ژئوشیمی و پتروژنز سنگ‌های آتشفشانی ترشیری منطقه حسین‌آباد (جنوب‌باختر بیرجند، خاور ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران

چکیده

باختری زون جوش‌خورده سیستان قرار گرفته است. در منطقه حسین‌آباد، مجموعه‌ای از سنگ‌های آتشفشانی متعلق به ترشیری، بخش‌های مختلف ردیف‌های افیولیتی منسوب به کرتاسه فوقانی را قطع نموده‌اند. این سنگ‌ها آندزیتی بوده، دارای بافت غالب پورفیری و گلومروپورفیری هستند. پلاژیوکلاز، هورنبلند، اوژیت و بیوتیت، درشت بلورهای این سنگ‌ها هستند. بافت غربالی و دگرسانی انتخابی در پلاژیوکلاز، وجود حاشیه سوخته در هورنبلند و حضور انکلاو‌های میکاشیستی و آمفیبولیتی از ویژگی‌های بارز این سنگ‌هاست. بالا بودن نسبت LREE/HREE، مقدار نسبت Sr/Y (میانگین 55/38) و مقدار SiO2 (میانگین 09/59) به‌همراه فقدان آنومالی منفی Eu نشان می‌دهند که این سنگ‌ها شباهت زیادی به آداکیت‌های غنی از سیلیس دارند که می‌توانند از یک منبع گارنت آمفیبولیتی، حاصل از دگرگونی پوسته پایینی ضخیم شده، ﻣﻨﺸﺄ گرفته باشند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The geochemistry and petrogenesis of Hossein abad Tertiary volcanic rocks (southwest of Birjand, East of Iran)

نویسندگان [English]

  • Seyed Saeid Mohammadi
  • Mohammad Hossein Zarrinkoub
  • Fatemeh Keramati
چکیده [English]

The study area is located 50 km southwest of Birjand, in the northwest margin of Sistan suture zone. In Hosseinabad area, the Tertiary volcanic rocks cross-cut the upper Cretaceous ophiolitic sequences. These rocks are andesite and display porphyric and glomeroporphyric textures. Plagioclase, hornblende, augite and biotite are the main phenocrysts. Sieve texture and selective alteration in plagioclase, opacitization of hornblende and the presence of mica-schist and amphibolitic enclaves are very common in these rocks. High ratio of LREE/HREE, Sr/Y (average: 38.55) and SiO2 (average: 59.09), and lack of Eu negative anomalies indicate that these rocks are similar to silica-rich adakites suggesting that this magma could have been originated from a garnet amphibolite source, resulting from metamorphism of thickened lower crust.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Volcaninc rocks
  • Birjand
  • adakite
  • andesite
  • Ophiolitic sequences

مقدمه

محدوده مطالعاتی در حد فاصل بین ″22 ′42 °32 تا ″35 ′46 °32 عرض شمالی و ″35 ′4 °59 تا ″11 ′11 °59 طول خاوری در شمال روستای حسین‌آباد، جنوب‌باختر شهرستان بیرجند، خاور ایران قرار گرفته است. قدیمی‌ترین واحد سنگی در این منطقه، واحدهای مختلف افیولیتی منسوب به کرتاسه فوقانی است. سنگ‌های آتشفشانی مورد مطالعه که مجموعه افیولیت ‌ملانژ و نهشته‌های کربناتی نومولیت‌دار به سن ائوسن را قطع نموده، به نئوژن نسبت داده شده است (افتخار نژاد و وحدتی، 1369).

هدف از این تحقیق، پتروگرافی، ژئوشیمی و پتروژنز این مجموعه آتشفشانی است که می‌تواند در رابطه با شناخت فعالیت‌های ماگمایی پس از جایگیری افیولیت ملانژ جنوب بیرجند و در نتیجه بخشی از زون سیستان مفید باشد.

زمین‌شناسی عمومی

منطقه مورد مطالعه در بخش شمالی ایالت زمین شناختی لوت- سیستان (Nogole Sadat, 1983) واقع شده است. این منطقه بخشی از یک مجموعه جوش خورده حاصل از برخورد پهنه لوت با بلوک افغان است که به‌عنوان زمین‌درز سیستان معرفی شده است (Tirrul et al., 1983). رژیم تکتونیکی فشارشی باعث جایگیری بخش‌های لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه قاره‌ای در کرتاسه بالایی تا ترشیری تحتانی شده است (Khatib and Zarinkoub, 2009).

واحدهای سنگی عمده که در منطقه وجود دارند، دارای محدوده سنی کرتاسه بالایی تا نئوژن و شامل بخش‌های متعلق به افیولیت ملانژ، نهشته‌های فلیشی، سنگ آهک‌های نومولیت دار، سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری و کنگلومرای نئوژن هستند (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه حسین‌آباد و جایگاه زون جوش‌خورده سیستان در خاور ایران Berberian and King, 1981)) که منطقه مورد مطالعه به‌صورت مربع بر روی آن مشخص شده است.

 

 

 


به‌علت فعالیت‌های شدید تکتونیکی، واحد‌های سنگی منطقه به‌صورت مخلوط و دارای مرزهای گسلی با یکدیگر هستند. پریدوتیت‌ها به‌عنوان قدیمی‌ترین واحد‌های سنگی در منطقه هستند که به‌شدت به سرپانتین دگرسان شده‌اند. رگه‌های لیستونیتی که حاصل دگرسانی بخش‌های اولترامافیک متعلق به مجموعه افیولیت ملانژ هستند (زرین‌کوب و همکاران، 1384)، به رنگ‌های نارنجی و قهوه‌ای در راستای سطوح گسل‌ها رخنمون دارند. گابروهای رودنگیتی شده و اسپیلیت‌ها به‌عنوان بخش‌های بازیک مجموعه افیولیت ملانژ حضور دارند. سنگ آهک‌های پلاژیک و رادیولاریت، از جمله رسوبات همراه مجموعه افیولیت ملانژ است که اغلب به‌صورت تداخلی و همراه با گدازه‌های بالشی یافت می‌شوند. اسلیت‌ها، فیلیت‌ها و شیست‌ها مربوط به رخساره توربیدیتی هستند که متحمل دگرگونی ناحیه‌ای درجه پایین شده‌اند. مجموعه مرکبی از کنگلومرا، ماسه سنگ و سنگ آهک‌های نومولیت‌دار به‌صورت دگرشیب بر روی واحدهای افیولیت ملانژ قرار گرفته، در منطقه مورد مطالعه گسترش درخور توجهی دارند.

سنگ‌های آتشفشانی و آذر آواری به‌عنوان فراوان‌ترین واحد سنگی بر روی واحدهای آمیزه افیولیتی، نهشته‌های توربیدیتی و سنگ آهک‌های نومولیت‌دار واقع شده‌اند. سطح این واحدها به‌علت هوازدگی اغلب تیره است. فرسایش پوست پیازی و شکستگی‌های فراوان، از جمله پدیده‌های بارز در این سنگ‌هاست. مجموعه کنگلومرایی که شامل خرده هایی از سنگ‌های آتشفشانی و قطعات مربوط به بخش افیولیتی است، در یک زمینه توفی- ماسه‌ای قرار گرفته و جوا ن‌ترین واحد سنگی منطقه را می‌سازند.

 

روش انجام پژوهش

این پژوهش بر مبنای مشاهدات صحرایی، مطالعه مقاطع نازک، تجزیه شیمیایی نمونه‌ها و تعبیر و تفسیر داده‌ها انجام شده است. در این راستا، تعداد 90 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی منطقه مورد مطالعه به‌صورت سیستماتیک نمونه‌برداری شده، از آن‌ها مقاطع نازک تهیه و مطالعه شدند.

تعداد 10 نمونه تازه انتخاب و آنالیز شیمی آن‌ها به روش ICP (برای عناصر اصلی) و ICP-MS (برای عناصر کمیاب و نادر خاکی) در آزمایشگاه SGS کانادا صورت گرفت. تعبیر و تفسیر داده‌ها به کمک نرم‌افزارهای GCDkit و Minpetانجام شده است.

 

پتروگرافی

سنگ‌های آتشفشانی در جنوب‌باختر بیرجند شامل دو دسته آذرآواری و گدازه‌ای هستند. سنگ‌های آذر‌آواری شامل توف، آگلومرا و برش هستند. ویژگی‌های پتروگرافی سنگ‌های خروجی منطقه بررسی شد.

بافت غالب در سنگ‌های خروجی حسین‌آباد، پورفیری و گلومروپورفیری با زمینه ریز دانه تا شیشه‌ای است. درشت بلورهای پلاژیوکلاز، هورنبلند، پیروکسن و بیوتیت در زمینه‌ای از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز قرار گرفته‌اند. پلاژیوکلاز به‌عنوان فراوان‌ترین فنوکریست است که با توجه به زاویه خاموشی و روش میشل‌لوی (Kerr, 1977) از نوع الیگوکلاز تا آندزین، به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، گاهی دارای منطقه‌بندی دیده می‌شود. هم‌زیستی پلاژیوکلازهای سالم و دگرسان شده در یک سنگ، یکی از موارد درخور توجه در برخی نمونه‌هاست (شکل 2-A ). این پدیده می‌تواند ناشی از دگرسانی انتخابی محلول‌های هیدروترمال (Shelly, 1993) یا بیانگر وجود دو نسل پلاژیوکلاز باشد. دگرسانی پلاژیوکلاز به اپیدوت متداول است (شکل 2-B ). برخی بلور‌های پلاژیوکلاز از حاشیه تحلیل رفته و گرد شده‌اند (شکل2-C )

پس از پلاژیوکلاز، هورنبلند فراوان‌ترین فنوکریست در این سنگ‌هاست. اکسید شدن هورنبلند به‌طور کامل یا در حاشیه‌ها متداول است (شکل 3- A).

 

شکل 2- A) حضور پلاژیوکلاز سالم و دگرسان شده در کنار هم (XPL)، B) تبدیل پلاژیوکلاز به اپیدوت (XPL)، C) کانی‌های پلاژیوکلاز با حاشیه‌های تحلیل رفته (XPL) (نمادهای اختصاری کانی‌ها برگرفته از Pichler، 1997).

 

پدیده منطقه‌بندی در کانی هورنبلند نیز دیده شده که می‌تواند نشان‌دهنده تغییر ترکیب شیمیایی در هر زون باشد. زون‌های تیره‌رنگ می‌توانند غنی از Fe و Al، و بخش‌های روشن کانی غنی از Mg و Si باشند (Rutherford and Devine, 2003) (شکل 3- B).

منطقه‌بندی، بافت غربالی و جذب دوباره در پلاژیوکلاز، حاشیه‌های واکنشی در هورنبلند و گرد‌شدگی کانی‌ها از نشانه‌های وجود شرایط عدم تعادل حین انجماد ماگماست و احتمالاً بر اثر صعود سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، فرایند‌های آلایش و هضم، اختلاط ماگمایی (Tsuchiyama, 1985; Pudlo and Franz, 1995) و افت سریع و ناگهانی فشار (Singer et al. .,1995; Zellmer et al., 2003; Nelson and Montana, 1992)) ایجاد شده‌اند.

کلینوپیروکسن (اوژیت) به‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و بیوتیت به مقدار کم در این سنگ‌ها وجود دارند. کانی‌های فرعی شامل ریز بلورهایی از آپاتیت، اسفن و کانی‌های کدر هستند. این سنگ‌ها با توجه به مجموعه کانی‌های خود، در رده آندزیت قرار می‌گیرند.

حضور انکلاو در سنگ‌های آتشفشانی منطقه مورد مطالعه پدیده‌ای رایج است. انکلاو‌ها در این سنگ‌ها در دو گروه اتولیت و زینولیت قرار می‌گیرند. اتولیت‌ها بافت میکروگرانولار نشان می‌دهند و به بخش‌های زود سرد شده ماگما مربوط هستند. زینولیت‌ها، آمفیبولیت و میکاشیستی هستند. زینولیت‌های آمفیبولیتی به شکل بیضوی، تیغه‌ای و به رنگ‌های سبز تیره تا سیاه دیده می‌شوند (شکل 4-A ). اندازه آن‌ها از چند میلی‌متر تا 15 سانتی‌متر متغیر است. هورنبلند کانی اصلی، پلاژیوکلاز و کوارتز کانی‌های رایج را تشکیل می‌دهند. مرز زینولیت‌ها با سنگ میزبان ناگهانی است (شکل 4-B ) و می‌توان آن‌ها را به پی افیولیتی در منطقه مربوط دانست (یوسف زاده، 1385).

 

 شکل 3- A) اپاسیتی شدن هورنبلند (PPL)، B) منطقه‌بندی در هورنبلند (XPL). (نمادهای اختصاری کانی‌ها برگرفته از Pichler، 1997).

 

زینولیت‌های میکاشیستی دانه ریز (اندازه آن‌ها از چند میلی‌متر تا 10 سانتی‌متر متغیر بوده) و به رنگ خاکستری بوده، کوارتز و بیوتیت از متشکله‌های اصلی آن‌ها هستند (شکل 4-C ). وجود زینولیت در این سنگ‌ها، گویای فراهم بودن شرایط برای بروز آلودگی پوسته‌ای و تحول ماگما هنگام صعود است.

 

ژئوشیمی

نتایج آنالیز شیمیایی نمونه‌های مورد مطالعه در جدول‌ 1 آورده شده است. این سنگ‌ها در نمودار مجموع آلکالی‌ها (Na2O+K2O) در برابر SiO2 (Middlemost, 1994) در محدوده آندزیت و تراکی‌آندزیت (شکل5) و در نمودار K2O در مقابل SiO2 (LeMaitre et al., 1989) متعلق به‌ آندزیت‌های کالک‌آلکالن پتاسیم بالا هستند (شکل 6).

 

شکل 4- A) حضور زینولیت آمفیبولیتی در آندزیت‌های حسین‌آباد، B) مرز ناگهانی زینولیت آمفیبولیتی با سنگ میزبان (XPL)، C ) زینولیت میکاشیستی (XPL).

 

الگوی نمودار عناصر خاکی کمیاب به‌هنجار شده با کندریت (Nakamura, 1974) نشان‌دهندة غنی‌شدگی از عناصر LREE‌ و تهی‌شدگی از عناصر HREE است (شکل 7) که می‌تواند بر اثر تفریق کانی هورنبلند یا حضور گارنت در ﻣﻨﺸﺄ روی داده باشد (Jahangiri, 2007).

 

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر اصلی (بر حسب wt%) و کمیاب (بر حسب ppm) سنگ‌های آتشفشانی حسین‌آباد.

ZD-29

ZD-26

ZD-25

ZD-16

ZD-12

HS-19

HS-9

FH-30

F-11

F-6

Sample No.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(wt%)

60.4

58.3

59.4

60

56.9

59.3

58.5

61.3

58.5

59.8

SiO2

0.56

0.65

0.56

0.57

0.66

0.61

0.67

0.57

0.59

0.6

TiO2

16.6

17

16.4

16.9

16.8

16.7

16.7

16.3

16.6

16.2

Al2O3

6.6

7.15

5.53

5.56

6.89

6.17

7.67

5.73

6.9

7.5

Fe2O3t

0.13

0.14

0.1

0.12

0.16

0.12

0.2

0.22

0.16

0.13

MnO

2.61

2.66

2.15

2.59

2.62

2.04

2.9

2.39

2.3

2.58

MgO

5.57

5.61

5.33

4.43

6.5

6.01

7.06

5.13

7.01

5.6

CaO

4.3

4.6

3.6

4

4.6

3.3

3.9

3.8

3.4

3.6

Na2O

2.61

2.66

2.82

3.16

2.89

2.73

2.98

3.31

2.9

2.92

K2O

0.31

0.3

0.3

0.3

0.3

0.29

0.29

0.25

0.28

0.29

P2O5

1.19

1.15

3.23

2.21

1.99

2.40

1.10

1.19

1.89

1.20

LOI

100.88

100.22

99.42

99.84

100.31

99.67

101.97

100.19

100.53

100.42

Total

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(ppm)

84.3

90.5

92.3

81.1

80.1

79.4

82.8

104

77.3

93.3

Rb

820

660

840

810

610

750

680

740

750

680

Sr

950

710

950

940

670

710

600

770

710

690

Ba

4.6

3.6

3.9

8.1

4.4

2.9

2.9

9.4

3.3

5.1

Cs

120

150

140

130

140

150

140

150

150

150

Zr

3

4

4

3

3

4

4

4

4

4

Hf

11

9.9

9.9

11.3

10.8

11.1

10.1

12.9

11.1

12.3

Th

2.48

2.04

2.02

2.6

1.89

2.43

2.24

2.45

2.74

2.59

U

115

133

127

106

107

111

100

95

106

110

V

17.9

20.1

21

18.7

18

16.8

19

19.4

20.7

19.5

Y

7

8

8

6

6

8

6

8

8

8

Nb

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Ta

18

17

18

18

18

19

16

18

16

17

Ga

28.7

27.9

26.8

27.9

26.9

27.7

22.7

28.6

28.1

29.6

La

54.4

54.1

53.3

53.8

51.4

52.4

43.4

53.4

52.8

56

Ce

5.98

6.13

6.02

6.26

5.96

5.8

4.97

6.01

6.15

6.15

Pr

24.4

23.9

24.5

25.4

23.6

22.6

20.2

23.5

24.5

23.7

Nd

3.7

4.1

4

3.9

4

3.7

3.5

3.9

2.4

4

Sm

1.02

1.17

1.15

1.14

1.06

1.07

1.07

1.03

1.18

1.11

Eu

3.18

3.43

3.49

3.22

3.25

3.05

3

3.28

3.51

3.24

Gd

0.45

0.55

0.53

0.52

0.48

0.47

0.47

0.54

0.56

0.54

Tb

2.93

3.33

3.49

3.19

3.2

3.82

3.22

3.16

3.52

3.29

Dy

0.58

0.66

0.68

0.62

0.61

0.6

0.66

0.63

0.69

0.64

Ho

1.78

2.1

2.08

1.85

1.94

1.74

2.03

2.01

2.14

1.99

Er

0.26

0.29

3

0.27

3

0.27

0.29

0.28

3

0.27

Tm

1.8

2.2

2.2

1.9

2

1.9

2.1

2

2.2

2.1

Yb

0.26

0.30

0.32

0.28

0.30

0.27

0.29

0.29

0.31

0.28

Lu

 

 

شکل 5- نمودار رده‌بندی شیمیایی بر حسب مجموع آلکالی‌ها (Na2O+K2O) در برابر SiO2 (Middlemost, 1994)

 

 

 

شکل 6 - نمودار K2O در مقابل SiO2 (LeMaitre et al., 1989) و موقعیت سنگ‌های آتشفشانی منطقه حسین‌آباد

 

 

 

 

 

شکل 7- الگوی عناصر نادر خاکی کمیاب به‌هنجار شده با کندریت (Nakamura, 1974)

 

 

 

 

 

شکل 8- الگوی عناصر جزیی به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 

 

 

 

 

 

نمودار فراوانی عناصر جزیی به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and Mc Donough, 1989)، غنی‌شدگی انتخابی عناصر LILE را نسبت به عناصر HFSEنشان می‌دهد. در این نمودار عناصر Sr، Cs، Th، U و K آنومالی مثبت و Ti و Nb آنومالی منفی نشان می‌دهند (شکل 8).

 

بحث

بی‌هنجاری منفی Nb شاخص سنگ‌های قاره‌ای است و می‌تواند نشان‌دهنده مشارکت پوسته در فرایند‌های ماگمایی باشد (Reichew, 2005). از طرفی، تهی‌شدگی Nb و Ti ویژه ماگماتیسم در زون فرورانش است (Wilson, 2007). بالا بودن نسبت LREE/HREE و نسبت Sr/Y (میانگین 55/38)، مقدار بالای SiO2 (میانگین09/59درصد) و Sr (میانگین ppm 734)، مقدار پایین Yb (میانگین ppm4/2) و Y (میانگین ppm11/19)، Na2O/K2O>1، مقدار MgO (میانگین، 45/2)، تهی‌شدگی در Nb، Ti و P به‌همراه فقدان آنومالی منفی Eu در سنگ‌های آندزیتی منطقه حسین‌آباد نشان می‌دهند که این سنگ‌ها شباهت زیادی به آداکیت‌های غنی از سیلیس دارند(Defant and Drummond, 1990; Martine, 1999; Martin et al., 2005; Rollinson and Tarney, 2005; Shimoda, 2009; Moyen, 2009).

نمودارSr/Y در برابر Y (Defant and Drummond, 1990) و LaN/YbN در مقابل YbN (Martin, 1999) نشان می‌دهد که سنگ‌های آندزیتی منطقه حسین‌آباد در محدوده آداکیت‌ها قرار می‌گیرند (شکل 9- A و 9- B).

آداکیت‌ها از ذوب‌بخشی پوسته اقیانوسی جوان و گرم در زون‌های فرورانش ایجاد می‌شوند (Martin et al., 2005; Defant and Drummond, 1990; Martine, 1999). امروزه مطالعات نشان داده است که سنگ هایی وجود دارند که ویژگی‌های آداکیتی را نشان می‌دهند، اما در ارتباط مستقیم با ذوب ورقه اقیانوسی نیستند؛ از جمله:

(1) شکسته شدن پوسته اقیانوسی و بالا آمدگی آستنوسفر (Qin et al., 2007; Jahangiri, 2007)؛

(2) ماگمای مشتق‌شده از گوشته با مشارکت پوسته بالایی و تفریق (Chiaradia et al., 2009; Castillo, 2006; Richard and Kerrich, 2007)؛

(3) تبلور تفریقی بازالت‌های حاوی آمفیبول در خزینه ماگمایی (Castillo, 2006)؛

(4) ذوب‌بخشی بازالت دگرگون شده و اکلوژیتی شده پوسته پایینی (Kay and Kay, 1991; Topuz et al., 2005; Guo et al., 2007; Varol et al., 2007; Fang and Yong-Sheng, 2010)؛

(5) ذوب‌بخشی پوسته پایینی رها شده در آستنوسفر (Wang et al., 2004; Seghedi et al., 2007; Pinto et al., 2008).

بر اساس نمودار در صد وزنیMgO در برابر SiO2 (Pinto et al., 2008) سنگ‌های مورد مطالعه در محدوده آداکیت‌های ناشی از ذوب‌بخشی پوسته تحتانی ضخیم شده قرار می‌گیرند )شکل 10(. این مطلب توسط نمودارهای K2O/Na2O در برابر Al2O3 و Sr تایید می‌شود (شکل 11- A و 11- B ). Fang و Yong-Sheng (2010) آداکیت هایی را که از ذوب‌بخشی پوسته پایینی ایجاد می‌شوند، آداکیت‌های تیپ C (Lower Crust Continental) نامیده‌اند. بر این اساس، سنگ‌های مورد مطالعه از نوع آداکیت‌های تیپ C هستند.

 

 

 

شکل 9- A) نمودار Sr/Y در برابرY (Defant and Drummond, 1990)، B) نمودار LaN/YbN در مقابل YbN (Martin, 1999) که موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده آداکیت‌ها را نشان می‌دهد.

 

 

 شکل 10- نمودار درصد وزنی MgO در برابر SiO2(Pinto et al., 2008) و موقعیت نمونه‌های منطقه حسین‌آباد.

 

 

شکل 11-A) وB ) نمایش سنگ‌های آتشفشانی منطقه حسین‌آباد بر روی نمودار K2O/ Na2O در برابر Al2O3 و Sr(Kamei et al., 2009)

 


بر اثر نیروی برخوردی قاره- قاره، سنگ‌های پوسته پایینی در معرض دما و فشار بالا قرار می‌گیرند و طی آن واکنش‌های دگرگونی در پوسته پایینی قاره‌ای انجام می‌شود. بسته به مقدار افزایش فشار و پاراژنز اولیه پوسته پایینی، بازالت و گابرو به آمفیبولیت (P<1G Pa) و در فشار بالاتر به اکلوژیت، گرانولیت و گارنت پیروکسنیت تبدیل می‌شوند (Lustrino, 2005).

دگرگونی پوسته تحتانی و افزایش وزن مخصوص ناشی از این دگرگونی، شرایط جدایش این بخش از پوسته و فرورفتن در آستنوسفر را فراهم نموده است. این فرآیند باعث صعود آستنوسفر و بروز ذوب‌بخشی پوسته تحتانی دگرگون شده، ماگمایی با مشخصات آداکیتی ایجاد می‌شود (زرین کوب و دیگران، 1389).

مطالعات ژئوفیزیکی Dehghani و Makris (1983)، Priestley و McKenzie (2006، 2008)، Walker و همکاران (2009) و Hatzfeld و Molnar (2010) نشان داده‌اند که پوسته در خاور ایران نسبتاً ضخیم است (40 تا 48 کیلومتر) که می‌تواند پیامد برخورد دو بلوک قاره‌ای لوت و سیستان (Zarrinkoub et al., 2010) باشد. در نتیجه، ضخیم‌شدگی پوسته و به تبع آن لیتوسفر، شرایط دگرگونی بخش تحتانی پوسته (گارنت آمفیبولیت) فراهم شده است.

نتیجه‌گیری

بر اساس مطالعات پتروگرافی و رده‌بندی شیمیایی، سنگ‌های آتشفشانی مورد بررسی آندزیت هستند.

حضور انکلاو به‌صورت اتولیت و زینولیت در سنگ‌های آتشفشانی منطقه مورد مطالعه پدیده‌ای رایج است. اتولیت‌ها مربوط به بخش‌های زود سرد شده ماگما و زینولیت‌ها، آمفیبولیت و میکاشیستی هستند. وجود زینولیت در این سنگ‌ها، حاکی از فراهم بودن شرایط برای بروز آلودگی پوسته‌ای و تحول ماگما هنگام صعود است.

داده‌های زمین‌شیمی نشان‌دهندة تعلق این سنگ‌ها به سری ماگمایی کالک‌آلکالن با ویژگی آداکیتی است. با بسته شدن اقیانوس تتیس بین پهنه لوت و افغان در خاور ایران، برخورد آن‌ها و به دنبال آن ضخیم‌شدن پوسته قاره‌ای و دگرگونی پوسته تحتانی، شرایط جدایش این بخش از پوسته و فرورفتن آن در آستنوسفر فراهم شده است. صعود آستنوسفر و بروز ذوب‌بخشی پوسته تحتانی دگرگون شده سبب ایجاد ماگمایی با مشخصات آداکیتی نوع C شده است. بالا بودن نسبت‌های LREE/HREE و Sr/Y در سنگ‌های مورد مطالعه حاکی از ﻣﻨﺸﺄ‌گرفتن آن‌ها از یک منبع گارنت آمفیبولیتی است. این رخداد به عنوان یک پدیده پس از برخوردی در منطقه مورد مطالعه محسوب می‌شود.

افتخارنژاد، ج. و وحدتی‌دانشمند، ف. (1369) نقشه زمین‌شناسی چهار گوش بیرجند با مقیاس 250000/1. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران.

زرین‌کوب، م. ح.، امینی، ص.، آفتابی، ع. و کریم‌پور، م. ح. (1384) کانی‌شناسی، زمین‌شیمی، موقعیت زمین ساختی و ارائه مدل ژنتیکی برای لیستونیت‌های خاور ایران. مجله بلور‌شناسی و کانی‌شناسی ایران 13(2): 363- 378.

زرین‌کوب، م. ح.، چانگ، س. ل.، خطیب، م. م. و محمدی، س. (1389) سن سنجی زیرکن-سرب، سنگ‌نگاشتی و زمین‌شیمی توده‌های نفوذی کم عمق در جنوب‌باختری بیرجند (منطقه رچ). مجله بلور‌شناسی و کانی‌شناسی ایران 18(3): 471-482.

یوسف‌زاده، م. ح.، پورمعافی، س. م.، عابدینی‌وثوقی، م. و امامی، م. ه. (1385) سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی آتشفشان‌های دوران سوم در منطقه بیرجند با تاکیدی بر انکلاوهای آن. مجموعه مقالات چهاردهمین همایش انجمن بلور‌شناسی و کانی‌شناسی ایران، دانشگاه بیرجند، خراسان جنوبی، ایران.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210–265.

Castillo, P. R. (2006) An overview of adakite Petrogenesis. Chinese Science Bulletin 51: 257-268.

Chiaradia, M., Müntener, O., Beate, B. and Fontignie, D. (2009) Adakite-like volcanism of Ecuador: lower crust magmatic evolution and recycling. Contributions to Mineralogy and Petrology 158: 563–588.

Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 347: 662–665.

Dehghani, A. and Makris, J. (1983) The gravity field and crustal structure of Iran,Geodynamic project (Geotraverse) in Iran. Geological survey of Iran, Report No. 51.

Fang, H. and YongSheng, H. (2010) Partial melting of the dry mafic continental crust: Implications for petrogenesis of C-type adakites. Chinese Science Bulletin 55: 2428–2439.

 Guo, Z., Wilson, M. and Liu, J. (2007) Post-collisional adakites in south Tibet: Products of partial melting of subduction-modified lower crust. Lithos 96: 205–224.

Hatzfeld, D. and Molnar, P. (2010) Comparisons of the kinematics and deep structures of the Zagros and Himalaya and of the Iranian and Tibetan plateaus and geodynamic implications. Reviews of Geophysics 48.

Jahangiri, A. (2007) Post-collisional Miocene adakitic volcanism in NW Iran: Geochemical and geodynamic implications. Asian Earth Sciences 30: 433–447.

Kamei, A., Owada, Y. M. M. and Kimura, J. I. (2009) A pseudo adakite derived from partial melting of tonalitic to granodioritic crust, Kyushu, southwest Japan arc. Lithos 112: 615–625.

Kay, R. W. and Kay, S. M. (1991) Creation and destruction of lower continental crust. Geologische Rundschau 80: 259-278.

Kerr, P.F. (1977) Optical mineralogy. McGraw-Hill book Company.

Khatib, M. M. and Zarinkoub, M. H. (2009) Morphotectonic of emplacement of the andesitic ring in Givshad ,east of Iran. 11 EGU-5359.

Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre, Le Bas, M. J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolley, A. R. and Zanettin, B. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford.

Lustrino, M. (2005) How the delamination and detachment of lower crust can influence basaltic magmatism. Earth-Science Reviews 72: 21–38.

Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46: 411-429.

Martin, H., Smithiesb, R. H., Rapp, R., Moyen, J. F. and Champion, D. (2005) An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos 79: 1–24.

McKenzie, D. and Priestley, K. (2008) The influence of lithospheric thickness variations on continental evolution. Lithos 102: 1–11.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Reviews 37: 215–224.

Moyen, J. F. (2009) High Sr/Y and La/Yb ratios: The meaning of the adakitic signature. Lithos 112: 556–574.

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Direct and indirect associations between potassic igneous rocks, Shoshonites and gold- copper deposits. Ore Geological Review 8: 383-406.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimical. Acta 38: 757-775.

Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) sieve –textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.

Nogole Sadat, M. A.A. (1983) Seismotectonic map of Iran, 1:1000000 Scale. Geological Survey of Iran.

Pichler, H. and Schmitt- Riegraf, C. (1997) Rock- forming minerals in thin section. Translated by L. Hoke, Chapman and Hall.

Pinto-Linares1, P. J., Levresse, G., Tritlla, J., Valencia, V. A., Torres-Aguilera, J. M., Gonzále, M. and Estrada, D. (2008) Transitional adakite-like to calc-alkaline magmas in a continental extensional setting at La Paz Au-Cu skarn deposits, Mesa Central, Mexico: metallogenic implications. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 25(1):39-58.

Priestley, K. and McKenzie, D. (2006) The thermal structure of the lithosphere from shear wave velocities. Earth and Planetary Science Letters 244: 285-301.

Pudlo, D. and Franz, G. (1995) Records of deep seated magma chamber processes from plagioclase and amphibole phenocrysts in Pan-African dyke rocks of Bir Safsaf/SW-Egypt. In: G., Baer and A., Heimann, (Eds.): Physics and Chemistry of Dykes. 251-265. Balkema, Rotterdam-Brookfield.

Qin, J., Lai, S. and Li, Y. (2007) Post-collisional adakitic biotite plagiogranites from Guangtoushan pluton (Mianxian, central China), Petrogenesis and tectonic implication. Earth and Environmental Science 1(3): 299-303.

Reichow, M., Saunders, A. D., White, R. V., Al'Mukhamedov, A. I. and Medvedev, A. Ya.(2005) Geochemistry and petrogenesis of basalts from the West Siberian Basin: an extension of the Permo Triassic Siberian Traps, Russia. Lithos 79: 425-452.

Richards, J. P. and Kerrich, R. (2007) Special Paper, Adakite-Like Rocks: Their Diverse Origins and Questionable Role in Metallogenesis. Economic Geology 102(4): 537-576.

Rollinson, H.R., Tarney, J. (2005) Adakites- the key to understanding LILE Depletion in granulites. Lithos 79: 61-81.

Rutherford,M.J., Devine, J.D. (2003) Magmatic conditions and magma ascent as indicated by hornblende phase equilibria and reactions in the 1995-2002 Sufriere Hills magma. Journal of petrology 44(8): 1433-1454.

Seghedi, I., Bojar, A-V., Downes, H., Roşu, E., Tonarini, S. and Mason, P. (2007) Generation of normal and adakite-like calc-alkaline magmas in a non-subductional environment: An Sr–O–H isotopic study of the Apuseni Mountains neogene magmatic province, Romania. Chemical Geology 245: 70–88.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, University Press, Cambridge, U. K.

Shimoda, G. (2009) Genetic link between EMI and EMII: An adakite connection. Lithos 112: 591–602.

Singer, S .B. A., Dungan, M. and Layne, G. (1995) Texture and Sr, Ba, Mg, Fe, K and Ti compositional profile in volcanic plagioclase, clues to the dynamics of calc alkaline magma chamber. American Mineralogist 80: 776-798.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) A chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. Geological Society Special Publication 42: 313–345.

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

Topuz, G. B., Altherr, R., Schwarz, W. H., Siebel, W., Satır, M. and Dokuz, A. (2005) Post-collisional plutonism with adakite-like signatures: the Eocene Saraycık granodiorite (Eastern Pontides, Turkey). Contributions to Mineralogy and Petrology 150: 441-455.

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

Varol, E., Temel A., Gourgaud, A. and Bellon, H. (2007) Early Miocene adakite-like volcanism in the Balkuyumcu region, central Anatolia, Turkey: Petrology and geochemistry. Asian Earth Sciences 30: 613–628.

Walker, R. T., Gans, P., Allen, M. B., Jackson, J., Khatib, M., Marsh, N. and Zarrinkoub, M. (2009) Late Cenozoic volcanism and rates of active faulting in eastern Iran, Geophysical Journal International 177: 783–805.

Wang, F., Xu, Q., J., Zhao, Z.H., Bao, Z.W., Xu, W. and Xiong, X.L. (2004) Cretaceous high-potassium intrusive rocks in the Yueshan-Hongzhen area of east China: Adakites in an extensional tectonic regime within a continent. Geochemical Journal 38: 417–434.

Wilson, M. (2007) Igneouse petrogenesis, a global tectonic approach. Springer.

Zarrinkoub, M.H., Chung, Sun-Lin., Chiu, H.Y., Mohammadi, S.S., Khatib, MM. and Lin, I-Jhen(2010) Zircon U-PB age and geochemical constraints from the northern Sistan Suture Zone on the Neotethyan magmatic and tectonic evolution in eastern Iran. Tectonic Crossroads: Evolving Orogens of Eurasia-Africa-Arabia, Ankara, Turkey.

Zellmer, G. F., Sparks, R. S. G., Hawksworth, C. J. and Wiedenbeck, M. (2003) Magma emplacement and remobilization timescale beneath Montserrat: Insight from Sr and Ba zonation in plagioclase phenocrysts. Journal of Petrology 44(8): 1413-1431.