News

 Statistics

Number of Journals44
Number of Issues1,877
Number of Articles15,278
Article View43,731,779
PDF Download17,564,044
Boomeri, M., Rusta, M., Moradi, R. (2021). Petrography and geochemistry of the Padagi dikes (South of Zahedan, Sistan Suture Zone). , 12(2), 71-94. doi: 10.22108/ijp.2021.123837.1189
Mohammad Boomeri; Marayam Rusta; Raheleh Moradi. "Petrography and geochemistry of the Padagi dikes (South of Zahedan, Sistan Suture Zone)". , 12, 2, 2021, 71-94. doi: 10.22108/ijp.2021.123837.1189
Boomeri, M., Rusta, M., Moradi, R. (2021). 'Petrography and geochemistry of the Padagi dikes (South of Zahedan, Sistan Suture Zone)', , 12(2), pp. 71-94. doi: 10.22108/ijp.2021.123837.1189
Boomeri, M., Rusta, M., Moradi, R. Petrography and geochemistry of the Padagi dikes (South of Zahedan, Sistan Suture Zone). , 2021; 12(2): 71-94. doi: 10.22108/ijp.2021.123837.1189

Petrography and geochemistry of the Padagi dikes (South of Zahedan, Sistan Suture Zone)

پترولوژی
Article 5, Volume 12, Issue 2 - Serial Number 46, September 2021, Pages 71-94    PDF (2.65 M)
Document Type: Original Article
DOI: 10.22108/ijp.2021.123837.1189
Authors
Mohammad Boomeri* 1; Marayam Rusta2; Raheleh Moradi3
1Associate Professor, Geology Department, Sciences College, University of Sistan and Baluchestan, Iran
2M.Sc. Student, Geology Department, Sciences College, University of Sistan and Baluchestan, Iran
3Ph.D., Geology Department, Sciences College, University of Sistan and Baluchestan, Iran
Abstract
Padagi area is located in southern part of Sistan Suture Zone. In this area, the Eocene flysch-like rocks were intruded by Oligocene-Miocene igneous rocks as batholith, dacitic stock and dacitic to andesitic dike. The flysch is predominantly composed of altered phyllite, shale, sandstone and siltstone. The batholith is mainly an I-type granular granodiorite. The stock is associated with granodiorite porphyry, quartz-diorite porphyry, quartz-monzonite porphyry and andesite. The dikes, trending NE, are last magmatic phase, and porphyry texture. The igneous rocks in Padagi are mainly high K calc-alkaline and metaluminous belonging to continental margin post-collision magmatic arcs. The minor and rare earth elements, normalized to the primitive and the chondrite mantle, respectively, show that LREE and LILE are enriched relative to HREE and HFSE, respectively, a remarkable feature of igneous rocks related to volcanic arc. According to geochemical studies, for the Padagi samples could assume a garnet-bearing enriched asthenospheric and lithospheric sources with a partial melting of less than 5 % as parent magma generated in 80 to 100 km depth.
Keywords
Zahedan batholith; intermediate dikes; high-K calc-alkaline; Padagi; Sistan suture zone
Full Text

محدودة پدگی از لحاظ جغرافیایی در استان سیستان و بلوچستان و در فاصلة 15 کیلومتری جنوب شهر زاهدان جای دارد (شکل 1- A). در این محدوده، سنگ‌های آذرین به شکل باتولیت، استوک و دایک برونزد دارند و بخشی از پهنة گرانیتوییدی زاهدان- سراوان (باتولیت زاهدان) به‌شمار می‌روند. هرچند بسیاری از زمین شناسان به بررسی سنگ‌های آذرین این پهنه پرداخته‌اند (Camp and Griffis, 1982; Boomeri et al., 2005; Sadeghian et al., 2005; Sadeghian and Valizadeh, 2007; Ghasemi et al., 2010; Moradi et al., 2014; Mohammadi et al., 2016)؛ اما سنگ‌های آذرین محدودة پدگی که بیشتر به‌صورت دایک و استوک برونزد دارند، همچنان از دیدگاه زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی بررسی نشده‌اند. در این محدوده استوک‏‌ها بسیار دگرسان شده‌اند و نشانه‌هایی از کانی‌زایی مس را نشان می‌دهند؛ اما دایک‏‌ها دچار دگرسانی کمتری شده‌اند.

با توجه به آنچه گفته شد و از آنجایی‌که سنگ‌های آذرین سالم و کمتر دگرسان‌شده مانند این دایک‏‌ها اطلاعات ارزشمندی از ترکیب خاستگاه ماگما و جایگاه آشیانة ماگمایی فراهم می‌کنند، در این پژوهش به بررسی دایک‏‌ها بیشتر پرداخته شده است. دایک‌ها مجراهایی صفحه‏‌ای هستند که انتقال ماگما را از بخش‌های ژرف به بخش سطحی و نیمه‌ژرف پوسته فراهم آورده‌اند. این نوع ساختارها در محیط‌های زمین‌ساختی گوناگون مانند  کمان‌های اقیانوسی، جزیره‌های  کمانی، حاشیة قاره‌ای فعال، کافت‌ها و سپرهای پایدار یافت می‌شوند (Rock, 1991; Luhr, 1997; Torabi, 2009; Gill, 2010; Krmíček, 2010). افزون‌براین، چند نمونه از توده‏‌های گرانیتوییدی و استوک پورفیریِ محدودة پدگی در این پژوهش بررسی شده‏‌اند. بخش بزرگی از کانی‌زایی‏‌های مس و طلا در پهنة جوش‌خوردة سیستان با تزریق دایک‏‌های حد واسط مرتبط است (Boomeri, 2014, 2017; Sheyhaki, 2018; Piri, 2018). کانی‌زایی مس پورفیری در محدودة مورد مطالعه (کانی‌زایی مس پورفیری جنوب زاهدان) با تزریق توده‏‌ها و دایک‏‌های نیمه‌ژرف مرتبط است (Narui, 2018; Boomeri et al. 2019a; Narui et al., 2020). هدف این پژوهش شناسایی و تفکیک سنگ‌های آذرین گوناگون در منطقه و بررسی ویژگی‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی آن‌ها برای دستیابی به ترکیب، جایگاه زمین‏‌ساختی، ویژگی‌های ماگمای سازنده، چگونگی پیدایش و خاستگاه آنهاست.

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه جغرافیایی محدودة پدگی (جنوب زاهدان)؛ B) نقشة‏‌ پهنه‌های زمین‌شناسی ایران و جایگاه پهنة جوش‌خوردة سیستان (SSZ) (با تغییراتی پس از Stöcklin، 1968)

 

 

 

 

زمین‌شناسی منطقه

از دیدگاه زمین‌شناسی، محدودة پدگی بخشی از پهنة جوش‌خوردة سیستان است (شکل1-B). پهنة جوش‌خوردة سیستان از دو مجموعة افیولیتی «رتوک» و «نه» تشکیل شده است که حوضة رسوبی سفیدآبه آنها را از یکدیگر جدا می‌کند (Tirrul et al., 1983) (شکل 2).

مجموعة افیولیتی «رتوک» و «نه» دربردارندة افیولیت‏‌هایی به سن کرتاسه، فیلیت با‏‌ سن کرتاسه تا ائوسن (فلیش‏‌های دگرگونه) و سنگ‌های رسوبی-آواری قاره‏‌ای ژرف با سن پالئوژن است (Tirrul et al., 1983).

حوضه سفیدآبه از سنگ‌های آواری و کربناته سنومانین تا ائوسن به ستبرای 8 کیلومتر و اندکی افیولیت تشکیل شده‏‌اند (Tirrul et al., 1983). سنگ‌های آذرین غیر افیولیتی در پهنة زمین‌درز سیستان به فراوانی دیده می‌شوند و مراحل کاملی از پیدایش کافت قاره‏‌ای، فرورانش، برخورد و رویدادهای پس ‏‌از برخورد را نشان می‌دهند (Camp and Griffis, 1982; Tirrul et al., 1983; Hedayati et al., 2016; Boomeri et al., 2018).

در این پهنه، افیولیت‏‌ها، قدیمی‏‌ترین سنگ‌ها و نشانة بقایای پوستة اقیانوسی هستند. سنگ‌های آذرین درونی و بیرونی کالک‌آلکالن نخیلاب و رودشور و بخشی از گرانیتویید زاهدان به کرتاسة پسین و ائوسن متعلق هستند و فرورانش پوستة اقیانوسی در خاور ایران را نشان می‌دهند (Camp and Griffis, 1982; Mohammadi et al., 2016). بخشی از گرانیتویید زاهدان با سن الیگوسن پیشین و میانی به برخورد بلوک لوت و افغان نسبت داده شده است (Camp and Griffis, 1982; Berberian, 1983). رویدادهای پس از برخورد بلوک‏‌های لوت و افغان، چین‏‌خوردگی و گسل‌خوردگی راستالغز مزدوج و ماگماتیسم در الیگوسن و میوسن و پیدایش سنگ‌های آذرین در کوه لار، آساگی، جانجا، کفتار کوه، سیاسترگی، کله گرو غیره را در پی داشته‌اند (Camp and Griffis, 1982; Boomeri et al., 2019b, 2020). استوک‏‌های فراوان و ولکانیسم آلکالن در میوسن نیز با همین گسل‌های راستالغز مرتبط هستند (Tirrul et al., 1983; Pang et al., 2013). این رویداد‏‌ها پیدایش کانسارهای فراوان مانند سیستم‏‌های شبه‌پورفیری نخیلاب، آساگی، سیاسترگی، جانجا، کله گر، لار، خارستان، سیاه جنگل، قلعه صولی و جنوب زاهدان (پدگی) را به‌دنبال داشته‌اند (Boomeri et al., 2019a).

 

 

شکل 2- نقشة شماتیک از پهنة زمین‌درز سیستان (با تغییراتی پس از Camp و Griffis، 1982)

 

از بارزترین سنگ‌های آذرین این پهنه باتولیت زاهدان است که بیشتر ازگرانیتوییدهای نوع I، گاهی S و هیبریدی با سرشت ‌کالک‌آلکالن ساخته شده است و با سن ائوسن پایانی-الیگوسن میانی با رخدادهای فرورانش و برخورد بلوک‌های لوت وافغان مرتبط است (Mohammadi et al., 2016). گرانیتویید زاهدان را دایک‌های فراوانی با ترکیب متنوع از بازیک تا اسیدی قطع کرده‌اند. همچنین، در بسیاری از موارد برونبوم‌های گوناگونی در آن یافت می‌شوند. پهنة گرانیتوییدی زاهدان- سراوان به درازای 250 کیلومتر و پهنای 2 تا 25 کیلومتر با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و با طیف ترکیبی گسترده و دایک‌های فراوان در مجموعة فلیشی پهنة جوش‌خوردة سیستان نفوذ کرده است (Boomeri et al., 2005).

توالی فلیش به سن کرتاسه تا ائوسن قدیمی‌ترین سنگ‌ها در محدودة پدگی به‌شمار می‌روند (شکل 3). این توالی بیشتر از شیل، سیلت‌ستون و ماسه‌سنگ ساخته شده است که در برخی جاها به فیلیت و اسلیت دگرگون شده‌اند (Berberian, 1983).

باتولیت زاهدان با سن ائوسن پایانی-الیگوسن میانی در توالی فلیش نفوذ کرده است و هم به‌صورت تپه ماهور و هم به‌صورت کوه‌های مرتفع برونزد دارد (شکل 4- A). رنگ برونزد‌های باتولیت ترکیبی از رنگ سیاه و سفید است و در بیشتر جاها به‌صورت پوست پیازی هوازده شده‌اند. وجود برونبوم‌های سیاه رنگ (شکل 4- B)، نفوذ دایک، رگه‌های سیلیسی و سیستم شکستگی متقاطع از ویژگی‌های این باتولیت هستند. ساخت تافونی به‌علت خروج برونبوم‌ها در برخی جاها یکی دیگر از ویژگی‌های آن است. واحد داسیتی الیگوسن از دیگر واحدهای سنگی محدودة پدگی است که برونزد آن تپه‌ ماهوری است و احتمالاً بخش‌هایی از یک استوک شدیداً دگرسان‌شده هستند (شکل 4- C). استوک‏‌ورک‏‌های کوارتز و پیریت در برخی جاها اکسیده شده‌اند و نشانه‌هایی از کانی‌زایی مس در بخش گسترده‌ای از این واحد نیمه‌ژرف تپه ماهوری دیده می‏‌شوند (شکل‌های 4- D و 4- E). دایک‏‌های الیگو-میوسن بسیاری با ضخامت کمتر از 5 متر تا بیشتر از 20 متر در فلیش، باتولیت و استوک نفوذ کرده‏‌اند (شکل 4- F). دایک‌های این منطقه نه‌تنها از نظر رنگ، روند، ضخامت و بافت متغیر هستند بلکه برخی از آنها سالم و برخی دگرسان شده هستند. بیشترین تمرکز این دایک‌ها در بخش مرکزی محدوده بوده‌ است و بیشتر روندهای شمال‌خاوری- جنوب‌باختری دارند. بیشتر این دایک‌ها در سطح زمین رنگ‌های کرم، خاکستری و قهوه‌ای دارند.

 

 

شکل 3- نقشة زمین‌شناسی محدودة پدگی (جنوب زاهدان) برپایة تصویرهای گوگل‌ارث و بازدید صحرایی

 

 

 

شکل 4- عکس صحرایی از برونزد‌های محدودة پدگی (جنوب زاهدان)؛ A) نمایی دور ازگرانیتویید؛ B) نمایی نزدیک از گرانیتویید و برونبوم درون آن؛ C) نمایی دور از استوک؛ D، F) به‌ترتیب استوک ورک و کانی‌زایی مس؛ F) نمونه ای از دایک‌های حدواسط

 

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی نقشه‌های زمین‌شناسی و تصویرهای ماهواره‏‌ای محدودة پدگی، بازدید و بررسی‌های صحرایی برای شناسایی واحدهای سنگی انجام شد. 50 نمونه از سنگ‌های آذرین گوناگون برداشت شد و مقاطع نازک آنها تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان نوع المپیوس بررسی شد. شمار 13 نمونه با کمترین میزان دگرسانی از دایک‌ها (10 نمونه)، تودة گرانودیوریتی (2 نمونه) و استوک داسیتی (1 نمونه) برای تعیین عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب با روش XRF و ICP-MS در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران (ایمیدرو) آنالیز شدند (جدول 1). داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی با نرم‏‌افزار GCDkit 4.1 و Excel پردازش شدند و همراه با ویژگی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری مبنای تجزیه و تحلیل سنگ‌زایی و محیط زمین‌ساختی سنگ‌های آذرین بررسی‌شده قرار گرفتند.

 

سنگ‌نگاری

همان‌گونه‌که گفته شد، سنگ‌های آذرین محدودة پدگی به شکل باتولیت، استوک و دایک هستند که ویژگی‌های سنگ‌نگاری آنها به شرح زیر هستند:

 

الف- باتولیت زاهدان

این باتولیت در نمونة دستی رنگ سفید با لکه‌‌ها و بخش‌های سیاه رنگ نشان می‌دهند. بخش سفید آن بیشتر فلدسپار و کوارتز و بخش سیاه آن بیوتیت و هورنبلند ‌هستند. ‌برپایة بررسی‌های میکروسکوپی بافت آن گرانولار و کانی‌‌شناسی آن شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، ارتوز، بیوتیت، هورنبلند، کانی‌های ثانویه (سریسیت، کلریت، کانی‏‌های رسی) و کانی‌های کدر (بیشتر مگنتیت) است (شکل 5- A). ترکیب مودال باتولیت زاهدان در محدودة پدگی ‌برپایة رده‌بندی Streckeisen (1976) بیشتر گرانودیوریت است.

 

ب- استوک

نمونه‌های این توده در نمونة دستی به رنگ‌های گوناگونی به‌ویژه خاکستری و کرمی رنگ دیده می‌شوند. نمونه‌های بررسی‌شده اگرچه تنوعی از گرانودیوریت پورفیری، کوارتزدیوریت پورفیری، کوارتزمونزونیت پورفیری و آندزیت دارند (شکل‌های 5- B و 5- C)، اما بخش عمده این استوک را داسیت با زمینة دانه‌ریز می‌سازد (شکل 5- C). ‌برپایة بررسی‌های میکروسکوپی همة نمونه‌ها بافت پورفیری دارند؛ اما نسبت درشت‌بلورها به زمینة متغیر است. در استوک‌، زمینه 30 تا 70 درصد حجم سنگ را دربر گرفته است و بافت تمام بلورین دارد. همچنین، زمینه بیشتر دربردارندة پلاژیوکلاز و کوارتز و کانی‏‌های ثانویه است. زمینه در برخی نمونه‌ها بسیار دانه‌ریز و در برخی دانه‌ریز تا متوسط بلور هستند. درشت‌بلورها شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت و کانی‌های حاصل از تجزیه و دگرسانی هستند. کوارتز و فلدسپار‌ها فراوان‌ترین کانی‌ها در زمینه هستند. بیشتر نمونه‌های این سنگ بسیار دگرسان شده و با رگچه‌های کوارتزی بسیاری (کوارتز‏‌های داربستی) قطع شده‌اند (شکل 5- D). زمینه گاه به‌طور کامل سریسیتی شده است. دگرسانی‏‌های این سنگ بیشتر شامل سیلیسی، پتاسیک، فیلیک، پروپیلیتیک و آرژیلیک هستند. پیریت فراوان‌ترین سولفید این سنگ و گاه مقادیر کمی از کالکوپیریت و دیگر سولفید‏‌های مس نیز در آن دیده می‏‌شود (Boomeri, et al. 2019a). یک رگه سیلیسی از مالاکیت و آتاکامیت بخش‌هایی از این واحد سنگی را قطع کرده است.

 

پ- دایک‌ها

بیشتر دایک‌ها در برونزد‌ها و نمونة دستی تیره‌تر از باتولیت گرانیتوییدی و استوک‏‌ها هستند. دایک‏‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری و در نمونه‌های دگرسان‌شده به رنگ زرد دیده می‌شوند. از دیدگاه سنگ‌نگاری، ترکیب این دایک‏‌ها از آندزیت (دیوریت پورفیری) تا داسیت (گرانودیوریت پورفیری) در متغیر است. در محدودة پدگی، بافت همة دایک‌ها پورفیری است. نسبت حجم زمینه به حجم درشت‌بلورها متغیر است. در دایک‏‌ها، بیشتر زمینه از پلاژیوکلاز و کوارتز و کانی‏‌های ثانویه ساخته شده و بلور‏‌های آن از بسیار ریزدانه تا متوسط‌دانه در متغیر است. درشت‌بلور‏‌ها نیز شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند، بیوتیت، کانی‏‌های فرعی و کدر هستند. از دیدگاه سنگ‌نگاری، بافت و کانی‌شناسی دایک‏‌ها همانند استوک است و همان‌گونه‌که گفته شد، طیف ترکیبی گسترده‌ای از آندزیت تا داسیت را دربر می‌گیرند. دایک‏‌ها بیشتر دچار دگرسانی پروپیلیتیک شده‌اند. از دیدگاه دگرسانی، پلاژیوکلاز‏‌ها بیشتر سریسیتی و گاه به کلسیت و اپیدوت، بیوتیت‏‌ها بیشتر به کلریت و سریسیت و هورنبلند به اپیدوت، کلریت، کلسیت و سریسیت تجزیه شده‏‌اند. کوارتز‏‌های ثانویه در زمینة برخی از این سنگ‌ها دیده می‏‌شوند. پیریت نیز کمابیش در دایک‏‌ها پدید آمده است.

کوارتز: درشت‌بلور‏‌های کوارتز از ویژگی‏‌های خاص استوک و دایک‌ها هستند (شکل 5- F). معمولاً سنگ‌های پورفیری که درصد بالایی از درشت‌بلور‏‌های کوارتز تقریباً شکل‌دار دارند را داسیت می‏‌گویند؛ اما این کوارتز در پورفیری‌های میزبان کانی‌زایی پورفیری و به‌ویژه مس پورفیری به‌نام کوارتز چشمی شناخته می‌شود (Guilbert and Park, 1986). در منطقة پدگی، درشت‌بلورهای اولیه کوارتز هم در استوک‌ها و هم در دایک‌ها کمابیش سالم هستند و شکل آنها تنوع گسترده‌ای دارد. همچنین، اندازة بلور‏‌های آن گاه به نیم سانتیمتر می‌رسد. اگرچه کوارتزها ذاتاً شکل‌دار هستند، اما به‌علت خوردگی و خلیجی‌شدن بلورها، شکل‌های گوناگونی در آنها دیده‌ می‌شود (شکل‌های 5- C و 5- F). اگرچه شکل اولیه آنها چند‌ضلعی است، اما بیشتر گردشدگی، خوردگی بلور‏‌ها در حاشیه‌ها، مرکز و دیگر بخش‌های بلور دیده می‌شود. کوارتز گاه دچار هجوم کانی‌های ثانویه مانند کلسیت و سریسیت نیز شده است. حجم درشت‌بلورهای کوارتز نیز متغیر است و از یک یا دو تا بیشتر از 20 درصد حجم درشت‌بلورهای سنگ را دربر می‌گیرد. درصد حجمی درشت‌بلور‏‌ها کوارتز باعث شده است نام سنگ نیز متنوع باشد. فرایند هضم‌شدگی و جذب و کاهش فشار و خروج محلول آب و گاز ماگما، حالت خلیجی و خوردگی و انحلال را در آنها پدید آورده است. حباب‌های گاز در بخش‌های ویژه‌ای از سطح بلور (شکستگی‌ها یا رخ‌ها)، سازوکار انحلال را آسان کرده است؛ زیرا در اطراف این بخش‌ها، سیال حرکتی آشفته‌ای داشته است و این پدیده انحلال سریع و مداوم در محل همبری حباب با سطح بلور را به‌دنبال دارد و به این ترتیب طرح خلیجی پدیدار می‌شود (Shelly, 1993) (شکل 5- C).

پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی دایک‏‌ها و استوک‏‌هاست و غالباً بیشتر از 50 درصدحجمیِ درشت‌بلور‏‌ها را دربر می‌گیرد. طول درشت‌بلور‏‌‌های آن گاه به 3 میلیمتر می‌رسد و بیشتر آنها نیمه‌شکل‌دار هستند. در PPL[1]، این کانی غالباً شفافیت خود را به‌علت دگرسانی از دست داده است و در XPL[2] با بیرفرنژانس ضعیف، ماکل پلی‌سینتتیک، منطقه‌بندی بلورها و بافت غربالی و گاه حاشیه غبارآلود شناخته می‌شود. گمان می‌رود در برخی مقطع‌ها، ارتوز یا ارتوکلاز نیز جانشین پلاژیوکلاز‌ها شده‌اند. فرایند‏‌هایی مانند آمیختگی ماگما و آلایش ماگمایی، کاهش ناگهانی فشار در ماگمای در حال حرکت و افزایش آب نامحلول در ماگما بافت غربالی را پدید می‌آورند؛ ازاین‌رو، این بافت چه‌بسا رویداد آمیختگی ماگمایی را نشان می‌دهد (Tsuchiyama, 1985; Stewart and Pearce, 2004; Humphreys et al., 2006).

هورنبلند سبز: هورنبلند سبز نیز از دیگر کانی‌هایی است که درصدحجمی آن در این سنگ‌ها متغیر است. در نمونه‌های کمتر دگرسان‌شده قالب هورنبلند را می‌توان با حاشیة اوپاسیته شناسایی کرد که بیشتر با اپیدوت، کلریت، کلسیت و کانی‌های کدر جانشین شده است. در نمونه‌های سالم، هورنبلند گاه تا 15 درصدحجمی درشت‌بلور‏‌ها را دربر گرفته است. بیشتر بلور‏‌ها شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار با درازای کمتر از 2 میلیمتر هستند. هورنبلند در PPL سبز رنگ است و برجستگی نسبتاً قوی دارد. در XPL نیز بیرفرانژانس سری دوم نشان می‌دهد. همچنین، مقاطع طولی آن یک سری رخ موازی و زاویة خاموشی 20 درجه دارند. در مقاطع عرضی شش‌گوشه آنها دو سری رخ لوزی‌شکل به‌خوبی دیده می‌شود. هورنبلند‌ها در این سنگ از نوع هورنبلند سبز هستند (شکل 5- E).

بیوتیت: این کانی نیز به فراوانی در برخی نمونه‌ها دیده می‌شود و نسل‌های مختلفی دارد؛ مانند بیوتیت‌های اولیه و بیوتیت‌های گرمابی. نمونه‌هایی که دچار دگرسانی پتاسیک شده‌اند بیوتیت‌های گرمابی دارند و در این نمونه‌ها این نوع بیوتیت تا 15 درصد حجم درشت‌بلورها را دربر می‌گیرد. بیوتیت‌های اولیه نیز همانند هورنبلند حاشیة اوپاسیته دارند. این حاشیه دچار دگرسانی شده و غالباً با کلریت یا سریسیت جانشین شده‌ است؛ به‌گونه‌ای‌که تنها شکل اولیه و رخ‌های بیوتیت به‌جا مانده است. اندازة بیوتیت‌های کلریتی‌شده به 2 میلیمتر نیز می‌رسد. بیشتر بلورهای بیوتیت نیمه‌شکل‌دار هستند. حجم بیوتیت‌های اولیه این سنگ‌ها از 15 درصدحجمی کمتر است. این کانی در PPL به رنگ قهوه‏‌ای و با چندرنگی شدید دیده می‌شود و یک سری رخ آن در مقطع طولی را می‌توان به‌خوبی دید. کانی‌های کدر و به‌ویژه پیریت نیز حجم متغیری از این سنگ را پر می‌کنند و گاه چه‌بسا نزدیک به 15 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. اندازة آنها از 1 میلیمتر کمتر است. اکسیدهای آهن در برخی بخش‌ها روی کانی هورنبلند تأثیر گذاشته‌اند و آن را تجزیه کرده‌اند. کانی‌‌های ثانویه این سنگ‌ها نیز سریسیت، کلسیت، کوارتز، کلریت، اپیدوت و کانی‌های رسی هستند. این کانی‌ها پیامد دگرسانی پلاژیوکلاز‌ها و کانی‌های فرومنیزیمی هستند.

 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های محدودة پدگی (جنوب زاهدان). A) گرانیتویید؛ B) استوک گرانودیوریت پورفیری؛ C) توده نیمه‌ژرف داسیتی؛ D) دگرسانی سیلیسی و پتاسیک درپورفیری استوک؛ E) دایک داسیتی (گرانودیوریت پورفیری)؛ F) دایک داسیتی (گرانودیوریت پورفیری). نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است (Qz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Hbl: هورنبلند؛ Bt: بیوتیت)

جدول 1- داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) به روش XRF و ICP-MS برای اکسیدهای اصلی (برپایة درصد وزنی) و عنصرهای فرعی (برپایة ppm) (A: آندزیت؛ DP: دیوریت پورفیری؛ GDP: گرانودیوریت پورفیری؛ GD: گرانودیوریت)

Intrusion

Dike

Batholith

Stock

Rock Type

A

A

A

A

DP

A

DP

DP

A

GDP

GD

GD

GDP

Sample No.

13

31

34

15

32

30

3

8

27

12

20

21

22

SiO2

48.2

51.3

52.8

53.2

53.4

53.4

53.7

55.4

56.8

59.4

63.1

63.5

62.1

AL2O3

19.1

18.5

18.6

19.9

18.2

18.6

18.7

20.0

19.0

18.7

17.8

17.8

17.0

TiO2

0.7

0.5

0.5

0.5

0.5

0.4

0.5

0.5

0.5

0.4

0.6

0.6

0.5

Fe2O3

5.4

4.7

4.5

5.4

4.1

4.2

4.2

3.8

3.1

3.2

2.8

2.9

2.5

CaO

8.5

8.3

7.7

4.6

6.7

7.0

7.4

5.9

5.8

5.7

3.7

3.2

4.2

MgO

5.4

4.8

4.1

4.2

5.5

3.9

4.5

3.1

2.6

2.4

2.0

2.2

1.8

K2O

1.9

1.7

2.1

3.7

1.8

1.9

2.0

1.9

2.8

2.4

3.7

4.0

2.8

Na2O

3.4

3.2

3.8

4.6

3.8

4.3

3.7

4.1

3.7

4.3

4.9

4.5

4.9

MnO

0.2

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.0

P2O5

1.0

1.5

1.1

0.4

0.2

2.0

0.8

1.0

1.8

1.4

0.8

0.6

2.7

L.O.I.

6.1

5.3

4.8

2.4

5.2

4.1

4.4

4.3

3.7

2.2

0.7

0.7

1.3

Total

99.6

99.9

100.0

98.9

99.7

99.9

100.0

100.0

99.9

100.0

100.0

99.9

99.7

Sc

18.6

12.8

11.5

11.7

13.1

10.7

12.1

1.5

1.9

1.6

2.4

2.4

1.5

V

102

74

65

87

69

70

66

60

47

44

47

48

36

Cr

62

59

53

21

80

33

60

27

26

30

50

46

38

Co

19

11

9

22

12

11

7

5

6

6

8

8

6

Ni

27

24

17

14

32

14

18

12

10

10

23

24

22

Cu

59

45

53

52

61

50

67

41

43

43

40

44

45

Zn

87

79

61

64

1169

73

68

70

72

68

54

55

71

Rb

20

16

13

21

25

22

11

12

17

12

32

23

17

Sr

996

578

545

506

543

575

545

624

531

573

338

552

306

Y

10.2

8.5

5.1

4.1

6.0

6.8

3.3

2.1

4.3

3.3

3.4

3.6

2.4

Zr

58

51

56

50

61

71

47

44

43

31

19

19

38

Nb

13.2

11.6

9.6

14.0

11.2

13.7

7.5

9.0

14.2

14.6

12.3

11.5

11.4

Mo

2.6

0.8

1.3

1.0

0.9

1.0

0.7

0.5

0.7

0.7

2.4

2.1

0.7

Cs

1.4

1.3

1.5

1.6

1.3

3.1

0.5

0.4

1.8

1.3

3.8

3.2

1.4

Ba

932

641

642

642

671

547

743

725

649

719

492

675

471

Pb

9

9

9

9

671

9

9

7

19

13

10

24

9

La

13.9

14.2

9.2

7.0

13.4

10.2

5.3

4.5

7.7

5.9

6.4

6.8

6.8

Ce

27.8

25.1

17.6

12.8

23.9

16.9

9.5

8.1

13.3

11.1

12.6

13.4

14.5

Pr

4.0

4.0

2.9

2.2

3.6

2.9

1.6

1.4

2.3

1.8

2.1

2.2

2.4

Nd

15.1

15.5

11.1

8.7

13.0

10.6

6.2

5.0

8.3

6.1

7.9

8.1

8.8

Sm

2.3

2.5

1.9

1.6

2.1

1.9

1.0

0.9

1.4

1.0

1.3

1.4

1.4

Eu

0.7

0.6

0.4

0.5

0.6

0.5

0.3

0.2

0.4

0.3

0.3

0.3

0.3

Gd

2.4

2.5

1.8

1.7

1.9

2.1

1.1

0.8

1.3

1.1

1.3

1.4

1.3

Tb

0.3

0.3

0.2

0.2

0.2

0.3

0.1

0.1

0.2

0.1

0.2

0.2

0.1

Dy

1.8

1.9

1.2

1.2

1.3

1.7

0.7

0.5

1.0

0.9

0.9

1.0

0.7

Ho

0.3

0.3

0.2

0.2

0.2

0.3

0.1

0.1

0.2

0.2

0.2

0.2

0.1

Er

0.9

1.0

0.6

0.6

0.7

0.9

0.4

0.3

0.5

0.4

0.5

0.5

0.3

Tm

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Yb

0.5

0.5

0.5

0.4

0.6

0.5

0.4

0.3

0.5

0.5

0.4

0.4

0.3

Lu

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Hf

1.9

1.8

1.4

1.4

2.1

2.8

1.0

0.8

1.1

0.7

0.5

0.3

1.3

Th

4.2

4.4

2.9

1.9

4.3

2.8

1.7

2.0

3.6

3.0

3.1

3.5

3.1

U

1.0

1.1

0.8

0.6

0.9

0.8

0.6

0.6

0.8

0.9

0.5

0.4

1.2

 

 

زمین‌شیمی

داده‌های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده در جدول 1 آورده شده‌اند. ازآنجایی‌که سنگ‌های محدودة پدگی از انواع سنگ‌های آذرین ژرف و نیمه‌ژرف هستند، برای نامگذاری آنها هم از نمودارهای سنگ‌های بیرونی و هم درونی بهره گرفته شد (شکل 6). برپایة شکل 6- A، دایک‏‌ها و استوک‏‌ها در محدودة آندزیت‌بازالت، تراکی‌آندزیت و تراکی‌آندزیت‌بازالت جای دارند. ‌برپایة شکل 6- B، نمونه‌های برداشت‌شده از باتولیت زاهدان در محدودة کوارتزمونزونیت، نمونه‌های استوک در محدودة مونزونیت و دایک‌ها در محدوده مونزونیت، مونزودیوریت و دیوریت جای گرفته‌اند. ‌برپایة شکل 6- C، استوک‏‌ها ترکیب آندزیتی، دایک‏‌ها ترکیب آندزیتی و آندزیت-بازالت ساب‌آلکالن دارند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6- رده‌بندی سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان). A) ‌برپایة نمودار TAS (Le Bas et al., 1986)؛ B) ‌برپایة نمودار Middlemost (1994)؛ C) ‌برپایة رده‌بندی Winchester و Floyd (1977)؛ D) ‌برپایة نمودار Shand (1943)

 

 

گرانیتویید محدودة پدگی سرشت متاآلومینوس تا کمی پرآلومنیوس نشان می‌دهد (شکل 6- D). دایک‏‌ها و استوک نیز از این نظر همانندِ گرانیتویید هستند. مقدار به‌دست‌آمدة مول درصد Al2O3 به مجموع مول درصدهای CaO+Na2O+K2O یا همان A/CNK برای نمونه‏‌های گرانیتویید در محدودة پدگی از 1/1 کمتر است (شکل 6- D). چنین گرانیتوییدهایی از نوع I هستند (Chappell and White, 1974). وجود هورنبلند، تیتانیت (اسفن) و مگنتیت در این گرانیتویید نیز با ویژگی‌های گرانیت‌های نوع I سازگار است.

الف- زمین‌شیمی عنصرهای اصلی و فرعی

برای بررسی تغییرات احتمالی عنصرهای در سنگ‌های بررسی‌شده از نمودار‏‌های هارکر (Harker, 1909) بهره گرفته می‌شود (شکل 7). در نمودار‏‌های هارکر همراه با افزایش SiO2، میزان CaO، MgO و اکسید آهن کاهش پیدا می‌کند و مقدارهای K2O و Na2O افزایش نشان می‏‌دهند. پراکندگی‏‌های دیده‌شده در این همبستگی بیشتر پیامد دگرسانی هستند. همبستگی‏‌های SiO2 با دیگر اکسید‏‌ها روند‏‌هایی هستند که بیشتر به جدایش (تفریق) عادی ماگما نسبت داده می‏‌شوند؛ زیرا برای نمونه، CaO مایل است در مراحل نخستین فرایند جدایش بلورین وارد فاز‏‌های دما بالا مانند پیروکسن و پلاژیوکلاز کلسیم‌دار شود (Calanchi et al., 2002). پس با ادامه روند جدایش بلورین و خروج این کانی‌ها، مقدار CaO کاهش می‌یابد. این پدیده همچنین، چه‌بسا با تحول ترکیب پلاژیوکلازها از کلسیک به سدیک در هنگام تبلوربخشی ماگما مرتبط است. منیزیم نیز گرایش دارد در آغاز فرایند جدایش از ماگما جدا و وارد ساختار کانی‌هایی مانند الیوین و پیروکسن شود. تبلور و جدایش این کانی‏‌ها از ماگما کاهش MgO در ماگما را به‌دنبال دارد (Cooke et al., 2005).  

 

 

 

شکل 7- نمودارهای هارکر عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و فرعی (برپایة ppm) برای سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان)

 

 

اکسیدهای K2O و Na2O در آغاز جدایش ماگمایی وارد ساختمان کانی‌های سیلیکاته نمی‌شوند، بلکه در مایع بجامانده افزایش پیدا می‌کنند (Tatsumi et al., 2002). به احتمال بالا افزایش این عنصرها با افزایش سیلیس به آغاز جدایش فلدسپار سدیم‌دار مربوط است. آهن به‌علت سازگاری خود، هنگام جدایش ماگمایی در ساختمان مگنتیت و پیروکسن وارد شده و میزان آن در مراحل پایانی جدایش کاهش می‌یابد (Mason and Moore, 1982). روندهای مشابه MgO، CaO و FeOt چه‌بسا پیامد تبلوربخشی همزمان کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز کلسیک هستند (Karen et al., 2003). مقدار Zr با افزایش SiO2 روند کاهشی نشان می‌دهد؛ زیرا Zr افزون‌بر زیرکن، در هورنبلند نیز وارد می‌شود (Rollinson, 1993). کاهش V با افزایش SiO2 گواه خوبی برای جدایش اکسیدهای Fe-Ti است. مقدار Y با افزایش SiO2 کاهش می‌یابد؛ زیرا Y عنصری سازگار است و به جدا‌شدن از ماگما در آغاز جدایش ماگمایی و تمرکزیافتن در ساختار کانی‌های آهن و منیزیم‌دار مانند پیروکسن و مگنتیت تمایل دارد (Aoki and Fujimaki, 1982).

 

ب- نمودارهای عنصرهای خاکی کمیاب و عنکبوتی

الگو‏‌های عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونه‏‌های باتولیت، استوک و دایک که نسبت به ترکیب کندریت بهنجار شده‌اند، مشابه هستند؛ به‌گونه‌ای‌که در همة نمونه‌ها عنصرهای خاکی کمیاب غنی‌شدگی نشان می‏‌دهند؛ اما میزان غنی‌شدگی عنصرهای خاکی سبک نسبت به عنصرهای خاکی سنگین بسیار بیشتر است (شکل 8). در پهنه‌های فرو‌رانش و صفحه‌های همگرا غنی‌شدگی سنگ‌ها از LREE‏‌ها نسبت به HREE‏‌ها بیشتر است (Pearce, 1983; Wilson, 1989; Rollinson, 1993; Winter., 2010). نمونه‌های پدگی بی‌هنجاری منفی ضیف Eu نشان می‌دهند. این آنومالی در گرانیتویید بیشتر است. آنومالی منفی Eu بیشتر پیامد جدا‌شدن فلدسپار‌ها از ماگما در پی جدایش بلوری در شرایط فوگاسیتة اکسیژن کم روی می‏‌دهد (Wilson, 1989)، در حالی‌که ضعیف‌بودن یا نبود آنومالی منفی Eu ویژة محیط‏‌های اکسیدان است. کانی‌شناسی محدودة پدگی پیامد حضور هورنبلند گاه با حاشیة اوپاسیتی، اسفن و تیتانیت نیز با محیط‏‌های اکسیدان مشابهت دارد. عنصرهای خاکی کمیاب مانند Er و Yb نیز بی‌هنجاری منفی نشان می‌دهند. این ویژگی پیامد بجاماندن این عنصرها در فازهای دیرگداز ایلمنیت- مونازیت و اسفن موجود در تفاله‌های دیرگداز سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده و نداشتن مشارکت در مذاب پدیدآمده در این مناطق است. آنومالی منفی Ce احتمالاً در پی تأثیر دگرسانی بر این سنگ‌هاست. نبود ذوب گارنت در سنگ خاستگاه معمولاً کاهش، تهی‌شدگی و بی‌هنجاری‌های منفی در HREE و به‌ویژه عنصرهایی مانند Y را به‌دنبال دارد (Rudnick, 1990). پراکندگی عنصرهای سنگین مانند Tm و Lu شاید به این علت است که مقادیرشان در زیر آستانة آشکارسازی دستگاه اندازه‌گیری است.

الگو‏‌های عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه نیز برای سنگ‌های مختلف بررسی‌شده همانند هستند و در همة آنها عنصرهای Y، Ce، Zr، Nb، Rb، Pr، Yb و Lu نسبت به عنصرهای Pb، K، Cs، P، Ti و Ba غنی‌شدگی کمتری را نشان می‌دهند (شکل 8). بی‌هنجاری منفی Nb، Zr و Y در نمونه‌های بررسی‌شده چه‌بسا پیامد دیر ذوب‌بودن کانی‌های حامل و بجاماندن آنها در سنگ خاستگاه است (Ayers, 1998)؛ اما کانی‌های حامل عنصرهای LILE[3] مانند Ba، K و Sr به‏آسانی ذوب شده و وارد ماگمای پدیدآمده در بالای صفحة فرورو می‏‌شوند (Pearce, 1983). غنی‌شدگی شدید Pb در بیشتر نمونه‏‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة آلودگی پوسته‌ای باشد (Girardi et al., 2012).

 

 

شکل 8- نمودارهای عنکبوتی سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان). A) عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) عنصرهای کمیاب و فرعی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) (مقدار Tm و Lu از آستانة آشکارسازی دستگاه اندازه‌گیری کمتر است و به‌صورت کمتر از 1/0 پی‌پی‌ام گزارش شده است)

 

 

در یک نمونه، سرب آنومالی مثبت بسیار شدیدی نشان می‌دهد که احتمالاً پیامد کانی‌سازی سرب در این نمونه است. علت آنومای مثبت ضعیف Ti و آنومالی مثبت P در برخی کانی‏‌ها شاید دگرسانی است. پیدایش تیتانیت و روتیل گرمابی به‌جای هورنبلند احتمالاً تیتانیم را و پیدایش آپاتیت‏‌های گرمابی فسفر را افزایش داده‌ است. اصولاً در محیط‌های فرورانش Ti آنومالی منفی شدیدی نشان می‌دهد و نبود این آنومالی برای نمونه‌های پدگی بیشتر با محیط‌های پس از برخورد سازگار است (Müller et al., 1992). غنی‌شدگی آشکاری از LILE نسبت به HFSE[4] در همة نمونه‏‌های پدگی دیده می‌شود (شکل 8- B). این ویژگی نیز از ویژگی‌های سنگ‌های مرتبط با جایگاه‏‌های همگرای فعال و ماگما‏‌های جداشده از گوشته است (Wilson, 1989; Hawkesworth et al., 1991).

 

پ- سری ماگمایی

‌برپایة شکل 6A- بیشتر نمونه‏‌های پدگی در محدودة ساب‌آلکالن و دو نمونه در محدودة آلکالن جای گرفته‌اند. نمودار نشان‌داده‌شده در شکل 9- A سری‌های آلکالن، کالک‌آلکالن، کالک‌آلکالنِ پتاسم بالا و شوشونیتی را از یکدیگر جدا می‏‌کند. ‌برپایة این نمودار بیشتر نمونه‏‌ها سرشت ‌کالک‌آلکالن پتاسیم بالا دارند. دو نمونه نیز در محدودة شوشونیتی جای گرفته‌ است. در شکل 9- B که برای دسته‌بندی ماگماهای پتاسیک نیز کاربرد دارد، نمونه‏‌ها در محدودة سنگ‌های شوشونیتی جای گرفته‌اند.

 

 

 

شکل 9- ترکیب شیمیایی سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) روی نمودارهای تفکیک سری‌های ماگمایی. A) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ B) نمودار Ta/Yb دربرابر Ce/Yb (Pearce, 1982)

 

 

ت- جایگاه زمین‌ساختی

نمودارهای به‌کاررفته برای تفکیک محیط زمین‌ساختی نشان‌دهندة جایگاه مرتبط با  کمان‌های آتشفشانی هستند (شکل 10- A). نمودارهای به‌کاررفته برای بررسی جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های پتاسیک PAP[5] و CAP[6] (Müller et al., 1992) نیز نشان می‏‌دهند سنگ‌های بررسی‌شده به کمان‌های آتشفشانی متعلق ‌هستند و هم در قلمروی مراحل پایانی جزیره‌های کمانی (LOP[7]) و هم در قلمروی کمان‏‌های پس از برخورد (PAP) جای می‌گیرند (شکل 10- B)؛ هرچند رویداد جزیرة کمانی در الیگوسن و میوسن برای پهنة جوش‌خورد‌ سیستان گزارش نشده است و رویداد فرورانش نیز در ائوسن و پیش از آن بوده است. پس می‏‌توان گفت دایک‏‌های بررسی‌شده به کمان‏‌های پس از برخورد (PAP) متعلق ‌هستند.

 

 

 

شکل 10- ترکیب سنگ‌های آذرین پدگی (جنوب زاهدان) روی نمودارهای تفکیک جایگاه‌های زمین‌ساختی. A) نمودار Nb/Yb ‌دربرابر Th/Yb (Pearce, 2008)؛ B) نمودار شناسایی جایگاه‌های زمین‌ساختی سنگ‌های پتاسیک PAP و CAP (Müller et al., 1992)

 

 

بحث

ذوب‌بخشی فلیش‏‌ها یا سنگ‌های توربیداتی نخستین نظریه‏‌ای است که برای خاستگاه ماگمای گرانیتویید زاهدان و دایک‏‌های همراه پیشنهاد شده است (Camp and Griffis, 1982). ذوب‌بخشی، اختلاط پوستة اقیانوسی و فلیش‏‌ها (Boomeri and Lashkaripour, 2003)، جدایش بلوری ماگمای گوشته‏‌ای و هضم سنگ‌های پوسته (Sadeghian et al., 2005) و ماگماتیسم در پی فرورانش پوستة اقیانوسی (Kananian et al., 2008) از دیگر نظریه‌ها دربارة خاستگاه ماگمای سنگ‌های یادشده هستند. همان‌گونه‌که گفته شد، سنگ‌های آذرین بررسی‌شده سه دسته هستند که دستة نخست یا گرانیتویید زاهدان که بخشی از پیکرة اصلی تودة آذرین درونی است و فاز نخست ماگماتیسم در منطقه به‌شمار می‌رود. همچنین، از دیدگاه کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی، این دسته از گرانیتوییدهای ‌کالک‌آلکالن نوع I ‌هستند. رایج‌ترین خاستگاه گرانیتوییدهای نوع I، ماگماهای پدیدآمده در بالای پهنة فرورانش در گوشته ‌هستند که بسیار دچار جدایش بلوری همراه با آلودگی (AFC[8]) شده‏‌اند (Grove and Donnelly-Nollan, 1986). گرانیتویید‏‌های نوع I که پیامد ذوب سنگ‌های مافیک گوشته هستند در نمودار‏‌هایی مانند شکل 11 در محدودة سنگ خاستگاه آمفیبولیتی جای می‏‌گیرند و نمونه‏‌های استوک و دایک‏‌ها نیز چنین وضعیتی را نشان می‏‌دهند. الگوی نمودار‏‌های عنکبوتی و الگوی تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب در گرانیتویید، استوک داسیتی و دایک‏‌های حد واسط نیز کمابیش به‌صورت موازی است. این ویژگی احتمالاً نشان‌دهندة نزدیکی زایشی و خاستگاه مشابه آنهاست.

 

 

 

شکل 11- بررسی خاستگاه سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) در: A) نمودار ترکیب مولار CaO/(MgO+FeOt) دربرابر مولار Al2O3/(MgO+FeOt) (Altherr et al., 2002)؛ B) نمودار Al2O3+FeO+MgO+TiO2 دربرابر Al2O3/(FeO+MgO+TiO2) (Whalen et al., 1987)

 

 

غنی‌شدگی LREE در سنگ‌های کالک‌آلکالنِ پهنه‌های فرورانش و همگرا در مقایسه با HREE شاید پیامد این موارد باشد:

- درجات کم ذوب‌بخشی (کمتر از 15%) (Neill et al., 2013)؛

- خاستگاه گوشته‌ای (Hirschmann et al., 1998)؛

- آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای (Srivastava and Singh, 2004; Almeida et al., 2007)؛

- وجود گارنت در سنگ خاستگاه آنها (Rollinson, 1993; Marchev et al., 2004; Nicholson et al., 2004; Helvacı et al., 2009; Zulkarnain, 2009; Asiabanha et al., 2012).

با توجه به شکل‌ 12 برای نمونه‌های پدگی، خاستگاه گوشته‌ای سست‌کره‌ای- سنگ‌کره‌ای غنی‌شده و گارنت‌دار با ذوب‌بخشی کمتر از 5% را می‌توان خاستگاه ماگمای مادر آنها در نظر گرفت که از ژرفای 80 تا 100 کیلومتری سرچشمه گرفته است. بی‌هنجاری منفی Nb در سنگ‌های بررسی‌شده شاید پیامد ذوب گوة گوشته‌ای غنی‌شده با سیال‌های متاسوماتیسم‌کننده باشد (Chappell and White, 2001; Kurt et al., 2008). بی‌هنجاری مثبت Pb نیز پیامد متاسوماتیسم گوة گوشته‌ای با سیال‌های پدیدآمده از پوستة اقیانوسی فرورو و یا آلایش ماگما با پوستة قاره‌ای است (Atherton and Ghani, 2002; Kamber et al., 2002).

در کل، فرایند غالب دربارة ماگماتیسم‏‌هایِ با فازهای تزریقی مختلف فرایند تبلوربخشی است. در هنگام رویداد این فرایند، فاز‏‌های نخستین بازیک‏‌تر هستند و در نهایت به فاز‏‌های حد واسط و اسیدی در مراحل پایانی جدایش بلورین می‌رسند. همان‌گونه‌که گفته شد، در محدودة پدگی توده‌های گرانیتوییدی از ترکیب مذاب‌های پدیدآمده از ذوب آمفیبولیت هستند. گمان می‌رود دایک‌های اسیدی نیز از مشتقات تأخیری تبلور ماگمای سازندة این توده هستند؛ اما دربارة دایک‌های بازیک و حد واسط تا اندازه‌ای تفاوت وجود دارد؛ زیرا این نوع دایک‌ها بازیک‌تر از توده‌ گرانیتوییدیِ فاز نخست هستند. ازاین‌رو، به احتمال بالا ذوب‌بخشی فرایند مؤثری در پیدایش آنها بوده است.

 

 

 

شکل 12- تعیین ویژگی‌های خاستگاه سنگ‌های آذرین محدودة پدگی (جنوب زاهدان) در: A) نمودار La/Yb دربرابر Nb/La (Abdel-Fattah and Philip, 2004)؛ B) نمودار Zr دربرابر Y (Abu-Hamatteh, 2005)؛ C) نمودار Rb دربرابر Rb/Yb (Ozdemir et al., 2006)؛ D) نمودار Ce دربرابر Ce/Yb (Ellam, 1992)

 

 

‌برپایة کارهای پژوهشگران مختلف از سراسر دنیا (Tepper et al., 1993; Pang et al., 2013) مواردی دیده شده است که در آنها ماگمای بازیک با جابجایی‌های سست‌کره‌ای به سمت بالا گرمای لازم برای ذوب سنگ‌های سنگ‌کره و پوستة زیرین را فراهم کرده‌ است. این الگو می‌تواند پاسخگوی چگونگی پیدایش دایک‌های بازیک در منطقة پدگی نیز باشد. با در نظرگرفتن عملکرد فرایندهای زمین‌ساختی مانند گسل‌ها در جایگیری دایک‌ها می‌توان چنین استدلال کرد که اگر توده‌های گرانیتوییدی منطقه به فرایندهای فرورانش و برخورد وابسته بوده‌اند، بی‌گمان دایک‌های بازیک تا اسیدی منطقه نیز به فرایندهای پس از برخورد و ذوب‌بخشی سنگ‌هایی با ترکیب متفاوت ارتباط دارند.

برداشت

باتولیت زاهدان در محدودة پدگی بافت گرانولار دارد و بیشتر ترکیب مودال گرانودیوریتی و از نوع I نشان می‌دهد؛ اما استوک و دایک‌ها همگی بافت پورفیری دارند و شامل آندزیت (دیوریت پورفیری) تا داسیت (گرانودیوریت پورفیری) هستند. کانی‌های اولیه در استوک و دایک‌های مشابه و بیشتر پلاژیوکلاز، کوارتز و بیوتیت هستند. استوک بیشتر دچار دگرسانی سیلیسی، فیلیک و پتاسیک شده است؛ اما دایک‌ها دگرسانی پروپیلیتیک نشان می‌دهند. سنگ‌های آذرینِ کم دگرسان‌شده شامل توده‌های ژرف و نیمه‌ژرف با سرشت ‌کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی و متاآلومینوس هستند. این سنگ‌ها در قلمروی کمان‌های آتشفشانی و به‌ویژه کمان‌های پس از برخورد جای می‌گیرند. این کمان‌ها در پی بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در میان بلوک‌های لوت و افغان پدید آمده‌اند. از سوی دیگر، بررسی‌های زمین‌شیمیایی نشان‌دهندة خاستگاه گوشته‌ای سست‌کره‌ای و سنگ‌کره‌ای غنی‌شده و گارنت‌دار با ذوب‌بخشی کمتر از 5% برای خاستگاه ماگمای مادر سنگ‌های پدگی هستند که از ژرفای 80 تا 100 کیلومتری سرچشمه گرفته است.

 

سپاس‌گزاری

از معاونت پژوهشی دانشگاه سیستان و بلوچستان و سازمان توسعه و نوسازی معادن و صنایع معدنی برای پشتیبانی‌های مالی و معنوی و از داوران گرامی مجلة پترولوژی برای بررسی این مقاله سپاس‌گزاری می‌شود.

 

[1] Plane Polarized Light

[2] Crossed Polarized Light

[3] Large Ion Lithophile Elements

[4] High-Field-Strength Elements

[5] Post-Collisional Arc Potassic Igneous Rocks

[6] Continental Arc Potassic Igneous Rocks

[7] Late Oceanic Arc Potassic Igneous Rocks

[8] Assimilation-Fractional Crystallization

References
Abdel-Fattah, M. and Philip, E. N. (2004) Cenozoic Volcanism in the Middle East: Petrogenesis of Alkali Basalts from Northern Lebanon. Geological Magazine 141(5):  545-563.

Abu-Hamatteh, Z. S. H. (2005) Geochemistry and Petrogenesis of Mafic Magmatic Rocks of the Jharol Belt, India: Geodynamic Implication. Journal of Asian Earth Science 25(4): 557-581.

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(1): 69-97.

Altherr, R., Hall, A., Henger, E. and Langer Kreuzer, H. (2002) High potassium, calc-alkaline I-type plutonism the Euro peanvariscides Northern Vosges (France) and Northern Schwarzwald (Germany). Lithos 50(1): 51-73.

Aoki, K. and Fujimaki, H. (1982) Petrology and geochemistry of calc-alkaline andesite of presumed upper mantle origin from Itinome-gata, Japan. American Mineralogy 67(1): 1-13.

Asiabanha, A., Bardintzeff, J. M., Kananian, A. and Rahimi, A. (2012) Post-Eocene volcanics of Abazar district, Qazvin, Iran: Mineralogical and geochemical evidence for a complex magmatic evolution. Journal of Asian Earth science 42(1):79-94.

Atherton, M. P. and Ghani, A. A. (2002) Slab breakoff: a model for Caledonian, Late Granite syn-collisional magmatism in the orthotectonic (metamorphic) zone of Scotland and Donegal, Ireland. Lithos 62(1): 65– 85.

Ayers, J. (1998) Trace element modeling of aqueous fluid - peridotite interaction in the mantle wedge of subduction zones. Contribution to Mineralogy and Petrology 132(4): 390-404.

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

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

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.

Boomeri, M. and Lashkaripour, G. R. (2003) Granite of Zahedan, Southeastern Iran. 5th Geophysical Research Congress Abstracts (04933), Nice, France.

Boomeri, M.,  Mojadadi, H. and Biabangard, H.) 2018( Petrography and geochemistry of igneous rocks and Sb and Au mineralization in Sefidsang and Dargiaban areas, southeastern Iran.  Iranian Journal of Petrology 9(3): 195–218 (in Persian with English abstract).

Boomeri, M., Janabadi, L. and Ghodsi. M. R.) 2019a (Zahedan porphyry mineralization, southeastern Iran. 11th National Conference of Economic Geology Society of Iran, Ahvaz. Iran.

Boomeri, M., Lashkaripour, G. R. and Gorgij, M. N. (2005) F and Cl in biotites from Zahedan granitic rocks. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 13(1): 79-94.

Boomeri, M., Moradi, R. and  Bagheri, S. (2020)  Petrology and origin of the Lar igneous complex of the Sistan suture zone, Iran. Geologos 26(1): 51–64.

Boomeri, M., Moradi, R., Stein and H., Bagheri, S. )2019b) Geology, Re-Os age, S and O isotopic composition of the Lar porphyry Cu-Mo deposit, southeast Iran. Ore Geology Reviews 104:  477–494.

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(3): 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(3): 221-239.

Chappell, B.W. and White, A. J. R. (1974) Two contrasting granite types.  Pacific Geology 8(2): 173–174.

Chappell, B.W., and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences 48(4): 489-500.

Cooke, D. R., Hollings, P. and Walshe, J. L. M. (2005) Giant porphyry deposits: characteristics, distribution, and tectonic controls. Economic Geology 100(5): 801-818.

Ellam, R. M. (1992) Lithospheric thickness as a control on basalt geochemistry. Geology 20(2): 153-156.

Ghasemi, H., Sadeghian, M., Kord, M. and Khanalizadeh, A. (2010) The evolution mechanism of Zahedan granitoid batholith, southeast Iran. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 17(4): 551-578 (in Persian).

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes: A practical guide. Wiley-Blackwell, London.

Girardi, J. D., Patchett, P. J., Ducea, M. N. Gehrels, G. E. and Cecil, M. R. (2012) Elemental and isotopic evidence for granitoid genesis from deep-seated sources in the Coast Mountains batholith, British Columbia. Journal of Petrology 53(7): 1505–1536.

Grove, T. L. and Donnelly-Nolan, J. M. (1986) The evolution of young silicic lavas at Medicine Lake volcano, California: implication for the origin of compositional gaps in calc-alkaline series lavas. Contributions to Mineralogy and petrology 92(3): 281-302.

Guilbert, J. M. and Park, C. F. (1986) The Geology of Ore Deposits. W. H. Freeman and Company, New York.

Harker, A. (1909) The Natural History of Igneous Rock. Mac­millan, New York.

Hawkesworth, C. J., Hergt, J. M., Ellam, R. M. and McDermott, F. (1991) Element fluxes associated with subduction related magmatism. Philosophical Transactions of the Royal Society of London 335: 393-405.

Hedayati, N., Boomeri, M. and Biabangard, H. (2016) Petrography and geochemical characteristics of Nakhilab igneous complex, northwest of Zahedan. Iranian Journal of Petrology 7(26): 23–44 (in Persian with English abstract).

Helvacı, C., Ersoy, Y., Sözbilir, H., Erkūl, F., Sūmer, 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.

Hirschmann, M. M., Ghiorso, M. S., Wasylenki, L. E., Asimow, P. D. and Stolper, E. M. (1998) Calculation of peridotite partial melting from thermodynamic models of minerals and melts II. Isobaric variations in melts near the solidus and owing to variable source composition. Journal of Petrology 40(2): 297-313.

Humphreys, M. C. S., Blundy, J. D., Stephen, R. and Sparks, J. (2006) Magma evolution and open-system processes at shiveluch volcano: Insights from phenocryst zoning. Journal of Petrology 47(12): 2303–2334.

Kamber B. S., Ewart A., Collerson K. D., Bruce M. C. and McDonald G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144(1):38–56.

Kananian, A., Rezaei-Kahkhaei, M. and Esmaeili, D. (2008) Petrology and tectonic setting of Lakhshak granodiorite, NW of Zahedan, Iran. Geosciences Scientific Quarterly Journal 17(65): 126-143 (in Persian).

Karen, R., Thomas, A. and Thomas, W. (2003) Origin and emplacement of the andesite of Burroughs Mountain, a zoned, Large volume lava flow at Mount Rainier, Washington, USA. Journal of Volcanology and Geothermal Research 119(4): 275-296.

Krmíček, L. (2010) Pre-Mesozoic lamprophyres and lamproites of the Bohemian Massif (Czech Republic, Poland, Germany, Austria). In: Lamprophyres and related mafic hypabyssal rocks (Eds. Awdankiewicz, M. and Awdankiewicz, H.) 37: 37–46. Abstracts and field trip guide. Mineralogia, Special papers.

Kurt, H., Asan, K. and Ruffet, G. (2008) The relationship between collision-related calc-alkaline, and within-plate alkaline volcanism in the Karacadağ area (Konya-Türkiye, Central Anatolia). Chemie Der-Erde Geochemistry 68(2): 155–176.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986).  IUGS subcommission on the systematics of igneous rocks, a chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27(3): 745–750.

Luhr, J. F. (1997) Extensional tectonics and the diverse primitive volcanic rocks in the western Mexican Volcanic Belt. Canadian Mineralogist 35(2): 473-500.

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(4): 301–328.

Mason, B. and Moore, C. B. (1982) Principle of Geochemistry. 4th ed, John Wiley and Sons, New York.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews 37(3-4):  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(4): 293–308.

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(18):15–32 (in Persian with English abstract).

Müller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. L. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potassic volcanic rocks in different tectonic settings: A pilot study. Mineralogy and Petrology 46(4): 259-289.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimca et Cosmochim Acta 38(5): 757–775.

Narui, S, Boomeri, M. and Ghodsi. M. R. (2020) Petrography and geochemistry of igneous rocks and Pb mineralization in Chah Sorbi area, south of Zahedan, southeastern Iran, Geosciences Scientific Quarterly Journal 29 (116):3-14.

Narui, S. (2018) Mineralogy, alteration, and style of Pb and Zn mineralization in Chah Sorbi, South of Zahedan. MSc thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian with English abstract).

Neill, I., Meliksetian, K. H., Allen, M. B., Navasardyan, G. and Karapetyan, S. (2013) Pliocene-Quaternary volcanic rocks of NW Armenia: Magmatism and lithospheric dynamics within an active orogenic plateau. Lithos 180-181(9): 200-215.

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 Cainozoic Australian Pacific plate boundary. Journal of Volcanology and Geothermal Research 131(3-4): 295–306.

Ozdemir, Y., KaraogLu, O., Tolluoglu, A. U. and Gulec, N. (2006) Volcano stratigraphy and petrogenesis of the Nemrat stratovolcano (East Anatollian High Plateau): The most recent post collisional volcanism in Turkey. Chemical Geology 226(3-4): 189–211.

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(9): 234-251.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of Lavas from destructive plat boundaries. In: Andesites (Ed. Thorpe, R. S.), Wiley, New York: 525-548.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.), 230-249. Shiva Publishing Ltd., Cheshire, UK.

Pearce, J. A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100(1-4): 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(1): 63–81.

Piri, A. (2018). Mineralogy, alteration, and origin of copper mineralization in Taktalar, northwest of Zahedan. MSc thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian with English abstract).

Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. 1st Edition, Blackie, Glasgow, Canada.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: Evolution, Presentation, interpretation. Longman, Singapore.

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(3-4):195-208.

Sadeghian, M. and Valizadeh, M. V. (2007) Emplacement mechanism of Zahedan granitoidic pluton with the aid of AMS method. Geosciences Scientific Quarterly Journal 17(66): 126-143 (in Persian).

Sadeghian, M., Bouchez, J. L., Ne de lec, A., Siqueira, R. and Valizadeh, M. V. (2005) The granite pluton of Zahedan (southeast of Iran): a petrological and magnetic fabric study of a syntectonic sill emplaced in a transtensional setting. Asian Journal of Earth Science 25(1): 301–327.

Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. D. Van Nostrand Company, New York.

Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under microscope classification features, microstructures and mineral preferred orientations. Chapman & Hall, London, UK.

Sheyhaki, Z., (2018) Mineralogy, alteration and genesis of copper mineralization in Ghale Souli, south of Zahedan. MSc thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran (in Persian with English abstract).

Srivastava, R. K. and Singh, R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian sub alkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asia Earth sciences 23(3): 373-389.

Stewart, M. L. and Pearce, T. H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist 89(2-3): 348-351.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran, a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229-1258.

Streckeisen, A. (1976) To each plutonic rock its proper name. Earth-Science Reviews 12 (1): 1-33 

Sun, S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society of London, Special Publications 42(1): 313–345.

Tatsumi, Y., Nakashima, T., and Tamura, Y. (2002) The petrology and geochemistry of calc-alkaline Andesite on Shodo-Shima Island, SW Japan. Journal of Petrology 43(1): 3-16.

Tepper, J. H., Nelson, B. K., Bergantz, G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, North Cascades, Washington: generation of calc-alkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113(3): 333–351.

Tirrul R., Bell L. R., Griffis R. J. and Camp V. E. (1983) The Sistan suture zone of eastern Iran. Geological Society of America Bulletin 94(1): 134-150.

Torabi, G. (2009) Late Permian lamprophyric magmatism in North east of Isfahan province, Iran: A mark of rifting in the Gondwana land. Comptes Rendus Geoscience 341(1): 85-94.

Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system diopside-albite-anorthite and the origin of dusty plagioclase in andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology 89(1): 1–16.

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

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

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis a global tectonic approach. Unwin Hyman, London, UK.

Winchester, J. A., and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20(1): 325-343.

Winter, J. D. (2010) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey.

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.

Statistics
Article View: 1,647
PDF Download: 619


Journal management system. designed by sinaweb