Manuscript ID : 1401041438361 Visit : 3405 Page: 45 - 61

Article Type: Original Research

Mineral chemistry of clinopyroxene, an approach to petrogenesis of Saray Volcanic Complex–Northwest of Iran

Subject Areas :

1 -
2 -
3 -

Received: 2022-07-05 Accepted : 2022-07-05 Published : 2022-07-05

Keywords: Saray volcano, Diopside, Salite, Mineral chemistry.,

Abstract :

Saray volcano is an extinct volcano and is located in the east of Urmia Lake. This volcano mainly consists of Leucititic lava flows and their related pyroclastic materials forming a Sequence which repeated more than five times. Leucite phonolitic dykes, Lamprophyric (Minette, Monchiquite and Spessartite) lavas and dykes, Trachytic domes and dykes, Syenitic dykes and a small syenitic stock are other rock types of Saray volcano. Since clinopyroxene is present in all rock types of this volcano, mineral chemistry study of clinopyroxenes in all rock types of Saray volcano, could help us to explain the relationship between different rock types. Clinopyroxenes of Saray volcano have diopside, salite and fassaite compositions. The majority of studied clinopyroxenes crystallize under 3-4 kb pressure and 1150 centigrade temperature. Tectono-magmatically speaking, these clinopyroxenes were mostly formed within plate basalts. Although the composition of rock types of Saray volcano is very different, almost constant composition of clinopyroxene in all rock types, show the same origin for all clinopyroxenes. However, it can be concluded that all rock types have the same origin.

References:

 آقانباتی، ع.، 1383. زمین¬شناسی ایران، انتشارات سازمان زمین¬شناسی کشور، 586.
زمانی، ر.، امامی، م.ه.، وثوقی عابدینی، م. و کریم¬زاده ثمرین، ع.، 1394. مطالعه شیمی بلور و منطقه‌بندی کلینوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های آتشفشانی آلکالن شمال غرب مشگین‌شهر، ایران. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 9(33)، 31-44.
امرایی، ع.، زارعی سهامیه، ر.، موید، م.، احمدی خلجی، ا. و عظیم¬زاده، ا.م.، 1397. بررسی شیمی کانی کلینوپیروکسن در بازالت¬های پشتاسر حوضه رسوبی مغان (شمال غرب ایران). فصلنامه زمین¬شناسی ایران، 12(48)، 25-37.
نعمتی، ر.، کنعانیان، ع.، مکی¬زاده، م.ع. و تقی¬پور، ص.، 1397. شیمی کانی کلینوپیروکس در ارزیابی دما - فشار و ژنز بازالت¬های متاسوماتیسمی سازند هرمز در گنبدهای نمکی گچین و جزیره هرمز، جنوب ایران. فصلنامه زمین¬شناسی ایران، 11(45)، 105-117.
Droop, G.T.R., 1987. A general equation for estimating Fe+3 concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine, 51, 431-435.
Foley, S.F., Venturelli, G., Green, D.H. and Toscani, L., 1987. The ultrapotassic rocks: characteristics classification, constraints for petrogenetic models. Earth-Science Reviews, 24, 81-134.
France, L., Ildefonse, B., Koepke, J. and Bech, F., 2010. A new method to estimate the oxidation state of basaltic series from microprobe analyses. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 189, 340-346.
Gupta, A.K., 2015. Origin of Potassium-rich Silica-deficient Igneous Rocks. Springer, 536.
Kretz, R., 1994. Metamorphic Crystallization. John Wiley and Sons. Chichester and New York, 530.
Kushiro, I., 1960. Si-Al relation in clinopyroxenes from igneous rocks. American Journal of Science, 258, 548-554.
Le Base, 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., 2002. Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: A lassification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences, Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge University Press. 256 p.
Leterrier, J., Maurry, R.C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M., 1982. Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinites of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters, 59, 139-154.
Lindsley, I., 1983. Pyroxene thermometry. American Mineralogist, 68. 477-493.
Moayyed, M., Moazzen, M., Calagari, A.A., Jahangiri, A. and Modjarrad, M., 2008. Geochemistry and petrogenesis of Lamprophyric dykes and the associated rocks from Eslamy peninsula, NW Iran: Implication for deep mantle metasomatism. Chemie der Erde Geochemistry, 68, 141-154.
Moghadam, Sh.H., Ghorbani, G.H., Zaki Khedr, M., Fazlnia, N., Chiaradia, M., Eyuboglu, Y., Santosh, M., Galindo Francisco, C., Lopez Martinez, M., Gourgaud, A. and Arai, A., 2014. Late Miocene K-rich volcanism in the Eslamieh Peninsula (Saray), NW Iran: Implications for geodynamic evolution of the Turkish-Iranian High Plateau. Gondwana Research, 26, 1028-1050.
Moine vaziri, H., Khalili-marandi, S.H. and Brousse, R., 1991. Importance d’un Volcanisme potassique, au Miocene Superier en Azerbaidjan (Iran); C.R. Academy of Sciences, Paris, 313, 1603-1610.
Moradian-Shahrbabaky, A., 2007. Geological Setting and Geochronology of some alkali and calc-alkalic rocks in Western (Saray peninsula) and central (Soruk) Urmieh- Dokhtar Volcanic Belt, Iran, Earth and Life, 2, 6-24.
Moretti, R., 2005. Polymerisation, basicity, oxidation state and their role in ionic modelling of silicate melts. Annals of Geophysics, 48, 583-603.
Morimoto, N., 1988. Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology, 39, 55-76.
Neave, D.A. and Putirka, K.D., 2017. A new clinopyroxene-liquid barometer, and implications for magma storage pressures under Icelandic rift zones. American Mineralogist, 102, 777-794.
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.
Rittman, A., 1973. Stable Mineral Assemblages of Igneous Rocks, a Method of Calculation. Springer, Mineralogy, 262.
Schweitzer, E.L., Papike, J.J. and Bence, E., 1979. Statistical analysis of clinopyroxenes from deepsea basalts. American Mineralogist, 64, 501-513.
Soesoo, A., 1997. A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallisation PT- estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Foreningen), 119, 55-60.
Verhoogen, J., 1962. Distribution of titanium between silicates and oxides in igneous rocks. American Journal of Science, 260, 211-220.
Whitney, D.L. and. Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95,185-187.

Full-Text:

شیمی کانی کلینوپیروکسن، رهیافتی بر پتروژنز کمپلکس آتشفشانی سارای–شمالغرب ایران

مهدی قادری1، نصیر عامل(2و¹)، محسن موید3

1. دکترای پترولوژی، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز

2. دانشیار، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز

3. استاد، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز

چكيده

آتشفشان خاموش سارای که در حاشیه شرقی دریاچه ارومیه واقع شده است شامل تناوبی از روانههای لئویسیتیتی و فورانهای پیروکلاستیک وابسته است که دستکم بیش از پنج واحد از این سکانس دیده میشود. همچنین دایکهای لئویسیتفنولیتی، دایکها و روانههای لامپروفیری از نوع مونشیکیت، مینت و اسپسارتیت، دایکها و دمهای تراکیتی و دایکها و یک توده کوچک نفوذی سینیتی، سایر ترمهای سنگی آتشفشان سارای را تشکیل میدهند. بهدلیل حضور کانی کلینوپیروکسن در تمامی واحدهای سنگی این آتشفشان، از شیمیکانی کلینوپیروکسن برای بررسی ارتباط ژنتیکی واحدهای مختلف سنگی آتشفشان سارای استفاده میشود. از لحاظ ترکیب شیمیایی، کلینوپیروکسنهای مورد مطالعه در محدوده دیوپسید، سالیت و فاسائیت قرار میگیرند و اغلب در محدوده فشاری سه تا چهار کیلوبار و دمای 1150 درجه متبلور شدهاند. محیط ساختاری تشکیل اکثر این کلینوپیروکسنها در محدوده بازالتهای درون قارهای تعیین میشود. با وجود تفاوتهای بارز سنگشناسی میان واحدهای مختلف سنگی آتشفشان سارای، ترکیب شیمیایی و شرایط تبلور کانی کلینوپیروکسن در تمامی این واحدهای سنگی بسیار نزدیک به هم میباشد که میتواند نشاندهنده منشأ مشترک برای کلینوپیروکسنها و همچنین منشأ مشترک برای تمامی واحدهای سنگی آتشفشان سارای باشد.

واژههای کلیدی: آتشفشان سارای، دیوپسید، سالیت، شیمیکانی.

Mineral chemistry of clinopyroxene, an approach to petrogenesis of Saray Volcanic Complex–Northwest of Iran

Ghaderi, M.1, Amel, N. 2and Moayyed, M.3

1. Ph.D in Petrology, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz

2. Associated Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz

3. Professor, Department of Earth Sciences, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz

Abstract

Saray volcano is an extinct volcano and located east of Urmia Lake which mainly consists of Leucititic lavas and related pyroclasts and this Sequence repeated more than five times. Leucite phonolitic dykes, Lamprophyric (Minette, Monchiquite and Spessartite) lavas and dykes, Trachytic domes and dykes, Syenitic dykes and a small syenitic stock are other rock types of Saray volcano. As clinopyroxene is present in all rock types of this volcano, mineral chemistry study of clinopyroxene in all rock types of Saray volcano, could help us to illustrate the relation between different rock types. Clinopyroxenes of Saray volcano have diopside, salite and fassaite compositions. The majority of studied clinopyroxene crystallize under 3-4 kb pressure and 1150 centigrade temperature. Their provenance mostly belong to within plate basalts. Although the composition of rock types of Saray volcano is very different, the almost constant composition of clinopyroxene in all rock types, show the same origin for all clinopyroxenes. However, it can be concluded that all rock types have the same origin.

Keywords: Saray volcano, Diopside, Salite, Mineral chemistry.

مقدمه

آتشفشان سارای (واقع در شبهجزیره اسلامی) بخشی از زون ماگمایی ارومیه-دختر میباشد و براساس آقانباتی (1383) در پهنه ایران مرکزی قرار میگیرد (شکل 1). این آتشفشان از لحاظ تنوع سنگشناسی بسیار جالب میباشد. شروع فعالیت با ماگماتیسم اولتراپتاسیک تحت اشباع از سیلیس (ماگمای لئویسیتیتی) میباشد که در نهایت به ماگمای تراکیتی ختم میشود. در این میان چند دایک لامپروفیری نیز مشاهده میشوند. این تنوع سنگشناسی بعلاوه رخداد مگاکریستهای بیوتیت و سانیدین، سبب جلب توجه ویژه به این منطقه شده و مطالعات پترولوژیکی متعددی در این منطقه صورت گرفته است (Moine vaziri et al., 1991; Moradian-Shahrbabaky, 2007; Moayyed et al., 2008; Moghadam et al., 2014). در مطالعات پیشین سرشت ماگماتیسم سارای، پتاسیک و اولتراپتاسیک (بر اساس Foley et al., 1987) تعیین شدهاند و براساس Moine vaziri et al., 1991 تحتانیترین گدازه این آتشفشان سنی در حدود 8/7 میلیون سال دارد. شیمیکانی کلینوپیروکسنها، علاوه بر بازتاب ماهیت ماگمای مادر، با عمق و دمای تشکیل کانی نیز در ارتباط است (Soesoo, 1997). از این‌رو مطالعه شیمی کانی کلینوپیروکسنها، درک قابل قبولی از روند تحول ماگمای والد کلینوپیروکسنها، بهدست میدهد. بهطوریکه در مطالعات مختلفی از جمله رضایی و همکاران (1394)، امرایی و همکاران (1397) و نعمتی و همکاران (1397)، شیمی کانی کلینوپیروکسن بهعنوان رهیافت ویژه برای بررسی ژنز سنگهای بازیک اشباع و تحتاشباع از سیلیس استفاده شده است. با توجه به اینکه کانی کلینوپیروکسن در تمامی واحدهای سنگی معرفی شده ولکانیسم سارای مشاهده میشود، مطالعه شیمی کانی کلینوپیروکسنها و مقایسه ترکیب آنها در واحدهای مختلف سنگی آتشفشان سارای، آگاهی بیشتری از روند تکامل این آتشفشان و ارتباط واحدهای مختلف سنگی آن را مشخص میکند.

زمین‌شناسی شبه جزیره اسلامی (آتشفشان سارای)

آتشفشان سارای در شرق دریاچه ارومیه قرار دارد. این آتشفشان بیضی شکل با جهت کموبیش شمالی-جنوبی، دارای طول قطر بزرگ حدود 23 کیلومتر و طول قطر کوچک حدود 15 کیلومتر میباشد.

نخستین بار Moine-vaziri et al. (1991) منحصراً نقشه زمینشناسی این آتشفشان را رسم کرده است. در مطالعه حاضر جداسازی واحدها تغییر کرده است (شکل 1). آتشفشان سارای فوران متناوب گدازههای لئویسیتیتی با شیب حدود 20 درجه و فوران پیروکلاستهای لئویسیتیتی میباشد. این تناوب فعالیت آتشفشانی در سراسر آتشفشان مشاهده میشود. در نقشه ارائه شده توسطMoine-vaziri et al. (1991) در حاشیه غربی جزیره در شمال روستای آقگنبد و بهویژه در نواحی جنوبی آتشفشان سارای بخشهایی از این آتشفشان بهعنوان واحد فانگلومریتی از بقیه قسمتها جدا شده است که در بررسیهای صحرایی، چنین نتیجهگیری حاصل نشد. بنابراین در نقشه ارائهشده در این مطالعه (شکل 1) این واحدها حذف شدهاند. دو دایک لئویسیتفنولیتی واقع در دره مرکزی سارای، به احتمال زیاد مرتبط با آخرین فاز فعالیت مرحله لئویسیتیتی میباشند. در ادامه، پس از یک دوره احتمالی خاموشی، مرحله دوم فعالیت آتشفشان سارای با خروج ترمهای بسیار تفریقیافتهتر یعنی تراکیتها مشخص میشود. از لحاظ حجم، میزان فورانهای تراکیتی بسیار کمتر از فورانهای لئویسیتیتی میباشد و بیشتر بهصورت دایک و تعدادی دم ولکانیکی مشاهده میشوند. تراکیتها از لحاظ پتروگرافی تفاوتهای محسوسی دارند و با وجود رخداد مگاکریستهای پنج سانتیمتری در تراکیتهای نزدیکی روستای آقگنبد، در دایکهای تراکیتی جنوب آتشفشان، سانیدین حتی بهصورت فنوکریست هم مشاهده نمیشود. برونزد تراکیتها، در شمال آتشفشان سارای منحصر به دو پلاگ تراکیتی کوچک در نزدیکی روستای بهرامآباد و یک محدوده از گدازههای تراکیتی در غرب روستای بهرامآباد میباشد (شکل 1). حجم عمده تراکیتها به‌صورت چندین دایک و دم در دره مرکزی سارای مشاهده میشوند. در جنوب آتشفشان تنها چهار دایک تراکیتی غیرموازی با ضخامت پنج متر وجود دارند که امتداد همه آنها به توده سینیتی واقع در میانه دره مرکزی سارای میرسد. فراوانی سنگهای پیروکلاستیک تراکیتی بسیار محدود و پراکنده است و بلوکهای با ابعاد بزرگتر از نیممتر در برشهای پیروکلاستیک تراکیتی دیده نمیشود. در مطالعات پیشین تنها به رخداد لامپروفیرهای مینتی در این آتشفشان اشاره شده است، ولی در مطالعه حاضر یک دایک لامپروفیری از نوع اسپسارتیت و دایک لامپروفیری مونشیکیتی نیز گزارش میشود. دایکهای لامپروفیری و تراکیتی هر دو گدازههای لئویسیتیتی را قطع کردهاند ولی عکس آن دیده نمیشود. فوران ماگمای تراکیتی و لامپروفیری بهصورت متناوب صورت گرفته است. جایگیری توده سینیتی در مرکز دره سارای و تزریق دایکهای سینیتی، شاید آخرین فعالیتهای ماگمایی این آتشفشان میباشد. جایگیری و بالاآمدگی توده سینیتی شاید عامل نهایی در تخریب کلی دهانه آتشفشان سارای بوده است.

$C:\Users\F\Desktop\1r.jpg$

شکل1. موقعیت آتشفشان سارای در پهنهبندی زونهای ساختاری ایران (آقانباتی، 1983) و نقشه زمینشناسی آن

روش مطالعه

از حدود 200 نمونه سنگی برداشتشده در مطالعات صحرایی، حدود 120 نمونه برای تهیه مقاطع میکروسکوپی برای مطالعات پتروگرافی انتخاب شد. آنالیز نقطهای برای بیش از 50 نقطه از کانی کلینوپیروکسن در مرکز تحقیقات کرج با دستگاه الکترون میکروپروب Cameca Sx 100، برای تعیین اکسیدهای عناصر اصلی بر اساس استاندارد ASTME1508 و قطر نقاط آنالیز سه میکرون صورت گرفت.

بحث

سنگنگاری

در مطالعات پتروگرافی، طبق روش نام‌گذاری Le Maitre (2002) واحدهای سنگی زیر در آتشفشان سارای تشخیص داده شدهاند: الف) لئویسیتیتها، ب) لئویسیتفنولیتها، پ) لامپروفیرهای مینتی، ت) لامپروفیرهای مونشیکیتی، ث) لامپروفیرهای اسپسارتیتی، ج) تراکیتها، چ) سینیتها، ح) نهشتههای پیروکلاستیک.

لئویسیتیتها

اولین و عمدهترین بخش ماگماتیسم سارای از روانههایی تشکیل میشود که از لحاظ کانیشناسی از سه فنوکریست عمده کلینوپیروکسن، لئویسیت و اولیوین تشکیل شدهاند. بعلاوه، میکروفنوکریستهای لئویسیت، کلینوپیروکسن و آپاتیت و میکرولیتهای کلینوپیروکسن و کانیهای کوچک اوپک در زمینهای شیشهای و یا رسی قرار دارند (شکل 2، الف). در برخی از مقاطع چند فنوکریست کوچک بیوتیت نیز دیده میشود. کانی پلاژیوکلاز در این سنگها حضور ندارد. نمونههای G41 و G48 معرف این گروه میباشند.

لئویسیتفنولیتها

در مقاط میکروسکوپی نمونههای این سنگها بافت میکرولیتی پورفیریک جریانی نشان میدهند. فنوکریستهای کلینوپیروکسن، لئویسیتهای آنالسیمشده، سانیدین و اولیوین ایدینگسیتهشده کانیهای اصلی را تشکیل داده که در زمینهای متشکل از میکرولیت سانیدین، بیوتیت و کانی‌های اوپک قرار میگیرند (شکل 2-ب). نمونه K22 معرف این گروه میباشند.

لامپروفیرها

در نمونههای مینتی فنوکریستهای بیوتیت و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی را تشکیل میدهند و در زمینهای متشکل از میکرولیتهایی از جنس بیوتیت، کلینوپیروکسن، سانیدین، آپاتیت و کانیهای اوپک و یا رسی قرار دارند و بافت پورفیریک را تشکیل میدهند (شکل 2-ت). نمونه G2LA معرف مینتها میباشد. در مقاطع میکروسکوپی سنگهای اسپسارتیتی فنوکریستهای آمفیبول، کلینوپیروکسن و میکروفنوکریستهای پلاژیوکلاز کانیهای اصلی را تشکیل میدهند که در زمینهای متشکل از میکرولیتهای پلاژیوکلاز، بیوتیت، کلینوپیروکسن، کانیهای ریز اغلب مربعی شکل اوپک و شیشهای قرار میگیرند (شکل 2-پ) و بافت پورفیریک را تشکیل میدهند. فراوانی آمفیبولها بیش از سایر کانیهاست وکلینوپیروکسنها حدود 15 درصد حجم سنگ را تشکیل میدهند. پلاژیوکلازها بیشتر ماکل پلیسنتتیک داشته و همگی بهصورت میکرولیت و چند مورد میکروفنوکریست دیده میشوند. نمونه G1A معرف این گروه میباشد. در مقطع میکروسکوپی مونشیکیتها کانیهای اصلی شامل فنوکریستهای کلینوپیروکسن و بیوتیت میباشند که در زمینهای متشکل از میکروفنوکریستهای کوچک لئویسیت بهطور کامل آنالسیمشده و میکرولیتهای کلینوپیروکسن قرار میگیرند (شکل 2-ت) و تشکیل بافت پورفیری با خمیره ریز بلور را میدهند. نمونه G24 نمایانگر این گروه میباشد.

$F:\mahdy\98.1.26-فصلنامه زمین شناسی ایران\pic\2r.jpg$

شکل 2. تصاویر مربوط به، الف) لئویسیتیت (XPL)، ب) لئویسیتفنولیت (XPL)، پ) اسپسارتیت (PPL)، ت) مونشیکیت (XPL)، ث) تراکیت (PPL)، ج) لئویسیتآلکالیفلدسپارسینیت (XPL). حروف اختصاری کانیها برگرفته از Whitney and Evans (2010) میباشد.

تراکیتها

تراکیتهای پلاگ اصلی بهرامآباد در مقاطع میکروسکوپی، بافت میکرولیتیک پورفیریک جریانی دارند. فنوکریستها درصد بسیار کمی از سنگ را تشکیل داده و تنها فنوکریست اصلی در این سنگ کانی کلینوپیروکسن میباشد. زمینه از میکرولیتهای سانیدین، کانی اوپک و اولیوین ایدینگیسیته تشکیل شدهاند. نبود کانی بیوتیت مهم‌ترین ویژگی کانیشناسی این تراکیتهاست. نمونه G38 معرف این گروه میباشد. درون این پلاگ دایک ضخیمی با ترکیب سینیتی تزریق شده است. در غرب پلاگ بهرامآباد، پلاگ کوچک‌تری نسبت به پلاگ اصلی وجود دارد. براساس مطالعات مقاطع نازک میکروسکوپی جنس این سنگها تراکیتی و بافت آنها میکرولیتیک پورفیریک جریانی میباشد. کانیهای آمفیبول، بیوتیت سوخته و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی را تشکیل میدهند که در زمینهای متشکل از میکرولیتهای سانیدین و کانیهای ریز اوپک قرار گرفتهاند. در مقاطع میکروسکوپی، روانههای تراکیتی غرب بهرامآباد، بافت میکرولیتی پورفیریک جریانی داشته و فنوکریستهای بیوتیت، کلینوپیروکسن و سانیدین بهعنوان کانی اصلی در زمینهای متشکل از میکرولیتهای سانیدین و کانیهای اپک قرار دارند (شکل 2-ث). در تراکیتهای دره مرکزی سارای فنوکریستهای سانیدین، بیوتیت و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی را تشکیل داده که در زمینهای متشکل از شیشه به اضافه میکرولیتهای سانیدین قرار دارند و همگی بافت هیالومیکرولیتیکپورفیریک دارند (نمونه G5A). دایکهای تراکیتی شمال روستای گمیچی بافت هیالومیکرولیتیکپورفیریک جریانی داشته و کانیهای اصلی شامل فنوکریستهای بیوتیت و سانیدین میباشند که در زمینهای از میکرولیتهای سانیدین، شیشه و کانیهای ریز اوپک قرار دارند. کلینوپیروکسن در این دایکها دیده نمیشود.

سینیتها

در آتشفشان سارای سنگهای سینیتی به دو صورت ملاحظه میشود: الف) توده سینیتی دره مرکزی سارای. ب) دایکهای سینیتی. نمونههای توده سینیتی دره مرکزی سارای در مقاطع میکروسکوپی بافت تراکیتوئیدی نشان میدهند. فنوکریستهای سانیدین، بیوتیت و کلینوپیروکسن کانیهای اصلی را تشکیل میدهند که در زمینهای متشکل از میکرولیتهای سانیدین و کانیهای مافیک قرار میگیرند. میکرولیتهای سانیدین بهشدت حالت جریانی نشان میدهند. فراوانی سانیدین بیشتر از سایر کانیهاست و اغلب بیش از 50 درصد سنگ را تشکیل میدهند. علاوه بر توده سینیتی، دایک تزریق شده درون پلاگ اصلی تراکیتی بهرامآباد و یک دایک در دره مرکزی سارای ترکیب سینیتی دارند. در دایک بهرامآباد، فنوکریستهای کلینوپیروکسن سبزرنگ (با فراوانی حدود 40 درصد)، بیوتیت (با فراوانی حدود 10 درصد) و میکروفنوکریستهای لئویسیت دگرسان شده (با فراوانی حدود 10-15 درصد)، کانیهای اصلی سنگ را تشکیل میدهند و کانیهای آپاتیت، اولیوینهای ایدینگسیته و بلورهای ریز اوپک در زمینه ارتوزی قرار میگیرند و بافت پوئیکلیتیک تشکیل میدهند (شکل 2-ج). میتوان نام لئویسیت آلکالیفلدسپار سینیت را به این دایک اطلاق کرد. نمونه K43 به این گروه تعلق دارد. دایک سینیتی دره سارای، در مقاطع بافت پوئیکلیتیک نشان داده و فنوکریستهای کلینوپیروکسن و تعداد کمی فنوکریست بیوتیت و آمفیبول در زمینهای از کانی ارتوز قرار گرفتهاند. آلکالیفلدسپار سینیت را میتوان به دایکهای سینیتی دره مرکزی سارای اطلاق کرد.

نهشتههای پیروکلاستیک

بخش عمده ولکانیزم سارای از سنگهای پیروکلاستیک تشکیل شده است. پیروکلاستهای این آتشفشان از

لحاظ جنس قطعات به دو گروه لئویسیتیتی و تراکیتی قابل تقسیم هستند که ناشی از تفاوت مرحله تشکیل آنها میباشد. این سنگها حالت سختشدگی دارند و نمیتوان آنها را تفرا نامید و با توجه به اندازه اجزای تشکیلدهنده، به دو دسته توفها و برشهای پیروکلاستیک تقسیم میشوند. ویژگی اصلی توفهای تشکیلشده در مرحله اول فعالیت آتشفشان سارای حضور کانی لئویسیت (آنالسیم شده) همراه با کانیهایی مانند پیروکسن، اولیوین، اوپک و آپاتیت در آنها میباشند و میتوان آنها را توفهای لئویسیتیتی نامید. توفهای مرحله دوم فعالیت ولکانیسم سارای ترکیب تراکیتی داشته و بهویژه با حضور کانیهای سانیدین و بیوتیت مشخص میشوند. به استثناء توفها سنگهای پیروکلاستیک سارای بیشتر از قطعات بزرگ‌تر از 10 سانتی‌متر تشکیل شدهاند و میتوان گفت که اکثریت جزو برشهای پیروکلاستیک محسوب میشوند.

بررسی شیمی کانی کلینوپیروکسنهای موجود در واحدهای مختلف سنگی ولکانیسم سارای

در مطالعه حاضر در 10 مقطع میکروسکوپی 52 مورد آنالیز نقطهای از کلینوپیروکسنها به شرح زیر صورت گرفته است:

لئویسیتیت: پنج نقطه از مقطع G41 و چهار نقطه از مقطع G48 (جدول 1)، لئویسیتفنولیت: پنج نقطه از مقطع K22 (جدول 1). تراکیت: پنج نقطه از مقطع G5A (تراکیت واجد فنوکریستهای کلینوپیروکسن بیوتیت و سانیدین) و نه نقطه از مقطع G38 (نمونهای از پلاگ تراکیتی بهرامآباد، که دارای میکروفنوکریستهای کلینوپیروکسن و فاقد کانی بیوتیت میباشد) (جدول 2) سینیت: سه نقطه از مقطع K52 (بررسی زونینگ در یک کلینوپیروکسن سبزرنگ)، چهار نقطه از مقطع K43 (دایک سینیتی تزریق شده در پلاگ تراکیتی بهرامآباد). لامپروفیرها: 10 نقطه از مقطع G1A (دایک اسپسارتیتی)، دو نقطه از مقطع G2LA (لامپروفیر مینت) و پنج نقطه از مقطع G24 (بررسی زونینگ در کلینوپیروکسن سنگ مونشیکیتی) (جدول 3). میزان Fe2+ و Fe3+ بر اساس روش پیشنهادی Droop (1987) تعیین شده است. همچنین تصاویر BSE برخی کانیهای کلینوپیروکسن آنالیز شده و مسیر پیمایش آنها در شکل 3 نشان داده شده است.

جدول 1. نتایج آنالیز نقطهای کانی کلینوپیروکسن در سنگهای لئویسیتیتی و لئویسیتفنولیتی آتشفشان سارای (بر حسب درصد وزنی) و محاسبه فرمول ساختاری آنها بر مبنای 6 اتم اکسیژن

G41-1

G41-2

G41-3

G41-4

G41-5

G48-1

G48-2

G48-5

G48-6

K22-21

K22-22

K22-26

K22-27

K22-28

Core

Mantle

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Mantle

Rim

SiO2

13/51

64/52

71/49

38/48

91/47

85/52

13/50

56/52

05/52

25/48

36/51

84/52

11/49

95/50

TiO2

83/0

37/0

2/1

47/1

93/1

47/0

14/1

56/0

6/0

46/1

05/1

62/0

39/1

22/1

Al2O3

31/2

38/1

32/3

72/3

36/4

13/1

97/2

38/1

69/1

63/5

54/3

64/2

84/5

97/3

Cr2O3

05/0

09/0

02/0

03/0

0/0

06/0

0/0

01/0

0/0

1/0

0/0

02/0

FeO

15/6

06/4

56/6

07/7

36/7

96/4

03/8

59/5

95/5

20/7

12/7

42/4

31/7

18/7

MnO

1/0

09/0

07/0

11/0

12/0

15/0

21/0

17/0

14/0

2/0

28/0

11/0

2/0

24/0

MgO

5/15

69/16

39/14

90/13

37/13

89/16

73/13

65/16

08/16

93/11

30/13

45/15

43/12

63/13

CaO

04/24

46/24

26/24

17/24

11/24

16/23

14/22

50/23

40/23

78/22

03/24

98/22

78/22

Na2O

40/0

35/0

34/0

42/0

50/0

28/0

75/0

43/0

30/0

37/0

62/0

27/0

28/0

57/0

K2O

0/0

01/0

0/0

01/0

18/0

02/0

06/0

02/0

01/0

02/0

0/0

01/0

Total

53/100

14/100

90/99

35/99

70/99

02/100

37/99

89/100

46/100

35/99

06/100

51/100

57/99

63/100

Formula on the basis of 6 (O)

87/1

92/1

84/1

80/1

78/1

93/1

87/1

91/1

90/1

82/1

90/1

93/1

84/1

88/1

02/0

01/0

03/0

04/0

05/0

01/0

03/0

02/0

04/0

03/0

02/0

04/0

03/0

10/0

06/0

14/0

16/0

19/0

05/0

13/0

06/0

07/0

25/0

15/0

11/0

26/0

17/0

0/0

Fe3+

14/0

11/0

14/0

18/0

17/0

08/0

13/0

11/0

04/0

03/0

01/0

05/0

Fe2+

05/0

01/0

07/0

04/0

06/0

07/0

12/0

04/0

07/0

18/0

19/0

12/0

21/0

17/0

0/0

01/0

0/0

01/0

0/0

01/0

84/0

91/0

79/0

77/0

74/0

92/0

76/0

90/0

88/0

67/0

73/0

84/0

69/0

75/0

94/0

95/0

96/0

97/0

96/0

91/0

88/0

91/0

92/0

95/0

90/0

94/0

92/0

90/0

03/0

02/0

03/0

04/0

02/0

05/0

03/0

02/0

03/0

04/0

02/0

04/0

0/0

01/0

0/0

Total

00/4

XAl(T)

1/0

06/0

12/0

15/0

16/0

05/0

1/0

06/0

07/0

13/0

07/0

05/0

12/0

09/0

XAl(M1)

0/0

02/0

01/0

03/0

0/0

03/0

0/0

12/0

09/0

06/0

13/0

08/0

Mg#

95/0

98/0

92/0

95/0

93/0

86/0

96/0

93/0

79/0

87/0

76/0

81/0

46/0

48/0

44/0

43/0

42/0

48/0

43/0

49/0

47/0

37/0

40/0

44/0

38/0

41/0

03/0

01/0

04/0

02/0

03/0

04/0

07/0

02/0

04/0

10/0

11/0

06/0

12/0

10/0

51/0

53/0

54/0

55/0

48/0

50/0

49/0

53/0

49/0

50/0

49/0

83/1

87/1

82/1

78/1

76/1

90/1

77/1

85/1

87/1

80/1

83/1

90/1

83/1

82/1

06/0

05/0

06/0

07/0

04/0

11/0

06/0

04/0

05/0

09/0

04/0

08/0

YPT

22/29-

08/31-

15/28-

21/27-

62/26-

60/30-

08/27-

27/30-

73/29-

56/26-

91/27-

58/30-

12/27-

96/27-

XPT

12/39

93/39

07/38

32/37

81/36

99/39

59/37

00/40

66/39

61/35

77/37

15/39

94/35

60/37

87/0-

85/0-

89/0-

90/-

94/0-

84/0-

89/0-

85/0-

90/-

90/0-

87/0-

89/0-

91/0-

39/2-

37/2-

34/2-

37/2-

43/2-

41/2-

43/2-

41/2-

39/2-

47/2-

45/2-

43/2-

47/2-

جدول 2. نتایج آنالیز نقطهای کانی کلینوپیروکسن در نمونههای تراکیتی و سینیتی سارای (بر حسب درصد وزنی) و محاسبه فرمول ساختاری آنها بر مبنای 6 اتم اکسیژن

G5A-2

G5A-3

G5A-12

G5A-13

G5A-14

G38-11

G38-12

G38-13

G38-19

G38-20

G38-21

G38-22

G38-23

K52-20

K52-21

K52-22

K43-13

K43-14

K43-21

K43-22

Core

Rim

Core

Mantle

Rim

Core

Mantle

Rim

Core

Mantle

Rim

Core

Mantle

Rim

Core

Rim

Core

Rim

SiO2

38/52

17/52

60/52

76/52

31/52

47/50

83/49

81/48

04/50

87/50

36/50

61/50

43/50

48/52

10/51

13/50

40/52

59/51

16/54

18/52

TiO2

51/0

37/0

28/0

33/0

43/0

40/0

56/0

73/0

41/0

59/0

46/0

56/0

45/0

51/0

58/0

77/0

51/0

84/0

27/0

84/0

Al2O3

61/2

72/2

95/1

01/2

27/2

03/2

66/2

34/3

52/2

86/1

35/2

07/2

23/2

10/2

86/2

15/4

59/1

85/1

63/0

74/1

Cr2O3

07/0

04/0

01/0

00/0

01/0

00/0

06/0

00/0

08/0

00/0

55/0

01/0

FeO

26/7

08/9

48/7

54/7

07/9

84/11

14/12

00/13

47/13

38/10

35/12

17/11

59/11

41/0

94/8

65/7

25/5

50/6

36/2

85/6

MnO

26/0

31/0

30/0

28/0

29/0

49/0

42/0

55/0

58/0

39/0

53/0

45/0

49/0

12/0

23/0

34/0

15/0

22/0

06/0

25/0

MgO

41/14

56/12

65/14

29/14

08/13

03/11

79/10

99/9

39/10

19/12

47/10

74/11

98/10

69/16

63/12

29/13

19/16

30/15

26/18

48/15

CaO

72/21

24/22

61/22

15/22

00/22

87/22

08/23

55/22

50/21

38/23

65/22

13/23

14/23

11/24

78/23

37/23

97/23

94/22

36/24

78/22

Na2O

51/1

27/1

93/0

98/0

11/1

99/0

50/1

97/0

77/1

70/0

67/1

77/0

94/0

30/0

72/0

67/0

33/0

73/0

15/0

63/0

K2O

02/0

03/0

00/0

03/0

00/0

05/0

00/0

01/0

00/0

01/0

03/0

00/0

01/0

Total

79/100

85/100

83/100

39/100

59/100

14/100

99/100

02/100

72/100

39/100

88/100

54/100

25/100

78/100

84/100

39/100

48/100

03/100

84/100

79/100

Formula on the basis of 6 (O)

91/1

92/1

94/1

93/1

90/1

85/1

87/1

90/1

88/1

89/1

90/1

89/1

85/1

91/1

90/1

95/1

91/1

01/0

02/0

01/0

02/0

01/0

02/0

01/0

02/0

01/0

02/0

01/0

02/0

11/0

12/0

08/0

09/0

10/0

09/0

12/0

15/0

11/0

08/0

10/0

09/0

10/0

09/0

12/0

18/0

07/0

08/0

03/0

07/0

00/0

02/0

00/0

Fe3+

15/0

11/0

12/0

09/0

10/0

16/0

26/0

19/0

25/0

14/0

24/0

15/0

16/0

10/0

12/0

13/0

10/0

14/0

06/0

11/0

Fe2+

07/0

17/0

11/0

14/0

18/0

21/0

12/0

23/0

17/0

19/0

15/0

20/0

21/0

03/0

16/0

11/0

06/0

01/0

10/0

01/0

02/0

01/0

02/0

01/0

02/0

01/0

02/0

00/0

01/0

00/0

01/0

00/0

01/0

78/0

69/0

80/0

78/0

72/0

62/0

60/0

56/0

58/0

68/0

58/0

65/0

61/0

90/0

70/0

73/0

88/0

84/0

98/0

84/0

85/0

88/0

87/0

92/0

91/0

86/0

94/0

90/0

93/0

94/0

92/0

94/0

90/0

94/0

89/0

11/0

09/0

07/0

08/0

07/0

11/0

07/0

13/0

05/0

12/0

06/0

07/0

02/0

05/0

02/0

05/0

01/0

04/0

00/0

Total

00/4

XAl(T)

08/0

07/0

05/0

06/0

09/0

12/0

13/0

11/0

08/0

1/0

09/0

1/0

13/0

08/0

03/0

07/0

XAl(M1)

03/0

05/0

01/0

03/0

04/0

02/0

01/0

03/0

05/0

Mg#

62/0

80/0

88/0

84/0

80/0

75/0

83/0

71/0

78/0

80/0

77/0

75/0

97/0

82/0

87/0

94/0

93/0

99/0

90/0

46/0

40/0

45/0

44/0

41/0

35/0

36/0

33/0

36/0

38/0

36/0

37/0

35/0

48/0

39/0

41/0

47/0

46/0

51/0

46/0

04/0

10/0

06/0

08/0

10/0

12/0

07/0

13/0

10/0

09/0

11/0

12/0

02/0

09/0

06/0

03/0

04/0

01/0

05/0

50/0

51/0

49/0

48/0

49/0

53/0

56/0

54/0

52/0

55/0

52/0

53/0

50/0

52/0

50/0

49/0

70/1

74/1

79/1

80/1

77/1

75/1

64/1

70/1

61/1

80/1

63/1

78/1

75/1

87/1

79/1

76/1

87/1

81/1

93/1

83/1

21/0

18/0

13/0

14/0

16/0

14/0

22/0

14/0

26/0

10/0

24/0

11/0

14/0

04/0

10/0

05/0

10/0

02/0

09/0

YPT

77/28-

30/27-

87/28-

65/28-

39/27-

78/24-

56/24-

42/23-

78/23-

90/25-

41/24-

36/25-

89/24-

99/30-

11/27-

71/27-

24/30-

86/28-

78/32-

97/28-

XPT

04/38

26/38

15/39

90/38

65/38

66/38

05/38

40/37

69/37

15/39

10/38

94/38

61/38

59/39

66/38

33/37

82/39

95/38

84/40

40/39

89/0-

86/0-

88/0-

89/0-

92/0-

90/0-

90/-

89/0-

92/0-

89/0-

85/0-

89/0-

87/0-

85/0-

88/0-

83/0-

88/0-

45/2-

44/2-

45/2-

38/2-

36/2-

37/2-

39/2-

40/2-

39/2-

40/2-

39/2-

42/2-

40/2-

41/2-

42/2-

44/2-

46/2-

جدول 3. نتایج آنالیز نقطهای کانی کلینوپیروکسن در نمونههای لامپروفیری آتشفشان سارای (بر حسب درصد وزنی) و محاسبه فرمول ساختاری آنها بر مبنای 6 اتم اکسیژن

G1A-9

G1A-10

G1A-11

G1A-12

G1A-15

G1A-16

G1A-17

G1A-18

G1A-19

G1A-20

G2LA-8

G2LA-9

G24-1

G24-2

G24-3

G24-4

G24-5

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Rim

Core

Mantle

Rim

SiO2

05/51

12/50

42/54

64/51

67/53

55/50

16/50

11/50

09/53

03/50

60/51

83/52

59/53

66/53

43/52

70/52

11/53

TiO2

59/0

84/0

27/0

66/0

22/0

94/0

40/1

32/1

31/0

54/1

63/0

35/0

51/0

52/0

04/1

71/0

54/0

Al2O3

31/3

03/4

13/0

60/2

78/0

93/2

25/3

44/3

20/1

47/3

99/1

17/1

66/1

63/1

34/2

66/2

02/2

Cr2O3

02/0

01/0

20/0

17/0

46/0

01/0

02/0

11/0

00/0

18/0

02/0

05/0

00/0

07/0

11/0

FeO

50/6

98/8

90/3

60/5

44/2

60/4

75/6

98/6

75/3

14/6

06/6

76/3

70/4

67/4

10/6

19/5

54/4

MnO

14/0

33/0

10/0

11/0

07/0

08/0

10/0

12/0

09/0

12/0

15/0

08/0

12/0

13/0

12/0

MgO

23/15

73/12

46/17

80/15

44/18

69/15

24/14

10/14

03/17

14/14

42/15

69/16

20/15

47/15

18/14

99/14

03/16

CaO

53/23

14/23

05/24

77/23

07/24

44/24

58/24

35/24

70/24

34/24

14/23

96/23

18/24

20/24

24/24

93/23

01/24

Na2O

50/0

65/0

28/0

33/0

23/0

48/0

41/0

39/0

22/0

41/0

62/0

37/0

32/0

26/0

41/0

34/0

K2O

00/0

02/0

01/0

00/0

01/0

10/0

00/0

01/0

00/0

02/0

01/0

02/0

00/0

01/0

Total

87/100

85/100

88/100

68/100

40/100

82/99

91/100

84/100

50/100

19/100

67/99

41/99

32/100

66/100

86/100

72/100

85/100

Formula on the basis of 6 (O)

86/1

85/1

97/1

88/1

93/1

85/1

84/1

93/1

84/1

90/1

94/1

96/1

92/1

93/1

02/0

01/0

02/0

01/0

03/0

04/0

01/0

04/0

02/0

01/0

03/0

02/0

01/0

14/0

18/0

01/0

11/0

03/0

13/0

14/0

15/0

05/0

15/0

09/0

05/0

07/0

10/0

11/0

09/0

00/0

01/0

00/0

01/0

00/0

01/0

00/0

Fe3+

14/0

12/0

06/0

11/0

09/0

16/0

13/0

09/0

10/0

12/0

08/0

00/0

03/0

02/0

05/0

Fe2+

06/0

15/0

06/0

00/0

07/0

09/0

02/0

09/0

07/0

04/0

15/0

14/0

16/0

14/0

09/0

00/0

01/0

00/0

01/0

00/0

83/0

70/0

94/0

86/0

99/0

86/0

78/0

77/0

92/0

78/0

85/0

91/0

83/0

84/0

78/0

82/0

87/0

92/0

93/0

96/0

97/0

96/0

91/0

94/0

95/0

94/0

93/0

04/0

05/0

02/0

03/0

02/0

03/0

04/0

03/0

02/0

03/0

02/0

00/0

Total

00/4

XAl(T)

12/0

13/0

01/0

1/0

03/0

12/0

05/0

11/0

08/0

05/0

02/0

03/0

05/0

06/0

XAl(M1)

02/0

05/0

00/0

01/0

00/0

02/0

00/0

04/0

01/0

00/0

05/0

04/0

05/0

06/0

03/0

Mg#

94/0

82/0

94/0

93/0

91/0

90/0

98/0

90/0

93/0

96/0

85/0

86/0

83/0

85/0

91/0

46/0

40/0

49/0

46/0

52/0

48/0

43/0

42/0

48/0

43/0

46/0

48/0

43/0

44/0

41/0

43/0

46/0

03/0

09/0

03/0

00/0

04/0

05/0

01/0

05/0

04/0

02/0

08/0

07/0

09/0

07/0

05/0

51/0

52/0

48/0

50/0

49/0

53/0

51/0

53/0

50/0

49/0

50/0

49/0

80/1

77/1

93/1

85/1

91/1

80/1

82/1

90/1

83/1

89/1

93/1

89/

89/1

07/0

09/0

04/0

05/0

03/0

07/0

06/0

03/0

06/0

09/0

05/0

04/0

06/0

05/0

YPT

30/29-

88/26-

76/31-

86/29-

70/32-

83/29-

10/28-

99/27-

52/31-

15/28-

26/29-

11/31-

41/30-

56/30-

96/28-

99/29-

79/30-

XPT

41/38

59/37

25/41

02/39

47/40

29/38

46/38

29/38

35/40

99/37

88/38

77/39

92/39

07/40

38/39

15/39

69/39

85/0-

88/0-

85/0-

82/0-

88/0-

92/0-

91/0-

84/0-

93/0-

86/0-

84/0-

88/0-

87/0-

92/0-

88/0-

86/0-

39/2-

42/2-

45/2-

41/2-

42/2-

37/2-

40/2-

41/2-

40/2-

46/2-

47/2-

46/2-

45/2-

بررسی کلی شیمی کانی کلینوپیروکسنها در گروههای اصلی سنگی آتشفشان سارای

نتایج آنالیز نقطهای مربوط به کلینوپیروکسنهای سنگهای لئویسیتیتی و لئویسیتفنولیتی در جدول 1 آورده شده است. این سنگها و بهویژه لئویسیتیتها سنگهای اولیه ماگماتیسم سارای میباشند و تا حدود زیادی منعکس کننده ویژگیهای گوشتهی مولد ماگما هستند. در این مطالعه از سنگ لئویسیتیتی G41 یک فنوکریست کلینوپیروکسن از لحاظ نوسان ترکیب مورد بررسی قرار گرفته است (نقاط G41-1 الی G41-5) (شکل 4). در کلینوپیروکسنهای سنگهای لئویسیتیتی (و لئویسیتفنولیتی)، تغییرات SiO2 مابین 91/47 الی 84/52 میباشد و تغییرات Al2O3 مابین 13/1 الی 63/5 میباشد. مقدار و محدوده تغییرات این دو اکسید با دادههای موجود در مطالعهGupta (2015) همخوانی دارد. بررسی تغییرات این دو اکسید نسبت به هم، نشاندهنده کاهش میزان اکسید Al2O3 با افزایش مقدار اکسید SiO2 میباشد. بررسی تغییر ترکیب نقاط در کلینوپیروکسن نمونه G41 روندهای متضادی را نشان میدهد. درحالی‌که با توجه به مقادیر اکسید SiO2 در ابتدا (نقاطG41-1 to 2) یک روند تبلور تفریقی عادی و زونینگ عادی را نشان میدهد (شکل 4)، در ادامه تا انتها، زونینگ حالت معکوس میگیرد که میتواند ناشی از تزریق مکرر ماگمای اولیهتر باشد (ماگمای لئویسیتیتی که کمتر تبلور تفریقی را تحمل کرده است) ولی تغییرات اکسیدهای FeO و MgO نه با یکدیگر و نه با روند اشاره شده برای تغییر مقادیر اکسید SiO2 سازگار نیستند. این مسئله در مورد فنوکریستهای نمونه G48 و حتی تا حدودی K22 نیز صادق است و شاید ناشی از تبلور و تفریق گسترده کانیهایی چون اولیوین فورستریتی باشد.

نتایج آنالیز نقطهای کلینوپیروکسنهای سنگهای تراکیتی و سینیتی در جدول 2 قابل ملاحظه است. در این مطالعه کلینوپیروکسنهای دو نمونه تراکیتی مورد آنالیز نقطهای واقع شدهاند. از نمونه G38، دو میکروفنوکریست و از نمونه K5A (تراکیت دارای فنوکریستهای سانیدین، بیوتیت و کلینوپیروکسن) دو فنوکریست کلینوپیروکسن مورد آنالیز نقطهای قرار گرفتهاند. از مقایسه ترکیب کلینوپیروکسنها در این دو تراکیت نتایج زیر منتج میشود: الف) مقادیر اکسید SiO2 در نمونه G5A کموبیش ثابت میباشد (17/52 الی 76/52) و حدود دو درصد بیش از کلینوپیروکسنهای نمونه K22 میباشد. یعنی کلینوپیروکسنها نمونه G5A در تعادل به نسبت بالایی با محیط اطراف خود متبلور شده است. ضمناً کلینوپیروکسنهای تراکیت پلاگ بهرامآباد نسبت به نمونه G5A حالت تفریقیافتهتری دارند. ب) روند تغییرات مقادیر اکسید SiO2 در دو میکروفنوکریست تراکیت پلاگ بهرامآباد یکسان نیست. در یکی این مقدار از مرکز به حاشیه کمتر میشود (زونینگ معکوس) ولی در دیگری، روند تغییرات (هرچند بسیار کم) حالت نوسانی دارد. این مسئله نشان میدهد دستکم در مقطعی، تزریق مجدد ماگما در این حجره در جریان بوده است و برخی میکروفنوکریستهای کلینوپیروکسن در این مقطع تشکیل شدهاند. در ادامه با ایجاد ثبات در مخزن ماگمایی زمینه برای تشکیل بلورهای بزرگ‌تر کلینوپیروکسن که ثبات بیشتری در ترکیب شیمیایی خود نشان میدهند، فراهم شده است. پ) بررسی روند تغییرات اکسیدهای FeO و MgO در نقاط G38-11,12 and 13 با روند تغییرات مقادیر اکسید SiO2 سازگار نیست. در حالیکه روند تغییرات اکسیدهای FeO و MgO یک زونینگ عادی را نشان میدهند، تغییرات مقادیر اکسید SiO2 حاکی از یک زونینگ معکوس در همان نقاط است. تزریق ماگمای تهیشده از عناصر مافیک، تنها توجیه منطقی برای چنین رویدادی میتواند باشد. چنین ماگمایی (مایع سیلیکاتی) در اثر توقف به نسبت بالای ماگما در مخزن ماگمایی و جدا شدن کانیهای مافیک از آن میتواند حاصل شود. شواهد صحرایی نیز از این نظریه حمایت میکند. در شمال روستای بهرامآباد یک پلاگ تراکیتی بسیار روشن رنگ دیده میشود که حدود 10 درصد آن از میکروفنوکریست کلینوپیروکسن تشکیل شده است و فاقد کانی بیوتیت میباشد. در کمتر از نیم کیلومتری غرب این پلاگ تراکیتی، یک دم تراکیتی بسیار کوچک‌تر قرار دارد که ضریب رنگینی بسیار بالاتری دارد و مملو از فنوکریستهای آمفیبول، بیوتیت و کلینوپیروکسن میباشد. یک دایک ضخیم سینیتی نیز پلاگ بهرامآباد را قطع کرده است. بدین صورتکه بعد از تزریق ماگمای تراکیتی در پلاگ بهرامآباد، در مخزن ماگمایی، ماگمای مملو از فنوکریستهای مافیک باقیمانده و فوران آن پلاگ کوچک‌تر بهرامآباد را تشکیل داده است.

نقاط K52-20,21, 22 مربوط به کلینوپیروکسن سینیت دره مرکزی سارای میباشند و تا حدود زیادی یک تبلور تفریقی معمولی را نشان میدهند.

$C:\Users\F.Merko\Desktop\New folder\jpg\0\3.jpg$

شکل 3. تصاویر BSE برخی کلینوپیروکسنهای آتشفشان سارای. خطوط سیاهرنگ در هر شکل بیانگر مسیر پیمایش میباشد

جدول 3 نتایج آنالیز نقطهای کلینوپیروکسنهای نمونههای مختلف لامپروفیری را نشان میدهد. نقاط G2LA8, 9 مربوط به آنالیز یک فنوکریست کلینوپیروکسن در نمونه مینتی میباشند. روند تغییرات اکسیدهای SiO2، MgO و FeO یک زونینگ معکوس را نشان میدهند، هرچند تغییر ترکیب بین دو نقطه مختلف خیلی زیاد نیست. زونینگ معکوس حاصل تزریق مداوم ماگمای مادر میباشد. با توجه به نحوه ژنز مینتها (که هترومورف لئویسیتیتها میباشند و در اثر تغییر مقدار بخار آب ماگمای لئویسیتیتی تشکیل شدهاند و این مسئله نمیتوانسته یک‌باره رویداده باشد)، رخداد زونینگ معکوس و یا نوسانی در فنوکریستهای بهویژه مافیک سنگهای مینتی، بهطور کامل محتمل و حتی ضروری میباشد.

نتایج آنالیز نقطهای مربوط به یک فنوکریست کلینوپیروکسن موجود در یک دایک مونشیکیتی (نقاط G24-1, 2, 3, 4 and 5) در جدول 3 ملاحظه میشود. مطابق این دادهها تغییر ترکیب و روند خاصی در آنها دیده نمیشود که میتواند دلیلی بر تبلور این کانی و در نتیجه ماگمای مربوطه در یک حجره ماگمایی بهنسبت ایزوله، بوده باشد (شکل 4). نتایج آنالیز نقطهای پنج فنوکریست کلینوپیروکسن (بهصورت مرکز-حاشیه) دایک اسپسارتیتی در جدول 4 ملاحظه میشود (نقاط G1A). در این نمونهها تغییرات مقادیر اکسید SiO2 حاکی از یک زونینگ معکوس ولی تغییرات اکسیدهای FeO و MgO یک زونینگ عادی را نشان میدهند.

مقادیر اکسید CaO در این کلینوپیروکسنها اغلب بالا و دارای دامنه تغییر کمی میباشد (22 الی 24 درصد).

$C:\Users\F.Merko\Desktop\New folder\jpg\4.jpg$

شکل 4. بررسی گرافیکی منطقهبندی ترکیبی در سه فنوکریست ماگماتیسم سارای

طبقهبندی کلینوپیروکسنهای ولکانیسم سارای

برای نام‌گذاری و طبقهبندی کلینوپیروکسنها از نمودار مثلثی En-Wo-Fs و نمودار Q-J که هر دو توسط Morimoto (1988) معرفی شدهاند، استفاده میشود. با توجه به تعداد زیاد نقاط آنالیز شده و برای نمایش بهتر گرافیکی، دادههای هر یک از جدولهای 1، 2 و 3 در یک نمودار جداگانه رسم شدهاند. طبق نمودار مثلثی En-Wo-Fs (شکل 5) کلینوپیروکسنهای آنالیز شده اغلب در محدوده فاسائیت و بقیه در محدودههای دیوپسید و سالیت قرار میگیرند. در نمودار Q-J (Morimoto, 1988)، کلینوپیروکسنهای آتشفشان سارای همگی در محدوده Quad قرار میگیرند (شکل 6). این محدوده نشاندهنده پیروکسنهای Ca-Mg-Fe میباشد.

$C:\Users\F.Merko\Desktop\New folder\jpg\5.jpg$

شکل 5. نمودار مثلثی En-Wo-Fs و پراکنش نمونههای مختلف کلینوپیروکسن بر روی آن

$C:\Users\F\Desktop\6PFR.jpg$

شکل 6. نمودار Q-J (Morimoto, 1988) و پراکنش کلینوپیروکسنهای ولکانیسم سارای در آن

بررسی سری ماگمایی ولکانیسم سارای بر اساس ترکیب کلینوپیروکسنها

در خصوص تعیین سری ماگمایی با استفاده از ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنها، مطالعات مختلفی از جمله Le Base (1962) صورت گرفته است. میتوان گفت کاملترین مطالعه در این خصوص، توسط Leterrier et al., (1982) انجام شده است. مطابق نمودار Ti-Ca+Na ارائه شده توسطLeterrier et al. (1982) تمامی نقاط کلینوپیروکسن آنالیز شده، متعلق به محدوده بازالتهای آلکالن میباشند (شکل 7).

$C:\Users\F.Merko\Desktop\New folder\jpg\7.jpg$

شکل 7. نمودار Ti-Ca+Na برگرفته از Leterrier et al., 1982)) و پراکنش کلینوپیروکسنهای سارای در آن

بررسی تغییرات فوگاسیته اکسیژن در کلینوپیروکسنهای ولکانیسم سارای

از عوامل تعیینکننده در روند تحول ماگمایی بهویژه تغییر دمای لیکوئیدوس فازهای کانیایی مختلف و در نتیجه تعیین توالی تبلور کانیهای مختلف در شرایط گوناگون، فوگاسیته اکسیژن ماگما میباشد (Moretti, 2005; France et al., 2010). تغییر فوگاسیته اکسیژن میتواند سبب تغییر کانیهای تبلور یافته از ماگما شود. در واقع تغییر فوگاسیته اکسیژن عامل اصلی رویداد هترومورفیسم میباشد (Rittman, 1973) که در تحول ولکانیسم سارای نیز بسیار موثر بوده است . برای بررسی و تعیین فوگاسیته اکسیژن در کانی کلینوپیروکسن از نمودار AlVI+2Ti+Cr-AlIV+Na (شکل 8)، معرفی شده توسطSchweitzer et al. (1979) استفاده میشود. مطابق شکل 8، کلینوپیروکسنهای دایک مونشیکیتی و دایک فنولیتی در پایین خط Fe3+=0 قرار میگیرند ولی در مقطع تشکیل کلینوپیروکسنهای سایر ترمهای سنگی، فوگاسیته اکسیژن بالای خط Fe3+=0 قرا میگیرند. همچنین با توجه به فاصله بیشتر کلینوپیروکسنهای تراکیتها و سینیتها از خط Fe3+=0، فوگاسیته اکسیژن در این ماگماها بیشتر از بقیه ماگماهاست. میتوان اینگونه نتیجهگیری کرد که در مقطعی از تکامل ماگماتیسم سارای، افزایش فوگاسیته اکسیژن سبب رویداد پدیده هترومورفیسم و تشکیل ماگمای لامپروفیری از ماگمای لئویسیتیتی شده است. کم بودن حجم لامپروفیرها در آتشفشان سارای میتواند دلیلی بر این مسأله باشد که افزایش فوگاسیته اکسیژن هم از لحاظ زمانی در مقطع بهنسبت کمی رویداده است و هم افزایش فوگاسیته به میزان بهنسبت کمی اتفاق افتاده است. در شکل 8 نمودارهای الف و ب مشاهده میشود که فوگاسیته اکسیژن در کلینوپیروکسنهای لئویسیتیتی و مینتی به میزان نسبتا کمی بالاتر از خط Fe3+=0 قرار میگیرند.

$C:\Users\F.Merko\Desktop\New folder\jpg\8.jpg$

شکل 8. نمودار مثلثی AlVI+2Ti+Cr-AlIV+Na (Schweitzer et al., 1979) و پراکنش کلینوپیروکسنهای سارای در آن

بررسی دما و فشار (ترموبارومتری) تشکیل کلینوپیروکسنهای ولکانیسم سارای

علاوه بر ترکیب شیمیایی ماگما و فوگاسیته اکسیژن، دمای ماگما و فشار حاکم بر حجره ماگمایی، از عوامل اصلی و تعیینکنندهای است که تعادل فازهای کانیایی را در ماگما کنترل میکند (Neave and Putrika, 2017). برای بیان ارتباط ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنها با دما و فشار تبلور آنها فرمولهای تجربی و نمودارهای گرافیکی چندی توسط زمینشناسان ارائه شده است (Lindsley, 1983; Kretz, 1994). به مرور روشهای مبتنی بر تلفیق آمار چندمتغیره و یافتههای تجربی در زمینه ترموبارومتری کانیهای مختلف جایگزین روشهای قبلی میشود، اگرچه توسعه فرمولهای تجربی برای برخی کانیها هنوز هم کاربرد دارد. یکی از دقیقترین و پرکاربردترین روشهای ترموبارومتری کلینوپیروکسنها که براساس تلفیق روشهای آمار چندگانه و روابط گرافیکی تجربی میباشد، روش Soesoo (1997) میباشد. وی در مطالعه خود دو تابع XPT و YPT را تعریف کرده و با استفاده از آنها نمودارهای جداگانهای را برای دماسنجی (شکل 9) و فشارسنجی (شکل 10) طراحی کرده است. دو تابع اشاره شده بهصورت روابط 3 و 4 تعریف میشوند.

رابطه 3)	XPT:0.446SiO2+0.187TiO2–0.404Al2O3+0.346FeO*–0.052MnO+0.309MgO+0.431CaO– 0.446Na2O
رابطه 4)	YPT:–0.369SiO2+0.535TiO2–0.317Al2O3+0.323FeO*+0.235MnO–0.516MgO–0.167CaO–0.153 Na2O

$C:\Users\F\Desktop\11PFR.jpg$

شکل 9. نمودار XPT-YPT به روش (Soesoo, 1997) برای دماسنجی کلینوپیروکسنها و پراکنش کلینوپیروکسنهای سارای در آن

همانطور که در شکل 9 دیده میشود، دمای تبلور کموبیش تمامی کلینوپیروکسنها (بهجز کلینوپیروکسنهای نمونه G38) حدود 1150 درجه سانتیگراد میباشد و دمای تشکیل کلینوپیروکسنهای پلاگ بهرامآباد (نمونه G38)، 1100 درجه سانتی گراد میباشد. مطابق شکل 10 کموبیش تمامی کلینوپیروکسنها (بهجز کلینوپیروکسنهای پلاگ بهرامآباد، نمونه G38) در محدوده فشار دو تا پنج کیلوبار قرار میگیرند. یعنی فشار تبلور تمامی کلینوپیروکسنها حدود دو تا پنج کیلوبار (با توجه به محل قرارگیری نمونهها مابین خطوط، محدوده دقیقتر دو تا چهار کیلوبار است) میباشد و کلینوپیروکسنهای تراکیتهای پلاگ بهرامآباد، در فشار کمتر از دو کیلوبار (شاید بسیار کمتر از دو کیلوبار) متبلور شدهاند.

$C:\Users\F\Desktop\12PFR.jpg$

شکل 10. نمودار XPT-YPT به روش (Soesoo, 1997) برای فشارسنجی کلینوپیروکسنها و پراکنش کلینوپیروکسنهای سارای در آن

بررسی محیط زمینساختی ولکانیسم سارای بر اساس ترکیب کلینوپیروکسنها

ارتباط ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنها با محیط تکتونیکی تشکیل آنها در مطالعات مختلفی مورد بررسی قرار گرفته است. اولین مطالعات سیستماتیک در این زمینه توسط زمینشناسانی چون Kushiro (1960) و Le Base (1962) صورت گرفته است. دو مطالعه اخیر بهطور جداگانه نشان دادند که مقدار عناصر Al و Ti در کلینوپیروکسنها با مقدار سیلیس موجود در ماگما در ارتباط است، بهطوریکه مقدار این دو عنصر در ماگمای آلکالن بیش از ماگمای تولئیتی و در ماگمای پرآلکالن بیش از ماگمای آلکالن میباشد. Verhoogen (1962) نشان داد مقادیر بالای Ti در کلینوپیروکسنهایی دیده میشود که یا از یک ماگمای تحت اشباع از سیلیس و یا از ماگماهای فقیر از آهن متبلور شده باشند. Nisbet and Pearce (1977) با جمعآوری و بررسی دادههای منتشرشده از مینرالشیمی کلینوپیروکسنها، با کمک از اصول علم آمار چند متغیره، دو تابع F1 و F2 تعریف کرده و نموداری طراحی کرده که در آن ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسنها براساس محیطهای تکتونیکی گوناگون، قابل تفکیک هستند (شکل 11). دو تابع F1 و F2 بهصورت رابطه 1 و 2 تعریف میشوند.

رابطه 1)	F1=–0.012SiO2–0.0807TiO2+0.0026Al2O3–0.0012FeO*–0.0026MnO+0.0087MgO–0.0128CaO–0.0419Na2O
رابطه 2)	F2=–0.04692SiO2–0.0818TiO2–0.0212Al2O3–0.0041FeO*–0.1435MnO–0.0029MgO+ 0.0085CaO+0.0160Na2O

در نمودار Nisbet and Pearce (1977) چهار محدوده ذیل تعریف میشوند: OFB: بازالتهای کف اقیانوس. VAB: بازالتهای کمانهای آتشفشانی فرورانشی اعم از اقیانوسی و یا حاشیه فعال قارهها. WPT: بازالتهای تولئیتی درون قارهای شامل جزایر اقیانوسی (OI) و یا ریفتهای درون قارهای. WPA: بازالتهای آلکالن درون قارهای.

مطابق شکل 11، اغلب کلینوپیروکسنهای ولکانیسم سارای در محدودههای بازالتهای کمانهای آتشفشانی و بازالتهای کف اقیانوس قرار میگیرند. این یافته با نتایج مطالعات پیشین مانندMoayyed et al. (2008) سازگار است. طبق این مطالعه و سایر مطالعات صورت گرفته، گوشته مولد ماگماتیسم سارای، یک گوشته متاسوماتیزه در اثر فرورانش میباشد که یکی از عوامل اصلی در متاسوماتیزه کردن گوشته، صفحه اقیانوسی فرورو (OFB) میباشد که در نتیجه اثر آن بایستی در محصولات ماگما (کانیهای تبلور یافته از آن) نیز مشاهده شود. از طرفی برخی نمونهها در محدوده بازالتهای آلکالن درون صفحهای (WPA) قرار میگیرند که ممکن است نتیجه اضافه شدن عناصر آلکالن موجود در رسوبات واقع بر پوسته اقیانوسی فرورو، بر ترکیب گوشته لیتوسفریک باشد.

$C:\Users\F\Desktop\8PFR.jpg$

شکل 11. نمودار F1-F2 برگرفته ازNisbet and Pearce (1977) و پراکنش کلینوپیروکسنهای آتشفشان سارای در آن

نتیجهگیری

در مجموع مشاهده میشود دمای تبلور کموبیش تمامی کلینوپیروکسنها (بهجز کلینوپیروکسنهای نمونه G38) کموبیش یکسان (حدود 1150 درجه سانتیگراد) میباشد. در رابطه با فشار تبلور بهجز فشار تبلور نمونههای G38، فشار تبلور بقیه نمونهها کمابیش یکسان میباشد (دو الی پنج کیلوبار) و فشار تبلور نمونههای G38 کمتر از بقیه نمونههاست. به بیان دیگر دما و فشار تبلور کموبیش تمامی نمونههای کلینوپیروکسن (بهجز کلینوپیروکسنهای پلاگ تراکیتی بهرامآباد، نمونه G38) کمابیش یکسان میباشد. دمای تبلور کلینوپیروکسنهای پلاگ تراکیتی بهرامآباد تفاوت چندانی با دمای تبلور بقیه کلینوپیروکسنها ندارد (حدود 50 درجه سانتیگراد) ولی فشار تبلور آنها تفاوت بهنسبت قابلتوجهی (حدود سه کیلوبار) با سایر کلینوپیروکسنها دارد.

از طرفی بازه تغییرات شیمیایی کلینوپیروکسنهای آنالیز شده، بهنسبت کوچک میباشد و همگی کلینوپیروکسنها در محدوده دیوپسید، سالیت و فاسائیت (گستره مجاور دیوپسید-سالیت) قرار میگیرند. البته ملاحظه میشود که کلینوپیروکسنهای نمونه G38 بیشترین عضو انتهایی ولاستونیتی را نسبت به بقیه کلینوپیروکسنها دارند و ترکیب یکنواختتری دارند. بنابراین شاید بتوان با کمی آسانگیری از این لحاظ کلینوپیروکسنهای نمونه G38 بقیه کلینوپیروکسنها هم جدا کرد.

کلینوپیروکسنهای موجود در این تراکیتها، حدود 10 درصد حجم سنگ را تشکیل میدهند در حالیکه در سنگهای لئویسیتیتی یا لامپروفیرها، حجم کلینوپیروکسن در آنها تا 50 درصد نیز میرسد و یا سایر سنگهای تراکیتی و سینیتی که کلینوپیروکسنها حدود 25 درصد حجم آنها را تشکیل میدهد. همچنین کلینوپیروکسنها در تراکیت پلاگ بهرامآباد، اغلب حدود نیم میلیمتر طول دارند، یعنی در مخزن ماگمایی زمان و شرایط لازم برای تشکیل فنوکریستهای بزرگ کلینوپیروکسن مهیا نشده است.

از مجموع موارد اشاره شده میتوان نتیجه گرفت به استثناء کلینوپیروکسنهای تراکیت پلاگ بهرامآباد، بقیه کلینوپیروکسنهای موجود در گروههای مختلف سنگی آتشفشان سارای، در شرایط یکسان از لحاظ ژئوشیمیایی، دمایی و فشاری تشکیل شدهاند. در صورتیکه کلینوپیروکسنها در حجرههای ماگمایی متفاوت با ترکیب لئویسیتیتی، لامپروفیری و سینیتی متبلور شده باشند، بسیار بعید بهنظر میرسد تا به این اندازه از لحاظ ویژگیهای گوناگون شبیه به یکدیگر باشند. ضمن اینکه امکان وقوع یک مخزن ماگمایی با ترکیب سینیتی با دمای بالای 1100 درجه سانتیگراد و فشار حدود سه یا چهار کیلوبار، غیرممکن میباشد. توجیه منطقی اینطور میتواند بیان شود که کلیه کلینوپیروکسنها (حتی نمونههای G38) در درون ماگمای لئویسیتیتی تشکیل شدهاند. اکثریت آنها در شرایط فشاری دو الی پنج کیلوبار متبلور شدهاند و معدودی از آنها در شرایط فشاری حدود دو کیلوبار و حتی کمی کمتر، تشکیل شدهاند. در واقع در حجرههای ماگمایی با ترکیب تفریقیافتهتر، کانی کلینوپیروکسن تشکیل نشده است. البته احتمال تشکیل کانی کلینوپیروکسن در حجره ماگمایی مینتی حداقل بهصورت تئوریک هم وجود دارد ولی چون حجم لامپروفیرها در آتشفشان سارای بسیار کم میباشد، در اصل باید حجم مخزن ماگمای مینتی نیز کوچک باشد و در چنین شرایطی امکان تشکیل کلینوپیروکسن بعید است.

منابع

- آقانباتی، ع.، 1383. زمینشناسی ایران، انتشارات سازمان زمینشناسی کشور، 586. ##زمانی، ر.، امامی، م.ه.، وثوقی عابدینی، م. و کریمزاده ثمرین، ع.، 1394. مطالعه شیمی بلور و منطقه‌بندی کلینوپیروکسن‌های موجود در سنگ‌های آتشفشانی آلکالن شمال غرب مشگین‌شهر، ایران. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 9(33)، 31-44. ##امرایی، ع.، زارعی سهامیه، ر.، موید، م.، احمدی خلجی، ا. و عظیمزاده، ا.م.، 1397. بررسی شیمی کانی کلینوپیروکسن در بازالتهای پشتاسر حوضه رسوبی مغان (شمال غرب ایران). فصلنامه زمینشناسی ایران، 12(48)، 25-37. ##نعمتی، ر.، کنعانیان، ع.، مکیزاده، م.ع. و تقیپور، ص.، 1397. شیمی کانی کلینوپیروکس در ارزیابی دما - فشار و ژنز بازالت¬های متاسوماتیسمی سازند هرمز در گنبدهای نمکی گچین و جزیره هرمز، جنوب ایران. فصلنامه زمینشناسی ایران، 11(45)، 105-117. ##Droop, G.T.R., 1987. A general equation for estimating Fe+3 concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine, 51, 431-435. ##Foley, S.F., Venturelli, G., Green, D.H. and Toscani, L., 1987. The ultrapotassic rocks: characteristics classification, constraints for petrogenetic models. Earth-Science Reviews, 24, 81-134. ##France, L., Ildefonse, B., Koepke, J. and Bech, F., 2010. A new method to estimate the oxidation state of basaltic series from microprobe analyses. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 189, 340-346. ##Gupta, A.K., 2015. Origin of Potassium-rich Silica-deficient Igneous Rocks. Springer, 536. ##Kretz, R., 1994. Metamorphic Crystallization. John Wiley and Sons. Chichester and New York, 530. ##Kushiro, I., 1960. Si-Al relation in clinopyroxenes from igneous rocks. American Journal of Science, 258, 548-554. ##Le Base, 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., 2002. Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: A lassification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences, Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge University Press. 256 p. ##Leterrier, J., Maurry, R.C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M., 1982. Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinites of paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters, 59, 139-154. ##Lindsley, I., 1983. Pyroxene thermometry. American Mineralogist, 68. 477-493. ##Moayyed, M., Moazzen, M., Calagari, A.A., Jahangiri, A. and Modjarrad, M., 2008. Geochemistry and petrogenesis of Lamprophyric dykes and the associated rocks from Eslamy peninsula, NW Iran: Implication for deep mantle metasomatism. Chemie der Erde Geochemistry, 68, 141-154. ##Moghadam, Sh.H., Ghorbani, G.H., Zaki Khedr, M., Fazlnia, N., Chiaradia, M., Eyuboglu, Y., Santosh, M., Galindo Francisco, C., Lopez Martinez, M., Gourgaud, A. and Arai, A., 2014. Late Miocene K-rich volcanism in the Eslamieh Peninsula (Saray), NW Iran: Implications for geodynamic evolution of the Turkish-Iranian High Plateau. Gondwana Research, 26, 1028-1050. ##Moine vaziri, H., Khalili-marandi, S.H. and Brousse, R., 1991. Importance d’un Volcanisme potassique, au Miocene Superier en Azerbaidjan (Iran); C.R. Academy of Sciences, Paris, 313, 1603-1610. ##Moradian-Shahrbabaky, A., 2007. Geological Setting and Geochronology of some alkali and calc-alkalic rocks in Western (Saray peninsula) and central (Soruk) Urmieh- Dokhtar Volcanic Belt, Iran, Earth and Life, 2, 6-24. ##Moretti, R., 2005. Polymerisation, basicity, oxidation state and their role in ionic modelling of silicate melts. Annals of Geophysics, 48, 583-603. ##Morimoto, N., 1988. Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology, 39, 55-76. ##Neave, D.A. and Putirka, K.D., 2017. A new clinopyroxene-liquid barometer, and implications for magma storage pressures under Icelandic rift zones. American Mineralogist, 102, 777-794. ##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. ##Rittman, A., 1973. Stable Mineral Assemblages of Igneous Rocks, a Method of Calculation. Springer, Mineralogy, 262. ##Schweitzer, E.L., Papike, J.J. and Bence, E., 1979. Statistical analysis of clinopyroxenes from deepsea basalts. American Mineralogist, 64, 501-513. ##Soesoo, A., 1997. A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: empirical coordinates for the crystallisation PT- estimations. Geological Society of Sweden (Geologiska Foreningen), 119, 55-60. ##Verhoogen, J., 1962. Distribution of titanium between silicates and oxides in igneous rocks. American Journal of Science, 260, 211-220. ##Whitney, D.L. and. Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95,185-187.##

[1]

Share To

Article Url

Mineral chemistry of clinopyroxene, an approach to petrogenesis of Saray Volcanic Complex–Northwest of Iran

Rimag

Links

Related Centers

Technical Support

Official pages