زمین‌شیمی سنگ‌های آتشفشانی دوروجین (جنوب‌باختری اردستان) با نگرشی ویژه بر شیمی کانی در پهنه‌های دگرسانی پروپیلیتیک

جمشیدی بدر, محبوبه; مقدسی, جواد; قربانی, محمدرضا; شریفی, مرضیه; صالحی, مهناز

doi:10.22108/ijp.2022.129274.1236

تعداد نشریات	43
تعداد شماره‌ها	1,639
تعداد مقالات	13,336
تعداد مشاهده مقاله	29,934,815
تعداد دریافت فایل اصل مقاله	11,973,272

زمین‌شیمی سنگ‌های آتشفشانی دوروجین (جنوب‌باختری اردستان) با نگرشی ویژه بر شیمی کانی در پهنه‌های دگرسانی پروپیلیتیک

پترولوژی

مقاله 4، دوره 12، شماره 3 - شماره پیاپی 47، آذر 1400، صفحه 43-62 اصل مقاله (2.64 M)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/ijp.2022.129274.1236

نویسندگان

محبوبه جمشیدی بدر^* ¹؛ جواد مقدسی¹؛ محمدرضا قربانی²؛ مرضیه شریفی³؛ مهناز صالحی⁴

¹دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام‌نور، تهران، ایران

²دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربیت‌مدرس، تهران، ایران

³دانش‌آموختة کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام‌نور، تهران، ایران

⁴دانش‌آموختة کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربیت‌مدرس، تهران، ایران

چکیده

منطقة دوروجین در جنوب‎باختری شهرستان اردستان و در پهنة ساختاری ارومیه- دختر جای گرفته است. در این منطقه، نفوذ تودة آذرین درونی گرانودیوریتی دوروجین با سن میوسن پیشین در مجموعة رسوبی- آتشفشانی با سن ائوسن میانی تا بالایی در برخی مناطق، باعث پیدایش پهنه‎های دگرسانی پروپیلیتیک به رنگ سبز در این واحدها شده است. برپایة رده‎بندی زمین‌شیمیایی، سنگ‎های آتشفشانی منطقة دوروجین در محدودة بازالت-آندزیت، تراکی‌آندزیت، آندزیت و ریولیت جای گرفته‎اند. عنصرهای LREE و عنصرهای LILE نسبت به عنصرهای HFSE غنی‎شدگی دارند و سری ماگمایی کالک‌آلکالن، متاآلومین و مربوط به محیط‎های زمین‌ساختی فرورانشی‎ را نشان می‌دهند. فراوان‌ترین کانی در مناطق دگرسانی اپیدوت با بافت شانه‎ای و شعاعی است و میانگین پیستاشیت [Fe³⁺/ (Fe³⁺+Al)×100] برابربا 22 درصد (PS₂₂) است. برپایة ترکیب شیمیایی، کانی اپیدوت از سوسوریتی‌شدن پلاژیوکلازها پدید آمده است. کانی کلسیت دومین کانی فراوان در مناطق دگرسانی است. کانی تورمالین بیشتر به‌صورت کرهگ متبلور شده است و از دیدگاه ترکیب شیمیایی از نوع دراویت و آلکالن است. تورمالین‌ها دارای 6/0FeO/(FeO+MgO)<، میزان Al کمتر، Mg بالا و کمبود کمتر در موقعیت X هستند. ترکیب دراویت و میزان Mg فراوان در تورمالین‎ها نشان‌دهندة سرشت خاستگاه سنگ‎‎های دگرسانی است. ترکیب شیمیایی تورمالین‎ها گویای دگرسان‌بودن تورمالین‎های منطقة دوروجین است. ترکیب شیمی تیتانیت با 25CaO< و 2Al₂O₃< درصدوزنی در نمودارهای تغییرات Al₂O₃ و TiO₂ دربرابر CaO و تغییرات Al دربرابر Fe در محدود‌ة تیتانیت‎های پدیدآمده از دگرسانی جای می‎گیرند. ازاین‌رو، تیتانیت‎های منطقة دوروجین پیامد دگرسانی هستند و پتانسیل معدنی در منطقه نیز نشا‌ن‌دهندة تأثیر سیال‌های گرمابی است.

کلیدواژه‌ها

شیمی سنگ کل؛ شیمی کانی‎ها؛ پهنة‌ دگرسانی پروپیلیتیک؛ دوروجین؛ اردستان؛ پهنة ساختاری ارومیه- دختر

اصل مقاله

منطقة اکتشافی دوروجین در جنوب‎‌باختری اردستان برونزد دارد و بخشی از پهنة ماگماتیسم ارومیه- دختر به‌شمار می‌رود. با توجه به فعالیت‎های پیاپی ماگمایی، به‌ویژه در دوران سوم و همچنین، پتانسیل‎های معدنی آهن و مس، پژوهشگران بسیاری (Sadeghian and Ghaffary, 2011; Sadeghian et al., 2013; Salehi et al., 2017; Mohamadi et al., 2018; Alaminia et al., 2020) به ویژگی‎های فلززایی منطقة اردستان به‌ویژه دربارة مباحث اکتشافی پرداخته‌اند. با توجه به اهمیت منطقة دوروجین از دیدگاه فلززایی، منطقة دوروجین برای بررسی بیشتر در این نوشتار برگزیده شد. واحدهای سنگی منطقة اکتشافی دوروجین شامل سنگ‎های آتشفشانی بازالت-آندزیت و ریولیت –داسیت با سن ائوسن میانی- بالایی هستند که بیشتر سنگ‎‎های آندزیتی تحت‌تأثیر شرایط دگرسانی بوده‎اند (Radfar, 1998). در سنگ‎‎های آندزیتی دوروجین کانی‎های متفاوتی همانند اپیدوت، کلسیت، کلریت، تورمالین، تیتانیت پدید آمده‎اند. از میان کانی‎هایی که در سنگ‎‎های آندزیتی حضور دارند، کانی تورمالین کانی سیلیکاته بوردار است که می‎تواند به‌صورت کانی اصلی یا کانی فرعی در سنگ یافت شود. برای پیدایش کانی تورمالین نزدیک به ٣ درصدوزنی اکسید بور نیاز است. بور عنصری ناسازگار است که به‌صورت سیال و با فراوانی خیلی کم در سنگ‎‎های پوسته و گوشته حضور دارد. بور مورد نیاز برای پیدایش کانی تورمالین بیشتر با فرایندهای ماگمایی و یا سیال‌های مرتبط با فرایندهای ماگمایی است (Henry and Guidotti, 1985; Henry and Dutrow, 1996; Marschall et al., 2006; Collins, 2010). به‌علت پایداری تورمالین در بازة گسترده‌ای از تغییرات دما، فشار و ترکیب شیمیایی پیچیده و متنوع، این کانی در بررسی‎های سنگ‎شناسی اهمیت ویژه‌ای دارد (Manning, 1982; London and Manning, 1995; Henry and Dutrow, 2001; Henry et al., 2011). ازاین‌رو، در این مقاله، شیمی سنگ‎کل سنگ‌های آتشفشانی، شرایط دگرسانی و شیمی‎کانی‎های دگرسانی و شرایط پیدایش کانی‎های اپیدوت، کلسیت، کلریت، تورمالین، آلبیت و تیتانیت در سنگ‎‎های آندزیتی منطقة دوروجین بحث و بررسی شده است.

زمین‌شناسی عمومی منطقة دوروجین

منطقة دوروجین در 23 کیلومتـری جنوب‌باختری اردسـتان و در محدوده‎ای به مختـصات ″35 ´9 52° تا ″55 ´16 52° طول جغرافیایی خاوری و ″25 ´11 33° تا ″30 ´16 33° عرض جغرافیایی شمالی واقع شده است. این منطقه بخشی از پهنة ماگمایی ارومیه– دختر در باختر ایران مرکزی است که در نقشة زمین‎شناسی 100000/1 اردستان دانسته شده است (شکل 1).

پهنة ماگمایی ارومیه- دختر یا سهند- بزمان به‌صورت پهنه‌ای آتشفشانی در باختر و جنوب‎‌باختری ایران مرکزی و در شمال پهنة سنندج- سیرجان جای دارد. این پهنه به درازای نزدیک به 1700 کیلومتر و پهنای 150 - 100 کیلومتر، موازی منطقة روراندة زاگرس گسترش یافته است (Alavi, 1994). از دیدگاه سنگ‌شناسی، این پهنه بیشتر دربردارندة سنگ‎های آتشفشانی و آذرآواری وابسته به آنها با سن ائوسن-الیگوسن است. مراحل مختلف فعالیت ماگمایی بسیار گستردة سنوزوییک در بخش‌های مرکزی پهنة‌ ارومیه- دختر در حوالی اردستان شامل ‌پیدایش سنگ‎های آتشفشانی و درونی متعلق به ائوسن - الیگوسن است.

در منطقة بررسی‌شده، سنگ‎‎های آتشفشانی قدیمی‎تر از ائوسن دیده نمی‎شوند. این منطقه دربردارندة مجموعه‎ای از سنگ‎های آندزیت، آندزیت‌بازالت خاکستری تیره، آندزیت پورفیری خاکستری مایل به قهوه‎ای با فنوکریست‎های پلاژیوکلاز همراه با سنگ‎های آتشفشانی اسیدی ریولیت، آندزیت و داسیت است که در میان آنها توف و ایگنمبریت نیز یافت می‎شود (شکل 2). رسوب‌های کواترنری جوان‌ترین واحد سنگی منطقه هستند. رسوب‌های آبرفتی مانند رسوب‌های سازند مخروط افکنه‎ها، رودخانه‎های قدیمی و جدید و رسوب‌های آبراهه‎های عهد حاضر در این منطقه به سن کواترنر هستند. دگرسانی پروپیلیتیک به‌طور چشمگیر در منطقه دیده می‎شود. همچنین، سیلیس‎زایی در واحدهای سنگی منطقه به‌صورت رگه – رگچه‎ای دیده می‎شود. کانی‎های تورمالین به‌صورت نودول یا گرهک‎هایی در سنگ‎‎های آندزیتی دیده می‎شوند (شکل 2). این منطقه دچار شکستگی‎های فراوانِ ناشی از حرکت‌های زمین‎ساختی شده است. نمود این حرکت‌های زمین‎ساختی که در پدیدآوردن دگرسانی و آنومالی معدنی منطقة مورد مطالعه تأثیر به‌سزایی داشته‌اند به‌صورت گسل‎هایی تقریباً با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دیده می‌شود.

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی منطقة دوروجین برگرفته از نقشة 100000/1 اردستان (Radfar, 1998).

شکل 2- نمایی از سنگ‎‎های آندزیتی به رنگ خاکستری روشن همراه با دگرسانی پروپیلیتیک در منطقة دوروجین. A) دید رو به جنوب‌‌باختری منطقه؛ B) دید رو به جنوب‌‌‌خاوری منطقه؛ C) تصویر ماکروسکوپی گرهک کانی‎های تورمالین در سنگ‎‎های آندزیتی منطقة دوروجین.

روش انجام پژوهش

پس از انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری با میکروسکوپ پلاریزان مدلOLAMPUS-BX41، برای بررسی زمین‌شیمی سنگ کل روی 8 نمونة بدون دگرسانی برگزیده‌شده از منطقة دوروجین روش‌های تجزیة XRF و ICP-MS (در آزمایشگاه XRF دانشگاه Naruto ژاپن) به‌کار برده شدند. تجزیة عنصرهای کمیاب در آزمایشگاه ACME کانادا انجام شد (جدول 1). همچنین، برای بررسی شیمی کانی‌ها، شمار 45 نقطه از ‎کانی‎های اپیدوت، تیتانیت و تورمالین از 2 گرهک تورمالین در آزمایشگاه کانی‏‌شناسی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران، با دستگاه EPMA (مدل SX100 ساخت شرکت Cameca کشور فرانسه) و در ولتاژ شتاب‌دهندة KV 15 و شدت جریان nA 20 تجزیة ریزکاو الکترونی شدند (به‌علت محدودبودن شمار صفحه‌ها، تنها داده‌های ریزکاوالکترونی 20 نقطه از کانی‌ها در جدول‎های 2 و 3 آورده شده‌اند).

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة سنگ‌های آتشفشانی منطقة دوروجین به روش XRF و ICP-MS.

Rock Type	Volcanic basic rocks					Volcanic felsic rocks
Sample No.	S13	S15	S17	S30	S44	S8	S36	S78
SiO₂	58.82	52.86	51.42	52.38	50.22	66.75	67.19	74.06
TiO₂	0.86	1.46	1.5	1.22	1.63	0.54	0.63	0.28
Al₂O₃	17.85	17.39	17.17	18.59	17.78	15.78	15.57	13.52
Fe₂O₃	7.25	9.9	11.6	10.04	11.77	5.54	4.73	2.6
MnO	0.13	0.16	0.18	0.14	0.21	0.12	0.1	0.04
MgO	2.58	4.33	6.57	3.38	4.02	0.63	1	0.6
CaO	4.7	6.19	2.25	10.1	9.29	3	1.61	0.54
Na₂O	5.32	4.05	2.76	2.73	3.08	5.02	5.39	5.7
K₂O	2.25	3.2	6.04	1.14	1.61	2.4	3.63	2.6
P₂O₅	0.24	0.46	0.52	0.27	0.38	0.21	0.16	0.05
Total	100.00	100.00	100.01	99.99	99.99	99.99	100.00	99.98
La	14.1	23.2	21	14.5	18.7	6.2	22.8	22.8
Nd	15.9	24.2	19.9	16.1	21.2	7.8	24.2	13.8
Gd	4.9	6.7	5.2	5	6.7	3	7.1	2.9
Ho	1.1	1.4	1	1	1.3	0.9	1.8	0.6
Yb	2.6	3.2	2.4	2.1	3.1	2.9	4.8	1.8
Ce	30	47.7	40.9	30.4	39	20	50.3	45.8
Sm	3.9	5.6	4.4	3.9	5.1	2.1	5.5	2.6
Tb	0.8	1.1	0.8	0.8	1	0.5	1.2	0.4
Er	3.1	4	2.8	2.8	3.8	2.8	5.3	1.8
Lu	0.4	0.5	0.4	0.3	0.5	0.5	0.8	0.3
Pr	3.9	6.1	5.1	3.9	5.2	1.9	6.4	4.3
Eu	1.24	1.69	1.66	1.39	1.63	0.71	1.58	0.48
Dy	5.1	6.5	4.9	4.9	6.6	3.9	7.9	2.9
Tm	0.5	0.6	0.4	0.4	0.5	0.5	0.8	0.3
Ba	555	911	744	515	580	544	951	927
Y	21.9	25.2	21.8	19.9	25.1	26.4	17.9	18
Th	3.3	6	2.7	3.7	4.9	2.3	4.9	15.6
V	88	144	79	108	218	14	15	24
Cs	0.85	1.8	0.55	1.7	2.13	3.18	1.36	0.53
Co	17.6	27.4	30.8	26.5	30.3	5.2	4.7	3.3
Rb	53.4	55.1	38.5	25.4	53.9	25.6	50.5	34.2
Zr	127.4	165.8	140.3	100.2	129.1	288.2	314.1	170.5
Pb	22.7	9.7	5.4	4.5	13.9	6.5	9.3	11
Cu	88.9	55.3	68.1	57	262	32.5	56.1	39.8
Sr	478	512	498	448	469	163	383	175
Nb	5.5	12.1	17.8	4.5	6.1	10.9	13.2	8.7
Hf	2.4	1.3	0.4	0.9	2.6	5.8	5.2	1.5
Ta	< 0.1	< 0.1	< 0.1	< 0.1	< 0.1	0.6	< 0.1	< 0.1
Ni	6.8	27.5	44.8	24	15.8	1.2	1	3.1
U	0.8	1.3	0.4	0.7	1	0.8	1.3	3.3
Ge	0.3	0.2	0.2	0.3	0.4	< 0.1	0.4	0.5

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده (برپایة درصدوزنی) از تجزیة کانی‎های اپیدوت (برپایة 8 کاتیون در فرمول ساختاری) و تیتانیت (برپایة 3 کاتیون در فرمول ساختاری) منطقة دوروجین به روش ریزکاوالکترونی.

Titanite					Epidote						Mineral Type
Tit-4	Tit-3	Tit-2	Tit-1	Sample No.	Ep-6	Ep-5	Ep-4	Ep-3	Ep-2	Ep-1	Sample No.
30.22	30.52	30.18	30.02	SiO₂	36.75	36.95	35.45	35.06	36.90	35.22	SiO₂
38.45	39.10	37.96	38.30	TiO₂	0.22	0.22	0.21	0.25	0.21	0.25	TiO₂
1.90	1.70	1.66	1.80	Al₂O₃	24.06	23.10	26.18	26.23	25.02	26.12	Al₂O₃
0.19	0.12	0.18	0.23	FeO	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	FeO
0.01	0.00	0.02	0.01	MgO	10.65	11.10	12.60	11.03	10.95	12.24	MgO
26.65	27.14	27.01	26.82	CaO	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	CaO
0.02	0.01	0.00	0.01	Na₂O	25.07	22.96	23.10	22.90	24.51	23.45	Na₂O
0.00	0.00	0.00	0.01	P₂O₅	96.78	94.35	97.61	95.52	97.62	97.65	Total
97.44	98.59	97.01	97.26	Total	2.940	3.043	2.920	2.837	2.926	2.909	Si
1.005	1.004	1.009	1.002	Si	0.013	0.013	0.013	0.015	0.013	0.015	Ti
0.961	0.967	0.955	0.961	Ti	0.060	0.000	0.080	0.163	0.074	0.091	Al ^(IV)
0.074	0.066	0.065	0.071	Al	2.209	2.242	2.326	2.339	2.264	2.315	Al ^(VI)
0.005	0.003	0.005	0.006	Fe	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	Cr
0.000	0.000	0.001	0.000	Mg	0.641	0.688	0.739	0.672	0.653	0.720	Fe³⁺
0.949	0.956	0.968	0.959	Ca	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	0.000	Mg
0.001	0.001	0.000	0.001	Na	2.149	2.026	1.930	1.986	2.082	1.964	Ca
0.000	0.000	0.000	0.002	P	22.49	23.48	22.47	22.03	22.39	22.83	Ps

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة کانی تورمالین (برپایة درصدوزنی) منطقة دوروجین به روش ریزکاوالکترونی و فرمول ساختاری آنها (برپایة a.p.f.u.).

Sample No	Tour-1	Tour-2	Tour-3	Tour-4	Tour-5	Tour-6	Tour-7	Tour-8	Tour-9	Tour-10
SiO₂	36.85	36.40	36.33	36.41	36.20	37.01	36.45	36.87	37.20	36.06
TiO₂	0.42	0.23	0.22	0.99	0.71	0.32	0.22	0.24	0.23	0.41
Al₂O₃	26.40	26.42	26.26	26.81	25.01	25.89	27.25	26.33	26.95	26.28
Fe₂O₃	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
FeO	10.88	11.65	11.10	10.04	11.52	10.87	10.36	11.02	10.45	11.03
MnO	0.02	0.07	0.00	0.02	0.00	0.01	0.02	0.01	0.00	0.03
MgO	8.02	8.02	8.06	8.63	8.86	8.33	8.24	8.34	8.09	8.61
CaO	1.35	1.72	1.49	1.25	1.23	1.81	1.20	1.24	1.33	1.26
Na₂O	2.30	1.89	2.01	1.90	1.77	2.22	1.99	1.89	2.02	1.97
K₂O	0.02	0.04	0.00	0.04	0.05	0.02	0.01	0.02	0.04	0.03
H₂O	3.26	3.21	3.48	3.46	3.39	2.72	3.46	3.44	3.40	3.46
B₂O₃	10.35	10.32	10.28	10.43	10.31	10.34	10.39	10.39	10.22	10.36
Total	99.88	99.98	99.23	99.98	99.06	99.54	99.59	99.80	99.93	99.50
Si	6.186	6.103	6.141	6.066	6.098	6.218	6.096	6.163	6.204	6.049
Ti	0.053	0.029	0.028	0.124	0.090	0.040	0.028	0.030	0.029	0.052
Al	5.223	5.220	5.231	5.264	4.965	5.126	5.371	5.187	5.298	5.195
Fe⁽³⁺⁾	0.292	0.329	0.330	0.319	0.626	0.288	0.288	0.397	0.231	0.474
Fe⁽²⁺⁾	1.236	1.304	1.239	1.080	0.997	1.239	1.161	1.144	1.226	1.073
Mn⁽²⁺⁾	0.003	0.010	0.000	0.003	0.000	0.001	0.003	0.001	0.000	0.004
Mg	2.007	2.004	2.031	2.143	2.225	2.086	2.054	2.078	2.011	2.153
Ca	0.243	0.309	0.270	0.223	0.222	0.326	0.215	0.222	0.238	0.226
Na	0.749	0.614	0.659	0.614	0.578	0.723	0.645	0.613	0.653	0.641
K	0.004	0.009	0.000	0.009	0.011	0.004	0.002	0.004	0.009	0.006
B	3.003	3.014	3.012	3.015	3.033	2.999	3.016	3.019	3.005	3.026
Normalization	15 cations (T+Z+Y)
Total (Z+Y sites)	8.814	8.897	8.859	8.934	8.902	8.782	8.904	8.837	8.796	8.951
Total (T+Z+Y sites)	15.000	15.000	15.000	15.000	15.000	15.000	15.000	15.000	15.000	15.000
Total (T+Z+Y+X sites)	15.996	15.932	15.929	15.845	15.811	16.053	15.862	15.839	15.899	15.874
R1	0.991	0.923	0.929	0.837	0.800	1.049	0.860	0.835	0.891	0.867
R2	3.537	3.648	3.600	3.545	3.848	3.615	3.506	3.620	3.469	3.704
R3	5.294	5.259	5.268	5.429	5.085	5.180	5.408	5.227	5.336	5.264
X _Al (Al-in-R2)	-0.520	-0.638	-0.591	-0.504	-0.818	-0.602	-0.497	-0.610	-0.460	-0.687
R*	1.239	1.241	1.198	1.069	1.033	1.379	1.077	1.061	1.137	1.100
R²⁺	3.246	3.319	3.270	3.226	3.222	3.327	3.218	3.223	3.238	3.231
R³⁺	5.586	5.588	5.599	5.749	5.710	5.468	5.696	5.624	5.567	5.738
Fe_(tot)/ (Fe_(tot)+Mg)	0.432	0.449	0.436	0.395	0.422	0.423	0.414	0.426	0.420	0.418
Na/ (Na+Ca)	0.755	0.665	0.709	0.733	0.723	0.689	0.750	0.734	0.733	0.739
Al/ (Al+Fe_(tot)+Mg)	0.596	0.589	0.592	0.598	0.563	0.587	0.605	0.589	0.604	0.584
Ca/ (Ca+Fe_(tot)+Mg)	0.064	0.078	0.070	0.059	0.055	0.083	0.058	0.058	0.064	0.058

سنگ‌نگاری سنگ‎‎های آتشفشانی منطقة دوروجین

در منطقة دوروجین، بیشتر سنگ‎های آتشفشانی سنوزوییک با ترکیب بازیک تا اسیدی و با فراوانی بیشترِ ترکیب حد واسط گسترش نشان می‌دهند. واحدهای گدازه‎ای بیشتر به‌صورت بازالت-آندزیت، آندزیت با بافت پورفیری و سنگ‌های ریولیتی با فراوانی کمتر دیده می شوند (شکل‌های 3- A تا 3- F و 4- A و 4- F). کانی‎های پورفیری در بازالت‌آندزیت و آندزیت‎ها به‌ترتیب فراوانی شامل پلاژیوکلاز، آمفیبول و کوارتز با اندازة 2/0 تا 5/1 میلیمتر که در زمینة ریزبلوری از کانی‎های پلاژیوکلا، کوارتز، ارتوز و آمفیبول دیده می شوند (شکل‌های 3 و 4). فراوانی کوارتز در نمونه‎های بررسی‌شده متغیر است و بیشتر بافت موزاییکی با خاموشی موجی آنها در سنگ‎های ریولیتی دیده می‎شوند (شکل 4- E). پلاژیوکلاز با بافت پورفیری به رنگ‎ سفید و شکل‌دار در زمینه‎ای ریزبلور از کانی‎های کوارتز، پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول دیده می‌شود (شکل‌های 3- A تا 3- D). همچنین، بافت‎هـای بادامکی و جریانی با فراوانی متغیر از درشت بلورها در سنگ‎‎های آندزیتی شناسـایی می‌شود (شکل 3- E). پلاژیوکلاز که فراوان‌ترین فنوکریست در مقطع‌های میکروسکوپی است، بیشتر ماکل پلی‎سینتتیک و زونینگ نشان می‌دهد (شکل‌های 3- B تا 3- D). در پی دگرسانی، پلاژیوکلازها بیشتر با سریسیت، کلسیت و اپیدوت جایگزین شده‎اند (شکل 3- E). کانی پیروکسن به‌صورت نیمه‌شکل‎دار، با رخ و رنگ تداخلی مشخص و به‌صورت فنوکریست در زمینة بازالت-آندزیت‌ها دیده می‎شود (شکل‌های 3- A و 3- B).

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگ‌های آتشفشانی منطقة دوروجین. A) سنگ بازالت-آندزیت با بافت پورفیری که شامل فنوکریست‎های پلاژیوکلاز و پیروکسن در زمینة ریزبلور؛ B) سنگ بازالت-آندزیت با فنوکریست‎های پلاژیوکلاز با ماکل پلی‎سینتتیک و زونینگ در مرکز تصویر با زمینة ریزبلور از بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و پیروکسن؛ C) سنگ آندزیت با فنوکریست‎های پلاژیوکلاز با ماکل پلی‎سینتتیک و زونینگ در مرکز تصویر با زمینة ریزبلور از بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و آمفیبول؛ D) سنگ آندزیت با بلورهای فنوکریست آمفیبول و پلاژیوکلاز در زمینة ریزبلور؛ E) سنگ ریولیت با بافت حفره‎ای با زمینة ریزبلور که کانی‎های ثانویه اپیدوت حفره‌ها را به‌صورت بخشی یا کامل پر کرده‎اند؛ F) سنگ آندزیتی که پلاژیوکلاز‌ها در پی دگرسانی سرسیتی شده‎اند و کانی آمفیبول آن در پی دگرسانی در حاشیه با اپیدوت جایگزین شده است.

آمفیبول در سنگ‌های آندزیتی و ریولیتی حضور دارد و در سنگ‎‎های دگرسان‌شده بیشتر با اپیدوت جایگزین شده‎ است و تنها قالبی از آن به‌جای مانده است. در برخی نمونه‎های بسیار ریز، آمفیبول چندرنگی سبز و آبی نشان می‎دهند که می‎تواند پیامد دگرسانی و افزایش سدیم در کانی‎های آمفیبول باشد (شکل 3- F). رویدادهای زمین‌ساختی خمیـدگی و همچنین، شکستگی ماکل پلاژیوکلازها را به‌دنبال داشته‌اند. سپس این شکسـتگی‎هـا با ورود سیال‌های Ca و Fe دار با کـانی‎هـای ثانویه‎ای مانند اپیـدوت، کلسـیت و هماتیـت پر شـده‌اند. آمفیبول در مقاطع با زاویة خاموشی مایل، چندرنگی قوی و همچنین، داشتن رخ شناسایی می‎شوند (شکل‌های 3- C، 3- D و 3- F). کانی‎ تورمالین با برجستگی بالا، نداشتن رخ، خاموشی مستقیم و چندرنگی معکوس دیده می‎شود (شکل‌های 4- C و 4- D). از دیگر کانی‎های دیده‌شده در مقاطع می‎توان تیتانیت، کانی‌های کدر و آلکالی‌فلدسپار را نام برد (شکل 4- E).

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگ‌های آتشفشانی ریولیتی منطقة دوروجین. A) رشد شانه‎ای و شعاعی کانی اپیدوت در پی دگرسانی سنگ‎‎های آندزیتی؛ B) پیدایش کانی اپیدوت به‌دنبال دگرسانی پلاژیوکلازهای کلسیک؛ C) کانی تورمالین به رنگ سبز تیره با زونینگ مشخص؛ D) تصویر کانی تورمالین همراه با پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده؛ E) کانی‎های کلسیت که از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمده‎اند؛ F) کانی تیتانیت با برجستگی بالا همراه با کانی‎های پلاژیوکلاز و کوارتز.

کانی‎های دگرسانی پروپیلیتیک در منطقة اکتشافی دوروجین

در ادامه برپایة بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری، کانی‎های دگرسانی در واحدهای سنگی محدود‌ة اکتشافی دوروجین پرداخته می‌شود که در پی صعود سیال‌های ماگمایی حاصل از تودة آذرین درونی دوروجین با درجات ضعیف تا متوسطی پدید آمده‎اند.

اپیـدوت: اپیدوت کانی کالک‎سیلیکاته در هاله‎های دگرسانی پروپیلیتیک به‌شمار می‌رود و به‌صورت تجمعات دانه‎ای ریزبلور از محصولات دگرسانی گرمابی در محدودة اکتشافی دوروجین است. این کانی به‌صورت پرکنندة فضای خالی و جانشینی دیده می‎شود و در دمای بالاتر از250 درجه سانتگراد و در حضور مقادیر فراوان CO₂ پدید می‎آید (Pirajno, 2009). در محدودة دگرسانی دوروجین، اپیـدوت بیشترین فراوانی را دارد و با فراوانـی متفـاوت در بیشتر مقـاطع تهیه‌شده از سنگ‎‎های دگرسان‌شده دیـده مـی‎شـود. کـانی‎های اپیدوت در مرکـز پلاژیوکلازها، که حاصل از فراوانی Ca در بخش مرکز بلورهای پلاژیوکلاز است و همچنین، به‌صورت پراکنـده یـا تجمعـی در کنار پلاژیوکلازها و درون زمینة سنگ دیده می‎شوند (شکل‌های 4- A و 4- B). محدود‌ة پایداری کانی اپیدوت در بیشتر سیستم‎های فعال 240-260 درجة سانتیگراد و pH های خنثی است (Bird and Sieler, 2004) (شکل‌های 4- A و 4- B).

تورمالین: کانی تورمالین در نمونه‎های ماکروسکوپی به حالت گرهگ‎های کروی‌شکل به رنگ تیره دیده می‎شود (شکل 2- C). در منطقة دوروجین تورمالین بیشتر در سنگ‎‎های آندزیتی دیده می‎شود (شکل 4- C)، تجمع تورمالین به حالت گرهک است و در برخی نمونه‎ها تورمالین منطقه‎بندی دارد (شکل 4- D).

کلسیت: کلسیت به‌همراه کوارتز درون حفـره‌ها، درز و شکسـتگی‎هـای سنگ دیده می‎شود که نشانة تأثیر محلول‎هـای داغ و Ca دار روی این سنگ‎هاست. حضور کلسیت در سامانه‎های گرمابی به غلظت بالای CO₂ نسبت داده می‎شود (Pirajno, 2009). این کانی به‌صورت جانشینی در پلاژیوکلاز، زمینة سنگ و پرکنندة فضای خالی و رگه‎ها دیده می‎شود (شکل 4- E).

تیتانیت: کانی تیتانیت از کانی‎های ثانویة دگرسانی در منطقة دوروجین است که در مقاطع میکروسکوپی با برجستگی بالا و به رنگ قهوه‎ای خاکی و نیمه‌شکل‎دار دیده می‎شود (شکل 4- F). تیتانیت در محیط‎های دگرسانی و به‌طور ویژه در دگرسانی‎های گرمابی هنگام دگرسانی فلدسپار‎ها و بیوتیت‎ها پدید می‎آید. محیط پیدایش تیتانیت نشان‌دهندة فعالیت بالای یون H⁺ و یون سولفات و دمای 340 درجه سانتی‎گراد است (Pirajno, 2009).

کلریت: کانی کلریت بیشتر حاصلِ تجزیة پلاژیوکلازهاست و در مقطع‌های میکروسکوپی در مرکز پلاژیوکلازها دیده می‎شود؛ هرچند به میزان کمتر در زمینة سنگ نیز یافت می‎شود. در منطقة دوروجین، فراوانی کانی کلریت نسبت به اپیدوت و کلسیت کمتر است.

شیمی‎کانی‎ها

شیمی‎کانی تورمالین: به‌علت پایداری کانی تورمالین در بازة گسترده‌ای از تغییرات دما، فشار و ترکیب شیمیایی پیچیده و متنوع در بررسی‌های سنگ‎شناسی اهمیت ویژه‌ای دارد. ازاین‌رو، در ادامه شیمی‎کانی تورمالین بررسی می‎شود. فرمول کانی تورمالینXY₃Z₆ (T₆O₁₈) (BO₃)₃V₃W است (Hawthorne and Henry, 1999) که در آن جایگاه‌های مختلف عبارتند از:

X= (Ca, Na, K, vacancy)

Y= (Li, Mg, Fe²⁺, Mn²⁺, Al, Cr³⁺, V³⁺, Fe ³⁺, Ti⁴⁺)

Z= (Mg, Al, Fe³⁺, V³⁺, Cr³⁺)

T= (Si, Al, B)

V= (OH, O)

W= (OH, F, O)

فراوانی مقدار Li، B و F و نسبت ΣFe/Fe³⁺ را نمی‌توان با دستگاه ریزکاوالکترونی اندازه گیری کرد. این نبود در فرمول شیمیایی تورمالین مشکل پدید می‎آورد و از این‌رو، از روش‌ پیشنهادی (Droop, 1987; Henry and Dutrow, 1996; Yavuz et al., 2014) برای جبران این نقص تجزیه بهره گرفته شد. در این روش فرض می‎شود که موقعیت تترائدر با Si پر می‌‎شود و میزان Fe_total به‌صورت آهن دو ظرفیتی و میزان بور 3 اتم در هر واحد فرمولی فرض می‎شود. به عبارت دیگر، بهنجارسازی برپایة 5/24 اتم اکسیژن و T+Z+Y=15 انجام شده است.

برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، تورمالین در سنگ‎‎های آندزیتی منطقة دوروجین به حالت گرهک‌مانند دیده می‎شود. در ادامه نخست تورمالین‎های منطقة دوروجین برپایة نمودارهای پیشنهادیِ پژوهشگران مختلف (Henry et al., 2011; Henry and Dutrow, 2001) نامگذاری می‌شوند؛ سپس واکنش‎های جانشینی در تورمالین‎ها را بررسی می‌شوند و در پایان خاستگاه تورمالین‎ها برپایة شیمی آنها تعیین می‎شود.

تعیین نوع تورمالین‎ها برپایة شیمی: نخست نوع تورمالین‎های سنگ‎‎های آندزیتی منطقة دوروجین برپایة تغییرات عنصرهای Ca، Na¹⁺(K¹⁺) و Vacancy در موقعیت X در نمودار پیشنهادیِ Henry و همکاران (2011) مشخص می‌شوند. بیشتر تورمالین‎های منطقة دوروجین در محدودة گروه آلکالن جای می‎گیرند و تنها 4 نمونه در محدود‌ة گروه Vacancy X جای گرفته‌اند (شکل 5- A).

برپایة تغییرات عنصرهای Fe و Mg در موقعیت Y و تغییرات عنصرهای Ca، Na(K) و Vacancy در موقعیت X، نوع تورمالین‎ها برپایة نمودارهای دوتایی [Vacancy/(Vacancy+Na¹⁺+K¹⁺)] دربرابر [Mg/(Mg+Fe)] و نمودار [Ca/(Ca+Na)] دربرابر [Fe/ (Fe+Mg)] شناسایی می‌شود (شکل‌های 5- B و 5- C). همان‌گونه‌که دیده می‌شود، در شکل 5- B بیشتر نمونه‎های تورمالین‎های منطقة دوروجین در محدود‌ة دراویت و چند نمونه در محدود‌ة مگنزیوفوییتیت جایابی شده‌اند. در شکل 5- C نیز تورمالین‎ها در محدود‌ة دراویت جای گرفته‌اند. این موقعیت‎ها در نمودارهای دوتایی نشان می‌دهند در موقعیت Y در ترکیب شیمیایی تورمالین‎های منطقه، مقدار Mg در مقایسه با Fe بالاست (شکل 5). تورمالین‎های غنی از منیزیم همراه با فرایند متاسوماتیسم پدید می‎آیند (Harraz and Elsharkawi, 2001; Yu and Jiang, 2003).

شکل 5- ترکیب شیمی‎کانی‎های تورمالین منطقة دوروجین در: A) نمودار Ca²⁺-X-site Vacancy-Na¹⁺(K¹⁺) (Henry et al., 2011) که در محدود‌ة تورمالین‎های قلیایی جای گرفته‎اند؛ B) نمودار دوتایی (Henry et al., 2011) در محدودة دراویت-مگنزیوفوییتیت جای گرفته‎اند؛ C) نمودار دوتایی (Jiang et al., 1996) در محدودة دراویت جای گرفته‎اند (نماد مربع سرخ و دایره سبز نشان‌دهندة تبلور دو کرهگ متفاوت تورمالین است).

بررسی واکنش‎های جانشینی در تورمالین‎ها: واکنش‎های جانشینی در ترکیب شیمی‎کانی تورمالین در موقعیت‎های مختلف X، Y و Z روی می‌دهد. جانشینی‎ عنصرها در موقعیت‎های مختلف به شرایط پیدایش تورمالین بستگی دارد. انواع جانشینی‎ها شامل جانشینی‎های هم‎ظرفیتی همانند جایگزینیFe و Mg در موقعیت Y و یا جانشینی‎های چند ظرفیتی هستند که در موقعیت‎های X و Z روی می‌دهند؛ برای نمونه، جایگزینی Ca-Mg و Na-Al. در نمودارهای مختلف جانشینی عنصرها (شکل‎ 6) با بررسی جانشینی عنصرها شرایط پیدایش تورمالین‎های منطقة دوروجین مشخص شد.

در نمودار جانشینی نسبت R3 دربرابر R1+R2 تبادل اوویت با فرمول {Ca(Fe,Mg)}{NaAl}-1، تبادل پروتون‎زدایی با ترکیب النیت{Fe³⁺O}{Fe²⁺OH}_-1 و تبادل تهی‎شدگی از قلیایی بررسی می‌شود (Manning, 1982). در این نمودار، ترکیب شورل- دراویت با مقدار 4R1+R2= و 6R3= نزدیک به مرکز نمودار جای می‎گیرد. همان‌گونه‌که در شکل 6- A نشان داده شده است، تورمالین‎های منطقة دوروجین در بیرون محدودة تبادل تهی‎شدگی از قلیایی‎ها و تبادل پروتون‎زدایی جای می‎گیرند و در بردار میان شورل- دروایت و با تمایل نسبی به‌سوی تبادل اوویت جای می‎گیرند. بنابراین جایگاه X در این تورمالین‎ها بیشتر با عنصرهای قلیایی به‌ویژه Na پر شده است و فاقد جایگاه خالی X هستند و جانشینی از نوع تهی‌شدن قلیایی‎ها ندارند و بیشتر جانشینی‎ها مربوط به جانشینی Ca-Mg و Na-Fe است.

برای بررسی وضعیت جانشینی در جایگاه Y موقعیت تورمالین‎های منطقة دوروجین در نمودار Mg دربرابر Fe_tot بررسی شد (London and Manning, 1995). در نمودار Mg دربرابر Fe_tot جایگاه بالای خط 3Ʃ(Fe+Mg)= مولفة تبادلی پوندراویت یا فریشورل با فرمول FeAl_-1 و اوویت است و جایگاه پایین خط 3Ʃ(Fe+Mg)= نشان‌دهند‌ة جایگزینی Al در موقعیت Y است و هر چقدر مقدار (Ʃ(Fe+Mg کمتر باشد جانشینی Al در موقعیت Y بیشتر است (London and Manning, 1995). برپایة این نمودار تورمالین‎های دوروجین در بالای خط جای می‎گیرند که نشان‌دهندة جانشینی کم Al در موقعیت Y است (شکل 6- B).

نمودار Ca نسبت به Na برای بررسی غنی‎شدگی تورمالین‎ها از سدیم و کلسیم به‌کار برده شده است (Henry and Dutrow, 1990). جایگزینی‎های CaMg₂□_-1Al_-2، CaMgO□_-1Al_-1(OH)_-1، CaMg₃OH_-1□Al_-3O_-1 و □AlNa_-1Mg_-1 در تورمالین‎های منطقة دوروجین دیده می‎شوند. با توجه به اینکه میزان کلسیم بیشتر از (apfu)2/0 است، بیشتر جایگزینی‎ها با کلسیم است و در برخی نمونه‎ها جایگزینی سدیم نیز دیده می‎شود (شکل 6- C). در نمونه‎های تورمالین دوروجین، میزان R2* (R2*=Fe_tot+Mg+Mn+Al in Y) بیشتر از 3 (apfu) نشان‌دهندة اینست که در موقعیت Y جای خالی وجود ندارد و به‌طور کامل پر شده است (جدول 2).

شکل 6- موقعیت ترکیب شیمی‎کانی‎های تورمالین در: A) نمودار دوتایی R1+R2 دربرابر R3 (Manning, 1982)؛ B) نمودار Fe دربرابر Mg (London and Manning, 1995)؛ C) نمودار Na دربرابر Ca (Henry and Dutrow, 1990) (نمادها همانند شکل 5).

تعیین خاستگاه تورمالین‎ها: برای تعیین خاستگاه و خاستگاه تورمالین‎های منطقة دوروجین نمودارهای سه‎تایی برپایة تغییرات عنصرهای Al، Fe، Mg و Ca به‌کار برده می‌شوند. در این نمودارها تورمالین‎های منطقة دوروجین در نمودار سه‎تایی Ca-Fe_total-Mg در محدودة 4 جای گرفته‎اند که نشان‌دهندة خاستگاه متاپلیت‎های فقیر از کلسیم و متاپسامیت‎ها و سنگ‎‎های کوارتز تورمالین است. در نمودار سه‎تایی Al-Al₅₀Fe₅₀-Al₅₀-Mg₅₀ در محدودة 6 جای گرفته‎اند که نشان‎دهندة خاستگاه سنگ‎‎های کوارتز تورمالینی غنی از آهن، متاپلیت‎ها و سنگ‎‎های کالک‎سیلیکاته است (شکل‌های 7- A و 7- B).

شکل 7- A) موقعیت ترکیب شیمی ‎کانی‎های تورمالین منطقة دوروجین در نمودار سه‌تایی Al₅₀Fe-Al-Al₅₀Mg (Henry and Guidotti, 1985) (1- گرانیتوییدهای غنی از Li و پگماتیت و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 2- گرانیتوییدهای فقیر از Li و پگماتیت و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 3-سنگ‎‎های کوارتز- تورمالینی غنی از Fe³⁺ (گرانیت‌های گرمابی دگرسان)؛ 4- متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های همراه با یک فاز اشباع از Al؛ 5-متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های بدون فاز غنی از Al؛ 6-سنگ‎‎های کوارتز- تورمالینی غنی از Fe³⁺، سنگ‎‎های کالک‌سیلیکاته و متاپلیت‌ها؛ 7-الترامافیک‌های دگرگون شده با میزان Ca کم و متاسدیمنت‌های غنی از Cr و V؛ 8-کربنات‌ها و پیروکسینیت‌های دگرگون شده)؛ B) موقعیت ترکیب شیمی‎کانی‎های تورمالین منطقة دوروجین در نمودار سه‌تایی Ca-Fe_(tot)-Mg (Henry and Guidotti, 1985) (1- گرانیتوییدهای غنی از Li و پگماتیت و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 2- گرانیتوییدهای فقیر از Li و پگماتیت و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 3- متاپلیت‌های غنی ازCa، متاپسامیت‌ها و سنگ‎‎های آهکی سیلیکاتی؛ 4-متاپلیت‌های فقیر از Ca، متاپسامیت‌ها و سنگ‎‎های کوارتز-تورمالینی؛ 5- کربنات‌های دگرگون‌شده؛ 6- الترامافیک‌های دگرگون‌شده) (نمادها همانند شکل 5).

شیمی‎کانی اپیدوت: کانی اپیدوت از کانی‎های شاخص در دگرسانی پروپلیتیک منطقة دوروجین است. اپیدوت و کلینوزوییزیت از کانی‎های معمول در دگرسانی و دگرگونی‎های درجه پایین تا متوسط هستند. فرمول عمومی اپیدوت عبارت است از:

Ca₂Al₂ (Fe³⁺, Al)(SiO₄)(Si₂O₇)O(OH)

فرمول ساختاری اپیدوت برپایة 5/12 اکسیژن و 8 کاتیون به‌دست آمده است (جدول 3). ترکیب اپیدوت‎های منطقة دوروجین در نمودار سه‌تایی Me²⁺=(Fe²⁺+Mn²⁺+Mg)-Fe³⁺-Al برگرفته از Kartashov (2014) در محدودة میان اپیدوت و کلینوزوییزیت جای می‎گیرند. کانی اپیدوت به‌صورت اولیه یا در اثر فرایندهای دگرسانی پدید می‌آید. برای تعیین خاستگاه اپیدوت‎ها برپایة رده‎بندی Tulloch (1986) میزان درصد پیستاشیت (PS=100.Fe³⁺/(Fe³⁺+Al)) به‌دست آورده می‌‎شود. اگر میزان پیستاشیت از 0 تا 25 درصد باشد، اپیدوت‎ها از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمده‎اند، اگر میزان پیستاشیت از 25 تا 29 درصد باشد اپیدوت‎ها اولیه و ماگمایی هستند و اگر میزان پیستاشیت از 36 تا 48 درصد باشد از دگرسانی بیوتیت پدید آمده‎اند.

میزان پیستاشیت اپیدوت‌های منطقة دوروجین از 47/22 تا 48/23 است؛ ازاین‌رو، پیدایش اپیدوت‌ها مربوط به سوسوریتی‌شدن پلاژیوکلازها و برپایة واکنش زیر انجام روی داده است:

2(NaAlSi₃O₈+CaAl₂Si₂O₈)+2SiO₂+Na⁺+H₂O=Ca₂Al₃Si₃O₁₂ (OH)+3NaAlSi₃O₈+H⁺

همچنین، درصد TiO₂ در ترکیب شیمی اپیدوت خاستگاه آن را مشخص می‎کند. میزان TiO₂ در اپیدوت‎های ماگمایی برابربا 14/0 تا 16/0 درصدوزنی است و معمولاً از 2/0 درصدوزنی کمتر است (Evans and Vance, 1987). میزان TiO₂ در اپیدوت‌های منطقة دوروجین بیشتر از 2/0 درصد است که نشان‌ می‌دهد خاستگاه اولیة ماگمایی ندارند و حاصلِ دگرسانی هستند (جدول 3).

شیمی‎کانی تیتانیت: فرمول عمومی تیتانیت CaTiSiO₅ است؛ اما کاتیون‎های دیگری مانند Fe و Al نیز در ساختار تیتانیت حضور دارند. خاستگاه تیتانیت‎ها یعنی آذرین یا دگرگونی‌بودن آنها را می‎توان برپایة میزان Fe و Al که جایگزین کلسیم و تیتانیم می‎شوند، تشخیص داد (Harlow et al., 2006; Osman and Maekawa, 2008). فرمول ساختاری تیتانیت برپایة 5 اکسیژن و 3 کاتیون به‌دست آورده شده است (جدول 3). تغییرات Al₂O₃ و TiO₂ نسبت به CaO در شکل‌های 8- A و 8- B نمایش داده شده است (Xu et al., 2015). همة نمونه‎های منطقة دوروجین در محدودة تیتانیت‎های حاصل از دگرسانی جای می‎گیرند. تیتانیت‎های دگرسانی نسبت به تیتانیت‎های ماگمایی مقدار Al₂O₃ و CaO کمتر و نسبت Fe₂O₃/Al₂O₃ بالاتری دارند (Xu et al., 2015). همچنین، برپایة نمودار Fe نسبت به Al ترکیب شیمیایی تیتانیت در محدودة تیتانیت‎های دگرگونی جای می‎گیرد (شکل 8- C). ازاین‌رو، پیدایش تیتانیت در منطقة دوروجین پیامد فرایندهای دگرسانی است.

شکل 8- ترکیب تیتانیت در: A) نمودار تغییرات عنصر CaO دربرابر Al₂O₃ (Xu et al., 2015)؛ B) نمودار CaO دربرابر TiO₂ (Xu et al., 2015)؛ C) نمودار Al دربرابر Fe (Kowallis et al., 1997)

شیمی سنگ‎کل

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی یا wt%)، عنصرهای فرعی و عنصرهای کمیاب (برپایة ppm) سنگ‎های آتشفشانی منطقة دوروجین در جدول 1 آورده شده‌اند. برونزد واحدهای آتشفشانی اسیدی در منطقة دوروجین نسبت به مناطق مجاور کمتر است. بیشتر سنگ‎های آتشفشانی این منطقه سنگ‎های بازالت- آندزیتی یا آندزیتی هستند. ازاین‌رو، برای بررسی زمین‌شیمی سنگ‎کل 5 نمونه از سنگ‎های بازالت-آندزیتی و 3 نمونه از سنگ‎های ریولیتی تجزیه شدند. برای نامگذاری و بررسی ویژگی‎های زمین‌شیمی سنگ‎ها، افزون‌بر عنصرهای اصلی، عنصرهای کم‌تحرک فرعی و عنصرهای کمیاب نیز به‌کار برده است. در نمودارهای نامگذاری TAS و Zr/TiO₂-Nb/Y به‌ترتیب نمونه‎های سنگ‌های آتشفشانی بازیک در محدودة آلکالی‎بازالت، بازالت‎آندزیت، آندزیت، تراکی‎آندزیت و تراکیت جای گرفته و نمونه‎های سنگ‎های آتشفشانی اسیدی در محدودة‎ ریولیت، ریوداسیت و تراکی‌آندزیت جای گرفته‎اند (شکل‌های 9- A و 9- B) و از دیدگاه درجة اشباع از آلومین، سنگ‎های آتشفشانی متاآلومین هستند (شکل 9- C).

شکل 9- نمایش نمونه‎های منطقة دوروجین در نمودارهای نامگذاری سنگ‌های آتشفشانی. A) نمودار دوتایی TAS؛ B) نمودار دوتایی Zr/TiO₂ دربرابر Nb/Y؛ C) موقعیت نمونه‎ها در نمودار شاخص درجه اشباع از آلومینیم (Shand, 1943) (¢: ریولیتی؛ ●: بازالت آندزیت و آندزیت).

از دیدگاه سری ماگمایی در نمودار AFM نمونه‎ها بیشتر در محدودة کالک‌آلکالن و دو نمونه در مرز میان کالک‌آلکالن و توله‌ایتی جای گرفته‎اند (شکل 10- A). محیط زمین‌ساختی ماگمای سنگ‎های آتشفشانی منطقة دوروجین در نمودارهای سه‎تایی پیشنهادیِ Wood (1980) در محدودة بازالت‎های مرتبط با پهنه‌های فرورانش جای گرفته‎اند (شکل‌های 10- B و 10- C).

شکل 10- A) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1977) برای تعیین سری ماگمایی؛ B) نمودار سه‎تایی Th-Hf/3-Nb/16 تعیین محیط زمین‌ساختی (Wood, 1980)؛ C) نمودار سه‎تایی Th-Zr/117-Nb/16 تعیین محیط زمین‌ساختی (Wood, 1980) (¢: ریولیتی؛ ●: بازالت آندزیت و آندزیت).

تغییرات عنصرها در نمودارهای هارکر در سنگ‎های آتشفشانی بازیک و اسیدی منطقة دوروجین با افزایش SiO₂ بررسی شد. عنصرهای Na₂O و K₂O روند تغییرات افزایشی دارند؛‌ اما عنصرهای FeO، MgO، CaO و TiO₂، MnO و P₂O₅ روند کاهشی نشان می‌دهند. عنصرهای HFSE در سنگ‎های بازیک تغییرات نسبتاً کمی نشان می‎دهند؛ اما در سنگ‎های اسیدی روند افزایشی دارند که با توجه به ناسازگاری این عنصرها قابل انتظار است. تغییرات عنصرهای REE رفتاری مشابه عنصرهای HFSE دارند؛ مگر Eu که روند کاهشی نشان می‎دهد. این روند کاهشی با تغییرات Sr هماهنگ است و در اثر تبلوربخشی فلدسپار‌ها روی داده است (جدول 1). الگوهای بهنجارشدة عنصرها دربرابر ترکیب گوشتة اولیه غنی‎شدگی سنگ‎های بازیک از عنصرهای LILE را نشان می‎دهند. این ویژگی از ویژگی‎های ماگماهای کالک‌آلکالن کمان‌های آتشفشانی به‌شمار می‌رود (Gill, 2010). ناهنجاری منفی Nb و Ti که پیامد تأثیر پوستة فرورونده بر منابع گوشته است نیز دیگر ویژگی پهنه‌های فرورانش است (Hawkesworth et al., 1999; Soesoo et al., 2006). در پهنه‌های فرورانش آنومالی منفی HFSE‌ها معمولاً در ارتباط با انحلال کمتر این عنصرها در مقایسه با عنصرهای LILE و LREE در محلول‎های آزادشده از صفحة فرورونده است (Tatsumi et al., 1998). غنی‎شدگی از عنصرهای LILE نسبت به عنصرهای HFSE، در ارتباط با حلالیت بالا و انتقال آسان این عنصرها توسط سیال‌های آزادشده از پوستة فرورونده درون گوة گوشته‎ایِ کمان‎های ماگمایی است (De lima and Nardi, 1998; Hawkesworth et al., 1999) (شکل 11- A). همچنین، در نمودار الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه برای سنگ‌های فلسیک، عنصرهای Ba، Rb و Th و در کل LILE‌ها شدیداً غنی‎شدگی نشان می‎دهند. دربارة عنصرهای Nb و Ta و همچنین، Sr و Ti یک فروافتادگی دیده می‎شود که این چه‌بسا نشان‌دهندة ماگماهای فلسیک کالک‎آلکالن کمان آتشفشانی و یا خاستگاه پوسته‎ای یا آلودگی ماگما با پوسته است (Gill, 2010) (شکل 11- A). الگوی عنصرهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت با آنومالی منفی Eu در این سنگ‎ها و غنی‎شدگی در عنصرهای خاکی کمیاب سبک شناخته می‎شود. تهی‎شدگی از Eu در پی جدایش پلاژیوکلاز در هنگام جدایش بلورین روی داده است و نشان می‎دهد فلدسپار در تحول ماگمای فلسیک فاز مهمی بوده است (Arslan et al., 2006). این غنی‎شدگی از LREE، تهی‎شدگی از HREE و تهی‎شدگی Eu نسبت به کندریت از ویژگی‌های سنگ‎های کالک‎آلکالن آتشفشان‎های حاشیة قاره‎ها به‌شمار می‌روند و در ماگماهای مرتبط با پهنه‌های فرورانش دیده می‌شود (Nagudi et al., 2003) (شکل 11- B).

شکل 11- سنگ‌های آتشفشانی منطقة دوروجین در: A) نمودار تغییرات عنصرهای ناسازگار بهنجارشده به گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به کندریت (Boynton, 1984) (¢: ریولیتی؛ ●: بازالت آندزیت و آندزیت).

بحث

در صحرا، در پی رخداد فرایند دگرسانی رنگ ظاهری سنگ‎های آتشفشانی منطقة دوروجین تغییر یافته است و به‌صورت آمیزه‎ای از رنگ‎های خاکستری، سبز، سفید تا کرم و قهوه‎ای دیده می‌شوند. بیشتر تغییرات رنگی در سنگ‎‎های منطقة دوروجین سبز تا کرم رنگ است. دگرسانی پروپیلیتیک عموماً به رنگ سبز دیده می‎شود و ناشی از وجود کانی‎های اپیدوت و کلریت است که در سنگ‎‎های منطقة دوروجین نیز دیده می‌شوند. دگرسانی پروپلیتیک در منطقه پیامد صعود سیال‌های ماگمایی مرتبط با توده‏‌های آذرین درونی دوروجین است. کانی‎های دگرسانی پروپلیتیک در منطقه شامل اپیدوت و کلریت هستند که به‌همراه مقادیر کمتری از کلینوزوییزیت، کلسیت، زوییزیت و آلبیت در دمای کم تا متوسط (℃ 350 – 200) واکنش سیال/سنگ پدید میآمده‌اند. این سبک از دگرسانی گرایش دارد که ایزوشیمیایی باشد و در پاسخ به متاسوماتیسم H⁺روی دهد (Guilbert and Park, 1997). در هنگام دگرسانی پروپیلیتیک مقدار چشمگیری Fe، H₂O، H⁺، Ca، S، CO₂، Mg به سیستم افزوده شده و مقداری SiO₂، خارج می‎شود. با افزایش نسبت اکتیویتة Ca²⁺ به H⁺در محلول کانی اپیدوت و با افزایش نسبت اکتیویتة Mg²⁺ به H⁺کانی کلریت پدید خواهد آمد. با توجه به فراوانی میزان کانی اپیدوت در منطقة دوروجین بیشتر نسبت اکتیویتة Ca²⁺ به H⁺افزایش یافته است (Guilbert and Park, 1997). کانی‎های حاصل از دگرسانی در آندزیت‎های منطقة دوروجین شامل کانی‎های کوارتز، اپیدوت، کلریت، کلسیت، تورمالین، سرسیت، تیتانیت و آلبیت هستند. کانی کوارتز بیشتر به‌صورت رگه‎ای و در ارتباط با شکستگی‎ها در منطقه دیده می‎شود. فرایند دگرسانی در سنگ‎‎های پلاژیوکلازدار باعث خروج Ca از ساختار این سنگ‌ها و پیدایش کانی‎های Ca دار مانند اپیدوت شده است. حضور کانی‎های اپیدوت، کلریت، کلسیت و سریسیت نشان‌دهندة رخداد دگرسانی پروپیلیتیک هستند که در اثر تأثیر محلول‎های گرمابی با pH نزدیک به خنثی تا کمی اسیدی روی داده است (Simmons et al., 2005). همچنین، پدیده‎های زمین‌ساختی مانند شکستگی‎ها و گسل‎ها در گسترش مناطق دگرسانی در منطقة دوروجین نیز اهمیت دارند. برپایة بررسی ترکیب شیمیایی کانی‎های تورمالین Al کمتر و کمبود کمتر در موقعیت X دارند (London and Manning, 1995; Trumbull and Chaussidon, 1999) که از ویژگی‎های تورمالین‎های گرمابی به‌شمار می‌رود. همچنین، در نمودار جانشینی Fe-Mg (London and Manning, 1995) ترکیب تورمالین‎های گرمابی به سمت بخش خارجی بردارها گرایش نشان می‌دهد و ترکیب تورمالین‎های دوروجین مشابه ترکیب تورمالین‎های گرمابی است؛ اما ترکیب تورمالین‎های ماگمایی در طول و میان بردارهای تهی‌شده از قلیایی و پروتون‎زدایی جای گرفته‌اند (شکل 6- A). با توجه به اینکه تورمالین‎های دوروجین از نوع تورمالین‎های آلکالن است این نوع تورمالین‎ها در شرایط اسیدی و دمای کم پدید می‎آیند (Rosenberg and Foit, 1979; Collins, 2010). در منطقه مورد مطالعه نخست در پی دگرسانی، شستشوی اسیدی باعث خروج عنصرهای متحرک Fe، Mg، Na و K شده است. عنصرهای Al و Si در سنگ‎‎های بجامانده شرایط را برای پیدایش تورمالین و کوارتز فراهم کرده است. تورمالینی‌شدن در رخنمون سنگ‎‎های دگرسان‌شده در محدودة توده گرانیتی و با فاصله زیاد، نقش سیال‌های برخاسته از تودة آذرین درونی در پیدایش تورمالین را نشان می‌دهد. وجود کلسیم در ترکیب تورمالین‎های دوروجین نشان‌دهندة جانشینی Ca+Mg(O)=Na+Mg(OH)O در آنهاست. همچنین، جانشینی Fe و Mg باعث پیدایش تورمالین‎ها با ترکیب دراویتی در منطقة دوروجین شده است. بالابودن Na در ترکیب تورمالین‎ها نیز گویایی غنی‌بودن سیال گرمابی تورمالین از Na است. برپایة رده‌بندی Collins (2010)، تورمالین‎های منطقة دوروجین نسبت 6/0>FeO/FeO+MgO دارند و این نسبت در این رده‌بندی نشان‎دهندة سیالی با خاستگاه خارجی بوردار و سیستم گرمابی در اطراف و در همبری خارجی تودة آذرین درونی است. همچنین، به باور Pirajno و Smithies (1992)، اگر تورمالین‎ها در سیستم ماگمایی بسته بدون دخالت شاره‎ها و آلایش با رسوب‌های غنی از آلومینیم پدید آیند، نسبت FeO/FeO+MgO در تورمالین‎ها بیشتر از 8/0 است؛ اما اگر این نسبت کمتر از 6/0 باشد گویای دگرنهادی بور با رسوب‌های غنی از آلومینیم است و بور از خاستگاهی خارجی خاستگاه می‎گیرد. همچنین، نسبت FeO/FeO+MgO با دورشدن از تودة گرانیتی کوچک‌تر می‎شود؛ به‌گونه‌ای‌که تورمالین‎هایی ماگمایی که نزدیک تودة آذرین درونی هستند نسبت 1 تا 8/0 دارند. هر اندازه تورمالین در شرایط دور از تودة آذرین درونی پدید آمده باشند این نسبت کاهش می‎یابد. برای سیستم‎های رگه‎ای (ماگمایی-گرمابی) که تا فاصله 1 کیلومتری تورمالین‎زایی دارند، نسبت FeO/FeO+MgO از 6/0 تا 8/0 متغیر است؛ اما تورمالین‎های گرمابی در فاصلة بیشتر از یک کیلومتری توده پدید آمده‎اند. نسبت FeO/FeO+MgO از 6/0 کمتر است. همان‌گونه‌که در شکل 12 نمایش داده شده است، در همة تورمالین‎های منطقة دوروجین نسبت FeO/FeO+MgO از 6/0 کمتر هستند و در فاصلة بیشتر از 1 کیلومتری توده جای می‎گیرند و خاستگاه گرمابی دارند. ترکیب شیمی تورمالین‎های منطقة دوروجین در نمودارهای Henry و Guidotti (1985) (شکل‌های 6- A و 6- B) روی خط دراویت-شورل با گرایش به سمت دارویت و در محدودة‎های سنگ‎‎های کوارتز- تورمالینی غنی از Fe³⁺، سنگ‎‎های کالک‌سیلیکاته و متاپلیت‎ها و متاپلیت‎های فقیر از Ca، متاپسامیت‎ها و سنگ‎‎های کوارتز-تورمالینی (محدودة 4 در شکل 7- A و محدودة 6 در شکل 7- B) جای می‎گیرد. ازآنجایی‌که تورمالین‎های وابسته به محیط‎های دگرسانی ترکیب حد واسط میان دراویت و شورل دارند (Cavarretta and Puxeddu, 1990) (شکل‌های 6- A و 6- B)، ترکیب تورمالین‎های منطقة دوروجین هم مربوط به محیط‎های دگرسانی است و همچنین، غنی بودن تورمالین‎ها از دراویت مربوط به تأثیر سیال‎های سازندة آنها از سنگ‎‎های دگرسان‌شده و ورود Mg از آنها به ترکیب تورمالین است (Pirajno and Smithies, 1992).

شکل 12- جایگاه ترکیب شیمی‎کانی‎های تورمالین منطقة دوروجین در نمودار MgO دربرابر FeO/(FeO+MgO) (revised from Pirajno and Smithies, 1992) (نمادها همانند شکل 5).

کانی اپیدوت فراوان‌ترین کانی در منطقة دوروجین است. میانگین میزان پیستاشیت در ترکیب شیمی‎کانی اپیدوت 61/22 درصدوزنی است. برپایة رده‌بندی Tulloch (1986)، این میزان پیستاشیت پیامد سوسوریتی‌شدن پلاژیوکلازهاست که هنگام دگرسانی پدید آمده‎اند. رفتار محلول‎های گرمابی باعث می‎شود پلاژیوکلازهای غنی از کلسیم با آلبیت جایگزین شوند و کلسیم آزادشده در ساختار اپیدوت به‌کار برده ‎شود. نرخ اکسایش سنگ‎ها تأثیر چشمگیری روی ترکیب اپیدوت دارد (Armbruster et al., 2006). محدودة پایداری اپیدوت در بیشتر سیستم‎های فعال 240-260 درجة سانتیگراد و در pH خنثی است. میزان TiO₂ در ترکیب شیمی اپیدوت‌های منطقة دوروجین از 2/0 درصدوزنی بیشتر است که این ویژگی نیز نشان‌دهندة پیدایش اپیدوت در شرایط دگرسانی است (Evans and Vance, 1987).

خاستگاه تیتانیت‎های منطقة دوروجین برپایة میزان Fe و Al در ساختار تیتانیت که جایگزین کلسیم و تیتانیم می‎شوند (Harlow et al., 2006; Osman and Maekawa, 2008). همچنین، میزان کمتر CaO و Al₂O₃ از نوع دگرسانی است (Xu et al., 2015) و تیتانیت‎های منطقة دوروجین در پی فرایند دگرسانی پدید آمده‎اند. همبستگی میان نمودارهای هارکر در سنگ‌های اسیدی و بازیک نشان می‌دهد جدایش ماگمایی عامل اصلی ‌پیدایش سنگ‌های آتشفشانی فلسیک منطقة دوروجین است. به باور Chappell و White (1988)، ماگماهای فلسیکی با 2/3 درصدوزنیNa₂O>، احتمالاً حاصل تفریق از ماگمای بازیک اولیه هستند. میزان Na₂O در نمونه‎های منطقة دوروجین 27/5 درصدوزنی است. همچنین، ویژگی‎های سنگ‌نگاری نمونه‎های فلسیک منطقه مورد مطالعه با وجود کانی آمفیبول و سودومورف‌های آمفیبول در آنها نشان‌دهندة تفریق از ماگمای بازیک اولیه برای ماگمای مادر این نمونه‎هاست (Chappell and White, 2001). میزان عنصرهای ناسازگار گروه HFSE مانند Nb، Zr و Hf در نمونه‎های فلسیک (با 67 درصدوزنی سیلیس) به حداکثر خود می‎رسد (جدول 1) که نشان‎دهندة تفریق از ماگماهای بازیک است. در نمودارهای هارکر عنصرهای کمیاب نمونه‎های فلسیک میزان تغییرات چشمگیر عنصرهای لیتوفیل Rb، Ba و Sr و نیز Eu از میان عنصرهای REE در این نمونه‎ها نشان‎دهندة تبلور ارتوز با ضریب توزیع بالای Rb، Ba، K و نیز Eu است (Nono et al., 1994)، بنابراین جدایش ارتوز سبب کاهش این عنصرها می‎شود. الگوی عنصرهای بهنجارشده به ترکیب کندریت در سنگ‌های آتشفشانی بازیک و اسیدی عنصرهای LREE نسبت به HREE غنی شده‎اند که با الگوی سری ماگمایی کالک‎آلکالن همخوانی دارند. محتوای بالای عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) در ماگمای اسیدی می‎تواند نشانه‎ای از تمرکز فازهای سیال در ماگمای اسیدی، در هنگام جدایش ماگما باشد (Keppler, 1996; Kogiso et al., 1997). به‌علت تحرک زیاد ‎LILE ها، رفتار این عنصرها تابعی از نحوة رفتار فاز سیال در پهنه‌ فرورانش است.

برداشت

سنگ‌های آتشفشانی منطقة اکتشافی دوروجین در اثر تأثیر سیال‌های حاصل از نفوذ تودة آذرین درونی دوروجین دگرسان شده‎اند. دگرسانی غالب در این منطقه از نوع دگرسانی پروپیلیتیک است. برپایة ترکیب شیمیایی کانی‎ها، کانی‎ اپیدوت از سوسوریتی‌شدن پلاژیوکلازها پدید آمده است و تیتانیت هم حاصل دگرسانی است. همچنین، کانی‎های تورمالین‎ به‌علت داشتن منطقه‎بندی ظریف، پایین‌بودن مقدار Al، بالابودن میزان Mg، داشتن میزان 6/0 FeO/(FeO+MgO)<، کمبود کمتر در موقعیت X تمایل به بخش بیرونی بردارهای تهی‎شده از قلیایی‎ها و پرتون‎زدایی مشابه ترکیب تورمالین‎های گرمابی هستند. ترکیب تورمالین‎ها وابسته به محیط‎های دگرسانی است و ترکیب حد واسط میان دراویت و شورل با گرایش به سمت دراویت دارد. غنی‌بودن تورمالین‎ها از دراویت مربوط به تأثیر سیال‎های سازندة آنها از سنگ‎‎های دگرسانی و ورود Mg از آنها به ترکیب تورمالین است. کانی‎های اصلی سنگ‌های آندزیتی منطقة دوروجین شامل پلاژیوکلاز، کوارتز، ارتوز و آمفیبول است و کانی‎های حاصل از دگرسانی با در نظر گرفتن دما، ترکیب شیمی کانی‎ها، سنگ اولیه و ترکیب محلول دگرسانی شامل اپیدوت، کلسیت، کلریت، آلبیت، تورمالین و تیتانیت است. برپایة زمین‌شیمی سنگ کل، سنگ‌های آتشفشانی منطقة دوروجین از ماگمای سری کالک‌آلکالن، متاآلومین، محیط زمین‌ساختی فرورانشی همراه با غنی‎شدگی از عنصرهای لیتوفیل و تهی‎شدگی از عنصرهای گروه HFSE هستند که ویژگی‎های گوة گوشته مناطق فرورانش را نشان می‎دهند. همچنین، برپایة تغییرات عنصرهای اصلی و HFSE نسبت به SiO₂ ماگما‎های اسیدی از تفریق ماگمای بازیک پدید آمده‎اند. کاهش عنصرهای Fe، Al، Ca، Mg و Ti با افزایش مقدار Si، احتمالاً پیامد تبلوربخشی مجموعه کانی‎های Cpx+Fld±Amp±Fe-Ti oxides است. الگوی عنصرهای بهنجارشده به ترکیب کندریت عنصرهای LREE نسبت به HREE غنی شده‎اند که با الگوی سری ماگمایی کالک‌آلکالن همخوانی دارند.

سپاس‌گزاری

نگارندگان از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه پیام‌نور و دانشگاه تربیت‌مدرس برای پشتیبانی‎های مالی در انجام آنالیزهای این تحقیق سپاس‌گزاری می‎کنند.

‌

مراجع

Alaminia, Z., Tadayon, M., Finger, F., Lentz, D. R. and Waitzinger, M. (2020) Analysis of the infiltrative metasomatic relationships controlling skarn mineralization at the Abbas-Abad Fe-Cu Deposit, Isfahan, north Zefreh Fault, Central Iran. Ore Geology Reviews 117: 103321.

Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran, new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211- 238.

Armbruster, T. Bonazzi, P. Akasaka, M. Bermanec, V. Chopin, C. Gieré, R. Heuss-Assbichler, S. Liebscher, A. Menchetti, S. Pan, Y. and Pasero, M. (2006) Recommended nomenclature of epidote-group minerals. European Journal of Mineralogy 18:551-567.

Arslan, M., and Aslan, Z. (2006). Mineralogy, petrography and whole rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in the Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27(2):177-193.

Bird, K. D. and Spieler, A. R. (2004) Epidote in Geothermal Systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, Mineralogical Society of America 56: 235-300.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements; meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier Publishing Company, Amsterdam.

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.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sciences 48(4): 489–499.

Chappell, B. W., White, A. J. R. and Hine, R. (1988) Granite provinces and basement terranes in the Lachlan Fold Belt, southeastern Australia. Australian Journal of Earth Sciences 35(4): 505–521.

Collins, A. C. (2010) Mineralogy and geochemistry of tourmaline in contrasting hydrothermal system, complex, South Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences 33: 391-416.

De Lima, E. F. and Nardi, L. V. S. (1998) The Lavras do Sul Shoshonitic Association: implications for the origin and evolution of Neoproterozoic shoshonitic magmatism in southernmost Brazil. Journal of South American Earth Sciences 11(1): 67-77.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe³⁺ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, usings toichio- metric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431–435.

Evans, B. W. and Vance, J. A. (1987) Epidote phenocrysts in dacitic dikes, Boulder County, Colorado. Contributions to Mineralogy and Petrology 96: 178–185.

Gill, R. (2010) Igneous Rocks and Processes: A Practical Guide. Wiley-Blackwell, Chichester, UK.

Guilbert, J. M. and Park, Jr, C. F. (1997) The geology of ore deposits. Freeman and Company, New York 985.

Harlov, D. Tropper, P. Seifert, W. Nijland, T. and Förster, H. (2006) Formation of Al-rich titanite (CaTiSiO₄O-CaAlSiO₄OH) reaction rims on ilmenite in metamorphic rocks as function of ƒH₂O and ƒO₂. Lithos 88: 72–84.

Harraz, H. Z. and El-Sharkawy, M. F. (2001) Origin of tourmaline in metamorphosed Sikait politic belt, south Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences 33(2): 391–416.

Hawkesworth, C., Kelley, S., Turner, S., Le Roex, A. and Storey, B. (1999) Mantle processes during Gondwana break-up and dispersal. Journal of African Earth Sciences 28(1): 239–261.

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 Dutrow, B. L. (1996) Metamorphic tourmaline and its petrologic applications. In boron: Mineralogy, petrology and geochemistry (Eds. Crew, E. S. and Anovitz, L. M.). Reviews in Mineralogy and Geochemistry 33: 503–557.

Henry, D. J. and Dutrow, B. L. (2001) Compositional zoning and element partitioning in nickeloan tourmaline from ametamorphosed karstbauxite from Samos, Greece. Amrican Mineralogy 86: 1130–1142.

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., Novák, M., Hawthorne, F. C., Ertl, A., Dutrow, B. L., Uher, P. and Pezozotta, F. (2011) Nomenclature of the tourmaline-supergroup minerals. Amrican Mineralogy 96: 895–913.

Irvine, T. and Baragar, W. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8(5):523–548.

Jiang, S. Y., Palmer, M. R., McDonald, A. M., Slack, J. F. and Leitch, C. H. B. (1996) Feruvite from the Sullivan Pb–Zn–Ag deposit, British Columbia. The Canadian Mineralogist 34: 733–740.

Kartashov, P. (2014). Classification diagram for REE-bearing members of the epidote group based on crystallochemical data. Workshop on accessory minerals, University of Warsaw, September 2014.

Keppler, H. (1996) Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction-zone fluids. Nature 380: 237–240.

Kogiso, T., Tatsumi, Y. and Nakano, S. (1997) Trace element transport during dehydration processes in the subducted oceanic crust: 1. Experiments and implications for the origin of ocean island basalts. Earth and Planetary Science Letters 148(1): 193-205.

Kowallis, B.J. Christiansen, E.H. and Griffen, D.T. (1997) Compositional variations in titanite. Geological Society of America Abstracts with Programs, 29-44.

London, D. and Manning, D. A. C. (1995) Chemical Variation and Significance of tourmaline from southwest England. Economic Geology 90: 495-519.

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

Marschall, H. R., Ludwing, T., Altherr, R., Kalt, A. and Tonarini, S. (2006) Syros metasomatic tourmaline: evidence for very high-δ¹¹ B fluids in subduction zones. Journal of Petrology 47: 1915–1942.

Mohammadi, S. Nadimi, A. and Alaminia, Z. (2018) Analysis of the relationship between mineralization and alteration zones with tectonic structures using remote sensing studies in south Ardestan area (northeastern Isfahan). Tectonics Journal 2(7):29-49 (in Persian).

Nagudi, B., Koeberl, C. and Kurat, G. (2003) Petrography and geochemistry of the Singo-gr anite, Uganda, and implications for its origin. Journal of African earth sciences 36(1): 73-87.

Nono, A., Déruelle, B., Demaiffe, D. and Kambou, R. (1994) Tchabal Nganha volcano in Adamawa (Cameroon): petrology of a continental alkaline lava series. Journal of Volcanology and Geothermal Research 60(2): 147-178.

Osman, M. and Maekawa, H. (2008) Origin of titanite in metarodingite from the Zagros Thrust Zone. Iraq American Mineralogist 93 (7): 1133–1141.

Pirajno, F. (2009) Hydrothermal processes and mineral systems, Springer, Berlin 1250.

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

Radfar, J. (1998) Geological map of Ardestan 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Rosenberg, P. E. and Foit, F. F. (1979) Synthesis and characterization of alkali-free tourmaline. American Mineralogist 64: 180-186.

Sadeghian, M. and Ghaffary, M. (2011) The petrogenesis of Zafarghand granitoid pluton (SE of Ardestan). Petrology 2(6): 47-70 (in Persian).

Sadeghian, M., Gavanji, N. and Shekari, S. (2013) Investigation of variations of anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) in Zafarghand granitoid pluton (SE Ardestan). Petrology 4(14): 65-78 (in Persian).

Salehi, M., Alaminia, Z. and Mansouri Esfahani, M. (2017) Investigation of the geochemical and mineralogical characteristics of the dikes associated with copper mineralization at the southeastern Ardestan (NE Isfahan). Petrology 8(30): 81- 98 (in Persian).

Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. Their Genesis Composition. Classification and their relation to ore-deposits with a Chapter on Meteorite. John Wiley & Sons, New York.

Simmons, S. F. White, N. C. and John, D. A. (2005) Geological characteristics of epithermal precious and base metal deposits. Economic Geology 100^th Anniversary 485- 522.

Soesoo, A., Košler, J. and Kuldkepp, R. (2006) Age and geochemical constraints for partial melting of granulites in Estonia. Mineralogy and Petrology 86(3-4): 277–300.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in ocean basins (Eds. Saunders, A. D., Norry, M. J.) Special Publication. 42: 429–448. Geological Society of London.

Tatsumi, Y., Shinjoe, H., Ishizuka, H., Sager, W. W. and Klaus, A. (1998) Geochemical evidence for a mid-Cretaceous superplume. Geology 26(2): 151–154.

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

Tulloch, A. (1986) Comment on Implications of magmatic epidote-bearing plutons on crustal evolution in the accreted terranes of northwestern North America and Magmatic epidote and its petrologic significance. Geology 14: 186–187.

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50: 11–30.

Xu, L., Bi, X., Hu, R., Tang, Y., Wang, X. and Xu, Y. (2015) LA-ICP-MS mineral chemistry of titanite and the geological implications for exploration of porphyry Cu deposits in the Jinshajiang-Red River alkaline igneous belt, SW China. Mineralogy and Petrology 109: 181–200.

Yavuz, F., Karakaya, N., Yıldırım, D., Karakaya, M. and Kumral, M. (2014) A Windows program for calculation and classification of tourmaline-supergroup. Computers & Geosciences 63: 70-87.

Yu, J. M. and Jiang, S. Y. (2003) Chemical composition of tourmaline from the Yunlongtin deposits, Yunnan, China: Implication for ore genesis and mineral exploration. Mineralogy and Petrology 77: 67-84.

آمار

تعداد مشاهده مقاله: 369

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 219

سامانه مدیریت نشریات علمی. قدرت گرفته از سیناوب

پیوندهای مفید

اخبار و اعلانات

آمار

زمین‌شیمی سنگ‌های آتشفشانی دوروجین (جنوب‌باختری اردستان) با نگرشی ویژه بر شیمی کانی در پهنه‌های دگرسانی پروپیلیتیک