Document Type : Original Article
Authors
بیرجند- دانشگاه بیرجند- دانشکده علوم گروهزمین شناسی
Abstract
Keywords
مقدمه
محدوده مطالعاتی در حد فاصل بین ″22 ′42 °32 تا ″35 ′46 °32 عرض شمالی و ″35 ′4 °59 تا ″11 ′11 °59 طول خاوری در شمال روستای حسینآباد، جنوبباختر شهرستان بیرجند، خاور ایران قرار گرفته است. قدیمیترین واحد سنگی در این منطقه، واحدهای مختلف افیولیتی منسوب به کرتاسه فوقانی است. سنگهای آتشفشانی مورد مطالعه که مجموعه افیولیت ملانژ و نهشتههای کربناتی نومولیتدار به سن ائوسن را قطع نموده، به نئوژن نسبت داده شده است (افتخار نژاد و وحدتی، 1369).
هدف از این تحقیق، پتروگرافی، ژئوشیمی و پتروژنز این مجموعه آتشفشانی است که میتواند در رابطه با شناخت فعالیتهای ماگمایی پس از جایگیری افیولیت ملانژ جنوب بیرجند و در نتیجه بخشی از زون سیستان مفید باشد.
زمینشناسی عمومی
منطقه مورد مطالعه در بخش شمالی ایالت زمین شناختی لوت- سیستان (Nogole Sadat, 1983) واقع شده است. این منطقه بخشی از یک مجموعه جوش خورده حاصل از برخورد پهنه لوت با بلوک افغان است که بهعنوان زمیندرز سیستان معرفی شده است (Tirrul et al., 1983). رژیم تکتونیکی فشارشی باعث جایگیری بخشهای لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه قارهای در کرتاسه بالایی تا ترشیری تحتانی شده است (Khatib and Zarinkoub, 2009).
واحدهای سنگی عمده که در منطقه وجود دارند، دارای محدوده سنی کرتاسه بالایی تا نئوژن و شامل بخشهای متعلق به افیولیت ملانژ، نهشتههای فلیشی، سنگ آهکهای نومولیت دار، سنگهای آتشفشانی و آذرآواری ترشیری و کنگلومرای نئوژن هستند (شکل 1).
شکل 1- نقشه زمینشناسی منطقه حسینآباد و جایگاه زون جوشخورده سیستان در خاور ایران Berberian and King, 1981)) که منطقه مورد مطالعه بهصورت مربع بر روی آن مشخص شده است.
بهعلت فعالیتهای شدید تکتونیکی، واحدهای سنگی منطقه بهصورت مخلوط و دارای مرزهای گسلی با یکدیگر هستند. پریدوتیتها بهعنوان قدیمیترین واحدهای سنگی در منطقه هستند که بهشدت به سرپانتین دگرسان شدهاند. رگههای لیستونیتی که حاصل دگرسانی بخشهای اولترامافیک متعلق به مجموعه افیولیت ملانژ هستند (زرینکوب و همکاران، 1384)، به رنگهای نارنجی و قهوهای در راستای سطوح گسلها رخنمون دارند. گابروهای رودنگیتی شده و اسپیلیتها بهعنوان بخشهای بازیک مجموعه افیولیت ملانژ حضور دارند. سنگ آهکهای پلاژیک و رادیولاریت، از جمله رسوبات همراه مجموعه افیولیت ملانژ است که اغلب بهصورت تداخلی و همراه با گدازههای بالشی یافت میشوند. اسلیتها، فیلیتها و شیستها مربوط به رخساره توربیدیتی هستند که متحمل دگرگونی ناحیهای درجه پایین شدهاند. مجموعه مرکبی از کنگلومرا، ماسه سنگ و سنگ آهکهای نومولیتدار بهصورت دگرشیب بر روی واحدهای افیولیت ملانژ قرار گرفته، در منطقه مورد مطالعه گسترش درخور توجهی دارند.
سنگهای آتشفشانی و آذر آواری بهعنوان فراوانترین واحد سنگی بر روی واحدهای آمیزه افیولیتی، نهشتههای توربیدیتی و سنگ آهکهای نومولیتدار واقع شدهاند. سطح این واحدها بهعلت هوازدگی اغلب تیره است. فرسایش پوست پیازی و شکستگیهای فراوان، از جمله پدیدههای بارز در این سنگهاست. مجموعه کنگلومرایی که شامل خرده هایی از سنگهای آتشفشانی و قطعات مربوط به بخش افیولیتی است، در یک زمینه توفی- ماسهای قرار گرفته و جوا نترین واحد سنگی منطقه را میسازند.
روش انجام پژوهش
این پژوهش بر مبنای مشاهدات صحرایی، مطالعه مقاطع نازک، تجزیه شیمیایی نمونهها و تعبیر و تفسیر دادهها انجام شده است. در این راستا، تعداد 90 نمونه از سنگهای آتشفشانی منطقه مورد مطالعه بهصورت سیستماتیک نمونهبرداری شده، از آنها مقاطع نازک تهیه و مطالعه شدند.
تعداد 10 نمونه تازه انتخاب و آنالیز شیمی آنها به روش ICP (برای عناصر اصلی) و ICP-MS (برای عناصر کمیاب و نادر خاکی) در آزمایشگاه SGS کانادا صورت گرفت. تعبیر و تفسیر دادهها به کمک نرمافزارهای GCDkit و Minpetانجام شده است.
پتروگرافی
سنگهای آتشفشانی در جنوبباختر بیرجند شامل دو دسته آذرآواری و گدازهای هستند. سنگهای آذرآواری شامل توف، آگلومرا و برش هستند. ویژگیهای پتروگرافی سنگهای خروجی منطقه بررسی شد.
بافت غالب در سنگهای خروجی حسینآباد، پورفیری و گلومروپورفیری با زمینه ریز دانه تا شیشهای است. درشت بلورهای پلاژیوکلاز، هورنبلند، پیروکسن و بیوتیت در زمینهای از میکرولیتهای پلاژیوکلاز قرار گرفتهاند. پلاژیوکلاز بهعنوان فراوانترین فنوکریست است که با توجه به زاویه خاموشی و روش میشللوی (Kerr, 1977) از نوع الیگوکلاز تا آندزین، بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار، گاهی دارای منطقهبندی دیده میشود. همزیستی پلاژیوکلازهای سالم و دگرسان شده در یک سنگ، یکی از موارد درخور توجه در برخی نمونههاست (شکل 2-A ). این پدیده میتواند ناشی از دگرسانی انتخابی محلولهای هیدروترمال (Shelly, 1993) یا بیانگر وجود دو نسل پلاژیوکلاز باشد. دگرسانی پلاژیوکلاز به اپیدوت متداول است (شکل 2-B ). برخی بلورهای پلاژیوکلاز از حاشیه تحلیل رفته و گرد شدهاند (شکل2-C )
پس از پلاژیوکلاز، هورنبلند فراوانترین فنوکریست در این سنگهاست. اکسید شدن هورنبلند بهطور کامل یا در حاشیهها متداول است (شکل 3- A).
شکل 2- A) حضور پلاژیوکلاز سالم و دگرسان شده در کنار هم (XPL)، B) تبدیل پلاژیوکلاز به اپیدوت (XPL)، C) کانیهای پلاژیوکلاز با حاشیههای تحلیل رفته (XPL) (نمادهای اختصاری کانیها برگرفته از Pichler، 1997).
پدیده منطقهبندی در کانی هورنبلند نیز دیده شده که میتواند نشاندهنده تغییر ترکیب شیمیایی در هر زون باشد. زونهای تیرهرنگ میتوانند غنی از Fe و Al، و بخشهای روشن کانی غنی از Mg و Si باشند (Rutherford and Devine, 2003) (شکل 3- B).
منطقهبندی، بافت غربالی و جذب دوباره در پلاژیوکلاز، حاشیههای واکنشی در هورنبلند و گردشدگی کانیها از نشانههای وجود شرایط عدم تعادل حین انجماد ماگماست و احتمالاً بر اثر صعود سریع ماگما، افزایش فشار بخار آب، فرایندهای آلایش و هضم، اختلاط ماگمایی (Tsuchiyama, 1985; Pudlo and Franz, 1995) و افت سریع و ناگهانی فشار (Singer et al. .,1995; Zellmer et al., 2003; Nelson and Montana, 1992)) ایجاد شدهاند.
کلینوپیروکسن (اوژیت) بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار و بیوتیت به مقدار کم در این سنگها وجود دارند. کانیهای فرعی شامل ریز بلورهایی از آپاتیت، اسفن و کانیهای کدر هستند. این سنگها با توجه به مجموعه کانیهای خود، در رده آندزیت قرار میگیرند.
حضور انکلاو در سنگهای آتشفشانی منطقه مورد مطالعه پدیدهای رایج است. انکلاوها در این سنگها در دو گروه اتولیت و زینولیت قرار میگیرند. اتولیتها بافت میکروگرانولار نشان میدهند و به بخشهای زود سرد شده ماگما مربوط هستند. زینولیتها، آمفیبولیت و میکاشیستی هستند. زینولیتهای آمفیبولیتی به شکل بیضوی، تیغهای و به رنگهای سبز تیره تا سیاه دیده میشوند (شکل 4-A ). اندازه آنها از چند میلیمتر تا 15 سانتیمتر متغیر است. هورنبلند کانی اصلی، پلاژیوکلاز و کوارتز کانیهای رایج را تشکیل میدهند. مرز زینولیتها با سنگ میزبان ناگهانی است (شکل 4-B ) و میتوان آنها را به پی افیولیتی در منطقه مربوط دانست (یوسف زاده، 1385).
شکل 3- A) اپاسیتی شدن هورنبلند (PPL)، B) منطقهبندی در هورنبلند (XPL). (نمادهای اختصاری کانیها برگرفته از Pichler، 1997).
زینولیتهای میکاشیستی دانه ریز (اندازه آنها از چند میلیمتر تا 10 سانتیمتر متغیر بوده) و به رنگ خاکستری بوده، کوارتز و بیوتیت از متشکلههای اصلی آنها هستند (شکل 4-C ). وجود زینولیت در این سنگها، گویای فراهم بودن شرایط برای بروز آلودگی پوستهای و تحول ماگما هنگام صعود است.
ژئوشیمی
نتایج آنالیز شیمیایی نمونههای مورد مطالعه در جدول 1 آورده شده است. این سنگها در نمودار مجموع آلکالیها (Na2O+K2O) در برابر SiO2 (Middlemost, 1994) در محدوده آندزیت و تراکیآندزیت (شکل5) و در نمودار K2O در مقابل SiO2 (LeMaitre et al., 1989) متعلق به آندزیتهای کالکآلکالن پتاسیم بالا هستند (شکل 6).
شکل 4- A) حضور زینولیت آمفیبولیتی در آندزیتهای حسینآباد، B) مرز ناگهانی زینولیت آمفیبولیتی با سنگ میزبان (XPL)، C ) زینولیت میکاشیستی (XPL).
الگوی نمودار عناصر خاکی کمیاب بههنجار شده با کندریت (Nakamura, 1974) نشاندهندة غنیشدگی از عناصر LREE و تهیشدگی از عناصر HREE است (شکل 7) که میتواند بر اثر تفریق کانی هورنبلند یا حضور گارنت در ﻣﻨﺸﺄ روی داده باشد (Jahangiri, 2007).
جدول 1- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر اصلی (بر حسب wt%) و کمیاب (بر حسب ppm) سنگهای آتشفشانی حسینآباد.
ZD-29 |
ZD-26 |
ZD-25 |
ZD-16 |
ZD-12 |
HS-19 |
HS-9 |
FH-30 |
F-11 |
F-6 |
Sample No. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(wt%) |
60.4 |
58.3 |
59.4 |
60 |
56.9 |
59.3 |
58.5 |
61.3 |
58.5 |
59.8 |
SiO2 |
0.56 |
0.65 |
0.56 |
0.57 |
0.66 |
0.61 |
0.67 |
0.57 |
0.59 |
0.6 |
TiO2 |
16.6 |
17 |
16.4 |
16.9 |
16.8 |
16.7 |
16.7 |
16.3 |
16.6 |
16.2 |
Al2O3 |
6.6 |
7.15 |
5.53 |
5.56 |
6.89 |
6.17 |
7.67 |
5.73 |
6.9 |
7.5 |
Fe2O3t |
0.13 |
0.14 |
0.1 |
0.12 |
0.16 |
0.12 |
0.2 |
0.22 |
0.16 |
0.13 |
MnO |
2.61 |
2.66 |
2.15 |
2.59 |
2.62 |
2.04 |
2.9 |
2.39 |
2.3 |
2.58 |
MgO |
5.57 |
5.61 |
5.33 |
4.43 |
6.5 |
6.01 |
7.06 |
5.13 |
7.01 |
5.6 |
CaO |
4.3 |
4.6 |
3.6 |
4 |
4.6 |
3.3 |
3.9 |
3.8 |
3.4 |
3.6 |
Na2O |
2.61 |
2.66 |
2.82 |
3.16 |
2.89 |
2.73 |
2.98 |
3.31 |
2.9 |
2.92 |
K2O |
0.31 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.29 |
0.29 |
0.25 |
0.28 |
0.29 |
P2O5 |
1.19 |
1.15 |
3.23 |
2.21 |
1.99 |
2.40 |
1.10 |
1.19 |
1.89 |
1.20 |
LOI |
100.88 |
100.22 |
99.42 |
99.84 |
100.31 |
99.67 |
101.97 |
100.19 |
100.53 |
100.42 |
Total |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(ppm) |
84.3 |
90.5 |
92.3 |
81.1 |
80.1 |
79.4 |
82.8 |
104 |
77.3 |
93.3 |
Rb |
820 |
660 |
840 |
810 |
610 |
750 |
680 |
740 |
750 |
680 |
Sr |
950 |
710 |
950 |
940 |
670 |
710 |
600 |
770 |
710 |
690 |
Ba |
4.6 |
3.6 |
3.9 |
8.1 |
4.4 |
2.9 |
2.9 |
9.4 |
3.3 |
5.1 |
Cs |
120 |
150 |
140 |
130 |
140 |
150 |
140 |
150 |
150 |
150 |
Zr |
3 |
4 |
4 |
3 |
3 |
4 |
4 |
4 |
4 |
4 |
Hf |
11 |
9.9 |
9.9 |
11.3 |
10.8 |
11.1 |
10.1 |
12.9 |
11.1 |
12.3 |
Th |
2.48 |
2.04 |
2.02 |
2.6 |
1.89 |
2.43 |
2.24 |
2.45 |
2.74 |
2.59 |
U |
115 |
133 |
127 |
106 |
107 |
111 |
100 |
95 |
106 |
110 |
V |
17.9 |
20.1 |
21 |
18.7 |
18 |
16.8 |
19 |
19.4 |
20.7 |
19.5 |
Y |
7 |
8 |
8 |
6 |
6 |
8 |
6 |
8 |
8 |
8 |
Nb |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
<0.5 |
Ta |
18 |
17 |
18 |
18 |
18 |
19 |
16 |
18 |
16 |
17 |
Ga |
28.7 |
27.9 |
26.8 |
27.9 |
26.9 |
27.7 |
22.7 |
28.6 |
28.1 |
29.6 |
La |
54.4 |
54.1 |
53.3 |
53.8 |
51.4 |
52.4 |
43.4 |
53.4 |
52.8 |
56 |
Ce |
5.98 |
6.13 |
6.02 |
6.26 |
5.96 |
5.8 |
4.97 |
6.01 |
6.15 |
6.15 |
Pr |
24.4 |
23.9 |
24.5 |
25.4 |
23.6 |
22.6 |
20.2 |
23.5 |
24.5 |
23.7 |
Nd |
3.7 |
4.1 |
4 |
3.9 |
4 |
3.7 |
3.5 |
3.9 |
2.4 |
4 |
Sm |
1.02 |
1.17 |
1.15 |
1.14 |
1.06 |
1.07 |
1.07 |
1.03 |
1.18 |
1.11 |
Eu |
3.18 |
3.43 |
3.49 |
3.22 |
3.25 |
3.05 |
3 |
3.28 |
3.51 |
3.24 |
Gd |
0.45 |
0.55 |
0.53 |
0.52 |
0.48 |
0.47 |
0.47 |
0.54 |
0.56 |
0.54 |
Tb |
2.93 |
3.33 |
3.49 |
3.19 |
3.2 |
3.82 |
3.22 |
3.16 |
3.52 |
3.29 |
Dy |
0.58 |
0.66 |
0.68 |
0.62 |
0.61 |
0.6 |
0.66 |
0.63 |
0.69 |
0.64 |
Ho |
1.78 |
2.1 |
2.08 |
1.85 |
1.94 |
1.74 |
2.03 |
2.01 |
2.14 |
1.99 |
Er |
0.26 |
0.29 |
3 |
0.27 |
3 |
0.27 |
0.29 |
0.28 |
3 |
0.27 |
Tm |
1.8 |
2.2 |
2.2 |
1.9 |
2 |
1.9 |
2.1 |
2 |
2.2 |
2.1 |
Yb |
0.26 |
0.30 |
0.32 |
0.28 |
0.30 |
0.27 |
0.29 |
0.29 |
0.31 |
0.28 |
Lu |
شکل 5- نمودار ردهبندی شیمیایی بر حسب مجموع آلکالیها (Na2O+K2O) در برابر SiO2 (Middlemost, 1994)
|
شکل 6 - نمودار K2O در مقابل SiO2 (LeMaitre et al., 1989) و موقعیت سنگهای آتشفشانی منطقه حسینآباد
|
|
شکل 7- الگوی عناصر نادر خاکی کمیاب بههنجار شده با کندریت (Nakamura, 1974)
|
|
شکل 8- الگوی عناصر جزیی بههنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)
|
نمودار فراوانی عناصر جزیی بههنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and Mc Donough, 1989)، غنیشدگی انتخابی عناصر LILE را نسبت به عناصر HFSEنشان میدهد. در این نمودار عناصر Sr، Cs، Th، U و K آنومالی مثبت و Ti و Nb آنومالی منفی نشان میدهند (شکل 8).
بحث
بیهنجاری منفی Nb شاخص سنگهای قارهای است و میتواند نشاندهنده مشارکت پوسته در فرایندهای ماگمایی باشد (Reichew, 2005). از طرفی، تهیشدگی Nb و Ti ویژه ماگماتیسم در زون فرورانش است (Wilson, 2007). بالا بودن نسبت LREE/HREE و نسبت Sr/Y (میانگین 55/38)، مقدار بالای SiO2 (میانگین09/59درصد) و Sr (میانگین ppm 734)، مقدار پایین Yb (میانگین ppm4/2) و Y (میانگین ppm11/19)، Na2O/K2O>1، مقدار MgO (میانگین، 45/2)، تهیشدگی در Nb، Ti و P بههمراه فقدان آنومالی منفی Eu در سنگهای آندزیتی منطقه حسینآباد نشان میدهند که این سنگها شباهت زیادی به آداکیتهای غنی از سیلیس دارند(Defant and Drummond, 1990; Martine, 1999; Martin et al., 2005; Rollinson and Tarney, 2005; Shimoda, 2009; Moyen, 2009).
نمودارSr/Y در برابر Y (Defant and Drummond, 1990) و LaN/YbN در مقابل YbN (Martin, 1999) نشان میدهد که سنگهای آندزیتی منطقه حسینآباد در محدوده آداکیتها قرار میگیرند (شکل 9- A و 9- B).
آداکیتها از ذوببخشی پوسته اقیانوسی جوان و گرم در زونهای فرورانش ایجاد میشوند (Martin et al., 2005; Defant and Drummond, 1990; Martine, 1999). امروزه مطالعات نشان داده است که سنگ هایی وجود دارند که ویژگیهای آداکیتی را نشان میدهند، اما در ارتباط مستقیم با ذوب ورقه اقیانوسی نیستند؛ از جمله:
(1) شکسته شدن پوسته اقیانوسی و بالا آمدگی آستنوسفر (Qin et al., 2007; Jahangiri, 2007)؛
(2) ماگمای مشتقشده از گوشته با مشارکت پوسته بالایی و تفریق (Chiaradia et al., 2009; Castillo, 2006; Richard and Kerrich, 2007)؛
(3) تبلور تفریقی بازالتهای حاوی آمفیبول در خزینه ماگمایی (Castillo, 2006)؛
(4) ذوببخشی بازالت دگرگون شده و اکلوژیتی شده پوسته پایینی (Kay and Kay, 1991; Topuz et al., 2005; Guo et al., 2007; Varol et al., 2007; Fang and Yong-Sheng, 2010)؛
(5) ذوببخشی پوسته پایینی رها شده در آستنوسفر (Wang et al., 2004; Seghedi et al., 2007; Pinto et al., 2008).
بر اساس نمودار در صد وزنیMgO در برابر SiO2 (Pinto et al., 2008) سنگهای مورد مطالعه در محدوده آداکیتهای ناشی از ذوببخشی پوسته تحتانی ضخیم شده قرار میگیرند )شکل 10(. این مطلب توسط نمودارهای K2O/Na2O در برابر Al2O3 و Sr تایید میشود (شکل 11- A و 11- B ). Fang و Yong-Sheng (2010) آداکیت هایی را که از ذوببخشی پوسته پایینی ایجاد میشوند، آداکیتهای تیپ C (Lower Crust Continental) نامیدهاند. بر این اساس، سنگهای مورد مطالعه از نوع آداکیتهای تیپ C هستند.
شکل 9- A) نمودار Sr/Y در برابرY (Defant and Drummond, 1990)، B) نمودار LaN/YbN در مقابل YbN (Martin, 1999) که موقعیت نمونههای مورد مطالعه در محدوده آداکیتها را نشان میدهد.
شکل 10- نمودار درصد وزنی MgO در برابر SiO2(Pinto et al., 2008) و موقعیت نمونههای منطقه حسینآباد.
شکل 11-A) وB ) نمایش سنگهای آتشفشانی منطقه حسینآباد بر روی نمودار K2O/ Na2O در برابر Al2O3 و Sr(Kamei et al., 2009)
بر اثر نیروی برخوردی قاره- قاره، سنگهای پوسته پایینی در معرض دما و فشار بالا قرار میگیرند و طی آن واکنشهای دگرگونی در پوسته پایینی قارهای انجام میشود. بسته به مقدار افزایش فشار و پاراژنز اولیه پوسته پایینی، بازالت و گابرو به آمفیبولیت (P<1G Pa) و در فشار بالاتر به اکلوژیت، گرانولیت و گارنت پیروکسنیت تبدیل میشوند (Lustrino, 2005).
دگرگونی پوسته تحتانی و افزایش وزن مخصوص ناشی از این دگرگونی، شرایط جدایش این بخش از پوسته و فرورفتن در آستنوسفر را فراهم نموده است. این فرآیند باعث صعود آستنوسفر و بروز ذوببخشی پوسته تحتانی دگرگون شده، ماگمایی با مشخصات آداکیتی ایجاد میشود (زرین کوب و دیگران، 1389).
مطالعات ژئوفیزیکی Dehghani و Makris (1983)، Priestley و McKenzie (2006، 2008)، Walker و همکاران (2009) و Hatzfeld و Molnar (2010) نشان دادهاند که پوسته در خاور ایران نسبتاً ضخیم است (40 تا 48 کیلومتر) که میتواند پیامد برخورد دو بلوک قارهای لوت و سیستان (Zarrinkoub et al., 2010) باشد. در نتیجه، ضخیمشدگی پوسته و به تبع آن لیتوسفر، شرایط دگرگونی بخش تحتانی پوسته (گارنت آمفیبولیت) فراهم شده است.
نتیجهگیری
بر اساس مطالعات پتروگرافی و ردهبندی شیمیایی، سنگهای آتشفشانی مورد بررسی آندزیت هستند.
حضور انکلاو بهصورت اتولیت و زینولیت در سنگهای آتشفشانی منطقه مورد مطالعه پدیدهای رایج است. اتولیتها مربوط به بخشهای زود سرد شده ماگما و زینولیتها، آمفیبولیت و میکاشیستی هستند. وجود زینولیت در این سنگها، حاکی از فراهم بودن شرایط برای بروز آلودگی پوستهای و تحول ماگما هنگام صعود است.
دادههای زمینشیمی نشاندهندة تعلق این سنگها به سری ماگمایی کالکآلکالن با ویژگی آداکیتی است. با بسته شدن اقیانوس تتیس بین پهنه لوت و افغان در خاور ایران، برخورد آنها و به دنبال آن ضخیمشدن پوسته قارهای و دگرگونی پوسته تحتانی، شرایط جدایش این بخش از پوسته و فرورفتن آن در آستنوسفر فراهم شده است. صعود آستنوسفر و بروز ذوببخشی پوسته تحتانی دگرگون شده سبب ایجاد ماگمایی با مشخصات آداکیتی نوع C شده است. بالا بودن نسبتهای LREE/HREE و Sr/Y در سنگهای مورد مطالعه حاکی از ﻣﻨﺸﺄگرفتن آنها از یک منبع گارنت آمفیبولیتی است. این رخداد به عنوان یک پدیده پس از برخوردی در منطقه مورد مطالعه محسوب میشود.