شیمی کانی‌، دمافشارسنجی و جایگاه زمین‌ساختی ماگمای سازندة سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه پسین منطقه کجید (جنوب لاهیجان، البرز شمالی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‏‌شیمی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

چکیده

سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید (جنوب لاهیجان) در دامنه شمالی البرز رخنمون دارند. بیشتر این سنگ‌ها ساختار بالشی نشان می‌دهند و با سریِ دایک‌های قطع‌کننده همراه هستند. برپایه، روابط سنگ‌چینه‌ای و سنگ‏‌آهک‌های پلاژیک میان‌بالشی، این سنگ‌های آتشفشانی به سن کرتاسه پسین هستند. بیشتر سنگ‌های‌ آتشفشانی منطقه کجید ترکیب بازیک دارند (الیوین‌بازالت و بازالت) و شمار کمی از آنها نیز در ترم‌های جدایش‌یافته‌تر (مانند: تراکی‌آندزیت و داسیت) جای می‌گیرند. مقدار فورستریت (Fo) در فنوکریست‌های الیوین از 63 تا 83 درصد مولی است. بلورهای کلینوپیروکسن به‌صورت فنوکریست و نیز در زمینه سنگ هستند و ترکیب اوژیت تا دیوپسید دارند. مقدار Na2O، Al2O3 و TiO2 در آنها به‌ترتیب 24/0 تا 68/0، 3/2 تا 53/6 و 1 تا 1/5 درصد وزنی است. افزون‌بر این، ترکیب کلی پلاژیوکلازها، لابرادوریت (An = 51-68 درصد مولی) است. داده‌های به‌دست‌آمده از کاربرد روش‌های دمافشارسنجی‌ گوناگون برای کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و الیوین با یکدیگر همخوانی خوبی نشان می‌دهند. بررسی‌های دماسنجی گوناگون بازة دمایی نزدیک به 1100 تا 1250 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهند و با دمای مذابی بازیک همخوانی دارند. افزون‌بر این، فشارسنجی کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز برای فنوکریست‌ها (4 تا 8 کیلوبار) و بلورهای زمینه سنگ (کمتر از 5 کیلوبار) نیز به‌ترتیب با ژرفای پوسته میانی- زیرین و پوسته بالایی همخوانی دارد. برپایه شیمی کلینوپیروکسن، مذاب‌ها ترکیب بازالت آلکالن داشته‌ و در پهنه ماگمایی- زمین‌ساختی درون‌صفحه‌ای (کافت درون‌قاره‌ای) پدیدآمده‌اند. حجم بزرگی از فوران‌های بازالتیِ کرتاسه پسین در البرز شمالی چه‌بسا با آنومالی چشمگیر دمایی در گوشته‌ همراه با بالاآمدن سست‌کره و فعالیت نقطه داغ/ پلوم گوشته‌ای در ارتباط بوده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Mineral chemistry, thermobarometry and tectonomagmatic setting of Late-Cretaceous volcanic rocks from the Kojid area (south of Lahijan, northern Alborz)

نویسندگان [English]

  • morteza delavari
  • Razieh Moradi
  • Amir Ali Tabbakh Shabani
Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, University of Kharazmi, Tehran, Iran
چکیده [English]

The volcanic rocks of Kojid area (south of Lahijan) crop out in northern Alborz. They show mainly pillow structure with numerous cross-cutting dykes. Based on lithostratigraphic relationships and interpillow pelagic limestones, the volcanics are Late Cretaceous in age. The volcanics of Kojid area are predominantly basic in composition (olivine basalt and basalt) and minor more evolved suites such as trachyandesite and dacite. Olivine phenocrysts display forsterite (Fo) content of 63 to 83%. The phenocrystic and interstitial clinopyroxene crystals are augite to diopside in composition, with Na2O, Al2O3 and TiO2 contents of 0.24- 0.68, 2.3-6.53 and 1-5.1 wt.%, respectively. Furthermore, plagioclase is labradorite (An%= 51-68). The results of various geothermobarometric methods of clinopyroxene, plagioclase and olivine indicate good correlation with each other. Different thermometric calculations yielded temperatures in the range of 1100 to 1250 °C which are compatible with temperatures of basic melts. Moreover, clinopyroxene and plagioclase barometry of the phenocrysts (4 to 8 Kb) and interstitial phases (

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mineral Chemistry
  • Thermobarometry
  • Basalt
  • Cretaceous
  • Alborz

البرز پهنه‌ کوهزایی دربردارندة مرز جنوبی خزر و بخشی از پهنه کوهزایی آلپ- هیمالیا بوده و روند ساختاری آن کمابیش خاوری- باختری است (Stöcklin, 1974). پهنه کوهزایی البرز رویدادهای گوناگون زمین‌ساختی و ماگمایی را در خود ثبت کرده است. بیشتر این رویدادها پس از بسته‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس و در پی برخورد خردقاره‌های سیمرین با اوراسیا روی داده‌اند (Şengör, 1992; Alavi, 1996; Zanchi et al., 2006). به گفته دیگر، با پیدایش اقیانوس پالئوتتیس، البرز مرز غیرفعالی در شمال گندوانا بوده که با پیدایش نئوتتیس، همراه با سرزمین‌های سیمرین از شمال گندوانا جدا شده و به‌سوی اوراسیا جابجا شده است (Berberian and King, 1981; Besse et al., 1998; Angiolini et al., 2013; Berra and Angiolini, 2014). بسته‏‌شدن اقیانوس پالئوتتیس در تریاس پسین (کوهزایی ائوسیمرین) در قاعده نهشته‌های آواری گروه شمشک (تریاس پسین- ژوراسیک)، ناپیوستگی پدید آورده است (Muttoni et al., 2009; Wilmsen et al., 2009; Zanchi et al., 2009). با اینکه بجا‌مانده‌های اقیانوس پالئوتتیس در البرز، رخنمون گسترده‌ای ندارند و تنها اندکی در منطقه مشهد و رشت دیده می‌شوند؛ اما نشانه‌های ارزشمندی برای بررسی و دریافتن سرگذشت زمین‌ساختی البرز هستند (Zanchetta et al., 2013; Rossetti et al., 2017). در حقیقت، بخش بزرگی از دگرریختی‌های ساختاری و پیدایش چهره ریخت‌شناسی کنونی البرز پیامد فرایندهای زمین‌ساختی است که در پی جابجایی صفحه عربی به‌سوی شمال و در پایان بسته‏‌شدن نئوتتیس در پایان سنوزوییک روی داده‌اند (Allen et al., 2003).

در کل، از دیدگاه سنگ‌شناختی، واحدهای گوناگون رسوبی و آذرین در البرز، در دوران‌های گوناگون از پرکامبرین تا سنوزوییک و کواترنری رخنمون دارند. برپایه بررسی رخساره‌های سنگی، هفت واحد زمین‌ساختی- چینه‌شناختی در سیستم کوهزایی البرز از پرکامبرین تا سنوزوییک شناخته شده‌اند (Alavi, 1996). توالی‌های پلاتفرمی برقاره‌ای پرکامبرین بالایی تا اردویسین زیرین، سنگ‌های ماگمایی اردویسین میانی تا دونین و توالی‌های فلات قاره‌ای دونین تا تریاس میانی از کهن‌ترین این سنگ‌ها هستند. در ادامه توالی‌های آواری پیش بوم تریاس بالایی تا ژوراسیک زیرین، توالی‌های ناپیوسته برقاره‌ای- فلات قاره‌ای ژوراسیک میانی تا کرتاسه بالایی، مجموعه سنگ‌های پهنه ماگمایی کرتاسه بالایی و سنوزوییک و در پایان آواری‌های هم‌زمان با کوهزایی سنوزوییک دیده می‌شوند. در این پژوهش، سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه پسین منطقه کجید (جنوب لاهیجان) بررسی شده‌اند. فرایند‌های آتشفشانی در البرز، در پالئوزوییک و آغاز مزوزوییک چندان گستردگی نداشته‌اند؛ اگرچه در کرتاسه، فوران‌های آتشفشانی زیردریایی مهمی در بخش‌های شمالی البرز رخ داده‌اند (Stöcklin, 1974). چنین فوران‌هایی در البرز باختری و منطقه تالش نیز با گستردگی چشمگیر دیده می‌شوند (Clark et al., 1977)؛ اگرچه در بخش‌های دیگر البرز (مانند: البرز جنوبی و خاوری) و نیز منطقه آذربایجان فوران‌های ژرف دریایی به سن کرتاسه پسین دیده نمی‌شوند. سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید که در بخش جنوب لاهیجان (منطقه جواهرده- لنگرود) رخنمون گسترده‌ای دارند، بخشی از همین ولکانیسم زیردریایی هستند. گسترش این واحد آتشفشانی در سطح رخنمون بیشتر از 500 کیلومتر مربع است. سنگ‌های آتشفشانی یادشده بیشتر ترکیب بازیک دارند؛ اما بررسی‌های چندانی روی آنها انجام نشده است. افزون‌بر این، گوناگونیِ دیدگاه‌ها در بررسی‌های پیشین درباره پیدایش و جایگاه زمین‌ساختی این سنگ‌ها، اهمیت بررسی آنها را آشکارتر می‌کند. در برخی بررسی‌های گذشته، سنگ‌های ماگمایی کرتاسه پسین البرز با رخنمون‌های افیولیتی مرتبط دانسته شده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که بازالت‌های آلکالن البرز شمالی بخشی از افیولیت پهنه خزر جنوبی و با سرشت بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی دانسته شده‌اند (Salavati, 2008). در بررسی‌ دیگری، شیمی سنگ‌های مافیک و الترامافیک نفوذی ماگماتیسم کرتاسه جنوب لاهیجان بررسی شده و آنها بخشی از توالی افیولیت بالای پهنه فرورانش دانسته‌اند (Salavati et al., 2012). در برابر اینها، پژوهش‌های دیگری نیز خاستگاه ماگماتیسم کرتاسه البرز شمالی را درون‌صفحه‌ای (کافت قاره‌ای) دانسته‌اند (Zaeimnia et al., 2011; Haghnazar, 2012; Haghnazar et al., 2015). Zaeimnia و همکاران (2011) سنگ‌زاییِ سنگ‌های آلکالن جنوب املش در جنوب دریای خزر را بررسی کردند و دریافتند سنگ‌های یادشده از دیدگاه زمین‏‌شیمیایی، خاستگاه درون‌صفحه‌ای (همانند بازالت‌های جزیره‌های درون‌اقیانوسی) دارند. افزون‌بر این، Haghnazar (2012) گابروهای کرتاسه منطقه جواهردشت در خاور گیلان را بررسی کرده‌ و آنها را پیامد ماگماتیسم درون‌صفحه‌ای قاره‌ای دانسته است. در بررسی دیگری، Haghnazar و همکاران (2015) دربارة جایگاه ماگمایی- زمین‌ساختی بازالت‌های بالشی کرتاسه در دامنه شمالی البرز بحث کرده‌اند و از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی آنها را به کافت‌های درون‌قاره‌ای وابسته دانسته‌اند.

در این پژوهش ویژگی‌های کانی‌شناختی این سنگ‌ها بررسی شده و برپایه آن تا اندازه‌ای به بحث دربارة سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی نیز پرداخته شده است. افزون‌بر این، با بهره‌گیری از داده‌های شیمیایی کانی‌ها و روش‌های دمافشارسنجی گوناگون، به بررسی شرایط تبلور و تعادل کانی‌ها در سیستم ماگمایی پرداخته شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

محدوده بررسی‌شده میان طول‌های جغرافیایی خاوری ́45°49 تا ́30°50 و عرض‌های جغرافیایی شمالی ́45°36 تا ́15°37 جای گرفته و بخشی از دامنه شمالی البرز مرکزی است (شکل 1). از دیدگاه ریخت‌شناسی، این منطقه دربرگیرنده کوه‌های بلندی است که با آبراهه‌های کمابیش ژرف قطع شده است. در منطقه جواهرده- لنگرود، در کل، روند اصلی بلندی‌ها و همچنین، روند ساختاری و راستای گسل‌ها شمال‌باختری- جنوب‌خاوری تا خاوری- باختری است (Annells et al., 1985).


 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی محدوده جنوب لاهیجان (برگرفته از نقشه 250000/1 قزوین- رشت (Annells et al., 1985)، با رسم دوباره و تغییر)

 

 

تراکم پوشش جنگلی در عرض‌های شمالی‌تر بسیار است؛ اما با افزایش بلندا از تراکم آنها کاسته می‌شود و ازاین‌رو، برونزدهای خوبی برای بررسی‌های زمین‌شناسی دارند. در منطقه جواهرده- لنگرود، واحدهای پالئوزوییک زیرین و کهن‌تر رخنمون فراوانی ندارند (Baharfiruzi et al., 2003; Rahmati Iikhchi and Mosavi, 2004) و تنها رخنمون‌های کمی از سازند باروت و لالون دیده می‌شوند. در مقابل، واحدهای پالئوزوییک بالایی (مانند: سازند مبارک به‌سن کربونیفر زیرین، سازندهای درود، روته و نسن به‌سن پرمین) رخنمون چشمگیری دارند؛ به‌ویژه سازند روته (سنگ آهک‌های خاکستری تیره تا روشن متوسط تا ضخیم‌لایه پرمین میانی) که بیشترین برونزد را نشان می‌دهد (Baharfiruzi et al., 2003). گذشته از واحدهای یادشده، بخش بزرگی از واحدهای سنگ‌شناسی منطقه دربردارندة واحدهای تریاس، ژوراسیک، کرتاسه و همچنین، ائوسن هستند (Annells et al., 1985). سنگ‌های کربناتی- دولومیتی تریاس زیرین تا میانی (سازند الیکا) پس از یک وقفه رسوبی روی واحدهای پرمین نهشته شده‌اند و خود این سنگ‌ها با یک وقفه رسوبی (همراه با فعالیت آتشفشانی) با آواری‌های تریاس بالایی- ژوراسیک میانی (سازند شمشک) پوشیده شده‌اند. سپس، واحدهای کربناته- آواری به سن ژوراسیک میانی- کرتاسه زیرین روی سنگ‌های سازند شمشک، جای گرفته‌اند. این سنگ‌ها نیز با سنگ‌های آهکی آپتین- آلبین (سازند تیزکوه) به‌صورت ناپیوسته و با یک قاعده آواری پوشیده می‌شوند (Stöcklin, 1974; Baharfiruzi et al., 2003). نهشته‌های کرتاسه بالایی بیشتر سنگ‌های آهکی (شکل 2- A) و مارنی هستند که در کنار آنها حجم بزرگی از سنگ‌های آتشفشانی خودنمایی می‌کند.

موضوع این بررسی سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه پسین هستند که گسترش بسیاری در محدوده جنوب لاهیجان دارند و بیشتر به دامنه شمالی البرز اختصاص دارند. محدوده بررسی‌شده در نزدیکی روستای کجید است. سنگ‌های آتشفشانی یادشده بیشتر به‌صورت روانه‌های بالشی بازالتی (پیلولاوا) رخنمون دارند (شکل 2- B) و گاه بسیار دگرسان شده‌اند. افزون‌بر این، در برخی بخش‌ها، همراه با این سنگ‌ها، واحدهای ولکانوکلاستیک نیز دیده می‌شوند. در برخی بخش‌ها، بازالت‌ها با دایک‌های فراوانی قطع می‌شوند که ترکیب بیشتر آنها بازیک است. گمان می‌رود دایک‌ها راه خروج گدازه و به‌گونه‌ای، تغذیه‌کننده فوران‌های بزرگ گدازه‌ای در این منطقه بوده‌اند (شکل 2- C). سنگ‌آهک و سنگ‌آهک‌های رسی متوسط تا ضخیم‌لایه با لایه‌بندی منظم، به‌رنگ کرم تا خاکستری و ستبرای چشمگیر، روی سنگ‌های آتشفشانی بازالتی جای گرفته‌اند (شکل 2- D). برپایه چینه‌شناسی و دارابودن فسیل‌های شناخته‌شده، سن این سنگ‌های آهکی کرتاسه پسین و پیش از ماستریشتین است. افزون‌بر این، سنگ‌آهک‌های پلاژیک کرم‌رنگ که لابلای گدازه‌های بالشی (اینترپیلو) جای گرفته‌اند، در سن‌سنجی ولکانیسم بازالتی منطقه کجید (جنوب لاهیجان) و درک بهتر محیط رسوبی آنها به‌کار گرفته شدند و سن کرتاسه پسین را برای این سنگ‌ها نشان دادند. از دیدگاه ویژگی‌های رخساره‌های رسوبی نیز روشن شد که فوران گدازه‌ها در پهنه‌ای دریایی و کمابیش ژرف رخ داده است.

 

 

 

شکل 2- نمای صحرایی واحدهای سنگ‌شناسی منطقه کجید (جنوب لاهیجان). A) نمای صخره‌ساز واحدهای آهکی کرتاسه پسین؛ B) ساخت بالشی در بازالت (پیلولاوا) و رسوب‌های میان بالش‌های بازالت که برای سن‌سنجی سنگ‌های آتشفشانی اهمیت بسیاری دارند؛ C) دایک قطع‌کننده بازالت‌های بالشی که گاه ستبرای آن به بیشتر از یک متر نیز می‌رسد؛ D) نمایی نزدیک از همبری نخستین میان سنگ‌های آهکی کرتاسه پسین و واحد بازالتی


 


روش انجام پژوهش

برای بررسی سنگ‏‌نگاری و شیمی کانی‌های سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید، نزدیک به 84 نمونه از سنگ‌های گوناگون آذرین و سنگ‌های رسوبی همراه آنها برداشت شد. سپس، از همه نمونه‌ها، مقطع‌های نازک ساخته شد. مقطع‌های رسوبی (سنگ‏‌‌های آهکی) نیز برای بررسی‌های فسیل‌شناسی و سن‌سنجی نسبی سنگ‌های آتشفشانی به‌کار برده شدند. همچنین، برای بررسی ترکیب شیمی کانی‌ها، شماری از سالم‌ترین نمونه‌ها برای ساخت مقطع صیقلی و بررسی ترکیب شیمیایی کانی‌ها برگزیده شدند. کانی‌ها با روش ریزکاو الکترونی (EPMA) و با دستگاه JEOL 8200 Superprobe در دانشگاه کالیفرنیای آمریکا (UCLA) تجزیه نقطه‌ای شدند. تجزیه با پنج طیف‌سنج و در بازة زمانی تابش الکترونی ۱۵ تا ۲۰ ثانیه و شتاب ولتاژ 15 keV انجام شد. همچنین، کالیبراسیون EPMA برپایه کانی‌های استاندارد انجام شد.

 

سنگ‏‌نگاری

بررسی‌های میکروسکوپی روی سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید نشان می‌دهند بیشتر آنها ترکیب بازیک و ویژگی‌های کانی‌شناسی و بافتی بسیار گوناگونی دارند. افزون‌بر گدازه‌ها، گاه اندکی سنگ‌های آذرآواری (پیروکلاستیک) نیز دیده می‌شوند؛ اگرچه، برپایه موضوع این بررسی، تنها سنگ‌های آتشفشانی (ولکانیک‌ها) بررسی شده‌اند و به بررسی سنگ‌های آذرآواری پرداخته نشده است. از دیدگاه ویژگی‌های کانی‌شناختی سنگ‌های آتشفشانی بیشتر در گروه الیوین‌بازالت، بازالت و شمار کمی از آنها نیز در ترم‌های جدایش‌یافته‌تر (مانند: تراکی‌آندزیت و داسیت) جای می‌گیرند.

الف- الیوین‌بازالت‌ها: این سنگ‌ها بافت‌های گوناگونی (مانند: پورفیری، میکرولیتیک پورفیری، اینترسرتال و افیتیک) دارند (شکل‌های 3- A تا 3- E) و در آنها فاز فنوکریستی بیشتر دربردارندة الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن است. فنوکریست‌های الیوین کمابیش شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و بخش بزرگی از فنوکریست‌های این سنگ‌ها را در برمی‌گیرند (شکل 3- A). در این سنگ‌ها فنوکریست‌های الیوین در برخی نمونه‌ها کاملاً سالم تا کمابیش سالم هستند و تنها در راستای شکستگی‌ها اندکی سرپانتینی شده‌اند. الیوین نیز گاه کاملاً دگرسان شده و تنها قالب‌هایی از آن برجای مانده که با کانی‌های ثانویه (مانند: سرپانتین، کلریت و ایدنگسیت) جایگزین شده است. در برخی نمونه‌های الیوین‌بازالتی، زمینه سنگ دانه‌ریز و شیشه‌ای است؛ اما در برخی نمونه‌ها، زمینه بافت‌های گوناگونی (مانند: اینترسرتال، افیتیک- ساب افیتیک و اینترگرانولار) دارد (شکل 3- D) و در آن، میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و همچنین، میکروفنوکریست‌های پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن خودنمایی می‌کنند. برپایه بررسی مودال، درصد حجمی فنوکریست‌ها در برابر زمینه متغیر است؛‌ اما در بیشتر آنها، فراوانی مودال فنوکریست‌ها از 20 درصد حجمی بیشتر نیست. از دیدگاه اندازه، در بیشتر نمونه‌ها، فنوکریست‌های الیوین از 3 میلیمتر کوچک‌تر هستند. در این سنگ‌ها، فنوکریست‌های کلینوپیروکسن نیز در بیشتر نمونه‌ها دیده می‌شوند (شکل 3- B). اندازه بیشتر کلینوپیروکسن‌ها کمتر از 2 تا 3 میلیمتر است؛ اگرچه گاه تا نزدیک به 6 میلیمتر نیز می‌رسند. بیشتر کلینوپیروکسن‌ها نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل و گاه کمابیش شکل‌دار هستند. در برخی نمونه‌ها، برخلاف الیوین‌ها که بسیار دگرسان شده‌اند، کلینوپیروکسن‌ها کمابیش سالم هستند.

 

 

 

شکل 3- ویژگی‌های میکروسکوپی (XPL) سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه پسین البرز شمالی (منطقه کجید، جنوب لاهیجان). A) فنوکریست شکل‌دار الیوین در نمونه‌های الیوین‌بازالتی در زمینه بسیار دانه‌ریز از پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن. گاه همانند این شکل، فنوکریست‌های الیوین‌، حاشیه گردشده و یا خلیجی نیز نشان می‌دهند؛ B) فنوکریست‌های الیوین و کلینوپیروکسن در الیوین‌بازالت‌ها. زمینه سنگ بافت اینترسرتال دارد و در آن کلینوپیروکسن به‌صورت بخشی فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز را پر کرده است؛ C) فنوکریست پلاژیوکلاز کمابیش شکل‌دار در الیوین‌بازالت‌ها. حاشیه بلور پلاژیوکلاز بافت غربالی نشان می‌دهد. در زمینه سنگ کلینوپیروکسن اینترستیشیال فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز را پر کرده است؛ D) فنوکریست کمابیش سالم و شکل‌دار الیوین در الیوین‌بازالت‌ها که سرپانتینی‏‌شدن تنها در راستای شکستگی‌های کانی روی داده است. زمینه سنگ بافت اینترگرانولار تا ساب- افیتیک نشان می‌دهد؛ E) بافت میکرولیتی پورفیری در الیوین‌بازالت با فنوکریست‌های الیوین و پلاژیوکلاز؛ F) حضور فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با بافت غربالی در بازالت‌ها؛ G) بافت آمیگدالوییدال در بازالت‌ها که آمیگدال‌ها با کلسیت پر شده‌اند؛ H) بافت تراکیتی با فلدسپارهایی که جهت‌یافتگی جریانی نشان می‌دهند. کمتر از 5 درصد مودال کوارتز نیز در فضای میان فلدسپارها دیده می‌شود؛ I) فنوکریست‌های بیوتیت در داسیت‌ها


 

 

پلاژیوکلاز از دیگر فنوکریست‌های معمول در سنگ‌های الیوین‌بازالتی است. پلاژیوکلاز چه به‌صورت فنوکریست و چه به‌صورت میکرولیت‌های زمینه سنگ در بیشتر نمونه‌ها دیده می‌شوند. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز فراوانی مودال متغیری دارند و در بیشتر نمونه‌ها از 10 درصد بیشتر نیستند. در برخی نمونه‌ها، پلاژیوکلاز فراوانی نسبی کمتر از الیوین و کلینوپیروکسن دارد و اندازه آن از 1 تا 7 میلیمتر است (شکل 3- C). بیشتر پلاژیوکلازها نیز نیمه‌شکل‌دار هستند و معمولاً ماکل آلبیتی دارند. گهگاه الیوین‌بازالت‌هایی با بافت هیالوپورفیری یافت می‌شوند که در آنها، الیوین تنها فنوکریست‌ با فراوانی نزدیک به 15 درصد مودال و اندازه 1 تا 7 میلیمتر است. کانی‌های کدر (اکسیدهای آهن- تیتانیم) کانی فرعی فراوان در الیوین‌بازالت‌ها هستند. کانی‌ کدر بیشتر به‌صورت دانه‌های بی‌شکل در زمینه سنگ دیده می‌شود و در حقیقت، پیامد دگرسانی فازهای فرومنیزین (مانند: الیوین و کلینوپیروکسن) است. این کانی نیز گاه به‌صورت میکروفنوکریست‌های (بیشترشان کوچک‌تر از 5/0 میلیمتر هستند) بی‌شکل دیده می‌شود. فراوانی فازهای کدر چندان نیست (کمتر از 5 درصد مودال)؛ اما در برخی نمونه‌ها تا 15 درصد حجمی زمینه سنگ را فرا می‌گیرند. شدت دگرسانی در نمونه‌ها یکسان نیست؛ به‌گونه‌ای‌که گاه فازهای فنوکریستی و زمینه سنگ کاملاً سالم هستند و دچار تغییر ثانویه چندانی نشده‌اند. در برخی نمونه‌ها نیز کانی‌ها کمابیش دچار دگرسانی شده‌اند. کلینوپیروکسن‌ها نیز گاه دچار دگرسانی کلریتی شده‌اند. در پی دگرسانی پلاژیوکلازها نیز بیشتر سریسیت، کلسیت و گهگاه کلریت پدید می‌آیند.

ب- بازالت‌ها: در این گروه از سنگ‌ها، فنوکریست‌ها بیشتر پلاژیوکلاز (شکل 3- F) و کلینوپیروکسن هستند و فنوکریست‌های الیوین کمتر دیده می‌شوند. در حقیقت، بیشتر نمونه‌های این گروه سنگ‌ها، الیوین ندارند اگرچه چه‌بسا مقدار کمی الیوین (کمتر از 1 درصد مودال) در برخی نمونه‌ها یافت شود؛ زیرا سرشت این سنگ‌ها آلکالن است. این گروه از سنگ‌ها بافت‌هایی مانند میکرولیتی، میکرولیتیک پورفیری، سری‌ایت و آمیگدالوییدال نشان می‌دهند. زمینه سنگ نیز بافت‌های گوناگونی (مانند: تراکیتی، افیتیک- ساب افیتیک و اینترسرتال تا اینترگرانولار) نشان می‌دهد. در سنگ‌هایی که بافت آمیگدالوییدال نشان می‌دهند، حفر‌ه‌ها بیشتر با کلسیت (شکل 3- G) و گاه سیلیس و زئولیت پرشده‌اند. درصد حجمی بیشتر حفر‌ه‌ها کمتر از 10 تا 15 بوده و اندازه بیشتر آنها کوچک‌تر از 2 میلیمتر است. در برخی گروه‌های بازالتی نیز تنها فنوکریست‌های پلاژیوکلاز دیده می‌شوند. در این گروه از سنگ‌ها، فازهای فرومنیزین (کلینوپیروکسن) یا فراوانی چشمگیری ندارند و یا اینکه کاملاً دگرسان شده‌اند. در این سنگ‌ها، پلاژیوکلازها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و به‌صورت فنوکریست و میکرولیت در زمینه، گاه 70 تا 80 درصد حجم سنگ‌ها را در برمی‌گیرند. اندازه فنوکریست‌های پلاژیوکلاز تا نزدیک به 1 سانتیمتر نیز می‌رسد. در برخی نمونه‌های بازالتی نیز تنها میکرولیت‌های پلاژیوکلاز در زمینه سنگ دیده می‌شوند و هیچ فاز فنوکریستی دیگری دیده نمی‌شود. افزون‌بر این، کلسیت بسیاری از فضاهای زمینه این سنگ‌ها را پر کرده است. برخی پرشدگی‌های کلسیت چه‌بسا در قالب فازهای فنوکریستی روی داده‌اند؛ به این معنا که کلسیت در فضاهای مربوط به‌ فنوکریست‌های تجزیه‌شده ته‌نشین شده است. بیشتر پلاژیوکلازها ماکل پلی‌سینتتیک و در برخی نمونه‌ها، بافت غربالی (شکل 3- F) و یا اینکه حاشیه گردشده دارند. بافت غربالی پلاژیوکلازها نشان‌دهنده نبود تعادل بلور با مذاب دربرگیرنده هنگام تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی (مانند: کاهش فشار؛ Nelson and Montana, 1992; Viccaro et al., 2010)، نوسان‌های دما و فشار آب مذاب (Housh and Luhr, 1991) و یا تغییر ترکیب شیمیایی مذاب، اختلاط و امتزاج ماگمایی) است (Stamatelopoulou-Seymour et al., 1990; Singer et al., 1995; Tepley et al., 1999, 2000; Ginibre et al., 2002; Renjith, 2014). کلینوپیروکسن‌ها از دیگر فازهای فنوکریستی مهمی هستند که در سنگ‌های بازالتی فراوانی چشمگیری دارند و بیشترشان از دیدگاه اندازه کوچک‌تر از 5 میلیمتر هستند. بیشتر کلینوپیروکسن‌ها نیمه‌شکل‌دار‌ هستند و درجه‌های متفاوتی از دگرسانی را نشان می‌دهند. در این گروه از سنگ‌ها نیز کانی‌های کدر به‌صورت فازی فرعی و یا کانی ثانویه پدیدآمده از دگرسانی کمابیش دیده می‌شوند.

 

پ- سنگ‌های تراکی‌آندزیت- داسیت: افزون‌بر سنگ‌های بازیک که گسترش چشمگیری دارند، سنگ‌های حد واسط تا اسیدی نیز گهگاه دیده می‌شوند. ازآنجایی‌که این سنگ‌ها در برابر بازالت‌ها در افق بالاتری جای گرفته‌اند، گمان می‌رود از دیدگاه سن نسبی جوان‌تر از بازالت‌ها باشند. در تراکی‌آندزیت‌ها، میکرولیت‌های پلاژیوکلاز درون زمینه کمابیش سالم هستند. این سنگ‌ها بافت تراکیتی (شکل 3- H) تا تراکیتی- پورفیری نشان می‌دهند. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار (سانیدین) کمابیش سالم و گاه کاملاً دگرسان‌شده هستند. کلسیت، سریسیت و گهگاه کلریت از تجزیه فلدسپار پدید آمده‌اند. بیشتر فنوکریست‌های فلدسپار اندازه کمتر از 2 میلیمتر دارند و ماکل‌های آلبیتی و کارلسباد در آنها دیده می‌شود. این فنوکریست‌ها گاه لبه‌های گردشده دارند و در لبة بلورها بافت غربالی نشان می‌دهند. فنوکریست‌های بیوتیت با اندازه کمتر از 1 میلیمتر نیز کمابیش در نمونه‌ها دیده می‌شوند (فراوانی مودال کمتر از 1 درصد حجمی) (شکل 3- I). برخی سنگ‌های تراکیتی بافت تراکیتی- پورفیری دارند و فنوکریست‌های کمابیش بزرگ (تا 5 میلیمتر) آلکالی‌فلدسپار در آنها دیده می‌شوند. این فنوکریست‌ها معمولاً دچار دگرسانی شدیدی شده‌اند؛ اما ماکل کارلسباد آنها به‌خوبی دیده می‌شود. زمینه سنگ نیز بیشتر از فلدسپارهای جهت‌یافته و اندکی کوارتز (نزدیک به 5 درصد حجمی) ساخته شده است. برخی سنگ‌ها ترکیب اسیدی‌تر دارند (داسیتی) و گهگاه فنوکریست‌های کوارتز خلیجی دارند. بیشتر کانی‌های دیگر نیز دگرسانی شدیدی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که دگرسانی در برخی از این نمونه‌ها به‌صورت کلسیتی‏‌شدن و سریسیتی‏‌شدن نمود دارد. در نمونه‌هایی که بسیار دگرسان شده‌اند، نشانه‌های قابل شناسایی از فنوکریست‌ها بجای نمانده است و روشن نیست آیا آنها فنوکریست‌های از خود سنگ بوده‌اند و یا این کانی‌ها زنوکریست بوده‌اند. برخی از این سنگ‌های داسیتی درصد چشمگیری بیوتیت (تا 10 درصد حجمی) دارند. بیشتر میکروفنوکریست‌های بیوتیت اندازه کمتر از 1 میلیمتر دارند. افزون‌بر این، از دیدگاه شکلی نیز بیشتر آنها نیمه‌شکل‌دار و گاه شکل‌دار هستند. بیشتر این کانی‌ها سالم و به‌دور از دگرسانی هستند. لبه‌های بلور این بیوتیت‌ها گاه گردشده است؛ اما مرزهای سوخته ندارند. بیوتیت‌ها نیز همانند میکرولیت‌های فلدسپار در راستای جریان مذاب جهت‌یافتگی پیدا کرده‌اند. دارابودن کانی‌های آبدار (مانند: بیوتیت) نشان‌دهنده شرایط مناسب فیزیکی و شیمیایی (مانند: فشار آب) در سیستم مذاب است (Müntener et al., 2001; Beard et al., 2004; Claeson and Meurer, 2004).

 

شیمی کانی‌ها

ترکیب شیمیایی کانی‌های سنگ‌های بازالتی منطقه کجید (کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و الیوین) که با روش تجزیه ریزکاو الکترونی (میکروپروب) به‌دست‌آمده، در جدول‌های 1 تا 3 آورده شده است.


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای کلینوپیروکسن‌ (برپایه درصد وزنی) در سنگ‌های بازالتی کجید (جنوب لاهیجان)، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی به‌دست‌آمده آنها (برپایه a.p.f.u.) بر پایه 6 اتم اکسیژن (Wo: ولاستونیت؛ En: انستاتیت؛ Fs: فروسیلیت؛ Mg#=100*Mg/(Mg + Fe2+))

Points No.

20

21

22

23

24

25

26

27

28

29

30

SiO2

49.80

49.81

49.89

48.62

48.10

46.28

50.00

49.87

49.15

48.02

50.09

TiO2

1.09

0.96

1.10

1.45

1.86

3.10

1.15

1.17

1.49

1.87

1.66

Al2O3

2.61

2.43

2.59

5.36

5.03

6.07

3.15

3.18

5.44

5.86

3.50

Cr2O3

0.04

0.00

0.01

0.65

0.67

0.23

0.00

0.00

0.46

0.58

0.72

FeO

10.56

10.59

10.39

6.94

7.10

8.86

10.12

10.42

6.74

7.06

6.96

MnO

0.25

0.30

0.25

0.16

0.11

0.17

0.30

0.23

0.17

0.12

0.13

MgO

14.26

14.40

14.53

15.07

14.28

12.82

14.15

14.23

14.91

14.18

14.50

CaO

19.10

19.03

19.02

20.21

20.79

20.10

19.27

19.07

20.34

20.83

20.99

Na2O

0.36

0.41

0.39

0.38

0.38

0.40

0.44

0.46

0.42

0.40

0.39

K2O

0.00

0.00

0.03

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

Total

98.06

97.92

98.19

98.88

98.33

98.02

98.57

98.64

99.12

98.92

98.94

Si

1.894

1.895

1.892

1.811

1.810

1.764

1.889

1.883

1.826

1.794

1.876

Ti

0.031

0.028

0.031

0.041

0.053

0.089

0.033

0.033

0.042

0.053

0.047

AlIV

0.106

0.105

0.108

0.189

0.190

0.236

0.111

0.117

0.174

0.206

0.124

AlVI

0.011

0.004

0.007

0.047

0.033

0.037

0.029

0.024

0.064

0.053

0.030

Cr

0.001

0.000

0.000

0.019

0.020

0.007

0.000

0.000

0.013

0.017

0.021

Fe3+

0.058

0.077

0.067

0.069

0.060

0.043

0.049

0.061

0.043

0.059

0.007

Fe2+

0.277

0.260

0.263

0.147

0.164

0.239

0.271

0.268

0.166

0.161

0.210

Mn

0.008

0.010

0.008

0.005

0.004

0.006

0.009

0.007

0.005

0.004

0.004

Mg

0.808

0.816

0.821

0.837

0.801

0.728

0.797

0.801

0.826

0.790

0.809

Ca

0.778

0.776

0.773

0.807

0.838

0.821

0.780

0.772

0.810

0.834

0.842

Na

0.026

0.030

0.029

0.028

0.028

0.030

0.032

0.034

0.030

0.029

0.028

K

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Total

4.000

4.000

4.001

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

Wo

40.32

40.02

40.00

43.24

44.91

44.68

40.93

40.42

43.76

45.11

44.96

En

41.87

42.12

42.53

44.89

42.93

39.64

41.80

41.96

44.64

42.74

43.19

Fs

17.81

17.87

17.48

11.87

12.16

15.67

17.26

17.62

11.60

12.14

11.85

Mg#

74.45

75.83

75.77

85.03

83.05

75.28

74.62

74.92

83.26

83.04

79.36

 

جدول 1- ادامه

Points No.

31

32

33

34

49

50

51

52

58

59

60

SiO2

44.68

46.15

50.28

51.03

43.99

46.07

46.02

46.25

44.70

44.79

44.76

TiO2

5.13

3.04

1.37

1.26

4.83

3.38

3.37

3.25

4.45

4.41

4.54

Al2O3

5.36

6.40

2.52

2.31

5.82

4.68

5.05

4.64

5.48

5.40

5.55

Cr2O3

0.00

0.53

0.25

0.25

0.10

0.00

0.01

0.06

0.14

0.14

0.10

FeO

13.07

8.27

8.28

9.76

12.04

11.75

9.85

9.98

11.57

11.34

11.40

MnO

0.22

0.16

0.19

0.22

0.16

0.23

0.17

0.17

0.18

0.22

0.20

MgO

10.18

12.84

14.42

16.25

10.01

10.55

11.88

12.20

10.56

10.47

10.40

CaO

20.09

20.04

20.64

17.55

20.72

20.99

21.20

20.94

20.83

20.97

20.89

Na2O

0.52

0.37

0.30

0.24

0.56

0.58

0.50

0.49

0.58

0.54

0.58

K2O

0.03

0.00

0.02

0.03

0.00

0.03

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

Total

99.27

97.79

98.27

98.90

98.22

98.26

98.06

97.99

98.49

98.29

98.44

Si

1.731

1.762

1.901

1.912

1.716

1.782

1.767

1.779

1.733

1.739

1.735

Ti

0.149

0.087

0.039

0.035

0.142

0.098

0.097

0.094

0.130

0.129

0.132

AlIV

0.245

0.238

0.099

0.088

0.268

0.213

0.229

0.211

0.250

0.247

0.254

AlVI

0.000

0.050

0.014

0.014

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Cr

0.000

0.016

0.007

0.008

0.003

0.000

0.000

0.002

0.004

0.004

0.003

Fe3+

0.000

0.025

0.022

0.013

0.024

0.060

0.071

0.057

0.030

0.026

0.030

Fe2+

0.423

0.239

0.240

0.293

0.369

0.320

0.246

0.264

0.345

0.343

0.340

Mn

0.007

0.005

0.006

0.007

0.005

0.008

0.006

0.006

0.006

0.007

0.007

Mg

0.588

0.731

0.813

0.908

0.582

0.608

0.680

0.699

0.610

0.606

0.601

Ca

0.834

0.820

0.836

0.705

0.866

0.870

0.872

0.863

0.865

0.872

0.867

Na

0.039

0.028

0.022

0.017

0.043

0.043

0.037

0.037

0.043

0.041

0.044

K

0.001

0.000

0.001

0.002

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

Total

4.018

4.000

4.000

4.001

4.017

4.005

4.005

4.011

4.017

4.014

4.012

Wo

45.01

45.05

43.62

36.60

46.91

46.62

46.54

45.69

46.60

47.06

47.04

En

31.74

40.16

42.40

47.15

31.52

32.61

36.29

37.02

32.88

32.68

32.58

Fs

23.25

14.79

13.98

16.25

21.56

20.78

17.17

17.29

20.52

20.26

20.39

Mg#

58.13

75.39

77.20

75.58

61.19

65.50

73.48

72.61

63.88

63.88

63.87

 


جدول 1- ادامه

Points No.

62

68

69

70

71

72

73

74

75

76

77

78

SiO2

45.02

46.55

47.58

47.83

46.91

47.39

44.08

44.63

44.49

44.75

47.02

45.50

TiO2

4.41

3.32

2.84

2.73

3.08

3.04

4.78

4.65

4.82

4.52

2.80

3.96

Al2O3

5.52

5.18

4.05

3.71

4.49

4.50

6.53

5.72

5.90

5.42

4.31

5.66

Cr2O3

0.09

0.02

0.00

0.07

0.01

0.02

0.17

0.06

0.06

0.00

0.05

0.12

FeO

11.35

11.95

12.38

12.97

11.39

11.49

11.57

11.80

12.27

12.72

13.78

11.23

MnO

0.13

0.22

0.21

0.26

0.22

0.19

0.22

0.20

0.19

0.21

0.24

0.14

MgO

10.42

10.83

10.51

10.45

11.26

11.31

10.13

9.92

9.64

9.61

9.32

10.40

CaO

20.83

20.68

21.10

20.71

20.95

20.79

20.44

20.68

20.73

21.00

20.86

21.13

Na2O

0.58

0.51

0.51

0.56

0.46

0.49

0.58

0.59

0.59

0.58

0.57

0.68

K2O

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

0.01

Total

98.37

99.26

99.18

99.29

98.76

99.20

98.50

98.25

98.68

98.81

98.98

98.83

Si

1.742

1.779

1.825

1.836

1.798

1.808

1.704

1.734

1.725

1.739

1.820

1.746

Ti

0.128

0.095

0.082

0.079

0.089

0.087

0.139

0.136

0.140

0.132

0.082

0.114

AlIV

0.252

0.221

0.175

0.164

0.202

0.192

0.296

0.262

0.270

0.248

0.180

0.254

AlVI

0.000

0.013

0.008

0.003

0.001

0.010

0.001

0.000

0.000

0.000

0.017

0.002

Cr

0.003

0.001

0.000

0.002

0.000

0.000

0.005

0.002

0.002

0.000

0.002

0.004

Fe3+

0.036

0.054

0.041

0.043

0.057

0.043

0.055

0.032

0.031

0.028

0.041

0.070

Fe2+

0.331

0.328

0.357

0.373

0.308

0.324

0.318

0.351

0.367

0.385

0.405

0.291

Mn

0.004

0.007

0.007

0.008

0.007

0.006

0.007

0.006

0.006

0.007

0.008

0.005

Mg

0.601

0.617

0.601

0.598

0.644

0.643

0.583

0.574

0.557

0.557

0.538

0.595

Ca

0.864

0.847

0.867

0.851

0.860

0.850

0.847

0.861

0.862

0.874

0.865

0.869

Na

0.043

0.038

0.038

0.042

0.034

0.036

0.044

0.044

0.044

0.044

0.043

0.051

K

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

Total

4.006

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.000

4.004

4.005

4.013

4.001

4.000

Wo

47.03

45.70

46.31

45.44

45.86

45.55

46.74

47.17

47.26

47.22

46.60

47.51

En

32.73

33.29

32.10

31.90

34.31

34.48

32.21

31.47

30.56

30.07

28.96

32.54

Fs

20.23

21.01

21.59

22.66

19.84

19.97

21.04

21.36

22.18

22.71

24.45

19.95

Mg#

64.47

65.27

62.76

61.59

67.65

66.52

64.69

62.05

60.30

59.08

57.03

67.18

 

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلاز (برپایه درصد وزنی) در سنگ‌های بازالتی کجید (جنوب لاهیجان)، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی به‌دست‌آمده آنها (برپایه a.p.f.u.) بر پایه 8 اتم اکسیژن (Ab: آلبیت؛ An: آنورتیت؛ Or: ارتوکلاز)

Sample No.

KO-4

                 

Points No.

5

7

8

9

10

11

12

13

14

15

SiO2

52.31

51.81

52.29

51.94

51.75

52.18

53.69

54.02

50.43

51.34

TiO2

0.08

0.15

0.12

0.07

0.18

0.13

0.15

0.12

0.16

0.15

Al2O3

29.83

29.55

29.62

29.98

29.89

29.75

28.66

28.40

30.71

30.20

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO

0.54

0.51

0.57

0.59

0.69

0.63

0.53

0.60

0.75

0.61

MnO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

0.09

0.08

0.08

0.10

0.17

0.13

0.09

0.09

0.18

0.17

CaO

12.18

12.30

12.14

12.55

12.78

12.16

11.06

11.04

13.63

12.86

Na2O

4.29

4.29

4.34

4.20

3.93

4.30

4.89

4.95

3.51

3.85

K2O

0.32

0.31

0.32

0.30

0.28

0.39

0.47

0.41

0.21

0.27

Total

99.64

99.00

99.47

99.73

99.68

99.68

99.53

99.63

99.59

99.45

Si

2.385

2.380

2.389

2.370

2.364

2.381

2.444

2.456

2.313

2.350

Ti

0.003

0.005

0.004

0.002

0.006

0.004

0.005

0.004

0.005

0.005

Al

1.603

1.600

1.595

1.612

1.609

1.600

1.538

1.522

1.660

1.630

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe2+

0.021

0.020

0.022

0.023

0.026

0.024

0.020

0.023

0.029

0.023

Mn

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

Mg

0.006

0.005

0.005

0.007

0.012

0.009

0.006

0.006

0.012

0.012

Ca

0.595

0.605

0.594

0.613

0.626

0.594

0.540

0.538

0.670

0.631

Na

0.379

0.382

0.384

0.372

0.348

0.380

0.432

0.437

0.312

0.342

K

0.018

0.018

0.018

0.018

0.016

0.023

0.027

0.024

0.013

0.016

Total

5.010

5.015

5.011

5.016

5.007

5.016

5.011

5.009

5.014

5.009

Ab

38.21

38.01

38.53

37.07

35.14

38.12

43.22

43.75

31.38

34.60

An

59.94

60.21

59.62

61.17

63.23

59.62

54.04

53.87

67.36

63.81

Or

1.85

1.78

1.85

1.76

1.63

2.26

2.74

2.38

1.26

1.60

 


جدول 2- ادامه

Sample No.

       

KO-13

     

Points No.

16

17

18

19

53

54

55

56

57

SiO2

52.13

53.24

52.41

54.48

51.47

51.10

51.12

51.85

50.04

TiO2

0.17

0.19

0.15

0.21

0.16

0.10

0.13

0.14

0.10

Al2O3

30.27

28.92

29.47

27.63

29.59

29.34

29.54

29.10

30.83

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

FeO

0.68

0.68

0.63

0.67

0.51

0.56

0.55

0.58

0.63

MnO

0.03

0.04

0.03

0.00

0.05

0.00

0.02

0.02

0.00

MgO

0.21

0.13

0.13

0.13

0.14

0.15

0.15

0.17

0.13

CaO

12.56

11.58

12.23

10.48

12.36

12.47

12.34

11.94

13.84

Na2O

4.15

4.78

4.50

5.10

4.10

3.94

4.10

4.40

3.37

K2O

0.29

0.41

0.32

0.57

0.43

0.35

0.47

0.42

0.23

Total

100.47

99.95

99.86

99.27

98.78

98.01

98.42

98.61

99.17

Si

2.362

2.420

2.388

2.485

2.371

2.372

2.366

2.392

2.305

Ti

0.006

0.006

0.005

0.007

0.006

0.003

0.005

0.005

0.004

Al

1.616

1.550

1.583

1.485

1.607

1.605

1.611

1.582

1.673

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

Fe2+

0.026

0.026

0.024

0.026

0.019

0.022

0.021

0.022

0.024

Mn

0.001

0.002

0.001

0.000

0.002

0.000

0.001

0.001

0.000

Mg

0.014

0.008

0.009

0.009

0.009

0.010

0.010

0.012

0.009

Ca

0.609

0.564

0.597

0.512

0.610

0.620

0.612

0.590

0.683

Na

0.364

0.421

0.397

0.451

0.366

0.355

0.368

0.393

0.301

K

0.017

0.023

0.018

0.033

0.025

0.020

0.028

0.025

0.014

Total

5.015

5.021

5.023

5.008

5.015

5.009

5.021

5.022

5.012

Ab

36.78

41.76

39.22

45.29

36.57

35.62

36.52

39.00

30.16

An

61.55

55.92

58.97

51.41

60.93

62.32

60.73

58.52

68.47

Or

1.68

2.33

1.81

3.30

2.50

2.05

2.74

2.47

1.37

 

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای الیوین (برپایه درصد وزنی) در سنگ‌های بازالتی کجید در جنوب لاهیجان (نمونه KO13)، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی به‌دست‌آمده آنها (برپایه a.p.f.u.) بر پایه 4 اتم اکسیژن (Fo: فورستریت؛ Fa: فایالیت؛ Mg#=100*Mg/(Mg + Fe2+))

Points No.

39

40

41

43

44

45

46

47

48

61

63

64

65

66

67

SiO2

39.08

39.01

37.89

39.31

39.27

38.13

38.26

38.01

37.93

37.51

38.08

36.37

37.69

37.31

37.73

TiO2

0.00

0.02

0.04

0.00

0.03

0.04

0.00

0.03

0.02

0.06

0.02

0.08

0.07

0.10

0.03

Al2O3

0.00

0.03

0.02

0.05

0.02

0.01

0.05

0.01

0.03

0.04

0.05

0.01

0.02

0.02

0.00

Cr2O3

0.08

0.00

0.03

0.04

0.08

0.00

0.00

0.04

0.04

0.03

0.01

0.00

0.07

0.03

0.03

FeO

15.40

15.57

22.35

15.52

16.96

22.50

21.70

22.59

23.88

24.97

24.61

31.60

25.68

27.59

25.36

MnO

0.20

0.18

0.36

0.16

0.21

0.29

0.28

0.28

0.30

0.31

0.35

0.40

0.39

0.39

0.34

MgO

43.90

43.26

38.30

44.03

43.24

38.49

39.25

38.63

37.36

36.33

36.42

30.37

35.51

33.82

36.08

CaO

0.24

0.26

0.25

0.25

0.22

0.26

0.26

0.27

0.27

0.37

0.33

0.46

0.36

0.40

0.40

Na2O

0.03

0.03

0.02

0.03

0.00

0.04

0.04

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.04

Total

98.94

98.35

99.25

99.39

100.03

99.77

99.84

99.86

99.84

99.63

99.86

99.31

99.82

99.65

100.00

Si

0.995

1.000

0.995

0.996

0.996

0.996

0.995

0.993

0.997

0.994

1.003

1.000

1.000

1.001

0.998

Ti

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

0.001

0.000

0.001

0.000

0.001

0.000

0.002

0.001

0.002

0.001

Al

0.000

0.001

0.001

0.001

0.001

0.000

0.002

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

Cr

0.002

0.000

0.001

0.001

0.002

0.000

0.000

0.001

0.001

0.001

0.000

0.000

0.002

0.001

0.001

Fe2+

0.328

0.334

0.491

0.329

0.360

0.492

0.472

0.494

0.525

0.553

0.542

0.727

0.570

0.619

0.561

Mn

0.004

0.004

0.008

0.003

0.004

0.006

0.006

0.006

0.007

0.007

0.008

0.009

0.009

0.009

0.008

Mg

1.667

1.653

1.500

1.664

1.634

1.499

1.521

1.504

1.464

1.435

1.431

1.245

1.405

1.353

1.422

Ca

0.007

0.007

0.007

0.007

0.006

0.007

0.007

0.008

0.008

0.011

0.009

0.014

0.010

0.011

0.011

Na

0.002

0.001

0.001

0.001

0.000

0.002

0.002

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.002

Total

3.005

3.000

3.004

3.003

3.003

3.004

3.005

3.006

3.002

3.004

2.995

2.998

2.998

2.996

3.002

Fo

83.37

83.03

75.03

83.35

81.78

75.07

76.09

75.06

73.37

71.92

72.22

62.85

70.83

68.30

71.45

Fa

16.41

16.77

24.56

16.48

17.99

24.61

23.61

24.63

26.30

27.73

27.38

36.68

28.73

31.25

28.17

Mg#

83.56

83.20

75.34

83.49

81.97

75.31

76.32

75.29

73.61

72.18

72.51

63.15

71.14

68.61

71.72


 

 

افزون‌بر این، در شکل 4 جایِ برخی نقطه‌های تجزیه‌شده نمایش داده شده است. کانی‌های تجزیه‌شده از دو نمونه KO4 و KO13 هستند. همان‌گونه‌که در شکل 4 دیده می‌شود، بیشتر کلینوپیروکسن‌های تجزیه‌شده در نمونه KO4 از فازهای فنوکریستی و بیشتر کلینوپیروکسن‌های تجزیه‌شده در نمونه KO13 از کانی‌های اینترستیشیال (میان‌بلوری) پرکننده فضای میان میکرولیت‌های پلاژیوکلاز (بافت اینترسرتال) هستند. ازاین‌رو، گمان می‌رود تفاوت زمین‏‌شیمیایی معنی‌داری میان آنها باشد که در ادامه به آن پرداخته خواهد شد.  

 

 

 

شکل 4– تصویرهای الکترون پس پراکنشی (BSE) به‌دست‌آمده با ریزکاو الکترونی برای سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید (جنوب لاهیجان) (جای نقطه‌های تجزیه‌شدة کانی‌های بررسی‌شده نشان داده شده‌اند). A) نقطه‌های تجزیه‌شدة کلینوپیروکسن (Cpx) و الیوینِ (Ol) اینترستیشیال در نمونه KO13؛ B) فنوکریست‌ها و میکرولیت‌های پلاژیوکلاز (Pl) تجزیه‌شده در نمونه KO4؛ C، D) فنوکریست‌های کلینوپیروکسن (Cpx) در نمونه KO4 و جای نقطه‌های تجزیه‌شده

 

 

الف- کلینوپیروکسن: در کلینوپیروکسن‌های میان‌بلوری (زمینه سنگ)، مقدار Na2O، Al2O3 و TiO2 به‌ترتیب 46/0 تا 68/0، 7/3 تا 53/6 و 73/2 تا 83/4 درصد وزنی است. از سوی دیگر، مقدار Mg# از 03/57 تا 45/73 و مقدار MgO و FeO نیز به‌ترتیب 32/9 تا 2/12 و 85/9 تا 78/13 درصد وزنی است؛ هرچند در فنوکریست‌های کلینوپیروکسن مقدار Na2O، Al2O3 و TiO2 به‌ترتیب 24/0 تا 52/0، 31/2 تا 4/6 و 96/0 تا 13/5 درصد وزنی است. همچنین، مقدار Mg# در فنوکریست‌ها از 13/58 تا 03/85 و مقدار MgO و FeO نیز به‌ترتیب 18/10 تا 25/16 و 74/6 تا 07/13درصد وزنی است. ترکیب کلی فنوکریست‌های کلینوپیروکسن به‌صورت Wo36.6-45.1Fs11.6-23.2En31.7-47.1 و برای کلینوپیروکسن‌های زمینه سنگ (میان‌بلوری) به‌صورت Wo45.4-47.5Fs17.2-24.4En28.9-37 است. برپایه نمودارهای رده‌بندی پیروکسن‌ها، همه کلینوپیروکسن‌های تجزیه‌شده در محدوده اوژیت – دیوپسید جای می‌گیرند (شکل 5- A). همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‌شود، فنوکریست‌های کلینوپیروکسن (نمونه KO4) از سازنده En سرشارتر هستند. گفتنی است در جدول 1، جمع داده‌ها اندکی از 100 درصد وزنی کمتر است که شاید پیامد دگرسانی کم نقطه‌‌های تجزیه‌شده باشد.

 

 

 

شکل 5- رده‌بندی کانی‌ها در سنگ‌های بازالتی منطقه کجید (جنوب لاهیجان). A) نمودار سه‌تایی رده‌بندی کلینوپیروکسن‌ها (Morimoto et al., 1989)؛ B) نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 2001)

 

 

برپایه بررسی ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها، در کل، فنوکریست‌های کلینوپیروکسن در برابر بلورهای زمینه سنگ مقدار MgO، Cr2O3 و Mg# بالاتری دارند؛ اما مقدار FeO، CaO، Na2O و TiO2 در آنها کمتر است. این تغییر زمین‏‌شیمیایی را با تغییر ترکیب مذاب با پیشرفت روند تحول توضیح می‌دهند؛ بدین‌گونه‌که در مذاب تحول‌یافته‌تر گمان می‌رود فراوانی عنصرهای ناسازگارتر (مانند: آهن، سدیم و تیتانیم) افزایش یافته و از سوی دیگر، تمرکز عنصرهای سازگاری (مانند: منیزیم و کرومیم) کاهش یافته باشد. از سوی دیگر، این ویژگی‌های نشان‌دهندة تغییر شرایط فیزیکی تبلور نیز هستند (Dobosi et al., 1991). در نمودارهای شکل 6، تفاوت‌های زمین‏‌شیمیایی فنوکریست‌ها (KO4) و بلورهای زمینه سنگ (KO13) به‌خوبی آشکار است. همان‌گونه‌که در نمودار Mg#-Ti، Ca-Fe2+، Mg#-Cr و Al-Ti دیده می‌شود فنوکریست‌ها و بلورهای زمینه سنگ در دو گروه جدا از هم جای می‌گیرند. در نمودار Al-Ti، فنوکریست‌ها با نسبت Ti/Al کمتر (3/0) و بلورهای زمینه با نسبت Ti/Al بالاتر (5/0) از هم شناخته می‌شوند. نسبت Ti/Al بالاتر، تبلور در فشارهای کمتر را نشان می‌دهد (Dobosi et al., 1991).


 

 

 

شکل 6–ترکیب شیمیایی فنوکریست‌های کلینوپیروکسن (KO4) و کلینوپیروکسن‌های زمینه سنگ (اینترستیشیال) (KO13) در سنگ‌های بازالتی منطقه کجید (جنوب لاهیجان)

 


ب- پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی در بازالت‌های منطقه است و به دو صورت فنوکریست و میکرولیت در زمینه سنگ دیده می‌شود. داده‌های تجزیه پلاژیوکلازها در جدول 2 آورده شده‌اند. در فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، ترکیب کلی پلاژیوکلازها از دیدگاه سه سازنده آنورتیت (An)، آلبیت (Ab) و اورتوکلاز (Or)، به‌ترتیب 41/51 تا 36/67 ، 38/31 تا 29/45 و 26/1 تا 30/3 درصد مولی است. در میکرولیت‌های پلاژیوکلاز نیز تغییر ترکیبی سه سازنده آنورتیت، آلبیت و اورتوکلاز به‌ترتیب 52/58 تا 47/68 ، 16/30 تا 0/39 و 37/1 تا 74/2 درصد مولی است. برپایه نمودار رده‌بندی فلدسپارها، ترکیب کلی پلاژیوکلازها در محدوده لابرادوریت جای می‌گیرد (شکل 5- B). در فنوکریست‌ها، تغییر زمین‏‌شیمیایی مرکز به لبه بلور نیز مهم است. برپایه نقاط تجزیه‌شده از مرکز به لبه بلور، در یکی از فنوکریست‌های پلاژیوکلاز (شکل 4- B) زونینگ نوسانی دیده می‌شود.

پ- الیوین: بیشتر نقطه‌های تجزیه‌شده الیوین، از فنوکریست‌های الیوین هستند. داده‌های تجزیه شیمیایی الیوین‌ها در جدول 3 آورده شده‌اند. در این کانی نیز تغییر ترکیبی دیده می‌شود؛ بدین‌گونه‌که مقدار FeO و MgO به‌ترتیب در بازة 4/15 تا 6/31 و 37/30 تا 03/44 درصد وزنی است. افزون‌بر این، مقدار Mg# الیوین‌ها نیز از 15/63 تا 56/83 بوده و مقدار فورستریت سازندة آنها از Fo62.85 تا Fo83.37 است. روشن است که مقدار فورستریت بالاتر مربوط به مرکز بلور است و به‌سوی حاشیه مقدار آن کاهش می‌یابد. برای نمونه، در یکی از فنوکریست‌های الیوین، مقدار Mg# و درصد مولی فورستریت (Fo) از مرکز به لبه بلور، به‌ترتیب از 56/83 تا 34/75 و 37/83 تا 03/75 است. زونینگ در بلور الیوین نشان‌دهنده رشد آن همراه با تغییر شرایط فیزیکی و شیمیایی است. از سوی دیگر، مقدار Mg# آن نیز از مقدارهای گوشته‌ای (> 89) کمتر است (Dobosi et al., 1991). ازاین‌رو، الیوین‌ها خاستگاه زینوکریستی گوشته‌ای نداشته‌اند و به گفته دیگر، با مذاب میزبان رابطه زایشی (ژنتیک) دارند. در همین راستا، ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری نیز مخالف با خاستگاه زینوکریستی الیوین‌ها هستند:

(1) ریخت‌شناسی الیوین‌ها بهترین دلیل است؛ به‌گونه‌ای‌که بسیاری از فنوکریست‌های الیوین شکل‌دار هستند و گوشه‌ها و لبه‌های آنها کاملاً سالم و کامل است. این نکته گواه خوبی بر تعادل میان مذاب و کانی است؛‌ زیرا اگر چنین نبود، در پی واکنش میان مذاب میزبان و فنوکریست‌های الیوین، در کناره‌های بلورهای الیوین هضم و خورده‌شدگی روی داده بود؛

(2) اگر الیوین‌ها از زنولیتی گوشته‌ای (مانند: زنولیت دونیتی) خاستگاه می‌گرفتند چه‌بسا نشانه‌هایی از زنولیت‌ها باید در سنگ میزبان نیز یافت می‌شد؛ اما چنین پدیده‌ای در نمونه‌ها دیده نشد؛

(3) ازآنجایی‌که سنگ‌های بازالتی بررسی‏‌شده عموماً در سری آلکالی‌بازالت‌ها جای می‌گیرند و الیوین از فازهای معمول در آلکالی‌بازالت‌هاست (Yoder and Tilley, 1962)، پس بحث وابستگی زایشی آن با مذاب کاملاً درست و منطقی است.

بحث

الف- دمافشارسنجی

برای اینکه چگونگی پیدایش یک سنگ بهتر دریافته شود، نیاز به شناخت شرایطِ هنگامِ پیدایش آن سنگ است. بررسی‌های تجربی و آزمایشگاهی نشان می‌دهند ترکیب کانی‌ها در شناسایی شرایط دما- فشار هنگام تبلور بسیار به‌کار برده می‌شود (Wells, 1977; Lindsley, 1983; Duchêne and Albarède, 1999; Fu et al., 2008; Mollo et al., 2011). در این بخش، با به‌کارگیریِ ترکیب شیمیایی برخی کانی‌ها (مانند: کلینوپیروکسن، الیوین و پلاژیوکلاز)، شرایط دما- فشاری تعادل بلور- مذاب بحث و ارزیابی خواهد شد. برای دمافشارسنجی این کانی‌ها، پژوهشگران گوناگون فرمول‌های فراوانی را به‌کار برده‌اند. به‌ویژه کلینوپیروکسن که ترکیب شیمیایی آن به تغییر شرایط فیزیکی تبلور حساس بوده و کاربرد آن در بررسی‌های دمافشارسنجی (ترموبارومتری) ابزار خوبی است (Köhler and Brey, 1990; Nimis, 1995; Putirka et al., 1996; Soesoo, 1997; Nimis and Ulmer, 1998; Putirka, 1999; Nimis and Taylor, 2000; Putirka et al., 2003; Mollo et al., 2013). در برخی دیگر از بررسی‌ها نیز بحث دربارة ترکیب شیمیایی کانی‌ها و همچنین، بررسی‌های دمافشارسنجی روی سنگ‌های نفوذی (Sarjoughian et al., 2012)، آتشفشانی و دایک‌ها (Abbasi and Torabi, 2013; Sayari et al., 2014; Ebrahimi and Tabatabaei Manesh, 2015) در بخش‌های گوناگون ایران انجام شده است. در ادامه به شرح شماری از این روش‌ها پرداخته و برپایه آنها بررسی‌های زمین دمافشارسنجی انجام شده است. روش‌های دمافشارسنجی به‌کاررفته در این پژوهش از آنجایی اهمیت دارند که برای سیستم‌های آذرین و سنگ‌های مافیک پیشنهاد شده‌اند. افزون‌بر این، برخی روش‌های به‌کاربرده‌شده تنها برای سنگ‌های آتشفشانی پیشنهاد شده‌اند. پس این روش‌ها با سرشت سنگ‌های آذرین منطقه کجید، تناسب خوبی داشته و داده‌های به‌دست‌آمده مهم و نیازمند بررسی هستند. داده‌های به‌دست‌آمده در این بررسی در جدول 4 آورده شده‌اند. افزون‌بر این، نمودارهای جعبه‌ای (box plot) برای مقایسه این داده‌ها به‌کار برده شد. برتری نمودارهای جعبه‌ای در این است که تراکم یا پراکندگی داده‌ها در آنها به‌خوبی دیده می‌شود و برخی داده‌های بسیار پراکنده یا با فاصله بسیار از هم را نیز نشان می‌دهند (شکل 7). در ادامه، برای فنوکریست‌ها (KO4) و نیز بلورهای زمینه سنگ (KO13)، بررسی‌های دمافشارسنجی جداگانه‌ انجام شده است.

 

 

جدول 4- داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی‌های دمافشارسنجی کانی‌های گوناگونِ کلینوپیروکسن (Cpx)، پلاژیوکلاز (Pl) و الیوین (Ol) به روش‌های گوناگون (n: نمونه KO4؛ ▲: نمونه KO13؛ در نمونه KO4 فنوکریست‌های کلینوپیروکسن و در نمونه KO13 کلینوپیروکسن‌های زمینه سنگ تجزیه شده‌اند؛ حروف a تا m روش‌های گوناگون دمافشارسنجی را نشان می‌دهند که در شکل 7 نیز آورده شده‌اند)

Cpx thermometry (°C)

 

Cpx barometry (Kb)

 

 

 

 

 

 

a

b

c

d

 

a

b

e

f

g

 

 

n

n

n

n

 

n

n

n

n

n

 

 

1182

1101

1189

1114

1199

1138

1190

1055

 

5.6

5.6

5.0

0.1

5.2

1.2

3.2

4.4

4.2

3.9

 

 

1168

1115

1180

1124

1183

1099

1175

1071

 

3.9

2.7

3.9

1.3

3.8

2.4

2.6

2.3

2.7

1.2

 

 

1176

1184

1185

1013

1191

1114

1184

1145

 

4.8

3.8

4.5

6.9

4.6

8.4

3.0

1.6

3.5

2.2

 

 

1205

1158

1207

1170

1223

1138

1210

1112

 

8.1

6.1

6.8

4.9

8.2

6.3

6.3

0.7

6.5

4.2

 

 

1204

1136

1202

1150

1223

1138

1200

1093

 

8.1

2.1

6.7

3.1

8.4

4.0

5.1

2.9

6.4

0.7

 

 

1210

1135

1209

1137

1228

1138

1209

1092

 

8.6

 

7.2

2.9

9.0

4.0

6.2

2.4

7.0

 

 

 

1214

1169

1209

1137

1233

1138

1223

1128

 

9.2

 

7.5

5.7

8.3

7.0

6.1

4.9

7.4

 

 

 

1218

1140

1212

1158

1238

1190

1230

1098

 

9.7

 

7.8

3.3

8.6

4.8

6.3

3.5

7.9

 

 

 

1211

1033

1210

1146

1229

1163

1213

1139

 

8.8

 

7.3

7.1

8.9

9.0

7.1

 

7.1

 

 

 

1207

1187

1206

1071

1225

1138

1204

1107

 

8.4

 

7.0

4.5

8.8

6.3

6.4

 

6.7

 

 

 

1202

1155

1198

1035

1222

1136

1194

 

 

8.1

 

6.6

 

8.2

 

3.8

 

6.3

 

 

 

1205

 

1208

1168

1147

1173

1204

 

 

8.1

 

6.8

 

8.7

 

6.4

 

6.5

 

 

 

1168

 

1175

1151

1222

1139

1162

 

 

4.2

 

4.0

 

4.7

 

0.7

 

2.7

 

 

 

1171

 

1189

 

1185

1022

1188

 

 

3.9

 

4.1

 

3.6

 

2.3

 

2.9

 

 

 

       

1183

1138

   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

         

1194

   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

         

1157

   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 4- ادامه

 

Pl thermobarometry (°C, Kb)

 

Ol thermometry (°C)

 

h

i

j

 

k

l

m

 

 

 

 

n

n

n

 

 

 

 

 

1162

1147

1189

1171

7.7

7.8

 

1193

1161

1093

 

 

 

 

1163

1147

1189

1171

7.6

7.5

 

1195

1163

1094

 

 

 

 

1162

1147

1189

1171

7.8

7.8

 

1228

1188

1114

 

 

 

 

1164

1144

1190

1168

7.5

8.2

 

1193

1161

1093

 

 

 

 

1166

1153

1192

1176

7.1

6.5

 

1199

1166

1096

 

 

 

 

1163

 

1189

 

7.8

 

 

1228

1188

1114

 

 

 

 

1156

 

1184

 

8.9

 

 

1223

1184

1111

 

 

 

 

1155

 

1183

 

8.9

 

 

1227

1187

1113

 

 

 

 

1170

 

1195

 

6.5

 

 

1236

1194

1118

 

 

 

 

1167

 

1192

 

7.0

 

 

1243

1199

1123

 

 

 

 

1164

 

1190

 

7.4

 

 

1243

1199

1123

 

 

 

 

1158

 

1185

 

8.5

 

 

1293

1238

1152

 

 

 

 

1161

 

1188

 

7.9

 

 

1249

1204

1127

 

 

 

 

1154

 

1182

 

9.5

 

 

1263

1214

1134

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1246

1202

1124

 

 

 

 

شکل 7- نمایش نمودارهای جعبه‌ای برای روش‌های گوناگون دمافشارسنجی برپایه ترکیب شیمیایی کانی‌های گوناگونِ کلینوپیروکسن (Cpx)، پلاژیوکلاز (Pl) و الیوین (Ol). A) دماسنجی برپایه ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن؛ B) فشارسنجی برپایه ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن؛ C) دماسنجی با به‌کارگیری ترکیب شیمیایی پلاژیوکلاز؛ D) فشارسنجی با به‌کارگیری ترکیب شیمیایی پلاژیوکلاز؛ E) دماسنجی برپایه ترکیب شیمیایی الیوین (حرف a تا m در متن و نیز جدول 4، نشان‌دهنده روش‏‌‌های گوناگون دمافشارسنجی است. در حقیقت، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلازهای KO4، فازهای فنوکریستی و کلینوپیروکسن و پلاژیوکلازهای KO13، فازهای زمینه سنگ هستند. الیوین‌های تجزیه‌شده نیز از نمونه KO13 هستند که بیشتر فازهای فنوکریستی هستند)

 


الف-1- دمافشارسنجی کلینوپیروکسن (Putirka et al., 1996): این روش دمافشارسنجی برپایه تعادل میان ترکیب کلینوپیروکسن و مذاب بازالتی با معادله‌های زیر به‌دست آمده است:

 

رابطه1:

 

رابطه 2:

 

 

 

این روش به سنگ‌های آذرین اختصاص داشته و چون برپایه تعادل شیمیایی بلور با مذاب میزبان است، پس باید افزون‌بر تجزیه شیمیایی کانی یادشده، ترکیب شیمیایی مذاب میزبان را نیز در نظر گرفت. در این روش و در برخی روش‌های دیگر که در ادامه آمده است، پارامترهای مربوط به مذاب میزبان (liq) نیز به‌کار برده شده‌اند. گفتنی است ترکیب شیمیایی مذاب میزبان برپایه آنالیز شیمیایی سنگ کل نمونه‌ها به‌دست آورده شده است.

این روش فشارسنجی برای محدوده صفر تا 30 کیلوبار به‌کار برده می‌شود و ازاین‌رو، کاربرد آن برای سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید محدودیتی ندارد. افزون‌بر این، این روش برای بررسی‌های دماسنجی، محدوده خطایِ 40± درجه کلوین و برای فشارسنجی محدوده خطایِ 3/0± کیلوبار دارد.

برپایه این معادله‌ها، برای نمونه KO4، دما و فشار به‌ترتیب از 1168 تا 1218 درجه سانتیگراد و 9/3 تا 7/9 کیلوبار به‌دست آمدند (جدول 4). برای نمونه KO13 نیز بازة دمایی 1100 تا 1168 درجه سانتیگراد و فشارهای 1/2 تا 1/6 کیلوبار به‌دست ‌آمدند (جدول 4). افزون‌بر این، در شکل 7، نمودارهای جعبه‌ای داده‌های دماسنجی و فشارسنجی نمایش داده شد‌ه‌اند. در شکل 7- A، ستون a از داده‌های دماسنجی برای هر دو نمونه KO4 و KO13 نشان داده شده است. در شکل 7-B نیز ستون a از داده‌های فشارسنجی برای نمونه‌های یادشده آورده شده است. همان‌گونه‌که پیشتر نیز گفته شد، برتری کاربرد این نمودار این است که میزان پراکندگی و تراکم داده‌ها را نشان می‌دهد. همچنین، از آنجایی‌که داده‌های روش‌های گوناگون در کنار هم به نمایش در آمده‌اند، امکان مقایسه داده‌های روش‌های گوناگون بسیار آسان شده است.

الف-2- دمافشارسنجی کلینوپیروکسن (Putirka et al., 2003): این روش برای سنگ‌های آذرین مافیک و سنگ‌های تحول‌یافته‌تر پیشنهاد شده است. در اینجا نیز بررسی‌ها برپایه تعادل بلور- مذاب میزبان بوده و افزون‌بر ترکیب کانی، به ترکیب شیمیایی مذاب نیز نیاز است. بررسی دما و فشار در این رابطه برپایه تبلور ژادییت، دیوپسید + هدنبرژیت استوار است و برپایه رابطه‌های زیر به‌دست‌آمده است:

 

رابطه1:

 

رابطه2:

   

 

 

برپایه این معادله‌ها، دماهای نزدیک به 1175 تا 1212 درجه سانتیگراد و فشارهای 4 تا 8/7 کیلوبار برای نمونه KO4 و دماهای 1013 تا 1168 درجه سانتیگراد و فشارهای 1/0 تا 1/7 کیلوبار برای نمونه KO13 برآورد شده است. در جدول 4، همه داده‌های به‌دست‌آمده نمایش داده شده‌اند. در شکل 7- A (ستون b) نیز داده‌های دماسنجی برای هر دو نمونه KO4 و KO13 آورده شده است. افزون‌بر این، در شکل 7-B ستون b داده‌های فشارسنجی نمونه‌های یادشده آمده است.

الف-3- دماسنجی کلینوپیروکسن (Putirka, 2008): این دماسنجی برای سیستم‌های آتشفشانی سازگاری خوبی دارد. در معادله دما باید بازة فشار نیز در نظر گرفته شود. داده‏‌‌های فشاری به‌کاررفته در این رابطه با به‌کارگیری روش Putirka (1996) به‌دست آمده‌اند.

 

 

 

 

در معادله بالا بازه‌های دمایی 1182 تا 1238 درجه سانتیگراد برای نمونه KO4 و 1022 تا 1194 درجه سانتیگراد برای نمونه KO13 به‌دست آمد‌ه‌اند. داده‌های به‌دست‌آمده و بازة تغییر داده‌ها در جدول 4 و شکل 7- A (ستون c) آورده شده‌اند.

الف-4- دماسنجی کلینوپیروکسن (Putirka, 2008): در این روش دما و فشار با به‌کارگیری معادله زیر و برپایه ترکیب کلینوپیروکسن و مذاب بازالتی در تعادل با آن به‌دست آمده است. فشارهای به‌کاررفته در این معادله برپایه روش Putirka و همکاران (1996) هستند.

 

 

 

 

 

برپایه این رابطه، دما برای نمونه KO4 و KO13 به‌ترتیب نزدیک به 1161 تا 1229درجه سانتیگراد و 1106 تا 1144 درجه سانتیگراد برآورد شده است. شکل 7 -A (ستون d) نمودار جعبه‌ای داده‌های دماسنجی نمونه KO4 و KO13 را نشان می‌دهد. این شکل برپایه داده‌های مربوطه در جدول 4 رسم شده است.

الف-5- فشارسنجی کلینوپیروکسن (Putirka, 2008): دماهای به‌کار‌رفته در این معادله با به‌کارگیری روش Putirka و همکاران (1996) به‌دست آورده شده‌اند. این فشارسنجی برپایه رابطه زیر انجام شده است:

 

 

 

 

 برابر است با شمار کل اتم‌های Al در کلینوپیروکسن؛ البته اگر فرمول شیمیایی کانی برپایه 6 اتم اکسیژن به‌دست آورده شده باشد. برپایه این رابطه‌ها، فشار برآوردشده برای نمونه KO4 در بازة 6/3 تا 9 کیلوبار و برای نمونه KO13 در بازة 2/1 تا 9 کیلوبار بوده است. در جدول 4 و شکل 7- B (ستون e) بازة فشاری به‌دست‌آمده در نمونه‌های KO4 و KO13 با هم مقایسه شده است.

الف-6- فشارسنجی کلینوپیروکسن (Putirka, 2008): این روش تنها به ترکیب کلینوپیروکسن بستگی دارد و در آن ترکیب مذاب به‌کار نرفته است. فشارهای به‌دست‌آمده از 7/0 تا 1/7 کیلوبار برای نمونه KO4 و 7/0 تا 9/4 کیلوبار برای نمونه KO13 هستند. در این روش و همچنین، برخی دیگر از روش‌ها، بازة فشاری به‌دست‌آمده کمابیش گسترده بوده و ازاین‌رو، بحث و بررسی دقیق آن دشوار است؛ اما برپایه نمودارهای box-plot (شکل 7-B، ستون f) و کنارگذاشتن برخی داده‌های بسیار پراکنده، از داده‌های به‌دست‌آمده برداشت قابل قبولی می‌شود. دمای به‌کاررفته در این رابطه با به‌کارگیری روش Putirka و همکاران (1996) به‌دست آورده شده است (جدول 4).

 

 

 


الف-7- فشارسنجی کلینوپیروکسن (Putirka, 2008): این فشارسنج نیز ناوابسته نبوده و به دما وابسته است. ازاین‌رو، باید در آن داده‌های دمایی به‌کار برده شود. در این فشارسنجی نیز، دمای به‌دست‌آمده با روش Putirka و همکاران (1996) به‌کار برده شد.

 

 

 

 

برپایه رابطه بالا فشارهای به‌دست‌آمده برای نمونه KO4 برابر 7/2 تا 9/7 کیلوبار و برای نمونه KO13 برابر 7/0 تا 9/3 کیلوبار است. در اینجا، نیز بازة فشاری به‌دست‌آمده کمابیش گسترده است و شاید با بررسی داده‌های به‌دست‌آمده در نمودارهای box-plot (شکل 7-B ستون g) و درنظر نگرفتن برخی داده‌های بسیار پراکنده، گستره پذیرفتنی‌تری را به‌دست آورد (جدول 4).

الف-8- دماسنجی پلاژیوکلاز (Putirka, 2005): این روش دماسنجی برپایه ترکیب پلاژیوکلاز بوده و برای سیستم‌های آذرین پیشنهاد شده است. در این روش نیز باید ترکیب پلاژیوکلاز و ترکیب مذاب بازالتی در تعادل با آن در نظر گرفته شود.

 

 

 

 

برپایه رابطه بالا، بازة دمایی برای نمونه KO4، 1154 تا 1170 درجه سانتیگراد و برای نمونه KO13، 1147 تا 1153 درجه سانتیگراد به‌دست آمده است. در شکل 7-C (ستون h)، نمودار جعبه‌ای برای این داده‌ها نمایش داده شده است و در جدول 4 نیز همه داده‌های به‌دست‌آمده دیده می‌شوند.

الف-9- دماسنجی پلاژیوکلاز (Putirka, 2005): دما و فشار در این روش برپایه تعادل میان آلبیت، آنورتیت و مذاب و از رابطه زیر به‌دست آمده‌اند. دماهای به‌دست‌آمده برای نمونه KO4 نزدیک به 1182 تا 1195 درجه سانتیگراد و برای نمونه KO13، نزدیک به 1168 تا 1175 درجه سانتیگراد هستند (جدول 4؛ شکل 7- C، ستون i).

 

 

 

 

الف-10- فشارسنجی پلاژیوکلاز (Putirka, 2005): این فشارسنجی نیز برپایه تعادل میان آلبیت، آنورتیت و ترکیب مذاب میزبان برپایه رابطه زیر است. دمای به‌کاررفته در این روش برپایه روش دماسنجی Putirka و همکاران (1996) به‌دست آمده است. فشارهای برآوردشده در این روش برای نمونه KO4 در بازة 7 تا 5/9 کیلوبار و برای نمونه KO13 از 5/6 تا 2/8 کیلوبار هستند (جدول 4؛ شکل 7- D، ستون j).

 

 

 

 

الف-11- دماسنجی الیوین (Putirka et al., 2007): برای این دماسنجی در فشارهای 1/0 گیگاپاسکال، دمای 1192 تا 1227 درجه سانتیگراد به‌دست آمده است. داده‌های الیوین تنها مربوط به نمونه KO13 هستند (جدول 4؛‌ شکل 7- E، ستون k).

 

 

 

 

الف-12- دماسنجی الیوین (Putirka et al., 2007): دماسنجی در این روش برپایه فشارهای 1/0 گیگاپاسکال است و در آن، دما برپایه رابطه زیر به‌دست‌ آورده می‌شود. در این روش، افزون‌بر ترکیب بلور، ترکیب شیمیایی مذاب میزبان نیز باید به‌کار برده شود. همان‌گونه‌که در زیر دیده می‌شود، در این رابطه، تمرکز عنصرهایی مانند منیزیم، آهن، کلسیم، منگنز و سیلیسیم در ترکیب مذاب به‌کار برده می‌شود. برپایه این دماسنجی، بازة دمایی به‌دست‌آمده برای سنگ‌های بازیک منطقه کجید برابر 1161 تا 1214 درجه سانتیگراد برآورد شده است (جدول 4؛ شکل 7- E، ستون l).

 

 

                                 

 

 

الف-13- دماسنجی الیوین (Sisson and Grove, 1993):در این روش، دما برپایه رابطه زیر به‌دست آمده است. این اندازه‌گیری تنها برپایه ترکیب بلور است و ترکیب شیمیایی مذاب در آن کاربرد ندارد.

 

برپایه این روش، دمایی نزدیک به 1093 تا 1134 درجه سانتیگراد برآورد شد (جدول 4؛ شکل 7- E، ستون m).

ب- بحث دربارة داده‌های دمافشارسنجی

برپایه آنچه پیشتر گفته شد، بررسی‌ها هم روی فنوکریست‌ها و هم بلورهای زمینه سنگ (فازهای اینترستیشیال) انجام شده‌اند. در حقیقت، دمافشارسنجی فازهای فنوکریستی در سنگ‌های آتشفشانی دما و فشار محل ذخیره‏‌شدن مذاب در ژرفای زمین را نشان می‌دهد و یا به گفته دیگر، نشان‌دهندة جایگاهی است که فنوکریست در آنجا پدید آمده و رشد کرده است (Putirka et al., 1996). برعکس، مقدارهای دما و فشار به‌دست‌آمده برای بلورهای زمینه سنگ باید به فشارهای کمتر مربوط باشند. از دیگر برتری‌های این روش‌های دمافشارسنجی این است که بیشتر روش‌ها برپایه شیمی کلینوپیروکسن هستند و ازآنجایی‌که این کانی از فازهای معمول سنگ‌های آذرین مافیک است، پس امکان بررسی آن آسان‌تر است. افزون‌بر این، در کلینوپیروکسن، تعادل سازنده ژادییت (NaAlSi2O6) با مذاب حساسیت بسیاری به تغییر فشار و همچنین، دما دارد و ازاین‌رو، نشانة خوبی برای چنین بررسی‌هایی است (Putirka et al., 1996). به‌طور خلاصه، برپایه داده‌های به‌دست‌آمده و آنچه در شکل 7 نمایش داده شده است، نکته‌های زیر دریافت می‌شوند:

1- برپایه شکل 7- A، روش‌های گوناگون دماسنجی کلینوپیروکسن برای فنوکریست‌ها (KO4) و هم برای بلورهای زمینه سنگ (KO13) با همدیگر همخوانی و قیاس بسیار خوبی دارند؛

2- برپایه نمودار شکل 7-A، در کل، دماسنجی کلینوپیروکسن بازة دمایی نزدیک به 1150 تا 1250 درجه سانتیگراد برای فنوکریست‌ها و دمای 1100 تا 1150 درجه سانتیگراد برای بلورهای زمینه سنگ را نشان می‌دهد؛

3- همان‌گونه‌که به‌صورت منطقی نیز پیش‌بینی می‌شود، بازة دمایی به‌دست‌آمده برای بلورهای زمینه سنگ نزدیک به 50 تا 100 درجه سانتیگراد کمتر از دمای به‌دست‌آمده برای فنوکریست‌هاست؛

4- روش‌های گوناگون فشارسنجی انجام‌شده برپایه شیمی کلینوپیروکسن (شکل 7-B) نیز هم دربارة فنوکریست‌ها و هم دربارة بلورهای زمینه سنگ همخوانی خوبی با همدیگر دارند. فشار به‌دست‌آمده برای تعادل بلور- مذاب فنوکریست‌ها برابر 4 تا 8 کیلوبار و برای بلورهای زمینه سنگ برابر 2 تا 5 کیلوبار است. همان‌گونه‌که گمان می‌رفت، در اینجا نیز بلورهای زمینه سنگ فشارهای کمتری از فنوکریست‌ها نشان می‌دهند؛

5- دماسنجی برپایه ترکیب پلاژیوکلاز به دو روش انجام شده است (شکل 7- C). در این روش‌ها اختلاف دمای به‌دست‌آمده کمتر از 50 درجه سانتیگراد است. پس در اینباره نیز دماسنج‏‌ها داده‌هایی نزدیک به هم نشان می‌دهند. به‌گونه‌ای‌که برای فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، بازة دمایی برابر 1160 تا 1190 درجه سانتیگراد و برای میکرولیت‌های زمینه سنگ، دمای 1145 تا 1170 درجه سانتیگراد به‌دست آمده است. در اینجا نیز به‌طور منطقی میکرولیت‌ها دماهای کمتری نشان می‌دهند. از سوی دیگر، دماهای به‌دست‌آمده از این دماسنج‌ها با دماهای به‌دست‌آمده از دماسنجی کلینوپیروکسن نیز همخوانی خوبی دارند و اختلاف دمای بیشینه تا 50 درجه سانتیگراد را نشان می‌دهند؛

6- در فشارسنجی برپایه پلاژیوکلاز (شکل 7- D)، فشاری نزدیک به 7 تا 8 کیلوبار برای فنوکریست‌ها به‌دست آمده است که با فشارسنج کلینوپیروکسن همخوانی خوبی دارد؛ هرچند برای میکرولیت‌های پلاژیوکلاز فشاری همانند فنوکریست‌ها به‌دست‌آمده است که مبهم بوده و به‌نظر قابل استناد نیست؛

7- داده‌های دماسنجی الیوین (شکل 7- E) به روش‌های گوناگون اندکی پراکندگی نشان می‌دهند و با همدیگر اختلاف دمای نزدیک به 150 درجه سانتیگراد دارند؛‌ هرچند در کل، نشان‌دهنده بازة دمایی نزدیک به 1100 تا 1250 درجه سانتیگراد هستند و این بازة دمایی با دماسنج‌های کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز همخوانی خوبی دارد؛

8- در کل، از آنجایی‌که روش‌های گوناگون دماسنجی به‌کاربرده‌شده به سیستم سنگ‌های آذرین مربوط هستند و با سرشت سنگ‌های آذرین منطقه کجید تناسب خوبی دارند؛ ازاین‌رو، پاسخ‌های منطقی و پذیرفتنی ارائه داده‌اند. به‌ گفته دیگر، دماهای به‌دست‌آمده در بازة تقریبی 1100 تا 1250 درجه سانتیگراد به‌طور منطقی، با دمای مذابی بازیک همخوانی خوبی دارد؛

9- با احتساب گرادیان فشار در پوسته قاره‌ای با نرخ نزدیک به Gpa/km 03/0 یا kb/km 3/0در پوسته قاره‌ای (Winter, 2014) و برپایه داده‌های فشارسنجی به روش‌های گوناگون (4 تا 8 کیلوبار)، فشار به‌دست‌آمده برای فنوکریست‌ها با ژرفای نزدیک به 15 تا 25 کیلومتری (ژرفای پوسته میانی- زیرین) (Rudnick and Fountain, 1995) همخوانی دارد. برای بلورهای زمینه سنگ نیز فشارهای به‌دست‌آمده (2 تا 5 کیلوبار) با ژرفای کمتری (نزدیک به 5 تا 15 کیلومتری پوسته بالایی) همخوانی دارد. برپایه فشارسنجی فنوکریست‌ها احتمال پیدایش مخازن ماگمایی در ژرفای پوسته میانی- زیرین برای رشد و تعادل فنوکریست‌ها استنباط می‌شود. فاکتورهای گوناگونی در پوسته روی بالاآمدن مذاب و ژرفای جایگیری آن دخالت دارند؛ برای نمونه، ساختار پوسته (ترکیب پوسته، سن و ستبرای آن)، تنش و یا رژیم زمین‌ساختی در پوسته و وضعیت دمایی پوسته (Chaussard and Amelung, 2014). ترکیب پوسته روی اختلاف چگالی مذاب و سنگ دربرگیرنده و میزان شناوری و بالاآمدن مذاب تأثیر دارد. از سوی دیگر، سن پوسته و ستبرای آن نیز به ژرفای جایگیری مذاب ارتباط دارد؛ به‌گونه‌ای‌که آشیانه‌های ماگمایی کم‌ژرفا (km> 5) در پوسته‌های جوان‌تر و با ستبرای کمتر فراوانی بیشتری دارند. وضعیت دمایی پوسته نیز تعیین‌کنندة اختلاف دمای مذاب- سنگ دربرگیرنده است و روی شناوری و بالاآمدن مذاب تأثیر دارد. افزون‌بر این، از دیدگاه زمین‌ساختی و تنش‌ها، آشیانه‌های ماگمایی کم‌ژرفا در پهنه‌های زمین‌ساختی کششی و راستالغز در مقایسه با پهنه‌های زمین‌ساختی فشارشی معمول‌تر هستند؛ زیرا در پوسته‌هایی که دچار فرایندهای کششی هستند، بالاآمدن مذاب آسان‌تر است و امکان جایگیری مذاب در ژرفای کمتر افزایش می‌یابد (Chaussard and Amelung, 2014). شاید داده‌های به‌دست‌آمده فشارسنجی، با یک پوسته نه‌چندان ستبر و چه‌بسا متأثر از رژیم زمین‌ساختی کششی همخوانی بیشتری داشته باشد.

 

پ- شیمی مذاب و جایگاه زمین‌ساختی

وابستگی مستقیم میان ترکیب شیمی کانی‌های یک سنگ با مذاب سازندة آنها، زمینه‌ به‌کارگیری ترکیب این کانی‌ها در شناسایی شرایط فیزیکی و شیمیایی هنگام پیدایش مذاب سازنده سنگ‌ها و پهنه ماگمایی- زمین‌ساختی آن را فراهم می‌کند. ازآنجایی‌که ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن به تغییر ترکیب مذاب و نیز شرایط فیزیکی تبلور وابسته است، این کانی ابزاری برای بررسی‌های سنگ‌زایی (پتروژنتیک) است (Le Bas, 1962; Nisbet and Pearce, 1977; Leterrier et al., 1982; Beccaluva et al., 1989). پیروکسن‌ها از کانی‌هایی هستند که ترکیب شیمیایی آنها دربردارندة اطلاعات بسیاری درباره سری ماگمایی و جایگاه زمین‌ساختی مذاب است (Nisbet and Pearce, 1977; Beccaluva et al., 1989; Soesoo, 1997). ترکیب گوناگون کلینوپیروکسن‌ها بیشتر به تفاوت در شیمی مذاب میزبان آنها و تا اندازه‌ای به فرایند و شرایط فیزیکی تبلور بستگی دارد (Beccaluva et al., 1989). ازاین‌رو، کلینوپیروکسن‌ها برای شناسایی ماگماهای بازالتی گوناگون به‌کار برده می‌شوند. بررسی محتوای Cr، Ti، Ca، Al و Na در کلینوپیروکسن‌ها روشی برای شناسایی وابستگی آنها به سری‌های ماگمایی گوناگون است (Le Bas, 1962; Leterrier et al., 1982). تفاوت در شیمی کلینوپیروکسن سنگ‌های آلکالن و سنگ‌های توله‌ایتی در محتوای Cr2O3، TiO2 و Na2O آنها دیده می‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که کلینوپیروکسن‌های سنگ‌های آلکالن تهی‌شدگی Cr2O3 و غنی‌شدگی TiO2 وNa2O نشان می‌دهند. برپایه آنچه پیشتر دربارة ترکیب شیمیایی کانی‌ها گفته شد، در سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید، شیمی کلینوپیروکسن با مقدار بالای TiO2 و Na2O شناخته می‌شود. افزون‌بر این، مقدار Al2O3 نیز کمابیش بالاست (جدول 1). این ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی با ویژگی‌های بازالت‌های آلکالن و همچنین، یک پهنه ماگمایی- زمین‌ساختی درون‌صفحه‌ای سازگاری دارند (Nisbet and Pearce, 1977; Leterrier et al., 1982). برپایه آنچه در نمودار TiO2 در برابر AlZ (Le Bas, 1962) (شکل 8- A) دیده می‌شود، کلینوپیروکسن‌های نمونه KO4 با TiO2 نزدیک به 9/0 تا 1/5 درصد وزنی در گسترة بازالت‌های سری آلکالن جای گرفته‌اند. در نمونه KO13 نیز درصد TiO2 بالا‏‌ست (73/2 تا 83/4 درصد وزنی) و داده‌ها در محدوده سری آلکالن تا پرآلکالن جای گرفته‌اند (شکل 8- A). ترکیب کلینوپیروکسن برای شناسایی پهنه زمین‌ساختی پیدایش ماگما یا محیط پیدایش سنگ میزبان نیز به‌کار برده می‌شود (Nisbet and Pearce, 1977; Beccaluva et al., 1989). بر این پایه، تمرکز سازنده‌هایی مانند TiO2، SiO2، Al2O3، MgO وMnO برای شناسایی پهنه‌های زمین‌ساختی گوناگون به‌کار برده می‌شود. در نمودار سه‌تایی MnO-TiO2-Na2O (شکل 8- B)، پهنه‌های گوناگون زمین‌ساختی (مانند: کمان‌های آتشفشانی، کف اقیانوس و پهنه درون‌صفحه‌ای) برپایه ترکیب کلینوپیروکسن از هم جدا و شناخته شده‌اند.

 

 

 

شکل 8- سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید (جنوب لاهیجان) در: A) نمودار شناسایی سری‌های ماگمایی برپایه تغییر TiO2 در برابر AlZ ( ) (Le Bas, 1962)؛B ) نمودار شناسایی پهنه زمین‌ساختی برپایه میزان TiO2، Na2O و MnO در کلینوپیروکسن (Nisbet and Pearce, 1977) (بازالت‌های کمان آتشفشانی: VAB؛ بازالت‏‌های‌ کف‌ اقیانوس: OFB؛ بازالت‏‌های آلکالن درون‌صفحه‌ای: WPA؛ بازالت‏‌های توله‌ایتی درون‌صفحه‌ای: WPT)


 

 

کلینوپیروکسن‌های مربوط به مذاب‌های درون‌صفحه‌ای معمولاً مقدار بالای TiO2 و تا اندازه‌ای Na2O دارند (Nisbet and Pearce, 1977). برپایه این نمودار (شکل 8- B)، بیشتر سنگ‌های بازالتی منطقه کجید در محدوه بازالت‌های آلکالن درون‌صفحه‌ای جای گرفته‌اند. به گفته دیگر، محتوای بالای TiO2 در کلینوپیروکسن‌ها نشان‌دهنده سرشت غیرکوهزایی سنگ خاستگاه و همچنین، ویژگیِ بازالت‌های آلکالن و پهنه‌‌های زمین‌ساختی درون‌صفحه‌ای است (Le Bas, 1962; Nisbet and Pearce, 1977; Leterrier et al., 1982).

ازآنجایی‌که هنگام فرایند ذوب‌بخشی گوشته‌ای، عنصرهای سدیم، تیتانیم و آلومینیم ناسازگار هستند، پس ترجیح می‌دهند به فاز مذاب بپیوندند. برای نمونه، تمرکز کمتر TiO2 در مذاب به خاستگاه گوشته‌ای تهی‌شده (مذاب‌های کمانی) وابسته دانسته می‌شود؛ اما مقدار بالاتر آن به مذاب‌های با خاستگاه گوشته غنی‌شده یا کمتر تهی‌شده وابسته دانسته می‌شود (Beccaluva and Serri, 1988). گوشته غنی‌شده یا کمتر تهی‌شده با گوشته‌ ژرف (خاستگاه OIB) (Davis et al., 2011) یا گوشته زیرقاره‌ای دگرسان‌شده (McKenzie and O'Nions, 1995) مقایسه می‌شود. با این استدلال، شیمی بازالت‌های کرتاسه پسین در البرز با خاستگاه گوشته‌ای تهی‌نشده (موقعیت درون‌صفحه‌ای) سازگاری دارد. چنین جایگاه زمین‌ساختی‌ با زمین‌ساخت کششی و یا رخداد کافتی درون‌قاره‌ای توضیح داده می‌شود؛ اگرچه کافت یادشده در البرز هرگز تا گسسته‏‌شدن کامل سنگ‌کرة قاره‌ای پیش نرفته است. محیط دریایی کمابیش ژرفِ فوران بازالت‌های کرتاسه پسین در البرز نشان‌دهندة یک کافت گسترش‌یافته است. در چنین محیط‌هایی رسوب‌های پلاژیک (مانند: گل‌های سیلیسی، گل‌های آهکی (آهک پلاژیک) و نهشته‌های رسی سرخ رنگ) پدید می‌آیند (Hüneke and Mulder, 2011). دربارة ماگماتیسم کرتاسه پسین البرز (جنوب لاهیجان) نیز همراهی سنگ آهک‌های پلاژیک درون‌بالشی (اینترپیلو) با سنگ‌های بازالتی از نشانه‌های فوران در محیط ژرف است.

برای بحث دربارة سنگ‌زایی ولکانیسم کرتاسه پسین البرز شمالی، ویژگی‌های صحرایی، کانی‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی به‌کار برده می‌شوند. گسترش ماگماتیسم کرتاسه در البرز شمالی (جنوب لاهیجان) به‌گونه‌ای است که سنگ‌های آتشفشانی دست‌کم 300 تا 400 متر ستبرا دارند و رخنمون آنها روی زمین به 500 کیلومتر مربع می‌رسد. این نکته نشان‌دهندة حجم بزرگ فوران و رویداد ماگماتیسمی گسترده است. چنین ماگماتیسمی معمولاً پیامد ذوب هنگام کاهش فشار در پی بالاآمدن گوشته (پلوم گوشته‌ای) (Gibson et al., 1995; Fitton et al., 1997; Nikishin et al., 2002; Ernst and Buchan, 2003; White, 2010) است و یا در پی دارابودن مواد فرار و کاهش نقطه ذوب در پهنه‌های فرورانشی (Kay et al., 2005; Wilson, 2007; Kay et al., 2014; Winter, 2014) روی می‌دهد. البته افزایش دما در پی تزریق مذاب‌های گوشته‌ای در قاعده و یا افق‌های گوناگون پوسته قاره‌ای (Coldwell et al., 2011; Li et al., 2013) نیز ذوب پوسته‌ای و پیدایش حجم بزرگی از مذاب را در پی دارد. برپایه ترکیب شیمیایی، روشن است که سنگ‌های آتشفشانی بررسی‏‌شده بازیک خاستگاهی گوشته‌ای داشته‌اند. از سوی دیگر، سرشت آلکالن و غنی‌شدگی از عنصرهای ناسازگار (مانند: تیتانیم) در مذاب نشان‌دهنده خاستگاه گوشته‌ای کمابیش ژرف و یا تهی‌نشده است. افزون‌بر این، پهنه زمین‌ساختی درون‌صفحه‌ای مذاب‌ها که در نمودارهای زمین‌ساختی (شکل 8- A) نمایش داده شده است، ذوب‌بخشی یک خاستگاه گوشته‌ای درون‌صفحه‌ای (زیرقاره‌ای) را نشان می‌دهد. در چنین محیط‌هایی اگر یک ذوب‌بخشی گسترده گوشته‌ای روی دهد، کاهش فشار و یا بالاآمدن گوشته‌ای (پلوم گوشته‌ای) منطقی‌ترین عاملِ ماگماتیسم خواهد بود (White, 2010; Zhang et al., 2010). دربارة ولکانیسم کرتاسه پسین در جنوب لاهیجان نیز همان‌گونه‌که گفته شد، برپایه حجم بزرگ ماگماتیسم، خاستگاه گوشته‌ای تهی‌نشده و کمابیش ژرف، شیمی مذاب‌ها و پهنه زمین‌ساختی درون پلیتی آنها، ذوب کاهش فشاری یک گوشته زیرقاره‌ای در پی رفتار پلوم گوشته‌ای یا نقطه داغ محتمل‌ترین فرایند برای بحث سنگ‌زایی آنهاست. با این توصیف، ماگماتیسم بازالتی جنوب لاهیجان شاید شاهد کلیدی مهمی در بحث تحول البرز شمالی در کرتاسه پسین باشد.

 

نتیجه‌گیری

سنگ‌های آتشفشانی محدوده کجید (جنوب لاهیجان) بیشتر به‌صورت روانه‌های بالشی هستند که در برخی بخش‌ها، با دایک‌های فراوان قطع شده‌اند. بیشتر این سنگ‌ها ترکیب بازیک (مانند: الیوین‌بازالت و بازالت) دارند؛ اما کمی هم سنگ‌های جدایش‌یافته‌تر (مانند: تراکی‌آندزیت و داسیت) دیده می‌شوند. برپایه رابطه سنگ‌چینه‌ای با سنگ‌های رسوبی همراه، سنگ‌های آتشفشانی منطقه کجید سن کرتاسه پسین دارند. برپایه تجزیه شیمیایی نقطه‌ای کانی‌ها، بلورهای کلینوپیروکسن در محدوده اوژیت- دیوپسید و پلاژیوکلازها در محدوده لابرادوریت جای می‌گیرند. روش‌های دمافشارسنجی گوناگون برپایه ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و الیوین نشان‌دهنده دمای 1100 تا 1250 درجه سانتیگراد هستند. این دما با دمای مذابی بازیک همخوانی دارد. افزون‌بر این، فشارهای به‌دست‌آمده از فشارسنج‌های گوناگون نشان‌دهنده فشار نزدیک به 4 تا 8 کیلوبار (برای فنوکریست‌ها) و کمتر از 5 کیلوبار (برای بلورهای زمینه سنگ) است که به‌ترتیب با ژرفای پوسته میانی- زیرین و پوسته بالایی همخوانی دارد. ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها در سنگ‌های بازالتی نشان‌دهنده سرشت آلکالن مذاب مادر و محیط زمین‌ساختی پیدایش ماگمای درون‌صفحه‌ای (کافت درون‌قاره‌ای) برای آن است. ازآنجایی‌که فوران‌های بازالتی جنوب لاهیجان حجم بزرگی دارند، پیدایش این سنگ‌ها چه‌بسا نشان‌دهنده آنومالی دمایی مهمی (مرتبط با یک پلوم گوشته‌ای؟) در کرتاسه پسین در دامنه شمالی البرز است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از آقای دکتر صدرالدین امینی برای فراهم‌آوردن امکان تجزیه کانی‌ها در آزمایشگاه دانشگاه UCLA بسیار سپاس‌گزار هستند.


 

 

Abbasi, H. and Torabi, G. (2013) Petrography and mineral chemistry of Eocene dykes from Kuh-e-Kam Khashak (North of Khur, Isfahan province). Iranian Journal of Petrology 13: 19-32 (in Persian).

Alavi, M. (1996) Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in Northern Iran. Journal of Geodynamics 21(1): 1-33.

Allen, M., Ghassemi, M., Shahrabi, M. and Qorashi, M. (2003) Accommodation of late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology 25(5): 659-672.

Angiolini, L., Crippa, G., Muttoni, G. and Pignatti, J. (2013) Guadalupian (Middle Permian) paleobiogeography of the Neotethys Ocean. Gondwana Research 24(1): 173-184.

Annells, R. N., Arthurton, R. S., Bazley, R. A. B., Davies, R. G., Hamedi, M. A. R. and Rahimzadeh, F. (1985) Geological map of Qazvin- Rash 1:250000. No. E3 and E4. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Baharfiruzi, K., Shafeii, A. R., Azhdari, A., Karimi, H. R. and Pirouz, M. (2003) Geological map of Javaherdeh 1:100000. No. 6063. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Beard, J. S., Ragland, P. C. and Rushmer, T. (2004) Hydration Crystallization Reactions between Anhydrous Minerals and Hydrous Melt to Yield Amphibole and Biotite in Igneous Rocks: Description and Implications. The Journal of Geology 112(5): 617-621.

Beccaluva, L. and Serri, G. (1988) Boninitic and low-Ti subduction-related lavas from intraoceanic arc-backarc systems and low-Ti ophiolites: a reappraisal of their petrogenesis and original tectonic setting. Tectonophysics 146(1–4): 291-315.

Beccaluva, L., Macciotta, G., Piccardo, G. B. and Zeda, O. (1989) Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic indicator. Chemical Geology 77(3–4): 165-182.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.

Berra, F. and Angiolini, L. (2014) The Evolution of the Tethys Region throughout the Phanerozoic: A Brief Tectonic Reconstruction. In: Petroleum systems of the Tethyan region (Eds. Marlow, L., Kendall, C. and L., Yose) 106: 1-27. AAPG Memoir.

Besse, J., Torcq, F., Gallet, Y., Ricou, L. E., Krystyn, L. and Saidi, A. (1998) Late Permian to Late Triassic palaeomagnetic data from Iran: constraints on the migration of the Iranian block through the Tethyan Ocean and initial destruction of Pangaea. Geophysical Journal International 135(1): 77-92.

Chaussard, E. and Amelung, F. (2014) Regional controls on magma ascent and storage in volcanic arcs. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 15(4): 1407-1418.

Claeson, D. T. and Meurer, W. P. (2004) Fractional crystallization of hydrous basaltic “arc-type” magmas and the formation of amphibole-bearing gabbroic cumulates. Contributions to Mineralogy and Petrology 147(3): 288-304.

Clark, G. C., Davies, R. G., Hamzepour, B., Jones, C. R., Ghorashi, M. and Navaee, I. (1977) Geological map of Bandar-e-Anzali 1:250000. No D3. Geological Survey of Iran. Tehran, Iran.

Coldwell, B., Clemens, J. and Petford, N. (2011) Deep crustal melting in the Peruvian Andes: Felsic magma generation during delamination and uplift. Lithos 125(1–2): 272-286.

Davis, F. A., Hirschmann, M. M. and Humayun, M. (2011) The composition of the incipient partial melt of garnet peridotite at 3 GPa and the origin of OIB. Earth and Planetary Science Letters 308(3–4): 380-390.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (2001) Rock-forming Minerals: Feldspars. Volume 4A. Geological Society of London, UK.

Dobosi, G., Schultz-Güttler, R., Kurat, G. and Kracher, A. (1991) Pyroxene chemistry and evolution of alkali basaltic rocks from Burgenland and Styria, Austria. Mineralogy and Petrology 43(4): 275-292.

Duchêne, S. and Albarède, F. (1999) Simulated garnet-clinopyroxene geothermometry of eclogites. Contributions to Mineralogy and Petrology 135(1): 75-91.

Ebrahimi, L. and Tabatabaei Manesh, S. M. (2015) Petrography and mineral chemistry of the east Nabar volcanic rocks (southwest of Kashan). Iranian Journal of Petrology 21: 83-104 (in Persian).

Ernst, R. E. and Buchan, K. L. (2003) Recognizing mantle plumes in the geological records. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 31(1): 469-523.

Fitton, J. G., Saunders, A. D., Norry, M. J., Hardarson, B. S. and Taylor, R. N. (1997) Thermal and chemical structure of the Iceland plume. Earth and Planetary Science Letters 153(3–4): 197-208.

Fu, B., Page, F. Z., Cavosie, A. J., Fournelle, J., Kita, N. T., Lackey, J. S., Wilde, S. A. and Valley, J. W. (2008) Ti-in-zircon thermometry: applications and limitations. Contributions to Mineralogy and Petrology 156(2): 197-215.

Gibson, S. A., Thompson, R. N., Dickin, A. P. and Leonardos, O. H. (1995) High-Ti and low-Ti mafic potassic magmas: Key to plume-lithosphere interactions and continental flood-basalt genesis. Earth and Planetary Science Letters 136(3–4): 149-165.

Ginibre, C., Wörner, G. and Kronz, A. (2002) Minor- and trace-element zoning in plagioclase: implications for magma chamber processes at Parinacota volcano, northern Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology 143(3): 300-315.

Haghnazar, S. (2012) Petrology, Geochemistry and Tectonic setting of Javaherdasht Cretaceous gabbro in the north part of Alborz Mountains, East of Guilan, North of Iran: A part of ophiolite sequence or intra-continental rift? Iranian Journal of Petrology 10: 79-94 (in Persian).

Haghnazar, S., Malakotian, S. and Allahyari, K. (2015) Tectono-magmatic setting of Cretaceous pillow basalts in the north part of the Alborz mountains in east of Guilan province (north of Iran): a part of ophiolite sequence or intra-continental rift? Iranian Journal of Geosciences 24(94): 171-182 (in Persian).

Housh, T. B. and Luhr, J. F. (1991) Plagioclase-melt equilibria in hydrous systems. American Mineralogist 76(3-4): 477-492.

Hüneke, H. and Mulder, T. (2011) Deep-Sea Sediments. Developments in Sedimentology. V. 63. Elsiever, New York, US.

Kay, S. M., Godoy, E. and Kurtz, A. (2005) Episodic arc migration, crustal thickening, subduction erosion, and magmatism in the south-central Andes. Geological Society of America Bulletin 117(1-2): 67-88.

Kay, S. M., Mpodozis, C. and Gardeweg, M. (2014) Magma sources and tectonic setting of Central Andean andesites (25.5–28°S) related to crustal thickening, forearc subduction erosion and delamination. Geological Society, London, Special Publications 385(1): 303-334.

Köhler, T. P. and Brey, G. P. (1990) Calcium exchange between olivine and clinopyroxene calibrated as a geothermobarometer for natural peridotites from 2 to 60 kb with applications. Geochimica et Cosmochimica Acta 54(9): 2375-2388.

Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260(4): 267-288.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59(1): 139-154.

Li, L., Lin, S., Xing, G., Davis, D. W., Davis, W. J., Xiao, W. and Yin, C. (2013) Geochemistry and tectonic implications of late Mesoproterozoic alkaline bimodal volcanic rocks from the Tieshajie Group in the southeastern Yangtze Block, South China. Precambrian Research 230: 179-192.

Lindsley, D. H. (1983) Pyroxene thermometry. American Mineralogist 68(5-6): 477-493.

McKenzie, D. and O'Nions, R. K. (1995) The Source Regions of Ocean Island Basalts. Journal of Petrology 36(1): 133-159.

Mollo, S., Putirka, K., Iezzi, G., Del Gaudio, P. and Scarlato, P. (2011) Plagioclase–melt (dis)equilibrium due to cooling dynamics: Implications for thermometry, barometry and hygrometry. Lithos 125(1–2): 221-235.

Mollo, S., Putirka, K., Misiti, V., Soligo, M. and Scarlato, P. (2013) A new test for equilibrium based on clinopyroxene–melt pairs: Clues on the solidification temperatures of Etnean alkaline melts at post-eruptive conditions. Chemical Geology 352: 92-100.

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. The Canadian Mineralogist 27(1): 143-156.

Müntener, O., Kelemen, P. and Grove, T. (2001) The role of H2O during crystallization of primitive arc magmas under uppermost mantle conditions and genesis of igneous pyroxenites: an experimental study. Contributions to Mineralogy and Petrology 141(6): 643-658.

Muttoni, G., Mattei, M., Balini, M., Zanchi, A., Gaetani, M. and Berra, F. (2009) The drift history of Iran from the Ordovician to the Triassic. Geological Society, London, Special Publications 312(1): 7-29.

Nelson, S. T. and Montana, A. (1992) Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.

Nikishin, A. M., Ziegler, P. A., Abbott, D., Brunet, M. F. and Cloetingh, S. (2002) Permo–Triassic intraplate magmatism and rifting in Eurasia: implications for mantle plumes and mantle dynamics. Tectonophysics 351(1–2): 3-39.

Nimis, P. (1995) A clinopyroxene geobarometer for basaltic systems based on crystal-structure modeling. Contributions to Mineralogy and Petrology 121(2): 115-125.

Nimis, P. and Taylor, W. R. (2000) Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 139(5): 541-554.

Nimis, P. and Ulmer, P. (1998) Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks Part 1: An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 133(1-2): 122-135.

Nisbet, E. and Pearce, J. (1977) Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149-160.

Putirka, K. (1999) Clinopyroxene + liquid equilibria to 100 kbar and 2450 K. Contributions to Mineralogy and Petrology 135: 151-163.

Putirka, K. D. (2005) Igneous thermometers and barometers based on plagioclase + liquid equilibria: Tests of some existing models and new calibrations. American Mineralogist 90: 336-346.

Putirka, K. D. (2008) Thermometers and Barometers for Volcanic Systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 69(1): 61-120.

Putirka, K. D., Mikaelian, H., Ryerson, F. and Shaw, H. (2003) New clinopyroxene-liquid thermobarometers for mafic, evolved, and volatile-bearing lava compositions, with applications to lavas from Tibet and the Snake River Plain, Idaho. American Mineralogist 88(10): 1542-1554.

Putirka, K. D., Perfit, M., Ryerson, F. J. and Jackson, M. G. (2007) Ambient and excess mantle temperatures, olivine thermometry, and active vs. passive upwelling. Chemical Geology 241(3–4): 177-206.

Putirka, K., Johnson, M., Kinzler, R., Longhi, J. and Walker, D. (1996) Thermobarometry of mafic igneous rocks based on clinopyroxene-liquid equilibria, 0–30 kbar. Contributions to Mineralogy and Petrology 123(1): 92-108.

Rahmati Iikhchi, M. and Mosavi, E. (2004) Geological map of Langrood 1:100000. No. 6064. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Renjith, M. L. (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.

Rossetti, F., Monié, P., Nasrabady, M., Theye, T., Lucci, F. and Saadat, M. (2017) Early Carboniferous subduction-zone metamorphism preserved within the Palaeo-Tethyan Rasht ophiolites (western Alborz, Iran). Journal of the Geological Society 174(4): 741-758.

Rudnick, R. L. and Fountain, D. M. (1995) Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Reviews of Geophysics 33(3): 267-309.

Salavati, M. (2008) Petrology, geochemistry and mineral chemistry of extrusive alkalic rocks of the Southern Caspian Sea Ophiolite, Northern Albroz, Iran: Evidence of alkaline magmatism in southern Eurasia. Journal of Applied Sciences 8(12): 2202-2216.

Salavati, M., Kananian, A. and Noghreyan, M. (2012) Geochemical characteristics of mafic and ultramafic plutonic rocks in southern Caspian Sea Ophiolite (Eastern Guilan). Arabian Journal of Geosciences 6(12): 4851-4858.

Sarjoughian, F., Kananian, A. and Ahmadian, J. (2012) Application of pyroxene chemistry for evaluation of temperature and pressure in the Kuh-e Dom intrusion. Iranian Journal of Petrology 11: 97-110 (in Persian).

Sayari, M., Sharifi, M. and Tabatabaei Manesh, S. M. (2014) Thermo-barometry of amphibole-plagioclase phenocrysts in volcanic rocks in the east of Kamu north of Isfahan province (middle part of the Central Iranian volcanic belt). Iranian Journal of Petrology 18: 93-104 (in Persian).

Şengör, A. M. C. (1992) The Palaeo-Tethyan suture: A line of demarcation between two fundamentally different architectural styles in the structure of Asia. Island Arc 1(1): 78-91.

Singer, B. S., Dungan, M. A. and Layne, G. D. (1995) Textures and Sr, Ba, Mg, Fe, K, and Ti compositional profiles in volcanic plagioclase: Clues to the dynamics of calc-alkaline magma chambers. American Mineralogist 80: 776- 798.

Sisson, T. W. and Grove, T. L. (1993) Temperatures and H2O contents of low-MgO high-alumina basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology 113(2): 167-184.

Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: Empirical coordinates for the crystallisation PT‐estimations. GFF 119(1): 55-60.

Stamatelopoulou-Seymour, K., Vlassopoulos, D., Pearce, T. H. and Rice, C. (1990) The record of magma chamber processes in plagioclase phenocrysts at Thera Volcano, Aegean Volcanic Arc, Greece. Contributions to Mineralogy and Petrology 104(1): 73-84.

Stöcklin, J. (1974) Northern Iran: Alborz Mountains. Geological Society, London, Special Publications 4(1): 213-234.

Tepley, F. J., Davidson, J. P. and Clynne, M. A. (1999) Magmatic Interactions as Recorded in Plagioclase Phenocrysts of Chaos Crags, Lassen Volcanic Center, California. Journal of Petrology 40(5): 787-806.

Tepley, F. J., Davidson, J. P., Tilling, R. I. and Arth, J. G. (2000) Magma mixing, recharge and eruption histories recorded in plagioclase phenocrysts from El Chichón Volcano, Mexico. Journal of Petrology 41(9): 1397-1411.

Viccaro, M., Giacomoni, P. P., Ferlito, C. and Cristofolini, R. (2010) Dynamics of magma supply at Mt. Etna volcano (Southern Italy) as revealed by textural and compositional features of plagioclase phenocrysts. Lithos 116(1–2): 77-91.

Wells, P. A. (1977) Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 62(2): 129-139.

White, W. M. (2010) Oceanic Island Basalts and Mantle Plumes: The Geochemical Perspective. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 38(1): 133-160.

Wilmsen, M., Fürsich, F. T., Seyed-Emami, K., Majidifard, M. R. and Taheri, J. (2009) The Cimmerian Orogeny in northern Iran: tectono-stratigraphic evidence from the foreland. Terra Nova 21(3): 211-218.

Wilson, B. M. (2007) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Springer Science & Business Media.

Winter, J. D. (2014) Principles of igneous and metamorphic petrology. Pearson Education Limited, London, UK.

Yoder, H. S. and Tilley, C. E. (1962) Origin of basalt magmas: An experimental study of natural and synthetic rock systems. Journal of Petrology 3(3): 342-532.

Zaeimnia, F., Kananian, A. and Salavaty, M. (2011) Petrogenesis of Southern Amlash Alkaline Rocks in the South Caspian Sea, North of Iran. Geosciences 78: 69-78 (in Persian).

Zanchetta, S., Berra, F., Zanchi, A., Bergomi, M., Caridroit, M., Nicora, A. and Heidarzadeh, G. (2013) The record of the Late Palaeozoic active margin of the Palaeotethys in NE Iran: Constraints on the Cimmerian orogeny. Gondwana Research 24(3–4): 1237-1266.

Zanchi, A., Berra, F., Mattei, M., R. Ghassemi, M. and Sabouri, J. (2006) Inversion tectonics in central Alborz, Iran. Journal of Structural Geology 28(11): 2023-2037.

Zanchi, A., Zanchetta, S., Berra, F., Mattei, M., Garzanti, E., Molyneux, S., Nawab, A. and Sabouri, J. (2009) The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) orogeny in north Iran. Geological Society, London, Special Publications 312(1): 31-55.

Zhang, C.-L., Xu, Y.-G., Li, Z.-X., Wang, H.-Y. and Ye, H.-M. (2010) Diverse Permian magmatism in the Tarim Block, NW China: Genetically linked to the Permian Tarim mantle plume? Lithos 119(3–4): 537-552.