سنگ‌شناسی گدازه‌های بالشی و دایک‌های دیابازی کرتاسه پایینی شمال حاجی‌آباد (جنوب‌غرب بیاضه، استان اصفهان، ایران)

کریمی, سمیه; ترابی, قدرت; کوپکه, یورگن

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,713
تعداد مقالات	14,040
تعداد مشاهده مقاله	33,955,480
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,594,525

سنگ‌شناسی گدازه‌های بالشی و دایک‌های دیابازی کرتاسه پایینی شمال حاجی‌آباد (جنوب‌غرب بیاضه، استان اصفهان، ایران)

پترولوژی

مقاله 3، دوره 2، شماره 8، دی 1390، صفحه 39-54 اصل مقاله (2.78 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

سمیه کریمی¹؛ قدرت ترابی^* ¹؛ یورگن کوپکه²

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

²انستیتوی کانی‌شناسی، دانشگاه لیبنیز، هانوور، آلمان

چکیده

گدازه‌های بالشی و دایک‌های دیابازی کرتاسه پایینی در چندین نقطه از شمال حاجی‌آباد رخنمون دارند که جزو ایران مرکزی است. بهترین رخنمون این سنگ‌ها در کوه دم‌کلاغ دیده می‌شود. در بررسی‌های صحرایی به‌خوبی مشخص است که دایک‌های دیابازی به گدازه‌های بالشی ختم شده و فاصله بین گدازه‌های بالشی توسط رسوبات پر شده است. تمام مجموعه را چرت‌ها و سنگ آهک‌های تشکیلات بیابانک با سن کرتاسه پایینی پوشانده‌اند. کانی‌های تشکیل‌دهنده گدازه‌های بالشی و دایک‌های دیابازی فوق، پلاژیوکلاز (لابرادوریت تا آلبیت)، کلینوپیروکسن (دیوپسید)، الیوین، کلریت، ایلمنیت، ترمولیت- اکتینولیت، اپیدوت، پرهنیت، سریسیت، کلسیت، کلریت، پیریت و مگنتیت است. مطالعه شیمی کلینوپیروکسن‌ها بیانگر ماگمای والد با آب کم، TiO2 بالا و فوگاسیته اکسیژن بالا است. بر اساس شیمی سنگ‌کل، ماگمای اولیه گدازه‌های بالشی دارای ترکیب آلکالن و ماگمای اولیه دایک‌های دیابازی دارای ترکیب تولئیت است. دما‌سنجی و فشارسنجی کلینوپیروکسن‌ها دمای تشکیل 750 تا 850 درجه‌سانتیگراد و فشار 13 تا 16 کیلوبار را نشان می‌دهد. ترمومتری کلریت‌ها دمای 190 تا 240 درجه‌سانتیگراد را نشان می‌دهد که بیانگر رخداد دگرگونی کف اقیانوس گدازه‌های بالشی در رخساره پرهنیت- پومپلئیت است. بررسی‌ها نشان می‌دهد که در این منطقه در زمان کرتاسه پایینی، یک سیستم کافت نارس ایجاد شده است. این بررسی نشان می‌دهد که کافتی شدن مرتبط با باز شدگی نئوتتیس، فقط مختص زمین‌درز زاگرس و اطراف خرده قاره شرق ایران‌مرکزی نیست.

کلیدواژه‌ها

سنگ‌شناسی؛ گدازه بالشی؛ دایک دیابازی؛ کرتاسه پایینی؛ ایران‌مرکزی؛ بیاضه

اصل مقاله

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).

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):

Ca^VIII + Mg^VI + Si^IV = Na^VIII + Ti^VI + Al^IV

با توجه به سالم‌بودن کلینوپیروکسن‌های موجود در دایک‌های دیابازی و غیرمتحرک بودن عنصر تیتانیوم (Rollinson, 1993)، قرارگرفتن موقعیت نقاط در بالای خط Al^IV=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 Al^IV 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
Al^IV	0.87	0.81	0.85	0.84	1.68
Al^VI	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
Al^IV	2.09	2.15	2.08
Al^VI	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 Al^IV در مقابل Al^VI 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+Al^IV در مقابل Al^VI+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 Al^IV+ Naدر برابر Cr+ 2Ti+Al^VI (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 نسبتAl^VI به Al^IV (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 Al^VI به Al^IV 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) + (lna_en^Cpx)²)

a_en^Cpx =(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 Al^IV +17.5

(Cathelineau and Nieva, 1985)

T(°C)=-61.92+321.98 Al^IV

(Cathelineau, 1988)

T(°C) = 319 Al^IV_c _ 69

Al^IV_c = Al^IV + 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)

مراجع

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. 13^th 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.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 1,160

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 782

سامانه مدیریت نشریات علمی. طراحی و پیاده سازی از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

سنگ‌شناسی گدازه‌های بالشی و دایک‌های دیابازی کرتاسه پایینی شمال حاجی‌آباد (جنوب‌غرب بیاضه، استان اصفهان، ایران)