سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی گرهک‌های تورمالین در لکوگرانیت آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان، پهنه سنندج-سیرجان)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان،‌ اصفهان،‌ ایران

چکیده

لکوگرانیت آدربا، بخشی از همتافت دگرگونی گلپایگان (پهنه سنندج-سیرجان)، میزبان گرهک‌های تورمالین عدسی‌شکل است. این توده میزبان گرهک‌های کوچک (نوع 1) با بزرگی 2 در 4 سانتیمتر و گرهک‌های بزرگ (نوع 2) با بزرگی نزدیک به 7 در 14 سانتیمتر است. هسته گرهک‌های نوع 1 از تورمالین‌های کوچک با چندرنگی سبز-آبی، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار (میکروکلین) و آپاتیت سازمان یافته است؛ اما هسته گرهک‌های نوع 2، از درشت‌بلورهای تورمالین با چندرنگی آشکار، به‌همراه کوارتز ساخته شده است. بر پایه بررسی زمین‌شیمی عناصر اصلی و نادر، این تورمالین‌ها در محدوده آلکالن (قلیایی)، از نوع شورل (گرهک‌های نوع 1) و قلمرو شورل-دراویت (گرهک‌های نوع 2) رده‌بندی می‌شوند. میانگین مقادیر REE در این تورمالین‌ها دارای شیب منفی بوده و نشان‌دهنده آنومالی منفی (گرهک نوع 1) و مثبت (گرهک نوع 2) عنصر Eu است. به احتمال بالا، گرهک‌های نوع 1 در پی دو ساز و کارِ نبود آمیختگی در مذاب‌های تکامل‌یافته و سپس شکسته‌شدن بیوتیت در مراحل پایانی تبلور تورمالین‌، تا مصرف کامل B (سیستم بسته) پدید آمده‌اند. برای گرهک‌های نوع 2، شکسته‌شدن بیوتیت در تعادل با سیال خارجی (سیستم باز) پیشنهاد می‌شود.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography and Geochemistry of tourmaline nodules from Aderba leucogranite (northeast of Golpaygan)

نویسندگان [English]

  • Akramosadat Mirlohi
  • Mahmoud Khalili
Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Isfahan, Isfahan, Iran
چکیده [English]

The Aderba leucogranite in the Golpayegan metamorphic core complex (GMC), a part of Sanandaj-Sirjan zone, host lentiform small (2*4 cm)(Type 1) and large (7*14 cm)(Type 2)tourmaline nodules. In terms of mineralogical features, the core of these two types tourmaline nodules is different. The Type 1 composed of small blue-green tourmaline, quartz, K-feldspar (microcline) and apatite while the Type 2 is characterized by tourmaline coarse crystals accompanied by quartz. Based on major and trace elements data the tourmalines under discussion are classified as alkaline, schorl (Type 1) and schorl-dravite (Type 2). The mean REE values displays a negative slope and a negative (Type 1) and positive (Type 2) Eu anomalies. The overall petrographic observations and geochemical results indicate that the Type 1 is likely influenced by two mechanisms of liquid immiscibility in the evolved melt followed by biotite breakdown in the final stages of tourmaline crystallization to complete consumption of B (closed system). For nodules, Type 2, breakdown of biotite in equilibrium with the external fluid (open system) is proposed.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Tourmaline nodules
  • REE
  • Golpaygan
  • Sanandaj-Sirjan zone

سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی گرهک‌های تورمالین در لکوگرانیت آدربا
(شمال‌خاوری گلپایگان، پهنه سنندج-سیرجان)

 

اکرم السادات میرلوحی * و محمود خلیلی

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان،‌ اصفهان،‌ ایران

 

چکیده

لکوگرانیت آدربا، بخشی از همتافت دگرگونی گلپایگان (پهنه سنندج-سیرجان)، میزبان گرهک‌های تورمالین عدسی‌شکل است. این توده میزبان گرهک‌های کوچک (نوع 1) با بزرگی 2 در 4 سانتیمتر و گرهک‌های بزرگ (نوع 2) با بزرگی نزدیک به 7 در 14 سانتیمتر است. هسته گرهک‌های نوع 1 دارای تورمالین‌های کوچک با چندرنگی سبز-آبی، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار (میکروکلین) و آپاتیت است؛ اما هسته گرهک‌های نوع 2، از درشت‌بلورهای تورمالین با چندرنگی آشکار، به‌همراه کوارتز ساخته شده است. بر پایه بررسی زمین‌شیمی عناصر اصلی و نادر، این تورمالین‌ها در محدوده آلکالن (قلیایی)، از نوع شورل (گرهک‌های نوع 1) و قلمرو شورل-دراویت (گرهک‌های نوع 2) رده‌بندی می‌شوند. میانگین مقادیر REE در این تورمالین‌ها دارای شیب منفی بوده و نشان‌دهنده آنومالی منفی (گرهک نوع 1) و مثبت (گرهک نوع 2) عنصر Eu است. به احتمال بالا، گرهک‌های نوع 1 در پی دو ساز و کارِ نبود آمیختگی در مذاب‌های تکامل‌یافته و سپس شکسته‌شدن بیوتیت در مراحل پایانی تبلور تورمالین‌، تا مصرف کامل B (سیستم بسته) پدید آمده‌اند. برای گرهک‌های نوع 2، شکسته‌شدن بیوتیت در تعادل با سیال خارجی (سیستم باز) پیشنهاد می‌شود.

واژه‌های کلیدی: گرهک‌های تورمالین، REE، گلپایگان، پهنه سنندج–سیرجان

 

 

مقدمه

کانی تورمالین از آشکارترین کانی‌های سیلیکاته بوردار در پهنه‌های ماگمایی، رسوبی، دگرگونی، و به‌ویژه در سنگ‌های گرانیتی است (Slack et al., 1984). گاه رخداد تورمالین در گرانیت‌ها به شکل گرهک یا نودول (غده) است. گرهک‌های تورمالین معمولاً توده‌های کروی‌شکلی هستند که در برخی سنگ‌های گرانیتی تکامل‌یافته با خاستگاه، سن و رخدادهای گوناگون یافت می‌شود. اندازه آنها 1 تا 10 سانتیمتر است و از هسته‌ای از تورمالین + کوارتز ± فلدسپار ساخته شده‌اند که با حاشیه‌ای سفیدرنگ (کوارتز + فلدسپار) به نام هاله (halo) یا بخش تصفیه شده (bleached zone) فراگرفته شده است (Balen and Broska, 2011). برای پیدایش این گرهک‌ها سازوکارهای گوناگونی پیشنهاد شده است (LeFort, 1991; Rozendaal and Bruwer, 1995; Perugini and Poli, 2007; Trumbull et al., 2008; Mirlohi and Khalili, 2014).

لکوگرانیت آدربا در شمال ورزنه (شمال گلپایگان)، به‌صورت دوکی‌شکل، رنگ روشن و لایه‌های ناپیوسته بیوتیت به رنگ سیاه دیده می‌شود. فلدسپار‌ها به رنگ شیری و گاه صورتی، کوارتز شفاف و یا دودی‌رنگ، و بیوتیت از کانی‌های دیده‌شده در نمونه دستی است. تورمالین در لکوگرانیت آدربا به‌صورت گرهک با اندازه‌های کوچک و بزرگ دیده می‌شود. Sharifi و همکاران (2000) با بررسی تورمالین‌ها در میلونیت‌گرانیت آدربا، هم‌زمانی پیدایش آنها با دگرریختی و انجماد توده را پیشنهاد داده‌اند. همچنین، نسبت Fe/Mg و مقدار F این تورمالین‌ها (به روش XRF)، کمابیش بالا گزارش شده است. به باور این پژوهشگران، تورمالین‌های یاد شده اولیه هستند و از تورمالین‌های ماگمایی به‌شمار می‌آیند.

Mirsepahvand و همکاران (2011) به وجود تورمالین‌ها به‌صورت گرهک در گرانیت‌های پرآلومین دهگاه و آستانه اشاره کرده و آنها را نشانه روشنی از غنی بودن ماگمای خاستگاه از بور دانسته‌اند. همچنین، Tahmasbi (2013) به بررسی ساز و کار پیدایش گرهک‌های تورمالین در منطقه بروجرد پرداخته و بر این باور است که رفتار و سرعت متفاوت بور در سیستم‌های ماگمایی – گرمابی، فاکتور اصلی انباشت تورمالین و پیدایش گرهک در مناطق سرسختی و دهگاه بوده است.

در این پژوهش با بررسی صحرایی، سنگ‌نگاری و شیمی کانی تورمالین، دو نوع گرهک در لکوگرانیت (گرانیت گنایس) آدربا شناسایی شده و سپس ساز و کار و شرایط احتمالی پیدایش آنها بررسی شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

این منطقه در 220 کیلومتری شمال‌باختری استان اصفهان و 20 کیلومتری شمال‌خاوری گلپایگان جای دارد و بخشی از پهنه ساختاری سنندج-سیرجان است (شکل 1).

بررسی‌ زمین‌شناسی ساختاری منطقه گلپایگان (همتافت دگرگونی گلپایگان) سه رویدادِ تراستی‌شدن،‌ شکستگی‌های کششی و برخاست و در پایان حرکات راستا لغز را نشان می‌دهد که موجب رخنمون سنگ‌های کهن‌تر در سطح زمین شده است (Nadimi and Nadimi, 2008).

گرانیت گنایس (لکوگرانیت)، گرانیت گنایس میلونیتی شده، میکاشیست، آمفیبول‌شیست و سنگ‌های ماگمایی بازیک دگرگون شده (ارتوآمفیبولیت)، گرانیت‌پگماتیت تورمالین‌دار، مرمر و اسکارن، مجموعه سنگ‌شناسی همتافت دگرگونی گلپایگان در این بخش را می‌سازند. Hassanzadeh و همکاران (2008) بر پایه سن‌سنجی U/Pb زیرکن، لکوگرانیت آدربا (بیوتیت ارتوگنایس) را به سن نئوپروتروزوئیک می‌داند.

از ویژگی‌های این لکوگرانیت نوع S، حضور مسکوویت و بیوتیت‌های ماگمایی (dD = 66‰ تا 77‰)، مقادیر A/CNK و کروندم نورماتیو کمابیش بالا (1>) (Mirlohi, 2015) و جای‌گیری مقادیر ایزوتوپ هیدروژن سنگ‌کل (dD = 56‰ تا 69‰) در محدوده توده‌های گرانیتی نوع S است (Mirlohi et al., 2015). ماگمای سازنده این سنگ‌ها، از ذوب‌بخشی آبدار خاستگاه متاگری‌وکی، در فشار نزدیک به 2 تا 5 کیلوبار و دمای کمتر از °C740 و در یک کمان ماگمایی (ماگماتیسم کمان قاره‌ای نئوپروتروزوییک پایانی) که با حضور بیگانه سنگ‌های پوسته اقیانوسی (ارتوآمفیبولیت‌ها) و ویژگی‌های زمین‌شیمی آشکار می‌شود، پدید آمده است. داده‌های جدید سن‌سنجی به روش 40Ar/39Ar بر روی کانی مسکوویت، سن 57-61 میلیون سال پیش را گزارش می‌دهد که نشان‌دهنده سردشدگی سنگ‌ها و تأثیر برخاست در‌ هنگام رویدادهای کششی پس از کرتاسه است (Mirlohi, 2015).

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه همتافت دگرگونی شمال گلپایگان در نقشه ایران؛ B) لکوگرانیت آدربا در نقشه زمین‌شناسی ساده‌شده منطقه (Mirlohi et al., 2015).

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بازدید و بررسی‌های صحرایی و تهیه مقاطع نازک، بررسی سنگ‌نگاری برای شناسایی روابط بافتی، کانی‌شناسی انجام شد و با میکروسکوپ پلاریزان الیمپوس مدل BH-2، نمونه‌‌های مناسب برای انجام تجزیه ریزکاو الکترونی، برگزیده شدند. ترکیب شیمیایی تورمالین‌ها (جدول‌های 1 تا 4) در دانشگاه گراندای اسپانیا با دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی (الکترون مایکروپروب) مدل Cameca Sx-50، با ولتاژ شتاب‌دهنده 20 KV و شدت جریان 20 nA به‌دست آمد. آنالیز LA-ICP-MS با یک لیزر Mercantek پیوسته به Agilent 7500، به‌همراه محافظ مشعل پلاسما و با شیشه استاندارد NIST-610، انجام پذیرفته است.

 

 


جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از کانی تورمالین در گرهک‌های نوع 1 لکوگرانیت آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) به‌همراه فرمول شیمیایی بر پایه 31 آنیون (O، OH، F).

Sample No.

3A-24 z2

3A-24 z2

3A-24 z4

3A-24 z4

3A-24 z4

3A-24 z4

3A-24 z5

3A-24 z5

SiO2

34.95

34.04

34.18

34.57

33.67

33.61

33.2

34.14

TiO2

0.34

0.53

0.5

1.37

0.61

0.4

0.89

1.2

Al2O3

30.75

31.64

31.73

29.87

31.72

32.55

32.01

29.92

Cr2O3

0

0.02

0.02

0

0.01

0.01

0

0

FeO

16.38

15.51

15.48

15

16.33

15.84

15.68

15.71

MgO

1.92

2.31

2.14

3.21

1.45

1.71

1.92

2.61

CaO

0.1

0.27

0.31

0.92

0.33

0.32

0.52

0.74

MnO

0.05

0.09

0.06

0.09

0.08

0.06

0.06

0.06

ZnO

0.02

0.02

0.06

0.01

0.03

0.02

0

0.04

Na2O

2.46

2.48

2.47

2.11

2.34

2.36

2.38

2.16

K2O

0.05

0.05

0.06

0.09

0.08

0.06

0.06

0.08

F

0.9

0.94

0.99

0.88

0.89

0.92

0.84

0.91

Cl

0

0.01

0.03

0

0.02

0.01

0

0.01

H2O*

3.07

3.08

3.05

3.12

3.07

3.08

3.11

3.07

B2O3*

10.21

10.22

10.23

10.25

10.14

10.21

10.16

10.15

Li2O*

0

0

0

0

0

0

0

0

Total

101.32

101.25

101.34

101.5

100.77

101.17

100.84

100.78

O=F

0.4

0.4

0.42

0.37

0.38

0.39

0.36

0.38

Total*

100.92

100.86

100.92

101.13

100.39

100.79

100.48

100.4

T: Si

5.948

5.787

5.805

5.861

5.772

5.722

5.678

5.848

Al

0.052

0.213

0.195

0.139

0.228

0.278

0.322

0.152

B

3

3

3

3

3

3

3

3

Z: Al

6

6

6

5.829

6

6

6

5.89

Mg

0

0

0

0.171

0

0

0

0.11

Cr

0

0

0

0

0

0

0

0

Y: Al

0.115

0.128

0.158

0

0.18

0.253

0.13

0

Ti

0.045

0.068

0.064

0.175

0.078

0.051

0.114

0.154

Cr

0

0.003

0.003

0

0.001

0.001

0

0

Mg

0.489

0.586

0.542

0.641

0.372

0.433

0.49

0.555

Mn

0.008

0.013

0.008

0.013

0.012

0.009

0.009

0.009

Fe(ii)

2.332

2.205

2.199

2.126

2.341

2.255

2.242

2.25

Zn

0.003

0.004

0.008

0.001

0.004

0.002

0

0.005

Li*

0

0

0

0

0

0

0

0

Y

2.992

3.008

2.982

2.956

2.987

3.006

2.985

2.973

X:Ca

0.019

0.05

0.057

0.166

0.061

0.059

0.096

0.135

Na

0.815

0.819

0.814

0.695

0.777

0.778

0.788

0.719

K

0.011

0.011

0.014

0.02

0.018

0.014

0.014

0.018

r

0.155

0.12

0.115

0.118

0.144

0.149

0.103

0.127

OH

3.487

3.491

3.458

3.527

3.51

3.503

3.543

3.506

F

0.513

0.506

0.533

0.473

0.484

0.493

0.456

0.49

Cl

0

0.003

0.01

0

0.006

0.004

0.001

0.004

CatSum

18.837

18.888

18.867

18.837

18.843

18.856

18.882

18.846

T+Z+Y

14.992

15.008

14.982

14.956

14.987

15.006

14.985

14.973

Name

Fluor Schorl

Fluor Schorl

Fluor Schorl

 Schorl

 Schorl

 Schorl

Schorl

Schorl

Fe+Mg

2.821

2.792

2.741

2.938

2.713

2.689

2.732

2.916

Fe(Fe+Mg)

1.489

1.586

1.542

1.641

1.372

1.433

1.490

1.555

FeO/(FeO+MgO)

0.895

0.870

0.879

0.824

0.918

0.903

0.891

0.858

Na+Ca+K

0.845

0.88

0.885

0.882

0.856

0.851

0.897

0.873

 

جدول 2- داده‌های REE در کانی تورمالین درون گرهک‌های نوع 1 لکوگرانیت آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) به روش LA-ICP-MS.

Sample No.

T1/z4

T1/z4

T1/z4

T1/z5 (Rim)

T1/z5(Rim)

average

La

2.226

6.16

3.325

12.726

30.737

11.035

Ce

3.5

5.376

5.593

43.918

60.27

23.731

Pr

0.175

0.602

0.812

3.423

7.721

2.547

Nd

3.199

2.268

0.434

23.758

34.202

12.772

Sm

0

0.42

0

7.952

6.251

2.925

Eu

0

0

0

0.644

0.462

0.221

Gd

0.812

1.239

1.036

9.989

6.23

3.861

Tb

0

0

0.056

1.645

1.61

0.662

Dy

0.406

0

1.967

14.161

3.549

4.017

Ho

0

0

0.049

2.765

1.19

0.801

Er

0.602

0

0

9.177

3.262

2.608

Tm

0.343

0.084

0.126

1.022

0.434

0.402

Yb

0

0

0.147

7.217

1.225

1.718

Lu

0.413

0

0.042

0.175

0.245

0.175


جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از کانی تورمالین در گرهک‌های نوع 2 لکوگرانیت آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) به‌همراه فرمول شیمیایی بر پایه 31 آنیون (O، OH، F).

Sample No.

518 z1

518 z1

518 z1

518 z2

518 z2

518 z2

518 z2

518 z3

518 z3

518 z3

518 z3

518 z3

SiO2

35.66

35.28

35.49

34.67

35.56

35.16

34.71

36.41

34.95

35.81

35.22

35.09

TiO2

0.36

0.78

0.91

0.29

0.95

0.46

0.3

0.8

0.75

0.14

0.81

0.5

Al2O3

33.19

32.2

32.34

33.12

31.88

32.92

33.36

31.45

32.72

33.69

31.62

32.29

Cr2O3

0

0

0

0

0

0

0

0.01

0.02

0

0.02

0.04

FeO

8.32

10.28

9.21

12.98

10.62

9.42

10.91

7.62

11.86

12.06

10.06

11

MgO

5.69

4.72

5.31

2.6

4.65

4.91

4.07

6.95

3.54

2.95

4.71

4.28

CaO

0.31

0.45

0.5

0.42

0.48

0.41

0.43

0.75

0.41

0.05

0.37

0.46

MnO

0.01

0.02

0.04

0.05

0.02

0.05

0.04

0

0.02

0.08

0

0.02

ZnO

0.03

0

0

0.04

0.07

0

0

0.02

0

0.03

0.05

0

Na2O

2.41

2.19

2.18

1.94

2.21

2.19

2.16

2.17

2.04

2.04

2.19

2.15

K2O

0.06

0.05

0.05

0.07

0.06

0.06

0.06

0.05

0.06

0.04

0.06

0.06

F

0.51

0.41

0.47

0.27

0.4

0.42

0.38

0.66

0.29

0.23

0.25

0.35

Cl

0.02

0

0

0.01

0.03

0.02

0.01

0.02

0.03

0

0.04

0.02

H2O*

3.39

3.4

3.4

3.43

3.41

3.4

3.41

3.34

3.44

3.51

3.44

3.41

B2O3*

10.55

10.42

10.49

10.32

10.46

10.43

10.4

10.59

10.4

10.5

10.33

10.38

Li2O*

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

Total

100.52

100.21

100.4

100.21

100.83

99.84

100.24

100.83

100.51

101.13

99.16

100.06

O=F

0.21

0.17

0.2

0.12

0.17

0.18

0.16

0.28

0.12

0.1

0.11

0.15

Total*

100.31

100.03

100.2

100.1

100.66

99.66

100.08

100.55

100.39

101.03

99.06

99.91

T: Si

5.874

5.883

5.881

5.837

5.907

5.859

5.799

5.974

5.842

5.927

5.926

5.877

Al

0.126

0.117

0.119

0.163

0.093

0.141

0.201

0.026

0.158

0.073

0.074

0.123

B

3

3

3

3

3

3

3

3

3

3

3

3

Z: Al

6

6

6

6

6

6

6

6

6

6

6

6

Mg

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

Cr

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

Y: Al

0.319

0.21

0.196

0.41

0.148

0.323

0.367

0.056

0.29

0.5

0.197

0.25

Ti

0.045

0.098

0.113

0.037

0.118

0.057

0.037

0.099

0.094

0.017

0.102

0.063

Cr

0

0

0.001

0

0

0

0

0.001

0.003

0

0.002

0.006

Mg

1.396

1.173

1.311

0.652

1.152

1.219

1.013

1.7

0.882

0.728

1.181

1.068

Mn

0.002

0.003

0.006

0.007

0.003

0.007

0.005

0

0.002

0.011

0

0.003

Fe(ii)

1.146

1.433

1.277

1.827

1.476

1.312

1.524

1.046

1.658

1.669

1.416

1.54

Zn

0.004

0

0

0.005

0.009

0.001

0

0.002

0

0.003

0.007

0

Li*

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

Y

2.912

2.917

2.903

2.939

2.906

2.919

2.946

2.904

2.929

2.929

2.904

2.931

X:Ca

0.055

0.08

0.089

0.076

0.086

0.073

0.077

0.131

0.073

0.01

0.067

0.083

Na

0.771

0.708

0.702

0.633

0.712

0.708

0.7

0.691

0.66

0.655

0.714

0.699

K

0.014

0.012

0.011

0.015

0.013

0.013

0.014

0.01

0.012

0.007

0.013

0.013

r

0.161

0.201

0.199

0.276

0.189

0.207

0.209

0.168

0.255

0.328

0.206

0.204

OH

3.728

3.783

3.754

3.852

3.782

3.774

3.797

3.651

3.839

3.881

3.855

3.809

F

0.265

0.217

0.245

0.146

0.208

0.222

0.199

0.344

0.152

0.119

0.134

0.186

Cl

0.007

0

0.001

0.002

0.01

0.004

0.004

0.005

0.009

0

0.01

0.005

Cat Sum

18.751

18.716

18.704

18.663

18.717

18.712

18.737

18.736

18.674

18.601

18.699

18.726

T+Z+Y

14.912

14.917

14.903

14.939

14.906

14.919

14.946

14.904

14.929

14.929

14.904

14.931

Name

Dravite

Schorl

Dravite

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Dravite

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Fe+Mg

2.542

2.607

2.588

2.48

2.628

2.531

2.537

2.745

2.54

2.397

2.596

2.608

Fe(Fe+Mg)

2.396

2.173

2.311

1.652

2.152

2.219

2.013

2.700

1.882

1.728

2.181

2.068

FeO/(FeO+MgO)

0.594

0.685

0.634

0.833

0.695

0.657

0.728

0.523

0.770

0.803

0.681

0.720

Na+Ca+K

0.839

0.799

0.801

0.724

0.811

0.793

0.791

0.832

0.745

0.672

0.794

0.796

 

جدول 4- داده‌های REE در کانی تورمالین درون گرهک‌های نوع 2 لکوگرانیت آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) به روش LA-ICP-MS.

REE

T2/z1

T2/z1 (Rim)

T2/z2

T2/z2

T2/z3 (Rim)

average

La

5.341

3.395

1.085

2.898

4.221

3.388

Ce

7.119

5.138

2.499

5.95

4.886

5.118

Pr

0.602

0.336

0.217

0.581

0.252

0.398

Nd

1.785

2.135

0.728

1.848

1.743

1.648

Sm

2.478

0

0.35

0.364

1.729

0.984

Eu

1.078

0.322

0.56

0.217

0.686

0.573

Gd

1.561

0.952

0.329

0.175

0

0.603

Tb

0.273

0

0.231

0

0.168

0.134

Dy

0.777

0

0.329

0.168

0.609

0.377

Ho

0.147

0

0

0.385

0.154

0.137

Er

0

1.127

0

0.875

0.441

0.489

Tm

0.532

0

0

0.07

0.259

0.172

Yb

0.273

0.406

0.35

0.728

0.287

0.409

Lu

0.434

0.126

0.147

0

0

0.141


 


بررسی روابط صحرایی و سنگ‌نگاری

در منطقه آدربا دو نوع گرهک دیده می‌شود که به‌سوی کرانه جنوبی توده لکوگرانیت آدربا و گاه نزدیک به مرزهای گسلی و کمابیش در یک راستای خاوری-باختری پراکنده هستند. گرهک‌های کوچک (نوع 1) با بزرگی 2 در 4 سانتیمتر و گرهک‌های بزرگ (نوع 2) با بزرگی نزدیک به 7 در 14 سانتیمتر بوده، هر دو نوع گرهک، عدسی‌شکل هستند. هر گرهک دارای بخش هسته سیاه‌رنگ (بخش مرکزی) و بخش هاله یا غلاف سفیدرنگ (بخش کناره‌ای) است که با سنگ میزبان خاکستری رنگ فراگرفته شده است. غلاف سفید یک بخش رها از کانی‌های فرومنیزین (بیوتیت و تورمالین) است. گرهک‌های نوع 1 در لکوگرانیت لایه‌ای ریزبلور که بین میکاشیست در بالا و لکوگرانیت در زیر جای گرفته، یافت می‌شود (شکل‌های 2- A و 2- B). گرهک‌ها با غلاف سفیدرنگی از زمینه جدا شده‌اند. کشیدگی گرهک‌های عدسی‌شکل (قطر بزرگ آن) به‌موازات برگوارگی بیوتیت‌های زمینه است. Buriánek و Novák (2004)، پیدایش گرهک‌های بیضوی‌شکل را وابسته به هنگامی می‌دانند که مذاب گرانیتی میزبان با نسبت بسیار بالایی از بلورها (نسبت به مذاب) هنوز در حالت شکل‌پذیری بوده است.

 

 

 

شکل 2- ویژگی و روابط صحرایی در منطقه آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) برای سنگ‌های در برگیرنده گرهک‌های تورمالین: A، B) نوع 1؛ C، D) نوع 2.


 

 

گرهک‌های بزرگ (نوع 2) در لوکوگرانیت توده‌ای متوسط بلور پراکنده هستند. این گرهک‌ها با حرکت به‌سوی باختر توده آدربا دیده و برداشت شدند (شکل‌های 2- C و 2- D). فرسایش توده گرانیتی میزبان و سختی و مقاومت تورمالین‌ها، موجب شده تا این گرهک‌ها گاه به‌صورت منفرد و برجسته در سطح گرانیت میزبان به‌جا بماند (شکل 3).

 

 

شکل 3- گرهک‌های تورمالین نوع 2 در منطقه آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) که در پی فرسایش سنگ میزبان و سختی تورمالین به‌صورت برجسته در سطح سنگ برجای‌مانده‌اند.

 

الف) سنگ‌نگاری گرهک‌های تورمالین نوع 1: هسته این گرهک‌ها از تورمالین، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار (میکروکلین) و آپاتیت است. تورمالین‌ها به موازات کشیدگی گرهک و بیوتیت‌های سنگ میزبان، جهت یافتگی نشان می‌دهند. این کانی شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار بوده دارای اندازه 50 تا 200 میکرون و چندرنگی سبز-آبی تا زرد-قهوه ای از مرکز به‌سوی کناره‌هاست (شکل‌های 4- A و 4- B). کوارتز و میکروکلین در این بخش از گرهک نسبت به غلاف و سنگ میزبان اندازه بزرگ‌تری دارد. آپاتیت‌های نوظهور که پیدایش آنها با افزایش فعالیت F در سیال مراحل پایانی همراه است (Balen and Broska, 2011) از ویژگی‌های این نوع گرهک در منطقه است. هاله سفید، بیشتر از کوارتز و فلدسپار، با همان بافت و اندازه که در گرانیت میزبان دیده می‌شود، ساخته شده است. بیوتیت در این بخش نیست و هیچ مرز مشترکی میان بیوتیت و تورمالین دیده نشد. در گرانیت میزبان این نوع گرهک، بیوتیت کانی فرومنیزین اصلی است و کانی‌های کوارتز، ارتوکلاز (پرتیت نازک)، میکروکلین، پلاژیوکلاز و مسکوویت آن را همراهی می‌کنند. آپاتیت و زیرکن به‌صورت ادخال درون بیوتیت و کوارتز هستند.

 

ب) سنگ‌نگاری گرهک‌های تورمالین نوع 2: هسته این نوع گرهک، از تورمالین‌های درشت‌بلور به‌همراه کوارتز ساخته شده است. بلورهای تورمالین، نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار با اندازه متداول 1 تا 2 میلیمتر در برش‌های عرضی است. چندرنگی آَشکار و قوی از مرکز به‌سوی کناره‌ها با رنگ‌های سبز-زرد تا نارنجی-قهوه‌ای، از ویژگی‌های تورمالین در این نوع گرهک است. بافت غربالی و بریده شدن با رگه‌های نازک کوارتز در آنها دیده شد. بیوتیت‌های کلریتی‌شده در همراهی تورمالین به‌چشم می‌خورد (شکل‌های 4- C و 4- D). با دور شدن از هسته تورمالین‌دار، بر مقادیر پلاژیوکلاز افزوده می‌شود و هیچ نشانه‌ای از کانی‌های فرومنیزین دیده نمی‌شود. این بخش، همان هاله یا غلاف سفید است که از دید حجم و در مقایسه با غلاف گرهک نوع 1 نسبت به بخش هسته تورمالین‌دار، نازک‌تر است. به‌سوی گرانیت میزبان، بر مقادیر بیوتیت و مسکوویت افزوده می‌شود و شکسته‌شدن بیوتیت به روتیل و مسکوویت در مقاطع نازک دیده شد (شکل‌های 4- E و 4- F). این شواهد می‌تواند پیدایش تورمالین به‌بهای بیوتیت را نشان بدهد. گرانیت میزبان این نوع گرهک، از کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، بیوتیت و مسکوویت ساخته شده است. همچنین، پدیده‌های پرتیت و میرمکیت متداول است. زیرکن، آپاتیت و کانی‌های کدر از کانی‌های فرعی سنگ میزبان است.


 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی گرهک‌های تورمالین در منطقه آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان): A، B) هسته گرهک‌های نوع 1 که تورمالین‌ها را نشان می‌دهد؛ C، D) تورمالین و کوارتز در هسته تورمالین‌های نوع 2؛ E، F) شکسته شدن بیوتیت به روتیل و مسکوویت در گرهک‌های نوع 2. تصویرهای چپ XPL (cross polarized light) و تصویرهای راست PPL (plane polarized light) هستند. نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است.

 

 

زمین‌شیمی تورمالین

برای شناخت ویژگی‌های زمین‌شیمیایی این تورمالین‌ها، 20 نقطه تجزیه ریزکاو الکترونی بر روی این کانی انجام شد. فرمول ساختاری این کانی‌ بر پایه 31 آنیون O و OH به‌دست آمده است. H2O و B2O3 برای ساخت 4 یون OH و 3 یون B به روش استوکیومتری به‌دست آمده‌اند.

تورمالین‌ بر پایه جایگاه X به انواع تورمالین‌های آلکالن، تورمالین‌های کلسیک و تورمالین‌های X-site Vacancy رده‌بندی می‌شود (Hawthorne and Henry, 1999). بر این پای، این تورمالین‌ها‌ در محدوده آلکالن (قلیایی) جای دارند (شکل 5- A). در نمودار Xvac./Xvac.+Na در برابر Fe/Fe+Mg (شکل 5- B)، تورمالین‌های گرهک‌های نوع 1 در محدوده شورل و تورمالین‌های گرهک‌های نوع 2 در قلمرو شورل-دراویت جای دارند. تورمالین‌های ماگمایی با نسبت بالای Fe/Fe+Mg شرایط تبلور همگن‌تری را نشان می‌دهند؛ اما تورمالین‌های گرمابی با منطقه‌بندی آشکار و افزایش Mg به‌سوی کناره‌ها، گویای تغییر ترکیب سیال در هنگام تبلور هستند (Yavuz et al., 2008).

 

 

 

شکل 5- A) تورمالین‌های منطقه آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) در: نمودار رده‌بندی بر پایه جایگاه X (Hawthorne and Henry, 1999)؛ B) نمودار Xvac./Xvac+Na در برابر Fe/Fe+Mg؛ C) نمودار Al-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985)؛ D) مقادیر F در برابر نسبت Fe/(Fe+Mg)؛ E) نمودار FeO/FeO+MgO در برابر MgO و تصویر نمادین وابستگی میزان FeO/FeO+MgO در تورمالین، با دور شدن از خاستگاه ماگمایی (Pirajno and Smithies, 1992).

 

 

در نمودار Al-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985)، این تورمالین‌ها در محدوده‌های 2 و 4 جای گرفته‌اند (شکل 5- C). تورمالینِ گرهک‌های نوع 1 همگن‌تر بوده و نشان‌دهنده پیدایش آنها از یک گرانیتویید تهی از Li است (محدوده 2)؛ اما ترکیب تورمالین گرهک‌های نوع 2 از قلمرو 2 تا 4 متغیر است. محدوده 4، متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های هم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیم را نشان می‌دهد (شکل 5- C). بررسی مقادیر F در برابر نسبت Fe/Fe+Mg (شکل5- D) نشان می‌دهد که تورمالین گرهک‌های نوع 1 از دید فاز فلوئور غنی‌تر است. محتوای F و Fe در تورمالین‌های گرهک‌ نوع 2 تطابق منفی نشان می‌دهند.

به باور Pirajno و Smithies (1992)، با دور شدن از خاستگاه ماگماییِ سیال‌های کانسارساز، میزان FeO/FeO+MgO در تورمالین کاهش می‌یابد. چنانچه این نسبت در تورمالین‌ها بین 1 تا 8/0 متغیر باشد، نشان‌دهنده بسته‌بودن سیستم ماگمایی و نبود سیال‌ها و جایگیری نمونه‌ها در نزدیک یا درون منبع تغذیه‌کننده است (قلمرو A). مقدار کمتر از 6/0 نشان‌دهنده یک سیال بوردار با خاستگاه خارجی و یک سیستم گرمابی در پیرامون توده نفوذی است (قلمرو C) و چنانچه مقدار این نسبت 6/0تا 8/0 (قلمرو B) باشد هر دو نوع سیال ماگمایی و گرمابی در پیدایش تورمالین‌ها نقش اساسی دارند. مقدار FeO/FeO+MgO در تورمالین‌ گرهک‌های نوع 1 بیش از 82/0 و در تورمالین گرهک‌های نوع 2 بین 52/0 تا 83/0 است؛ ازاین‌رو، این دو نوع تورمالین به‌ترتیب در قلمروهای A و B جای گرفته‌اند (شکل 5- E).

عناصر خاکی نادر (REE) در تورمالین: از عناصر فرعی و خاکی نادر (مانند REE ها) در تورمالین‌ها می‌توان در تفسیرهای سنگ‌زایی (پتروژنتیک) بهره برد؛ اما بسیاری از بررسی‌هایی که در زمینه این کانی انجام شده بر روی نمونه‌های پودر و به‌روش‌های ICP-MS و یا RNAA بوده‌است (Raith et al., 2004; Pesquera et al., 2005; Yavuz et al., 2011) که ﻣﺘثر از وجود ادخال کانی‌های فرعی در تورمالین بوده است (Pesquera et al., 2005). با وجود فراوانی داده‌های تجزیه تورمالین‌ها، اطلاعات چندانی پیرامون تکامل REE در هنگام رشد این کانی وجود ندارد. ازاین‌رو، به‌کارگیری روش LA-ICP-MS که دارای دقت و توان آشکارسازی بالایی است بهترین روش تجزیه برای بررسی عناصر فرعی و نادر در تورمالین است (Novák et al., 2011; Bačík et al., 2012). برای دستیابی به این هدف تورمالین‌های منطقه آدربا تجزیه LA-ICP-MS شدند. الگوی REE تورمالین در گرهک‌های نوع 1 و 2 که به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995) بهنجار شده در شکل 6 آمده است.

 

 

 

شکل 6- الگوی بهنجار شده REE به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995 برای تورمالین منطقه آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان) در: A) گرهک‌های نوع 1؛ B) گرهک‌های نوع 2.

 

 

Bea (1996) بر این باور است که تورمالین دارای میزان کم REE است. بررسی‌های فراوانی که بر روی میزان این عناصر در تورمالین‌ها انجام شده (مانند: Jolliff et al., 1987; King et al., 1988; Roda et al., 1995; Pesquera et al., 2005; Čopjaková et al., 2013) نشان‌دهنده نبود الگوی شناخته‌شده‌ای برای این کانی نسبت به REE هاست که نشان می‌دهد ساختار تورمالین، عنصر خاکی نادر ویژه‌ای را ترجیح نمی‌دهد.

حساسیت شیمی عناصر فرعی و نادر تورمالین به ترکیب سنگ میزبان‌های بسیار گوناگون آن، این کانی را ابزار خوبی برای تفسیر محیط رشد آن کرده است؛ اما ترکیبی از شیمی، طبیعت و توالی تبلور کانی‌های فرعی همراه، برای بررسی رفتار REE‌ها در هنگام رشد تورمالین نیاز است (Čopjaková et al., 2013). میانگین مقادیر REE (شکل 7) در تورمالین گرهک‌های نوع 1 و 2 در گستره آدربا به‌روشنی از یکدیگر جداست. به‌گونه‌ای‌که آنومالی Eu در تورمالین گرهک نوع 1 منفی و در تورمالین گرهک نوع 2 مثبت است و هر دو دارای شیب منفی هستند.

 

 

شکل 7- الگوی مقادیر میانگین REEها که به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995) بهنجار شده‌اند برای تورمالین درون گرهک‌های تورمالین نوع 1 و 2 در گستره منطقه آدربا (شمال‌خاوری گلپایگان).

 

بحث

نبود آمیختگی مایع (Veksler and Thomas, 2002) در مذاب‌های تکامل‌یافته میان مذاب‌های غنی از سیلیس و غنی از آب (در سقف توده) رخ می‌دهد و عناصر B، Na و Fe وارد مذاب غنی از آب می شوند (شکل 8). این ساز و کار برای رخداد جدایش‌های کروی شکل (نودول یا گرهک ها) پیشنهاد شده است (Trumbull et al., 2008).

به‌نظر می‌رسد در منطقه آدربا گرهک‌های نوع اول در پی این ساز و کار و از تبلور مذاب‌های به‌جای ‌مانده و تکامل‌یافته غنی از بور و آهن و در مراحل پایانی پیدایش گرانیت پدید آمده باشند. ترکیب این تورمالین‌ها شورل و خاستگاه آنها گرانیتوییدهای تهی از Li است. کناره‌های تیره‌تر این کانی که از محتوای بالای Ti، F و REE برخوردار است، چه‌بسا در پی ساز و کار دیگری پدید آمده‌اند. فرض بر این است که نیاز به آلومینیم برای تبلور تورمالین از راه جانشینی فلدسپار فراهم شود (Trumbull et al., 2008)؛ اما افزون بر بررسی‌های سنگ‌نگاری، چنین واکنشی در تورمالین‌های آدربا در بررسی‌های سنگ‌نگاری دیده نشد.

به‌نظر می‌رسد تکامل تورمالین‌های نوع اول در یک سیستم بسته رخ داده و سپس شکسته شدن بیوتیت در مراحل پایانی تبلور تورمالین تا مصرف کامل B رخ داده است. حضور آپاتیت، میکروکلین، تغییر بسیار ناچیز ترکیب تورمالین، افزایش میزان TiO2 در حاشیه بلور (عامل پیدایش منطقه‌بندی در کناره‌های تورمالین) می‌تواند نشان‌دهنده شکسته شدن بیوتیت و تشکیل هاله سفید (بی بیوتیت) باشد.

پراکندگی REEها در کانی‌ها، به دما، ترکیب فاز و مذاب بستگی دارد (Hanson, 1978). توزیع این عناصر در تورمالین، در نواحی مختلف زمین‌شناسی از پایه پیرو مقدار REE کل در این سنگ‌ها (Torres-ruiz et al., 2003؛ Raith et al., 2004) و یا ترکیب سیال‌های گرمابی (King et al., 1988؛ Garda et al., 2010؛ Čopjaková et al., 2013) بوده است.

در الگوهای بهنجار شده REE به ترکیب کندریت، آنومالی Eu (چه مثبت و چه منفی) پیامد تغییر ظرفیت (تغییر شرایط احیا-اکسید) است که خود به عواملی مانند دما، فشار، فوگاسیته اکسیژن، pH و ترکیب شیمیایی سیال بستگی دارد (Wood, 1990; Bau, 1991; Slack et al., 2000). در گرهک‌های نوع 1 آنومالی منفی Eu معرف نبود سیال بیرونی در هنگام پیدایش تورمالین است، افزون بر اینکه، این عنصر می‌تواند در ساختار پتاسیم‌فلدسپار (میکروکلین)، حامل مهم Eu2+ (Bea, 1991) ‌باشد.

 

 

 

شکل 8 - نمای ساده‌ای از ساز و کار نبود آمیختگی و پیدایش گرهک تورمالین (برگرفته از Trumbull et al., 2008).

 


در گرهک‌های نوع دوم، پتاسیم‌فلدسپار نیست و تبلور کوارتز، الگوی REE سیالات هیدروترمال را تغییر نمی‌دهد. از این‌رو، الگوی REE تورمالین‌ها منعکس‌کننده‌ الگوی REE سیال است. این تورمالین‌ها با فراوانی کمتر REE و آنومالی مثبت Eu نشان پیدایش در حضور سیال است (Garda et al., 2010). این تورمالین‌ها، یک سیستم باز و تعادل با سیال بیرونی در شرایط گرمابی را پیشنهاد می‌دهد. نبود آپاتیت و پتاسیم‌فلدسپار، حضور کوارتز، اندازه بزرگ تورمالین و گرهک‌ها و منطقه‌بندی ترکیبی شدید (شورل-دراویت) به‌همراه هاله سفید باریک (در برابر اندازه گرهک) گواه این نکته هستند.

به‌نظر می‌رسد نقش فوگاسیته اکسیژن، تغییر ظرفیت Eu از حالت 3 به 2 است؛ اما این رقابت کانی‌ها برای پذیرفتن Eu است که دو الگوی مختلف REE (آنومالی Eu) را در این تورمالین‌ها پدید آورده است.

نتیجه‌گیری

گرهک‌های تورمالین منطقه مورد تحقیق، در دو گروه رده‌بندی می‌شوند. هسته گرهک‌های نوع 1 (با اندازه کوچک‌تر) از تورمالین‌های متوسط بلور (چند رنگی سبز-آبی) به‌همراه پتاسیم‌فلدسپار، آپاتیت و کوارتز ساخته شده است؛ اما در هسته گروهک‌های نوع 2، تورمالین با منطقه‌بندی آشکار (چندرنگی سبز-زرد با حاشیه زرد-نارنجی) به‌همراه کوارتز دیده می‌شود. غلاف سفید رنگ (هاله) پیرامون هسته تورمالینی در گرهک نوع 2 نسبت به اندازه گرهک (در مقایسه با گرهک نوع 1) نازک‌تر است. تورمالین در گرهک‌های نوع 1 و 2 از انواع آلکالی است. تورمالین گرهک نوع 1 ترکیب همگن‌تر و غنی از Fe و F دارد؛ اما تورمالین گرهک نوع 2 با ترکیب شورل-دراویت و تطابق منفی مقادیر Fe و F شناخته می‌شود. تورمالین گرهک‌های نوع 1 با گرانیتوییدهای تهی از Li و سیستم ماگمایی بسته (بدون دخالت سیال‌های گرمابی بیرونی) همخوانی دارند؛ اما تورمالین‌های نوع 2 با متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های هم‌زیست با یک فاز اشباع از Al و دخالت هر دو نوع سیال ماگمایی و گرمابی (سیستم باز) سازگار هستند. الگوی REE در این دو نوع تورمالین از یکدیگر جداست؛ به‌گونه‌ای‌که تورمالین‌های نوع 1 آنومالی منفی Eu و تورمالین‌های نوع 2 آنومالی مثبت این عنصر را به نمایش می‌گذارند. گرهک‌های نوع 1 در پی دو ساز و کار نبود آمیختگی در مذاب‌های تکامل‌یافته و سپس شکسته‌شدن بیوتیت در مراحل پایانی تبلور تورمالین تا مصرف کامل B (سیستم بسته) پدید آمده‌اند. برای گرهک‌های نوع 2، شکسته‌شدن بیوتیت در تعادل با سیال بیرونی (سیستم باز) و خاستگاه ماگمایی- گرمابی پیشنهاد می‌شود.

 

سپاس‌گزاری

از دانشگاه گراندای اسپانیا که در انجام آنالیزها همکاری داشته‌اند نهایت سپاس و تشکر را داریم. همچنین، از حمایت معاونت پژوهشی و تحصیلات تکمیلی دانشگاه اصفهان سپاس‌گزاری می‌شود.

 

 

منابع

Bačík, P., Uher, P., Ertl, A., Jonsson, E., Nysten, P., Kanický, V. and Vaculovič, T. (2012) Zoned REE–enriched dravite from a granitic pegmatite in Forshammar, Bergslagen Province, Sweden: an EMPA, XRD and LA–ICP–MS study. The Canadian Mineralogist 50: 825–841.

Balen, D. and Broska, I. (2011) Tourmaline nodules: products of devolatilization within the final evolutionary stage of granitic melt? In: Granite-Related Ore Deposits (Eds. Sial, A. N., Bettencourt, J. S., De Campos, C. P. and Ferreira, V. P.) Special Publications 350: 53–68. Geological Society, London.

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

Bea, F. (1996) Residence of REE, Y, Th and U in granites and crustal protoliths: implications for the chemistry of crustal melts. Journal of Petrology 37: 521–552.

Buriánek, D. and Novák, M. (2004) Morphological and compositional evolution of tourmaline from nodular granite at Lavičky near Velké Meziříčí, Moldanubicum, Czech Republic. Journal of the Czech Geological Society 49: 81–90.

Čopjaková, R., Škoda, R., Vašinová Galiová, M. and Novák, M. (2013) Distributions of Y + REE and Sc in tourmaline and their implications for the melt evolution; examples from NYF pegmatites of the Třebíč Pluton, Moldanubian Zone, Czech Republic. Journal of Geosciences 58: 113–131.

Garda, G. M., Beljavskis, P., D’agostino, L. Z. and Wiedenbeck, M. (2010) Tourmaline and rutile as indicators of a magmatic-hydrothermal origin for tourmalinite layers in the São José do Barreiro Area, NE Ribeira Belt, southern Brazil. Geologia USP Série Científica São Paulo 10: 97–117.

Hanson, G. H. (1978) The application of trace elements to the petrogenesis of igneous rock of granitic composition. Earth and Planetary Science Letters 38: 26–43.

Hassanzadeh, J., Stocklin, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U–Pb zircon geochronology of late neoproterozoic-early cambrian granitoids in Iran: implication for paleogeography, magmatism, and exhumation history of basement. Tectonophysics 451: 71–96.

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

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

Lefort, P. (1991) Enclaves of the Miocene Himalayan leucogranites. In: Enclaves and Granite Petrology (Eds. Didier, J. and Barbarin, B.) Developments in Petrology 13: 35-47. Elsevier, Amsterdam.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223–253.

Mirlohi, A. (2015) Petrogenesis of leucogranitic rocks from the Northeast of Golpayegan (Aderba-Ochestan, Sanandaj- Sirjan zone). Ph.D. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Mirlohi, A. and Khalili, M. (2014): Tourmaline nodules of two mica granite from Aderba area (North of Golpayegan, Iran). Goldschmidt, Abstracts 1700.

Mirlohi, A. Khalili, M., Mansouri-Esfahani, M., Tabatabaei-Manesh, S. M. (2015): Peraluminous two mica leucogranite of the Aderba pluton, NE Golpayegan, Iran: Hydrogen isotope and chemistry of biotite significance. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie. Abhandlungen 277(1): 1-10.

Mirsepahvand, F., Tahmasebi, Z., Shahrokhi, S.V., Ahmadi-Khalaji, A. and Khalili, M. (2011) Geochemistry and determine of the origin of tourmaline from Boroujerd area. Iranian Society of Crystalography and Mineralogy. 20: 281-292 (in Persian).

Nadimi, A. and Nadimi, H. (2008) Exhumation of old rocks during the Zagros collision in the Northwestern part of Zagros Mountains, Iran. The Geological Society of America, Special paper 444: 105-122.

Novák, M., Škoda, R., Filip, J., Macek, I. and Vaculovič, T. (2011) Compositional trends in tourmaline from intragranitic NYF pegmatites of the Třebíč Pluton, Czech Republic: an electron microprobe, Mössbauer and LA–ICP–MS study. The Canadian Mineralogist 49: 359–380.

Perugini, D. and Poli, G. (2007) Tourmaline nodules from Capo Bianco aplite (Elba Island, Italy): an example of diffusion limited aggregation growth in a magmatic system. Contributions to Mineralogy and Petrology 153: 493–508.

Pesquera, A., Torres–Ruiz, J., Gil–Crespo, P. P. and Jiang, S. Y. (2005) Petrographic, chemical and B–isotopic insights into the origin of tourmaline–rich rocks and boron recycling in the Martinamor Antiform (Central Iberian Zone, Salamanca, Spain). Journal of Petrology 46: 1013–1044.

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

Raith, J. G., Riemer, N., Schöner, N. and Meisel, T. (2004) Boron metasomatism and behavior of rare earth elements during formation of tourmaline rocks in the eastern Arunta Inlier, Central Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 147: 91–109.

Rozendaal, A. and Bruwer, L. (1995) Tourmaline nodules: indicator of hydrothermal alteration and Sn–Zn–(W) mineralization in the Cape Granite Suite, South Africa. Journal of African Earth Sciences 21: 141–155.

Sharifi, M., Tabatabaeimanesh, S. M. and Ghazifard, A. (2000) Study of primary and magmatic tourmaline in Aderba’s mylonitic granites. 19th meeting of Earth Sciences Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Slack, J. F., Herriman, N., Barnes, R. G. and Plimer, I. R. (1984) Stratiform tourmalinites in metamorphic terrenes and their geologic significance. Geology 12: 713-716.

Tahmasbi, Z. (2013) The mechanism of the formation of tourmaline nodules from Boroujerd area (Dehgah- Sarsakhti). Iranian Society of Crystallography and Mineralogy. 22: 419-430 (in Persian).

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

Trumbull, R. B., Krienitz, M. S., Gottesmann, B. and Wiedenbeck, M. (2008) Chemical and boron-isotope variations in tourmalines from an S-type granite and its source rocks: the Erongo granite and tourmalinites in the Damara Belt, Namibia. Contributions to Mineralogy and Petrology 155: 1–18.

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

Wood, S. A. (1990) The aqueous geochemistry of the rare-earth elements and yttrium: Theoretical predictions of speciation in hydrothermal solutions to 350 °C at saturation water vapor pressure. Chemical Geology 88: 99–125.

Yavuz, F., Fuchs, Y., Karakaya, N. and Karakaya, M. Ç. (2008) Chemical composition of tourmaline from the Asarcık Pb–Zn–Cu U deposit, Şebinkarahisar, Turkey. Mineralogy and Petrology 94: 195–208.

Yavuz, F., Jiang, S. Y., Karakaya, N., Karakaya, M. C. and Yavuz, R. (2011) Trace-elements, rare-earth element and boron isotopic compositions of tourmaline from a vein-type Pb–Zn–Cu±U deposit, NE Turkey. International Geology Review 53: 1–24.

Bačík, P., Uher, P., Ertl, A., Jonsson, E., Nysten, P., Kanický, V. and Vaculovič, T. (2012) Zoned REE–enriched dravite from a granitic pegmatite in Forshammar, Bergslagen Province, Sweden: an EMPA, XRD and LA–ICP–MS study. The Canadian Mineralogist 50: 825–841.

Balen, D. and Broska, I. (2011) Tourmaline nodules: products of devolatilization within the final evolutionary stage of granitic melt? In: Granite-Related Ore Deposits (Eds. Sial, A. N., Bettencourt, J. S., De Campos, C. P. and Ferreira, V. P.) Special Publications 350: 53–68. Geological Society, London.

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

Bea, F. (1996) Residence of REE, Y, Th and U in granites and crustal protoliths: implications for the chemistry of crustal melts. Journal of Petrology 37: 521–552.

Buriánek, D. and Novák, M. (2004) Morphological and compositional evolution of tourmaline from nodular granite at Lavičky near Velké Meziříčí, Moldanubicum, Czech Republic. Journal of the Czech Geological Society 49: 81–90.

Čopjaková, R., Škoda, R., Vašinová Galiová, M. and Novák, M. (2013) Distributions of Y + REE and Sc in tourmaline and their implications for the melt evolution; examples from NYF pegmatites of the Třebíč Pluton, Moldanubian Zone, Czech Republic. Journal of Geosciences 58: 113–131.

Garda, G. M., Beljavskis, P., D’agostino, L. Z. and Wiedenbeck, M. (2010) Tourmaline and rutile as indicators of a magmatic-hydrothermal origin for tourmalinite layers in the São José do Barreiro Area, NE Ribeira Belt, southern Brazil. Geologia USP Série Científica São Paulo 10: 97–117.

Hanson, G. H. (1978) The application of trace elements to the petrogenesis of igneous rock of granitic composition. Earth and Planetary Science Letters 38: 26–43.

Hassanzadeh, J., Stocklin, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U–Pb zircon geochronology of late neoproterozoic-early cambrian granitoids in Iran: implication for paleogeography, magmatism, and exhumation history of basement. Tectonophysics 451: 71–96.

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

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

Lefort, P. (1991) Enclaves of the Miocene Himalayan leucogranites. In: Enclaves and Granite Petrology (Eds. Didier, J. and Barbarin, B.) Developments in Petrology 13: 35-47. Elsevier, Amsterdam.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology 120: 223–253.

Mirlohi, A. (2015) Petrogenesis of leucogranitic rocks from the Northeast of Golpayegan (Aderba-Ochestan, Sanandaj- Sirjan zone). Ph.D. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Mirlohi, A. Khalili, M., Mansouri-Esfahani, M., Tabatabaei-Manesh, S. M. (2015): Peraluminous two mica leucogranite of the Aderba pluton, NE Golpayegan, Iran: Hydrogen isotope and chemistry of biotite significance. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie. Abhandlungen 277(1): 1-10.

Mirsepahvand, F., Tahmasebi, Z., Shahrokhi, S.V., Ahmadi-Khalaji, A. and Khalili, M. (2011) Geochemistry and determine of the origin of tourmaline from Boroujerd area. Iranian Society of Crystalography and Mineralogy. 20: 281-292 (in Persian).

Nadimi, A. and Nadimi, H. (2008) Exhumation of old rocks during the Zagros collision in the Northwestern part of Zagros Mountains, Iran. The Geological Society of America, Special paper 444: 105-122.

Novák, M., Škoda, R., Filip, J., Macek, I. and Vaculovič, T. (2011) Compositional trends in tourmaline from intragranitic NYF pegmatites of the Třebíč Pluton, Czech Republic: an electron microprobe, Mössbauer and LA–ICP–MS study. The Canadian Mineralogist 49: 359–380.

Perugini, D. and Poli, G. (2007) Tourmaline nodules from Capo Bianco aplite (Elba Island, Italy): an example of diffusion limited aggregation growth in a magmatic system. Contributions to Mineralogy and Petrology 153: 493–508.

Pesquera, A., Torres–Ruiz, J., Gil–Crespo, P. P. and Jiang, S. Y. (2005) Petrographic, chemical and B–isotopic insights into the origin of tourmaline–rich rocks and boron recycling in the Martinamor Antiform (Central Iberian Zone, Salamanca, Spain). Journal of Petrology 46: 1013–1044.

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

Raith, J. G., Riemer, N., Schöner, N. and Meisel, T. (2004) Boron metasomatism and behavior of rare earth elements during formation of tourmaline rocks in the eastern Arunta Inlier, Central Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology 147: 91–109.

Rozendaal, A. and Bruwer, L. (1995) Tourmaline nodules: indicator of hydrothermal alteration and Sn–Zn–(W) mineralization in the Cape Granite Suite, South Africa. Journal of African Earth Sciences 21: 141–155.

Sharifi, M., Tabatabaeimanesh, S. M. and Ghazifard, A. (2000) Study of primary and magmatic tourmaline in Aderba’s mylonitic granites. 19th meeting of Earth Sciences Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Slack, J. F., Herriman, N., Barnes, R. G. and Plimer, I. R. (1984) Stratiform tourmalinites in metamorphic terrenes and their geologic significance. Geology 12: 713-716.

Tahmasbi, Z. (2013) The mechanism of the formation of tourmaline nodules from Boroujerd area (Dehgah- Sarsakhti). Iranian Society of Crystallography and Mineralogy. 22: 419-430 (in Persian).

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

Trumbull, R. B., Krienitz, M. S., Gottesmann, B. and Wiedenbeck, M. (2008) Chemical and boron-isotope variations in tourmalines from an S-type granite and its source rocks: the Erongo granite and tourmalinites in the Damara Belt, Namibia. Contributions to Mineralogy and Petrology 155: 1–18.

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

Wood, S. A. (1990) The aqueous geochemistry of the rare-earth elements and yttrium: Theoretical predictions of speciation in hydrothermal solutions to 350 °C at saturation water vapor pressure. Chemical Geology 88: 99–125.

Yavuz, F., Fuchs, Y., Karakaya, N. and Karakaya, M. Ç. (2008) Chemical composition of tourmaline from the Asarcık Pb–Zn–Cu U deposit, Şebinkarahisar, Turkey. Mineralogy and Petrology 94: 195–208.

Yavuz, F., Jiang, S. Y., Karakaya, N., Karakaya, M. C. and Yavuz, R. (2011) Trace-elements, rare-earth element and boron isotopic compositions of tourmaline from a vein-type Pb–Zn–Cu±U deposit, NE Turkey. International Geology Review 53: 1–24.