مقدمه

در زمان سنوزوییک، نیروهای فشارشی و تنش‎های رهایی ناشی از دو رخداد کوهزایی آلپ میانی و پایانی، موجب ماگمازایی شدید در گستره‎های پهناوری از ایران شده به گونه‎ای که ماگماتیسم ترشیری با بیش از چند هـزار متر حجم، بیشترین سنگ‎های ماگمایی ایران را تشکیل می‎دهند. به همین‎رو، به سنوزوییک ایران «دوران ماگماتیسم» نام داده‎اند. در بسیاری از حالات، به ویژه فعالیت‎های ماگمایی ائوسن – الیگوسن، تکاپوی ماگمایی با کانی‎زایی مس، مولیبدن، سرب، روی، منگنز، آنتیموان، جیوه، طلا و 000همراه بوده و به همین‎رو، از ترشیری ایران به عنوان «دورة فلززایی» نیز یاد می‎شود. (امامی، 1379) بر این باور است که :

* شدیدترین فعالیت‎های آتشفشانی در اوایل ترشیری، به ویژه ائوسن، اتفاق افتاده است.

* ماگماتیسم ترشیری، دارای تنوع سنگ‎شناسی از انواع اسیدی تا بازیک است و از نظر ژئوشیمیایی روندهای قلیایی و کلسیمی - قلیایی عمومیت بیشتر دارد. با این حال، برخی آتشفشانی‎ها ویژگی‎های شوشونیتی و گاه تولیئتی دارند.

* ماگماتیسم ترشیری به دو صورت نفوذی – آتشفشانی است. نفوذی‎های این گروه به طور عمده از نوع گرانیتوییدی و تکاپوهای خروجی نیز به هر دو صورت گدازه‎ای و آذرآواری می‎باشد.

*آذرآواری‎های ترشیری گاه منشأ مستقیم ماگمایی دارند و گاه بر اثر فرسایش، حمل و رسوب‎گذاری بعدی (اپی‎کلاستیک) نهشته شده‎اند.

* در اواخر ترشیری، در بسیاری از نقاط ایران شرایط قاره‎ای چیره بوده، به همین‎رو در میوسن – پلیوسن پویایی سنگ‎های آتشفشانی متفاوت از پالئوسن – ائوسن است.

دگرگونی ترشیری

در بسیاری از نواحی ایران، سنگ‎های آتشفشانی ترشیری دارای کانی‎های دگرگونی مانند آلبیت، پمپلی‎ییت، زئولیت، آنالیسم هستند. جدا از روانه‎های آتشفشانی، وجود کانی‎های اپیدوت، کلریت و مونت‎موریونیت در آذرآواری‎های ائوسن (سازند کرج) نیز می‎تواند نشانگر دگرگونی کلی و خفیف باشد (یوائو و هوشمندزاده، 1971(.

کانی‎های مذکور نشانگر آن هستند که سنگ‎های آتشفشانی ترشیری ایران، دگرگونی گرمابی ضعیف اما بزرگ مقیاسی را تحمل کرده‎اند.گفتنی است که دگرگونی ترشیری ایران، بیشتر از نوع دگرگونی استاتیک و نتیجة افزایش حرارت دما در پوستة ایرانزمین بوده که در ایجاد ماگماتیسم عظیم‎ ترشیری نقش اساسی داشته ولی تنها موجب تغییرات کانی‎شناسی شده و به تقریب از دگرشکلی به دور بوده است. مطالعات پاراژنز کانی‎های دگرگونی یاد شده دلالت بر پدیدة دگرگونی در دو مرحلة بسیار ضعیف رخسارة زئولیت و مرحلة ضعیف رخسارة شیست سبز دارد.بدیهی است که جدا از دگرگونی استاتیک ناحیه‎ای، فعالیت‎های نفوذی (عمیق و نیمه‌عمیق) بعدی، به ویژه توده‎های نفوذی مرز ائوسن – الیگوسن، در ناپایداری کانی‎های اصلی و برهم کنش‎های یونی همچنان مؤثر بوده‎اند، به گونه‎ای که سنگ‎های آتشفشانی و توف‎های وابسته همچنان از یک دگرگونی گرمابی ناشی از سیالات ماگمایی متأثرند که گاه با کانی‎زایی مس، مولیبدن، آلومینیم، طلا، بیسموت، منگنز، کائولن و … همراه ‎است.

توده‎های نفوذی ترشیری

توده‎های نفوذی ترشیری ایران دارای تنوع زمانی و مکانی زیادی هستند و به جز موارد محدود، مطالعات سنگ‎ژئوشیمیایی و پرتوسنجی انجام شده بر روی این توده‎ها چندان زیاد نیست. لذا، در خصوص خاستگاه و حتی سن این توده‎ها پرسش‎های زیادی وجود دارد که هنوز پاسخ نهایی به آنها داده نشده است. با این حال، از نظر زمانی، توده‎های نفوذی ترشیری ایران را می‎توان به سه گروه ائوسن – الیگوسن، الیگوسن – میوسن و پلیوسن تقسیم کرد که با فازهای زمین‎ساختی و جایگاه چینه‎شناسی آنها انطباق دارد.

توده‎های نفوذی ائوسن - الیگوسن

نسبت دادن این توده‎ها به زمان ائوسن پسین – الیگوسن پیشین بیشتر به لحاظ جایگیری آنها در سنگ‎های آذرآواری و یا ردیف‎های رسوبی ائوسن است که گاه با داده‎های پرتوسنجی تأیید شده و این باور وجود دارد که توده‎های نفوذی موردنظر حاصل ماگمازایی وابسته به رخداد کوهزایی پیرنئن است (شکل 6-9). نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن ایران بیشتر از نوع گرانیت‎های میکادار، دانه درشت تا متوسط‎ دانه، گرانودیوریت‎های هورنبلند – بیوتیت‎دار، مونزونیت و دیوریت هستند. ولی، در شمال باختری پهنة سنندج – سیرجان و همچنین در اطراف تهران، این توده‎ها بیشتر ترکیب بازیک دارند. مهم‎ترین نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن عبارتند از:

 »درکوه‎های طارم»، توده‎های نفوذی متعددی وجود دارد که در درون آذرآواری‎ها و گدازه‎های ائوسن (سازند کرج) جای گرفته‎اند. سن بعد از ائوسن برای بیشتر این توده‎ها محرز است ولی سن دقیق آنها مشخص نیست و این باور وجود دارد که نفوذی‎های مذکور ریشه‎ها و منابع ماگمایی، گدازه‎های ائوسن هستند. نفوذی‎های طارم ترکیب گرانودیوریتی دارند، ولی به طور محلی تا دیوریت و حتی گابرو تغییر جنس می‎دهند. رخنمون این توده‎ها به صورت دو نوار موازی است که با گسل‎های طولی و چین‎های ناحیه هم روند می‎باشند و به باور خایین (1975)، این توده‎ها ادامة جنوب خاوری نفوذی‎های ائوسن بالایی – الیگوسن کوه‎های قره‎داغ و قفقاز کوچک‎ هستند.

 ترکیب شیمیایی قلیایی، شکل نوار مانند، وابستگی به سنگ‎های آتشفشانی اسید و وجود شکستگی‎های عمیق سبب شده تا شکل‎گیری توده‎های نفوذی طارم نتیجة ذوب بخش پایینی پوسته و پیدایش ماگمایی گرانیتی، توسط مواد گرم گوشته دانسته شود.

از ویژگی‎های بارز نفوذی‎های طارم، ایجاد دگرسانی پیشرفته در سنگ‎های درون‎گیر است که در نقاط زیادی با تمرکز ذخایری از مس، طلا، سرب - روی (معدن زه‎آباد)، آهن و … همراه می‎باشند. کانه‎زایی وابسته به نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن محدود به کوه‎های طارم نیست . وضع مشابهی در کوه زر تربت‎حیدریه وجود دارد که شامل 12 زون کانی‎سازی طلا با پاراژنز کوارتز، هماتیت و طلا و به طور عمده کوارتز، هماتیت، کالکوپیریت و طلا است (کریم‎پور، 1377(.

»درآذربایجان»، به ویژه در نواحی کلیبر و سراب، توده‎های نفوذی ائوسن – الیگوسن بیشتر از نوع سینیت‎های نفلین و لوسیت‎دار‎ با ترکیب شیمیایی آلومینیم و قلیایی هستند و مقدار پتاسیم آنها بیش از سدیم می‎باشد که از آن جمله می‎توان به سینیت پسودولوسیت‎دار رزگاه (اهر)، سینیت آنالیسم‎دار باشکند (شمال میانه) اشاره کرد.

افزون بر توده‎های فوق، تودة میرزاحسن‎کندلو (جنوب دشت مغان)، تودة اوقلان‎داغ (باختر کوه سبلان) تودة قره‎سو از جمله نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن آذربایجان دانسته شده‎اند. از انواع نفلین‎دار این توده‎ها می‎توان آلومینا استحصال کرد که به فناوری پیچیده نیاز دارد.

در «زون سنندج – سیرجان»، نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن، بیشتر از نوع درونی‎های بازی مانند گابرو و دولریت هستند. وجود بعضی برونزدهای اولترابازیکی سبب شده بود تا این توده‎ها بخشی از مجموعه‎های افیولیتی (آمیزه‎های رنگی) ایران دانسته شوند. مطالعات برو (1975) نشان داد که این توده‎ها با مجموعه‏‎های افیولیتی بی‎ارتباط هستند. مهم‎ترین نفوذی‎های موردنظر عبارتند:

 »توده‎های خارسره (خرزهره)»، واقع در جنوب قروه، که نوعی نفوذی بازیک درشت دانه با ترکیب گابرویی است ولی تنوع رخسارة سنگ‎شناسی آن زیاد است. این توده‎ به درون مجموعة آتشفشان – آهکی سُنقُر به سن ژوراسیک، تزریق و گدازه‎های آن را به هورنفلس‎های توده‎ای و مرمرهای آن را به اسکارن‎های حاوی آمفیبول و اسکاپولیت تبدیل کرده است. جایگاه چینه‎شناسی این توده به زمان پس از ژوراسیک و پیش از میوسن اشاره دارند. ولی پرتوسنجی دو نمونة سنگی، به روش پتاسیم - آرگون، به سن 38 تا 40 میلیون سال دلالت دارند (بلون و برو، 1975) که با مرز ائوسن – الیگوسن مطابقت دارد. لازم به ذکر است که شرایط رخداد این توده و قرارگیری آن در شمال باختری تودة گرانیتی الوند، یادآور نفوذی‎های بازیک ژوراسیک منطقة همدان است.

»تودة کامیاران»، که در ابتدا نوعی مجموعة افیولیتی دانسته می‎شد، یک تودة نفوذی بازیک است که به درون ردیف‎های ترشیری کرمانشاه تزریق شده است.

»تودة کلاه‎سر»، که در 10 کیلومتری شمال باختری گردنة مروارید (در مسیر کرمانشاه – سنندج) برونزد دارد شامل چند نفوذی بازیک با ترکیب گابرویی است که همراهانی از سنگ‎های دولریتی، هارزبورژیت و لرزولیت دارد. این توده‎ها در فلیش‎های کرتاسه و ائوسن تزریق و هالة گرمابی غنی از اسکاپولیت و آمفیبول به وجود آورده‎اند. جدا از جایگاه چینه‎شناسی (تزریق در سنگ‎های ائوسن)، سن پرتوسنجی این توده، نشانگر سن الیگوسن است.

»گابروی پَنجوین»، (نزدیک مرز عراق) و گرانودیوریت‎های کوه با‎سیری از جمله نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن زون سنندج – سیرجان ‎است.

»در شمال و خاور تهران»، به جز گرانودیوریت قصر فیروزه، دیگر نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن بازی و به طور عمده گابرویی هستند.

»گرانودیوریت قصر فیروزه»، در جنوب خاوری تهران، از نوع نفوذی‎های خاکستری رنگ دانه متوسط است که به داشتن بیگانه‎سنگ و هورنبلندهای سوزنی – سبز فراوان شاخص است. یکی دیگر از ویژگی‎های این نفوذی، رگه‎های میگروگرانیتی لامپروفیری، میکرودیوریتی و به ویژه آپلیتی گُلی‎رنگ است که در جهت خاوری – باختری در بدنة تودة قصر فیروزه نفوذ کرده‎اند. در مورد سن این توده نظرها متفاوت است. داوری (1366) به استناد سن پرتوسنجی (6/1 ± 41 میلیون سال)، گرانودیوریت قصر فیروزه را مربوط به رویداد کوهزایی پیرنئن می‎داند.

»گابرو مونزونیت سد کرج»، بهترین رخنمون را در تکیه‎گاه سد کرج (امیرکبیر) دارد. در اینجا، بخش پایینی توده، گابروی دانه درشت است که با یک گذر تدریجی به دیوریت مونزونیت، در بالا می‎رسد. شیب و امتداد توده با آذرآواری‎های مجاور یکسان است. به همین دلیل، به طور عموم از این توده به عنوان سیل سد کرج یاد می‎شود در حالی که در یک نگاه منطقه‎ای، تودة موردنظر ساخت حلقوی (لوپولیت) دارد که در توفیت‎های سبز سازند کرج تزریق شده و بخشی از آن را به ویژه در حاشیة شمال توده، به هورنفلس‎های آمفیبول‎دار تبدیل کرده‎ است. دیوریت سد کرج 47 میلیون سال، و نوع روشن آن، 34 میلیون سال سن دارد (بینا و همکاران، 1979(.

»گابروی رودهن»، نفوذی کوچکی است که در جنوب رودهن، به درون توفیت‎های سازند کرج تزریق شده است. جدا از تودة اصلی، زبانه‎ای از آن به صورت دایک دولریتی نیز برونزد دارد. گابرو و دایک دولریتی، سیمای خرد شده و رنگ سبز تیره دارند و شناسایی آنها در میان آذرآواری‎های مطبق سازند کرج آسان است.«گابروی مبارک‎آباد»، از گابروهای اولیوین‎دار است که در شمال روستای مبارک‎آباد (نزدیک آبعلی) به درون زون گسلی مُشا - فشم و توفیت‎های سازند کرج تزریق شده است به همین‎رو خرد شدگی و تجزیة گرمابی شدید دارد.

»در کوه‎های خاور ایران»، بر خلاف دیگر نقاط، در بخش جنوبی حوضة فلیشی خاور ایران (نهبندان - خاش) توده‎های نفوذی ائوسن – الیگوسن به درون نهشته‎های فلیشی کرتاسه – ائوسن تزریق شده‎اند. گرانیتوییدهای زاهدان، گرانیت‎های خاور و جنوب خاوری خاش و توده‎های پراکندة دیگر از این مجموعه است که در بیشتر جاها با راستای عمومی چین‎ها همروند هستند. گفتنی است که نفوذی‎های موردسخن، در اثر حرکات زمین‎ساختی ائوسن – الیگوسن در فلیش‎های ائوسن جای گرفته‎اند که گاه در همبری آنها دگرگونی گرمایی مهم به وجود آمده و کانی‎هایی به مانند اپیدوت، گارنت و ولاستونیت ظاهر شده است. موقعیت این توده‎ها نسبت به مجموعه‎های افیولیتی خاور ایران و همچنین نبود آتشفشانی شدید گویای آن است که نفوذی‎های زاهدان – خاش از نوع ماگماهای کمانی نبوده و نتیجة فرورانش صفحه‎ها نیستند. به باور پورحسینی (1983)، این نفوذی‎ها نتیجة آناتکسی بخش‎های ژرف فلیش‎های زابل ‏است. توده‎های زیر انواع مهم این گروه هستند.

»گرانیتوییدهای زاهدان»، به اندازه‎های متفاوت از باتولیت تا دایک هستند که به صورت جدا از یکدیگر، در باختر شهر زاهدان، در یک درازای 120 کیلومتری تا حوالی شهرستان خاش، برونزد دارند. بخش اصلی گرانیتوییدهای زاهدان شامل گرانودیوریت کوارتزدار و مونزونیت – گرانیت است ولی سنگ‎شناسی این توده‎ها تغییرات زیاد دارد. بیوتیت‎های تودة اصلی، نشانگر سن پرتوسنجی (پتاسیم – آرگون) 33 – 31 میلیون سال است (کمپ و همکاران، 1982(.

»گرانیت خاش»، به سمت جنوب، دنبالة گرانیتوییدهای زاهدان را می‎توان در خاور و جنوب خاوری خاش دید که بیشتر از انواع گرانیت‎های دو میکایی و به شدت هوازده‎اند. رخنمون این توده‎های گرانیتی سیمای کشیده (بیضوی) دارد که محور کشیدة آنها با گسل‎های منطقه به ویژه گسل سراوان موازی است.

»گرانیت دودره»، که در جنوب خاوری بیرجند، به درون آمیزه‎های افیولیتی تزریق شده، از جمله نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن خاور ایران است که به دلیل داشتن قطعات کوچک و بزرگی از آمیزه‎های افیولیتی سن پس از کرتاسة پسین آن محرز است. تنش‎های وارد بر زون برخوردی بلوک لوت و کوه‎های خاور ایران سبب شده تا این گرانیت خردشدگی شدید داشته باشد.

»گرانیت گنیسی ده‎ زالو»، همچنان از نفوذی‎های ائوسن – الیگوسن خاور ایران است که در زون برخوردی بلوک لوت و حوضة فلیشی خاور ایران برونزد دارد. این توده، نوعی گرانیت بیوتیت‎دار با سیمای گنیسی است و دگر شکلی آن نتیجة برخورد نهایی دو صفحه لوت و بلوک هیلمند در پایان ائوسن و تنش‎های بعدی است.

»در ایران مرکزی»، توده‌های نفوذی نسبت داده شده به ائوسن – الیگوسن را می‌توان در کمان ماگمایی ارومیه – بزمان و یا در بلوک لوت دید. در کمان ماگمایی ارومیه بزمان، مونزوگرانیت ناحیة زرند ساوه و گرانیت – دیوریت‌های ساوه – اشتهارد با سن پرتوسنجی 37 تا 40 میلیون سال ( کایا و همکاران، 1978) به سن الیگوسن پیشین هستند و در ضمن گرانیت گابروی حوالی شهربابک و گرانیت جبال بارز به سن ائوسن میانی تا پسین دانسته شده‌اند. از ویژگی‌های بارز نفوذی‌های ساوه – اشتهارد، تأثیر سیال‎های ماگمایی گرم برگدازه‌های مجاور است که با نوعی دگرسانی گرمابی به ویژه کانی‌زایی از نوع آلونیت (منطقة تاکستان)، کائولن (معدن گلاک ساوه)، باریت (معادن ورده و آزبزان ساوه)، سرب، روی، مس (معدن لاک در خاور اشتهارد – ساوه)، منگنز (رباط کریم) و … همراه است.در بلوک لوت (مرکزی)، دیوریت کوه ریجی (ریگی) و دیوریت کوه عبدالهی از نفوذی‌های گروه ائوسن – الیگوسن ‌است.

توده‎های نفوذی  الیگوسن- میوسن

زمان الیگوسن – میوسن، در امتداد نوار پلوتونیک کرکس – جبال‌بارز، توده‌های نفوذی متعددی در آن جایگیری شده‌اند .

 گفتنی است که روند توده‌های نفوذی کرکس – جبال ‌بارز، با روند ساختاری ناحیه هماهنگی و همخوانی دارد. جایگاه چینه‌شناسی و همچنین سن‌های پرتوسنجی سبب شده تا پورحسینی (1983) بر این باور باشد که جایگیری این توده‌ها از حدود الیگوسن میانی آغاز شده و در میوسن پیشین میانی به بیشترین شدت خود رسیده است. نامبرده به دو دلیل زیر، توده‌های الیگوسن – میوسن را نتیجة همگرایی صفحه‌های ایران و عربستان می‌داند.

* روند توده‌های نفودی مذکور با امتداد زون فرورانش تتیس جوان هماهنگی دارد.

* در این توده‌ها نسبت بنیادی استرونسیم پایین است و به نظر می‌رسد که ماگما از ذوب گوشته و یا پوستة اقیانوسی حاصل شده باشد و لذا حاصل یک رژیم زمین‌ساختی کافتی نیست .

با توجه به سن پرتوسنجی تودة نفوذی نطنز (m.a 5 ± 24) می‌توان نتیجه گرفت که فرورانش احتمالی پوستة اقیانوسی تتیس جوان به زیر صفحة ایران، در پالئوژن نیز فعال بوده است.

توده‌های نفوذی پلیوسن

بعضی از توده‌های نفوذی ایران به استناد سن پرتوسنجی و یا جایگاه چینه‌شناسی (تزریق در سنگ‌های میوسن) سن پلیوسن دارند (شکل 6-9). این‎گونه توده‌ها کوچک و پراکنده هستند و عمده‌ترین آنها عبارتند از :

»سینیت لواسان» شامل دو تودة سینیتی پورفیرویید مجزاست که در شمال روستای لواسان به داخل توفیت‌های سبز ائوسن نفوذ کرده‌اند. سن این توده‌ها چندان مشخص نیست. به باور آسرتو (1966)، نفوذی‌های مذکور همزمان با راندگی مشا – فشم و در مرز میوسن – پلیوسن، تزریق شده‌اند.«گرانیت عَلَم‎کوه» که در فاصلة کمی از قلة عَلَم‌کوه ( به بلندی 4860 متر) قرار دارد نوعی گرانیت توده‌ای قلیایی است که با رگه‌هایی از آپلیت‌های غنی از تورمالین، رگه‌های گرانوفیر، پورفیر‌های بیوتیتی و دولریت‌های هورنبلند‌دار قطع شده است. ساختار این توده، باتولیت گونه با قطر حدود 6 تا 7 کیلومتر و پهنای هالة دگرگونی آن (رخسارة آلبیت – اپیدوت) بین 1 تا 2 کیلومتر است. ولی، به صورت محلی، دگرگونی همبری تا رخسارة آمفیبول - هورنفلس و حتی پیروکسن - هورنفلس است.گانسر و هوبر (1962)، سن این توده را بعد از دونین دانستند. سن پرتوسنجی این توده (5-3 میلیون سال) گویای جوان بودن آن است. در ضمن، نفوذ رگه‌های این گرانیت در سطوح راندگی سنگ‌های پالئوزوییک بر روی ردیف‌های ژوراسیک پایینی – میانی (سازند شمشک) نشان می‌دهد که تودة مذکور پس از جابه‎جایی‌های پلیوسن جایگیر شده است.

گفتنی است که گرانیت‌های پورفیری قلة تخت سلیمان، (به بلندی 4200 متر)، سنگ‌های گرانودیوریتی غنی از هورنبلند و بیوتیت (واقع در خاور عَلَم‎کوه)‌و سنگ‌های مونزونیتی از همزادهای گرانیت عَلَم‎کوه هستند. سنگ‌های مونزونیتی به صورت عدسی‌هایی بین توف‌های نئوژن رخنمون دارند که حاکی از جوان بودن آنها است.

»باتولیت آکاپل» از نوع کوارتز مونزونیت و گرانودیوریت دانة متوسط تا درشت دانه و غنی از فلدسپار‎های آلکالی پرتیتی و اولیگوکلاز – آلبیت است که در 5 کیلومتری شمال خاوری عَلَم‎کوه برونزد دارد. این باتولیت را رگه‌های آپلیتی – دیابازی و لامپروفیری قطع کرده‌اند. به باور گانسر (1962) دیابازها جوان‌تر از لامپروفیرها و آپلیت‌ها هستند. این باور وجود دارد که مونزونیت آکاپل و گرانیت عَلَم‎کوه هم‌زمان (پلیوسن)اند.«

»کوارتز پورفیر» جنوب دریای خزر، تودة کوچکی است که رسوبات سُرخ‎رنگ نئوژن را قطع کرده است. این توده می‎تواند از جمله نفوذی‌های پلیوسن باشد.

»داسیت‌های درة نور» گنبدهای نیمه آتشفشانی هستند که برونزد آنها روند خطی دارد و جایگیری آنها در زون گسلی درة نور را تداعی می‌کند. این گونه گنبدهای داسیتی جوان را می‌توان در نواحی دیگری مانند داشکسن قروه، دید که جایگیری آنها با کانی‌زایی آنتیموان و طلا همراه است. در اینجا، کانه‎زایی از نوع رگه‎ای و زون‎های سیلیسی – سولفیدی طلا‎دار است که گنبدهای داسیتی آق‎داغ و ساری‎داغ را بریده‎اند و با انواع دگرسانی گرمابی به ویژه آرژیلی و سیلیسی همراه هستند. عیار طلا در رگه‎های کانه‎دار از 55 تا 266 و در زون‎های سیلیسی سولفیدی از 10 تا 18 قسمت در میلیون تغییر می‎کند (راستاد و همکاران، 1379). در نوار افیولیتی عباس‌آباد (شاهرود) – سبزوار، ریوداسیت‌های آمفیبول‌دار در آمیزه‌های افیولیتی، سنگ‌های ائـوسن و حتی نهشته‌هـای آواری سُرخ‎رنگ نئوژن تزریق شده‌انـد و جوان بودن آنها قطعــی است . با توجه به کانه‎دار بودن توده‎های مشابه در ناحیة قروه، مطالعة این توده‎ها از نظر کانی‎زایی پیشنهاد می‎شود.

»توده‌های قُهرود» در جنوب کاشان، از نوع گرانیت، گرانودیوریت و میکرو گابرو هستند که گدازه‌ها و توف‌های پلیوسن را با ایجاد هالة دگرگونی، به پهنای 5/1 تا 2 کیلومتر، بریده‌اند. زاهدی (1973)، این توده‌ها را به سن پلیوسن می‌داند. حسن‌زاده (1357) ضمن مقایسة این توده‌ها با گرانیت کرکس، سن آنها را بعد از میوسن پیشین می‌داند.بعضی از دیوریت‌ها و دایک‌های گرانودیوریت پورفیری جبال‌بارز، به دلیل جایگیری و نفوذ درکنگلومرای میوسن و نئوژن از جمله نفوذی‌های پلیوسن هستند ( دیمیتریویچ، 1973(.

آتشفشانی ترشیری

در گستره‌های وسیعی از ایران، به ویژه در ایران مرکزی، بلوک لوت و دامنه‌های جنوبی البرز سنگ‌های آتشفشانی ترشیری گسترش و ستبرای درخور توجه دارند و چنین به نظر می‌رسد که به دنبال فشردگی‌های ناشی از رخداد کرتاسة پایانی (رویداد لارامین) و جریان‌های گرمایی وابسته، فازهای کششی سراسری، موجب ماگمازایی گسترده به صورت روانه‌های آتشفشانی و یا ردیف‌های آذرآواری شده که به ویژه در زمان ائوسن در بیشترین مقدار بوده و کم و بیش، همچنان در زمان‌های الیگوسن آغازی (40 – 37 میلیون سال پیش)، میوسن میانی (22 – 19 میلیون سال پیش) و پلیوسن (12 میلیون سال پیش) تکرار شده و حتی آتشفشان‌های فعال و نیمه‎فعال کنونی ایران را می‌توان ادامه‌ای از همین تکاپوهای ماگمایی دانست (درویش‌زاده، 1370). گفتنی است که روانه‌ها و آذرآواری‌های ترشیری ایران، آرایشی نزدیک به مثلث قائم‌الزاویه‌ دارند که وتر آن کمان ماگمایی ارومیه – بزمان است و نوگل (منتشر نشده) به آن ماگماتیسم مرکزی Central Magmatic نام داده است.

داده‌های پرتوسنجی سنگ‌های آتشفشانی ترشیری ایران چندان زیاد نیست و نتایج پاره‌ای از آن پرسش‌آمیز است. به همین‌رو، بیشتر مقایسة سنی بر مبنای جایگاه چینه‌نگاری است که بررسی آنها را در دو زمان پالئوژن و نئوژن ممکن می‌سازد.

آتشفشانی پالئوژن

آتشفشانی‌های تفکیک نشده پالئوژن به ویژه در بلوک لوت و ایران مرکزی رخنمون دارند. در بلوک لوت، سنگ‌های مذکور انواعی از سنگ‌های اسید (آذرآواری، روانه‌های ایگنیمبریتی و گدازه‌ها) تا سنگ‌های حدواسط با روند کلی سنگ‌های کلسیمی - قلیایی (داسیت آندزیتی، آندزی بازالت) و قلیایی (بازالت قلیایی) می‌باشند. در ایران مرکزی، سنگ‌های آتشفشانی پالئوژن را می‌توان در کمان ماگمایی ارومیه – بزمان به ویژه در نواحی شهربابک، اردستان، کاشان، آران، ساوه و غیره دید که در بعضی نقاط (شهربابک) سنگ‌های زیر اشباع قلیایی (فنولیت، تفریت، بازانیت) در کنار سنگ‌های فوق اشباع (داسیت‌ها) دیده می‌شوند.

آتشفشانی پالئوسن

تکاپوهای خروجی پالئوسن، شامل پاره‌ای سنگ‌های آتشفشانی و یا آتشفشانی – رسوبی به طور عمده با ترکیب آندزیتی هستند که از آن جمله می‌توان به سنگ‌های آندزیتی (قائن، تبریز)، آندزیت همراه با آتشفشانی – رسوبی (منطقة اردبیل) و پاره‌ای از سنگ‌های متاآندزیتی (منطقة بیرجند) اشاره کرد.

در «حوضة فلیشی خاور ایران» سنگ‌های آتشفشانی پالئوسن در سه ناحیه گزارش شده‌اند. در حوالی دریاچة هامون، آتشفشانی پالئوسن مجموعه‌های آتشفشانی – رسوبی ‌است. در کوه دوپشتی، سنگ‌های موردنظر خاستگاه آذرآواری و تخریبی - آتشفشانی دارند و شامل توف و گری‎واک‌های آتشفشانی در زیر، گری‎واک آتشفشانی و گلسنگ توفی در وسط و گدازه‌های جوش خورده به همراه آواری‌های آتشفشانی وابسته در بالا هستند. در جان‌چی، خروجی‌های پالئوسن از نوع توف جوش خورده یا ایگنیمبریت با ترکیب تراکی بازالت است.

»در پهنة لوت» آندزیت‌های پیروکسن‌دار کوه عبداللهی و سنگ‌های نیمه اسیدی با ترکیب داسیتی و تراکیتی – داسیتی شمال لوت (خاور بشرویه) و سرانجام سنگ‌های بازالتی و رسوبی منطقة الله‌آباد، به سن پالئوسن ‌است.

آتشفشانی ائوسن

ستبرترین واحدهای آتشفشان‎زاد ایران به سن ائوسن هستند که به ویژه در کمان ماگمایی ارومیـه – بزمان، کوه‌های خاور ایران، بلوک لوت، جنوب بینالود، بخش جنوبی البرز و شمال باختری آذربایجان رخنمون دارند. در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن ایران، تنوع سنگ‎شناسی و محیط تشکیل (دریایی – قاره‌ای) درخور توجه است. در ضمن، ترکیب شیمیایی این سنگ‌ها نیز تغییرات زیادی از اسیدی تا بازی دارد. ولی، در یک نگاهی کلی، ویژگی بارز آتشفشانی اصلی ائوسن ایران دو ترکیبی بودن آن است. بدین‎سان که، ماگمای بازیک با منشأ گوشته‌ای، ضمن ذوب پوستة قاره‌ای موجب تشکیل ماگمای اسیدی شده است. به باور امامی (1379)، در آتشفشانی‌های ائوسن ایران، اختلاط ماگماهای اسید و بازیک یک پدیدة فراگیر است که در تولید ماگمایی با ترکیب حدواسط گاه با ویژگی ژئوشیمیایی کلسیمی - قلیایی مؤثر می‌باشد. گفتنی است که تکاپوهای آتشفشانی ائوسن ایران ممکن است از نوع سنگ‌های گدازه‌ای، سنگ‌های گدازه‌ای و آذرآواری و یا ردیف‌های آتشفشانی – رسوبی باشند.

»در ایران مرکزی» آتشفشانی ائوسن، به ویژه در کمان ماگمایی ارومیه – بزمان بیشترین گسترش را دارد. فوران‌های اولیة ائوسن ایران مرکزی از نوع کلسیمی - قلیایی‌ و زیردریایی بوده و سپس انواع سنگ‌های آتشفشانی که به طور متناوب کلسیمی - قلیایی بوده‌اند، با حجم‌های مختلف و بدون نظم و ترتیب خارج شده‌اند. در ائوسن پسین ترکیب گدازه‌ها به طرف قلیایی (سدیمی و یا پتاسیمی) و به شدت قلیایی گرایش پیدا کرده‌اند (حسن‌زاده، 1357، مهدوی، 1357).در منطقة «شهربابک»، آتشفشانی ائوسن شامل چهار گام اصلی است.

گام نخست، به ضخامت حدود 1000 متر، شامل آگلومرا، لاپیلی توف و جریان‌های گدازه‌ای با ترکیب آندزیت و بازالت است.

گام دوم، از نوع بازانیت‌های لایه مانند و از پایین به بالا شامل 7 لایة آذرآواری، لاپیلی توف، تراکی آندزیت، آندزیت، تراکی آندزیت، آندزیت و آگلومرا است.

گام سوم، شامل فنولیت و تفریت با نسبت‌های متفاوتی از فلدسپاتویید است که با حدود 15 متر نهشته‌های آواری آغاز و به طور دگرشیب سنگ‌های فاز قبلی (فاز دوم) را می‌پوشاند. این فاز ولکانیسم به سن ائوسن میانی دانسته شده است.

گام چهارم، شامل برش آتشفشانی (سُرخ‎رنگ)، بازالت (سیاه‎رنگ) آندزی بازالت (سبزرنگ) و تراکی آندزیت (سیاه) به سن ائوسن پسین است.

در منطقة «راوند - نراق»، آتشفشانی ائوسن از نوع آتشفشانی – رسوبی، به ویژه آتشفشانی زیردریایی است که به طور دگرشیب بر روی سنگ‌های کرتاسه و در زیر ردیف‌های آواری سُرخ‎رنگ الیگوسن قرار دارند. در ائوسن پیشین، تکاپو‌های آتشفشانی منطقة راوند – نراق از نوع انفجاری بوده که سنگ‌های حاصل به طور دگرشیب بر روی کنگلومرای قاعدة ائوسن قرار گرفته‎اند. در ائوسن میانی، توف‌های نازک‌لایه حاوی میان‌لایه‌های آهک نومولیت‌دار، گاه تا 2000 متر ضخامت، شکل گرفته‌اند در ائوسن پسین، حجم بیشتر تکاپوهای آتشفشانی از نوع توف روشن رنگ با ترکیب ریولیتی تا ریوداسیتی است که از نظر بافت و ساخت تنوع زیاد دارد (امامی، 1379(.

 در منطقة «آران»، هفت نوع سنگ آتشفشانی از نوع بازالت اولیوین‌دار، آندزیت بازالتی، آندزیت، تراکی آندزیت، تراکیت، داسیتویید و ریولیت پورفیری وجود دارد که ترکیب شیمیایی آنها نشانگر ماگمای شوشونیتی و تغییرات سنی آنها از ائوسن میانی تا ائوسن پسین است. آخرین تکاپوی آتشفشانی ناحیة آران، واحد آذرآواری با ساخت توده‌ای است که گاهی میان‌لایه‌هایی از آهک فسیل‌دار و گاهی ناخالصی ماسه‌ای دارد که گاهی دگرسانی گرمابی موجب تشکیل بنتونیت و سایر رُس‌ها شده است. رنگ سُرخ بخشی از توف‌ها نشانة نهشت در محیط خشکی دانسته شده است.

در منطقة «ساوه»، تکاپوهای آتشفشانی ائوسن شامل سه بخش سنگ‌های آتشفشانی (ریولیت، داسیت و کمی آندزیت) محیط قاره‌ای، به سن لوتسین (در زیر)، سنگ‌های آتشفشانی (آذرآواری و کمی روانه‌های گدازه‌ای) با بین لایه‌های مارن، ماسه‎سنگ و سنگ‎آهک، به سن لوتسین پسین (در وسط) و روانه‌های آندزیتی ولاتیتی گاه با بافت پورفیری و لایه‌های آهکی به سن پریابونین (در بالا) است (کایا و همکاران، 1978(.

در منطقة « انار »، به ویژه در کوه مزاحم و کوه‌های نرکوه، سنگ‌های آتشفشان‎زاد ائوسن، به طور دگرشیب لایه‎های قدیمی‌تر را می‌پوشانند و از پایین به بالا شامل سنگ‌های آندزیت بازالتی، توف‌های سُرخ، تراکیت آندزیتی، توف و روانه‌هایی از گدازه‌های تراکیتی، آندزیتی، تراکی بازالت و برش است.در منطقة «کویر بزرگ»، به ویژه در نواحی خور و کوه لطیف، سنگ‌های آتشفشانی ائوسن با پیکره‌های درونی کوچک همراه ‎است که نشانگر نوعی آتشفشانی – نفوذی با ترکیب قلیایی از نوع بازالت آلکالی، تراکی بازالت، تراکی آندزیت و تراکیت‌ دارند و ممکن است حاصل تفریق ماگمای بازالت قلیایی ائوسن باشند (دیمیتریویچ 1973.(

 در منطقة «بلوک لوت»، آتشفشانی‌های ائوسن در دو ناحیة خاور بشرویه و خاور نایبندان (سه چنگی) برونزد دارند که شامل سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری اسیدی با برتری با سنگ‎های آذرآواری و ایگنیمبریتی است. سنگ‌های حدواسط، دو روند کلی کلسیمی - قلیایی (داسیت، آندزیت، آندزی بازالت) و قلیایی (بازالت قلیایی، تراکی بازالت، تراکی آندزیت) دارند. در خاور بشرویه (شمال بلوک لوت)، سنگ‎های آتشفشانی ائوسن شامل دو بخش اصلی توف‌های داسیتی سبز در زیر و آندزیت‌های بیوتیت‌دار در بالاست. در خاور نهبندان (سه چنگی)، مجموعة آتشفشانی ائوسن از نوع جریان‌های داسیتی – آندزیتی همراه با آذرآواری‌ با مقدار کمی آندزیت و جریان‌های بازالتی است. ردیف‌های آذرآواری این مجموعه سن پرتوسنجی 5/2 ± 4/49 میلیون سال (ائوسن میانی) دارند (آب و خاک، 1978(.

»در البرز - آذربایجان»، فعالیت‌های آتشفشانی ائوسن، شامل مجموعه‌ای از سنگ‌های آذرآواری و گدازه‌های دریایی است که به طور عمده سن ائوسن میانی، و در چینه‌شناسی ایران «سازند کرج»، نام دارند این سازند با گسترشی از دامغان تا کوه‌های تالش (البرز مرکزی و باختری)، نشانگر تکاپو‌های انفجاری شدید آتشفشان‌های زیردریایی در زمان ائوسن است که گاه تا 3000 متر ضخامت دارد. از نظر خاستگاه، سازند کرج شامل طیف گسترده‎ای از سنگ‌های آتشفشانی، رخساره‌های حدواسط (توفیت و ماسه‎سنگ‌های توفی) و رخساره‌های رسوبی (سنگ‎آهک، شیل) است. واحدهای آتشفشانی سازند کرج منحصر به ردیف‌های آذرآواری نیست. در این سازند (کرج) می‌توان روانه‌های گدازه‌، با ویژگی‌ها و جایگاه چینه‌شناسی متفاوت را دید. در منطقة کلاک (خاور کرج)، در پایین‌ترین بخش سازند کرج، کهن‌ترین سنگ‌های آتشفشانی برونزد دارد که به طور عمده از نوع گدازه‌های زیردریایی برشی و حفره‌دار با ترکیب بازیک است ولی گاهی آتشفشانی‌های بخش پایینی سازند کرج از نوع دایک و یا گدازه‌های اسیدی غنی از سیلیس هستند. آتشفشانی‌های بخش میانی سازند کرج از نوع گدازه‌های تراکیتی و سنگ‌های آتشفشانی - آواری با ترکیب تراکیتی‌ است که پدیدة تفریق ماگمایی و تبلور بخشی در آنها آشکار است. در بالاترین افق‌های سازند کرج، سنگ‌های آتشفشانی به صورت سنگ‌های گدازه‌ای پورفیری ظاهر می‌شوند که ترکیب آنها بیشتر متمایل به حدواسط تا بازی (بازالت آلکالی تا تراکیت است و در محیط نزدیک قاره‌ای گسترش یافته و رنگ خاکستری متمایل به سُرخ قهوه‌ای دارند. روانه‎های گدازه‎ای بخش بالایی سازند کرج را به ویژه در شمال تهران، در کوه‎های تالش و در منطقة طارم می‌توان دید. در کوه‌های تالش گدازه‌های مورد سخن از نوع پیروکسن آندزیت پورفیری هستند. در منطقة طارم از انواع بازیک مانند الیوین – اوژیت بازالت می‌باشند.

»در منطقة اهر»، دو سوم رخنمون‎های سنگی از نوع سنگ‎های آتشفشانی و رسوبی دوران سوم است که بخش بیشتر آنها به سن پالئوژن، به ویژه ائوسن هستند. از بررسی این رخنمون‎ها چنین دریافت می‎شود که تکاپو‎های آتشفشانی متفاوتی بر حسب مکان و زمان صورت گرفته است. برای نمونه در جنوب باختری این ناحیه، فعالیت‎های آذرین از پالئوسن آغاز شده در حالی که در مناطق مرکزی تکاپو‎های آتشفشانی بیشتر از ائوسن پیشین رخ داده و یا در شمال منطقه رسوب‎های آواری با خاستگاه آتشفشانی، به سن پس از ائوسن پیشین، برونزد دارند. به مجموعة رسوبی – آتشفشانی پالئوسن – ائوسن زیرین (پیش از لوتسین) منطقة اهر «سازند مجیدآباد» نام داده شده است. سازند مجیدآباد، خود با سنگ‎های آتشفشانی لوتسین پیشین – ائوسن بالایی پوشیده می‎شوند (قابل قیاس با گدازه‎های هم‎ارز سازند کرج). بنابراین، این سنگ‎های آتشفشانی در یک زمان کوتاه و بیشتر در زمان ائوسن زیرین – میانی، شکل گرفته‎اند.

»در منطقة لاهرود»، تکاپوهای آتشفشانی ائوسن از نوع تفریت، تراکی آندزیت، هیالوکلاستیک، برش آتشفشانی، گدازه‎های بالشی با ترکیب آندزیتی – تفریتی است. در ضمن ماسه‎سنگ و مارن را می‎توان به همراه گدازه‎های آندزیت پورفیری، آندزیت بازالت، داسیت، ایگنیمبریت و ریوداسیت دید.در جنوب خاوری تبریز (ناحیة قره‎چمن – ترکمن‎چای)، سنگ‎های ائوسن در دو پهنة جداگانه برونزد دارند. در پهنة قره‎چمن، سنگ‎های آذرین با ترکیب آندزیت، ایگنیمبریت، آندزیت بازالت است که میان‎لایه‎های ناچیز رسوبی دارد. در باریکة سراب – بُزگوش، ائوسن با ردیف‎های مارنی گچ‎دار و نومولیت‎دار آغاز و با سنگ‎آهک‎های ماسه‎دار (به سن ائوسن زیرین) و سپس روانه‎های آندزیتی – بازالتی و گدازه‎های اسیدی ادامه می‎یابد.

آتشفشانی ائوسن - الیگوسن

حرکت‌های کوهزایی پیرنئن که در اواخر ائوسن و اوایل الیگوسن روی داده تأثیر درخور توجهی بر زمین‌شناسی ایران داشته است. یکی از پیامدهای این رویداد،گسترش محیط‌های خشکی است. به همین‌رو، تکاپوهای آتشفشانی این زمان، به طور عمده از انواع دریایــی کم عمق تا قــاره‌ای هستند که بیشتر آنها رنگ سُرخ و یا خاکستـری تیـــره دارند که با رنگ مایل به سبز ردیف‌های آتشفشانی ائوسن تفاوت آشکار دارد.

»در ایران مرکزی» تکاپو‌های آتشفشانی ائوسن – الیگوسن را می‌توان در نواحی قمصر، شهربابک – انار، جنوب سبزوار و … دید.

»در البرز - آذربایجان» آتشفشانی‌های ائوسن – الیگوسن شامل ریولیت (انزلی – میانه)، داسیت (میانه) آندزیت (تبریز) و تراکی آندزیت، لاتیت و بازالت (میانه) است. این سنگ‌ها، فوق اشباع از سیلیس، با گرایش متفاوت پتاسیمی و یا سدیمی بوده و می‌توان منشأ پوسته‌ای را برای پاره‌ای از آنها پذیرفت. افزون بر سنگ‌های اسیدی یاد شده، سنگ‌های بازالتی با گرایش سدیمی نیز وجود دارد که خود منشأی برای آتشفشانی‌های حدواسط – اسیدی (تراکی آندزیت، فنولیتی – تراکیتی) بوده‌اند. جدا از روانه‌های گدازه‌ای محض، در بندرانزلی گدازه‌ها به همراه مواد آذرآواری هستند.

»در بلوک لوت» تکاپو‌های آتشفشانی ائوسن – الیگوسن، از سنگ‌های گوناگون و در چند مرحلة جداگانه تشکیل شده‌اند. در خاور گسل نایبندان، گروه آتشفشانی ائوسن – الیگوسن مجموعه‌ای از واحدهایی است که توسط یک نبود، با مدّت زمان نامعین، از مجموعه‌های کهن‌تر (ائوسن) جدا شده‌اند. در قاعدة این مجموعه، کنگلومرای ضخیمی وجود دارد که به تدریج به ماسه‎سنگ‌های دارای قطعات سنگی می‌رسد و کم و بیش با توالی جریان‌های آندزیتی همراه با رسوبات بین جریان‌ها، برش آذرآواری، توف‌های فلسیک، ریولیت پورفیری، توف‌های جوش خورده و ایگنیمبریت ادامه می‌یابد. سنگ‌های یاد شده به طور عمده سرشت کلسیمی - قلیایی و گاه ویژگی تولییتی و حتی قلیایی دارند. مطالعة پرتوسنجی سنگ‌ها به روش پتاسیم – آرگون، سن ائوسن – الیگوسن را تأیید می‌کند.در شمال بلوک لوت (خاور بشرویه)، سنگ‌های آتشفشانی ائوسن – الیگوسن، از نظر ترکیب سنگ‌شناسی و شیمیایی قابل تقسیم به سه گروه سنگ‌های آتشفشانی اسیدی (ریولیت و ریوداسیت)، سنگ‌های آتشفشانی حدواسط (داسیتی – آندزیتی، آندزیتی و تراکی آندزیتی) و گروه سنگ‌های بازیک (بازالت‌های قلیایی) هستند که برای منشأ آنها می‌توان ذوب پوسته، آلایش ماگمای گوشته‌ای با پوسته و یا منشأ گوشته‌ای و عمیق را متصور شد.

در منطقة سربیشه، سنگ‌های آتشفشانی ائوسن – الیگوسن، شامل دو گروه سنگ‌های داسیتی و بازالتی است. بخش داسیتی این مجموعه فوق اشباع از سیلیس بوده و ویژگی سدیمی دارند و در قلمرو سنگ‌های کلسیمی - قلیایی قرار می‌گیرند. ولی، بخش بازالتی زیر اشباع از سیلیس‌ و متعلق به سری قلیایی با روند سدیمی است (امامی، 1370(.

آتشفشانی الیگوسن

در زمان الیگوسن، با تشدید حرکات زمین‌ساختی، شکستگی‌های ژرف سنگ‎کره، موجب بالا‎ آمدن ماگمای بازالتی از گوشته شده که حاصل آن در مناطقی از ایران مرکزی (ساوه)، بلوک لوت (ده‌سلم و …)، آذربایجان (اهر)، البرز (بندرانزلی) گزارش شده است. در جنوب راه ساوه به همدان، در لابه‎لای ردیف‎های کنگلومرایی الیگوسن (سازند سُرخ پایینی) میان‌لایه‌های ریولیتی دیده می‌شود. در بلوک لوت، به ویژه در منطقة سه‎چنگی، گدازه‌های منسوب به الیگوسن از نوع آندزیت‌های کم هوازده به رنگ خاکستری تیره تا سُرخ‎ است که نوارهای جریانی، متراکم و توده‌ای دارد. سن پرتوسنجی این گدازه‌ها از 2± 5/37 تا 7/1± 34 میلیون سال گزارش شده است. در البرز – آذربایجان، بعضی سنگ‌های آذرآواری منطقة اهر و سنگ‌های لاتیتی منطقة انزلی به الیگوسن نسبت داده شده‌اند.

آتشفشانی الیگوسن - میوسن

در زمان الیگوسن – میوسن فعالیت‌های کششی محدود سبب شده تا بخشی از سنگ‌های این زمان از نوع روانه‌های گدازه‌ای باشد.

»در ایران مرکزی» گدازه‌های الیگوسن – میوسن از نوع داسیت، آندزیت، آندزیتی – بازالتی و برخی سنگ‌های آذرآواری و ایگنیمبریتی هستند که به ویژه از نواحی ساوه، کاشان و سبزواران گزارش شده‌اند. در مناطق بویین‌زهرا و کبودرآهنگ، گدازه‌های موردنظر از نوع فوق اشباع از سیلیس ‎است و در قلمروی سنگ‌های کلسیمی - قلیایی قرار دارند.

»در بلوک لوت» به ویژه در نواحی تایباد، بیرجند، قائن و گزیک، روانه‌های الیگوسن – میوسن از نوع ریولیت، ریوداسیت، داسیت و گدازه‌های آندزیتی و آندزی بازالت هستند که همراهانی از سنگ‌های آذرآواری دارند. این سنگ‌ها به طور عمده متعلق به سری سنگ‌های کلسیمی - قلیایی بوده و روند سدیمی دارند.

»در حوضـة فلیشی خاور ایران» بیشتر سنگ‌های آتشفشانی نتیجة فعالیت‌های ماگمایی اولیگو - میوسن است که از آن جمله می‌توان به بازالت‌ها و ردی‍ف‌های آتشفشانی – رسوبی محدودة دریاچة هامون اشاره کرد.

آتشفشانی نئوژن

برخلاف زمان پالئوژن که تکاپوهای آتشفشانی از نوع فوران شکافی Fissure eruption و یا به صورت دایک‌های تغذیه کننده ‌است، آتشفشانی نئوژن ایران از نوع مرکزی همراه با تشکیل گروهی از آتشفشان‎های چینه‎ای است. در هر حال، در مواردی نیز، شکستگی‌های کششی خروج ماگما را ممکن ساخته‌اند (امامی، 1379(.

»در کمان ماگمایی ارومیه - بزمان»، مخروط بزرگ آتشفشان کوه مزاحم، از جمله آتشفشانی‌های نئوژن شمال شهربابک است که با مواد آتشفشانی (داسیت و داسیتویید) و آذرآواری آغاز می‌شود و با کنگلومرا و ماسه‎سنگ و سرانجام با 20 متر روانة آندزیتی پوشیده می‌شود. سنگ‌های رگه‌ای، در ارتباط با آتشفشان نئوژن این ناحیه، با حضور هورنبلند داسیتویید و آندزیت مشخص‌ می‎شوند. از ویژگی‌های این آتشفشانی، کانی‌سازی سولفیدی همراه با دگرسانی پیشرفته است که به ویژه در دهانة آتشفشان کوه مزاحم و ناحیة میدوک گسترش دارند.افزون بر آتشفشان کوه مزاحم، بعضی از نفوذی‌های نیمه‎آتشفشانی شمال شهربابک را می‌توان از جمله فعالیت‌های آتشفشانی نئوژن دانست که از آن جمله می‌توان به استوک نرکوه جَوَزم (داسیت و آندزیت)، کوه قرمز (داسیت – آندزیت)، کوه‌دم (داسیت و آندزیت) اشاره کرد که در آن سنگ‌های آتشفشانی ائوسن میانی رخنمون دارند.

»در بلوک لوت» به ویژه در حد فاصل فردوس – بشرویه، آتشفشانی نئوژن شامل دو گروه آندزیتی، یک گروه داسیتی و تعدادی دایک شعاعی و دایک حلقوی است که به طور دگرشیب، روانه‌های گدازه‌ای پالئوژن را می‌پوشانند. جریان‌های آندزیتی جوان و دایک‌های کوچک سیمای مخروط آتشفشانی دارند. در جنوب کوه شورآب، کویر رباط، اطراف کوه شیسویی و کوه تخیک، در بیش از چهل محل، می‌توان رخنمون‌های مخروطی شکل آتشفشانی نئوژن را دید که بیشتر آنها فقط چند صد متر ضخامت دارند. بزرگ‎ترین مخروط که گواه یک دهانة آتشفشان مرکزی است در شمال خاوری رباط – شور دیده می‌شود.

آتشفشانی میوسن

بخشی از سنگ‌های میوسن ایران از نوع روانه‌های گدازه‌ای و سنگ‌های آذرآواری ‌است که به طور عمده در کمان ماگمایی ارومیه – بزمان و یا بلوک لوت دیده می‌شوند.

«در کمان ماگمایی ارومیه - بزمان»، سنگ‌های آتشفشانی میوسن به ویژه در حد فاصل قم – کاشان – اردستان رخنمون دارند. گدازه‌ها و آذرآواری‌های نیاسر، شامل چند صد متر مواد آذرآواری و روانه‌های آندزیتی – داسیتی است که بر روی ردیف‌های معادل سازند قم قرار دارند. در جنوب قهرود (روستای بارونق) سنگ‌های آتشفشانی میوسن به شکل‌های مختلف (سیل و روانه) بیشتر درون و یا بر روی سازند قم و به ندرت روی سازند سُرخ پایینی قرار دارند. سیل‌هارنگ کرم روشن دارند ولی بیشتر توسط جلای سیاه رنگ پوشیده شده‌اند و دگرگونی ناشی از آنها حداکثر به 25 متر می‌رسد. گدازه‌ها از نوع ریولیت و ریوداسیت‌اند که بر روی لایه‌های چین‌خوردة سازند قم و یا سنگ‌های قدیمی‌تر قرار دارند (امامی، 1379(.

»در ناحیة نطنز - تسوج»، نیز آتشفشانی میوسن را می‌توان به صورت سیل و دایک‌های آندزیتی متعدد در داخل ردیف‌های رسوبی سازند قم دید. در حوالی اردستان، شدت این فعالیت آتشفشانی بیشتر از سایر مناطق است.افزون بر نواحی مذکور، گدازه‌های بازیک قلیایی (آنالیسم‌دار)، آندزیت و آذرآواری‌های شمال تفرش، ریوداسیت‌های منطقة ساوه، سنگ‌های بازیک منطقة کبودرآهنگ و تکاب، روانه‌های گدازه‌ای حدواسط، به سن میوسن‌ هستند.

آتشفشانی پلیوسن

 سنگ‌های آتشفشانی پلیوسن ایران سه سیمای گنبدهای خروجی، روانه‌های گدازه‌ای و یا ردیف‌های آذرآواری و آتشفشانی رسوبی د‌ارند که به ویژه در سه پهنة زیر دیده می‎شوند.

»در کمان ماگمایی ارومیه - بزمان»، در بیشتر جاها آتشفشانی پلیوسن با تکاپوهای انفجاری آغاز شده که با خروج مقدار توجهی خاکستر آتشفشانی و همچنین لاپیلی و بمب آتشفشانی همراه بوده است. پس از گام انفجاری، با کاهش گاز موجود، قطعات آتشفشانی در حد بمب دوکی شکل و کروی پرتاب شده‌اند که بر روی هم مخروط‌های آذرآواری گنبدی شکل را به وجود آورده‌اند که ترکیب سنگ‌شناسی و شیمیایی آنها ریولیتی – داسیتی و گاه آندزیتی – تراکی آندزیت است. از آن جمله می‌توان به گنبدهای خروجی مناطق سولقان، شکربند، راهجرد و راونج در جنوب باختری قم اشاره کرد.

»در آذربایجان»، مانند ایران مرکزی، ماگماتیسم پلیوسن به صورت جریان گدازه و یا توده‌های کوچک گنبدی است که یا سنگ‌های کهن‌تر از پلیوسن را می‌پوشانند و یا درون لایه‌های سُرخ نئوژن جایگیر شده‌اند. گدازه‌های آندزیتی شمال خاوری میانه و یا گنبدهای آتشفشانی خروجی نواحی اهر و خواجه (خاور تبریز) از آن جمله است که بیشتر ترکیب اسیدی تا حدواسط دارند و از نوع سنگ‌های فوق اشباع از سیلیس و آلومین هستند. در منطقة سهند، افزون بر سنگ‌های آندزیتی و تراکی آندزیتی، که در برپایی ساختار آتشفشان چینه‎ای اولیة سهند نقش داشته‌اند، سنگ‌های داسیتی نیز فراوان ‌است.

»در بلوک لوت»، آتشفشانی پلیوسن در محیط قاره‌ای فوران کرده و نهشته‌های کهن‌تر را می‌پوشاند. از سنگ‌های گدازه‌ای این زمان می‌توان انواع سنگ‌های داسیتی – گاه تراکیتی شمال بلوک لوت، سنگ‌های داسیتی – آندزیتی و آندزیتی مناطق بشرویه و ده‌سلم و بازالت قلیایی مناطق قائن، شهرخت، بیرجند، گزیک را نام برد. سنگ‌های بازالتی، به صورت روانه‌های گسترده دیده می‌شوند که به طور معمول جزو سری بازالت‌های قلیایی قاره‌ای هستند.