Document Type : Original Article
Authors
گروه زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
Abstract
Keywords
سنسنجی و خاستگاه سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک
(جنوب بیرجند، خراسان جنوبی)
با بهرهگیری از ایزوتوپهای استرانسیم و نئودیمیم
سمیه سمیعی 1، محمدحسن کریمپور 1*، مجید قادری 2، محمدرضا حیدریانشهری 1 و ژوزه فرانسیسکوسانتوز 3
1 گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران
2 گروه زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
3 گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه آویرو، آویرو، پرتغال
چکیده
منطقه خونیک در جنوب بیرجند، در استان خراسان جنوبی و در کناره خاوری بلوک لوت جای دارد. سنگهای آتشفشانی ترسیری در این منطقه ترکیب آندزیتی و تراکیآندزیت هستند. سنسنجی به روش روبیدیم-استرانسیم بر روی کانیهای پلاژیوکلاز، هورنبلند و کل سنگ نمونه هورنبلند پیروکسن آندزیت انجام شد. بر این پایه، سن جایگیری مجموعه آتشفشانی در منطقه خونیک 11±58 میلیون سال پیش (پالئوسن پایانی) بهدست آمد. این سنگها دارای ترکیب ایزوتوپی 87Sr/86Srو εNd اولیه بهترتیب 7046/0 تا 7049/0 و 16/2+ تا 12/3 + هستند. برپایه دادههای ایزوتوپی، ماگمای مادر سنگهای آتشفشانی از گوشته تهیشده پدید آمده و دچار کمترین آلودگی پوستهای در هنگام تبلوربخشی شده است. از دیدگاه زمینشیمیایی، سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک کالکآلکالن تا شوشونیتی و متاآلومین هستند. غنیشدگی از LILEها و آنومالی منفی Nb و Ti در سنگهای آتشفشانی نشانه پیدایش آنها در پهنه فرورانش و در جایگاه زمینساختی کنارههای فعال قارهای است. برپایه الگوسازی انجامشده، این سنگها در نتیجه 1 تا 5 درصد ذوببخشی گوشته متاسوماتیسم شده با ترکیب اسپینلگارنتلرزولیت پدید آمدهاند.
واژههای کلیدی: ایزوتوپهای استرانسیم و نئودیمیم، زمینشیمی سنگهای آتشفشانی، خونیک، بلوک لوت
مقدمه
منطقه خونیک در 21 کیلومتری جنوبباختری روستای مختاران، در شهرستان سربیشه و در 106 کیلومتری جنوب بیرجند، مرکز استان خراسان جنوبی، در طول جغرافیایی '09˚59 تا '13˚59 خاوری و عرض جغرافیایی '21˚32 تا '26˚32 شمالی، جای گرفته است (شکل 1). برپایه بهروزترین پهنهبندیهای ساختاری، این منطقه در پهنه بلوک لوت جای دارد (Aghanabati, 2004).
از ویژگیهای بیهمتای بلوک لوت، فعالیت ماگمایی گسترده آن، بهویژه در بخشهای شمالی است که از ژوراسیک آغاز شده و در ترسیری به اوج رسیده است، بهگونهایکه سنگهای آتشفشانی- نفوذی ترسیری، بهویژه ائوسن، با ستبرای نزدیک به 2000 متر، نیمی از بلوک لوت را پوشاندهاند (Aghanabati, 2004). در سالهای اخیر بسیاری از زمینشناسان این منطقه را بررسی و کانیسازیهای گوناگونی در آن گزارش کردهاند. از میان آنها میتوان کانسارهای مس- طلای پورفیری ماهرآباد و خوپیک (Malekzadeh Shafaroudi et al., 2014; Karimpour et al., 2007)، طلای اپیترمال سولفید بالای کوه شاه (Abdi et al., 2010) و چاه شلغمی (Arjmandzadeh et al., 2010) و کانیسازی پلیمتال رگهای رودگز (Hamooni et al., 2013) را برشمرد. برپایه وابستگی کانیسازیهای منطقه با فعالیتهای ماگمایی، شناخت بهتر از زمینشیمی و خاستگاه ماگمای سازنده تودههای وابسته به کانیسازی و یا بیکانیسازی در منطقه، گام مهمی برای یافتن کانسارهای گوناگون در خاور ایران است.
این مقاله، به بررسی دادههای زمینشیمیایی کل سنگ و دادههای ایزوتوپی روبیدیم- استرانسیم در سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک پرداخته است. بررسی این سنگها که بخشی از بلوک لوت هستند، به شناخت هرچه بهتر جایگاه زمینساختی و در نهایت یافتن کانیسازیهای رخ داده در این منطقه کمک خواهد کرد.
شکل 1- راههای دسترسی و جایگاه جغرافیایی منطقه اکتشافی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی).
زمینشناسی منطقه خونیک
در نقشه زمینشناسی 1:20000 منطقه خونیک (Samiee et al., 2014) چهار گروه سنگی زمینشناسی را میتوان شناسایی کرد (شکل 2). این سنگها عبارتند از: (1) سنگهای کنگلومرایی با سن پالئوسن؛ (2) سنگهای آتشفشانی (آندزیت، پیروکسن آندزیت، پیروکسن هورنبلند آندزیت و تراکیآندزیت) و آذرآواری پالئوسن پایانی؛ (3) استوکها و دایکهای نیمهعمیق ائوسن که درون سنگهای آتشفشانی پالئوسن نفوذ کردهاند. این سنگها دارای گسترة ترکیبی از دیوریت، کوارتز مونزودیوریت، مونزونیت و مونزودیوریت هستند. از نظر ویژگیهای زمینشیمیایی، متاآلومین و کالکآلکالن بوده و از دیدگاه زمینساختی در پهنه فرورانش و کنارههای قارهای فعال پدید آمدهاند (Samiee et al., 2014)؛ (4) تراسهای آبرفتی و رسوبهای رودخانهای عهد حاضر (شکل 2).
شکل 2- نقشه زمینشناسی منطقه خونیک (Samiee et al., 2014). در این پژوهش سنگهای آتشفشانی بررسیشدهاند.
روش انجام پژوهش
سنگنگاری: در هنگام بازدید میدانی از رخنمونهای سنگهای آتشفشانی، 80 نمونه دستی برداشت شد. برای شناسایی ترکیب سنگشناسی و روابط بافتی، 30 مقطع نازک میکروسکوپی تهیه شد. مقاطع تهیهشده با میکروسکوپ Olympus در دانشگاه فردوسی مشهد بررسی و نقشه زمینشناسی 1:25000 منطقه خونیک تهیه شد (شکل 2).
بررسی ایزوتوپهای استرانسیم و نئودیمیم: پس از انجام بررسیهای دقیق سنگنگاری، از رخنمونهای سطحی سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک، 5 نمونه با کمترین میزان دگرسانی برای بررسیهای ایزوتوپی برگزیده شدند. نخست نمونههای سنگی با سنگشکن خرد شده و سپس در آسیاب تا اندازه 200 مش خرد شدند. افزونبر این، برای سنسنجی، کانیهای پلاژیوکلاز و هورنبلند از نمونه KH-303 جدا شدند. جدایش این کانیها به روش دستی و در زیر میکروسکوپ دوچشمی انجام شد و در هاونی از جنس آگات پودر شدند. پودر نمونههای سنگی بههمراه کانیهای جداشده برای اندازهگیری ایزوتوپهای استرانسیم و نئودیمیم به دانشگاه آویرو پرتغال فرستاده شدند. در این آزمایشگاه، پودر نمونههای برگزیده در محلول HF/HNO3 و در دمای 200 درجه سانتیگراد، به مدت سه روز حل شد. پس از تبخیر محلول بهدستآمده، نمونهها را در HCl حل کرده و سپس خشک کردند. کروماتوگرافی در دو مرحله انجام شد: جدایش استرانسیم و دیگر عناصر کمیاب خاکی در لولههای تبادل یونی با رزین AG8 50W Bio Rad و خالصسازی نئودیمیم از دیگر عناصر گروه لانتانیدها با بهکارگیری رزین Ln انجام شد (فناوری Elchron).
اندازهگیری نسبتهای ایزوتوپی با دستگاه Multi-Collector Thermal Ionization Mass Spectrometer (TIMS) VG 54 انجام شد. موازنه جرم بهروش بهنجارسازی دادهها به 88Sr/86Sr = 1194/0 و 146Nd/144Nd = 7219/0 انجام شد. اندازهگیری دادهها نسبت به استانداردهای SRM- 987 = 710256/0 و JNdia = 5121057/0 انجام شد. میزان خطا دو سیگما است. در پایان، سن با نرمافزار Isoplot 3.7 (Ludwig, 2008) بهدست آمد. تصحیح سنی برای نسبتهای 87Sr/86Sr و 143Nd/144Nd بر پایه سن بهدستآمده از سنسنجی به روش Rb-Sr (سن 58 میلیون سال) انجام شده است. دادهها در جدول 1 آورده شدهاند.
جدول 1- دادههای ایزوتوپی استرانسیم و نئودمیم برای سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) و کانیهای هورنبلند و پلاژیوکلاز جداسازی شده از نمونه Kh-303.
|
Sample No. |
X |
Y |
Sr (ppm) |
Rb (ppm) |
87Rb/86Sr |
Error (2s) |
(87Sr/86Sr)i |
Nd (ppm) |
Sm (ppm) |
147Sm/144Nd |
Error (2s) |
eNd |
TDM |
|
Kh-316 |
703854 |
3588517 |
1180 |
45.5 |
0.112 |
0.003 |
0.7046 |
21.2 |
4.15 |
0.118 |
0.006 |
3.12 |
0.46 |
|
KH-31 |
703163 |
3586286 |
788.4 |
68.7 |
0.252 |
0.007 |
0.7047 |
23.7 |
4.95 |
0.126 |
0.007 |
2.60 |
0.54 |
|
Kh-222 |
703061 |
3587059 |
1048 |
55.1 |
0.152 |
0.004 |
0.7049 |
21.2 |
4.22 |
0.120 |
0.006 |
2.16 |
0.54 |
|
Kh-381 |
702475 |
3585113 |
972.3 |
68.7 |
0.214 |
0.006 |
0.7047 |
25.7 |
5.19 |
0.122 |
0.007 |
2.88 |
0.49 |
|
Kh-303 |
702020 |
3585800 |
1065.1 |
87.3 |
0.237 |
0.007 |
0.7047 |
25.3 |
4.93 |
0.118 |
0.006 |
3 |
0.48 |
زمینشیمی کل سنگ: برای بررسی اکسیدهای اصلی به روش XRF، 10 نمونه از سنگهای آتشفشانی منطقه، با کمترین دگرسانی، برگزیده و در آزمایشگاه شرکت طیف کانساران بینالود با دستگاه فیلیپس مدل II تجزیه شدند. پس از بررسی دادههای تجزیه عناصر اصلی، همان نمونهها برای عناصر فرعی و خاکی نادر به روش ICP-MS در آزمایشگاه ACME کانادا (با روش آمادهسازی ذوب قلیایی) تجزیه شد. دقت دستگاه برای عناصر اصلی 01/0 درصد، برای عناصر کمیاب ppm 1/0 و برای عناصر خاکی نادر ppm 01/0 است. دادههای تجزیه در جدول 2 آورده شده است. نمودارهای زمینشیمیایی با نرمافزار GCD kit 3.0 (Janousek et al., 2006) رسم شدهاند.
جدول 2- دادههای تجزیه عناصر اصلی، کمیاب و خاکی نادر سنگهای آذرین بیرونی منطقه خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) (Eu/Eu*= Eu /√(Sm×Gd)).
|
Kh-418 |
Kh-60 |
KH-222 |
KH-31 |
KH-316 |
Kh-481 |
KH-303 |
KH-381 |
KH-403 |
KH-479 |
Sample No. |
|
703793 |
704570 |
703061 |
703163 |
703854 |
702691 |
702020 |
702475 |
705062 |
704501 |
Latitude |
|
3586674 |
3584545 |
3587059 |
3586286 |
3588517 |
3588427 |
3585800 |
3585113 |
3584547 |
3584826 |
Longitude |
|
Andesite |
Hbl andesite |
Hbl andesite |
Hbl andesite |
Hbl andesite |
Hbl-Px andesite |
Hbl-Px andesite |
Hbl-Px andesite |
Px andesite |
Px andesite |
Lithology |
|
62.69 |
55.91 |
60.14 |
54.52 |
62.97 |
56.79 |
57.8 |
60.07 |
58.56 |
57.72 |
SiO2 |
|
0.38 |
0.63 |
0.57 |
0.7 |
0.49 |
0.62 |
0.55 |
0.69 |
0.63 |
0.65 |
TiO2 |
|
14.67 |
15.7 |
14.71 |
15.47 |
15.36 |
16.72 |
16.88 |
14.62 |
16.20 |
16.21 |
Al2O3 |
|
5.67 |
6.15 |
5.48 |
5.95 |
4.34 |
6.2 |
5.53 |
5.75 |
5.19 |
5.6 |
FeOt |
|
0.15 |
0.18 |
0.18 |
0.18 |
0.17 |
0.17 |
0.16 |
0.17 |
0.15 |
0.13 |
MnO |
|
1.16 |
4.42 |
2.45 |
3.46 |
1.58 |
3.14 |
3.54 |
2.65 |
3.51 |
3.49 |
MgO |
|
5.64 |
4.03 |
6.07 |
7.76 |
6.64 |
6.58 |
4.48 |
6.35 |
4.14 |
6.24 |
CaO |
|
2.99 |
4.67 |
3.29 |
2.86 |
2.76 |
3.83 |
4.52 |
3.23 |
4.52 |
3.42 |
Na2O |
|
2.83 |
3.4 |
2.48 |
2.88 |
1.77 |
2.98 |
3.42 |
3.04 |
3.58 |
2.17 |
K2O |
|
0.28 |
0.43 |
0.34 |
0.37 |
0.25 |
0.49 |
0.4 |
0.42 |
0.39 |
0.5 |
P2O5 |
|
2.81 |
3.61 |
3.39 |
5.02 |
2.96 |
1.59 |
1.93 |
2.15 |
2.69 |
3.05 |
LOI |
|
99.27 |
99.13 |
99.10 |
99.17 |
99.29 |
99.11 |
99.21 |
99.14 |
99.19 |
99.18 |
Total |
|
0.81 |
0.84 |
0.74 |
0.70 |
0.82 |
0.78 |
0.87 |
0.72 |
0.86 |
0.84 |
ASI |
|
1299 |
562 |
670 |
607 |
1058 |
537 |
633 |
539 |
722 |
577 |
Ba |
|
68.8 |
85.5 |
55.1 |
68.7 |
45.5 |
71.7 |
83.6 |
68.7 |
87.3 |
42.8 |
Rb |
|
700 |
856.8 |
1048 |
788.4 |
1189 |
879.4 |
882.3 |
927.3 |
1065 |
115.6 |
Sr |
|
74.8 |
117.5 |
93.6 |
104.5 |
95.4 |
110.6 |
109.5 |
104.5 |
108.6 |
109.3 |
Zr |
|
3.4 |
4.7 |
3.3 |
4.1 |
3.6 |
4.8 |
4.8 |
3.4 |
5.1 |
4.4 |
Nb |
|
9.8 |
17.4 |
16.9 |
2.7 |
16.1 |
19.2 |
18.1 |
20.1 |
17.1 |
16.6 |
Ga |
|
18.1 |
28.3 |
23.5 |
23.8 |
23.3 |
29.6 |
27 |
27.3 |
25.7 |
25.5 |
La |
|
34.2 |
56.4 |
44.9 |
51.5 |
47.2 |
55.3 |
49.4 |
52.8 |
51.6 |
48.5 |
Ce |
|
4.11 |
6.92 |
5.20 |
5.80 |
5.19 |
6.7 |
6.17 |
6.34 |
6.15 |
6.07 |
Pr |
|
16.1 |
27.6 |
21.2 |
23.7 |
21.2 |
27.4 |
25.1 |
25.7 |
25.3 |
23.7 |
Nd |
|
3.39 |
5.36 |
4.22 |
4.95 |
4.15 |
5.49 |
4.94 |
5.19 |
4.93 |
4.74 |
Sm |
|
0.99 |
1.42 |
1.25 |
1.39 |
1.21 |
1.51 |
1.39 |
1.45 |
1.42 |
1.38 |
Eu |
|
3.41 |
4.47 |
3.98 |
4.78 |
3.82 |
4.9 |
4.55 |
4.84 |
4.28 |
4.57 |
Gd |
|
0.48 |
0.61 |
0.58 |
0.69 |
0.56 |
0.64 |
0.59 |
0.63 |
0.63 |
0.60 |
Tb |
|
2.83 |
3.41 |
3.59 |
3.56 |
3.03 |
3.81 |
3.31 |
3.29 |
3.21 |
3.35 |
Dy |
|
0.57 |
0.65 |
0.72 |
0.79 |
0.67 |
0.68 |
0.65 |
0.78 |
0.73 |
0.71 |
Ho |
|
1.58 |
1.90 |
2.11 |
2.01 |
1.85 |
1.87 |
1.75 |
2.11 |
1.90 |
1.69 |
Er |
|
0.24 |
0.28 |
0.31 |
0.30 |
0.29 |
0.28 |
0.27 |
0.29 |
0.31 |
0.26 |
Tm |
|
1.65 |
1.82 |
2.02 |
1.98 |
1.78 |
2.01 |
1.71 |
2.23 |
2.08 |
1.75 |
Yb |
|
0.26 |
0.28 |
0.33 |
0.36 |
0.31 |
0.31 |
0.29 |
0.29 |
0.35 |
0.27 |
Lu |
|
15.5 |
18.6 |
18.7 |
19.7 |
16.6 |
19.7 |
18 |
18.2 |
18.2 |
18.5 |
Y |
|
0.89 |
0.89 |
0.93 |
0.87 |
0.93 |
0.89 |
0.90 |
0.88 |
0.95 |
0.91 |
Eu/Eu* |
|
7.40 |
10.48 |
7.84 |
8.10 |
8.83 |
9.93 |
10.65 |
8.25 |
8.33 |
9.82 |
La/Yb(N) |
سنگنگاری سنگهای آتشفشانی
برپایه ویژگیهای میدانی و میکروسکوپی (ترکیب سنگی، فراوانی و نوع فنوکریست، زمینه، نوع و میزان کانیهای مافیک) سنگهای آتشفشانی در منطقه خونیک را میتوان به پنج گروه سنگی ردهبندی کرد (شکل 2). بافت بیشتر آنها پورفیری و تراکیتی با زمینه شیشهای تا بسیار دانهریز است و در نمونه دستی به رنگهای خاکستری تا سبز تیره دیده میشوند. پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول و آلکالیفلدسپار کانیهای اصلی هستند (شکل 3). پلاژیوکلازها با ماکل پلیسینتتیک و ساخت منطقهای دیده میشوند. برپایه روش میشللوی و شناسایی زاویه خاموشی ماکلها، پلاژیوکلازها الیگوکلاز- آندزین هستند. آمفیبولها هورنبلند و بلورهای آنها شکلدار و بیشتر دارای لبههای سوخته (اپاسیتی) و اکسیدی است. پیروکسنها کلینوپیروکسن (اوژیت)، شکلدار با اندازههای گوناگون هستند و گاه کربناتی شدهاند. آلکالیفلدسپار نیز در زمینه سنگ وجود دارد و تااندازهای به کانیهای رسی دگرسان شده است. کانیهای فرعی شامل آپاتیت و کانیهای تیره است.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی در نور XPL (Cross Polarized Light) از سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک. A) فنوکریستهای کلینوپیروکسن در پیروکسنآندزیت منطقه خونیک که کربناتی شدهاند؛ B) فنوکریستهای هورنبلند با لبههای سوخته و کلینوپیروکسن در هورنبلندپیروکسنآندزیت؛ C) فنوکریست هورنبلند در هورنبلندآندزیت؛ D) هورنبلند تراکیآندزیت؛ E) منطقهبندی در پلاژیوکلازهای سنگ آندزیتی که در مرکز کربناتی شده است. نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است.
سنگهای آتشفشانی خونیک عبارتند از: پیروکسن آندزیت، هورنبلند پیروکسن آندزیت، هورنبلند آندزیت، هورنبلند تراکیآندزیت و آندزیت (شکلهای 3- A تا 3- E).
پیروکسن آندزیت: این سنگها بهصورت دو رخنمون کوچک در جنوب و باختر این محدوده دیده میشوند (شکل 2). این سنگها به رنگ خاکستری تیره با بافت آفانیتیک هستند و در مقطع نازک دارای بافت پورفیری هستند. میزان فنوکریست 20 تا 25 درصدحجمی است. نزدیک به 10 تا 15 درصدحجمی از این میزان پلاژیوکلازها (آندزین) با اندازه 1/0 تا 5/0 میلیمتر هستند. فنوکریستهای شکلدار کلینوپیروکسن (اوژیت) با اندازه 2/0 تا 2/1 میلیمتر نزدیک به 10-8 درصدحجمی سنگ را میسازند. بیشتر پیروکسنها به کربنات تبدیل شده و تنها قالبی از پیروکسنها بهجامانده است (شکل 3- A).
هورنبلند پیروکسن آندزیت: این سنگها در بخشهای باختری و جنوبباختری دیده میشوند. بافت این سنگها پورفیری بوده و شامل 30- 25 درصدحجمی فنوکریست در زمینه ریزدانه است. فنوکریستها شامل 12 تا 15 درصد پلاژیوکلاز با اندازه 2/0 تا 4/0 میلیمتر، 10-8 درصدحجمی پیروکسن (اوژیت) در اندازه 2/0 تا 5/0 میلیمتر و 5 تا 8 درصد هورنبلند با اندازه 1/0 تا 5/1 میلیمتر هستند. زمینه سنگ نیز شامل کانیهای فنوکریست بههمراه کانی تیره است. پلاژیوکلازها اغلب به کانیهای رسی، سریسیت و کلسیت تبدیل شدهاند. هورنبلند دارای لبههای سوخته بوده و در برخی بخشها تنها قالب هورنبلندها بهجامانده است (شکل 3- B).
هورنبلند آندزیت: هورنبلند آندزیت فراوانترین سنگهای آتشفشانی رخنمون یافته در منطقه است که در بخشهای شمالی و باختری منطقه گسترده شده است. بافت این سنگها، بیشتر پورفیری است و شامل 20 تا 30 درصدحجمی فنوکریست است. فنوکریستها شامل 10 تا 15 درصدحجمی پلاژیوکلاز با اندازه 1/0 تا 1 میلیمتر، 10 تا 15 درصدحجمی هورنبلند در اندازه 2/0 تا 5/1 میلیمتر هستند. هورنبلندها دارای حاشیه سوخته هستند و در پی اکسایش شدید، آمفیبولها به مجموعهای از کانیهای تیره تبدیل شدهاند. پلاژیوکلازها به کانی رسی و کلسیت دگرسان شدهاند (شکل 3- C). ساختارهای منطقهای در پلاژیوکلاز و لبههای سوخته در هورنبلند، نشانه شرایط ناپایدار در هنگام تبلور بوده و چهبسا در پی بالاآمدن پرشتاب ماگما (Blatt and Tracy, 1995) و یا فرایندهای آلایش و هضم پدید آمدهاند ((McBirney, 2007.
هورنبلندتراکیآندزیت: این سنگها در بخش شمالی منطقه خونیک و در نزدیکی روستای درصالح رخنمون دارند (شکل 2). بافت این سنگها بیشتر تراکیتی است. کانیهای سازنده این سنگ بیشتر شامل 10 تا 12 درصدحجمی پلاژیوکلاز با اندازه 1/0 تا 5/0 میلیمتر، 7 تا 10 درصدحجمی هورنبلند بهصورت نیمهشکلدار تا بیشکل با اندازه 1/0 تا 3/0 میلیمتر و 5 تا 7 درصدحجمی آلکالیفلدسپار در اندازه 2/0- 3/0 میلیمتر هستند. آلکالیفلدسپار در هورنبلند تراکیآندزیتهای منطقه بیشتر بهصورت سانیدین با ماکل کارلسباد و بهصورت فنوکریست تا میکرولیت دیده میشود. میکرولیتهای پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار بههمراه کانیهای رسی زمینه سنگ را میسازند (شکل 3- D).
آندزیت: پراکندگی رخنمونهای آندزیتی در شمال، باختر و جنوب منطقه است. ریختشناسی آنها چندان مرتفع نیست. بافت آنها بیشتر پورفیری است. میزان فنوکریست 15 تا 30 درصدحجمی است. پلاژیوکلازهای شکلدار تا نیمهشکلدار فراوانترین کانی اصلی هستند و با منطقهبندی در اندازههای 2/0تا 2 میلیمتر در زمینه دانهریز تا شیشهای سنگ دیده میشوند. پیروکسن و هورنبلند فنوکریستهای این سنگها هستند. فراوانی کانیهای تیره که 5 تا 7 درصدحجمی هستند گاه با اکسیدهای آهن جایگزین شدهاند. برپایه روش میشللوی، پلاژیوکلازهای سالم که منطقهبندی ندارند الیگوکلاز تا آندزین هستند. پلاژیوکلازها به کلسیت، اپیدوت و کلریت تبدیل شدهاند و زمینه نیز به کانیهای رسی و کلسیت دگرسان شده است. از مهمترین کانیهای فرعی میتوان کانیهای کدر (مگنتیت) را برشمرد (شکل 3- E).
بررسی زمینشیمی و فرایندهای مؤثر در تحول ماگما
ترکیب شیمیایی این سنگهای آتشفشانی دارای بازهای از سیلیس از 91/55 تا 97/62 است. مجموع عناصر آلکالن (Na2O+K2O) آنها 7/8 تا 58/9 است و میانگین TiO2 آنها 29/5 است. میزان Al2O3 در این سنگها 62/14 تا 88/16 است. برپایه دادههای زمینشیمیایی (جدول 2)، نمونههای منطقه خونیک در نمودار Winchester و Floyd (1997)، در محدوده آندزیت جای میگیرند (شکل 4).
شکل 4- سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) روی نمودار نامگذاری سنگهای آذرین بیرونی (Winchester and Floyd, 1977).
در نمودار Th در برابر Co (Hastie et al., 2007)، بیشتر نمونهها در بخش کالکآلکالن و کالکآلکالن پتاسیمبالا تا شوشونیتی جای میگیرند (شکل 5). میزان آلومین (Shand, 1969) نشاندهنده متاآلومینوسبودن نمونههاست و تنها یک نمونه در محدوده پرآلومینوس جای گرفته است (شکل 6).
شکل 5- سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) در نمودار Th در برابر Co (Hastie et al., 2007) (B: بازالت؛ BA/A: آندزیت بازالتی؛ آندزیت؛ *D/R: لاتیت و تراکیت).
شکل 6- نمودار شناسایی اندیس آلومینیم (Shand, 1969) برای سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی).
در نمودار عنکبوتی که برپایه Sun و McDonough (1989) در برابر گوشته اولیه بهنجار شده است (شکل 7)، تهیشدگی آشکاری در عناصر Ti و Nb دیده میشود. از سوی دیگر، این سنگها غنیشدگی از عناصر LILE (مانند: K، Ba و Sr) نشان میدهند (شکل 7). بالا بودن نسبت LILE/HFSE و LREE/HREE از نشانههای فرورانش بهشمار میرود (Zanetti et al., 1999; Winter, 2001; Wilson, 2007; Gill, 2010). غنیشدگی از LILE یا از خاستگاه گوشتهای بهارث رسیده است و پیشتر با ترکیبهای پهنه فرورانش دچار متاسوماتیسم شده است و یا در پی آغشتگی کمان پوستهای پدید آمده است (Liu and Liu, 2014).
برای شناسایی فرایند مؤثر، از نمودار Ba/La در برابر 87Sr/86Sr (Davidson, 1987) استفاده شد (شکل 8). همانگونهکه نشان داده شده است سنگهای آتشفشانی محدوده گستردهای دارای نسبت Ba/La (8/19 تا 70/71) هستند و از گوشته (MORB) شناخته میشوند. همچنین، شکل 8 نشان میدهد که خاستگاه این سنگها، در مقایسه با آغشتگی پوستهای، بیشتر با ترکیبات فرورانش غنی شده است.
شکل 7- سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) در نمودار عنکبوتی عناصر فرعی و کمیاب که در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شده است.
در نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر کندریت (شکل 9)، الگوی پراکندگی عناصر خاکی کمیاب در سنگهای گوناگون با هم موازی هستند و نمونهها از عناصر کمیاب سبک غنی شدهاند. همخوانی الگوی تغییر عناصر خاکی نادر میتواند نشانه خاستگاه مشترک این سنگها باشد (Henderson, 1984). بیهنجاری منفی از Eu دیده نمیشود و این نشان میدهد پلاژیوکلازهای کلسیک کنترلکننده تحول ماگمایی بوده است. همچنین در پی نبود پلاژیوکلازهای کلسیک در فاز بهجامانده و یا فوگاسیته بالای اکسیژن (با تبدیل Eu+2 به Eu+3)، این عنصر نمیتواند وارد شبکه پلاژیوکلازهای کلسیک شده و در مایع جدایشیافته انباشته خواهد شد (Martin, 1999; Rollinson, 1993; Atherton et al., 1985). پیدایش کانیهای کدر مانند مگنتیت و هماتیت در سنگها نیز نشاندهنده درستی این پیشنهاد هستند.
شکل 8- سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) در نمودار Ba/ La در برابر (87Sr/86Sr) (Davidson, 1987) (SZE: پهنه فرورانش، AFC: آغشتگی پوستهای، F: تأثیر احتمالی جدایش بلورین).
شکل 9- نمودار عناصر خاکی نادر برای سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) که در برابر کندریت (Boynton, 1984) بهنجار شده است.
برای بررسی نوع کانی بهجامانده در خاستگاه و درجه ذوببخشی میتوان عناصر خاکی نادر را بهکار برد. در اینباره فراوانی عنصر بهشدت ناسازگارِ La و کمتر ناسازگارِ Sm میتواند ترکیب کلی خاستگاه را نشان دهد (Aldanmaz et al., 2000; Li et al., 2014). برای شناسایی ترکیب کانیشناسی خاستگاه و درجه ذوببخشی سنگهای آتشفشانی این منطقه از نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm (Aldanmaz et al., 2000) بهره گرفته شد (شکل 10). نمونهها در محدوده میان اسپینللرزولیت و اسپینلگارنتلرزولیت جای گرفتهاند (شکل 10)؛ ازاینرو، خاستگاه آنها یک گارنتاسپینللرزولیت با مقدار گارنت بسیار اندک و درجه ذوببخشی 1 تا 5 درصد بوده است. نسبت کم La/Yb)N) (1/8 تا 65/10) پیامد میزان اندک گارنت بهجامانده در خاستگاه است. در نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb (Pearce et al., 1995) نمونههای مربوط به منطقه خونیک در محدوده بالای آرایه گوشتهای و در پهنه فرورانش جای گرفتهاند و با پیدایش در کمان ماگمایی همخوانی دارند (شکل 11). برای سنگهای وابسته به پهنه فرورانش، افزایش عناصری مانند Th بهدست سیالها یا مذاب جداشده از ورقه فرورو، نسبت Th/Yb در خاستگاه را افزایش میدهد.
شکل 10-سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) در نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm. روند گوشتهای برپایه ترکیب گوشته تهیشده (McKenzie and O'Nions, 1991) و گوشته اولیه Sun and McDonough, 1989)) و منحنیهای ذوب اسپینل لرزولیت و گارنت پریدوتیت از Aldanmaz و همکاران (2000) رسم شده است. افزونبر این، خطوط و اعداد روی منحنیهای ذوب نشاندهنده درجه ذوببخشی برای یک خاستگاه گوشتهای است.
شکل 11-سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) در نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb (Pearce et al., 1995). همه نمونهها دارای نسبت بالای Th/Yb بوده و در بالای آرایه گوشتهای و در نزدیکی آرایه کمان آتشفشانی جای گرفتهاند.
جایگاه زمینساختی و خاستگاه ماگمایی
شناسایی پهنه زمینساختی سنگها در تفسیر سنگزایی آنها بسیار مهم است (Pirmohammadi Alishah et al., 2012). نمودارهای شناسایی پهنههای زمینساختی ماگما (تکتونوماگمایی)، نمودارهای زمینشیمیایی هستند که ماگمای پدیدآمده و جایگاههای گوناگون زمینساختی را برپایه شیمی آنها از یکدیگر جدا میکنند (Pearce and Cann, 1973). برای تشخیص جایگاه زمینساختی سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983) بهکار برده شد. برپایه این نمودار، این سنگها در کنارههای فعال قارهای پدید آمدهاند (شکل 12). از دیدگاه جایگاه زمینساختی، سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک همانند تودههای نیمهعمیق منطقه خونیک (Samiee et al., 2014)، گرانیتوئیدهای منطقه کوهشاه در 80 کیلومتری جنوبباختری بیرجند (Abdi et al., 2010) و گرانیتوییدهای منطقه ماهرآباد و خونیک در 70 کیلومتری جنوبباختری بیرجند Malekzadeh Shafaroudi, 2009)) هستند.
سنگهای آتشفشانی منطقه از دیدگاه Ba/La ویژگیهای سنگهای آذرین کمان ماگمایی را نشان میدهند. این نسبت برای N-MORB برابر 4 تا 10، برای E-MORB برابر 10 تا 15 و برای سنگهای آتشفشانی مرزهای واگرا بیش از 15 است (Wood, 1980). در گدازههای منطقه خونیک این نسبت 7/19 تا 7/71 است. بالابودن این نسبت نشانه غنیشدگی گوة گوشتهای بهدست سیال منطقه پیش از برخورد و در هنگام فرورانش است (Pirmohammadi Alishah et al., 2012).
به باور Pearce و Norry (1979) از نسبت عناصر کمیاب Zr/Y میتوان برای شناسایی رژیم زمینساختی استفاده کرد؛ زیرا مقدار 3Zr/Y> نشاندهنده کمانهای آتشفشانی قارهای و مقدار 3Zr/Y< نشاندهنده کمانهای آتشفشانی اقیانوسی است. سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک دارای نسبت Zr/Y بیشتر از 3 (5 تا 3/6) هستند و در گروه کمان آتشفشانی قارهای جای گرفتهاند.
شکل 12- شناسایی جایگاه زمینساختی سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) در نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Pearce, 1983).
زمینشناسی ایزوتوپهای استرانسیم و نئودیمیم
در زمینشیمی، ایزوتوپهای رادیوژنیک دو کاربرد پایهای دارند. از دیدگاه تاریخی، نخستینبار این ایزوتوپها برای شناسایی سن سنگها و کانیها بهکار رفتهاند و بهتازگی نیز در بررسیهای سنگشناسی و شناسایی خاستگاه و فرایندهای زمینشناسی استفاده میشوند (Rollinson, 1993). ازاینرو، در این پژوهش، برای سنسنجی و شناسایی خاستگاه ماگمایی سنگهای آذرین بیرونی منطقه خونیک، ایزوتوپهای ناپایدار بررسی شدند:
سنسنجی به روش Rb-Sr: با توجه به حساسبودن دادههای ایزوتوپی Rb-Sr در برابر فرایندهای دگرسانی، نمونه سنگ آتشفشانی KH-303 با ترکیب سنگشناسی پیروکسنهورنبلندآندزیت با کمترین دگرسانی هیدروترمالی و سوپرژن برای سنسنجی برگزیده شد. برای سنسنجی نیاز به ترسیم منحنی ایزوکرون است؛ ازاینرو، از تغییر ایزوتوپی Rb و Sr در دو کانی و کل سنگ بهره گرفته میشود (Karimpour and Saadat, 2002). چگونگی برگزیدن کانیها بهگونهای است که دارای بیشترین اختلاف در میزان روبیدیم باشند؛ پس در اینجا برای سنسنجی، از میزان استرانسیم و روبیدیم در کانیهای هورنبلند و پلاژیوکلازِ جداشده از این سنگ، بههمراه میزان این ایزوتوپها در کل سنگ بهره گرفته شد. این دادهها در جدول 3 آورده شدهاند. در شکل 13، منحنی ایزوکرون برای سنگهای آتشفشانی منطقه سن 11±58 ((Thanetian را نشان میدهد.
جدول 3- دادههای ایزوتوپی روبیدیم و استرانسیم کل سنگ و کانیهای هورنبلند و پلاژیوکلاز جداسازی شده از نمونه Kh-303 در منطقه خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی).
|
Sample No. |
Sr (ppm) |
Rb (ppm) |
87Rb/86Sr |
Error (2s) |
|
Kh-303 |
1065.1 |
87.3 |
0.237 |
0.007 |
|
Kh-303Plg |
1939.4 |
42.3 |
0.063 |
0.0018 |
|
Kh-303Hbl |
416 |
13.2 |
0.92 |
0.0026 |
شکل 13- سنسنجی سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) به روش .Rb-Sr نمودار 87Sr/ 86Sr در برابر 87Rb/86Sr برای کانیهای پلاژیوکلاز (Pl)، هورنبلند (Hbl) و کل سنگ (WR) برای نمونهKH-303 رسم شده است.
ترکیب ایزوتوپیاسترانسیم و نئودیمیم:ترکیب ایزوتوپی Sr-Nd در سنگهای آتشفشانی مربوط به منطقه خونیک در جدول 1 آورده شده است. برای اندازهگیری میزان استرانسیم و نئودیمیم اولیه از سن 58 میلیون سال پیش بهدستآمده از دادههای سنسنجی به روش Rb-Sr بهره گرفته شد. سنگهای آتشفشانی پالئوسن پایانی دارای نسبت 87Sr/86Sr اولیه (7046/0 تا 7049/0) و میزان مثبت εNd (16/2+ تا 12/3+) هستند.
همانگونهکه در شکل 14 نشان داده شده است، همه نمونهها بهصورت خوشهای و در بخش راست آرایه گوشتهای و درون محدوده IAB (بازالتهای کمانهای آتشفشانی) جای میگیرند.
شکل 14- نمودار تغییر ایزوتوپی Sr-Nd (Arjmandzadeh et al., 2011; Arjmandzadeh and Santos, 2014) برای تودههای نیمهعمیق و سنگهای آتشفشانی خونیک (جنوب بیرجند، خراسان جنوبی) نشاندهنده جایگیری نمونهها در بخش راست آرایه گوشتهای و همانند سنگهای نیمهعمیق منطقه خونیک است (DM: گوشته تهیشده؛ MORB: بازالتهای پشتههای میاناقیانوسی؛ OIB: بازالتهای جزایر اقیانوسی؛ IAB: بازالتهای جزایر کمانی).
این دادهها بسیار همانند نسبتهای ایزوتوپی در مناطق دهسلم، چاهشلغمی (Arjmandzadeh et al., 2011; Arjmandzadeh and Santos, 2014) و کوهشاه (Abdi and Karimpour, 2013) در بلوک لوت هستند. جایگیری نمونهها در نزدیکی آرایه گوشتهای و مقدار مثبت اپسیلون نئودیمیم آنها نشانه خاستگاهگرفتن آنها از بخش گوشته استنوسفری تهیشده و خارج از پوسته قارهای است (Rollinson, 1993; Zhang et al., 2006; Mao et al., 2014). مقایسه سنگهای آذرین بیرونی منطقه با سنگهای نیمهعمیق (Samiee et al., 2014) نشانه خاستگاه همانند آنهاست (شکل 14).
بحث و نتیجهگیری
منطقه خونیک بخشی از پهنه سنگهای آذرین درونی – بیرونی خاور ایران در بلوک لوت است. ترکیب سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک گسترهای از سنگهای آندزیت تا تراکیآندزیت را دربر میگیرد. سنسنجی بر روی هورنبلند، پلاژیوکلاز و کل سنگ بر روی پیروکسن هورنبلند آندزیت سن 11±58 میلیون سال ((Thanetian را برای سنگهای آتشفشانی موجود در منطقه خونیک پیشنهاد میکند.
میزان کل عناصر خاکی نادر سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک، دارای غنیشدگی در عناصر خاکی نادر سبک هستند. از سوی دیگر، این مجموعه نسبت به HFSE تهیشدگی و در LILE غنیشدگی نشان میدهد. ویژگیهای عناصر خاکی نادر و کمیاب آنها نشاندهنده پیدایش سنگهای ماگمایی منطقه در کمان ماگمایی وابسته به پهنه فرورانش در بلوک لوت است. شواهد زمینشیمیایی بههمراه بالابودن نسبت Th/Yb در این گدازهها نشانه ریشهگرفتن آن از یک پهنه فرورانش است.
نسبتهای ایزوتوپی Sr و Nd در همه نمونهها بسیار همانند است و نشان میدهد که این سنگها همخاستگاه هستند و هنگام فرایندهای جدایش ماگمایی (مانند تبلوربخشی) از مذابهای مادر یکسانی پدید آمدهاند. ترکیب ایزوتوپی همسان بازالتهای جزایر کمانی (IAB) نشان میدهد که ماگمای مادر در هنگام ذوببخشی، در بالای پهنه فرورانش در گوة گوشتهای پدید آمده است. همچنین، این دادهها نشان میدهند که مذاب پدیدآمده از گوشته با پوسته آغشته نشده است. سنگهای آتشفشانی این منطقه از ذوب اندک (5 تا 10 درصد) یک خاستگاه گارنتاسپینللرزولیت پدید آمدهاند. برپایه اهمیت بررسیهای سنگزایی در پهنه سنگهای آذرین بیرونی و درونی بلوک لوت، بررسی سنگهای آتشفشانی منطقه خونیک، به فهم بهتر زمینشیمی و کانیسازی منطقه کمک میکند.
سپاسگزاری
این پژوهش بهصورت طرح پژوهشی با پشتیبانی مالی معاونت پژوهشی دانشگاه فردوسی مشهد و با کد شناسایی 18305/3 به تاریخ 12/4/1390 انجام شده است.
منابع
Abdi, M. and Karimpour M. H. (2013), Petrochemical characteristics and timing of Middle Eocene granitic magmatism in Kooh-Shah, Lut Block, Eastern Iran. Acta Geologica Sinica 84(4): 1032–1044.
Abdi, M., Karimpour, M. H. and Najafi, A. (2010) Geology, alteration and mineralization potential of Kuh- Shah region, South Khorasan. First Symposium of Iranian Society of Economic Geology, Mashhad, Iran 1-7 (in Persian).
Aghanabati, S. A. (2004) Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran (in Persian).
Aldanmaz E., Pearce J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102: 67-95.
Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F. and Homam, S. M. (2010) Study of alteration zones, geochemistry and petrogenesis of Chahshaljami prospect area, East Iran. Journal of Earth Science Researche 1(3): 74-89 (in Persian).
Arjmandzadeh, R., Karimpour, M. H., Mazaheri, S. A., Santos, J. F., Medina, J. M. and Homam, S. M. (2011) Sr-Nd isotope geochemistry and petrogenesis of the Chah-Shaljami granitoids (Lut block, eastern Iran). Journal of Asian Earth Sciences 41: 283–296.
Arjmandzadeh, R. and Santos, J. F. (2014) Sr–Nd isotope geochemistry and tectonomagmatic setting of the Dehsalm Cu–Mo porphyry mineralizing intrusives from Lut Block, eastern Iran. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau) 103: 123-140.
Atherton, M. P., Sanderson, L. M., Warden, V. and McCourt, W. J. (1985) The volcanic cover, chemical composition and the origin of the magmas of the Calipuy Group. In: Magmatism al a Platt Edgi: The Peruvian Andes (Eds. Pitcher, W. S., Atherton, M. P., Cobbing, E. J. and Beckinsale, R. D.) 273-284. Glasgow, Blackie Halstead Press.
Blatt, H. and Tracy, R. (1995) Petrology: Igneous, Sedimentary and Metamorphic. W. H. Freeman Book Company, New York, USA.
Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements; meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry. (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier Scientific Publishing Co., Amsterdam.
Davidson, J. P. (1987), Crustal contamination versus subduction zone enrichment: Examples from the Lesser Antilles and implications for mantle source compositions of island arc volcanic rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta 51: 2185–2198.
Gill, R. (2010) Igneous Rocks and Processes. Wiley-Blackwell, Malaysia.
Hamooni, S. J., Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Hajimirzajan, H. (2013) Geology, mineralization, geochemistry and petrology of intrusions of the Roud Gaz prospect area southeast of Gonabad. Petrology 4(15): 77-96 (in Persian).
Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Petrology 48(12): 2341-2357.
Henderson, P. (1984) Rare Earth Element Geochemistry. Elsevier, Oxford, New York.
Janousek, V., Farrow, C. M. and Erban, V. (2006) Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology 47:1255–1259.
Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Mazaheri, S. A. and Haidarian Shahri, M. H. (2007) Magmatism and different types of mineralization in Lut block, 15th Symposium of Iranian Society of Crystallography and Mineralogy, Ferdowsi University of Mashhad, Iran (in Persian).
Li, D., He, D. F., Santosh, M. and Tang, J. Y. (2014) Petrogenesis of Late Paleozoic volcanics from the Zhaheba depression, East Junggar: Insights into collisional event in an accretionary orogeny of Central Asia. Lithos 184-187: 167–193.
Liu, X.and Liu, W. (2014) Source characteristics and tectonic setting of the Early and Middle Devonian volcanic rocks in the north Junggar, northwest China: Insights from Nd–Sr isotopes and geochemistry. Lithos 184–187: 27–41.
Ludwig, K. R. (2008) User's manual for Isoplot/Ex version 3.70. A geochronological tool
kit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special, Publication No. 4.
Malekzadeh Shafaroudi, A. (2009) Geology, mineralization, alteration, geochemistry, micro thermometry, radioisotppe and petrogenesis studies of Khupik and Maherabad copper-gold porphyry prospect area. Ph. D. Thesis, Ferdowsi university of Mashhad, Razavi Khorasan, Iran.
Malekzadeh Shafaroudi, A., Karimpour, M. H. and Stern, C. R. (2014) The Khopik porphyry copper prospect, Lut Block, Eastern Iran: Geology, alteration and mineralization, fluid inclusion, and oxygen isotope studies. Ore geology reviews 65(2): 522–544.
Mao, Q., Xiao, W., Fang, T., Windley, B. F., Sun, M., Ao, S., Zhang, J. and Huang, X. (2014) Geochronology, geochemistry and petrogenesis of Early Permian alkaline magmatism in the Eastern Tianshan: Implications for tectonics of the Southern Altaids. Lithos 190–191: 37–51.
Martin, H. (1999) Adakitic magmas: modern analogous of Archean granitoids. Lithos 46(3): 411-429.
McBirney, A. R. (2007) Igneous Petrology. 3rd edition, Jones and Bartlett Learning, Burlington, Canada.
McKenzie, D. and O'Nions, R. K. (1991) Partial melt distribution from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology 32: 1021–1091.
Pearce, J. A. (1983) The role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at destructive plate margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Natwich Shiva, Cambridge.
Pearce, J. A., Baker, P. E., Harvey, P. K. and Luff, I. W. (1995) Geochemical evidence for subduction fluxes, mantle melting and fractional crystallization beneath the South Sandwich arc. Journal of Petrology 36: 1073–1109.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth and Planetary Science Letters 19: 290-300.
Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variation in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.
Pirmohammadi Alishah, F., Ameri, A., Jahangiri, A., Mojtahedi, M. and Keaskin, M. (2012) Petrology and geochemistry of volcanic rocks from the south of Tabriz (Sahand volcano). Petrology: 3(9): 38-55 (in Persian).
Rollinson, H. (1993) Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical, London, UK.
Samiee, S., Karimpour, M. H., Haidarian Shahri, M. H., Santos, J. F. and Ghaderi, M. (2014) Petrography, geochemical characteristics, Sr-Nd isotopes and source of granitoid intrusions in Khunik prospecting area, south of Birjand. Journal of advanced applied geology Ahvaz 3(13): 63-79 (in Persian).
Shand, S. J. (1969) Eruptive Rocks: Their Genesis, Composition, Classification and Their Relation to Ore Deposits. Hafner, New York, USA.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: implication 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.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming
minerals. American Mineralogist 95: 185-187.
Wilson, M. (2007) Igneous Petrogenesis. Springer, Dordrecht, Netherlands.
Winter, J. D. (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey, USA.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation protextures and setting of VMS mineralization in the Pilbara ducts using immobile elements. Chemical Geology 20: 325–344.
Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the BritishTertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11-30.
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.
Zhang, H., Zhang, L., Harris, N., Jin, L. and Honglin, Y. (2006) U–Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: constraints on petrogenesis and tectonic evolution of the basement. Contributions to Mineralogy and Petrology 152: 75-88.
)