, C. D. and Sun, Q. Z. (2015) Metallogeny of the northeastern Gangdese Pb–Zn–Ag–Fe–Mo–W polymetallic belt in the Lhasa terrane, southern Tibet. Ore Geology Reviews, 70, 510–532.

Zuo, R. G., Zhang, Z. J., Zhang, D. J., Carranza, E. J. M. and Wang, H. C. (2015) Evaluation of uncertainty in mineral prospectivity mapping due to missing evidence: a case study with skarn- type Fe deposits in Southwestern Fujian Province, China. Ore Geology Reviews, 71, 502- 515.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 594

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 184

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌زایی اسکارن‏‌های بارور وابسته به مجموعة گرانیتو‏‌ییدی سنقر (شمال پهنة سنندج- سیرجان، ایران)