پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 42 |
| تعداد شماره‌ها | 1,537 |
| تعداد مقالات | 12,623 |
| تعداد مشاهده مقاله | 25,849,961 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 10,665,854 |
ارزیابی توان کانهزایی مس برپایة شواهد کانیشناسی و زمینشیمیایی در محدودة کهدلان، آذربایجان شرقی، شمالباختری ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پترولوژی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| دوره 13، شماره 4 - شماره پیاپی 52، دی 1401، صفحه 57-86 اصل مقاله (3.49 M) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2022.133870.1282 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| ریحانه لطفی1؛ محمد یزدی* 2؛ ایرج رسا2؛ منصور قربانی3 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1دانشجوی دکتری، گروه زمینشناسی معدنی و آب، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهیدبهشتی، تهران، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2استاد، گروه زمینشناسی معدنی و آب، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 3دانشیار، گروه زمینشناسی معدنی و آب، دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| محدودة کهدلان در جنوبباختری سرابِ استان آذربایجان شرقی در شمالباختری ایران جای دارد. از دیدگاه زمینساختی، این محدوده در بخش شمالی پهنة ارومیه- دختر و بخشی از کمربند فلززایی تارم - هشتجین به‌شمار می‌رود. در محدودة کهدلان توده‌های گرانیتوییدی الیگوسن شامل سینیت، کوارتزسینیت و مونزوسینیت درون واحدهای آتشفشانی نفوذ کرده‌اند که عموماً شامل سنگهای آذرآواری و آتشفشانی ائوسن بالایی (بازالت، آندزی‌بازالت، آندزیت و تراکیت با بافت غالب پورفیریتیک) هستند. برپایة شواهد زمینشیمیایی، سرشت این سنگهای آتشفشانی، کالکآلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی است. سرشت توده‌های آذرین درونی محدوده نیز شوشونیتی و از نوع I (مگنتیتی) است. در این گرانیتوییدها، نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت، غنیشدگی شدید LREE نسبت به HREE را نشان می‌دهند. سنگهای درونی کهدلان با نسبت (La/Yb)n برابربا 05/4 تا 17/23، نسبت Eu/Eu* برابربا 32/0 تا 65/2 (میانگین: 8/0) محدودهای متفاوت از کانسارهای مس پورفیری را نشان می‌دهند. محیط زمینساختی این توده‌های آذرین درونی در محدودة مرزهای قارهای فعال است. دگرسانیهایِ کربناتیشدن، سیلیسیشدن و هماتیتیشدن به‌صورت فراگیر در سنگهای محدوده دیده می‌شوند. کوارتزسینیت میزبان اصلی کانهزایی مس است و کانههای فلزی اولیه شامل کالکوپیریت و بورنیت هستند که عموماً با کانیهای ثانویة مس مانند کالکوسیت، کوولیت و مالاکیت جانشین شده‌اند. بافت‌های پراکندهدانه، پرکنندة فضای خالی، جانشینی و برشی از بافت‌های رایج کانهزایی در این سنگ‌ها هستند. شواهد اولیة کانیشناسی و زمینشیمی نشان می‌دهند حضور کانیسازی مس در محدوده کهدلان محتمل است. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کانیشناسی؛ زمینشیمی؛ کانهزایی مس؛ کهدلان؛ سراب؛ شمالباختری ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه در پایان دهة 70، با مشاهدة فعالیتهای گستردة ماگمایی ترشیاری و دگرسانیهای گسترده در ناحیة آذربایجان، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی و دیگر شرکتهای دولتی و خصوصی پژوهشهای اکتشافی بسیاری در این مناطق انجام دادند. منطقة سراب و پیرامون آن از مناطقی است که در آن پژوهشهای اکتشافی بسیاری انجام شده است. محدودة کهدلان از محدودههای مورد توجه از دیدگاه کانیسازی مس و طلا به‌شمار می‌رود (Lotfi et al., 1978; Babakhani, 1981; Asadian et al., 1993; Mehrnia, 2004; Shahriyar, 2005; Maghsoudi et al., 2005; Mohammadi and Mehrpartou, 2008; Merikhi-Shahrivar, 2008; Maghsoudi, 2011; Maghsoudi et al., 2012a, 2012b; Pour Mohammad Gholi Farzaneh, 2016). شناسایی توده‌های آذرین درونی بارور و نابارور عامل مهمی در کاهش هزینههای اکتشافی است و با استفاده از فاکتورهای زمینشیمیایی در شناسایی این تودهها، مناطق مستعد برای تمرکز فعالیتهای اکتشافی شناسایی می‌شوند. در این نوشتار، برای نخستینبار با بهکارگیری داده‌های زمینشیمیایی، توان کانهزایی محدودة کهدلان ارزیابی می‌شود. جایگاه زمینشناسی محدودة کهدلان در جنوبباختری شهرستان سراب در استان آذربایجان شرقی، شمالباختری ایران جای دارد. این محدوده بخشی از شمال پهنة ماگمایی ارومیه- دختر و در کمربند فلززایی تارم - هشتجین به‌شمار می‌رود (شکل 1- A). محدودة کهدلان بخشی از محور فلززایی اهر یا اهر - جلفا شمرده می‌شود که از نظر فعالیت ماگمایی، کانهزایی و شدت دگرسانی با بخش‌های دیگر آذربایجان تفاوت دارد (Ghorbani, 2002). این محور فلززایی از پرمایهترین پهنه‌های فلززایی ایران بوده و از دیدگاه فعالیت ماگمایی قابلمقایسه با منطقة کرمان است. محور فلززایی اهر - جلفا، پس از پهنة کرمان، مستعدترین منطقة کانیسازی مس و مولیبدن پورفیری در ایران است. در این محور دگرسانی چشمگیر به‌صورت یک دگرسانی گسترده یا دگرسانی ناحیهای نابارور است؛ اما دگرسانیهای موضعی در محدودههایی که ماگماتیسم فاز C فعالبوده است، دیده می‌شوند که این دگرسانیهای موضعی عموماً بارور هستند و با دگرسانی گسترده تفاوت دارند (Ghorbani, 2007). این پهنه از جنوب و جنوبباختری به گسل تبریز - سلطانیه، از خاور به گسل اردبیل - میانه و از شمالخاوری به فروافتادگی نزدیک گسل خاوری - باختری مغان محدود می‌شود و ادامة آن در شمال به پهنة فلززایی قفقاز کوچک میرسد (شکل 1- A، برگرفته از Richards and Sholeh (2016)). در محدودة کهدلان، سنگهای آذرین درونی الیگوسن به‌صورت استوکهای پراکنده با نفوذ در سنگهای آتشفشانی در رخداد دگرسانی و رخدادهای کانیسازی منطقه مؤثر هستند (شکل 1- B) (Arabshahi et al, 2015). این سنگهای آذرین درونی با رنگ روشن و بافت گرانولار به‌صورت تدریجی با یکدیگر جایگزین می‌شوند. در بیشتر موارد، سینیتها در همبری با سنگهای آتشفشانی هستند (شکل 1- B) و کوارتز سینیتها میزبان کانهزایی واقع شده‌اند. روش انجام پژوهش در این پژوهش، شمار 263 نمونه در دو بازدید صحرایی از محدوده برداشت شد. از میان آنها، 44 مقطع نازک برای بررسیهای سنگنگاری، 10 مقطع صیقلی برای بررسیهای کانهنگاری و 2 مقطع نازک - صیقلی برای بررسیهای پاراژنزی و بررسی ارتباط کانهزایی با سنگ میزبان تهیه شد. شناسایی سنگ‌ها و کانیها برپایة منابعی مانند همام (Homam, 2005) و اشتریکایزن (Streckeisen, 1976, 1978) انجام شد. نام اختصاری کانیها از ویتنی و ایوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده‌اند. برای اندازه‌گیری میزان اکسید عنصرهای اصلی و تجزیة سنگ کل، 16 نمونه با کمترین دگرسانی به روش فلورسانس پرتو ایکس[1] (XRF به روش پرس، شامل 11 نمونه سنگ آتشفشانی (جدول 1) و 5 نمونه سنگ درونی (جدول 2)) برگزیده شدند. برای اندازه‌گیری فراوانی عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی نادر در توده‌های آذرین درونی، 69 نمونه از سنگهای آذرین درونی به روش طیفسنج جرمی پلاسمای جفتشده القایی[2] (ICP-MS) (پیوست 1) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیة شیمیایی شدند. برای جایگزینکردن داده‌های سنسورد[3] حاصل از تجزیة نمونهها، ضریب 4/3 آستانة آشکارسازیِ دستگاه اندازه‌گیری به‌کار برده شد (Hosseini et al., 2015). داده‌های اصلاح‌شده در برنامة Excel ترکیب و اصلاح شدند. سپس نمودارها در نرمافزار GCDkit رسم شدند (پیوست 1).
شکل 1. A) پهنه‌های زمینساختی اصلی ایران و کشورهای همسایه (Richards and Sholeh, 2016) و ایالتهای ماگمایی مزوزوییک پسین و سنوزوییک به‌همراه محدودههای افیولیتی، نهشتههای پورفیری، اپیترمال و کارلین؛ B) پراکندگی واحدهای سنگی گوناگون در نقشة 1:9000 کهدلان (Arabshahi et al, 2015، با تغییرات). Figure 1. A) The main structural units of Iran and adjacent countries (Richards and Sholeh, 2016), and the magmatic states of late Mesozoic and Cenozoic along with epithermal, Carlin, and porphyry Copper deposits; B) Various rock units on the 1:9000 geological map of Kahdelan (modified from Arabshahi et al, 2015).
جدول 1. داده‌های تجزیۀ سنگهای آتشفشانی کهدلان به روش XRF (اکسیدهای اصلی برپایة درصدوزنی؛ LOI (میزان مواد فرار) برپایة درصد). Table 1. Analytical data of volcanic rocks from Kahdalan by the XRF method (major elements oxides in weight percent; LOI (Loss on Ignition) in percentage).
جدول 2. داده‌های تجزیۀ سنگهای آذرین درونی کهدلان به روش XRF (اکسیدهای اصلی برپایة درصدوزنی؛ LOI (میزان مواد فرار) برپایة درصد). Table 2. Analytical data of plutonic rocks from Kahdalan by the XRF method (major elements oxides in weight percent; LOI (Loss on Ignition) in percentage).
اندیس شاند یا اندیس اشباع آلومینیم برپایة نسبت‌های مولی: * A/NK: Al2O3 / (Na2O + K2O) **A/CNK: Al2O3 / (CaO + Na2O + K2O) سنگنگاری پس از بررسیهای صحرایی، میکروسکوپی و زمینشیمیایی، سنگهای آتشفشانی محدودة کهدلان، بازالت، آندزی‌بازالت، آندزیت و تراکیت و سنگهای درونی، کوارتز سینیت، سینیت و مونزوسینیت نامگذاری شدند. بازالت در صحرا و نمونة دستی، بازالتهای محدودة کهدلان به رنگ خاکستری تیره (شکلهای 2- B و 2- A) تا سیاه، پورفیریتیک و اندکی وزیکولار دیده می‌شوند و دگرسانی آنها از بسیاری از سنگهای این محدوده کمتر است. این سنگ‌ها رگچههای دگرسانی کوارتز، سریسیت و کربنات دارند. در بررسیهای میکروسکوپی، بافت اصلی بازالتها، پورفیریتیک (شکل 2- C) تا میکروکریستالین است. پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک و کمی سریسیتیشده (نزدیک به 60 درصدحجمی)، الیوینهای عمدتاً بیشکل و گاه نیمهشکلدار با حاشیه ایدنگزیتی شده (نزدیک به 15 درصدحجمی) و پیروکسنهای گاه اورالیتیشده (نزدیک به 10 درصدحجمی) از فنوکریستهای اصلی (شکل 2- C) این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. از کانیهای فرعی می‌توان کانیهای کدر (کمتر از 10 درصدحجمی)، آلکالیفلدسپار (کمتر از 5 درصدحجمی) (با حاشیة اکسید آهن) و همچنین، بیوتیتهای پراکنده (کمتر از 1 درصدحجمی) در زمینة ویتروفیری (شکل 2- C) را نام برد.
شکل 2. A) نمایی از بازالتهای محدودة کهدلان در صحرا؛ B) بازالت کهدلان در در نمونة دستی؛ C) بافت پورفیریتیک در زمینة ویتروفیری در بازالت کهدلان در تصویر میکروسکوپی. Figure 2. A) A field view of basalts from the Kahdelan area; B) Kahdelan basalt in hand specimen; C) the porphyritic texture and vitrophyric groundmass in the Kahdelan basalt in the Photomicrograph image.
آندزی‌بازالت آندزیبازالتهای کهدلان در صحرا و نمونة دستی، ظاهری وزیکولار و پورفیریتیک (تا 60 درصدحجمی فنوکریستهای تیره) نشان می‌دهند (شکلهای 3- A و 3- B) و نمای نادگرسان تا با دگرسانی بالا همراه با رگچههای فراوان کلسیتی نشان می‌دهند. در بررسیهای میکروسکوپی، بافت‌های پورفیریتیک و پویی‌کیلیتیک (شکلهای 3- C و 3- D) و اینترسرتال (شکل 3- C) دیده می‌شوند. بافت کرونا بافت فرعی در برخی نمونههای آندزیبازالتی است (شکل 3- D). پلاژیوکلاز (بیشتر آنها درشت‌بلور، با بافت غربالی، خردشده و ماکل پلی‌سینتتیک هستند) (نزدیک به 65 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (نزدیک به 15 درصدحجمی) و بیوتیت (نزدیک به 10 درصدحجمی) از کانیهای اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. الیوینهای بیشکل (گاه در حال ایدنگزیتی‌شدن) (کمتر از 5 درصدحجمی) و کانیهای کدر به شکلهای گوناگون (شکلدار و بیشکل و در حال اکسیدشدن) (کمتر از 5 درصدحجمی) از کانیهای فرعی این سنگ‌ها به‌شمار می‌روند. زمینة آندزیبازالتها ویتروفیری (شکل 3- C) و میکرولیتی (شکل 3- D) است. آندزیت آندزیتهای کهدلان در صحرا و نمونة دستی (شکلهای 4- A و 4- B)، تیره رنگ، پورفیریتیک و وزیکولار هستند و نمای نادگرسان تا با دگرسانی بالا و رگچههای کلسیت و گاه سیلیس دارند. در بررسیهای میکروسکوپی، پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده یا با ماکل پلی‌سینتتیک (نزدیک به 70 درصدحجمی) به‌همراه پیروکسنهای بسیار خردشده (نزدیک به 20 درصدحجمی) در زمینة میکرولیتی (شکل 4- C) از فنوکریستهای اصلی آنها به‌شمار می‌روند. بافت آندزیتها، پورفیریتیک و پویکیلیتیک (شکل 4- C) و کانیهای فرعی شامل الیوین با حاشیه ایندنگزیتیشده (کمتر از 5 درصدحجمی) و همچنین، کانیهای کدر شکلدار تا بیشکل پراکنده (کمتر از 5 درصدحجمی) در زمینة میکرولیتی (شکل 4- C) دیده می‌شوند. تراکیت تراکیتهای کهدلان در صحرا و نمونة دستی عموماً ظاهری محکم دارند و با ظاهری وزیکولار، گاه با رگه و رگچههای ظریف کلسیت دیده می‌شوند (شکلهای 5- A و 5- B). بیشتر تراکیتهای دیدهشده در اطراف توده‌های آذرین درونی سینیت تا کوارتز سینیت و همچنین، در کنار آندزیت و بازالتها دیده شدند. در بررسیهای میکروسکوپی، آلکالیفلدسپار (نزدیک به 60 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز در شکلهای گوناگون مانند غربالی، دگرسان‌شده و با درز و شکاف فراوان و کلسیتیشده (نزدیک به 10 درصدحجمی)، بیوتیت (نزدیک به 10 درصدحجمی) از کانیهای اصلی سازندة تراکیتها هستند. کانیهای کدر (حداکثر تا 10 درصدحجمی)، اپیدوت (حداکثر تا 5 درصدحجمی) و آمفیبول (حداکثر تا 5 درصدحجمی) نیز از کانیهای فرعی آنها به‌شمار می‌روند. بافت تراکیتها پورفیری و تراکیتی در زمینه‌ای از میکرولیتهای آلکالیفلدسپار است. این تراکیتها دگرسانیهای کلسیتی و سریسیتی نشان می‌دهند (شکلهای 5- C و 5- D).
شکل 3. A) نمایی از آندزی‌بازالت محدودة کهدلان در صحرا؛ B) در نمونة دستی با ظاهر پورفیریتیک و وزیکولار؛ C) تصویر میکروسکوپی از فنوکریست درشت الیوین در تماس با پیروکسن که با بافت پویی‌کیلیتیک (دایرة قرمز) (با حضور بیوتیت، پلاژیوکلاز و کانی کدر)، پورفیریتیک و اینترسرتال در نمونة آندزی‌بازالت کهدلان؛ D) فنوکریستهای پلاژیوکلاز و پیروکسن با حاشیة دگرسان‌شده به‌صورت بافت کرونا (دایرة قرمز)، پویی‌کیلیتیک (با حضور کلریت و کانیهای کدر شکلدار و نیمهشکلدار) و پورفیریتیک در زمینه‌ای میکرولیتی. Figure 3. A) A field view of Kahdelan basaltic andesite; A) A hand specimen of basaltic andesites from Kahdelan with porphyritic and vesicular appearance; C) Photomicrograph of a coarse olivine phenocryst in contact with a pyroxene with poikilitic texture (the red circle) (characterized by the presence of biotite, plagioclase, and opaque mineral), besides porphyritic and intersertal textures in a basaltic andesite sample; D) Plagioclase and pyroxene phenocrysts with altered margins as corona (red circle) and poikilitic (with the presence of chlorite and euhedral and subhedral opaque minerals) and porphyritic texture in a microlithic groundmass.
شکل 4. A) نمایی از آندزیتهای محدودة کهدلان در صحرا؛ B) در نمونة دستی؛ C) بافت پورفیریتیک و پویکیلیتیک در زمینه‌ای میکرولیتی. Figure 4. A) A field view of Kahdelan andesite; B) A hand specimen of Kahdelan andesites; C) Photomicrograph of Kahdelan andesite sample with porphyritic and poikilitic textures in a microlithic groundmass.
شکل 5. A) نمایی از تراکیتهای محدودة کهدلان در صحرا؛ B) در نمونة دستی با بافت وزیکولار؛ C) آلکالیفلدسپار به همراه کانیهای کدر و بیوتیتهای ریزدانه و پراکنده، یک رگچة کلسیتی و یک رگچة سریسیتی در تراکیت؛ D) آمفیبول دگرسان‌شده در تراکیت کهدلان (Vug: حفره). Figure 5. A,) A field view of Kahdelan trachyte; B) A hand specimen of Kahdelan trachyte with vesicular appearance; C) Photomicrograph of Kahdelan trachyte sample with opaque minerals, fine-grained and scattered biotites, a calcite veinlet, and a sericite veinlet; D) An altered amphibole in the Kahdelan trachyte.
کوارتز سینیت کوارتز سینیتهای کهدلان، در صحرا و نمونة دستی به رنگ روشن با کانیهای کدر فراوان دیده می‌شوند و شدت دگرسانی در آنها از کم تا بسیار در نوسان است. همچنین، آثار اکسیدهای آهن مانند هماتیت و گوتیت و آثار فراوانی از نئوتسایت در سطح آنها دیده می‌شوند. رگچههای اکسید آهن در صحرا و نمونة دستی و مقاطع نازک بهخوبی دیده می‌شوند. در نمونة R.129، رگچة کانهدار با کانههای ثانویه مس در همراهی با رگة کلسیت و باریت دیده می‌شود (شکلهای 6- A و 6- B).
شکل 6. A) نمای سینیت و کوارتز سینیت؛ (B) کوارتز سینیت با کانهزایی مس (نمونة شمارة R.129)؛ (C) سینیت با کلسیت و باریت (نمونة شمارة R.130) (Brt: باریت؛ Cal: کلسیت). Figure 6. A) A field view of Kahdelan syenites and quartz syenites; B) Quartz syenites with mineralization (Sample R.129); C) Syenite with calcite and barite and without mineralization (Sample R.130).
در بررسیهای میکروسکوپی، آلکالیفلدسپارهای سالم تا دگرسان‌شده (نزدیک به 70 درصدحجمی) و کوارتزهای پلیکریستالین (بهخصوص در حاشیة رگچهها) تا بلوری (نزدیک به 20 تا 30 درصدحجمی) از کانیهای اصلیِ سازندة کوارتز سینیتها هستند. در برخی نمونهها، کانیهای کدر (نزدیک به 10 درصدحجمی) با حاشیه اکسید آهن و بیوتیت (کمتر از 1 درصدحجمی) از کانیهای فرعی به‌شمار می‌روند. بافت‌های گرانولار، گلومروپورفیری، رگچههای برشی همراه با کانیهای کدر و رگه- رگچهای به‌همراه بلورهای کلسیت و باریت از بافت‌های کوارتز سینیتها هستند. دگرسانی کربناتی به‌صورت رگچههای کلسیتی و کمتر به‌صورت کربناتیشدن به‌همراه دگرسانی سیلیسیشدن از دگرسانیهای غالب در کوارتز سینیتها به‌شمار می‌روند. اکسیدآهن در همة کوارتز سینیتها به‌صورت فراگیر دیده می‌شود (شکلهای 7- A و 7- B).
شکل 7. مقطع نازک از کوارتز سینیت. A) رگة کانهدار به‌همراه کلسیت در بالای رگه و بلورهای ریز کوارتز در پایین رگه؛ B) بلورهای کشیدة آلکالی فلدسپار، کوارتز، کانیهای پراکندة کدر و اکسید آهن در کوارتز سینیت. Figure 7. Photomicrographs of quartz syenite. A) A mineralized vein, calcite upon the vein, and fine grained quartz beneath the vein; B) Alkali feldspar, quartz, opaque minerals, and iron oxide in the quartz syenite.
برپایة بررسیهای مقاطع صیقلی و نازک-صیقلی، کانههای اولیة اصلی در محدودة کهدلان شامل کالکوپیریت، بورنیت و مگنتیت و کانههای ثانویه شامل کالکوسیت، کوولیت، مالاکیت و هماتیت هستند که به‌صورت بخشی تا کامل جانشین کانههای اولیه شده‌اند (شکلهای 8- A و 8- B). بخش عمدة مگنتیتها مارتیتی شده‌اند (شکل 8- C) هستند. از بافت‌های رایج در بخش‌های کانهدار می‌توان پراکندهدانه و افشان، پرکنندة فضای خالی، جانشینی و برشی را نام برد. کانهزایی مس دیدهشده در محدودة کهدلان، در کوارتز سینیتها و همچنین، تراکیتهای اطراف آنها رخداده است و در رگچههای کانهدار کوارتز سینیتها، تا حداکثر 230534 ppm (برابربا 05/23درصدحجمی) مس نیز مشاهده شد. در این کوارتز سینیتها غنیشدگی رخدادهاست که عمدهترین پیامد هوازدگی به‌شمار می‌رود و به‌علت نفوذ آبهای جوی پایینرو درون واحدهای آذرین کانهدار تا سطح آب زیرزمینی رخ می‌دهد (Robb, 2005). غنیشدگی سولفیدی سوپرژن نقش مهمی در اقتصادی‌شدن کانسارهای مس پورفیری دارد و می‌تواند عیار و تناژ قابلقبولی را فراهم کند (Titley, 1982). واکنش میان مس در محلولهای سوپرژن فرورو با سولفیدها باعث تهنشست کالکوسیت می‌شود و در ادامه کالکوسیت نیز با کوولیت جایگزین می‌شود. در محدودة کهدلان، این محلولهای فرورو بخش عمدة پیریتها را شسته‌اند و اکسید و هیدروکسیدهای آهن را به‌همراه مقادیر متفاوت مالاکیت و نئوتسایت برجای گذاشتهاند. باتوجهبه شواهدی مانند مارتیتی‌شدن، حضور هماتیت (شکل 8- C) و سولفات (شکل 6- C) و نبود پیروتیت، این توده‌های آذرین درونی از تیپ I هستند (Shahabpour, 2008). سینیت توده‌های سینیتی محدودة کهدلان در صحرا و نمونة دستی، با رنگ روشن (شکلهای 9- A و 6- C) و بلورهای درشت آلکالیفلدسپار و همچنین، دانههای کدر ریز و پراکنده دیده می‌شوند (شکل 9- B). در بررسیهای میکروسکوپی کانی اصلی سینیتها آلکالیفلدسپار با ماکل کارلسباد (نزدیک به 90 درصدحجمی) است (شکل 9- C). کانیهای فرعی شامل کانیهای کدر شکلدار تا بیشکل با آثار اکسید آهن (نزدیک به 5 درصدحجمی)، کوارتز (کمتر از 1 درصدحجمی) و مقدارهای اندکی از پلاژیوکلاز یا قالبهای بجامانده‌ای از پلاژیوکلاز و مقدارهای اندکی از بیوتیت و کلریت (روی‌هم‌رفته کمتر از 5 درصدحجمی) نیز دیده شدند. در سینیتها می‌توان دگرسانی کربناتی را شناسایی کرد.
شکل 8. نمایی از مقاطع صیقلی کوارتز سینیت. A) کالکوپیریت و بورنیت که توسط کالکوسیت جانشین شده‌اند؛ B) کالکوسیت، بورنیت و کوولیت؛ C) مارتیتی‌شدن مگنتیت در کوارتز سینیت. Figure 8. Photomicrograph of polished sections of quartz syenite; A) Chalcopyrite and bornite replaced by chalcocite; B) Chalcocite, bornite, and covellite; C) Martitization of magnetite in quartz syenite.
شکل 9. A) نمایی از سینیتهای شمال محدودة کهدلان با ظاهری محکم و صخرهساز؛ B) بلورهای آلکالیفلدسپار در نمونة دستی سینیت؛ C) بلورهای آلکالیفلدسپار دگرسان‌شده به‌همراه آثار اکسید آهن. Figure 9. A) Field outcrop of syenites from the Kahdelan with blocky appearance; B) Alkali feldspar in the hand specimen of a syenite; C) Altered alkali feldspar crystals with iron oxide.
مونزوسینیت مونزوسینیتهای کهدلان، در صحرا و نمونة دستی، با رنگ خاکستری (شکلهای 10- A و 10- B) به‌همراه کانیهای کدر، آثار اکسیدهای آهن و تجمعات آلکالیفلدسپار (شکل 10- B) شناسایی می‌شوند. در بررسیهای میکروسکوپی کانیهای اصلی مونزوسینیتهای کهدلان شامل آلکالیفلدسپار (با اندازه‌های گوناگون تا نزدیک به 65 درصدحجمی)، پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده با ماکل پلی‌سینتتیک یا ظاهر غربالی (نزدیک به 10 درصدحجمی) و بیوتیت (نزدیک به 10درصدحجمی)، است. کانیهای فرعی مونزوسینیتها شامل کانیهای کدر نیمهشکلدار (نزدیک به 5 درصدحجمی)، پیروکسنهای ریز و پراکنده (کمتر از 5 درصدحجمی)، اپیدوت، بیوتیت و آمفیبول (روی‌هم‌رفته کمتر از 5 درصدحجمی) هستند. بافت این سنگ‌ها گلومروپورفیری و پویی‌کیلیتیک است (شکل 10- C). دگرسانیهای مونزوسینیتها شامل سریسیتی و کلسیتی هستند که بهویژه در پیرامون کانیهای کدر دیده می‌شوند.
شکل 10. A) نمایی از مونزوسینیتهای محدودة مورد بررسی در صحرا. B) آثار اکسیدهای آهن در سطح شکستهشدۀ یک مونزوسینیت؛ C) بلور آمفیبول در بین آلکالیفلدسپارهای درشت و دگرسان‌شده، بیوتیت و کانیهای کدر. Figure 10. A) Field outcrop of monzosyenite from the study area. B) Iron oxide traces on the broken surface of a monzosyenite; C) Amphibole crystal among coarse and altered alkali feldspars, biotite, and opaque minerals.
بحث الف) زمینشیمی سنگ کل (عنصرهای اصلی و فرعی) برپایة داده‌های بهدست آمده از تجزیة اکسیدهای اصلی و فرعی سنگهای آتشفشانی کهدلان به روش XRF، مقدار SiO2 در این سنگ‌ها برابربا 48 تا 56 درصدوزنی است (جدول 1). برای نامگذاری این سنگ‌ها از نمودار پیشنهادی میدلموست (Middlemost, 1994) بهرهگرفتهشد. این نمودار برپایة مجموع آلکالی در برابر سیلیس طراحی شده است. در این نمودار، سنگهای آتشفشانی کهدلان در محدودة بازالت تا تراکیبازالت، آندزی‌بازالت و تراکیت تا تفریفنولیت جای میگیرند (شکل 11- A). در نمودار SiO2 در برابر K2O که پسریلو و تیلر (Peccerillo and Taylor, 1976) آن را پیشنهاد کرده‌اند، سنگهای آتشفشانی محدودة کهدلان، پتاسیم کمابیش بالایی نشان می‌دهند و در محدودة سریهای کالکآلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی جای میگیرند (شکل 11- B). داده‌های بهدستآمده از تجزیة اکسیدهای اصلی و فرعی سنگهای درونی کهدلان برپایة روش XRF، مقدار SiO2 را 53 تا 57 درصدوزنی نشان می‌دهد (جدول 2). برای نامگذاری این سنگ‌ها از نمودار پیشنهادی کاکس و همکاران (Cox et al., 1979) بهره گرفته شد که با بهکارگیری نسبت SiO2 در برابر مجموع Na2O +K2O طراحی شدهاست و برپایة این نمودار، سنگهای درونی کهدلان در محدودة سینیت جانمایی شدند (شکل 12).
شکل 11. نمودارهای اکسیدهای اصلی برای نامگذاری و تعیین سریهای ماگمایی سنگهای آذرین بیرونی کهدلان. A) نمودار TAS (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار SiO2-K2O (Peccerillo and Tylor, 1976). Figure 11. Major elements oxides diagrams for naming and determining magmatic series of the volcanic rocks of Kahdelan. A) TAS diagram (Middlemost, 1994); B) SiO2-K2O diagram (Peccerillo and Tylor, 1976).
شکل 12. نمودار اکسیدهای اصلی سنگهای درونی کهدلان در نمودار SiO2 در برابر مجموع Na2O +K2O (Cox et al., 1979). Figure 12. Major elements oxides diagram of plutonic rocks from Kahdelan in total alkalis versus SiO2 diagram (Cox et al., 1979). ب) زمینشیمی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر گرانیتوییدها برپایة ویژگیهای زمینشیمیایی به دو دستة ایلمنیتی (در محیطهای کششی) و مگنتیتی (در محیطهای فشارشی) (Ishihara, 1981) و همچنین، تیپ I و تیپ S (White and Chappell, 1977) دستهبندی می‌شوند که ماگماهای تیپ I با سرشت کالکآلکالن، توان کانهزایی بالایی برای فلزات پایه و سری مگنتیتی، توان کانهزایی سولفیدی دارند (Shahabpour, 2008; Pirajno, 2009). در این بخش با کمک فاکتورهای زمینشیمیایی، توان کانهزایی مس در ارتباط با توده‌های آذرین درونی محدودة کهدلان ارزیابی می‌شود. برپایة تجزیة زمینشیمیایی عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی نادر توده‌های آذرین درونی (پیوست 1)، محیط زمینساختی این سنگ‌ها، در نمودار سه‌تایی Hf-Rb/30-3Ta (شکل 13- A) در سیستمهای کمانی و سیستمهای فرورانش[4] جای میگیرند که نشاندهندة گرانیتهای نوع I است (Karimpour, 2009). در نمودار دو‌تایی Y+Nb دربرابر Rb برای تعیین موقعیت زمینساختی (شکل 13- B)، بیشتر نمونهها در محدودة گرانیتوییدهای پهنة آتشفشانی (VAG) جای میگیرند که نشاندهندة پهنة فرورانش و گرانیتوییدهای نوع I با طبیعت متاآلومین و کالکآلکالن است (Karimpour, 2009). در نمودار تعیین موقعیت زمینساختی Ta دربرابر Th (شکل 13- C)، بیشتر نمونهها در حاشیههای فعال قارهای جای گرفتهاند. با توجه به هدم مشاهدة لویسیت، می‌توان گفت این سنگ‌ها حاصل فرورانش جزیرههای کمانی هستند (Middlemost, 1985). برپایة شواهد موجود، پلوتونیسم در این محدوده به‌صورت کمانی و مرتبط با کمانهای پسابرخوردی بوده است. به باور قربانی (Ghorbani, 2007)، سینیتهای معمولی بزقوش نشاندهندة خمشدن پلوم گوشتهای و فوران سنگهای آلکالن هستند. به باور قربانی و رسولی (Ghorbani and Rasouli, 2012) سنگهای با پتاسیم بالا حاصل ذوب‌بخشی سنگهای غنی از پتاسیم و دیگر عنصرهای ناسازگار هستند. همچنین، در برخی بخش‌های گوشته تمرکز اندکی از عنصرهای ناسازگار دیده می‌شود؛ اما درهرحال نقش سنگ مادر سازندة این سنگ‌ها نیز اهمیت دارد.
شکل 13. تعیین موقعیت زمینساختی پیدایش سنگهای آذرین درونی کهدلان. A) نمودار سه‌تایی Hf-Rb/30-3Ta (عنصرها برپایة ppm) (Harris et al., 1986)؛ B) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (عنصرها برپایة ppm) (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Ta دربرابر Th (عنصرها برپایة ppm) (Gorton and Schandl, 2002). Figure 13. Tectonomagmatic setting of the Kahdelan plutonic rocks. A) Hf-Rb/30-3Ta ternary diagram (in ppm) (Harris et al., 1986); B) Y+Nb versus Rb diagram (in ppm) (Pearce et al., 1984); C) Ta versus Th diagram (in ppm) (Gorton and Schandl, 2002).
الگوی پراکندگی عنصرهای فرعی و کمیاب که نسبت به گوشته اولیه بهنجار شده‌اند (McDonough and Sun, 1995)، در شکل 14- A دیده می‌شود. تهیشدگی تیتانیم به دلیل پایین بودن فوگاسیتة اکسیژن در پهنه‌های فرورانش دیده می‌شود. غنیشدگی Pb به همراه U، می‌تواند نشاندهندة نقش پوسته در پتروژنز این سنگ‌ها باشد (Ghorbani and Rasouli, 2012). تهیشدگی P می‌تواند پیامد تبلور آپاتیت از ماگمای مادر باشد (Pearce and Parkinson, 1993).
شکل 14. A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984). Figure 14. A) Primitive mantle-normalized spider diagram (McDonough and Sun, 1995); B) Chondrite-normalized rare earth elements diagram (Boynton, 1984).
در شکل 14- B، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی نادر آورده شده است. غنیشدگی در LREE که با شیب بسیار به HREE میرسد چه‌بسا گویای ذوب‌بخشی اندک یا جدایش کانیهای HREEدار در مراحل نخست تبلور ماگما، وجود کانیهای اسپینل، گارنت یا هورنبلند در سنگ خاستگاه (Rollinson, 1993) و یا آلایش ماگما با مواد پوسته ای است (Almeida et al., 2007). آنومالی منفی Eu نشاندهندة حذف مقادیری از Eu2+ از نمونهها و نشاندهندة احیایی‌بودن ماگما است. سرعت افت شیب نمودار و نزدیک‌تربودن عنصرهای LREE و دوربودن عنصرهای HREE به یکدیگر همانند کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه – نایین – جیرفت (Karimpour et al., 2021) هستند. ازآنجایی‌که سیستمهای مس پورفیری در پی تزریق ماگماهای اکسیدانِ غنی از گوگرد و فلز ر خ می‌دهند (Sillitoe, 2010)، نسبت‌های Eu/Eu* و (La/Yb)n (پیوست 1) به‌کار برده شدند. این مقدارها در ارزیابی احیایی یا اکسیدان‌بودن ماگمای سازندة گرانیتوییدها و بررسی نسبت حدودی تغییر ژرفا کاربرد دارند (شکل 15). برپایة بررسیهای زمینشیمیایی، نسبت Eu/Eu* در کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت (Karimpour et al., 2021) از 82/0 تا 3/1 (میانگین: 2/1) است که برپایة داده‌های زراسوندی و همکاران (Zarasvandi et al., 2015) این محدوده از کانسارهای بارور پهنة ارومیه- دختر، با نسبت Eu/Eu* برابر با 45/0 تا 67/1 است. نسبت Eu/Eu* در توده‌های نابارور مقداری از 43/0 تا 1 (میانگین: 65/0) را نشان می‌دهد. در محدودة کهدلان این نسبت برابربا 32/0 تا 65/2 با میانگین 8/0 است که محدودهای وسیعتر و بالاتر از کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت و ارومیه- دختر را نشان می‌دهد و به توده‌های نابارور نزدیکتر است. نسبت (La/Yb)n در کانسارهای مس پورفیری پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت برابربا 15 تا 38 و در توده‌های نابارور برابربا 2 تا 14 (و اغلب زیر 10) است (Karimpour et al., 2021). این نسبت برای سنگهای آذرین درونی کهدلان، برابربا 05/4 تا 17/23 (میانگین: 42/18) است. برپایة نمودار Eu/Eu* دربرابر (La/Yb)n (شکل 15) نمونهها بیشتر در بخش احیایی و بدون کانهزایی جای میگیرند. ژرفای ماگما در توده‌های آذرین درونی کهدلان بین مناطق نابارور و بارور است؛ اما تراکم نمونهها در بخش احیایی با ژرفای متوسط (منطبق با آنومالی منفی Eu2+ در نمودار عنکبوتی‌شکل؛ شکلهای 14- A و 14- B) بیشتر است.
شکل 15. نمودار Eu/Eu* در برابر (La/Yb)n برای تفکیک شرایط اکسایش در سنگهای درونی کهدلان (Karimpour et al., 2021). Figure 15. Eu/Eu* versus (La/Yb)n diagram, demonstrating the oxidation state of plutonic rocks of Kahdelan (Karimpour et al., 2021).
در نمودار SiO2-K2O (Peccerillo and Tylor, 1976)، سنگهای آذرین درونی و آتشفشانی کهدلان در منطقه کالکآلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی جای میگیرند (شکل 16) و با گرانیتوییدهای بارور میوسن متفاوت هستند. تفاوت اصلی در نمونههای محدودة کهدلان و کانسارهای مس پهنة ماگمایی ساوه – نایین- جیرفت (Karimpour et al., 2021)، بالابودن آلکالینیتة سنگهای آذرین درونی و کم‌بودن SiO2 در سنگهای کهدلان است که برابربا 48 تا 57 درصدوزنی است و به‌روشنی از کانسارهای مس کمتر است. برپایه نمودار نسبت‌های مولی A/CNK در برابر A/NK (Shand, 1943) که نشاندهندة وضعیت اشباعشدگی آلومین است (شکل 17؛ جدول 2) سنگهای درونی کهدلان در محدودة متاآلومین تا پرآلومین جای میگیرند. ادغام این نمودار با محدودههای کانسارهای فلزی گوناگون (Meinert, 1995; Omidianfar et al., 2020) نشان می‌دهد در کهدلان احتمال رخداد کانیزایی مس وجود دارد.
شکل 16. نمودار SiO2-K2O (Peccerillo and Tylor, 1976) برای سنگهای آذرین درونی و آتشفشانی در کهدلان در مقایسه با کانسارهای نابارور و بارور پهنة ماگمایی ساوه- نایین- جیرفت (SNJMB) (Karimpour et al., 2021). Figure 16. SiO2-K2O diagram (Peccerillo and Tylor, 1976) for plutonic and volcanic rocks from Kahdelan in comparison with porphyry-bearing and barren granitoids in SNJMB (Saveh-Naein-Jiroft Magmatic Belt) (Karimpour et al., 2021).
شکل 17. تعیین وضعیت اشباعشدگی آلومین در سنگهای درونی کهدلان در نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) (محدودههای کانسارهای فلزی برگرفته از: Meinert (1995); Omidianfar et al. (2020)). Figure 17. Determination of alumina saturation state in the plutonic rocks of Kahdalan in A/CNK versus A/NK diagram (Shand, 1943) (ranges of metal ore deposits from: Meinert (1995); Omidianfar et al. (2020)). برداشت گرانیتوییدهای محدودة کهدلان با ترکیب کوارتز سینیت، سینیت و مونزوسینیت و سرشت کالکآلکالن پتاسیم بالا تا شوشونیتی، درون سنگهای آتشفشانی با ترکیب بازالت، آندزی‌بازالت، آندزیت و تراکیت نفوذ کرده‌اند و رخداد دگرسانیهای شدید و گسترده‌ای را در این محدوده در پی داشتهاند. کوارتز سینیتها میزبان اصلی کانهزایی هستند و دچار غنیشدگی سوپرژن شده‌اند که با حضور قالب پیریتهای شسته‌شده و حضور وسیع انواع اکسیدهای آهن تأیید می‌شود. در بررسیهای کانهنگاری، بخش بزرگی از کانههای اولیة اصلی شامل کالکوپیریت و بورنیت، با کانیهای ثانویه مس شامل کالکوسیت، کوولیت و مالاکیت جانشین شده‌اند و مگنتیتها نیز در حال مارتیتی‌شدن هستند. نمودار مقادیر Eu/Eu* دربرابر (La/Yb)n نشاندهندة احیایی‌بودن و دیگر شواهد موجود، گویای طبیعت I و مگنتیتی‌بودن این گرانیتوییدها است. شواهدی مانند وجود استوکهای کوچک، همراهی توده‌های پلوتونیک محدوده با سنگهای آذرین، تنوع ترکیب سنگهای محدوده، حضور بسیار بیشتر مگنتیت در مقایسه با دیگر کانیهای تیرة اکسیدی، حضور هماتیت و سولفات، مارتیتی‌شدن مگنتیتها به‌همراه عدم حضور پیروتیت و زیرکن و عدم همراهی با سنگهای دگرگونی ناحیهای گواهی بر این ادعا هستند. همچنین، نمودارهای موقعیت زمینساختی، گویای گرانیتوییدهای سیستمهای کمانی و سیستمهای فرورانش حاشیهقاره هستند که از شواهد تیپ I هستند. ویژگی یادشده همراه با بررسیهای صحرایی، بررسی نمودارهای مرتبط با باروری توده‌های آذرین درونی و همچنین، عیار مس در رگچهها که تا 230534 ppm میرسد، گویای حضور احتمالی کانیسازی مس در این منطقه هستند. ازاینرو، بررسی توان کانهزایی در این گرانیتوییدها اهمیت ویژهای دارد. سپاسگزاری نگارندگان این مقاله از مدیریت بخش اکتشاف شرکت تهیه و تولید مواد معدنی کشور و مدیریت آزمایشگاههای مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران برای فراهمکردن تجزیة شیمی نمونهها صمیمانه سپاسگزاری میکنند.
[1] X-Ray Fluorescence [2] Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry [3] Censored data [4] Arc systems | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Almeida, M. E., Macambira, M. J. B. and Oliveira, E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97-1.96 Ga) in Central portion of Guyana Shield. Precambrian Research, 155(2), 69-97.
Arabshahi, A. H., Fadavinia, S., Yarveisi, S. and Seidi, M. (2015) Geology Map of Kahdelan Exploration Area 1:9000, 2-9202, Kavoshgaran Consulting Engineers, Tehran, IRI.
Asadian, O., Amini-fazl, A., Khodabandeh, A. and Emami, M. H. (1993) Explanatory text of Qarachaman-Torkamanchay, Geological Quadrangle Map 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.
Babakhani, A. R. (1981) Petrography and Geochemistry of the North Azerbaijan Nepheline syenites and Phonolites. M.Sc. Thesis. Tehran University, Tehran, IRI (in Persian).
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies. Developments in Geochemistry, Elsevier, New York, 2, 63-114.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks, Chapman & Hall, London.
Ghorbani, M. (2002) Alteration of the northwestern region of Iran. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Ghorbani, M. (2007) Economic Geology of mineral and natural resources of Iran. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Ghorbani, M. and Rasouli, J. (2012) Advanced petrography and petrogenesis of igneous rocks. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Gorton, M. P. and Schandl. E. S. (2002) From Continents to Island Arc. A Geochemical Index of Tectonic Setting for Arc Related and within Plate Felsic to Intermediate Volcanic Rocks. The Canadian Mineralogist, 38, 1065-1073.
Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society London, Special Publications, 19: 67-81.
Homam, S. M. (2005) Igneous Petrology, Arsalan Publications, Mashhad, 138-141 (in Persian).
Hosseini, S. A., Eftekhari Mahabadi, S. and Asghari, O. (2015) The Comparison of Appropriate Methods in Imputation of The Censored Values in the Geochemical Datasets. Analytical and Numerical Methods in Mining Engineering, 5(9), 63-72 (in Persian).
Ishihara, S. (1981) The granitoid series and mineralization. Economic Geology Anniversary, 75, 458-484.
Karimpour, M. H. (2009) Geochemistry, Petrology and Magmatic Ore Deposits, Ferdowsi University of Mashhad Publication, Mashhad, IRI (in Persian).
Karimpour, M. H., Rezaei, M., Zarasvandi, A. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2021) Saveh-Nain-Jiroft Magmatic Belt replaces Urumieh-Dokhtar Magmatic Belt: Investigation of genetic relationship between porphyry copper deposits and adakitic and non-adakitic granitoids. Journal of Economic Geology, 13(3), 465-506 (In Persian).
Lotfi, M., Alavi Tehrani, N., Bordet, P., Haghipour, A., Sabzehei, M., Behroozi, A., Lescuyer, J., Riou, R. and Amidi, M. (1978) Explanatory text of Mianeh, Geological Quadrangle Map 1:250.000. Geological Survey of Iran, Tehran., IR Iran.
Maghsoudi, A., Rahmani, M. and Rashidi, B. (2005) Gold Deposits and Indications of Iran. Arian Zamin Press, Tehran, IRI (in Persian).
Maghsoudi, A. (2011) Geochemical Studies on Gold and Copper mineralization in North of Sarab. Ph.D. Thesis, Shahid Beheshti University, IRI (in Persian).
Maghsoudi, A., Yazdi, M., Mehrpartou, M., Vosoughi, M. and Younesi, S. (2012a) Porphyry Cu-Au mineralization in the Mirkuh Ali Mirza Magmatic Complex, NW Iran. Journal of Asian Earth sciences, 79, 932-941.
Maghsoudi, A., Yazdi, M., Mehrpartou, M. and Vosoughi, M. (2012b) Geochemical and fluid inclusions data of low sulfidation Au-mineralization in the Mirkuh Ali Mirza area, Sarab. Journal of Iran Earth Sciences, 22(83), 125-140.
McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology, 120(3–4), 223-253.
Mehrnia, S. R. (2004) Generation of gold, copper and related compounds in connection with Middle Cenozoic magmatism (East Azerbaijan). Ph.D. Thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, IRI (In Persian).
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.
Merikhi-Shahrivar, L. (2008) Geochemical exploration and economic geology on kighal ore deposit (NW Ahar). M.Sc. Thesis, Islamic Azad University, North Tehran Branch, Tehran, IRI (in Persian).
Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and Magmatic Rocks, An Introduction to Igneous Petrology. Addison-Wesley Longman Ltd.
Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37, 215-224.
Mohammadi, B. and Mehrpartou, M. (2008) Investigation and introduction of porphyry gold and copper indices in Arasbaran area. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI (in Persian).
Omidianfar, S., Rahgoshay, M. and Monsef, I. (2020) Geochemical data as a tool for estimation of mineralization potential in the Hanar granitoids as part of Tertiary plutonism in Lut block (East of Iran). Petrological Journal, 11(2), 19-36.
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.
Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic Processes and Plate Tectonics (Eds. Prichard, H. M., Alabaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) Special Publications 76: 373-403. Geological Society, London.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene Calc-Alkaline Volcanic Rocks from the Kastamonu Area, Northern Turkey, Contributions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81.
Pirajno, F. (2009) Hydrothermal processes and mineral systems. Springer, Perth.
Pour Mohammad Gholi Farzaneh, A. A. (2016) Petrography and Petrology of potassic and ultrapoassic lavas of north of Benaravan‚ Bozgosh Mountains, NW Iran. M.Sc. Thesis, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, IRI (in Persian).
Pracejus, B. (2008) The Ore Minerals Under the Microscope; An Optical Guide, Elsevier.
Richards, J. P. and Sholeh, A. (2016) The Tethyan Tectonic History and Cu-Au Metallogeny of Iran. Society of Economic Geologists, Special Publication, 19, 193-212.
Robb, L. J. (2005) Introduction to Ore-forming Processes, Blackwell Publishing, Malden.
Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Routledge, London.
Shahabpour, J. (2008) Economic Geology. Shahid Bahonar University of Kerman Publication, Kerman, IRI (in Persian).
Shahriyar, V. (2005) Petrology and petrography studies of Bozqush intrusion mass (south of Sarab). M.Sc. Thesis, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, IRI (In Persian).
Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. Wiley, London.
Sillitoe, R. H. (2010) Porphyry Copper Systems. Economic Geology, 105, 3–41.
Streckeisen, A. L. (1976) To each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews, 12, 1-33.
Streckeisen, A. L. (1978) Classification and nomenclature of volcanic rocks, lamprophyres, carbonatites, and melilitic rocks. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen, 134, 1-14.
Titley, S. R. (1982) Advances in geology of the porphyry copper deposits. University of Arizona press.
White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1977) Ultrametamorphism and granitoid genesis. Tectonophysics, 43, 7-22.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals, American Mineralogist, 95, 185–187.
Zarasvandi, A., Rezaei, M., Sadeghi, M., Lentz, D., Adelpour, M. and Pourkaseb, H. (2015) Rare earth element signatures of economic and sub-economic porphyry copper systems in Urumieh–Dokhtar Magmatic Arc (UDMA), Iran. Ore Geology Reviews, 70, 407-423.
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 346 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 124 |
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||