پتروگرافی و ژئوشیمی سنگهای آذرین و کانی زایی آنتیموان در لخشک، شمال غرب زاهدان، جنوب شرق ایران
محورهای موضوعی :حلیمه مجددی 1 , مجمد بومری 2 , حبیب بیابانگرد 3
1 - دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان
2 - دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان
3 - دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان
کلید واژه: زون جوش‌خورده سیستان, سنگهای آذرین نفوذی و نیمهنفوذی, کانیزایی آنتیموان ,
چکیده مقاله :
اندیس آنتیموان لخشک در شمال غرب زاهدان و در پهنهی جوش خورده سیستان واقع شده است. واحدهای سنگی منطقه شامل فلیشهای دگرگونه (گارنت شیست، اکتینولیت شیست، فیلیت و میلونیت)، توده گرانیتوئیدی لخشک، دایک‌های بازیک و اسیدی، رگههای سیلیسی بدون کانیزایی و دارای کانیزایی میباشد. براساس مطالعات ژئوشیمی، سنگهای آذرین لخشک کالک آلکالن، کالک آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی و متاآلومینوس و متعلق به جایگاههای کمان ولکانیکی، همزمان با برخورد و پس از برخورد میباشند. غنی‌شدگی LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE از ویژگی‌های سنگهای آذرین مورد مطالعه است. غنی‌شدگی Pb و تهی شدگی Y، Nb،Zr بیشتر با مذاب‌های به وجود آمده از پوسته زیرین سازگار است. کانی زایی آنتیموان در لخشک بیشتر به‌صورت رگههای کوارتز-استیبنیت در سنگهای فلیش‌گونه دیده میشود و همراه با دگرسانیهای سیلیسی، آرژیلیک و فیلیک است.
The Lakhshak Sb index is located in the northwest of Zahedan in the Sistan suture zone. The geological units of the area include metamorphosed flysch (garnet schist, actinolite schist, phylite, mylonite), granitoid pluton, acidic and basic dikes, mineralized and un-mineralized silicic veins. According to the geochemical studies, Lakhshak igneous rocks are calc-alkaline, high-K calc-alkaline and shoshonitic, metaaluminous rocks which are belong to the volcanic arc, and collisional and post-collisional tectonic settings. The studied igneous rocks are characterized by LREE and LILE enrichment relative to HREE and HFSE. Enrichment of Pb and depletion of Zr, Nb and Y are more consistent with melts generated from the lower crust. In the Lakhshak area, the Sb mineralization mainly occurs as quartz-stibnite veins in type-like rocks and is associated with silicic, argillic and phyllic alterations.
بومری، م.، 1393. کانسارها و اندیس‌های معدنی در استان سیستان و بلوچستان، ششمین همایش انجمن زمین‌شناسی اقتصادی، دانشگاه سیستان و بلوچستان، 103-98.
بومری، م.، مجددیمقدم و بیابانگرد، ح.،۱۳۹۷، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی سنگهای آذرین و کانی زایی آنتیموان و طلا در منطقة سفیدسنگ و درگیابان. پترولوژی، 193،۳۵،9 -۲۱۶.
خرمی، ز.، 1391. ژنز کانسار آنتیموان بائوت، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 149.
رضایی کهخایی، م. رهبر، ر.، و قاسمی، ح.، 1396. تعیین سن مجموعه نفوذی لخشک به روش اورانیوم-سرب روی کانی‌های زیرکن و تیتانیت، شرق ایران، مجله بلور و کانی‌شناسی،25،1، 111-122.
سرحدی، ن.، احمدی، ع.، فیروزکوهی، ز.، و جامی، م.، 1396. سنگ‌شناسی و ژئوشیمی دایک های مزوکرات و ملانوکرات در پیکره گرانودیوریتی لخشک، شمال باختر زاهدان، علوم زمین،26، 104، 149-168.
فرشیدپور، ج.، 1391. ژنز کانسار آنتیموان سفیدآبه، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه‌سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 125.
کنعانیان. ع.، رضایی کهخایی، م.، الیاسی، م.، و اسماعیلی، د.، 1386. شواهد پتروگرافي حاکي از دگرشكلي دماي بالا در سنگهای حاشيه توده گرانيتوئيدي لخشك،شمال غرب زاهدان، ايران. مجله علوم دانشگاه تهران، 33،1، 39-47.
مارزی، م.، 1394. کانی‌شناسی، دگرسانی و منشاء کانیزایی آنتیموان و طلا در منطقه سفیدسنگ، جنوب زاهدان، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران،267.
مجددیمقدم، ح.، 1398. ژئوشیمی،زمین حرارت-فشار سنجی رگههای آنتیموان در مناطق درگیابان،سفیدسنگ، لخشک، شورچاه، بائوت و سفیدابه، رساله دکترای تخصصی، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 311.
مرادی، ر. بومری، م. باقری، س و زاهدی، ا .، 1394. تعیین شرایط فیزیکوشیمیایی و عوامل کنترل‌کننده کانیزایی با استفاده از کانه‌نگاری روابط پاراژنزی و میانبار سیال در کانسار‌استیبنیت- طلا شورچاه، جنوب شرق زاهدان. مجله بلور و کانی‌شناسی، 23، 121-134.
مرادی، ر.، 1391. سبک و منشاءکانیزایی آنتیموان و طلا در شورچاه، جنوب شرق زاهدان، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 158.
مظلوم، غ.، 1396. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آنتیموان لخشک، شمال‌غرب زاهدان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شاهرود، شاهرود، ایران، 171.
هدایتی، ن.، بومری، م. و بیابانگرد، ح.، 1395. ویژگی‌های ژئوشیمیایی و سنگ‌شناسی مجموعه آذرین نخیلاب، شمال باختر زاهدان. مجله پترولوژی، 26، 23-44.
Aragon, E., Gonzalez, P., Yolanda, E., Cavarozzi, A.C., Llambias, E. and Rivalenti, G., 2002. Thermal divide andesites–trachytes, petrologic evidence, and implications from Jurassic north Patagonian massif alkaline volcanism. Journal of South American Earth Sciences, 103, 16-91.
Asiabanha, A., Bardintzeff, J.M., Kananian, A. and Rahimi, G., 2012. Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 45, 79–94.
Ayers, J., 1998. Trace element modeling of aqueous fluid–peridotite interaction in the mantle wedge of subduction zones. Contributions to Mineralogy and Petrology, 132, 390–404.
Behrouzi, 1993. Geological map of Zahedan (1:250000), Geological Survey of Iran, Tehran.
Boomeri, M. and Lashkaripour, G.R., 2003. Granite of Zahedan, Southeastern Iran. Geophysical Research Abstracts 5, 04933.
Boomeri, M., Moradi, R., Stein, H. and Bagheri, S., 2019. Geology, Re-Os age, S and O isotopic composition of the Lar porphyry Cu-Mo deposit, southeast Iran. Ore Geology Reviews, 104, 477–494.
Boynton, W.V., 1984. Cosmochemistry of rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Eds. Henderson, P.), Elsevier, Amsterdam, 63– 114.
Calanchi, N., Peccerillo, A., Tranne, C.A., Lucchini, F., Rossi, P.L., Kempton, P., Barbieri, M. and Wue, T.W., 2002. Petrology and geochemistry of volcanic rocks from the Island of Panarea: implications for mantle evolution beneath the Aeolian island arc (southern Tyrrhenian Sea). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 115, 367-395.
Camp, V.E. and Griffis, R.J., 1982. Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan Suture Zone, Eastern Iran. Lithos, 15, 221- 239.
Chappell, B.W. and White, A. J.R., 1992. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sciences, 83, 1-26.
Chappell, B.W. and White, A.J.R., 1974. Two contrasting granite type. Pacific Geology, 8, 173-174.
Cox, K.G., Bell, J.D. and Pankhurst, R.J., 1979. The interpretation of igneous rocks, George Allen and Unwin, London, 450.
Davidson, J.P., 1996. Deciphering mantle and crustal signatures in subduction zone magmatism in Subduction, Top to bottom (Eds. Bebout, G.E., Scholl, D.W., Kirby, S.H., and Platt, J.P.) Geophysical Monograph, American Geophysical Union, 96, 251-262.
Dill, H.D., 2010. The chessboard classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geology from aluminum to zirconium. Earth-Science Reviews, 100, 1 – 420.
Girardi, J. D., Patchett, P. J., Ducea, M. N., Gehrels, G. E., Cecil, M. R., Rusmore, M. E., Woodsworth, G. J., Pearson, D. M., Manthei, C. and Wetmore, P., 2012. Elemental and isotopic evidence for granitoid genesis from deep-seated sources in the Coast mountains batholith, British Columbia. Journal of Petrology, 53,1505-1536.
Grove, T.L. and Donnelly-Nolan, J.M., 1986. The evolution of young silicic lavas at Medicine lake Volcano, California: implications for the origin of compositional gaps in calc-alkaline series lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92, 281-302.
Harris, N.B.W., Pearce, J.A. and Tindle, A.G., 1986. Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M.P. and Ries, A.C.) Special Publication, Geological Society, London, 19, 67–8.
Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48, 2341-2357.
Helvaci, C., Ersoy, E.Y., Sözbilir, H., Erkül, F., Sümer, Ö. and Uzel, B., 2009. Geochemistry and 40Ar/39Ar geochronology of Miocene volcanic rocks from the Karaburun Peninsula: Implications for amphibole-bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 185, 3, 181-202.
Magna, T., Janousek, V., Kohot, M., Oberli, F. and Wiechert, U., 2010. Fingerprinting sources of orogenic plutonic rocks from variscan belt with lithium isotopes and possible link to Subduction- related origin of some A-type granites. Chemical Geology, 274, 94-107.
Maniar, P.D. and Picooli, P.M., 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America, 101, 635-643.
Marchev, P., Raicheva, R., Downes, H., Vaselli, O., Chiaradia, M. and Moritz, R., 2004. Compositional diversity of Eocene-Oligocene basaltic magmatism in the Eastern Rhodopes, SE Bulgaria: implications for genesis and tectonic setting. Tectonophysics, 393, 301–328
Martin, H., 1999. The adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos, 46, 3, 411-429
Mason, B. and Moore, C.B., 1983. Principle of Geochemistry. John Wiley, New York, 344.
Middlemost, E. A. K., 1985. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37, 215-224.
Mohammadi, A., Burg, J.P., Bouilhol, P. and Ruh, J., 2016. U–Pb geochronology and geochemistry of Zahedan and Shah Kuh plutons, southeast Iran: implication for closure of the south Sistan Suture Zone, Lithos, 248-251, 293-308.
Moradi, R. and Boomeri, M., 2016. Remote sensing detection of altered zones associated with Cu-Mo mineralization in North of Zahedan, SE Iran using Landsat-8 data. . Yerbilimleri, 38, 3, 275-294.
Moradi, R., Boomeri, M., Bagheri, S. and Nakashima, K., 2016. Mineral chemistry of igneous rocks in the Lar Cu-Mo prospect, southeastern part of Iran: Implications for P, T, and ƒO2. Turkish Journal of Earth Science, 25, 1–16.
Nicholson, K.N., Black, P.M., Hoskin, P.W.O. and Smith, I. E. M., 2004. Silicic volcanism and back-arc extension related to migration of the Late Cenozoic Australian- Pacific plate boundary. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 131, 295–306.
Noll, P.D., Newsom, H.E., Leeman, W.P. and Ryan, J.G., 1996. The role of hydrothermal fluids in the production of subduction zone magmas: Evidence from siderophile and chalcophile trace elements and boron: Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, 587-611.
Pang, K.N., Chung. S.L., Zarrinkoub, M.H., Khatib, M.M., Mohammadi, S.S., Chiu, H.Y., Chu, C.H., Lee, H.Y. and Lo, C.H., 2013. Eocene-Oligocene post-collisional magmatism in the Lut-Sistan region, eastern Iran: magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180-181, 234-251.
Patiño Douce, A.E., 1999. What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Castro, A. Fernandez C. and Vigneresse, J. L. (Eds): Understanding granites: intergrating new and classical techniques. Geological Society of London, Special Publication, 168, 55-75
Pearce, J. A., 1983. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths, Nantwich, Cheshire (Eds Hawkesworth, C.J. and Norry, M.J.), Shiva Nantwich, 230-249.
Pearce, J. A., 2008. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust, Lithos, 100, 14-48.
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.
Rollinson, H., 1993. Using Geochemical Data, Evaluation, Presentation, and Interpretation. Harlow, UK, Longman, London, UK. 344.
Rudnick, R. L., 1990. Nd and Sr isotopic compositions of lower crustal xenoliths from north Queensland, Australia: implications for Nd model ages and crustal growth processes. Chemical Geology, 83, 195-208.
Sadeghian, M., Bouchez, J. L., Ne´de´lec, A., Siqueira, R. and Valizadeh, M. V., 2005- The granite pluton of Zahedan (SE Iran): a petrological and magnetic fabric study of a syntectonic sill emplaced in a transtensional setting. Journal of Asian Earth Sciences, 25, 301–327.
Seghedi, I., Downes, H., Vaselli, O., Szakacs, A., Balogh, K. and Pecskay, Z., 2004. Postcollisional Tertiary-Quaternary mafic alkali magmatism in the Carpathian-Pannonia region: a review. Tectonophysics, 393, 43–62.
Shand, S. J., 1943. Eruptive Rocks, D. Van Nostrand Company, New York, 360.
Sun, S.S. and McDonough, W. F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, Geological Society, London, 42, 313-345.
Taylor, S. R., 1965. The application of trace element data to problems in petrology. Physics and Chemistry of the Earth, 6, 133-213.
Tirrul, R., Bell, L. R., Griffis, R. J. and Camp, V. E., 1983. The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America, 84, 134-150.
Whitney, D. and Evans, B. D., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. . American Mineralogist, 95, 1, 185-187
Zulkarnain, I., 2009. Geochemical signature of Mesozoic volcanic and granitic rocks in Madina Regency area, North Sumatra, Indonesia, and its tectonic implication. Indonesian Journal on Geoscience, 4, 2, 117-131.
پتروگرافی و ژئوشیمی سنگهای آذرین و کانی زایی آنتیموان در لخشک، شمال غرب زاهدان، جنوب شرق ایران
حلیمه مجددیمقدم1، محمد بومری2 و* و حبیب بیابانگرد3
1. دانش‌آموخته دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان
2. دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان
3. استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان
چکیده
اندیس آنتیموان لخشک در شمال غرب زاهدان و در پهنهی جوش خورده سیستان واقع شده است. واحدهای سنگی منطقه شامل فلیشهای دگرگونه (گارنت شیست، اکتینولیت شیست، فیلیت و میلونیت)، توده گرانیتوئیدی لخشک، دایک‌های بازیک و اسیدی، رگههای سیلیسی بدون کانیزایی و دارای کانیزایی میباشد. براساس مطالعات ژئوشیمی، سنگهای آذرین لخشک کالک آلکالن، کالک آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی و متاآلومینوس و متعلق به جایگاههای کمان ولکانیکی، همزمان با برخورد و پس از برخورد میباشند. غنی‌شدگی LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE از ویژگی‌های سنگهای آذرین مورد مطالعه است. غنی‌شدگی Pb و تهی شدگی Y، Nb،Zr بیشتر با مذاب‌های به وجود آمده از پوسته زیرین سازگار است. کانی زایی آنتیموان در لخشک بیشتر به‌صورت رگههای کوارتز-استیبنیت در سنگهای فلیش‌گونه دیده میشود و همراه با دگرسانیهای سیلیسی، آرژیلیک و فیلیک است.
واژههای کلیدی: زون جوش‌خورده سیستان، سنگهای آذرین نفوذی و نیمهنفوذی، کانیزایی آنتیموان
Petrography and geochemistry of igneous rocks and antimony mineralization in Lakhshak, northwest of Zahedan, southeastern Iran
Mojadadi Moghadam, H1., Boomeri, M.2 and Biabangard, H3.
Ph.D., Geology Department, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan
Associate Professor, Geology Department, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan
Assistant Professor, Geology Department, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan
Abstract
The Lakhshak Sb index is located in northwest of Zahedan in the Sistan suture zone. The geological units of the area are metamorphosed flysch (garnet schist, actinolite schist, phylite, mylonite) granitoid pluton, acidic and basic dikes, mineralized and un-mineralized silicic veins. According to the geochemical studies, Lakhshak igneous rocks are calc-alkaline, high-K calc-alkaline and shoshonitic, metaluminous and belong to the volcanic arc, and collisional and post-collisional tectonic settings. The study igneous rocks are characterized by LREE and LILE enrichment relative to HREE and HFSE. Enrichment of Pb and depletion of Zr, Nb and Y are more consistent with melts generated from the lower crust. The Sb mineralization in the Lakhshak mainly occurs as quartz-stibnite veins in flysch-like rocks and associated with silicic, argillic and phyllic alterations.
Keywords: Sistan suture zone, Intrusive and Subvolcanic igneous rocks, Sb mineralization
مقدمه
اندیس آنتیموان لخشک در 28 کیلومتری شمال غرب زاهدان و در مسیر جاده زاهدان-کرمان قرار دارد (شکل1-الف). این منطقه از نظر زمین‌شناسی در زون زمین‌درز سیستان واقع شده است (شکل1-ب). پهنه جوش‌خورده سیستان از دو مجموعه افیولیتی "رتوک" در شرق و "نه" در غرب تشکیل شده که به‌وسیله حوضه رسوبی سفیدآبه از هم جدا میشود (Tirrul et al., 1983) (شکل 1-پ). مجموعه نه و رتوک حاوی افیولیت هایی به سن کرتاسه، فلیش ها با سن کرتاسه تا ائوسن، سنگهای رسوبی-آواری قارهای با سن پالئوژن میباشند ( Tirrul et al., 1983). افیولیتها و فلیشها در مرزشان به دلایل تکتونیکی دچار بینظمی و آشفتگی زیادی شدهاند درحالی‌که حوضه سفیدآبه از نظر چینه‌شناسی به هم پیوسته و دارای نظم بهتری است و از سنگهای تخریبی و کربناته کرتاسه بالایی تا ائوسن به ضخامت هشت کیلومتر و بیشتر شامل سنگهای فلیش گونه، مقدار کمی افیولیت ملانژ و تنوعی از سنگهای خروجی و درونی با ترکیب بازیک تا اسیدی تشکیل شده است. گرانیتوئید لخشک در مجموعه نه نفوذ کرده است (Tirrul et al., 1983). سنگهای آذرین در پهنه جوش‌خورده سیستان نشان‌دهنده مراحل کاملی از ایجاد یک ریفت قارهای، فرورانش، تصادم و حوادث پس از تصادم در آن است. به‌گونه‌ای که مجموعههای افیولیتی، نشانه بقایای پوسته اقیانوسی، سنگهای خروجی و نفوذی نخیلاب (هدایتی و همکاران، 1395) و رود شور در اواخر کرتاسه و ائوسن نشانه فرورانش و باتولیت زاهدان در ائوسن و اوایل الیگوسن نشانه فرورانش یک صفحه اقیانوسی و برخورد بلوک لوت و سیستان است (Camp and Griffis, 1982; Mohammadi et al., 2016). حوادث بعد از برخورد بلوکهای لوت و افغان منجر به چینخوردگی، گسل خوردگی امتدادلغز مزدوج و ماگماتیسم در الیگوسن، میوسن و پلیوسن شده است (Camp and Griffis, 1982; Moradi and Boomeri, 2016; Moradi and Boomeri, 2017; Boomeri, et al., 2019). این رویدادها باعث ایجاد کانسارهای متعددی از جمله کانسارهای آنتیموان در پهنه جوش‌خورده سیستان شده است (مارزی،1394؛ بومری،1393؛ مرادی و همکاران،1394؛ مرادی، 1391؛ فرشیدپور، 1391؛ خرمی، 1391؛ مظلوم، 1396؛ بومری و همکاران، 1397). ثبت کانی زایی آنتیموان در لخشک به‌عنوان یک محدوده اکتشافی اوّلین بار توسط بخش خصوصی در سال 1379 انجام شده است. این محدوده در حال حاضر متعلق به شرکت تهیه و تولید مواد معدنی ایران است که مجری کارهای اکتشافی مهمی در این منطقه است. کانی زایی آنتیموان به‌صورت رگههای استیبنیت همراه با رگههای کوارتز و از نوع اپی ترمال میباشد (مجددیمقدم، 1398؛ مظلوم، 1396). اندیس آنتیموان لخشک با گرانیتوئید زاهدان، شیست و فلیشهای دگرسان و دگرگون شده، زونهای برشی و میلونیتیزه، شاید با گسلهای امتدادلغز و حوادث بعد از برخورد در این منطقه ارتباط دارد. هدف از این نوشتار بررسی دقیق پتروگرافی سنگهای موجود در محدوده کانیزایی، مطالعات ژئوشیمیایی توده گرانیتی و دایک‌های همراه میباشد. در این نوشتار سعی شده است با استفاده از شواهد صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی خاستگاه و جایگاه زمینساختی سنگ‌ها نفوذی و نیمه نفوذی و کانیزایی آنتیموان و دگرسانیهای مرتبط در منطقه لخشک مورد بررسی قرار گیرد.
شکل 1. الف) موقعیت جغرافیایی کانیزایی آنتیموان در استان سیستان و بلوچستان، ب) موقعیت پهنه جوش خورده سیستان (SSZ) نسبت به دیگر پهنه‌های زمین‌شناسی ایران، پ) نقشه زمین‌شناسی سادهی بخشی از پهنه جوش‌خورده سیستان که موقعیت مجموعههای نه و رتوک، حوضه سفیدآبه، آنومالی‌های آنتیموان و گرانیتوئید زاهدان در آن نشان داده شده است ( Modified from Tirrul et al., 1983)، (SD= سفید سنگ و درگیابان، ST= شورچاه و توزگی، L= لخشک، B= بائوت، S= سفیدآبه و حیدرآباد)
روش مطالعه
برای شناسایی رگههای معدنی و تفکیک واحدهای سنگی و مناطق دگرسانی، مطالعات صحرایی و نمونه‌برداری انجام شد و به‌منظور مطالعات پتروگرافی و دگرسانی 20 مقطع نازک و برای بررسی مطالعات کانه‌نگاری 10 مقطع نازک-صیقلی تهیه شد. ده نمونه از توده‌ی نفوذی و دایک‌های بدون دگرسانی و دو نمونه از سنگهای دگرسان شده برای اهداف ژئوشیمیایی با روش ICP-MSدر شرکت فرآوری مواد معدنی کرج آنالیز شدند. مقادیر عناصر اصلی به‌وسیله XRF مدل فیلیپس ساخت هلند و عناصر فرعی و کمیاب خاکی به روش ICP-MS تعیین شدند.
زمین‌شناسی و پتروگرافی
بر اساس نقشه زمین‌شناسی 250000/1 زاهدان (Behrouzi, 1993) قدیمی‌ترین واحد موجود در گستره آنتیموان لخشک، سنگهای دگرگونی متعلق به واحد فلیش ائوسن است که مورد نفوذ تودههای گرانیتوئیدی زاهدان با سن ائوسن و الیگوسن واقع شدهاند (شکل 2- الف). دایک های حدواسط ( بیشتر مزوکرات) و اسیدی (فلسیک) فازهای ماگمایی بعدی میباشند که هم در گرانیتوئید زاهدان و هم در فلیش ها نفوذ کردهاند (شکل 2). در نهایت رگههای سیلیسی متعددی تمام واحدهای سنگی ذکرشده را قطع کردهاند. این رگه‌ها شامل رگههای کوارتز بدون کانیزایی، رگههای کوارتز همراه با اکسید آهن و کانی زایی مس، رگههای کوارتز-استیبنیت و رگههای کربناته است (شکل2-ب). هر چند دایک‌ها و رگه‌ها دارای روند های مختلفی میباشند ولی روند دایک‌ها بیشتر شمال‌شرق-جنوب‌غرب است. محدوده کانی زایی آنتیموان در ظاهر یک پهنه برشی است و گسلهای اصلی با روند شمال شرق باعث چرخش و جابجایی‌های زیادی شدهاند. گسلهای فرعی متعددی در جهت شرقی-غربی و شمال-جنوبی و حتی شمال غربی دیده میشود ( شکل 2-ب).
فلیش دگرگونه
این واحد میزبان رگههای استیبنیت دار و گسترده‌ترین واحد سنگی در گستره کانی زایی است که شامل گارنت شیست (شکل 3-الف)، فیلیت (شکل 3-ب) هورنبلند شیست، سنگ‌آهک (تا حدی مرمری شده) (شکل 3-پ) اکتینولیت شیست (شکل 3-ت) و میلونیت میشود. فیلیت فراوان‌ترین سنگ این واحد است که عمدتاً از کوارتز و سریسیت تشکیل شده است. در بخش شمالی منطقه کالک شیست ها قرار دارند (مظلوم، 1396). دایک های متعددی در این بخش نفوذ کرده که همراه با سنگ میزبان دچار چینخوردگی شدند و در نقشه با فلیش های دگرشکل شده نمایش داده شده است (شکل 2-ب).
شکل2. الف) نقشه زمین‌شناسی منطقه شمال غرب زاهدان ( با تغییراتی ازBehrouzi, 1993)، ب) نقشه زمین‌شناسی ساده‌ای از محدوده مورد مطالعه (کادر مستطیلی در شکل 1-الف) بر اساس تصویر ماهوارهای (Google earth)
بافت‌های موجود در سنگهای واحد فلیش دگرگونه شامل لپیدوبلاستیک، پورفیروبلاستیک، گرانوبلاستیک، موزائیکی و میلونیتی میباشد. کوارتز فراوان‌ترین کانی آنها است. علاوه بر این، میکاها، فلدسپات پتاسیمدار، پلاژیوکلاز، آمفیبول، گارنت، سیلیمانیت، تیتانیت و کربنات‌ها از دیگر کانی‌های آنها میباشند (شکل3). آغشتگی‌هایی از اکسیدهای آهن و سولفیدها نیز در این سنگ‌ها وجود دارد.
شکل3. عکس‌های میکروسکوپی در نور پلاریزه متقاطع از سنگهای منطقه لخشک که دگرگون شدهاند، الف) گارنت شیست شامل کوارتز (Qz)، گارنت (Grt)، سریسیت (Ser)، کلریت و بیوتیت، ب) فیلیت که بیشتر شامل نوارهایی از کوارتز و سریسیت میباشند که به‌وسیله رگچه‌های کوارتز قطع شدند، پ) مرمر که بیشتر از کلسیت (Cal) تشکیل شده است، ت) اکتینولیت شیست شامل کوارتز واکتینولیت (Act)، نشانه‌های اختصاری از Whitney and Evans (2010)
سنگهای آذرین
سنگهای آذرین منطقه بیشتر به شکل باتولیت، استوک و دایک در سنگهای فلیش گونه نفوذ کردهاند و شامل گرانیت، گرانودیوریت، گرانودیوریت پورفیری، ملادیوریت، ملاگرانودیوریت، ملاکوارتزدیوریت و ملامونزودیوریت میباشد. سن مطلق این سنگ‌ها شامل توده نفوذی و دایک های اسیدی تا بازیک از 44 تا 28 میلیون سال است (Camp and Griffis, 1982; Mohammadi et al., 2016؛ رضایی کهخایی و همکاران، 1396).
گرانیتوئید لخشک بخشی از باتولیت زاهدان میباشد که از شمال غرب پهنه جوش‌خورده تا جنوب شرق آن گسترش دارد و بیشتر از نوع گرانیت و گرانودیوریت میباشد. این گرانیتوئید در بخش جنوبی محدوده مورد بررسی برونزد دارد. گرانیتوئید لخشک به‌صورت تودههای سفید با لکه‌های سیاه، توسط دایک های بیشماری با روند بیشتر شمالشرقی-جنوب غربی قطع شدهاند (شکل4-الف). این دایک‌ها بیشتر ملاگرانودیوریتی یا ملامونزودیوریتی میباشند.آثار میلونیتی شدن، سیلیسی شدن و زینولیت‌ها در گرانیت‌های لخشک به فراوانی دیده میشود. بافت سنگهای این توده اغلب گرانولار است و از کوارتز (30 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (35 درصد حجمی)، ارتوکلاز (15 درصد حجمی) و بیوتیت و آمفیبول (10 درصد حجمی) تشکیل شده است ( شکل4-ب ). کانی‌های فرعی شامل اسفن، آلانیت، اوپک و زیرکن میباشد. آثار تجزیه‌شدگی به کانی‌های رسی و سریسیت کم‌وبیش در آنها دیده میشود. پلاژیوکلاز به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و شکل دار با اندازه 3/0 تا چهار میلی‌متر، دارای ماکل پلی‌سنتتیک و منطقه بندی است (شکل4-ب). کوارتز به‌صورت بلورهای بی‌شکل در اندازه 32/0 تا دو میلی‌متر در فضای خالی بقیه کانی‌ها تشکیل شده و دارای خاموشی موجی میباشد. بلورهای بیوتیت نیمه شکل دار و بی‌شکل و در اندازه سه میلی‌متر و دارای چندرنگی، خاموشی مستقیم و رخ دار دیده میشود (شکل4-ب). ترکیب گرانیتوئیدهای لخشک از گرانیت تا گرانودیوریت متغیر است.
شکل 4. الف) عکسی از رخنمون گرانیتوئید زاهدان در منطقه لخشک که دایک های مزوکرات متعددی در آن نفوذ کردهاند، دید به سمت جنوب غرب، ب) عکس میکروسکوپی در نور پلاریزه متقاطع از گرانیتوئید زاهدان در منطقه لخشک که با کوارتز (Qz)، پلاژیوکلاز (Pl)، بیوتیت (Bt)، ارتوکلاز(Or) و اسفن (Ttn) مشخص است، نشانه‌های اختصاری از Whitney and Evans (2010)
دایک های فلسیک
این دایک‌ها با ترکیب گرانیتی تا گرانودیوریتی، اغلب هوازده و دگرسان شده میباشند. برخی از آنها دارای زمینه بسیار دانه‌ریز هستند که از این منظر مشابه با سنگهای آتشفشانی بوده و بافت آنها پورفیری است (شکل5). بنابراین می‌توان آنها را گرانودیوریت پورفیری تا گرانیت پورفیری نامید که معادل داسیت و ریولیت میباشند. این دایک ها از حدود 50 درصد درشت‌بلور و 50 درصد زمینه تشکیل شدند و فنوکریست عمده در آنها پلاژیوکلاز است (شکل5-الف). درشت‌بلورهای کوارتز و اورتوکلاز در برخی از آنها وجود دارد که کوارتز دارای حاشیه‌های خلیجی و جذبی میباشد. بیوتیت و گاهی هورنبلند از دیگر فنوکریست های این سنگ‌ها است. این سنگ‌ها در جایی که نزدیک به رگههای کوارتز-استیبنیت میباشند بسیار زیاد دگرسان شدهاند به‌طوری‌که ماهیت اوّلیه آنها قابل تشخیص نمیباشد (شکل5-ب). پلاژیوکلازها در نمونههای دگرسان شده به سریسیت تبدیل شدهاند (شکل5-ب، پ، ت). هورنبلند به بیوتیت، سریسیت، کلسیت و کلریت تبدیل شده است. بیوتیت اوّلیه دارای بلورهای کشیده ( شکل 5-الف) و در بیشتر نمونه‌ها به سریسیت و کلریت تجزیه شده است. بخش اعظم زمینه این سنگ از کوارتزهای ریزبلور تشکیل شده است.
شکل5. تصویرهای میکروسکوپی در XPL از دایک های فلسیک و دگرسان شده لخشک، الف) گرانودیوریت پورفیری با فنوکریست های پلاژیوکلاز (Pl) و بیوتیت (Bt) و زمینه بیشتر کوارتزی، ب) گرانودیوریت پورفیری دگرسان شده که بیشتر فنوکریست های پلاژیوکلاز آن به سریسیت (Ser) تبدیل شده، پ) گرانودیوریت پورفیری دگرسان شده به سریسیت (Ser) و بیوتیت (Bt)، ت) گرانودیوریت پورفیری (داسیت) بسیار زیاد دگرسان شده با کوارتز درشت (Qz)، نشانه‌های اختصاری از Whitney and Evans (2010)
دایک های حدواسط مزوکرات
این دایک ها به فراوانی در محل کانی زایی دیده می‌شوند و بیشتر در بخش شمالی رخنمون دارند و ترکیب آنها در حد ملادیوریت، گرانودیوریت، کوارتز دیوریت و کوارتز مونزونیت میباشند. هرچند این سنگ‌ها در رخنمون‌ها دارای رنگ تیره‌ای میباشند ولی نزدیک به رگههای آنتیموان به دلیل دگرسانی به‌رنگ‌های زرد و قهوه‌ای دیده می‌شوند. بافت این سنگ‌ها کمی پیچیده است ولی بلورهای پلاژیوکلاز کم‌وبیش هم‌اندازه و گرانولار است (شکل6-الف). بلورهای آمفیبول باریک و طویل حجم زیادی (تا بیش از 50 درصد) از سنگهای را به خود اختصاص داده‌اند (شکل 6). بعضی از نمونه‌ها دارای کوارتز، ارتوکلاز، بیوتیت و کانی‌های ثانویه هستند (شکل6-ب). این سنگ‌ها به دلیل حجم زیاد کانی‌های فرومنیزین (عمدتا آمفیبول) شبیه لامپروفیر نیز به نظر میرسند.
شکل6. تصویرهای میکروسکوپی در XPL از دایک های مزوکرات لخشک، الف) ملادیوریت که زمینه آن بیشتر از پلاژیوکلاز(Pl) میباشد و مقدار زیادی اکتینولیت (Act) آنها را فرا گرفتند، ب) کوارتز دیوریت که علاوه بر پلاژیوکلاز، ارتوکلاز (Or) ، اکتینولیت (Act) و بیوتیت (Bt) دارای فنوکریست های کوارتز(Qz) نیز میباشد، نشانه‌های اختصاری از Whitney and Evans (2010)
رگههای سیلیسی
رگههای سیلیسی در منطقه لخشک شامل رگههای بدون کانی زایی و رگههای دارای کانی زایی میباشد، ضخامت رگههای کوارتز بدون کانی زایی متغیر و حداکثر به حدود نیم متر می‌رسد (شکل7-الف) و روند آنها شمال شرق-جنوب غرب است. رگههای سیلیسی دارای کانی زایی شامل رگههای سیلیسی همراه با آغشتگی‌هایی از اکسید آهن و کربنات‌های مس میباشند که در حاشیه شرقی گستره اندکی رخنمون دارند و رگههای کوارتز-استیبنیت که اغلب دارای روند شرقی-غربی تا شمال‌غربی- جنوب‌شرقی میباشند.
کانی زایی آنتیموان
کانیزایی آنتیموان در لخشک به‌صورت رگهای ، رگچه‌ای و شکافه پرکن همراه بارگه‌های کوارتز-استیبنبت رخ داده است (شکل 7-ب، پ). این رگه‌ها دارای طول، ضخامت، امتداد و شیب متغیری هستند و اغلب ناپیوسته‌اند به‌طوری‌که طول آنها به‌ندرت در یک محل بیش از 10 متر گسترش دارد، ضخامت آنها حداکثر به 20 سانتیمتر می‌رسد. ضخامت بخش استیبینیت دار حداکثر 10سانتیمتر است. مس، سرب، روی، نقره، جیوه و طلا از کانیزایی های جانبی همراه با کانیزایی آنتیموان در منطقه لخشک است. کانه اصلی در این محدوده، استیبنیت است که به‌صورت توده‌ای در بخش مرکزی رگه کوارتز تشکیل شده است ( شکل 7-پ ، ت). کانی‌های باطله اصلی کوارتز، فلدسپار و فیلوسیلیکات‌ها میباشند. بعضی از رگههای کوارتز-استیبنبت دارای هاله دگرسانی مشخصی در فرودیواره میباشند که در مجاورت رگه، دگرسانی سیلیسی و آرژیلیک گسترش دارد (شکل7-ب-پ) و با فاصله دچار دگرسانی سریسیتیک شدهاند (شکل7-ب). هاله دگرسانی اطراف رگه‌ها از چند سانتیمتر تا ده‌ها متر گسترش دارد. گاهی وسعت دگرسانی خیلی زیاد است و شبکه‌ای از رگچه‌های سیلیسی بدون کانی زایی در آنها دیده میشود. رنگ هاله دگرسانی اغلب روشن‌تر از سنگهای میزبان و به رنگ سفید، قهوه‌ای و زرد است. مهم‌ترین دگرسانیهای مشاهده شده را می‌توان به انواع: 1- سیلیسی (شکل 7-ث)، 2- آرژیلیک، 3- سریسیتیک و پتاسیک (شکل 7-ج)، 4- اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن تقسیم‌بندی کرد. به‌طورکلی کانی زایی شامل دو بخش درون‌زاد (هیپوژن) و برون‌زاد (سوپرژن) است. ابتدا کانیزایی درون‌زاد با تشکیل استیبنیت، پیریت، ارسنوپیریت، کالکوپیریت، گالن، اسفالریت و مارکاسیت توسط محلولهای گرمابی مرتبط به دایک ها رخ داده است. سپس این کانی‌های بر اثر برخورد با آب‌های سطحی اکسیدشده و به‌صورت آثار ضعیفی از اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن، منگنز، سولفات، کربنات‌های مس و سرب و روی دیده می‌شوند. مالاکیت سروزیت، آنگلزیت، و همی مورفیت از دیگر کانی‌های ثانویه گزارش شده در منطقه لخشک میباشند (مظلوم، 1396). مقدار آنتیموان در اکتینولیت شیست های محدوده، کم و در سنگهای آذرین متغیر است هرچند در دایک های دگرسان شده مقادیر نسبتاً بالاتری را دارد. بر اساس جدول 1 مقدار Sb در نمونه L21 خیلی بالا است.
شکل 7. عکس‌های صحرایی و میکروسکوپی از منطقه لخشک، الف) رگههای کوارتز (Qz) بدون کانی زایی، دید به سمت شمال، ب) رگههای کوارتز-استینیت دارای هاله دگرسانی، دید به سمت شمال، پ) نمایی نزدیک از رگههای کوارتز-استیبنیت، ت) بلورهای تیغه‌ای استیبنیت در زمینه‌ای از بلورهای کوارتز در نور منعکس شده، ث) بلورهای ریز و درشت کوارتز در رگه سیلیسی در نور پلاریزه متقاطع، ج) بلورهای کوارتز، بیوتیت (Bt)، سریسیت (ُSer)، کلریت (Chl)، پلاژیوکلاز (Pl) و ارتوکلاز(Or) در هاله دگرسانی در نور پلاریزه متقاطع، نشانه‌های اختصاری از Whitney and Evans (2010)
این نمونه یک فیلیت است که مورد هجوم رگههای کوارتز گرمابی واقع شده است (شکل2-ب). دمای همگنی سیالات درگیر در کوارتزهای گرمابی همراه با استیبنبت از 157 تا 250 درجه سانتی‌گراد و شوری آنها از 8/0 تا 62/6 درصد وزنی معادل نمک طعام در تغییر است (مظلوم، 1396). این مشخصات با مشخصات کانسارهای رگهای اپی ترمال مطابقت دارد (Dill, 2010). رابطه مستقیمی بین نهشته‌های آنتیموان با سیالات گرمابی، کمربندهای برشی، فعالیت‌های آتشفشانی، گرانیتوئیدها و سنگهای دگرگونی درجه پایین در کمربندهای کوهزایی و مناطق برخوردی وجود دارد (بومری،1393). اغلب ذخایر آنتیموان جهان از نوع اپی ترمال میباشند که توسط بعضی از عوامل بالا بخصوص عوامل ساختاری کنترل می‌شوند (Dill, 2010).
ژئوشیمی
داده‌های ژئوشیمی از سنگهای منطقه در جدول1 آورده شده است. در تمام نمودارها، واحد اندازهگیری برای عناصر اصلی درصد وزنی و برای عناصر فرعی و کمیاب قسمت در میلیون(ppm) است.
طبقه‌بندی شیمیایی
سنگهای آذرین منطقه، به‌جز نفوذی‌های گرانیتوئیدی، بیشتر نیمه نفوذی (ساب ولکانیک) میباشند و به همین دلیل برای طبقه‌بندی آنها هم از نمودار مخصوص سنگهای خروجی ( شکل8-الف) و هم نمودار مخصوص سنگهای نفوذی (شکل8-ب) استفاده شده است. در شکل8-الف مقادیر LOI با درصد یکسانی به بقیه اکسیدها توسط نرم‌افزار اضافه شده است. بر این اساس دایک های فلسیک دارای ترکیب ریولیتی و داسیتی و دایک‌های مزوکرات دارای ترکیب آندزیتی، تراکی اندزیت و تراکی بازالت میباشند. بر اساس شکل 8-ب، گرانیتوئیدها دارای ترکیب گرانیت و گرانودیوریت، دایک‌های فلسیک دارای ترکیب گرانیت و گرانودیوریت، و دایک‌های مزوکرات دارای ترکیب دیوریتی و گابرویی میباشند. دایک‌ها از دو نوع ساب آلکالن و آلکالن میباشند و گرانیتوئیدها از نوع ساب آلکالن میباشند (شکل8).
شکل8. نام‌گذاری سنگهای آذرین لخشک، الف) نمودار نام‌گذاری سنگهای آذرين بیرونی به روش
TAS (Cox et al., 1979)، ب) نمودار نام‌گذاری سنگهای آذرين دروني به روشTAS (Middlemost, 1985)؛ نماد قرمز= دگرسانی
جدول 1. نتایج آنالیز شیمیایی سنگهای آذرین لخشک، عناصر اصلی (درصد وزنی) و فرعی (ppm) ؛ G=گرانیت، A= دگرسان شده، MD=ملادیوریت، D=داسیت، MO=مونزونیت، MOD=مونزودیوریت، R=ریولیت، SH=شیست، PH=فیلیت
بر اساس شکل 9-الف اکثر نمونه‌ها در محدوده متاآلومینوس و دو نمونه از دایک‌های فلسیک در محدوده پرآلومینوس قرار می‌گیرند و بر اساس شکل 9-ب اکثر نمونه‌ها در محدوده I-type و همان دو نمونه دایک فلسیک در محدوده S-type قرار می‌گیرند. نمونه‌هایی که در محدوده پر آلومینوس و S-type واقع شدند به نسبت دگرسان شده میباشند.
شکل9. ترکیب سنگهای آذرین لخشک، الف) نمودار A/CNK-A/NK از (1943) Shandاست، ب) نمودارSiO2-A/CNK از Chappell and white (1992)است، (A=Al2O3, C=CaO, N=Na2O, K=K2O)، نماد قرمز= دگرسانی
ژئوشیمی عناصر اصلی
رفتار شیمیایی عناصر اصلی در نمودارهای تغییرات هارکر برای سنگهای مورد مطالعه در شکل10 نشان داده شده است. بالاترین مقدار SiO2 در نمونههای ارائه شده 33/69 درصد وزنی است که مربوط به یک دایک فلسیک دگرسان شده است و کمترین مقدار آن 6/46 درصد وزنی مربوط به یک دایک مزوکرات است. به‌طورکلی با افزایش SiO2، اکسیدهای کلسیم، تیتان و منیزیم کاهش و اکسیدهای سدیم و پتاسیم به‌طور پراکنده‌ای افزایش یافته‌اند که تا حدی مطابق روند تفریق یا ذوب بخشی است، هرچند به نظر نمی‌رسد که همه آنها هم منشاء باشند و دایک‌های مزوکرات بیشتر روندی متفاوت با روند بقیه نمونه دارند. لازم به ذکر است که روند آلومینیوم، فسفر، باریم و روبیدیم نامنظم و پراکنده است که ممکن است به دلیل دگرسانی بعضی از نمونه‌ها باشد. در اصل مقدار پلاژیوکلازها و به‌خصوص میزان آلومینیوم و کلسیم آنها در سنگهای اسیدی کاهش می‌یابد. به‌طورکلی مقادیر آلومینیوم و کلسیم در سنگهای بازیک بیشتر است، چون این سنگ‌ها دارای درصد بیشتری از کانی‌های حامل این اکسیدها یعنی کانی‌های فرومنیزین و پلاژیوکلاز کلسیم‌دار میباشند(Mason and Moore, 1983; Aragon et al., 2002; Calanchi et al., 2002) هرچند مقدار آهن، تیتان و منیزیم در سنگهای آذرین، مرتبط با حضور مگنتیت و کانی‌های فرومنیزین نیز میباشد ولی کانی‌های حاصل از دگرسانی مثل بیوتیت، کلریت، اپیدوت و کلسیت هم نقش مهمی در افزایش یا کاهش غیرعادی عناصر فوق دارند. بر اساس شکل10 مقدار استرانسیوم در سنگهای آذرین با مقدار کلسیم ارتباط مستقیم دارد و در اصل در سنگ‌هایی که پلاژیوکلاز بیشتری دارند، افزایش نشان می‌دهد. افزایش مقدار استرانسیوم در بعضی از سنگهای اسیدی منطقه نسبت به دیگر سنگهای اسیدی و سنگهای حدواسط شاید به دلیل دگرسانی و تجزیه پلاژیوکلازها به سریسیت باشد. مقدار افزایش روبیدیم در بعضی از سنگهای منطقه با افزایش SiO2 نیز به دلیل دگرسانی است. مقدار Ba و Rb با مقدار SiO2 ارتباطی چندانی ندارد. روند افزایشی Rb در بعضی از نمونه‌ها ناشی از جایگیری این عنصر در کانی‌های بیوتیت و فلدسپات پتاسیم دار بجای پتاسیم است (Taylor, 1965).
شکل10. نمودارهای عناصر اصلی و فرعی در مقابل اکسید سیلیسیوم برای سنگهای آذرین لخشک
ژئوشیمی عناصر فرعی
در نمودارهای عنکبوتی مقادیر عناصر فرعی در نمونههای مورد مطالعه نسبت به مقادیر این عناصر در گوشته اوّلیه (Sun and Mcdonough , 1989) به هنجار شده اند (شکل 11). این نمودارها برای گرانیتوئید زاهدان (توده نفوذی)، دایک های فلسیک، دایک های فلسیک دگرسان شده و دایک های مزوکرات رسم شده است ( شکل 11). براساس این نمودارها، بیشتر عناصر دارای رفتار مشابه و دارای مقادیرLILE بیشتری نسبت به مقادیر HFSE میباشند که از خصوصیات سنگهای تشکیل شده از ماگماهای مشتق شده در پهنه‌های فرورانش (Rollinson, 1993; Pearce, 1983) است. سرب در تمام نمونههای دارای آنومالی مثبت شدیدی است که نشان‌دهنده آلودگی پوسته‌ای است (Girardi et al., 2012). Nb, Zr, Y در همه نمونههای مورد بررسی دارای مقادیر به نسبت کمتر و آنومالی منفی بارزی میباشد که به دلیل دیرگداز بودن کانی‌های حامل و باقی ماندن آنها در سنگ منشاء میباشد ((Ayers, 1998. Rb در بیشتر نمونه‌ها دارای آنومالی منفی درحالی‌که Ba در بیشتر نمونه‌ها دارای آنومالی مثبت است که به دلیل کم‌وزیاد شدن کانی‌هایی مثل پلاژیوکلاز است.
شکل11. نمودار عنکبوتی عناصر فرعی در سنگهای آذرین لخشک که نسبت به گوشته اوّلیه
(Sun and Mcdonough,1989) به هنجار شده است
ژئوشیمی عناصر کمیاب خاکی
الگوی عناصر کمیاب خاکی نمونههای مورد مطالعه که نسبت به مقدار میانگین آنها در کندریت (Boynton,1984) به‌هنجار شده در شکل 12 نشان داده شده است. کم‌وبیش همه REEها نسبت به کندریت غنی‌شدگی نشان می‌دهند. همچنین در همه نمونههای مورد بررسی عناصر کمیاب خاکی سبک نسبت به عناصر کمیاب خاکی سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی و روند نزولی LREEها نسبت به HREE ها بیانگر وابستگی آنها به ماگماهای کالک آلکالن مناطق فرورانش است (Asiabanha et al., 2012; Zulkarnain, 2009; Helvaci et al., 2009; Nicholson et al., 2004; Marchev et al., 2004; Rollinson, 1993) .اگرچه الگوهای عناصر کمیاب برای بیشتر نمونههای مورد بررسی تا حدی مشابه است ولی این الگوها برای هر گروه از سنگ‌ها مثل گرانیت زاهدان و دایک‌ها تفاوت‌هایی دارند. اگر این الگوها برای نمونههای مختلف موازی و مشابه باشند شاید نشان‌دهنده منشأ گرفتن آنها از یک ماگما میباشد (Seghedi et al., 2004). براساس الگوی نمودار عناصر کمیاب، در گرانیت زاهدان، Pr و Ybدارای آنومالی منفی و Nd دارای آنومالی مثبت، در دایک های فلسیک، Yb دارای آنومالی منفی، در دایک های مزوکرات Eu و Pr دارای آنومالی منفی و در دایک های دگرسان شده Pr, Sm, Gd, Dy و Ybدارای آنومالی منفی و Eu, Er و Tb دارای آنومالی مثبت میباشند. در ایجاد این آنومالی، نوع کانی در سنگ منشأ مهم است به‌طوری‌که ذوب نشدن گارنت در سنگ منشأ منجر به تهی شدگی و آنومالی منفی در HREEو بخصوص در عناصری مثل Y میشود (Rudnick, 1990). نوع و مقدار آنومالی Eu به فوگاسیته اکسیژن ماگما و کانی‌شناسی سنگ مرتبط است به‌طوری‌که سنگ‌هایی با پلاژیوکلاز بیشتر و هورنبلند و اوژیت کمتر در شرایط کاهنده دارای آنومالی Eu منفی شدیدتری میباشند و بر عکس آن، آنومالی Eu کاهش ، حذف و حتی مثبت میشود ( Martin, 1999).
شکل12. نمودار عناصر نادر خاكي در سنگهای آذرین لخشک که نسبت به كندريت ( Boynton,1984) به هنجار شده است
سری ماگمایی
سنگهای مورد بررسی در منطقه مورد مطالعه بیشتر ساب آلکالن و تعدادی آلکالن (سه نمونه) میباشند (شکل 8). این سنگ‌ها براساس شکل 13-الف در محدوده سری کالک آلکالن، کالک آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی قرار گرفته‌اند. براساس شکل 13-ب اکثر نمونه‌ها متعلق به سری ماگمایی کالک آلکالن و کالک آلکالن پتاسیم بالا و تعدادی از دایک های حدواسط در گستره و در مرز سری شوشونیتی واقع شده است. به‌طورکلی از این نمودارها می‌توان نتیجه گرفت که نفوذی‌ها و دایک های فلسیک از ماگمای کالک آلکالن و دایک‌های مزوکرات از ماگمای شوشونیتی منشأ گرفته باشند.
شکل13. موقعیت ترکیب سنگهای آذرین لخشک بر روی نمودارهای تعیین سری ماگمایی، الف) نمودار Th در مقابل Co (Hastie et al., 2007)، ب) نمودار SiO2 در مقابل K2O (Peccerillo and Taylor 1976)، نماد قرمز= دگرسانی
جایگاه تکتونیکی
گرانیتوئیدهای نوع I کالک آلکالن پتاسیم بالا که به مقدار جزئی پرآلومینوس میباشند، اغلب متعلق به کمان‌های ولکانیکی مرتبط با پوسته قارهای هستند (Maniar and Piccoli, 1989). این گرانیتوئیدها عبارتند از حاشیه قارهای (CAG)، تصادم قاره-قاره (CCG) و بعد از کوهزایی (POG). در شکل 14-الف نمونههای مورد بررسی در محدوده گرانیتوئید های کمان های ولکانیکی (VAG) و گرانیتوئیدهای همزمان با برخورد (SYN-COLG) قرار می‌گیرند. ولی بر اساس شکل 14-ب که گرانیتوئیدهای کمان‌های ولکانیکی (VAG) و گرانیتوئیدهای همزمان با برخورد (SYN-COLG) را از هم تفکیک می‌کنند، همه سنگهای مورد بررسی فقط در گستره گرانیتوئیدهای کمان‌های ولکانیکی (VAG) جای گرفته‌اند. بر اساس شکل 14-پ نیز، همه نمونه‌ها در گستره جایگاه کمان قارهای(CA) قرار دارند با وجود این به نظر می‌رسد که نمونههای مورد بررسی به دو یا سه گروه قابل تفکیک می باشند.
بحث
ذوب بخشی فلیش ها یا سنگهای توربیداتی اوّلین نظریهای است که برای منشأ ماگمای گرانیتوئید زاهدان ذکر شده است (Camp and Griffis, 1982). ذوب بخشی پوسته اقیانوسی و فلیشها (Boomeri and Lashkaripour, 2003) تفریق بلوری ماگمای گوشتهای و هضم سنگهای پوسته (Sadeghian et al., 2005)، ماگماتیسم حاصل از فرورانش صفحه اقیانوسی (کنعانیان و همکاران، 1386؛ سرحدی و همکاران؛ 1396) از دیگر نظریات در رابطه با منشأ ماگمای سنگهای مورد بحث می باشد. همان‌طور که ذکر شد سنگهای آذرین مورد مطالعه سه نوع هستند که گروه اوّل متعلق به پیکره اصلی توده نفوذی و فاز اول ماگماتیسم در منطقه است و از لحاظ کانی‌شناسی و ژئوشیمیایی از گرانیتوئیدهای نوع کالک آلکالن میباشند. رایج‌ترین منشأ گرانیتوئیدهای نوع I، ماگماهای تشکیل شده در بالای زون فرورانش در گوشته میباشند که به‌شدت دچار تفریق بلوری همراه با آلودگی (AFC) شدهاند (Grove and Donnelly-Nollan, 1986). قدیم‌ترین فاز ماگمایی گرانیتوئید زاهدان که بیش از 40 میلیون سال سن دارد (Mohammadi et al., 2016) ممکن است با این مدل قابل تفسیر باشد چون این زمان با فرورانش پوسته اقیانوسی در شرق و جنوب شرق ایران مطابقت دارد و سنگهای آذرین نفوذی و خروجی مرتبط با آن نیز در این زمان در پهنه جوش‌خورده ایران تشکیل شده است (Camp and Griffis, 1982 ; هدایتی و همکاران، 1395).
شکل 14. موقعیت ترکیب سنگهای آذرین لخشک بر روی نمودارهای تفکیك جایگاههای تکتونیکی، الف) نمودار Y در مقابل Nb (Pearce, 1983)، ب) نمودار Y+Nb در مقابل Rb (Pearce, 1983)، پ)نمودار Nb /Yb-Th/Yb (Pearce, 2008) ؛ نماد قرمز= دگرسانی
تهی شدگی Y،Nb، Ti، Zr در ماگماهای ایجاد شده در گوشته بالای زون فرورانش، به عدم تحرک آنها در حین ذوب بخشی نسبت داده میشود (Davidson, 1996; Noll, et al., 1996). از طرف دیگر حجم زیاد گرانیتوئید زاهدان با سن 30 میلیون سال (Mohammadi et al., 2016) و دیگر سنگهای فلسیک و حدواسط منطقه که جوان‌تر هستند و نبود سنگهای بازیک و معادل‌های آتشفشانی در این زمان نمی‌تواند با تبلور تفریقی یا فرآیندهای AFC قابل تفسیر باشند. در اصل در مدل تفریق بلوری، سنگهای بازیک اغلب زودتر از سنگهای اسیدی تشکیل می‌شوند ولی در منطقه مورد مطالعه سنگهای حدواسط و بازیک جوان‌ترند چون پیکره اصلی گرانیتوئید زاهدان را قطع کردهاند. بنابراین روند تشکیل سنگهای آذرین حدواسط و فلسیک منطقه مورد مطالعه، بیشتر با مدل ذوب بخشی قابل تفسیر میباشد. در مدل ذوب بخشی ماگمای بازیک با جابجایی‌های استنوسفری به سمت بالا گرمای لازم را برای ذوب سنگهای سنگ کره و پوسته زیرین فراهم می‌کند (Pang et al., 2013). بنابراین ذوب بخشی سنگهای مافیک (آمفیبولیت) پوسته زیرین یا ذوب بخشی بقایای پوسته اقیانوسی در زونهای فرورانش قدیمی ممکن است مدل منطقی‌تری برای تشکیل ماگمای گرانیت‌های فاز دوم ( نوع I) و دایک های مورد مطالعه باشد. همواره غنی‌شدگی Pb، K، Rb، Th و تهی شدگی Y،Nb، Ti، Zr با مذاب‌های به وجود آمده از پوسته زیرین و لیتوسفر در بالای مناطق فرورانش قدیمی نیز سازگار است (Harris et al., 1986; Chappell and White,1974). شاید بخش زیادی از پیکره گرانیتوئید زاهدان با سن 30 میلیون سال از ماگماهای مشتق شده از ذوب بخشی سنگهای مافیک پوسته یا بقایای پوسته اقیانوسی به‌جامانده از فرورانش‌های قبلی تشکیل شده ( شکل 15) ولی دایک های فلسیک که کمی جوان‌تر میباشند از ماگمای مشتق شده از ذوب بخشی فلیش ها همزمان با بسته شدن اقیانوس سیستان تشکیل شدهاند. ترکیب دایک‌های حدواسط با ماگماهای حاصل از سنگهای بازیک‌تر منطبق است (شکل15). این سنگ‌ها که دارای پتاسیم بالا و شوشونیتی می باشند، شاید مربوط به رویدادهای کششی پسابرخوردی باشند. علاوه بر این در شکل 15 ترکیب سنگ منشأ روند جالبی را نشان می‌دهد به‌طوری‌که دایک های حدواسط از ذوب سنگهای بازیک و دایک های فلسیک از ذوب ماسه سنگ حاصل شدهاند در حالی‌که گرانیتوئید از ترکیبی حدواسط بین اینها حاصل شده که ممکن است ناشی از اختلاط دو ماگمای بازیک و اسیدی در منطقه باشد. گسلهای امتداد لغز حاصل از رویدادهای برخورد و پسابرخوردی در جایگیری دایک‌ها نقش داشته‌اند.
شکل 15. موقعیت ترکیب سنگهای آذرین لخشک بر روی نمودارهای تفکیک سنگ منشأ ماگما، الف) نمودار Al2O3+Fe2O3+MgO+TiO2 در مقابل(Fe2O3+MgO+TiO2) Al2O3/ (بر اساس کار Patino Douce, 1999)، ب) نمودار CaO+Fe2O3+MgO+TiO2 در مقابل(Fe2O3+MgO+TiO2) CaO/ (بر اساس کار (Magna et al., 2010؛ نماد قرمز= دگرسانی
نتیجه‌گیری
در گستره آنتیموان دار لخشک، سنگهای فلیش گونه میزبان، کم‌وبیش گسله، چین‌خورده، دگرگون شده، دگرسان شده و میلونیتیزه میباشند که مورد نفوذ تودههای گرانیتوئیدی، دایک های اسیدی و حدواسط، رگههای سیلیسی و رگههای استیبنیت دار واقع شدهاند. سنگهای دگرگونی بیشتر شامل فیلیت، اکتینولیت شیست، مرمر و میلونیت می‌شوند. توده نفوذی عمدتاً گرانودیوریت، دایک‌های اسیدی بیشتر گرانودیوریت پورفیری (داسیت) و دایک های حدواسط ملادیوریت، ملاگرانودیوریت و کوارتزمونزودیوریت میباشند. توده گرانیتوئیدی از نوع I، متاآلومینوس و کالک آلکالن پتاسیم بالا میباشد. مقادیرLILE نسبت به مقادیر HFSE در سنگهای آذرین منطقه غنی‌شدگی نشان می‌دهند که از خصوصیات ماگماهای پوسته و یا ماگماهای گوشتهای به‌شدت آغشته به مواد پوسته‌ای میباشد. ترکیب دایک های فلسیک با ماگماهای مشتق شده از ذوب بخشی فلیش ها و ترکیب دایک های حدواسط با ماگماهای حاصل از سنگهای بازیک (آمفیبولیت) منطبق است درحالی‌که ترکیب پیکره اصلی توده نفوذی لخشک با ماگماهای مشتق شده از ذوب سنگ‌هایی با ترکیبی حدواسط آنها قابل تفسیر است که ممکن است ناشی از اختلاط دو ماگمای بازیک و اسیدی در منطقه باشد. ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگهای آذرین محدوده مورد مطالعه بیشتر مشابه با سنگهای مربوط به جایگاههای فرورانش و کمان‌های ولکانیکی میباشد با این وجود سن و روند دایک‌ها با رویدادهای پسابرخوردی و گسلهای امتدادلغز در منطقه منطبق است. کانیزایی آنتیموان از نوع رگهای است که به‌وسیله گسل و دیگر عوامل ساختاری کنترل شده است. آب‌های جوی و دگرگونی تحت تاثیر آخرین فاز ماگمایی که شاید مرتبط با دایک های فلسیک و حدواسط باشند، گرم شده و با چرخش و عبور از سنگهای فلیشی در گسل‌ها و فضاهای خالی باعث تشکیل رگههای کوارتز–استیبنبت و دگرسانیهای سیلیسی، آرژیلیک، و سریسیتیک شدهاند. کانیزایی ابتدا با تشکیل استیبنیت، پیریت، ارسنوپیریت، کالکوپیریت، گالن و اسفالریت رخ داده است. سپس بخشی از این کانی‌ها بر اثر برخورد با آب‌های سطحی اکسید شده و به‌صورت اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن، منگنز، کربنات‌های مس و سرب و روی و شاید اکسیدهای آنتیموان دیده می‌شوند.
بومری، م.، 1393. کانسارها و اندیس‌های معدنی در استان سیستان و بلوچستان، ششمین همایش انجمن زمین‌شناسی اقتصادی، دانشگاه سیستان و بلوچستان، 103-98. ##بومری، م.، مجددیمقدم و بیابانگرد، ح.،۱۳۹۷، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی سنگهای آذرین و کانی زایی آنتیموان و طلا در منطقة سفیدسنگ و درگیابان. پترولوژی، 193،۳۵،9 -۲۱۶. ##خرمی، ز.، 1391. ژنز کانسار آنتیموان بائوت، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 149. ##رضایی کهخایی، م. رهبر، ر.، و قاسمی، ح.، 1396. تعیین سن مجموعه نفوذی لخشک به روش اورانیوم-سرب روی کانی‌های زیرکن و تیتانیت، شرق ایران، مجله بلور و کانی‌شناسی،25،1، 111-122.##سرحدی، ن.، احمدی، ع.، فیروزکوهی، ز.، و جامی، م.، 1396. سنگ‌شناسی و ژئوشیمی دایک های مزوکرات و ملانوکرات در پیکره گرانودیوریتی لخشک، شمال باختر زاهدان، علوم زمین،26، 104، 149-168. ##فرشیدپور، ج.، 1391. ژنز کانسار آنتیموان سفیدآبه، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه‌سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 125. ##کنعانیان. ع.، رضایی کهخایی، م.، الیاسی، م.، و اسماعیلی، د.، 1386. شواهد پتروگرافي حاکي از دگرشكلي دماي بالا در سنگهای حاشيه توده گرانيتوئيدي لخشك،شمال غرب زاهدان، ايران. مجله علوم دانشگاه تهران، 33،1، 39-47. ##مارزی، م.، 1394. کانی‌شناسی، دگرسانی و منشاء کانیزایی آنتیموان و طلا در منطقه سفیدسنگ، جنوب زاهدان، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران،267. ##مجددیمقدم، ح.، 1398. ژئوشیمی،زمین حرارت-فشار سنجی رگههای آنتیموان در مناطق درگیابان،سفیدسنگ، لخشک، شورچاه، بائوت و سفیدابه، رساله دکترای تخصصی، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 311. ##مرادی، ر. بومری، م. باقری، س و زاهدی، ا .، 1394. تعیین شرایط فیزیکوشیمیایی و عوامل کنترل‌کننده کانیزایی با استفاده از کانه‌نگاری روابط پاراژنزی و میانبار سیال در کانسار‌استیبنیت- طلا شورچاه، جنوب شرق زاهدان. مجله بلور و کانی‌شناسی، 23، 121-134. ##مرادی، ر.، 1391. سبک و منشاءکانیزایی آنتیموان و طلا در شورچاه، جنوب شرق زاهدان، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران، 158. ##مظلوم، غ.، 1396. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آنتیموان لخشک، شمال‌غرب زاهدان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شاهرود، شاهرود، ایران، 171. ##هدایتی، ن.، بومری، م. و بیابانگرد، ح.، 1395. ویژگی‌های ژئوشیمیایی و سنگ‌شناسی مجموعه آذرین نخیلاب، شمال باختر زاهدان. مجله پترولوژی، 26، 23-44. ##Aragon, E., Gonzalez, P., Yolanda, E., Cavarozzi, A.C., Llambias, E. and Rivalenti, G., 2002. Thermal divide andesites–trachytes, petrologic evidence, and implications from Jurassic north Patagonian massif alkaline volcanism. Journal of South American Earth Sciences, 103, 16-91. ##Asiabanha, A., Bardintzeff, J.M., Kananian, A. and Rahimi, G., 2012. Post-Eocene volcanics of the Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 45, 79–94. ##Ayers, J., 1998. Trace element modeling of aqueous fluid–peridotite interaction in the mantle wedge of subduction zones. Contributions to Mineralogy and Petrology, 132, 390–404. ##Behrouzi, 1993. Geological map of Zahedan (1:250000), Geological Survey of Iran, Tehran. ##Boomeri, M. and Lashkaripour, G.R., 2003. Granite of Zahedan, Southeastern Iran. Geophysical Research Abstracts 5, 04933. ##Boomeri, M., Moradi, R., Stein, H. and Bagheri, S., 2019. Geology, Re-Os age, S and O isotopic composition of the Lar porphyry Cu-Mo deposit, southeast Iran. Ore Geology Reviews, 104, 477–494. ##Boynton, W.V., 1984. Cosmochemistry of rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Eds. Henderson, P.), Elsevier, Amsterdam, 63– 114. ##Calanchi, N., Peccerillo, A., Tranne, C.A., Lucchini, F., Rossi, P.L., Kempton, P., Barbieri, M. and Wue, T.W., 2002. Petrology and geochemistry of volcanic rocks from the Island of Panarea: implications for mantle evolution beneath the Aeolian island arc (southern Tyrrhenian Sea). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 115, 367-395. ##Camp, V.E. and Griffis, R.J., 1982. Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan Suture Zone, Eastern Iran. Lithos, 15, 221- 239. ##Chappell, B.W. and White, A. J.R., 1992. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sciences, 83, 1-26. ##Chappell, B.W. and White, A.J.R., 1974. Two contrasting granite type. Pacific Geology, 8, 173-174. ##Cox, K.G., Bell, J.D. and Pankhurst, R.J., 1979. The interpretation of igneous rocks, George Allen and Unwin, London, 450. ##Davidson, J.P., 1996. Deciphering mantle and crustal signatures in subduction zone magmatism in Subduction, Top to bottom (Eds. Bebout, G.E., Scholl, D.W., Kirby, S.H., and Platt, J.P.) Geophysical Monograph, American Geophysical Union, 96, 251-262. ##Dill, H.D., 2010. The chessboard classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geology from aluminum to zirconium. Earth-Science Reviews, 100, 1 – 420. ##Girardi, J. D., Patchett, P. J., Ducea, M. N., Gehrels, G. E., Cecil, M. R., Rusmore, M. E., Woodsworth, G. J., Pearson, D. M., Manthei, C. and Wetmore, P., 2012. Elemental and isotopic evidence for granitoid genesis from deep-seated sources in the Coast mountains batholith, British Columbia. Journal of Petrology, 53,1505-1536. ##Grove, T.L. and Donnelly-Nolan, J.M., 1986. The evolution of young silicic lavas at Medicine lake Volcano, California: implications for the origin of compositional gaps in calc-alkaline series lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92, 281-302. ##Harris, N.B.W., Pearce, J.A. and Tindle, A.G., 1986. Geochemical characteristics of collision zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M.P. and Ries, A.C.) Special Publication, Geological Society, London, 19, 67–8. ##Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology, 48, 2341-2357. ##Helvaci, C., Ersoy, E.Y., Sözbilir, H., Erkül, F., Sümer, Ö. and Uzel, B., 2009. Geochemistry and 40Ar/39Ar geochronology of Miocene volcanic rocks from the Karaburun Peninsula: Implications for amphibole-bearing lithospheric mantle source, Western Anatolia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 185, 3, 181-202. ##Magna, T., Janousek, V., Kohot, M., Oberli, F. and Wiechert, U., 2010. Fingerprinting sources of orogenic plutonic rocks from variscan belt with lithium isotopes and possible link to Subduction- related origin of some A-type granites. Chemical Geology, 274, 94-107. ##Maniar, P.D. and Picooli, P.M., 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America, 101, 635-643. ##Marchev, P., Raicheva, R., Downes, H., Vaselli, O., Chiaradia, M. and Moritz, R., 2004. Compositional diversity of Eocene-Oligocene basaltic magmatism in the Eastern Rhodopes, SE Bulgaria: implications for genesis and tectonic setting. Tectonophysics, 393, 301–328##Martin, H., 1999. The adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos, 46, 3, 411-429##Mason, B. and Moore, C.B., 1983. Principle of Geochemistry. John Wiley, New York, 344. ##Middlemost, E. A. K., 1985. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37, 215-224. ##Mohammadi, A., Burg, J.P., Bouilhol, P. and Ruh, J., 2016. U–Pb geochronology and geochemistry of Zahedan and Shah Kuh plutons, southeast Iran: implication for closure of the south Sistan Suture Zone, Lithos, 248-251, 293-308. ##Moradi, R. and Boomeri, M., 2016. Remote sensing detection of altered zones associated with Cu-Mo mineralization in North of Zahedan, SE Iran using Landsat-8 data. . Yerbilimleri, 38, 3, 275-294. ##Moradi, R., Boomeri, M., Bagheri, S. and Nakashima, K., 2016. Mineral chemistry of igneous rocks in the Lar Cu-Mo prospect, southeastern part of Iran: Implications for P, T, and ƒO2. Turkish Journal of Earth Science, 25, 1–16. ##Nicholson, K.N., Black, P.M., Hoskin, P.W.O. and Smith, I. E. M., 2004. Silicic volcanism and back-arc extension related to migration of the Late Cenozoic Australian- Pacific plate boundary. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 131, 295–306. ##Noll, P.D., Newsom, H.E., Leeman, W.P. and Ryan, J.G., 1996. The role of hydrothermal fluids in the production of subduction zone magmas: Evidence from siderophile and chalcophile trace elements and boron: Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, 587-611. ##Pang, K.N., Chung. S.L., Zarrinkoub, M.H., Khatib, M.M., Mohammadi, S.S., Chiu, H.Y., Chu, C.H., Lee, H.Y. and Lo, C.H., 2013. Eocene-Oligocene post-collisional magmatism in the Lut-Sistan region, eastern Iran: magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180-181, 234-251. ##Patiño Douce, A.E., 1999. What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In: Castro, A. Fernandez C. and Vigneresse, J. L. (Eds): Understanding granites: intergrating new and classical techniques. Geological Society of London, Special Publication, 168, 55-75##Pearce, J. A., 1983. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths, Nantwich, Cheshire (Eds Hawkesworth, C.J. and Norry, M.J.), Shiva Nantwich, 230-249. ##Pearce, J. A., 2008. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust, Lithos, 100, 14-48. ##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. ##Rollinson, H., 1993. Using Geochemical Data, Evaluation, Presentation, and Interpretation. Harlow, UK, Longman, London, UK. 344. ##Rudnick, R. L., 1990. Nd and Sr isotopic compositions of lower crustal xenoliths from north Queensland, Australia: implications for Nd model ages and crustal growth processes. Chemical Geology, 83, 195-208. ##Sadeghian, M., Bouchez, J. L., Ne´de´lec, A., Siqueira, R. and Valizadeh, M. V., 2005- The granite pluton of Zahedan (SE Iran): a petrological and magnetic fabric study of a syntectonic sill emplaced in a transtensional setting. Journal of Asian Earth Sciences, 25, 301–327. ##Seghedi, I., Downes, H., Vaselli, O., Szakacs, A., Balogh, K. and Pecskay, Z., 2004. Postcollisional Tertiary-Quaternary mafic alkali magmatism in the Carpathian-Pannonia region: a review. Tectonophysics, 393, 43–62. ##Shand, S. J., 1943. Eruptive Rocks, D. Van Nostrand Company, New York, 360. ##Sun, S.S. and McDonough, W. F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, Geological Society, London, 42, 313-345. ##Taylor, S. R., 1965. The application of trace element data to problems in petrology. Physics and Chemistry of the Earth, 6, 133-213. ##Tirrul, R., Bell, L. R., Griffis, R. J. and Camp, V. E., 1983. The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America, 84, 134-150. ##Whitney, D. and Evans, B. D., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. . American Mineralogist, 95, 1, 185-187##Zulkarnain, I., 2009. Geochemical signature of Mesozoic volcanic and granitic rocks in Madina Regency area, North Sumatra, Indonesia, and its tectonic implication. Indonesian Journal on Geoscience, 4, 2, 117-131.##
[1] *نویسنده مرتبط: boomeri@science.usb.ac.ir
