رفتار عناصر اصلی و کمیاب کانی تورمالین در پگماتیت‌های منگاوی و گنجنامه (استان همدان)

احمدی خلجی, احمد; طهماسبی, زهرا; زال, فرهاد; شعبانی, زهرا

doi:10.22108/ijp.2016.21015

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,687
تعداد مقالات	13,862
تعداد مشاهده مقاله	32,915,196
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	13,023,518

رفتار عناصر اصلی و کمیاب کانی تورمالین در پگماتیت‌های منگاوی و گنجنامه (استان همدان)

پترولوژی

مقاله 2، دوره 7، شماره 27، مهر 1395، صفحه 1-24 اصل مقاله (2.31 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2016.21015

نویسندگان

احمد احمدی خلجی^* ¹؛ زهرا طهماسبی¹؛ فرهاد زال¹؛ زهرا شعبانی²

¹گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

²گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد تهران شمال، تهران، ایران

چکیده

پگماتیت‌های منگاوی (جنوب‌خاوری همدان) و گنجنامه (جنوب‌باختری همدان) بخشی از تودة گرانیتوییدی الوند در پهنه سنندج-سیرجان هستند. ترکیب تورمالین‌ها در منطقه منگاوی شورل و در منطقه گنجنامه شورل-فویتیت است. در تورمالین‌های گنجنامه، مقدار Al و به تناسب با آن، مقدار جایگاه خالی X بیشتر از منطقه منگاوی است؛ اما در کل، جانشینی‌های اصلی در هر دو نوع تورمالین از انواع پروتون‌زایی و افزایش آلومینیم و جانشینی‌هایی است که در آنها افزایش Al و جایگاه خالی X و کاهش Fe روی‌می‌دهد. جانشینی نوع اول به پیدایش اولنیت منجر شده و دومی موجب پیدایش فویتیت و تورمالین‌های حاوی آلومینیم و جایگاه خالی X شده‌ است. نبود ترکیب دراویت و وجود Fe^# بیش از 8/0 در همه نمونه‌های آنالیزشده نشان‌دهنده ماگمایی‌بودن تورمالین در این پگماتیت‌هاست. افزون بر این، وجود جانشینی‌هایی از نوع جایگاه خالی X و Na+Al (سازندگان اولنیت) را می‌توان نشان‌دهنده ماگمایی‌بودن تورمالین دانست؛ زیراکه عناصر مورد نیاز تورمالین (بور، آهن، سدیم و آلومینیم) از خود سیال ماگمایی تامین‌شده‌است. مقدار HREE‌ها در تورمالین‌های منگاوی به‌علت همراهی با گارنت بسیار کم است؛ اما تورمالین‌های گنجنامه در نبود گارنت دارای مقدار بالایی از این عناصر هستند. ازاین‌رو، اگرچه تورمالین‌ها دارای جانشینی‌های گسترده‌ای هستند؛ اما تمایل چندانی به جذب عناصر ‌خاکی نادر ندارند. کانی‌های همایندِ (پاراژنز) تورمالین بیشترین ﺗﺄثیر را در کنترل مقدار عناصر ‌خاکی نادر آن دارند.

کلیدواژه‌ها

شورل؛ فویتیت؛ اولنیت؛ منگاوی؛ گنجنامه؛ الوند؛ همدان

اصل مقاله

رفتار عناصر اصلی و کمیاب کانی تورمالین
در پگماتیت‌های منگاوی و گنجنامه (استان همدان)

احمد احمدی‌خلجی ¹*، زهرا طهماسبی ¹، فرهاد زال ¹ و زهرا شعبانی ²

¹گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

²گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد تهران شمال، تهران، ایران

چکیده

واژه‌های کلیدی: شورل، فویتیت، اولنیت، منگاوی، گنجنامه، الوند، همدان

مقدمه

تورمالین یکی از کانی‌های فرعی مهم در پگماتیت‌ها و آپلیت‌هاست (1981 (Deer et al.,. فرمول شیمیایی این کانی آب‌دار بوروسیلیکاته XY₃Z₆(T₆O₁₈)(BO₃)₃ است که در آن:

X=Ca, Na, K, [□ vacancy]

Y= Li, Mg, Fe²⁺, Mn²⁺, Al, Cr³⁺, V³+, Fe³⁺, (Ti⁴⁺)

Z= Mg, Al, Fe³⁺, V³⁺, Cr³⁺

T= Si, Al, (B)

B= B, [□ vacancy]

V=OH, O, (F)

W=OH, F, O

این کانی در دما، فشار و محیط‌های زمین‌شناسی گوناگونی متبلور می‌شود (Manning, 1982; Benard et al., 1985; London, 1999). تورمالین، به‌علت پایداری و داشتن طیف گسترده‌ای از عناصر در ترکیب شیمیایی، در زمین‌دماسنجی و شناخت فرایندهای سنگ‌زایی (پتروژنتیک) کاربرد دارد (Henry and Guidotti, 1985; London, 1999). این کانی در محدوده گسترده‌ای از دما و فشار پایدار بوده و در برابر هوازدگی نیز پایدار است. این ویژگی‌ها موجب کاربرد این کانی در بررسی‌های سنگ‌شناسی (پترولوژیک) شده ‌است (Manning, 1982; Khalili and Mackizadeh, 2012). تورمالین حامل اصلی بور در سنگ‌های پوسته‌ای است (Torres-Ruiz et al., 2003). ترکیب تورمالین‌ها نشان‌دهنده ترکیب سیالی است که از آن متبلور شده‌اند (Slack and Trumbull, 2011). این پتانسیل درباره عناصر کمیاب در تورمالین به‌خوبی شناخته‌نشده‌است (Van Hinsberg, 2011). الگوی REEها می‌تواند نشان‌دهنده خاستگاه زمین‌شیمیایی و فرآیند‌های ﻣﺆثر در جدایش بلورین و تفریق ماگما باشد. تورمالین‌ها هم از این مستثنی نیستند. در پگماتیت‌ها تفاوت رفتار عناصر کمیاب مرتبط در چگونگی پیدایش آنها بوده است و می‌تواند در پی جدایش بلورین و یا ذوب‌بخشی روی‌ داده باشد. جدایش بلورین عناصر ناسازگار در بخش مذاب و عناصر سازگار در بخش مذاب تهی‌شده را متحرک می‌کند (Michael et al., 2013). در فرایند ذوب‌بخشی رفتار عناصر کمیاب بسیار به سنگ‌شناسی، بود و یا نبود کانی‌های جانبی خاص، به‌ویژه بیوتیت، بستگی دارد (Bea et al., 1994). پگماتیت‌های پدیدآمده از جدایش بلورین دارای Li، Be، Rb و Zn بیشتر و V و Sr کمتری نسبت به پگماتیت‌های حاصل از ذوب‌بخشی هستند (Michael et al., 2013). تورمالین‌ها در گرانیت‌ها، نسبت به متاولکانیک‌ها، دارای Zn، Li، Nb، Ta، REE، Pb، Th و U بالاتر و Sr، V، Sc، Co و Ni کمتری هستند (Galbraith et al., 2009). در اینجا، با بهره‌گیری از داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی (میکروپروب)و ICP-MS، ترکیب تورمالین و عوامل کنترل‌کننده، رفتار عناصر کمیاب و خاکی نادر تورمالین در سنگ‌های پگماتیتی منگاوی در جنوب‌خاوری شهر همدان و گنجنامه در جنوب‌باختری شهر همدان بررسی شده است.

زمین‌شناسی

پگماتیت‌های منگاوی و گنجنامه به‌ترتیب در جنوب‌خاوری و جنوب‌باختری همدان رخنمون دارند و در نقشه‌های زمین‌شناسی همدان و تویسرکان (با مقیاس 100000/1) در ´26 ْ°48 تا َ44 °48 طول جغرافیایی خاوری و َ39 °34 تا َ49 º34 عرض‌ جغرافیایی شمالی هستند. این پگماتیت‌ها در مجموعه توده آذرین درونی الوند و سنگ‌های دگرگونی پیرامون آن (شکل 1) که بخشی از پهنه سنندج-سیرجان هستند، نفوذ کرده‌اند. بخش بزرگی از تودة نفوذی الوند، گرانیتوییدها، به‌ویژه گرانیت‌های پورفیرویید (مونزوگرانیت– گرانودیوریت) مزوکرات تا لوکوکرات هستند. گرانیتوییدهای تیره رنگ (تونالیت‌ها) و روشن‌تر (گرانیتوییدهای هلولوکوکرات) حجم کمی از توده را می‌سازند. از دیدگاه سن نسبی، تونالیت‌ها کهن‌تر، مونزوگرانیت‌ها جوان‌تر بوده و گرانیتوییدهای هلولوکوکرات جوان‌ترین سنگ‌ها هستند (Sepahi Garo and Moeinvaziri, 2001). گابرو و دیوریت‌ها که بیشتر در شمال‌خاوری توده رخنمون دارند از گرانیتوییدها کهن‌تر هستند؛ زیرا انکلاوهایی از آنها در گرانیتوییدها دیده ‌می‌شوند. بر پایه پژوهش‌های Valizadeh و Cantagrel (1975) به روش‌های K–Ar و Rb–Sr، سن بیوتیت در گرانیت پورفیرویید 75 – 70 میلیون سال پیش، سن بیوتیت در سنگ‌های بازیک الوند 90 – 78 میلیون سال پیش و سن مسکوویت در پگماتیت‌ها 100 میلیون سال پیش است. Shahbazi و همکاران (2010) سن 170 میلیون سال پیش را به روش U-Pb بر روی کانی زیرکن برای توده‌های گرانیتوییدی الوند به‌دست‌آورده‌اند.

برخی دایک‌های فلسیک با ترکیب‌ آپلیتی و پگماتیتی، با روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری، سنگ‌های گرانیتوییدی منطقه را قطع کرده‌اند. این سنگ‌ها محصول مرحله پایانی فعالیت ماگمایی در ارتباط با جایگیری تودة گرانیتوییدی هستند (Aliani et al., 2012).

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه منگاوی و گنجنامه بر پایه نقشه‌های 1:100000 همدان (Eghlimi, 2001) و تویسرکان (Eshraghi and Mahmoudi Gharai, 2003).

سنگ‌های رگه‌ای که مجموعه توده آذرین درونی الوند را قطع کرده‌اند به سه دستة آپلیت‌ها، پگماتیت‌ها و رگه‌های کوارتزی گروه‌بندی می‌شوند. آپلیت‌ها دارای سه زیر رخسارة آپلیت دیوریتی اسفن‌دار، آپلیت گرونادار (گارنت‌دار)، آپلیت تورمالین‌دار هستند. پگماتیت‌ها سه زیررخسارة پگماتیت‌های تورمالین‌دار، پگماتیت‌های تورمالین، مسکوویت، گرونا‌دار (گارنت‌دار) دارند. پگماتیت گرافیک و رگه‌های کوارتزیرا نیز می‌توان به رگه‌های کوارتز کانی‌دار و رگه‌های کوارتز خالص رده‌بندی کرد (Sepahi Garo and Moeinvaziri, 2001). Torkian (1995، 2009)، Valizadeh و Torkian (1999) پگماتیت‌های منطقه همدان را از دیدگاه ترکیب کانی‌شناسی و جایگاه آنها به دو دسته رده‌بندی کرده‌اند:

1- پگماتیت‌های شمال و درون توده نفوذی که به شکل‌های گوناگونی مانند رگه‌ای، عدسی و قارچی دیده می‌شوند و دارای تورمالین، کوارتز، فلدسپار و کیانیت هستند. در این دسته، کانی‌هایی مانند بریل که نشان‌دهنده جدایش بلورین مذاب اصلی و نخستین هستند، دیده نمی‌شود. پگماتیت گنجنامه از این دسته است. در جنوب‌باختری گنجنامه بلورهای آبی کیانیت همراه کوارتز و ارتوز دیده می‌شوند؛

2- پگماتیت‌های جنوب توده، پگماتیت‌های تورمالین‌دار، پگماتیت‌های کوارتز و مسکوویت‌دار، پگماتیت‌های آلومینوسیلیکات‌دار و رگه‌های کوارتزی و تورمالینیت هستند. منطقه منگاوی در این بخش است. در منطقه منگاوی کلفتی رگه‌ها به 5/2 -5/1 متر می‌رسد. Valizadeh و Torkian (1999) با توجه به این‌که پیدایش تودة گرانیتوییدی الوند را ناشی از یک گنبد حرارتی می‌دانند؛ خاستگاه پگماتیت‌ها را به ذوب‌بخشی سنگ‌های دگرگونی نسبت می‌دهند.

به گفته Torkian (1995)، در این منطقه، از ذوب‌بخشی یک مادة کهن‌تر با ترکیب رسی در اعماق، ماگمایی پدید آمده است. پس از آن، منطقه دچار فشارهای جانبی حرکت ورقة عربی به‌سوی ایران شده و آنگاه در پی پیدایش مادة مذاب اولیه (شامل کوارتز و فلدسپار)، به‌سوی مناطق کم فشارتر رانده شده است. ازاین‌رو، رگه‌های آپلیتی از این مادة مذاب پدید آمده است. در این منطقه، تبدیل آپلیت به پگماتیت در پی وجود گنبد حرارتی روی داده است.

همچنین، Rezai-Aghdam (2004)، Masoudi و Rezai-Aghdam (2009) ماهیت سیال‌های درگیر و نقش آنها در پیدایش پگماتیت‌های همدان را بررسی کرده‌اند. بر اساس این پژوهش‌ها، برخی از این پگماتیت‌ها دارای CO₂ هستند و خاستگاه دگرگونی دارند و برخی دیگر که دارای آب و CO₂ هستند خاستگاه دگرگونی و آذرین دارند. ازاین‌رو، نتیجه گرفته‌اند که فرآیند دگرگونی دست‌کم در پیدایش بخشی از پگماتیت‌های همدان نقش داشته است. بدین‌صورت که در پی گرمای توده و حضور سیال‌های گرانیتی، سنگ‌های دگرگونی ذوب شده‌ و از ذوب آنها رگه‌های پگماتیتی پدید آمده‌اند (Rezai-Aghdam, 2004; Masoudi and Rezai-Aghdam, 2009). به باور Maanijou و همکاران (2011)، نخست مایع آپلیتی از رسوب‌هایی با ترکیب پلیتی دگرگون شده قدیمی در دمای 800-680 درجه سانتیگراد و فشار 5-2 کیلوبار پدید آمده و به ترازهای بالاتر رانده شده است. سپس با توجه به حضور گنبد حرارتی و نقل و انتقالات آب و گازهای کانی‌ساز، این مایع کم‌کم به پگماتیتی با درشت‌بلورهای مسکوویت و تورمالین‌دار تبدیل شده است. Sepahi Garo و همکاران (2014) دایک‌های پگماتیتی و آپلیتی تودة گرانیتوییدی الوند و سنگ‌های دگرگونی مجاورتی نزدیکِ این توده (هورنفلس ها) را وابسته به آخرین فاز ماگمایی در این منطقه می‌دانند. با بررسی تورمالین‌ها در دایک‌های پگماتیتی و آپلیتی این توده و سنگ‌های دگرگونی مجاورتی، تورمالین‌ها را از نوع شورل-دراویت و حاصل فرآیندهای ماگمایی-گرمابی دانسته‌اند.

سنگ‌نگاری پگماتیت‌ها و آپلیت‌های تورمالین‌دار

بر پایه جایگاه و ترکیب کانی‌شناسی این سنگ‌ها در دو گروه جای دارند: گروه نخست در شیست‌ها و هورنفلس‌ها دیده می‌شوند و با روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری از منگاوی تا کمری گسترش دارند (شکل 2- A). گروه دوم درون سنگ‌های گرانیتوییدی منطقه گنجنامه جای گرفته‌اند (شکل‌های 2- B و 2- C). این سنگ‌ها کانی‌شناسی ساده‌ای را نشان می‌دهند و بیشتر دارای کوارتز، تورمالین، آلکالی‌فلدسپار، مسکوویت، اسفن، زیرکن و آپاتیت هستند. گارنت نیز عموماً در گروه اول دیده می‌شود (شکل 2- D).

شکل 2- A) تصویر صحرایی از پگماتیت‌ها در منطقه منگاوی (جنوب‌خاوری همدان)؛ B و C) تصویرهای صحرایی از سنگ‌های تورمالین‌دار منطقه گنجنامه (جنوب‌باختری همدان)؛ D) تصویری از بلورهای گارنت و تورمالین در پگماتیت‌های منگاوی؛ E) تصویر میکروسکوپی از کانی‌ها و بافت گرانولار پگماتیت‌های منگاوی (تصویر XPL یا cross polarized light)؛ F) تصویر میکروسکوپی سنگ‌های تورمالین‌دار منطقه گنجنامه (تصویر PPL یا plane polarized light)؛ G) تصویر میکروسکوپ الکترونی (BSE یا Back-scattered Electron) از کانی تورمالین در منطقه منگاوی (نمونه شماره ZM1)؛ H) تصویر BSE از کانی‌های در پگماتیت‌های گنجنامه (نمونه شماره ZA5). تورمالین در امتداد پیکان تجزیه ریزکاو الکترونی شده‌ است.

در منطقه منگاوی سنگ‌های دارای تورمالین، فلدسپار و کوارتز به‌صورت توده‌‌ای، شکل‌های بلوکی و عدسی‌مانند در برونزدهایی به ضخامت‌های گوناگون (از دست‌کم چند متر تا حداکثر 20 متر) دیده می‌شوند. در نمونه دستیِ پگماتیت‌‌های منگاوی، مسکوویت‌های درشت، تورمالین، کوارتز و گارنت دیده می‌شوند (شکل 2- D). در بررسی‌های میکروسکوپی نیز کوارتز، پتاسیم‌‌فلدسپار، مسکوویت، تورمالین، گارنت، زیرکن و آپاتیت دارند و بافت آنها گرانولار و پرتیت است (شکل‌های 2- E و 2- G). کوارتزها خاموشی موجی و تبلور دوباره نشان می‌دهند. مسکوویت به‌صورت پولک‌هایی به‌همراه تورمالین دیده می‌شود. میکروکلین و پرتیت‌های بسیار درشت نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شود. در گنجنامه رگه‌های پگماتیتی تورمالین‌دار درون گرانیت‌ها دیده می‌شوند. در حقیقت، این پگماتیت‌ها درز و شکاف‌های حاصل از سردشدن گرانیت‌ها را پرکرده‌اند. در نمونه دستی تورمالین‌های درشت به‌همراه کوارتز و فلدسپار دیده می‌شوند (شکل‌های 2- B و 2- C). در زیر میکروسکوپ نیز تورمالین با کوارتز و فلدسپار همراه است (شکل‌های 2- F، 2- H و 3- A). تورمالین به‌صورت لکه‌های قهوه‌ای و آبی با چندرنگی معکوس دیده می‌شود (شکل 3- B).

شکل 3- A) تصویر میکروسکوپی XPL از کانی تورمالین در منطقه منگاوی (جنوب‌خاوری همدان) (نمونه شماره ZM1)؛ B) تصویر میکروسکوپی PPL از کانی تورمالین در منطقه منگاوی (نمونه شماره ZM1)؛ C) تصویر صحرایی از دانه‌بندی و جهت‌یافتگی تورمالین از حاشیه به‌سوی مرکز پگماتیت‌های منگاوی؛ D) تصویر میکروسکوپی از کانی‌ها در آپلیت‌های منگاوی (تصویر XPL).

در برخی پگماتیت‌ها ساخت‌های شانه‌ای از بلورهای تورمالین را می‌توان دید (شکل 3- C)؛ به‌گونه‌ای‌که در کناره رگه‌ها و در نزدیکی رگه‌ها با سنگ میزبان، دانه‌های ریز تورمالین دارای کشیدگی به‌سوی درون رگه‌ها هستند. در این بخش همانند حاشیه انجماد سریع، بلورها به‌علت اختلاف دما میان پگماتیت و توده به‌صورت دانه‌ریز و فراوان متبلور شده‌اند. در واقع این بخش به‌عنوان یک سد شیمیایی از تبادل مواد بین پگماتیت و سنگ میزبانش جلوگیری می‌کند. این پدیده را در برخی از پگماتیت‌ها می‌توان دید که در کنار توده به شکل آپلیت و در حرکت به‌سوی هسته بلورها درشت‌تر می‌شوند (به شکل پگماتیت). از بیرون به درون این پگماتیت‌ها، بلورهای تورمالین درشت‌تر شده‌ و به شکل کشیده و عمود بر رگه پگماتیتی رشد کرده‌اند. این پدیده‌ها می‌توانند به‌علت رشد سریع بلور و همچنین، در جهت جریان‌های درون پگماتیت و در پی نقل و انتقالات مواد باشند (Webber et al., 1997). در منطقه منگاوی رگه‌های آپلیتی با کلفتی حداکثر نزدیک به 4 متر در کناره پگماتیت‌ها یا در درون آنها دیده می‌شوند. بررسی مقطع میکروسکوپی نمونه‌ای از این سنگ‌ها با بافت آپلیتی روشن می‌سازد که کانی‌های سازنده آنها کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، تورمالین، گارنت و به مقدار بسیار کم مسکوویت هستند (شکل 3- D).

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری از پگماتیت‌های تورمالین و گارنت‌دار منگاوی و پگماتیت‌های تورمالین‌دار و بی گارنتِ گنجنامه، 35 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. سپس برای بررسی نوع تورمالین در این سنگ‌ها 20 مقطع نازک صیقلی تهیه شد.

برای بررسی ترکیب تورمالین، 45 نقطه از کانی تورمالین در شرکت فرآوری مواد معدنی کرج با روش کمی کانیایی میکروپروب الکترونی (ریزکاو الکترونی) مدلCAMECA SX- 100 تجزیه شدند (جدول 1). همچنین، برای بررسی رفتار عناصر کمیاب و خاکی نادر در رگه‌های تورمالین‌دار در ایستگاه‌های نمونه‌برداری شده، تورمالین‌های 9 نمونه از رگه‌های گوناگون جدا شدند. برای جدایش کانی تورمالین، نخست نمونه‌های تورمالین‌دار خرد شدند. اگرچه پس از الک کردن و شستشو، با توجه به درشتی آنها، جدایش دستی امکان‌پذیر بود؛ اما با میکروسکوپ بیناکولار نیز به جدا‌سازی و خالص‌سازی دانه‌های تورمالین پرداخته شد. سپس تورمالین‌های خالص پودر شده (نزدیک به 10 گرم) و برای انجام تجزیه شیمیایی به روش ICP-MS در آزمایشگاه SGS به کشور کانادا فرستاده ‌شدند (جدول 2).

زمین‌شیمی کانی تورمالین

برای بررسی تغییرات ترکیبی در نسبت‌های Ca، Na، Mg و Fe و شناسایی نوع تورمالین‌ها، نمودار دوتایی X_vac./X_vac.+Na در برابر Mg/Mg+Fe (Hawthorne and Henry, 1999) به‌کار رفته است (شکل 4- A). در این نمودار تورمالین‌های منگاوی در بخش شورل و گنجنامه در بخش شورل-فویتیت جای گرفته‌اند؛ اما بر پایه نمودار Na/Na+Ca در برابر Fe/Fe+Mg (Trumbull and Chaussidon, 1999) هر دو گروه تورمالین در بخش شورل هستند (شکل 4- B).

بر پایه مقادیر Ca، Na و K در تورمالین‌ها و نیز بود یا نبود فضالی خالی در جایگاه X آنها، تورمالین‌ها را به سه دسته (شکل 4- C) تورمالین‌های کلسیک، قلیایی و انواعی که جایگاه X آنها خالی است، رده‌بندی می‌کنند (Hawthorne and Henry, 1999). بر پایه این رده‌بندی بیشتر تورمالین‌های منگاوی از گروه قلیایی، و تورمالین‌های گنجنامه از گروه‌های قلیایی و جایگاه خالی X هستند. مقدار کمبود جایگاه X برای تورمالین پگماتیتی منگاوی 43/0-32/0 و برای گنجنامه 55/0-35/0 است.

جدول 1- داده‌های برگزیده تجزیه ریزکاو الکترونی کانی تورمالین در پگماتیت‌های منطقه منگاوی (نمونه شماره ZM1، محاسبه فرمول کانی تورمالین بر پایه 31 آنیون). مقدار B2O3 با نرم‌افزار اکسل Tourmaline Recalculation (Julie Selway and Jian Xiong) به‌دست ‌آمده ‌است (X_vac_.: جایگاه خالی X).

Analytical Profile	Rim Core Rim
SiO₂	35.51	35.63	36.61	35.85	34.78	35.23	34.71	34.68	35.85	35.88	35.69	35.47	34.91	34.88	35.81
TiO₂	0.00	0.00	0.06	0.08	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al₂O₃	33.57	33.06	33.55	34.07	33.56	33.39	33.84	33.64	34.25	33.77	33.93	32.76	33.99	34.10	34.20
FeO*	11.47	10.28	12.05	12.18	11.90	12.21	10.88	10.75	12.43	11.62	11.89	12.45	11.49	11.62	11.40
MgO	0.83	1.65	1.06	0.64	0.67	0.89	0.88	1.42	0.51	0.74	1.67	2.10	1.35	1.48	1.55
CaO	0.08	0.07	0.08	0.08	0.03	0.02	0.05	0.08	0.05	0.06	0.07	0.13	0.07	0.06	0.05
MnO	0.15	0.17	0.16	0.17	0.20	0.17	0.11	0.05	0.20	0.20	0.00	0.00	0.00	0.04	0.00
Na₂O	1.81	1.78	1.79	1.72	1.99	1.67	1.78	1.93	1.82	2.04	1.87	2.08	1.79	1.71	1.82
K₂O	0.05	0.04	0.04	0.05	0.02	0.01	0.02	0.04	0.02	0.05	0.02	0.06	0.03	0.03	0.03
F	0.34	0.57	0.28	0.18	0.68	0.38	0.47	0.39	0.59	0.32	0.57	0.43	0.32	0.34	0.63
H₂O	2.68	2.62	2.74	2.73	2.66	2.68	2.58	2.62	2.75	2.71	2.47	2.54	2.54	2.54	2.74
B₂O₃	10.01	10.01	10.22	10.13	9.96	9.99	9.90	9.92	10.20	10.12	10.17	10.10	10.01	10.03	10.22
Total	86.49	85.87	88.42	87.75	86.49	86.65	85.32	85.60	88.47	87.39	88.18	88.02	88.02	88.02	88.42
O=F	0.14	0.24	0.12	0.08	0.29	0.19	0.22	0.14	0.25	0.13	0.13	0.13	0.14	0.14	0.27
Total	86.35	88.28	88.30	87.67	86.20	86.46	85.10	85.46	88.22	88.28	88.28	88.28	88.28	88.28	88.15
Si	6.16	6.19	6.23	6.15	6.07	6.13	6.10	6.07	6.11	6.16	6.10	6.10	6.06	6.04	6.09
Ti	0.00	0.00	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	6.87	6.77	6.72	6.89	6.90	6.84	7.00	6.94	6.88	6.84	6.83	6.65	6.96	6.96	6.85
Fe²⁺	1.66	1.49	1.71	1.75	1.74	1.78	1.60	1.57	1.77	1.67	1.70	1.79	1.67	1.68	1.62
Mg	0.21	0.43	0.27	0.16	0.17	0.23	0.23	0.37	0.13	0.19	0.43	0.54	0.35	0.38	0.39
Mn	0.02	0.03	0.02	0.02	0.03	0.03	0.02	0.01	0.03	0.03	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00
Ca	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.01	0.01
Na	0.61	0.60	0.59	0.57	0.67	0.56	0.61	0.66	0.60	0.68	0.62	0.69	0.60	0.57	0.60
K	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.01	0.01	0.01	0.01
FeO+MgO	12.30	11.93	13.11	12.82	12.57	13.10	11.76	12.17	12.94	12.36	13.56	14.55	12.84	13.10	12.95
FeO/FeO+MgO	0.93	0.86	0.92	0.95	0.95	0.93	0.93	0.88	0.96	0.94	0.88	0.86	0.89	0.89	0.88
Xsite	0.64	0.62	0.61	0.60	0.68	0.57	0.62	0.68	0.61	0.70	0.64	0.73	0.62	0.59	0.62
X_vac..	0.36	0.38	0.39	0.40	0.32	0.43	0.38	0.32	0.39	0.30	0.36	0.27	0.38	0.41	0.38
Na+K	0.62	0.61	0.60	0.58	0.68	0.57	0.61	0.66	0.61	0.69	0.62	0.71	0.61	0.58	0.61
X_vac.+Na	0.97	0.98	0.98	0.97	0.99	0.99	0.99	0.98	0.99	0.98	0.98	0.96	0.98	0.98	0.98
X_vac./X_vac..+Na	0.37	0.39	0.40	0.41	0.32	0.43	0.39	0.33	0.39	0.31	0.37	0.28	0.39	0.42	0.39
Mg/Mg+Fe	0.11	0.22	0.14	0.09	0.09	0.11	0.13	0.19	0.07	0.10	0.20	0.23	0.17	0.19	0.20
Al in R₂	1.03	0.95	0.96	1.05	0.97	0.97	1.10	1.02	0.99	1.00	0.93	0.75	1.02	1.00	0.94
R₂*	2.93	2.90	2.96	2.98	2.90	3.00	2.95	2.97	2.92	2.89	3.06	3.08	3.04	3.08	2.95
Fe/Fe+Mg	0.89	0.78	0.86	0.91	0.91	0.89	0.87	0.81	0.93	0.90	0.80	0.77	0.83	0.81	0.80
R₁=Na+Ca	0.62	0.61	0.60	0.59	0.68	0.57	0.62	0.67	0.61	0.69	0.63	0.72	0.62	0.59	0.61
R₂=Fe^total+Mg+Mn	1.90	1.95	2.01	1.94	1.94	2.03	1.84	1.95	1.93	1.89	2.12	2.33	2.02	2.07	2.01
R₃=Al+1.33Ti	6.87	6.77	6.73	6.90	6.90	6.84	7.00	6.94	6.88	6.84	6.83	6.65	6.96	6.96	6.85
R₁+R₂	2.53	2.56	2.61	2.52	2.62	2.60	2.46	2.62	2.54	2.58	2.76	3.05	2.63	2.66	2.62
R₂+Al in R₂=R₂	3.96	3.85	3.92	4.03	3.87	3.98	4.05	3.99	3.91	3.88	3.99	3.83	4.06	4.08	3.89
X_vac.. /Ca+Na+ X_vac..	0.37	0.61	0.64	0.68	0.47	0.77	0.61	0.46	0.64	0.43	0.57	0.38	0.61	0.69	0.61
Ca+Na+_Vac.-X	0.98	0.62	0.61	0.59	0.68	0.56	0.62	0.69	0.61	0.70	0.63	0.72	0.62	0.59	0.62
Ca/Na+Ca+_Vac.-X	0.01	0.02	0.02	0.02	0.01	0.00	0.02	0.03	0.02	0.01	0.02	0.03	0.02	0.02	0.02
Na/Ca+Na+_Vac.-X	0.62	0.97	0.97	0.97	0.99	1.00	0.98	0.96	0.98	0.97	0.98	0.96	0.97	0.97	0.97
Fe/Fe+Mg+Al	0.57	0.52	0.58	0.59	0.60	0.60	0.55	0.53	0.61	0.58	0.56	0.58	0.55	0.55	0.55
Fe+Mg+Al	2.90	2.87	2.94	2.96	2.88	2.98	2.93	2.96	2.89	2.86	3.06	3.08	3.04	3.06	2.95
Mg/Mg+Fe+Al	0.07	0.15	0.09	0.05	0.06	0.08	0.08	0.13	0.04	0.07	0.14	0.18	0.12	0.12	0.13
Al/Mg+Fe+Al	0.36	0.33	0.33	0.35	0.34	0.33	0.38	0.34	0.34	0.35	0.30	0.24	0.34	0.33	0.32
Schorl	42.53	38.39	42.68	41.92	47.63	42.11	39.54	41.43	44.71	46.51	42.68	49.57	40.52	39.34	39.71
Dravite	5.38	11.08	6.74	3.83	4.65	5.44	5.68	9.76	3.28	5.29	10.80	14.95	8.49	8.90	9.56
Fe-Foitite	8.91	8.05	9.21	10.43	7.66	10.52	9.25	6.92	9.96	7.17	7.53	4.72	8.61	9.25	25.15
Mg-Foitite	1.13	2.32	1.45	0.95	0.75	1.36	1.33	1.63	0.73	0.82	1.91	1.42	1.80	2.09	1.93
Alunite	26.39	24.48	23.96	25.15	26.55	22.95	27.18	26.91	25.01	27.85	23.35	20.77	24.75	23.42	23.04
Uvite	0.09	0.18	0.11	0.07	0.07	0.00	0.09	0.30	0.05	0.08	0.17	0.43	0.14	0.16	0.16
X_vac.. of Tourmaline	15.57	15.50	15.84	17.65	12.68	17.62	16.93	13.05	16.26	12.29	13.56	8.13	15.68	16.84	0.46
Sum	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100

جدول 1- ادامه.

Analytical Profile	Rim Core Rim
SiO₂	35.21	34.94	34.82	35.56	35.25	35.63	35.58	35.39	35.13	35.41
TiO₂	0.10	0.87	0.27	0.00	0.27	0.03	0.03	0.03	0.00	0.00
Al₂O₃	33.20	33.25	33.39	33.85	33.54	34.49	33.69	34.55	33.57	33.69
FeO*	10.96	12.13	12.03	11.77	11.89	11.74	11.28	11.37	11.64	11.07
MgO	1.92	1.13	0.79	1.39	1.45	1.46	1.28	1.44	1.37	1.00
CaO	0.08	0.06	0.03	0.03	0.05	0.04	0.05	0.06	0.20	0.09
MnO	0.13	0.76	0.30	0.25	0.37	0.11	0.11	0.21	0.10	0.09
Na₂O	1.75	1.84	1.82	1.42	1.58	1.54	1.41	1.41	1.39	1.73
K₂O	0.04	0.05	0.03	0.04	0.06	0.02	0.03	0.03	0.07	0.04
F	0.50	0.44	0.47	0.34	0.53	0.39	0.09	0.28	0.28	0.60
H₂O	2.74	2.54	2.74	2.66	2.75	2.58	2.34	2.75	2.71	2.45
B₂O₃	10.04	10.08	9.99	10.42	10.27	10.40	10.09	10.12	10.15	10.14
Total	86.35	88.00	86.43	87.02	87.34	87.83	86.09	87.18	86.07	86.03
O=F	0.27	0.14	0.27	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.12	0.25
Total*	96.12	98.36	96.15	97.44	97.29	97.42	96.18	97.30	96.10	95.92
Si	6.09	6.02	6.06	6.00	5.96	5.96	6.03	5.97	6.02	6.07
Ti	0.01	0.11	0.04	0.00	0.03	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Al	6.77	6.76	6.85	6.73	6.69	6.79	6.73	6.87	6.78	6.80
Fe³⁺	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe²⁺	1.59	1.75	1.75	1.66	1.68	1.64	1.60	1.61	1.67	1.59
Mg	0.50	0.29	0.21	0.35	0.37	0.36	0.32	0.36	0.35	0.26
Mn	0.02	0.11	0.04	0.04	0.05	0.02	0.02	0.03	0.02	0.01
Ca	0.02	0.01	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	0.04	0.02
Na	0.59	0.62	0.61	0.47	0.52	0.50	0.46	0.46	0.46	0.58
K	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01	0.00	0.01	0.01	0.02	0.01
FeO+MgO	12.88	13.26	12.82	13.16	13.34	13.20	12.56	12.81	13.01	12.07
FeO/FeO+MgO	0.85	0.92	0.94	0.89	0.89	0.89	0.90	0.89	0.90	0.92
Xsite	0.61	0.64	0.63	0.47	0.53	0.51	0.48	0.48	0.51	0.60
X_vac..	0.39	0.36	0.37	0.53	0.47	0.49	0.52	0.52	0.49	0.40
Na+K	0.60	0.63	0.62	0.47	0.53	0.50	0.47	0.47	0.48	0.58
X_vac...+Na	0.98	0.98	0.99	0.99	0.99	0.99	0.98	0.98	0.95	0.98
X_vac.../X_vac..+Na	0.40	0.37	0.38	0.53	0.48	0.50	0.53	0.53	0.51	0.41
Mg/Mg+Fe	0.24	0.14	0.11	0.17	0.18	0.18	0.17	0.18	0.17	0.14
Al in R₂	0.88	0.93	0.96	0.74	0.70	0.75	0.76	0.85	0.79	0.87
R₂*	2.98	3.08	2.96	2.78	2.80	2.77	2.70	2.85	2.82	2.72
Fe/Fe+Mg	0.76	0.86	0.90	0.83	0.82	0.82	0.83	0.82	0.83	0.86
R₁=Na+Ca	0.60	0.63	0.62	0.47	0.52	0.51	0.47	0.47	0.50	0.59
R₂=Fe^total+Mg+Mn	2.10	2.15	2.00	2.05	2.10	2.02	1.94	2.00	2.03	1.86
R₃=Al+1.33Ti	6.79	6.91	6.90	6.73	6.73	6.80	6.73	6.88	6.78	6.80
R₁+R₂	2.70	2.78	2.62	2.51	2.62	2.53	2.41	2.47	2.53	2.45
R₂+Al in R₂=R₂	3.86	4.01	3.91	3.52	3.49	3.53	3.46	3.69	3.61	3.59
Fe+Mg	2.08	2.04	1.96	2.01	2.05	2.01	1.92	1.97	2.02	1.84
Fe+Mg+Al	2.96	2.97	2.91	2.75	2.74	2.76	2.68	2.82	2.81	2.71
Na+Ca+_Vac.-X	0.99	0.99	0.99	0.99	0.99	1.00	0.99	0.99	0.99	0.99
Fe/Fe+Mg+Al	0.54	0.59	0.60	0.60	0.61	0.59	0.60	0.57	0.59	0.59
Mg/Fe+Mg+Al	0.17	0.10	0.07	0.13	0.13	0.13	0.12	0.13	0.12	0.09
Al/Fe+Mg+Al	0.30	0.31	0.33	0.27	0.25	0.27	0.28	0.30	0.28	0.32
Ca/Ca+Na+_Vac.-X	0.02	0.01	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.01	0.04	0.02
Na/Ca+Na+_Vac.-X	0.59	0.62	0.62	0.47	0.52	0.50	0.47	0.46	0.47	0.58
X_vac./Ca+Na+ X_vac.	0.39	0.37	0.38	0.53	0.48	0.49	0.52	0.52	0.49	0.40
Schorl	39.96	44.85	45.04	39.61	43.75	40.62	38.46	36.05	39.02	42.49
Alunite	22.20	23.85	24.59	17.57	18.10	18.64	18.29	19.05	18.52	23.28
Foitite	7.88	8.29	9.01	12.04	10.05	10.89	12.27	12.27	11.61	9.48
Mg-Foitite	2.46	1.37	1.05	2.53	2.19	2.42	2.48	2.77	2.44	1.52
Dravite	12.47	7.44	5.27	8.34	9.52	9.01	7.77	8.13	8.19	6.83
Uvite	0.32	0.13	0.05	0.00	0.00	0.13	0.15	0.19	0.66	0.20
X_vac. of Tourmaline	14.71	14.07	14.98	19.91	16.39	18.30	20.58	21.53	19.56	16.20
Sum	100	100	100	100	100	100	100	100	100	100

جدول 2- نتایج آنالیز شیمیایی عناصر کمیاب و خاکی نادر (بر پایه ppm) به روش ICP-MS از تورمالین پگماتیت‌های گنجنامه و منگاوی (استان همدان).

Location	Mangavi			Ganjnameh
Sample No.	ZM7	ZM3	ZM1	ZA1	ZA3	ZA5	ZA7	ZA8	ZA9
Geographic Coordination	34°37'38˝N 48°42'3˝E	34°36'13˝N 48° 41'5˝E	34°38'33˝N 48°41'59˝E	34°45'50˝N 48°26'20˝E	34°45'54˝N 48°26'25˝E	34°45'50˝N 48°27'20˝E	34°45'58˝N 48°26'35˝E	34°46'1˝N 48°26'40˝E	34°46'20˝N 48°26'50˝E
K	4.86	3.47	80.56	29.86	26.39	14.58	18.06	9.03	43.06
Ti	1.69	1.30	1.46	5.53	11.75	13.88	9.90	10.39	14.56
P	2.86	22.86	5.71	0.95	6.67	0.95	7.62	0.95	22.86
V	8	7	6	31	362	390	353	347	288
Ba	34	20	20	20	20	10	30	20	80
Sr	123	153	20	30	160	170	150	160	160
Zr	14	4	3	40	50	20	110	30	170
Co	1	1	2	32	34	37	24	28	31
Ni	9	9	8	9	55	54	27	55	25
Cu	60	40	27	19	12	21	13	12	324
Zn	630	1,130	569	253	150	165	130	131	168
Ga	70	83	63	113	48	51	56	47	56
Rb	2	3	94	12	15	8	10	4	24
Sn	8	13	22	119	217	251	173	226	268
Cs	0.50	0.80	5.70	0.40	0.60	0.40	0.30	0.20	1.90
La	12.80	4.30	0.80	30.10	10.80	6.30	11.30	7.20	14.90
Ce	23.00	7.50	0.90	61.00	18.20	9.10	15.30	10.60	29.50
Pr	2.37	0.77	0.12	6.50	1.84	0.86	1.31	0.93	3.32
Nd	7.80	2.70	0.40	21.80	6.40	2.90	4.00	2.80	13.10
Sm	0.90	0.30	0.03	5.00	1.20	0.40	0.70	0.40	3.40
Eu	0.17	0.07	0.05	0.42	0.58	0.61	0.50	0.58	0.61
Gd	0.40	0.20	0.12	4.38	0.96	0.28	0.58	0.19	3.04
Tb				0.76	0.16	0.05	0.09	0.05	0.56
Dy	0.30	0.10	0.16	4.84	0.88	0.25	0.71	0.20	3.38
Ho	-	-	-	1.09	0.19	0.06	0.13	0.05	0.71
Er	-	-	-	3.22	0.69	0.13	0.45	0.13	2.16
Tm	-	-	-	0.56	0.11	0.06	0.09	0.05	0.39
Yb	-	-	-	3.80	0.80	0.20	0.70	0.20	2.50
Lu	-	-	-	0.65	0.13	0.06	0.14	0.08	0.45
Hf	0.40	0.20	0.33	3.00	2.00	0.80	4.00	1.00	5.00
Ta	0.30	0.60	1.70	35.20	2.40	2.30	6.00	1.50	6.70
Th	0.40	0.20	0.30	7.00	12.10	7.00	9.40	1.80	3.30
U	0.50	1.00	0.49	2.24	3.41	4.42	3.65	0.38	1.96
∑REE	47.74	15.94	2.58	143.47	42.94	21.26	36.00	23.46	78.02

شناسایی نوع جانشینی غالب در این تورمالین‌‌ها با اندازه‌گیری کسر مولی انجام شده و نوع تورمالین‌ها و میزان تغییرات ترکیبی آنها در هر نقطه بررسی شده است. این روش در شناسایی نوع جانشینی‌ها در تورمالین کارآمد است. بر این پایه، تورمالین‌ها از گروه محلول جامد شورل – فویتیت (در فویتیت افزون بر آلومینیم، آهن نیز هست) و یا شورل – تورمالین دارای آلومینیم و جایگاه خالی X هستند و جانشینی نوع اولنیت (Na+Al(O)=Na+Fe(OH)) نیز در این تورمالین‌ها فراوان است. میزان Na/Na+Ca در این تورمالین‌ها (98/0تا 92/0) نشان‌دهنده غنی‌بودن این تورمالین‌ها از سدیم ‌است. بر پایه نمودار تغییرات Fe در برابر Mg (London and Manning, 1995) نمونه‌ها همگی در زیر خط (Fe+Mg)=3∑ جای گرفته‌اند (شکل 4- D). بر پایه این نمودار، در همه نمونه‌هایی که دارای(Fe+Mg) ∑ کمتر از 3 هستند، جانشینی Al در جایگاه Y بیشتر است. در نمودار R₂^* در برابر Al in R₂ (London and Manning, 1995)، نمونه‌های آنالیز شده در بالای خط R₂*=3 جای دارند؛ زیرا جایگاه Y آنها به‌طور کامل پر شده است (شکل 4- E).

شکل 4- جایگاه ترکیبی تورمالین‌های منگاوی و گنجنامه (استان همدان) در: A) نمودار X-_vac./X-_vac.+Na در برابر Mg/Mg+Fe (Hawthorne and Henry, 1999). منگاوی در محدوده شورل و تورمالین‌های گنجنامه در محدوده شورل-فویتیت جای می‌گیرند؛ B) نمودار Na/Na+Ca در برابر Fe/Fe+Mg (Trumbull and Chaussidon, 1999). ترکیب تورمالین‌ها در محدوده شورل جای می‌گیرند؛ C) نمودار مثلثی (Na+K)؛ Ca و X-site _vac.ancy (Hawthorne and Henry, 1999) که در آن این تورمالین‌ها در بخش آلکالی‌ها جای دارند؛ D) نمودار Fe در برابر Mg (London and Manning, 1995) و جایگاه تورمالین‌ها در آن؛ E) نمودار R₂* نسبت به Al in R₂ (London and Manning, 1995) R₂=Al+1.33+Si-12 و R₂*=Fe+Mg+Mn+Al.

بر پایه نمودار‌های Mg-Ca-Fe و Al-Mg-Fe (Henry and Guidotti, 1985)، تورمالین‌ها بیشتر همانندِ تورمالینِ گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آنها هستند. برخی نیز همانند تورمالین‌ در سنگ‌های کوارتز–تورمالین، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های فقیر از Ca هستند (شکل‌های 5- A و 5- B). در شکل 5- C، بیشتر جانشینی‌های در این تورمالین‌ها از گروه تورمالین‌هایِ با جایگاه خالی X و سدیم‌دار هستند. شکل 5- D نیز رابطه مثبت بین آلومینیم و مقدار جایگاه خالی X را نشان می‌دهد (Bacik et al., 2012).

شکل 5- جایگاه ترکیبی تورمالین‌های منگاوی و گنجنامه (استان همدان) در: A و B) نمودار سه‌تایی Al-Fe-Mg و Ca-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985). بیشتر نمونه‌ها در جایگاه شماره 2 یعنی گرانیتویید‌های فقیر از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌ها وابسته به آنها و برخی در جایگاه شماره 10 یعنی سنگ‌های کوارتز-تورمالین، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های فقیر از Ca جای می‌گیرند؛ C) نمودار R₁+R₂ در برابر R₃ (Manning, 1982) نشان‌دهنده جانشینی‌هایی است که در آن آلومینیم شرکت دارد. به عبارت دیگر، نشان‌دهنده وجود فویتیت، تورمالین دارای آلومینیم و جایگاه خالی X و اولنیت ‌است؛ D) نمودار Al_(tot) در برابر X-_Vac.ancy (Bacik et al., 2012) که نشان‌دهنده همبستگی مثبت بین آلومینیم و مقدار جایگاه خالی X در تورمالین است.

در شکل 6- A بین مقدار آلومینیم و سدیم رابطه مثبت وجود دارد. بر پایه این نمودار می‌توان گفت (NaFeOH) = (Na+AlO) و (Na+Fe)= (X_vac.+Al) جانشینی‌های اصلی در این تورمالین‌ها ‌هستند. در نمودار Ca در برابر Na (Pesquera et al., 1999) سدیم بالاتر در نمونه‌ها و Ca کمتر از 2/0 نشان‌دهنده مقدار کم اوویت و جانشینی‌هایی مانند Ca+Mg=(Na+Al)_-1 و Ca=X-_vac.+Na هستند (شکل 6- B). البته این جانشینی بسیار کم ‌است.

در شکل 6- C، رابطه وارونه میان آلومینیم و مجموع آهن و منیزیم نشان‌دهنده جانشینی‌هایی است که در آنها آلومینیم شرکت دارد. به عبارت دیگر، نشان‌دهنده وجود فویتیت و تورمالینِ دارای آلومینیم و جایگاه خالی X و اولنیت ‌است.

شکل 6- ترکیب تورمالین‌های گنجنامه و منگاوی (استان همدان) در: A) نمودار رابطه بین سدیم و آلومینیم؛ B) نمودار Ca در برابر Na (Pesquera et al., 1999)؛ C) نمودار Fe+Mg در برابر Al که رابطه وارونه بین آلومینیم و مجموع آهن و منیزیم در تورمالین را نشان می‌دهد؛ D) نمودار نیمرخ تغییرات ترکیبی از کناره تا هسته تا کناره بلور تورمالین منگاوی.

شکل‌های 6- D و 7- A میزان تغییرات عناصر از کناره تا مرکز و کناره بلور تورمالین را نشان می‌دهند. در این نمودارها که نشان‌دهنده تغییر نوسانی این عناصر ‌هستند، تغییرات چندانی دیده نمی‌شود. شکل‌های 7- B و 7- D نیز نیمرخ ترکیبی (تغییر از کناره تا هسته تا کناره بلور) تورمالین‌های گنجنامه و منگاوی را نشان می‌دهد.

در نمودار FeO/FeO+MgO در برابر MgO تورمالین‌ها در محدوده نسبت FeO/FeO+MgO بیشتر از 8/0 جای می‌گیرند (شکل 7- C) که اگر این نسبت در تورمالین بیشتر از 8/0 باشد نشان‌دهنده بسته‌بودن سیستم ماگمایی و اگر کمتر از 6/0 باشد نشان‌دهنده بور با یک خاستگاه خارجی و باز‌بودن سیستم است (Pirajno and Smithies, 1992).

شکل 7- A) نمودار نیمرخ تغییرات عناصر از کناره تا هسته تا کناره بلور تورمالین گنجنامه (استان همدان)؛ B) نمودار تغییر نوع تورمالین از حاشیه به حاشیه تورمالین منگاوی (استان همدان)؛ C) نمودار Fe^#در برابر MgO (Pirajno and Smithies, 1992) که قلمرو تورمالین‌های گوناگون در آن نشان داده شده است (a: اندوگرانیتی تا نزدیک به توده گرانیتی، b: نزدیک به توده گرانیتی تا حدواسط، c: تورمالین‌های دور از توده گرانیتی). در این نمودار، نمونه‌های آنالیز شده در محدوده a جای گرفته‌اند؛ D) نمودار نیمرخ تغییرات عناصر از کناره تا هسته تا کناره بلور تورمالین گنجنامه.

بررسی رفتار عناصر کمیاب و خاکی نادر در تورمالین‌های گنجنامه

تورمالین در پگماتیت‌های گنجنامه دارای مقادیری Zn، Sr، Zr، Ga و Sn است؛ اما تورمالین‌های منگاوی دارای Zn و Cu بالاتر و Ga، Sn، Zr، V و Ni و ∑REE (به‌ویژه HREE) کمتری نسبت به تورمالین‌های گنجنامه هستند. از آنجایی‌که خاستگاه احتمالی بیشتر پگماتیت‌هایی که سنگ میزبان این تورمالین‌ها هستند پوسته قاره‌ای است، ترکیب نمونه‌های تورمالین به ترکیب پوسته قاره‌ای بهنجار شد. در نمودار عناصر کمیاب بهنجار شده به ترکیب پوسته قاره‌ای (Rudnick and Gao, 2003) در هر دو منطقه تورمالین دارای آنومالی مثبت K، P و Ti است؛ اما عناصر دیگر مانند پوسته رفتار می‌کنند (شکل‌های 8- A و 8- B). در منطقه منگاوی عناصر ‌خاکی نادر سنگین تورمالین کمتر از آستانه آشکارسازی هستند و در نمودار نیز آورده نشده‌اند. عناصر ‌خاکی نادر سبک دارای مقادیر کمتر از میانگین ترکیب پوسته قاره‌ای هستند. در این تورمالین‌ها مقادیر بیشتر LREE در برابر HREE به کانی‌شناسی سنگ میزبان و تبلور گارنت در این پگماتیت‌ها وابسته است.

تورمالین‌های گنجنامه دارای الگوی REE همانند پوسته قاره‌ای هستند؛ اما فراوانی عناصر آنها کمتر است (شکل‌های 8- C و 8- D). در این تورمالین‌ها مقادیر HREE را می‌توان اندازه‌گیری و الگوی آنها را در نمودار رسم کرد. بر پایه این نمودار، هر دو گروه LREE و HREE در این تورمالین‌ها تا اندازه‌ای برابر هستند و عناصر الگوی همواری را نشان می‌دهند.

شکل 8- A) نمودار عناصر کمیاب تورمالین‌های گنجنامه (جنوب‌باختری همدان)؛ B) نمودار عناصر کمیاب تورمالین‌های منگاوی(جنوب‌خاوری همدان)، C) نمودار عناصر ‌خاکی نادر تورمالین‌های گنجنامه؛ D) نمودار عناصر ‌خاکی نادر تورمالین‌های منگاوی. همه این نمودارها به ترکیب پوسته قاره‌ای (Rudnick and Gao, 2003) بهنجار شده‌اند؛ E) نمودار نشان‌دهنده همبستگی مثبت بین آلومینیم و فلوئور در تورمالین.

در منطقه منگاوی، در پگماتیت‌های میزبان این تورمالین‌ها، گارنت نیز وجود دارد که می‌تواند تورمالین را دچار تهی‌شدگی HREE کرده باشد. عناصر اصلی در تورمالین می‌تواند کنترل‌کننده عناصر کمیاب خاص باشد. برای نمونه، تورمالین‌های گنجنامه که دارای مقادیر بالاتری از Al هستند، دارای Ga بالاتری نیز ‌هستند. این دو عنصر می‌توانند جانشین یکدیگر شوند و همچنین، این تورمالین‌ها که دارای X_Vac. و پتاسیم بیشتری هستند، میزان Sn و Eu بیشتری نیز دارند که نشان می‌دهد این عناصر می‌توانند در جایگاه X جای گیرند. Eu در هنگام واکنش مذاب سیلیکاته فلسیک با سیال‌های غنی از فلوئور و کلر، فاز سیال را ترجیح می‌دهد (Flynn and Burnham, 1987). جانشینی Eu به دما، فوگاسیته و اندازه یون بستگی دارد (Bau, 1991). این عنصر همبستگی نزدیک با فلدسپار‌ها به‌ویژه پلاژیوکلاز دارد و در پی جدایش بلورین، این عنصر در مذاب کاهش می‌یابد. در منطقه منگاوی تورمالین‌ها از نوع شورل و دارای سدیم و آهن بیشتری هستند و در این تورمالین‌ها مقادیر Zn و Cu نیز بیشتر از تورمالین‌های گنجنامه است. به گفته Jiang و همکاران (1995)، عناصری مانند قلع، تنگستن، مولیبدن، سرب و روی که در هنگام فرآیند تکامل ماگما رفتار ناسازگار دارند بیشتر در پوسته زمین تمرکز دارند؛ به‌گونه‌ای که با گرماب‌ها (سیال‌ها) و به‌ویژه هالوژن‌ها حمل می‌شوند و در کانی‌های دارای هالوژن (فلوئور و برم) انباشته می‌شوند. الگوی رفتار عناصر خاکی نادر در تورمالین به اندازه این عناصر در مذاب، تغییر در رفتار سازگار این عناصر بین مذاب و بلورها در هنگام جدایش بلورین و رفتار عناصر اصلی در هنگام تبلور کانی‌ها بستگی دارد (Vincent, 2011; Robles et al., 2013). پس می‌توان گفت که تورمالین‌ها در توزیع عناصر ‌خاکی نادر و تفکیک آنها نقش کمی دارند و ازاین ‌رو، الگوی رفتار REE آنها به سنگ میزبان (مذاب مادر) و تبلور کانی‌های همراه در هنگام تکامل سیال (رفتار عناصر در بین بلور و مذاب) و یا مذاب سازنده آنها بستگی دارد (Vincent, 2011; Robles et al., 2013). پس همان‌گونه که گفته شد، در منطقه منگاوی، به‌علت تبلور گارنت که عناصر HREE را در خود جای می‌دهند، مقدار این عناصر در تورمالین‌ها کمتر از آستانه آشکارسازی شده است (شکل 8- D)؛ اما در پگماتیت‌های گنجنامه که بی گارنت هستند، این عناصر را می‌توان اندازه‌گیری کرد (شکل 8- C). مقدار این عناصر در خاستگاه، واکنش‌های بلور-سیال، نوع سیال و جدایش بلورین کانی‌ها و وجود ترکیبات موجود در سیال می‌تواند از عوامل ﻣﺆثر در رفتار عناصر کمیاب در کانی‌ها باشد که در میان آنها عناصر هالوژن و کربنات‌ها اهمیت دارند (Rollinson, 1993). ازاین‌رو، یکی از عوامل ﻣﺆثر برای حضور LREE و HREE در تورمالین‌ها می‌تواند مقدار سیال‌های غنی از فلوئور و کلر باشد. افزایش اثر غنی‌شدگی از LREE و HREE در تورمالین‌ها می‌تواند در پی مقدار سیال‌های غنی از فلوئور و کلر نیز روی دهد. جدایش بیوتیت در هنگام پیدایش پگماتیت‌ها و یا ذوب آن در هنگام پیدایش پگماتیت‌های حاصل از ذوب‌بخشی ﺗﺄثیر بسیاری در وجود عناصری مانند Li، Rb، V، Cr، Ni، Co و Zn دارد؛ زیرا بیوتیت نمی‌تواند عناصر کمیاب گوناگون با زمین‌شیمی متفاوت را در خود انباشته کند (Tischendorf et al., 2001). وجود LREEها به جدایش کانی‌های خاص مانند آپاتیت، مونازیت و آلانیت بستگی دارد (Jolliff et al., 1986; McLennan, 1994). از آنجایی‌که اسفن و آپاتیت MREEها را جدا می‌کنند، وجود هرکدام از این کانی‌ها در سنگ میزبان پگماتیت نشان‌دهنده جداشدن این کانی‌ها به‌همراه عناصر کمیاب مورد علاقه آنها از مذاب به‌جای‌مانده و در نتیجه، کاهش این عناصر در تورمالین حاصل از این مذاب به‌جای‌مانده است. از‌این‌رو، مقدار عناصر کمیاب گوناگون در تورمالین به جداشدن کانی‌های دیگر از مذاب پدیدآورنده تورمالین بستگی دارد و تورمالین توانایی چندانی در جداسازی این عناصر را ندارد.

بحث و بررسی

به باور Dingwell (1999) و Dingwell و همکاران (1996)، عنصر B، عنصر مهم سازنده تورمالین، گرایش بسیاری به فازهای آب‌دار دارد و نمی‌تواند وارد ساختار کانی‌های معمول سنگ‌های گرانیتی (کوارتز، فلدسپار و میکا) شود. ازاین‌رو، این عنصر خوشه‌های بورات آبداری در مذاب‌های مراحل پایانی پدید می‌آورد. از سوی دیگر، بر پایه پیشنهاد Veksler (2004) و Veksler و Thomas (2002)، ذوب متاپلیت‌ها در فشارهای کم، به جدایش یا اکسولوشن فاز بخار غنی از B, Na و Fe در مرز یا پیشانی تبلور منجر می‌شود. هنگامی که حجم بلورها در مذاب افزایش می‌یابد گرانروی سیال به‌جای‌مانده افزایش می‌یابد و در پی این پدیده، جدایش و تبلور تورمالین و حرکت آن‌ها در دایک‌ها و پگماتیت‌ها روی می‌دهد. در هنگام ذوب متاپلیت‌ها با خروج مقدار کمی از مذاب، B و H₂O در ماگمای به‌جای‌مانده حاصل از ذوب افزایش می‌یابد. چنانچه این غنی‌شدگی از B و آب ادامه پیدا کند جدایش و تفکیک سیال غنی از بور ادامه می‌یابد و تبلور تورمالین رخ می‌دهد (Dini et al., 2007; London et al., 1996; London, 1999; Wilke et al., 2002).

Torkian (1995، 2009) و Valizadeh و Torkian (1999) خاستگاه پگماتیت‌های منطقه همدان را به ذوب‌بخشی سنگ‌های دگرگونی نسبت می‌دهند. به باور Maanijou و همکاران (2011)‌، ذوب رسوب‌های پلیتی دگرگون‌شده و قدیمی در دمای 800-680 درجه سانتیگراد و فشار 5-2 کیلوبار موجب پیدایش پگماتیت‌های این منطقه شده‌اند. در حالی‌که Aliani و همکاران (2012) و Sepahi Garo و همکاران (2014) دایک‌های پگماتیتی و آپلیتی تودة گرانیتوییدی الوند و سنگ‌های دگرگونی مجاورتی نزدیک به این توده (هورنفلس‌ها) را به آخرین فاز ماگمایی در این منطقه وابسته می‌دانند. در این مناطق، ترکیب تورمالین‌ها در محدوده شورل-تورمالین دارای آلومینیم و جایگاه خالی X است؛ اما در بسیاری از موارد تصور بر این است که این تورمالین با جایگاه خالی X باید فویتیت باشد، حال آنکه فویتیت، افزون بر داشتن جایگاه خالی X و آلومینیم، باید دارای آهن نیز باشد و تورمالینی که تنها دارای آلومینیم و جایگاه خالی X باشد نام دقیقی ندارد؛ اما روی‌هم‌رفته می‌توان گفت که بیشتر جانشینی‌ها در تورمالین‌های هر دو منطقه از گروه جانشینی‌هایی است که در آنها آلومینیم و جایگاه خالی X در حال افزایش است. همچنین، جانشینی آلومینیم و سدیم و کاهش پروتون که سازنده اولنیت هست نیز به فراوانی یافت می‌شود. از این رو، می‌توان گفت که سیال سازنده تورمالین‌ها باید از آلومینیم، سدیم و آهن غنی باشد. این آلومینیم و سدیم بیشتر از مقدار درخور نیاز برای پدیدآمدن فلدسپار‌هاست. همچنین، آهن نیز به‌علت نبود کانی‌های پذیرنده آهن و شعاع یونی بالایش، تا مراحل پایانی حفظ شده و سپس برای پیدایش تورمالین‌ها مصرف شده است. رنگ آبی و آبی مایل به بنفش تورمالین‌ها به‌علت افزایش مقدار Fe و Al است و پیدایش رنگ آبی نیز به‌علت جایگزینی Fe²⁺ با Ti و Fe⁺³ روی می‌دهد (Dietrich, 1985). از سوی دیگر، مقدار Fe⁺³/Fe⁺² در جایگاه Y با دما و فوگاسیته اکسیژن رابطه مستقیمی دارد (برای دمای کمتر از550 درجه سانتیگراد)؛ اما در دماهای بالاتر رابطه منفی می‌شود. جانشینی کاهش بار پروتون با جانشینی عناصر سه ظرفیتی (Fe⁺³, Al) به‌جای عناصر دو ظرفیتی (Mg, Fe) جبران می‌شود. این پدیده درباره جانشینی جایگاه تهی X نیز همین‌گونه است. در دماها و فوگاسیته اکسیژن پایین دامنه پایداری بزرگی از Fe⁺² در جایگاه Z پدید می‌آید و در پی آن جایگیری کاتیون‌های دوظرفیتی در جایگاه Z با جایگیری کاتیون‌های سه ظرفیتی در جایگاه Y جبران می‌شود. در این بین عنصر آلومینیم مناسب است (X_Vac. (Fe⁺²₂Al)(Fe⁺²Al₅)). در این نمونه‌ها همه آهن به‌صورت آهن دوظرفیتی بیان شده است و نمی‌توان وجود آهن سه ظرفیتی در آن را اثبات کرد. پیدایش فویتیت به کاهش کلسیم و سدیم در ماگما مربوط است. در فویتیت چون جایگاه Y توسط (2M⁺²+M⁺³) پر می‌شود جایگاه X آن خالی است و شرایط هفت باری ایجاد می‌شود (Robert et al., 1997). شرایط پیدایش فویتیت مرتبط با فقیرشدگی از آهن است. سدیم در تورمالین با کاهش دما افزایش می‌یابد و همچنین، میزان جایگاه تهی X به دما و غلظت سدیم در سیستم بستگی دارد (Von Goerne et al., 2001). در سیستم‌های غنی از H₂O احتمالا جانشینی کمبود آلکالی رایج‌تر است (Gallagher, 1988). جانشینی کاهش پروتون با pH سیستم کنترل می‌شود (Henry et al., 2002). پیدایش تورمالین‌هایی با ترکیب گوناگون در پی کاهش دما و یا کاهش اکتیویته F و Na روی می‌دهد. تورمالین‌های حاصل از فاز سیال آب‌دار نامحلول در مرحله پایانی انجماد ماگما دارای Mg و Fe پایین و Al بالایی (آلبایت، فویتیت و اولنیت) هستند. در تورمالین‌های منطقه همدان میان Al و F رابطه مثبتی وجود دارد. ازاین‌رو، می‌توان گفت آلومینیم به‌صورت کمپلکس انتقال یافته است (شکل 8- E). در هنگام تکامل ماگما تبلور فلدسپار و کوارتز مایع را از بور شده غنی کرده است. در نمونه‌های این منطقه، در هر نقطه، میزان انواع تورمالین‌ها به‌دست‌آمده به‌صورت تورمالین آلکالی (78-71 درصد مولی)، تورمالین کلسیک (15/0-0 درصد مولی)، تورمالین با جایگاه خالی X (29-14 درصد مولی) در منگاوی، و تورمالین آلکالی (76-64 درصد مولی)، تورمالین کلسیک (3/0-0 درصد مولی)، تورمالین با جایگاه خالی X (36-23 درصد مولی) در گنجنامه ‌است. در اینجا تورمالین با کمبود آلکالی از نوع فوتیت و تورمالین دارای آلومینیم و جایگاه خالی X، تورمالین کلسیک از نوع اوویت و تورمالین‌های سدیک از نوع شورل، دراوویت و اولنیت در نظر گرفته شده است. با توجه به این مقادیر و نمودارهای زمین‌شیمیایی، بنیان اصلی تورمالین مورد نظر از نوع شورل است که در هنگام تکامل تورمالین و سیال، محلول‌های جامدی میان شورل -تورمالینِ دارای آلومینیم و جایگاه خالی X، شورل-فویتیت و شورل-اولنیت پدید می‌آید. اندازه Mn یک شاخص مناسب برای شناسایی جدایش بلورین است (Selway et al., 1999; Tindle et al., 2002). بررسی‌های آزمایشگاهی Werding و Schryer (2002) و بررسی‌هایی Grew (2002) که بر روی تغییرات ترکیب تورمالین در سیستم‌های طبیعی انجام داده‌اند، نشان می‌دهند که در طول جدایش بلورین ماگما، میزان Mn، Al و Fe/Fe+Mg تورمالین افزایش می‌یابد. همچنین، London و همکاران (1993) پیشنهاد کرده‌اند که با افزایش میزان جدایش بلورین ماگما میزان B، F و P در مذاب افزایش می‌یابد و در این مذاب جدایش‌یافته، غلظت مواد حل‌نشدنی عناصر با شدت میدان بالا افزایش می‌یابد. به باور Pesquera و همکاران (1999)، تورمالین‌های ماگمایی شکل‌دار و بدون منطقه‌بندی در شرایطی مانند پرآلومین‌بودن (A/CNK>1)، شرایط اسیدی pH 2O₃=2%Wt متبلور می‌شوند. یافتن این تورمالین‌ها در گرانیت نشان‌دهنده غنی‌بودن ماگمای اولیه آن گرانیت از B است. تورمالین در ماگماهای متاآلومین (ASI<1.1)، هرچند میزان بور آن بالا باشد، توانایی تبلور ندارد؛ مگر اینکه دارای میزان زیادی F و دمای آن بالاتر از 750 درجه سانتیگراد باشد (Wolf and London, 1997). به باور Wolf و London (1997)، تورمالین با ترکیب شورل و هموژن (بدون منطقه‌بندی یا با منطقه‌بندی ناچیز) از یک ماگمای لوکوگرانیتی فرااشباع از بور و در شرایط ماگمایی متبلور می‌شود؛ درحالی‌که تورمالین با ترکیب دراویت و یا محلول جامد شورل-دراویت و دارای منطقه‌بندی از یک ماگمای زیراشباع اولیه از بور پدید می‌آید. همچنین، Trumbull و Chaussidon (1999) بر این باور هستند که تورمالین‌های ماگمایی، در مقایسه با تورمالین‌های هیدروترمال و گرمابی، دارای مقدار Al بالاتر و کاستی بیشتر در جایگاه X هستند. با توجه به مطالب گفته شده، تورمالین‌هایی که به سمت Al بالا و کاهش در جایگاه X گرایش دارند، خاستگاه ماگمایی دارند. همچنین، تورمالین‌های ماگمایی، مانند تورمالین‌های پگماتیتی-آپلیتی و تورمالین‌های درون گرانودیوریت‌ها، در مقایسه با تورمالین‌های گرمابی عدد آهن Fe/Fe+Mg بالاتری دارند. از سوی دیگر، بالابودن نسبت Fe²⁺ به Mg در تورمالین از نشانه‌های پیدایش آن در مذاب‌های ماگمایی است (Cavarretta and Puxeddu, 1990). ازاین‌رو، می‌توان نتیجه گرفت که تورمالین‌های این مناطق ماگمایی هستند. به باور Weisbrod و همکاران (1986) هرچه از شرایط ماگمایی به شرایط گرمابی نزدیک‌تر ‌شویم تورمالین با مقدار بسیار کمتر B و طیف گسترده‌تری از ترکیب‌ها نسبت به شرایط ماگمایی پدید می‌آید. تورمالین‌های پگماتیتی جای‌گرفته در ناحیه گرانیتوییدها، چه‌بسا به‌روش ماگمایی پدید آمده‌اند. این رگه‌ها پس از نفوذ توده اصلی گرانیتی و چه‌بسا در پی نفوذ دوباره ماگما و تزریق آن در توده اصلی پدید آمده‌اند و خاستگاه Al، B، Fe و Na مورد نیاز برای پیدایش تورمالین از درون توده و ماگمایی است. چنانچه نسبت FeO*=FeO/FeO+MgO در تورمالین بیشتر از 8/0 باشد نشان‌دهنده بسته‌بودن سیستم ماگمایی، نبود دخالت سیال‌ها و آلایش آنها با رسوب‌های غنی از Al است؛ اما اگر این نسبت کمتر از 6/0 باشد نشان‌دهنده متاسوماتیسم بور با رسوب‌های غنی از Al و B (بور) از یک خاستگاه خارجی است (Pirajno and Smithies, 1992). این نسبت در تورمالین‌های منگاوی و گنجنامه بیش از 8/0 است که نشان‌دهنده برخاستن بور از سیال‌های ماگمایی در مرحله‌های تأخیری ماگمایی است. الگویی که می‌توان برای این تورمالین‌ها در دایک ها، پگماتیت‌ها و جایگیری آنها در سطوح بالا پیشنهاد داد این است که سیال‌های غنی از بور در هنگام ذوب متاپلیت‌ها و پیدایش ماگمای فلسیک آنها در سطوح پوسته‌ای کم ژرفا به‌جای می‌مانند؛ سپس همراه با افت فشار، سیال از B، H₂O، Na و Fe غنی شده و پدیده جوشیدن در آن رخ می‌دهد. چنانچه جدایش و اکسولوشن فاز غنی از مواد فرار بور به سرعت در شرایط ماگمایی و بدون واکنش با سیال‌های سنگ‌های دیواره سنگ میزبان رخ دهد، تورمالین با شکل منشوری-سوزنی و یا پراکنده و با ترکیب شورل (تورمالین دارای آلومینیم و جایگاه خالی X)، شورل-فوییتیت و شورل-اولنیت، معمولاً بدون منطقه‌بندی و با هسته‌بندی اندک، در لوکوگرانیت‌ها و یا در دایک‌ها و شکستگی‌های پگماتیتی متبلور می‌شود. در این مناطق، به‌علت اختلاف دمای سنگ میزبان و پگماتیت‌ها، در کناره‌های پگماتیت‌ها کانی‌های ریزبلور پدیده آمده که به‌صورت سدی، از واکنش‌های بیشتر با سنگ میزبان جلوگیری کرده‌اند. از این‌رو، به‌سوی درون پگماتیت‌ها بلورها درشت‌تر شده‌اند. در صورتی‌که اگر جدایش و اکسولوشن فاز Bدار از ماگمای اولیه به آرامی رخ دهد و با سیال‌های سنگ‌های میزبان واکنش دهد، تورمالین با ترکیب شورل-دراویت و یا دراویت با منطقه‌بندی متبلور می‌شود (Balen and Petrinec, 2011; Balen and Broska, 2011).

نتیجه‌گیری

تورمالین با ترکیب شورل و بدون منطقه‌بندی، کانی اصلی سازنده پگماتیت‌های هر دو منطقه منگاوی و گنجنامه ‌است.Fe# بیش از 8/0 در همه نمونه‌های آنالیزشده و نبود ترکیب دراویت نشان‌دهنده ماگمایی‌بودن تورمالین در این پگماتیت‌هاست. پیدایش فویتیت نشان‌دهنده کاهش آهن در هنگام تکامل و پیدایش شورل ‌است. روی‌هم رفته، جانشینی‌های از نوع جایگاه خالی X و نیز جانشینی‌های نوع اولنیت را می‌توان نشان‌دهنده ماگمایی‌بودن این تورمالین‌ها دانست. مواد مورد نیاز تورمالین (بور، آهن، سدیم و آلومینیم) نیز از خود سیال ماگمایی گرفته شده‌اند. در تورمالین‌های منگاوی و گنجنامه، تفاوت در الگوی عناصر ‌خاکی نادر به‌علت تفاوت کانی‌شناسی در سنگ میزبان تورمالین‌ها، به‌ویژه بود یا نبود کانی گارنت ‌است و تورمالین به تنهایی ﺗﺄثیر زیادی در تفکیک عناصر ‌خاکی نادر ندارد؛ اما برخی عوامل، مانند شیمی بلور، REE مذاب سازنده آنها، تبلور کانی‌های همراه در هنگام تکامل سیال و جانشینی‌های عناصر اصلی در تورمالین، می‌توانند کنترل‌کننده رفتار عناصر ‌خاکی نادر در تورمالین باشند. در این مناطق، بالاآمدن ماگمای گرانیتی در سطوح کم‌ژرفای پوسته، هم‌زمان با کاهش فشار و سپس جدایش و اکسولوشن سریع سیال غنی از مواد فرار و بوردار از یک ماگمای پرآلومین تا متاآلومین در پی فرآیند جوشش، از واکنش با سنگ‌های پیرامون و پیدایش دراویت جلوگیری کرده است. از این‌رو، در پگماتیت‌ها، تورمالین ماگمایی با ترکیب شورل در ماگمای سریع تفکیک‌یافته، متبلور شده است.

سپاس‌گزاری

نگارندگان این پژوهش از معاونت پژوهشی دانشگاه لرستان که هزینه این پژوهش را فراهم آورده‌اند و نیز از آقایان مسعود کیانی و احمد ولی‌پور که ما را در انجام این پژوهش یاری کرده‌اند بسیار سپاس‌گزارند.

منابع

Aliani, F., Maanijou, M., Sabouri, Z. and Sepahi, A. A. (2012) Petrology, geochemistry and geotectonic environment of the Alvand Intrusive complex, Hamedan, Iran. Chemie der Erde - Geochemistry 72: 363-383.

Bacik, P., Cempirek, J., Uher, P., Novak, M., Ozdin, D., Filip, J., Skoda, R., Breiter, K., Klementova, M., Duda, R. A. and Groat, L. A. (2013) Oxy-schorl, Na(Fe₂²⁺Al) Al₆Si₆O₁₈(BO₃)₃(OH)₃O, a new mineral from Zlata Idka, Slovak Republic and Pribyslavice Czech Republic. American Mineralogist 98: 485-492.

Balen, D. and Broska, I. (2011) Tourmaline nodules: products of devolatilization within, the final evolutionary stage of granitic melt? Geological Society, London, Special Publications 350: 53-68.

Balen, D. and Petrinec, Z. (2011) Contrasting tourmaline types from peraluminous granites: a case study from Moslavacka Gora (Crotia). Mineralogy and Petrology 102: 117-134.

Bau, M. (1991) Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid–rock interaction and the significance of the oxidation state of europium. Chemical Geology 93 (3–4): 219-230.

Bea, F., Pereira, M. D. and Stroh, A. (1994) Mineral/leucosome trace-element partitioning in a peraluminous migmatite (a laser ablation-ICP-MS study). Chemical Geology 117: 291-312.

Benard, F., Moutou, P. and Pichavant, M. (1985) Phase relations of tourmaline leucogranites and the significance of tourmaline in silicic magmas. Journal of Geology 93: 271-291.

Cavarretta, G. and Puxeddu, M. (1990) Schorl-Dravite-Ferridravite Tourmalines Deposited by Hydrothermal Magmatic Fluids during Early Evolution of the Larderclio Geothermal Field Italy. Economic Geology 85: 1236-1251.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Sussman, J. (1981) An introduction to the rock forming minerals. London, Longman.

Dietrich, R. V. (1985) The Tourmaline Group. New York, Van Nostrand Reinhold.

Dingwell, D. B. (1999) Granitic Melt Viscosities. Geological Society, London, Special Publications 168: 27-38.

Dingwell, D. B., Pichavant, M. and Holtz, F. (1996) Experimental studies of boron in granitic melts. In: Boron: Mineralogy, Petrology, and Geochemistry in the Earth’s Crust (Eds. Grew, E. S. and Anovitz, L.) 33: 331-385. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy.

Dini, A., Corretti, A., Innocenti, F., Rocchi, S. and Westerman, D. S. (2007) Sooty sweat stains or tourmaline spots? The Argonauts at Elba Island (Tuscany) and the spread of Greek trading in the Mediterranean Sea. In: Myth and Geology (Eds. Piccardi, L. and Masse, W. B.) Special Publications 273: 227-243. Geological Society of London.

Eghlimi, B. (2001) Geological map of the Hamadan area, No: 5659: 100 000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Eshraghi, S. A. and Mahmoudi Gharai, M. (2003) Geological map of the Tuyserkan area, No: 5659: 100 000, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Flynn, R. T. and Burnhamn, C. W. (1978) An experimental determination of rare earth partition coefficients between chloride containing vapor phase and silicate melts. Geochimica et Cosmochimica Acta 42: 685-701.

Galbraith, C. G., Clarke, D. B., Trumbull, R. B. and Wiedenbeck, M. (2009) Assessment of tourmaline compositions as an indicator of emerald mineralization at the Tsa da Glisza Prospect, Yukon Territory, Canada. Economic Geology 104: 713–731.

Gallagher, V. (1988) Coupled substitutions in schorl–dravite tourmaline; new evidence from SE Ireland. Mineralogical Magazine 52: 637-650.

Grew, E. S. (2002) Borosilicates (exclusive of tourmaline) and boron in rock-forming minerals in metamorphic environments. In: Boron: Mineralogy, Petrology, and Geochemistry in the Earth’s Crust, (Eds. Grew, E. S. and Anovitz, L. M.). 33: 387-502. 2^nd printing, Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy.

Hawthorne, F. C. and Henry, D. J. (1999) Classification of the minerals of the tourmaline group. European Journal of Mineralogy 11: 201-215.

Henry, D. J. and Guidotti, C.V. (1985) Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral: an example from the staurolite grade metapelites of NW-Marine. American Mineralogist 70: 1-15.

Henry, D. J., Dutrow, B. L. and Selverstone, J. (2002) Compositional asymmetry in replacement tourmaline: An example from the Tauern Window, Eastern Alps. Geological Materials Research 4: 1-18.

Jiang, S. Y., Palmer, M. R., Li, Y. H. and Xue, C. J. (1995) Chemical compositions of tourmaline in the Yindongzi-Tongmugou Pb-Zn deposits, Qinling, China: Implications for hydrothermal ore-forming processes. Mineralium Deposita 30: 225-234.

Jolliff, B. L., Papike, J. J. and Shearer, C. K. (1986) Tourmaline as a recorder of pegmatite evolution: Bob Ingersoll pegmatite, Black Hills, South Dakota. American Mineralogist 71: 472-500.

Khalili, K. and Mackizadeh, M. A. (2012)The occurrence of tourmaline in Kuh Zar (Baghoo) Au-Cu mine, south of Semnan province. Petrology 3(9): 57-70 (in Persian).

London, D. (1999) Stability of tourmaline in peraluminous granite systems: the boron cycle from anatexis to hydrothermal aureoles. European Journal of Mineralogy 11: 253–262.

London, D. and Manning, D. A. C. (1995) Chemical variation and significance of tourmaline from Southwest England. Economic geology 90: 495-519.

London, D., Babb, H. A., Morgan, G. B., and Lommis, J. L. (1993) Behavior and effects of phosphorus in the system Na₂O-K₂O-Al₂O₃-SiO₂-H₂O at 2000 MPa (H₂O). Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 450- 460.

London, D., Morgan, G. B., V.I. and Wolf, M. B. (1996) Boron in granitic rocks and their contact aureoles. In: Boron: Mineralogy, Petrology and Geochemistry in the Earth’s Crust (Eds. Grew, E. S. and Anovitz, L.) 33: 299–330. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy.

Maanijou, M., Salemi, R. and Mahmoudi, A. (2011) Global review on pegmatites of Hamedan area, with emphasis on the economic perspective. 19^th Symposium of the Society of Crystallography and Mineralogy of Iran, Golestan (in Persian).

Manning, D. A. C. (1982) Chemical and morphological variation in tourmalines from the Hub Kapong batholith of peninsular Tailand. Mineralogical Magazine 45: 139-147.

Masoudi, M., Rezai-Aghdam, M., Mehrabi, B. and Yardly, B. W. D. (2009) The nature of fluids during pegmatite development in metamorphic terrains: Evidence from Hamadan complex, Sanandaj-Sirjan metamorphic zone, Iran. Journal of the Geological Society of India 73(3): 407-418.

McLennan, S. M. (1994) Rare earth element geochemistry and the “Tetrad” effect. Geochimica et Cosmochimica Acta 58: 2025-2033.

Michael, A. W., Horst, R. M., Philipp, S., Anna, G., Thomas, W., Dorrit, E. J., Matthias, B. and Gregor, M. (2013) Trace element systematics of tourmaline in pegmatitic and hydrothermal systems from the Variscan Schwarzwald (Germany): The importance of major element composition, sector zoning, and fluid or melt composition. Chemical Geology 344: 73-90.

Pesquera, A., Torres-Ruiz, J., Gil-Grespo, P. P. and Velilla, N. (1999) Chemistry and genetic implications of tourmaline and Li-F-Cs micas from the Valdeflores area (Caceres, Spain). American Mineralogist 84: 55-69.

Pirajno, F. and Smithies, R. H. (1992) The FeO/(FeO+ MgO) ratio of tourmaline: a useful indicator of spatial variations in granite- related hydrothermal mineral deposits. Journal of Geochemical Explorations 42: 371-381.

Rezai-Aghdam, M. (2004) The nature of the fluid inclusions and their role in the formation of pegmatites in Hamedan. M.Sc thesis, Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Robert, J. L., Gourdant, J. P., Linnen, R. L., Rouer, O. and Benoist, P. (1997) Crystal chemical relationships between OH, F and Na in tourmalines. In: Tourmaline 1997, International Symposium on Tourmaline, (Nové Město na Moravě), Abstract p. 84.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation presentation, interpretation. Longman, UK.

Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) The composition of the continental crust. Treatise on Geochemistry 3: 1–64.

Selway, J. B., Novák, M., Černý, P., and Hawthorne, F. C. (1999) Compositional evolution of tourmaline in lepidolite-subtype pegmatites. European Journal of Mineralogy 11: 569-584.

Sepahi Garo, A. A. and Moeinvaziri, H. (2001) A review of the phases of plutonic and veins in Alvand plutonic complex. Journal of Science, University of Tehran 26(2): 175-186 (in Persian).

Sepahi Garo, A. A., Salami, S. and Tabrizi, M. (2014) Geochemistry of tourmaline in aplite and pegmatite dykes in Alvand pluton complex and metamorphic rocks of Hamadan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22(3): 495-506 (in Persian).

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan Zone (Iran): new evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668–683.

Slack, J. F. and Trumbull, R. B. (2011) Tourmaline as a recorder of ore-forming processes. Elements 7: 321-326.

Tindle, A. G., Breaks, F. W. and Selway, J. B. (2002) Tourmaline in petalite-subtype granitic pegmatites: evidence of fractionation and contamination from the Pakeagama Lake and Separation Lake areas of northwestern Ontario, Canada. The Canadian Mineralogist 40: 753-788.

Tischendorf, G., Foster, H-J. and Gottesmann, B. (2001) Minor- and trace-element composition of trioctahedral micas: a review. Mineralogical Magazine 65: 249–276.

Torkian, A. (1995) The Study of petrography and petrology of Alvand pegmatites (Hamadan). M.Sc. thesis, Tehran University, Tehran, Iran (in Persian).

Torkian, A. (2009) The study of distribution of mineralogy and genesis of pegmatites in the Hamedan area. The 17th Symposium of the Society of Crystallography and Mineralogy of Iran, Hamedan (in Persian).

Torres-Ruiz, J., Pesquera, A, Gil Crespo, P. P. and Velilla, N. (2003) Origin and petrologenetic implications of tourmaline-rich rocks in the Sierra Nevada (Betic Cordillera, southeastern Spain). Chemical Geology 197: 55-86.

Trumbull, R. B. and Chaussidon, M. (1999) Chemical and boron isotopic composition of magmatic and hydrothermal tourmalines from the Sinceni granite- pegmatite system in Swaziland. Chemical Geology 153: 125-137.

Valizadeh, M.V. and Cantagrel, J.M. (1975) Prèmieres données radiométricques (K–Ar et Rb–Sr) sur les micas du complexe magmatique du Mont de Alvand. Près de Hamadan (Iran occidental). C. R. Acad. Sci. Paris, t. 281, Série D: 1083–1086.

Valizadeh, M. V. and Torkian, A. (1999) The Study of petrography and petrology of pegmatites in the Hamadan area. Journal of Science, University of Tehran 25(2): 121-135 (in Persian).

Van Hinsberg, V. J. (2011) Preliminary experimental data on trace-element partitioning between tourmaline and silicate melts. The Canadian Mineralogist 49: 153–163.

Veksler, I. V. (2004) Liquid immiscibility and its role at the magmatic hydrothermal transition: a summary of experimental studies. Chemical Geology 210: 7-31.

Veksler, I. V. and Thomas, R. (2002) An experimental study of B-, P- and Frich synthetic granite pegmatite at 0.1 and 0.2 GPa. Contributions to Mineralogy and Petrology 143: 673–683.

Vincent, J. (2011) Preliminary experimental data on trace-element partitioning between tourmaline and silicate melt. The Canadian Mineralogist 49: 153-163.

Von Goerne, G., Franz, G. and Heinrich, W. (2001) Synthesis of tourmaline solid solutions in the system Na₂O–MgO–Al₂O₃–SiO₂–B₂O₃–H₂O–HCl and the distribution of Na between tourmaline and fluid at 300 to 700°C and 200 MPa. Contributions to Mineralogy and Petrology 141: 160-173.

Webber, K. L., Falster, A. U., Simmons, W. B. and Foord, E. E. (1997) The role of diffusion-controlled oscillatory nucleation in the formation of line rock in migmatite-aplite dikes. Journal of Petrology 38: 1777-1791.

Weisbrod, A., Polak, C. and Roy, D. (1986) Experimental study of tourmaline solubility in the system Na-Mg-Al-Si-B-O-H. Applications to the boron content of natural hydrothermal fluids and tourmalinization process. International Symposium Experimental Mineralogy and Geochemistry, Nancy 140-141.

Werding, G., and Schreyer, W. (2002) Experimental studies on borosilicates and selected borates. In: Boron: Mineralogy, Petrology and Geochemistry (Eds. Grew, E. S. and Anovitz, L. M.) 33: 117-163. 2^nd printing, Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy.

Wilke, M., Nabelek, P.I. and Glascock, M. D. (2002) B and Li in Proterozoic metapelites from the Black Hills, U.S.A.: Implications for the origin of leuco-granitic magmas. American Mineralogist 87: 491-500.

Wolf, M. B. and London, D. (1997) Boron in granitic magmas: stability of tourmaline in equilibrium with biotite and cordierite. Contributions to Mineralogy and Petrology 130: 12-30.

مراجع