سنگ‏‌نگاری، زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی گرانیتویید‏‌های منطقه حنار (جنوب بیرجند):‏ رهیافتی برای شناسایی ماگماتیسم خاور بلوک لوت

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

2 استان تهران-شهر تهران- بزرگراه شهید چمران - خیابان اتابک - میدان شهید شهریاری - دانشگاه شهید بهشتی - دانشکده علوم زمین

3 دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان، دانشکده علوم زمین

چکیده

گرانیتویید‏‌های محدوده حنار در فاصله 155 کیلومتری جنوب بیرجند و در خاور ایران رخنمون دارند. این تودة نفوذی بخشی از پهنة آتشفشانی- نفوذی بلوک لوت است و در نزدیکی مرز بلوک لوت با پهنة زمین ‏‌‏‌درز سیستان جای گرفته است. تونالیت، گرانودیوریت، دیوریت، کوارتزدیوریت و میکرودیوریت از سنگ‏‌های گرانیتوییدی آن هستند. بافت‌های گرانولار، پورفیری و میرمکیتی از مهم‌ترین بافت‏‌‏‌های دیده‌شده در این سنگ‏‌ها هستند. ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند این سنگ‏‌ها هم‌‌خاستگاه بوده‌اند و سرشت ماگمایی کالک‏‌آلکالن تا کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا، متا‏‌آلومین و از نوع I دارند. غنی‏‌شدگی از LILE (مانند: Cs، K، Rb، U و Th) دربرابر HFSE (مانند: Nb، P، Zr و Ti)، آنومالی منفی شاخص در فراوانی Nb و Ti و همچنین، غنی‏‌شدگی از LREE دربرابر HREE نشان‌دهندة پیدایش این سنگ‏‌ها در پهنة ماگماییِ بالای پهنة فرورانش است. آنومالی مثبت Pb و K نشان‌دهندة دخالت پوسته‏‌ای در تکامل ماگمای مادر آنهاست. نسبت‏ عنصرهای کمیاب و نیز نمودار‏‌های جدایش سنگ‏‌های آداکیتی از نا ‏‌آداکیتی، سرشت نا ‏‌آداکیتی این ماگما را نشان می‌دهند. نمودار‏‌ها شناسایی پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی گویای پیدایش این سنگ‏‌ها در پهنة کمان نابالغ در پوسته‏‌ای قاره‏‌ای با ستبرای کم (کمتر از 45 کیلومتر) و در مرحله پیش از برخورد هستند. ماگمای اولیه از درصد کم ذوب‏‌بخشی (کمتر از 8 درصد) پریدوتیت‏‌های غنی‏‌شده گوة گوشته‏‌ای (اسپینل لرزولیت) پدید آمده است. هنگام بالاآمدن ماگما به بخش‏‌های بالای پوسته، فرایند‏‌‏‌های جدایش بلورین و آلودگی پوسته‏‌ای (AFC) هم‌زمان رخ داده‌اند. یافته‌ها و ویژگی‌های صحرایی و بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری نیز درستی این نکته را نشان می‌دهند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography, geochemistry and tectonic setting of ‎Hanar granitoids (south of Birjand): a signature for magmatism ‎identification of east of Lut block

نویسندگان [English]

  • Siavash Omidianfar 1
  • Mohammad Rahgoshay 2
  • Iman Monsef 3
1 Department of geology, Faculty of earth science, University of shahid Beheshty, Tehran, Iran
2 استان تهران-شهر تهران- بزرگراه شهید چمران - خیابان اتابک - میدان شهید شهریاری - دانشگاه شهید بهشتی - دانشکده علوم زمین
3 دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان، دانشکده علوم زمین
چکیده [English]

The Hanar granitoids, geographically located 155 km south of Birjand in the east of Iran. Geologically, It belongs to the Lut block volcanic–plutonic belt and occurs near to the Lut block-Sistan suture zone border. The granitoid rocks consist of tonalite, granodiorite, quartz-diorite, diorite and microdiorite. The predominant textures are granular, porphyritic and myrmekitic. Geochemical evidence reveals that they are co-genetic and have features typical of calk-alkaline to high-K calk-alkaline, metaluminous with I-type nature. Enrichment in LILE (i.e. Cs, K, Rb, U and Th) rather than HFSE (eg., Nb, P, Zr and Ti), typical negative anomalies of Nb and Ti and LREE enrichment in comparison to HREE, are important characteristics indicating that these rocks were formed in a magmatic belt in a subduction zone. Positive anomalies of Pb and K demonstrate the involvement of continental crust in evolution of parental magma. Trace element ratios and adakitic discrimination diagrams point to the non adakitic nature of the magma. Tectonic discrimination diagrams show formation of these rocks in an immature continental arc setting with less than 45 Km crustal thickness in pre-plate collision event. Primitive magmas should have formed by low degree melting (less than 8%) of an eneriched mantle wedge peridotite (spinel lherzolite). During magma ascent, fractional crystallization and crustal contamination (AFC) took place simultaneously. Field observation and petrography studies support this hypothesis.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Petrography
  • Geochemistry
  • Tectonic setting
  • Granitoids
  • Hanar
  • Lut block magmatism

مقدمه

منطقه بررسی‌شده در فاصله 155 کیلومتری جنوب بیرجند و در 33 کیلومتری جنوب معدن قلعه زری در موقعیت طول‏‌های جغرافیایی خاوری ″40 '57 º58 تا ″00 '03 º59 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ″40 '26 º31 تا ″00 '30 º31، در نزدیکی مرز بلوک لوت با پهنه زمین‌درز سیستان جای گرفته است. بلوک لوت روند شمالی – جنوبی دارد و با گسل نهبندان در خاور، گسل درونه در شمال، گسل نایبند در باختر و گسل جازموریان در جنوب فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981) (شکل‌های 1- A و 1- B). برخی از پژوهش‏‌های پیشین برپایة حضور توالی افیولیتی در مرز خاوری بلوک لوت با بلوک افغان و فعالیت‏‌های ماگماتیسم دیده‌شده در بلوک افغان، فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر بلوک افغان را پیشنهاد کرده‏‌اند (Saccani et al., 2010)؛ اما برخی پژوهش‏‌های دیگر برپایة حجم و پراکندگی زمانی و مکانی ولکانیسم و پلوتونیسم در بلوک لوت، فرورانش پوسته اقیانوسی به‌سوی باختر و به زیر بلوک لوت را پیشنهاد کرده‌اند (Eftekharnezhad, 1981). به‌تازگی، بررسی‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی روی برخی توده‏‌های نفوذی در بلوک لوت، فرورانش دوسویه و نامتقارن پوستة اقیانوسی به زیر بلوک لوت و بلوک افغان با سرعت‏‌های گوناگون را نشان داده‌اند (Arjmandzadeh et al., 2011a). ماگماتیسم خاور ایران بیشتر دربردارندة سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن – الیگوسن است که به‏‌صورت گدازه و سنگ‏‌های آذرآواری رخنمون دارند. بلوک لوت فعالیت گسترده ماگماتیسمی دارد که از زمان ژوراسیک آغاز شده و تا ترشیاری ادامه داشته و به اوج خود رسیده است (Pang et al., 2013). سن‌سنجی‏‌های انجام‌شده روی بازالت‏‌های آلکالن میوسن تا کواترنری منطقه لوت – سیستان نشان‌دهندة برخورد بلوک لوت با بلوک افغان در زمان کرتاسه پسین هستند (Pang et al., 2013). کانه‏‌زایی‌های گوناگونی (مانند: نهشته‏‌های Cu، Mo، Au، Cu-Au-Ag IOCG، رگه‏‌های Cu، مسیو‌سولفید‏‌های Cu-Au و نهشته‏‌های اسکارنی Sn) هنگام رویداد فرایند ماگماتیسم در بلوک لوت پدید آمده‏‌اند (Malekzadeh, 2009). از میان توده‏‌های نفوذی در خاور بلوک لوت، Esmaily و همکاران (2005) و Arjmandzadeh و همکاران (b2011) به‌ترتیب به بررسی زمین‏‌شیمیایی و سن‏‌سنجی گرانیت شاه‏‌کوه و گرانیتویید‏‌های چاه‏‌شلغمی در شمال‏‌خاوری و شمال گرانیتویید حنار پرداخته‏‌اند. همچنین، Arjmandzadeh و Santos (2014) گرانیتویید ده‌سلم در جنوب‌خاوری و Miri Beydokhti و همکاران (2015) گرانیتویید ماهور در جنوب‏‌باختری تودة نفوذی محدوده حنار را از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی و سن‏‌سنجی بررسی کرده‌اند. جایگاه توده‏‌های نفوذی یادشده و نیز سن‏‌های به‌دست‌آمده برای آنها در شکل 1- B آورده شده‌اند. بررسی ماگماتیسم در محدوده بلوک لوت در کنار دیگر بررسی‌های رسوب‏‌شناسی، چینه‏‌شناسی، زمین‏‌ساختی و ... می‏‌تواند ابزاری برای شناسایی الگوی تکتونوماگمایی (زمین‌ساخت پیدایش ماگما) در این پهنة ساختاریِ ایران باشد. ازاین‌رو، بررسی زمین‏‌شیمیایی تودة نفوذی در محدوده حنار که بخش بررسی‌نشدة پلوتونیسم خاور بلوک لوت است، ضروری به‌نظر می‏‌رسد. همان‌گونه‌که در بالا نیز گفته شد، تا کنون بررسی‌های کمابیش گسترده‏‌ای روی ماگماتیسم و الگوهای زمین‌ساختی احتمالی برای پیدایش ماگما در پهنه لوت انجام شده است؛ اما در این پژوهش، برای نخستین‌بار تودة نفوذی محدوده حنار معرفی شده و به بررسی سنگ‏‌نگاری، زمین‏‌شیمی و جایگاه زمین‏‌ساختی آن پرداخته شده است.


 

 

 

شکل 1- A) موقعیت ساختاری بخش شمالی بلوک لوت (برگرفته از: Berberian و King (1981)، با اندکی تغییر)؛ B) جایگاه رخنمون تودة نفوذی محدوده حنار در بخش شمالی پهنة آتشفشانی-نفوذی بلوک لوت (برگرفته از: Arjmandzadeh و همکاران (b2011)، با تغییرات)


 

 

 

جایگاه زمین‏‌شناسی

از دیدگاه زمین‏‌شناسی، منطقه حنار در پهنة آتشفشانی نفوذی بلوک لوت جای گرفته است (شکل 1- B). در بلوک لوت سنگ‏‌های کهن‏‌تر از تریاس میانی دچار فاز کوهزایی سیمیرین پیشین شده‏‌اند. اگرچه فرایند‏‌های ولکانیسم و پلوتونیسم از ژوراسیک میانی (سیمیرین میانی)، به‌ویژه در بخش‌های ده‌سلم و چهارفرسخ روی می‌داده‌اند (Aghanabati, 2004)، اما بخش بزرگی از بلوک لوت با سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیاری (که اوج آن در ائوسن بوده است) فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981). در نقشه زمین‏‌شناسی این محدوده، تونالیت (To)، گرانودیوریت (Gd)، کوارتزدیوریت (Q-Di)، دیوریت (Di) و میکرودیوریت (Micro-Di) به سن ائوسن تا الیگوسن از سنگ‏‌های آذرین درونی هستند. بازالت (Ba)، بازالت آندزیتی (AB)، آندزیت (An) و آذرآواری (Py) به سن ائوسن-الیگوسن نیز از سنگ‏‌های آذرین بیرونی هستند. تنها واحد رسوبی در این محدوده، آبرفت‏‌های کهن و جدید (Q) به سن کواترنر هستند. همچنین، در این نقشه، جایگاه نقطه‌های نمونه‏‌برداری‌شده آورده شده است (شکل 2).

 

 

 

شکل2- نقشه زمین‏‌شناسی و جایگاه نقطه‌های نمونه‏‌برداری‌شده در محدوده تودة نفوذی حنار (جنوب بیرجند)

 


ویژگی‌ها و یافته‌های صحرایی

در محدوده حنار سنگ‏‌های آذرین درونی به‏‌صورت استوک درون واحد‏‌های آتشفشانی با ترکیب آندزیت، بازالت، بازالت آندزیتی و سنگ‏‌های آذرآواریِ هم‌ارز آنها نفوذ کرده‌اند؛‌ اما دگرگونی همبری چندانی را در آنها پدید نیاورده‏‌اند (شکل‌های 3- A و 3- B). تونالیت، گرانودیوریت، دیوریت، کوارتزدیوریت و میکرو‏‌دیوریت از سنگ‏‌های آذرین درونی گوناگونی هستند که در برونزد‏‌های مجاور نیز (بیشتر به‏‌صورت مرتفع و صخره‏‌ای) دیده می‌شوند. مرز میان رخنمون‏‌های تودة آذرین درونی را سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری پوشانده‌اند. در اینجا، در تودة آذرین درونی، بخش‏‌های بازیک‏‌تر در کناره‌های توده و بخش‏‌های فلسیک‏‌تر در بخش‏‌های میانی توده رخنمون دارند. واحد میکرودیوریت نیز بیرونی‏‌ترین بخش تودة نفوذی است و محل سردشدگی کمابیش پرشتاب‏‌تر ماگما در همبری با سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری دربرگیرنده را نشان می‌دهد. در این سنگ‌های آذرین درونی، دگرسانیِ کمی دیده می‏‌شود. انکلاوهای مافیک، با اندازه کمتر از 5 تا بیشتر از 20 سانتیمتر، درون سنگ‏‌های آذرین درونی دیده می‌شوند (شکل 3- C).

 

 

 

شکل 3- A، B) نمای کلی از گرانیتویید‏‌های منطقه حنار که در میان واحد‏‌های آتشفشانی منطقه نفوذ کرده است (در شکل A نگاه رو به جنوب‏‌خاوری و در شکل B نگاه رو به شمال‏‌باختری است)؛ C) انکلاوهای مافیک درون سنگ‏‌های گرانیتوییدی

 


روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های کتابخانه‏‌ای و بررسی بررسی‌های پیشین در محدوده حنار و شناسایی مسیر‏‌های پیمایش، نزدیک به 15 روز بررسی میدانی انجام شد. در کل، شمار 96 نمونه از همه واحد‏‌های نفوذی و آتشفشانی برداشت شد. برپایة گسترش و میزان اهمیت واحد‏‌های سنگ‌شناسی گوناگون در منطقه، از مجموعه نمونه‏‌های یادشده، شمار 60 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. برپایة تنوع سنگی دیده‌شده در بررسی‌های میدانی و نیز بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، از نمونه‏‌های با کمترین دگرسانی، عنصرهای اصلی در 12 نمونه از سنگ‌های آذرین درونی، به‌روش XRF و با دستگاه مدل PW 2404 (ساخت شرکت Philips) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند. عنصرهای کمیاب این نمونه‏‌ها با دستگاه Agilent series 4500 (ساخت شرکت Agilent) در شرکت زرآزمای تهران تجزیه شدند. دقت تجزیه برای عنصرهای اصلی نزدیک به 5± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظت‏‌های بالای ppm100 برابر 5± و برای غلظت‏‌های کمتر از ppm100، ±10 درصد است. برای رسم نمودارهای زمین‏‌شیمیایی نیز نرم‌افزار‏‌های GCDkit 4.00 و نیز CorelDRAW X7 (64 Bit) به‌کار برده شدند.

 

سنگ‏‌نگاری

تونالیت: این سنگ‏‌ها بیشتر بافت گرانولار و پورفیری دارند. همچنین، بافت پویی‌کیلیتیک نیز در آنها دیده می‏‌شود. کوارتز (با فراوانی نزدیک به 30 تا 35 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز با ترکیب آلبیت تا الیگوکلاز (برپایة روش پیشنهادیِ Wright (1951)، با فراوانی نزدیک به 35 درصدحجمی) و آمفیبول با ترکیب هورنبلند (با فراوانی حجمی حدود 20 درصد) از کانی‏‌های اصلی آن هستند. افزون‌بر کانی‏‌های یادشده، کانی‏‌های کدر در این سنگ‏‌ها با ترکیب مگنتیت و تیتانومگنتیت، بیوتیت و زیرکن نیز به‏‌صورت فرعی (در کل، با فراوانی نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی) دیده می‌شوند (شکل 4- A). دگرسانی در این سنگ‏‌ها تا اندازه‌ای دیده می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که بلورهای پلاژیوکلاز سوسوریتی شده‌اند و در پی دگرسانی، در سطح بلور‏‌های آمفیبول و بیوتیت کانی‏‌های ثانویه کدر و کلریت پدید آمده است.

گرانودیوریت: این سنگ‏‌ها بیشتر بافت گرانولار دارند. همچنین، بافت‏‌های پویی‌کیلیتیک، راپاکیوی و میرمیکیتی (شکل 4- B) نیز به‏‌صورت محدود در آنها دیده می‏‌شود. کوارتز (با فراوانی نزدیک به 20 تا 25 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین و تا اندازه‌ای سوسوریتی‌شده (با فراوانی نزدیک به 40 درصدحجمی)، آمفیبول با ترکیب هورنبلند (با فراوانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی) و کمابیش دگرسان‌شده به بیوتیت، کلریت و کانی‏‌های کدر (شکل‌های 4- C و 4- D) از کانی‏‌های اصلی در این سنگ‏‌ها هستند. افزون‌بر کانی‏‌های یادشده، کانی‏‌های آلکالی‏‌فلدسپار با ترکیب ارتوز و میکروکلین، کانی‌های کدر با ترکیب مگنتیت و تیتانو‏‌‏‌مگنتیت، بیوتیت، کلینو‏‌‏‌پیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید نیز به‏‌صورت کانی فرعی (مجموعأ با فراوانی نزدیک به 20 درصدحجمی) در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند.

دیوریت و کوارتزدیوریت: در کل، تنها تفاوت مهم سنگ‏‌های دیوریتی با سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی در این ناحیه، در میزان کوارتز آنهاست؛ به‌گونه‌ای‌که در سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی فراوانی کانی کوارتز برابربا 5 تا 10 درصدحجمی و در سنگ‏‌های دیوریتی برابربا 0 تا 5 درصدحجمی است (شکل 4- E). این سنگ‏‌ها بیشتر بافت گرانولار دارند. افزون‌‏‌بر ‏‌این، بافت‏‌های پویی‌کیلیتیک (شکل 4- F) و میرمکیتی در برخی مقطع‌ها آشکارا دیده می‌شوند. پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (با فراوانی نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی) و آمفیبول (بلورهای هورنبلند به رنگ سبز روشن تا سبز تیره، با فراوانی نزدیک به 15 تا 25 درصدحجمی) از کانی‏‌های اصلی در این سنگ‏‌ها هستند. کانی‏‌های کوارتز، کانی‏‌‏‌های کدر با ترکیب مگنتیت و تیتانومگنتیت، بیوتیت، کلینو‏‌‏‌پیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید و آلکالی‏‌فلدسپار با ترکیب میکروکلین را نیز به‏‌صورت کانی فرعی (در کل با فراوانی نزدیک به 20 درصدحجمی) در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند. این سنگ‏‌ها دگرسانی بیشتری نسبت به سنگ‏‌های فلسیک‏‌تر در این محدوده دارند و در آنها بلورهای پلاژیوکلاز بیشتر سوسوریتی شده‌اند و در پی دگرسانی، کانی‌های آمفیبول و بیوتیت در سطح بلورهای کلینو‏‌پیروکسن و کانی‌های کلریت و کدر در سطح بلورهای آمفیبول پدید آمده‌اند.

 

 

شکل 4- A) نمای میکروسکوپی از کانی‏‌های اصلی و فرعی در سنگ‏‌های تونالیتی؛‌ B) بافت میرمکیتی در سنگ‏‌های گرانودیوریتی؛ C، D) دگرسانی بلورهای هورنبلند به مجموعه‏‌ای از کانی‏‌های ثانویه (کلریت+ بیوتیت+ کانی‏‌های کدر) در سنگ‏‌های گرانودیوریتی؛ F) نمای میکروسکوپی از کانی‏‌های اصلی و فرعی در سنگ‏‌های کوارتزدیوریتی؛ F) دربرگیری کانی‏‌های فرومنیزین با بلور‏‌های پلاژیوکلاز و پیدایش بافت پویی‌کیلیتیک در سنگ‏‌‏‌های دیوریتی؛ G) بافت پورفیری در سنگ‏‌های میکرودیوریت؛ H) خوردگی کناره‌های بلور و همچنین، بافت غربالی در بلور‏‌های کلینو‏‌پیروکسن در سنگ‏‌های میکرودیوریت (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از: Kretz (1983): Qtz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالی‏‌فلدسپار؛ Am: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛‌ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Chl: کلریت؛ Op: کدر) (تصویرها در حالت PPL هستند)


 


میکرودیوریت: این سنگ‏‌ها بیشتر بافت میکروگرانولار و پورفیری دارند (شکل 4- G)؛ افزون‌براین، بافت‏‌های میرمکیتی، پوییکیلیتیک و غربالی (شکل 4- H) را نیز به نمایش می‏‌گذارند. در این سنگ‏‌ها، فنوکریست‏‌ها بیشتر بلور‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (با فراوانی نزدیک به 70 درصدحجمی از مجموع کل بلورهای فنوکریست)، آمفیبول با ترکیب هورنبلند‏‌ به رنگ سبز روشن (با فراوانی نزدیک به 15 تا 20 درصدحجمی از مجموع بلورهای فنوکریست) و کلینوپیروکسن با ترکیب اوژیت و دیوپسید (با فراوانی نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی از مجموع بلورهای فنوکریست) هستند. نزدیک به 50 درصد حجم این سنگ‏‌ها را نیز زمینه‌، به‏‌صورت ریزبلور‏‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول، بیوتیت، کوارتز و کانی‏‌های کدر، در برگرفته است. درون زمینه، کانی‏‌های گوناگون پدیدآمده از دگرسانی (مانند: کلریت، بیوتیت، کلسیت، اپیدوت و کانی‏‌‏‌های کدر ثانویه) به‌فراوانی دیده می‏‌شوند. دگرسانی‏‌های گوناگون دیده‌شده در این دسته از سنگ‏‌ها همانند دگرسانی‌های یادشده در سنگ‏‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی‏‌ هستند.

 

زمین‏‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادر سنگ کل شمار 12 نمونه برداشت‌شده از تودة آذرین درونیِ منطقة حنار در جدول 1 آورده شده‌اند. برای نامگذاری سنگ‏‌ها از نمودار Cox و همکاران (1979) استفاده شده است که در آن از مجموع SiO2 دربرابر عنصرهای آلکالن در رده‏‌بندی شیمیایی سنگ بهره گرفته شده است. در این نمودار نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده‏‌های گرانیت (نمونه با سنگ‏‌نگاری تونالیت)، گرانودیوریت (کوارتزدیوریت) و دیوریت جای گرفته‌اند. این یافته‌ها با داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی سنگ‏‌نگاری همخوانی دارند (شکل 5- A). برای بررسی سرشت ماگمایی، نمودار‏‌های پیشنهادیِ Hasti و همکاران (2007) به‌کار برده شده‌اند که در آنها نمونه‏‌ها در گسترة سری کالک‏‌آلکالن، کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا و شوشونیتی جای می‏‌گیرند (شکل 5- B). همچنین، نمودار سیلیس دربرابر K2O نیز برای جدایش گسترة کالک‏‌آلکالنِ پتاسیم بالا از گسترة شوشونیتی به‌کار برده شده است. در این نمودار، نمونه‏‌های برداشت شده از گرانیتویید‏‌های منطقه حنار در محدوده کالک‏‌آلکالن و کالک‏‌آلکالنِ پتاسیم بالا جای گرفته‌اند. جای‌گرفتن تنها نمونة تونالیتی (HZ297) در محدودة توله‌ایتی نمودار یادشده پیامد سرشت سدیک سنگ‏‌های تونالیتی و میزان پایین پتاسیم در آنهاست (شکل 5- C).

‌برپایة نمودار A/CNK= Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) دربرابر A/NK= Al2O3/(Na2O+K2O، همه نمونه‏‌ها در محدوده متاآلومین جای گرفته‌اند (Shand,1943) (شکل 5- D) و این از ویژگی‌های گرانیتویید‏‌های نوع I است (Chappell and White, 1992).

Chappell و White (1992) اکسید‏‌های Na2O دربرابر K2O را برای جدایش انواع گرانیت‏‌های نوع S و I به‌کار برده‏‌اند. همه نمونه‏‌های بررسی‌شده در این نمودار در محدوده گرانیتویید‏‌های نوع I جای گرفته‌اند (شکل 5- E). همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‌شود، با افزایش میزان SiO2 که شاخص جدایش بلوری در نمونه‏‌های بررسی‌شده است، میزان P2O5 کاهش می‏‌یابد و این ویژگی شاخص گرانیتویید‏‌های نوع I (برخلاف گرانیتویید‏‌های نوع S) است (Eastoe, 1978; Mason and McDonald, 1978; Dilles, 1987; Estoe and Eadington, 1986).

 

افزون‌براین، مقدار کمابیش کم Rb/Sr (با مقدار میانگین 24/0) نشان‌دهندة جای‌گرفتن این سنگ‏‌‏‌ها در رده گرانیتویید‏‌های نوع I است (Chappell, 1999).

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه سنگ‏‌های گرانیتوییدی منطقه حنار (خاور بلوک لوت) (اکسید‏‌ عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و با روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة ppm و با روش ICP-MS اندازه‏‌گیری شده‌اند؛ آهن به‏‌صورت آهن کل است؛ LOI نشان‌دهندة میزان مواد فرار برپایة درصدوزنی است) (Di: دیوریت؛ Qd: کوارتز دیوریت؛ Gd: گرانودیوریت؛ To: تونالیت)

Sample No.

HZ-263

HZ-264

HZ-330

HZ-277

HZ-290

HZ-293

HZ-331

HZ-322

HZ-265

HZ-289

HZ-334

HZ-297

Petrography

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di

Di-Qd

Qd-Gd

Qd-Gd

Qd-Gd

To

SiO2

55.45

60.62

61.55

59.35

61.43

58.31

61.39

62.40

68.20

64.28

64.27

70.70

TiO2

1.07

0.91

0.91

0.88

1.11

1.16

0.96

0.93

0.60

0.79

0.84

0.47

Al2O3

17.18

16.3

16.08

16.76

17.22

17.39

17.11

16.34

14.64

15.27

15.44

14.05

Fe2O3t

8.01

5.65

6.00

6.41

5.66

7.05

6.37

5.99

4.80

5.33

5.34

1.36

MnO

0.18

0.09

0.12

0.11

0.07

0.14

0.13

0.08

0.04

0.07

0.07

0.03

MgO

4.11

3.15

2.73

3.03

2.21

3.20

3.05

2.80

1.85

2.20

2.38

1.02

CaO

7.37

5.61

5.7

5.98

7.94

6.10

5.96

4.99

3.41

4.48

4.67

5.17

Na2O

3.53

3.56

2.97

3.29

3.14

3.76

3.37

3.21

3.15

3.21

3.45

5.32

K2O

1.14

3.00

1.96

2.19

2.54

2.06

2.64

2.61

3.53

3.39

2.95

0.53

P2O5

0.14

0.12

0.14

0.14

0.15

0.18

0.14

0.14

0.12

0.12

0.14

0.10

LOI

2.60

1.95

2.04

2.36

2.05

2.52

1.84

2.95

1.87

1.95

2.12

1.25

Total

98.25

99.11

98.24

98.22

101.55

99.42

101.2

99.76

100.45

99.25

99.65

98.85

Ba

257

379

318

343

353

274

398

366

491

440

475

266

Be

7.9

5

4.7

5.1

4.9

6.1

4.8

4.1

1.4

3.1

3.1

<0.2

Co

56.2

13.9

15.9

32.9

13.1

20.6

35.6

47

11.1

13.5

11.6

3.2

Cs

2.2

1

2

1.8

5.1

1.9

2.2

1.6

5.5

2.6

3

0.5

Hf

0.5

0.5

1.25

0.93

0.5

3.04

1.16

0.79

0.5

0.51

0.77

0.7

Nb

6.6

6.7

8.2

6.3

7.7

7.6

7.6

7.9

8

8.4

8.2

9.3

Rb

33

81

54

67

44

58

83

70

111

111

80

7

Sr

421.7

323.2

257.7

306.3

262.6

358.4

272.1

258.5

201.9

261.5

296.1

374.6

Ta

1.23

0.72

0.87

0.81

0.72

0.71

1.09

1.28

0.82

0.83

0.77

0.89

Th

4.97

6.77

8.05

5.45

5.98

5.99

7.01

7.92

6.76

10.57

9.15

14.13

V

211

156

144

150

143

174

145

134

90

112

116

60

Pb

13

9

14

12

5

10

8

14

8

6

10

<1

Zr

18

17

38

31

12

118

36

25

13

17

25

19

Y

21.6

24.5

23.1

20.4

20.7

22.9

21.5

21.7

18.9

21.6

20.9

19.6

La

17

11

18

14

17

15

16

19

13

22

14

25

Ce

41

23

43

31

37

37

40

43

31

52

33

57

Pr

3.6

2.37

4.12

3.21

3.59

3.65

3.76

4.14

2.84

4.63

2.93

5.09

Sm

3.62

3.53

4.14

3.39

3.75

3.93

3.89

3.97

3.32

4.14

3.45

3.9

Eu

0.87

0.86

0.94

0.87

0.99

1.08

0.97

0.95

0.8

0.91

0.93

0.94

Gd

3.14

3.08

3.54

2.88

3.07

3.28

3.35

3.4

2.79

3.34

2.94

3.24

Tb

0.62

0.66

0.69

0.55

0.61

0.66

0.64

0.64

0.56

0.63

0.57

0.59

Dy

3.9

3.97

4.17

3.47

3.76

4.13

3.87

3.87

3.42

3.91

3.48

3.59

Er

2.39

2.57

2.51

2.16

2.35

2.58

2.35

2.34

2

2.45

2.17

2.31

Tm

0.34

0.36

0.35

0.31

0.33

0.39

0.35

0.32

0.29

0.34

0.33

0.34

Yb

2.6

2.7

2.5

2.2

2.2

2.8

2.4

2.3

1.8

2.3

2.2

1.9

Lu

0.29

0.31

0.29

0.27

0.26

0.34

0.28

0.27

0.23

0.29

0.27

0.28

K2O/Na2O

0.32

0.84

0.66

0.67

0.81

0.55

0.78

0.81

1.12

1.06

0.86

0.1

Mg#

44.59

48.79

41.66

43.93

40.35

42.72

45.21

44.78

40.59

41.78

44.11

55.67

La/Yb

6.54

4.07

7.2

6.36

7.73

5.36

6.67

8.26

7.22

9.57

6.36

13.16

Sr/Y

12.11

13.19

11.16

15.01

12.69

15.65

12.66

11.91

10.68

12.11

14.17

19.11

Zr/Sm

4.97

4.82

9.18

9.14

3.2

30.03

9.25

6.3

3.92

4.11

7.25

4.87

La N/YbN

4.41

2.75

4.85

4.29

5.12

3.61

4.49

5.57

4.87

6.45

4.29

8.87

Rb/Sr

0.08

0.25

0.21

0.22

0.17

0.16

0.31

0.27

0.55

0.42

0.27

0.02

Gd N/YbN

0.97

0.92

1.14

1.06

1.13

0.94

1.13

1.19

1.25

1.17

1.08

1.38

Rb N/YN

10.49

23.71

16.74

23.55

15.23

18.16

27.63

23.11

42.12

36.8

27.45

2.56

Ce N/YbN

4.08

2.2

4.45

3.64

4.35

3.42

4.31

4.84

4.45

5.85

3.88

7.76

Eu/Eu*

0.79

0.8

0.75

0.85

0.89

0.92

0.82

0.79

0.8

0.75

0.89

0.81

 

شکل 5- گرانیتوییدهای منطقة حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار رده‏‌بندی شیمیایی برپایة SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Cox et al., 1979)؛ B، C) نمودار‏‌های Co دربرابر Th (Hasti et al., 2007) و SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای شناسایی سری ماگمایی؛ D) نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943) برای ارزیابی وضعیت اشباع‌شدگی از آلومین؛ E) نمودار K2O دربرابر Na2O برای شناسایی گرانیت‏‌های نوع S از I (Chappell and white, 1992) (در شکل 5- A، نشانه‏‌‏‌های به‌کاررفته برای نمایش طیف سنگی در تودة آذرین درونی محدوده حنار آورده شده‌اند. این نشانه‏‌ها در نمودارهای بعدی نیز به‌صورت یکسان به‌کار رفته‏‌اند)


 

 

همان‌گونه‌که در نمودار‏‌‏‌های SiO2 دربرابر تغییرات عنصرهای اصلی (شکل 6) دیده می‌شود، این تغییرات همپوشانی و پیوستگی ویژه‌ای در روند نمونه‏‌های تونالیتی تا دیوریتی نشان می‏‌دهند که نشان‌دهندة وابستگی ژنتیکی میان آنهاست. روند کاهشی در اکسید‏‌های Al2O3، Fe2O3t، MnO، MgO، CaO، P2O5 و TiO2 و روند افزایشی در اکسید K2O به‌خوبی دیده می‌شود.

روند کاهشی در اکسید‏‌های Fe2O3t، MnO، MgO، CaO، P2O5 و TiO2 پیامد افزوده‌شدن این اکسید‏‌ها به کانی‏‌های فرومنیزین (مانند: پیروکسن، آمفیبول و اکسید‏‌های آهن- تیتانیم) است. همچنین، روند کاهشی در Al2O3 پیامد شرکت این عنصر در پلاژیوکلاز‏‌های کلسیک در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی و کاهش آن پیامد پیشرفت فرایند تبلوربخشی است.

 

 

 

شکل 6- نمودارهای تغییرات اکسید‏‌های عنصرهای اصلی دربرابر SiO2(برپایة درصدوزنی) (Harker, 1909) برای نمونه‏‌های برداشت‌شده از منطقه حنار (جنوب بیرجند)


 

 

همبستگی مثبت SiO2 و K2O پیامد ناسازگاری این عنصر در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی و افزایش مقدار آن در ماگما پیامد پیشرفت فرایند جدایش بلورین است. Na2O دربرابر SiO2روند افزایشی و یا کاهشی ویژه‌ای را نشان نمی‏‌دهد و چه‌بسا این پدیده در پی تجزیة فلدسپار‏‌ها و جایگزینی کانی‏‌های رسی به‌جای آنها و یا آلایش ماگمایی با مواد پوسته‏‌ای روی داده باشد (Zorpi et al., 1991). حالت همپوشانی و پیوستگی در روند عنصرهای فرعی دربرابر SiO2 را نیز برای نمونه‏‌های بررسی‌شده در شکل 7 دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که میان SiO2 و عنصرهای V و Sr همبستگی منفی و میان SiO2 و عنصرهای Ba، Rb، U و Th همبستگی مثبت دیده می‏‌شود. همبستگی منفی V پیامد جدایش و شرکت این عنصر در ساختار کانی پیروکسن در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمایی است. افزون‌براین، Wilson (1989) کاهش V با افزایش میزان SiO2 را پیامد جدایش بلورین زود‏‌هنگام اکسید‏‌های آهن و تیتانیم دانسته است. Giniber و Worner (2007) کاهش میزان Sr را پیامد سازگاری این عنصر در بلورهای پلاژیوکلاز کلسیک تبلوریافته در مرحله‌های نخستین تبلور ماگما می‏‌داند. شیب مثبت در روند عنصرهای Ba، Rb، U و Th نیز می‏‌تواند به جایگیری این عنصرها در ساختار آلکالی‏‌فلدسپار، بیوتیت و هورنبلند در مرحله‌های پایانی تبلور ماگما باشد (Rollinson, 1993).

 

 

 

شکل 6- نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب دربرابر SiO2 (برپایة ppm) (Harker, 1909) برای نمونه‏‌های برداشت‌شده از منطقه حنار (جنوب بیرجند)


 

 

در شکل 8- A، ترکیب نمونه‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Sun و McDonough (1989) برای گوشته اولیه آورده شده است. در این نمودار، عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P، Zr و Ti آنومالی منفی دارند؛ اما دربرابر آنها، عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Cs، K، U و Th) آنومالی مثبت نشان می‌دهند. نسبت RbN/YNشاخصی برای غنی‏‌شدگی از LILE دربرابر HFSE است و مقدار آن در نمونه‏‌های بررسی‌شده بالا و برابر 65/2 تا 14/42 (با مقدار میانگین: 33/22) است. غنی‏‌شدگی از LILE دربرابر HFSE از نشانه‏‌های ماگما‏‌های وابسته به پهنه‌های فرورانشی (مانند: کمان‏‌های آتشفشانی با سرشت کالک‏‌آلکالن در مرزهای فعال قاره‏‌ای) است (Gill, 1981؛ Pearce, 1983؛ Willson, 1989؛ Rollinson, 1993؛ Walker, 2001). آنومالی مثبت K و Pb و آنومالی منفی Nb در الگوی عنصرهای کمیاب چه‌بسا نشان‌دهندة درگیر‌شدن ماگمای اولیه با سنگ‏‌های پوسته‏‌ای (Hofmann, 1997؛ Taylor and Mclennan, 1985) و همچنین، تهی‌شدگی از Nb چه‌بسا پیامد پیدایش ماگمای مادر از ذوب‏‌بخشی یک گوشته غنی‏‌شده نیز باشد (Kurt et al., 2008). در این نمودار، برخلاف نمونه‏‌های دیگر، تنها نمونة HZ-297 غنی‏‌شدگی کمتری از K و Rb نشان می‏‌دهد. این پدیده چه‌بسا در پی آلودگی پوسته‏‌ای کمتر دربارة این نمونه در مقایشه با دیگر نمونه‏‌ها باشد. میزان Pb بسیار کم در این نمونه (جدول 1) نیز درستی این نکته را نشان می‌دهد.

کاهیدگی نسبی در Ti، حضور کانی‏‌های Ti دار در مواد بجا‏‌مانده پس از ذوب (Martin, 1994) و یا جدایش بلورین آپاتیت از ماگما را نشان دهد (Pearce and Parkinson, 1993). آنومالی منفی P نیز پیامد تبلور کانی آپاتیت در مرحله‌های نخستین تبلور ماگمای مادر سنگ‏‌های گرانیتوییدی این منطقه شمرده می‌شود. افزون‌براین، میزان کم Ti در این سنگ‏‌ها چه‌بسا در پی تهی‌شدگی سنگ ‌خاستگاه ماگمای اولیه از این ترکیب‌ها روی داده باشد (Woodheed et al., 1993؛ Gust et al., 1997). تفاوت نسبی رفتار Rb و Ba در میزان غنی‏‌شدگی و پیدایش آنومالی مثبت نسبت به دیگر عنصرهای LILE شاید پیامد سیال‌هایی باشد که از رسوب‌های همراه با اسلب فرورو جدا شده و بر گوشته بالای پهنه فرورانش (سنگ ‌خاستگاه مذاب اولیه) اثر گذاشته‌اند (Borget et al., 1997; Leat et al., 2003).

در شکل 8- B، ترکیب نمونه‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار روی نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پیشنهادیِ Boynton (1984) برای کندریت آورده شده است. غنی‏‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر سبک دربرابر الگوی مسطح عنصرهای خاکی نادر متوسط و سنگین در همة نمونه‏‌ها، الگوی شیب‏‌دار با شیب منفی را پدید آورده است. این ویژگی از ویژگی‌های سنگ‏‌های پدیدآمده در کمان‏‌های آتشفشانی با سرشت کالک‏‌آلکالن در مرزهای فعال قاره‏‌ای است (Gill, 1981; Pearce, 1983; Wilson, 1989; Walker et al., 2001; Machado et al., 2005). الگوی شیب‏‌دار یادشده چه‌بسا در پی درجة کم ذوب‏‌بخشی، جدایش کانی‏‌های دارندة عنصرهای خاکی نادر سنگین نسبت به عنصرهای خاکی نادر سبک در مرحله‌های نخسین تبلور ماگما (Rollinson, 1993)، داشتن کانی‏‌های گارنت، اسپینل و یا آمفیبول (هورنبلند) در سنگ ‌خاستگاه و یا آلایش ماگما با مواد پوسته‏‌ای باشد (Almeide et al., 2007). با وجود این، میزان نسبت LaN/YbN شاخصی برای جدایش عنصرهای خاکی نادر نسبت به هم و برابربا 75/2 تا 87/8 است. این نسبت در گرانیتویید‏‌های محدوده حنار نسبت به ماگما‏‌های پدیدآمده با بلور‏‌های گارنت بجا‌مانده در محل ذوب (LaN/YbN>20) سازگار نیست؛ اما گویای بجا‌ماندن اسپینل و یا آمفیبول به‌صورت فاز یا فاز‏‌های بجا‏‌مانده در سنگ ‌خاستگاه است (Martin, 1987). گفتنی است که حضور آمفیبول (هورنبلند) تنها در فشار‏‌های کم امکان‌پذیر است و در صورت ‌خاستگاه‌گرفتن ماگمای مادر از پریدوتیت‏‌های گوشته‏‌ای، حضور این کانی به‌صورت بجا‏‌مانده ممکن نیست (Arjmandzadeh and Santos, 2014).

موازی‌بودن روند همه نمونه‏‌های محدوده بررسی‌شده نشان‌دهندة همانندیِ خاستگاه آنهاست. آنومالی منفی Eu (نسبت Eu/Eu*برابربا 67/0 تا 89/0 است) چه‌بسا پیامد جدایش اولیه کانی پلاژیوکلاز هنگام فرایند جدایش بلورین، در شرایط احیاء (fO2 کم) از ماگمای مادر باشد (Henderson, 1984; Hezarkhani, 2005). همچنین، میزان کم Sr در نمونه‏‌های بررسی‌شده (با مقدار میانگین: ppm285) جدایش کانی پلاژیوکلاز در مرحله‌های نخستین جدایش بلورینِ ماگما را نشان می‌دهد (Arjmandzadeh et al., 2011b).

 

 

 

شکل 8- نمونه‏‌های گرانیتوییدی منطقة حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده ‌به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)

 

 

پهنة زمین‏‌ساختی

در نمودار‏‌های Pearce و همکاران (1984) برای شناسایی موقعیت زمین‏‌ساختی پیدایش گرانیتویید‏‌های گوناگون، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده کمربند‏‌های آتشفشانی پهنه‏‌های فرورانشی جای گرفته‌اند (شکل‌های 9- A و 9- B). ضریب جدایش Th و Nb در بلور و مذاب همانند هم است (Leat et al., 2004). Th در پهنه‏‌های فرورانش به ماگما افزوده می‏‌شود؛ اما مقدار Nb در ماگما کاهش می‏‌یابد. در نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (شکل 9- C)، Yb فاکتور بهنجارکننده برای Nb و Th شمرده می‌شود. این نمودار برای شناسایی محیط زمین‏‌ساختی پیدایش نمونه‏‌های بررسی‌شده به‌کار برده شد. برپایة جایگاه و نیز شیب مثبت جای‌گرفتن نمونه‏‌های محدوده حنار در این نمودار نشان می‌دهد ماگمای مادر آنها چه‌بسا دچار محلول‏‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورو و یا آلودگی پوسته‏‌ای شده است (شکل 9- C). نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (شکل 9- D) برای ارزیابی سری ماگمایی، نوع کمان آتشفشانی و نیز شناخت سرشت گوشته‏‌ی درگیر در ذوب به‌کار برده می‌شود. جایگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة سری ماگمایی کالک‏‌آلکالن تا شوشونیتی، محیط کمان قاره‏‌ای و ‌خاستگاه گوشته غنی‏‌شده همراه با تأثیر سیال‌های پهنه فرورانش است (شکل 9- D).

 

 

 

شکل 9- شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی پیدایش گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در: A) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار نمودار Y دربرابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Nb/Yb دربرابر Th/Yb (Leat et al., 2004)؛ D) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)


 

 

در نمودار‏‌های Schandl و Gorton (2002) که در آنها عنصرهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb و نیز Yb دربرابر Th/Ta برای شناسایی محیط‏‌های زمین‌ساختی گوناگون به‌کار می‌روند، همه نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده مرزهای فعال قاره‏‌ای جای گرفته‌اند (شکل‌های 10- A و 10- B).

 

 

 

شکل 10- گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در‌: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Schandl and Gorton, 2002)؛ B) نمودار Yb دربرابر Th/Ta (Schandl and Gorton, 2002)

 

 

Brown و همکاران (1984) با به‌کارگیری نمودار Nb دربرابر Rb/Zr، میزان بلوغ کمان‏‌های آتشفشانی را به‌دست آورده‏‌اند. همان‌گونه‌که در شکل 11- A دیده می‏‌شود، نمونه‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در محدوده کمان‏‌های مرز‏‌ قاره‌ای نابالغ جای گرفته‌اند.

نمودار R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) دربرابر R2=6Ca+2Mg+Al نشان‌دهندة ویژگی‏‌های سنگ‏‌های محدوده کمان‏‌های آتشفشانی پیش از برخورد برای همه نمونه‏‌های بررسی‌شده است (شکل 11- B).

نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm نیز ستبرای کمتر از 45 کیلومتریِ پوسته قاره‏‌ای در محل پیدایش گرانیتویید‏‌های محدوده حنار (پوسته قار‏‌ه‏‌ای با ستبرای کم) و نیز گوشته کمابیش غنی‏‌شده در محل ‌خاستگاه ماگمای مادر آنها را نشان می‌دهد (شکل 11- C).

بحث

میزان LaN/YbN برای نمونه‏‌های بررسی‌شده برابربا 75/2 تا 87/8 است. این تغییراتِ اندک نشان‌دهندة جدایش آنها از ماگمای مادر یکسانی است. جای‌گرفتن نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار La/Yb دربرابر La نشان‌دهندة نقش فرایند جدایش بلورین در پیدایش این سنگ‏‌های گرانیتوییدی است (شکل 12- A).

نمودار تغییرات نسبت عنصرهای ناسازگار Rb/Th دربرابر Rb نشان‌دهندة الگوی خطی با شیب مثبت و نقش فرایند تبلوربخشی همراه با هضم و آلایش ماگمایی (AFC) در پیدایش این سنگ‏‌هاست (شکل 12- B).

مشاهده صحرایی انکلاوهای گوناگون در سنگ‏‌های گرانیتوییدی، حالت زونینگ در بلور‏‌های پلاژیوکلاز و نیز رشد بلور‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب متفاوت در پیرامون بلور‏‌های پلاژیوکلاز اولیه در مقطع‌های بررسی‌شده گواهی بر رویداد فرایند‏‌های هضم و آلایش ماگمایی در کنار فرایند جدایش بلورین هستند (Karsli et al., 2007).

 

 

 

شکل 11- گرانیتوییدهای محدوده حنار (جنوب بیرجند) در‌: A) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr برای شناسایی کمان‏‌های بالغ از نابالغ (Brown et al., 1984)؛ B) نمودار R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) دربرابر R2=6Ca+2Mg+Al برای شناخت زمان پیدایش توده‏‌های نفوذی نسبت به زمان برخورد پوسته‏‌های قاره‏‌ای (Bachelor and Bowden, 1985)؛ C) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm برای ارزیابی کلی ستبرای پوسته قاره‏‌ای در محل پیدایش کمان‏‌های آتشفشانی پدیدآمده در مرزهای پوسته‏‌های قاره‏‌ای (Kay and Mpodozis, 2001)

 

 

شکل 12- شناسایی فرایند‏‌‏‌های گوناگونِ درگیر در پیدایش سنگ‏‌‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در: A) نمودار La/Yb دربرابر La (Wang et al., 2007)؛ B) نمودار Rb دربرابر Rb/Th (Tchameni et al., 2006)


 

 

در نمودار پیشنهادیِ Defant و Drummond (1990) که ‌برپایة نسبت Sr/Y دربرابر Y، محیط‏‌های کمان ماگمایی نرمال را از محیط‏‌های آداکیتی جدا می‌کند، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده کمان ماگمایی نرمال جای گرفته‌اند (شکل 13- A). همچنین، در نمودار (La/Yb)N دربرابر YbN (شکل 13- B)، نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده کمان ماگمایی نرمال جای گرفته‌اند. افزون‌براین، در نمونه‏‌های بررسی‌شده، نسبت Sr/Y برابربا 68/10 تا 11/19 و نسبت La/Yb برابربا 7/4 تا 16/13 است. این مقدارها با مقدارهای پیشنهادی برای سنگ‏‌های آداکیتی همپوشانی ندارد (Kepezhinskas et al., 1997; Castillo et al., 1999). مقدار کمابیش کمِ نسبت Zr/Sm برای همه نمونه‏‌ها (مگر نمونه HZ293) برابربا 2/3 تا 25/9 است. تفاوت این مقدار با مقدارهای پیشنهادیِ Foley و همکاران (2002) نشان می‌دهد سنگ‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار سرشت آداکیتی ندارند.

 

 

 

شکل 13- سنگ‏‌‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار در: A) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990)؛ B) نمودار YbN دربرابر LaN/YbN (Martin, 1994)

 

 

در پهنه‌های بالای پهنه فرورانش، ماگما‏‌‏‌ها در پی ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین، اسلب فرورو و یا گوة گوشته‏‌ای پدید می‌آیند. بررسی‌های آزمایشگاهی نشان داده‏‌اند که بدون توجه به درصد ذوب‏‌بخشی، Mg# شاخصی خوبی برای شناسایی ماگما‏‌‏‌های جدایش‌یافتة گوناگون از ذوب پوسته زیرین و یا اسلب فرورو (Mg#<40) در مقایسه با ماگما‏‌‏‌‏‌‏‌های پدیدآمده از ذوب پریدوتیت‏‌های گوة گوشته‏‌ای (Mg#>40) است (Rapp and Watson, 1995). همان‌گونه‌که در جدول 1 دیده می‏‌شود، میزان بالای Mg# در نمونه‏‌های محدوده حنار (Mg# برابربا 35/40 تا 67/55 است) نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر آنها در پی ذوب‏‌بخشی گوة گوشته‏‌ای است. فراوانی عنصر به‌شدت ناسازگار La و عنصر کمتر سازگار Sm، ترکیب کلی ناحیه ‌خاستگاه را نشان می‌دهد؛ زیرا تمرکز این دو عنصر به‌طور متفاوتی به‌دست ‌خاستگاه (پریدوتیت توالی گوشته‏‌ای) اسپینل و یا گارنت‏‌دار کنترل می‏‌شود (Aldanmaz et al., 2000). از سوی دیگر، نسبت Sm/Yb به ترکیب ناحیه ‌خاستگاه وابسته است؛ زیرا Yb به‌شدت نسبت به کلینوپیروکسن و یا اسپینل سازگار است. ذوب‏‌بخشی از گوشته‌ای با ترکیب اسپنل لرزولیت ماگمایی با نسبت Sm/Yb مشابه با مقدار این نسبت در گوشته با ترکیب اسپینل لرزولیت پدید می‌آورد؛‌ اما میزان نسبت La/Sm و همچنین، مقدار Sm، با افزایش درجه ذوب‏‌بخشی کاهش می‏‌یابد (Aldanmaz et al., 2000). از سوی دیگر، مذاب‏‌هایی که از ذوب کم تا متوسط گارنت لرزولیت پدید می‌آیند به‌علت سازگاری بالای Yb در گارنت، نسبت Sm/Yb بسیار بالاتر از این نسبت در گوشته گارنت لرزولیتی دارند. برای شناخت ترکیب سنگ ‌خاستگاه و نیز ارزیابی درجه ذوب‏‌بخشی، نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb (شکل 14) به‌کار برده شد. همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، جایگاه نمونه‏‌های بررسی‌شده در این نمودار نشان‌دهندة 2 تا 8 درصد ذوب‏‌بخشی از ‌خاستگاهی اسپینل لرزولیتی (با مقدار کمی گارنت) برای پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های نفوذی محدوده بررسی‌شده است. از سوی دیگر، همان‌گونه‌که در بخش زمین‏‌شیمی گفته شد، برپایة نسبت کم LaN/YbN در نمونه‏‌های بررسی‌شده، پیدایش گارنت (که کانی بجا‏‌مانده در ‌خاستگاه ذوب دانسته می‌شود) امکان پذیر نیست (Martin, 1987). برپایة جدول 1، مقدارهای کمابیش بالای Y و Yb و نیز نسبت‏‌های کم Sr/Y و La/Yb نبود گارنت در ‌خاستگاه را نشان می‌دهند (Martin, 1986).

 

 

 

شکل 14- نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb برای شناخت کانی‏‌شناسی سنگ ‌خاستگاه و نیز ارزیابی درصد ذوب‏‌بخشی برای پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های گرانیتوییدی محدوده حنار (Aldanmaz et al., 2000) (Garnet lherzolite: (Ol60+Opx20+Cpx10+Gn10)؛ Spinel lherzolite: (Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11)؛ DM: گوشتة تهی‌شده (‌برپایة مقدارهای پیشنهادیِ McKenzi و O'Nions (1991)؛ PM: گوشته اولیه یا غنی‏‌شده؛ N-MORB: بازالت پشتة‌ میان‌اقیانوسی نرمال؛ E-MORB: بازالت پشته میان‌اقیانوسی غنی‏‌شده (‌برپایة مقدارهای پیشنهادیِSun و McDonough (1989))

 


به باور Lin و همکاران (1989)، غنی‏‌شدگی بیشتر و شیب مثبت در الگوی LREE و غنی‏‌شدگی کمتر و الگوی مسطح HREE (میانگین GdN/YbN برابربا 16/1 است) در نمونه‏‌های بررسی‌شده با حضور اسپینل در ‌خاستگاه توجیه‌شدنی است.

حضور بقایای افیولیتی در خاور بلوک لوت نشانة وجود پوسته اقیانوسی (شاخه‏‌ای از اقیانوس نئوتتیس در خاور ایران) در میان بلوک‌های لوت و افغان است. برپایة ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی گفته‌شده در بخش زمین‏‌شیمی و شناخت پهنة زمین‏‌ساختی، پیدایش تودة نفوذی در منطقه حنار را می‏‌توان پیامد فرورانش به‌سوی باختر پوسته اقیانوسی یادشده (به زیر بلوک لوت)، هنگام مرحله پیش از برخورد و پیش از ضخیم‌شدگی پوسته قاره‏‌ای در خاور بلوک لوت در پی فشارش‏‌های روی‌داده در مرز بلوک لوت و افغان دانست (ستبرای کمتر از 45 کیلومتر در رابطه با ستبرای پوسته قاره‏‌ای در محل پیدایش گرانیتویید‏‌های بررسی‌شده). این نکته گواهی بر درستی الگو‏‌های پیشنهادیِ Eftekharnezhad (1981) و Arjmandzadeh و همکاران (a2011) دربارة فرورانش به زیر بلوک لوت و پیدایش حجم بزرگ ماگماتیسم ترشیاری پیامد آن است. همچنین، زایش ماگمای مادر از گوشته‌ای کمابیش غنی‏‌شده در پی افزوده‌شدن سیال‌های برخاسته از پوسته اقیانوسی فرورو به محل ذوب تصورشدنی است؛ هرچند که شناسایی دقیق‏‌تر سنگ ‌خاستگاه و نیز دیگر فرایند‏‌های درگیر در تکامل ماگمای مادر نیازمند به‌کارگیری داده‏‌های ایزوتوپی است.

 

نتیجه‏‌گیری

‌برپایة بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، گرانیتویید‏‌های محدوده حنار ترکیب‌های گوناگونی (مانند: تونالیت، گرانودیوریت، کوارتزدیوریت، دیوریت و میکرودیوریت) با سرشت ماگمایی کالک‏‌آلکالن تا کالک‏‌آلکالن با پتاسیم بالا دارند و متا‏‌آلومین و از گرانیتوییدهای نوع I هستند. روند تغییرات عنصرهای فرعی و کمیاب دربرابر سیلیس نشان‌دهندة پیوستگی زمین‏‌شیمیایی ترکیب‌های گوناگون سنگی در این محدوده به‌شمار می‌رود. در نمودارهای عنکبوتی، عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P ، Zr و Ti) تهی‌شدگی و عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون یا LILE (مانند: Cs، K، U و Th) غنی‏‌شدگی آشکاری دارند. گرانیتویید‏‌های بررسی‌شده خاستگاه یکسان دارند و پیامد ذوب‏‌بخشی خاستگاه گوشته‏‌ای غنی‏‌شده هستند. توازی و شیب منفی در روند عنصرهای خاکی نادر برای همة نمونه‏‌های بررسی‌شده نیز گواهی بر درستی این نکته است. در سنگ‏‌های گرانیتوییدی بررسی‌شده، یافته‌های زمین‏‌شیمیایی که ویژگی‏‌های آداکیتی‌بودن را نشان دهند، یافت نمی‏‌شود. هرچند که اظهار نظر جامع دربارة ‌خاستگاه ماگما نیازمند به‌کارگیری داده‏‌های ایزوتوپی است؛ اما نسبت‏‌ عنصرهای فرعی و کمیاب و نیز نمودار‏‌ها نشان‌دهندة پیدایش ماگمای مادر سنگ‏‌های گرانیتوییدی از ذوب 2 تا 8 درصد گوشته غنی‏‌شده (اسپینل لرزولیت) در محل پشته‌ کمانی نابالغی در مرز فعال قاره‏‌ای با ستبرای پوسته‏‌ای کمتر از 45 کیلومتر در مرحله پیش از برخورد هستند. ماگمای سازنده این سنگ‏‌ها در پی فرایند جدایش بلورین و نیز به‌دنبال فرایند‏‌‏‌های آلودگی پوسته‏‌ای (AFC) منجر به پیدایش طیف‏‌ سنگی در تودة نفوذی بررسی‌شده است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از جناب آقای مهندس مقدمعلی و مهندس ادیب (به‌ترتیب مدیر و کارشناس محترم بخش اکتشاف شرکت تهیه و تولید مواد معدنی ایران) برای فراهم‌آوردن امکان تجزیة زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌ها صمیمانه سپاس‌گزاری می‏کنند. همچنین، از داوران محترم و نیز سردبیر محترم مجله پترولوژی که با راهنمایی‏‌های ارزنده خود موجب تکمیل این نوشتار شده‏‌اند، سپاس‌گزاری می‏‌شود.

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

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.

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(2): 69-97.

Arjmandzadeh, R. and Santos, S. A. (2014) Sr–Nd isotope geochemistry and tectonomagmatic setting of the Dehsalm Cu–Mo porphyry mineralizing intrusives from Lut Block, eastern Iran. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau) 103: 123–140.

Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011a) Two-sided asymmetric subduction; implications for tectonomagmatic and metallogenic evolution of the Lut block, eastern Iran. Journal of Economic Geology 1(3):1-14.

Arjmandzadeh, R., Karimpour, M.H., Mazaheri, S.A., Santos, J.F., Medina, J.M., Homam, S.M. (2011b) Sr–Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah- Shaljami granitoids (Lut Block, Eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences 41: 283–296.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rocks series using multicationic parameters. Chemical Geology 48: 43-55.

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

Borg, L. E., Clynne, M. A. and Bullen, T. D. (1997) The variable role of slab-derived fluids in the generation of a suite of primitive calc-alkaline lavas from the southernmost Cascades, California. The Canadian Mineralogist 35: 425–452.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies, in rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam.

Brown, G. C., Thorpe, R. S. and Webb, P. C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of Geological Society London 141(3): 413- 426.

Castillo, P. R., Janney, P. E. and Solidum, R. (1999) Petrology and geochemistry of Camiguin Island, southern Philippines: insights into the source of adakite and other lavas in a complex arc tectonic setting. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 33-51.

Chappell, B. W. (1999) Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos 46: 535–551.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I- and S- type granites in the Lachlan Fold belt. Transactions of the Royal Society of Edinburg. Earth Science 83: 1-26.

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

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

Dilles, J. H. (1987( Petrology of the Yerington Batholith, Nevada: evidence for evolution of porphyry copper ore fluids. Economic Geology 82: 1750–1789.

Eastoe, C. G. and Eadington, P. J. (1986) High-temperature fluid inclusions and the role of the biotite granodiorite in mineralization at the Punguna porphyry copper deposit, Bougainville, Papua New Guinea. Economic Geology 81: 478–483.

Eastoe, C. J. (1978) A fluid inclusion study of the Panguna porphyry copper deposit, Bougainville, Papua New Guinea. Economic Geology 73: 721–748.

Eftekharnezhad, J. (1981) Tectonic division of Iran with respect to sedimentary basins. Journal of Iranian Petroleum Society 82: 19-28 (in Persian).

Esmaeily, D. (2005) Petrology of the Jurassic Shah-Kuh granite (eastern Iran), with reference to tin mineralization. Journal of Asian Earth Sciencse 25: 961–980.

Foley, S., Tiepolo, M. and Vannucci, R. (2002) Growth of early continental crust controlled by melting of amphibolite in subduction zones. Nature 417: 837– 840.

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Springer, New York, US.

Ginibre, C. and Wörner, G. (2007) Variable parent magmas and recharge regimes of the Parinacota magma system (N. Chile) revealed by Fe, Mg and Sr zoning in plagioclase. Lithos 98(4): 118-140.

Gust, D. A., Arculus, R. A. and Kersting, A. B. (1997) Aspects of magma sources and processes in the Honshu arc. The Canadian Mineralogist 35: 347–365.

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

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic arc rocks using immobile trace elements: development of the th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2357.

Henderson, P. (1984) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Oxford, New York, US.

Hezarkhani, A. (2005) Petrology of the intrusive rocks within the Sungun Porphyry Copper Deposit, Azerbaijan, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 27(3): 1–15.

Hofmann, A. M. (1997) Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature 385: 219-229.

Karsli, O., Chen, B., Aydin, F. and Şen, C. (2007) Geochemical and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the Eocene Dölek and Sariçiçek Plutons, eastern Turkey: implications for magma interaction in the genesis of high-K calc-alkaline granitoids in a post-collision extensional setting. Lithos 98(4): 67-96.

Kay, S. M. and Mpodozis, C. (2002) magmatism as a probe to Neogene shllowing of the Nazca plate beneath the modern Chilean flat-slab. Journal of South American Earth Sciences 15: 39-57.

Kepezhinskas, P. K., McDermott, F., Defant, M. J., Hochstaedter, F. G., Drummond, M. S., Hawkesworth, C. J., Koloskov, A., Maury, R. C. and Bellon, H. (1997) Trace element and Sr–Nd–Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka arc petrogenesis. Geochimica et Cosmochimica Acta 61: 577–600.

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

Leat, P. T., Pearce, J. A., Barker, P. F., Millar, I. L., Barry, T. L. and Larter, R. D. (2004) Magma genesis and mantle flow at a subduction slab edge: The South Sandwich arc-basin system. Earth and Planetary Science Letters 227: 17-35.

Leat, P. T., Smellie, J. L., Millar, I. L. and Larter, R. D. (2003) Magmatism in the South Sandwich arc. In: Intra-Oceanic Subduction Systems: Tectonic and Magmatic Processes (Eds. Larter, R. D. and Leat, P. T.) 285–313. Geological Society, London, UK.

Lin, P. N., Stern, R. J. and Bloomer, S. H. (1989) Shoshonitic volcanism in theb northern Mariana arc: 2. Large ion lithophile and rare earth element abundances: evidence for the source of incompatible element enrichments in intraoceanic arcs. Journal of Geophysical Research 94: 497–514.

Machado, A., Lima, E. F., Chemale, J. F., Morta D., Oteiza, O., Almeida, D. P. M., Figueiredo, A. M. G., Alexandre, F. M. and Urrutia, J. L. (2005) Geochemistry constraints of Mesozoic-Cenozoic calc-alkaline magmatism in the south Shetland arc, Antarctica. Earth Science 18(3): 407-425.

Malekzadeh, A. (2009) Geology, mineralization, alteration, geochemistry, microthermometry, isotope studies and determining the mineralization source of Khoopic and Maherabad exploration areas. Ph.D thesis. Ferdowsi University of Mashhad, Iran.

Martin, H. (1986) Effect of steeper Archaean geothermal gradient on geochemistry of subduction-zone magmas. Geology 14: 753–756.

Martin, H. (1987) Petrogenesis of Archaean trondhjemites, tonalites and granodiorites from eastern Finland: major and trace element geochemistry. Journal of Petrology 28: 921–953.

Martin, H. (1994) The Archaean grey gneisses and the genesis of the continental crust: in Archean crustal evolution. Elsevier, Amsterdam, Netherlands.

Martin, H. (1999) The adakitic magmas: modern analogues of Archaean granitoids. Lithos 46(3): 411–429.

Mason, D. R. and McDonald, J. A. (1978) Intrusive rocks and porphyry copper occurrences of the Papua New Guinea-Solomon Islands region. Economic Geology 73: 857– 877.

McKenzi, D. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentrators. Journal of Petrology 32: 1021-1091.

Miri Beydokhti, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F. and Kotzli, U. (2015) U–Pb zircon geochronology, Sr–Nd geochemistry, petrogenesis and tectonic setting of Mahoor granitoid rocks (Lut Block, Eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences 111: 192–205.

Pang, K. N., Chung, S., Zarrinkoub, M. H., Khatib, M. M., Mohammadi, S. S., Chiu, H., Chu, C., Lee, H. and Lo, C. (2013) Eocene-Oligocene post-collisional magmatism in the Lut-Sistan region, eastern Iran: magma genesis and tectonic implications. Lithos 180-181: 234-251.

Pearce, A. J. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. Geological Society 76: 373-403.

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.) 20: 230-249. Nantwich, UK.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

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

Rapp, R. P. and Watson E. B. (1995) Dehydration Melting of Metabasalt at 8 - 32 kbar Implications for Continental Growth and Crust-Mantle Recycling. Journal of Petrology 36(4): 891-931.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Science and Technical, London, UK.

Saccani, E., Delavari, M., Beccaluva, L. and Amini, S. A. (2010) Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): implication for the evolution of the Sistan ocean. Lithos 117: 209-228.

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic settings in VMS environments. Economic Geology 97: 629-642.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. their genesis, composition, classification and their relation to Ore-deposits with a chapter on meteorite. John Wiley & Sons, New York, US.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes, magmatism in ocean basins. Journal of Geological Society of London 42: 313-345.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) the continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford, England, UK.

Tchameni, R., Pouclet, A., Penary, J., Ganwa, A. and Toteu, S. F. (2006) Petrology and geochemistry of the Ndaoundere Pan-African granitoids in Central north Cameroon: implications for their sources and geological setting. Journal of African Earth Science 44(5): 511-529.

Walker, J. A., Patino, L. C., Carr, M. J. and Feigenson, M. D. (2001) Slab control over HFSE depletions in Central Nicaragua. Earth and Planetary Science Letters 192: 533-543.

Wang, Q., Wyman, D. A., Xu, J., Jian, P., Zhao, Z., Li, C., Xu, W., Ma, J. and He, B. (2007) Early Cretaceous adakitic granites in the northern Dabie complex, Central China: implications for partial melting and delamination of thickened lower crust. Geochimica et Cosmochimica Acta 71: 2609-2636.

Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis: A global tectonic approach. Harper Collins Academic, New York, US.

Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematics in island arc and back-arc basin basalts: evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 114: 491–504.

Wright, F. E. (1951) Computation of the optic axial angle from the three principal refractive indices. American Mineralogist 36: 543-556.

Zorpi, M. J., Coulon, C. and Orsini, J. B. (1991) Hybridization between felsic and mafic magmas in calcalkaline granitoids- a case study in northern Sardinia, Italy. Chemical Geology 92: 45-86.