معرفی دایک‌های لمپروفیری کامپتونیتی کوه‌های میشو (منطقه الماس، استان آذربایجان‌شرقی)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه علوم‌زمین، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، صندوق‌پستی 3697- 19395، ایران

3 بخش علوم‌زمین، دانشگاه ناروتو، توکوشیما، ژاپن

4 پژوهشکده دانشگاه آزاد اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

منطقه الماس در شمال‌باختری استان آذربایجان‌شرقی، بخشی از منطقه زمین ساختی سلطانیه میشو به‌شمار می‌رود.دایک‌های لمپروفیری، سازند کهر را قطع کرده‏‌اند. آمفیبول (طول فنوکریست‏‌های آمفیبول بیشتر از 3 سانتیمتر است)، بیوتیت، پیروکسن، الیوین، پلاژیوکلاز، آپاتیت، کلسیت و کلریت از کانی‌های سازندة دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس با بافت پورفیری هستند. برپایه ویژگی‌های کانی‌شناسی و یافته‌های زمین‏‌شیمیایی، نمونه‌های لمپروفیری بررسی‌شده از نوع کامپتونیت با سرشت آلکالن هستند.نمونه‏‌های لمپروفیری در نمودارهای عنکبوتی از عنصرهای کمیاب خاکی سبک (LREE) و عنصرهای ناسازگار در برابر عنصرهای خاکی سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند. خاستگاه ماگمای این سنگ‌ها می‌تواند از گوشته اسپینل‌لرزولیتی با نرخ ذوب‌بخشی اندک باشد

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

An Introduction to camptonite lamprophyric dikes at Misho Mountains (Almas area - East Azarbaijan Province)

نویسندگان [English]

  • Mohsen moayyed 1
  • zahra Gharehchahi 1
  • jamshid Ahmadiyan 2
  • Mamuru Murata 3
  • Peyman Ghasemi 4
1 Department of Earth Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
2 Department of Geology, Payame Noor University, PO BOX 19395-3697, Iran
3 Natural Sciences Education (Sciences), Naruto University of Education, Naruto, Tokushima, Japan
4 Institute of Geosciences and Mineral, Islamic Azad University, Esfahan, Iran
چکیده [English]

The Almas area in NW of the East Azarbaijan Province, is a part of the Soltaniye-Misho zone. The lamprophyric dikes crosscut the Kahar Formation. The principal minerals of these rocks are amphibole (amphibole phenocrysts are longer than 3 cm), biotite, pyroxene, olivine, plagioclase, apatite, calcite and chlorite with porphyritic texture. According to mineralogical and geochemical evidences, the studied lamprophyres are camptonite with alkaline nature. The plotted spider diagrams indicate that the studied lamprophyres are enriched in light rare earth elements (LREE) and incompatible elements in comparison to heavy rare earth elements (HREE). The parent magma is probably generated from spinel lherzolite mantle with low rate partial melting. 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Lamprophyric dike
  • Camptonite
  • East Azarbaijan Province
  • Almas area
  • Misho Mountains

به هنگام بررسی سنگ‏‌های میکادار منطقه Fichtelgebrige در آلمان غربی، Von Gümbel (1874) واژه لمپروفیر را برای توصیف گروهی از دایک‏‌های تیره‌رنگِ سرشار از بیوتیت (به‌علت شفافیت برخی نمونه‏‌ها و وجود فنوکریست‏‌های فراوان) به‌کار برد. برخلاف رده‌بندی ساختگی پیشین لمپروفیرها که بیشتر برپایه جایگاهِ رخنمون آنها استوار بود، Streckeisen (1980) و Rock (1991) لمپروفیرها را در پنج گروه اصلی رده‌بندی کردند. این پنج گروه عبارتند از:

(1) لمپروفیرهای کالک‌آلکالن (CAL)؛ (2) لمپروفیرهای آلکالن (AL)؛ (3) لمپروفیرهای اولترامافیک (UML)؛ (4) کیمبرلیت‏‌ها (KIL)؛ (5) لامپروییت‏‌ها (LL).

کمابیش در همه لمپروفیرها، رخنمون‌ها به شکل‌های دایک، پایپ، سیل، ورقه‌ای و پرکننده شکاف‏‌‌ها دیده می‌شوند. برپایه تفاوت زمانی رخداد، شکل لمپروفیرها نشان‌دهنده رخساره متفاوتی از یک رویداد ماگمایی است (Mitchell, 1986). این سنگ‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‌ساختی گوناگونی (مانند: کمان‌های اقیانوسی (جزایر کمانی)، حواشی قاره‏‌ای فعال، ریفت‏‌ها و کراتون‏‌های پایدار) پدید می‌آیند (Torabi, 2009; Gill, 2010; Krmíček, 2010).

منطقه الماس، در شمال‏‌باختری ایران جای دارد و بخشی از آذربایجان بزرگ است. مهمترین پدیده زمین‏‌شناسی در این منطقه، رخداد کمپلکس آتشفشانی سهند است که گستره آتشفشانی آن سطحی برابر 1000 کیلومتر مربع را می‏‌پوشاند. در پهنه‌بندی‏‌های زمین‏‌شناسی ایران این منطقه در پهنه‏‌های البرز باختری– آذربایجان (Nabavi, 1976) و پهنه مرکزی (Aghanabati, 2004) دانسته شده است. منطقه الماس، در استان آذربایجان‏‌شرقی، در شمال‌خاوری شهرستان تسوج، میان عرض‏‌های جغرافیایی شمالی '15°38 تا '30°38 و طول‏‌های جغرافیایی خاوری '15°45 تا '30°45 جای گرفته است. راه دسترسی به منطقه یادشده جاده آسفالته تبریز- شبستر- تسوج و سپس راه‏‌های خاکی (که به منطقه الماس می‌رسد) است (شکل‌های 1 و 2).

 

 

 

شکل 1- نقشه‏‌ زمین‏‌‏‌شناسی منطقه‏‌ الماس (استان آذربایجان‌شرقی) برگرفته از نقشه‏‌ زمین‏‌شناسی 1:100000 تسوج (Khodabandeh and Amini-Fazl, 1993).

 

شکل 2:- نمای کلی از منطقه‏‌ الماس (کوه علمدار، گسل تسوج و روستای باغلار ارلان، شمال‌خاوری تسوج در استان آذربایجان‌شرقی) (دید رو به جنوب) (رخنمون دایک‌های لمپروفیری در چهارگوش نشان داده شده است)

 

 

نخستین بررسی منطقه مرند را Khodabandeh و Amini-Fazl (1993) برای تهیه نقشه زمین‏‌شناسی منطقه )نقشه 1:100000 تسوج) انجام داده‌اند. پس از آن Pirmohammadi Alishah (2005)، سنگ‌شناسی و سنگ‏‌نگاری تودة آذرین شمال روستای هریس در کوه‏‌های میشو (شهرستان شبستر) را بررسی کردند. Fathi Sadi (2012)، زمین‏‌شیمی و سنگ‌زایی (پتروژنز) سنگ‏‌های ریولیتی خاور تسوج، آذربایجان‏‌شرقی در شمال‌باختری ایران را بررسی کرد. وی افزون‌بر بررسی زینولیت‏‌های منطقه علمدار، برای نخستین‌بار، از رخنمون دایک‏‌های لمپروفیری در منطقه تسوج نام برد. Vahedolein (2013) برای نخستین‌بار سنگ‌شناسی و سنگ‌زایی دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس در شمال‌خاوری تسوج را بررسی کرد. وی سری ماگمایی این دایک‌های لمپروفیری را کالک‏‌آلکالن- پتاسیم بالا تا شوشونیتی دانست و این دایک‌ها را در گروه اسپسارتیت‌ها رده‏‌بندی کرد. Shahzeidi و همکاران (2012) و Shahzeidi (2013) به بررسی‌ جامع زمین‏‌شیمی و سنگ‌شناسیِ گرانیتوییدهای جنوب‌باختری مرند (جنوب روستای عیش آباد و پیربالا) پرداخته‌اند. برپایه بررسی‏‌های انجام‌شده کهن‏‌ترین نهشته‏‌ها در گستره آذربایجان به سن پرکامبرین هستند و بیشتر آنها در راستای گسله‏‌ها و مناطق بالاآمده رخنمون یافته‏‌اند.

در هسته مرکزی کوه‏‌های میشو رخنمون گسترده‌ای از سنگ‏‌های فیلیتی و شیست‌سبز رخنمون یافته‌ است که در پی نفوذ توده گرانیتوییدی گروه S میشو دچار دگرگونی مجاورتی شده‏‌اند. این نهشته‏‌ها هم‌ارز سازند کهر دانسته شده‏‌اند. توده‏‌های نفوذی S و I میشو سنی برابر کامبرین زیرین دارند و درون سازند کهر تزریق شده‏‌اند. Azimzadeh و همکاران (2014) ارتباط آنورتوزیت‏‌ها با توده ماگمایی مافیک میشو و با بهره‌گیری از سن‌سنجی آنها در شناسایی زمین‌ساخت دیرینِ توده ماگمایی مافیک میشو را بررسی کرده‌اند. برپایه بررسی‏‌های ایشان (سن‌سنجی مطلق)، زمان جایگیری آنورتوزیت‏‌ها و در پی آن، گابروها کربونیفر آغازین بوده است. این یافته با داده‌های سن نسبی (میان رسوب‌های پرکامبرین کهر و رسوب‌های پرمین) همخوانی دارد. برپایه بررسی‏‌های Aghazadeh و همکاران (2015)، دایک‏‌های کالک‌آلکالن لمپروفیری منطقه میشو، سنگ‏‌های پرکامبرین و رسوب‌های میوسن را قطع کرده‏‌اند. این دایک‏‌ها به دو دسته رده‌بندی می‏‌شوند: (1) انواع هورنبلنددار با سرشت اسپسارتیت که در منطقه سرخه و تسوج رخنمون دارند؛ (2) انواع فلوگوپیت‌دار با سرشت مینت که در مرند و سرخه رخنمون یافته‏‌اند. در این پژوهش سنگ‏‌نگاری و سنگ‌شناسی دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس بررسی شده‌اند. هدف از انجام این پژوهش، بررسی کانی شناسی، ویژگی‏‌های بافتی و ترکیب سنگ‌شناسی دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس است و ازاین‌رو، ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی این سنگ‏‌ها ارزیابی و شناسایی خواهند شد.

 

زمین‏‌شناسی عمومی

تسوج بخشی از منطقه زمین‌ساختی ایران مرکزی، در ادامه شمال‏‌باختری پهنه زمین‌ساختی سنندج- سیرجان (Stöcklin, 1968) و یا بخشی از پهنه منطقه خوی- ماکو (Nabavi, 1976) است. در گسترة ورقه تسوج، نهشته‏‌های دگرگون‌شده پرکامبرین در برآمدگی‏‌ها دیده می‏‌شوند. این نهشته‏‌ها، با رسوب‌های جوان‏‌تر از پرکامبرین تا عهد حاضر فراگرفته یا پوشیده شده‏‌اند. نهشته‏‌های یادشده پی‌سنگ منطقه را می‌سازند.

کهن‏‌ترین نهشته‏‌های دیده‌شده در این بخش وابسته به پرکامبرین و سازند کهر هستند. این نهشته‌ها در بخش‏‌های مرکزی کوه‏‌های میشو گسترش چشمگیری دارند و به‌رنگ عمومی سبز تیره تا سبز خاکستری دیده می‏‌شوند. در شمال‏‌باختری منطقه، در کوه علمدار، ستبرای چشمگیری از نهشته‏‌های آواری ریزدانه (شامل: شیل، شیل‌ماسه‏‌ای و به مقدار کمتری ماسه‌سنگ) دیده می‏‌شود که به دگرگونی ناچیزی دچار شده و بیشتر به اسلیت و اسلیت‏‌های کوارتزیتی و گهگاه فیلیت تبدیل شده‏‌اند. ستبرای این برونزدگی نزدیک به 2000 تا 2500 متر است. نهشته‏‌های کامبرین در جنوب و باختر کوه علمدار، با کنتاکت گسله روی سنگ‏‌های سازند کهر جای گرفته‏‌اند. نهشته‏‌های کهن‏‌تر از سازند باروت، مانند سازندهای بایندر و سلطانیه که در مناطق دیگر شناسایی شده‌اند، در این منطقه برونزد ندارند. سازند باروت شامل شیل، شیل‏‌های سیلتی، شیل‏‌های رسی و ماسه‌سنگی میکادار است که میان‌لایه‌هایی از دولومیت، آهک و آهک‌دولومیتی سیلیسی‌شده، به‌رنگ‏‌های زرد، خاکستری، خاکستری روشن و سفید دارد. در کوه علمدار، جنوب رودخانه الماس و شمال رودخانه سیدلر تسوج، ردیفی از نهشته‏‌های آواری با گذر تدریجی، روی نهشته‏‌های باروت جای گرفته‏‌اند. از دیدگاه سنگ‌شناختی، این ردیف شامل شیل، شیل‌سیلتی، سیلت‌سنگ، ماسه‌سنگ‏‌های دانه‌درشت و دانه‌ریز میکادار و ماسه‌سنگ کوارتزی است. درصد حجمی لایه‏‌های شیلی در بخش زیرین، بیشتر از بخش بالایی است. برپایه جایگاه چینه‏‌ای و شباهت سنگ‌شناختی این ردیف رسوبی را می‌توان هم ارز سازند‏‌های زاگون و لالون به‌شمار آورد. برونزد کنگلومرای پلیوسن در سطح هوازده، خاکستری مایل به سبز و گاه سرخ‌رنگ است. این کنگلومرا لایه‌بندی خوبی دارد و تکه‌های سازندة آن کاملاً گردشده بوده و سیمان آن بیشتر ماسه‏‌ای است. کنگلومرای یادشده به‌صورت دگرشیب روی نهشته‏‌های کهن جای گرفته است. خود این لایه‏‌ها نیز، با نهشته‏‌های کواترنری پوشیده شده‏‌اند. بیشتر سنگ‏‌های پلیو- کواترنری، گدازه و آذرآواری و گهگاه نیمه‌ژرف هستند و به شکل‌های گنبدی و دایک و سیل جایگزین شده‏‌اند. سنگ‏‌های آتشفشانی که فرآورده فوران‏‌های جوان هستند، نهشته‏‌های میوسن را قطع کرده و یا آنها را پوشانیده‏‌اند. گدازه‏‌ها و سنگ‌های آذرآواری بیشتر ترکیب ریوداسیتی دارند و بافت آنها پورفیری است. کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها پلاژیوکلا، کوارتز، بیوتیت و آمفیبول هستند که در زمینه‏‌ای از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز جای گرفته‏‌اند (Khodabandeh and Amini-Fazl, 1993).

دایک‏‌های منطقه الماس: دایک‏‌های منطقه‏‌ الماس سه گروه هستند: (1) دایک‏‌های دیوریتی؛ 2) دایک‏‌های لمپروفیری؛ 3) دایک‏‌های دیابازی. گروه اول رنگی روشن دارند؛ اما گروه دوم تیره‏‌رنگ هستند. گروه سوم نیز در نمونة دستی به‌رنگ خاکستری دیده می‏‌شود. هر سه گروه یادشده سازند کهر را قطع کرده‏‌اند. از آنجایی‌که موضوع اصلی این پژوهش بررسی دایک‏‌های لمپروفیری است، پس آنچه گفته خواهد شد پیرامون گروه دوم دایک‏‌های منطقه الماس است.

دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس، با روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری، سازند کهر را گسسته‏‌اند. این دایک‏‌ها دارای پهنای نزدیک به 1 تا 2 متر هستند و فنوکریست‏‌های درشت آمفیبول (طول فنوکریست‏‌ها بیشتر از 3 سانتیمتر است) در آنها به‌خوبی دیده می‌شود. در نمونه‏‌های دستی، این سنگ‏‌ها به‌رنگ خاکستری تیره هستند. بافت آنها پورفیری است و بلورهای درشت و شکل‏‌دار آمفیبول به‌رنگ تیره، سوزنی‌شکل و کشیده را می‌توان با ظاهری درخشان در نمونه‏‌ها شناخت. همچنین، پلاژیوکلازهای تیغه‏‌ای در این سنگ‏‌ها به رنگ روشن شناخته می‌شوند. در برخی لمپروفیرها، گهگاه بیوتیت نیز در نمونه‏‌های دستی دیده می‏‌شود. این دایک‌های لمپروفیری سن‌سنجی نشده‏‌اند؛ اما برپایه اینکه لایه‌بندی سازند کهر را قطع کرده‏‌اند، سنی جوان‌تر از پرکامبرین دارند.

روش انجام پژوهش

در بررسی‏‌های صحرایی، شمار 70 نمونه از 21 ایستگاهِ نمونه‌برداری برداشته و از میان آنها 40 نمونه برای تهیه مقطع نازک برگزیده شدند. برای بررسی‏‌ شیمی کانی‏‌ها در دو مقطع، 38 نقطه کانی، با دستگاه ریزکاو الکترونی Cameca (مدل Sx-50، با ولتاژ شتاب‌دهنده kv 15 و شدت nA 10 در آزمایشگاه مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران) تجزیه شدند. همچنین، 9 نقطه کانی در مقطع دیگری (Vahedolein, 2013) با دستگاه Horiba-XGT-7200 (با ولتاژ شتاب‏‌دهندة kv 50 و جریان nA 1 در شرکت کانساران بینالود) بررسی و تجزیه شدند. به‌کارگیری داده‏‌های تجزیه ریزکاو الکترونی، فرمول ساختاری کانی‏‌ها با نرم‌افزار Minpet 2.02 به‌دست آمد. تفکیک آهن 2 و 3 با به‌کارگیری روش Droop (1987) انجام شده است. سپس، برای تکمیل بررسی‏‌ها، شمار 8 نمونه از سنگ‌هایی که سالم و نادگرسان بوده و شاخص‏‌های خوبی برای سنگ‏‌هایِ دیگر منطقه بودند برگزیده شدند. برای ارزیابی درصد اکسیدهای عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب به روش ICP-MS، این 8 نمونه‌ به شرکت کانساران بینالود (Vahedolein, 2013) فرستاده شدند. همچنین، 5 نمونه با به‌کارگیری روش XRF(WD) (مدل Rigaku، در دانشگاه Naruto، ژاپن) و برای سنجش عنصرهای اصلی و فرعی تجزیه شدند. نام اختصاری کانی‌ها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از Whitney و Evans (2010) است.

 

سنگ‏‌نگاری

در این بخش، ویژگی‏‌های سنگ‏‌نگاری دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس بررسی شده‌اند (شکل 3).

 

 

     
     
     
     

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی): A، B) بافت‏‌های اصلی سنگ‌ها پورفیریتیک و میکرولیتیک است؛ C) میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز به‌صورت موازی و شعاعی، فنوکریست‏‌های آمفیبول را در برگرفته‏‌اند و بافت فرعی اوسلار را پدید آورده‌اند؛ D) هم‌رشدی کانی پیروکسن و اسپینل و پیدایش بافت فرعی سیمپلکتیت؛ E) فنوکریست آمفیبول با بافت پوی‌کیلیتیک که در برخی مقاطع تا 3 سانتیمتر هم می‏‌رسد؛ F) تجمع میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز بافت میکرولیتیک را به نمایش گذاشته‏‌ است؛ G) فنوکریست‏‌های نیمه‌شکل‌دار پیروکسن در زمینه‏‌ای از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، کلسیت و کانی‏‌های کدر؛ H) فنوکریست‏‌های نیمه‌شکل‌دار بیوتیت؛ I) تجزیه فنوکریست الیوین به سرپانتین و اسپینل (اسپینل در حاشیه دیده می‏‌شود)؛ J) تجمع اسپینل در حاشیه الیوین تجزیه‌شده به سرپانتین؛ K) فنوکریست آمفیبول که به کلریت و کربنات تجزیه شده است؛ L) تجمع کلسیت در لمپروفیر و متن سنگ؛ M) آپاتیت‏‌های منشوری در لمپروفیر؛‌ N) تجزیه کانی بیوتیت به اسفن (تصویرهای J و M در نور PPL و تصویرهای دیگر در نور XPL هستند)


 

 

بافت‏‌های اصلی آنها میکرولیتیک (شکل 3- A)، پورفیریتیک (شکل 3- B) و میکرولیتیک پورفیری، و بافت‏‌های فرعی آنها افیتیک، اوسلار (شکل 3- C)، سیمپلکتیت (شکل 3- E) و پویی کلیتیک هستند. این دایک‏‌ها از دیدگاه کانی‏‌شناسی شامل آمفیبول (در برخی مقاطع تا 3 سانتیمتر هم می‏‌رسد؛ شکل 3- F)، پلاژیوکلاز؛ شکل 3- F)، پیروکسن؛ شکل 3- G)، بیوتیت (شکل 3- H)، الیوین (بیشتر الیوین‌ها به سرپانتین تبدیل شده‌اند؛ شکل 3- I)، اسپینل (شکل 3- J)، کلریت (شکل 3- K)، کانی‏‌های کربناته (کلسیت؛ شکل 3- L)، آپاتیت (شکل 3- M)، اسفن (شکل 3- N)، کوارتز، زئولیت و کانی‏‌های تیره هستند. زمینه سنگ نیز بیشتر از میکرولیت‏‌های پلاژیوکلاز، کمی کلریت، کلسیت و کانی‏‌های کدر ساخته شده است. در مقیاس میکروسکوپی، کانی‏‌های اصلی سازندة سنگ، شامل درشت‏‌بلورهای شکل‏‌دار آمفیبول با حاشیة کمابیش خورده‌شده (40-20 درصد‌حجمی)، بیوتیت (25-20 درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (20-15 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (20> درصدحجمی) و الیوین (1> درصدحجمی) هستند. خمیرة میکرولیتی در لمپروفیرها از آمفیبول+ پلاژیوکلاز+ بیوتیت بوده و بافت میکرولیتی پورفیریک را پدید آورده است. از کانی‏‌های فرعی می‏‌توان آپاتیت (به صورت منشوری) و اسپینل را نام برد. کوارتز خیلی کم در این سنگ‏‌ها حضور دارد و به صورت دانه‏‌ریز فضای میان کانی‏‌های دیگر را پر کرده است. فنوکریست‏‌های آمفیبول به کلریت و کربنات تجزیه شده و پرشدگی حفره‌ها با کلسیت و کلریت در متن مقاطع دیده می‏‌شود. ازاین‏‌رو، کلسیت، زئولیت و کلریت، از جمله کانی‏‌های تجزیه‏‌ای نمونه‏‌ها هستند.

 

شیمی کانی‌ها

کانی‏‌های گوناگون در دایک‏‌های لمپروفیری الماس برای بررسی ترکیب شیمیایی و فرایندهای فیزیکی و شیمیایی هنگام پیدایش این کانی‏‌ها تجزیه شده‌اند (جدول‌های 1 تا 4). بیشتر بلور‏‌های کلینوپیروکسن بررسی‌شده ترکیب دیوپسید- اوژیت نشان می‏‌دهند. دامنه ترکیب کلینوپیروکسن‏‌های منطقه Wo39-47En37-40Fs15-22 است (شکل‌های 4- A و 4- B).

در بلور‏‌های آمفیبول بررسی‌شده، مقدار Ti≥0.5 است؛ ازاین‌رو، این آمفیبول‏‌ها از آمفیبول‏‌های نوع کرسوتیتی هستند. میزان TiO2 در بلورهای بررسی‌شده بالاست و از نزدیک به 71/1 درصد وزنی در حاشیه تا 21/2 درصد وزنی در مرکز بلورها تغییر می‏‌کند. کاهش شدید میزان این اکسید در حاشیه بلور‏‌ها می‏‌تواند پیامد پیوستن تیتانیم به ساختار کانی‌هایی مانند تیتانومگنتیت، در گام‌های پایانی تبلور باشد. میزان مجموع عنصرهای قلیایی در آمفیبول‏‌های بررسی‌شده کمتر از 22/0درصد وزنی است. شیمی بلور‏‌های آمفیبول تجزیه‌شده تغییرات آشکاری نشان می‌دهد؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‌که میزان اکسید‏‌های سدیم، پتاسیم و آهن از مرکز به حاشیه بلورها افزایش می‏‌یابد. این افزایش در اکسید آهن آشکارا بالاست؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‌که از نزدیک به 7 درصد وزنی در مرکز تا 11درصد وزنی در حاشیه بلور افزایش می‏‌یابد. در همین روند، از مرکز به‌سوی حاشیه، از میزان اکسید‏‌های سیلیسیم، منیزیم، تیتانیم، آلومینیم و کلسیم کاسته می‏‌شود (شکل 4- C).

در نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر AlIV، ترکیب میکاهای بررسی‌شده در گستره فلوگوپیت با Mg#≥0.78 جای می‏‌گیرد. مقدار Fe#≥0.21 است (شکل 4- D)

داده‌های به‏‌دست‏‌آمده از تجزیه پلاژیوکلازها نشان می‏‌دهند که مقدار An در بازه‏‌ای از 7/32 تا 2/32 درصد مولی و Ab در بازه‏‌ای از 1/66 تا 9/65 درصد مولی و مقدار Or بسیار کم و در بازه 5/1 تا 1/1 درصد مولی جای می‌گیرند. در آلکالی‌فلدسپار، An برابر 5/0 درصد مولی، Or برابر با 17 درصد مولی و مقدار Ab آن 5/82 درصد مولی است. برپایه نمودار شیمیایی شکل 4- E، کانی‏‌های تجزیه‌شده در گسترة سانیدین و آندزین هستند. داده‌های به‌دست‌آمده با ریزکاو الکترونی و فرمول ساختاری کانی‏‌های اسپینل، کلریت (شکل 4- F)، مگنتیت، ایلمنیت و فلدسپارهایِ دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس در جدول 4 آورده شد‌ه‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی پیروکسن‏‌ها (برپایه درصد وزنی) در دایک‏‌های لمپروفیریِ منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی)، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایه a.p.f.u.) به‌دست‌آمده برپایه 6 اتم اکسیژن و اعضای پایانی (درصد مولی)

Sample No.

A.Z.1

A.Z.10

A.Z.11

A.Z.12

A.Z.13

A.Z.14

A.Z.15

A.Z.16

A.Z.17

A.Z.2

SiO2

48.80

50.46

51.01

47.81

50.61

49.85

48.93

50.71

48.18

47.87

TiO2

2.04

2.16

2.02

1.85

2.21

2.03

1.71

2.20

1.91

1.79

Al2O3

6.99

6.07

6.75

8.15

5.81

7.01

8.24

5.79

7.95

8.25

Fe2O3*

8.39

8.61

8.10

11.67

8.37

8.25

11.84

8.41

11.86

11.79

Cr2O3

0.15

0.04

0.02

0.01

0.02

0.13

0.09

0.03

0.12

0.10

MnO

0.14

0.16

0.15

0.20

0.16

0.13

0.23

0.19

0.21

0.21

MgO

12.43

11.52

11.27

11.51

11.74

12.51

11.43

11.79

11.50

11.42

CaO

19.39

19.50

20.01

16.81

19.30

19.31

16.80

19.38

16.35

16.91

Na2O

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K2O

0.12

0.12

0.09

0.21

0.13

0.13

0.18

0.14

0.19

0.22

Total

98.45

98.65

99.43

98.22

98.35

99.35

99.45

98.64

98.25

98.56

Si

1.86

1.93

1.93

1.84

1.94

1.88

1.86

1.94

1.85

1.84

AlIV

0.15

0.07

0.07

0.16

0.06

0.12

0.14

0.07

0.15

0.17

AlVI

0.17

0.20

0.23

0.21

0.20

0.19

0.23

0.20

0.21

0.21

Ti

0.06

0.06

0.06

0.05

0.06

0.06

0.05

0.06

0.06

0.05

Fe+3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe+2

0.86

0.27

0.25

0.37

0.27

0.26

0.37

0.27

0.69

0.37

Cr

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

0.71

0.66

0.64

0.66

0.67

0.70

0.65

0.67

0.66

0.65

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

Ca

0.79

0.80

0.81

0.69

0.79

0.78

0.68

0.79

0.67

0.69

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Cations

3.99

3.99

4.00

3.99

3.99

3.99

3.99

3.99

3.99

3.99

Wollastonite

44.80

46.09

47.57

40.02

45.70

44.71

39.97

45.67

39.24

40.19

Enstatie

39.96

37.89

37.28

38.13

38.68

40.30

37.84

38.66

38.40

37.77

Ferrosillite

15.24

16.02

15.16

21.85

15.61

15.00

22.20

15.67

22.36

22.05

 

جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی آمفیبول‏‌ها (برپایه درصد وزنی) در دایک‏‌های لمپروفیریِ منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی)، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایه a.p.f.u.) به‌دست‌آمده برپایه 23 اتم اکسیژن

A.Z.18

A.Z.19

A.Z.20

A.Z.21

A.Z.22

A.Z.23

A.Z.24

A.Z.25

A.Z.26

Sample No.

39.95

41.96

41.44

40.95

41.70

40.80

39.97

40.07

39.81

SiO2

5.76

5.75

6.11

5.75

5.93

5.81

6.01

5.82

6.12

TiO2

12.68

13.66

12.34

13.17

13.00

12.70

12.70

13.01

12.90

Al2O3

11.48

11.19

11.77

11.33

11.48

11.61

11.51

11.37

11.41

FeO*

0.00

0.01

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

Cr2O3

0.13

0.12

0.12

0.13

0.11

0.11

0.14

0.11

0.13

MnO

13.81

11.69

11.71

12.75

11.70

12.91

12.91

12.60

12.63

MgO

11.02

10.94

11.20

10.98

11.07

10.91

11.02

11.03

10.97

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

2.15

2.00

2.03

2.07

2.01

1.95

2.17

0.02

2.16

K2O

96.98

97.50

96.72

97.15

97.00

96.80

96.44

96.03

96.13

Total

5.80

6.11

6.12

5.96

6.12

5.95

5.88

5.91

5.88

Si

0.63

0.63

0.68

0.63

0.65

0.64

0.66

0.65

0.68

Ti

2.17

1.89

1.88

2.05

1.88

2.05

2.13

2.09

2.13

AlIV

0.00

0.45

0.27

0.21

0.36

0.13

0.07

0.17

0.12

AlVI

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.25

0.97

1.14

0.61

1.06

0.54

0.57

0.26

0.64

Fe2+

1.11

0.39

0.32

0.77

0.35

0.88

0.84

1.14

0.77

Fe3+

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.02

0.01

0.02

Mn

2.99

2.54

2.58

2.76

2.56

2.81

2.83

2.77

2.78

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.40

0.37

0.38

0.38

0.38

0.36

0.41

0.00

0.41

K

15.11

15.08

15.16

15.10

15.12

15.07

15.14

14.75

15.14

Cations

0.08

0.23

0.31

0.18

0.29

0.16

0.17

0.08

0.19

Fe#

0.92

0.72

0.69

0.82

0.71

0.84

0.83

0.91

0.81

Mg#

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی بیوتیت‌ها (برپایه درصد وزنی) در دایک‏‌های لمپروفیریِ منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی)، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایه a.p.f.u.) به‌دست‌آمده برپایه 22 اتم اکسیژن

A.Z.27

A.Z.28

A.Z.29

A.Z.30

A.Z.31

A.Z.32

A.Z.33

A.Z.34

A.Z.35

A.Z.36

Sample

39.55

41.50

41.68

40.52

41.60

39.90

40.68

39.67

39.65

39.95

SiO2

1.43

0.62

0.72

1.02

0.67

1.01

0.90

1.45

1.34

1.35

TiO2

13.00

12.55

12.95

12.77

12.75

13.02

12.98

12.41

13.05

13.01

Al2O3

0.29

0.30

0.32

0.29

0.31

0.25

0.28

0.31

0.30

0.27

Cr2O3

11.48

11.79

11.27

11.64

11.56

11.55

11.43

11.44

11.39

11.61

FeO

1.28

1.31

1.25

1.29

1.28

1.28

1.27

1.27

1.27

1.29

Fe2O3

0.19

0.18

0.19

0.18

0.18

0.17

0.17

0.19

0.18

0.20

MnO

23.58

24.18

23.55

23.88

23.86

23.88

23.90

23.91

23.83

23.50

MgO

2.26

1.95

2.02

2.10

1.98

2.01

2.01

2.30

2.20

2.15

CaO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na2O

1.48

1.36

1.32

1.42

1.34

1.45

1.46

1.30

1.50

1.37

K2O

94.54

95.74

95.27

95.11

95.53

94.27

95.08

94.25

94.71

94.7

Total

5.90

6.08

6.11

5.99

6.10

5.94

6.00

5.93

5.90

5.94

Si

0.16

0.07

0.08

0.11

0.07

0.11

0.10

0.16

0.15

0.15

Ti

2.11

1.92

1.89

2.01

1.90

2.06

2.00

2.07

2.11

2.06

AlIV

0.18

0.25

0.35

0.21

0.30

0.22

0.26

0.11

0.18

0.21

AlVI

0.03

0.04

0.04

0.03

0.04

0.03

0.03

0.04

0.04

0.03

Cr

1.43

1.45

1.38

1.44

1.42

1.44

1.41

1.43

1.42

1.44

Fe2+

0.14

0.14

0.14

0.14

0.14

0.14

0.14

0.14

0.14

0.14

Fe3+

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

Mn

5.24

5.28

5.15

5.26

5.21

5.30

5.26

5.33

5.28

5.21

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ba

0.36

0.31

0.32

0.33

0.31

0.32

0.32

0.37

0.35

0.34

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.28

0.25

0.25

0.27

0.25

0.28

0.28

0.25

0.29

0.26

K

15.85

15.80

15.72

15.83

15.76

15.86

15.82

15.85

15.86

15.81

Cations

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.21

0.22

Fe#

0.79

0.79

0.79

0.79

0.79

0.79

0.79

0.79

0.79

0.78

Mg#

 

جدول 4- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی ‏‌های اسپینل، کلریت، مگنتیت، ایلمنیت و فلدسپار‏‌ها (برپایه درصد وزنی) در دایک‏‌های لمپروفیریِ منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی)، به‌همراه فرمول ساختاری آنها (برپایه a.p.f.u.) که به‌ترتیب برپایه برپایه 32، 28، 32، 32 و 8 اتم اکسیژن به‌دست‌ آمده‌اند و همچنین، اعضای نهایی فلدسپار (برپایه درصد مولی)

Mineral Type

Spinel

Clinochlore

Magnetite

Ilmenite

Sanidine

Andesine

Andesine

Andesine

SiO2

0.00

30.21

0.2

0

64.1

59.4

58.97

59.01

TiO2

0.03

0.00

0.03

48.73

0.03

0.01

0.03

0.01

Al2O3

20.69

18.2

0.02

0.01

19.4

26.31

26.8

26.51

Cr2O3

49.71

0.00

0.00

1.21

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO*

16.56

9.06

92.39

43.36

0.05

0.00

0.18

0.18

MnO

0.22

0.13

0.06

5.22

0.00

0.17

0.00

0.00

MgO

14.27

27.35

0.1

0.38

0.00

0.00

0.00

0.00

CaO

0.00

0.13

0.01

0.00

0.1

6.73

6.7

6.77

Na2O

0.02

0.00

0.02

0.00

1.87

7.51

7.55

7.41

K2O

0.00

0.01

0.00

0.00

13.76

0.21

0.27

0.19

Total

101.5

85.07

92.83

98.91

99.31

100.34

100.5

100.08

Si

0.00

5.99

0.01

0.00

11.79

10.55

10.47

10.51

Ti

0.01

0.00

0.00

0.94

0.00

0.00

0.00

0.00

AlIV

5.92

2.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

AlVI

0.00

2.24

0.00

0.00

4.27

5.51

5.61

5.56

Cr

9.54

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

0.53

0.00

1.98

0.12

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

2.84

1.50

1.00

0.81

0.01

0.00

0.03

0.03

Mn

0.00

0.02

0.00

0.11

0.00

0.03

0.00

0.00

Mg

5.16

8.09

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.03

0.00

0.00

0.02

1.28

1.28

1.29

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.68

2.59

2.60

2.56

K

0.00

0.00

0.00

0.00

3.28

0.05

0.06

0.04

Cations

23.99

19.88

3.00

2.00

20.04

20.00

20.04

20.00

Fe #

0.03

0.16

0.00

0.00

 

 

 

 

Mg #

0.59

0.84

0.00

0.00

 

 

 

 

Cr #

0.62

0.00

0.00

0.00

 

 

 

 

Albite

 

 

 

 

17.00

66.10

66.10

65.70

Anorthite

 

 

 

 

0.50

32.70

32.40

33.20

Orthose

 

 

 

 

82.50

1.20

1.50

1.10

 

     

 

 

 

     

شکل 4- نمودار‏‌های نامگذاری و رده‌بندی ‌کانی‏‌ها در دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی): A) نمودار Q-J برای رده‌بندی پیروکسن‏‌ها (Morimoto and Kitamura, 1983)؛ B) نمودار سه‌تایی Ca-Mg-Fe برای رده‌بندی پیروکسن‏‌ها (Morimoto, 1988)؛ C) نمودار رده‌بندی آمفیبول‌ها (Leak et al., 1997)؛ D) نمودار رده‌بندی بیوتیت‌ها (Deer et al., 1991)؛ E) نمودار نا‌م‌گذاری فلدسپارها (Deer at al., 1966)؛ F) نمودار رده‌بندی کلریت‏‌ها (Hey, 1954)

 

 

زمین‏‌شیمی

داده‌های تجزیه عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی نادرِ دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس و همچنین، نورم به‌دست‌آمده برای این دایک‌ها، به‏‌ترتیب در جدول‌های 5 و 6 آورده شد‌ه‌اند.

مقایسه‏‌ تجزیه اکسیدهای عنصرهای اصلی و کمیاب منطقه الماس، با میانگین داده‌های به‌دست‌آمدة Rock (1991) برای پنج گروه اصلی لمپروفیر و همچنین، Orejana و همکاران (2008) و Aghazadeh و همکاران (2015) نشان می‏‌‏‌دهد که درصد این عنصرها بسیار همانند درصد اکسید عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ‌های سری ‏‌آلکالن است. درصد سیلیس از 49 تا 42 درصد وزنی متغییر بوده و نسبت 67/0= K2O/Na2O است. درصد TiO2 از 61/2 تا 05/2 درصد وزنی است. میزان MgO برابر 84/8 تا 28/4 درصد وزنی، CaO برابر 86/8 تا 49/6 درصد وزنی و P2O5 برابر 9/0 تا 5/0 درصد وزنی هستند.

برای بررسی ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی و فرایندهای سنگ‌شناسیِ دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس از داده‏‌های عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب بهره گرفته شد. در نمودار قلیایی‏‌ها در برابر SiO2 (Le Bas et al., 1986)، نمونه‏‌های بررسی‌شده در گستره تراکی‌بازالت، بازالت و تفریت‌بازانیت جای گرفته‌اند (شکل 5- A). در پی دگرسانی‏‌های احتمالیِ لمپروفیر‏‌های منطقه الماس، برای کاهش خطا کاربرد نمودارهایی سودمند است که برپایه عنصرهای کمیاب و نامتحرک (Immobile Elements) در درجه‌های کم دگرسانی باشند (مانند: Zr، Ti، Nb، Y). از میان این نمودارها می‏‌توان نمودار پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) را نام برد. برپایه این نمودار نام‌گذاری، لمپروفیر‏‌های منطقه الماس آندزیت، بازالت و آلکالی‌بازالت است (شکل 5- B).

 

 

جدول 5- داده‏‌های تجزیه شیمیایی دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی) (عنصرهای اصلی برپایه wt% و عنصرهای فرعی برپایه ppm).

Sample No.

A.Z.14

A.Z.5

A.Z.9

A.Z.1

A.Z.2

A.Z.41

A.Z.81

A.Z.91

A.Z.101

A.Z.111

A.Z.141

A.Z.151

A.Z.71

SiO2

42.39

42.89

43.74

45.81

44.42

46.97

47.38

47.44

47.68

47.42

48.79

46.89

46.97

TiO2

2.57

2.56

2.62

2.31

2.51

2.05

2.16

2.34

2.51

2.43

2.06

2.09

2.05

Al2O3

14.70

13.25

13.53

14.48

15.55

16.09

14.89

15.56

15.51

15.49

15.72

16.11

16.09

Fe2O3*

13.50

15.33

14.01

12.81

13.03

12.57

11.49

11.94

12,21

11.89

10.93

11.16

10.88

Fe2O3

2.89

2.62

2.16

1.97

2.79

1.67

2.30

1.84

1.88

2.55

2.34

2.39

1.67

FeO

10.60

12.44

11.86

10.84

10.24

9.21

9.19

10.10

10.33

9.34

8.59

8.77

9.21

MnO

0.18

0.19

0.19

0.19

0.19

0.18

0.19

0.20

0.21

0.21

0.19

0.20

0.18

MgO

5.80

8.84

8.83

7.20

5.31

5.94

6.16

5.23

5.13

5.29

5.57

5.58

5.94

CaO

8.29

8.86

8.85

8.49

7.61

8.37

8.65

7.86

7.62

7.32

8.13

8.39

8.37

Na2O

3.63

2.18

2.23

2.35

3.78

3.63

3.58

2.94

2.93

2.96

2.51

2.99

3.63

K2O

2.51

1.92

1.96

2.34

2.58

1.48

1.04

1.88

1.64

3.14

2.76

2.57

1.48

P2O5

0.73

0.55

0.56

0.67

0.77

0.56

0.65

0.87

0.92

0.92

0.79

0.76

0.56

LOI

5.70

4.14

2.96

3.34

4.24

2.28

3.32

3.08

3.08

3.05

2.37

2.03

2.63

Total

99.99

100.48

99.22

99.99

99.99

98.43

99.51

99.34

99.94

100.12

99.82

98.77

98.78

Cr

131

303

217

117

184

110

125

84

86

59

103

103

110

Ni

76

150

113

76

109

94

93

84

76

70

78

77

94

Co

0

0

0

0

0

2

1

1

23

3

3

2

2

V

0

0

0

0

0

214

241

258

266

267

241

3

214

Cu

0

0

0

0

0

57

108

45

41

33

37

76

57

Pb

5

4

5

7

5

18

12

11

9

1

9

10

18

Zn

0

0

0

0

0

117

112

100

106

100

90

124

117

W

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

34.00

19.00

14.00

2.00

1.00

21.00

27.00

34.00

Mo

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

29.00

20.00

20.00

3.00

46.00

15.00

22.00

29.00

As

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

17.00

75.00

88.00

1.00

63.00

34.00

49.00

17.00

Rb

90

77

83

77

72

36

28

48

41

62

64

57

36

Ba

1003

795

899

652

536

440

322

325

286

308

281

336

440

Sr

835

602

718

820

664

645

566

756

718

656

805

784

645

Ga

0

0

0

0

0

15

15

16

15

16

14

16

15

Nb

48.9

39.2

44.0

25.5

20.1

1.0

3.0

2.0

1.0

5.0

2.0

4.0

1.0

Zr

223

176

195

213

190

167

151

209

218

195

202

211

167

Y

25

23

24

24

22

17

17

23

23

28

24

24

17

Yb

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

1.70

1.80

1.80

1.90

1.70

1.80

1.80

1.80

Th

6.70

4.10

5.40

4.35

4.00

2.00

3.00

1.00

1.00

3.00

2.00

1.00

2.00

U

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

1.00

1.00

4.00

2.00

4.00

5.00

3.00

1.00

La

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

21.00

23.00

12.00

32.00

75.00

48.00

36.00

21.00

Ce

71.00

56.10

63.55

81.50

48.55

42.00

45.00

23.00

63.00

115.00

92.00

78.00

42.00

Cl

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

135.00

182.00

429.00

153.00

165.00

170.00

157.00

135.00

 


جدول 6- نورم ‌به‌دست‌آمده برای دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی)

A.Z.14

A.Z.5

A.Z.9

A.Z.1

A.Z.2

A.Z.41

A.Z.81

A.Z.91

A.Z.101

A.Z.111

A.Z.141

A.Z.151

A.Z.71

Normative Mineral

0.05

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

0.03

0.04

0.05

0.04

0.04

0.04

0.03

Zircon

15.77

11.82

11.94

14.34

15.95

16.14

6.40

11.56

10.08

19.14

16.77

15.72

9.11

Orthoclase

10.85

12.34

11.88

19.81

17.56

24.24

30.93

24.52

25.26

25.04

21.28

22.96

27.66

Albite

17.53

21.53

21.75

22.89

18.68

20.27

22.66

25.37

25.53

20.59

24.40

24.00

24.42

Anorthite

11.77

3.99

4.07

0.39

8.55

4.98

0.00

0.00

0.00

0.14

0.00

1.47

2.10

Nepheline

17.94

17.10

18.06

13.72

13.14

8.30

14.65

7.95

6.48

9.02

9.92

11.72

12.58

Diopside

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

2.70

13.81

18.47

0.00

12.53

0.00

2.70

Hypersthene

15.03

23.30

22.82

19.91

15.15

15.36

13.39

7.28

4.25

15.36

5.79

14.67

16.26

Olivine

4.45

3.94

3.21

2.96

4.23

4.02

3.46

2.77

2.13

3.80

3.48

3.58

2.52

Magnetite

5.18

5.05

5.10

4.54

4.98

4.80

4.27

4.61

4.95

4.75

4.01

4.11

4.06

Ilmenite

1.85

1.36

1.38

1.65

1.92

1.99

1.60

2.16

2.27

2.26

1.92

1.87

1.40

Apatite

0.03

0.07

0.05

0.03

0.04

0.01

0.03

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.02

Chromite

100.34

100.29

100.30

100.28

100.26

100.18

100.16

100.15

100.20

100.19

100.20

100.21

100.16

Total

 

 

شکل 5- جایگاه لمپروفیر‏‌های منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی) در: A) نمودار SiO2 در برابر مجموع آلکالی (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار Nb/Y در برابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).

 

 

رده‌بندی و شناسایی سری ماگمایی

نمودار‏‌هایی برای شناسایی نوع نمونه‏‌های لمپروفیری منطقه الماس به‌کار برده شدند که برپایه اکسید عنصرهای اصلی باشند. همچنین، نمودارهای رده‏‌بندی‌ که برپایه کاتیون‏‌ها و عنصرهای کمیاب باشند به‌کار برده شدند. برپایه نمودارهای Al2O3 در برابر CaO (Foley et al., 1987)، K2O-MgO-Al2O3 (Bergman, 1987)، ‏SiO2 در برابر ‌K2O (Rock, 1991)، MgO-CaO-Al2O3 (Rock, 1991) و SiO2 در برابر Na2O+K2O (Peccerillo et al.,  1979)، دایک‏‌های بررسی‌شدة منطقه الماس، در گسترة‏‌ سنگ‏‌‏‌های لمپروفیری و آلکالن جای دارند (شکل 6).


 

 

                               

              

 

 

شکل 6- جایگاه لمپروفیر‏‌های منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی) در: A) نمودار Al2O3 در برابر CaO (Foley et al., 1987)؛ B) نمودار سه‌تایی Al2O3-MgO-K2O (Bergman, 1987)؛ C) نمودار K2O در برابر SiO2 (Rock, 1987)؛ D) نمودار سه‌تایی MgO-CaO-Al2O3 (Rock, 1991)؛ E) نمودار سه‌تایی Na2O+K2O-SiO2 (Peccerillo et al., 1979)

 

 

بررسی نمودار‏‌های عنکبوتی:نمودار‏‌های عنکبوتی برای شناسایی خاستگاه سنگ و همچنین، سری‏‌های ماگمایی کاربرد دارند. این توانمندی مربوط به ضریب انتشار متفاوت عنصرهای خاکی نادر در هنگام تبلور کانی‏‌های گوناگون از ماگماست. در نمودار عنکبوتیِ بهنجار شده به ترکیب گوشته ‌اولیه (Sun and McDonough, 1989)، لمپروفیرهای منطقه الماس (شکل 7) با سه لمپروفیر آلکالن شناخته‌شدة دیگر (لمپروفیرهای گرینلند (Rock, 1991)، اسپانیا (Orejana et al., 2008)، هوراند (Aghazadeh et al., 2015)) مقایسه و بررسی شده‌اند. این نمودار برپایه کاهش ناسازگاری عنصرهای LILE و HFSE در برابر ترکیب گوشته اولیه بهنجار شده است و نشان می‌دهد که عنصرهای کمیاب خاکی سبک (LREE) و عنصرهای کمیاب خاکی سنگین (HREE) در این چهار منطقه غنی‏‌شدگی پیدا کرده‌اند. آنومالی مثبت و آشکار برخی عنصرها (مانند: Ba، Rb، Th، K، La و U) در دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس و سه منطقه دیگر نشانة آلایش با مواد پوسته‏‌ای است. برپایه Foley و Wheller (1990)، آنومالی منفی Nb و تهی‏‌شدگی از میزان Ti، شاید نشان‌دهندة فرایند آلایش با مواد پوسته‏‌ای در پیدایش دایک‏‌های منطقه الماس باشد. Foley و Wheller (1990) تهی‏‌شدگی Ti و آنومالی عنصرهای TNT در گوة گوشته‏‌ای را پیامد انباشتگی این عنصرها درون شبکه کانی‌هایی مانند تیتانیت، روتیل و ایلمنیت می‏‌دانند.

به باور Foley و Wheller (1990)، Hofman (1997) و Altherr و همکاران (2000)، در گوشتة بالایی، آمفیبول میزبان بسیار مهمی برای عنصرهایی مانند Nb و Ta است که شاید آنومالی منفی Nb و Ta را کنترل کند. بالاآمدن سیال‌های در گوشته، پیدایش آمفیبول متاسوماتیک را در پی داشته است. این آمفیبول‏‌ها Ta و Nb را در شبکة خود جای داده و آنومالی منفی Nb و Ta را در سیال‌های بجا‏‌مانده پدید آورده‌اند. در گوة گوشته‏‌ای و در پی صعود سیال‌های بجا‏‌مانده، مذاب بخشی ساخته شده است. پس در سنگ‏‌های پدید‏‌آمده از مذاب بخشی، آنومالی منفی Ta و Nb دیده خواهد شد. آلایش ماگمای بازیک (به مقدار بسیار ناچیز) با مواد پوسته‏‌ای نیز می‏‌تواند در پیدایش آنومالی Ta و Nb کارا بوده باشد. با افزایش درجة جدایش بلوری، عنصرهای لیتوفیل درشت‏‌یون LILE (مانند: Ba و Rb) در مذاب‏‌های بجا‏‌مانده تمرکز بیشتری را نشان می‏‌دهند و پراکندگی این عنصرها به فرایندهایی مانند ذوب‌بخشی، آمیزش ماگمایی و هضم نسبت داده می‏‌شود.

آنومالی مثبت Th در ماگماهای درون‌صفحه‏‌ای پیامد ذوب‌بخشی کم گوشتة غنی‌شده است. همچنین، آنومالی مثبت توریم نشان‌دهندة تاثیر آلایش پوسته‏‌ای است. وجود ماگما با Mg متغیر، Al2O3 بیشتر از 15 درصد وزنی و مقدار کم Nb نشانه تحولاتی مانند آلایش هستند (Altherr et al., 2000). آنومالی مثبت U نیز وابسته به آلایش پوسته‏‌ای است. آنومالی مثبت Pb نشان‌دهندة آلایش ماگما با پوسته قاره‏‌ای است (Kamber et al., 2002). آنومالی منفی در Nb (در برخی نمونه‌ها) نشان‌دهندة سنگ‏‌های قاره‏‌ای است و چه‌بسا می‌تواند نشان‌دهندة مشارکت پوسته در هنگام رویداد فرایندهای ماگمایی باشد. فراوانی عنصرهای LILE که تحرک بالایی دارند، نشان‌دهندة حضور سیال‌های آب‌دار در محیط پیدایش ماگما و یا دخالت پوسته‏‌ قاره‏‌ای در پیدایش ماگماست. رفتار عنصر ناسازگار Y، همانند HREE است و به‌آسانی در ساختار آمفیبول و به مقدار کم در پیروکسن جای می‏‌گیرد. تهی‏‌شدگی این عنصر می‏‌تواند پیامد پدیده جدایش بلوری یا ذوب‌بخشی در ژرفا باشد. بالابودن فراوانی عنصرهای LREE و LILE نشان‌دهندة متاسوماتیسم گوشته غنی‌شده است؛ ازاین‏‌رو، گوشتة متاسوماتیسم‌شده می‏‌تواند خاستگاه ماگمایی نمونه‏‌های لمپروفیری شمرده شود (Menzies and Wass, 1983).

 

 

شکل 7- لمپروفیرهای منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی) در نمودار عنکبوتی بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیه ((Sun and McDonough, 1989 و مقایسه آنها با سه لمپروفیر آلکالن شناخته‌شدة دیگر از گرینلند (Rock, 1991)، اسپانیا (Orejana et al., 2008) و هوراند (Aghazadeh et al., 2015)

 

 

شناسایی پهنه زمین‌ساختی

سرشت ماگمای سازندة دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس آلکالن است. به باور Muller و همکاران (1993، 1992)، زمین‏‌شیمی لمپروفیرها می‌تواند نشان‌دهندة پهنه زمین‌ساختی پیدایش آنها باشد. در اینباره نمودارهای بسیاری نیز پیشنهاد شده‌اند. مقدار TiO2 در سنگ‏‌های بررسی‌شده نشانه نبود وابستگی میان این سنگ‏‌ها با پهنه‌های فرورانش، کمان‏‌های پهنه‌های قاره‏‌ای و اقیانوسی و وابستگی آنها به پهنه‏‌های درون‌صفحه‏‌ای است (شکل 8).

 

 

 

شکل 8- دایک‏‌های لمپروفیری منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی) در نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌ساختی ماگما (Muller et al., 1993)


 

 

سنگ‌زایی

در این بخش، سرشت ماگمایی مهم نیست و لمپروفیر‏‌ها دارای ترکیب مشابه بازالت به‌شمار می‏روند. ماگمای لمپروفیری نخستین دارای برخی ویژگی‌هاست (مانند: Mg#=65-80، Sc=15-30ppm، Cr=200-500ppm، Co=25-80ppm، Ni=90-700ppm؛ Rock، 1991). برپایه داده‌های تجزیه‏‌های شیمیایی (Ni=68-94ppm; Co=1-23ppm; Cr=59-125ppm; Mg#=25-32)، نمی‌توان سرشت دایک‏‌های منطقه الماس را مذاب‏‌های استنوسفری برشمرد که مستقیماً از پلوم‏‌‏‌های گوشته‏‌ای جدا شده‌اند. برپایه ویژگی‌هایی مانند گوناگونیِ کانی‏‌شناسی و دیگر ویژگی‌‏‌های شیمیایی (مانند: افزایش ناگهانی SiO2 از مذاب (Xu et al., 2007) و آنومالی مثبت Pb که نشانة دخالت سنگ‏‌های پوسته‌ای است) چنین می‌نماید که پیدایش لمپروفیرهای الماس پیامد آلایش مذاب‏‌های بازیک آلکالن و سنگ‏‌های پوسته‏‌ای باشد. برای بررسی و ارزیابی این پیشنهاد، مقدار REE (نسبت بالای La/Yb با مقدار کم عنصرهای HREE) دیده‌شده در لمپروفیرهای منطقه الماس، با دستة مودال منحنی‏‌های مذاب اسپینل‏‌لرزولیت و گارنت‏‌لرزولیت مقایسه شدند (Nédli. and Tóth, 2007). درجة ذوب‏‌‌بخشی از گوشته‏‌‌ای با خاستگاه گارنت‌لرزولیت و تبلور کسری بزرگ‌تر از60-40 درصد دنبال می‏‌شود (Chalapathi et al., 2012)، که بخش بالای خط موازی با محور Yb (خط صورتی‌رنگ در شکل 9) را شامل می‏‌شود. برپایه جای‌گرفتن لمپروفیرها در زیر خط و مقدار بالای نسبت La/Yb، خاستگاه گرفتن ماگمای سازندة لمپروفیرها از گوشتة گارنت‌‏‌لرزولیت نفی شده و خاستگاه آن از گوشتة اسپینل‏‌‌لرزولیتی تأیید می‌شود (شکل 9).

 

شکل 9- جایگاه نمونه‏‌های لمپروفیری منطقه الماس (استان آذربایجان‌شرقی) در نمودار Yb در برابر La/Yb (Nédli. and Tóth, 2007)

 

برپایه بررسی‏‌های انجام شده و فراوانی فنوکریست‏‌ها در لمپروفیرها می‏‌توان دریافت که ماگمای سازندة لمپروفیرها با هیچ ماگمای کامل و منفردی همخوانی نشان نمی‌دهد (Bowen, 1928)؛ اما گمان می‌شود که در پیدایش بلورهای درشت (فنوکریست‏‌های آمفیبول تا 3 سانتیمتر)، شرایط فوق‌بحرانی و سیال‌های گرمابی دخالت داشته‌اند (Bishop, 1964). این سیال‌ها چه‌بسا به‌دست فازهای گازی متاسوماتیسمی ساخته شده باشند که از ذوب کانی‏‌های گوشته پدید آمده‌ و در پی فرایند فلوییدیزاسیون و مکانیسم‏‌های نفوذ عادی، جانشین کانی‏‌ها شده‌اند (Bailey, 1987).

به احتمال بالا، گوناگونیِ کانی‏‌شناسی در لمپروفیرها نشان‏‌دهندة ماگمایی هیبریدی و بلورهایی از خاستگاه‌های گوناگون است. در سنگ‌زایی اختصاصی ماگماهای لمپروفیری (برپایه نمودارها)، ماگمای گروه M1 (با اندکی آغشتگی با پوسته)، ماگمای سازندة لمپروفیرهای منطقه الماس دانسته شده است.

نتیجه‌گیری

دایک‏‌های لمپروفیریِ شمال‌خاوری روستای الماس (شمال‏‌باختری استان آذربایجان‌شرقی) در سازند کهر (به سن پرکامبرین) نفوذ کرده‏‌اند. برپایه بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و زمین‏‌شیمیایی، لمپروفیرهای یادشده در گروه لمپروفیرهای کامپتونیت با سرشت آلکالن رده‏‌بندی می‏‌شوند. بافت اصلی دایک‏‌های کامپتونیتی منطقه الماس پورفیریتیک بوده و درشت بلورهای شکل‏‌دار آمفیبول، بیوتیت، الیوین، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن از کانی‏‌های اصلی سازندة‏‌ آنها هستند. در مقیاس میکروسکوپی، درشت‏‌بلورهای شکل‏‌دار آمفیبول با حاشیة کمابیش خورده‌شده (40-20 درصد‌ حجمی)، بیوتیت (25-20 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (20-15 درصد حجمی)، کلینوپیروکسن (20> درصد حجمی) و الیوین (1> درصد حجمی) از کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. در نمودار‏‌ عنکبوتی، آنومالی مثبت و آشکارِ برخی عنصرها (مانند: Ba، Rb، Th، K، La و U) دیده می‏‌شود. آنومالی منفیTNT (Ti، Nb، Ta) دایک‏‌ها، چه‌بسا نشان‌دهندة فرایند آلایش با مواد پوسته‏‌ای در هنگام پیدایش ماگمای سازندة آنهاست. آنومالی مثبت Pb نشان‌دهندة آلایش ماگما با پوسته قاره‏‌ای است. آنومالی منفی Nb (در برخی نمونه‌ها) نشان‌دهندة سنگ‏‌های قاره‏‌ای و چه‌بسا مشارکت پوسته در هنگام فرایندهای ماگمایی است. برپایه ویژگی‌ها و یافته‌های به‌دست‌آمده (مانند: گوناگونیِ کانی‏‌شناسی و دیگر ویژگی‌‏‌های شیمیایی، مانند افزایش ناگهانی SiO2 از مذاب)، لمپروفیرهای الماس چه‌بسا از آلایش مذاب‏‌های آلکالن و سنگ‏‌های پوسته‏‌ای پدید آمده‏‌اند. ماگمای گروه M1 ماگمای سازندة لمپروفیرهای ‏‌آلکالن دانسته شده است. برپایه مقدار REE دیده‌شده در لمپروفیرهای منطقه و مقایسة آنها با دستة مودال منحنی‏‌های مذاب اسپینل- و گارنت‏‌لرزولیت، خاستگاه ماگمای سازندة لمپروفیرها از نوع اسپینل‏‌لرزولیت بوده است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت پژوهشی دانشگاه تبریز برای پشتیبانی‏‌های مالی بسیار سپاس‌گزار هستند.

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran (in Persian).

Aghazadeh, M., Prelevíc, D., Badrzadeh, Z., Braschi, E., Bogaard, P. V. D. and Conticelli, S. (2015) Geochemistry, Sr-Nd-Pb isotopes and geochronology of amphibole- and mica-bearing lamprophyres in northwestern Iran: Implications for mantle wedge heterogeneity in a paleo-subduction zone. Lithos 216(216): 352-369.

Altherr, R., Holl, A., Hegner, E., Langer, C. and Kreuzer, H. (2000) High- potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides, northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos (50): 51-73.

Azimzadeh, Z., Jahangiri, A., Zarrinkoub, M. H., Saccani, E. and Dilek, Y. (2014) Anorthosites relations with Misho mafic rocks and using age as a guide to identify the Misho mafic rocks paleotectonics (NW of Iran). Petrology (20): 53-70.

Bailey, D. K. (1987) Mantle metasomatism – perspective and prospect. In: Alkaline igneous rocks (Eds. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J.) special publications, 30: 1-13. Geological Society, London.

Bergman, S. C. (1987) Lamproites and other potassium-rich igneous rocks: a review of their occurrence, mineralogy and geochemistry. In: Alkaline igneous rocks (Eds. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J.) special publications, 30: 103-119. Geological Society, London.

Bishop, A. C. (1964) Petrogenesis of hornbland – mica lamprophyre dykes at south Hill Jersey. Geological Magazin 101(04): 302 – 313.

Bowen, N. L. (1928) The evolution of igneous rocks. Princeton University Press, Princeton.

Chalapathi, Rao, N. V., Dharma Rao, C. V. and Das, S. (2012) Petrogenesis of lamprophyres from Chhota Udepur area, Narmada rift zone, and its relation to Deccan magmatism. Journal of Asian Earth Sciences (45): 24–39.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An Introduction to the rock – forming minerals. Longman, London.

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.

Fathi Sadi, M. (2012) Geochemistry and petrgenesis rhyolitic rocks from of Tasuj-East Azarbaijan NW Iran). MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Foley, S. F. and Wheller, G. E. (1990) Parallels in the origin of the geochemical signature of island arc volcanic rocks and continental potassic igneous rocks, The role of titanites. Chemical Geology (85): 1-18.

Foley, S. F., Venturelli, G., Green, D. H. and Toscani, L. (1987) The ultrapotassic rocks: characteristics, classification, and constraints for petrogenetic models. Earth-Science Reviews (24): 81-134.

Gill, R. (2010) Igneous rocks and processes, a practical guide. 1st Edition, Blackwell Publishing, Oxford.

Hey, M. H. (1954) A new review of the chlorites. Mineralogical Magazine (30): 277-292.

Hofman, A. W. (1997) Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature (385): 219–229.

Kamber, B. S., Ewart, A., Collerson, K. D., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology (144): 38-56.

Khodabandeh, A. A. and Amini-Fazl, A. (1993) Geological Tasuj Map 1:1000000, No. 5066. Geological Survey of Iran, Tabriz.

Krmíček, L. (2010) Pre-Mesozoic lamprophyres and lamproites of the Bohemian massif. In: Amprophyres and related mafic hypabyssal rocks (Eds. Awdankiewicz, M. and Awdankiewicz, H.) Special Papers, 37: 37-46. Mineralogia.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A. and Zanettin, B. (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology (27): 745-750.

Leak, B. E., Woolley, A. R., Birch, W. C., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthone, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovicher, V. G., Linthout, K., Laird, J. and Mandarino, J. (1997) Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on new mineral and mineral names. Mineralogical Magazine (61): 295-321.

Menzies, M. A. and Wass, S. Y. (1983) CO2 and LREE-rich mantle below eastern Australia: a REE and isotopic study of alkaline magmas and apatite-rich mantle xenoliths from the southern highlands province, Australia. Earth and Planetary Science Letters (65): 287-302.

Mitchell, J. G. and Roberts, D. (1986) Ages of lamprophyres from Ytteroy and Lerkehaug, near Steikjer, central Norwegian Caledonides. Norsk Geologisk Tidsskrift (66): 255-262.

Morimoto, N. (1988) The nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Magazine (52): 535–550.

Morimoto, N. and Kitamura, M. (1983) Q-J diagram for classification of pyroxenes. Journal of Mineralogy and Petrology Economic Geology (78): 141 (in Japanese).

Muller, D. and Groves, D. I. (1993) Direct and indirect associations between potassic igneous rocks, shoshonites and gold copper deposits. Ore Geology Reviews (8): 383-406.

Muller, D., Stumpfl, E. F. and Taylor, W. R. (1992) Shoshonitic and alkaline lamprophyres with elevated Au and PGE Concentrations from the Kreuzeck mountains, Eastern Alps, Austria. Mineralogy and Petrology (46): 23–42.

Nabavi, M. H. (1976) An Introduction to the Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran: 109 p. (in Persian).

Nédli, Z. and Tóth, T.M. (2007) Origin and geodynamic significance of Upper Cretaceous lamprophyres from the Villány Mts (Hungary). Mineralogy and Petrology (90): 73–107.

Orejana, D., Villaseca, C., Billstrom, K. and Paterson, B. A. (2008) Petrogenesis of Permian alkaline lamprophyres and diabases from the Spanish Central System and their geodynamic context within western Europe. Contributions to Mineralogy and Petrology (156): 477–500

Peccerillo, E. M., Hustin-Visentin, E., Zanettin, B., Joron, J. L. and Treuil, M. (1979) Geodynamic evolution from plateau to rift: Major and trace element geochemistry of the central eastern Ethiopian plateau volcanics. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie- Abhandlungen 158: 139-179.

Pirmohammadi Alishah, F. (2005) Study of petrology and petrography volcanic rock, Harris village in the mountains of Misho (Shabestar city). MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Rock, N. M. S. (1991) Lamprophyres. Blackie, Glasgow.

Rock, N. M. S. (1987) The nature and origin of lamprophyres: an overview. In: Alkaline igneous rocks (Eds. Fitton, J. G. and Upton, B. G. J.) special publications, 30: 191-226. Geological Society, London.

Shahzeidi, M. (2013) Geochemistry and Petrology of Granitoids of South-West Marand (south of Eishabad and Pirbala Villages) - North-West Iran. PhD thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Shahzeidi, M., Moayyed, M., Arai, Sh., Pirnia, T. and Ahmadian, J. (2012) Geology and geochemistry of Mishu S-type granitoid NW Iran. Petrology (11): 111-126.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran. A review. American Assoc Petroleum. Geologists Bullection 52(7): 1229-1285.

Streckeisen, A. (1980) Classification and nomenclature of volcanic rocks, Lamprophyres, carbonatites and melilitic rocks. Geology Magazine (7): 331-335.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts, implications for mantle compositions and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) special publications, 42: 313-345. Geological Society, London.

Torabi, G. (2009) Late Permian lamprophyric magmatism in north-east of Isfahan province, a mark of rifting in the Gondwana land. Comptes Rendus Geoscience 341: 85-94.

Vahedolein, S. (2013) Petrology and petrogenesis of Lamprophyric dikes in Almas-NE of Tasuj. MSc thesis, University of Tabriz, Tabriz, Iran (in Persian).

Von Gümbel, C. W. (1874) Die paläolithischen eruptivgesteine des fichtelgebirges. Franz, München.

Whitney D. L. and Evans B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist (95): 185-187.

Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology (20): 325-342.

Xu, X. W., Zhang, B. L., Qin, K. Z., Mao, Q. and Cai, X. P. (2007) Origin of lamprophyres by the mixing of basic and alkaline melts in magma chamber in Beiya area, western Yunnan, China. Lithos 99(33): 9-36.