Document Type : Original Article
Authors
1 دانشگاه صنعتی شاهرود - دانشکده علوم زمین
2 شاهرود- بلوار دانشگاه- دانشگاه صنعتی شاهرود- دانشکده علوم زمین
Abstract
Keywords
پتروژنز گنبدهای آداکیتی کمسیلیس سهل
(جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان)
فضیلت یوسفی *، محمود صادقیان، سیده زهرا ساداتی جمالی، بتول منصوریمقدّم و حبیباله قاسمی
گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران
چکیده
منطقه سهل در جنوب شاهرود، بخشی از شمال پهنه ساختاری ایرانمرکزی است که در آن توالی ستبری از سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی-رسوبی، به سن پالئوسن تا ائوسن میانی، رخنمون دارند. در درون این توالی،سنگهای آذرین نیمهژرف، به شکل گنبد، دایک و سیل با ترکیب بیشتر تراکیآندزیبازالتی و تراکیآندزیتی، نفوذ کرده و جای گرفتهاند. در این سنگهای آذرین، انکلاوهای گوناگونی با سرشت آمفیبولیتی، گنیسی، هورنبلندیتی، پیروکسنیتی، تونالیتی، گابرویی، توفی سیلتستونی و توفی ماسهسنگی با اندازه و شکلهای گوناگون یافت میشود که نشاندهنده آلایش و آمیزش ماگمایی هستند. با توجه به ویژگیهای زمینشیمیایی، این سنگها از آداکیتهای کم سیلیس بهشمار میروند و دارای سرشت کالکآلکالن تا کالکآلکالن پتاسیم بالا هستند. همچنین، دارای غنیشدگی از LILE و LREE و تهیشدگی از HSFE و HREE هستند. با توجه به همه ویژگیهای زمینشناسی، این آداکیتها از تبلور مذاب برآمده از ذوببخشی گوة گوشتهای متاسوماتیسمشده در بالای پهنه فرورانش لیتوسفر اقیانوسی (شاخه سبزوار - درونه) پدید آمدهاند.
واژههای کلیدی: تراکیآندزیت، انکلاو، گوة گوشتهای متاسوماتیسم شده، آداکیت، سهل، شاهرود
مقدمه
رویدادهای ماگمایی سنوزوییک ایران از اواخر پالئوسن آغاز شده و تا کواترنر ادامه پیدا کرده است و آثار آنها را میتوان در پهنههای ساختاری ارومیه- دختر، ایرانمرکزی، البرز، آذربایجان، فلیش خاور ایران و لوت دید. این رویدادهای ماگمایی در دورههای زمانی گوناگون بهصورت خروج گدازه، فوران گدازه در پهنههای خشکی و آبی، و همچنین، نفوذ و جایگزینی تودههای نفوذی با گستره ترکیبی گوناگون، نمودار شدهاند (Emami, 2001). سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی-رسوبی پالئوسن تا ائوسن میانی بهگونه گستردهای در ایران رخنمون دارند (بهویژه در پهنههای ساختاری ارومیه- دختر و شمال ایرانمرکزی). در بخشهای شمالی ایرانمرکزی که منطقه سهل بخشی از آن است نوار گستردهای شامل سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی رخنمون دارند. تودههای آذرین نیمهژرف و دایکهای فراوانی به درون توالی آتشفشانی- رسوبی پالئوسن تا ائوسن میانی منطقه سهل (نزدیک به 120 کیلومتری جنوب شاهرود) نفوذ کردهاند. این پژوهش به بررسی سنگشناسی، زمینشیمیایی، خاستگاه و جایگاه زمینساختی آنهاپرداخته است. گفتنی است، ازآنجاییکه منطقه سهل از مراکز جمعیتی بزرگ دور بوده و راههای دسترسی مناسب ندارد، تاکنون بررسیهای سنگشناسی جامعی درباره تودههای آذرین نیمهژرف، دایک و سیلهای این منطقه انجام نشده است. ازاینرو، این بررسی در روشنشدن بخشی از تاریخچه زمینشناسی این منطقه از ایران، ضروری و سودمند است.
روش انجام پژوهش
از میان 200 نمونه سنگی برداشتشده، 70 مقطع نازک تهیه و سنگنگاری آنها بررسی شد. با توجه به کمترین دگرسانی و بیشترین گوناگونی ترکیبی، 16 نمونه از نمونههای سنگی گنبدها، دایکها و سیلها برگزیده شدند و برای انجام تجزیه شیمیایی و اندازهگیری عناصر اصلی (به روش ICP-AES) و عناصر فرعی و عناصر خاکی نادر (به روش ICP-MS) به آزمایشگاه زمینشیمی ACMELAB کانادا فرستاده شدند. سپس با نرمافزارهای زمینشناسی، نمودارها و نقشههای زمینشناسی لازم تهیه شد. از دادههای بهدستآمده از تجزیه زمینشیمیایی نمونههای برگزیده، برای تفسیرهای سنگشناسی و شناسایی پهنه زمینساختی بهره گرفته شده است.
جایگاه جغرافیایی و زمینشناسی منطقه
منطقه مورد بررسی در استان سمنان، در 120 کیلومتری جنوب شهر شاهرود جای دارد. این منطقه در بخش شمالی نقشه زمینشناسی 1:100000 چهارگوش رزّه و در محدوده ´55°38 تا´ 58°55 طولهای جغرافیایی خاوری و´58°35 تا´61°35 عرضهای جغرافیایی شمالی جای دارد (شکل 1). این منطقه بخشی از شمال خردقاره ایرانمرکزی بهشمار میرود.
شکل 1- جایگاه جغرافیایی منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان) بر روی نقشه پهنههای زمینساختاری ایران و راههای دسترسی به آن (نقشه زمینشناسی برگرفته از Aghanabati (2004) است).
در دوران مزوزوییک و سنوزوییک، ایرانمرکزی از نظر زمینساختی منطقه پرتکاپویی بوده است؛ بهگونهایکه افزونبر چندین دگرریختی بسیار آشکار، رویدادهای ماگمایی، بهصورت پیدایش سنگهای آتشفشانی، آتشفشانیِ رسوبی و تودههای آذرین نیمهژرف، در آن دیده میشود (Rahmati Ilkhchi et al., 2006). این رویدادهای آتشفشانی در پی فرورانش ورقه اقیانوسی سبزوار - درونه بهسوی شمال- شمالخاوری رخ دادهاند و معمولاً گوهای از مجموعههای اقیانوسی بههم نزدیکشده (Island Arc) هستند که به زیر لبه جنوبی توران رانده شده است (Ghasemi and Rezaei, 2015). در این منطقه سنگهای آتشفشانی و آتشفشانیِ رسوبی به سن پالئوسن تا ائوسن میانی رخنمون دارند که تعداد چشمگیری از تودههای آذرین نیمهژرف، دایک و به ندرت سیل، در آنها نفوذ کرده است.
در این سنگها، انکلاوها به دو گروهِ «همخاستگاه» و «نا همخاستگاه» ردهبندی میشوند. Didier (1964، 1973) و Valizadeh و همکاران (2002) انکلاوها را به چهار گروه ردهبندی میکند:
1) زینولیتها (نا همخاستگاه) که برخی ممکن است ذوب شوند و در شرایط فیزیکی ویژهای به ترکیبهای رستیتی تغییر یابند؛
2) رستیتها که همراه با میگماتیتها یافت میشوند؛
3) میکروگرانولارها که به مافیک و فلسیک ردهبندی میشوند؛
4) اتولیتها (همخاستگاه) که شامل تکههای سنگی از جنس خود ماگما هستند و زودتر سرد شدهاند و با ماگما به ترازهای بالاتر راه یافتهاند.
در این سنگهای آذرین نیمهژرف، انکلاوهای همخاستگاه شامل لختههای مافیک هورنبلندیتی، پیروکسنیتی و لختههای سرشار از هورنبلند سبز و اوژیت هستند. بخشی از این انکلاوها دارای لبههای انحنادار یا کنگرهدار هستند که نشاندهنده شکلپذیربودن آنها در هنگام اقامت در درون ماگماها یا در هنگام بالاآمدن آنها هستند. این انکلاوها از زمینه سنگ تیره رنگتر هستند و مقدار هورنبلند و اوژیت در آنها فراوانی بیشتری دارد. این انکلاوها دارای شکلهای گردشده تا زاویهدار هستند. همچنین، اندازه آنها از چند میلیمتر تا چند دسیمتر است و از سنگهای دربرگیرندشان مافیکتر هستند. در پی دارابودن مقدار چشمگیری هورنبلند، این انکلاوها دارای آب بیشتری هستند. انکلاوهای همخاستگاه نشانه آمیزش و آمیختگی ماگما در هنگام بالاآمدن هستند (Hibbard and Sabatire, 1998). انکلاوهای میکروگرانولار مافیک و لختههای مافیک از شواهد آشکار آمیزش ماگمایی هستند. لختههای مافیک، بخشهای نخستتبلوریافتهای هستند که در پی تزریق دوباره ماگما به درون آشیانه ماگمایی، گسیختهشده و با ماگما به ترازهای بالاتر بُرده شدهاند. تجزیه شیمیایی این انکلاوها، درستی این نکته را نشان میدهد (Jamali, 2015)
انکلاوهای نا همخاستگاه شامل انکلاوهای گابرویی، لوکوگابرویی، تونالیتی، آمفیبولیتی، گنیسی، میکاشیستی و توفی ماسهسنگی هستند (شکل 2). بیشتر این انکلاوها زاویهدار هستند. اندازه آنها از چند سانتیمتر تا چند دسیمتر است. برخی از آنها، بهویژه انکلاوهای میکاشیستی، گنیسی و آمفیبولیتی، برگوارگی آشکاری نشان میدهند. انکلاوهای لوکوگابرویی و تونالیتی با رنگ بسیار روشن و ساخت دانهدرشت از سنگهای تراکیآندزیتی میزبان خود شناخته میشوند. انکلاوهای بازالتی، توفی سندستونی، توفی سیلتستونی و لیتیکتوفها تکههای سنگی هستند که از سنگهای میزبان آنها (توالی آتشفشانی و آتشفشانیرسوبی ائوسن کنده شده و به درون آنها راه یافتهاند. انکلاوهای گنیسی، لوکوگابرویی و توفی سیلتستونی نیز نشانههای آشکاری از آلایش پوستهای هستند.
برای دستیابی به نشانههای بیشتر درباره انکلاوهای درون سنگهای آذرین نیمهژرف ائوسن میانی منطقه جنوب و جنوبخاوری شاهرود، یافتههای Jamali و همکاران (2014)، Jamali (2015) و Mansouri (2015) بررسی شوند. درباره اینگونه سنگهای آذرین نیمهژرف به سن ائوسنمیانی در شمال و خاور ایرانمرکزی بررسیهای مشابهی انجام شده است که از میان آنها میتوان Salehinejad (2008)، Dehnavi (2009)، Delavar (2010)، Saeidi (2010)، Zarrinkoub و همکاران (2011) و Jamshidi و همکاران (2015a، b) را نام برد.
شکل 2- تصویرهای صحرایی از انکلاوها در گنبدهای نیمهژرف منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان): A) لخته مافیک سرشار از هورنبلند و پیروکسن؛ B) گابرویی؛ C) آمفیبولیتی.
با توجه به بررسیهای سنسنجی که بهتازگی بر روی گنبدهای نیمهژرف مشابه در منطقه باختر و شمالباختری سبزوار انجام شده و آشکارشدن بازه سنی نزدیک به 45 میلیون سال پیش، سن ائوسن میانی برای این تودهها درستتر باشد (Jamshidi et al., 2015a, b).
گنبدها و دایکهایی که در خاور روستای رزّه و جنوب روستای سهل رخنمون دارند، از ویژگیهای جالب زمینشناسی پهنه ماگمایی شمال ایرانمرکزی هستند که تاکنون کمتر به آنها پرداخته شده است و بررسی علمی جامعی بر روی آنها انجام نشده است. از ویژگیهای آشکار این مجموعه، فراوانی و فراگیری انکلاوهای نا همخاستگاه و همخاستگاه در این مجموعههای سنگی است.
سنگنگاری
گنبدهای آذرین، دایک و سیلهای قطعکننده توالی آتشفشانی- رسوبی پالئوسن- ائوسن سهل دارای ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت و تراکیآندزیبازالت هستند. این سنگها بافت پورفیری، میکرولیتی، میکرولیتیپورفیری، گلومروپورفیری و جریانی نشان میدهند. پلاژیوکلاز و هورنبلندهای سبز و قهوهای از فنوکریستهای دیده شده در آندزیتها و تراکیآندزیتها هستند (شکل 3- A).
اپاسیتیشدن ناقص تا کامل هورنبلند پدیدهای است که به گستردگی در مقاطع دیده میشود (شکل 3- A). Middlemost (1986) فرایند اپاسیتیشدن را به نبود تعادل کانیهای آبدار با محیط بیآب و افزایش دما در فرآیند گرمازا میداند. همچنین، Rutherford و Devine (2003( اپاسیتیشدن بلورهای هورنبلند را به افت پرشتاب فشار وابسته میدانند. در برخی نمونهها، فنوکریستهای هورنبلند لبة خوردگی دارند (شکل 3- B).
کوارتز، بیوتیت، آپاتیت، مگنتیت، زیرکن و اسفن، کانیهای فرعی و کلریت، اپیدوت و کلسیت، کانیهای ثانویه در این سنگها هستند. آندزیبازالتها بیشتر بافتهای پورفیری و میکرولیتی دارند. فراوانترین کانیهای سازنده این سنگها، پلاژیوکلاز، هورنبلند و اوژیت هستند که در خمیرهای ریز بلور از همین کانیها یافت میشوند (شکل 3- C).
منطقهبندی ترکیبی در فنوکریستهای پلاژیوکلاز و هورنبلندها دیده میشود. کلریت و اپیدوت کانیهای ثانویه این سنگها هستند. از پدیدههای جالب در این سنگها حضور میکروانکلاوهاست (شکل 3- D). در شکل 4 برخی از ویژگیهای میکروسکوپی آشکارِ انکلاوهای درون گنبدهای آداکیتیِ جنوب سهل نشان داده شدهاند.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی در نور پلاریزه متقاطع از حضور هورنبلند، اوژیت، پلاژیوکلاز در سنگهای آداکیتی منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان): A و B) آندزیتها و تراکیآندزیبازالتها؛ C) تراکیآندزیبازالتها؛ D) میکروانکلاو گابرویی در تراکیآندزیبازالتها. به بافت پورفیری و گلومروپورفیری در این سنگها توجه شود (نام اختصاری کانیها از Pichler و Schmitt Riegraf (1997) برگرفته شده است).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی در نور پلاریزه متقاطع از انکلاوهای درون گنبدهای آداکیتی جنوب سهل (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان): A) لخته مافیک ساختهشده از هورنبلند و پیروکسن؛ B) پلاژیوکلاز و پیروکسن (اوژیت) بهصورت تیغهای در انکلاو گابرویی؛ C) انکلاو آمفیبولیتی.
زمینشیمی
بر پایه دادههای تجزیه زمینشیمیایی (جدول 1) و نمودارهای ردهبندی مانند نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Le Bas et al., 1986)، بیشتر این سنگها در محدوده تراکیآندزیت جای میگیرند (شکل 5- A). برپایه نمودار K2O در برابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976) برای شناسایی سری ماگمایی این نمونههای سنگی در محدوده کالکآلکالن پتاسیم بالا جای گرفتهاند (شکل 5- B). جایگرفتن چند نمونه در محدوده مرزی کالکآلکالن پتاسم بالا و آلکالن تنها در پی وجود K2O بیشتر است. گفتنی است که ویژگیهای دیگر زمینشناسی منطقهای، سنگنگاری و زمینشیمیایی، آلکالنبودن این سنگها را نشان نمیدهد.
جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی نمونههای سنگی متعلق به گنبدهای آداکیتی منطقه سهل و رزّه (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان) (مقدار عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و مقدار عنصرهای کمیاب و خاکی نادر برپایه ppm است).
|
Sample No. |
S-1 |
S-2 |
S-3 |
S-4 |
S-5 |
S-6 |
S-7 |
S-8 |
S-9 |
S-10 |
|
SiO2 |
48.15 |
48.27 |
48.35 |
48.77 |
51.38 |
52.58 |
52.67 |
54.01 |
54.06 |
55.11 |
|
Al2O3 |
14.58 |
17.23 |
15.11 |
17.73 |
16.7 |
16.42 |
17.09 |
16.42 |
15.24 |
15.26 |
|
TiO2 |
0.66 |
0.70 |
0.68 |
0.68 |
0.65 |
0.64 |
0.53 |
0.52 |
0.51 |
0.49 |
|
Fe2O3 |
9.34 |
9.81 |
9.26 |
9.02 |
8.71 |
8.3 |
7.64 |
7.31 |
7.94 |
7.13 |
|
MgO |
8.70 |
5.47 |
8.26 |
4.85 |
5.98 |
6.09 |
4.18 |
4.10 |
6.27 |
5.77 |
|
MnO |
0.18 |
0.19 |
0.25 |
0.22 |
0.15 |
0.15 |
0.14 |
0.12 |
0.08 |
0.11 |
|
CaO |
7.92 |
7.78 |
7.17 |
8.57 |
8.22 |
7.62 |
5.04 |
5.05 |
8.43 |
6.51 |
|
Na2O |
4.05 |
4.18 |
4.38 |
4.31 |
4.81 |
4.90 |
5.85 |
5.84 |
4.29 |
4.96 |
|
K2O |
2.20 |
2.28 |
2.16 |
2.13 |
2.52 |
3.01 |
2.98 |
3.01 |
2.47 |
3.46 |
|
P2O5 |
0.33 |
0.35 |
0.34 |
0.33 |
0.33 |
0.31 |
0.32 |
0.32 |
0.25 |
0.27 |
|
L.O.I |
3.50 |
3.30 |
3.60 |
3.00 |
0.55 |
0.02 |
3.30 |
3.10 |
0.89 |
0.93 |
|
Pb |
19.6 |
4.3 |
9.5 |
15 |
4.2 |
12.4 |
8.1 |
8.5 |
7.4 |
3.8 |
|
Ta |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
|
Rb |
40.2 |
44.9 |
35.4 |
42.6 |
55.1 |
57.7 |
82.6 |
80.5 |
61 |
59.8 |
|
Sr |
765 |
1247 |
849.3 |
1506.2 |
826.4 |
1021.1 |
657.2 |
566.1 |
707.3 |
479.7 |
|
Y |
15.2 |
17.3 |
14.8 |
15.5 |
14.5 |
12.7 |
14.9 |
14.8 |
10.7 |
11.6 |
|
Zr |
68.2 |
73.1 |
68.1 |
69 |
75.3 |
66.1 |
89 |
97.8 |
65 |
72.6 |
|
Nb |
3.1 |
3.3 |
2.8 |
2.9 |
2.9 |
2.4 |
3.1 |
3.2 |
2.6 |
3.2 |
|
Cs |
17.1 |
5.1 |
7.7 |
1.7 |
4.3 |
1.8 |
3.6 |
3 |
1.1 |
1.3 |
|
Ba |
290 |
331 |
278 |
249 |
290 |
425 |
360 |
324 |
316 |
477 |
|
La |
15.8 |
16.6 |
15.6 |
13.3 |
13.5 |
11.9 |
13.3 |
13.6 |
11.1 |
15.3 |
|
Ce |
30.2 |
34.6 |
31.6 |
27.7 |
28.5 |
25.5 |
26.9 |
28.8 |
21.9 |
35.2 |
|
Pr |
3.94 |
4.37 |
4.09 |
3.64 |
3.93 |
3.30 |
3.70 |
3.66 |
2.76 |
4.39 |
|
Nd |
17.8 |
19.1 |
17 |
16.1 |
16.4 |
14.2 |
15.4 |
15.9 |
11.8 |
18.1 |
|
Sm |
3.57 |
3.92 |
3.56 |
3.50 |
3.62 |
3.26 |
3.67 |
3.40 |
2.64 |
3.32 |
|
Eu |
1.06 |
1.17 |
1.08 |
1.06 |
1.05 |
.94 |
1.03 |
1.02 |
.8 |
1.03 |
|
Gd |
3.59 |
3.8 |
3.43 |
3.48 |
3.6 |
3.03 |
3.35 |
3.26 |
2.45 |
2.83 |
|
Tb |
0.52 |
0.56 |
0.52 |
0.53 |
0.51 |
0.45 |
0.49 |
0.47 |
0.37 |
0.38 |
|
Dy |
2.80 |
3.14 |
2.85 |
2.73 |
2.70 |
2.51 |
2.76 |
2.46 |
1.95 |
2.20 |
|
Ho |
0.60 |
0.65 |
0.55 |
0.58 |
0.57 |
0.47 |
0.51 |
0.48 |
0.39 |
0.39 |
|
Er |
1.60 |
1.74 |
1.49 |
1.59 |
1.58 |
1.31 |
1.45 |
1.39 |
1.03 |
1.17 |
|
Tm |
0.22 |
0.25 |
0.22 |
0.23 |
0.21 |
0.2 |
0.23 |
0.22 |
0.16 |
0.16 |
|
Yb |
1.43 |
1.48 |
1.36 |
1.51 |
1.44 |
1.25 |
1.39 |
1.31 |
1.03 |
1.04 |
|
Lu |
0.21 |
0.26 |
0.22 |
0.23 |
0.23 |
0.19 |
0.23 |
0.22 |
0.17 |
0.18 |
|
U |
0.8 |
0.8 |
0.8 |
0.8 |
0.8 |
0.8 |
1.2 |
1.2 |
0.7 |
0.7 |
|
LaN/YbN |
6.995 |
7.652 |
9.918 |
6.929 |
7.183 |
7.992 |
7.652 |
6.418 |
7.562 |
7.449 |
|
Sr/Y |
50.32895 |
72.08092 |
57.38514 |
97.17419 |
56.9931 |
80.40157 |
44.10738 |
38.25 |
66.1028 |
41.37069 |
جدول 1- ادامه.
|
Sample No. |
S-11 |
S-12 |
S-13 |
S-14 |
S-15 |
S-16 |
S-17 |
S-18 |
S-19 |
S-20 |
|
SiO2 |
55.37 |
55.81 |
57.39 |
57.72 |
58.26 |
58.26 |
58.32 |
58.33 |
58.51 |
59.02 |
|
Al2O3 |
16.17 |
16.35 |
16.00 |
17.83 |
16.21 |
16.21 |
16.62 |
15.78 |
16.2 |
16.2 |
|
TiO2 |
0.51 |
0.48 |
0.48 |
0.47 |
0.48 |
0.48 |
0.48 |
0.44 |
0.46 |
0.45 |
|
Fe2O3 |
7.80 |
7.01 |
6.24 |
5.96 |
6.70 |
6.70 |
6.79 |
6.01 |
6.70 |
6.37 |
|
MgO |
6.04 |
4.30 |
3.97 |
2.61 |
8.00 |
3.97 |
3.95 |
4.10 |
3.94 |
4.31 |
|
MnO |
0.10 |
0.12 |
0.12 |
0.09 |
0.12 |
0.12 |
0.16 |
0.10 |
0.11 |
0.12 |
|
CaO |
6.65 |
6.06 |
6.22 |
5.41 |
6.58 |
6.58 |
6.61 |
5.82 |
6.31 |
5.69 |
|
Na2O |
5.01 |
3.79 |
4.19 |
4.77 |
3.68 |
3.68 |
3.94 |
3.48 |
3.68 |
3.94 |
|
K2O |
2.90 |
2.79 |
3.02 |
1.86 |
2.97 |
2.97 |
2.69 |
3.50 |
3.04 |
2.98 |
|
P2O5 |
0.27 |
0.30 |
0.26 |
0.25 |
0.25 |
0.25 |
0.26 |
0.24 |
0.26 |
0.23 |
|
L.O.I |
0.82 |
2.70 |
1.90 |
2.80 |
3.25 |
0.78 |
0.18 |
2.00 |
0.79 |
0.83 |
|
Pb |
11 |
3.8 |
1.1 |
42.4 |
6.8 |
6.8 |
5 |
1.2 |
3.2 |
4.3 |
|
Ta |
0.1 |
0.2 |
0.2 |
0.1 |
0.3 |
0.3 |
0.2 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
|
Rb |
69.6 |
61.3 |
77.8 |
39.4 |
70.2 |
70.2 |
63.9 |
86.2 |
71.7 |
63.3 |
|
Sr |
645.9 |
780.7 |
809.4 |
846.4 |
904.3 |
904.3 |
872.1 |
741.1 |
909.6 |
709.2 |
|
Y |
10.6 |
13.4 |
12.7 |
12.4 |
13.1 |
13.1 |
12.5 |
10.8 |
12.3 |
10.8 |
|
Zr |
65.3 |
84.6 |
86.4 |
88.4 |
96 |
96 |
87.4 |
83.6 |
92.8 |
79.7 |
|
Nb |
2.5 |
3.0 |
3.3 |
3.0 |
3.8 |
3.8 |
3.2 |
3.0 |
3.7 |
3 |
|
Cs |
0.8 |
1.3 |
2.2 |
1.4 |
2.2 |
2.2 |
1.7 |
0.6 |
2.3 |
2.3 |
|
Ba |
326 |
354 |
300 |
300 |
411 |
411 |
314 |
364 |
395 |
352 |
|
La |
11.1 |
13.1 |
13.5 |
12.4 |
14.3 |
14.3 |
14.7 |
8.7 |
13.8 |
11.4 |
|
Ce |
21.4 |
26.1 |
27.5 |
26.9 |
28.3 |
28.3 |
26.9 |
20.3 |
26 |
23.3 |
|
Pr |
2.82 |
3.33 |
3.48 |
3.42 |
3.62 |
3.62 |
3.56 |
2.78 |
3.48 |
2.97 |
|
Nd |
11.9 |
14 |
14.5 |
14.8 |
15.7 |
15.7 |
14.8 |
11.9 |
13.6 |
12.8 |
|
Sm |
2.65 |
3.04 |
3.01 |
2.91 |
3.24 |
3.24 |
3.07 |
2.67 |
2.98 |
2.58 |
|
Eu |
0.77 |
0.93 |
0.86 |
0.97 |
0.92 |
0.92 |
0.89 |
0.78 |
0.94 |
0.77 |
|
Gd |
2.57 |
3.01 |
2.79 |
2.94 |
2.96 |
2.96 |
2.84 |
2.55 |
2.92 |
2.93 |
|
Tb |
0.37 |
0.44 |
0.40 |
0.42 |
0.43 |
0.43 |
0.41 |
0.36 |
0.41 |
0.34 |
|
Dy |
2.02 |
2.37 |
2.11 |
2.2 |
2.51 |
2.51 |
2.29 |
1.98 |
2.17 |
2.07 |
|
Ho |
0.39 |
0.47 |
0.43 |
0.44 |
0.48 |
0.48 |
0.47 |
0.37 |
0.46 |
0.41 |
|
Er |
1.15 |
1.25 |
1.16 |
1.29 |
1.35 |
1.35 |
1.26 |
1.07 |
1.32 |
1.09 |
|
Tm |
0.16 |
0.2 |
0.19 |
0.19 |
0.20 |
0.20 |
0.19 |
0.16 |
0.20 |
0.16 |
|
Yb |
1.08 |
1.28 |
1.17 |
1.25 |
1.26 |
1.26 |
1.24 |
1.08 |
1.33 |
1.07 |
|
Lu |
0.17 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.2 |
0.19 |
0.16 |
0.2 |
0.17 |
|
Th |
1.6 |
2.6 |
2.4 |
1.6 |
2.5 |
2.5 |
2.5 |
2.5 |
2.5 |
2.7 |
|
U |
0.7 |
1.1 |
0.9 |
0.5 |
1 |
1 |
0.7 |
0.9 |
1 |
0.9 |
|
LaN/YbN |
5.938 |
6.9 |
6.999 |
6.451 |
7.733 |
7.779 |
5.431 |
6.688 |
6.321 |
7.266 |
|
Sr/Y |
60.93396 |
58.26119 |
63.73228 |
68.25806 |
69.03053 |
69.03053 |
69.768 |
68.62037 |
73.95122 |
65.66667 |
بررسی فراوانی عناصر خاکی نادر این نمونهها در نمودار بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun. and McDonough, 1989) نشان میدهد که همه نمونهها تا اندازهای از عناصر خاکی نادر سبک (LREE) غنیشدگی و از عناصر خاکی نادر سنگین (HREE) تهیشدگی نشان میدهند (شکل 5- C).
در نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، عناصر Sr، Ba و Rb ناهنجاری مثبت نشان میدهند، که با ناسازگاربودن این عناصر توجیهشدنی است. همچنین، آنومالی مثبت Sr میتواند به نبود وجود پلاژیوکلاز در بخش برجامانده از ذوببخشی وابسته باشد. همچنین، سیالهای پهنههای فرورانش، گوشته خاستگاه این ماگما را از این عناصر غنی میکند (Wilson, 1989). الگوی نمودار عناصر خاکی نادر بهنجار شده در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974) نشاندهنده غنیشدگی از عناصر LREE و تهیشدگی از HREE است (شکل 5- D). چنین ویژگیهایی از ویژگیهایی شناختهشدة ماگماهای وابسته به کمان (Gill, 1981) و بهویژه ماگماهای کالکآلکالن کمانهای پهنههای فرورانش حاشیه قارهها بهشمار میآید.
شکل 5- جایگاه نمونهها بر روی نمودار ردهبندی و شناسایی سری ماگمایی سنهای آذرین (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار K2O در برابر SiO2 برای شناسایی سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C) نمودار عنکبوتی بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ D) الگوی عناصر خاکی نادر بهنجار شده به ترکیب کندریت (Nakamura, 1974).
کمبودن مقدار HREE در برابر LREE میتواند نشاندهنده درجه کم ذوببخشی در خاستگاه گوشتهای و آلودگی ماگمای برخاسته از ذوب بخش گوشتهای با مذابهای برخاسته از ذوب بخش پوستهای (Srivastava and Singh, 2004)، بهجاماندن گارنت در سنگ خاستگاه (Clague et al., 1982) و یا نقش سیال در ماگمای اسیدی بههنگام جدایش ماگما باشد. بالابودن LREE/HREE نشاندهنده ژرفایِ بسیارِ پیدایش ماگما یا همان خاستگاه گارنتلرزولیتی است. در نمودار بهنجار شده به ترکیب گوشته اولیه، این نمونهها دارای ناهنجاری منفی از Ti و Nb هستند. ماگمایی که از ذوببخشی گوشته جدا میشود چهبسا در هنگام بالاآمدن با سنگهای پوستهای قارهای آغشتگی یا آلایش پیدا کند و در نمودارهای عنکبوتی ناهنجاری منفی Nb نشان دهد. Wilson (1989) و Gill (1981) بر این باورند که غنیشدگی از عناصر ناسازگار مانند سرب، سزیم، باریم و روبیدیم (LILE) همراه با تهیشدگی نسبی از عناصر ناسازگار مانند نیوبیم، تیتانیم و زیرکونیم (HFSE) در گدازههای مناطق کمان پدیدهای معمول و متداول است. از دیدگاه سنگزایی (پتروژنتیک)، ناهنجاری منفی نیوبیم از ویژگیهای آشکار ماگماهای کمان قارهای است.
الگوی موازی روند تغییر عناصر کمیاب و خاکی نادر نمونهها نشاندهنده خاستگاه مشترک نمونهها و نقش برجسته جدایش بلورین در پیدایش ماگمای سازنده آنهاست (Rollinson, 1993). نمودار Rb/Th در برابر Rb (Pearce, 1983)، نقش فرایند جدایش بلورین (تبلور تفریقی) همراه با هضم (AFC) و فرایند جدایش بلورین (FC)0را در تکامل ماگمای سازنده سنگهای منطقه رزّه و سهل نشان میدهد (شکل 6). شواهد زمینشیمیایی دیگر مانند غنیشدگی از عناصر لیتوفیل بزرگ یون مانند K، Rb، Th و U نیز نشاندهنده این نکته هستند.
شکل 6- نمودار Rb/Th در برابر Rb (Pearce, 1983) نشاندهنده نقش فرایند AFC و FC در تکامل ماگمای سازنده سنگهای آذرین نیمهژرف منطقه سهل و رزّه (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان).
شواهد صحرایی مانند حضور گسترده انکلاوها بهویژه انکلاوهای نا همخاستگاه دارای سرشت میکاشیستی، گنیسی، آمفیبولیتی، گابرویی و تونالیتی نیز نشاندهنده آلایش ماگمایی هستند. انکلاوهای نا همخاستگاه نامبرده دارای سرشت متفاوت، نقطه ذوب متفاوت و نقش آلایشی متفاوتی هستند. میتوان گفت که ماگمای آداکیتی جدایشیافته در هنگام بالاآمدن به ترازهای بالاتر پوسته با سنگهای میزبان آلایش یافته است.
بحث
این سنگها با دارابودن ویژگیهایی مانند HREE کم و LREE بالا، بههمراه ویژگیهای دیگر (مانند: SiO2 (15/48 تا 02/59 درصد وزنی)، Na2O بیش از 4 درصد وزنی ، Al2O3 بیش از 16 درصد وزنی ، Yb کمتر از 8/1 پیپیام و Y کمتر از 18 پیپیام)، دارای سرشت آداکیتی هستند. نبود آنومالی منفی Eu، آنومالی منفی Nb و آنومالی مثبت در Sr از ویژگیهای دیگر سنگهای آداکیتی هستند. با توجه به نمودارهای Sr/Y در برابر Y و LaN/YbN در برابر YbN (شکلهای 7- A و 7- B)، این نمونهها در گستره آداکیتها جای گرفتهاند.
بر پایه نمودار Sr در برابر CaO+Na2O (Castillo, 2012) و نمودار MgO در برابر SiO2 (Martin et al., 2005)، این سنگها در بخش آداکیتهای کم سیلیس جای دارند (شکلهای 7- C و 7- D). در جدول 3 ویژگیهای زمینشیمیایی سنگهای آداکیتی از دیدگاه Castillo (2012) با سنگهای این منطقه مقایسه شده است. برپایه جدول 3 و منابع علمی منتشرشده دیگر درباره آداکیتها، آداکیتهای پر سیلیس (HSA) از ذوب ورقههای اقیانوسی فرورو و دگرگونشده پدید آمدهاند. آداکیتهای کم سیلیس (LSA) نیز از تبلور مذابهای پدیدآمده از ذوب گوة گوشتهای پریدوتیتی متاسوماتیسمشده پدید آمدهاند (Castillo, 2012; Macpherson et al., 2006).
شکل 7- A) نمودارSr/Y در برابرY Drummond and Defant, 1990))؛ B) نمودار LaN/YbN در برابر YbN (Martin, 1999)، که جایگاه این نمونهها در بخش آداکیتها را نشان میدهند؛ C و D) نمودارهای شناسایی آداکیتهای پرسیلیس (HSA) و کمسیلیس (LSA) از یکدیگر و جایگاه نمونهها بر روی آن؛ C) نمودار Sr در برابر CaO+Na2O (Castillo, 2012)؛ D) نمودار MgO در برابر SiO2 (Martin et al., 2005).
جدول 3- بررسی ویژگیهای زمینشیمیایی سنگهای آداکیتی از دیدگاه Castillo (2012) و مقایسه با سنگهای منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان).
|
معیارهای شاخص آداکیتها |
احتمال ارتباط با ذوب ورقه اقیانوسی بازالتی فرورونده |
آداکیتهای منطقه سهل (آداکیتهای کم سیلیس) |
|
SiO2 بیش از 56 درصد وزنی |
ذوببخشی فشار بالای اکلوژیت یا آمفیبولیت |
- |
|
SiO2 از 54 تا 58 درصد وزنی |
تداخل مذابهای حاصل از ذوببخشی پوسته اقیانوسی اکلوژیتی و یا رسوبهای فروراندهشده با مذابهای برآمده از ذوببخشی گوة گوشتهای بالای ورقه فرورو (Xu et al., 2000) |
SiO2 (15/48 تا 02/59 درصد وزنی) |
|
Al2O3 بیش از 15 درصد وزنی |
ذوببخشی فشار بالای اکلوژیت یا آمفیبولیت |
Al2O3 بیش از 16 درصد وزنی (با میانگین 35/16 درصد وزنی) |
|
MgO کمتر از 3 درصد وزنی |
بههمراه Ni کم چنانچه پیامد ذوب اولیه باشد، از گوشته پریدوتیتی ریشه نگرفته است. |
MgO یش از 3 درصد وزنی (با میانگین 062/5 درصد وزنی) |
|
MgO بیش از 3 درصد وزنی |
بههمراه Ni و Cr بالا، ذوب تعادلی یا ذوببخشی پریدوتیت |
MgO بیش از 3 درصد وزنی (با میانگین 062/5 درصد وزنی) |
|
Na2O بیش از 3 درصد وزنی |
ذوببخشی فشار بالای اکلوژیت یا آمفیبولیت |
Na2O بیش از 3 درصد وزنی (با میانگین 386/4 درصد وزنی) |
|
Sr بیش از 300 پیپیام |
ذوب پلاژیوکلاز یا نبود پلاژیوکلاز در بخش برجامانده از فرایند ذوب |
Sr بیش از 300 پیپیام (با میانگین 425/837 پیپیام) |
|
Y کمتر از 10 پیپیام |
نشاندهنده وجود گارنت، هورنبلند و کلینوپیروکسن در خاستگاه |
بیش از 10 پیپیام Y (185/13 پیپیام) |
|
بیش از 20 Sr/Y |
نشاندهنده وجود گارنت، هورنبلند و کلینوپیروکسن در خاستگاه |
Sr/Y بیش از 20 (57/63) |
|
Yb کمتر از 10 پیپیام |
با محتوای HREE کم، نشاندهنده گارنتداربودن خاستگاه |
Yb کمتر از 10 پیپیام (263/1 پیپیام) |
|
La/Yb بیش از 20 پیپیام |
غنیشدگی از LREE در برابر HREE، نشاندهنده گارنتداربودن خاستگاه |
La/Yb کمتر از 20 (624/10) |
|
HFSE، Nb و Ti کم |
در بیشتر گدازههای کمانی، وجود فازهای کانیایی Tiدار یا هورنبلند در خاستگاه |
HFSE، Nb و Ti کم |
ویژگیهای زمینشیمیایی بههمراه سرشت سنگشناسی و زمینشناسی این منطقه، ریشهگرفتن ماگماهای آداکیتی سازنده این سنگها از ذوببخشی گوة گوشتهای پریدوتیتی همراه با مشارکت سیالهای آزادشده از ورقه اقیانوسی فرورونده را تأیید میکند (شکل 8). تصویر نمادین از چگونگی پیدایش این آداکیتها در شکل 9 آورده شده است.
شکل 8- نمودار Nb/Y در برابر La/Y برای شناسایی خاستگاه آداکیتهای منطقه سهل (Macpherson et al., 2006).
نتیجه گیری
در منطقه سهل در جنوب شاهرود، سنگهای آذرین نفوذی نیمهژرف بهصورت دایک و گنبد رخنمون دارند. سنگهای آذرین نامبرده، سنگهای آتشفشانی و آتشفشانی رسوبی ائوسن نوار ماگمایی شمال پهنه ایرانمرکزی را قطع کردهاند. بر پایه بررسیهای سنگنگاری و ردهبندی شیمیایی، این سنگهای آذرین نیمهژرف دارای ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت و آندزیبازالت هستند.
در این سنگها دو گروه انکلاو زینولیتی (نا همخاستگاه) و اتولیتی (همخاستگاه) دیده میشود. انکلاوهای زینولیتی (میکاشیستی، گنیسی، آمفیبولیتی و ...) تکههایی از سنگهایی است که در راه بالاآمدن ماگما بودهاند و در پی گسیختگی به درون مواد مذاب راه یافتهاند و سپس بهسوی بالا برده شدهاند و بیشتر آنها دارای سرشت پوستهای هستند.
شکل 9- الگوی نمادین پیدایش آداکیتهای کمسیلیس منطقه سهل (جنوب شاهرود، جنوبخاوری استان سمنان).
انکلاوهای اتولیتی، لختههای مافیک سرشار از هورنبلند و پیروکسن متعلق به بخشهای پیشتبلوریافته ماگما هستند که در پی تزریق دوباره ماگما به درون آشیانه ماگمایی، گسیخته شده و با ماگما به ترازهای بالاتر برده شدهاند.
دادههای زمینشیمیایی نشاندهنده سرشت کالکآلکالن پتاسیم بالای این نمونهها هستند. بالابودن نسبت LREE/HREE، مقادیر مطلوب SiO2، Al2O3 و Sr این سنگها و کمبودن مقادیر Yb و Y نشاندهنده سرشت آداکیتی این نمونههاست. غنیشدگی از LILE و آنومالی منفی از Nb، Ti و تا اندازهای Ta نشان میدهند که این سنگها در پهنه فرورانش ورقه اقیانوسی نئوتتیس (شاخه سبزوار- درونه) به زیر بخش شمالی ورقه قارهای ایرانمرکزی پدید آمدهاند. همچنین، این سنگها از ذوببخشی گوة گوشتهای پریدوتیتی همراه با مشارکت سیالهای آزاد شده از ورقه اقیانوسی فرورو پدید آمدهاند. در پی پدیدههای هضم، آلایش و جدایش ماگمایی، این ماگماها در هنگام بالاآمدن اندکی دچار تغییر ترکیبی شدهاند.
منابع
Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).
Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos 134: 304-316.
Clague, D. A. and Frey, F. A. (1982) Petrology and trace element geochemistry of the Honolulu volcanoes, Oahu: Implications for the oceanic mantle below Hawaii. Journal of Petrology 23: 447-504.
Dehnavi, N. (2009) Petrology and geochemistry of igneous rock of Shahr-e-Firoozeh region (West of Neyshabour) and their related mineralization. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Delavar, Z. (2010) Petrology and geochemistry of Subvolcanic domes of South West of Birjand. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Didier, J. (1964) Etued petrographique des enclaves de quelques granites du Massif Central Français. Annales Scientifiques de l'Université de Clermont-Ferrand 23: 254.
Didier, J. (1973) Granite and Their Enclaves: On the origin of enclave bearing granites. Developments in petrology, Elsevier, Amesterdam.
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.
Emami, M. H. (2001) Magmatism in Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).
Ghasemi, H. and Rezaei Kahkhaei, M. (2015) Petrochemistry and tectonic setting of the Davarzan Abbasabad Eocene volcanic (DAEV) rocks, NE Iran. Journal of Mineralogy and Petrology 108(6): 1- 20.
Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer-berlin: 43-489.
Hibbard, M. and Sabatire J. (1998) The magma mixing and origin of mantel feldspars. Contributions to Mineralogy and Petrology 79: 158-170.
Jamali, Z. (2015) Geology, petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Razzeh Area (south of Shahrood). MSc thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Jamali, Z., Sadeghian, S. and Ghasemi, H. (2014) Mineralogical changes of enclaves in subvolcanic domes of east Razzeh Area. 18th Congress of the Geological Society of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Jamshidi, K., Ghasemi, H. and Miao, L. (2015a) U-Pb age dating and determination of source region composition of post- ophiolite adakitic domes of Sabzevar. Petrology 23: 121-138 (in Persian).
Jamshidi, K., Ghasemi, H., Troll, V. R., Sadeghian, M. and Dahren, B. (2015b) Magma storage and plumbing of adakite-type post-ophiolite intrusions in the Sabzevar ophiolitic zone, northeast Iran. Solid Earth 6: 49–72.
Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali–silica diagram. Journal of Petrology 27: 745–750.
Macpherson, C. G., Dreher S. T. and 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.
Mansouri, B. (2015) Petrology and geochemistry of subvolcanic domes in southeast of Sahl area (NE Torud). M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogues of Archean granitoids. Lithos 46: 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.
Middlemost, E. A. (1986) Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology.
Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.
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. Cheshire, Shiva Publications.
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.
Pichler, H. and Schmitt Riegraf, C. (1997) Rock- forming minerals in thin section. Translated by L. Hoke, Chapman and Hall.
Rahmati Ilkhchi, M., Faryad, S., Schulmann, K. and Kosler, J. (2006) Metamorphic and exhumation processes of the Shotur Kuh metamorphic complex, Semnan Province (Central Iran Zone). Geo Lines 20.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, UK.
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(8): 1433-1484.
Saeidi, S. (2010) Petrology and geochemistry of subvolcanic domes of Birjand area. M. Sc. thesis, Azad University of Shahrood, Shahrood, Iran (in Persian).
Salehinejad, H. (2008) Petrology and Geochemistry Bashtine Area Subvolcanic Domes, in the west of Sabzevar. M. Sc. thesis, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran (in Persian).
Srivastava, R. K., Singh R. K. (2004) Trace element geochemistry and genesis of Precambrian subalkaline mafic dykes from the central Indian craton: evidence for mantle metasomatism. Journal of Asia Earth sciences 23: 373-389.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) A chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes. Geological Society Special Publication 42: 313-345.
Valizadeh, M. V., Sadeghian, M. and Akrami, M. A. (2002) Enclaves and granite petrology. Tehran University Publications 2533 (in Persian).
Wilson, M. (1989) Igneous petrogenesis, a global tectonic approach: Unwin Hyman, London.
Xu, J. F., Wang, Q. and Yu, X. Y. (2000) Geochemistry of high-Mg andesites and adakitic andesite from the Sanchazi block of the Mian-Lue ophiolitic mélange in the Qinling Mountains, central China: Evidence of partial melting of the subducted Paleo-Tethyan oceanic crust. Geochemical Journal 34: 359- 377.
Zarrinkoub, M. H., Mohammadi, S. S. and Yousefi, F. (2011) Geochemistry and petrogenesis of Givshad volcanic and subvolcanic rocks (southwest of Birjand, east of Iran). Petrology 7: 39-50 (in Persian).
)