سنگ‌زمینشیمی و محیط جایگیری تودههای آذرین درونی کانسار مولیبدن- مس شلهبران (شمالخاوری اهر- آذربایجان شرقی)

علوی, سید غفور; کاظمی راد, منصور; مؤید, محسن; حسین زاده, محمدرضا

doi:10.22108/ijp.2024.140542.1320

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,706
تعداد مقالات	13,972
تعداد مشاهده مقاله	33,552,077
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,307,543

سنگ‌زمینشیمی و محیط جایگیری تودههای آذرین درونی کانسار مولیبدن- مس شلهبران (شمالخاوری اهر- آذربایجان شرقی)

پترولوژی

مقاله 4، دوره 15، شماره 4 - شماره پیاپی 60، دی 1403، صفحه 47-68 اصل مقاله (1.53 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2024.140542.1320

نویسندگان

سید غفور علوی^* ¹؛ منصور کاظمی راد²؛ محسن مؤید³؛ محمدرضا حسین زاده⁴

¹دانشیار زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

²دکترای زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

³استاد پترولوژی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

⁴استاد زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، ایران

چکیده

کانسار مولیبدن- مس شله‌بران در استان آذربایجان شرقی و در شمال‌ خاوری اهر جای دارد. کهن‌ترین سنگ‌های منطقه، واحدهای آندزیتی- داسیتی به سن پالئوسن- ائوسن هستند که توده‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف الیگوسن به درون آنها نفوذ کرده‌اند. رگه- رگچه‌هایی از کوارتز- سولفید، کوارتز- اکسید و سولفید درون توده‌های پورفیری دیده می‌شوند که بافت داربستی آشکاری را به نمایش گذاشته‌اند. سه گونه دگرسانی درون‌زاد گرمابی دربردارندة پتاسیک، فیلیک و پروپیلیتیک در این توده‌ها نمود دارند. ترکیب توده‌های آذرین درونی الیگوسن در گسترة گرانیت، تونالیت تا میکرودیوریت پورفیری جای می‌گیرد. پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، کوارتز، بیوتیت و هورنبلند از کانی‌های اصلی و کلینوپیروکسن، آپاتیت، اسفن و زیرکن از کانی‌های فرعی آنها به‌شمار می‌روند. بافت بیشتر این سنگ‌ها گرانولار پورفیری تا پورفیرویید است و بافت پورفیریک نیز در آنها دیده می‌شود. ماگمای مولد این توده‌ها سرشت کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا تا شوشونیتی دارد و ناهنجاری مثبت و آشکاری از LILE و نسبت بالایی از LREE/HREE نشان می‌دهد. این توده‌ها در جایگاه کمان آتشفشانی پسابرخوردی و کرانة فعال قاره‌ای جای‌گیری کرده‌اند.

کلیدواژه‌ها

اهر؛ شله‌بران؛ بافت پورفیرویید؛ کرانة فعال قاره‌ای؛ کمان‌های پس از برخورد

اصل مقاله

مقدمه

کانسار پورفیری مولیبدن- مس شله‌بران، در استان آذربایجان شرقی و در 90 کیلومتری شمال‌خاوری تبریز و 2 کیلومتری شمال‌خاوری شهرستان اهر و در مختصات جغرافیایی ^´05 ^°47 تا^´10 ^°47 طول خاوری و ´28 ^°38 تا^´30 ^°38 عرض‌شمالی جای دارد. این کانسار بخشی از پهنة ولکانو- پلوتونیک ترسیری البرز باختری- آذربایجان (Moayyed, 2001; Castro et al., 2013) است که به‌علت پتانسیل بالای کانی‌سازی گونه پورفیری از دیرباز توسط پژوهشگران بسیاری بررسی شده است (Calagari, 1997; Hassanpour et al., 2010; Jamali et al., 2010; Alavi et al., 2014; Hosseinzadeh et al., 2008, 2016; Kamali et al., 2018, 2020; Moshefi et al., 2018, 2020).

مهندسان مشاور زرناب اکتشاف در سال 1385، به پژوهش‌های زمین‌شناسی و دگرسانی‌های منطقة شله‌بران پرداختند. در سال 1387، عملیات اکتشافی ناحیه‌ای و شناسایی مانند بررسی‌های ماهواره‌ای و زمین‌شیمیایی در خاور اهر از جمله در محدودة شله‌بران، توسط سازمان زمین‌شناسی و شرکت مس انجام شده و به شناسایی دگرسانی و ناهنجاری زمین‌شیمیایی مس و طلا در محدوده انجامیده است و در نهایت محدوده به‌نام شرکت کاوش گستر ارسباران در سال 1390 ثبت شده است. بیرامی صومعه (Bayrami Sumeh, 2014) و محمدی (Mohammadi, 2014)، روی برخی واحدهای سنگی محدوده پژوهشی بررسی‌هایی انجام داده‌اند؛ اما تا کنون بررسی دقیق و فراگیر سنگ‌شناسی در این منطقه انجام نشده است. ازاین‌رو، در این مقاله تلاش شده است تا سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و محیط زمین‌ساختی توده‌های آذرین درونی به تفصیل بررسی شوند.

روش انجام پژوهش

هم‌زمان با تهیه نقشه زمین‌شناسی 1:5000 از منطقه، از واحدهای سطحی و گمانه‌هایی که برای اکتشاف مولیبدن و مس حفر شده بودند، نمونه‌برداری شد. این نمونه‌برداری‌ها تنوع کاملی از رخنمون‌های موجود در منطقه را در برداشت. شمار 45 نمونه بر پایه تنوع سنگ‌شناسی برگزیده شدند و سپس از آنها مقاطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی سنگ‌نگاری شدند. از میان نمونه‌های یادشده، 15 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای تجزیه و تحلیل عنصرهای اصلی به روش طیف‌سنجی فلورسانس پرتوی ایکس (XRF) و برای اندازه‌گیری عنصرهای کمیاب و فرعی به روش طیف‌سنجی جرمی با پلاسمای جفت‌شده القایی (ICPMS) در آزمایشگاه ALX-Chemex کانادا تجزیه شدند. در پایان با بهره‌گیری از ترکیب داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های میدانی، بررسی‌های میکروسکوپی و تجزیه عنصرهای اصلی و کمیاب و با بهره‌گیری از نرم‌افزارهای GCDkit و Excel به بررسی خاستگاه سنگ و چگونگی پیدایش سنگ‌های نفوذی منطقه پرداخته شد (جدول 1).

زمین‌شناسی منطقه

گسترة‌ مورد بررسیِ شله‌بران با توجه به دسته‌بندی پهنه‌های ساختاری ایران (Stöcklin, 1968) در پهنة ایران‌مرکزی و بر پایه پهنه‌‌بندی‌های دیگر در پهنة البرز- آذربایجان (Nabavi, 1976) و در پهنة اکتشافی ارسباران جای دارد. ناحیة ارسباران در شمال‌‌باختری ایران، یکی از ایالت‌های فلززایی مس- مولیبدن- طلا است که به‌نام پهنة اهر- ارسباران شناخته می‌شود (شکل 1) و به‌علت ویژگی‌های خاص زمین‌شناسی، از نظر کانی‏سازی طلا، مس، مولیبدن اهمیت ویژه‌ا‌ی دارد (Jamali et al., 2010). در شمال ایران (از اردبیل تا جلفا)، این پهنه به‌نام (پهنه ارسباران) شناخته می‌شود (Jamali, 2010; Hassanpour, 2010).

پهنة ماگمایی البرز- آذربایجان با راستای WNW-ESE از کوه‌های البرز در شمال ایران آغاز شده است و پس از گذر از آذربایجان و قفقاز کوچک تا شمال ترکیه ادامه می‌یابد. این پهنه در ایران، با گسل رشت- تاکستان به دو بخش خاوری و باختری تفکیک شده است. بخش خاوری از توف‌های بازیک تا اسیدی که متعلق به سری ماگمایی شوشونیتی تا آلکالن هستند (Blourian, 1994) و بخش باختری نیز دربردارندة گدازه‌های آندزیتی تا ریوداسیتی و چندین تودة گرانیتوییدی با ویژگی کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی هستند (Moayyed, 2001).

جدول 1. داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ کل توده‌های آذرین درونی منطقة شله‌بران (عنصرهای اصلی بر پایة درصد وزنی، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به پی‌پی‌ام).

Table 1. The whole-rock geochemical data of intrusion bodies in the Shele Boran area (major elements in wt. %, trace and rare earth elements in ppm).

Sample No	Sh1	Sh2	Sh3	Sh4	Sh5	Sh6	Sh7	Sh8
Rock Type	Diorite	Diorite	Diorite	Diorite	Diorite	Quartz monzonite	Grano diorite	Grano diorite
SiO₂	59.71	60.30	60.88	61.05	61.64	62.10	62.59	63.03
Al₂O₃	14.93	14.25	17.52	15.1	15.1	16.8	18.12	17.59
CaO	4.21	4.22	3.88	3.8	4.14	3.78	3.79	3.52
Fe₂O₃	8.47	8.8	5.77	6.8	7.69	4.8	6.05	5.87
K₂O	2.51	2.42	2.86	4	2.3	4.4	3.63	3.08
MgO	3.8	3.17	3.45	3.45	3.67	1.7	1.72	1.67
MnO	0.22	0.23	0.14	0.14	0.12	0.07	0.02	0.02
Na₂O	2.18	2	2.59	3	2.09	3.7	2.37	2.62
P₂O₅	0.15	0.14	0.2	0.2	0.29	0.37	0.18	0.17
TiO₂	0.72	1.29	0.69	0.7	1.07	0.68	0.6	0.58
LOI	3.1	3.08	1.23	2.72	1.89	1.4	1.1	1.85
Total	100	99.9	99.21	100.96	100	99.8	100.53	100
P	1399	1719	1853	1064	1456	2871	895	1652
Sc	12.3	23	7.5	13.9	7.2	14.2	20.7	18.2
Ti	252.2	590.6	268.6	267.1	129.2	114.7	663.4	423.7
V	100	298	63	218	98	168	217	119
Cr	18	10	25	9	8	4	4	28
Co	4	27	3	1	2	2	4	2
Ni	6	17	7	9	4	3	5	8
Cu	2.44	88	175	72	39	26	100	537
Zn	17	111	11	30	24	26	2.5	41
Ga	19.05	20.06	20.11	19.08	18.22	19.79	19.12	18.43
Rb	143	19	131	144	42	25	44	104
Sr	620	591	769	439	1095	1003	412	684
Y	21	24	11	9	5	5	9	9
Zr	58	16	56	39	42	30	34	39
Nb	18	20	13	10	3	5	10	11
Mo	8.2	0.48	13.6	4.8	10.7	0.45	2.2	34
Cs	5.2	8.05	8.8	7.9	9	2.8	3.8	9.8
Ba	1906	1988	1233	1303	285	260	1118	1408
La	59	25	61	56	24	15	27	45
Ce	102	46	100	93	39	28	44	71
Pr	3.47	3.58	3.34	3.17	3.2	3.28	3.22	3.15
Nd	13.08	12.76	13.1	13.05	11.95	12.58	12.47	12.16
Eu	0.78	0.74	0.64	0.68	0.65	0.7	0.62	0.77
Gd	2.23	2.67	2.38	2.17	2.48	2.05	2.41	2.21
Tb	0.39	0.41	0.33	0.34	0.37	0.42	0.38	0.35
Dy	1.85	1.57	1.82	1.87	1.72	1.44	1.75	1.93
Ho	0.48	0.32	0.45	0.39	0.35	0.38	0.33	0.34
Er	1.36	1.56	1.44	1.18	1.28	1.2	1.31	1.45
Tm	0.22	0.20	0.23	0.25	0.21	0.24	0.24	0.21
Yb	1.6	3.2	0.5	1.1	0.5	1	1.4	0.6
Lu	0.20	0.19	0.13	0.24	0.14	0.18	0.15	0.20
Hf	2.2	2.1	2.22	2.15	2.33	2.05	2.05	2.27
W	1.8	2.1	3.8	0.9	1.1	2.4	1.7	3.7
Tl	1.18	0.15	1.49	0.97	1.23	0.45	0.17	0.62
Pb	6	21	22	9	37	20	18	27
Bi	0.84	0.91	0.19	0.98	0.48	1.27	0.59	1.13
Th	25.4	13.6	36.8	19.9	4.3	4.8	8.6	24.3
U	3.7	13.1	10.2	8.2	0.47	11.5	5.6	14.1

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

Sample No	Sh9	Sh10	Sh11	Sh12	Sh13	Sh14	Sh15
Rock Type	Grano diorite	Grano diorite	Grano diorite	Grano diorite	Grano diorite	Grano diorite	Grano diorite
SiO₂	63.11	63.18	65.20	65.65	66.01	66.17	66.26
Al₂O₃	16.83	16.21	18.1	15.98	15.87	16.3	16.2
CaO	3.57	3.47	3.11	3.55	3.49	3.34	3.4
Fe₂O₃	6.31	4.39	3.82	4.45	4.83	3.12	3.12
K₂O	3.12	3.46	3.7	3.97	3.26	4.12	3.43
MgO	1.96	1.88	0.85	0.48	1.5	0.78	2.06
MnO	0.01	0.16	0.01	0.09	0.14	0.02	0.02
Na₂O	2.65	3.02	3.43	2.61	2.96	3.09	3.04
P₂O₅	0.16	0.13	0.13	0.14	0.02	0.19	0.22
TiO₂	0.47	0.52	0.39	0.45	0.69	0.72	0.46
LOI	1.84	3.08	1.4	2.18	1.2	2.35	2.25
Total	100.33	99.5	100.14	99.55	100.06	100.03	100.96
P	1016	1551	839	1639	1576	2130	1175
Sc	2.2	23	2.1	8	7.3	10	7.8
Ti	170.8	654.5	154.7	256.7	157.7	693	200
V	71	347	63	103	72	91	72
Cr	2	13	2	19	12	27	17
Co	1	3	8	1	1	0.8	2
Ni	3	9	4	8	5	4	4
Cu	12	175	25	345	243	183	105
Zn	14	81	47	18	17	15	12
Ga	19.63	17.31	19.48	19.84	19.57	18.52	17.96
Rb	187	10	192	74	105	22	113
Sr	554	893	521	800	425	1162	735
Y	8	11	18	10	7	9	8
Zr	10	37	47	39	65	42	60
Nb	10	11	20	9	8	4	6
Mo	6.3	4.1	6.4	6.4	161	23	11.4
Cs	15	5.1	12.5	8.2	5	8.8	10.2
Ba	1830	1401	1678	1371	838	771	1324
La	97	25	87	58	42	47	60
Ce	159	48	137	98	69	58	100
Pr	3.64	3.36	3.52	3.25	3.19	3.41	3.55
Nd	12.88	12.05	12.62	11.57	12.65	13.12	12.34
Eu	0.69	0.69	0.79	0.63	0.75	0.73	0.67
Gd	2.34	2.09	2.28	2.37	2.5	2.41	2.15
Tb	0.40	0.31	0.32	0.36	0.30	0.39	0.42
Dy	1.78	1.99	1.69	1.81	1.66	1.61	1.53
Ho	0.46	0.41	0.31	0.36	0.44	0.42	0.47
Er	1.49	1.48	1.37	1.56	1.51	1.42	1.19
Tm	0.22	0.23	0.21	0.27	0.28	0.29	0.26
Yb	0.4	1.9	0.9	0.9	0.6	1	0.5
Lu	0.23	0.16	0.19	0.17	0.24	0.21	0.28
Hf	2.23	2.4	2.26	2.08	2.11	2.34	2.17
W	1.7	1.6	2	1.5	3.6	2.6	2.6
Tl	1.29	0.18	1.06	1.18	1.54	0.75	1.57
Pb	28	16	48	24	23	22	49
Bi	1.07	0.84	1.22	0.72	0.97	1.33	1.14
Th	40.1	9.7	40.8	21	22.1	30.6	29
U	3.7	10.1	9.7	0.7	11.7	6.5	7.7

شکل 1. پراکندگی پهنه‌های فلززایی و کانه‌زایی گوناگون در کمربند سنوزوییک اهر- ارسباران در شمال‌ باختری ایران (برگرفته از جمالی و همکاران (Jamali et al., 2010) با کمی تغییرات).

Figure 1. Distribution of different metallogenic and orogenic zones in the Cenozoic Ahar-Arasbaran belt in northwest Iran (from Jamali et al. (2010), with small modification).

باتولیت‌های قره‌داغ، شیورداغ و استوک‌های پورفیری هفت‌چشمه و سونگون از مهم‌ترین توده‌های آذرین درونی وابسته به کانه‌زایی در پهنه فلززایی ارسباران هستند که رخداد کانه‌زایی‌های اسکارنی، پورفیری، داربستی و اپی‌ترمال را به دنبال داشته‌اند (Nakhjavani et al., 2021). از ویژگی‌های آشکار این پهنه، تکاپوی ماگمایی گستردة ترسیری است که آغاز آن در پالئوسن- ائوسن و نقطة اوج آن همراه با چین‌خوردگی گستردة واحدهای آتشفشانی و آذرآواری و نیز جایگیری توده‌های آذرین درونی در الیگوسن (فاز پیرنه) بوده است (Moayyed, 2001). کهن‌ترین واحدهای سنگی در این منطقه، نهشته‌های آتشفشانی و آذرآواری پالئوسن- ائوسن با ترکیب آندزیت- داسیت، آندزیت تا آندزیت بازالتی و توف‌های وابسته هستند که توده‌های نیمه‌ژرف پورفیرویید به سن الیگوسن درون آنها نفوذ کرده‌اند (شکل 2). واحد نیمه‌آتشفشانی میکرودیوریت O^md در بخش باختری ناحیه و در کنار واحدهای آندزیت پورفیری E^ap و توف آندزیتی E^t2 گسترش بسیاری یافته است و بیشتر واحد گرانودیوریتی O^grd همراه با میکرودیوریت‌ها به‌چشم می‌خورند؛ اما واحد گرانیتی O^gr بخش‌های میانی محدودة شله‌بران را دربر گرفته است (شکل 3).

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی 1:5000 منطقة شله‌بران (برگرفته از شرکت جهان ‌زرجویان با تغییرات)

Figure 2. The geological map (scale: 1:5000) of Shele Boran (from Jahan Zarjoyian Company, with modification).

شکل 3. نمایی کلی از منطقة بررسی‌شدة شله‌بران و رخنمون‌های واحدهای گوناگون مختلف (دید رو به شمال‌خاوری)

Figure 3. A general view of the study area in Shele Boran with various rock units' outcrops (northeastward view).

سنگ‌شناسی توده‌های آذرین نفوذی

ترکیب توده‌های آذرین درونی نیمه‌ژرف منطقة شله‌بران گرانیت، تونالیت و میکرو‌دیوریت پورفیری است که در ادامه به بررسی آنها پرداخته می‌شود:

گرانیت

نمونه‌های دستی این واحد به رنگ خاکستری کمی تیره تا صورتی و رنگ سطح هوازده این واحد، خاکستری رو به سفید است (شکل 4-B) و نسبت به دیگر توده‌های درونی گسترش بیشتری در این محدوده دارند (شکل‌های 2 و 4-A). کانی‌های اصلی سازندة آن کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار و بیوتیت هستند.

کوارتز (با فراوانی 40-30 درصدحجمی) به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل، دانه‌ریز تا متوسط‌ دانه است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E) و به‌صورت پرکنندة فضای میان بلورها نیز دیده می‌شود.

پتاسیم‌فلدسپار (با فراوانی 30-25 درصدحجمی) بیشتر به‌صورت درشت‌بلورهای شکل‌دار و با ماکل کارلسباد در زمینة سنگ نمود دارد (شکل‌های 4-C و 4-D).

پلاژیوکلاز (با فراوانی 20-15 درصدحجمی) به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در اندازه‌های 2 تا 4 میلیمتر بوده، ترکیب آنها آندزین است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E). بیشتر آنها به‌طور بخشی در پی دگرسانی به سریسیت و کانی‌های رسی تجزیه شده‏اند.

بیوتیت (با فراوانی 10-5 درصدحجمی) در اندازه‏های متوسط و نیمه‌شکل‌دار است، تحت‌تأثیر دگرسانی گرمابی به کلریت و اکسیدهای آهن تجزیه شده است. بیوتیت فراوان‌ترین کانی تیره این واحد سنگی به‌شمار می‌رود و گاهی با آمفیبول همراه است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E).

کانی‌های ثانویه دربردارندة کلریت، سریسیت، کلسیت، کانی‌های رسی هستند. افزون بر این، کانی‌های زیرکن، آپاتیت و اسفن به‌صورت اندک در زمینة سنگ دیده می‌شوند.

بافت غالب این سنگ‌ها گرانولار پورفیری است (شکل‌های 4-C، 4-D و 4-E).

تونالیت

نمونه‌های دستی این واحد به رنگ سبز رو به آبی و رنگ سطح هوازده این واحد، خاکستری متمایل به‌ صورتی است (شکل 5-B) و بیشتر در بخش‌های شمال‌باختری و جنوب‌خاوری محدودة شله‌بران رخنمون دارند (شکل‌های 2 و 5-A) کانی‌های اصلی سازنده، بلورهای پلاژیوکلاز، کوارتز و بیوتیت هستند. کانی‌های فرعی دربردارندة هورنبلند، زیرکن، اسفن، آپاتیت و کانی تیره هستند.

پلاژیوکلاز (با فراوانی 45-35 درصدحجمی) به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و دانه درشت (5-4 میلی‌متر) دیده می‌شوند. این کانی منطقه‌بندی ترکیبی دارد و به سریسیت و کانی‏های رسی تجزیه شده است (شکل‌های 5-C و 5-D).

کوارتز (با فراوانی 30-25 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و بیشتر ریز بلور در زمینة سنگ و فضای میان‌بلوری دیده می‌شود (شکل‌های 5-D و 5-E).

بیوتیت (با فراوانی 15-10 درصدحجمی) همراه با پلاژیوکلاز و آمفیبول درشت‌بلورها را می‌سازد و در پی دگرسانی با کلریت جایگزین شده‌ است (شکل‌های 5-C، 5-D و 5-E).

هورنبلند (با فراوانی 5-1 درصدحجمی) بیشتر به‌صورت شکل‌دار است و ماکل کتابی نشان می‌دهد و به کلریت، بیوتیت و اکسید آهن تجزیه شده‌ است (شکل‌های 5-D و 5-E).

بافت غالب این سنگ‌ها پورفیرویید و گرانولار است.

میکرودیوریت پورفیری

این واحد در سطح سالم و نادگرسان سبز تیره است (شکل 6-B) و در سطح دگرسان با آغشتگی بسیار به اکسید آهن به رنگ زرد مایل است. در سطح تازة این سنگ‌ها، پیریت پراکنده با تراکم بالا یافت می‌شود.

شکل 4. A) نمایی از رخنمون گرانیت (دید رو به شمال)؛ B) نمای نزدیک از واحد گرانیت؛ C، D) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار به‌همراه کوارتز و بیوتیت با بافت گرانولار پورفیری؛ E) نمود کانی‌های کلریت و مسکوویت همراه با کوارتز، پلاژیوکلاز و بیوتیت با بافت پورفیرویید ( نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) است).

Figure 4. A) A view of granite outcrop (view to the north); B) A close view of the granite unit; C, D) plagioclase and potassium feldspar phenocryst with quartz and biotite with porphyry granular texture; E) Presence of chlorite and muscovite minerals with quartz, plagioclase and biotite with porphyroid texture (Abbreviations from Whitney and Evans (2010)).

شکل 5. A) نمایی از رخنمون تونالیت (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) نمای نزدیک از واحد تونالیت؛ C) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و بیوتیت با بافت گرانولار پورفیری؛ D) بافت پورفیرویید با نمود کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند به همراه کوارتزهای ریز بلور در زمینة سنگ؛ E) بافت پورفیرویید برآمده از نمود درشت‌بلورهای بیوتیت و هورنبلند و کوارتزهای ریز بلور در زمینة سنگ.

Figure 5. A) A view of tonalite outcrop (view to the northwest); B) A close view of the tonalite unit; C) Plagioclase and biotite phenocryst with porphyry granular texture; D) Porphyroid texture with the presence Plagioclase, biotite and hornblende minerals with microcrystalline quartz in the background; E) Porphyroid texture resulting from the presence of coarse biotite and hornblende crystals and micro quartz crystals.

شکل 6. A) نمایی از رخنمون میکرودیوریت پورفیری (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) نمای نزدیک از واحد میکرودیوریت پورفیری؛ C) درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و هورنبلند که به کلسیت، اپیدوت و کانی‌های رسی تجزیه شده‌اند؛ D) بافت پورفیرویید با نمود درشت بلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن به همراه پلاژیوکلاز و کوارتزهای ریز بلور در زمینة سنگ؛ E) بافت پورفیرویید برآمده از نمود درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز در زمینه‌ای از کوارتز، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن.

Figure 6. A) A view of porphyry microdiorite outcrop (view to the northwest); B) A close view of the porphyry microdiorite unit; C) Coarse plagioclase and hornblende crystals show altered in calcite, epidote and clay minerals; D) porphyroid texture with the presence of coarse plagioclase and clinopyroxene crystals with plagioclase and microcrystalline quartz in the background; E) porphyroid texture resulting from the presence of coarse plagioclase crystals in the background of quartz, plagioclase and clinopyroxene.

واحد میکرودیوریتی بیشتر در بخش مرکزی، جنوب‌خاوری و باختر محدوده رخنمون دارد (شکل‌های 2 و 6-A). پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت از کانی‌های اصلی سازنده هستند. کلینوپیروکسن، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، آپاتیت و زیرکن از کانی‌های فرعی هستند. فراوان‌ترین دگرسانی دیده‌شده در این گروه از سنگ‌ها، پروپیلیتیک ضعیف تا متوسط است.

پلاژیوکلاز (با فراوانی 70-60 درصدحجمی) به‌صورت درشت‌بلور (تا mm 6) و میکرولیت در زمینة سنگ به فراوانی نمود دارد. با توجه به زاویة خاموشی می‌توان گفت پلاژیوکلازها در اندازة آندزین- الیگوکلاز هستند. این کانی به‌طور کامل یا بخشی به سریسیت، کلسیت و کانی‌های رسی تجزیه شده است (شکل‌های 6-C، 6-D و 6-E).

هورنبلند (با فراوانی 15-10 درصدحجمی) مهم‏ترین کانی فرومنیزین در این سنگ‌ها به‌شمار می‌رود. هورنبلند در برخی نمونه‌ها تا اندازه‌ای حفظ شده است؛ اما بیشتر به کلریت، تجزیه شده و یا با کلسیت و اپیدوت جانشین شده‌ است (شکل 6-C).

بیوتیت (با فراوانی 10-5 درصدحجمی) به‌صورت بی‌شکل و دگرسان شده نمود دارد و با کلریت و اکسید آهن جایگزین شده است.

پیروکسن (با فراوانی 5-1 درصدحجمی) به‌صورت بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار نمود دارد. در برخی نمونه‌ها تا اندازه‌ای حفظ شده است (شکل‌های 6-D و 6-E)؛ اما بیشتر با کلریت و کلسیت جانشین شده است.

کوارتز (با فراوانی 5-1 درصدحجمی) همراه با پتاسیم‌فلدسپار فضای به‌جای مانده میان دیگر کانی‌ها را پر کرده است. بافت غالب این سنگ پورفیریک با خمیرة ریز بلور است.

رده‌بندی شیمیایی

در کانسارهای پورفیری به‌علت کارکرد گسترده سیال‌های گرمابی و تحرک عنصرهای اصلی مانند سدیم و پتاسیم بهره‌گیری از نمودارهای TAS صحیح نیست. ازاین‌رو، از نمودارهای عنصرهای نامتحرک برای نام‏گذاری و تفسیرهای زمین‌شیمیایی بهره‌ گرفته می‌شود. در رده‌بندی شیمیایی در نمودار Nb/Y-Zr/Ti، نمونه‌ها در گسترة گرانیت- گرانودیوریت و نیز دیوریت (گابرو- دیوریت) جای می‌گیرند (شکل 7).

شکل 7. شناسایی سرشت توده‌های آذرین درونی شله‌بران در نمودارNb/Y در برابر Zr/Ti (Pearce, 1996).

Figure 7. Determine the nature of intrusion bodies in the Shele Boran area in Nb/Y versus Zr/Ti plot (Pearce, 1996).

زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب و فرعی

در نمودارهای عنکبوتی عنصرهای کمیاب به ترکیب کندریت و گوشتة کهن بهنجار شده‌اند (شکل 8). در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، شیب از سمت عنصرهای خاکی کمیاب سبک به‌سوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگین کم می‌شود (شکل 8-A). به گفتة دیگر، در این نمودار، نمونه‌های توده‌های آذرین درونی غنی‌شدگی از LREE نشان می‌دهند، غنی‌شدگی از عنصرهای LREE نسبت به HREE و ناهنجاری منفی Nb و Zr وابستگی این سنگ‌ها را به سری ماگمایی کالک‌آلکالن نشان می‌دهد (Nelson, 2004; Machoda et al., 2005).

شکل 8. A) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛ B) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشتة کهن (Sun and McDonough, 1989) در توده‌های آذرین درونی شله‌بران (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 8. A) Chondrite-normalized REE patterns (Boynton, 1984); B) Primitive mantle-normalized multi-element spider diagram (Sun and McDonough, 1989) of the intrusion bodies from Shele Boran (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

در نمودار بهنجارشده به ترکیب گوشتة کهن (Sun and McDonough, 1989)، ناهنجاری‌های منفی واضح و آشکاری از Ti، Zr، P، Pr، Y و Nb و همچنین، ناهنجاری مثبتی از K، U، Pb، Cs و Nd دیده می‌شود (شکل 8-B). ناهنجاری منفی Ti بازتاب‌دهنده کاربرد اکسیدهای Fe-Ti است؛ زیرا با وارد شدن Ti به ساختار کانی‌هایی مانند تیتانومگنتیت و جدایش آن از ماگما، این ناهنجاری می‌تواند پدید آید (Rollinson, 1993). ناهنجاری منفی عنصرهای P، Ta، Ti و Nb در نمودار عنکبوتی همراه با یک غنی‌شدگی آشکار از عنصرهای LILE (مانند: K، Sr، Sm، Th و Cs) از ویژگی‌های مهم سنگ‌های ماگمایی وابسته به کمان‏های آتشفشانی است که در پی رفتار سیال‌های برآمده از فرورانش پدید می‌آیند (Rollinson, 1993; He et al., 2007; Peng et al., 2007). پس روند تغییرات این نمونه‌ها با ویژگی‌های محیط زمین‌ساختی وابسته به فرورانش همخوانی دارد (Wilson, 1989; McDonald et al., 2000; Gioncada et al., 2003).

ناهنجاری منفی Nb نشان‌دهندة ماگماهای وابسته به محیط‌های کرانة فعال قاره‌ای است و می‌تواند پیامد آلودگی پوسته و سیال‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورونده باشد (Aldanmaz et al., 2000). افزون‌بر این، عنصر Nb می‌تواند جانشین Ti در کانی اسفن شود. به‌جای‌ماندن چنین فاز دیرگدازی در ماگمای مادر، می‌تواند ناهنجاری منفی این عنصر را به‌دنبال داشته باشد (Wilson, 1989).

محیط زمین‌ساختی و سنگ‌زایی توده‌های آذرین درونی

به‌علت وجود دگرسانی گسترده در توده‌های آذرین درونی پورفیرویید شله‌بران، برای شناسایی سری ماگمایی این توده‌ها تنها از نمودار وابسته به عنصرهای نامتحرک بهره‌گیری شد. در نمودار Co-Th و نمودارهای Ce/Yb-Ta/Yb و Th/Yb-Ta/Yb که از عنصرهای نامتحرک بهره‌گیری شده است، همة نمونه‌ها در گسترة کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی جای گرفته‌اند (شکل‌های 9 و 10). با توجه به این نمودارها می‌توان گفت که ماگمای سازندة سنگ‌های توده‌های آذرین درونی در منطقة شله‌بران سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا دارند، سری شوشونیتی، غالب است.

شکل 9. نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007) برای شناسایی سری ماگمایی توده‌های آذرین درونی شله‌بران (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 9. Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007) to determine the magmatic series of intrusion bodies of the Shale Boran (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

گفتنی است که سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا در واحدهای آتشفشانی منطقة سوناجیلِ هریس نیز گزارش شده است ( Hosseinzadeh et al., 2008; Nemati et al., 2018). بیشتر سری‌های شوشونیتی در پهنه‌های زمین‌ساختی کرانه‌های فعال قاره در نخستین مراحل پیدایش کمان یا مراحل پایانی و بلوغ کمان ماگمایی پدید می‌آیند (Morrison, 1980; Stern et al., 1988). همچنین، آنها در محیط‏های کششی یا پس از برخورد نیز گزارش شده‌اند (Sun et al., 2008; Dostal et al., 2002).

شکل 10. شناسایی سری ماگمایی توده‌های آذرین درونی شله‌بران در نمودارهای Ce/Yb در برابر Ta/Yb و Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce et al., 1984) (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 10. Determination of magmatic series of intrusion in the Shale Boran area in Ce/Yb versus Ta/Yb and Th/Yb versus Ta/Yb diagrams (Pearce et al., 1984) (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

برای شناسایی محیط زمین‌ساختی توده‌های آذرین درونی شله‌بران از نمودارهای گوناگونی به شرح زیر بهره گرفته شد:

در نمودار (Rb/30-Hf-3Ta) نمونه‌های توده‌ها در گستره کمان‌های آتشفشانی با گرایشی به سمت جایگاه‌های پس برخوردی جای می‌گیرند (شکل 11). در نمودارهای Nb-Y و Rb-(Ta+Yb)، نمونه‏ها در گسترة گرانیت‌های کمان‌های آتشفشانی و هم‌زمان با برخورد (VAG+Syn-Col) جای گرفته‌اند (شکل‌های ۱۲-A و ۱۲-B)، و در نمودار Ta-Yb، همة نمونه‌ها در گسترة گرانیت‌های وابسته به کمان‌های آتشفشانی جای می‌گیرند (شکل ۱۲- C)، و در نمودار Rb-(Y+Nb)، نمونه‌ها در گسترة گرانیت‌های پسابرخوردی جای گرفته‌اند (شکل ۱۲-D). در نمودار عنکبوتیِ عنصرهای کمیاب که به ترکیب پلاژیوگرانیت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی (ORG) بهنجار شده‌ است (شکل 13)، مقایسه الگوی تغییرات عیار این عنصرها در توده‌های آذرین درونی نشان می‌دهد همخوانی خوبی میان این توده‏ها با توده‌های آذرین درونی شیلی در آند یا به عبارتی گرانیتوییدهای وابسته به کمان‌های آتشفشانی کرانة فعال قاره‌ای وجود دارد. این توده‌ها ناهنجاری مثبت و آشکاری از Ba، Th و Rb و ناهنجاری منفی Y، Yb و Zr و تا اندازه‌ای Ta دارند (Harris, 1983).

شکل 11. شناسایی خاستگاه زمین‌شناسی توده‌های آذرین درونی شله‌بران در نمودار سه‌تایی Rb/30-Hf-3Ta (Harris et al., 1986) (نمادها و رنگ‌ها همانند شکل 7).

Figure 11. Tectonic setting discrimination of the intrusion bodies in the Shale Boran in Rb/30-Hf-3Ta ternary diagram (HARRIS ET AL., 1986) (Symbols and colors are the same as in Figure 7).

برداشت

ترکیب سنگ‌شناسی توده‌های آذرین درونی الیگوسن در شله‌بران، گرانیت، تونالیت و میکرودیوریت پورفیری است که به درون سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن نفوذ کرده‌اند.

در نمودارهای شیمیایی، این سنگ‌ها در گسترة گرانیت- گرانودیوریت، دیوریت و گابرو- دیوریت جای می‌گیرند.

ماگمای سازندة سنگ‌های توده‌های آذرین درونی در منطقة شله‌بران سرشت شوشونیتی و کالک‌آلکالنِ پتاسیم بالا دارد.

این توده‌ها ناهنجاری مثبت و آشکاری از K، Th، Sr، Sm، Cs، Rb و Ba و ناهنجاری منفی از Ta، Ti، Zr، Nb، P، Pr، Y و Yb نشان می‌دهند که از ویژگی‌های مهم سنگ‌های ماگمایی وابسته به کمان‌های آتشفشانی به‌شمار می‌روند. ناهنجاری منفی از عنصرهای P، Ta، Ti و Nb در نمودار عنکبوتی همراه با غنی‌شدگی آشکار از عنصرهای LILE (مانند: K، Sr، Sm، Th و Cs) از ویژگی‏های مهم سنگ‌های ماگمایی وابسته به کمان‏های آتشفشانی است. ازاین‌رو، روند تغییرات ترکیبی این نمونه‌ها با ویژگی‌های محیط زمین‌ساختی وابسته به پهنة فرورانش همخوانی دارد.

شکل 12. شناسایی خاستگاه زمین‌شناسی توده‌های آذرین درونی شله‌بران در A) نمودار Y در برابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Ta+Yb در برابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Yb در برابر Ta (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار Y+Nb در برابر Rb (Pearce, 1996) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 7).

Figure 12. Discrimination diagrams for the tectonic setting of intrusion bodies of the Shele boran, A) Y versus Nb diagram (Pearce et al., 1984); B) Ta+Nb versus Rb diagram (Pearce et al., 1984); C) Yb versus Ta diagram (Pearce et al., 1984); D) Y+Nb versus Rb diagram (Pearce, 1996) (Symbols are the same as in Figure 7).

از دیدگاه محیط زمین‌ساختی، نمونه‌های این توده‌ها در جایگاه وابسته به کمان[1] (AR) و کمان آتشفشانی پسابرخوردی[2] جای می‌گیرند. این داده‌ها با پژوهش‌های گوناگون پیشین (Moayyed, 2001; Aghazadeh et al., 2010) روی توده‌های آذرین درونی گرانیتوییدی الیگوسن پهنة البرز باختری- آذربایجان همخوانی دارد.

شکل 13. نمودار عنصرهای کمیاب توده‌های آذرین درونی شله‌بران بهنجارشده به ترکیب پلاژیوگرانیت‌های شکاف میان‌اقیانوسی (ORG) (Harris, 1983).

Figure 13. Trace elements diagram for the intrusion bodies in Shele Boran area, normalized to mid-oceanic ridge plagiogranites (ORG) composition (Harris, 1983)

سپاس‌گزاری

نگارندگان این مقاله از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه تبریز برای پشتیبانی‌های مالی این پژوهش و نیز از مدیریت محترم شرکت جهان زرجویان برای در اختیارگذاشتن داده‌های مناسب در زمینة این پژوهش و هیئت محترم تحریریه و داوران نشریة پژوهشی پترولوژی سپاس‌گزاری می‌کنند.

[1] Arc-related

[2] post- collisional arc

مراجع

Alavi, S.G., Hosseinzadeh, M.R., and Moayyed, M. (2014) Petrography and petrology of the Sungun Porphyry copper deposit and post mineralization dykes with a view to Skarn mineralization (north of Varzeghan, East Azarbaijan). Petrological Journal, 5(17), 17-32.

Aghazadeh, M., Castro, A., Omran, N.R., Emami, M.H., Moinvaziri, H., and Badrzadeh, Z. (2010) The gabbro (shoshonitic)-monzonite-granodiorite association of Khankandi pluton, Alborz Mountains, NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 38(5), 199-219. http://doi.org/10.1016/j.jseaes.2010.01.002

Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F., and Mitchell, J.G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102(1-2), 67-95. http://dx.doi.org/10.1016/S0377-0273(00)00182-7

Bayrami Sumeh, F. (2014) Study of Mineralization, Alteration and Genesis of Shele boran Copper Index Northeast of Ahar, East Azarbaijan. M.Sc. Thesis, 125 p. Tabriz University, Tabriz, Iran (in Persian).

Blourian, G.H. (1994) Petrology of the tertiary volcanic rocks in the northern of Tehran. M.Sc. Thesis, 145 p. Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Boyonton, W.V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Henderson, Ed., Rare Earth Element geochemistry, p. 63-114, Elsevier, New York. http://doi.org/10.1016/B978-0-444-42148-7.50008-3

Calagari, A.A. (1997) Geochemical, stable isotope, noble gas, and fluid inclusion studies of mineralization and alteration at Sungun porphyry copper deposit, East Azarbaijan, Iran: Implication for genesis. Unpublished Ph.D. Thesis, Manchester University, 537 pages.

Castro, A., Aghazadeh, M., Badrzadeh, Z., and Chichorro, M. (2013) Late Eocene-Oligocene post-collisional monzonitic intrusions from the Alborz magmatic belt, NW Iran. An example of monzonite magma generation from a metasomatized mantle source. Lithos, 180, 109-127. http://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.08.003

Dostal, J., Caby, R., Keppie, J.D., and Maza, M. (2002) Neoproterozoic magmatism in Southwestern Algeria (Sebkha el Melah inlier): a northerly extension of the Trans- Saharan orogen. Journal of African Earth Science, 35, 213–225. https://doi.org/10.1016/S0899-5362(02)00104-5

Gioncada, A., Mazzuoil, R., Bisson, M., and Pareschi, M.T. (2003) Petrology of volcanic products younger than 42 Ka on the Liapari-Volcano complex (Aeolian Island, Italy): an example of volcanism controlled by tectonics. Journal of volcanology and geothermal Research, 122, 191-220. http://doi.org/10.1016/S0377-0273(02)00502-4

Harris, C. (1983) The petrology of lavas and associated plutonic inclusions of Ascension Island. Journal of Petrology, 24(4), 424-470. http://doi.org/10.1093/petrology/24.4.424

Harris, N.B.W., Pearce, J.A. and Tindle, A.G (1986) Geochemical characteristics of collision-zone magmatism collision tectonics, Geology Society, Special Publications, 19(1), 67-81. https://doi.org/10.2113/gscanmin.38.5.1065

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

Hassanpour, S. (2010) Metallogeny and mineralization of copper and gold in Arasbaran Zone
(Eastern Azerbaijan). Ph.D. Thesis, 240 p. Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A., and Mitchell, S.F. (2007) Classification of altered volcanic arc rocks using immobile trace elements: development of the Th–Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48(12), 2341-2357. http://www.doi.org/10.1093/petrology/egm062

He, Y., Zhao, C., Sun, M. and Wild, S.A. (2007) Geochemistry, isotope systematics and petrogenesis of the volcanic rocks in the Zongtiao Mountain: An alternative interpretation for the evolution of the southern margin of the North China. Lithos, 102: 158-178.

Hosseinzadeh, G., Moayyed, M., Calagari. A.A., Hajialilu, B., and Moazen, M. (2008) Studies of Incheh intrusive body, east of Heris, East-Azarbaijan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 16, 189-206 (in Persian).

Hosseinzadeh, M.R., Maghfouri, S., Gorbani, M., and Moayyed, M. (2016) Different types of vein-veinlets related to mineralization and fluid inclusion studies in the Sonajil porphyry Cu-Mo deposit, Arasbaran magmatic zone. Geosciences, 26, 219 –230 (in Persian).

Jamali, H., Dilek Y., Daliran F., Yaghubpur A.M., and Mehrabi B. (2010) Metallogeny and tectonic evolution of the Cenozoic Ahar–Arasbaran volcanic belt, northern Iran. International Geology Reviews, 52(4-6), 608–630. http://10.1080/00206810903416323

Jamali, H. (2010) Spatial- temporal relationship of mineralization and magmatism in the Mazraeh polymetallic deposit (north of Ahar, Eastern Azarbaijan province). Petrological Journal, 43, 65-84 (in Persian). http://10.22108/IJP.2020.124073.1192

Kamali, A.A., Moayyed, M., Amel, N., Hosseinzadeh, M.R., Mohammadiha, K., Santos, J.F., and Brenna. M. (2018) Post-Mineralization, cogenetic magmatism at the Sungun Cu-Mo porphyry deposit (Northwest Iran): Protracted melting and extraction in an arc system. Minerals, 8(12), 588. http://doi.org/10.3390/min8120588

Kamali, A., Moayyed, M., Amel, N., Fadaeian, M., Brenna, M., Saumur, B.M., and Santos, J.F., (2020) Mineralogy, mineral chemistry and thermobarometry of post-mineralization dykes of the Sungun Cu–Mo porphyry deposit (Northwest Iran). Open Geosciences, 12, 764-790. http://doi.org/10.1515/geo-2020-0009

McDonald, R., Hawakesworth, C.J., and Heath, E. (2000) The Lesser Antilles volcanic chain: a study of arc magmatism. Earth-Science Reviews, 49(1-4), 17-26. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(99)00069-0

Machoda, A., Lima, E.F., Chemale Jr., F., Morata, D., Oteiza, O., Almeida, D.P.M., Figueiredo, A.M.G., Alexandre, F.M., and Urrutia, J.L. (2005) Geochemistry constrains of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in South Shetland arc. Antarctica. Journal of South American Earth Sciences, 18(3-4), 407-425. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2004.11.011

Moayyed, M. (2001) Petrologic investigation of Tertiary volcano- plutonic belt in Western Alborz- Azarbaijan with a special view on Hashtjin region. Ph.D. Thesis, 328 p. Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Mohammadi, J. (2014) Mineralization and Geochemistry of Mineralized and Alteration zone of Shele boran Area (NE of Ahar, East Azarbaijan Province). M.Sc. Thesis, 137 p. Urmia University, Urmia, Iran (in Persian).

Morrison, G.W. (1980) Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association.
Lithos, 13, 97-108. http://doi.org/10.1016/0024-4937(80)90067-5

Moshefi, P., Hosseinzadeh, M.R., Moayyed, M., and Lentz, D.R (2018) Comparative study of mineral chemistry of four biotite types as geochemical indicatores of mineralized and barren intrusions in the Sungun Porphyry Cu- Mo deposit, northwestern Iran. Ore Geology Reviews, 98, 1-20. http://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2018.05.003

Moshefi, P., Hosseinzadeh, M.R., Moayyed, M., and Lentz, D.R. (2020) Distinctive geochemical features of biotite types from the subeconomic Sonajil porphyry-type Cu deposit, northwestern Iran: Implications for analysis of porphyry copper deposit mineralization potential. Journal of Geochemical Exploration, volume, 214. https://doi.org/10.1016/j.gexplo.2020.106543

Nabavi, M.H. (1976) An Introduction to the geology of Iran, 109. Publication of the Gelogical Organization of the country, 109 pages, (in Persian).

Nakhjavani, B., Calagari, A.A., Alavi, S.G., and Siah Cheshm, K. (2021) Study of intrusive body associated with Gowdal skarn (North of Ahar) and its comparison with other skarn granitoids. Petrological Journal, 44, 111-134 (in Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2021.124497.1197

Nelson, S.A. (2004) Magmatic Differentiation, Chemical variations in rock suites. 198 p. Tulan University New Orleans, Louisiana.

Nemati, N., Aghazadeh, M., and Badrzadeh, Z. (2018) Geochemistry and petrogenesis of Eocene shoshonitic and adakitic volcanic rocks in Sonajil area (Souteast of Heris, Eastern Azerbaijan). Petrological Journal, 35, 147-172 (in Persian). http://doi.org/10.22108/IJP.2018.104987.1037

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. http://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956

Pearce, J.A. (1996) Source and setting of granitic rocks. Episode, 19, 120-125.

Peng, T., Wang, Y., Zhao, G., Fan, W., and Peng, B. (2007) Arc-like volcanic rocks from the Southern Lancangtion Zone, SW china: Geochronological and geochemical constraint on their petrogenesis and tectonic implication. Lithos, 102, 358-373.

Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data evaluation, presentation, interpretation, Longman Scientific and Technical, 352 p. Wiley, New York.

Stern, R.A., Bloomer, S.H., Lin, P.N., Ito, E., and Morris, J. (1988) Shoshonitic magmas in nascent arcs: new evidence from submarine volcanoes in the northern Marianas. Geology, 16(5), 426-430. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1988)016<0426:SMINAN>2.3.CO;2

Stocklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. AAPG Bulletin, 52(7), 1229-1258. https://doi.org/10.1306/5D25C4A5-16C1-11D7-8645000102C1865D

Sun, L.H., Wang, Y.J., Fan, W.M., and Zi, J.W. (2008) Post-collisional potassic magmatism in the Southern Awulale Mountain, western Tianshan Orogen: petrogenetic and tectonic implications. Gondwana Research, 14(3), 383–394. http://doi.org/10.1016/j.gr.2008.04.002

Sun, S.S. and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publication, 42(1): 313-345. http://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19

Whitney, D.L. and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist, 95(1), 185-187. http://doi.org/10.2138/am.2010.3371

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: a Global Tectonic Approach, 466p. Winchester, Massachusetts. http://doi.org/10.1007/978-1-4020-6788-4

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 178

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 28

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌زمینشیمی و محیط جایگیری تودههای آذرین درونی کانسار مولیبدن- مس شلهبران (شمالخاوری اهر- آذربایجان شرقی)

مقدمه

روش انجام پژوهش

زمین‌شناسی منطقه