Petrology of Lower Cretaceous pillow lavas and diabase dykes from North of Hajiabad (SW of Bayazeh, Isfahan province, Iran)

Document Type : Original Article

Authors

گروه زمین شناسی دانشگاه اصفهان

Abstract

The Lower Cretaceous pillow lavas and diabasic dykes are cropped out in several points in the North of Hajiabad belonging to Central Iran. The best exposure of these rocks is seen in Dum Kalagh Mountai. Field studies reveal that dykes intrude the pillow lavas and the space between the pillow lavas is filled by sediments, and the whole suite is covered by thr Lower Cretaceous cherts and limestones of the Biabanak Formation. Minerals of these rocks are plagioclase (labradorite to albite), clinopyroxene (diopside), chloritized olivine, ilmenite, termolite -actinolite, epidote, prehnite, sericite, calcite, chlorite, pyrite and magnetite. Mineral chemistry of clinopyroxenes reveal a parental magma, with low H2O, high TiO2 content and high oxygen fugacity. Based on the geochemical studies, the primary magma of the pillow lavas is alkali basalt and that of the diabasic dykes is tholeiitic basalt. Geothermometry and barometry based on clinopyroxene chemistry display 750-850 C and 13-16 kbar. Geothermometry of chlorites shows 190-240 C and sub -sea floor metamorphism in the prehnite-pumpellyite facies. We conclude in this region, an aborted rift system developed during Lower Cretaceous. This study shows that rifting related to the opening of Neotethys is not exclusively limited to the Zagros geosuture and the surrounding area of the Central-East Iranian microcontinental (CEIM).

Keywords

Full Text

مقدمه

با توجه به آن که بازالت‌ها و سنگ‌های بازیک، ماگمای اولیه حاصل از ذوب بخشی گوشته در نظر گرفته می‌شوند از نظر تعیین محیط تکتونوماگمایی و بررسی‌های پترولوژی دارای اهمیت هستند. بازالت‌ها در اثر دگرگونی کف اقیانوس به اسپیلیت تبدیل می‌شوند و اغلب دارای ساخت بالشی هستند.

بالش‌ها دارای یک بخش درونی و یک بخش پوسته‌ای هستند که بخش پوسته‌ای دارای ساخت اسفرولیتی است. اسپیلیت‌ها سنگ‌های مزوکرات با ساخت سنگ‌های آذرین هستند که از آلبیت، کلریت، پیروکسن، اسفن و گاهی اوقات کلسیت، هماتیت، زئولیت و پرهنیت- پومپلئیت تشکیل شده‌‌اند (معین وزیری، 1365). گدازه‌های بالشی مطالعه‌شده در غرب بیاضه و جنوب- جنوب‌شرق کوه دم‌کلاغ (شکل‌های 1، 2 و 3) دیده می‌شوند. این مناطق در ایران‌مرکزی واقع شده‌اند و در تقسیمات استانی جزو استان اصفهان قرار می‌گیرند. بهترین رخنمون سنگ‌های مورد بررسی در شمال حاجی‌آباد (جنوب و جنوب‌غرب کوه دم‌کلاغ) واقع است.

 

 

   

شکل 1- نقشه تقسیمات تکتونیکی ایران و موقعیت منطقه مطالعه‌شده (Ghasemi and Talbot, 2006)

شکل 2- نقشه راه‌های دسترسی به منطقه بر گرفته از
اطلس راه‌های ایران، 1384

 
 

شکل 3- نقشه زمین‌شناسی منطقه برگرفته از نقشه خور با مقیاس 1:250000 (Technoexport, 1984)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

این رخنمون با مختصات عرض جغرافیایی
  ً8/1َ15ْ33 شمالی و طول جغرافیایی  5ً/23َ52ْ54 شرقی و با روند NE-SW در جنوب‌غرب خور واقع شده است. روی بالش‌ها را چرت و سپس تشکیلات بیابانک (متشکل از رسوباتی نظیر آهک‌ماسه‌دار، آهک اربیتولین‌‌دار، ماسه‌سنگ، سیلت‌استون، کِلی‌استون و مرمر) با سن کرتاسه پایینی پوشانده است (Technoexport, 1984). اندازه بالش‌ها گاه به بیش از یک‌متر هم می‌رسد، فاصله میان بالش‌ها توسط رسوبات پر شده است (شکل 4).

 

 

 

b
 

 

a
 

 

d
 

 

c
 

 

f
 

 

e
 

شکل 4- تصاویر صحرایی متابازیت‌ها؛ a و (b نمای کلی منطقه، (c مرز بین آهک کرتاسه و گدازه‌های بالشی، d، e و (f گدازه‌های بالشی

 

 

ساخت بالشی اسپیلیت‌ها نشانه ورود کند آن‌ها به دریاهای عمیق است و بیانگر رخداد بازشدگی در زمان کرتاسه پایینی در این منطقه است. قرارگیری چرت و سنگ‌آهک‌های بیابانک بر روی متابازیت‌ها نشان‌دهنده تعلق احتمالی این سنگ‌ها به کرتاسه پایینی است. هدف این نوشتار بررسی کانی‌شناسی گدازه‌های بالشی و دایک‌های دیابازی فوق در منطقه مورد مطالعه است.

 

روش انجام پژوهش

پس از مطالعات صحرایی و نمونه‌برداری به‌منظور بررسی‌های پتروگرافی و کانی‌شناسی، از نمونه‌های سنگی، مقطع نازک تهیه شد. سپس از نمونه‌های مناسب مقطع نازک- صیقلی تهیه و کانی‌های موجود در آن‌ها با استفاده از دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب Cameca SX-100 انستیتوی کانی‌شناسی دانشگاه لیبنیز هانوور آلمان با ولتاژ شتاب‌دهنده 20 kV و جریان 15 nA بررسی شدند. در محاسبه مقدار Fe3+ و Fe2+ برای دسترسی به فرمول ساختاری کانی‌ها از استوکیومتری کانی‌ها و روش ارائه شده توسط Droop (1987) استفاده شد. محاسبه فرمول‌ساختاری کانی‌ها و تقسیم‌بندی آن‌ها توسط نرم‌افزار Minpet 2.02 انجام شد. در ترسیم نقشه ساده‌شده راه‌ها و نقشه زمین‌شناسی منطقه از نرم افزار Corel presentation10 استفاده شد.

میزان Mg# و  Fe#در کانی‌ها توسط فرمول‌های زیر محاسبه می‌شود:

Mg# = Mg / (Mg + Fe2+)

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

 

تعداد 6 سنگ سالم‌تر و دانه‌ریزتر با روش ICP-MS در کشور کانادا آنالیز شیمیایی سنگ‌کل شدند.

 

پتروگرافی

مطالعات پتروگرافی دایک‌های دیابازی نشان می‌دهد که این سنگ‌های متوسط تا درشت‌دانه دارای بافت افیتیک، ساب‌افیتیک، پورفیری و اینترگرانولار با فنوکریستال‌های خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز و الیوین کلریتی در زمینه‌ای از الیوین کلریتی، کلینوپیروکسن و پلاژیوکلاز است (شکل 5). اغلب پلاژیوکلاز‌ها به پرهنیت تبدیل شده و قسمتی از پلاژیوکلاز‌ها سالم است که ماکل پلی‌سینتتیک نشان می‌دهند. ادخال‌های اپاک و الیوین کلریتی نیز در پلاژیوکلاز‌ها مشاهده شده است. پیروکسن‌های کوچک زمینه، قهوه‌ای‌رنگ با ماکل ساعت‌شنی و خاموشی مایل‌هستند. تمام الیوین‌ها نیز کلریتی شده‌اند.

 

 

 

شکل 5- تصاویر میکروسکوپی دایک‌های دیابازی، a و (b بافت افیتیک و ساب‌افیتیک از پلاژیوکلاز داخل کلینوپیروکسن، (c فنوکریستال‌های پلاژیوکلاز و الیوین کلریتی در زمینه‌ای از پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن، (d پورفیر پلاژیوکلاز در زمینه پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن

 

 

کانی‌های اپاک ‌هم به‌صورت شکل‌دار و ‌هم به‌صورت بی‌شکل به مقدار کم در زمینه پراکنده ‌هستند. ‌همچنین به‌صورت ادخال در کلینوپیروکسن‌ها و پلاژیوکلاز‌ها وجود دارند و بافت پوئی‌کلیتیک ایجاد کرده‌اند. برخی از کلینوپیروکسن‌ها به ترمولیت- اکتینولیت و سپس به کلریت تبدیل شده‌اند. کانی‌های اپاک در امتداد رخ‌های آمفیبول‌های حاصل از تجزیه کلینوپیروکسن‌ها به‌وفور مشاهده می‌شود. کانی‌های ثانویه حاصل از تجزیه پلاژیوکلاز‌ها عبارتند از اپیدوت، پرهنیت، کلریت، آلبیت، سریسیت، کلسیت و مگنتیت.

بازالت‌ها دارای بافت اینترگرانولار‌ هستند و کانی‌های تشکیل‌دهنده آن‌ها عبارتند از پلاژیوکلاز، الیوین کلریت، ایلمنیت و سانیدین. برخی پلاژیوکلاز‌ها در اثر اسپیلیتی‌شدن به آلبیت تبدیل شده‌اند و به علت اسپیلیتی‌شدن نمونه‌ها، سانیدین‌ها دگرسان شده و قابل تشخیص نیستند. رگه‌های کلسیت درز و شکاف‌های موجود در این سنگ‌ها را پر کرده است (شکل 6).

 

 

 

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی بازالت‌ها؛ a و (b بافت آمیگدالوئیدال، (c پورفیر پلاژیوکلاز در زمینه پلاژیوکلاز و الیوین کلریتی شده،
 (d کانی‌های پلاژیوکلاز و الیوین کلریتی در بازالت‌ها

 


شیمی‌کانی‌ها

با توجه به داده‌های حاصل از آنالیز نقطه‌ای فلدسپات‌های موجود در دایک‌های دیابازی (جدول 1)، فنوکریستال‌های پلاژیوکلاز دارای ترکیب لابرادوریت هستند. برخی از آن‌ها در اثر اسپیلیتی‌شدن به آلبیت (98 تا 99 درصد آلبیت) تبدیل شده‌اند (شکل 7). اسپیلیتی‌شدن فنوکریستال‌های فلدسپات باعث می‌شود تا SiO2، CaO و Al2O3 در این بلور‌ها به‌طور چشم‌گیری کاهش و Na2O تا حد قابل‌توجهی افزایش یابد. CaO در ساختار کانی‌های ثانویه کلسیت و اپیدوت مصرف شده است. از 3 نمونه میکرولیت فلدسپات آنالیز شده، 2 نمونه آن ترکیب لابرادوریت (2/58 و 5/59An=) و یک نمونه ترکیب متوسط آندزین (4/47An=) نشان می‌دهد. داده‌های حاصل از آنالیز نقطه‌ای پیروکسن‌های موجود در دایک‌های دیابازی (جدول‌ 2)، نشان می‌دهد که آن‌ها ترکیب یکسان و‌ هموژن دارند. با توجه به خصوصیات نوری و‌ همچنین میزان عناصر موجود در کلینوپیروکسن‌ها و درصد اعضای نهایی آن‌ها که در جدول‌ 2 آورده شده است کلینوپیروکسن‌ها از نوع دیوپسید هستند (شکل 8).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز نقطه‌ای پلاژیوکلازهای موجود در متابازیت‌های شمال حاجی‌آباد (wt%) همراه با محاسبه فرمول ساختاری (a p.f.u.) و درصد اعضای نهایی آن‌ها

Sample

814-1

814-1a

814-1b

814-1c

814-1d

814-1e

814-1f

814-1h

814-1i

SiO2

55.72

53.65

68.28

51.55

51.47

67.84

51.62

53.52

66.95

TiO2

0.14

0.08

0.00

0.07

0.08

0.00

0.06

0.05

0.01

Al2O3

27.22

28.44

20.22

30.11

29.66

20.31

29.57

28.39

20.51

FeO*

0.74

0.62

0.05

0.55

0.62

0.04

0.53

0.45

0.02

MnO

0.00

0.04

0.00

0.06

0.03

0.00

0.02

0.02

0.00

MgO

0.06

0.18

0.00

0.09

0.10

0.00

0.09

0.14

0.01

CaO

10.07

12.28

0.25

13.60

13.42

0.31

13.57

12.49

0.20

Na2O

6.05

4.78

11.84

3.96

4.02

11.78

4.17

4.61

12.03

K2O

0.19

0.13

0.10

0.07

0.10

0.09

0.11

0.14

0.03

Total

100.19

100.20

100.74

100.06

99.50

100.37

99.74

99.81

99.76

O#

8

8

8

8

8

8

8

8

8

Si

2.52

2.43

2.97

2.35

2.36

2.96

2.36

2.44

2.94

Ti

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Al

1.45

1.52

1.03

1.62

1.60

1.04

1.59

1.52

1.06

Fe2+

0.03

0.02

0.00

0.02

0.02

0.00

0.02

0.02

0.00

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.00

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.00

Ca

0.49

0.60

0.01

0.66

0.66

0.01

0.67

0.61

0.01

Na

0.53

0.42

1.00

0.35

0.36

1.00

0.37

0.41

1.03

K

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

Cations

5.03

5.02

5.02

5.01

5.02

5.02

5.03

5.01

5.04

Ab

51.50

41.00

98.20

34.40

34.90

98.10

35.50

39.70

98.90

An

47.40

58.20

1.20

65.20

64.50

1.40

63.90

59.50

0.90

Or

1.10

0.80

0.60

0.40

0.60

0.50

0.60

0.80

0.20

Name

Andesine

Labradorite

Albite

Labradorite

Labradorite

Albite

Labradorite

Labradorite

Albite

 

جدول 2- نتایج آنالیز نقطه‌ای کلینوپیروکسن‌های موجود در متابازیت‌های شمال حاجی‌آباد (wt%) همراه با محاسبه فرمول ساختاری (a.p.f.u.) و درصد اعضای نهایی آن‌ها

Sample

814-1

814-1a

814-1b

814-1c

814-1d

814-1e

814-1f

814-1g

814

SiO2

47.11

48.07

47.65

47.01

46.99

47.31

47.78

47.15

47.93

TiO2

2.49

2.29

2.50

2.58

2.59

2.60

2.53

2.63

2.37

Al2O3

5.79

5.45

5.45

5.95

5.63

5.81

5.73

5.57

5.51

FeO*

8.76

8.62

8.89

9.17

9.05

8.81

8.63

9.18

8.71

Cr2O3

0.14

0.21

0.10

0.11

0.14

0.16

0.17

0.15

0.23

MnO

0.18

0.18

0.20

0.15

0.16

0.21

0.19

0.20

0.16

MgO

12.85

12.84

12.80

12.40

12.39

12.79

12.83

12.69

12.77

CaO

21.74

21.61

21.95

21.99

21.74

21.69

21.63

21.70

21.56

Na2O

0.54

0.46

0.48

0.54

0.52

0.49

0.45

0.53

0.56

K2O

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

Total

99.60

99.74

100.02

99.90

99.21

99.88

99.95

99.80

99.75

O#

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

Si

1.76

1.80

1.78

1.76

1.77

1.77

1.78

1.77

1.79

Ti

0.07

0.06

0.07

0.07

0.07

0.07

0.07

0.07

0.07

Al IV

0.24

0.20

0.22

0.24

0.23

0.23

0.22

0.24

0.21

Al VI

0.02

0.04

0.02

0.02

0.02

0.02

0.04

0.01

0.04

Fe2+

0.16

0.21

0.18

0.18

0.19

0.18

0.21

0.18

0.21

Fe3+

0.11

0.06

0.09

0.11

0.10

0.09

0.07

0.11

0.07

Cr

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.01

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

0.72

0.72

0.71

0.69

0.70

0.71

0.71

0.71

0.71

Ca

0.87

0.87

0.88

0.88

0.88

0.87

0.87

0.87

0.86

Na

0.04

0.03

0.04

0.04

0.04

0.04

0.03

0.04

0.04

Sum

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

WO

46.65

46.63

46.85

47.27

47.09

46.62

46.65

46.49

46.61

EN

38.37

38.55

38.01

37.09

37.34

38.25

38.50

37.83

38.42

FS

14.98

14.83

15.15

15.64

15.57

15.14

14.85

15.69

14.97

WEF

95.73

96.42

96.24

95.72

95.88

96.14

96.49

95.82

96.02

JD

0.59

1.37

0.61

0.67

0.73

0.78

1.25

0.37

1.38

AE

3.68

2.22

3.15

3.61

3.39

3.08

2.26

3.81

2.60

 

 

 

 

 

 

 

 

   

شکل 7- مثلث تقسیم‌بندی فلدسپات‌ها (Deer et al., 1965). با توجه به موقعیت نقاط در این مثلث فلدسپات‌های مورد بررسی دارای ترکیب لابرادوریت، آندزین و آلبیت هستند

شکل 8- مثلث تقسیم‌بندی کلینوپیروکسن‌ها (Morimoto et al., 1988). همه کلینوپیروکسن‌ها از نوع دیوپسید هستند، قرار گرفتن نقاط بر روی یکدیگر نشان‌دهنده شباهت ترکیب بسیار زیاد آن‌ها و عدم توسعه تفریق در ماگمای سازنده این سنگ‌هاست

 

 

موقعیت نقاط در نمودار Al در برابر Si نشان‌دهنده پر شدن موقعیت تتراهدری کلینوپیروکسن‌ها توسط کاتیون‌هایSi  و Al موجود در آن‌هاست (شکل 9- a). همه پیروکسن‌های مورد مطالعه در نمودار Ti در برابر Na جانشینی NaTiAlSiO6 را به جای
 Ca(Mg, Fe)Si2O6 نشان می‌دهند (شکل 9- b) که به‌صورت زیر توجیه می‌شود (Zhu and Ogasawara, 2001):

CaVIII + MgVI + SiIV = NaVIII + TiVI + AlIV

با توجه به سالم‌بودن کلینوپیروکسن‌های موجود در دایک‌های دیابازی و غیرمتحرک بودن عنصر تیتانیوم (Rollinson, 1993)، قرارگرفتن موقعیت نقاط در بالای خط AlIV=5 Ti بیانگر بالا بودن میزان Ti در پیروکسن‌های منطقه است (شکل 9- c).

 

 

     

شکل 9- نمودارهای بررسی ترکیب کلینوپیروکسن‌های منطقه؛ (a در نمودار Al-Si نمونه‌ها بالای خط اشباع قرار گرفته‌اند و معرف پر شدن موقعیت تتراهدری کلینوپیروکسن‌ها توسط کاتیون‌های Si و Al موجود در آن‌هاست. (b نمودار Na در مقابل Ti که جانشینی NaTiAlSiO6 را به جای Ca (Mg, Fe) Si2O6 نشان می‌دهد. (c نمودار AlIV در مقابل Ti که بیانگر میزان Ti قابل توجه در ساختار کلینوپیروکسن‌هاست (Zhu and Ogasawara, 2001).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

بالا بودن میزان تیتانیوم در کلینوپیروکسن‌ها و فراوانی ایلمنیت در این سنگ‌ها نشان می‌دهد که این سنگ‌ها دارای TiO2 قابل ملاحظه‌ای ‌هستند. ترکیب ایلمنیت موجود در این سنگ‌ها ‌همراه با محاسبه فرمول ساختاری در جدول‌ 3 آمده است.

کلریت‌ها کانی‌های ثانویه‌ای ‌هستند که در اثر دگرگونی کف اقیانوس و اسپیلیتی‌شدن بازالت‌ها حاصل شده‌اند. با توجه به ترکیب کلریت‌های حاصل از تجزیه الیوین‌ها که در جدول‌ 3 آمده است میزان عناصر آلکالی و قلیایی در آن‌ها بسیار پایین و نزدیک به صفر است. در این کلریت‌ها 52/0Mg# = و 48/0Fe#= است.

سریسیت‌ها کانی ثانویه حاصل از اسپیلیتی‌شدن سنگ ‌هستند و از تجزیه فلدسپات‌های پتاسیک از جمله سانیدین حاصل شده‌اند (Evans et al., 1963). ترکیب و فرمول ساختاری آن‌ها در جدول ‌4 آمده است.

 

3 KAlSi3O8 + H2O=KAl3Si3O10(OH)2 + 6 SiO2 + K2O

 

با توجه به نتایج حاصل از آنالیز سنگ‌ها در جدول 5، بالا بودن میزان Na2O و LOI به خاطر اسپیلیتی‌شدن این سنگ‌هاست. کانی‌هایی که در نورم ساخته شده‌اند عبارتند از: آلبیت، آنورتیت، ارتوکلاز، دیوپسید، الیوین، ایلمنیت، مگنتیت، آپاتیت و نفلین. ساخته‌شدن نفلین در نورم به خاطر افزایش سدیم در اثر دگرگونی کف اقیانوس است و در واقع گدازه‌های بالشی مورد مطالعه فاقد فلدسپاتوئید هستند.

 

بحث

حضور گدازه‌های بالشی در منطقه مورد بررسی دلیل بر عمیق‌بودن دریا در زمان ولکانیسم است. این گدازه‌ها، آرام به کف اقیانوس ریخته و به‌طور تدریجی سرد شده‌اند. بافت آمیگدالوئیدال در گدازه‌های بالشی در اثر خروج گازها‌ هنگام سرد شدن ایجاد شده است.

جدول 3- نتایج آنالیز نقطه‌ای ایلمنیت‌ و کلریت‌های موجود در متابازیت‌های شمال حاجی‌آباد (wt%) همراه با محاسبه فرمول ساختاری (a.p.f.u.) آن‌ها

Sample

814-1a

814-1b

814-1c

814-1d

223

Mineral

chlorite

chlorite

chlorite

chlorite

Ilmenite

SiO2

29.45

29.59

29.67

30.12

0.06

TiO2

0.00

0.00

0.01

0.03

20.97

Al2O3

16.30

15.16

16.09

15.94

4.61

Cr2O3

0.00

0.03

0.02

0.03

0.00

FeO*

25.91

26.19

26.10

25.84

64.15

MnO

0.22

0.23

0.20

0.16

2.91

MgO

15.39

15.91

16.02

15.93

0.05

CaO

0.33

0.23

0.26

0.30

0.02

Na2O

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

K2O

0.02

0.02

0.01

0.00

0.00

Total

87.63

87.36

88.38

88.36

92.77

O#

28.00

28.00

28.00

28.00

32.00

Si

1.33

1.34

1.33

1.35

0.02

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

4.89

AlIV

0.87

0.81

0.85

0.84

1.68

AlVI

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.98

1.00

0.98

0.97

12.11

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

4.51

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.76

Mg

1.04

1.08

1.07

1.06

0.02

Ca

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cations

4.24

4.25

4.25

4.23

24.00

Fe#

0.49

0.48

0.48

0.48

  

Mg#

0.51

0.52

0.52

0.52

  

 

جدول 4- نتایج آنالیز نقطه‌ای سریسیت‌های موجود در متابازیت‌های شمال حاجی‌آباد (wt%) همراه با محاسبه فرمول ساختاری (a.p.f.u.) آن‌ها

Sample

814-1a

814-1b

814-1c

Mineral

muscovite

muscovite

muscovite

SiO2

48.64

49.28

48.79

TiO2

0.05

0.03

0.04

Al2O3

32.15

34.10

31.97

Cr2O3

0.00

0.05

0.01

FeO*

2.49

0.90

2.55

MnO

0.08

0.23

0.09

MgO

0.64

0.43

0.71

CaO

0.14

0.35

0.15

Na2O

0.80

1.18

0.90

K2O

9.88

9.87

9.76

Total

94.87

96.42

94.97

O#

22.00

22.00

22.00

Si

5.91

5.85

5.92

Ti

0.01

0.00

0.00

AlIV

2.09

2.15

2.08

AlVI

2.51

2.62

2.50

Cr

0.00

0.01

0.00

Fe2+

0.25

0.09

0.26

Fe3+

0.00

0.00

0.00

Mn

0.01

0.02

0.01

Mg

0.12

0.08

0.13

Ca

0.02

0.05

0.02

Na

0.19

0.27

0.21

K

1.53

1.50

1.51

Cations

12.64

12.63

12.64

Fe#

0.69

0.54

0.67

Mg#

0.31

0.46

0.33

 

بافت پورفیری الیوین و پلاژیوکلاز در دایک‌های دیابازی به علت این است که این بلورها ابتدا در عمق تشکیل شده‌اند سپس در اعماق کمتر به رشد خود ادامه داده‌اند، در مراحل بعدی پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن بین این بلور‌ها را پر کرده‌‌اند و زمینه سنگ را تشکیل داده‌‌اند. وجود کلریت در میان درز و شکاف‌های پلاژیوکلاز در دایک‌های دیابازی می‌تواند مبین ورود محلول‌های گرمابی به درون پلاژیوکلاز‌ها بعد از رخداد فعالیت‌های تکتونیکی باشد.

ترکیب فنوکریستال‌های سالم پلاژیوکلاز و میکرولیت‌ها لابرادوریت است. کلینوپیروکسن‌ها کانی‌های مقاومی‌ هستند که کمتر تحت‌ تأثیر دگرسانی قرار می‌گیرند و عناصر موجود در آن‌ها نماینده عناصر موجود در ماگماست.

با استفاده از ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها و نمودار نسبت SiO2 به Al2O3 نوع ماگما و محیط تکتونوماگمایی متابازیت‌ها، آلکالی‌بازالت درون‌صفحه قاره‌ای نشان داده شده است. این موضوع در مورد دایک‌های دیابازی با ترکیب تولئیتی به این صورت توجیه می‌شود که ماگمای اولیه دارای ترکیب آلکالن بوده و در اثر پیشرفت تفریق به سمت تولئیتی میل کرده است و از آن‌جا که کلینوپیروکسن‌ها در ابتدای تفریق از ماگما حاصل شده‌اند ترکیب آلکالن نشان می‌دهند.

بر اساس موقعیت کلینوپیروکسن‌ها در نمودار AlIV در مقابل AlVI و‌ همچنین نبود کانی‌های آبدار در سنگ‌های مورد مطالعه می توان بیان کرد که این ماگما تقریبا فاقد آب است (شکل 10). موقعیت کلینوپیروکسن‌ها در نمودار Na+AlIV در مقابل AlVI+2Ti+Cr نشان دهنده فوگاسیته بالای اکسیژن در محیط تبلور کانی‌هاست (شکل 11).

ماگمای تشکیل دهنده گدازه‌های بالشی که ماهیت آلکالن دارد، از ذوب بخشی کم‌درجه گوشته فوقانی در عمق کم، حاصل شده است و آغاز ریفت اقیانوسی را نشان می‌دهد و ماگمای تولئیتی ایجاد کننده دایک‌های دیابازی که حجم کمی دارد با پیشرفت تفریق حاصل شده است.

 

جدول 5- نتایج حاصل از آنالیز سنگ‌کل متابازیت‌های شمال حاجی‌آباد (بر حسب wt%)

Sample

K - 817

K - 52

K - 59

K - 48

K - 814

K - 60

SiO2

41

47.9

42.8

48.3

49.2

46.8

TiO2

2.22

2.44

2.52

1.14

1.16

0.83

Al2O3

12.7

12.2

12.5

20.8

20.4

17.6

Cr2O3

< 0.01

< 0.01

< 0.01

0.02

0.02

0.04

Fe2O3

1.4

2.98

1.57

3.22

3.51

1.69

FeO

5.43

4.4

5.27

3.78

3.51

5.17

MnO

0.13

0.21

0.13

0.08

0.08

0.13

MgO

2.95

3.21

2.65

4.56

4.19

9.04

CaO

10.9

8.96

9.93

6.79

6.94

8.4

Na2O

2.99

4.66

2.5

3.83

3.44

2.52

K2O

2.73

2.28

4.47

2.42

2.66

1.02

P2O5

0.6

0.64

0.65

0.24

0.22

0.12

SrO

0.02

0.01

0.02

0.07

0.06

0.04

BaO

0.01

0.02

0.01

0.05

0.04

0.02

LOI

11.6

8.2

10.1

4.1

4.3

4.49

Total

98.5

99.3

68.6

99.8

99.6

99.9

 

 

 

 

 

 

 

Ag

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Ba

93.6

155

135

387

347

151.5

Co

35.4

27.7

30

26.9

29.5

54.5

Cr

20

10

10

170

190

300

Cs

7.1

1.24

1.18

4.04

4.3

1.72

Cu

30

29

41

39

46

67

Ga

19.5

14.8

18.7

16.6

18.2

15.3

Hf

5.3

6.2

6.3

1.9

2

1.6

Mo

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

Nb

52.2

51.2

50.3

9.1

9.8

4.3

Ni

14

7

10

46

55

215

Pb

16

9

47

71

5

17

Rb

54.6

26.3

50.8

54.2

66.2

26.9

Sn

2

2

2

1

1

< 1

Sr

125

111

119.5

528

454

341

Ta

2.9

2.8

2.9

0.6

0.6

0.3

Th

4.71

5.34

5.53

0.74

0.89

0.41

Tl

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

U

1.02

1.55

1.24

0.19

0.2

0.16

V

271

270

291

150

167

142

W

1

2

1

< 1

1

1

Y

39.4

45.9

55.6

19.2

19.7

14.8

Zn

284

93

336

76

68

189

Zr

237

278

279

69

81

64

La

38.7

38.9

40.6

8.5

9.1

5.7

Ce

76

79.4

82.8

19.8

20.7

12.1

Pr

9.09

9.36

9.93

2.64

2.77

1.65

Nd

34.3

35.7

37.7

11.5

12.1

7.1

Sm

7.19

7.68

8.14

3.03

3.04

1.92

Eu

2.34

2.35

2.44

1.34

1.21

0.87

Gd

8.31

8.93

9.65

3.73

3.58

2.42

Tb

1.27

1.41

1.55

0.61

0.58

0.41

Dy

7.54

8.53

9.92

3.56

3.67

2.74

Ho

1.53

1.7

2.05

0.79

0.76

0.57

Er

4.25

4.9

6.09

2.2

2.13

1.6

Tm

0.62

0.74

0.89

0.33

0.32

0.25

Yb

3.88

4.52

5.28

1.88

1.98

1.5

Lu

0.58

0.69

0.8

0.29

0.3

0.23

 

 

 

 

 

 

 

 

 

   

شکل 10- توزیع آلومینیوم تترائدری در کلینوپیروکسن‌ها به تناسب فشار و مقدار آب ماگما برگرفته از Helz (1976) که بیانگر عدم‌ وجود آب در ماگمای سازنده این سنگ‌هاست.

شکل 11- نمودار تغییرات  AlIV+  Naدر برابر Cr+ 2Ti+AlVI (Schweitzer et al., 1979) که بیانگر فوگاسیته بالای اکسیژن در محیط تبلور کلینوپیروکسن‌هاست.

 

 

هموژن بودن ترکیب کلینوپیروکسن‌ها و عدم وجود زونینگ در آن‌ها نشان می‌دهد که این بلورها از یک ماگمای واحد متبلور شده‌اند و تفریق چندانی در ماگمای اولیه دایک‌های دیابازی صورت نگرفته است.

موقعیت ترکیبی کلینوپیروکسن‌ها در نمودار نسبتAlVI  به AlIV (شکل 12) نشان می‌دهد که کلینوپیروکسن‌ها در فشار کم تا متوسط و احتمالاً در حین صعود ماگما تشکیل شده‌اند. کلینوپیروکسن‌های غنی از آلومینیوم در فشار پایین‌تر نسبت به نمونه‌های فقیر از آلومینیوم تشکیل شده‌‌اند (Foley and Venturelli, 1989; Liu et al., 2000). محتوای آلومینیوم در کلینوپیروکسن‌ها در فشار بالا توسط واکنش NaAlSi2O6 + SiO2=NaAlSi3O8 و در فشار پایین توسط واکنش CaAl2SiO6 + SiO2=CaAl2Si2O8 کنترل می‌شود (Green and Ringwood, 1967).

دما‌سنجی و فشارسنجی کلینوپیروکسن‌ها دما و فشار تشکیل دیوپسید‌ها را به ترتیب 750 تا 850 درجه‌سانتیگراد و 13 تا 16 کیلوبار نشان می‌دهد (جدول 6) (Nimis and Taylor wayne, 2000).‌

 

شکل 12- نمودار نسبت AlVI به AlIV و قرارگرفتن ترکیب کلینوپیروکسن‌ها در بخش‌های مختلف قسمت کم‌فشار (LP)، (Aoki and Shiba, 1973).

 

در ترمومتری کلینوپیروکسن‌ها از فرمول ارائه شده توسط Nimis و Taylor wayne (2000) استفاده شد که به‌صورت زیر است:

T(°K)=23166 + 39.28 P(kbar) / (13.25 + 15.35 Ti + 4.50 Fe –1.55(Al + Cr – Na – K) + (lnaenCpx)2)

 

aenCpx =(1–Ca–Na–K) (1–1/2(Al+Cr+Na+K))

 

همچنین نمودار دما‌سنجی پیروکسن‌ها این دما را تأیید می‌کند (شکل 13).

 

 

 

 

 

 

 

جدول 6- نتایج دماسنجی کلینوپیروکسن‌ها در فشارهای مختلف

16 (kbar)

15 (kbar)

14 (kbar)

13 (kbar)

Sample

818.44

816.63

814.83

813.03

814-1

856.53

854.66

852.95

850.93

814-1a

789.50

787.77

786.02

784.26

814-1b

787.96

786.21

784.46

782.71

814-1c

784.52

782.77

781.03

779.28

814-1d

818.84

817.03

815.23

813.43

814-1e

850.18

848.33

846.47

844.62

814-1f

814.39

812.60

810.80

809.01

814-1g

846.80

844.95

843.11

841.25

814

 

  

شکل 13- تعیین دمای تشکیل پیروکسن‌ها با استفاده از ترمومتر پیروکسن (Lindsley and Andersen, 1983)

 

 

کلریت‌ها کانی‌های ثانویه حاصل از اسپیلیتی‌شدن گدازه‌های بالشی هستند، بر اساس نتایج حاصل از آنالیز این کلریت‌ها و‌ همچنین با استفاده از فرمول‌های دماسنجی ارائه‌شده برای کلریت توسط Zhang و همکاران (1997) که در زیر آورده شده است، محدوده دمایی 190 تا 240 درجه‌سانتیگراد برای تشکیل کلریت‌های منطقه به‌دست آمد که بیانگر اسپیلیتی‌شدن این سنگ‌ها در رخساره پرهنیت– پومپلئیت است. نتایج حاصل از ترمومتری کلریت‌ها نیز در جدول 7 آورده شده است.

T(°C)=213.3 AlIV +17.5

(Cathelineau and Nieva, 1985)

T(°C)=-61.92+321.98 AlIV

(Cathelineau, 1988)

T(°C) = 319 AlIVc _ 69

AlIVc = AlIV + 0.1  ]Fe/(Fe + Mg)   [(Jowett, 1991)

 

جدول 7- نتایج حاصل از دماسنجی کلریت‌ها

Sample

814-1a

814-1b

814-1c

814-1d

AlIV

0.87

0.81

0.85

0.84

AlIVc

0.91

0.85

0.89

0.88

T(ºC)

Cathelineau & Nieva (1985)

203.07

190.27

198.8

196.67

T(°C)

Cathelineau (1988)

218.2

198.88

211.76

208.54

T(°C)

Jowett (1991)

224

204.72

217.39

234.2

 

در نمودار نسبت SiO2 به Al2O3 داده‌های حاصل از آنالیز کلینوپیروکسن‌های دایک‌های دیابازی در شمال حاجی‌آباد آن‌ها را شبیه آلکالی بازالت‌های درون‌صفحه‌ای WPA)) نشان می‌دهد (شکل 14).

دیاگرام F1F2 نیز بیانگر همین موضوع است (شکل 15). این مسأله نیز به علت جدایش کلینوپیروکسن‌ها در مراحل اولیه تفریق ماگماست.

فرمول‌های محاسبه F1 و F2 به صورت زیر است:

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

 

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

 

با توجه به داده‌های آنالیز سنگ‌کل (جدول 5) و ‌همچنین نمودار‌های تعیین‌کننده نوع ماگما، محیط تکتونوماگمایی (شکل‌های 16 تا 19) و نمودار‌های عنکبوتی (شکل‌های 20 و 21) ملاحظه می‌شود که ماگمای اولیه حاصل از ذوب بخشی گوشته بالایی، یک ماگمای آلکالن بوده و گدازه‌های بالشی را تشکیل داده است. در اثر پیشرفت تفریق ماگمایی ترکیب ماگمای حاصل از ذوب بخشی گوشته به سمت تولئیت میل نموده و دایک‌های دیابازی را ایجاد نموده است که این دایک‌ها قطع کننده گدازه‌های بالشی هستند. مسائل فوق به شرح زیر است:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

   

شکل 14- نمودار تعیین نوع ماگما و محیط تکتونوماگمایی بر اساس ترکیب کلینوپیروکسن‌ها (Le Bas, 1962)

شکل 15- نمودار F1F2 و موقعیت کلینوپیروکسن‌ها در قسمت آلکالی‌بازالت‌های درون‌صفحه‌ای (WPA) (Nisbet and Pearce, 1977)

 

 

در نمودار شکل 16 نمونه‌های مربوط به گدازه‌های بالشی، ترکیب تفریت و بازانیت را نشان داده و در محدوده آلکالن قرار گرفته‌اند (نمونه‌های شماره K-52، K-59 و K-817). دایک‌های دیابازی دانه‌درشت در محدوده آلکالن قرارگرفته و ترکیب تراکی‌بازالت نشان می‌دهند (نمونه‌های شماره
K-48 و K-814). دایک دیابازی دانه‌ریز در محدوده ساب‌آلکالن قرارگرفته و دارای ترکیب بازالت است (نمونه شماره K-60). البته در اثر دگرسانی میزان اکسید‌های آلکالن در نمونه‌ها افزایش یافته است و این نمودار برای نمونه‌های دگرسان خیلی صادق نیست.

بر اساس عناصر کمیاب و نادر خاکی موجود در سنگ‌های منطقه (شکل 17)، گدازه‌های بالشی دارای ترکیب آلکالن و دایک‌های دیابازی دارای ترکیب ساب‌آلکالن هستند.

 

 

   

شکل 16- تقسیم‌بندی سنگ‌های آتشفشانی بر اساس مجموع آلکالی در مقابل سیلیس (Le Maitre et al., 1989)، S1: تراکی بازالت، U1: تفریت و بازانیت و B: بازالت

شکل 17- نمودار تقسیم‌بندی سنگ‌های آتشفشانی بر اساس نسبت عناصر Nb/Y-Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977)

 

 

 

 

همچنین با توجه به شکل‌های 18 و 19 ماگمای سازنده گدازه‌های بالشی از نظر عناصر ناسازگار غنی‌تر از دایک‌های دیابازی بوده و دایک‌های دیابازی در اثر پیشرفت تفریق از عناصر ناسازگار تهی‌تر شده‌اند و از سمت WPAB اندکی به‌سمت MORB میل نموده‌اند، ولی با این حال‌ هر دو نوع ماگما در محدوده صفحات قاره‌ای قرار می‌گیرند.

روند نمونه‌ها در نمودارهای عنکبوتی (شکل‌های 20 و 21) نشان می‌دهد که بازالت‌ها یک غنی شدگی از LREE و تهی شدگی از HREE نشان می‌دهند و دایک‌های دیابازی که در مراحل بعد در اثر تفریق از منشأ اولیه حاصل شده‌اند، تهی‌شدگی از LREE و HREE نسبت به بازالت‌ها نشان می‌دهند و نسبت LREE‌‌ها نسبت به ‌HREE‌ها به سمت یکنواخت شدن پیش می‌رود. این موضوع نشان می‌دهد که ماگمای اولیه حاصل از ذوب بخشی گوشته بالایی آلکالن بوده و ماگمایی که دایک‌های دیابازی را به‌وجود آورده است، به سمت تولئیتی پیش‌رفته و دو دسته دایک دیابازی را نشان می‌دهد که این دایک‌ها گدازه‌های بالشی را قطع نموده‌اند.

 

 

   

شکل 18- نمودار تفکیک کننده محیط‌های تکتونوماگمایی بر اساس نسبت Th/Yb در مقابل Ta/Yb (Pearce, 1983)

شکل 19- نمودار تعیین‌کننده نوع ماگما و میزان ذوب بخشی گوشته بر اساس نسبت Th/Yb در مقابل Ta/Yb (Pearce, 1983)

 

 

 
   

شکل 20- نمودار عنکبوتی عناصر نادر خاکی به‌هنجار شده با کندریت (Sun and McDonough, 1989)

شکل 21- نمودار عنکبوتی عناصر نادر خاکی به‌هنجار شده با گوشته اولیه

 

 

 

 

 

تبادلاتی که در‌ هنگام اسپیلیتی‌شدن گدازه‌های بالشی رخ می‌دهد باعث می‌شود کلینوپیروکسن‌ها، کلریتی و پلاژیوکلاز‌ها آلبیتی شوند، به ‌همین خاطر در اسپیلیت‌ها، آلبیت و کلریت به فراوانی وجود دارند (شکل 22).

 

نتیجه‌گیری

حضور گدازه‌های بالشی در منطقه بررسی‌شده، دلیل بر عمیق‌بودن دریا در زمان ولکانیسم است و عدم وجود شیشه در این سنگ‌ها نشانه این است که گدازه‌ها آرام به کف اقیانوس ریخته و به‌طور تدریجی سرد شده‌اند. بافت آمیگدالوئیدال در گدازه‌های بالشی در اثر خروج گازها ‌هنگام سرد شدن ایجاد شده است.

اسپیلیتی‌شدن شدید گدازه‌های بالشی در اثر دگرگونی کف اقیانوس در رخساره پرهنیت- پومپلئیت است.

بررسی‌های مختلف نشان می‌دهد که در شمال حاجی‌آباد در کرتاسه پایینی، یک ریفت ایجاد شده که در مراحل اولیه فعالیت خود متوقف شده و یک ریفت عقیم است. ماگماتیسم در این ریفت باعث تشکیل دایک‌های دیابازی با ترکیب تولئیتی و گدازه‌های بالشی با ترکیب آلکالن شده است.

بیشتر منابع زمین شناسی گسترش نئوتتیس در ایران را به زمین‌درز زاگرس و اطراف خرده قاره ایران مرکزی نسبت می‌دهند، اما این بررسی نشان می‌دهد که کافتی شدن مرتبط با نئوتتیس فقط مختص این مناطق نبوده و درون ایران مرکزی نیز مشاهده می‌شود

 

 

 

شکل 22- تبادلاتی که در هنگام اسپیلیتی‌شدن گدازه‌های بالشی رخ می‌دهد باعث وفور کلریت و آلبیت در اسپیلیت‌ها می‌شود
(Hyndman, 1985)

References

اطلس راه‌های ایران با مقیاس 1:1000000 (1384). مؤسسه جغرافیایی و کارتوگرافی گیتاشناسی، تهران.
معین وزیری، ح. (1365) پترولوژی سنگ‌های آذرین. انتشارات واحد فوق برنامه بخش فرهنگی دفتر مرکزی جهاد دانشگاهی، تهران.
Aoki, K. and Shiba, I. (1973) Pyroxenes from lherzolite inclusions of Itinom e - Gata, Japan. Lithos 6: 41-51.
Cathelineau, M. (1988) Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. Clay Minerals 23: 471-485.
Cathelineau, M. and Nieva, D. (1985) A chlorite solution geothermometer, The Los Azufres (Mexico) geothermal system. Contributions to Mineralogy and Petrology 91: 235-244.
Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1965) An introduction to rock-forming minerals. John Wiley and Sons, New York.
Droop, G. T., R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogy Magazine 51: 431-435.
Evans, H. T., Appleman, D. E. and Handwerker, D. S. (1963) The least squares refinement of crystal unit cell with powder diffraction data by an automatic computer indexing method (abstr.). Program Annual Meeting, American Crystallographic Association 42-43.
Foley, S. F. and Venturelli, G. (1989) High K2O rocks with high MgO, High SiO2 affinities In: Crawford, A. J., (ED.) Boninites and Related Rocks. Uniwin Hyman London 72-88.
Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic Scenario for the Sanandaj-Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26: 683-693.
Green, D. H. and Ringwood, A. E. (1967) The genesis of basaltic magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 15: 103-109.
Helz, R. T. (1976) Phase relations of basalts in their melting range at PH2O=5kb. Part Π Melt compositions. Journal of Petrology 17: 139-193.
Hyndman, D. W. (1985) Petrology of igneous and metamorphic rock. McGraw Hill Book Company, Inc.
Jowett, E. C. (1991) Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer. Geological Association of Canada/ Mineralogical Association of Canada/ Society of Economic Geology Joint Annual Meeting, Toronto, Canada.
Le Bas, M. J. (1962) The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260: 267-288.
Le Maitre, R. W., Bateman, P., Dudek, A., Keller, J., Lameyre Le bas, M. J., Sabaine, P. A., Schmid, R., Sorensen, H., Streckeisen, A., Woolly, A. R. and Zanettin, B. A. (1989) Classification of igneous rocks and glossary of term. Blackwell, Oxford.
Lindsley, D. H. and Andersen, D. J. (1983) A two-pyroxene thermometer. 13th Lunar and Planetary Science Conference, Part 2, Journal of Geophysic Research 88 (S2): 887-906.
Liu, T. C., Chen, B. R. and Chen, C. H. (2000)Melting experiment of a Wannienta Basalt in the Kuanyinshan area, northern Taiwan. Journal of Asian Earth Science 18: 519-531.
Morimoto, N., Fabrise, J., Ferguson, A., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman J., Aoki K. and Gottardi, G. (1988)Nomenclature of pyroxene. Mineralogical Magazine 52: 535-555.
Nimis, P. and Taylor wayne, R. (2000)Single Clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites, Part l, Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an Enstatite-in-Cpx thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology. 139: 544-554.
Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977)Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63: 149-160.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J. (Eds.): Continental basalts and mantle xenoliths. Nantwich 20: 230-249.
Rollinson, H. (1993) Using Geochemical data: Evolution, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, London.
Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E. (1979)Statistical analysis of clinopyroxene from deep sea basalts. American Mineralogy 64: 501-513.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D. and Norry, M. J. (Eds.): Magmatism in Ocean Basins. Geological Society Special Publication, London.
Technoexport (1984) Geological Map of Khur, 1:250000, No. H7. Geological Survey of Iran, Tehran.
Technoexport (1984) Geology of the Khur Area (Central Iran), Report No. 20. Geological Survey of Iran, Tehran.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical geology 20: 249-284.
Zhang, Y., Muchez, Ph. and Hein, U. F. (1997) Chlorite geothermometery and the temperature conditions at the variscan thrust front in eastern Belgium. Geologie en Mijnbouw (Netherlands Journal of Geosciences) 76: 267-270.
Zhu, Y. and Ogasawara, y. (2001) Clinopyroxene phenocryst from the Kokchetav shoshonitic volcanic rocks: Implications for the multi-stage magma processes. UHPM Workshop 2001 at Waseda University, 170-173.
Petrological Journal
Volume 2, Issue 8 - Serial Number 8
January 2012
Pages 39-54

Files

History

  • Receive Date: 14 June 2016
  • Revise Date: 02 December 2017
  • Accept Date: 14 June 2016

Share

How to cite

Statistics