ژئوشیمی و پتروژنز سنگ‌های آتشفشانی و نیمه نفوذی گیوشاد (جنوب‌باختر بیرجند، خاور ایران)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

چکیده

منطقه مورد بررسی، در فاصله 41 کیلومتری جنوب‌باختری بیرجند، در بخش شمالی ایالت جوش خورده سیستان قرار دارد. یک مجموعه آتشفشانی شامل آندزیت و آندزیت بازالتی به همراه یک توده نیمه نفوذی دیوریتی منسوب به ائوسن به درون شیل و ماسه سنگ پالئوژن نفوذ کرده‌اند. بافت‌های غالب مشاهده شده در این مجموعه سنگی شامل پورفیری با زمینه میکروگرانولار، پورفیری و گلومروپورفیری هستند. پلاژیوکلاز (الیگوکلاز- آندزین) و آمفیبول (هورنبلند سبز) فراوان‌ترین فنوکریست‌ها هستند. بیوتیت، کلینوپیروکسن و به‌ندرت الیوین، دیگر کانی‌های مشاهده شده هستند. بی‌هنجاری منفی در عناصر با شدت میدان بالا (HFSE) مانند Nb و Ti که از ویژگی‌های ژئوشیمیایی کمان‌های ماگمایی است، در این سنگ‌ها مشاهده می‌شود. بالا بودن نسبت‌های LREE/HREE، Sr/Y (میانگین 33/44)، La/Yb (میانگین 48/12) و مقدار SiO2 همراه با فقدان آنومالی منفی Eu نشان می‌دهند که این سنگ‌ها به آداکیت‌ها شباهت دارند. این ماگماتیسم می‌تواند یک فرآیند پس از برخوردی مرتبط به فرورانش و از یک خاستگاه اکلوژیتی سرچشمه گرفته باشد.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and petrogenesis of Givshad volcanic and subvolcanic rocks (southwest of Birjand, east of Iran)

نویسندگان [English]

  • Mohammad Hossein Zarrinkoub
  • Seyed Saeid Mohammadi
  • Fazilat Yousefi
بیرجند- دانشگاه بیرجند- دانشکده علوم گروهزمین شناسی
چکیده [English]

The study area is located 41 Km Southwest of Birjand, in the northern part of Sistan suture zone. An Eocene dioritic subvolcanic body together with andesites and basaltic andesites have intruded into the paleogene shales and sandstones. The main textures in these rocks are porphyric with microgranular groundmass, porphyric and glomeroporphyritic. Plagioclase (oligoclase-andesine) and amphibole (green hornblende) are the main phenocrysts. Biotite, clinopyroxene and rare olivine are the remaining minerals of these rocks. The negative anomaly in high field strength elements (HFSE) such as Nb and Ti in these rocks point to the geochemical characteristic of magmatic arcs. High ratio of LREE/HREE, Sr/Y (Ave. 44.33), La/Yb (Ave. 12.48), the amount of SiO2 and the absence of Eu negative anomaly show that these rocks are similar to adakites. On the base of obtained data, the magmatism can be the result of a post collision process in a subduction regime originated from an eclogite source.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemistry
  • Birjand
  • Givshad
  • adakite

مقدمه

منطقه مورد مطالعه در 41 کیلومتری جنوب‌باختری بیرجند (شکل 1) و محدوده "21 ́34 ˚32 تا "49 َ39 ˚32 عرض شمالی و 00 ˚59 تا ″56 ′10 °59 طول خاوری، در بخش شمالی زون جوش‌خورده سیستان (Tirrul et al., 1983) قرار گرفته است. در این منطقه توده‌های نیمه نفوذی با مورفولوژی گنبدی و در مواردی حلقوی شکل به‌همراه سنگ‌های آتشفشانی با سن ائوسن به درون واحدهای شیل و ماسه سنگی (نهشته‌های تیپ فلیش) پالئوژن (Eftekhar-Nezhad et al., 1978)، تزریق شده‌اند. تا کنون هیچ‌گونه مطالعه پترولوژیک بر روی این منطقه انجام نشده است. تنها آنالیز یک نمونه از سنگ‌های منطقه گیوشاد گزارش شده است (Jung et al., 1983). هدف از این پژوهش، مطالعات صحرایی، پتروگرافی، ژئوشیمی و پتروژنز سنگ‌های آتشفشانی و نیمه نفوذی محدوده روستای گیوشاد است.

 

زمین‌شناسی عمومی

ایالت ساختاری سیستان، زمین‌درز ناشی از برخورد پهنه لوت با بلوک افغان است، که روند کلی آن شمالی– جنوبی است (Tirrul et al., 1983). به دنبال فاز فشارى کرتاسه پایانى که با دگرگونى، چین‌خوردگى، بالاآمدگى و فرارانش افیولیت‌ها همراه بوده است، فاز کششى مهمى در سرتاسر ایران (به‌جز زاگرس و کپه‌داغ) حکم‌فرما شد که نتیجه آن ولکانیسم شدید ائوسن است (امامی، 1379)، که این ولکانیسم در شرق ایران نیز به‌طور گسترده مشاهده می‌شود. قدیمی‌ترین واحدهای سنگی موجود در منطقه گیوشاد شامل مجموعه‌ای از ماسه سنگ و شیل‌های پالئوسن هستند که توسط ماگماتیسم بعد از پالئوسن با ترکیب آندزیت، پیروکسن آندزیت، آندزیت بازالتی و دیوریت پورفیری مورد هجوم قرار گرفته‌اند (شکل 1).

آثار پختگی ناشی از نفوذ دیوریت پورفیری به درون شیل و ماسه سنگ در مرز توده مشاهده می‌شود. توده‌های نیمه نفوذی دیوریت پورفیری با خصلت آداکیتی در شمال باختری این منطقه، در محدوه رچ رخنمون دارند که سن‌سنجی به روش زیرکن – اورانیم – سرب شده، سن ائوسن را به‌دست داده‌اند (زرین‌کوب و همکاران، 1389).

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه (با تغییرات از Eftekhar-Nezhad و همکاران، 1978).

 


روش انجام پژوهش

در این مطالعه، با استفاده از عکس‌های هوایی 20000: 1 منطقه، پیمایش‌های صحرایی و مطالعات سنگ نگاری، نقشه زمین‌شناسی، تهیه شد. از بین نمونه‌های سنگی برداشت شده، 100 عدد مقطع نازک تهیه و 10 نمونه برای تجزیه شیمیایی به روش ICP-MS به شرکت SGS کانادا ارسال شد. برای تعبیر و تفسیر داده‌های ژئوشیمیایی از نرم‌افزارهای GCDkit و Minpet استفاده شده است.

 

پتروگرافی

سنگ‌های آتشفشانی و نیمه نفوذی منطقه گیوشاد، عمدتاً شامل آندزیت، پیروکسن‌آندزیت و دیوریت پورفیری هستند. حضور آنکلاو‌های آمفیبولیتی و متاپلیتی از ویژگی‌‌های بارز این سنگ‌هاست. رخنمون­های منفردی از آندزیت بازالتی، در جنوب‌خاوری منطقه مشاهده می‌شوند (شکل 1). بافت غالب سنگ‌های آندزیتی و دیوریت، پورفیری با زمینه میکروگرانولار، پورفیری و گلومروپورفیری است (شکل‌های 2- A، 2-B، 2- C). فراوان‌ترین فنوکریست در این سنگ‌ها درشت بلورهای پلاژیوکلاز (الیگوکلاز- آندزین) هستند که معمولاً منطقه‌بندی داشته، بافت غربالی نشان می‌دهند. برخی درشت بلورهای پلاژیوکلاز به کانی‌های رسی (شکل 2- D) و کربنات (شکل 2- E) دگرسان شده‌اند.

 

 

     
     
 

 

شکل 2- تصاویر میکروسکوپی XPL از:A) پلاژیوکلاز(Plg)و هورنبلند(Hb)در آندزیت،B) فنوکریست‌های درشتپلاژیوکلاز در دیوریت پورفیری، C) بافت گلومروپورفیری در آندزیت، D) دگرسانی پلاژیوکلاز به کانی‌های رسی، E) کربناتی شدن پلاژیوکلاز، F) کانی‌های پلاژیوکلازو کلینوپیروکسن (Cpx)در پیروکسن ‌آندزیت، G) بلور الیوین (Ol)ایدنگزیتیشده و میکرولیت‌های پلاژیوکلازدر آندزیت‌بازالتی (علایم اختصاری کانی‌ها از کتابPichler، 1997).

 

 


درشت بلور‌های هورنبلند از نظر فراوانی در درجه دوم قرار دارند. بیوتیت، کلینوپیروکسن و به‌ندرت الیوین نیز به‌صورت فنوکریست مشاهده می‌شوند. در حاشیه خارجی برخی از فنوکریست‌های هورنبلند و بیوتیت، لایه‌ای از اکسیدهای آهن جایگزین شده است. این مسأله به نبود تعادل این کانی‌ها در شرایط نزدیک سطح زمین (فوگاسیته بالای اکسیژن) و افزایش درجه حرارت نسبت داده شده است (Ringwood, 1974; Middlemost, 1986; Rutherford et al., 2003). برخی نمونه‌ها با افزایش فنوکریست‌های کلینوپیروکسن به سمت پیروکسن‌آندزیت متمایل می‌شوند (شکل 2- F).در جنوب‌خاوری منطقه مورد مطالعه، واحد آندزیت‌بازالتی رخنمون دارد (شکل 2- G). این سنگ‌ها دارای بافت پورفیری میکرولیتی بوده، پلاژیوکلاز همراه مقادیر کمی پیروکسن و الیوین ایدینگزیتی شده، فنوکریست‌های متداول آن‌ها هستند. حضور آنکلاو‌های آمفیبولیتی و متاپلیتی از ویژگی‌های بارز مجموعه آندزیت، پیروکسن‌آندزیت و دیوریت پورفیری در منطقه است. آنکلاو‌های آمفیبولیتی می‌توانند قطعاتی جدا شده از بخش‌های زیرین پوسته باشند که در ماگمای در حال صعود به دام افتاده‌اند. هورنبلند سبز و پلاژیوکلاز دو سازنده اصلی این آنکلاوها هستند (شکل 3- A).

آنکلاوهای متا‌پلیتی حاوی ذرات ریز کانی‌های کوارتز، فلدسپار و بیوتیت هستند. به نظر می‌رسد این آنکلاوها قطعات کنده شده از رسوبات فلیش دگرگون شده هستند که در مسیر صعود ماگما قرار گرفته‌اند (شکل 3- B).

 

ژئوشیمی

ده نمونه از بین سالم‌ترین نمونه‌ها برای آنالیز شیمیایی انتخاب شده‌اند (جدول 1). بر اساس نتایج آنالیز‌های شیمیایی، سنگ‌های مورد مطالعه در محدوده تراکی‌آندزیت، آندزیت و آندزیت‌بازالتی و در قلمرو ماگماهای ساب‌آلکالن (Le Bas et al., 1986)قرار می‌گیرند (شکل 4). بر اساس نمودار AFM، برگرفته از Irvin و Baragar (1971)‌ نمونه‌ها در محدوده کالک‌آلکالن جای می‌گیرند (شکل 5). نمودار عناصر کمیاب به‌هنجار شده با کندریت Thompson (1982)، حاکی از آنومالی مثبت عناصر Th و K، و آنومالی منفی Ti و Nb است (شکل 6). نمودار عناصر خاکی کمیاب به‌هنجار شده با کندریت Nakamora (1974)، حاکی از غنی‌شدگی LREE‌ها و تهی‌شدگی از عناصر HREE و نبود آنومالی منفی Eu است (شکل 7).

 

 

 

شکل 3- A) بافت میکروگرانولار در آنکلاو آمفیبولیتی (XPL)، B) آنکلاو متاپلیتی درون دیوریت پورفیری (XPL)

جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر اصلی و عناصر کمیاب واحدهای مختلف توده آتشفشانی و نیمه‌ نفوذی گیوشاد

Sample

No.

F12

F20

F61

F68

F74

F79

F93

F147

F149

T6

(wt%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

57.60

53.20

58.00

59.00

58.60

58.00

58.80

56.90

57.80

55.30

Al2O3

16.20

16.90

17.20

16.80

16.80

16.90

16.30

16.50

16.10

16.60

Fe2O3t

6.31

7.60

7.73

6.88

6.17

6.07

6.17

6.56

6.75

7.25

CaO

6.20

8.93

5.92

6.03

6.30

6.20

7.10

7.11

6.82

7.33

Na2O

3.90

3.60

3.90

3.50

3.60

3.80

3.70

3.50

3.60

3.50

K2O

2.61

1.75

2.74

2.80

2.72

2.76

3.77

3.85

3.72

1.55

MgO

2.33

5.64

2.40

2.31

2.30

2.23

1.32

0.62

1.70

5.14

TiO2

0.55

0.64

0.58

0.55

0.56

0.55

0.66

0.65

0.64

0.76

MnO

0.14

0.13

0.16

0.15

0.15

0.14

0.11

0.12

0.17

0.13

P2O5

0.30

0.19

0.31

0.29

0.29

0.31

0.36

0.36

0.34

0.27

L.O.I

4.40

2.96

2.42

2.53

2.59

2.58

2.41

4.09

3.32

1.36

Total

100.5

101.6

101.4

100.8

100.1

99.6

100.7

100.3

100.9

99.3

Mg#

49.40

64.65

43.80

45.97

50.00

49.59

37.08

20.08

39.62

64.97

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Rb

68

39.8

75.8

77.4

72.2

71.4

110

116

109

41.2

Sr

730

670

750

710

760

730

810

770

810

480

Y

16.9

14.2

17.5

16.8

16.9

16.3

18.2

17.9

17.5

0.5>

Zr

110

70

120

110

110

110

140

140

130

110

Nb

5

2

6

6

6

5

7

7

6

6

Cs

3.9

0.7

2.3

3.7

1.7

1.7

11.9

14.7

13.1

2.1

Ba

760

530

780

770

770

730

820

820

800

410

La

21.5

11.5

25.4

24.2

24.9

24.1

25

23.8

22.8

17.1

Ce

41.8

22.2

46.4

45.7

44.9

44.7

48.4

45.8

44.5

33.1

Pr

4.73

2.75

5.18

5.15

5

4.95

5.45

5.30

5.20

3.77

Nd

19.2

12.2

21.2

20.6

20.0

19.9

22.6

22.4

21.5

15.6

Sm

3.5

2.5

3.7

3.4

3.4

3.4

3.6

4.0

3.7

3.0

Eu

0.95

0.80

1.05

1.01

0.99

0.99

1.08

1.04

1.01

0.97

Tb

0.45

0.41

0.46

0.47

0.45

0.45

0.52

0.49

0.49

0.47

Dy

2.76

2.62

3.12

2.86

2.92

2.91

3.17

3.02

3.06

2.94

Ho

0.59

0.52

0.58

0.61

0.59

0.55

0.61

0.58

0.66

0.54

Er

1.69

1.55

1.84

1.76

1.75

1.72

1.93

1.83

1.84

1.69

Tm

0.24

0.23

0.26

0.24

0.25

0.25

0.27

0.26

0.27

0.25

Yb

1.7

1.5

1.9

1.9

1.7

1.7

1.8

1.8

1.8

1.7

Lu

0.25

0.19

0.27

0.24

0.25

0.23

0.26

0.23

0.26

0.22

Th

7.4

3.4

7.7

7.8

7.6

7.2

10.5

10.4

10.2

6.2

U

1.55

1.07

1.70

1.62

1.65

1.65

2.64

2.10

2.59

2.38

 

 

 

شکل 4- سنگ‌های مورد مطالعه منطقه گیوشاد در محدوده تراکی آندزیت، آندزیت و آندزیت بازالتی (Le Bas et al., 1986) قرار گرفته‌اند.

 

 

شکل 5- نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار AFM (Irvin and Baragar, 1971) در محدوده کالک‌آلکالن قرار می‌گیرند.

 

 

 

 

شکل 6- الگوی به‌هنجار شده عناصر جزئی نسبت به کندریت Thompson (1982) در سنگ‌های منطقه گیوشاد

 

 

شکل 7- الگوی به‌هنجار شده عناصر نادر خاکی نسبت به کندریت Nakamora (1974) در سنگ‌های منطقه گیوشاد

 

 

بحث

همه نمونه‌های مورد مطالعه در منطقه گیوشاد در محدوده سنگ‌های حد واسط کالک‌آلکالن قرار گرفته‌اند. مجزا شدن دو نمونه از سایر نمونه‌ها در شکل‌های 4 و 5 این ذهنیت را ممکن است ایجاد نماید که با دو دسته سنگ متفاوت روبرو هستیم اما الگوی پراکندگی فراوانی عناصر نادر خاکی همه نمونه‌های سنگی آتشفشانی و نیمه‌نفوذی منطقه با هم موازی است (شکل 7) که می‌تواند بیانگر از هم ﻣﻨﺸﺄ بودن این سنگ‌ها باشد. تفاوت فراوانی عناصر ناسازگار در نمونه­های آندزی‌بازالتی (نمونه‌های F20 و F6 در جدول 1) و محل قرارگیری آن‌ها بر روی نمودار AFM حاکی از روند تکاملی این سنگ‌ها از یک ماگماست. با توجه به وجود زینولیت‌های متاپلیتی در سنگ‌های منطقه، همراه با مقادیر بالای La/Nb (Reichew et al., 2004)، در حدود 2-6 و افزایش میزان Ba، K و Rb احتمالاً این سنگ‌ها تحت‌ﺗﺄثیر پدیده آلایش پوسته‌ای قراد گرفته‌اند (Keskin et al., 1998).

با استفاده از نمودار فراوانی Y در برابر Zr (Muller and Grove, 1992)، نمونه‌های منطقه مورد مطالعه در محدوده قوس آتشفشانی قرار می‌گیرند (شکل 9). میانگین نسبت Zr/Nb در این سنگ‌ها (حدود 12)، نسبت بالای Ba/Nb (>28) و آنومالی منفی عناصر با قدرت میدان بالا (HFSE) از جمله Nb و Ti نیز نشان‌دهنده ماگماتیسم مرتبط با فرورانش (Gill, 1981; Sommer et al., 2006; Gill, 2010) است. غنی‌شدگی از LREE‌ها، تهی‌شدگی از HREE یکی دیگر از ویژگی‌های بارز سنگ‌های مناطق فرورانش است (Gill, 2010; Hughes, 1982; Pearce, 1983; Winter, 2001; Wilson, 2007) که در نمونه­های مورد مطالعه مشاهده می‌شود (شکل 7). با توجه به بالا بودن مقدار SiO2 (میانگین 32/57 درصد)، Al2O3 (میانگین 56/16 درصد) و Sr (میانگین ppm722)، همراه با پایین بودن مقدار Yb (میانگین ppm75/1) و Y (میانگین ppm2/15) و نبود آنومالی منفی Eu،گرایش این مجموعه به سمت ماگماهای آداکیتی (Kay, 1978; Defant and Drummond, 1990; Kay and Kay, 1993; Wolf et al., 1994; Kelemen, 1995; Shen et al., 2003; Martin et al., 2005; Richard and Kerrich, 2007; Ghadami et al., 2008) را آشکار می‌کند (شکل 10). علی‌رغم آن‌که بیش از سه دهه از زمان مطرح شدن آندزیت‌های غنی از منیزیم غیر عادی جزیره آداک (Kay, 1978) و معرفی آداکیت‌ها می‌گذرد اما هنوز توافق جمعی بر روی ویژگی‌های ژئوشیمیایی این سنگ‌ها وجود ندارد. یکی از این موارد اختلاف نظر مقدار MgO و عدد منیزیم است که در باورهای اولیه از آداکیت‌ها مقدار بالای MgO و عدد منیزیم مطرح شد (Kay, 1978)، در حالی‌که بعداً مقدار MgO<3 و Mg#≈0.5 مورد توافق قرار گرفته است (Martin et al., 2005; Richard and Kerrich, 2007).

 

شکل 9- نمونه‌های مورد مطالعه نمودار فراوانی Y در برابر Zr (Muller and Grove, 1992) در میدان مرتبط با کمان قرار می‌گیرند.

 

 

شکل 10- نمونه‌های مورد مطالعه در نمودار Sr/Y در مقابل Y (Defant and Drummond, 1990) در مرز جدا کننده سنگ‌های کالک‌آلکالن معمولی از آداکیت قرار گرفته‌اند.

 

سنگ‌های منطقه مورد مطالعه نیز دارای عدد منیزیم بالایی نیستند (جدول 1). این ویژگی در سنگ‌های نیمه نفوذی منطقه رچ در شمال‌باختر منطقه مورد مطالعه نیز گزارش شده است (زرین‌کوب و همکاران، 1389). ماگماتیسم آداکیتی مرتبط با ذوب‌بخشی سنگ‌کره اقیانوسی فرورونده در زون‌های فرورانش دانسته شده است (Richard and Kerrich, 2007) اما برای رخداد ذوب‌بخشی سنگ‌کره اقیانوسی فرورونده و ایجاد ماگمای آداکیتی شرایط مختلفی مطرح شده است که عبارتند از: فرورانش لیتوسفر داغ و جوان (Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999; Qu et al., 2004, Jahangiri, 2007)، افزایش غیرعادی گرمای قطعه فرورونده، به هنگام فرورانش کم‌عمق (Shallow depths) یا توقف فرورانش (Stalled subduction) (Gutscher et al., 2000 Peacock et al., 1994)، جدایش قطعه (Slab detachment) به‌دنبال برخورد (Gao et al., 2007; König et al., 2007)، فرورانش پشته (Kay et al., 1993; Guivel et al., 2003)، فرورانش شدیداً مایل (Yogodzinski et al., 1995)، بروز پنجره‌هایی در قطعه فرورونده (Slab windows) (Yogodzinski et al., 2001; Thorkelson and Breitsprecher, 2005). ذوب‌بخشی متابازالت‌ها، ترکیب‌های حد واسط تا فلسیک خواهد داشت و اگر این ذوب‌بخشی در اعماق زیر مرز شیست آبی- اکلوژیت، جایی‌که گارنت پایدار است، رخ دهد دارای ویژگی‌هایی از جمله تهی‌شدگی از HREE و Y و غنی‌شدگی از Sr خواهد بود (Richard and Kerrich, 2007).

با توافق درباره وجود یک حوضه اقیانوسی در خاور ایران (Tirrul et al.,1983; Zarrinkoub et al., 2010) و بسته شدن آن در 86 میلیون سال پیش (زرین‌کوب و همکاران، 1390)، و نیز با توجه ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های مورد مطالعه و جوان بودن آن‌ها (زرین‌کوب و همکاران، 1389)، بنابراین، ماگماتیسم مورد نظر می‌تواند یک فرآیند پس برخوردی مرتبط با فرآیند فرورانش (Haschke et al., 2005)، ناشی از دگرگونی پوسته زیرین و جدایش این بخش از پوسته و فرورفتن در استنوسفر باشد.

 

نتیجه‌گیری

سنگ‌های آتشفشانی و نیمه نفوذی منطقه گیوشاد شامل تراکی آندزیت، آندزیت، آندزیت بازالتی و دیوریت پورفیری با ویژگی کالک‌آلکالن هستند. بالا بودن نسبت‌های LREE/HREE، مقدار SiO2، Al2O3 و Sr، همراه با پایین بودن مقدار Yb و Y و نبود آنومالی منفی Eu، گرایش این مجموعه را به سمت ماگماهای آداکیتی نشان می‌دهند. این ماگما می‌تواند از یک خاستگاه غنی از گارنت حاصل از دگرگونی پوسته تحتانی و جدایش این بخش از پوسته و فرورفتن در استنوسفر در خاور ایران ﻣﻨﺸﺄ گرفته باشد. پدیده آلایش پوسته‌ای این سنگ‌ها با وجود زینولیت‌های متاپلیتی، مقادیر بالای La/Nb و غنی‌شدگی Rb، K و Ba محتمل است.

امامی، م. ه. (1379) ماگماتیسم در ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات کشور، تهران.

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

زرین‌کوب، م. ح.، چانگ، س. ل.، محمدی، س. س. و خطیب، م. م. (1390) زمین‌شیمی، پترولوژی و سن‌سنجی زیرکن – اورانیم – سرب توده گرانیتوئیدی بی‌بی‌مریم، شمال‌خاور نهبندان، خاور ایران. مجله زمین‌شناسی اقتصادی ایران 1(3): 15-27.

Defant, J. and Drummond, S. (1990) Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature 374: 662-665.

Eftekhar Nezhad, J., Ohanian, T. and Tatevosian, S. (1978) Birjand geological map, scale: 1:100000, Sheet Birjand, Geological Survey of Iran.

Eftekhar-Nezhad, J, Stocklin, J, Movahed-e-Avval, H. and Emami, M. H. (1978) Mokhtaran Geological Map, scale: 1:100000, Sheet 7854, Geological Survey of Iran.

Gao, Y., Hou, Z., Kamber, B. S., Wei, R., Meng, X. and Zhao, R. (2007) Adakite-like porphyries from the southern Tibetan continental collision zones: Evidence for slab melt metasomatism: Contributions to Mineralogy and Petrology 153: 105-120.

Ghadami, G. R., Moradian, A. and Mortazavi, M. (2008) Post-collisional Plio-pleistocene Adakitic volcanism in Central Iranian Volcanic Belt. Geochemical and geodynamic implications. Journal of Research of Iran 13: 223-236.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tecton-ics. Springer -Verlag, Berlin.

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes. Wiley-Black well.

Guivel, C., Lagabrielle, Y., Bourgois, J., Martin, H., Arnaud, N., Fourcade, S., Cotten, J. and Maury, R. C. (2003) Very shallow melting of oceanic crust during spreading ridge subduction: Origin of near-trench Quaternary volcanism at the Chile Triple Junction: Journal of Geophysical Research 108(B7): 2345.

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

Gutscher, M. A., Maury, R., Eissen, J. P. and Bourdon, E. (2000) Can slab melting be caused by flat subduction? Geology 28: 535-538.

Haschke, M. R. and Ben- Avraham, Z. (2005) Adakites from collision- modified lithosphere. Geophysical Research Letters 32: 1-4.

Hughes, C. J. (1982) Igneous petrology. Amesterdam, Elsevier scientific.

Irvin, J. N. and Baragar, W. K., (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

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

Jung, D., Keller, J., Khorasani, R., Marcks, C., Baumann, A. and Horn, P. (1983) Petrology of the tertiary magmatic activity in the northern Lut area, east of Iran. Geological Survey of Iran. Report No. 51: 239-245.

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

Kay, R. W. and Kay, S. M. (1993) Delamination and delamination magmatism. Tectonophysics 219: 177-189.

Kelemen, P. B. (1995) Genesis of high Mg# andesites and the continental crust. Contributions to Mineralogy and Petrology 120: 1-19.

Keskin, M., Pearce, A. and Mitchell, J. G. (1998) Volcanostratigraphy and geochemistry of collision-related volcanism on the Erzurum-Kars plateu, north eastern Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 85: 355-404.

König, S., Schuth, S., Münker, C., and Qopoto, C. (2007) The role of slab melting in the petrogenesis of high Mg andesites: Evidence from Simbovolcano, Solomon Islands. Contributions to Mineralogy and Petrology 153: 85-103.

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

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

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

Middlemost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks, an introduction to igneous petrology. Longman, London.

Muller, D., Rock, N. M. S. and Groves, D. I. (1992) Geochemical discrimination between shoshonitic and potasic volcanic rocks from different tectonic setting, a pilot study. Contributions to Mineralogy and Petrology 46: 256-289.

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

Peacocks, S. M., Rushmer, T. and Thompson, A. B. (1994) Partial melting of subducting oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters 121: 224-227.

Pearce, J. A. (1983) Role of sub- continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Hawkesworth, C. J. and Nurry, M. L. (Eds.): Continental basalts and mantle xenoliths. Shiva, Nantwich, 230-249.

Peccerillo, R. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calcalkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.

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

Qu, X., Hou, Z. and Li, Y. (2004) Melt components derived from a subducted slab in late orogenic ore- bearing porphyries in the Gangdese copper belt, southern Tibetan Platean. Lithos 74: 131-148.

Reichew, M. K., Saundres, A. D., White, R. V. and Ukhamedov, A. I. (2004) Geochemistry and Petrogenesis of Basalts from the west Sibrian Basin, an extention of the Permo-Triassic Sibrian Traps, Russia. Lithos 79: 425-452.

Richard. J. P. and Kerrich. R. (2007) Adakite-like rocks: Their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Economic Geology 102: 537-576.

Ringwood, A. E. (1974) The petrological evolution of island arc systems. Journal of the Geological Society, London 130: 183-204.

Rutherford, M. J. and Devine, A. D. (2003) Magmatic conditions and magma ascent as indicated by Hornblende phase equilibria and reaction in the 1995-2002, Soufriere Hills Magma. Journal of Petrology 44: 1433-1484.

Shen, L., Ruizhong, H., Caixia, F., Xiaoguo, C., Cai, L., Rihong, Y., Tianwu W., and Wei, J. (2003) Cenozoic adakite-type volcanic rocks in Qiangtang, Tibet and its significance. Acta Geologica Sinica 77(2): 187-193.

Sommer, C. A., Lima, E. F., Nardi, L. V. S., Liz, J. D. and Waichel, B. L. (2006) The evolution of Neoproterozoic magmatism in Southernmost Brazil: shoshonitic, high- K tholeiitic and silica- saturated, sodic alkaline volcanism in post collisional basins. Anais da Academia Brasileira de Ciencias 78: 573-589.

Thompson, R. N. (1982) Magmatism of the British Tertiary Volcanic Province. Scotland Geological Journal 18: 49-107.

Thorkelson, D. J. and Breitsprecher, K. (2005) Partial melting of slab window margins: Genesis of adakitic and non-adakitic magmas. Lithos 79: 25-41.

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.

Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Springer.

Winter, J. D. (2001) An Introduction to Igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, , Upper Saddle River, New Jersey.

Wolf, M. B. and Wyllie, D. J. (1994) Dehydration- melting of amphibolite at 10 kbar- the effects of temperature and time. Contributions to Mineralogy and Petrology 115: 369-383.

Yogodzinski, G. M., Kay, R. W., Volynets, O. N., Koloskov, A. V., and Kay, S. M. (1995) Magnesian andesite in the western Aleutian Komandorsky region: Implications for slab melting and processes in the mantle wedge. Geological Society of America Bulletin 107: 505-519.

Yogodzinski, G. M., Lees, J. M., Churikova, T. G., Dorendorf, F., Wöerner, G. and Volynets, O. N. (2001) Geochemical evidence for the melting of subducting oceanic lithosphere at plate edges. Nature 409: 500-504.

Zarrinkoub, M. H., Chung, Sun-Lin., Chiu, H. Y., Mohammadi, S. S., Khatib, M. M. and Lin, I. J. (2010) Zircon U-Pb age and geochemical constraints from the northern Sistan Suture Zone on the Neotethyan magmatic and tectonic evolution in eastern Iran, Ankara, Turkey..