سنگ شناسی و جایگاه زمین ساختی سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌عمیق شرق خوسف (جنوب غرب بیرجند)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران.

2 دانشجوی کارشناسی ارشد پترولوژی، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران.

3 گروه زمین شناسی-دانشکده علوم-دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران.

چکیده

چکیده
منطقه‌ مورد مطالعه در 10 کیلومتری شرق خوسف (جنوب غرب بیرجند) و در کناره شمال شرقی بلوک لوت و مرز آن با زون جوش خورده سیستان قرار دارد. در این منطقه، آتشفشانی‌های ائوسن- الیگوسن (داسیت، ریوداسیت، آندزیت، تراکی-آندزیت و به ندرت آندزیت بازالتی)، سنگ‌های نیمه عمیق (میکرودیوریت) و آذرآواری‌ها (توف، برش، آگلومرا) رخنمون داشته به نحوی که آمیزه افیولیتی کرتاسه فوقانی و فلیش‌های ائوسن را قطع می نمایند. بافت رایج این سنگ‌ها پورفیریتیک با زمینه دانه‌ریز بوده، بافت‌های گلومروپورفیریتیک و پوئی‌کیلیتیک نیز دیده می‌شود. درشت‌بلورهای رایج سنگ‌های آندزیتی، پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت و پیروکسن و در داسیت‌ها پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، کوارتز و گاهی پیروکسن هستند. در تراکی‌آندزیت‌‌ها و ریوداسیت‌ها بلورهای ریز سانیدین نیز وجود دارد. برونبوم‌های آمفیبولیتی و پلیتی در این سنگ‌ها ملاحظه می‌گردد. شواهد عدم‌تعادل از جمله بافت غربالی، منطقه‌بندی، حاشیه واجذبی، گردشدگی، خوردگی و حاشیه غبارآلود در کانی‌ها، نمیان است. این سنگ‌ها، ماهیت کالک‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا تعلق دارند. نمودارهای بهنجار شده عناصر کمیاب و خاکی نادر سنگ‌های یاد شده نسبت به گوشته اولیه و کندریت نشان از ارتباط زایشی نمونه‌ها با یکدیگر و نسبت بالای LREE/HREE و LREE/HFSE دارد که شاخص سنگ‌های کالک‌آلکالن مرتبط با زون‌های فرورانش در یک حاشیه فعال قاره‌ای است. شواهد ژئوشیمیایی، شباهت این سنگ‌ها را به آداکیت‌های غنی از سیلیس نشان می دهد. بر اساس نمودارهای پتروژنتیکی، ماگمای سازنده این سنگ‌ها، می تواند از ذوب بخشی یک گوه گوشته‌ای متاسوماتیسم شده در بالای زون فرورانش و یا خاستگاه گارنت آمفیبولیتی حاصل از دگرگونی پوسته زیرین ضخیم شده منشأ گرفته باشد

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrology and tectonic setting of volcanic and sub-volcanic rocks in the of Khousf (Southwest of Birjand)

نویسندگان [English]

  • Mohammad Hossein Yousefzadeh 1
  • Asiyeh Rahmani 2
  • Seyed Saeid Mohammadi 3
1 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran.
2 Student of M. S. of petrology, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran.
3 Department of Geology-Faculty of Sciences-University of Birjand, Birjand, Iran.
چکیده [English]

Abstract
Abstract
The study area is located in 10 km east of Khousf (southwest of Birjand).This area is situated in the northwest margin of suture zone and it’s boundary with Lut block. The area comprises outcrops of Eocene- Oligocene volcanics with dacite, rhyodacite, andesite, trachy andesite, microdiorite, basaltic andesite composition and pyroclastic rocks (tuff, bereccia and agglomerate) which cross- cut of the upper Cretaceous ophiolitic melange and Eocene flysch. The common texture in these rocks is porphyritic with microgranular matrix, glomerophorphyritic and poikilitic Plagioclase, amphibole, biotite and pyroxene are the main phenocrysts in the andesites. Plagioclase, biotite, amphibole and quartz are the main minerals in dacitic rocks. There is also fine crystals of sanidine in rhyodacite and trachy andesites.. Presence of amphibolittic and pelitic xenolites are very common in these rocks. Signs of magma contamination and mixing, such as sieve texture, zoning in minerals, marginization, compaction, corrosion and dusty margins are observed in these units. These rocks belong to the medium to high potassium calc-alkaline series. The trace and REE patterns normalized to primary mantle and chondrite show these volcanics are co- magmatic and high proportion of LREE / HREE in the calc-alkaline rocks represents a subduction-related environment and active continental margin. Geochemical evidence show that these volanics have adakitic nature. Based on petrogenetic diagrams the mentioned adakites resulted from crystallization of melts originated from partial melting metasomatized mantle wedge above subduction zone and or garnet amphibolitic source resulting of metamorphism of thicked lower crust.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Keywords: Adakite
  • Calc alkaline
  • Garnet Amphibolite
  • active continental margin
  • Khousf
  • Lut block

منطقة بررسی‏‌شده در10 کیلومتری خاور خوسف (جنوب‏‌باختری بیرجند، خراسان جنوبی)، در محدوده‏‌ای با مختصات طول جغرافیایی خاوری 5458 تا 0059 و عرض جغرافیایی شمالی 4232 تا 4832 جای گرفته است. در نقشة 1:100000 زمین‏‌شناسی خوسف (Vahdati Daneshmand and Kholghi, 1988)، این منطقه در شمال‏‌خاوری بلوک لوت و مرز آن با پهنة سیستان نشان داده شده است. مهم‏‌ترین راه دسترسی به منطقه از مسیر بیرجند– خوسف است (شکل 1).

این منطقه، بخشی از مجموعة جوش‌خورده پدیدآمده از برخورد پهنه لوت با بلوک افغان است که به‌نام زمین‌درز سیستان نامیده شده است (Tirrul et al., 1983). برپایة بررسی‌های Yousefzadeh (2010)،  سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری (ائوسن- الیگوسن) در منطقة بیرجند- خوسف، سرشت کالک‏‌آلکالن دارند و در مرز قاره‏‌ای فعال پدید آمده‌اند. Yousefi (2010) سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه گیوشاد (جنوب‏‌باختریی بیرجند) را کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا با گرایش آداکیتی دانسته است. بررسی‏‌های Mohammadi و همکاران (2011) در منطقه حسین آباد (جنوب باختر بیرجند) نشان می‌دهد سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری منطقه از سری ماگمایی کالک‌آلکالن با ویژگی آداکیتی هستند و از خاستگاهی گارنت‌آمفیبولیتی برخاسته‌اند. یافته‌های به‌دست‌آمده از بررسی‏‌های Yousefzadeh و Sabzehei (a2012) نشان می‏‌دهد سنگ‏‌های آتشفشانی شمال‏‌خاوری بیرجند و به‌ویژه در مارکوه از نوع داسیتی و با سرشت کالک‏‌آلکالن هستند و انکلاوهای فراوانی از نوع متاپلیتی و آمفیبولیتی دارند. همچنین، در بررسی‏‌های Yousefzadeh و Sabzehei (b2012)، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة جنوب‏‌باختری بیرجند نیز ترکیب آندزیتی– داسیتی دارند و با اتولیت‏‌ها و برونبوم‏‌های فراوان آمفیبولیتی‌اند. Pang و همکاران (2013) سن فعالیت‏‌های ماگماتیسم کالک‌آلکالن خاور ایران را ائوسن پایانی تا الیگوسن پایانی به‌دست آورده‏‌اند. Gholami (2014) سنگ‏‌های آذرین ترشیری منطقة شوراب (غرب خوسف) را کم قلیایی وابسته به فرورانش دانسته است. برپایة بررسی‌های Mojarrad (2014)، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة کلاته قصاب (شمال‌باختری خوسف) ویژگی کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط دارند و همانند آداکیت‏‌های پرسیلیس هستند. Labbaf (2014) سنگ‏‌های آتشفشانی جنوب گرونگ را مرتبط با مرز قاره‏‌ای فعال می‏‌داند. برپایة بررسی‌های Abutalebi و همکاران (2016)، سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری منطقة گارجگان (جنوب‏‌باختری بیرجند)، داسیت، ریوداسیت و تراکی‏‌آندزیت با ویژگی کالک‏‌آلکالن و وابسته به پهنه‌های فرورانش در یک مرز فعال قاره‏‌ای هستند. Torshizi (2016) سنگ‏‌های باختر فدشک (جنوب‏‌باختری بیرجند) را کالک‏‌آالکالن پتاسیم متوسط به بالا و پدیدآمده در مرز فعال قاره‏‌ای دانسته است. برپایة بررسی‏‌های Yousefzadeh و همکاران (2018) سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة خوان قهستان (شمال‏‌خاوری بیرجند) پیامد ماگماتیسم وابسته به پهنة فرورانش با خاستگاه گوشته متاسوماتیسم‌شده هستند. هرچند سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری در منطقه خوسف گسترش بسیاری دارند، بررسی‌های سنگ‌شناسی کمتری دربارة آنها انجام شده است. پس، در این پژوهش تلاش شده است در راستای شناخت تکامل زمین‏‌شناسی بلوک لوت و خاور کشور، به سنگ‌شناسی سنگ‏‌های یادشده و جایگاه زمین ساختی آنها پرداخته شود.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

برپایةنقشة زمین‏‌شناسیخوسف (Vahdati Daneshmand and Kholghi, 1988)، سنگ‏‌های گدازه‏‌ای (مانند: داسیت، ریوداسیت، آندزیت، آندزیت‏‌بازالتی، تراکی‏‌آندزیت)، سنگ‏‌های نیمه‌عمیق (مانند: میکرودیوریت) و سنگ‏‌های آذرآواری (مانند: توف، برش و آگلومرا) از گروه‌های سنگی ترشیری در این منطقه هستند. بیشتر سنگ‏‌های گدازه‏‌ای به شکل گنبدی روی سنگ‏‌های آذرآواری رخنمون دارند. افزون‌بر این، واحدهای فلیشی و رخنمون‏‌های کوچکی از سنگ‏‌های افیولیتی نیز در این منطقه دیده می‌شوند. آندزیت‏‌ها با بیشترین گسترش، در بخش‏‌های شمال‏‌خاوری (کوه بارنده) تا جنوب‏‌باختریی منطقه رخنمون دارند. داسیت‏‌ها و ریوداسیت‏‌ها در شمال منطقه در بلندی‌های دمبه‌میل به‌چشم می‏‌خورند. آندزیت‏‌های بازالتی تنها در گستره‌‏‌ای با بزرگی بسیار کم و به‌صورت تپه‏‌های پست و کم‌ارتفاع در منطقه‏‌ای میان دوکوهة دم و پیشو و نیز در محدودة مزرعة چاه‌موسی دیده می‏‌شوند. رخنمون میکرودیوریت‏‌ها در پیرامون دیکوچدن نیز دیده می‌شود. واحدهای آذرآواری در بخش زیرین گدازه‏‌ها، به‌ویژه در بخش مرکزی منطقه، گسترش دارند (شکل 1).


 

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی منطقة خاور خوسف برگرفته از نقشة 1:100000 خوسف (Vahdati Daneshmand and Kholghi, 1988)


 

 

روش انجام پژوهش

در راستای انجام این پژوهش، نخست بررسی‏‌های صحرایی و نمونه‏‌برداری از گروه‌های سنگی گوناگون انجام شد. سپس با ساخت 100 مقطع نازک میکروسکوپی، ویژگی‏‌های کانی‏‌شناسی و بافتی آنها بررسی شدند.برای بررسی‏‌های شیمیایی، شمار 10 نمونه که نمایندة همة گروه‌های سنگی منطقه هستند و کمترین دگرسانی را نشان می‌دهند برگزیده شدند و به آزمایشگاه ACME در کشور کانادا فرستاده شدند. عنصرهای اصلی به روش ICP-ES و عنصرهای فرعی و کمیاب به روش ICP- MS (روش آماده‌سازی نمونه: ذوب با لیتیم‌متابورات/ تترابورات و هضم در اسید‏‌نیتریک رقیق‌) اندازه‌گیری شدند. برای رسم نقشه‏‌ها و نمودارها از نرم‏‌افزارهای CorelDraw، Minpet، GCDkit و ArcGIS بهره گرفته شد.

سنگ‌نگاری

آندزیت‏‌ها و تراکی‏‌آندزیت‏‌ها: این سنگ‏‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن و تیره دیده می‏‌شوند. بافت آنها بیشتر پورفیریتیک با زمینة دانه‏‌ریز است. بافت‏‌های گلومروپورفیریتیک (شکل 2- A)، پویی‏‌کیلیتیک (شکل 2- B) و هیالوپورفیریتیک (شکل 2- C) نیز در آنها دیده می‏‌شوند. پلاژیوکلاز، هورنبلند سبز، بیوتیت، پیروکسن و گاه کوارتز، فنوکریست‏‌های این سنگ‏‌ها را می‌سازند. بافت‏‌های پورفیریتیک بافت‏‌های غیرتعادلی سیستم ماگمایی‌اند و نشان می‌دهند به‌دنبال رخدادهای ناگهانی مانند کاهیدگی فشار (شاید در پی بالاآمدن یکبارة ماگما) و فرونشست دمایی بخشی و یا کامل ماگمای بجامانده، عمل تبلور در آن سیستم بازایستاده است (Cobbing, 2000).

 

 

 

شکل 2- بافت‏‌ در آندزیت‏‌های خاور خوسف (جنوب‏‌باختری بیرجند): A) بافت‏‌های پورفیریتیک با زمینه دانه‏‌ریز و گلومروپورفیریتیک (پیامد انباشتگی پلاژیوکلازها)؛ B) بافت پویی‏‌کیلیتیک (هورنبلند درون پلاژیوکلاز) و منطقه‏‌بندی نوسانی در پلاژیوکلازها؛ C) بافت هیالوپورفیریتیک (نور در همه تصویرها XPL است) (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Kretz (1983) است)

 

 

فنوکریست‏‌های شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز 50 تا60 درصد حجم درشت‏‌بلورها را دربر گرفته‌اند و گاه منطقه‏‌بندی شیمیایی (شکل 3- B)، ماکل کارلسباد، گردشدگی و بافت غربالی (شکل 3- A) نشان می‌دهند. برپایة زاویه خاموشی (17 تا 22 درجه)، فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز ترکیب الیگوکلاز- آندزین دارند و میانگین اندازة آنها برابربا 1/0تا 4/2 میلیمتر است. پیدایش منطقه‏‌بندی در پلاژیوکلازها پیامد نبود تعادل کامل هنگام تبلور است و این پدیده معمولاً هنگام فوران‏‌های آتشفشانی رخ می‌دهد (Shelley, 1993). پیدایش بافت غربالی در پلاژیوکلازها را پیامد افت سریع فشار، آمیختگی ماگمایی و تغذیه آشیانة ماگمایی می‌دانند (Nelson and Montana, 1992). مرز‏‌های واکنشی و گردشدگی کانی‏‌ها از نشانه‏‌های نبود تعادل هنگام انجماد ماگماست و چه‌بسا در پی بالاآمدن سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، فرایند‏‌های آلایش و هضم، اختلاط ماگمایی و افت سریع و ناگهانی فشار پدید آمده‏‌اند (Nelson and Montana, 1992).

آمفیبول‏‌های درون آندزیت‏‌ها از نوع هورنبلند هستند و به رنگ‏‌های سبز تا سبز مایل به قهوه‏‌ای و قرمز دیده می‏‌شوند. این کانی با بزرگی 1/0تا 8/2 میلیمتر، 7 تا 10 درصد از حجم سنگ را دربر می‌گیرد. همچنین، ماکل‏‌های نواری و یا ساده را به نمایش گذاشته است و با به‌دام‌انداختن بلورهای پلاژیوکلاز بافت پویی‌کیلیتیک را پدید آورده است (شکل 3- B).

بزرگی بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‌دار کلینوپیروکسن‏‌ها (اوژیت) برابربا 1 تا 3 میلیمتر است و نزدیک‏‌به 3 تا 5 درصد حجم این سنگ‏‌ها را دربر می‌گیرند. همچنین، این کانی ماکل ساده دارد و با دربرگرفتن میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز بافت پویی‏‌کیلیتیک نشان می‌دهد نشانة تبلور پلاژیوکلاز پیش از پیروکسن یا تبلور همزمان آن دو است (شکل 3- C).

 

 

شکل 3- آندزیت‏‌های خاور خوسف (جنوب‏‌باختری بیرجند): A) درشت‌بلور پلاژیوکلاز با منطقه‏‌بندی نوسانی، ماکل کارلسباد و بافت غربالی؛ B) ماکل ساده و بافت پویی‏‌کیلیتیک در آمفیبول؛ C) ماکل ساده و بافت پویی‏‌کیلیتیک (پلاژیوکلاز درون پیروکسن) در پیروکسن (نور در همة تصویرها XPL است)

 

 

کانی فرعی آپاتیت به‌صورت بلورهای ریز سوزنی درون پلاژیوکلازها دیده می‏‌شود (شکل 4- A). Reid و همکاران (1983) پیدایش آپاتیت‏‌های سوزنی را پیامد رشد سریع آن در ماگما می‌دانند. به باور Kuno (1969)، بلورهای ریز کانی فرعیِ آپاتیت، ویژگیِ آندزیت‏‌های کوهزایی است. دربارة تراکی‏‌آندزیت‏‌های منطقه خوسف، افزون‌بر کانی‏‌های یادشده، بلورهای ریز سانیدین نیز در سنگ‌ها دیده می‌شوند. بیوتیت‏‌ها‏‌ و هورنبلندها، به کلریت‏‌ دگرسان شده‏‌اند (شکل 4- B). جانشینی کلریت به‌جای بیوتیت نیازمند از دست‌دادن پتاسیم، کلسیم و سدیم است، که با پیدایش مقداری اکسید آهن و کانی‏‌های کدر جبران می‏‌شود (Mehrban et al., 2007).

داسیت‏‌ها و ریوداسیت‏‌ها: این سنگ‏‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری روشن دیده می‏‌شوند. بافت این سنگ‏‌ها بیشتر پورفیریتیک با خمیرة میکروکریستالن است (شکل 5- A). فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت کانی‏‌های رایج این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. زمینة سنگ نیز دربردارندة بلورهای ریز پلاژیوکلاز و کوارتز است. فنوکریست‌های شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز نزدیک‌به 10 درصد حجم سنگ را دربر می‌گیرند و بزرگی آنها به 2 میلیمتر می‏‌رسد. کناره‏‌های این کانی گاه گردشدگی نشان می‏‌دهند و مرز واجذبی شمرده می‌شوند (شکل 5- A). آمفیبول‏‌ها از گروه هورنبلند هستند و حجم کمی از سنگ (نزدیک‏‌به 5 درصد) را دربر می‌گیرند (شکل 5- A). اندازة بلورهای هورنبلند به 2 تا 3 میلیمتر می‌رسد. کوارتز نیز به‌صورت فنوکریست و با کناره‌های گردشده در سنگ دیده می‌شود و 5-7 درصد از حجم سنگ را دربر گرفته است. خوردگی سطوح و کناره‏‌های بلورهای کوارتز نشان‏‌دهندة‏ نبود تعادل کانی، در شرایط فیزیکوشیمیایی جدید است (Best and Christiansen, 2001). ریوداسیت‏‌ها، افزون‌بر کانی‏‌هایِ داسیت‏‌ها، بلورهای ریزی از سانیدین دارند که به‌همراه کوارتز در زمینة سنگ دیده می‏‌شوند.

 

 

 

شکل 4- کانی‏‌های فرعی و دگرسانی در آندزیت‏‌های خاور خوسف (جنوب‏‌باختری بیرجند): A) بلور کانی فرعی آپاتیت درون پلاژیوکلاز و پیدایش و بافت پویی کیلیتیک و نیز کانی‏‌های کدر در سنگ (XPL)؛ B) کلریت پس از دگرسانی بیوتیت (PPL)

 


از ویژگی‏‌های سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری منطقه خوسف، به‌ویژه آندزیت‏‌ها و داسیت‏‌ها، برونبو‏‌م‌های آمفیبولیتی و متاپلیتی (میکاشیست‏‌ها و اسلیت و فیلیت) فراوان در آنهاست که به باور Yousefzadeh و Sabzehei (a2012)، بقایای دگرگون‌شدة پی‏‌سنگ افیولیتی و سنگ‏‌های فلیشی منطقه هستند. پلاژیوکلاز و هورنبلند و گاه گارنت، رایج‌ترین کانی‏‌های برونبو‏‌م‌های آمفیبولیتی هستند. کوارتز و کانی‏‌های رسی سازنده‌های اصلی برونبو‏‌م‌های اسلیت و فیلیتی به‌شمار می‌روند (شکل‌های 5- B و 5- C). حضور این برونبوم‌‏‌ها چه‌بسا نشان‏‌دهندة تأثیر آنها بر ماگمای خاستگاه سنگ میزبان‌شان و به گفته دیگر، نشان‌دهندة فرایند آلایش پوسته‌ای ماگمای سازندة سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه است.


 

 

شکل 5- ویژگی‌های میکروسکوپی داسیت‏‌های خاور خوسف (جنوب‏‌باختری بیرجند): A) بافت پورفیریتیک با خمیرة میکروکریستالن و حاشیه قهوه ای گرداگرد پلاژیوکلازها و ماکل کارلسباد و پلی‌سینتتیک در پلاژیوکلازها و نیز بلورهای سوزنی هورنبلند‏‌ در داسیت‏‌ها؛ B) برونبوم آمفیبولیتی؛ C) برونبوم متاپلیتی (نور در همه شکل‌ها XPL است)


 

 

آندزیت بازالتی: این سنگ‏‌ها در نمونة دستی رنگ خاکستری تیره دارند. پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت کانی‏‌های اصلی در این سنگ‏‌ها هستند. بافت آنها بیشتر پورفیریتیک با زمینه میکرولیتی است (شکل 6- A). برپایة زاویه خاموشی، ترکیب پلاژیوکلازهای درون آندزیت‏‌های بازالتی، آندزین تا لابرادوریت است. بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار پلاژیوکلاز با بزرگی 2/0 تا 1 میلیمتر، نزدیک‏‌به 40 تا 50 درصد حجم سنگ را دربر گرفته‌اند. پیروکسن از نوع اوژیت است و دربردارندة 10 تا 20 درصدحجمی از درشت بلورهای سنگ است. بزرگی کلینوپیروکسن‏‌ها به 1تا 2 میلیمتر می‏‌رسد. فنوکریست‏‌های این کانی ماکل ساده (شکل 6- A) دارند و همچنین، شکستگی‏‌های فراوان، خوردگی و گردشدگی نشان می‏‌دهند که به‌باور Renjith (2014)، پیامد برداشته‏‌شدن فشار در پی فوران شدید هوایی است. همچنین، پیروکسن‏‌ها ماکل‏‌های نواری و صلیبی دارند.

 

 

 

شکل 6- ویژگی‌های میکروسکوپی آندزیت بازالتی منطقة خاور خوسف (در XPL): A) بافت پورفیریتیک پدیدآمده از جایگیری درشت‌بلورهای اوژیت در زمینة میکرولیتی و نیز اوژیت با ماکل ساده؛ B) منطقه‏‌بندی در آمفیبول و حاشیه سوخته گرداگرد آن

 

 

آمفیبول‏‌ها از نوع هورنبلند قهوه‏‌ای و فنوکریست هستند و 10 تا 15 درصد از حجم سنگ را دربر می‌گیرند. بزرگی فنوکریست‏‌های شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار آنها از 1/0 تا 7/2 میلیمتر است. بلورهای هورنبلند ماکل ساده، منطقه‏‌بندی شیمیایی و حاشیه سوخته دارند (شکل 6- B). این منطقه‏‌بندی شاید نشان‏‌دهندة تغییر ترکیب شیمیایی در هر بخش باشد. بخش‏‌های تیره رنگ چه‌بسا سرشار از Fe و Al و بخش‏‌های روشن سرشار از Mg و Si هستند (Rutherford and Devine, 2003). حاشیه سوخته در آمفیبول‏‌ها شاید پیامد بالابودن فوگاسیتة اکسیژن و فشار بخار آب هنگام پیدایش این کانی‏‌ها و ازدست‌رفتن آب هنگام فوران ماگما باشد (Shelley, 1993).

 

میکرودیوریت: ترکیب کانی‏‌شناسی و شیمیایی این سنگ‏‌ها همانند آندزیت‏‌هاست؛ اما زمینة بافت پورفیریتیک آنها اندکی دانه درشت‏‌تر است. پلاژیوکلاز (الیگوکلاز- آندزین؛ برپایة اندازه‌گیری زاویة خاموشی)، آمفیبول و بیوتیت از مهم‏‌ترین کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها هستند. میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز و گاه مقدار کمی کوارتز، بخش زمینة سنگ‏‌ را می‌سازند. بافت این سنگ‏‌ها بیشتر پورفیریتیک با زمینه دانه‏‌ریز است (شکل 7- A).اندازه فنوکریست‏‌های پلاژیوکلازها به نزدیک‏‌به 4 میلیمتر می‏‌رسد (شکل 7- B).


 

 

شکل 7- ویژگی‌های میکروسکوپی میکرودیوریت منطقة خاور خوسف (در XPL): A) بافت پورفیریتیک با زمینه دانه‏‌ریز؛ B) فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینه دانه‌ریز ساخته‌شده از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز

 

 

فنوکریست‏‌های شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و سبز رنگ آمفیبول (هورنبلند) نزدیک‏‌به 10 درصدحجمی از درشت‏‌بلورهای سنگ در بر می‏‌گیرند. بزرگی بلورهای این کانی از 3/0 تا 5/1 میلیمتر تغییر می‏‌کند. فنوکریست‏‌های شکل‏‌دار و نیمه‏‌شکل‏‌دار کلینوپیروکسن (اوژیت) با بزرگی نزدیک‏‌به 1 میلیمتر، 5 درصدحجمی از درشت‌بلورهای سنگ را دربر می‌گیرد. بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار و قهوه‏‌ای رنگ بیوتیت با بزرگی 5/0 تا 1 میلیمتر، دربردارندة نزدیک‏‌به 3 درصدحجمی از فنوکریست‏‌هاست. کانی‏‌های کدر که کانی فرعی هستند و کلسیت که کانی‌ دگرسانی پدیدآمده از دگرسانی پلاژیوکلازهاست نیز در سنگ دیده می‌شوند.

 

زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی

داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‏‌عمیق منطقه خاور خوسف برای عنصرهای اصلی (به‌روش ICP-ESوبر‌پایة درصدوزنی)و برای عنصرهای فرعی و کمیاب (به‌روش ICP-MS؛ برپایة بخش در میلیون یا ppmدر جدول 1 آورده شده‌اند.

برپایة نمودار Na2O+K2O دربرابر SiO2، (شکل 8- A)، سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‌عمیق خاور خوسف در گسترة داسیت، آندزیت (و هم‌ارز نیمه‌عمیق آن، میکرودیوریت)، تراکی‏‌آندزیت و هاواییت (آندزیت بازالتی) جای می‏‌گیرند. علت جای‌گرفتن نمونة آندزیت بازالتی در محدودة هاواییت، دگرسانی شدید این نمونه است که افزایش مقدار پتاسیم در آن را در پی داشته است. برای دوری از تأثیر دگرسانی روی ترکیب شیمیایی سنگ‏‌های منطقه و رخداد هرگونه تغییر در رده‏‌بندی آنها، فراوانی عنصرهای کمیاب و کم‏‌تحرک Ti و Zr برای نامگذاری سنگ‏‌ها به‌کار برده شد. در نمودار تغییرات Zr/TiO2 دربرابرSiO2 (شکل 8- B)، سنگ‏‌های یادشده، در گستره داسیت/ریوداسیت، آندزیت بازالتی و آندزیت جای می‏‌گیرند.


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‏‌عمیق منطقه خاور خوسف (عنصرهای اصلی برپایة درصدوزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایة بخش در میلیون یا ppm)

Sample No.

R14

R104

R45

R49

R20

R88

R94

R109

R93

R56

SiO2

65.09

56.80

59.92

60.37

59.53

60.06

60.39

60.42

52.22

59.61

TiO2

0.27

0.66

0.55

0.60

0.51

0.60

0.51

0.50

0.86

0.57

Al2O3

16.80

17.19

17.17

17.09

16.86

17.01

17.24

17.44

16.30

16.61

Fe2O3t

2.59

6.96

5.63

5.72

5.57

5.81

5.35

4.94

8.56

4.85

MnO

0.05

0.13

0.12

0.10

0.13

0.14

0.13

0.11

0.18

0.07

MgO

0.37

3.02

2.29

2.32

2.94

2.24

1.93

1.98

4.50

2.98

CaO

4.61

6.09

5.24

5.98

4.42

5.07

5.42

4.58

7.97

6.44

Na2O

4.06

3.65

3.85

3.56

3.77

3.88

3.92

4.09

3.56

3.82

K2O

2.51

2.49

2.52

2.57

2.48

2.84

2.45

2.58

3.54

1.89

P2O5

0.14

0.29

0.25

0.29

0.24

0.28

0.24

0.24

0.42

0.34

LOI

3.2

2.4

2.2

1.1

3.3

1.8

2.1

2.9

1.5

2.5

Ni

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

<20

25

Sc

2

13

11

11

11

10

8

7

24

10

Ba

1158

749

808

747

702

938

819

852

589

716

Be

1

2

<1

1

<1

<1

2

3

1

<1

Co

2.7

14.0

9.8

10.3

9.6

8.3

7.6

7.4

26.1

13.9

Cs

0.8

5.7

2.7

0.6

2.5

1.9

2.2

2.0

1.1

0.6

Ga

14.0

16.0

15.6

15.2

14.0

15.9

15.2

15.8

17.0

16.2

Hf

2.6

3.3

3.5

3.6

3.2

4.3

3.9

3.9

2.3

3.8

Nb

6.8

7.8

7.5

8.6

6.9

10.9

8.7

8.7

2.8

10.5

Rb

49.7

61.4

71.5

62.3

70.2

76.8

71.6

77.8

88.0

45.5

Sn

<1

<1

<1

<1

<1

1

<1

<1

1

<1

Sr

1047.8

749.9

743.0

683.8

604.5

884.8

696.2

691.4

1029.3

794.3

Ta

0.4

0.5

0.6

0.5

0.5

0.7

0.6

0.6

0.2

0.6

Th

7.0

7.2

7.8

8.0

8.1

10.0

8.9

9.0

4.3

14.5

U

2.7

1.5

1.7

1.5

1.5

2.2

1.8

1.9

1.7

2.5

V

35

137

105

112

108

107

86

80

275

100

W

0.9

0.7

0.6

1.1

0.5

0.6

0.7

0.6

0.8

0.8

Zr

100.3

133.6

131.9

143.3

121.3

156.0

154.6

155.5

82.6

161.7

Y

8.6

17.7

15.0

15.6

14.4

20.1

16.1

16.1

17.8

13.8

La

27.0

29.1

27.1

28.4

27.9

35.4

31.5

31.6

19.4

46.9

Ce

46.1

53.3

50.2

53.5

52.7

69.2

57.5

56.6

39.6

73.4

Pr

5.01

6.14

5.57

5.89

5.89

7.88

6.34

6.18

5.32

7.26

Nd

17.6

23.9

21.4

21.9

22.7

29.4

22.2

21.8

23.3

24.1

Sm

2.48

4.11

3.67

4.07

3.96

5.38

3.99

3.57

5.32

3.85

Eu

0.66

1.20

1.04

1.11

1.05

1.35

1.18

1.12

1.51

1.10

Gd

1.82

3.71

3.21

3.53

3.00

4.44

3.42

3.09

4.70

3.15

Tb

0.24

0.52

0.44

0.49

0.43

0.63

0.47

0.47

0.62

0.43

Dy

1.49

3.02

2.60

2.89

2.64

3.51

2.74

2.62

3.23

2.22

Ho

0.25

0.63

0.50

0.56

0.52

0.70

0.57

0.55

0.60

0.42

Er

0.84

1.80

1.53

1.62

1.56

2.13

1.69

1.63

1.76

1.19

Tm

0.12

0.29

0.24

0.24

0.22

0.31

0.26

0.24

0.25

0.17

Yb

0.83

1.89

1.65

1.77

1.56

2.20

1.79

1.69

1.61

1.16

Lu

0.13

0.30

0.25

0.27

0.25

0.34

0.30

0.29

0.24

0.18

Zr/Y

11.66

7.54

8.79

9.18

8.42

7.76

9.60

9.65

4.64

11.71

Dy/Yb

1.79

1.59

1.57

1.63

1.69

1.59

1.53

1.55

2.00

1.91

La/Yb

32.53

15.39

16.42

16.04

17.88

16.09

17.59

18.69

12.04

40.43

Ce/Yb

55.54

28.20

30.42

30.22

33.78

31.45

32.12

33.49

24.59

63.27

Th/Yb

8.43

3.80

4.72

4.51

5.19

4.54

4.97

5.32

2.67

12.5

Ta/Yb

0.48

0.26

0.36

0.28

0.32

0.31

0.33

0.35

0.12

0.51

 


 

 

برپایة نمودار AFM (شکل 9- A)، نمونه‏‌ها در محدودة کالک‏‌آلکالن جای می‏‌گیرند. در نمودار تغییرات K2O دربرابر SiO2 (شکل 9- B)، نیز سنگ‏‌های یادشده در محدودة کالک‏‌آلکالن و کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند. واقع‏‌شدن یکی از نمونه‏‌ها (آندزیت‌بازالتی) در محدودة شوشونیتی شاید پیامد دگرسانی‏‌های شدید منطقه باشد که در بخش سنگ‌نگاری از آن یاد شد. در پی این دگرسانی، میزان K2O افزایش پیدا می‌کند و جایگاه سنگ را در سری شوشونیتی قرار داده است. سنگ‏‌های آتشفشانی کالک‏‌آلکالن فراوان‌ترین محصول پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی مرزهای صفحه‌های همگرا هستند (Harangi et al., 2007).

 

 

 

شکل 8- جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در: A) نمودار رده‌بندی TAS برپایة SiO2 دربرابر Na2O+ K2O (Cox et al., 1979)؛ B) نمودار تغیی رات Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)

 

 

شکل 9- جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در: A) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971B) نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)


 

 

نمودار تغییرات عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه در شکل 10- A نشان داده شده است. در حقیقت، ترکیب گوشته اولیه همان ترکیب گوشته پیش از پیدایش پوستة قاره‏‌ای است (Rollinson, 1993). در نمودار یادشده غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) دربرابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) دیده می‏‌شود که به‌باور Castillo (2006)، در سری‏‌های کالک‏‌آلکالن پدیده‌ای عادی است. عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LIL) عنصرهای ناسازگار و متحرک هستند؛‌ اما عنصرهای واسطه با شدت میدان بالا (HFS) در شرایط دگرگونی و دگرسانی، عنصرهای سازگار و تقریباً نامتحرک هستند. برپایة بررسی‌های Pearce (1983)، در پهنه‏‌های فرورانش، عنصرهای HFS (مانند: Ti) در ورقه فرورونده به‌جای می‌مانند؛ اما عنصرهای LIL (مانند: K، Sr، Sr، Ba) به بخش‏‌های بالایی گوشته راه می‌یابند. همچنین، به‌باور McCulloch و Gamble (1991)، غنی‌شدگی LILE دربرابر HFSE شاید پیامد خروج HFSE از گوشته در پی ذوب‏‌بخشی پیشین باشد. به‌باور Caffe و همکاران (2012)، غنی‌‏‌شدگی LILE دربرابر HFSE پیدایش ماگما را در منطقه فرورانش نشان می‌دهد. به باور Yu و همکاران (2016)، غنی‌شدگی یاد‏‌شده، نشان‌دهندة پیدایش سنگ‏‌های آذرین در مرز فعال قاره‏‌ای است. در نمودار یادشده، عنصرهای Nb، P، Ti و به مقدار کم Ba، تهی‏‌شدگی و عنصرهای Cs، Th، K، Sr و به مقدار کم Zr، غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. همچنین، در این نمودار، الگوی عنصرهای کمیاب منطقه کمابیش موازی است. به باور Seghedi (2004) این ویژگی نشانة خاستگاه یکسان و تبلوربخشی در سنگ‏‌های یادشده است. تهی‏‌شدگی Ti شاید پیامد جدایش بلورین کانی‏‌های آمفیبول‏‌دار و یا فازهای Tiدار (مانند: ایلمنیت) باشد. با وجود این، مقدار تهی‏‌شدگی در گروه‏‌های سنگی پدیدآمده در کمان‏‌های ماگمایی متفاوت است (Kamber et al., 2002).

ازآن‏‌جایی‌که بی‏‌هنجاری منفی Nb از ویژگی‌های آشکار سنگ‏‌های قاره‏‌ای است؛ تهی‏‌شدگی ماگماهای گوشته‏‌ای از این عنصر چه‌بسا پیامد آلایش این ماگماها با مواد پوسته‏‌ای هنگام بالاآمدن و یا جایگزینی و یا غنی‏‌‏‌شدگی با شاره‏‌ها در منطقه فرورانش بوده است (Sun and McDonough, 1989). Rollinson (1993) نیز تهی‏‌شدگی Nb را نشانة آلایش با سنگ‏‌های پوستة قاره‏‌ای و مشارکت پوسته در فرایندهای ماگمایی می‏‌داند. برونبوم‏‌های متاپلیتی و آمفیبولیتی در سنگ‏‌های آتشفشانی منطقه احتمال تأثیر پوسته بر ماگمای در حال بالاآمدن را افزایش می‏‌دهد. در اینباره به باور Yousefzadeh و Sabzehei (a2012)، برونبوم‏‌های متاپلیتی یادشده در این منطقه و بخش‌های مجاور، نتنها تحت‌تأثیر حرارت ماگمای میزبان، تا حد زون سیلیمانیت، دگرگون شده‏‌اند، بلکه حضور کانی‏‌های کراندوم و اسپینل در این برونبوم‏‌ها، احتمال ذوب‏‌بخشی را در آنها افزایش داده است.

به‌باور Green (2006)، مقدارهای Nb کمتر از ppm70 نشانة پهنة فرورانش هستند. این میزان برای سنگ‏‌های حد واسط و اسیدی منطقة خوسف برابربا 8/2 تا 9/10 است.

آنومالی منفی Ti و Nb در سنگ‏‌های اسیدی و حد واسط از ویژگی‏‌های ماگماهای کالک‏‌آلکالن پدیدآمده در پهنه‌های فرورانش در مرز فعال قاره‏‌ای است (Wilson, 2007; Kuscu and Geneli, 2010) و نشان‏‌دهندة تأثیر فرورانش بر خاستگاه‌های گوشته‏‌ای است (Soesoo, 2000).

برپایة Wu و همکاران (2003)، تهی‏‌شدگی فسفر در سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‏‌عمیق منطقه چه‌بسا پیامد تفریق آپاتیت در ماگما ‏باشد.

تهی‏‌شدگی اندک Ba در سنگ‏‌های منطقه چه‌بسا به درجة اشباع‌شدگی از سیلیس و میزان ذوب وابسته نباشد (Avanzinelli et al., 2008). آنومالی منفی Ba در سنگ‏‌های اسیدی منطقه شاید نشان‏‌دهندة جدایش بلورینِ فلدسپارها (Arsalan and Aslan, 2006) و یا گویای نقش پوستة قاره‏‌ای بالایی در فرایندهای ماگمایی (Kuscu and Geneli, 2010) باشد. به‌باور Fitton و همکاران (1995)، مقدارهای بیشتر از 28 برای نسبت Ba/Nb نشان‏‌دهندة مرز فعال قاره‏‌ای هستند. این نسبت در سنگ‌های منطقه خوسف برابربا 68 تا 210 است.

به‌باور Foly (a,b1992) (برگرفته از Zheng و همکاران، 2016)، غنی‏‌شدگی K که در سنگ‌های آتشفشانی خاور خوسف دیده می‏‌شود در درجة نخست، شاید پیامد ذوب اولیة خاستگاه گوشته‏‌ای با کانی‏‌های آبدار (مانند: فلوگوپیت و آمفیبول) باشد که پیدایش مذاب سرشار از پتاسیم را به‌دنبال داشته است. در درجة دوم نیز پیامد آلایش پوسته‏‌ای بوده است.

غنی‏‌شدگی بالای Sr در سنگ‏‌های منطقه پیامد حضور پلاژیوکلاز در آن سنگ‏‌هاست. به باور Rollinson (1993)، یون Sr2+ در پلاژیوکلازها جانشین Ca2+ شده است و ازاین‌رو، دربرابر جدایش بلورین پلاژیوکلاز حساس است.

غنی‏‌شدگی Th و U نیز در این سنگ‏‌ها روی داده است. برپایة بررسی‌های Fan و همکاران (2003)، این پدیده نشان‏‌دهندة افزوده‏‌شدن رسوب‌های پلاژیک و یا پوستة اقیانوسی به خاستگاه پیدایش مذاب‌ است. Th در پهنه‌های وابسته به فرورانش، تحرک بیشتری دارد و در گوة گوشته‏‌ایِ بالای پهنة فرورانش غنی‏‌شدگی نشان می‌دهد. عنصر Zr نیز اندکی غنی‏‌شدگی نشان می‌دهد. به‌باور Rollinson (1993)، ازآنجایی‌که Zr بار الکتریکی بالا و شعاع یونی کمابیش بزرگی دارد به ساختار کانی‏‌های سنگ‏‌ساز رایج وارد نشده است و در فاز ویژه‏‌ای (معمولاً زیرکن) حضور یافته است.

به پیشنهادِ Thompson (1983)، بهتر است داده‏‌ها دربرابر کندریت بهنجار شوند؛ زیرا ترکیب کندریت‏‌ها مستقیماً اندازه‏‌گیری شده است؛ اما ترکیب گوشته اولیه تخمینی است. عنصرهای خاکی کمیاب انحلال‏‌پذیری کمی دارند و هنگام فرایندهای هوازدگی، دگرگونی درجة کم و دگرسانی گرمابی کمابیش نامتحرک هستند. پس الگوی فراوانی آنها ویژگی‌های خاستگاه سنگ‏‌ها را نشان می‌دهد (Boynton, 1985؛ Rollinson, 1993).

برای بررسی رفتار REE بهنجارشده در نمونه‌های منطقه خوسف دربرابر ترکیب کندریت، داده‌های پیشنهادیِ Boynton (1984) برای ترکیب کندریت به‌کار برده شدند (شکل 10- B). در نمودار یاد‏‌شده، در کل، عنصرهای خاکی کمیاب در همة نمونه‏‌های بررسی‏‌شده روند همانندی را نشان می‏‌دهند. این نکته نشانة خاستگاه یکسان آنهاست. در این نمودار، غنی‏‌شدگی آشکاری از LREE دربرابر HREE دیده می‏‌شود. به‌پیشنهاد Fitton و همکاران (1991)، بالا‏‌بودن نسبت LREE/HREE از شاخص‏‌های مهم ماگماهای پدیدآمده در پهنة فرورانش است و چه‌بسا نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی در گوشته توسط فاز مذاب یا سیال سرشار از آب در پی فرورانش باشد. Zanetti و همکاران (1999) نیز بالابودن نسبت‏‌های LILE/HFSE و LREE/HREE را از نشانه‌های فرورانش به‌شمار می‌آورند. همچنین، غنی‏‌شدگی LREE دربرابر HREE شاید در پی جدایش بلورین کانی هورنبلند یا گارنت‌داربودنِ خاستگاه رخ داده باشد (Jahangiri, 2007). به پیشنهاد Rollinson (1993)، نبود آنومالی منفی چشمگیر Eu نشان‏‌دهندة فعالیت بالای اکسیژن است؛ زیرا در این حالت ضریب جدایش برای Eu کم است و این عنصر مانند دیگر عنصرهای خاکی کمیاب عمل می‏‌کند. همچنین، نبود آنومالی Eu از ویژگی‏‌های آداکیت‏‌هاست (Castillo, 2012; Ghadami et al., 2008; Richard and Kerrich, 2007; Martin et al., 2005).


 

 

شکل 10- سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‌عمیق خاور خوسف در نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده دربرابر: A) ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) ترکیب کندریت (Boynton, 1984)


 

 

نسبت Sm/Yb که نسبت یک عنصر سازگار به ناسازگار برای گارنت است برای شناخت کانی‏‌های سنگ خاستگاه به‌کار برده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که ذوب‏‌بخشی از خاستگاهی گارنت‏‌دار مذابی با مقادیر Sm/Yb بالاتر از 5/2 دربرابر خاستگاه می‌سازد (Aldanmaz et al., 2000). ازاین‌رو، نسبت این عنصرها نشان‏‌دهندة بود یا نبود گارنت در سنگ خاستگاه است. ازآنجایی‌که این نسبت در سنگ‏‌های منطقه برابربا 2/2 تا 3/3 (میانگین: 56/2) است، گارنت‌داربودن خاستگاه را نشان می‌دهد.

به‌باور Pearce و Norry (1979)، اگر نسبت Zr/Y>3 باشد، گدازه‏‌ها مربوط به کمان‏‌های آتشفشانی قاره‏‌ای هستند؛ اما اگر نسبت Zr/Y<3 باشد در کمان‏‌های آتشفشانی اقیانوسی پدید آمده‌اند. در سنگ‏‌های آتشفشانی و نیمه‏‌عمیق خاور خوسف مقدار Zr/Y=9.4 دارند و ازاین‌رو، در گروه کمان‏‌های آتشفشانی قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند. در جدول 2 ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف با آداکیت‏‌ها، پیشنهادیِ Moyen (2009) مقایسه شده‌اند.

 

جدول 2- مقایسه ویژگی‏‌های گدازه‏‌های خاور خوسف با ماگمای آداکیتی (Moyen, 2009)

آداکیت‏‌ها

سنگ‌های آتشفشانی خاور خوسف

عنصرها

56 <

58.65

SiO2

15 <

16.88

Al2O3

3>

2.43

MgO

No anomaly of Eu

No anomaly of Eu

Eu

ppm 300 <

826.15

Sr

ppm 3>

15.52

Y

20<

57.97

Sr/Y

1.8 ppm>

1.61

Yb

16 ppm >

21.95

La/Yb

Low

low

HFSE (Nb, Ta)

low Rb/La

Rb/La=2.21

low Rb/La

Low Ba/La

Ba/La=26.54

low Ba/La

very high LREE

very high LREE

very high LREE

very high HREE

very low HREE

very low HREE

ایتریم (Y) رفتاری شبیه عنصرهای خاکی کمیاب سنگین دارد و به گارنت، هورنبلند، تیتانیت و زیرکن افزوده می‌شود. Sr2+ جانشین Ca2+ در پلاژیوکلاز شده است و ازاین‌رو، دربرابر جدایش بلورین پلاژیوکلاز حساس است. میزان La/Yb بیشتر از 20 (La/Yb ≥ 20) وجود ماگمای آداکیتی در منطقه را نشان می‌دهد. همچنین، این نسبت نشانة گارنت‌داربودن خاستگاه است. نسبت بالای La/Yb نشان‏‌دهندة جدایش بلورین هورنبلند، تیتانیت و زیرکن است (Defant and Keplezhinskas, 2001). نسبت Sr/Y بیشتر از 20 (Sr/Y ≥ 2) نیز نشان‌دهندة ترکیب‌های آداکیتی و نبود جدایش بلورین پلاژیوکلاز و بجا‏‌ماندن گارنت در خاستگاه است (Defant and Keplezhinskas, 2001). ماگمای آداکیتی ویژة پهنه‏‌های فرورانش است؛ به‌ویژه جایی‌که قطعه فرورانده‌شدة جوان (پهنة فرورانش جوان یا پوستة اقیانوسی جوان) باشد (Martin et al., 2005). سنگ‏‌های آداکیتی که از تبلوربخشی گارنت فشار بالا پدید آمده‌اند معمولاً ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی مجزایی را نشان می‏‌دهند (Mcpherson, 2006). برای نمونه، اگر در ماگما SiO2 افزایش یابد، مقدار Al2O3 کاهش می‏‌یابد و نسبت‌های Dy/Yb و Sr/Y افزایش می‌یابند (Tang et al, 2010). در نمودارهای YbN دربرابر LaN/YbN (شکل 11- A) و Y دربرابر Sr/Y (شکل 11- B) که ماگمای کالک‏‌آلکالن با ماگمای آداکیتی از نظر Sr/Y و La/Yb مقایسه شده است، سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة آداکیتی جای گرفته‏‌اند (شکل‌های 11- A و 11- B). در نمودار شکل 11- A، مقدار La و Yb در نمونه‏‌های خاور خوسف دربرابر ترکیب کندریت پیشنهادیِ Boyton (1984) بهنجار شده‌اند. ماگماهای آداکیتی نسبت Sr/Y و La/Yb بالاتری در مقایسه با ماگمای کالک‏‌آلکالن معمولی دارند که نشان‏‌دهندة بجاماندة گارنت در خاستگاه این ماگماست (Moyen, 2009). Martin و همکاران (2005) دو گروه آداکیت را شناسایی کرده‌اند:

- گروه SiO2 بالا (HSA) که نشان‏‌دهندة ذوب سنگ‏‌های مافیک صفحه فرورونده‏‌ای است و با پریدوتیت بالاآمده در سراسر گوة گوشته‏‌ای واکنش داده‌ است؛

- گروه کم SiO2 (LSA) که نشان‏‌دهندة مذاب گوة گوشته‏‌ای پریدوتیتی است که با مذاب ورقة فلسیکی‏‌تر واکنش داده و تغییر کرده است.

در گروه LSA، مقدار سیلیس کمتر از 60 درصدوزنی، MgO برابربا 4 تا 9 درصدوزنی، CaO+MgO بیشتر از 10 درصدوزنی و Sr بیشتر از ppm 1000 است (جدول 3). آداکیت‏‌های کم‏‌سیلیس تمرکز LREE بیشتری دربرابر HSA دارند. همچنین، LSA آنومالی مثبت Sr که در HSA دیده نمی‌شود را نشان می‏‌دهد. LSA دربرابر HAS روبیدیم کمتری دارد (Martin et al, 2005).

در نمودار Na2O+K2O دربرابر Sr (شکل 11- C) نمونه‏‌های خاور خوسف در محدودة آداکیت‏‌های سیلیس بالا جای می‏‌گیرند. الگوی پیشنهادیِ Moyen (2009) برای پیدایش آداکیت‏‌ها نشان‏‌دهندة آنست که آداکیت‏‌های با مقدار سیلیس بالا پیامد ذوب سنگ‌کرة اقیانوسی در ژرفای نزدیک‏‌به 70 کیلومتری زیر سطح زمین هستند. سپس ماگمای ساخته‌شده به ترازهای بالا حرکت کرده و درون پوستة قاره‏‌ای بالایی جای گرفته است. به باور Martin و همکاران (2005)، این سنگ‏‌ها از فرورانش ورقة بازالتی واکنش‌داده با پریدوتیت در راستای گوة گوشته‏‌ای پدید آمده‏‌اند.

 

 

 

شکل 11- جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در نمودارهای جداکننده سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن معمولی از آداکیت‏‌ها: A) نمودار YbN دربرابر LaN/YbN (Reich et al., 2003)؛ B) نمودار Y دربرابر Sr/Y (Drummond and Defant, 1990)؛ C) نمودار Na2O+K2O دربرابر Sr (Castillo, 2012)

 

جدول 3- مقایسه عنصرهای سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف با میانگین همان عنصرها در آداکیت‏‌های پرسیلیس و کم سیلیس (Martin et al, 2005)

HAS

LSA

نمونه‏‌های خاور خوسف

SiO2 > 60%

SiO2 < 60%

SiO2=58.65

MgO = 0.5- 4%wt

MgO= 4 - 9 %wt

MgO = 2.43%wt

CaO+Na2O<11%wt

CaO+Na2O>10wt

CaO+ Na2O=10.01%

Sr <1100

Sr >1000

Sr =826.15

TiO2< 0.9%wt

TiO2> 3 %wt

TiO2 = 0.5%wt

LREE پایین‏‌تر دربرابر LSA

LREE پایین‏‌تر دربرابر LSA

LREE پایین‏‌تر دربرابر LSA

 


 


بحث

بر پایه نمودار La/Yb دربرابر Yb، سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در پهنة کمان‏‌ آتشفشانی و برپایة نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb، در محدودة مرز قاره‏‌ای فعال جای گرفته‌اند و ماگمای خاستگاه آنها در پی ذوب‏‌بخشی یک گوشته غنی‌شده پدید آمده است (شکل‌های 12- A و 12- B). بیشتر ماگماهای کمان پیامد ذوب‏‌بخشی گوة گوشته‏‌ای مرتبط با فرورانش هستند و دلیل این رخداد، افزوده‏‌شدن سازنده‌های متاسوماتیک است که از سنگ‌کرة اقیانوسی فرورانده آزاد شده‏‌اند. شاره‏‌های متاسوماتیک چه‌بسا دربرگیرندة سیال‌های آبدار و یا مذاب‏‌های بخشی اولیة پدیدآمده از ذوب رسوب‌های و یا پوستة بازالتی فرورونده به درون گوة گوشته‏‌ای هستند که پیدایش ماگما را در پی دارند (Hoang et al., 2011;Harangietal., 2007).

در نمودار SiO2دربرابر مقدار #Mg، سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در محدودة آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی اکلوژیت یا متابازالت و بخش مشترک آن با محدودة پوستة قاره‏‌ای ضخیم‌شده نشان داده می‏‌شوند (شکل 13- A). پس پوستة ضخیم‌شده قاره‏‌ای زیرین نقش آشکاری در پیدایش و تکامل ماگمای خاستگاه سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری خاور خوسف داشته است. به باور بیشتر پژوهشگران، آداکیت‏‌ها به‌عنوان یک مرحلة اصلی دیرگداز در خاستگاه خود، گارنت‌ دارند. ازاین‌رو، نوع سنگ خاستگاه آنها اکلوژیت، اکلوژیت آمفیبول‏‌دار و یا گارنت‏‌آمفیبولیتی است که در ژرفای بیشتر از 40 کیلومتری (فشار بیش از 12 کیلوبار) جای دارد (Jamshidi et al., 2014).


 

 

شکل 12- جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در نمودارهای: A) Yb دربرابر La/Yb (Pearce, 1983)؛ B) Ta/Yb دربرابر Th/Yb

 

 

Lai و همکاران (2013) سنگ‏‌های آتشفشانی را به دو گروه با #Mg بالا (45˃#Mg) و #Mgکم (˂45#Mg) رده‌بندی کرده‌اند. میانگین #Mg در سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف کم و برابربا 16/26 است. به‌پیشنهاد Lai و همکاران (2013)، آداکیت‏‌های با خاستگاه ذوب‏‌بخشی پوستة قاره‏‌ای زیرین در مقایسه با دیگر گروه‌های آداکیت‏‌ها، مقدار #Mg، MgO، Cr و Ni کمتری دارند. در نمودار Fe2O3-K2O-MgOکه Karsil و همکاران (2011) پیشنهاد کرده‌اند، سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در محدودة مشترک آداکیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی پوستة زیرین ضخیم‌شده و آداکیت‏‌های پدیدآمده از مذاب‏‌های اکلوژیتی و متابازالتی و نیز ورقة اقیانوسی فرورونده جای گرفته‌اند (شکل 13- B).

نمودارهای Th/Nb دربرابر Sm/Yb(شکل 14- A) و YbN دربرابر LaN/YbN(شکل 14- B) نشان می‏‌دهند سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف شاید از ذوب‌بخشی خاستگاهی با ترکیب ده درصد گارنت‌آمفیبولیت پدید آمده باشند.


 

 

شکل 13- جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در: A) نمودار SiO2دربرابر مقدار #Mg(Wang et al., 2006)؛ B) نمودار Fe2O3-K2O-MgO(Karsil et al., 2011)

 

 

شکل 14- جایگاه سنگ‏‌های آتشفشانی خاور خوسف در: A) نمودار Th/Nb دربرابر Sm/Yb(Karsli et al., 2011)؛ B) LaN/YbNدربرابر YbN (Defant and Drummond, 1990; Martin, 1999)

 

 

برداشت

آندزیت، تراکی‏‌آندزیت، داسیت و آندزیت بازالتی از سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة خاور خوسف هستند. سنگ‏‌های نیمه‏‌عمیق (میکرودیوریت‏‌) و آذرآواری (توف، برش و آگلومرا) نیز رخنمون دارند.

بافت‏‌های سنگ‏‌های گدازه‏‌ای، بیشتر پورفیریتیک با خمیره دانه‌ریز و گهگاه شیشه‏‌ای هستند. بافت‏‌های کانیایی نیز شامل بافت پویی‏‌کیلیتیک و بافت غربالی در پلاژیوکلازها هستند. فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت، پیروکسن (اوژیت) و کوارتز کانی‏‌های اصلی و کانی‏‌های کدر و آپاتیت کانی‏‌های فرعی سنگ‏‌های یادشده به‌شمار می‌روند. بافت غربالی و خوردگی کناره‏‌های برخی بلورهای پلاژیوکلاز و کوارتز و حاشیه اپاسیتی بلورهای هورنبلند نشانة نبود تعادل ماگماست.

سنگ‏‌های یاد‌شده سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط به بالا دارند و در محدودة کمان‏‌های آتشفشانی قاره‏‌ای و وابسته به فرورانش جای می‏‌گیرند. ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی این سنگ‏‌ها به آداکیت‏‌های پر سیلیس بسیار شباهت دارد. گمان می‌رود ماگمای مادر این سنگ‏‌ها پیامد ذوب خاستگاه گوة گوشته‏‌ای غنی‌شده تحت‌تـأثیر شاره‏‌های متاسوماتیک آزادشده از سنگ‌کرة اقیانوسی فرورونده (شامل سیال‌های آبدار) و یا مذاب‏‌های بخشی (که از ذوب رسوب‌های و یا پوستة بازالتی درون گوشته، پدید آمده‌اند) است و خود باعث ذوب پوستة ضخیم‌شده قاره‏‌ای زیرین شده است. شواهد نشان می‏‌دهند خاستگاه سنگی گارنت‌دار و به احتمال بسیار گارنت‌آمفیبولیت بوده است. حضور فراوان برونبوم‏‌های آمفیبولیتی این امر را به واقعیت نزدیک‏‌تر می‏‌سازد. برونبوم‏‌های متاپلیتی نیز احتمال آلایش ماگمای خاستگاه سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری با سنگ‏‌های پوستة قاره‏‌ای را تقویت می‌کنند.

Aboutalebi, A., Mohammadi, S. S. and Zarrinkoub, M. H. (2016) Geochemistry and tectonic setting of Tertiary volcanic rocks from Garjgan area (southwest of Birjand). Iranian Journal of Petrology 7(25): 139-156 (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 AnatoliaTurkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.

Arsalan, M. and Aslan, Z. (2006) Mineralogy, petrography and whole-rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Estern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth sciences 27: 177-193.

Avanzinelli, R., Elliot, T., Tommasini, S. and Conticeli, S. (2008) Constraints on the genesis of potassium- rich Italian volcanic rocks from U/Th disequilibrium. Journal of petrology 49: 195-223.

Best, M. G. and Christiansen, E. H. (2001) Igneous petrology. Blackwell Science, Oxford.

Boynton, W. V. (1984) Chosmochemistry of rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-134. Elsevier, Amsterdam.

Caffe, P., Trumbull, R. B., Siebel, W. (2012) Petrology of the Coyaguayma ignimbrite, northern Puna of Argentina: Origin nd evolution of peraluminus high- SiO2 rhyolite mgma. Lithos 134-135: 179-200.

Castillo, P. R. (2006) An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin 51: 257-267.

Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis Lithos 134: 304-316.

Cobbing, J. (2000) The geology and mapping of granite batholiths. Springer-verlag Berlin Heidelberg.

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.

Defant, M. J. and Kepezhinskas, P. (2001) Evidence suggests slab melting in arc magmas. Eos Transactions, American Geophysical Union 82: 65-69.

Drummond, M. S. and Defant, M. J. (1990) A model for trondhjemite tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: archean to modern comparisons. Journal of Geophysical Research 95: 21503-21521.

Ersoy, E. Y., Helvacı, C. and Palmer, M. R. (2010) Mantle source characteristics and melting models for the early-middle Miocene mafic volcanism in western Anatolia: implications for enrichment processes of mantle lithosphere and origin of K-rich volcanism in post-collisional settings. Journal of Volcanology and Geothermal Research 198: 112-128.

Fan, W. M., Gue, F., Wang, Y. J. and Lin, G. (2003) Late Mesozoic calc-alkalin volcanism of post orogenic extention in the northern Da Hinggan Mountian, northern China. Journal of volcanology and Geothermal Research 121:115-135.

Fitton, J., James, D. and Leeman, W. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the western United States: Compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research 96(B8): 13693–13711.

Foly, S. (1992a) Petrogical characterization of the source components of potassic magmas: geological and experimental constraints. Lithos 28: 187-204.

Foly, S. (1992b) Vein-plus- wall-rock melting mechanisms in the lithosphere and the origin of potassic alkaline magmas. Lithos 28: 435-453.

Ghadami, G. R., Shahre Babaki, A. M. and Mortazavi, M. (2008) Post-collisional Plio-Pleistocene adakitic volcanism in Central Iranian volcanic belt: Geochemical and Geodynamic implications. Journal of Science, Islamic Republic of Iran 19(3): 223-235.

Gholami, A. A. (2014) Petrology of Shurab Thertiary igneous (West of Khousf), Southern Khorasan province. MSc thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87: 23-49.

Harangi, S., Downes, H., Thirlwall, M. and Gmeling, K. (2007) Geochemistry, Petrogenesis and Geodynamic Relationships of Miocene Calc-alkaline Volcanic Rocks in the Western Carpathian arc, Eastern Central Europe. Journal of Petrology 48(12): 2261-2287.

Hoang, N., Itoh, J. and Miyagi, I. (2011) Subduction component in Pleistocene to recent Kurile arc magmas in NE Hokkaido, Japan. Journal of Volcanology and Geothermal Research 200: 255-266.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) Guide to the chemical classification of the common volcanic. Canadaian Journal of Earth Sciences 8(5): 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.

Jamshidi, K., Ghasemi. H. and Sadeghian, M. (2014) Petrology and geochemistry of the Sabzevar post ophiolitic high silica adakitic rocks. Iranian Journal of Petrology 5(17): 51-68 (in Persian).

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

Karsli, O., Ketenci, M., Uysal, I., Dokuz, A., Aydin, F., Chen, B., Kandemir, A. R. and Wijbrans, R., J. (2011) Adakite like granitoid porphyries in the Eastern Pontides, NE Turkey: Potential parental melts and geodynamic implications. Alaithos 127: 354-372.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277–279.

Kuno, H. (1969) Plateau Basalts. In: the earth Crust and Upper Mantle (Ed. Hart, P. J.) 495-501. American Geophysics Union, Washington, D. C, US.

Kuscu, G. G. and Geneli, F. (2010) Review of post-collisional volcanism in the centeral Anatolian volcanic province (Turkey) with special reference to the Topekoy volcanic complex. International Journal of Earth Sciences 99: 593-621.

Labbaf, H. (2014) Petrology of volcanic rocks in south of Gorong (North west of Khousf), Southern Khorasan province. M.Sc. thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

Lai, S. C. and Qin, J. F. (2013) Adakitic rocks derived from the partial melting of subducted continental crust: Evidence from Eocene volcanic rocks in the northern Qiantang biock.Gondwana Research 23: 8120-824.

Macpherson, C. G., Dreher, S. T., Thirlwall, M. F. (2006) Adakites without slab melting: High pressure differentiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines. Earth and Planetary Science Letters 243: 581-593.

Martin, H. (1999) The adakitic magma: modern analogues of Archean granitoids. Lithos 46(3): 411-429.    

Martin, H., Smithies, 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.

McCulloch, M. T. and Gamble, J. A. (1991) Geochemical and Geodynamical constraints on subduction zone magmatism. Earth and Plannetary Sciences Letters 102: 358-374.

Mehrban, B., Mehdizadeh Shahri, H. and Hafezi Moghaddas, N. (2007) Mineralogy and geochemistry of Deh Rud (Jiroft) granitoidic pluton. Proceedings of the 15th Iranian Society of Crystallography and Mineralogy, Ferdowsi University, Mashhad, Iran (in Persian).

Mohammadi, S. S., Zarrinkoub, M. M. and Keramati, F. (2011) The geochemistry and petrogenesis of Hossein abad Tertiary volcanic rocks (soutweast of Birjand, East of Iran). Iranian Journal of Petrology 2(6): 83-96 (in Persian).

Mojarrad, F. (2014) Petrology of volcanic rocks in Kalate Ghassab area (Northwest of Khousf, East of Iran). M.Sc. thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

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

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

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

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva, Nantwich.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implication of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.

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

Reich, M., Parada, M., Palacios, C., Dietrich, A., Schultz, F. and Lehman, B. (2003) Adakite-like signature of Late Miocene intrusions at the Los Pelambres giant porphyry copper deposit in the Andes of central Chile: metallogenic implications. Mineralium Deposita 38: 876-885.

Reid, J. B., Evans, O. C. and Fates, D. G. (1983) Magma mixing in granitic rocks of the central Sierra Nevada, California. Earth and Planetary Science Letters 66: 243-261.

Renjith, M. L. (2014) Micro-textures in plagioclase from 1994-1995 eruption, Barren Island Volcano: Evidence of Dynamic magma pluming system in the Andaman subduction zone. Geoscience Frontiers 5: 113-126.

Richard, J. and Kerrich, R. (2007) Special paper: Adakite- like rocks: their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Economic Geology 102: 1-40.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Singapore Longman.

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.

Seghedi, I., Downes, H., Vaselli, O., Szakacs, A., Balogh, K. and Pecskay, Z. (2004) Postcollisional Tertiary-Quaternary mafic alkali magmatism in the Carpathian-Pannonia region. A review tectonophysics. Chemical Geology 393: 43-62.

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

Soesoo, A. (2000) Fraction crystallization of mantle derived melts as mechanism for some I Type granite petrogenesis, An example from Lachlan fold belts, Australia. Journal of the geological Society London 157: 135-149.

Sun, S. S. & McDonough, W. F., (1989) Chemical and isotopic ystematics of oceanic basalts: Implcations for mantle composition and processes. In: Magmatism in ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313-345. Geological Society, London, UK.

Tang, G., Wang, Q., Wyman, D., Sun, M., Li, Zheng-Xiang, Zhao, Z., Sun, W., Jia, X. and Jiang, Z. (2010) Geochronology and geochemistry of Late Paleozoic magmatic rocks in the Lamasu-Dabate area, northwestern Tianshan (west China): Evidence for a tectonic transition from arc to post- collisional setting. Lithos 119: 393-411.

Thompson, R. N., Morrison, M. A., Dickin, A. P. and Hendry, G. L. (1983) Continental flood basalts. Arachnids rule O.K.? In: continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 158-185. Shiva Publishing Limited, Nantwich, Cheshire, UK.

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.

Torshizi, M. (2016) Petrography, geochemistry and alteration of volcanic rocks in west of Fadeshk (Southwest of Birjand), East of Iran. M.Sc. thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

Vahdati Daneshmand, F. and Kholghi, M. H. (1988) Geological Map of Iran, 1:100000 series, sheet 7755- Khusf. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Wang, Q., Xu, J. F., Jian, P., Bao, Z. W., Zhao, Z. H., Li, C. F., Xiong, X. L. and Ma, J. L. (2006) Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, Dexing, South China: Implications for the genesis of porphyry copper mineralization. Journal of Petrology 47: 119-144.

Wilson, M. (2007) Igneous petrogenesis. Unwin Hyman, London, UK.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20(4): 325-343.

Wood, D. A., Joron, J. L., Treuil, M., Norry, M. and Tarney, J. (1979) Elemental and Sr isotope variation in basic lava from Iceland and the surrounding ocean floor. Countributions to Mineralogy and Petrology 70: 319-339.

Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C. H., Yui, T. F., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. Y (2003) Highly fractionated I- type granites in China (I): geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241-273.

Yousefi, F. (2010) Petrology of volcanic rocks in Givshad area (Southwest of Birjand, East of Iran). MSc thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

Yousefzadeh, M. H. (2010) Petrogrphy, Geochemistry and Petrogenesis of Tertiary Volcanic rocks in Birjand- Khousf area with special viow on its enclaves. Ph.D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran.

Yousefzadeh, M. H. and Sabzehei, M. (2012a) Geothermobarometery of Markouh Dacite (NE Birjand) and its Amphibolitic Xenoliths. Iranian Journal of Crystalography and Mineralogy 20(1): 42-53 (in Persian).

Yousefzadeh, M. H. and Sabzehei, M. (2012b) Petrography, mineralchemistry and geothermobarometery of enclaves in the Kuh-e- Barandeh volcanic rocks (east of kousf). Iranian Journal of Crystalbgraphy and Mineralogy 20(3): 491-504 (in Persian).

Yousefzadeh, M. H., Fanoodi, F. and Fotoohi Rad, G. (2018) Petrology of volcanic rocks from Khan- Ghohestan area (Northeast of Birjand, East of Iran). Iranian Journal of Petrology 8(32): 127-144 (in Persian).

Yu, Q., Ge, W. C., Zhang, J., Zhao, G. C., Zhang, Y. L. and Yang, H. (2016) Geochronology, Petrogenesis and Tectonic Implication of Late Paleozoic Volcanic Rocks from the Dashizhai Formation in Inner Mongolia, NE China. Gondwana Research 43: 164-177.

Zanetti, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G. and Vannuci, R. (1999) The Finero phlogopite-peridotite massif: an example of subduction-related metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 134: 107-122.

Zheng, Y. F., Chen, R. X., Xu, Z. and Zang, S. B. (2016) The transport of water in subduction zones. Science China Earth Sciences 59: 651-682.