سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی گدازه‌های آداکیتیِ پس از برخورد و بازالت‌های سرشار از نیوبیم همراه در منطقه سنگِ رهوزگ (جنوب بیرجند)

محمدی, حمیدرضا; محمدی, سیدسعید; نخعی, ملیحه; زرین کوب, محمدحسین

doi:10.22108/ijp.2017.81987

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,682
تعداد مقالات	13,754
تعداد مشاهده مقاله	32,144,698
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	12,726,458

سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی گدازه‌های آداکیتیِ پس از برخورد و بازالت‌های سرشار از نیوبیم همراه در منطقه سنگِ رهوزگ (جنوب بیرجند)

پترولوژی

مقاله 5، دوره 8، شماره 30، شهریور 1396، صفحه 55-80 اصل مقاله (2.94 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2017.81987

نویسندگان

حمیدرضا محمدی¹؛ سیدسعید محمدی^* ¹؛ ملیحه نخعی²؛ محمدحسین زرین کوب¹

¹گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران

²گروه مهندسی معدن، دانشکده مهندسی معدن، عمران و شیمی، دانشگاه صنعتی بیرجند، بیرجند، ایران

چکیده

سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده شامل واحدهای پالئوژن با ترکیب آندزیت و داسیت و گدازه‏‌های بازالتیِ نئوژن هستند. گدازه‏‌های اسیدی و حد واسط، سرشت کالک‏‌آلکالن پتاسیم متوسط تا بالا داشته و نمونه بازالتی سرشت آلکالن دارند. یافته‌های زمین‌شیمیایی برای همه سنگ‌های آتشفشانی سنگ رهوزگ نشان‏‌دهنده غنی‌شدگی LILE در برابر HFSE هستند. نبود آنومالی منفی Eu، مقدارهای HREE کم (برای نمونه: ppm 62/1-67/0 Yb= و ppm 3/17-4/7 Y=)، مقدارهای Sr بالا (ppm 1010-1/347) و نسبت Sr/Y بالا (84/31 تا 99/99)، نشان‌دهندة سرشت آداکیتیِ سنگ‌های اسیدی و حد واسط منطقه سنگ رهوزگ است. محتوای بالای SiO₂ (48/68 - 65/56 درصد وزنی)، CaO+Na₂O (47/10- 57/7 درصد وزنی) و Sr، نشان‏‌دهنده قرارگیری آداکیت‌های سنگ رهوزگ در محدوده آداکیت‌های پرسیلیس است. میزان K₂O بالا (14/3- 22/1 درصد وزنی) و نسبت K₂O/Na₂O بالاتر (4/0 تا 8/0)، در مقایسه با آداکیت‌های پرسیلیس، نشان می‏‌دهد که این سنگ‏‌ها در گروه آداکیت‌های پس از برخورد هستند. مقدارهای کمِHREE (Yb_N<8ppm) و نسبت Y/Yb (59/11-10)، نشان‌ می‌دهد که خاستگاه این سنگ‌ها دارای فاز به‌جای‌ماندة گارنت بوده است. نمونه بازالتی منطقه سنگ رهوزگ دارای مقدارهای بالای TiO₂ (52/1 درصد وزنی) و Nb (ppm 9/14)، نسبت Nb/La (43/0) و HFSE بالاست. این ویژگی‌ها از ویژگی‌های بازالت‌های سرشار‏‌ از Nb هستند. ذوب‌بخشی گوشته آستنوسفری متاسوماتیسم‌شده به‌وسیلة مذاب‏‌های آداکیتی، شرایط خوبی را برای پیدایش مذاب‌ بازالتی سرشار از Nb پدید آورده است. همه گدازه‏‌های منطقة سنگ رهوزگ در پهنه زمین‌ساختی پسابرخوردی و در پی برخورد بلوک‏‌های لوت و افغان در پالئوژن تا نئوژن پدید آمده‏‌اند.

کلیدواژه‌ها

آداکیت؛ بازالت غنی از Nb؛ پس برخوردی؛ سنگ رهوزگ؛ بلوک لوت

اصل مقاله

منطقه سنگ رهوزگ در 80 کیلومتری جنوب‌ بیرجند و میان طول‌های جغرافیایی خاوری '14°59 تا '20°59 و عرض‌های جغرافیایی شمالی '19°32 تا '22°32 جای دارد. این منطقه در نزدیکی روستای سنگ رهوزگ، در محدوده نقشه زمین‌شناسی 1:100000مختاران (Movahhed-avval and Emami, 1978) است و از دیدگاه ساختاری در لبة خاوری بلوک لوت (Karimpour et al., 2011) جای دارد. بلوک لوت از سنگ‌های دگرگونیِ پیش از ژوراسیک و سنگ‏‌های رسوبیِ ژوراسیک، همراه با توده‏‌های آذرین درونی ژوراسیک تا ترشیری (با ترکیب بیشتر گرانیتوییدی) ساخته شده و با گدازه‌های مافیک تا فلسیک ترشیری پوشیده شده است (Arjmandzadeh and Santos, 2014).

در منطقه سنگ رهوزگ، گدازه‏‌های آندزیتی و داسیتیِ ترشیری همراه با سنگ‏‌های آذرآواری (مانند: توف و برش) هستند و گدازه‏‌های بازیک آنها را پوشانده‌اند. بررسی‌های سنگ‌شناسی انجام شده دربارة ولکانیسم ترشیری در برخی مناطق جنوب و جنوب‌باختری بیرجند نشان می‏‌دهد که سنگ‏‌های گدازه‏‌ای و نیمه‌عمیق این منطقه دارای سرشت آداکیتی هستند (Ketabi, 2010; Zarrinkoub et al., 2011; Mohammadi et al., 2011; Sadri, 2011; Fakuri, 2013; Aboutalebi, 2014; Ketabi et al., 2015). بر پایه بررسی‌های انجام‌شده، پهنه زمین‏‌ساختی پیدایش این سنگ‏‌ها وابسته به فرورانش دانسته شده است.

برای نخستین‌بار، سنگ‌های آداکیتی در جزایر آداک شناسایی شدند (Kay, 1978). این سنگ‌ها مقادیر MgO بالا، غنی‏‌شدگی LILE و نسبت Sr/Y بالایی هستند. Defant و Drummond (1990) واژه آداکیت را برای سنگ‌های آذرین اسیدی و حد واسط سرشار از سدیم به‌کار برده‌اند. به باور Martin و همکاران (2005)، آداکیت‌ها به دو دسته آداکیت‌های پر سیلیس و کم سیلیس رده‌بندی شده‌اند. آداکیت‏‌های پر سیلیس (که MgO کمی دارند) از ذوب مستقیم پوسته زیرین پدید می‌آیند و آداکیت‏‌های کم سیلیس (که MgO بالایی دارند) پیامد ذوب گوشته هستند (Castillo, 2012). این دو گروه از آداکیت‏‌ها در مقدار Sr و Nd و نیز نسبت‏‌های Cr/Ni و Sr/Y تفاوت آشکاری نشان می‏‌دهند. مقدار LREE، Nd و Ti در آداکیت‏‌های پر سیلیس کمتر از آداکیت‏‌های کم سیلیس است. یکی از ویژگی‌های مجموعه‌های آداکیتی، همراهی بازالت‌های Nb بالا (با Nb بیشتر از ppm 20) (Defant et al., 1992; Hastie et al., 2011) و بازالت‌های سرشار از Nb (با Nb برابر ppm 5 تا ppm 20) (Defant et al., 1991; Hastie et al., 2011) در ارتباط با این مجموعه‌هاست (Imaoka et al., 2014; Mazhari, 2016). این بازالت‌ها سرشت سری ماگمایی آلکالن را دارند و از Al₂O₃، P₂O₅ و MgO غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند. همچنین، از عنصرهای با قدرت میدان بالا (HFSE) به‌ویژه Nb سرشار هستند (Petrone and Ferrari, 2008; Mazhari, 2016). در سال‏‌های اخیر، در بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی دقیق روی سنگ‏‌های آذرینِ پس از ائوسن در بخش‏‌های مختلف (مانند: شمال‏باختری، شمال‏خاوری و خاور ایران) برخی از این سنگ‌ها، سنگ‏‌های آداکیتی دانسته شده‌اند (Ghasemi et al., 2010; Jamshidi et al., 2014; Pirmohammadi Alishah, 2015; Modjarrad, 2015; Jamshidi et al., 2015a, b; Ghadami et al., 2015; Jalili Ghareh Ghaye et al., 2015; Pirmohammadi Alishah and Jahangiri, 2015). بر پایه یافته‌های این پژوهش‌ها، ماگمای سازنده سنگ‏‌های آداکیتی از ذوب‏‌بخشی یک خاستگاه گارنت‌آمفیبولیتی یا اکلوژیتی (که از دگرگونی سنگ‌کره اقیانوسیِ فرورانده شدة نئوتتیس پدیدآمده است) و گاه در ارتباط با جایگاه پس از برخورد پدید آمده است.

در ایران، Azizi و همکاران (2014) بازالت‏‌های Nb بالای منطقه قروه (در پهنه سنندج- سیرجان) و Mazhari (2016) بازالت‏‌های Nb بالای جنوب‌باختری سبزوار را وابسته به ماگماتیسم آداکیتی دانسته‌اند. با توجه به کمبود در زمینه پژوهش‌‌های جامع درباره زمین‏‌شناسی، ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و جایگاه زمین‏‌ساختی گدازه‏‌های ترشیری منطقه سنگ رهوزگ و نیز ابهام‌هایی درباره جایگاه خاستگاه ماگمای سازنده این سنگ‏‌ها، این واحدهای سنگی بسیار نیازمند انجام بررسی‌های سنگ‌شناسی هستند. در این پژوهش تلاش شده است تا با بهره‏‌گیری از بررسی‏‌های زمین‏‌شناسی، ویژگی‌های سنگ‌شناسی و تحلیل داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی سنگ‏‌های بررسی‌شده، خاستگاه و پهنه زمین‏‌ساختی پیدایش گدازه‏‌های حد واسط- اسیدی و همچنین، بازالت‏‌ سرشار از Nb همراه آنها در منطقه سنگ رهوزگ تا اندازه‌ای روشن شود.

زمین‌شناسی منطقه

در منطقه سنگ رهوزگ چهار گروه سنگی شامل سنگ‌های دگرگونی، رسوبی، آذرآواری و گدازه‌ای رخنمون دارند ( شکل 1). رخنمون کمابیش کوچکی از سنگ‌های دگرگونی با ترکیب فیلیت (با سن کرتاسه پسین یا کهن‏‌تر) (Movahhed-avval and Emami, 1978) در بخش‌های جنوبی منطقه دیده می‏‌شود. مرز گسلی سنگ‏‌های رسوبی (که از کنگلومرا، ماسه‏‌سنگ و مارن‏‌های پالئوژن ساخته ‌شده‌اند) را از واحد فیلیت جدا کرده است. روندهای ساختاری فراوانی در این گستره دیده می‏‌شوند؛ اما مهمترین پهنه‏‌های گسلی در راستای کمابیش خاوری- باختری هستند (شکل 1). نقش مولفه قائم و عملکرد راندگی در پهنه‏‌ گسلی خاوری- باختری در جنوب سنگ رهوزگ، راندگی فیلیت‏‌های کرتاسه پسین روی واحدهای پالئوژن را در پی داشته است. دنبالة خاوری این پهنه گسلی در بیرون از این منطقه، دستخوش تغییر شده و به روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری و در پایان به روند شمالی-جنوبی (روند اصلی در پهنه ساختاری سیستان) پیوسته است.

فعالیت آتشفشانی در منطقه سنگ رهوزگ با پیدایش گدازه‏‌های آندزیتی و سنگ‏‌های آذرآواری‌ (توف، برش و آگلومرا) در ائوسن آغاز شده است که بیشتر در بخش‏‌های مرکزی و شمالی این محدوده رخنمون دارند (شکل 1). ادامه فعالیت آتشفشانی ترشیری پیدایش گدازه‏‌های آندزیتی و داسیتی پالئوژن را در پی داشته است که دارای گسترش کمابیش گسترده در بخش‏‌های مرکزی این محدوده بوده و سرانجام با آشکارشدن رخنمون‏‌های کوچکی از گدازه‏‌های بازالتی پایان یافته است (شکل 1). سنگ‏‌های بررسی‏‌شده در این پژوهش، شامل گدازه‏‌های حد واسط- اسیدی پالئوژن و واحد بازالتی نئوژن هستند. آندزیت با گسترش چشمگیر و به‌رنگ خاکستری (شکل 2-A) و گاه مایل به صورتی، در باختر و جنوب‌باختری محدودة بررسی‌شده (از خاور روستای زرخان تا باختر و شمال‌باختری رهوزگ) رخنمون دارد (شکل 1).

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه سنگ رهوزگ، بر گرفته از نقشه 1:100000 مختاران ( Movahhed-avval and Emami, 1978)

میزان هوازدگی و خردشدگی در این سنگ‌ها کمابیش بالا بوده و بیشتر به‌صورت تپه‌های کم‌ارتفاع دیده می‌شود (شکل 2-A). توده داسیتی به شکل گنبدی و به رنگ روشن (شکل‏‌های2-A و B) از حاشیه شمال‌باختری روستای سنگ تا خاور رهوزگ گسترش یافته است (شکل 1). همچنین رخنمون‏‌های کوچکی از گدازه‏‌های داسیتی در شمال و شمال‌باختری روستای رهوزگ دیده می‏‌شود. در حاشیه خاوری و جنوبی گنبد داسیتی، واحدهای آذرآواری متشکل از توف- برش در قاعده داسیت رخنمون دارد (شکل 2- B). از ویژگی‌های داسیت می‏‌توان به حضور ساختارهای ناشی از انجماد نظیر درزه‌های انقباضی، فرسایش پوست پیازی و لانه زنبوری اشاره نمود. جوانترین واحد گدازه‏‌ای در منطقه سنگ رهوزگ شامل بازالت‏‌های نئوژن با گسترش بسیار محدود است که در باختر روستای رهوزگ روی آندزیت رخنمون دارد (شکل 2- C). بازالت‏‌ها به رنگ سبز تیره و آفانیتیک بوده و ساخت ستونی نشان می‏‌دهد (شکل 2- D). ذکر این نکته لازم است که دگرسانی توف‏‌ها که از گسترش قابل توجهی در منطقه بررسی شده برخوردار هستند، سبب تشکیل پهنه‏‌های بنتونیتی در برخی نقاط گردیده است که می‏‌تواند حائز اهمیت اکتشافی باشد.

شکل 2- تصاویر صحرایی گدازه‏‌های منطقه سنگ رهوزگ. A) رخنمون آندزیت با رنگ خاکستری و مورفولوژی ملایم در باختر رهوزگ (دید به‌سوی خاور)، B) گنبدی داسیتی در شمال‌باختری روستای سنگ (دید به‌سوی شمال‌باختری)، C) حضور بازالت روی آندزیت در باختر روستای رهوزگ (دید به‌سوی شمال)، D) ساخت ستونی در گدازه‏‌های بازالتی باختر رهوزگ (دید به‌سوی شمال).

روش انجام پژوهش

پس از برداشت‌های صحرایی و نمونه‌برداری، شمار 120 مقطع نازک تهیه و بررسی‌های میکروسکوپی انجام شد. سپس، برپایه تنوع سنگ‏‌شناسی گدازه‏‌ها، شمار 15 نمونه با دگرسانی کمتر برگزیده و به آزمایشگاه زمین‏‌شیمی ACME کانادا فرستاده شد. نمونه‌ها به روش بسته ترکیبی با کد4A02 (با روشICP-ES) برای عنصرهای اصلی، مواد فرار و برخی عنصرهای کمیاب و بسته ترکیبی با کد 4B03 (با روش ICP-MS) برای عنصرهای کمیاب و خاکی نادر دیگر تجزیه شیمیایی شدند (جدول 1). برای رسم نمودارهای مورد نیاز، نرم‏‌افزارهای GCDkit و CorelDraw به‌کار برده شدند.

سنگ‌نگاری

سنگ‌های آتشفشانی منطقه سنگ رهوزگ دارای ترکیب داسیت، آندزیت (پیروکسن‏‌آندریت) و بازالت هستند که در زیر به بررسی آنها پرداخته شده است:

داسیت‏‌ها: بافت اصلی این سنگ‏‌ها، پورفیری با زمینه ریزدانه (شکل‏‌های3-A و 3- B) و گاه پوی‌کیلیتیک است. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، بیوتیت و آمفیبول (هورنبلند)، 25تا30 درصد حجم سنگ و زمینه ساخته‌شده از بلورهای ریز پلاژیوکلاز و کوارتز 70 تا 75 درصد حجم سنگ را ساخته‌اند. فراوان‌ترین فنوکریستِ داسیت‏‌ها، بلورهای پلاژیوکلاز به‌میزان 55 تا 60 درصد حجمی است. بلورهای پلاژیوکلاز شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند. بیشتر پلاژیوکلازها دارای ماکل پلی‌سنتتیک (شکل 3- B) هستند و بافت غربالی، به‌همراه منطقه‌بندی، نشان می‌دهند. دارابودن بافت غربالی می‌تواند نشان‌دهندة آمیزش ماگمایی و یا ناپایداری بلورهای پلاژیوکلاز در هنگام حرکت پرشتاب ماگما به‌سوی بالا ‌باشد (Stewart and Pearce, 2004). بافت‌های وابسته به رشد بلور به‌شکل غربالی، منطقه‌بندی و حاشیه واجذبی هستند که هنگام تغییر تعادل بلور- مذاب در پی تغییر دما، میزان آب، فشار و یا ترکیب مذاب درحال تبلور پدیدار می‏‌شوند (Renjith, 2014). منطقه‌بندی می‌تواند در پی تبلور دو مرحله‌ای، تبلور پلاژیوکلاز در پی انتقال ماگمایی و تبلور دو مرحله‌ای در پی وقفه نیز روی دهد (Nelson and Montana, 1992; Ustunisik et al., 2014). از ویژگی‌های دیگر این کانی در داسیت‏‌ها می‌توان خوردگی خلیجی (شکل 3- B) را نام برد که از نشانه‌های دیگر نبود تعادل در هنگام تبلور این کانی است.

آمفیبول نوع هورنبلند، نزدیک به 10 درصد فنوکریست‌های سازندة این سنگ‌ها را در بر گرفته است. حضور هورنبلند نشانه وجود آب در هنگام پیدایش ماگماست (White et al., 2014). درشت‌بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هورنبلند (شکل 3- B) گاه دارای ماکل تیغه‌ای هستند. همچنین، نشانه‌های تحلیل‌شدگی نشان می‌دهند و در لبه‌های برخی از آنها کانی کدر (مگنتیت) جایگزین شده‌اند. بلورهای بیوتیت، نیمه‏‌شکل‌دار تا بی‌شکل (شکل‏‌های3- A و 3- B) هستند. این بلورها گاه دارای لبه‌های خورده‌شده و کدر هستند و نزدیک ‌به 15درصد حجم فنوکریست‏‌ها را در بر میگیرند. این سنگ‌ها دارای مقدار کمی فنوکریست کوارتز هستند. این کانی بیشتر به‌صورت ریزبلور در زمینه سنگ دیده می‌شود. کلسیت و سریسیت از کانی‌های دگرسانی بوده و زیرکن کانی کمیاب است.

جدول 1- داده‌های تجزیه شیمیایی گدازه‏‌های منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) (عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و عنصرهای کمیاب برپایه ppm) (AB: آلکالی‌بازالت؛ A: آندزیت؛ D: داسیت)

Sample No.		S41	S140	S153	S129	S22	S160	S182	S16
Rock type		AB	A	A	A	A	A	A	A
Location	X	32°20′10.02″	32°20′52″	32°20′10.8″	32°20′1.45″	32°21′10.65″	32°19′57.1″	32°20′26.3″	32°21′0.5″
Location	Y	59°15′47.15″	59°16′17.8″	59°17′32.5″	59°16′37.5″	59°18′43.12″	59°14′54.6″	59°15′57″	59°17′41.9″
SiO₂		46.2	56.65	57.54	57.57	58.68	59.45	60.97	61.66
TiO₂		1.52	0.72	0.75	0.76	0.56	0.66	0.55	0.5
Al₂O₃		14.24	16.62	16.6	17.63	16.27	16.63	15.92	15.6
Fe₂O_3T		10.08	6.63	5.91	5.37	4.67	5.06	5.08	4.18
MnO		0.14	0.08	0.05	0.16	0.05	0.12	0.08	0.07
MgO		11.79	4.32	2.9	1.23	3.7	2.7	3.28	3.08
CaO		8.47	6.96	5.74	5.37	5.37	5.55	5.38	4.36
Na₂O		3.28	3.51	3.7	3.98	3.59	3.68	3.74	3.63
K₂O		1.22	1.63	2.94	2.98	2.04	3.14	2.1	2.92
P₂O₅		0.37	0.22	0.32	0.32	0.25	0.3	0.2	0.23
LOI		2.1	2.4	3.2	4.3	4.5	2.2	2.4	3.4
Total		99.41	99.74	99.65	99.67	99.68	99.49	99.7	99.63
Mg#		0.70	0.52	0.61	0.56	0.50	0.57	0.31	0.60
Ni		295	76	47	35	58	30	59	42
Sc		22	18	14	14	11	13	11	10
Ba		710	654	1129	1280	1183	1789	871	1130
Co		53.3	23.1	22.6	32.2	15.3	23.3	19.7	13.5
Cs		0.5	2.4	1.7	1.8	1	5.1	3	1.9
Ga		16.2	17.5	16.7	19.5	16.8	17.4	16.3	16.5
Hf		3.4	3.1	3.8	3.8	3.1	4.5	3.5	3.4
Nb		14.9	7.3	12.9	13.3	9.7	12.2	8.1	8.6
Rb		27.7	54.7	82.3	80.2	29.5	105.4	83.9	71.9
Sr		1105	633.9	949.2	1010.5	826	977.7	699.6	689.4
Ta		0.7	0.5	0.5	0.6	0.6	0.7	0.4	0.6
Th		9	8.1	14.1	15.4	11.1	22	9.2	11.5
U		1.3	1.5	3.2	2.3	1.4	5.1	2.4	2.2
V		175	140	119	145	101	129	109	94
Zr		158.1	119.8	153.3	151.7	123.2	177	124	131.8
Y		18.3	15.4	15.9	16.6	11	17.3	12.3	10.6
La		34.7	25.6	43.2	44	33.3	50.3	24.5	33.8
Ce		64.2	45.5	73.3	78.1	57.3	84.9	42.1	54.7
Pr		7.14	5	7.63	8.25	6.13	9.37	4.7	5.99
Nd		26.8	18.1	27.7	28.5	21.9	31.6	16.7	21.5
Sm		4.91	3.6	4.58	4.75	3.29	4.98	2.83	3.25
Eu		1.48	0.97	1.23	1.26	0.96	1.43	0.84	0.91
Gd		4.53	3.4	4.02	4.12	2.89	4.39	2.62	2.66
Tb		0.63	0.49	0.53	0.54	0.4	0.6	0.4	0.38
Dy		3.63	2.82	2.94	2.98	2.18	3.08	2.21	1.8
Ho		0.64	0.53	0.57	0.55	0.42	0.58	0.41	0.38
Er		1.77	1.5	1.57	1.45	1.05	1.48	1.16	1.03
Tm		0.27	0.22	0.22	0.24	0.17	0.26	0.18	0.17
Yb		1.62	1.43	1.4	1.34	1.06	1.61	1.1	1.06
Lu		0.24	0.22	0.21	0.24	0.16	0.27	0.17	0.16
Eu/Eu^*		0.9	1	1	0.8	0.9	0.9	0.9	1
La_N/Yb_N		14.4	21.1	21.2	15	20.8	12.1	22.1	21.5

جدول 1- ادامه

Sample No.		S102	S5	S24	S54	S70	S145	S190
Rock type		A	A	A	D	D	D	D
Location	X	32°20′33.2″	32°20′31.87″	32°21′19.2″	32°21′6.6″	32°20′21.4″	32°20′32.6″	32°19′27.4″
Location	Y	59°18′24.9″	59°19′1.29″	59°18′10.2″	59°15′43.1″	59°18′2.3″	59°17′10.2″	59°16′2.8″
SiO₂		62.2	62.55	62.76	63.05	63.24	64.24	68.48
TiO₂		0.43	0.44	0.46	0.54	0.46	0.47	0.46
Al₂O₃		15.93	15.61	15.47	16.11	15.91	15.97	15.59
Fe₂O_3T		3.9	4.04	4.29	4.55	4.08	4	3.05
MnO		0.06	0.05	0.07	0.01	0.02	0.03	0.01
MgO		2.62	2.45	1.12	0.8	1.74	1.41	0.4
CaO		4.7	4.68	4.73	4.29	4.05	4.29	3.79
Na₂O		3.84	3.69	3.6	3.65	3.76	3.61	3.78
K₂O		2.42	2.55	2.57	2.75	2.66	2.59	2.75
P₂O₅		0.19	0.21	0.2	0.19	0.22	0.21	0.14
LOI		3.4	3.4	4.4	3.8	3.6	2.9	1.4
Total		99.69	99.67	99.67	99.74	99.74	99.72	99.85
Mg#		0.57	0.55	0.34	0.26	0.46	0.41	0.21
Ni		33	37	34	46	42	32	20
Sc		9	9	9	11	9	9	6
Ba		1007	1099	1121	1125	1059	1060	715
Co		11.6	11.9	10.9	9.8	11.2	10.7	6.1
Cs		2.1	2	1.9	1.6	1.9	1	1.9
Ga		15.4	15.9	15.7	15.8	16.8	17.6	15.6
Hf		2.9	3.2	3	3.3	3.3	3.4	4.4
Nb		8.1	8.4	8.5	8.1	8.5	8.8	9.1
Rb		64.3	69.1	64.7	73.7	68.4	45.8	79.7
Sr		732.2	697.6	732.1	643.7	739.9	702.5	347.1
Ta		0.4	0.4	0.5	0.6	0.6	0.5	0.7
Th		11.3	10.7	10.7	9.1	11.9	11.4	12.7
U		3	2.5	2	1.9	2	2.1	2.4
V		81	85	48	86	79	81	55
Zr		115.5	129.8	116	128.5	119.5	126.5	159.5
Y		10.2	9.5	9.3	11	7.4	9.6	10.9
La		29.4	31.4	31.8	26.4	33.2	31.2	26.9
Ce		51.7	53.2	51.2	43.3	48.5	52.7	45.6
Pr		5.22	5.69	5.49	4.78	5.6	5.68	4.83
Nd		17.9	19.3	19.3	18.3	19.3	18.8	16.6
Sm		2.84	3	2.88	3.23	2.81	3.39	2.98
Eu		0.85	0.8	0.77	0.9	0.81	0.83	0.8
Gd		2.52	2.58	2.57	2.71	2.12	2.59	2.83
Tb		0.33	0.34	0.33	0.41	0.27	0.37	0.41
Dy		1.75	2	1.72	2.12	1.43	1.81	2.09
Ho		0.34	0.34	0.33	0.36	0.26	0.35	0.37
Er		0.88	0.91	0.88	1.1	0.66	0.92	1.03
Tm		0.14	0.14	0.14	0.17	0.1	0.13	0.15
Yb		0.88	0.93	0.89	1.01	0.67	0.84	1.03
Lu		0.15	0.14	0.14	0.14	0.1	0.12	0.14
Eu/Eu^*		0.9	0.8	0.9	0.9	1	0.9	0.9
La_N/Yb_N		22.5	22.8	24.1	17.6	33.4	25	17.6
Eu^= Eu_cn/(Sm_cn·Gd_cn)^0.5 (Topuz et al*., 2011).					cn: مقادیر بهنجار شده عنصرهای خاکی نادر نسبت به کندریت

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپیِ XPL از: A، B) بافت پورفیری با زمینه ریز دانه و حضور فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز با ماکل پلی‏‌سنتتیک و خوردگی خلیجی، بیوتیت و هورنبلند (داسیت)؛ C، D) بافت‏‌های ویتروفیری و پورفیری با زمینه میکرولیتی و حضور فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و هورنبلند (‏‌آندزیت‏‌ها)؛ E، F) بافت های پورفیری و تدریجی و کانی‌های پلاژیوکلاز، الیوین و کلینوپیروکسن (بازالت) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

آندزیت- پیروکسن‏‌آندریت: بافت اصلی این سنگ‌ها ویتروفیری است (شکل 3- C). از بافت‌های دیگر دیده‌شده در این سنگ‌ها می‌توان بافت پورفیری با زمینه میکرولیتی (شکل 3- D)، جریانی و تدریجی را نام برد. بیشتر فنوکریست‌ها شامل پلاژیوکلاز (65 تا 70 درصد حجمی)، اوژیت (15 تا 20 درصد حجمی) و هورنبلند (5 تا 10 درصد حجمی) هستند (شکل‏‌های 3- C و 3- D). بیشتر بلورهای کمابیش ریز پیروکسن به کلریت و به مقدار کمتر، اپیدوت دگرسان شده‌اند. بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هورنبلند قهوه‌ای بیشتر دارای لبه‌های اپاسیته هستند (شکل 3- D) و ماکل تیغه‌ای نشان می‌دهند. پلازیوکلازها گاه دارای لبه‌های گردشده هستند و به کربنات دگرسان شده‏‌اند. زمینه سنگ بیشتر از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، به‌همراه مقدار کمی پیروکسن و آمفیبول ساخته شده است. حضور مقداری سانیدین در زمینة برخی نمونه‏‌ها، ترکیب آنها را به تراکی‏‌آندزیت نزدیک کرده است.

بازالت: بافت اصلی این سنگ پورفیری (شکل‏‌های 3- E و 3- F) و گاه پورفیری با زمینه میکرولیتیِ شیشه‌ای است. بلورهای پلاژیوکلاز کمابیش ریز، شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار (شکل‏‌های 3- E و 3- F) و گاه دارای منطقه‌بندی هستند. در این سنگ‌ها پلاژیوکلاز به‌میزان 45 تا 50 درصد حجمی، الیوین20 تا 25 درصد حجمی و پیروکسن 15 تا 20 درصد حجم سنگ را ساخته‌اند. از بافت‌های دیگر دیده‌شده، می‌توان بافت تدریجی را نام برد (شکل 3- F).

زمین‏‌شیمی

برای بررسی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی گدازه‏‌های منطقه سنگ رهوزگ، از داده های عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادر بهره‌ گرفته شده است (جدول 1). سنگ‌های آتشفشانی منطقه سنگ رهوزگ دارای SiO₂ از 2/46 تا 48/68 درصد وزنی، Al₂O₃ (24/14 تا 63/17 درصد وزنی)، MgO (4/0 تا 79/11 درصد وزنی)، Fe₂O_3T (05/3 تا 08/10 درصد وزنی)، K₂O (22/1 تا 14/3 درصد وزنی)، Na₂O (28/3 تا 98/3 درصد وزنی) و نسبت بالای Na₂O/K₂O (بیشتر از 1) هستند. میزان Mg# در این سنگ‌ها از 21 تا 70 است.

در نمودار SiO₂ در برابر Zr/TiO₂، گدازه‌های سنگ رهوزگ در محدوده‏‌ آلکالی‌بازالت، آندزیت و داسیت جای می‏‌گیرند (شکل 4- A). در نمودار شناسایی سری ماگمایی بر‌پایه SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O، نمونه‌های اسیدی و حد واسط در گسترة ساب‏‌آلکالن و نمونه بازالتی در گسترة آلکالن هستند (شکل 4- B).

شکل 4- گدازه‏‌های سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در: A) نمودار نام‌گذاری برپایه SiO₂ در برابر Zr/TiO₂ (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار شناسایی سری ماگمایی Na₂O+K₂O در برابر SiO₂ (Irvine and Baragar, 1971)

در نمودار چندعنصریِ بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، نمونه‌های حد واسط و اسیدی منطقه سنگ رهوزگ، از LILE (مانند: Ba، Rb و Th) در برابر HFSE (مانند: Nb و Ti) غنی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 5- A). این پدیده از ویژگی‌های ماگماهای وابسته به کمان است (Kazimoto and Ikingura, 2014). در نمودار عنصرهای خاکی نادرِ بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، این سنگ‏‌ها از LREE در برابر HREE غنی‌شدگی دارند (شکل‏‌ 5- C). همچنین، HREE روندهای کمابیش همواری نشان می‌دهند. محتوای کم HREE (Yb_N<8ppm) و همچنین، نسبت بالای Y/Yb (59/11-10) در این سنگ‌ها، نشان‌دهندة خاستگاهی با فاز بجا‌مانده گارنت است (Ge et al., 2002; Morata et al., 2005; Qin et al., 2010; Ahmadian et al., 2016).

روندهای کمابیش همانند و موازیِ نمونه‌های اسیدی و حد واسط در نمودارهای چندعنصری می‏‌توانند نشان‌دهندة خاستگاه یکسان برای این سنگ‏‌ها باشد. نمونه بازالتی منطقه سنگ رهوزگ دارای 52/1 درصد وزنی TiO₂، Nb برابر 9/14 ppm، نسبت Nb/La برابر 43/0و HFSE بالاست. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة بازالت‌های سرشار از Nb هستند (Petrone and Ferrari, 2008). برپایه پیشنهاد Kepezhinskas و همکاران (1997) و Defant و Kepezhinskas (2001)، بازالت‌های سرشار از Nb، با نسبت Nb/La بالا (بیشتر از 5/0)، مقدار HFSE بالا و داشتن سرشت آلکالن یا آلکالن انتقالی شناخته می‌شوند.

شکل 5- سنگ‌های آذرین سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در: A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه برای نمونه‌های اسیدی و حد واسط؛ B) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه برای نمونه بازالتی؛ C) نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت برای سنگ‌های اسیدی و حد واسط؛ D) نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت برای نمونه بازالتی (ترکیب گوشته اولیه از Sun و McDonough (1989)؛ ترکیب کندریت از Boynton (1984) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

در نمودارهای چندعنصری بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) و کندریت (Boynton, 1984)، نمونه بازالتی دارای غنی‏‌شدگی از LILE و LREE، تهی‏‌شدگی از HREE و نسبت بالای LREE/HREE است (شکل‏‌های 5- B و 5- D). همچنین، فراوانی HFSE در نمونه بازالتی، بیشتر از نمونه‏‌های آداکیتی است (شکل‏‌های 5- A و 5- B). در نمونه‏‌های بررسی‌شده، نسبت La_N/Yb_N از 7/12 تا 4/33 (میانگین: 05/23) بوده و نشان‌دهندة روندهای بسیار جدایش‌یافتة REE در این سنگ‌هاست.

در نمودار عنصرهای خاکی نادر، نبود آنومالی منفی Eu نشان‌دهندة این است که پلاژیوکلاز نقشی در فرآیندهای جدایش بلورین نداشته است (Khalatbari Jafari et al., 2013; Aydınçakır, 2014). مقدار HREE کم (برای نمونه: Yb برابر با ppm 62/1-67/0 و Y برابر با ppm 3/17-4/7)، مقدار Sr بالا (1010 - ppm 1/347) و نسبت Sr/Y بالا (84/31 تا 99/99)، نشان‏‌دهنده سرشت آداکیتیِ (شکل 6) سنگ‌های اسیدی و حد واسط منطقه سنگ رهوزگ هستند (Liu et al., 2010; Jiang et al., 2012; Guan et al., 2012; Castillo, 2012; Wang et al., 2015; Sun et al., 2015; Yang et al., 2015).

شکل 6- جایگاه نمونه‌های منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1990) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

بر پایه Martin و همکاران (2005)، محتوای بالای SiO₂ (48/68 - 65/56 درصد وزنی)، CaO+Na₂O (47/10 - 57/7 درصد وزنی) و Sr (ppm1010 - 1/347) نشان‏‌دهنده جای‌گرفتن آداکیت‌های سنگ رهوزگ در گسترة آداکیت‌های پرسیلیس هستند (شکل 7). هرچند این آداکیت‌ها، با آداکیت‌های پر سیلیس اصلی تفاوت‌هایی نیز دارند. برای نمونه، آداکیت‌های پر سیلیس، سنگ‌هایی کم پتاسیم بوده و نسبت K₂O/Na₂O در آنها کمتر از 4/0 است؛ اما آداکیت‌های سنگ رهوزگ محتوای K₂O بالایی دارند (14/3 - 22/1 درصد وزنی) و نسبت K₂O/Na₂O در آنها بالاتر از آداکیت‌های پرسیلیس است (4/0 تا 8/0). این ویژگی آداکیت‌های سنگ رهوزگ را همانند آداکیت‌های پس از برخورد (Marchev et al., 2013) یا آداکیت‏‌های نوع C (Xiao and Clemens, 2007) کرده است.

شکل 7- جای‌گرفتن گدازه‏‌های حد واسط و اسیدی سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در گسترة آداکیت‌های پر سیلیس: A) نمودار CaO+Na₂O در برابر Sr (Liu et al., 2012)؛ B) نمودار Y در برابر Sr/Y (Liu et al., 2012) (HSA= High-SiO₂ adakites؛ LSA= Low-SiO₂ adakites) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

بحث

پتروژنز

همانگونه که پیش ‌از این گفته شد، سنگ‌های اسیدی و حد واسط منطقه سنگ رهوزگ سرشت آداکیتی دارند. آداکیت‌ها می‌توانند پیامد ذوب صفحه اقیانوسی داغ فرورونده (Defant and Drummond, 1990)، ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین لایه‏‌لایه‌شده (Atherton and Petford, 1993; Xu et al., 2002; Topuz et al., 2005; Wang et al., 2005; Zhao et al., 2008)، ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین بازالتی ضخیم‏‌شده (Chung et al., 2003; Hou et al., 2004; Guan et al., 2012)، فرآیند تبلوربخشی- هضم (AFC) یا تبلور جزء به جزء ماگماهای بازالتی مادر (Castillo et al., 1999; Macpherson et al., 2006; Castillo, 2012) و یا آمیزش ماگمای اسیدی با ماگمای بازیک (Streck et al., 2007; Guo et al., 2007) باشند. شناخت سرشت آداکیت‌ها به درک فرآیندهای متاسوماتیسم گوة گوشته‌ای و بازیابی پوسته کمک می‌کند (Kay, 1978; Saunders et al., 1987; Defant and Drummond, 1990; Yogodzinski and Kelemen, 1998; Shimoda, 2009).

سنگ‌های آداکیتی که پیامد ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین لایه‏‌لایه‌شده یا پوسته قاره‌ای فرورونده هستند، در پهنه کششی درون‌صفحه‏‌ای و یا پهنه‌های برخوردی پدید می‏‌آیند (Chen et al., 2015). ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین ضخیم‏‌شده در پی برخورد دو قاره، خاستگاه آداکیت‌های پس از برخورد دانسته شده است (Chung et al., 2003; Hou et al., 2004; Topuz et al., 2005, 2011; Karsli et al., 2010, 2011). اگر این سنگ‌ها پیامد ذوب‏‌بخشی پوسته بازالتی زیرینِ ضخیم‏‌شده باشند، معمولاً MgO و یا Mg# کم (معمولاً کمتر از 45) دارند (Sen and Dunn, 1994; Rapp et al., 1999; Chen et al., 2015). برپایه نمودار La در برابر La/Yb، سنگ‌های آداکیتی منطقه سنگ رهوزگ روندهای ترکیبی پدیدآمده از ذوب‏‌بخشی را نشان می‌دهند (شکل 8)؛ اما عموماً Mg# بالایی دارند (میانگین: 46) و ازاین‌رو، پیامد ذوب‏‌بخشی پوسته بازالتی زیرین ضخیم‏‌شده نیستند.

نمودارهای SiO₂ در برابر Mg#، MgO، Ni و Cr (Lu et al., 2013) برای شناسایی آداکیت‌های پدیدآمده از ذوب پوسته لایه‏‌لایه‌شده و پوسته ضخیم‏‌شده به‌کار می‌روند (Ahmadian et al., 2016). در این نمودارها، بیشتر نمونه‌ها در گسترة آداکیت‌های پدیدآمده از پوسته زیرین لایه‏‌لایه‌شده جای گرفته‌اند (شکل 9).

شکل 8- جایگاه گدازه‏‌های آداکیتی منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در نمودار La در برابر La/Yb (Chen et al., 2015) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

شکل 9- نمودارهای هارکر برگزیده برای داده‌های زمین‏‌شیمیایی گدازه‏‌های آداکیتی منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) (Wang et al., 2006; Ahmadian et al., 2016) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

از دیدگاه خاستگاه پیدایش، بازالت‏‌های سرشار ازNb در ارتباط با پیدایش آداکیت‏‌ها هستند، بدین‌گونه‌که مذاب‏‌های آداکیتی متاسوماتیسمِ پریدوتیت‏‌های گوشته‌ای را در پی دارند و شرایط خوبی را برای پیدایش مذاب‌های بازالتی سرشار از Nb فراهم می‌آورند (Kepezhinskas et al., 1996; Sajona et al., 1996; Hastie et al., 2011; Mazhari, 2016). درباره چگونگی پیدایش بازالت‏‌های Nb بالا (HNB) و بازالت‏‌های سرشار از Nb (NEB)، بحث و پیشنهادهای فراوانی هست (Hastie et al., 2011). بازالت‏‌های Nb بالا از دیدگاه ترکیبی همانند گدازه‏‌های OIB برخاسته از پلوم‏‌های گوشته‏‌ای و گدازه‏‌های آلکالن درون‌صفحه‏‌ای دیگر هستند؛ اما بر خلاف گدازه‏‌های OIB، خاستگاه آنها مستقیماً از گوشته اولیه نیست. این سنگ‏‌ها تنها در پهنه‏‌های وابسته به فرورانش یافت می‏‌شوند (Defant et al., 1992; Hastie et al., 2011). باور بر این است که بازالت‏‌های Nb بالا می‏‌توانند از ترکیبی از گوشته بالایی (مشابه OIB غنی‏‌شده) و گوشته نوع MORB تهی‏‌شده (Castillo et al., 2007; Castillo, 2008) و یا متاسوماتیسم گوة گوشته به‌دست مذاب‏‌های صفحه فرورونده یا اسلب (Sajona et al., 1996) پدید آیند. بازالت‏‌های سرشار از Nb نیز در پی فرایندهای همانندی پدید می‌آیند؛ اما خاستگاه آنها حجم کمتری از گوشته غنی‏‌شدة مشابه OIB و یا گوشته متاسوماتیسم‌شده‏ (که عنصرهای ناسازگار کمتری را از مذاب‏‌های بالارونده از صفحه فرورونده به‌دست آورده است) را دارد (Hastie et al., 2011). بازالت سنگ رهوزگ با مقدار Nb برابر ppm 9/14 در رده بازالت‏‌های سرشار از Nb (Defant et al., 1991; Hastie et al., 2011) جای می‌گیرد و ازاین‌رو، سازوکار پیدایش آن با فرایندهای یادشده مرتبط است.

شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی

در مقایسه با آداکیت‏‌های برخاسته از پوسته اقیانوسی فرورونده، گدازه‏‌های آداکیتی منطقه سنگ رهوزگ دارای محتوای Th بیشتر (ppm22-1/8) و نسبت Th/Ce بالاتر (28/0-18/0) بوده و همانند آداکیت‏‌های وابسته به جایگاه زمین‏‌ساختی پس از برخورد (Wu et al., 2015) هستند. برای بررسی و شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی گدازه‏‌های آداکیتی منطقه سنگ رهوزگ، نمودارهای Th در برابر Th/Ce (Wu et al., 2015; Mazhari, 2016) و Th/Sm در برابر Th/Yb (Chen et al., 2015) به‌کار برده شدند. برپایه این نمودارها، نمونه‌های بررسی‌شده در گسترة آداکیت‌های پس از برخورد هستند (شکل 10). به‌کارگیری داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی از مهمترین روش‌های شناسایی پهنه زمین‏‌ساختیِ پیدایش سنگ‌های آذرین است. سنگ‌های آتشفشانی سنگ رهوزگ ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی ماگماهای کمان را نشان می‌دهند. برپایه نمودار Th/Yb در برابر Ta/Yb (Gorton and Schandl, 2000)، این سنگ‌ها در مرز کنارة فعال قاره و پهنه کمان‌ اقیانوسی جای می‌گیرند (شکل 11- A). برپایه پیشنهاد Pearce (1983)، برای شناخت این دوگروه از یکدیگر از نسبت Zr/Y می‌توان بهره گرفت. دربارة گدازه‏‌های منطقه بررسی‌شده، این نسبت بیشتر از 6 بوده و نشان‌دهندة ارتباط آنها با کمان قاره‌ای است. افزون‌براین، در نمودار Th/Yb در برابر Nb/Yb (Zhao et al., 2009) نیز این سنگ‌ها در گسترة سنگ‌های کمان قاره‌ای هستند (شکل 11- B).

شکل 10- جایگاه سنگ‌های آذرین منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در: A) نمودار Th در برابر Th/Ce (Wu et al., 2015; Mazhari, 2016)؛ B) نمودار Th/Sm در برابر Th/Yb (با تغییر پس از Chen و همکاران، 2015) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

شکل 11- جایگاه گدازه‌های منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در: A) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Gorton and Schandl, 2000)؛ B) نمودار Nb/Yb در برابر Th/Yb (Zhao et al., 2009) برای شناخت پهنه زمین‏‌ساختی (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

در این پژوهش، برای بررسی دقیق پهنه زمین‏‌ساختی گدازه‏‌های بررسی‌شده، از نمودارهایی که با بررسی‌های آماری دقیق به‌دست آمده‌اند نیز بهره گرفته شد. بر پایه محتوای SiO₂_‏‌، گدازه‏‌های منطقه سنگ رهوزگ در سه گروه بازیک (SiO₂ کمتر از 52 درصد وزنی)، حد واسط (SiO₂ از 52 تا 63 درصد وزنی) و اسیدی (SiO₂ بیشتر از 63 درصد وزنی) جای می‌گیرند.

برای شناخت پهنه زمین‏‌ساختی هر گروه، نمودارهای ویژة همان گروه به‌کار برده شدند. در این نمودارها محورهای x و y با متغیرهای DF1 (between-group degrees of freedom) و DF2 (within-group degrees of freedom) شناخته می‌شوند (Verma et al., 2006; Agrawal et al., 2008; Verma and Agrawal, 2011; Verma and Verma, 2013; Verma et al., 2013; Velikoslavinsky and Krylov, 2014).

صورت کلی معادله‌های پیشنهادشده به‌ این صورت است:

adj و یا «فاکتور اصلاح» برای داده‌های نزدیک به‌هم (متمرکز) نادیده گرفته می‌شود. این متغیر را می‌توان با نرم‌افزار SINCLAS (Verma et al., 2002) به‌دست آورد. K_i ضریب و const مقدار ثابتی است که در سری مقاله‌های Verma و همکاران (2006)، Agrawal و همکاران (2008)، Verma و Agrawal (2011)، Verma و Verma (2013) و Verma و همکاران (2013) آورده شده‌اند. A_i مقدار متغیر (محتوای اکسید دلخواه برپایه درصد یا عنصر کمیاب دلخواه برپایه ppm) و B_i برای نمودارهایی که عنصرهای اصلی را به‌کار برده‌اند، برابر است با مقدار SiO₂ برپایه درصد وزنی؛ برای نمودارهایی که عنصرهای اصلی به‌همراه عنصرهای کمیاب نامتحرک را به‌کار برده‌اند، برابر است با مقدار TiO₂ بر پایه درصد وزنی و در نمودارهایی که عنصرهای کمیاب را به‌کار برده‌اند، برابر است با مقدار Yb برپایه ppm.

Velikoslavinsky و Krylov (2014)، معادله‌های دیگری را برای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی پیشنهاد کرده‏‌اندکه ‌صورت کلی آنها در زیر آورده شده است:

در این معادله،const مقداری ثابت و a_i ضریب هر متغیر است و Velikoslavinsky و Krylov (2014) آن را به‌دست آورده‌اند. X_i مقدار متغیر (محتوای اکسید دلخواه برپایه درصد وزنی یا محتوای عنصر کمیاب یادشده برپایه ppm است.

برای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختیِ سنگ‌های اسیدی از نمودارهایی برپایه عنصرهای اصلی (Major element based diagram for acidic magmas)، عنصرهای اصلی نامتحرک به‌همراه عنصرهای کمیاب نامتحرک (Major and Trace element based diagram for acidic magmas) و عنصرهای کمیاب نامتحرک (Trace element based diagram for acidic magmas) بهره گرفته می‌شود که Verma و همکاران (2013) آنها را پیشنهاد داده‌اند. بر پایه این نمودارها، گدازه‏‌های اسیدی منطقه سنگ رهوزگ وابسته به پهنه زمین‏‌ساختی پس از برخورد هستند (شکل 12).

شکل 12- جایگاه سنگ‌های اسیدی منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی با به‌کارگیریِ: A) عنصرهای اصلی؛ B) عنصرهای اصلی نامتحرک به‌همراه عنصرهای کمیاب؛ C) عنصرهای کمیاب (Col: پهنه زمین‏‌ساختی پس از برخورد؛ IA: کمان اقیانوسی؛ CR: بازشدگی میان‌قاره‌ای؛ OI: جزایر اقیانوسی) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

همانند سنگ‌های اسیدی، برای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی سنگ‌های حد واسط نیز نمودارهای پیشنهادشدة Verma و Verma (2013) به‌کار رفت. بر پایه این نمودارها، نمونه‌های حد واسط منطقه بررسی‌شده نیز وابسته به پهنه زمین‏‌ساختی پس از برخورد هستند (شکل 13).

شکل 13- جایگاه سنگ‌های حدواسط منطقه سنگ رهوزگ (جنوب بیرجند) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی با به‌کارگیریِ : A) عنصرهای اصلی، B) عنصرهای اصلی نامتحرک به‌همراه عنصرهای کمیاب، C) عنصرهای کمیاب (CA: کمان قاره‌ای؛ نام‌های مخفف دیگر همانند شکل 12 هستند) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

برای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختیِ نمونه بازالتی منطقه سنگ رهوزگ، نمودار DF1 در برابر DF2 (Velikoslavinsky and Krylov, 2014) به‌کار برده شد. برپایه این نمودار، نمونه بازالتی در گسترة مشترک میان بازالت‌های جزایر اقیانوسی (IAB) و بازالت‌های درون‌قاره‌ای (WPB) جای دارد (شکل 14). برپایه پیشنهاد Velikoslavinsky و Krylov (2014)، بازالت‌هایی که در پهنه‌های پس از برخورد پدید می‌آیند چه‌بسا ویژگی‌های بازالت‌های درون‌قاره‌ای و بازالت‌های جزایر اقیانوسی را داشته باشند.

برپایه رده‌بندیِ پیشنهادیِ Velikoslavinsky و Krylov (2014)، در بررسی پهنه زمین‏‌ساختی نمونه بازالتی، معادله‌های DF4 برای شناسایی IAB از PCB (بازالت‌های پهنه‌های پس از برخورد) و DF5 برای شناخت WPB از PCB به‌کار برده شد.

شکل 14- نمودار DF1(x) در برابر DF2(x) برای رده‌بندی بازالت‌ها (Velikoslavinsky and Krylov, 2014) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4 است)

مقدار به‌دست‌آمدة DF4 برای نمونه بازالتی، برابر 01/2- و مقدار DF5 برابر 53/1 است. پس بازالت سنگ رهوزگ در رده بازالت‌های پس از برخورد جای می‏‌گیرد. در این بازالت‌ها DF4(x)1.14 است (Velikoslavinsky and Krylov, 2014).

برپایه یافته‏‌های این پژوهش، الگوی زمین‌ساختی- ماگمایی در منطقه سنگ رهوزگ را می‌توان با الگوی پیشنهادیِ Pang و همکاران (2013) توجیه کرد. در الگوی یادشده، ماگماتیسم ائوسن- الیگوسن خاور ایران وابسته به پهنه زمین‏‌ساختی پس از برخورد دانسته شده است.

برپایه الگوی پیشنهادشده، فرورانش به‌سوی باختر پوسته اقیانوسی سیستان در کرتاسه پیشین تا میانی روی داده است. برپایه این الگو، رسوب‌ها، محلول‌ها و مذاب‌های پدیدآمده از پوسته فرورونده، گوشته بالایی زیر بلوک لوت را تحت‌تأثیر قرار داده است. سپس، بلوک‏‌های لوت و افغان چه‌بسا در کرتاسه پسین در راستای زمین‌درز سیستان به یکدیگر برخورد کرده‏‌اند. در پی این برخورد، برخاستگی کوه‏‌های خاور ایران روی داده و سنگ‌کرة زیر آن ستبر شده است. جدا‏‌شدن پی سنگ‌کره‌ایِ سنگین و بالاآمدن سست‌کره، ذوب‏‌بخشی پوسته زیرین لایه‏‌لایه‌شده و رخداد ماگماتیسم آداکیتی در رژیم زمین‏‌ساختی پسابرخوردی (post-collisional) در ائوسن-الیگوسن را در پی داشته است.

در پایان، در هنگام بالاآمدن، متاسوماتیسمِ گوشتة سست‌کره‌ای به‌وسیله مذاب‌های آداکیتی و ذوب گوشته در ژرفای کمتر، پیدایش ماگمایی آلکالن را در پی داشته است که سازنده بازالت سرشار از Nb در پهنه‌ کششیِ پس از برخورد بلوک‌های لوت و افغان در نئوژن (میوسن؟) بوده است (شکل 15).

شکل 15- تصویر نمادین از چگونگی رخداد ماگماتیسم آداکیتی پس از برخورد و پیدایش بازالت سرشار از Nb همراه در خاور ایران، با الگوگرفتن از الگوی پیشنهادشدة Pang و همکاران (2013)

نتیجه‌گیری

آندزیت، داسیت و بازالت، سنگ‌های آتشفشانی منطقه سنگ رهوزگ هستند. پلاژیوکلاز، پیروکسن (اوژیت) و هورنبلند از کانی‏‌های اصلی سازنده آندزیت‏‌ها و پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و آمفیبول (هورنبلند) از کانی‌های سازندة داسیت‏‌ها هستند. گدازه‏‌ بازالتی سنگ رهوزگ از پلاژیوکلاز، الیوین و پیروکسن ساخته شده است. منطقه‏‌بندی، بافت غربالی و خوردگی خلیجی در فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و همچنین، گردشدگی برخی کانی‏‌ها، از ویژگی‌های گدازه‏‌های اسیدی و گاهی حد واسط در منطقه بررسی‌شده هستند. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة نبود تعادل هنگام انجماد ماگما هستند. همه نمونه‌ها دارای غنی‌شدگی LREE در برابر HREE و روندهای کمابیش تخت HREE هستند. محتوای کم HREE (Yb_N<8ppm) و همچنین، نسبت بالای Y/Yb (59/11-10) در این سنگ‌ها، حضور فاز بجا‌ماندة گارنت در خاستگاه آنها را نشان می‌دهد.

روندهای کمابیش مشابه و موازی نمونه‌های اسیدی و حد واسط در نمودارهای چندعنصری می‏‌تواند نشان‌دهندة خاستگاه یکسان برای این سنگ‏‌ها باشد. داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب گدازه‏‌های اسیدی و حد واسط بررسی‌شده، ویژگی‌های آداکیت‏‌های پر سیلیس و همانندی آنها با آداکیت‌های پس از برخورد یا آداکیت‏‌های نوع C را نشان می‌دهند. بازالت منطقه سنگ رهوزگ، ویژگی‏‌های بازالت‌های غنی از Nb را دارد. نمودارهای شناسایی پهنه زمین‏‌ساختی برپایه عنصرهای اصلی، عنصرهای اصلی نامتحرک به عنصرهای کمیاب نامتحرک و عنصرهای کمیاب نامتحرک، نشان‌دهندة پهنه زمین‏‌ساختی پس از برخورد برای گدازه‏‌های منطقه سنگ رهوزگ هستند. فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی سیستان و برخورد بلوک‏‌های لوت و افغان برخاستگی کوه‏‌های خاور ایران و پیدایش سنگ‌کره ستبری در زیر آن را در پی داشته است. در پی جداشدن پی سنگ‌کرة سنگین و بالاآمدن سست‌کره، ذوب‏‌بخشی پوسته زیرینِ لایه‏‌لایه‌شده و ماگماتیسم آداکیتی در رژیم زمین‏‌ساختی پسابرخوردی در ائوسن- الیگوسن روی داده است. متاسوماتیسم گوشتة سست‌کره‌ای در حال بالاآمدن به‌دست مذاب آداکیتی و ذوب گوشته در ژرفای کمتر، پیدایش بازالت سرشار از Nb در نئوژن (میوسن؟) را در پی داشته است. با وجود این، برای پیشنهاد یک الگوی زمین‌ساختی ماگمایی درخور باور، به داده‏‌های زمین‏‌شیمیایی بیشتر و همچنین، بررسی‌های ایزوتوپی خاستگاه و سن‏‌سنجیِ آداکیت‏‌ها و بازالت نیاز است.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت آموزشی و تحصیلات تکمیلی دانشگاه بیرجند برای پشتیبانی‌های مادی و معنوی در به‌انجام‌رسیدن این پژوهش بسیار سپاس‌گزار هستند.

مراجع

Aboutalebi, A. (2014) Petrology of Garejgan Tertiary volcanic rocks (southwest of Birjand). MSc thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

Agrawal, S., Guevara, M. and Verma, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50: 1057–1079.

Ahmadian, J., Sarjoughian, F., Lentz, D. and Esna-Ashari, A. (2016) Eocene K-rich adakitic rocks in the Central Iran: Implications for evaluating its Cu–Au–Mo metallogenic potential. Ore Geology Reviews 72: 323–342.

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 103: 123-140.

Atherton, M. P. and Petford, N. (1993) Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust. Nature 362: 144–146.

Aydınçakır, E. (2014) The petrogenesis of early Eocene non-adakitic volcanism in NE Turkey: Constraints on the geodynamic implications. Lithos 208–209: 361–377.

Azizi, H., Asahara, Y. and Tsuboi, M. (2014) Quaternary high-Nb basalts: existence of young oceanic crust under the Sanandaj–Sirjan Zone, NW Iran. International Geology Review 56(2): 167–186.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P) 63–114. Elsevier, Amsterdam.

Castillo, P. R. (2008) Origin of the adakite–high-Nb basalt association and its implications for postsubduction magmatism in Baja California, Mexico. Geological Society of America Bulletin 120: 451–462.

Castillo, P. R. (2012) Adakite petrogenesis. Lithos 134–135: 304–316.

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

Castillo, P. R., Rigby, S. J. and Solidum, R. U. (2007) Origin of high field strength element enrichment in volcanic arcs: geochemical evidence from the Sulu Arc, southern Philippines. Lithos 97: 271–288.

Chen, L., Qin, K. Z., Li, G. M., Li, J. X., Xiao, B., Zhao, J. X. and Fan, X. (2015) Zircon U–Pb ages, geochemistry and Sr–Nd–Pb–Hf isotopes of the Nuri intrusive rocks in the Gangdese area, southern Tibet: Constraints on timing, petrogenesis and tectonic transformation. Lithos 212–215: 379–396.

Chung, S. L., Liu, D. Y., Ji, J. Q., Chu, M. F., Lee, H. Y., Wen, D. J., Lo, C. H., Lee, T. Y., Qian, Q. and Zhang, Q. (2003) Adakites from continental collision zones: melting of thickened lower crust beneath southern Tibet. Geology 31: 1021–1024.

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(6): 65–80.

Defant, M. J., Jackson, T. E., Drummond, M. S., de Boer, J. Z., Bellon, H., Feigenson, M. D., Maury, R. C. and Stewart, R. H. (1992) The geochemistry of young volcanism throughout western Panama and southeastern Costa Rica: an overview. Journal of Geological Society of London 149: 569–579.

Defant, M. J., Richerdson, M., de Boer, J. Z., Stewart, R. H., Maury, R. C., Bellon, H., Drummond, M. S., Feigenson, M. D. and Jackson, T. E. (1991) Dacite genesis via both slab melting and differentiation: petrogenesis of La Yeguada volcanic complex, Panama. Journal of Petrology 32: 1101–1142.

Fakuri, M. (2013) Petrology of volcanic-subvolcanic rocks in Mahakan area(South of Birjand). MSc thesis, University of Birjand, Birjand, Iran(in Persian).

Ge, X., Li, X., Chen, Z. and Li, W. (2002) Geochemistry and petrogenesis of Jurassic high Sr/low Y granitoids in eastern China: constrains on crustal thickness. Chinese Science Bulletin 47(11): 962-968.

Ghadami, G. R., Ebadi, S. and Poosti, M. (2015) Petrography and geochemistry of Mio-Pliocene volcanic masses in the north of Shahre-Babak, insight on neogene adakitic magmatism. Petrology 6(21): 107-122 (in Persian).

Ghasemi, H., sadeghian, M., Khanalizadeh, A. and Tanha, A. (2010) Petrology, geochemistry and radiometric ages of high silica adakitic domes of Neogene continental arc, south of Quchan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 18(3): 347-370 (in Persian).

Gorton, M. P. and Schandl, E. S. (2000) From continents to island arcs: a geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist 38: 1065-1073.

Guan, Q., Zhu, D. C., Zhao, Z. D., Dong, G. C., Zhang, L. L., Li., X. W., Liu, M., Mo, X. X., Liu, Y. S. and Yuan, H. L. (2012) Crustal thickening prior to 38 Ma in southern Tibet: Evidence from lower crust-derived adakitic magmatism in the Gangdese Batholith. Gondwana Research 21: 88–99.

Guo, Z., Hertogen, J., Liu, J., Pasteels, P., Boven, A., Punzalan, L., He, H., Luo, X. and Zhang, W. (2005) Potassic magmatism in western Sichun and Yunnan provinces, SE Tibet, China: petrological and geochemical constraints on petrogenesis. Journal of Petrology 46: 33–78.

Hastie, A. R., Mitchell, S. F., Kerr, A. C., Minifie, M. J. and Millar, I. L. (2011) Geochemistry of rare high-Nb basalt lavas: Are they derived from a mantle wedge metasomatised by slab melts? Geochemica et Cosmochemica Acta75: 5049–5072.

Hou, Z. Q., Gao, Y. F., Qu, X. M., Rui, Z. Y. and Mo, X. X. (2004) Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east–west extension in southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters 220: 139–155.

Imaoka, T., Nakashima, K., Kamei, A., Itaya, T., Ohira., Nagashima, M., Kono, N. and Kiji, M. (2014) Episodic magmatism at 105 Ma in the Kinki district, SW Japan: Petrogenesis of Nb-rich lamprophyres and adakites and geodynamic implications. Lithos 184–187: 105–131.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-458.

Jalili Ghareh Ghaye, V., Amel, N., Hajialioghli, R. and Moayyed, M. (2015) Petrogenesis of adakitic Plio-Quaternary post collision rocks, north of Sahand volcano (NW of Iran). Petrology 6(22): 157-172 (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 6(23): 121-138 (in Persian).

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

Jiang, Z. Q., Wanga, Q., Li, Z. X., Wyman, D. A., Tang, G. J., Jia, X. H. and Yang, Y. H. (2012) Late Cretaceous (ca. 90 Ma) adakitic intrusive rocks in the Kelu area, Gangdese belt (southern Tibet): Slab melting and implications for Cu–Au mineralization. Journal of Asian Earth Sciences 53: 67–81.

Karimpour, M. H., Stern, C. R., Farmer, L., Saadat, S. and Malekezadeh, A. (2011) Review of age, Rb-Sr geochemistry and petrogenesis of Jurassic to Quaternary igneous rocks in Lut block, Eastern Iran. Geopersia 1(1): 19-36.

Karsli, O., Dokuz, A., Uysal, I., Aydın, F., Kandemir, R. and Wijbrans, J. (2010) Generation of the early Cenozoic adakitic volcanism by partial melting of mafic lower crust, Eastern Turkey: implications for crustal thickening to delamination. Lithos114: 109–120.

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

Kay, R. W. (1978) Aleutian magnesian andesites: melts from subducted Pacific Ocean crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research 4: 117–132.

Kazimoto, E. O. and Ikingura, J. R. (2014) Trace element geochemistry and petrogenesis of the granitoids and high-K andesite hosting gold mineralization in the Archean Musoma-Mara Greenstone Belt, Tanzania. Journal of African Earth Sciences 91:66–78.

Kepezhinskas, P., Defant, M. J. and Drummond, M. S. (1996) Progressive enrichement of island arc mantle by melt-periodotite interaction inferred from Kamchatcka xenoliths. Geochimica et Cosmochimica Acta 60(7): 1217–1229.

Kepezhinskas, P., McDermott, F., Defant, M. J., Hochstaedter, A., Drummond, M. S., Hawkesworth, C. J., Koloskov, A., Maury, R. C. and Bellon, H. (1997) Trace element and Sr–Nd–Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka arc petrogenesis. Geochimica et Cosmochimica Acta 61(3): 577–600.

Ketabi, P. (2010) Petrography and petrology of volcanic rocks of Shah-Soleyman area (southwest of Birjand, east of Iran). MSc thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

Ketabi, P., Mohammadi, S. S. and Zarrinkoub, M. H. (2015) Geochemistry and petrogenesis of Tertiary high silica adakitic rocks, Shah Soleyman Ali area (southwest of Birjand, east of Iran). Scientific Quarterly Journal Geosciences 24(95): 373-382 (in Persian).

Khalatbari Jafari, M., Babaie, H. A. and Gani, M. (2013) Geochemical evidence for late Cretaceous marginal arc-to-back arc transition in the Sabzevar ophiolitic extrusive sequence, northeast Iran. Journal of Asian Earth Sciences 70–71: 209–230.

Liu, S. A., Li, S., He, Y. and Huang, F. (2010) Geochemical contrasts between early Cretaceous ore-bearing and ore-barren high-Mg adakites in central-eastern China: Implications for petrogenesis and Cu–Au mineralization. Geochimica et Cosmochimica Acta 74: 7160–7178.

Liu, Y., Wang, X., Wang, D., He, D., Zong, K., Gao, C., Hu, Z. and Gong, H. (2012) Triassic high-Mg adakitic andesites from Linxi, Inner Mongolia: Insights into the fate of the Paleo-Asian ocean crust and fossil slab-derived melt–peridotite interaction. Chemical Geology 328: 89–108.

Lu, Y. J., Kerrich, R., McCuaig, T. C., Li, Z. X., Hart, C. J. R., Cawood, P. A., Hou, Z. Q., Bagas, L., Cliff, J., Belousova, E. A. and Tang, S. H. (2013) Geochemical, Sr–Nd–Pb, and zircon Hf–O isotopic compositions of Eocene–Oligocene shoshonitic and potassic adakite-like felsic intrusions in western Yunnan, SW China: petrogenesis and tectonic implications. Journal of Petrology 54: 1309–1348.

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.

Marchev, P., Georgiev, S., Raicheva, R., Peytcheva, I., Quadt, A., Ovtcharova, M. and Bonev, N. (2013) Adakitic magmatism in post-collisional setting: An example from the early–middle Eocene magmatic belt in Southern Bulgaria and Northern Greece. Lithos 180–181: 159–180.

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.

Mazhari, S. A. (2016) Petrogenesis of adakite and high-Nb basalt association in the SW of Sabzevar zone, NE of Iran: evidence for slab melt-mantle interaction. Journal of African Earth Sciences116: 170-181.

Modjarrad, M. (2015) Geochemistry of Bezow-Daghi volcanic rocks, Urmia adakitic magmatism in the Uromieh-Dokhtar magmatic belt. Petrology 6(21): 121-138 (in Persian).

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

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarz, M. (2005) The bandurrias gabrro: Late oligocene alkaline magmatism in the patagonian cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Movahhed-avval, J. and Emami, M. H. (1978) Geological map 1:100000 Mokhtaran, sheet 7854. Geological Survey of Iran, Tehran.

Nelson, S. 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 xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. and Norry, M. J.) 230-272. Shiva, Nantwitch.

Petrone, C. M. and Ferrari, L. (2008) Quaternary adakite—Nb-enriched basalt association in the western Trans-Mexican volcanic belt: is there any slab melt evidence? Contributions to Mineralogy and Petrology 156: 73-86.

Pirmohammadi Alishah, F. (2015) Petrogenesis of post-collisional Plio-Quaternary adakitic rocks in south of Tabriz. Petrology 6(22): 71-90 (in Persian).

Pirmohammadi Alishah, F. and Jahangiri, A. (2015) Genesis of adakitic magmatism in Sahand region, Eastern Azarbaijan. Petrology 5(20): 15-34 (in Persian).

Qin, J. F., Lai, S. C., Grapes, R., Diwu, C. R., Ju, Y. J. and Li, Y. F. (2010) Origin of LateTriassic high-Mg adakitic granitoid rocks from the Dongjiangkou area, Qinling orogen, central China: Implications for subduction of continental crust. Lithos 120: 347–367.

Rapp, R., Shimizu, N., Norman, M. and Applegate, G. (1999) Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3.8 GPa. Chemical Geology 160: 335–356.

Renjith, M. (2014) Micro-textures in plagioclase from 1994-1995 eruption, Barren Island Volcano: Evidence of dynamic magma plumbing system in the Andaman subduction zone. Geoscience Frontiers 5(1): 113 - 126.

Sadri, Y. (2011) Petrology of volcanic rocks in Shadan area (southwestern Birjand, east of Iran). MSc thesis, University of Birjand, Birjand, Iran (in Persian).

Sajona, F. G., Maury, R. C., Bellon, H., Cotten, J. and Defant, M. (1996) High field strength element enrichment of Pliocene-Pleistocene island arc basalts, Zomboanga Peninsula, Western Mindanao Philippines. Journal of Petrology 37: 693–726.

Saunders, A. D., Rogers, G., Marriner, G. F., Terrell, D. J. and Verma, S. P. (1987) Geochemistry of Cenozoic volcanic-rocks, Baja-California, Mexico-implications for the petrogenesis of postsubductionmagmas. Journal of Volcanology and Geothermal Research 32: 223–245.

Sen, C. and Dunn, T. (1994) Dehydration melting of a basaltic composition amphibolite at 1.5 and 2.0 GPa: implications for the origin of adakites. Contributions to Mineralogy and Petrology 117: 394–409.

Shimoda, G. (2009) Genetic link between EMI and EMII: An adakite connection. Lithos 112: 591–602.

Stewart M. L. and Pearce T. H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist 89: 348-351.

Streck, M. J., Leeman, P. W. and Chesley, J. (2007) High-magnesian andesite from Mount Shasta: a product of magma mixing and contamination, not a primitive mantle melt. Geology 35: 351–354.

Sun, G. Y., Hu, X. M., Zhu, D. C., Hong, W. T., Wang, J. G. and Wang, Q. (2015) Thickened juvenile lower crust-derived ~90 Ma adakitic rocks in the central Lhasa terrane, Tibet. Lithos 224–225: 225–239.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) special publications l42: 313-345. Geological Society, London.

Topuz, G., Altherr, R., Schwarz, W. H., Siebel, W., Satır, M. and Dokuz, A. (2005) Postcollisional plutonism with adakite-like signatures: The Eocene Saraycik granodiorite (Eastern Pontides, Turkey). Contributions to Mineralogy and Petrology150: 441–455.

Topuz, G., Okay, A.I., Altherr, R., Schwarz, W. H., Siebel, W., Zack, T., Satır, M. and Şen, C. (2011) Post-collisional adakite-like magmatism in the Ağvanis massif and implications for the evolution of the Eocene magmatism in the Eastern Pontides (NE Turkey). Lithos 125: 131–150.

Ustunisik, G., Kilinc, A. and L. Nielsen, R. (2014) New insights into the processes controlling compositional zoning in plagioclase. Lithos 200–201: 80–93.

Velikoslavinsky, S. D. and Krylov, D. P. (2014) Geochemical discrimination of basalts formed in major geodynamic settings. Geotectonics 48: 427–439.

Verma, S. P. and Agrawal, S. (2011) New tectonic discrimination diagrams for basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of high field strength elements and implications for petrogenetic processes. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 28: 24-44.

Verma, S. P. and Verma, S. K. (2013) First 15 probability-based multidimensional tectonic discrimination diagrams for intermediate magmas and their robustness against postemplacement compositional changes and petrogenetic processes. Turkish Journal of Earth Sciences 22: 931-995.

Verma, S. P., Guevara, M. and Agrawal, S. (2006) Discriminating four tectonic settings: Five new geochemical diagrams for basic and ultrabasic volcanic rocks based on log–ratio transformation of major-element data. Journal of Earth System Science115(5): 485-528.

Verma, S. P., Pandarinath, K., Verma., S. K. and Agrawal, S. (2013) Fifteen new discriminant-function-based multi-dimensional robust diagrams for acid rocks and their application to Precambrian rocks. Lithos 168-169: 113–123.

Verma, S. P., Torres-Alvarado, I. S. and Sotelo-Rodríguez, Z. T. (2002) SINCLAS: standard igneous norm and volcanic rock classification system. Computers and Geosciences 28: 711–715.

Wang, Q., McDermott, F., Xu, J. F., Bellon, H. and Zhu, Y. T. (2005) Cenozoic K-rich adakitic volcanic rocks in the Hohxil area, northern Tibet: lower crustal melting in an intracontinental setting. Geology 233: 464–468.

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.

Wang, Y. H., Xue, C. J., Liu, J. J., Wang, J. P., Yang, J. T., Zhang, F. F., Zhao, Z. N., Zhao, Y. J. and Liu, B. (2015) Early Carboniferous adakitic rocks in the area of the Tuwu deposit, eastern Tianshan, NW China: Slab melting and implications for porphyry copper mineralization. Journal of Asian Earth Sciences 103: 332–349.

White, L., Hall, R. and Armstrong, R. (2014) The age of undeformed dacite intrusions within the Kolaka Fault zone, SE Sulawesi, Indonesia. Journal of Asian Earth Sciences 94: 105 - 112.

Whitney, D. and Evans, B. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and theirdifferentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-342.

Wu, H., Li, C., Hu, P. and Li, X. (2015) Early Cretaceous (100–105 Ma) Adakitic magmatism in the Dachagou area, northern Lhasa terrane, Tibet: implications for the Bangong–Nujiang Ocean subduction and slab break-off. International Geology Review 57(9-10): 1172-1188.

Xiao, L. and Clemens, J. D. (2007) Origin of potassic (C-type) adakite magmas: Experimental and field constraints. Lithos 95: 399–414.

Xu, J. F., Shinjo, R., Defant, M. J., Wang, Q. and Rapp, R. P. (2002) Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of east China: partial melting of delaminated lower continental crust? Geology 30: 1111–1114.

Yang, H., Zhang, H., Luo, B., Zhang, J., Xiong, Z., Guo, L. and Pan, F. (2015) Early Paleozoic intrusive rocks from the eastern Qilian orogen, NE Tibetan plateau: Petrogenesis and tectonic significance. Lithos 224–225: 13–31.

Yogodzinski, G. M. and Kelemen, P. B. (1998) Slab melting in the Aleutians: implications of an ion probe study of clinopyroxene in primitive adakite and basalt. Earth and Planetary Science Letters 158: 53–65.

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(2): 39-50.

Zhao, Z. H., Xiong, X. L., Wang, Q., Wyman, D. A., Bao, Z. W., Bai, Z. W. and Qiao, Y. L. (2008) Underplating-related adakites in Xinjiang Tianshan, China. Lithos 102: 374–391.

Zhao, Z., Mo, X., Dilek, Y., Niu, Y., DePaolo, D. J., Robinson:, Zhu, D., Sun, C., Dong, G., Zhou, S., Luo, Z. and Hou, Z. (2009) Geochemical and Sr–Nd–Pb–O isotopic compositions of the post-collisional ultrapotassic magmatism in SW Tibet: Petrogenesis and implications for India intra-continental subduction beneath southern Tibet. Lithos 113: 190–212.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 965

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 664

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی گدازه‌های آداکیتیِ پس از برخورد و بازالت‌های سرشار از نیوبیم همراه در منطقه سنگِ رهوزگ (جنوب بیرجند)