زمین‏‏‌شیمی تورمالین در گرانیتوییدهای پهنة سنندج-سیرجان (بررسی موردی در گرانیتوییدهای آستانه و الیگودرز)

مقدمه

معدن تورمالین یک کانی سیلیکات حلقوی پیچیدة بور (B) و Al دار با ترکیب شیمیایی گسترده و متغیری با فرمول کلی X(Y₃)(Z₆)T₆O₁₈(BO₃)₃V₃W است. جایگاه Z با Al و گاهی با Fe³⁺، Ti، Mg²⁺، Cr، V³⁺ و Fe²⁺ پر می‏‌شود. جایگاه Y جانشینی‏‌های گوناگونی از کاتیون‏‌های یک تا چهار ظرفیتی Li⁺،Mg^2+،Fe²⁺، Mn²⁺،Al³⁺، Fe³⁺ و Ti⁴⁺ را شامل می‏‌شود. جایگاه T بیشتر با Si و گاهی همراه با مقداری Al پُر می‏‌شود. جایگاه X معمولاً با K⁺، Ca²⁺ و Na⁺ پر می‌شود و یا تهی می‏‌ماند. جایگاه هیدروکسیل W، با O^2- و OH^- پر می‏‌شود و جایگاه V را F^-, O^2- و H^- پر می‏‌کنند (Foit et al., 1977). این کانی به‌علت ساختار منحصر به فرد و پیچیدۀ خود و با توجه به واکنش‏‌های جانشینی متفاوتی که در ترکیب آن روی می‌دهد ترکیب شیمیایی بسیار متنوعی دارد (Hawthorne and Henry, 1999). ترکیب شیمیایی متنوع و پیچیدۀ تورمالین نشان‌دهندة ارتباط مشخص آن با محیطی است که از آن متبلور شده است. این ارتباط شاخص خوب و قابل‌اعتمادی در تعیین خاستگاه و پیدایش سیستم‏‌های گرمابی سازندة کانه و راهنمای خوبی برای پیجویی کانسارهایی مانند ذخایر اقتصادی تنگستن، قلع و مولیبدن همراه با تورمالین است (Jiang et al., 1995). این کانی می‏‌تواند خاستگاه ماگمایی و یا گرمابی داشته باشد. با اینکه تورمالین کانی فرعی است که در سنگ‏‌های گوناگونِ آذرین، تهنشینی و دگرگونی دیده می‏‌شود (Slack et al., 1984; Henry and Guidotti, 1985)، اما پیدایش آن در سنگ‏‌های گرانیتی و آپلیت‏‌های وابسته به آنها، پگماتیت‌ها، اسکارن‏‌ها و نهشته‏‌های گرمابی متداول‌تر است. این کانی به‌علت پایداری در بازة گسترده‌ای از دما و فشار و نیز پایداری در برابر هوازدگی در بررسی‏‌های سنگ‌شناسی به‌کار برده می‌شود (Manning, 1982). تورمالین حامل اصلی بُر در سنگ‏‌های پوسته‌ای است که در پی واکنش‏‌های شاره‌ای ماگمایی- گرمابی غنی از بُر در محیط‏‌های گرانیتی با سنگ میزبان پدید می‌آید. عنصر بُر عنصری متحرک هنگام رخداد پدیده‏‌های دگرگونی دانسته می‏‌شود (Leeman and Sisson, 1996; Seprlich et al., 1996) که هنگام رخداد پدیده‏‌های آبگیری و آبزدایی با افزایش درجۀ دگرگونی از سنگ مادر خود آزاد می‌شود (Torres-Ruiz et al., 2003). در مراحل پایانی تبلور ماگمای گرانیتی سیالات غنی از بُر در هاله‏‏‌های همبری سنگ‏‏‌های پیرامون و یا شکستگی‏‏‌های سنگ‏‏‌های گرانیتی و دربرگیرنده گردش می‏‏‌کنند و واکنش‏‏‌های دگرنهادی انجام می‏‏‌دهند. این واکنش‏‏‌ها به تورمالینی‏‏‌شدن و سیلیسی‏‏‌شدن سنگ‏‏‌ها می‏‏انجامند (Slack and Trumbull, 2011). تودة گرانیتوییدی آستانه و الیگودرز در پهنة سنندج-سیرجان جای دارد و ازاین‌رو، بیشتر بررسی‏‌هایی که روی این پهنه انجام شده به‌گونه‌ای با این توده‏‌های گرانیتوییدی در ارتباط هستند. در زیر به برخی بررسی‏‌های که در این منطقه و پیرامون آن انجام شده است اشاره کوتاهی می‏‌شود:

رادفر (Radfar, 1987) سن گرانیت‏‏‌های آستانه را 70 تا 75 میلیون سال پیش (کرتاسه فوقانی) و آنها را ادامه گسترش گرانیت‏‏‌های همدان به سمت جنوب و همسن آنها می‏‏‌داند و از نظر ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، تودة آستانه را بررسی کرده است.

موذن و همکاران (Moazzen et al., 2004) گرانیتوییدهای ملاطالب در شمال‏‌باختری کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز را بررسی کرده‌اند و این کمپلکس را تودة آذرین درونی همزمان با برخورد (در کرتاسة پایانی) دانسته‌اند.

اسماعیلی و همکاران (Esmaeily et al., 2007) به بررسی شیمی و کانی‏‌شناسی تورمالین در رگه‏‏‌های کوارتز-تورمالین ناحیه نظام‌آباد (بخشی از گرانیتویید بروجرد) پرداختند و نشان دادند این رگه‏‌ها از نوع گرمابی هستند و چه‌بسا در پی آبزدایی سنگ‏‌های تهنشستی دگرگون‌شده و آمیختگی آنها با آبگون ماگمایی در یک سیستم شیمیایی باز پدید آمده‌اند.

رجاییه و همکاران (Rajaie et al., 2007) به بررسی دگرنهادی گسترده در حاشیة گرانیتویید ده‌نو (شمال‌خاوری الیگودرز) و تأثیر آن بر سنگ‏‏‌های پلیتی میزبان پدیده تورمالین‏‏‌زایی پرداخته است.

میکاییلی و همکاران (Mikaeili et al., 2009) به بررسی شیمی کانی‌ها، زمین‏‏‌شیمی و بررسی دگرسانی‏‌ها در گرانیتویید آستانه پرداختند. به باور آنها دگرسانی پروپیلیتیک از گسترده‏‌ترین دگرسانی‏‌ها در این توده است.

طهماسبی و همکاران (Tahmasebi et al., 2009) تورمالین زایی در تودة گرانیتوییدی آستانه را بررسی کرده‌اند و مسطح‌بودن الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در گرهک‏‌های تورمالین را گواهی بر تحرک عنصرهای خاکی کمیاب سبک در پی دگرسانی دانسته‌اند که به افزایش ناچیز HREE/LREE در این تورمالین‏‌ها انجامیده است.

طهماسبی و احمدی‌خلجی (Tahmasbi and Ahmadi Khalaji, 2009) با کمک ویژگی‌های کانی‌شناسی و زمین‏‏‌شیمیایی گرانیتوییدهای منطقه بروجرد و آستانه (پهنة سنندج- سیرجان)، ژرفای تقریبی و پیدایش‏‌های ماگمای خاستگاه این سنگ‏‏‌ها را بررسی کرده‌اند. بر پایة این بررسی، محتمل‏‌ترین خاستگاه ماگمای مادر سنگ‏‌های گرانیتوییدی، ذوب پوستة زیرین با ترکیب آمفیبولیت همراه با متاپلیت‏‌های منطقه خاستگاه است.

طهماسبی و همکاران (Tahmasebi et al., 2010) با بررسی‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی، خاستگاه تودة گرانیتوییدی آستانه را بررسی کرده‌اند و خاستگاه ماگمای مادر کوارتزدیوریتی آستانه را ذوب‌بخشی خاستگاهی آمیخته مرکب از آمفیبولیت و رسوباتی دانسته‌اند که در هنگام فرورانش نئوتتیس به زیر سکوی ایران در ژوراسیک میانی فرورانده شده است.

مسعودی و همکاران (Masoudi et al., 2010) توده‏‏‌های گرانیتوییدی اراک-بروجرد را به روش اورانیم-سرب سن‌سنجی کرده‌اند و سن 170 میلیون سال پیش را برای توده‏‌های گرانیتوییدی آستانه و کمپلکس بروجرد به‌دست آورده‌اند.

عسگری (Asgari, 2012) به بررسی زمین‏‏‌شیمی، زمین‌ساخت و سنگ‌نگاری تودة گرانیتوییدی آستانه اراک پرداخته است و ماگمای سازندة این تودة گرانیتوییدی را وابسته به ماگماتیسم کمان‏‏‌های آتشفشانی حاشیة قاره‏‏‌ها دانسته است که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر سکوی قاره‌ای ایران رخ داده است.

بررسی‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی و ژئوکرونولوژی اثنی‌عشری و همکاران (Esna-Ashari et al., 2012) روی کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز نشان داد این گرانیتوییدها همانند گرانیتوییدهای نوع I جدایش‌یافته از پوسته در کمان‌های قاره‏‌ای هستند. همچنین، داده‏‌های ایزوتوپی اورانیم-سرب آنها روی زیرکن گرانیت‏‌ها، سن تبلور را 165 میلیون (ژوراسیک) را نشان داد.

از آنجایی‌که تورمالین کانی مهمی در بررسی‌ فرایندهای سنگ‌زایی است و در محیط‏‌های گوناگون گرمابی تا دگرگونی و ماگمایی پدید می‌آید (مانند: Van Hinsberg et al., 2011; Singh and Srivastava, 2023; Liu et al., 2023)، هدف این بررسی سنگ‌نگاری و کانی‏‌شناسی تورمالین، بررسی روابط پاراژنتیکی این کانی و بررسی ویژگی‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی تورمالین‌ها، تعیین فرمول ساختاری و بررسی شرایط پیدایش این کانی در منطقة الیگودرز و آستانه است.

جایگاه جغرافیایی و زمین‏‌شناسی منطقه

مجموعه آذرین درونی بررسی‌شده با کشیدگی شمال‏‌باختری- جنوب‌خاوری به‌صورت موازی تا نیمه‌موازی با راستای پهنة سنندج-سیرجان و میان طول جغرافیایی ˊ15°49 تا ˊ57°49 خاوری و عرض جغرافیایی ˊ 25°33 تا ˊ55°33 شمالی جای دارد. در پهنه‌بندی‏‌های زمین‏‌شناسی ایران، برونزدهای بررسی‏‌شده، بخشی از پهنة زمین‌ساختاری سنندج- سیرجان با روند شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری به‌شمار می‌روند. تورمالین‏‌زایی در این مناطق در پهنة دگرسانی کنار تودة آذرین درونی دیده می‌شود و تحت‌تأثیر تودة آذرین درونی بر سنگ‏‏‌های پلیتی در ارتباط با سیستم گرمابی و نیز سیستم ماگمایی و گرمابی رخ داده است. تودة گرانیتوییدی آستانه در استان مرکزی در نقشة 250000/1 خرم‌آباد، در فاصلة 40 کیلومتری جنوب‏‌باختری شهرستان اراک و 6 کیلومتری جنوب شازند میان طول‏‏‌های جغرافیایی ˊ17°49 تا ˊ22°49 خاوری و عرض‏‏‌های جغرافیایی ˊ46°33 تا ˊ54°33 شمالی در گستره‌ای به بزرگی نزدیک به 30 کیلومتر مربع جای دارد و بخشی از پهنة سنندج-سیرجان در باختر ایران به‌شمار می‌رود. تودة گرانیتوییدی آستانه در شیل‏‏‌ها و ماسه‌سنگ‏‏‌های وابسته به ژوراسیک نفوذ کرده است و باعث دگرگونی این تهنشست‏‏‌ها در حد رخسارة آلبیت-اپیدوت هورنفلس و در نواحی محدودی در حد رخسارة هور نبلند-هورنفلس شده است. تودۀ آذرین درونی در شیست‏‏‌های سیاه رنگ ژوراسیک تزریق شده است که حاصل این تزریق پیدایش هالۀ دگرگونی در نزدیکی بلافصل توده با سنگ‏‏‌های میزبان است (شکل 1). پس از پیدایش هالة دگرگونی شاره حاصل از سرد‌شدن توده، پیدایش رگه‏‏‌های کوارتز تورمالین و نفوذ دایک‏‌های میکروگرانودیوریتی در سنگ‏‏‌های منطقه رخ داده‌اند.

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی تودة گرانیتوییدی آستانه (برگرفته از Asgari (2012)).

Figure 1. Geological map of the Astaneh granitoid pluton (adapted from Asgari (2012)).

در این منطقه دو نوع دگرگونی ناحیه‏‏‌ای و همبری دیده می‏‏‌شوند که در این میان گستردگی دگرگونی ناحیه‏‏‌ای بیشتر است. سنگ‏‏‌های تهنشستی تریاس بالایی-ژوراسیک (شیل و ماسه‌سنگ) در حد رخسارۀ شیست سبز دگرگون شده‏‏‌اند و فیلیت و شیست را پدید آورده‌اند. نشانه‌هایی از دگرگونی همبری در باختر و جنوب توده و بیشتر به‏‌صورت هورنفلس در فاصلة تودۀ آستانه و فیلیت‏‌ها دیده می‏‏‌شود. بیوتیت‌گرانیت‏‏‌ها از دیگر واحدهای درون منطقه‏‌ هستند که کمتر دچار دگرسانی شده‏‏‌اند و گمان می‌رود از واحدهای دیگر جوان‏‏‌تر باشند. از ویژگی‏‏‌های مهم این توده عملکرد رگه‏‏‌های کوارتز سولفید، کوارتز تورمالین و دایک‏‌های گرانیتوییدی است که تودة آذرین درونی را تحت‏‌تأثیر قرار داده‏‏‌اند و از جدیدترین واحدهای منطقه به‌شمار می‏‏‌آیند. عملکرد آبگون‏‏‌های جوی و ماگمایی به دگرسانی گرمابی در تودة آذرین درونی انجامیده است. ازاین‌رو، تغییرات کانی‏‌شناسی متناسب با ترکیب گرمابی‏‏‌ها در تودة گرانیتوییدی روی داده است. عملکرد گرمایی‏‏‌ها رخداد دگرسانی‏‏‌های گوناگون در منطقه را به‌دنبال داشته است که از میان آنها می‏‏‌توان دگرسانی فیلیک (گسترده‌ترین)، پروپلیتیک، آرژیلیک حد واسط و سیلیس‏‏‌زایی را نام برد. گفتنی است دگرنهادی پتاسیک-سدیک نیز در منطقه رخ داده است. توده‏‏‌های گرانیتوییدی در منطقة الیگودرز در نقشة 250000/1 گلپایگان جای گرفته‏‏‌اند. کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز در منطقه‌ای به بزرگی 80 کیلومتر مربع و میان مختصات جغرافیایی ˊ23°33 تا ˊ00°34 عرض شمالی و ˊ32°49 تا ˊ° 55 طول خاوری در پهنة سنندج-سیرجان و در زمان ژوراسیک میانی (سن گرانیت‏‌ها: 5 ± 165 میلیون سال پیش) در طول یک حاشیة فعال قاره‏‏‌ای جای گرفته است (Esna-Ashari et al., 2012). خورهه (K) و ملاطالب (M) دو رخنمون اصلی این منطقه هستند (شکل 2).

شکل 2. نقشه زمین‏‌شناسی از کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز (برگرفته از Esna-Ashari et al. (2012)).

Figure 2. Geological map of the Aligudarz granitoid complex (Esna-Ashari et al., 2012).

این توده‏‌ها به‏‌صورت شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری گسترش دارند و با جهت پهنة سنندج-سیرجان به‏‌صورت موازی تا نیمه‌موازی هستند. در شکل 2 یک نقشة سنگ‌شناسی از کمپلکس الیگودرز آورده شده است. این کمپلکس از کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت و گرانیت تغییر ترکیب می‏‌دهد. گرانودیوریت‏‌ها فراوان‌ترین واحد سازندة این کمپلکس هستند و پس از آنها کوارتزدیوریت و سپس گرانیت‏‌ها جای می‏‌گیرند. گرانیت‏‌ها به‏‌صورت دایک یا به‏‌صورت استوک‏‌های کوچک درون گرانودیوریت‏‌ها نفوذ کرده‌اند. بر پایة بررسی‏‌های صحرایی، کوارتزدیوریت ‌در برابر گرانیت و گرانودیوریت سن قدیمی‏‌تری دارد (Esna-Ashari et al., 2012).

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری از سنگ‏‌های تورمالین‌دار، مقاطع نازک تهیه شدند. مقاطع نازک با میکروسکوپ پلاریزان OLYMPUS مدل BH2 بررسی شدند. نام اختصاری کانی‏‌ها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از وار (Warr, 2021) هستند. برای شناسایی دقیق نوع تورمالین‏‌ها، نمونه‏‌ها برای انجام تجزیه به روش زیرکاو الکترونی به آزمایشگاه مرکز فرآوری مواد معدنی ایران (کرج) فرستاده شدند. شش نمونه از تورمالین‏‏‌ها‏‏‌ی این سنگ‏‌ها با دستگاه ریزکاو الکترونی EPMA مدل SX-100، ساخت شرکت Cameca فرانسه در شرایط ولتاژ KV15 و شدت جریان NA20 تجزیه شدند. در این روش، 16 نقطه تجزیه شد و داده‌های اندازه‌گیری‌شده به‏‌صورت اکسید‏‏‌ عنصرهای اصلی گزارش شد (جدول 1). فرمول ساختاری تورمالین بر پایة 31 آنیون (OH, O) به‌دست‌آورده شد و کل آهن به‏‌صورت دو ظرفیتی فرض شده‏‏‌است (جدول 1). سپس با به‌کارگیری نرم‌افزار داده‌های کاتیونی سازندة تورمالین‌ها در نمودارهای گوناگون رسم و بررسی شدند.

سنگ‌نگاری تودة گرانیتوییدی آستانه

تودة گرانیتوییدی آستانه بیشتر دربردارندة طیفی از سنگ‏‌های گرانیتوییدی شامل گرانودیوریت، کوارتزدیوریت و تونالیت با بافت‏‌های گوناگون، مانند گرانولار و پویی‏‌کیلیتیک است (شکل‌های 3-A و 3-C). در پی رفتار محلول‏‏‌های گرمایی در منطقه، دگرسانی‏‏‌های گوناگونی مانند دگرسانی فیلیک، پروپیلیتیک (حضور کانی‏‌های اپیدوت، کلریت، آلبیت، اسفن، پیریت وکوارتز)، آرژیلیک حد ‏‌واسط و سیلیسی‏‌شدن رخ داده‌اند. دگرسانی پتاسیک-سدیک نیز در منطقه رخ داده است و به دنبال رفتار محلول‏‏‌های سرشار از پتاسیم، مسکوویت‏‏‌های ثانویه با اندازة کمابیش بزرگ پدید آمده‏‏‌اند. در پی رخداد دگرنهادی سدیک در منطقه، تغییرات کانی‏‌شناسی مانند آلبیتی‌شدن پلاژیوکلازها روی داده است. تورمالینی‏‌شدن از دیگر دگرسانی‏‏‌های رخ‌داده در منطقه است که به‏‌صورت لکه‏‏‌های سیاهی در گرانیتوییدها به‌چشم می‏‏‌خورد که تحت‏‌تأثیر سیال‌های گرمابی‏‏‌ سرشار از بور پدید آمده‏‌اند. این تورمالین‌ها ‌در برابر تورمالین‏‌های گرانیتتوییدهای الیگودرز بی‏‌شکل‏‌تر هستند. بیشتر این تورمالین‏‌ها حالت روزنه‏‌ای دارند و یا به‏‌صورت رورشدی روی فلدسپار‏‌ها پدیدار شده‏‌اند. گاه شکستگی‏‌های موازی با بافت جداشده و تکه‌تکه[1] در آنها دیده می‏‌شود که با کوارتز پر شده است (شکل‌های 3-D و 3-H).

جدول 1. داده‌های ریزکاو الکترونیِ تورمالین‏‌های گرانیتوییدهای آستانه و الیگودرز، به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده (بر پایة 31 آنیون O، OH و F)، نسبت‌های کاتیونی، R₂*، R₂، R₁+R₂ و R₃.

Table 1. Electron microprobe analyses of tourmalines from the Astaneh and Aligudarz granitoids, together with their calculated structural formulas (based on 31 anions O, OH, and F), cation ratios, and the values of R₂*, R₂, R₁+R₂, and R₃.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

گرانودیوریت‏‌ها فراوان‏‏‌ترین بخش تودة گرانیتوییدی آستانه هستند که بسیار هوازده شده‌اند؛ هرچند سنگ‏‌هایی با این ترکیب که کمتر تجزیه شده باشند نیز دیده می‏‌شوند. بیشتر این سنگ‏‌ها در نمونة دستی به رنگ خاکستری دیده می‏‌شوند و در مقاطع میکروسکوپی با بافت گرانولار و پویی‏‌کیلیتیک و گاه بافت گرافیک شناخته می‏‌شوند. بافت گرافیک نشان‌دهندة تبلور اتکتیک، همزمان و آرام کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار از مذابی در حال سرد‌شدن در ژرفای کم و در فشار آب کم (Clarke, 1992) است. این مجموعة سنگی با حضور کانی‏‏‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت، آلکالی‌فلدسپار و آمفیبول شناخته می‌شود. کانی‏‌های فرعی این توده‏‌ها تورمالین، زیرکن و آپاتیت هستند. کلریت، اپیدوت، سریسیت و کانی‏‌های رسی از کانی‏‏‌های ثانویه هستند که کمابیش در بیشتر نمونه‏‏‌ها یافت می‌شوند. کوارتز در مقاطع میکروسکوپی با خاموشی موجی دیده می‌شود که نشان‌دهندة اثر فشارهای زمین‌ساختی بر سنگ است. پلاژیوکلازها شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‌دار، با ماکل پلی‏‌سینتتیک و خاموشی منطقه‏‌ای هستند و در پی دگرسانی به سریسیت و اپیدوت تجزیه شده‏‌اند. بیوتیت فراوان‌ترین کانی مافیک در این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌رود. آمفیبول نیز به حالت منشوری شکل‌دار یا نیمه‌شکل‌دار در مقاطع دیده می‌شود. بیوتیت به‏‌صورت درون‌رشدی با هورنبلند دیده می‏‌شود که گویای تبلور همزمان این دو کانی است. بر پایة بررسی‏‌های طهماسبی و خلجی (Tahmasebi and Khalaji, 2009)، در بخش‌هایی که دچار پهنه‏‌های برشی بوده‏‌اند جهت‏‌گیری کانی‏‌ها (به‌ویژه بیوتیت‌ها) دیده می‏‌شود که می‏‌تواند گویای رخداد دگرگونی دینامیکی در منطقه باشد. این سنگ‏‌ها در بخش‏‌های حاشیه‏‌ای آندالوزیت نیز دارند که البته در پی واکنش‏‌ با سیال‌های ماگمایی پتاسیم‏‌دار بیشتر به سریسیت و یا مسکوویت دگرسان شده‏‌اند. این پدیده نشان‌دهندة رخداد دگرگونی پسرونده در سنگ‏‌هاست و ازاین‌رو، در بررسی‏‌های میکروسکوپی چندان نمی‌توان آن را شناسایی کرد. مجموعه‏‏‌ای از دایک‏‏‌های میکروگرانودیوریتی و آپلیتی و رگه‏‌های کوارتز - تورمالین کانی‏‏‌زایی‌شده به این توده هجوم آورده‌اند. برخی از این دایک‏‏‌ها در پی نفوذ سیال‌های گرمایی بسیار دگرسان شده‏‏‌اند.

تونالیت و کوارتزدیوریت با رنگ تیره‏‌تر و با درصد بیشتر پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول‏‌ها و میزان کمتر آلکالی‌فلدسپار از گرانودیوریت‏‌ها شناسایی می‌شوند. کوارتزدیوریت‏‌ها فراوانی کمتر و بافت تمام‌بلورین و پویی‏‌کیلیتیک دارند. در این مجموعه پلاژیوکلازها (نیمه‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل با ماکل پلی‏‌سینتتیک و زونینیگ‌دار هستند که گاه به اپیدوت و سریسیت تجزیه شده‏‌اند)، فنوکریست‏‌های آمفیبول (گاه به کلریت یا بیوتیت تجزیه شده‏‌اند)، بیوتیت (که گاه کلریتی شده‏‌اند) و به میزان کمتر آلکالی‌فدلسپار و کوارتز (به‏‌صورت بلورهای نیمه‌شکل تا بی‏‌شکل با خاموشی موجی) از کانی‏‌های اصلی سازنده و زیرکن و آپاتیت ± اسفن از مهم‌ترین کانی‏‌های فرعی به‌شمار می‌روند. کانی‏‌های سریسیت، کلریت، اپیدوت و کلسیت نیز از کانی‏‌های دگرسان این مجموعه هستند. گاهی نیز به میزان کم تورمالین به‏‌صورت کانی دگرسان در زمینه یا به‏‌صورت رگه‏‌های کوارتز- تورمالینی دیده می‏‌شود. بر پایة بررسی‏‌های طهماسبی و خلجی (Tahmasebi and Ahmadi Khalaji, 2009)، در برخی نمونه‏‌های کوارتزدیوریتی آستانه، ارتوپیروکسن نیز گزارش شده است. تونالیت‏‌ها با بافت گرانولار و پویی‏‌کیلیتیتک از کانی‏‌های پلاژیوکلاز، بلورهای کوارتز (بی‏‌شکل و با خاموشی موجی که گاه به‏‌صورت بی‏‌شکل فضاهای تهی میان بلورها را پر می‏‌کند و خود پیامد بازتبلور است) به‌همراه آلکالی‌فلدسپار (ارتوز و میکروکلین دگرسان‌شده به کانی‏‌های سریسیت و رسی)، بلورهای بی‏‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار بیوتیت و آمفیبول ساخته شده‌اند.

شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از گرانیتوییدهای آستانه. A) بلورهای آمفیبول، کوارتز و پلاژیوکلاز سریسیتی‌شده؛ B، C) بافت گرانولار و پویی‏‏‌کیلیتیک؛ D) مسکوویت در مرکز تصویر و تورمالین، فلدسپار و کوارتز در اطراف؛ E، F) تورمالین‏‌ها به‏‌صورت روزنه‏‌ای و رگه‏‌ای میان کوارتزها دیده می‌شوند؛ G) بافت تکه‌تکه در تورمالین که شکاف‏‌ها ی آن با کوارتز پر شده است؛ H) پلاژیوکلاز دگرسان‌شده در وسط و تورمالین‏‌ها در حاشیه (رورشدی تورمالین روی فلدسپار؛ بافت روکشی[2]) (تورمالینی‌شدن بسیار پرشتاب بوده است و از این‌رو، فلدسپار‏‌ها ماکل خود را حفظ کرده‏‌اند).

Figure 3. Photomicrographs of the Astaneh granitoids. A) Amphibole, quartz, and sericitized plagioclase crystals; B, C) Granular and poikilitic textures; D) Muscovite at the center of the image, surrounded by tourmaline, eldspar, and quartz; E, F) Tourmaline occurring in interstitial (pore-filling) and veinlet forms between quartz grains; G) Pull-apart texture in tourmaline, with fractures filled by quartz; H) Altered plagioclase in the center and tourmaline at the margins (tourmaline overgrowth on feldspar; Overgrowth texture) (Tourmalinization was very rapid, and therefore feldspars preserved their twinning).

شکل 3. ادامه.

Figure 3. Continued.

سنگ‌نگاری توده‏‌های گرانیتوییدی الیگودرز

تودة گرانیتوییدی الیگودرز بیشتر از سنگ‏‏‌های آذرین اسیدی تا حد واسط با ترکیب گرانیت، گرانودیوریت و کوارتز دیوریت ساخته شده است. این سنگ‏‌ها در ابعاد درشت‏‌دانه تا متوسط هستند. کانی‏‌شناسی این سنگ‏‌ها شامل کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مسکوویت، آمفیبول و کانی‏‌های فرعی تورمالین، آپاتیت، زیرکن و گارنت و کانی‏‏‌های ثانویه کلریت، اپیدوت و سریسیت است. بر پایة بررسی‏‌های محمدی و دیگران (Mohammadi et al., 2010)، در بخش‏‌هایی از سنگ‏‌های منطقه آندالوزیت به‌چشم می‏‌خورد. همچنین، رگه‏‌های کوارتز – تورمالین در پیرامون منطقه دیده می‌شوند. از بافت‏‏‌های دیده‌شده دراین مجموعه می‏‏‌توان گرانولار، پورفیریتیک و پویی‏‌کلاستیک را نام برد (شکل 4-A). کانی کلریت از دگرسانی بیوتیت پدید آمده است و گاه با پیدایش اسفن همراه است. همچنین، گاه مسکوویت پدیدآمده از تجزیة بیوتیت نیز در کنار بیوتیت‏‌ها دیده می‌شود. در برخی نمونه‏‌ها نیز سریسیت‏‌های حاصل از تجزیة پلاژیوکلاز درشت‏‌تر شده‌اند و مسکوویت‏‌های ثانویه را پدید آورده‌اند. پلاژیوکلازهایی که حالت منطقه‌بندی دارند، در راستای بخش‌های کلسیک، دچار تجزیه شده‏‌اند. به‌طور کلی فلدسپار‏‌ها که بخش بزرگی از این سنگ‏‌ها را دربر گرفته‌اند در پی هوازدگی با کانی‏‌های رسی و ورقه‏‌های سریسیت جایگزین شده‏‌اند.

کانی‏‏‌های اصلی گرانیت‏‏‌ها شامل کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار و پلاژیوکلاز و کانی‏‏‌های فرعی این مجموعه شامل بیوتیت، مسکوویت، تورمالین و آپاتیت هستند. بیوتیت‏‏‌ها گاهی کلریتی شده‏‏‌اند و فلدسپارها سریسیتی شده‏‏‌اند. تورمالین به‏‌صورت بی‏‏‌شکل تا نیمه‌شکل‏‏‌دار و با چندرنگی وارونة قهوه‏‏‌ای تا سبز و گاه با پدیده زونینگ دیده می‏‏‌شود (شکل 4-B). تورمالین‏‌ها به‏‌صورت سوزنی‌شکل (نشانة تُند سردشدن) یا آمیبی و بی‌شکل در مقاطع دیده می‏‌شوند. بافت‏‌های اسکلتی و آمیبی ناپایداری تومالین را نشان می‌دهند و این بافت گویای نبود تعادل با کوارتز است (شکل‌های 4-C و 4-D). درون تورمالین‏‌ها گاه میانبار‌های کوارتز و کانی‌های کدر دیده می‌شوند. کانی کدر‏‌ در مقاطع گاه گاه به‏‌صورت مستقل دیده می‌شود و گاه جانشین تورمالین‏‌ها شده‏‌ است و اثر محلول‌های گرمابی و کانسنگ‌ساز روی تورمالین را نشان می‏‌دهد (شکل 4-E). شکستگی در تورمالین‏‌ها (بافت کاتاکلاستیک) از دیگر ویژگی‌های دیده‌شده در این مقاطع است (شکل 4-F).

گرانودیوریت‏‏‌ها دانه درشت تا دانه متوسط هستند و از مجموعه کانی‏‏‌های اصلی پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و پتاسیم‌فلدسپار و از کانی‏‏‌های فرعی تورمالین، آپاتیت و زیرکن ساخته شده‏‏‌اند. پلاژیوکلازها بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار هستند و با زونینگ و منطقه‏‌بندی شناخته می‌شوند. پدیدة زونینگ می‏‏‌تواند نشان‌دهندة نبود تعادل مذاب و کانی و نیز پیامد تغییرات فشار و یا بخار آب باشد (Hawkins and Allan, 1994). پلاژیوکلازها گاهی سریسیتی شده‏‏‌اند. بیوتیت به‏‌صورت شکل‏‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‏‌دار در مقاطع دیده می‏‏‌شود و گاه به مسکوویت و اکسیدهای آهن- تیتانیم تجزیه شده‏‏‌اند. پتاسیم‌فلدسپارها بی‏‌شکل هستند و گاه فضای میان بلورها را پُر می‏‏‌کنند.

پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و امفیبول از کانی‏‏‌های اصلی سازندة کوارتزدیوریت‏‏‌ها به‌شمار می‌روند. در پیرامون پلاژیوکلازها گاهی رورشدی‌هایی از آلبیت نیز دیده می‏‏‌شود. آمفیبول‏‏‌ها شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و به رنگ‏‏‌های سبز و قهوه‏‏‌ای در مقاطع دیده می‌شوند. بیوتیت‏‏‌ها نیز شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل هستند. گاه پلاژیوکلازها به سریسیت و آمفیبول و بیوتیت به کلریت تجزیه شده‏‌اند.

شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از گرانیتوییدهای الیگودرز. A) بافت گرانولار؛ B) پدیده زونینگ در تورمالین‏‌ها؛ C) تورمالین سوزنی (نشان از سردشدگی پرشتاب و زیرسرمایش[3] در محلول‌ها) به‌همراه کانی کدر (به‏‌صورت مستقل و جانشینی) در زمینه‌ای از کوارتز؛ D) تورمالین آمیبی همراه کانی کدر و کوارتز (گویا کوارتزها پس از تورمالین‏‌ها پدید آمده‏‌اند و تورمالین‏‌ها دچار تهاجم آنها شده‏‌اند و به‏‌صورت جزیره‌هایی در کوارتز شناور هستند)؛ E) جانشینی کانی کدر به‌جای تورمالین تحت‏‌تأثیر محلول‌های گرمابی؛ F) تورمالین با شکست‌های فراوان (بافت کاتاکلاستیک).

Figure 4. Photomicrographs of the Aligudarz granitoids A) Granular texture in the granitoids; B) Zoning observed in tourmaline crystals; C) Needle-shaped tourmaline (indicative of rapid cooling and supercooling conditions in the fluids) accompanied by opaque minerals (both discrete and replacement types) within a quartz matrix; D) Amoeboid tourmaline associated with opaque minerals and quartz (apparently, quartz crystallized after tourmaline, attacking and enclosing the tourmaline as isolated “islands” within quartz); E) Replacement of tourmaline by opaque minerals due to hydrothermal fluids; F) Highly fractured tourmaline showing a cataclastic texture.

شکل 4. ادامه.

Figure 4. Continued.

توصیف صحرایی و سنگ‌نگاری تورمالین ها

بر پایة بررسی‏‌های میدانی، تورمالین‏‌ها را می‏‌توان به انواع زیر دسته‌بندی کرد:

1- تورمالین‏‌های گرهکی یا ندولار[4]: این نوع از تورمالین‏‌ها به‏‌صورت گرهک روی سطح گرانیت‏‌ها دیده می‏‌شوند (شکل 5-A). پیدایش گرهک‏‌های تورمالین که به‏‌صورت دانه‏‌های تسبیح و به‌دنبال یکدیگر متبلور شده‏‌اند به تبلور شاره‏‌های ماگمایی تأخیری که شکستگی‏‌های سنگ را پر می‏‌کند، وابسته است (Tahmasebi et al., 2009; Rozendaal and Bruwer, 1995; Morgan and London, 1989). گره‏‌های تورمالین مانند شواهد اولیة تغییر و رخدادهای دگرنهادی در شرایط نیمه‌جامد هستند که به احتمال بالا به‌دنبال آزاد‌شدن شاره‏‌های غنی از بُر حاصل از تبلور گرانیت پدید آمده‏‌اند. تورمالین‏‌های درون این سنگ در مرز دانه‏‌های کوارتز رشد کرده‏‌اند (شکل 6-A). همچنین، پلاژیوکلاز‌ها در حال تحلیل‌رفتن هستند و با تورمالین مرز خوردگی نشان می‏‌دهد (شکل 6-B). گاه در تورمالین‏‌ها شکستگی‏‌های موازی با بافت تکه‌تکه دیده می‏‌شود (شکل6-C). این شکستگی‏‌ها با کوارتزهای تأخیری پر شده‏‌اند که نشان‏‌دهندة وجود تنش و تأثیر محلول‏‌های گرمابی مناطق بررسی‌شده است (شکل 6-D). بر پایة بررسی‏‌های میکروسکوپی، کانی‏‌های همراه تورمالین عبارتند از کوارتز، پلاژیوکلاز و ارتوکلاز. کانی تورمالین همواره به رنگ‌های سبز زیتونی تا سبز قهوه‌ای کم رنگ با چند رنگی بارز وارونه دیده می‏‌شود (شکل 6-E).

2- تورمالین‏‌های لایه‏‌ای[5]: این تورمالین‏‌ها درون سنگ‏‌های دگرگونی منطقه (هورنفلس‌ها) و در محل همبری تودة آذرین درونی منطقه با سنگ میزبان یافت می‏‌شوند. در نمونة دستی این سنگ‏‌ها دانه متوسط تا ریز دانه و به‏‌صورت تناوبی از لایه‏‌های غنی از تورمالین و میکا- کوارتز دیده می‏‌شوند (شکل 5-B). در مقاطع نازک کوارتزها بافت چندگوش دارند و تورمالین در مرز آنها در حال رشد است (شکل 6-F). بر پایة بررسی‏‌های گوناگون (مانند: Slack and Trumbull, 2011; Pesquera and Roldan, 1997) این میانبار و نفوذ کوارتز در تورمالین‏‏‌ها چه‌بسا پیامد رشد پرشتاب و همزمان با فرایندهای زمین‌ساختی باشد. افزون‌بر کوارتز، دیگر کانی‏‏‌های همراه با تورمالین‏‌ها مسکوویت و بیوتیت هستند. تورمالین‏‌هایی که در بررسی‏‌های میکروسکوپی منطقه‌بندی دارند چه‌بسا در مراحل پس از تبلور ماگما، در مرحلة گرمابی دچار محلول‌های سرشار از بور شده‌ و پدید آمده‏‌اند. منطقه‌بندی ضعیف در تورمالین‏‌های لایه‏‌ای و منطقه‌بندی واضح در تورمالین‏‌های گرهکی به خاستگاه گرمابی تورمالین اشاره می‏‌کند که گویای تغییرات ناگهانی دما، فشار و ترکیب شیمیایی شاره و یا شرایط تبلور غیرتعادلی پرشتاب تورمالین است که در سیستم‏‌های باز پدید آمده‏‌اند (London and Manning, 1995)

3- تورمالین‏‌های پراکنده[6]: این تورمالین‏‌ها به‏‌صورت دانه‏‌های ریز در زمینة سنگ دیده می‏‌شوند (شکل 5-C). بر پایة بررسی‏‌های میکروسکوپی، دگرسانی پتاسیک در پلاژیوکلاز‏‌ها روی داده است و پلاژیوکلازها در حال جایگزینی با تورمالین و ارتوکلاز هستند؛ بدین‌گونه‌که سدیمِ آزادشده در ساختمان تورمالین شرکت می‏‌کند و پتاسیم در ساختمان ارتوکلاز شرکت می‏‌کند. همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود مقداری از بافت پلاژیوکلاز به‌جای مانده است (شکل‌های 6-J و 6-H).

4- تورمالین‏‌های پگماتیتی[7]: این سنگ‏‌ها به‏‌صورت رگه‏‌هایی در ناحیه همبری تودة آذرین درونی با سنگ میزبان دیده می‏‌شوند. در نمونة دستی دانه‏‌های منشوری سیاه رنگ تورمالین و بلورهای دانه درشت کوارتز بافت پگماتیتی به رگه‏‌ها داده است (شکل 5-D). این رگه‏‌ها بیش از 20% حجمی تورمالین دارند؛ به‌گونه‌ای‌که در نمونة دستی کمابیش از تورمالین خالص ساخته شده‌اند.

5- تورمالین‏‌های پینه‌ای یا نامنظم[8]: این نوع از تورمالین‏‌ها در نمونة دستی با اندازة نامنظم و دانه درشت تا دانه‏‌ریز دیده می‏‌شوند (شکل 5-E). در مقاطع میکروسکوپی، تورمالین‏‌های درون این سنگ در پلاژیوکلاز با بافت آتولی پدید آمده‌اند (شکل 6-I).

شکل 5. تصویرهای صحرایی از تورمالین: A) پیدایش تورمالین‏‌های گرهکی (گرانیتوییدهای آستانه)؛ B) تورمالینیت‏‌های لایه‏‌ای به‏‌صورت تناوبی از لایه‏‌های سرشار از تورمالین و میکا- کوارتز (هورنفلس‏‌های آستانه)؛ C) تورمالین‏‌های پراکنده در زمینة گرانیتویید (گرانیتویید الیگودرز)؛ D) تورمالین‏‌های دانه درشت (پگماتیت‏‌های الیگودرز)؛ E) تورمالین‏‌های پینه‏‌ای (گرانیتوییدهای الیگودرز).

Figure 5. Field photographs of tourmaline: A) Formation of nodular tourmalines (Astaneh granitoids); B) Layered tourmalinites showing alternations of tourmaline-rich and mica–quartz layers (Astaneh hornfels); C) Disseminated tourmalines in the matrix (Aligudarz granitoid); D) Coarse-grained tourmalines (Aligudarz pegmatites); E) Patchy (spotty) tourmaline occurrences (Aligudarz granitoids).

شکل 6. A) رشد تورمالین در مرز دانه‏‌های کوارتز  (تصویر XPL)؛ B) مرز ناپایدار تورمالین و پلاژیوکلاز (تصویر XPL)؛ C، D) شکستگی‏‌های موازی در تورمالین که با کوارتز تآخیری پر شده‏‌اند (تصویر XPL)؛ E) زونینگ یا ناهنجاری نوری در تورمالین (تصویر XPL)؛ F) کوارتز با بافت چندگوش و تورمالین در حال رشد (تصویر XPL)؛ G، H) دگرنهادی پتاسیک در پلاژیوکلاز و پیدایش تورمالین و ارتوکلاز (تصویر XPL)؛ I) بافت آتول در پلاژیوکلاز (تصویر PPL).

Figure 6. A) Tourmaline growth along quartz grain boundaries (XPL image); B) Unstable boundary between tourmaline and plagioclase (XPL image); C–D) Parallel fractures in tourmaline infilled by late-stage quartz (XPL image); E) Zoning or optical irregularity in tourmaline (XPL image); F) Polygonal quartz texture and a growing tourmaline (XPL image); G–H) Potassic metasomatism in plagioclase leading to the formation of tourmaline and orthoclase (XPL image); I) Atoll texture in plagioclase (PPL image).

شناسایی نوع تورمالین بر پایة ترکیب شیمیایی آن

کانی تورمالین از شاخص‏‌ترین کانی‏‌های سیلیکاته بور و آلومینیم‏‌دار با فرمول عمومی:

XY₃Z(T₆O₁₈₎(BO₃)₃V₃W

یا:

((R1)(R2)₃(R3)₆(BO₃)₃Si₆O₁₈(OH,F)₄

است (Hawthorn and Henry, 1999) که در آن:

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)

B=B, (□vacancy)

V= OH, O

W=OH, F, O

به‌علت تنوع شیمیایی و پیچیدگی ساختمانی تورمالین، معمولاً ترکیب تورمالین به‏‌صورت سازندة پایانی بیان می‏‌شود. خاستگاه تورمالین‏‌ها می‏‌تواند گرمابی و یا ماگمایی باشد. ویژگی‏‌های میکروسکوپی این دو گروه تورمالین، همانند است؛ اما ویژگی‏‌های شیمیایی آنها یکسان نیست. تورمالین‏‌های گرمابی منطقه‌بندی شیمیایی دارند و معمولاً Mg آنها از تورمالین‌های ماگمایی بیشتر است و از نوع محلول جامد شورل- دراویت هستند. تورمالین‏‌های ماگمایی همگن و نسبت Fe/Mg و همچنین، میزان Fe، Al و F در آنها کمابیش بالاست (Hawthorne and Henry, 1999). دامنة گستردة پایداری تورمالین مانند عوامل اصلی حضور کانی در محیط‏‌های گوناگون زمین‏‌شناسی است و مقاومت شیمیایی این کانی در مراحل گوناگونِ گرمابی و دگرگونی، عامل اصلی حفظ هویت شیمیایی آن است (Henry et al., 2004). بر پایة جانشینی‏‌های احتمالی در جایگاه X، تورمالین‏‌ها را بر پایة مقدار Na+(K) و Ca و کمبود یا تهی‌بودن جایگاه X [9]، به سه گروه تورمالین‏‌های کلسیک، قلیایی و انواعی که جایگاه X تهی دارند دسته‌بندی کرده‏‌اند (Hawthorne and Henry, 1999). بر پایة این رده‌بندی، تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده به گروه قلیایی تعلق دارند (شکل 7-A) که این ویژگی نشان‌دهندة بالا‌بودن مقدار K+Na در برابر مقدار Ca در جایگاه X و تهی‌بودن این جایگاه در ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های بررسی شده است. مقدار کمبود جایگاه X در تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده از 26/0 تا 49/0 است. تورمالین‏‌های قلیایی بیشتر در شرایط اسیدی و دمای کم پدید می‌آیند (Rosenberg and Foit, 1979; Collines, 2010). در همة نمودار‏‌ها، نمونه‏‌های تورمالین منطقة آستانه با شکل‌های دایره‏‌ای و نمونه‏‌های تورمالین منطقة الیگودرز با شکل‌های مربعی نمایش ‌داده شده‌اند. برای بررسی تغییرات ترکیبی در نسبت‏‌های Na، Fe، Mg و Ca و شناخت نوع تورمالین، نمودار دوتایی Na/(Na+Ca) و Fe/(Fe+Mg) به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‏‌های منطقة آستانه بیشتر در گسترۀ شورل[10] و نمونه‏‌های منطقة الیگودرز در گسترۀ دراویت[11] با گرایش به شورل جای گرفته‏‌اند (شکل 7-B) که نشان‏‌دهندة تبادلات کاتیونی Fe و Mg در مقدارهای ثابتِ Ca و Al است. در این نمودار، افزونی میزان سدیم در برابر کلسیم و نیز آهن در برابر منیزیم در روند پیدایش تورمالین‏‌های آستانه دیده می‏‌شود. به گفتة منینگ (Manning, 1982)، با تغییر ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌ها از شورل به دراویت، میزان تهی‌شدن قلیایی‏‌ها افزایش می‌یابد.

شکل 7. ترکیب تورمالین در گرانیتویید آستانه و الیگودرز در: A) نمودار سه‌تایی Na+(K)- X-site vacancy- Ca (Hawthorne and Henry, 1999)؛ B) نمودار Fe/(Fe+Mg) ‌در برابر Na/(Na+Ca) (Trumbull and Chaussidon, 1999) (دایره: تورمالین منطقة آستانه؛ مربع: تورمالین منطقة الیگودرز).

Figure 7. Composition of Tourmaine from Astaneh and Aligoudarz areas on A) Na⁺+K – X-site vacancy – Caternary diagram (after Hawthorne and Henry, 1999); B) Fe/(Fe+Mg) versus Na/(Na+Ca) plot (after Trumbull and Chaussidon, 1999) (circle: tourmaline from the Astaneh area; square: tourmaline from the Aligudarz area).

واکنش‏‌های جانشینی در ترکیب تورمالین

واکنش‏‌های جانشینی در ترکیب تورمالین نیز می‏‌تواند به‏‌صورت تبادل هم ظرفیتی در یک جایگاه خاص (مانند جانشینی Mg به‌جای Fe²⁺ در جایگاه Y) و یا به‏‌صورت تبادل چند ظرفیتی در چندین جایگاه (مانند جانشینی زوجی اوویت[12] که در آن Ca-Mg به‌جای Na-Al جانشین می‌شود و دو جایگاه X و Y تغییر می‏‌کند) انجام شود. برای بررسی واکنش‏‌های جانشینی احتمالی روی‌داده در ترکیب تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده نمودار‏‌های گوناگونی به‌کار برده شدند (شکل 8). در شکل 8-A ترکیب‏‌ R₁+R₂=(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) در برابر R₃=Al+1.33Ti بررسی شده‌اند. این نمودار نشان‏‌دهندة جانشینی‏‌هایی است که آلومینیم در آن دخالت دارد (Manning, 1982). به گفتة دیگر، نشان از وجود تورمالین آلومینیم‌دار، حضور فوییتیت و جایگاه تهیِ X و اولنیت است. بر پایة این نمودار، ترکیب شورل- دراویت نزدیک به مرکز نمودار با مقدار 4R₁+R₂= و 6R₃= جای می‏‌گیرد و همۀ بردارها با مؤلفۀ افزایشی شورل- دراویت آغاز می‏‌شوند. در این نمودار جانشینی پروتون‌زدایی AlO(Mg, Fe)_- (OH) _1-1 و جانشینی تهی‌شدگی قلیایی {[R₁]Al}{Na(Fe, Mg)}_-1 با دو بردار نشان داده شده است. تورمالین‏‏‌ها چه‌بسا سه روند گرایش به سمت یووایت یعنی جانشینی Ca (Fe, Mg) (Na, Al)_-1، نقص آلکالی (تهی‏‏‌شدگی قلیایی[13]) یا همان گرایش به جانشینیِ R1(Al)(Na(Fe, Mg)_-1 و نقص پروتونی (پروتون‏‌زدایی[14]) یا همان گرایش به جانشینی ((R3)O)((R2)OH)_-1 را نشان دهند؛ یا اینکه در فاصلة میان این روندها جای گیرند (Manning, 1982). همان‌گونه‌که دیده می‏‌شود، تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در این نمودار پس از نقطة شورل- دراویت و در گسترة میان دو بردار قلیایی (کمبود آلکالی) و پروتون‏‌زایی (کمبود پروتون) جای گرفته‏‌اند که نشان‌دهندة جانشینی آلومینیم و تأثیر توام این دو بردار است. در شکل 8-B تغییرات Fe ‌در برابر Mg بررسی شده است. در این نمودار، ترکیب شورل- دراویت روی خط  جای می‏‌گیرند و همه نمونه‏‌هایی که زیر خط هستند  دارند که نشان‌دهندة جانشینی Al در جایگاه Y (یا همان R₂) است. ازاین‌رو، هر چه مقدار  کمتر باشد، میزان Al در جایگاه Y بیشتر می‏‌شود (London and Manning, 1995). مؤلفه تبادلی پوندرواویت یا فری‌شورل با فرمول FeAl_-1 و اوویت نیز در بالای خط شورل- دراویت هستند. در نمودار Fe ‌در برابر Mg جای‌گرفتن تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در جایگاه زیرِ  نشان‌دهندة جانشینی Al در جایگاه Y است. تورمالین‏‏‌های بررسی‏‌شده تا اندازه‌ای با بردار MgFe_-1 هم‏‏‌راستایی نشان می‏‏‌دهند (نشان از جانشینی Mg و Fe و گرایش ترکیب تورمالین‏‌ها به شورل تا دراویت). در نمودار تغییرات R_2* در برابر Al in R₂، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده بیشتر در زیر خط 3R₂*= جای دارند که می‏‌تواند نشان‌دهندة نقصان در جایگاه Y باشد (شکل 8-C). در زیر خط 3 پدیدة جانشینی Al در جایگاه اکتاهدرال Y رخ می‏‏‌دهد یا به گفتة دیگر، میزان Al در R₂. افزایش می‏‏‌یابد. در این شکل، آلومینیم و مجموع آهن و منیزیم در تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده، رابطة معکوس دارند که نشان‏‌دهندة جانشینی‏‌هایی است که در آنها آلومینیم شرکت دارد. به گفتة دیگر، می‏‌تواند نشان‌دهندة تورمالین آلومینیم‌دار و جایگاه خالی X ‏‌باشد. مقدار همة کاتیون‏‌های X در تورمالین‌های بررسی‏‌شده از نزدیک به 3/0 تا 49/0 متغیر هستند که نشان‌دهندة حضور فضای تهی در جایگاه X است. در این تورمالین‏‌ها 2/0 Ca< است که نشانة مقدار ناچیز اوویت در ساختار این کانی است. مقادیر بالای Al در جایگاه Y پیامد جانشینی‏‌های AlOMg-1(OH)_-1 و AlNa_-1Mg_-1 است (Harraz and El-Sharkaway, 2001).

شکل 8. جایگاه تورمالین‌های آستانه و الیگودرز روی A) نمودار R₃ ‌در برابر R₁+R₂ (Manning, 1982) (R₁+R₂=(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) و R₃= Al+1.33 Ti)؛ B) نمودار Fe ‌در برابر Mg (London and Manning, 1995)؛ C) نمودار R₂* ‌در برابر R₂* (London and Manning, 1995) (R₂*=Fe+Mg+Mn+Al؛ R₂=Al+1.33Ti+Si–12).

Figure 8. Compositions of tournalines from Astaneh and Aligoudarz areas on A) R₁+R₂ versus R₃ diagram (after Manning, 1982) (R₁+R₂=(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) and R₃=Al+1.33Ti); B) Mg versus Fe diagram (after London and Manning, 1995); C) R₂* versus R₂ diagram (after London and Manning, 1995) (R₂*=Fe+Mg+Mn+Al and R₂=Al+1.33Ti+Si–12).

مقدار آلومینیم و مجموع آهن و منیزیم در تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده رابطة وارونه دارد (شکل 9-A) که نشان‏‌دهندة جانشینی‏‌هایی است که در آنها آلومینیم شرکت دارد. به گفتة دیگر، می‏‌تواند نشان‌دهندة وجود تورمالین آلومینیم‌دار و جایگاه تهی X ‏‌باشد. رسم نمونه‏‏‌های تورمالین در نمودار Fe ‌در برابر Al، یک برازش خطی وارونه را نشان می‏‏‌دهد و این آرایه بیشترین سازگاری را با جانشینی Fe³⁺Fe²⁺(MgAl)_-1 دارد (شکل 9-B) که نشان‌دهندة درجة کم جانشینی و حضور تترائدر Al است. نمودار تغییرات Al در برابر X-vacancy نشان‏‌دهندة همبستگی مثبت میان آلومینیم و مقدار جایگاه تهی X در تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده است و با بردار تبادل عنصری Al(NaR)_-1 همخوانی نشان می‏‌دهد. نمونه‏‌های با میزان آلومینیم بیشتر روی / نزدیک خط شورل - فوییتیت جای گرفته‏‌اند (شکل 9-C).

شکل 9. تورمالین‏‌های آستانه- الیگودرز در A) نمودار تغییرات آلومینیم در برابر مجموع آهن و منیزیم در (Trumbull and Chaussidon, 1999)؛ B) نمودار تغییرات Al کل در برابر Fe (بردارهای تبادل از Williamson et al., 2000)، C) نمودار تغییرات Al در برابر X-vacancy (Bacik et al., 2012))

Figure.9. Composition of Astaneh–Aligudarz tourmalines on A) Al versus Fe+Mg plot (after Trumbull and Chaussidon, 1999); B) Total Al versus Fe plot (exchange vectors from Williamson et al., 2000); C) Al versus X-site vacancy plot (after Bacik et al., 2012).

بحث و بررسی

تورمالین‏‌های ماگمایی اصولاً ‌در برابر تورمالین‏‌های گرمابی شکل‏‌دارتر هستند و وجود این تورمالین‏‌ها در سنگ میزبان نشانۀ روشنی از غنی‌بودن ماگمای مادر از بُر است (London and Manning, 1995). به باور این پژوهشگران، چنان‌چه همۀ شرایط لازم برای پیدایش تورمالین مانند پرآلومین‌بودن (1A/CNK>)، حضور wt%2Fe-Mg< و شرایط اسیدی (5/6PH<) فراهم باشد، اگر مذاب مورد نظر غنی از بُر باشد (wt%2B₂O₅~)، تورمالین‏‌های ماگمایی شکل‌دار بدون منطقه‌بندی پدید می‌آیند. مقدار Al در تورمالین‏‌های گرمابی از تورمالین‏‌های ماگمایی کمتر است (London and Manning, 1995) و مقدار کاستی در جایگاه X در تورمالین‏‌های گرمابی کمتر است (Trumbull and Chaussidon, 1999). هنگامی‌که سیال غنی از بُر با سنگ میزبان واکنش می‏‌دهد تورمالین‏‌های گرمابی پدید می‌آیند (Plimer, 1988).

بر پایة بررسی‏‌ِ تغییرات FeO/FeO+MgO ‌در برابر MgO در تورمالین‌ها، چنانچه مقدار نسبت FeO/FeO+MgO در تورمالین‏‌ها در بازة 1 تا 8/0 باشد نشان‌دهندة بسته‌بودن سیستم ماگمایی، جای‌گرفتن تورمالین‏‌ها درون و در نزدیکی تودة گرانیتی و نبود دخالت شاره‏‌های خارجی در پیدایش تورمالین‌هاست. اگر این مقدار در بازة 8/0 تا 6/0 باشد آنگاه نشان‌دهندة تورمالین‏‌هایی است که در فاصلة نزدیک تا حد واسط ‌در برابر توده‏‌های گرانیتی جای گرفته‏‌اند و نشان‌دهندة آنست که هم شاره‏‌های ماگمایی و هم شاره‏‌های گرمابی در پیدایش تورمالین‏‌ها نقش داشته‏‌اند و اگر مقدار FeO/FeO+MgO از 6/0 کمتر باشد نشان‏‌دهندة تورمالین‏‌های با فاصلة دور از تودة آذرین درونی است و گواهی بر خاستگاه خارجی بُر و سیستم گرمابی به‌شمار می‌رود. تورمالین‏‌های ماگمایی، در برابر تورمالین‏‌های گرمابی و گرمابی، مقدار Al بیشتر و کاستی در جایگاه X بیشتری دارند (مانند: Trumbull and Chaussidon, 1999; Zhao et al., 2022). بر پایة جایگیری نمونه‏‌ها در نمودار یادشده، همة تورمالین‏‌های منطقة آستانه و شماری از نمونه تورمالین‏‌های الیگودرز در گسترة B (محیطی میان دو خاستگاه یادشده و پیدایش این تورمالین‏‏‌ها هنگام آمیختگیِ سیال ماگمایی و گرمابی) و شماری از تورمالین‏‌های الیگودرز (شمال الیگودرز) در گسترة C (تورمالین‏‌های با فاصلة دور از تودة آذرین درونی) جای می‌گیرند (شکل 10).

نمودار‌های سه‌تایی Fe-Mg-Al و Fe-Mg-Ca (شکل‌های 11-A و 11-B) نشان‌دهندة تغییرات آهن و منیزیم در مقدارهای ثابت کلسیم و آلومینیم هستند. جایگیری نمونه‏‌ها در بالای خط شورل – دراویت نشان‏‌دهندة مقادیر ناچیز Fe³⁺ در این تورمالین هاست (Henry and Guidotti, 1985). مقدار سیلیس در بیشتر نمونه‏‌ها نزدیک به 6 اتم در فرمول ملکولی است. در نمونه‏‌های بررسی‏‌شده مقدار آلومینیم بالاست و همة آنها در جایگاه Z خود 6 اتم دارند.

بر پایة نمودار سه‌تایی Al₅₀Fe-Al-Al₅₀Mg (شکل 11-A)، تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة سنگ‏‌های کوارتز- تورمالین- متاپسامیت‏‌های همزیست با یک فاز اشباع از آلومینیم (برخاسته از سیال‌های غنی از آلومینیم) جای می‏‌گیرند. تورمالین متاپلیت‏‌ها متعلق به محلول جامد شورل- دراویت با مقدار کمی اویت- منگنزیواویت و فوییتیت- منگنزیوفوییتیت همراه هستند (Abu El- Enen and Okruch, 2007).

شکل 10. نمودار MgO ‌در برابر FeO/FeO+MgO (Pirajno and Smithies, 1992) (محدودة A: تورمالین‏‌های درون و نزدیک تودة گرانیتی و نشان‌دهندة بسته‌بودن سیستم ماگمایی و نبود دخالت شاره‏‌های خارجی در پیدایش تورمالین‌ها؛ محدودة B: تورمالین‏‌هایی که در فاصلة نزدیک تا حد واسط تودة گرانیتی پدید آمده‌اند و هم شاره‏‌های ماگمایی و هم شاره‏‌های گرمابی در پیدایش آنها نقش داشته‌اند؛ محدودة C: تورمالین‏‌هایی با فاصلة دور از تودة گرانیتی که گویای خاستگاه خارجی بُر و وجود یک سیستم گرمابی هستند).

Figure 10. MgO versus FeO/(FeO + MgO) plot (after Pirajno and Smithies, 1992) (Field A: tourmalines formed within or near the granitoid pluton, indicating a closed magmatic system with no involvement of external fluids; Field B: tourmalines located at intermediate distances from the pluton, where both magmatic and hydrothermal fluids contributed to their formation; Field C: tourmalines far from the pluton, suggesting an external source and the influence of a hydrothermal system.

نمودارهای یادشده نشان‏‌دهندة پیدایش تورمالین‏‌ها در متاپلیت‌ها و متاپسامیت‏‌هاست. ته‌نشست‏‌های ماسه‌سنگی – پلیتی سدیم، کلسیم، آهن، منیزیم و آلومینیم کافی دارند تا از راه واکنش شاره‏‌های غنی از بور با کانی‏‌های درون این سنگ‏‌ها تورمالین را پدید آورند (Torres-Ruiz et al., 1996, 2003).

شکل 11. A) نمودار سه‌تایی Al₅₀Fe-Al-Al₅₀Mg (برگرفته از Henry and Guidotti,1985)) و جایگاه نمونه‏‌های بررسی‏‌شده روی آن (شماره‌های در نمودار؛ 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⁺ و 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 دگرگون‌شده با میزان Ca کم و متاسدیمنت‏‌های غنی از Cr و V؛ 8- کربنات‏‌ها و پیروکسینیت‏‌های دگرگون‌شده)؛ B) نمودار سه‌تایی Ca-Fe^tot-Mg (برگرفته از Henry and Guidotti,1985)) (شماره‌های در نمودار؛ 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 از Ca، متاپسامیت‏‌ها و سنگ‏‌های آهکی سیلیکاتی؛ 4- متاپلیت‏‌های فقیر از Ca، متاپسامیت‏‌ها و سنگ‏‌های کوارتز- تورمالینی؛ 5- کربنات‏‌های دگرگون‌شده؛ 6- الترامافیک‏‌های دگرگون‌شده).

Figure 11. A) Triangular diagram of Al₅₀Fe–Al–Al₅₀Mg (after Henry and Guidotti,1985) showing the positions of the studied samples. Numbers on the diagram correspond to: 1. Li-rich granitoids and their associated pegmatites and aplites; 2. Li-poor granitoids and their associated pegmatites and aplites; 3. Fe³⁺-rich quartz–tourmaline rocks and hydrothermally altered granites; 4. Metapelites and metapsammites with an Al-saturated phase; 5. Metapelites and metapsammites without an Al-rich phase; 6. Fe³⁺-rich quartz–tourmaline rocks, calc-silicate rocks, and metapelites; 7. Metamorphosed ultramafics with low Ca and Cr–V-rich metasediments; 8. Carbonates and metamorphosed pyroxenites); B) Ca–Fe^tot–Mg ternary diagram (after Henry and Guidotti,1985) (Numbers on the diagram:1. Li-rich granitoids and their associated pegmatites and aplites; 2. Li-poor granitoids and their associated pegmatites and aplites; 3. Ca-rich metapelites, metapsammites, and calcareous silicate rocks; 4. Ca-poor metapelites, metapsammites, and quartz–tourmaline rocks; 5. Metamorphosed carbonates; 6. Metamorphosed ultramafics).

برداشت

تودۀ گرانیتوییدی آستانه و کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز در پهنة ساختاری سنندج-سیرجان در باختر ایران جای گرفته‏‌اند. تودة گرانیتوییدی آستانه بازه‌ای از سنگ‏‌های گرانیتوییدی شامل کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت را دربر می‏‏‌گیرد. عملکرد گرمایی‏‏‌ها به رخداد دگرسانی‏‏‌های گوناگون انجامیده است که از میان آنها دگرسانی‏‏‌های دیده‌شده در منطقه می‏‏‌توان دگرسانی‌های فیلیک (گسترده‌ترین)، پروپلیتیک، آرژیلیک حد واسط وسیلیس‏‏‌زایی را نام برد. کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز از کوارتز دیوریت تا گرانودیوریت و گرانیت تغییر ترکیب می‏‌دهد. گرانودیوریت‏‌ها بیشترین واحد سازندة این کمپلکس هستند و به‌دنبال آن کوارتز دیوریت و سپس گرانیت‏‌ها هستند. کانی‏‏‌های اصلی و فرعی این مجموعه‏‌ها بیشتر شامل کوارتز، ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول، تورمالین، آپاتیت، زیرکن و گارنت و نیز کانی‏‏‌های ثانویه کلریت، اپیدوت و سریسیت است. بر پایة بررسی‏‌های صحرایی و میکروسکوپی، تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده به چند گروه دسته‌بندی می‏‌شوند که شامل تورمالین‏‌های گرهکی یا ندولار، تورمالین‏‌های لایه‏‌ای، تورمالین‏‌های پراکنده، تورمالین‏‌های پگماتیتی و تورمالین‏‌های پینه‌ای یا نامنظم هستند. تورمالین‏‏‌های بررسی‏‌شده به انواع قلیایی تعلق دارند که این مسئله نشان‌دهندة بالا‌بودن مقدار K+Na (در مقایسه با مقدار Ca) درون جایگاه X و مقدار کمبود جایگاه یادشده است. بر پایة بررسی‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی، تورمالین‏‌های بررسی‌شده از نوع محلول جامد شورل- دراویت و منطقه‌بندی شیمیایی دارند و جانشینی Al در جایگاه Y نشان می‌دهند. بر پایة نمودار FeO/FeO+MgO در برابر MgO، همة تورمالین‏‌های منطقة آستانه و شماری از نمونه تورمالین‏‌های الیگودرز در گسترة B (تأثیر همزمان دو فرایند ماگمایی و گرمابی و دخالت آب‏‌های جوی در مرحلة واپسین پیدایش آنها) و شماری از تورمالین‏‌های الیگودرز (شمال الیگودرز) در گسترة C (تورمالین‏‌های با فاصلة دور از تودة آذرین درونی) جای می‌گیرند. بر پایة نمودار‏‌های Fe-Mg-Al و Fe-Mg-Ca خاستگاه بٌر (عنصر اصلی سازندة تورمالین) را می‏‌توان متاپلیت و متاپسامیت‏‌ها دانست. از آنجایی‌که ماسه‌سنگ و متاپلیت از سنگ‏‌های با گسترش بسیار در مناطق بررسی‌شده هستند. ازاین‌رو، آلایش و میانبار آنها در تودة گرانیتوییدی و ازاین‌رو، افزوده‌شدن عنصرهای گوناگونی مانند بُر، فلور، آلومینیم، منیزیم، آهن از سنگ‏‌های یادشده و برخی دیگر از عنصرها به مقدار کمتر، ماگما را در پیدایش تورمالین در منطقة بررسی‌شده یاری کرده است. بر پایة بررسی‏‏‌های انجام‌شده (سنگ‌نگاری و زمین‏‏‌شیمیایی)، خاستگاه پیدایش تورمالین‏‏‌ها یک سیستم ماگمایی باز با سنگ‏‏‌های دیواره پرآلومین همراه با واکنش‏‏‌های بین شاره‏‏‌ای غنی از بٌر درون این سنگ‏‏‌ها دانسته می‏‌شود.

[1] Pull-apart texture

[2] Overgrowth

[3] Supercooling

[4] Nodular

[5] Layered

[6] Disseminated

[7] Pegmatitic

[8] Patchy

[9] X-site vacancy

[10] Schorl

[11] Dravite

[12] Uvite

[13] Alkali deficient

[14] deprotonation