پترولوژی و ژئوشیمی سنگهای آذرین و کانی زایی آنتیموان و طلا در مناطق سفید سنگ و درگیابان، جنوب شرق ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 هیات علمی، گروه زمین شناسی دانشکده علوم دانشگاه سیستان و بلوچستان

2 دانشجوی دکترای ژئوشیمی،/ زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران

3 عضو هیات علمی، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه سیستان و بلوچستان،

چکیده

مناطق سفیدسنگ و درگیابان در پهنه جوش خورده سیستان واقع شده اند. واحدهای زمین شناسی در این مناطق شامل سنگ های فلیش گونه، توده گرانیتوئید، توده نیمه خروجی و دایکهای اسیدی و حدواسط، و نهشته جدید می باشند. سنگهای آذرین، گرانیت، میکروگرانیت، گرانودیوریت، گرانودیوریت پورفیری و دیوریت پورفیری هستند. دگرسانی فیلیک و پروپیلیتیک در توده های نیمه خروجی و دگرسانی آرژیلیک در اطراف رگه های سیلیسی کانه دار مشاهده می شود. مهمترین کانی زایی در منطقه از نوع اپی ترمال و به صورت رگه کوارتز- استیبنیت است. دگرسانیهای فیلیک و پروپیلیتیک و آنومالی مس ، سرب و روی با توده نیمه خروجی احتمالا نشانه کانی زایی پورفیری در منطقه است. گرانیتوئید در سفید سنگ از نوع S و در درگیابان از نوع I و هر دو پرآلومین می باشند. سنگهای آذرین منطقه متعلق به سری ماگمایی کالک آلکالن هستند. جایگاه تکتونیکی سنگهای آذرین درگیابان و سفید سنگ مرتبط با پهنه های همگرا و مشابه با ماگماتیسم مناطق فرورانش، برخوردی و پس از برخورد می باشد. گرانیتوئید نوع S‌ و دایک های میکروگرانیتی از ذوب بخشی متاگریوک و دایک ها و توده های نیمه خروجی از ذوب بخشی آمفیبولیت ها حاصل شده‌اند. دیاگرام های به هنجار شده به کندریت و گوشته اولیه نشان می دهندکه غنی شدگی LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE از ویژگیهای سنگهای آذرین مورد مطالعه است. غنی شدگی Pb، K، Rb، Th و تهی شدگی Nb، Ti، Zr بیشتر با مذاب های به وجود آمده از گوشته متاسوماتیسم شده و پوسته زیرین سازگار است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography and geochemistry of igneous rocks and Sb and Au mineralization in Sefidsang and Dargiaban areas, southeastern Iran

نویسندگان [English]

  • Mohammad Boomeri 1
  • halimeh mojadadi moghadam 2
  • Habib Biabangard 3
1 Acadimic member of Geology department, Sciences college , University of Sistan and Baluchestan
2 ph.D student of Geochemistry/ Geology, Faculty of Science,University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran
3 Academic member of Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran
چکیده [English]

Abstract: The Sefidsang and Dargiaban areas are located in the Sistan suture zone. The geological units of the areas are flysch-like rocks, granitoid body, subvolcanic mass, acidic and intermediate dikes and recent deposit. The igneous rocks are granite, micro-granite, granodiorite, granodiorite porphyry and diorite porphyry. The phyllic and propylitic alterations observe with subvolcanic mass and argillic alteration occurs around the mineralized silicic veins. The important mineralization in the area is epithermal type quartz-stibnite veins. The phyllic and propylitic alterations and Cu, Pb and Zn anomalies associated with the subvolcanic rocks in the area are probably indication of a porphyry mineralization system. The Sefidsang granite is an S-type granitoid while the Dargiaban granite is an I-type granitoid and both of them are peraluminous. The igneous rocks are mainly calc-alkaline in magmatic series. Tectonic setting of the igneous rocks in the Dargiaban and Sefidsang is related to convergent zones and similar to those of the subduction, collisional and post-collisional environments. The S-type granite and microgranitic dikes were generated from partial melting of metagreywackes and subvolcanic bodies and intermediate dikes were generated from partial melting of amphibolite. The chondrite-normalized and primitive-normalized diagrams show the igneous rocks are characterized by LREE and LILE enrichment relative to HREE and HFSE. The enrichment of Th, Rb, K and Pb and the depletion of Zr, Ti and Nb are more consistent with melts generated from the metasomatized mantle and lower crust.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Sb mineralization
  • Subvolcanic igneous rocks
  • Zahedan granitoid
  • Sistan suture zone

منطقة سفیدسنگ و درگیابان در پهنة جوش‌خوردة سیستان (Sistan suture zone)، در خاور ایران و میان دو بلوک لوت و افغان جای دارد (شکل 1- A). این پهنه بیشتر دربردارندة ملانژهای زمین‌ساختی و افیولیتی، فلیش و انواع سنگ‌های آذرین حد واسط تا اسیدی از کرتاسه تا کواترنری است (شکل 1- B).

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه پهنة جوش‌خوردة سیستان (SSZ) نسبت به دیگر پهنه‌های زمین‌شناسی ایران (Modified from Aghanabati, 2004) ؛ B) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة بخشی از پهنة جوش‌خوردة سیستان (کادر مستطیل در شکل A) (Modified from Camp and Griffis, 1982) (SD= سفیدسنگ و درگیابان؛ ST= شورچاه و توزگی؛ L= لخشک؛ B= بائوت؛ S= سفیدآبه و حیدرآباد)؛ C) جایگاه جغرافیایی کانی‌زایی‌های آنتیموان در استان سیستان و بلوچستان (برپایة تصویرهای Google Earth)

 

پیدایش این پهنه از اواسط کرتاسه و در پی رویدادهای زمین‌ساختی مهم، اما کوتاه‌مدت، آغاز شده است (Tirrul et al., 1983). نخست کافتش در میانة کرتاسه، جدایی بلوک‌های لوت و افغان، گسترش یک اقیانوس بینابینی و نهشته‌شدن توده‌های ستبری از رسوب‌های دریایی (فلیش‌ها) را به‌دنبال داشته است (Tirrul et al., 1983). سپس در پایان کرتاسه با پیدایش سنگ‌های آذرین بیرونی و درونی نخیلاب (Hedayati et al., 2016) و رودشور فرورانش آغاز شده است. در پایان، برخورد بلوک لوت و افغان در ائوسن میانی و پایانی با پیدایش سنگ‌های آذرین گوناگون (مانند: باتولیت زاهدان) شناخته می‌شود (Camp and Griffis, 1982). رویدادهای پسابرخوردی بلوک‌های لوت و افغان، چین‌خوردگی و گسل‌خوردگی راستالغز مزدوج و ماگماتیسم در الیگوسن و میوسن و پیدایش سنگ‌های آذرین درونی، نیمه‌درونی و بیرونی را در پی داشته‌اند (Camp and Griffis, 1982). پیدایش دایک‌ها و استوک‌های دیوریتی و گرانودیوریتی در سیاه‌جنگل و شمال کوه تفتان پیامد فرورانش مکران در جنوب‌خاوری ایران دانسته شده‌ است (Boomeri, 2017; Richards et al., 2018).

جابه‏‌جایی‌های راستالغز راست‌بر اصلی، بیشتر در راستای گسل‌های کهن‌تر متمرکز شده‌اند و حرکت‌های متضاد میان بلوک‌های لوت و افغان در میوسن را به‌دنبال داشته است که پیامد آن پیدایش دایک و استوک‌های فراوان و ولکانیسم آلکالن بوده است (Tirrul et al., 1983).

به‌دنبال رویدادهای کافتش، فرورانش، برخوردی و پسابرخوردی و فرایند‌های ماگمایی و گرمابی مرتبط با آنها در پهنة جوش‌خوردة سیستان، کانسارهای فراوانی (مانند: کانسارهای آنتیموان رگه‌ای) در این پهنه پدید آمده‌اند (Farshidpour, 2012; Moradi, 2012; Moradi et al., 2014; Boomeri, 2014; Marzi, 2016). کانسارهای آنتیموان اصولاً نسبت به فلزهای پایه حجم کمتری دارند و به مقدار کمتری یافت می‌شوند. همچنین، این کانسارها با سیال‌های گرمابی، پهنه‌های برشی، فعالیت‌های آتشفشانی، گرانیتوییدها و سنگ‌های دگرگونی درجه پایین در پهنه‌های کوهزایی و برخوردی وابستگی بسیاری دارند (Dill, 2010). برخی کانسارهای آنتیموان بیشتر به پایانه‌های رسوبی محدودند و فیلیت‌ها، سنگ‌آهک کربن‌دار و شیست‌های سیاه دارند (Dill, 2010). بیشتر کانسارهای آنتیموان جهان را عوامل ساختاری کنترل می‌کنند و پهنه‌های برشی، گسل‌های کششی و چین‌خوردگی‌ها محیط خوبی برای پیدایش کانی سازی آنتیموان هستند (Dill, 2010). بیشتر از 24 کانسار و اثر معدنی آنتیموان در بخش‌های گوناگون ایران وجود دارد (Mehrabi, 2012). کانی‌زایی‌های آنتیموان در ایران بیشتر رگه‌ای و گرمابی هستند که در ارتباط با فعالیت‌های آذرین آتشفشانی و درونی پدید آمده‌اند (Mehrabi, 2012). رگه‌های آنتیموان‌دار در استان سیستان و بلوچستان در مکان‌های بسیاری از نهبندان تا جنوب زاهدان دیده می‌شوند و برخی از آنها با کانی‌زایی طلا همراهند. مهم‌ترین کانسارها و اندیس‌ها (مانند: شورچاه و توزگی، درگیابان، سفیدسنگ، بائوت، چاه بریش، لخشک و سفیدابه) هستند (Boomeri, 2014). جایگاه جغرافیایی این منطقه‌ها در شکل 1- C نشان داده شده است.

منطقة سفیدسنگ در 55 کیلومتری جنوب زاهدان و در مرز جنوبی گرانیتویید زاهدان جای دارد. منطقة درگیابان نیز در خاور منطقة سفیدسنگ است. کانی‌زایی آنتیموان در این بخش‌ها وابستگی تنگاتنگی با گرانیتویید زاهدان، فیلیت و فلیش‌های گسله و دگرسان شده، پهنه‌های برشی و میلونیتی و گسل‌های راستالغز دارند (Boomeri, 2014).

هدف این پژوهش بررسی کانی‌زایی آنتیموان و طلا و بررسی سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی سنگ‌های آذرین مرتبط با آنهاست. در این پژوهش تلاش شده است برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، نخست خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های آذرین درونی و نیمه‌بیرونی و سپس دگرسانی، کانی‌شناسی، سبک و شکل و کانی‌زایی‌های گوناگون در منطقة درگیابان و سفیدسنگ بررسی شوند.

 

روش انجام پژوهش

این پژوهش برپایة بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی است. برای رسیدن به اهداف این پژوهش، پس از شناسایی، تفکیک و بررسی ارتباط توده‌های آذرین درونی، نیمه‌درونی و دایک‌های منطقه در صحرا، نمونه‏‌های فراوانی برداشت شد. از میان آنها، شمار 50 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‌نگاری و دگرسانی و شمار 17 مقطع نازک- صیقلی برای بررسی کانه‌نگاری ساخته و سپس مطالعه شدند. برای بررسی رفتار زمین‌شیمیایی و مقدار عنصرها در سنگ‌های بررسی‌شده، 17 نمونه از سنگ‌های آذرین درونی و نیمه‌درونی و رگه‌های معدنی برگزیده شدند.

نمونه‌های برگزیده، برای اندازه‌گیری عنصرهای اصلی به روش XRF مدل فیلیپس ساخت هلند و برای اندازه‌گیری عنصرهای کمیاب به روش ICP-MS با دستگاه مدل ACILBMT7900 در مرکز تحقیقات و فراوری مواد معدنی ایران در کرج تجزیه شدند (جدول 1). در همة نمودارها، واحد اندازه‏‌گیری برای عنصرهای اصلی درصد وزنی و برای عنصرهای فرعی و کمیاب بخش در میلیون (ppm) است. نام اختصاری کانی‌ها در سراسر مقاله از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است.

 

زمین‌شناسی

سنگ‌های فلیش‌گونه، توده‌های نفودی گرانیتوییدی، توده‌های نیمه‌بیرونی پورفیری و دایک‌های گوناگون و نهشته‌های جدید از واحدهای زمین‌شناسیِ قدیم تا جدید در منطقة سفیدسنگ و درگیابان به‌شمار می‌روند (Berberian, 1983) (شکل 2- A). توده‌های گرانیتوییدی آذرین درونی و توده‌های نیمه‌بیرونی با سن الیگوسن در واحدهای فلیشی ائوسن برونزد دارند. دایک‌هایی از جنس گرانیت، گرانودیوریت و دیوریت با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و شمال‌خاوری- جنوب‌باختری در این سنگ‌ها نفوذ کرده‌اند. سن دایک‌ها الیگوسن پسین دانسته شده است (Berberian, 1983).

فلیش‌ها سنگ‌های گوناگونی را دربر گرفته‌اند. این فلیش‌ها برپایة بافت و ترکیب‌شان حالت خرد‌شدگی و برگوارگی دارند. این گروه سنگی که رنگ‌های متنوعی دارد دچار دگرگونی ناحیه‌ای و مجاورتی و دگرسانی نیز شده است؛ به‌گونه‌ای‌که نشانه‌های دگرگونی و دگرسانی در مجاورت با توده‌های گرانیتی به بیشترین اندازه خود رسیده است (شکل 3- A).


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‌های منطقة سفیدسنگ و درگیابان (عنصرهای اصلی برپایة wt.% و عنصرهای کمیاب برپایة ppm)

Sample No.

D30

D24

D9

D2a

D2

D6

D17

SS2-1

S3-V9

S2-V22

S2-V24

S3-V12

S1-V25

D35

Rocks Type

diorite

granodiorite

diorite

diorite

granodiorite

granodiorite

diorite

granite

granitediorite

microgranite

granodiorite

microgranite

granite

granite

SiO2

56.11

58.27

52.05

55.93

58.36

63.20

54.55

68.39

64.86

71.56

62.20

70.98

73.35

68.67

Al2O3

20.05

17.93

19.74

19.95

17.19

23.18

19.46

16.93

17.31

17.60

17.64

17.51

15.93

15.79

TiO2

0.77

0.63

0.54

0.50

0.70

0.46

0.41

0.34

0.64

0.39

0.60

0.21

0.28

0.38

Fe2O3

9.26

6.00

5.87

4.49

6.56

2.16

5.66

2.78

4.09

1.59

4.61

1.31

1.97

3.16

MnO

0.49

0.27

0.27

0.28

0.27

0.22

0.28

0.15

0.20

0.16

0.20

0.17

0.15

0.23

MgO

2.94

1.34

1.05

1.06

1.46

1.20

1.52

1.00

1.14

0.75

0.99

0.80

0.75

0.91

CaO

0.42

6.39

8.19

6.67

6.63

0.23

6.62

2.23

4.61

0.21

5.87

2.31

1.80

2.62

Na2O

1.40

1.80

1.20

1.35

2.33

2.00

1.90

3.75

2.14

1.50

2.08

3.21

2.15

2.98

K2O

2.55

3.38

4.38

3.55

2.83

5.83

2.88

4.29

2.20

3.63

2.16

1.60

3.45

4.65

P2O5

0.21

0.23

0.12

0.16

0.24

0.22

0.20

0.18

0.15

0.10

0.13

0.16

0.15

0.19

LOI

4.60

3.74

6.52

6.00

3.71

1.90

6.81

1.17

2.26

2.46

3.65

1.65

0.88

0.65

Total

98.8

100.0

99.9

99.9

100.3

100.6

100.3

101.2

99.6

100.0

100.1

99.9

100.9

100.2

Li

51.0

14.0

16.0

14.0

22.0

55.0

35.0

74.0

42.0

0.1

35.3

24.3

65.8

46.0

Be

2.6

1.7

1.2

1.5

1.1

1.4

1.5

3.9

2.5

1.3

2.4

1.4

2.4

3.1

Sc

6.7

2.7

3.4

6.2

2.7

3.1

2.5

1.7

5.1

3.3

6.5

2.9

3.3

1.5

V

133.0

53.0

57.0

48.0

63.0

66.0

61.0

36.0

49.6

28.2

52.7

5.9

17.6

36.0

Cr

176.0

103.0

42.0

41.0

136.0

89.0

64.0

128.0

84.5

54.1

76.8

74.8

118.0

102.0

Co

23.2

7.5

5.7

4.6

8.1

3.0

6.9

4.6

7.3

0.6

8.3

1.7

3.1

4.5

Cu

10170

60.0

34.0

16.0

9.0

154.0

8.0

10.0

15.0

10.3

15.5

15.7

15.4

35.0

Zn

2388

82.0

1021

138.0

69.0

132.0

50.0

49.0

71.0

22.5

77.1

22.6

40.3

49.0

As

24.0

3.0

56.0

3.0

2.0

20.0

3.0

6.0

5.0

36.7

2.9

91.4

2.2

5.0

Rb

88.0

45.0

48.0

32.0

37.0

47.0

31.0

136.0

80.5

191.0

115.0

41.8

118.0

101.0

Sr

27.0

534.0

84.0

247.0

471.0

41.0

268.0

273.0

1182

320.0

759.0

380.0

270.0

220.0

Y

10.0

5.0

6.0

16.0

5.0

1.0

5.0

3.0

7.5

1.4

11.9

2.4

3.3

4.0

Zr

45.0

35.0

55.0

50.0

40.0

20.0

15.0

16.0

33.0

9.7

13.2

11.2

5.8

15.0

Nb

10.0

9.9

2.5

4.5

7.8

4.7

4.4

9.8

19.9

15.3

20.7

15.0

8.6

10.0

Mo

6.6

4.3

3.2

1.8

4.6

4.4

3.6

4.2

0.9

34.0

0.4

1.3

1.6

2.5

Sn

38.5

2.7

4.2

2.3

2.3

4.8

2.6

4.6

3.0

24.5

3.3

3.0

3.3

2.8

Sb

8.5

6.1

3.6

1.7

2.3

3.0

5.5

5.4

2.8

23.6

6.3

7.6

3.4

3.7

Cs

6.1

5.1

2.9

6.8

2.3

4.8

2.9

15.6

7.6

11.1

3.4

8.6

17.1

4.1

Ba

216.0

706.0

508.0

508.0

614.0

581.0

556.0

515.0

1018

745.4

752.4

205.8

396.6

317.0

La

4.0

16.0

15.0

62.0

14.0

5.0

10.0

10.0

24.2

34.0

36.0

13.3

15.6

7.0

Ce

7.0

28.0

22.0

106.0

25.0

11.0

16.0

22.0

44.5

61.5

68.1

24.1

30.8

15.0

Pr

1.5

2.7

1.5

1.8

2.1

1.1

1.9

2.3

4.4

5.7

6.8

2.1

3.0

1.5

Nd

7.0

10.0

9.0

23.0

10.0

5.0

8.0

7.0

16.8

18.4

25.3

7.0

10.4

7.0

Sm

2.2

2.7

1.5

1.8

2.2

1.3

2.1

2.4

3.5

2.8

4.7

1.2

1.7

1.8

Eu

0.9

0.8

0.7

0.8

0.8

0.8

0.8

0.6

1.4

0.6

1.5

0.4

0.4

0.5

Gd

2.7

1.7

1.4

2.3

1.8

2.0

1.6

2.3

2.6

2.3

4.2

1.0

1.6

2.3

Tb

0.5

0.5

0.6

0.6

0.5

0.5

0.6

0.4

0.3

0.2

0.5

0.1

0.2

0.3

Dy

2.7

1.1

2.8

2.7

2.7

2.0

1.2

1.1

1.5

0.6

2.4

0.5

0.6

1.0

Er

2.0

1.4

2.1

2.0

2.2

1.3

1.4

0.7

0.9

0.3

1.3

0.3

0.4

0.8

Tm

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.1

0.1

0.1

0.2

0.1

0.1

0.1

Yb

1.4

1.0

1.6

1.4

1.1

1.0

1.5

0.8

0.8

0.1

1.1

0.1

0.3

0.7

Lu

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.1

0.2

0.1

0.1

0.0

0.2

0.0

0.0

0.1

Hf

1.5

1.4

1.7

1.4

1.4

1.5

1.9

1.2

1.2

0.1

0.6

0.6

0.4

1.0

W

6.3

1.8

1.0

1.0

1.6

1.8

1.2

2.1

2.2

5.3

2.3

1.9

1.4

1.0

Pb

66.0

32.0

174.0

77.0

29.0

3615

24.0

39.0

21.0

333.0

19.0

13.0

23.0

43.0

Th

5.2

5.0

3.1

3.8

3.7

3.1

3.7

6.1

7.4

3.2

12.8

3.6

8.4

3.4

Eu/Eu*

1.13

1.14

1.28

1.20

1.23

1.52

1.34

0.79

1.42

0.72

1.03

1.12

0.74

0.75

 

 

شکل 2- A) نقشة زمین‌شناسی منطقة سفیدسنگ و درگیابان و نمایش بخشی از کادر محدوده بررسی‌شده در آن؛ B) نقشة زمین‌شناسی محدوده بررسی‌شده (Modified after Berberian, 1983)

 

 

شکل 3- A) نمایی از تودة گرانیتی در منطقة سفیدسنگ (دید رو به شمال)؛ B) نمایی از توده‌های گرانودیوریت در منطقة درگیابان (دید رو به شمال‌خاوری)

 

 

گرانیتویید‌ها بخشی از باتولیت گرانیتوییدی زاهدان هستند که از شمال‌باختری تا جنوب‌خاوری پهنة جوش‌خوردة سیستان گسترش دارند. این گرانیتوییدها در منطقة سفیدسنگ به‌صورت توده‌های سفیدرنگ (شکل 3- A) و در منطقة درگیابان به‌صورت توده‌های کرم‌رنگ دیده می‌شوند (شکل 3- B). برخی رخنمون‌های این گرانیتویید‌ها فابریک جهت‌یافته دارند و نشانه‌های میلونیتی‌شدن و سیلیسی‌شدن در آنها به فراوانی دیده می‌شود.

توده‌های نیمه‌بیرونی (سنگ‌های پورفیری) در بخش‌های باختری سفیدسنگ و در منطقة درگیابان و در مرز جنوبی گرانیتوئید زاهدان حضور دارند و در برخی جاها به‌صورت استوک و یا گنبد دیده می‌شوند. رخنمون‌ این سنگ‌ها روشن و بیشترشان دگرسان‌شده هستند. برخی رخنمون‌های آن هوازده و دچار فرسایش پوستِ پیازی شده‌اند (شکل‌های 4- A و 4- B). کوارتز‌های شکل‌دار بزرگ با جلای شیشه‌ای از ویژگی‌های این سنگ‌ها هستند. دایک‌های اسیدی نیز رنگ روشن دارند و بیشترشان در فلیش‌ها تزریق شده‌اند. بیشتر این دایک‌ها در سفیدسنگ دیده می‌شوند و بیشتر آنها روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دارند. رنگ دایک‌های حد واسط تیره‌تر از دیگر سنگ‌ها است. فراوان‌ترین دایک‌ها در محدوده بررسی‌شده هستند و همة واحدهای کهن‌تر (مانند: فلیش‌ها، گرانیتویید‌ها و توده‌های نیمه‌بیرونی) را قطع کرده‌اند. این دایک‌ها با روندهای متفاوت و در برخی مکان‌ها به‌صورت متقاطع دیده می‌شوند (شکل 2).

 

 

 

شکل 4- نفوذ دایک‌های حد واسط در توده‌های نیمه‌بیرونی (سنگ‌های پورفیری) در منطقة درگیابان: A) توده‌های نیمه‌بیرونی با رنگ روشن که دایک‌هایی با با رنگ تیره در آن نفوذ کرده‌اند (راستای دایک‌ها با خط‌های قرمز نشان داده شده است؛ دید رو به شمال)؛ B) دایک و واریزه‌های آن بارنگ سیاه درون و روی توده‌های نیمه‌بیرونی پورفیری (دید رو به شمال‌باختری؛ هوازدگی پوست پیازی در تصویر پایین گوشة راست)

 

 

افزون‌بر واحد‌های سنگی یادشده، رگه‌های سیلیسی فراوانی با روندهای متفاوت در منطقه دیده می‌شوند (شکل 2- B) که برخی از آنها کانی‌زایی آنتیموان و طلا دارند. روند عمومی رگه‌های کانی‌زایی خاوری- باختری تا شمال‌خاوری- جنوب‌باختری است. رگه‌های سیلیسی که کانی‌زایی ندارند در سراسر پهنة جوش‌خورده سیستان در فلیش‌ها دیده می‌شوند و بیشترشان روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دارند. روابط صحرایی نشان می‌دهند رگه‌های همراه با کانی‌زایی از فلیش‌ها و سنگ‌های آذرین منطقه جوان‌تر هستند.

 

سنگ‌نگاری

فلیش‌ها: این سنگ‌ها در منطقة سفیدسنگ و درگیابان دربردارندة ماسه‌سنگ، فیلیت، شیست لکه‌دار و میکاشیست هستند. ماسه‌سنگ‌ها بیشتر از کوارتز و فلدسپار ساخته شده‌اند و سریسیت، کلسیت، کانی‌های رسی و هیدروکسیدهای آهن از کانی‌های ثانویة آنها هستند. فیلیت در نمونة دستی سبز رنگ است و سطحی صاف و لایه‌بندی نازک دارد. بافت میکروسکوپی آن لپیدوبلاستیک و پورفیروبلاستیک است. کوارتز به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل و در اندازه کمتر از 1/0 میلیمتر فراوان‌ترین کانی در این سنگ‌هاست. کانی‌های رسی و کربناته و سریسیت از دیگر کانی‌های فراوان است. استارولیت، گارنت، آندالوزیت و کردیریت در شیست‌ها و میکاشیست‌های شمال منطقه دیده می‌شوند (شکل‌های 5- A و 5- B). این واحد‌ها کم و بیش پهنه‌های برشی، میلونیتی و سیلیسی دارند.

 

سنگ‌های آذرین درونی و نیمه‌درونی

این سنگ‌ها بیشتر دربرگیرندة گرانیت، گرانودیوریت، گرانودیوریت پورفیری و دیوریت پورفیری هستند که در ادامه هرکدام از آنها بررسی می‌شوند.

 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از فلیش‌های دگرگون‌شده در منطقة سفیدسنگ و درگیابان: A) شیست لکه‌دار با بیوتیت (Bt)، استارولیت (St) با میانبار‌های فراوان کوارتز، کوارتز (Qz) (تصویر XPL)؛ B) پیدایش گارنت (Grt) در یک شیستِ سرشار از کوارتز (Qz) و بیوتیت (تصویر PPL)

 


گرانیتویید: در نمونة دستی گرانیتویید‌ها مقداری اندکی از لکه‌های سیاه دیده می‌شود که دربرگیرندة انکلاو و کانی‌های آهن و منیزیم‌دار هستند. گرانیتویید در سفیدسنگ از نوع گرانیت و در درگیابان از نوع گرانودیوریت است. گرانیت در سفیدسنگ از کانی‌های کوارتز، میکروکلین، اورتوکلاز، پلاژیوکلاز (آلبیت و الیگوکلاز)، بیوتیت و مسکوویت ساخته شده است (شکل 6- A). گرانودیوریت‌های درگیابان دربردارندة کانی‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، اورتوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، اسفن و مگنتیت و کمی کانی ثانویه است (شکل 6- B).

 

 

 

شکل 6- A) تصویر میکروسکوپی XPL ازگرانیت سفیدسنگ با کانی‌های پلاژیوکلاز (Pl)، میکروکلین (Mc)، بیوتیت (Bt) و کوارتز (Qz)؛ B) تصویر میکروسکوپی XPL از گرانودیوریت درگیابان با کانی‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت، کوارتز و هورنبلند (Hbl) و اسفن (Spn)


 

 

بلورهای میکروکلین شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و در اندازة 5/0 تا 5/1 میلیمتر هستند و ماکل مشبک دارند. همچنین، نشانه‌های تجزیه به کانی‌های رسی و سریسیت در آن ناچیز است (شکل 5- A). پلاژیوکلاز به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و شکل‌دار با اندازة 3/0 تا 2 میلیمتر است و ماکل پلی‌سینتتیک و منطقه‌بندی دارد. نشانه‌های تجزیه به کانی‌های رسی و سریسیت در این کانی دیده می‌شوند (شکل 5). کوارتز به‌صورت بلورهای بی‌شکل در اندازة 32/0 تا 2 میلیمتر با خاموشی موجی در فضای خالی دیگر کانی‌ها پدید آمده است. در زیر میکروسکوپ، بیشتر بلورهای بیوتیت شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار، با اندازه کمتر از 1 میلیمتر هستند و چندرنگی قهوه‌ای کم‌رنگ تا پررنگ، خاموشی مستقیم و یک سری رخ در مقطع‌های طولی نشان می‌دهند. مسکوویت در گرانیت‌های سفیدسنگ و هورنبلند در گرانودیوریت‌های درگیابان به‌صورت کانی نخستین و بلورهای مشخص پدید آمده‌اند.

توده‌های نیمه‌بیرونی (سنگ‌های پورفیری): هرچند بخش بزرگی از این سنگ‌ها از نوع گرانودیوریت پورفیری است، اما ترکیب آنها متغیر و دربرگیرندة گرانودیوریت، کوارتزدیوریت و دیوریت است. بافت همة آنها پورفیری است. نزدیک‌به 40 درصدحجمی این سنگ‌ها را معمولاً زمینه و 60 درصدحجمی آنها را فنوکریست‌ها دربر گرفته‌اند. فنوکریست‌ها بیشتر پلاژیوکلاز، کوارتز و هورنبلند هستند (شکل‌‌های 7- A و 7- B). در برخی نمونه‌ها بیوتیت نیز دیده می‌شود. بیشتر بلورهای پلاژیوکلاز شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار، با اندازه 2/0تا 5/1 میلیمتر هستند و منطقه‌بندی، ماکل و دگرسانی نشان می‌دهند (شکل‌های 7- A و 7- B). بخش‌هایی از این کانی با کلسیت، سریسیت، کلریت و اپیدوت جایگزین شده‌اند. درشت‌بلور‌های کوارتز با اندازه 1/0 تا 3 میلیمتر و بیشتر گردشده هستند و حاشیه و بخش‌های جذب‌شده دارند (شکل 7- A). آمفیبول با شکل‌های کشیده در اندازه‌های 1/0 تا 1 میلیمتر است که در برخی بخش‌ها، به‌صورت حاشیه‌ای با اپیدوت، بیوتیت، سریسیت، کلسیت و کلریت جایگزین شده است (شکل‌های 7- A و 7- B). بخش بزرگی از زمینة گرانودیوریت پورفیری را کوارتز‌های ریز بلور فراگرفته‌اند.

دایک‌های حد واسط: بافت این دایک‌ها پورفیری و زمینه آنها بیشتر از بلورهای خیلی ریز پلاژیوکلاز و کوارتز ساخته شده‌اند و گاه این کانی‌ها تا 60 درصد حجم این سنگ را دربر گرفته‌اند. کانی‌های ریز آمفیبول، بیوتیت و کانی‌های ثانویه در زمینه نیز حضور دارند. فنوکریست‌ها بیشتر پلاژیوکلاز همراه با مقداری کوارتز، بیوتیت و آمفیبول هستند (شکل 7- B). از دیدگاه سنگ‌نگاری، این دایک‌ها بیشتر گرانودیوریت پورفیری تا دیوریت پورفیری هستند. بلورهای پلاژیوکلاز به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، در اندازه 2 میلیمتر، با منطقه‌بندی و ماکل‌های متنوع هستند. بلورهای کوارتز، کلریت، کلسیت و بیوتیت و سریسیت از کانی‌های ثانویه هستند. درشت بلورهای کوارتز در بسیاری از آنها دیده می‌شوند و درصد آنها از گرانودیوریت پورفیری به‌سوی دیوریت پورفیری کاهش می‌یابد.

دایک‌های اسیدی (میکروگرانیت): در نمونة دستی رنگ سفید و ریز دانه دارند (شکل 7- C). بافت این سنگ میکروگرانولار و ریزتر از گرانیت است. حجم کوارتز در این سنگ بیش از 50 درصد و با اندازه 1/0 تا 1 میلیمتر است (شکل 7- D). به‌ترتیب فراوانی، پلاژیوکلاز، مسکوویت و میکروکلین از کانی‌های دیگر این گروه سنگی هستند. بیشتر این کانی‌ها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند. همچنین، در پی دگرسانی در این سنگ‌ها، کلسیت، اپیدوت و سریسیت نیز به‌صورت ثانویه پدید آمده‌اند.

 

 

 

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) و صحرایی از توده‌های نیمه‌بیرونی و دایک‌ها در منطقة درگیابان: A) درشت بلور‌های کوارتز و پلاژیوکلاز در زمینة دانه ریز گرانودیوریت پورفیری (بلورهای آمفیبول (Amp) با کانی‌های ثانویه‌ای مانند اپیدوت (Ep) جانشین شده‌اند)؛ B) درشت بلور پلاژیوکلاز و تجمعی از بلورهای هورنبلند در زمینة دیوریت پورفیری؛ C) بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز، کلریت (Chl) و هورنبلند در دایک گرانودیوریت پورفیری؛ D) نمونة دستی میکروگرانیت؛ E) میکروگرانیت با کوارتز و مسکوویت (Ms)

 


کانی‌زایی و دگرسانی

در منطقة بررسی‌شده کانی‌زایی رگه‌ای آنتیموان و طلا و نشانه‌هایی از کانی‌زایی مس پورفیری دیده می‌شوند. رگه‌های معدنی در منطقة سفیدسنگ و درگیابان، رگه‌های کوارتز- استیبینیت، رگه‌های سیلیسی طلا‌دار و رگه‌های کوارتز- کربنات طلا‌دار هستند. استیبنیت هم به‌صورت رگة خالص و هم به‌صورت دانه‌های پراکنده در رگه‌های برشی‌شده پدید آمده است. سنگ میزبان رگه‌های معدنی ‌در ناحیه سفیدسنگ واحد گرانیتوییدی و واحد فلیش و در ناحیه درگیابان واحد فلیش است. در سفیدسنگ یکی از رگه‌های آنتیموان با درازای بیشتر از 20 متر استخراج شده است (شکل 8- A). این رگه ‌از ‌نوع ‌رگه‏‌های ‌کوارتز- استیبنیت است و عیار بالایی از آنتیموان دارد (شکل 8- B) و ستبرای آن به نیم متر هم می‌رسد. سنگ میزبان این رگة گرانیت است (شکل 8- A). کانی‌زایی ‌آنتیموان بیشتر با رگه‏‌هایی ‌همرا‌ه ‌است‌ که روند خاوری- باختری و شمال‌خاوری- جنوب‌باختری دارند. رگه‌های سیلیسی نشان‌داده‌شده در شکل 8- C کانی‌زایی طلا دارند. این رگه‌های طلا‌دار که بسیار برشی شده‌اند، دربرگیرندة مقدار کمی استیبنیت و پیریت نیز هستند. بخش‌های این برش به رنگ‌های گوناگونی دیده می‌شود که قطعات خاکستری درون آنها پیریت و استیبنیت دارند. طلا در زیر میکروسکوپ شناسایی نمی‌شود و داده‌های تجزیة شیمیایی نشان می‌دهند برخی از این رگه تا یک گرم در تن طلا دارند (Marzi, 2016). در منطقة درگیابان رگه‌های سیلیسی–کربناته با ستبرای نزدیک به 1 متر دیده می‌شوند (شکل 8- D) که پتانسیل بالایی از طلا دارند (تا ppm 7) (Bagherifar, 2008). آثار شدادی و تونل‌های اکتشافی قدیمی فراوان در این منطقه دیده می‌شود که نشان‌دهندة استخراج این رگه‌ها در قدیم است (شکل 8- E). یک واحد صنعتی وابسته به یک شرکت خصوصی در این منطقه از پلاسرهای بخش شمالی منطقة درگیابان، به بهره‌برداری طلا می‌پردازد.

 

 

 

شکل 8- عکس‌هایی از رگه‌های معدنی و نشانه‌های آنها در منطقة سفیدسنگ و درگیابان: A) رگة آنتیموان استخراج‌شده در سفیدسنگ در گرانیتویید سفیدسنگ که پیرامون آن دگرسان شده است (دگرسانی در جایی‌که با دایره نشان ‌داده شده‌ است بیشتر است)؛ B) بخشی از رگة استیبنیت که با بزرگ‌نمایی بیشتری نشان داده شده است؛ C) رگة سیلیسی همراه با کانی‌زایی طلا در منطقة سفیدسنگ؛ D) بخشی از رگة کوارتز- کربنات طلا‌دار در منطقة درگیابان، که دو طرف آن با دو خط موازی نشان داده شده است (دید رو به شمال)؛ E) نشانه‌های شدادی در منطقة درگیابان (که جای آنها با دایره‌ نشان داده شده است)

 

بلورهای استیبنیت در نمونة دستی رنگ خاکستری با شکل‌های باریک و کشیده دارند (شکل 9- A). برپایة بررسی‌های کانی‌شناسی و کانه‌نگاری، استیبنیت کانه اصلی درون‌زاد در رگه‌های کوارتز- استیبنیت است و بلورهای نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل آن در فضا‌های خالی میان بلورهای کوارتز پدید آمده‌اند (شکل 9- B). ان‌ایزوتروپی شدید و ماکل‌های تکراری از ویژگی‌های این کانی در نور XPL است. پیریت به‌صورت دانه‌های ریز پراکنده در بیشتر رگه‌های معدنی دیده می‌شود. در منطقة شورچاه که در شمال محدوده بررسی‌شده است، پیروتیت و ارسنوپیریت به‌صورت اولیه و اکسید‌های آنتیموان به‌صورت ثانویه در رگه‌های آنتیموان‌دار پدید آمده‌اند (Moradi et al., 2015). رنگ‌های قرمز، زرد، قهوه‌ای، کرم و خاکستری رگه‌های همراه با کانی‌زایی پیامد جانشینی پیریت و دیگر سولفید‌های آهن هیپوژن با اکسید‌ها و هیدروکسید‌های آهن در گذر زمان است.

 

 

 

شکل 9- A) استیبنیت با رنگ خاکستری در نمونة دستی؛ B) استیبنیت (Stb) در نور بازتابی

 

 

فراوان‌ترین باطله، کوارتز است که همراه با اکسیدهای آهن،کانی‌های رسی و کربناته در این رگه‌ها دیده می‌شود (شکل 10- A). سنگ‌های میزبان در اطراف رگه‌های معدنی دچار دگرسانی سیلیسی‌شده‌ و کوارتز و دیگر شکل‌های SiO2 به‌صورت پراکنده و رگچه‌ای در آنها گسترش پیدا کرده‌اند. همچنین، بیوتیت و کانی‌های کدر در فضاهای خالی آنها دیده می‌شوند (شکل 10- B).‌

 

 

 

شکل 10- A) نمایی از بلورهای کوارتز در رگة سیلیسی در سفیدسنگ (شبکة شکستگی آنها دچار آغشتگی‌هایی از هیدرواکسیدآهن شده است)؛ B) سنگ اطراف رگه‌های سیلیسی که سرشار از کوارتز است و کانی‌های ثانویه و کدر در فضای خالی دیده می‌شوند

 

در منطقة سفیدسنگ، گرانیت در اطراف رگة استیبنیت دچار دگرسانی شده‌ است. دگرسانی آن بیشتر دگرسانی آرژیلیک است (شکل 8- A). رگه‌های سیلیسی در واحد‌های فلیشی نیز هالة دگرسانی گسترده‌ای دارند که بیشتر به‌صورت دگرسانی آرژیلیک و سیلیسی است. در پی آغشتگی به هیدروکسید‌های آهن، این هاله نمایی رنگارنگ دارد. رگه‌های آنتیموان و طلا در منطقة سفیدسنگ و درگیابان از نوع گرمابی است و گسل‌ها نقش بسیاری در کنترل کانی‌زایی داشته‌اند. دمای همگنی و شوری سیال‌های درگیر در کوارتز‌های همراه با رگه‌های معدنی به‌ترتیب از 230 تا 250 درجة سانتیگراد و 1/3 تا 6/3 درصدوزنی معادل نمک‌طعام برآورده شده است که در محدوده کانی‌زایی اپی‌ترمال جای می‌گیرند (Marzi, 2016). در منطقة درگیابان، سنگ‌های نیمه‌بیرونی (مانند: گرانودیوریت پورفیری و دیوریت پورفیری) به‌شدت دگرسان‌شده هستند. گسترده‌ترین دگرسانی‌ها در این سنگ‌های از نوع فیلیک و پروپیلیتیک هستند (شکل 11). در سنگ‌هایی که دچار دگرسانی فیلیک شده‌اند کانی‌های اولیه (مانند: پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت) با سریسیت، کوارتز، اپیدوت، کلسیت و کلریت جایگزین شده‌اند. در این سنگ‌ها درصدحجمی سریسیت، کوارتز و پیریت بسیار بیشتر از دیگر کانی‌هاست (شکل‌های 11- A و 11- B).

 

 

 

شکل 11- تصویرهای میکروسکوپی از دگرسانی‌ها در منطقة درگیابان: A) دگرسانی سریسیتی؛ B) دگرسانی سریسیتی؛ C) دگرسانی پروپیلیتیک؛ D) رگة کوارتز- کربنات


 

 

در سنگ‌هایی که دچار دگرسانی پروپیلیتیک شده‌اند، میزان کلریت، اپیدوت و کلسیت بیشتر است (شکل 11- C). رگچه‌ها و استوک‌ورک‌های کوارتز و پیریت در این سنگ‌ها کمیاب هستند. بیوتیت گرمابی در برخی سنگ‌های منطقة درگیابان دیده می‌شود که شاید نشانه‌ای از دگرسانی پتاسیک باشد. بیشتر دایک‌ها دگرسانی کمتری را نشان می‌دهند. رگه‌ها و رگچه‌های کلسیت و دولومیت در منطقة درگیابان پدیده‌ای رایج است و معمولاً رگه‌های سیلیسی را قطع کردند (شکل 11- D).

در منطقة درگیابان کانی‌زایی مس در یک واحد آندزیتی به‌صورت کربنات مس (مالاکیت) دیده شد. در نمونه‌ای که از این واحد برداشت شد مقدار مس به بیش از یک درصدحجمی می‌رسد (جدول 1). افزون‌براین، در نمونه‌های برداشت‌شده از سنگ‌های نیمه‌بیرونی آنومالی‌های چشمگیری از سرب و روی وجود دارد (جدول 1). این آنومالی‌ها و نوع و گسترش دگرسانی‌ها در سنگ‌های نیمه‌بیرونی در منطقة درگیابان شاید با یک سیستم کانی‌زایی پورفیری در منطقه مرتبط باشد. رگه‌های طلا، سرب، روی و آنتیموان در منطقه چه‌بسا بخش حاشیه‌ای یک سیستم پورفیری باشند. اثبات این فرضیه نیازمند انجام بررسی‌های بیشتر است.

 

رده‌بندی شیمیایی

نمونه‏‌های بررسی‌شده برپایة نمودار SiO2در برابر Na2O+K2O، ترکیب گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت، مونزودیوریت وکوارتز مونزونیت دارند (شکل 12).

برپایة نمودار SiO2 دربرابر A/CNK سنگ‌های بررسی‌شده در محدوده گرانیتوییدهای نوع I و نوع S هستند (شکل 13- A). گرانیت سفیدسنگ در محدوده گرانیتویید‌های نوع S هستند؛ اما گرانیت درگیابان در محدوده گرانیتویید‌های نوع I جای می‌گیرد. گرانیت منطقة سفیدسنگ که دربرگیرندة میکروکلین و مسکوویت است از دیدگاه کانی‌شناسی نیز همانند گرانیتویید‌های نوع S است؛ اما گرانیتوییدِهای منطقة درگیابان، مگنتیت، اسفن و آمفیبول دارند و این نکته نشان می‌دهد کانی‌شناسی این سنگ‌ها همانند گرانیتویید‌های نوع I است.

 

 

شکل 12- نامگذاری شیمیایی سنگ‌های آذرین درونی و نیمه‌بیرونی سفیدسنگ برپایة نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)

 

رده‌بندی سنگ‌های منطقه برپایة شاخص آلومینیم نشان می‌دهد گرانیتویید‌ها در محدوده پرآلومین جای می‌گیرند (شکل 13- B). دو نمونه‌ای که به مقدار اندک پر آلومین هستند گرانیتویید درگیابان هستند که از نوع I است؛‌ اما گرانیتویید سفیدسنگ شاخص آلومینیم بالاتر و کاملاً پرآلومین دارد.

 

سری ماگمایی

گرانیتوییدها، توده‌های نیمه‌بیرونی و دایک‌های حد واسط و اسیدی از نوع ساب‌آلکالن از سنگ‌های آذرین بررسی‌شده هستند. این سنگ‌های بیشتر از سری ماگمایی کالک‌آلکالن تا کالک‌آلکالن پتاسیم بالا هستند (شکل 14). در شکل 14- A تقریباً همة نمونه‌های بررسی‌شده در محدوده سری ماگمایی کالک‌آلکالن جای می‌گیرند؛ اما در شکل 14- B، دو نمونه از توده‌های نیمه‌بیرونی در محدوده سری ماگمایی شوشونیتی جای  گرفته‌اند. ازآنجایی‌که این دو نمونه تا اندازه‌ای دچار دگرسانی شده‏‌اند، پس افزایش مقدار پتاسیم در آنها پیامد تأثیر سیال‌های گرمابی بوده است.

 

 

 

شکل 13- نمایش ترکیب نمونه‌های سفیدسنگ و درگیابان: A) نمودار SiO2 دربرابر A/CNK (Chappell and White, 1974)؛ B) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1969) (A=Al2O3, C=CaO, N=Na2O, K=K2O)

 

 

شکل 14- جایگاه نمونه‌های سفیدسنگ و درگیابان در نمودارهای جداکننده سری ماگمایی: A) نمودار Th دربرابر Co (Hastie et al., 2007)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor 1976)


 


زمین‌شیمی عنصرهای اصلی

رفتار شیمیایی عنصرهای اصلی در نمودارهای تغییرات هارکر برای گرانیتویید، توده‌های نیمه‌بیرونی، دایک‌های حد واسط و اسیدی در شکل 15 نشان داده شده است. بالاترین مقدار SiO2 در نمونه‌ها برابربا 35/73 درصد وزنی است که مربوط به یک گرانیت است و کمترین مقدار آن برابربا 52 درصدوزنی مربوط به یک دیوریت پورفیری دگرسان شده است. این سنگ، میزبان کانی‌زایی مس است و رگچه‌های مالاکیت در آن دیده و شناسایی می‌شوند. در کل، در همة نمونه‌ها با افزایش SiO2، اکسیدهای آهن، Al2O3، CaO، MgO، TiO2 و K2O کاهش و Na2O افزایش یافته‌اند. تغییرات دیگر عنصرهای اصلی (مگر K2O) با روند تفریق یا ذوب‌بخشی همخوانی دارد، هرچند ازآنجایی‌که سنگ‌های تفریق‌یافتة منطقه (مانند: گرانیتویید‌ها)، از سنگ‌های نیمه‌بیرونی (مانند: دایک‌ها) قدیمی‌تر هستند، ارتباط دیده‌شده میان آنها با فرایند جدایش بلورین توضیح‌دادنی نیست. شاید هرکدام از این گروه سنگ‌ها مربوط به رویدادهای ماگمایی متفاوتی هستند.

 

 

شکل 15- نمودارهای تغییرات برخی عنصرهای اصلی دربرابر اکسید سیلیسیم (Harker, 1909) برای سنگ‌های آذرین سفیدسنگ و درگیابان

 

افزایش مقدار پتاسیم در سنگ‌های نیمه‌بیرونی نسبت به گرانیت‌ها نیز شاید پیامد دگرسانی و تفاوت در نوع و سنگ خاستگاه ماگما باشد. اصولاً آلومینیم و کلسیم به کانی‌های فرومنیزین و پلاژیوکلاز کلسیم‌دار وارد می‌شوند (Mason and Moore, 1982; Aragon et al., 2002; Calanchi et al., 2002) و به‌همین‌رو، مقدارشان در سنگ‌هایی بیشتر است که بیشتر از کانی‌های یادشده ساخته شده است. اصولاً مقدار پلاژیوکلازها و به‌ویژه میزان آلومینیم و کلسیم آنها در سنگ‌های اسیدی کاهش می‌یابد. مقدار آهن، تیتانیم و منیزیم مرتبط با حضور مگنتیت و کانی‌های فرومنیزین است، هرچند کانی‌های پدیدآمده از دگرسانی (مانند: کلریت، اپیدوت و کلسیت) هم نقشی مهمی در افزایش غیرعادی عنصرهای یادشده دارند. روند افزایشی اکسید سدیم دربرابر اکسید سیلیسیم در توده‌های نیمه‌بیرونی و دایک‌های منطقه پیامد افزایش درصد پلاژیوکلاز‌های سدیم در سنگ‌های سرشار از کوارتز است. در شکل 15 برپایة مقدار K2O دربرابر SiO2 سنگ‌های منطقه در دو گروه جای دارند؛ گرانیت‌ها و دایک‌های اسیدی یک گروه و سنگ‌های نیمه‌بیرونی حد واسط گروه دیگری هستند.

 

زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب

در نمودار‌های عنکبوتی، مقدار عنصرهای کمیاب در نمونه‌های بررسی‌شده دربرابر مقدار این عنصرها در ترکیب گوشتة اولیه (Sun and Mcdonough, 1989) بهنجار شده است (شکل 16).

 

 

 

شکل 16- نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای  عنصرهای فرعی در سنگ‌های منطقة سفیدسنگ و درگیابان

 

این نمودارها برای نمونه‌های برداشت‌شده از دایک‌های اسیدی، دایک‌های حد واسط، توده‌های نیمه‌بیرونی دگرسان و گرانیتویید‌ها رسم شده‌اند (شکل 16).

الگوی عنصرهای HFS برای دایک‌های اسیدی شیب منفی تندی دارد؛ به‌گونه‌ای‌که عنصرهایی مانند Dy، Y، Yb و Lu تهی‌شدگی آشکاری دربرابر ترکیب گوشتة اولیه دارند و Zr آنومالی منفی شدیدی را نشان می‌دهد (شکل 16- A). در دایک‌های حد واسط، Nb و Zr در همة نمونه‌ها و Y در برخی نمونه‌ها آنومالی منفی آشکاری دارند (شکل 16- B). در سنگ‌های نیمه‌بیرونی، عنصرهای Nb، Zr و Y آنومالی‌های منفی با شدت متفاوت را نشان می‌دهند (شکل 16- C). آنومالی مثبت سرب در نمونه D6 چشمگیر است. الگوی متفاوت این نمونه‌ها پیامد تأثیر دگرسانی و کانی‌زایی در آنهاست. برای نمونه، نمونة D30 که کانی‌سازی مس دارد، بسیار دچار دگرسانی فیلیک شده است. در نمونه‌های گرانیتویید، آنومالی منفی ضعیف Ti همراه آنومالی منفی آشکاری از Y، Nb و Zr دیده می‌شود (شکل 16- D).

در کل، برپایة این نمودارها، مقدار LILE دربرابر HFSE غنی‌شدگی نشان می‌دهد و آنومالی سرب بسیار مثبت است. ماگماهایی که از ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم‌شده در بالای پهنة فرورانش و یا از پوستة زیرین خاستگاه می‌گیرند سنگ‌هایی با ویژگی‌های یادشده در جمله پیشین را پدید می‌آورند (Chappell and White, 1992; Tiepolo et al., 2002).

 

زمین‌شیمی عنصرهای خاکی کمیاب

الگوی عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونه‌های بررسی‌شده که دربرابر مقدار میانگین آنها در ترکیب کندریت Boynton,1984)) بهنجارشده‌اند در شکل 17 نشان داده شده است. تقریباً همة عنصرهای خاکی کمیاب (مگر Lu و Dy در دو نمونه) نسبت به ترکیب کندریت غنی‌شدگی نشان می‌دهند. همچنین، در همة نمونه‌های بررسی‌شده عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی کمیاب سنگین غنی‌شدگی نشان می‌دهند و در بیشتر آنها (مگر نمونه‌های دگرسان‌شده) مقدار عنصرهای سبک در مقایسه با عنصرهای سنگین با شیب بیشتری کاهش می‌یابد. غنی‌شدگی و روند کاهشی LREE دربرابر HREE شاید پیامد وابستگی آنها به ماگماهای کالک‌آلکالن و سرشار از پتاسیم در پهنه‌های فرورانش، برخورد و پسابرخوردی باشد (Rollinson, 1993; Marchev et al., 2004; Nicholson et al., 2004; Zulkarnain 2009; Helvaci et al., 2009; Asiabanha et al., 2012). افزون‌براین، LREE از HREE عنصرهای ناسازگارتری هستند پس اصولاً در پایان تفریق تمرکز بیشتری دارند (Mason and Moore, 1982) درجة ذوب‌بخشی کم گوشته و آلایش با مواد پوسته‌ای نیز از دیگر دلایل غنی‌شدگی LREE دربرابر HREE دانسته شده‌اند (Almeida, et al., 2007). اگرچه الگوهای عنصرهای کمیاب برای بیشتر نمونه‌های بررسی‌شده تا اندازه‌ای همانند است، اما این الگوها برای هر گروه از سنگ‌ها (مانند: گرانیتوییدها، توده‌های نیمه‌بیرونی و دایک‌های حد واسط تا اسیدی) تفاوت‌هایی دارند. اگر این الگوهای برای نمونه‌های گوناگون هم‌روند و همانند باشند، شاید نشان‌دهندة خاستگاه‌گرفتن آنها از یک ماگما باشد (Seghedi, et al., 2004). الگوی توده‌های نیمه‌بیرونی به‌ویژه در عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) نسبت به دیگر سنگ‌ها تفاوت بیشتری را نشان می‌دهد و این نکته نشان‌دهندة تأثیر دگرسانی بر آنهاست. در حقیقت، عنصرهای خاکی کمیاب سبک پیامد رفتار سیال‌های گرمابی هستند که از این سنگ‌ها بیرون رفته‏‌اند. در شمار کمی از نمونه‌های بررسی‌شده، Eu آنومالی منفی ضعیفی نشان می‌دهد؛ اما در بیشتر نمونه‌ها و به‌ویژه در دایک‌های حد واسط و توده‌های نیمه‌بیرونی آنومالی ندارد و یا آنومالی مثبت ضعیفی دیده می‌شود (Eu/Eu*= 0.72- 1.52) (شکل 17؛ جدول 1). فراوانی آمفیبول در سنگ‌ها و شرایط اکسیدان محیط پیدایش، آنومالی منفیِ Eu ضعیف‌تر، محو یا مثبت را به‌دنبال دارد (Henderson and Pankhurst, 1984).

 

 

شکل 17- الگوی بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‌های آذرین سفیدسنگ و درگیابان

 

 

جایگاه زمین‌ساختی ماگما

بیشترگرانیتوییدهای نوع I کالک‌آلکالن پتاسیم بالا که به مقدار اندکی پرآلومین هستند، به جایگاه‌های مرتبط با پوسته قاره‌ای وابسته هستند (Maniar and Piccoli, 1989). این گرانیتویید‌ها عبارتند از گرانیتویید‌های مرز قاره‏‌ای (CAG)، برخورد قاره- قاره (CCG) و پس از کوهزایی (POG). برپایة شکل 18- A، همة سنگ‌های آذرین درونی و نیمه‌بیرونی بررسی‌شده در جایگاه‌های زمین‌ساختی مرتبط به کمان‌ها پدید آمده‌اند و در محدوده گرانیتویید‌های کمان‌های آتشفشانی (VAG) و گرانیتویید‌های همزمان با برخورد (SYN- COLG) جای می‌گیرند (شکل 18- B). در شکل 18- C، نمونه‌های بررسی‌شده تنها در محدودة گرانیتویید‌های کمان‌های آتشفشانی (VAG) جای گرفته‌اند. گرانیتویید‌های مرز قاره نسبت به گرانیتوییدهای برخورد قاره، آنومالی منفی Eu ضعیف‌تری دارند و در الگوی LREE آنها شیب بیشتری دیده می‌شود (Rogers and Greenberg, 1990).

 

 

شکل 18- جایگاه ‌نمونه‏‌های سفیدسنگ و درگیابان در ‌‌نمودارهای شناسایی ‌جایگاه‌های‌ تکتونوماگمایی: A) نمودار Al2O3 دربرابر TiO2(Müller et al., 1992)؛ B) نمودارY دربرابر Nb (Pearce, 1982)؛ C) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce, 1982)

 


خاستگاه ماگما و سنگ‌زایی

رایج‌ترین خاستگاه گرانیتویید‌های نوع I، ماگماهای پدیدآمده در گوشتة بالای پهنة فرورانش است که بسیار دچار جدایش بلورین همراه با آلودگی شده‌اند (AFC). با وجود این، ذوب‌بخشی سنگ‌های گوناگون پوستة زیرین و میزان آن در پیدایش ماگماهای همانند ماگما‌های گوشته‌ای را نباید نادیده گرفت. در الگوی ذوب‌بخشی، ماگمای بازیک یا جابجایی‌های سست‌کره‌ای به‌سوی بالا، گرمای لازم برای ذوب سنگ‌های سنگ‌کره و پوستة زیرین را فراهم می‌کند. در نمودار تغییرات Y دربرابر Sr/Y (Martin, 1993) نمونه‌های بررسی‌شده در محدوده ماگماهایی با خاستگاه آداکیتی نیز جای گرفته‌اند (شکل 19- A). برای پیدایش آداکیت‌ها، هم ذوب‌بخشی پوسته اقیانوسی مرتبط با فرورانش اولیه (Kay, 1978) و هم ذوب‌بخشی پوسته قاره‌ای (Whattam et al., 2012) پیشنهاد شده است. حجم بالای گرانیتویید زاهدان و دیگر سنگ‌های اسیدی و حد واسط در منطقه و نبود سنگ‌های بازیک و هم‌ارز‌های آتشفشانی پیامد تبلوربخشی یا فرایند‌های AFC نبوده است. همچنین، در الگوی جدایش بلورین، سنگ‌های بازیک باید زودتر از سنگ‌های اسیدی پدید آمده باشند. ازاین‌رو، ذوب‌بخشی پوستة زیرین یا ذوب‌بخشی بقایای پوستة اقیانوسی در پهنه‌های فرورانش قدیمی شاید الگوی منطقی‌تری برای پیدایش ماگمای سنگ‌های بررسی‌شده باشد. غنی‌شدگی Pb، K، Rb و Th و تهی‌شدگی Y، Nb، Ti و Zr هم با ماگما‌های پدیدآمده در گوشتة بالای پهنة فرورانش و هم با مذاب‌های پدیدآمده از پوستة زیرین سازگار است (Harris et al., 1986; Chappell and White, 1992). تهی‌شدگی Y، Nb، Ti و Zr در ماگما‌های گوشته‌ای پیامد نبود تحرک آنها در هنگام متاسوماتیسم دانسته می‌شود (Davidson, 1996; Noll, et al., 1996). برپایة شکل 19- B، شماری از نمونه‌های بررسی‌شده از ذوب آمفیبولیت‌ها و نمونه‌های دیگر بیشتر از ذوب متاگریوک پدید آمده‌اند. گرانیتویید‌ها به‌ویژه گرانیتوییدهای سفیدسنگ و دایک‌های اسیدی از ذوب متاگریوک و دایک‌های حد واسط و توده‌های نیمه‌بیرونی از ذوب‌بخشی آمفیبولیت‌ها پدید آمده‌اند (شکل 19- B).

 

 

شکل 19- جایگاه نمونه‌های سفیدسنگ و درگیابان در: A) ‌نمودار ‌‌Sr/Y دربرابر Y (Martin, 1993)؛ B) ‌نمودار ‌Al2O3+Fe2O3+MgO+TiO2 دربرابر Al2O3/Fe2O3+MgO+TiO2 (Magna et al., 2010)

 

 

هرچند ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نمونه‌های بررسی‌شده همانند سنگ‌هایی پدیدآمده‌ در کمان‌های ماگمایی است، اما چنین ویژگی‌هایی در سنگ‌هایی که در پهنه‌های برخوردی و پسابرخوردی پدید آمده‌اند نیز دیده می‌شوند (Harris et al., 1986). برپایة شکل 19- B، چه‌بسا گرانیتویید‌ها و دایک‌های اسیدی به رویداد‌های فرورانش و برخورد پهنة جوش‌خوردة سیستان با بلوک‌های مجاور و توده‌های نیمه‌بیرونی و دایک‌های حد واسط به گسل‌ها و رویدادهای کششی پسابرخوردی مربوط باشند. در هنگام فرورانش، نفوذ سیال‌ها و مواد فرار به گوشته، متاسوماتیسم و ذوب‌بخشی آن را به‌دنبال دارد. شاید بخش بزرگی از گوشتة متاسوماتیسم‌شده برای میلیون‌ها سال دچار ذوب‌بخشی نشده باشد و سپس در پی رویدادهای پسابرخوردی دچار گسل‌های راستالغز و جابجایی‌های سنگ‌کره‌ای و سست‌کره‌ای شده و به‌دنبال تغییرات فشار و گرما ذوب شده باشد و ماگماهایی همانند ماگما‌های کمان‌های ماگمایی پدید آورده باشد.

نتیجه‌گیری

کهن‌ترین واحد زمین‌شناسی در سفیدسنگ و درگیابان سنگ‌های فلیشی دگرگونه (فیلیت و شیست) هستند که به‌ترتیب با گرانیتویید‌ها و توده‌های نیمه‌بیرونی و دایک‌های اسیدی قطع شده است. دایک‌های متقاطع حد واسط نیز همة واحد‌های پیشین را قطع کردند. رگه‌های سیلیسی همراه با کانی‌زایی (رگه‌های کوارتز- کربنات و رگه‌های کوارتز- استیبنبت) از دایک‌های حد واسط هم جوان‌تر هستند. سنگ‌های ‌آذرین ‌منطقه‌ ترکیب ‌گرانیت ‌تا دیوریت‌ دارند. گرانیت منطقة سفیدسنگ از نوع S و گرانیتویید منطقة درگیابان از نوع I است. سنگ‌های آذرین بررسی‌شده کالک‌آلکالن و پرآلومین و متالومین هستند و در الگوی نمودار عنکبوتی آنها، مقدار LILE دربرابر HFSE غنی‌شدگی نشان می‌دهد. این ویژگی از ویژگی‌های ماگماهای مرتبط با محیط‏‌های فرورانشی و ماگماهای پدیدآمده در پوستة زیرین است. گرانیتویید نوع I منطقه از ذوب‌بخشی گوشتة متاسوماتیسم‌شده یا سنگ‌های با این ترکیب هنگام رویداد فرورانش و یا پس از آن پدید آمده‌اند؛‌ اما گرانیتویید‌های نوع S منطقه و دایک‌های اسیدی که حجم کمی هم دارند و از ذوب‌بخشی گریوک‌ها و شاید در جایگاه‌های برخوردی پدید آمده‌اند. توده‌های نیمه‌بیرونی و دایک‌های متقاطع حد واسط شاید از ذوب‌بخشی گوشته‌های متاسوماتیسم‌شده قدیمی در یک جایگاه پسابرخوردی پدید آمده‌اند. دگرسانی‌های فیلیک، پروپیلییتک و پتاسیک در بخش‌های بررسی‌شده که همراه با آنومالی‌هایی از مس، سرب و روی است شاید نشانه‌هایی از یک سیستم مس پورفیری باشد. کانی‌زایی آنتیموان و طلا از نوع رگه‌ای اپی‌ترمال بوده است که در منطقة سفیدسنگ در رگه‌های سیلیسی برشی‌شده دیده می‌شوند. طلا در منطقة درگیابان در رگه‌های کوارتز- کربنات آغشته به اکسید‌های آهن وجود دارد. کانی‌زایی‌ها بیشتر در رگه‌های شمال‌خاوری- جنوب‌باختری رخ داده است.

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

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: 69- 97.

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.

Bagherifar, A. (2008) Gold Geochemical Explorations in Dargiaban Area (SE Zahedan). MSc thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian with English abstract).

Berberian, M. (1983) Geological Map of Zahedan (1:100000 sheet), Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Boomeri, M. (2014) Mineral deposits and deposits of Sistan and Baluchestan. 6th National Conference of Economic Geology Society of Iran, Zahedan, Iran.

Boomeri, M. (2017) Porphyry deposits in Sistan suture zone, Sistan and Baluchestan province, southeast Iran. 9th National Conference of Economic Geology Society of Iran, Birjand, Iran.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63– 114. Elsevier, Amsterdam, Netherlands.

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. (1974) Two contrasting granite type. Pacific Geology 8: 173- 174.

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.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks, George Allen and Unwin, London, UK.

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 96: 251- 262. American Geophysical Union.

Dill, H. D. (2010) The chessboard classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geology from aluminum to zirconium. Earth- Science Reviews 100: 1-420.

Farshidpour, J. (2012) Genesis of Sefidabeh Sb ore deposit. M.Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen and Co., London.

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 19: 67–8. Geological Society, London, UK.

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.

Hedayati, N., Boomeri, M. and Biabangard, H. (2016) Petrography and geochemical characteristics of Nakhilab igneous complex, northwest of Zahedan. Iranian Journal of Petrology 26: 23- 44 (in Persian).

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.

Henderson, P. and Pankhurst, R. J. (1984) Analytical chemistry. In: rare earth elements geochemistry (Ed. Henderson, P.) 467- 479, Elsevier, Amsterdam, Netherlands.

Kay, R. W. (1978) Aleutian andesites: melts from subducted Pacific oceanic crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research 4: 117- 132.

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. (1993) The Mechanisms of petrogenesis of the Archaean comparison with modern processes. Lithos 30: 373- 388.

Marzi, M. (2016) Mineralogy, alteration and origin of Sb and Au mineralization in Sefidsang, South of Zahedan. M.Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).

Mason, B. and Moore, C. B. (1982) Principles of Geochemistry. John Wiley & Sons, US.

Meharabi, B. (2012) List of services for Sb ore exploration. Iranian Mining Engineering Organization, Publication No. 595 (in Persian).

Moradi, R. (2012) Style and origin of Sb and Au mineralization in Shurchah, southeast of Zahedan. M.Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian).

Moradi, R., Boomeri, M. and Bagheri, S. (2014) Petrography and geochemistry of intrusive rocks in the Shurchah antimony- bearing area, southeast of Zahedan. Iranian Journal of Petrology 5: 15- 32 (in Persian).

Moradi, R., Boomeri, M., Bagheri, S. and Zahedi, A. (2015) Physico- chemical conditions and controlling factors of mineralization, using mineralogy, paragenetic relations and fluid inclusions in the Shurchah stibnite- gold deposit, southeast of Zahedan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 23: 121- 134 (in Persian).

Müller, D., Rock, N. M. S., Groves, D. I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks from different tectonic settings: a pilot study. Mineralogy and Petrology 46: 259- 289.

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.

Pearce, J. A. (1982) 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.) 230- 249. Shiva Nantwich, UK.

Pecerillo, 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.

Richards, J. P., Razavi, A. M., Spell, T. L., Locock, A., Sholeh, A. and Aghazadeh, M. (2018) Magmatic evolution and porphyry–epithermal mineralization in the Taftan volcanic omplex, southeastern Iran. Ore Geology Reviews 95: 258-279.

Rogers, G. and Hawkeswort, C. J. (1984) A geochemical traverse across the north Chilean Andes: evidence for crust generation from mantle wedge. Earth and planetary Science Letters 91: 271- 285.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data, Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman, London, UK.

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. (1969) Eruptive rocks: their genesis, composition, classification and their relation to ore deposits. John Wiley & Sons, Inc., New York.

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 42: 313- 345. Geological Society, London, UK.

Tiepolo, M., Tribuzio, R. and Vannucci R. (2002) The compositions of mantle- derived melts developed during the Alpine continental collision. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 1–15.

Tirrule, 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.

Whattam, S. A., Montes, C., McFadden, R. R., Cardona, A., Ramirez, D. and Valencia, V. (2012) Age and origin of earliest adakitic- like magmatism in Panama: implication for the tectonic evolution of the Panamanian magmatic arc system. Lithos 142: 226- 244.

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.