پتروگرافی و شیمی‌کانی سنگ‌های ولکانیک ائوسن بلوک پشت‌بادام

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

سنگ‌های ولکانیک ائوسن بلوک پشت‌بادام در مناطق ساغند (کوه خشومی)، الله‌آباد و چاپدونی (استان یزد) رخنمون‌های بسیار خوبی دارند. این سنگ‌ها در پنج فاز ولکانیسم متفاوت به وجود آمده‌اند که عبارتند از: 1- در منطقه الله‌آباد که سه فاز ولکانیسم متفاوت وجود دارد: 1-1: فاز نقطه‌ای (مرکزی) آندزیتی، 1-2: فاز خطی اول با ترکیب آندزیت و 1-3: فاز خطی دوم با ترکیب آندزیت‌بازالتی. 2- سنگ‌های آندزیت تا آندزیت‌بازالتی منطقه چاپدونی. 3- سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند. بر اساس بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی تنها در منطقه ساغند شواهد آلایش به خوبی مشخص و گویای سرعت اندک صعود ماگما در این ناحیه است. کمترین حجم سنگ‌های ولکانیک ائوسن، در منطقه الله‌آباد رخنمون دارد که طی یک فاز نقطه‌ای و دو فاز خطی به وجود آمده‌اند. همچنین، بیشترین حجم سنگ‌های ولکانیک ائوسن بلوک پشت‌بادام در منطقه چاپدونی دیده می‌شود که نشانه فعالیت شدید گسل چاپدونی است. مشاهده نشدن شواهد آلایش در بررسی‌های صحرایی سنگ‌های مناطق الله‌آباد و چاپدونی بیانگر سرعت بیشتر صعود ماگما در این مناطق نسبت به منطقه ساغند است. شواهدی مانند وجود زنولیت‌ها و زنوکریست‌ها، تشکیل کلینوپیروکسن‌های ریز اطراف زنوکریست‌های کوارتز، وجود بافت‌های غربالی و آنتی‌راپاکیوی، خوردگی خلیجی کوارتزها و همچنین، منطقه‌بندی نوسانی پلاژیوکلازها، رخداد آلایش در منطقه ساغند (کوه خشومی) را تأیید می‌کند. بررسی شیمی کلینوپیروکسن‌ها و بیوتیت‌ها نشان از شباهت این سنگ‌ها به سنگ‌های کالک آلکالن قوس‌های آتشفشانی قاره‌ای دارد.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography and mineral chemistry of the Eocene volcanic rocks in the Posht-e-Badam block

نویسندگان [English]

  • Zahra Gharehchahi
  • Ghodrat Torabi
  • Mohammad Sayari
چکیده [English]

The Eocene volcanic rocks of the Posht-e-Badam block represent very good exposures in Saghand (Khoshoumi Mountain), Alahabad and Chapedony areas (Yazd province). These rocks were developed during five volcanic phases: 1- Volcanic rocks of Alahabad area which are formed during three various phases: 1-1: The central andesitic phase 1-2: The first andesitic fissure phase and 1-3: The second andesibasaltic fissure phase. 2- The Chapedony andesite to andesibasaltics. 3- The Saghand (Khoshoumi Mountain) andesic rocks. On the base of field observations, the evidences of contamination are clearly noticed in the volcanic rocks of Saghand area which point to slower rate of magma ascending. The lowest volume of Eocene volcanic rocks exposed in Alahabad area. These rocks developed by two fissures and one central eruption. The presence of the highest volume of the Eocene volcanic rocks in Chapedony area displays active Chapedony fault during the Eocene time. The absence of contamination evidences in the rocks of Chapedony and Alahabad areas indicate the higher rate of magma ascending in compare to that of Saghand area. The occurrence of xenoliths and xenocrysts, the formation of fine grained clinopyroxenes around xenocrystic quartz, the sieved and anti-rapakivi textures, the gulf corrosion of quartz and the oscillatory zoning of plagioclases reveal magmatic contamination in Saghand area. The chemistry of clinopyroxenes and biotites display that these rocks, in nature, are similar to the calc-alkaline continental volcanic arc rocks.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Magmatic contamination
  • Posht-e-Badam block
  • Eocene volcanic rocks
  • Alahabad
  • Chapedony
  • Saghand
  • Khoshoumi Mountain
  • Posht
  • e
  • Badam block

مقدمه

بی‌شک، گسترده‌ترین فعالیت‌های ولکانیک ایران در زمان ائوسن رخ داده است و آثار این تکاپوها را می‌توان در تمام بخش‌های ایران به غیر از زاگرس و کپه داغ مشاهده نمود (Aghanabati, 2006). سنگ‌های ولکانیک ائوسن دارای طیف گسترده ترکیبی از تحت اشباع تا فوق اشباع بوده، بیشتر به سری‌های ماگمایی کالک آلکالن تا شوشونیتی متعلق هستند. در این میان به سنگ‌های موجود در پهنه ارومیه-دختر و البرز توجه بیشتری شده، جنبه‌های مختلف آنها توسط افراد زیادی از نظر سنگ‌شناسی بررسی شده است. اما ولکانیک‌های ائوسن موجود در بخش‌های میانی و شرقی بلوک شرق ایران مرکزی کمتر بررسی شده‌اند.

سنگ‌های ولکانیک ائوسن بلوک پشت‌بادام (شکل 1) با ترکیب آندزیت‌بازالتی و آندزیت در شمال‌شرق استان یزد ( نواحی الله‌آباد، چاپدونی و کوه خشومی) رخنمون دارند. در این میان، سنگ‌های آندزیتی بیشترین فراوانی را دارند. این منطقه در تقسیمات زمین‌شناسی ایران جزیی از خرد قاره شرق ایران مرکزی و در حاشیه غربی بلوک پشت‌بادام است. بر اساس منابع موجود، سنگ‌های دگرگونی ناحیه ساغند-پشت‌بادام و تشکیلات چاپدونی با سن پرکامبرین (2382 میلیون سال پیش) به عنوان پی سنگ این ناحیه در نظر گرفته شده‌اند Haghipour, 1974)؛ Nadimi, 2007). بر اساس داده‌های به دست آمده از روش U-Pb زیرکن موجود در گنایس تشکیلات چاپدونی، سن سنگ‌های تشکیل‌دهنده این بلوک از پرکامبرین تا ائوسن در نظر گرفته شده است (Ramezani and Tucker, 2003). با روش 40Ar/39Ar بر روی یک نمونه بیوتیت از سنگ‌های ولکانیک ائوسن مورد بررسی در کوه خشومی منطقه ساغند سنی معادل 2±41 میلیون سال را برای این سنگ‌ها در نظر گرفته‌اند که بیانگر تعلق این سنگ‌ها به ائوسن بالایی است (Verdel et al., 2007).

دسترسی به مناطق فوق با مختصات طول جغرافیایی 00°55 تا 30°55 شرقی و عرض جغرافیایی 15° 32 تا 00° 33 شمالی از راه جاده آسفالته یزد (اردکان-خرانق-ساغند) پشت‌بادام و سپس، راه‌های خاکی منتهی به مناطق، امکان‌پذیر است (شکل 2).

سنگ‌های ولکانیک بررسی شده در این پژوهش، در گذشته از نظر پتروگرافی و پترولوژی بررسی نشده‌اند و تنها وجود آنها توسط Haghipour (1974)، Ramezani و Tucker (2003) و Verdel (2009) گزارش شده است. هدف از انجام پژوهش حاضر، بررسی پتروگرافی و شیمی‌کانی سنگ‌های ولکانیک ائوسن بلوک پشت‌بادام است.

 

شکل 1- موقعیت سنگ‌های ولکانیک ائوسن بررسی شده در بلوک پشت‌بادام- ایران مرکزی (Nadimi, 2007)

 

شکل 2- نحوه دسترسی به سنگ‌های ولکانیک بلوک پشت‌بادام (مناطق الله‌آباد، چاپدونی و ساغند)

 

زمین‌شناسی عمومی

سنگ‌های ولکانیک ائوسن بررسی شده در این پژوهش، در غرب خرد قاره شرق ایران مرکزی قرار دارند. خرد قاره شرق ایران مرکزی توسط گسل‌ها به سه بلوک اصلی (از شرق به غرب) لوت، طبس (کرمان) و یزد (نایین) تقسیم می‌شود (Aghanabati, 2006) مناطق بررسی شده در پژوهش حاضر، در محدوده بین بلوک طبس و یزد (بلوک پشت‌بادام) قرار دارند (شکل 3). از این مناطق دو گسل لغزشی، به نام چاپدونی و پشت‌بادام عبور کرده است .(Verdel, 2009) گسل پشت‌بادام از گسل‌های قدیمی (پرکامبرین)، ژرف و خمیده ایران مرکزى است که در ایجاد فرابوم، فروبوم‌‎ها و تفکیک رخساره‌هاى ناحیه پشت ‎بادام نقش داشته است و بر اساس بررسی‌های انجام شده، طول آن 100 کیلومتر برآورد شده است. شواهد نشان می‌دهد که گسل پشت‌بادام راستگرد بوده، دارای روند NNE-SSW است (Kargaranbafghi et al., 2010). گسل چاپدونی با 70 کیلومتر درازا، روند NNE-SSW دارد. این گسل، جدا کننده سنگ‌های دگرگون و غیر دگرگونه ائوسن است و بین سنگ‌های ولکانیک ائوسن و کرتاسه قرار دارد (Kargaranbafghi et al., 2010). Ramezani و Tuker (2003) بلوک پشت‌بادام را به سه واحد تقسیم کردند: 1- منطقه شرقی، 2- منطقه مرکزی و 3- منطقه غربی. منطقه شرقی و مرکزی توسط گسل پشت‌بادام در کنار هم قرار گرفته‌اند در حالی که مناطق مرکزی و غرب توسط گسل نی‌باز و چاتک از هم جدا شده‌اند. سنگ‌های مناطق مرکزی و شرق شامل سنگ‌هایی به سن کامبرین تا نئوژن هستند. منطقه شرقی شامل سنگ‌های دگرگونی متبلور شده، گنایس‌های فلسیک، آمفیبولیت و مرمر است. سنگ‌های نفوذی و خروجی به سن پرکامبرین زیرین و تریاس بالا در منطقه مرکزی قرار دارند. منطقه غربی به زمان ائوسن تعلق دارد و شامل سنگ‌های دگرگونی و نفوذی‌های میگماتیتی هستند.

 

 

شکل 3- نقشه زمین‌شناسی ساده شده بلوک پشت‌بادام (مناطق الله‌آباد، چاپدونی و ساغند)

 

 

سنگ‌های ولکانیک ائوسن بررسی شده (شکل 3) در بلوک پشت‌بادام طی پنج فاز ولکانیسم متفاوت به وجود آمده‌اند که عبارتند از: Haghipour, 1974)؛(Verdel, 2009 :

1- منطقه الله‌آباد: سنگ‌های ولکانیک ائوسن موجود در این منطقه طی سه فاز ولکانیسم متفاوت به وجود آمده‌اند که شامل: 1-1: فاز نقطه‌ای (مرکزی) با دگرسانی از نوع هماتیتی شدن. 1-2: فاز خطی اول با روند NW-SE. 1-3: فاز خطی دوم با روند NE-SW که نسبت به فاز خطی اول دارای حجم کمتر و دگرسانی (کلریتی شدن و کلسیتی شدن) بیشتر، به حدی که با چشم غیر مسلح مشاهده می‌شود. این دو فاز خطی در منطقه الله‌آباد، تقریباً بر هم عمودند و از روند گسل‌های موجود در منطقه پیروی می‌کنند (شکل 4).

 

   

شکل 4- تصاویر صحرایی سنگ‌های آتشفشانی ائوسن منطقه الله‌آباد. A) سنگ‌های آتشفشانی ائوسن در فاز‌های خطی اول و دوم منطقه الله‌آباد (دید به سمت شمال‌شرق)، B) سنگ‌های آتشفشانی ائوسن در فاز نقطه‌ای (مرکزی) منطقه الله‌آباد (دید به سمت جنوب)

 

 

2- منطقه چاپدونی (شکل 5): سنگ‌های ولکانیک ائوسن این ناحیه در نزدیکی گسل فعال چاپدونی قرار دارند که به دلیل فعالیت بسیار شدید این گسل، به شدت خرد و دگرسان شده‌اند. آثار فعالیت گسل چاپدونی در برشی شدن، هماتیتی شدن و کربناتی شدن سنگ‌های منطقه مشاهده می‌شود. 3- منطقه ساغند (شکل 6): سنگ‌های ولکانیک این منطقه در کوه خشومی قرار دارند. آلتراسیون تحمیل شده بر سنگ‌های این منطقه، از نوع هماتیتی شدن، کربناتی شدن و آرژیلیتی شدن است. سنگ‌های ولکانیک ائوسن این منطقه با دگرشیبی خفیف توسط ماسه سنگ‌های قرمز رنگ میوسن پوشیده شده‌اند (Haghipour, 1974).

 

 

شکل 5- نمای کلی سنگ‌های ولکانیک ائوسن منطقه چاپدونی (دید به سمت شمال‌غرب)

 

 

شکل 6- نمای کلی سنگ‌های ولکانیک ائوسن و ماسه سنگ‌های میوسن منطقه ساغند (کوه نی‌باز و خشومی (دید به سمت شمال‌غرب)

 

 

از بین مناطق بررسی شده در این پژوهش، تنها در منطقه ساغند شواهد آلایش (حضور آنکلاو) در مقیاس صحرایی به چشم می‌خورد. با توجه به این که بهترین شواهد آلایش در مقیاس میکروسکوپی نیز در منطقه ساغند دیده می‌شود (توضیح در بخش بعدی)، شاید سرعت صعود ماگما به سطح در این منطقه نسبت به دیگر مناطق کمتر است. بنابراین، ماگما زمان کافی برای آلایش با سنگ‌های دیواره در اختیار داشته است. در شکل 7 نقشه‌ای از تصویر ماهواره‌ای مناطق مورد بررسی نشان داده شده است. این تصویر حاصل پردازش داده‌های سنجنده TM ماهواره لندست، با رنگ کاذب حاصل از ترکیب باند RGB=741 است. گسل‌های اصلی و تا حدی فرعی منطقه و همچنین، محل‌های نمونه‌برداری به صورت دایره‌هایی در تصویر مشخص شده‌اند. سنگ‌های آتشفشانی بررسی شده در این ترکیب باند، به رنگ سبز تیره قابل تمایز از لیتولوژی همراه هستند. همان طور که در شکل 7 مشخص است، در امتداد گسل چاپدونی حجم در خور توجهی از سنگ‌های آتشفشانی مورد بررسی رخنمون دارد. طول رخنمون این سنگ‌های آتشفشانی در امتداد گسل چاپدونی به 20 کیلومتر می‌رسد.وجود بیشترین حجم سنگ ولکانیک در منطقه چاپدونی و نبود شواهد آلایش در مقیاس ماکروسکوپی، بیانگر سرعت بالای صعود ماگما به سطح و ارتباط مؤثر فعالیت این گسل در ولکانیسم این منطقه است. نقاط نمونه‌برداری و گسل‌های اصلی و تا حدی فرعی منطقه روی تصویر نشان داده شده است. نمونه‌های مربوط به منطقه چاپدونی در قسمت بالا، نمونه‌های مربوط به منطقه الله‌آباد در میانه و نمونه‌های مربوط به منطقه ساغند در بخش پایینی تصویر مشخص هستند.

 

شکل 7- تصویر سنجنده TM ماهواره لندست با رنگ کاذب حاصل از ترکیب باند RGB=741.

 

روش انجام کار

بررسی‌های کتابخانه‌ای، جمع‌آوری مطالب مرتبط با موضوع و سپس بررسی‌های صحرایی آغاز شد. در بررسی‌های صحرایی، تعداد 90 نمونه برداشته و از بین آنها 50 نمونه جهت تهیه مقطع نازک و نازک-صیقلی انتخاب شدند. بررسی‌های پتروگرافی با میکروسکوپ مدل OLYMPUS-BH2 انجام شد. تعدادی از کانی‌ها برای تعیین ترکیب و محاسبه فرمول ساختمانی، در دانشگاه کانازاوای ژاپن، به وسیله دستگاه الکترون مایکروپروب JEOL مدل JXA-8800 (WDS) با ولتاژ شتاب‌دهنده V 20 و جریان nA 12 تحلیل شدند. فرمول ساختمانی کانی‌ها، با استفاده از داده‌های تحلیل مایکروپروب توسط نرم‌افزار Minpet 2.02 محاسبه شد. تفکیک آهن 2 و 3 با روش Droop (1987) انجام شده است. علایم اختصاری موجود در تصویر‌های میکروسکوپی نیز برگرفته از Kretz (1983) است. میزان Mg# و Fe# در کانی‌ها توسط فرمول‌های زیر محاسبه شده است:

Mg# = Mg / (Mg + Fe2+).

.Fe# = Fe2+ / (Mg + Fe2+).

 

پتروگرافی

سنگ‌های ولکانیک ائوسن منطقه الله‌آباد:

1-1: سنگ‌های ولکانیک ائوسن فاز خطی اول منطقه الله‌آباد با روند NW-SE

سنگ‌های ولکانیک این فاز خطی ساخت توده‌ای دارند. این سنگ‌ها در نمونه دستی روشن بوده و بافت پورفیری در آنها به خوبی نمایان است. سنگ‌های ولکانیک این فاز، از نظر پتروگرافی آندزیت هستند. بافت اصلی آن پورفیری و بافت‌های فرعی آنها غربالی و پویی‌کلیتیک است. کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها پلاژیوکلاز، آمفیبول، سانیدین و کوارتز، کانی‌های فرعی آنها اسفن و مگنتیت، و کانی‌های ثانویه آن هماتیت، کلریت، کلسیت و پرهنیت هستند. زمینه سنگ نیز بیشتر از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و سانیدین و مقادیر اندکی کلریت، کوارتز، کلسیت و کانی‌های اپاک تشکیل شده است. در این سنگ‌ها فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول 10 تا 20 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند (شکل 8-A). آمفیبول‌ها اغلب حاشیه سوخته و منطقه‌بندی دارند. در بعضی از مقاطع، آمفیبول‌ها توسط پلاژیوکلازها در بر گرفته شده‌اند که نشانه تبلور سریع‌تر این کانی نسبت به کانی در بر گیرنده است. کوارتز در این مقاطع دارای حاشیه خلیجی است.

1-2: سنگ‌های ولکانیک ائوسن فاز خطی دوم منطقه الله‌آباد با روند NE-SW

سنگ‌های ولکانیک این فاز خطی، در نمونه‌های ماکروسکوپی دارای ساخت توده‌ای و در نمونه دستی تیره رنگ هستند و بافت‌های پورفیری و گلومروپورفیری در آنها به خوبی مشخص است. این سنگ‌ها از نظر پتروگرافی، آندزیت‌بازالتی بوده و بافت‌های اصلی آنها پورفیری و گلومروپورفیری (شکل 8-B) و بافت‌های فرعی آنها غربالی و پویی کلیتیک است.کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها پلاژیوکلاز، الیوین کلریتی و سانیدین، کانی فرعی آنها اسفن و کانی‌های ثانویه این فاز خطی کلریت، کلسیت و هماتیت هستند. الیوین‌های کلریتی و پلاژیوکلاز فنوکریست‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها است. زمینه سنگ نیز بیشتر از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و سانیدین و مقادیر اندکی کلریت، کلسیت و کانی‌های اپاک تشکیل شده، آلتراسیون تحمیل شده بر این فاز، از نوع کربناتی شدن (بسیار زیاد) و کلریتی شدن است.

1-3: سنگ‌های ولکانیک ائوسن فاز نقطه‌ای منطقه الله‌آباد

سنگ‌های ولکانیک این فاز نقطه‌ای نیز، در منطقه ساخت توده‌ای دارند. این سنگ‌ها در نمونه دستی تیره رنگ و بافت‌های پورفیری و جریانی در آنها به خوبی مشخص است. از لحاظ ویژگی‌های پتروگرافی، این سنگ‌ها در محدوده آندزیت‌ها قرار می‌گیرند. بافت‌های اصلی این سنگ‌های ولکانیک، پورفیری و جریانی و بافت‌های فرعی آنها غربالی و آنتی راپاکیوی است. کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها پلاژیوکلاز، آمفیبول، سانیدین و کوارتز، کانی فرعی موجود در این فاز مگنتیت و کانی‌های ثانویه آن کلریت، کلسیت و هماتیت هستند. زمینه سنگ نیز، بیشتر از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، سانیدین، مقادیر اندکی کلریت، کوارتز، کلسیت و کانی‌های اپاک تشکیل شده است (شکل 8-‍C). در این سنگ‌ها فنوکریست‌های آمفیبول و پلاژیوکلاز 25 تا 50 درصد سنگ را به خود اختصاص داده‌اند. آمفیبول‌ها دارای حاشیه سوخته و فاقد منطقه‌بندی هستند. کوارتز نیز به صورت بی‌شکل و در اندازه‌های متفاوت و اغلب دارای حاشیه خلیجی است. پلاژیوکلاز‌ها اغلب دارای بافت غربالی، ظاهر غبار آلود و منطقه‌بندی هستند.

2- سنگ‌های ولکانیک ائوسن منطقه چاپدونی

سنگ‌های ولکانیک این ناحیه در مقیاس ماکروسکوپی دارای ساخت توده‌ای هستند. این سنگ‌ها در نمونه دستی تیره رنگ و بافت جریانی به همراه فنوکریست‌های پلاژیوکلاز در آنها مشاهده می‌شود. سنگ‌های ولکانیک این منطقه از نظر پتروگرافی، در محدوده آندزیت تا آندزیت‌بازالتی قرار می‌گیرند؛ اما آندزیت‌ها عمومیت دارند. بافت‌های اصلی این سنگ‌ها پورفیری، جریانی، گلومروپورفیری، میکرولیتیک پورفیری و آمیگدالوئیدال (شکل 8-D) و بافت‌های فرعی آن شعاعی، غربالی و پویی‌کلیتیک است. کانی‌های اصلی سازنده سنگ‌های ولکانیک منطقه چاپدونی آمفیبول، پلاژیوکلاز، سانیدین، کوارتز و بیوتیت، کانی‌های فرعی این سنگ‌ها مگنتیت و اسفن، و کانی‌های ثانویه آنها کلسیت، هماتیت و کلریت هستند. آلتراسیون تحمیل شده بر این سنگ‌ها از نوع کلریتی شدن، هماتیتی شدن، آرژیلیتی شدن و کربناتی شدن است. فنوکریست‌های آمفیبول، پلاژیوکلاز و بیوتیت 40 تا 50 درصد حجم سنگ را به خود اختصاص داده‌اند. زمینه سنگ نیز بیشتر از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و سانیدین و مقادیر اندکی کلریت، کلسیت و کانی‌های اپاک تشکیل شده است. در مقاطع میکروسکوپی آمفیبول‌ها اغلب شکل‌دار و حاشیه سوخته دارند. در برخی مقاطع نیز، این آمفیبول‌ها به صورت ادخال در پلاژیوکلاز‌ها قرار دارند که نشان‌دهنده تبلور زودتر این کانی نسبت به کانی در بر گیرنده است. در بعضی از مقاطع پلاژیوکلاز‌ها دارای منطقه‌بندی و به صورت غربالی، غبار آلود و به شدت خرد شده دیده می‌شوند. بیوتیت در مقطع مورد بررسی به صورت شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار و در بعضی مقاطع بر اثر دگر‌سانی به کلریت، کربنات و هماتیت تبدیل می‌شود. کوارتز به صورت بی‌شکل در اندازه‌های مختلف (ریز تا درشت) و در بعضی مقاطع شواهد ضعیفی از حاشیه خلیجی را نشان می‌دهد. کلسدونی به صورت شعاعی حفرات را پر می‌کند.

3- سنگ‌های ولکانیک ائوسن منطقه ساغند (کوه خشومی)

سنگ‌های ولکانیک منطقه ساغند در کوه خشومی قرار دارند. این سنگ‌ها در منطقه دارای ساخت توده‌ای و در نمونه‌های دستی تیره رنگ هستند. از نظر ویژگی‌های پتروگرافی، سنگ‌های ولکانیک این ناحیه در محدوده آندزیت قرار می‌گیرند. بافت‌های اصلی این سنگ‌ها پورفیری، جریانی و اسفرولیتی، بافت‌های فرعی آنها غربالی، پویی‌کلیتیک، آمیگدالوئیدال، آنتی راپاکیوی (شکل 8-H) و کرونا است. کانی‌های اصلی موجود در این فاز کلینوپیروکسن، آمفیبول، پلاژیوکلاز، بیوتیت، سانیدین، کوارتز و کانی‌های فرعی آنها زیرکن، اسفن، ایلمنیت، مگنتیت و کانی‌های ثانویه آنها کلریت، کلسیت، هماتیت، آراگونیت و اپیدوت هستند. در زمینه میکرولیتی، بیشتر پلاژیوکلاز، سانیدین، کلریت، کوارتز، کلسیت و کانی‌های اپاک مشاهده می‌شود. فنوکریست‌های آمفیبول، کلینوپیروکسن، بیوتیت و پلاژیوکلاز 25 -40 در صد حجم سنگ را به خود اختصاص داده‌اند. زمینه سنگ نیز بیشتر از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و سانیدین و مقادیر اندکی کلریت، کوارتز، کلسیت و کانی‌های اپاک تشکیل شده است. در این مقاطع کلینوپیروکسن‌ها به دو صورت دیده می‌شوند:
1- کلینوپیروکسن‌های اولیه (آذرین) که به صورت فنوکریست هستند، 2- کلینوپیروکسن‌های واکنشی به صورت تجمعی از بلورهای ریز در اطراف زنوکریست‌های کوارتز (شکل 8-E). آمفیبول‌های دارای حاشیه سوخته از دیگر کانی‌های موجود در این سنگ‌ها هستند که به صورت بخشی به کلریت، کلسیت، اسفن و اپاک تبدیل شده‌اند. این فرآیند بیشتر به افزایش فوگاسیته اکسیژن در هنگام فوران نسبت داده می‌شود. برخی پژوهشگران، این پدیده را به افت سریع فشار مربوط می‌دانند (Rutherford, 1993). اغلب پلاژیوکلاز‌ها دارای ظاهری غبار آلود، بافت غربالی و منطقه‌بندی نوسانی هستند و همچنین، در بعضی از مقاطع چندین نسل پلاژیوکلاز را می‌توان دید که توسط پلاژیوکلاز‌های غربالی در بر گرفته شده‌اند (شکل 8-F). در بعضی از پلاژیوکلاز‌ها نیز، حواشی بلور دارای خوردگی بوده که این پدیده را به تغییرات فشار و نبود تعادل شیمیایی در هنگام خروج گدازه می‌توان نسبت داد. کوارتز در سنگ‌های مورد بررسی نیز به دو صورت دیده می‌شوند:
1- به صورت زنوکریست‌هایی با حاشیه خلیجی که با کلینوپیروکسن ریز در بر گرفته شده‌اند.
2- به صورت زنوکریست‌هایی که از اطراف دارای حاشیه خلیجی هستند (شکل 8-G). وجود حاشیه خلیجی در این نمونه‌ها، بیانگر افت ناگهانی فشار و ذوب و انحلال بخش‌هایی از کانی در مذاب میزبان است. به عبارت دیگر در پی افت ناگهانی فشار، دمای تبلور کاهش می‌یابد و بلورهای موجود در ماگما مانند کوارتز دچار ذوب و خوردگی می‌شوند. کانی‌های اپاک این سنگ‌ها نیز، به صورت اولیه و ثانویه دیده می‌شوند که کانی‌های ثانویه، حاصل تجزیه کانی‌های آهن و منیزیم‌دار هستند. سانیدین‌ها و بیوتیت‌ها در این سنگ‌ها بافت غربالی دارند (شکل 8- I و J).

 

       
       

شکل 8- تصاویر میکروسکوپی سنگ‌های ولکانیک ائوسن بلوک پشت‌بادام. (A زمینه میکرولیتی با درصد اندک فنوکریست آمفیبول که بافت پورفیری را در فاز خطی اول منطقه الله‌آباد به نمایش گذاشته‌اند. همچنین، در این تصویر احاطه شدن کانی هورنبلند توسط آلکالی فلدسپار نیز دیده می‌شود. (B الیوین‌های موجود در سنگ‌های آندزیت‌بازالتی فاز دوم خطی منطقه الله‌آباد که به شدت کلریتی شده‌اند. (C فنوکریست‌های فلدسپار سنگ‌های آندزیتی فاز مرکزی منطقه الله‌آباد که در زمینه میکرولیتی از فلدسپار و کانی اپاک قرار دارند. (D حفرات موجود در سنگ‌های آندزیتی منطقه چاپدونی که با کلسیت پر شده و بافت آمیگدالوئیدال را ایجاد کرده است. (E کلینوپیروکسن‌های ریز واکنشی اطراف زنوکریست کوارتز سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند.(F وجود چندین نسل پلاژیوکلاز در سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغندکه توسط پلاژیوکلاز‌های غربالی در‌بر‌گرفته شده‌اند. (Gحاشیه خلیجی اطراف زنوکریست کوارتز سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند. (H بافت آنتی‌راپاکیوی در پلاژیوکلاز‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند.

ادامه شکل 8- (I بافت غربالی در بیوتیت‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند. (J بافت غربالی در سانیدین‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند.

   

 

 

شیمی‌کانی

بررسی شیمی (پیوست‌های 1، 2، 3 و 4) کانی‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند نشان می‌دهد که:

کلینوپیروکسن‌های آذرین (اولیه) و واکنشی (ثانویه) از نوع اوژیت هستند (شکل 9، پیوست 1).

فنوکریست‌های آمفیبول از نوع هورنبلند منیزیم‌دار و اکتینولیت و اغلب دارای حاشیه سوخته‌اند (شکل 10، پیوست 2). در حالت کلی، آمفیبول‌ها دو دسته‌اند: 1- آمفیبول‌های اولیه که معمولاً شکل‌دار و به راحتی قابل شناسایی هستند و گاهی با حفظ شکل اولیه خود سوخته و یا به مجموعه اپیدوت، کلسیت، آلبیت، کلریت و کوارتز دگرسان شده‌اند. ترکیب آمفیبول‌های بررسی شده سنگ‌های ولکانیک منطقه ساغند در محدوده آذرین و اولیه‌اند (شکل 11-A) (Leake et al., 1997). 2- آمفیبول ثانویه با ترکیب اکتینولیت که بر اثر دگرسانی از کلینوپیروکسن‌ها و آمفیبول‌های آذرین منطقه به وجود آمده‌اند.

کلریت‌های موجود در سنگ‌های منطقه محصول دگرسانی کانی‌های فرومنیزین نظیر: کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت هستند. کلریت‌ها به عنوان کانی‌های ثانویه تقریباً در تمام پهنه‌های دگرسانی حضور دارند. تغییر شرایط فیزیکی و شیمیایی محیط، در تنوع ترکیبی کلریت‌ها نقش مهمی دارد. این کلریت‌ها در محدوده دیابانتیت و مقدار Fe# و Mg# آنها به ترتیب 57/0 و 43/0 است (شکل 11-B، پیوست 4).

 

شکل 9- تعیین ترکیب کلینوپیروکسن‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند (Morimoto et al., 1988)

 

 
 

شکل 10- تعیین ترکیب آمفیبول‌های موجود در سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند (Leake et al., 1997)

 

B

 

A

 

شکل 11- (A تعیین نوع آمفیبول‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند (Leake et al., 1997)، (B تعیین ترکیب کلریت‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند (Hey, 1954).

B

 

A

 

شکل 12-(A تعیین ترکیب فلدسپارهای سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند (Deer et al., 1997)، (B منطقه‌بندی نوسانی در پلاژیوکلاز‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند (ستون‌های خاکستری رنگ پیوست 3 مربوط به تحلیل‌های منطقه‌بندی نوسانی تک پلازیوکلاز است).

 

 

دلایل اصلی منطقه‌بندی پلاژیوکلاز‌ها عبارتند از:

1- اختلاط ماگمایی

2- کاهش ناگهانی فشار

3- در برخی موارد دگرسانی دوتریک نیز می‌تواند منطقه‌بندی نوسانی ایجاد کند (Shelly, 1993).

معمولاً، پلاژیوکلازها بافت‌های نامتعادل متنوعی را در سنگ‌های ولکانیکی به نمایش می‌گذارند. اغلب این بافت‌ها، واجد الگوهای منطقه‌بندی و ساخت‌های باز‌جذبی هستند که تغییرات فیزیکو‌شیمیایی در سیستم‌های ماگمایی را ثبت می‌نمایند. پلاژیوکلازهای غربالی در سنگ‌های ولکانیکی، بیشتر دارای حاشیه‌های خودشکل هستند که می‌تواند نتیجه رشد مجدد در پاسخ به سیالات یا دوره‌های سردشدگی در حین فوران باشد. مکانیسم‌هایی که باعث شکل‌گیری بافت‌های غربالی می‌شود به ترتیب عبارتند ‌از:

1- اختلاط و آلایش ماگمایی (Tsuchiyama, 1985).

2- کاهش ناگهانی فشار: کاهش ناگهانی فشار، تغییرات ترکیبی را در پی دارد. این تغییرات ترکیبی سبب تشکیل بافت غربالی می‌‌شوند.

3- ورود مقدار زیادی سیال به مخزن ماگمایی (Humphreys et al., 2006).

بیوتیت این ناحیه از نظر Ti به شدت فقیر و مقدار Fe# آنها 48/0 و مقدار Mg# آنها 52/0 است (پیوست 4). اندیس اشباع شدگی آلومینیم [ASI = نسبت مولکولی Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)] بیوتیت ناحیه نیز، به میزان درخور توجهی پایین (93/0) و این امر انعکاسی از اکتیویته پایین آلومینیم در ماگمای سازنده آنها تلقی می‌شود (Helmy et al., 2004). این کانی، گاهی در اثر دگرسانی به کلریت، اپیدوت، کربنات و اپاک تبدیل شده است. در برخی موارد، طی فرآیند اپاسیتی شدن، بیوتیت‌ها در امتداد رخ و در حاشیه دچار سوختگی شده و اکسیدهای آهن در همین مکان‌ها متمرکز می‌شود. Rutherford (1993) این پدیده را نوعی پاسخ به کاهش ناگهانی فشار می‌داند. با کاهش فشار، محدوده پایداری این کانی کاهش یافته، در ادامه واجذبی رخ می‌دهد. بنا به گفته Didier و Barbarin (1991) بالا بودن فشار بخشی اکسیژن در زمان تبلور بیوتیت‌ها، می‌تواند دلیل دیگری برای شکل‌گیری حاشیه‌های اپاسیته باشد.

 

بحث

برای بررسی دقیق‌تر سنگ‌های ولکانیک منطقه ساغند، از نتایج تحلیل‌های شیمیایی کانی‌ها در تعیین پتروژنز آنها استفاده شد. بررسی شیمی کلینوپیروکسن‌های آذرین و استفاده از آن در ژئوبارومتری نشان می‌دهد که کلینوپیروکسن‌های آذرین تحلیل شده در حین صعود (نه در یک اتاق ماگمایی و فشار ثابت)، در طیف گسترده‌ای ازعمق و فشار کم تا متوسط متبلور گشته‌اند (شکل 13-A). بر اساس نظر Le Bas (1962) افزایش آلومینیوم در کلینوپیروکسن‌های غنی از کلسیم با کاهش فعالیت سیلیسیم در ماگما متناسب است و کلینوپیروکسن‌های غنی از Al در فشار کمتری نسبت به نمونه‌های فقیر از Al تشکیل شده‌اند. ژئوترمومتری کلینوپیروکسن‌های آذرین سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند نشان می‌دهد که در دمای 690-800 درجه سانتیگراد متبلور شده‌اند (شکل 13-B). همچنین، ترکیب کلینوپیروکسن‌ها نشان می‌دهد که ماگمای سازنده آنها، به سری ماگمایی کالک آلکالن (شکل 13-C) تعلق داشته و مقدار آب موجود در این ماگما متغیر (زیر 10 درصد) است. توزیع آلومینیوم در موقعیت‌های تترائدری و اکتائدری کلینوپیروکسن‌ها به فشار و همچنین، میزان آب موجود در محیط تبلور آنها وابستگی دارد. بر همین اساس، میزان AlIV به تبعیت از افزایش میزان آب موجود در محیط تبلور پیروکسن‌ها، کاهش می‌یابد. همان طور که ملاحظه می‌شود مقدار AlVI در تمامی نمونه‌های تحلیل شده سنگ‌های ناحیه، کمتر از 1/0، که نشانه تبلور این کانی‌ها در فشار کمتر از 5 کیلوبار است. محتوای آب موجود در ماگما در حدود 10 درصد است (شکل 13-D). میزان آهن فریک پیروکسن‌ها تابعی از فوگاسیته اکسیژن محیط تشکیل‌دهنده آنهاست (Schweitzer et al., 1979). با توجه به شکل 13-E نمونه‌های مربوط به کلینوپیروکسن‌های سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند، در بالای خط Fe3+=0 قرار دارند که این نکته بیانگر بالا بودن فوگاسیته اکسیژن در محیط تشکیل این سنگ‌هاست. تعلق سنگ‌های بررسی شده به محیط ژئوتکتونیکی کمان‌های آتشفشانی، از دیگر نتایجی است که می‌توان با بررسی ژئوشیمی کلینوپیروکسن‌ها به آن پی برد (شکل 13-F). برای تعیین مقدار شاخص‌های F1 و F2 در شکل 13-F از رابطه‌های زیر استفاده می‌شود:

.F1=-(0.012×SiO2)-(0.0807×TiO2)+(0.0026.×Al2O3)-(0.0012×FeOt)-(0.0026×MnO)+.(0.0087×MgO)-(0.0128×CaO)-(0.0419×.Na2O)

F2=-(0.0469×SiO2)-(0.0818×TiO2)+.(0.0212×Al2O3)-(0.0041×FeOt)-(0.1435×.MnO)+(0.0029×MgO)-(0.0085×CaO)-(0.016×Na2O).

ژئوترمومتری فلدسپار‌های پتاسیم سنگ‌های بررسی شده نشان می‌دهد که در دمای 610 تا 640 درجه سانتیگراد به وجود آمده‌اند. در شکل 13-G منحنی O بیانگر تغییرات ترکیب آلکالی فلدسپار‌ها نسبت به دما در فشار 2 کیلوبار و منحنی S نیز بر اساس بررسی‌های Kretz (1983) برای فشار 10 کیلوبار ترسیم شده است. منحنی B نیز نشان‌دهنده منحنی سولوس است.

 

     
     

شکل 13- نمودار مربوط به شیمی کانی‌ها در بررسی‌های سنگ‌زایی.
(A نمودار بارومتری کلینوپیروکسن AlIV در برابر AlVI (Aoki and Shiba, 1993)،
(B نمودار ترمومتری پیروکسن (Perchuk et al., 1985)، (C استفاده از کانی کلینو‌پیروکسن جهت تعیین سری ماگمایی (Le Bas, 1962)، (D نمودار بارومتری و هیدرومتری کلینوپیروکسن (Helz, 1973)، (E تغییرات AlIV+Na در برابر AlVI+2Ti+Cr نشان‌دهنده فوگاسیته اکسیژن (Bence et al., 1975)، (F نمودار F1 و F2، جهت تعیین محیط ژئوتکتونیک با استفاده از ترکیب کلینوپیروکسن (Nisbet and Pearce, 1977)، (G نمودار ترمومتری فلدسپار (Kretz, 1983).

 

 

 

بررسی‌های پتروگرافی و شیمی‌کانی‌ها نشان می‌دهد که این سنگ‌ها از تبلور ساده و تعادلی یک ماگمای اولیه به وجود نیامده‌اند و در تشکیل آنها آلایش ماگما دخالت داشته است. از مهم‌ترین شواهد این پدیده در سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند، می‌توان به موارد زیر اشاره نمود: (Sato, 1975؛Stimac and Pearce, 1992 ).

1- وجود بافت غربالی در پلاژیوکلاز‌ها، سانیدین‌ها و بیوتیت.

2- حاشیه غبار آلود پلاژیوکلاز‌ها، سانیدین‌ها (قرار‌گیری پلاژیوکلازهای حرارت پایین در مذاب حرارت بالاتر و عدم تعادل این کانی پس از تبلور) در پلاژیوکلاز موجود در آندزیت‌ها.

3- وجود منطقه‌بندی نوسانی در پلاژیوکلاز‌ها و سانیدین‌ها.

4- حاشیه خلیجی اطراف زنوکریست کوارتز.

5- تشکیل هاله‌ای از کلینوپیروکسن واکنشی در اطراف کوارتزها که از ویژگی‌های بسیار مهم آلایش ماگمایی است.

6- وجود چندین نسل پلاژیوکلاز که توسط پلاژیوکلاز‌های غربالی در برگرفته شده‌اند.

7- وجود حالت خوردگی در اطراف پلاژیوکلازها و سانیدین‌ها.

8- بافت آنتی راپاکیوی و پویی‌کلیتیک.

9- احاطه شدن کانی‌هایی از قبیل: بیوتیت، هورنبلند و حتی آپاتیت توسط آلکالی فلدسپار، همگی می‌توانند نشان‌دهنده رخداد آلایش در این سنگ‌ها باشند.

بر اساس شواهد به دست آمده از شیمی‌کانی کلینوپیروکسن‌های آذرین و واکنشی سنگ‌های آندزیتی منطقه ساغند (کوه خشومی)، ماگمای تشکیل‌دهنده این سنگ‌ها به سری کالک‌آلکالن و محیط ژئوتکتونیک نواحی کمان‌های آتشفشانی تعلق دارد. ماگماهای کالک‌آلکالن ویژه نواحی فرورانش صفحات اقیانوسی به زیر صفحات قاره‌ای هستند (Moeinvaziri and Ahmadi, 2004) و در بیشتر مباحث زمین‌شناسی دلیل رخداد ولکانیسم این منطقه را به و فرورانش اقیانوس نئوتتیس به زیر ایران مرکزی نسبت می‌دهند (Ramezani and Tucker, 2003؛ Verdel et al., 2007؛ Bagheri and Stampfli, 2008؛ (Verdel, 2009.

 

نتیجه‌گیری

بررسی پتروگرافی سنگ‌های ولکانیک ائوسن بالایی بلوک پشت‌بادام (مناطق ساغند، الله‌آباد و چاپدونی) نشان می‌دهد که این سنگ‌ها طی پنج فاز ولکانیسم متفاوت با ترکیب کانی‌شناسی متفاوت به وجود آمده‌اند. بر اساس پژوهش‌های شیمی‌کانی، بر روی سنگ‌های ولکانیک ائوسن منطقه ساغند فنوکریست‌های این سنگ‌های ولکانیک شامل: کلینوپیروکسن (اوژیت)، آمفیبول (هورنبلند منیزیم‌دار و اکتینولیت)، بیوتیت، پلاژیوکلاز (آندزین و لابرادوریت)، آلکالی فلدسپار (سانیدین) و کوارتز است. کانی‌های فرعی شامل: زیرکن، اسفن، ایلمنیت و مگنتیت و کانی‌های ثانویه، کلریت (دیابانتیت)، کلسیت، هماتیت، آراگونیت و اپیدوت هستند. همچنین، بررسی‌های انجام شده بیانگر این امر است که ماگمای به‌وجود آورنده سنگ‌های آتشفشانی گفته شده، دارای ترکیب ساب‌آلکالن (کالک‌آلکالن) است. ترمومتری فلدسپارها، دمای حدوداً 610 تا 640 درجه سانتیگراد و بارومتری پیروکسن‌ها فشار کمتر از 5 کیلوبار را پیشنهاد می‌کند. مقدار آب موجود در ماگما نیز، در طی تبلور کلینوپیروکسن‌ها متغیر بوده است. نمودار ژئوتکتونیک، تعلق این سنگ‌ها را به محیط‌های کمان آتشفشانی نشان می‌دهد. وجود بیشترین شواهد آلایش در مقیاس ماکروسکوپی (وجود آنکلاوهای قدیمی که با سنگ‌های ولکانیک ائوسن در بر‌گرفته شده‌اند) و میکروسکوپی (تشکیل کلینوپیروکسن‌های واکنشی در حاشیه زنوکریست‌های کوارتز، وجود بافت غربالی، بافت آنتی راپاکیوی، منطقه‌بندی نوسانی پلاژیوکلاز‌ها و نیز، خوردگی خلیجی حاشیه زنوکریست‌های کوارتز) در منطقه ساغند، گویای سرعت اندک صعود ماگما به سطح است. در نتیجه، ماگمای صعود کننده برای رسیدن به سطح مسیر طولانی‌تر و زمان بیشتری را سپری کرده است. همین امر سبب شده است که ماگما زمان کافی برای آلایش با سنگ دیواره در اختیار داشته باشد. بیشترین حجم سنگ‌های ولکانیک ائوسن موجود در این بلوک، در منطقه چاپدونی مشاهده می‌شود که بیانگر فعالیت شدید گسل چاپدونی است. وجود حجم اندک سنگ‌های ولکانیک و شواهد اندک آلایش در منطقه الله‌آباد، بیانگر سرعت زیاد ماگمای صعود کننده در منطقه الله‌آباد است.

سپاسگزاری

نگارندگان مقاله از دانشگاه اصفهان به دلیل حمایت‌های مالی و از آقای پروفسور Shoji Arai و خانم دکتر تهمینه پیرنیا، به دلیل انجام تحلیل‌های مایکروپروب سپاسگزاری

Aghanabati, A. (2006) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran.

Aoki, K. and Shiba, I. (1993) Pyroxenes from lherzolite inclusions of Itinom e-gata, Japan. Lithos 6: 41-51.

Bagheri, S. and Stampfli, G. M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: New geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics 451: 123-155.

Bence, A. E., Papike, J. J. and Ayuso, R. A. (1975) Petrology of Atlantic island arcs. Geological Society of American Bulletin 100: 1503-1527.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1997) Rock-forming minerals, Double chain Silicates. Vol. 2B, 2nd edition, Geological Society of London, London.

Didier, J. and Barbarin, B. (1991) Enclaves and granite petrology, Bibliography. Elsevier, Amsterdam.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentration in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analysis, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Haghipour, A. (1974) Etude geologique de la region de Biabanak-Bafq (Iran Central); petrologie et tectonique du socle Precambrien et de sa couverture. PhD thesis, Universite Scientifique et Medicale de Grenoble, France.

Helmy, H. M., Ahmed, A. F., El Mahallawi, M. M. and Ali, S. M. (2004) Pressure, temperature and oxygen fugacity conditions of calc-alkaline granitoids, Eastern Desert of Egypt and tectonic implications. Journal of African Earth Science 38: 255-268.

Helz, R. T. (1973) Phase relations of basalts in their melting ranges at PH2O=5 kb as a function of oxygen fugacity, Part I. Mafic phases. Journal of Petrology 14: 249-302.

Hey, M. H. (1954) A new review of the chlorites. Mineralogical Magazine 30: 277-292.

Humphreys, M. C. S., Blundy, J. D., Stephan, R. and Sparka, J. (2006) Magma evolution and open-system processes at Shiveluch volcano: insights from phenocryst zoning. Journal of Petrology 47: 2303-2334.

Kargaranbafghi, F., Neubauer, F. and Genser, J. (2010) Cenozoic kinematic evolution of southwestern Central Iran: Strain partitioning and accommodation of Arabia-Eurasia convergence. Tectonophysics 12: 1-23.

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

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260: 267-288.

Leake, B. E., Wolley, A. R., Arps, C. E., Birch, S. W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H,. Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C.,. Stephenson, N. C. N , Ungaretti, L., whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of amphiboles , report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new minerals and mineral names. European Journal of Mineralogy 9: 623-651.

Moeinvaziri, H. and Ahmadi, A. (2004) Petrography and petrology of igneous rocks. Tarbiat Moallem University Pubications, Tehran.

Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A. K., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist 73: 1123-1133.

Nadimi, A. R. (2007) Evolution of the Central Iranian basement. Gondwana Research 12: 324-333.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic setting. Ibid 63: 149-160.

Perchuk, L. L., Aranovich, L. Y., Podlesskii, K. K.,. Layrant'eva, I. V, Gerasi-mov, V. Y.and Fed'kin V. V. (1985) Precambrian granulites of the Aidam Shield, eastern Siberia, USSR: Journal of Metamorphic Geology 3: 265-310.

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics: American Journal of Science 303: 622-665.

Rutherford, M. J. (1993) Experimental petrology applied to volcanic processes. American Geophysical Union 74: 49-52.

Sato, H. (1975) Diffusion coronas around quartz xenocrysts in andesite and basalt from Tertiary volcanic region in Northeastern Shikoku, Japan. Contributions to Mineralogy and Petrology 50: 49-64.

Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E (1979) Statitical analysis of clinopyroxenes from deep-sea basalts. Amrican Mineralogist 64: 501-513.

Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope, Chapman and Hall, London.

Stimac, A. J. and Pearce, H. T. (1992) Textural eyidence of mafic-felsic magma interaction in dacite lavas, Clear Lake, California. American Mineralogist 77: 795-809.

Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in melt of the system diopside-albite-anorthite, and the origin of dusty plagioclase in andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology 89: 1-16.

Verdel, C. (2009) Cenozoic geology of Iran: in integrated study of extensional tectonics and related volcanicm: PhD thesis, California Institute of Technology, Pasadena, California.

Verdel, C., Wernicke, B. P., Ramezani, J., Hassanzadeh, J., Renne, P. R. and Spell, T. L (2007) Geology and thermochronology of Tertiary Cordilleran-style metamorphic core complexes in the Saghand region of central Iran. Geological Society of America Bulletin 119: 961-977.