خاستگاه تورمالین در میکاشیست‌های مجموعه دگرگونی گل‌گهر در جنوب‌خاوری پهنه سنندج- سیرجان ‏(شهرستان بافت، استان کرمان)‏

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

دانشگاه شهید باهنر کرمان

چکیده

در میکاشیست‌های کمپلکس دگرگونی گل‌گهر در جنوب‌خاوری پهنه سنندج- سیرجان (استان کرمان)، بلور‌های تورمالینی دیده می‌شوند که مقدار کاتیون‌های Mg و Na در آنها بالاست (Mg: 1.83 a.p.f.u.; Na: 0.680 a.p.f.u.). این تورمالین‌ها از نوع دراویت هستند و به سری آلکالن تعلق دارند. نیمرخ‌های ترکیبی از مرکز به‌سوی حاشیه، نشان‌دهندة منطقه‌بندی شیمیایی ضعیف در آنهاست. وجود میانبار‌های کوارتز در این تورمالین‌ها، مرزهای تعادلی آنها با بیوتیت، جایگیری برخی از این کانی‌ها در جهت شیستوزیته سنگ و منطقه‌بندی شیمیایی ضعیف در آنها نشان‏‌دهندة پیدایش این تورمالین‌ها هنگام یا پس از اعمال نیروهای زمین‌ساختی در سنگ‌های منطقه هستند. داده‌های ترکیب شیمیایی تورمالین‌های بررسی‌شده، که در آنها مقدار F کمتر از 3/0 و مقدار FeO* کمتر از 8/0 درصدوزنی است و همخوانی مثبت میان Mg و Fe نشان می‌دهند این کانی‌ها ماگمایی نیستند و محصول واکنش‌های دگرگونی هستند. دربارة سازوکار پیدایش این تورمالین‌ها گمان می‌رود با افزایش دما و هنگام دگرگونی و پس از آن، عنصر بور از سطح کانی‌های رسی آزاد و در سیال‌ها میان‌روزنه‌ای انباشته شده است. سپس این سیال سرشار از بور با کانی‌های سیلیکاته مانند بیوتیت واکنش داده و تورمالین را پدید آورده است. منطقه‌بندی شیمیایی ضعیف در تورمالین‌های بررسی‌شده نیز گویای این نکته است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Origin of tourmaline in micaschists of ‎Gol-e-Gohar metamorphic complex from south-eastern Sanandaj-Sirjan Zone (Baft, Kerman Province)‎

نویسندگان [English]

  • Hosein Fatehi
  • Hamid Ahmadipour
  • Hesam Moeinzadeh
Shahid Bahonar university of Kerman
چکیده [English]

In Gol-e-Gohar micaschists from south-east Sanandaj-Sirjan Zone (Kerman province), there are tourmaline crystals which are enriched in  Mg and Na (Mg: 1.830 a.p.f.u and Na: 0.680 a.p.f.u), and so, they are dravite in compositions belonging  to alkaline series. The delineated combinational profiles from core to rim from  these tourmalines display a weak compositional zoning. Evidences such as the existence of quartz inclusions in these minerals, equilibriated boundaries between the tourmalines and biotites in all cases and the orientation of some tourmaline crystals along with other metapelite-forming minerals and weak chemical zoning in them indicate that they formed during or after acting tectonic forces and metamorphic events. Moreover, chemical composition of the studied tourmalines, such as F<0.3 wt%, FeO*<0.8 wt% and positive correlation between Mg and Fe contents indicate that these minerals have been produced by metamorphic reactions. It seems that with increasing temperature during and after metamorphism, boron released from the surface of clay minerals and concentrated in interstitial fluids. Then, boron-rich fluids reacted with other silicate minerals such as biotite to form tourmaline. A weak chemical zoning in the studied tourmalines implies this phenomenon.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Tourmaline
  • Micaschist
  • Gol-e-Gohar Complex
  • Sanandaj-Sirjan Zone.‎

مقدمه

تورمالین کانی رایج و فرعی سنگ‌های آذرین، رسوبی و دگرگونی است و ترکیب پیچیده سیلیکاته‌ای با فرمول کلی (X)(Y3)(Z6)T6O18(BO3)3V3W دارد. در ساختار تورمالین‌ها، جایگاه Z با Al و گاه با Fe2+، Fe3+، Ti، Mg، Cr و V3+ پر می‌شود. جایگاه Y جانشینی‌های گوناگونی از کاتیون‌های یک تا چهار ظرفیتی را شامل می‌شود. جایگاه T بیشتر با Si و گاه همراه با مقداری Al پر می‌شود. جایگاه X معمولا با Na، Ca و K پر می‌شود و یا تهی می‌ماند. جایگاه هیدروکسیل W با O و OH پر می‌شود و جایگاه V را O، F و H پر می‌کنند (Foit and Rosenberg, 1977). سه عضو پایانی سری‌های محلول جامد تورمالین، الباییت (Elbaite؛ سرشار از Al+Li)، شورل (Schorl؛ سرشار از Fe) و دراویت (Dravite؛ سرشار از Mg) اهمیت ویژه‌ای دارند. پنج خاستگاه محتمل برای تورمالین پیشنهاد شده است که عبارتند از:

1) نواحی گرانیتی (Neiva, 1974)؛

2) نواحی پگماتیتی (Nemec, 1975)؛

3) نواحی پگماتیتی تزریق‌شده در نواحی دگرگونی (London, 1986)؛

4) تورمالین‌های اتوژنتیک رسوبی (Henry and Guidotti, 1988)؛

5) تورمالین‌هایی که در مجموعه‌های دگرگونی کهن وجود دارند (Marks et al., 2013).

پایداری تورمالین در محدوده گسترده‌ای از تغییرات فشار و دما و ترکیب شیمیایی متنوع آن باعث شده است تا این کانی در بررسی‌های سنگ‌شناسی اهمیت ویژه‌ای داشته باشد و موضوع بسیاری از پژوهش‌ها باشد (مانند کارهای پژوهشی: Torres-Ruiz et al., 2003; Harraz and El-Sharkaway, 2001).

هدف اصلی این نوشتار، بررسی سرشت زمین‌شیمیایی، خاستگاه و سازوکار پیدایش بلورهای تورمالین در متاپلیت‌های کمپلکس دگرگونی گل‌گهر است. بررسی این ویژگی‌ها، درک بهتری از رویدادهای گرمایی در این بخش از پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان به‌دست خواهد داد و نقش سیال‌ها در پیدایش بلورهای تورمالین در این محیط را نشان می‌دهد.

زمین‌شناسی عمومی منطقه

سیمای سنگی منطقه جنوب‌باختری بافت را تناوبی از واحدهای رسوبی، سنگ‌های آذرین بازیک و سنگ‌های آهکی می‌سازد که همگی دچار درجاتی از دگرگونی شده‌اند و به‌صورت سه کمپلکس دگرگونی عمده گل‌گهر، روتشون و خبر در جنوب‌خاوری پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان (جنوب‌باختری شهرستان بافت، استان کرمان) برونزد دارند (Sabzehei et al., 1997) (شکل 1). مجموعه دگرگونی گل‌گهر با سن کامبرین (Sabzehei et al., 1997) و رنگ تیره‌تر در صحرا، نسبت به دیگر کمپلکس‌ها توپوگرافی پست‌تری دارد. در صحرا روی این بخش، کمپلکس روتشون با رنگ غالب سرخِ‌قهوه ای و سن اردویسین (Sabzehei et al., 1997) جای دارد. کمپلکس دگرگونی خبر با رنگ خاکستری روشن تا سفید و سن دونین، روی دو کمپلکس پیشین جای گرفته‌اند و بیشتر بخش‌های مرتفع را به‌خود اختصاص می‌دهد. همچنین، در این منطقه، یک‌سری واحدهای مربوط به مزوزوییک شامل کمپلکس‌های آب خاموش (Jf)، کاهدان (JKmt) و دهسرد (JKlv) رخنمون دارند (Sabzehei et al., 1997). کنگلومرا، ماسه‌سنگ و رسوب‌های آبرفتی نیز از رسوب‌های سنوزوییک هستند و همراه با واحدهای سنگی مزوزوییک در بخش شمالی، شمال‌باختری، باختری و جنوبی منطقه بررسی‌شده برونزد دارند. واحدهای پالئوزوییک، مزوزوییک و سنوزوییک، بیشتر به‌صورت دگرشیبی زاویه‌دار روی یکدیگر جای گرفته‌اند. بررسی‌ Sabzehei و همکاران (1997) از بررسی‌های انجام‌شده روی بخش جنوبی کمربند سنندج- سیرجان به‌شمار می‌رود. ایشان در گزارش کلی خود، سنگ‌های دگرگونی منطقه بررسی‌شده را بخش‌هایی از پهنه‌ای رسوبی دانسته‌اند که در دوره زمانی پالئوزوییک زیرین تا مزوزوییک آغازین پدید آمده‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که این محیط‌ها، هم‌زمان یک‌سری فعالیت‌های ماگمایی نیز داشته‌ و سپس دچار یک دگرگونی ایستایی شده‌‌اند و در پی آن در طی فاز سیمرین پیشین دگرگونی اصلی رخ داده است.


 

 

شکل 1- A) نقشه زمین‌شناسی ایران و جایگاه منطقه جنوب‌باختری بافت روی آن (Mohajjel and Fergusson, 2000)؛ B) نقشه زمین‌شناسی ساده‌شده‌ای از منطقه برگرفته از Sabzehei و همکاران (1997) با تغییرات

 

 

همچنین، Shafiei Bafti (2000)، نیز به بررسی پیدایش ساختاری و زمین‌ساختی سنگ‌های پالئوزوییک کمربند سنندج – سیرجان در منطقه خبر پرداخته است. نامبرده، دگرگونی نهشته‌های پالئوزوییک را مربوط به سیمرین آغازی می‌داند و بر این باور است که تأثیر رژیم زمین‌ساختی کششی در سیمرین میانی و فرایند کوهزایی لارامید که آغاز رژیم فشارشی بوده است، همگی در منطقه جنوب‌باختری بافت دیده می‌شوند. بررسی‌های Sheikholeslami و همکاران (2008)، Ranin و همکاران (2009) و Mahmoodi و همکاران (2011) از دیگر بررسی‌های انجام شده در بخش جنوبی پهنه سنندج- سیرجان هستند. به باور این پژوهشگران، ویژگی‌های زمین‌ساختی بخش جنوبی پهنه سنندج- سیرجان متأثر از فرایندهای کافت اقیانوسی، گسترش اقیانوس نئوتتیس، فرورانش و سرانجام بسته‌شدن این حوضه اقیانوسی هستند.

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری از متاپلیت‌های تورمالین‌دار (فیلیت و میکاشیست)، شمار 30 مقطع نازک ساخته و بررسی‌های دقیق سنگ‌نگاری روی آنها انجام شد. در این نمونه‌ها، بلورهای تورمالین (20 نقطه)، بیوتیت (50 نقطه) و پلاژیوکلاز (40 نقطه) با دستگاه ریزکاو الکترونیِ JEOL-JX8600M در ولتاژ KV15 و جریان الکتریکی nA20 در دانشگاه یاماگاتای ژاپن تجزیه شیمیایی شدند. زمان تجزیه هر نقطه بسته به نوع کانی و عنصرهای مورد نیاز برای تجزیه از 30 ثانیه تا 5 دقیقه متغیر بود.

فرمول‌های ساختاری برای بلورهای بیوتیت برپایة 11 اتم اکسیژن و برای بلورهای پلاژیوکلاز برپایة 8 اتم اکسیژن به‌دست آورده شده‌اند (جدول 1). همچنین، فرمول ساختاری بلورهای تورمالین برپایة 31 آنیون (O, OH) و میزان H2O و B2O3 برای ساخت 4 یون OH و 3 یون B به‌روش استوکیومتری به‌دست آورده شده است (جدول 2). نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است.

 

 

جدول 1- برگزیده‌ای از داده‌های تجزیة شیمیایی ریزکاو الکترونی پلاژیوکلازها و بیوتیت‌ها در متاپلیت‌های کمپلکس گل‌گهر، به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده به‌ترتیب بر پایه 8 و 11 اتم اکسیژن

Mineral Name

Plagioclase

 

Biotite

 

Sample No.

GS-260

GS-102

GS-260

GS-102

Point No.

5-f

5-g

8-f

1-e

1-f

3-f

1-a

1-b

1-c

1-c

1-d

3-d

SiO2

62.75

63.12

62.07

61.52

61.89

62.79

37.18

36.70

37.18

36.79

36.57

36.70

TiO2

0.02

0.04

0.00

0.01

0.00

0.00

2.09

2.02

2.04

1.48

1.60

1.61

Al2O3

24.50

23.50

23.89

24.01

24.06

23.37

18.97

19.08

19.17

16.68

16.47

16.90

Cr2O3

0.00

0.04

0.01

0.04

0.00

0.00

0.00

0.00

0.07

0.03

0.01

0.03

V2O3

0.00

0.06

0.00

0.01

0.03

0.02

0.01

0.17

0.03

0.09

0.05

0.12

Fe2O3

0.00

0.07

0.08

0.02

0.08

0.00

15.45

16.54

14.55

18.25

18.78

18.11

MnO

0.04

0.02

0.00

0.03

0.02

0.00

0.03

0.04

0.12

0.10

0.12

0.06

MgO

0.00

0.01

0.00

0.02

0.01

0.00

12.71

11.75

12.43

11.85

11.62

11.86

CaO

5.42

4.39

5.36

5.42

5.43

4.71

0.01

0.07

0.05

0.03

0.06

0.04

Na2O

9.00

9.72

8.34

8.70

8.86

9.36

0.15

0.17

0.15

0.18

0.19

0.26

K2O

0.08

0.09

0.11

0.05

0.06

0.06

9.06

8.97

8.55

9.04

8.96

8.97

F

0.00

0.00

0.38

0.09

0.00

0.00

0.35

0.39

0.27

0.20

0.20

0.06

Cl

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.23

0.18

0.23

0.34

0.36

0.36

Total

101.81

101.06

100.24

99.94

100.44

100.30

96.24

96.08

94.85

95.05

94.98

95.08

Si

2.73

2.73

2.75

2.74

2.74

2.76

2.71

2.70

2.73

2.77

2.76

2.75

Ti

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.12

0.11

0.11

0.08

0.09

0.09

Al

1.26

1.20

1.25

1.26

1.25

1.21

           

Aliv

           

1.29

1.30

1.28

1.23

1.24

1.25

Alvi

           

0.33

0.36

0.38

0.24

0.23

0.25

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe

           

0.94

1.02

0.89

1.15

1.19

1.14

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

           

Fe2+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

           

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

1.38

1.29

1.36

1.33

1.31

1.33

Li*

           

0.33

0.29

0.33

0.31

0.29

0.30

Ca

0.25

0.21

0.26

0.26

0.26

0.22

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

Na

0.76

0.82

0.72

0.75

0.76

0.80

0.02

0.03

0.02

0.03

0.03

0.04

K

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.84

0.84

0.80

0.87

0.86

0.86

F

           

0.08

0.09

0.06

0.05

0.05

0.02

Cl

           

0.03

0.02

0.03

0.04

0.05

0.05

Total

5.00

5.02

4.98

5.01

5.02

5.00

8.07

8.05

8.00

8.10

8.10

8.07

Anorthite

24.86

20.00

26.06

25.52

25.22

21.68

           

Albite

74.69

79.55

73.32

74.18

74.43

78.01

           

Orthose

0.45

0.46

0.61

0.30

0.35

0.31

           

Ytotal

           

3.10

3.07

3.08

3.12

3.11

3.10

Xtotal

           

0.86

0.87

0.83

0.90

0.90

0.90

Fe/(Fe+Mg)

           

0.41

0.44

0.40

0.46

0.48

0.46

Mg/(Mg+Fe2+)

           

0.60

0.56

0.60

0.54

0.52

0.54

An: Anorthite proportion; Ab: Albite proportion; Or: Orthoclase proportion; Metapelite (Mica schist); GS-260 (Biotite schist) with 56˚33՛12˝E and 28˚50՛46˝N; GS-102 (Biotite garnet schist) with 55˚58՛12˝E and 28˚56՛46˝N; X total (Ca+Na+K); Y total (Alvi+Ti+Cr+Fe+Mn+Mg+Li*)

جدول 2- داده‌های تجزیة شیمیایی ریزکاو الکترونی تورمالین‌ها در متاپلیت‌های کمپلکس گل‌گهر، به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده بر پایه 31 اتم اکسیژن

Mineral Name

Tourmaline

 

Sample No.

GS-260 (Biotite schist)

GS-102 (Biotite-garnet schist)

Point No.

5-a

5-b

5-c

8-a

8-b

8-c

3-a

3-b

3-c

4-a

4-b

4-c

10-a

10-b

10-c

Part

Core

Mid

Rim

Core

Mid

Rim

Core

Mid

Rim

Core

Mid

Rim

Core

Mid

Rim

SiO2

36.53

36.94

36.61

36.76

37.19

37.59

35.51

35.65

35.50

35.74

36.01

36.04

36.13

36.83

36.31

TiO2

0.62

0.59

0.65

0.62

0.63

0.66

0.40

0.39

0.33

0.31

0.41

0.51

0.42

0.37

0.51

Al2O3

33.40

33.67

32.43

32.79

32.74

32.94

31.44

31.36

31.65

32.05

32.64

29.84

32.17

32.48

30.58

V2O3

0.09

0.05

0.00

0.14

0.08

0.12

0.05

0.00

0.05

0.00

0.15

0.08

0.02

0.06

0.03

Cr2O3

0.16

0.00

0.06

0.09

0.21

0.07

0.12

0.06

0.03

0.08

0.15

0.17

0.00

0.07

0.09

FeO

3.83

3.74

3.79

4.48

4.75

4.64

7.79

7.56

6.72

6.72

6.44

7.90

6.87

6.73

8.16

MgO

7.72

7.91

8.62

8.29

8.29

8.55

7.15

7.26

6.96

6.98

7.12

7.47

7.27

7.12

7.57

CaO

0.89

0.84

1.12

0.87

0.64

0.89

0.90

0.85

0.89

0.89

0.77

1.45

0.86

0.78

1.28

MnO

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

0.03

0.00

0.05

0.00

0.02

0.00

0.02

0.04

0.00

0.04

Na2O

2.00

2.16

2.19

2.14

2.29

2.36

2.15

2.18

2.11

2.12

2.15

2.03

2.15

2.22

2.10

K2O

0.04

0.04

0.02

0.01

0.02

0.00

0.03

0.02

0.04

0.03

0.03

0.02

0.02

0.03

0.02

F

0.24

0.04

0.28

0.06

0.49

0.38

0.06

0.27

0.08

0.10

0.00

0.06

0.13

0.23

0.00

Cl

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

B2O3*

10.77

10.86

10.76

10.81

10.88

11.01

10.49

10.49

10.43

10.52

10.64

10.47

10.62

10.75

10.60

Total

85.53

85.98

85.77

86.27

87.32

88.24

85.63

85.66

84.36

85.07

85.87

85.57

86.08

86.92

86.70

H2O*

3.60

3.72

3.58

3.70

3.52

3.62

3.58

3.49

3.56

3.58

3.67

3.58

3.61

3.60

3.65

Li2O*

0.41

0.43

0.37

0.28

0.27

0.32

0.08

0.09

0.22

0.22

0.21

0.20

0.17

0.26

0.12

O=F

0.10

0.02

0.12

0.03

0.21

0.16

0.03

0.11

0.04

0.04

0.00

0.03

0.05

0.10

0.00

B*

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

T-Site

                             

Si

5.90

5.91

5.91

5.91

5.94

5.94

5.89

5.91

5.92

5.91

5.88

5.98

5.91

5.95

5.96

Al

0.10

0.09

0.09

0.09

0.06

0.07

0.11

0.09

0.08

0.09

0.12

0.02

0.09

0.05

0.05

T-Site Total

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

Z-Site

                             

Al

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

5.82

6.00

6.00

5.87

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.18

0.00

0.00

0.14

Z-Site Total

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

Y-Site

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Al

0.25

0.26

0.09

0.12

0.11

0.06

0.03

0.04

0.13

0.15

0.16

0.00

0.11

0.14

0.00

Ti

0.08

0.07

0.08

0.08

0.08

0.08

0.05

0.05

0.04

0.04

0.05

0.06

0.05

0.05

0.06

V

0.01

0.01

0.00

0.02

0.01

0.02

0.01

0.00

0.01

0.00

0.02

0.01

0.00

0.01

0.00

Cr

0.02

0.00

0.01

0.01

0.03

0.01

0.02

0.01

0.00

0.01

0.02

0.02

0.00

0.01

0.01

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

1.86

1.89

2.08

1.99

1.97

2.01

1.77

1.79

1.73

1.72

1.73

1.67

1.77

1.72

1.72

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

Fe2+

0.52

0.50

0.51

0.60

0.63

0.61

1.08

1.05

0.94

0.93

0.88

1.10

0.94

0.91

1.12

Y-Site Total

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

X-Site

                             

Ca

0.15

0.14

0.19

0.15

0.11

0.15

0.16

0.15

0.16

0.16

0.14

0.26

0.15

0.14

0.23

Ba

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.63

0.67

0.69

0.67

0.71

0.72

0.69

0.70

0.68

0.68

0.68

0.65

0.68

0.70

0.67

K

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.01

X-site total

0.79

0.82

0.89

0.82

0.83

0.87

0.86

0.86

0.85

0.84

0.82

0.92

0.84

0.84

0.90

X-sitevacancy

0.21

0.18

0.12

0.18

0.18

0.13

0.14

0.14

0.15

0.16

0.18

0.09

0.16

0.17

0.10

Li*

0.27

0.28

0.24

0.18

0.17

0.20

0.05

0.06

0.15

0.15

0.14

0.14

0.12

0.17

0.08

Fe/(Fe+Mg)

0.22

0.21

0.20

0.23

0.24

0.23

0.38

0.37

0.35

0.35

0.34

0.40

0.35

0.35

0.40

Mg/Mg+Fet)

0.78

0.79

0.80

0.77

0.76

0.77

0.62

0.63

0.65

0.65

0.66

0.60

0.65

0.65

0.61

The weight percent of B2O3 is calculated assuming 3 boron atoms in the structural formula. Li* (=15-Total(T+Z+Y)), B2O3*, H2O* and Li2O* contents in tourmalines were not measured, but calculated by stoichiometry; B= 3 a.p.f.u., OH+F= 4 a.p.f.u., and Li= 15 - (T+Z+Y) total. Hence, electron microprobe analyses were normalized to 31 O atoms (e.g. Henry, 2010). Metapelite (Mica schist); GS-260 (Biotite schist) with 56˚33՛12˝E and 28˚50՛46˝N; GS-102 (Biotite garnet schist) with 55˚58՛12˝E and 28˚56՛46˝N.


 


ویژگی‌های سنگ‌شناسی واحدها

کمپلکس دگرگونی گل‌گهر، شامل تناوبی از واحدهای رسوبی دگرگون شده، متابازیت‌ها و سنگ‌های آهکی دگرگون شده (شکل 2- A) و با توده‌های نفوذی گرانیتوییدی دگرگون شده (گنیس) قطع شده‌ است. اسلیت، فیلیت (شکل 2- B) و شیست (شکل‌های 2- C و 2- D) از سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شده هستند که در تناوب با لایه‌هایی از گدازه‌های بازیک و آهک‌های دگرگون شده هستند (شکل 2- A). اسلیت‌ها و فیلیت‌های یادشده ریزدانه هستند و در آنها لایه‌بندی نخستین (S0) به‌خوبی دیده می‌شود. در این سنگ‌ها، لایه‌بندی نخستین به‌صورت تناوب لایه‌های روشن سرشار از کوارتز و فلدسپار و تیرة سرشار از کلریت، مسکوویت و گرافیت دیده می‌شوند. نخستین دگرریختی (D1) در این سنگ‌ها، با پیدایش کلیواژ اسلیتی (S1) شناخته می‌شود و برگوارگی آشکاری به‌موازات لایه‌بندی نخستین را پدید آورده است. این برگوارگی S1)) در سنگ‌های بررسی‌شده با کانی‌های کوارتز، فلدسپار، کلریت، کانی‌های کدر و گرافیت اولیه‌ای تعریف می‌شود که در پی دگرریختی کشیده شده و جهت‌یافتگی پیدا کرده‌اند. افزون‏‌بر این، در این مرحله کانی‌های تازه‌ای مانند مسکوویت، بیوتیت و گارنت نیز پدید آمده‌اند (شکل 3- A). مسکوویت‌شیست، بیوتیت‌شیست و بیوتیت‌گارنت‌شیست از شیست‌های منطقه هستند. بیوتیت، مسکوویت، گارنت، کوارتز و فلدسپار از مجموعه کانیایی این سنگ‌ها هستند (شکل‌های 3- B و 3- C). کانی‌های زیرکن، تورمالین و کانی‌های کدر نیز از فازهای فرعی در این نمونه‌ها به‌شمار می‌روند.

 

 

 

شکل 2- تصویرهایی از سنگ‌های دگرگونی گل‌گوهر: A) واحدهای رسوبی، بازیک و آهکی دگرگون‌شده در کمپلکس گل‌گهر؛ B) گسترش ریزچین‌ها در واحدهای فیلیتی ریزدانه؛ C) نمونة دستی از یک بیوتیت‌شیست به‌همراه بلورهای ریز تورمالین در سطح آن؛ D) بلورهای درشت مسکوویت در شیست‌های کمپلکس گل‌گهر

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از متاپلیت‌های کمپلکس گل‌گهر. A) توسعه شیستوزیته S1 به‌موازات لایه‌بندی اولیه در فیلیت‌ها؛ B) درشت بلورهای مسکوویت به‌همراه بلورهای کوارتز و فلدسپار در مسکوویت‌شیست‌ها؛ C) درشت‌شدگی بلورها به‌همراه سطوح صاف و شکل‌دار و پیدایش بافت تعادلی گرانولپیدوبلاستیک در بیوتیت‌شیست‌ها (در این تصویر، بلورهای ریز تورمالین در جهت شیستوزیته مرتب شده‌اند)؛ D) کشیدگی تورمالین‌ها در جهت شیستوزیته سنگ و وجود انکلوزیون‌های ریز کوارتز درون تورمالین‌ها در بیوتیت‌شیست‌ها؛ E) نیمرخ عرضی از سازنده‌های آلبیت و آنورتیت در بلورهای پلاژیوکلاز در متاپلیت‌های گل‌گهر

 


دگرریختی بعدی (D2)، باعث گسترش شیستوزیته S2 شده است و به‌دنبال آن، ریزچین‌های منظمی در برگوارگی S1 پدید آمد‌ه‌اند. در سنگ‌هایِ پدیدآمده، تنها بقایایی از شیستوزیته S1 با جهتی متفاوت در میان‌روزنه‌ای شیستوزیته S2 دیده می‌شوند. بافت بیشتر این سنگ‌ها، گرانولپیدوبلاستیک است. البته با درشت‌شدن اندازه بلورها (بیوتیت و فلدسپار) و افزایش درجة دگرگونی، سنگ بافت گرانوبلاستیک نشان می‌دهد. در برخی متاپلیت‌های کمپلکس گل‌گهر که بلورهای تورمالین دیده می‌شوند. با افزایش درجه دگرگونی، از فراوانی بلورهای تورمالین کاسته و بر اندازه آنها افزوده می‌شود. بلورهای تورمالین همراه با بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مسکوویت و گارنت در جهت شیستوزیته اصلی سنگ (شیستوزیته S2) مرتب شده‌اند (شکل 3- D). رنگ سبز حنایی تا سبز قهوه‌ای کم‌رنگ با چندرنگی وارونه و مشخص از ویژگی‌های بلورهای تورمالین بررسی‌شده است. این بلورها در مقطع‌های عرضی به‌صورت شش‌گوش با ساختار منطقه‌بندی ضعیف و در برش‌های طولی به‌صورت منشورهای کوتاه تا بلند و سوزنی شکل دیده می‌شوند. جهت‌گیری بلورهای تورمالین همراه با دیگر کانی‌های سازندة متاپلیت‌ها و وجود میانبار‌های ریز و کمابیش جهت‌یافته از کوارتز در آنها (شکل 3- D) نشان‌دهندة پیدایش آنها همزمان با دگرگونی است.

 

شیمی کانی‌ها

شیمی بیوتیت‌ها

ترکیب شیمیایی بیوتیت‌ها در مقطع شماره GS-260 (بیوتیت‌شیست) که ترکیب کانی‌شناسی بیوتیت، فلدسپار، کوارتز و تورمالین دارند، در جدول 1 آمده است. نسبت‌های Fe/(Fe+Mg) و Mg/(Mg+Fe) در این کانی‌ها به‏‌ترتیب برابر با 408/0 و 584/0 هستند. این ویژگی‌ها، به‏‌همراه وجود مقدارهای کمابیش بالای MgO و K2O در این بیوتیت‌ها پیامد درجه دگرگونی تا رخسارة شیست و درشت‌شدگی بلورها هستند (Sepahi Gerow et al., 2014). مقطع شماره GS-102 (بیوتیت‌گارنت‌شیست) ترکیب کانی‌شناسی گارنت، بیوتیت، فلدسپار، تورمالین و کوارتز با بافت لپیدوبلاستیک تا گرانوبلاستیک دارد. نسبت‌های Fe/(Fe+Mg) و Mg/(Mg+Fe) در بیوتیت‌های این نمونه، به‌ترتیب 464/0 و 536/0 هستند (جدول 1). در مقطع شماره GS-102 (بیوتیت‌گارنت‌شیست) که گارنت دارد، نسبت به مقطع شماره GS-260 (بیوتیت‌شیست) که گارنت ندارد، Al2O3 و TiO2 کاهش 3/0 تا 3 درصدی (درصدوزنی)، MgO کاهش 3/0 درصدی و FeO افزایش 3 درصدی را نشان می‌دهد. ترکیب شیمیایی بلورهای بیوتیت در سنگ‌های بررسی‌شده نشان‌دهندة بالابودن عنصرهای Fe و Mg در آنهاست و Fe و Mg مورد نیاز برای پیدایش تورمالین را فراهم می‌کند (Pirajno and Smithies, 1992).

 

شیمی پلاژیوکلازها

ترکیب شیمیایی بلورهای پلاژیوکلاز در متاپلیت‌های کمپلکس دگرگونی گل‌گهر به‌صورت زیر است:

Ab: 89/66-60/89؛ میانگین: 66/75

An: 12/72-10/32؛ میانگین: 91/23

Or: 18/01-0/1؛ میانگین: 44/0

از مرکز به‌سوی حاشیه، مقدار سازندة آنورتیت افزایش کمی را نشان می‌دهد و از مقدار سازندة آلبیت کاسته می‌شود. این پدیده چه‌بسا پیامد دگرگونی پیشرونده متاپلیت‌ها است (Qian et al., 2013) (شکل 3- E؛ جدول 1). همچنین، مقدار اکسید CaO از 27/2 تا 03/7 درصدوزنی متغیر است و مقدار میانگین آن 15/5 درصدوزنی است.

 

شیمی تورمالین‌ها

برای بررسی ترکیب شیمیایی و منطقه‌بندی در تورمالین‌ها، از مرکز به‌سوی حاشیه بلورها، تجزیه‌ ریزکاو الکترونی انجام شده است. مقدارهای میانگین اکسیدهای سازندة بلورهای تورمالین در جدول 2 آمده است. همچنین، مقدارهای میانگین نسبت‌های Mg/(Mg+Fe) و Fe/(Fe+Mg) در آنها به‏‌ترتیب برابر با 69/0 و 31/0 است (جدول 2). برپایة میانگین ترکیب شیمیایی بلورهای تورمالین و مقدار کاتیون‌های به‌دست‌آمده از روی داده‌های تجزیه‌ ریزکاو الکترونی، فرمول زیر برای این کانی‌ها پیشنهاد می‌شود:

(Na0.680Ca0.161)(Mg1.83Fe0.82Al0.11)Al5.98[Si5.92Al0.08O18](BO3)3(OH,F)4

در نمودار سه‌تایی Na+K، Ca و X-Sitevacancy (شکل 4- A) سرشت آلکالیِ تورمالین‌های بررسی‌شده دیده می‌شود.


 

 

 

شکل 4- ترکیب شیمیایی تورمالین‌های درون متاپلیت‌های گل‌گهر برپایة: A) سه پارامتر مقدارهای Ca و Na+K) و مقدار فضای خالی در جایگاه X یا X-sitevacancy) (Hawthorne and Henry, 1999)؛ B) نمودار Mg/Mg+Fe دربرابر Xvac/(Xvac+Na) (Hawthorne and Henry, 1999; Henry et al., 2002)؛ C) نمودار Al دربرابر X-sitevacancy (Torres- Ruiz et al., 2003)؛ D) در نمودار R3 (R3= Al+1.33Ti) دربرابر R1+R2 (R1= Fe+ Mn+Mg; R2= Ca+Na) (Manning, 1982)؛ E) نمودارAl in R2 (Al in R2 =Al+1.33Ti+Si-12) دربرابر R*2 (R*2=Fe+Mg+Mn+ Al in Y site) (London and Manning, 1995)؛ F) نمودار Mg دربرابر Fe (London and Manning, 1995)

 

 

به باور Collines (2010)، چنین تورمالین‌هایی که ترکیب آلکالن دارند، در حضور سیال‌های اسیدی و در دمای کم پدید می‌آیند. سیال‌هایی با ترکیب اسیدی باعث انتشار کاتیونی سریع‌تر و آزاد‌شدن آهن و منیزیم از ساختار بلورهایی مانند بیوتیت می‌شوند و شرایط برای پیدایش تورمالین و آزاد‌شدن سیلیسیم و پیدایش کوارتز، هم به‌صورت ریزدانه درون بلورهای تورمالین و هم در اطراف آنها و زمینه سنگ فراهم می‌شود (Rosenberg and Foit, 1979; Collines, 2010). برپایة بالا‌بودن مقدار کاتیون Al در تورمالین‌ها (Al>6 a.p.f.u.) و بالا‌بودن میزان OH در آنها (بیشتر از 3)، بهترین نمودار برای رده‌بندی تورمالین‌های بررسی‌شده، نمودار Mg/(Mg+Fe) دربرابر Xvac/(Xvac+Na) (Hawthorne and Henry, 1999) است (Henry et al., 2002) (شکل 4- B). برپایة این نمودار، تورمالین‌های بررسی‌شده محلول جامدی از شورل- دراویت با گرایش به‌سوی دراویت هستند و جانشینی Fe و Mg در جایگاه Y متناسب با سری شورل- دراویت تورمالین‌های بررسی‌شده است. جانشینی یک کاتیون با کاتیونی با بار بالاتر (مانند Mg2+ و Fe2+ به‌جای Al3+) به موازنه بار نیاز دارد. این موازنه چه‌بسا با خروج عامل هیدروکسیل از کانی آبدار و جانشینی کاتیون فلزی (Dehydroxylation)، یا جانشینی ناقص عنصرهای آلکالن و یا جانشینی مقدار کمی Al3+ به‌جای Si4+ و یا با افزایش محتوای Al در جایگاه Y جبران می‌شود (Foit and Rosenberg, 1977; MacDonald and Hawthorne, 1995).

 

بررسی سازوکار جانشینی در ترکیب تورمالین‌ها

جانشینی عنصری در ترکیب تورمالین‌ها چه‌بسا به‌صورت تبادل عنصرهایی با ظرفیت یکسان در یک جایگاه خاص (مانند جانشینی Mg2+ به‌جای Fe2+ در جایگاه Y) و یا به‌صورت تبادل عنصرهایی با ظرفیت‌های متفاوت در چندین جایگاه (مانند: جانشینی زوجی اوویت (Uvite) (Ca و Mg به‌جای Na و Al که دو جایگاه X و Z را درگیر می‌کنند) روی می‌دهد (Henry et al., 2002). در نمودار Al دربرابر X-Sitevacancy (شکل 4- C)، تورمالین‌های سنگ‌های بررسی‌شده به‌سوی جانشینی {[],Al}{Mg,Fe)Na-1} گرایش دارند. نماد [] مقدار فضاهای خالی در جایگاه را نشان می‌دهد که با عنصرهای قلیایی‌ها پر می‌شود. روند داده‌ها در این نمودار، نشان می‌دهد جانشینی (Fe3+,Fe2+)Mg-1Al-1 در آنها روی نداده است.

برای بررسی واکنش‌های جانشینی در ترکیب تورمالین‌ها، نمودار R3 (R3=Al+1.33Ti) دربرابر R1+R2 (R2= Fe+ Mn+ Mg; R1= Ca+ Na) (شکل 4- D) به‌کار برده شد. روی این نمودار، ترکیب شورل- دراویت نزدیک مرکز نمودار با مقدار R1+R2=4 و R3=6 جای گرفته‌ است و همه بردارها با مولفه جانشینی شورل دراویت آغاز می‌شوند. این وضعیت اجازه می‌دهد که بتوان تبادل اوویت با فرمول {Ca(Fe,Mg)}{Na,Al}-1، تبادل پروتون‌زدایی با فرمول آلنییت {Fe3+O}{Fe2+OH} و تهی‌شدگی از قلیایی‌ها را با فرمول {[R1]Al}{Na(Fe,Mg)}-1 بررسی کرد. در این نمودار، تورمالین‌های بررسی‌شده در راستای تهی‌شدگی از قلیایی‌ها جای گرفته‌اند و نشان‌دهندة وجود مقدار ناچیز اوویت در ساختار این کانی‌هاست.

در شکل 4- E که در آن مقدار Al in R2 (Al in R2= Al+1.33Ti+Si-12) دربرابر R*2(R*2= Fe+Mg+Mn+Al in Y site) نمایش داده شده است، تورمالین‌های بررسی‌شده در زیر خط R*2=3 جای گرفته‌اند و نشان می‌دهند جایگاه Y آنها به‌گونة کامل پر نشده است. نقصان در این تورمالین‌ها تا اندازه‌ای با فعالیت مؤلفه جانشینی الباییت LiAl(Fe,Mg)2+-2 توجیه می‌شود؛ یعنی در پی این جانشینی، Li و Al جانشین مقداری از Fe و Mg در جایگاه Y می‌شوند. در نمودار Mg دربرابر Fe (شکل 4- F) تورمالین‌ها در زیر خط ∑(Fe+Mg)=3 جای گرفته‌اند و به‌سوی دراویت گرایش دارند. در این نمودار، هر چه مقدار (Mg+Fe) کمتر باشد، میزان جانشینی Al در جایگاه Y بیشتر است (London and Manning, 1995). جایگاه نمونه‌ها در این نمودار و ارتباط مثبت میان Mg و Fe در تورمالین‌ها و ارتباط منفی میان Al در جایگاه Y و Fe/(Fe+Mg) (شکل 5- D؛ جدول 2) نشان‏‌دهندة جانشینی Al در جایگاه Y و جانشینی Al(Na-Mg) در تورمالین‌هاست. این نکته نشان می‌دهد جانشینی‌های (MgFe)-1 نقش مهمی در ترکیب تورمالین‌ها نداشته‌اند و این نکته نشان می‌دهد آنها خاستگاه ماگمایی نداشته‌اند (Henry and Dutrow, 1990).

 

 

 

شکل 5- ترکیب شیمیایی تورمالین‌های درون متاپلیت‌های گل‌گهر برپایة: A) نمودار Ca دربرابر Na؛ B) نمودار Ca دربرابر X-Sitevacancy (Pesquera and Velasco, 1997; Henry and Dutrow, 1990)؛ C، D) ارتباط منفی میان Al(tot)، Si و Fe+Mg+Mn

 

 

در نمودار Ca دربرابر Na (شکل 5- A) و نمودار Ca دربرابر X-sitevacancy (Pesquera and Velasco, 1997; Henry and Dutrow, 1990) (شکل 5- B)، روند ترکیبی تورمالین‌ها موازی روند جانشینی CaMg2[]-1Al-2، CaMgO[]-1Al-1(OH)-1 و CaMg3OH[]-1Al3O-1 است.

همچنین، مقدار بالای Al در جایگاه Y، بالا‌بودن کاتیون Mg در تورمالین‌ها و روند رو به پایین چند نمونه در نمودار Ca دربرابر Na (شکل 5- A) نشان می‌دهند جانشینی []AlNa-1Mg-1 در تورمالین‌ها رخ داده است و این پدیده نشان‏‌دهندة فضای خالی در جایگاه X است (Pesquera et al., 1999). همچنین، ارتباط منفی میان Alt با Si و Fe+Mg+Mn (شکل‌های 5- C و 5- D) نشان‏‌دهندة رویداد جانشینی []AlNa-1Mg-1 در تورمالین‌هاست و حضور Al تتراهدری را توجیه می‌کند.

 

بحث

همراهی تورمالین‌های بررسی‌شده با بیوتیت در همه نمونه‌ها (شکل‌های 3- C و 3- D)، جایگیری آنها درون شیستوزیته سنگ و نیز شیمی تورمالین‌ها نشان می‌دهند که این کانی‌ها باید حاصل سیال‌های همزمان با دگرگونی بوده باشند (سیال‌های میان‌دانه‌ای) و رشد آنها هنگام دگرگونی و به‌صورت دوره‌ای رخ داده باشد (Henry, 1985). برای بررسی وجود منطقه‌بندی ترکیبی و رشد دوره‌ای این کانی‌ها در منطقه، چندین نیم‌رخ ترکیبی از بخش‌های گوناگون این کانی‌ها تهیه شد. در نیم‌رخ‌های ترکیبی رسم‌شده از مرکز به‌سوی حاشیه بلورهای تورمالین، عنصرهای گوناگون تغییراتی را نشان می‌دهند. این تغییرات نشان‌دهندة منطقه‌بندی ترکیبی ضعیف در تورمالین‌های بررسی‌شده هستند (شکل 6).

برای بررسی تغییر فراوانی عنصرها، سه بخش مرکزی (مرکز بلور تورمالین)، بخش میانی (بخش میان مرکز و حاشیه بلور) و حاشیه (حاشیه بلور) به روش ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. مقدار میانگین کاتیون Si در مرکز 90/5 (a.p.f.u.)، در بخش میانی 92/5 و در حاشیه 94/5 است که روند افزایشی را نشان می‌دهد. مقدار کاتیون Ti در هسته و بخش میانی 06/0 (a.p.f.u.)‌ و در حاشیه مقدار آن 07/0 است و در نیم‌رخ‌های رسم‌شده در حاشیه بلورها، مقدار آن آفزایش نشان می‌دهد. کاتیون Al روندی کاهشی را از مرکز به‌سوی حاشیه نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار آن در مرکز 23/6 (a.p.f.u.)، در بخش میانی 22/6 و در حاشیه 05/6 است. تغییر کاتیون Mg در هسته و بخش میانی ثابت است؛ اما در حاشیه افزایش نشان می‌دهد (شکل 6). تغییر مقدارکاتیون Fe تقریباً مانند کاتیون Mg است. تغییرات کاتیون Ca نوسانی است؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار آن در هسته 15/0 (a.p.f.u.) است و در بخش میانی 13/0 و در حاشیه به 20/0 افزایش می‌یابد. تغییرات مقدارهای کاتیون Na نیز تا اندازه‌ای نوسانی است. مقدار Li* از مقدار 15/0 (a.p.f.u.) در هسته به مقدار 16/0 در بخش میانی و حاشیه افزایش ناچیزی را نشان می‌دهد. مقدار B2O3* روند افزایشی نشان می‌دهد و در هسته 64/10 (a.p.f.u.) و در بخش میانی 72/10 است؛ اما در حاشیه به مقدار 65/10 (a.p.f.u.) کاهش می‌یابد و الگویی نوسانی به‌خود می‌گیرد.

همان‌گونه‌که دیده شد، دربارة بیشتر کاتیون‌ها، الگوی تغییرات عنصرها از مرکز به بخش میانی و سپس به‌سوی حاشیه بلورها نوسانی است و نشان‌دهندة منطقه‌بندی ضعیف تا متوسط در تورمالین‌هایِ بررسی‌شده است (شکل 6).


 

 

 

شکل 6- ترکیب شیمیاییِ تورمالین‌های درون متاپلیت‌های گل‌گهر به‌صورت نیم‌رخ‌های ترکیبی از مرکز به‌سوی حاشیه


 

 

خاستگاه تورمالین در متاپلیت‌ها

بلورهای تورمالین به‌صورت شکل‌دار تا بی‌شکل در طیف گسترده‌ای از سنگ‌ها دیده می‌شوند و خاستگاه متفاوتی را برای آنها پیشنهاد شده است. خاستگاه ماگمایی (London and Manning, 1995; Pesquera et al., 1999; Cavarretta and Puxeddu, 1990; Khalili and Mackizadeh, 2012)، خاستگاه گرمابی (Trumbull and Chaussidon, 1999) و خاستگاه رسوبی (Krynine, 1946) مهم‌ترین خاستگاه‌های تورمالین‌ها هستند. اکنون به بررسی چگونگی پیدایش بلورهای تورمالین در متاپلیت‌های منطقه پرداخته می‌شود.

جایگیری همه نمونه‌ها در نمودار سه‌تایی Al-Fet-Mg (شکل 7- A) و نمودار سه‌تایی Ca-Fet-Mg (شکل 7- B) در محدوده بالای خط شورل- دراویت، نشان‏‌دهندة نبود Fe3+ در ترکیب تورمالین‌هاست (Henry and Guidotti, 1985). همچنین، ترکیب این تورمالین‌ها در هر دو نمودار سه‌تایی، در گسترة ترکیبیِ تورمالین‌های درون متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های همراه با یک فاز اشباع از Al و فقیر از Ca و سنگ‌های کوارتز تورمالینی جای گرفته‌ است. هر دوی این نمودارها نشان می‌دهند تورمالین‌های بررسی‌شده، از متاپلیت‌ها و یا سنگ‌هایی با ترکیب رسی پدید آمده‌اند.

 

 

 

شکل 7- ترکیب شیمیایی تورمالین‌های درون متاپلیت‌های گل‌گهر برپایة: A) در نمودار سه‌تایی Al - Fe tot - Mg؛ B) نمودار سه‌تایی Ca-Fetotal-Mg (Henry and Guigotti, 1985) (۱: گرانیتوییدهای سرشار از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آنها؛ ۲: گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آنها؛ ۳: سنگ‌های کوارتز -تورمالین سرشار از Fe3+؛ 4: متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های همزیست با فازی اشباع از آلومینیم؛ ۵: متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های ناهمزیست با فازی اشباع از آلومینیم؛ ۶: سنگ‌های کالک‌سیلیکاته، متاپلیت‌ها و سنگ‌های کوارتز -تورمالین سرشار از Fe3+؛ 7: اولترامافیک‌های دگرگون‌شده با کلسیم کم و ته‌نشست‌های دگرگون‌شده سرشار از وانادیم و کروم؛ 8: متاکربناتها و متاپیروکسنیت‌ها؛ 9: سنگ‌های کالک‌سیلیکاته، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های سرشار از Ca؛ ۱۰: سنگ‌های کوارتز - تورمالین، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های فقیر از Ca؛ ۱۱: متاکربنات‌ها؛ ۱۲: اولترامافیک‌های دگرگون‌شده)

 

 

وجود میانبارهایی از کوارتز درون تورمالین‌ها، جایگیری تورمالین‌ها در همبری با دیگر کانی‌های سازندة متاپلیت‌ها (مانند: بیوتیت) و منطقه‌بندی شیمیایی ضعیف در آنها نشان‏‌دهندة پدیدآمدن آنها همراه یا پس از اعمال نیروهای زمین‌ساختی روی سنگ‌های منطقه جنوب‌باختری بافت است (Slack et al., 1993; Pesquera and Velasco, 1997). نسبت بالای FeO*= FeO/(FeO+MgO) (بالاتر از 8/0 درصدوزنی) در تورمالین‌ها نشان‏‌دهندة خاستگاه ماگمایی و بسته‌بودن سیستم ماگمایی است و دخالت‌نکردن سیال‌ها و آلایش آنها با رسوب‌های سرشار از Al را نشان می‌دهد؛ اما اگر این نسبت کمتر از 6/0 درصدوزنی باشد، حمل بور با رسوب‌های سرشار از Al و بور از یک خاستگاه خارجی را نشان می‌دهد (Pirajno and Smithies, 1992). مقدار میانگین FeO* در تورمالین‌های بررسی‌شده برابرِ 43/0 درصدوزنی است. همچنین، چنانچه درصدوزنی عنصر F بیشتر از 3/0 باشد، تورمالین‌ها در شرایط ماگمایی پدید آمده‌اند (Henry and Guigotti, 1985; Burianek and Novak, 2004). مقدار میانگین عنصر F در تورمالین‌های منطقه جنوب‌باختری بافت 16/0 درصدوزنی است. نیمه‌شکل‌دار‌بودن بلورهای تورمالین، وجود منطقه‌بندی ضعیف تا متوسط در آنها، مقدار F کمتر از 3/0 درصدوزنی، مقدار FeO* کمتر از 8/0 و همخوانی مثبت Fe و Mg، خاستگاه ماگمایی آنها را رد می‌کند. از سوی دیگر، نشانه‌هایی که نشان دهند تورمالین‌های منطقه جنوب‌باختریِ بافت به‌دنبال فعالیت سیال‌های خارجی بوردار و واکنش آنها با متاپلیت‌ها پدید آمده‌اند، دیده نمی‌شوند. کانی‌شناسی متاپلیت‌ها، دگرسان‌نشدن کانی‌های سازندة سنگ و واکنش‌ندادن آنها با سیال‌ها، جایگیری تورمالین‌ها در تماس تعادلی با کانی‌های دیگر، وجود میانبار‌های ریز کوارتز در آنها و نبود منطقه‌بندی شیمیایی شدید (Xavier et al., 2008; Burianek and Novak, 2004) خاستگاه گرمابی آنها و پیدایش آنها در پی ورود سیال‌های خارجی بوردار درون سنگ و واکنش آن با سنگ و پیدایش تورمالین را رد می‌کنند. کانی‌های رسی به‌ویژه ایلیت و مواد آلی مهم‌ترین منبع‌ها برای بور هستند (Henry and Dutrow, 1992). همچنین، در پلیت‌ها و پسامیت‌ها، مقدار بور به‌اندازه‌ای می‌تواند بالا باشد که از راه واکنش با کانی‌هایِ سنگ تورمالین بسازند (Abu El-Enen and Okruch, 2007). ترکیب شیمیایی متاپلیت‌های منطقه جنوب‌باختری بافت نشان می‌دهد مقدار عنصرهای Fe، Na، Mg و Al مورد نیاز برای پیدایش تورمالین در متاپلیت‌ها وجود دارد و مقدار میانگین اکسیدها به‌صورت MgO: 20/3، FeO: 20/9 و Al2O3: 70/17 است (Fatehi and Ahmadipour, 2017). همچنین، در ترکیب کانی‌شناسی متاپلیت‌ها، بلورهای بیوتیت فراوانی دیده می‌شوند که Fe و Mg مورد نیاز برای پیدایش تورمالین را تامین می‌کنند (Deer, et. al., 1992; Nemec, 1975). سیال‌های اسیدی و پدیده انتشار کاتیونی باعث فراهم‌شدن یون‌های Mg، Fe، Ti و K از بلورهای بیوتیت برای پیدایش بلورهای تورمالین می‌شوند (Deer, et. al., 1992; Marks et al., 2013). افزایش عنصرهای Fe و Mg از مرکز به‌سوی حاشیه بلورهای تورمالین نیز این نکته را نشان می‌دهند. همچنین، با افزایش دمای دگرگونی، بر مقدار Mg بیوتیت‌ها نیز افزوده می‌شود (Qian et al., 2013). از سوی دیگر، مقدار کاتیون Ca نیز در بلورهای تورمالین، از هسته به‌سوی حاشیه افزایش می‌یابد. این پدیده در ترکیب شیمیایی بلورهای پلاژیوکلازِ متاپلیت‌ها نیز دیده می‌شود. مقدارهای کم اکسید CaO در ترکیب تورمالین‌ها، نشان‌دهندة کم‌بودن این اکسید در ترکیب متاپلیت‌ها و همچنین، کم‌بودن اکسید CaO در ترکیب بلورهای پلاژیوکلاز در متاپلیت‌ها هستند و چه‌بسا دست‌کم بخشی از کلسیم، برای پیدایش تورمالین‌ها از پلاژیوکلازها فراهم شده باشد. کم‌بودن این اکسید به‏‌همراه منطقه‌بندی ضعیف و تغییرات ناچیز عنصرها از مرکز به‌سوی حاشیه بلورهای تورمالین نشان می‌دهد تورمالین‌ها در سیستمی بسته پدید آمده‌اند و دچار محلول‌های گرمابی خارجی نشده‌اند. پس پیدایش بلورهای تورمالین با فراوانی کم در برخی متاپلیت‌های کمپلکس گل‌گهر چه‌بسا به‌دنبال واکنش زیر روی داده باشد (Kretz, 1994; Deer, et. al., 1992; Abu El-Enen and Okruch, 2007; London, 1986; Lynch and Ortega, 1977; Nemec, 1975):

 

Feldspar(K-Na)+ SiO2+ B3+(Aqueous)+ Biotite+ H2O= Tourmaline+ Quartz+ Potassium+ Acid

 

در متاپلیت‌های منطقه جنوب‌باختری بافت ویژگی‌هایی مانند دگرسان‌نشدن کانی‌های سازندة سنگ، واکنش‌ندادن آنها با سیال‌های گرمابی، جایگیری تورمالین‌ها در تماس تعادلی با کانی‌های دیگر در سنگ، وجود میانبار‌های ریز کوارتز در تورمالین‌ها و نبود منطقه‌بندی شیمیایی شدید نشان می‌دهند بور از خاستگاهی خارجی و همراه با سیال‌های گرمابی خارجی آزاد به سنگ افزوده نشده است. در بیشتر سنگ‌های رسوبیِ دگرگون‌شده، عنصر بور با تورمالین حمل می‌شود (Ethier and Chmpbell, 1977). به‌هر روی، خاستگاه بور در بسیاری از سنگ‌ها یک مسأله است؛ به‌گونه‌ای‌که در سنگ‌های رسوبی درشت دانه، تورمالین بیشتر کانی آواری به‌جای مانده به‌شمار می‌رود (Pettijohn et al., 1973)؛ اما در سنگ‌های رسوبی آرژیلی ریزدانه که سرشار از بور هستند، بور با دانه‌های تورمالین آواری حمل نمی‌شود (Ethier and Chmpbell, 1977)، بلکه در این محیط‌ها عنصر بور به سه شکل دیده می‌شود:

(1) بور محلول در آب دریا، جذب سطح کانی‌های رسی می‌شود؛

(2) جانشین سیلیسیم در جایگاه تتراهدری می‌شود یا در دولومیت جانشین کربن می‌شود؛

(3) شاید پس از رسوب‌گذاری، در پی سیالی سرشار از بور پدید آید (Stubican and Roy, 1962; Eager and Spears, 1966; Lerman, 1966; Cody, 1971; Abraham et al., 1972; Wadhawan and Roonwal, 1977; Ricketts, 1978; Slack, 1982).

پس بور با چندین سازوکار در رسوب‌ها انباشته می‌شود و سپس با فراهم‌شدن شرایط، تورمالین را می‌سازد. بدین‌گونه، در متاپلیت‌های منطقه جنوب‌باختری بافت، گویا با افزایش دما (بیشتر از 150 درجه سانتیگراد)، بور از سطح کانی‌های رسی آزاد و در سیال‌های میان‌روزنه‌ای انباشته می‌شود. سپس چه‌بسا، با کانی‌های سیلیکاته‌ای که در سنگ‌های میزبان وجود دارند (مانند بیوتیت) واکنش می‌دهد و تورمالین ‌می‌سازد. وابستگی بسیار نزدیک تورمالین‌ها با بیوتیت‌ها و مرزهای تعادلی میان آنها در شکل 3- C و شکل 6 نشان می‌دهند سیال میان‌دانه‌ای بوردار، شرایط تعادلی میان بیوتیت و هسته‌های اولیه تورمالین را پدید آورده است و در این شرایط، عنصرهای مورد نیاز به‌صورت انتشاری، از بیوتیت خارج و در ساختار تورمالین شرکت می‌کنند. به گفته دیگر، از آنجایی‌که شرایطی تعادلی میان سیال سازندة تورمالین و بیوتیت برپا می‌شود، تورمالین‌های پدیدآمده با بیوتیت‌ها در تعادل بافتی خواهند بود (Abu El-Enen and Okruch, 2007). اینچنین سازوکاری برای پیدایش تورمالین در دیگر متاپلیت‌های بررسی‌شده در جهان نیز دیده شده است؛ به‌گونه‌ای‌که برای پیدایش بلورهای تورمالین در متاپلیت‌های شمال‌باختری ماین (Henry, 1985) و متاپلیت‌های جنوب‌خاوری مصر (Harraz and El-Sharkaway, 2001) چنین سازوکاری پیشنهاد شده است.

 

نتیجه‌گیری

- ترکیب شیمیایی تورمالین‌ها در متاپلیت‌های کمپلکس گل‌گهر تعلق آنها را به تورمالین‌های آلکالن نشان می‌دهد و از دیدگاه ترکیبی، این تورمالین‌ها دربردارندة محلول جامد شورل- دراویت با گرایش به‌سوی دراویت هستند.

- در نمودار Al دربرابر X-sitevacancy، نمودار Ca دربرابر Na و نمودار Ca دربرابر X-site vacancy، روند تورمالین‌ها موازی با جانشینی CaMg2[]-1Al-2، CaMgO[]-1Al-1(OH)-1و CaMg3OH[]-1Al3O-1 است. همچنین، مقدار بالای Al در جایگاه Y، بالا‌بودن کاتیون Mg در تورمالین‌ها و روند رو به پایین چند نمونه در نمودار Ca دربرابر Na نشان می‌دهند جانشینی []AlNa-1Mg-1 در تورمالین‌ها رخ داده است و نشان‏‌دهندة فضای خالی در جایگاه X هستند. از آنجایی‌که این جانشینی‌ها بیشتر در تورمالین‌های برخاستگاه از فرایندهای دگرگونی دیده می‌شوند (Henry and Guigotti, 1985)، پس تورمالین‌های بررسی‌شده نیز به احتمال بسیار بالا پیامد واکنش‌های دگرگونی هستند و خاستگاه آذرین ندارند.

- نیم‌رخ‌های ترکیبی نشان‌دهندة منطقه‌بندی ضعیف در تورمالین‌های بررسی‌شده هستند.

- با افزایش دما و در جریان دگرگون‌شدن سنگ‌ها، بور از سطح کانی‌های رسی آزاد و در سیال‌های میان‌روزنه‌ای انباشته شده و با کانی‌های سیلیکاته (مانند: بیوتیت و پلاژیوکلاز) واکنش داده است و تورمالین ساخته شده است. ارتباط تعادلی تورمالین‌ها با بیوتیت‌ها و مرزهای مستقیم میان آنها در سنگ‌های بررسی‌شده، نشان می‌دهد سیال میان‌دانه‌ای بوردار، شرایط تعادلی میان بیوتیت و هسته‌های نخستینِ تورمالین را فراهم می‌کند و در این شرایط، عنصرهای مورد نیاز به‌صورت انتشاری، از بیوتیت خارج و در ساختار تورمالین شرکت می‌کنند. منطقه‌بندی شیمیایی ضعیف نیز این نکته را نشان می‌دهند و پیدایش تورمالین از راه دیگر سازوکار‌ها را رد می‌کند. این ویژگی‌ها نشان می‌دهند تورمالین‌های بررسی‌شده خاستگاه دگرگونی دارند و در گروه سنگ میزبان دگرگونی جای گرفته‌اند.

 

سپاس‌گزاری

از جناب آقای پروفسور ناکاشیما برای انجام تجزیه‌های نقطه‌ای بلورهای تورمالین، بیوتیت و پلاژیوکلاز در دانشگاه یاماگاتای ژاپن سپاس‌گزاری می‌کنیم.

Abraham, K., Mielke, H. and Povondra, P. (1972) On the enrichment of tourmaline in metamorphic sediments of the Arzberg Series, W. Germany (NE Bavaria). Neues Jahrbuch für Mineralogie, Monatshefte 5: 209-219.

Abu El-Enen, M. M. and Okruch, M. (2007) The texture and composition of tourmaline in metasediments of the Egypt, Implication for the tectono-metamorphic evolution of the Pan-African basement. Mineralogy Magazine 71(1): 17-40.

Burianek, D. and Novak, M. (2004) Morphology and compositional evolution of tourmaline from nodular granite at Lavicky near VelkMezirci, Moldanubicum, Czech Republic. Journal of Crezech Geological Society 49(1): 81-90.

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.

Cody, R. (1971) Adsorption and reliability of trace elements as environmental indicators for shales. Journal of Sedimentary Petrology 41: 461-471.

Collines, A. C. (2010) Mineralogy and geochemistry of tourmaline in contrasting hydrothermal system, Coplapo area, Northern Chile. Ph.D. Thesis, University of Arizona, Arizona, United States.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the Rock forming minerals. 17th Edition, Longman Ltd., London, UK.

Eager, R. M. C. and Spears, D. A. (1966) Boron content in relation to organic carbon and to paleosalinity in certain British Upper Carboniferous sediments. Nature 2: 172-l9l.

Ethier, V. G. and Campbell, F. A. (1977) Tourmaline concentrations in Proterozoic sediments of the southern Cordillera of Canada and their economic significance. Canadian Journal of Earth Science 14: 2348-2363.

Fatehi, H. and Ahmadipour, H. (2017) Reconstruction of geological setting for the parent rocks of Gole-Gohar, Rutchun and Khabr metamorphic complexes (South-west of Baft, Kerman province). Geoscience Journal 27(105): 253-264 (in Persian).

Foit, F. F. J. and Rosenberg, P. E. (1977) Coupled substitutions in the tourmaline group. Contributions to Mineralogy and Petrology 62: 109-127.

Harraz, H. Z. and El-Sharkaway, M. F. (2001) Origin of tourmaline in the metamorphosed Sikait politic belt, southeastern desert, Egypt. Journal of African Earth Science 33: 391-416.

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. (1985) Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral: an example from the staurolite-grade metapelites of NW Maine. American Mineralogist 70: 1-15.

Henry, D. J. and Dutrow, B. L. (1990) Ca substitution in Li-poor aluminous tourmaline. The Canadian Mineralogist 28: 101-114.

Henry, D. J. and Dutrow, B. L. (1992) Tourmaline in a low-grade clastic metasedimentary rocks: an example of the petrogenetic potential of tourmaline. Contributions to Mineralogy and Petrology 102: 203-218.

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

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

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

Kretz, R. (1994) Metamorphic Crystallization. John Wiley and Sons, New York, US.

Lerman, A. (1966) Boron in clays and estimation of paleosalinities. Sedimentology 6: 267 -286.

London, D. (1986) Formation of tourmaline- rich gem pockets in miarolitic pegmatites. American Mineralogist 71: 396-405.

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

Lynch, G. and Ortega, J. (1977) Hydrothermal alteration and tourmaline-albite equilibrium at the coxheath porphyry Cu-Mo-Au deposit, Nova Scotia. The Canadian Mineralogist 35: 79-94.

MacDonald, D. J. and Hawthorne, F. C. (1995) The crystal chemistry of Si=AI substitution in tourmaline. Canadian Mineralogist 33: 849-858.

Mahmoodi, S. H., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U-Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj-Sirjan zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 41: 238-249.

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

Marks, M. A. W., Marschall, H. R., Schühle, P., Guth, A., Wenzel,T., Jacob, D. E., Barth, M., Markl, G. (2013) Trace element systematics of tourmaline in pegmatitic and hydrothermal systems from the Variscan Schwarzwald (Germany): The importance of major element composition, sector zoning, and fluid or melt composition. Chemical Geology 344: 73–90.

Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2000) Dextral transpression in late Cretaceous continental collision, Sanandaj-Sirjan zone, Western Iran. Journal of Structural Geology 22: 1125-1139.

Neiva, A. M. R., 1974. Geochemistry of tourmaline (schorlite) from granites, aplites and pegmatites from northern Portugal. Geochimica et Cosmochimica Acta 38, 1307-1317.

Nemec, D. (1975) Genesis of tourmaline spots in leucocratic granites. Neues Jahrbuch Mineralogic Monatshefte 7: 308-317.

Pesquera, A. and Velasco, F. (1997) Mineralogy, geochemistry and geological significance of tourmaline-rich rocks from the Paleozoic Cinco Villas massif (western Pyrenees, Spain). Contribution to Mineralogy and Petrology 129: 53-74.

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

Pettijohn, E. J., Potter, P. E. and Siever, R. (1973) Sand and Sandstones: first edition. Springer-Verlag, NewYork, US.

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

Qian, J., Wei, C., Zhou, X., Zhang, Y. (2013) Metamorphic P–T paths and New Zircon U–Pb age data for garnet–mica schist from the Wutai Group, North China Craton. Elsevier, Precambrian Research 233: 282– 296.

Ranin, A., Sepahi Garoo, A.A., Moinvaziri, H. and Aliani, F. (2009) Petrology and eochemistry of the plutonic complexes of the Marivan area, Sanandaj-Sirjan zone. Iranian Journal of Petrology 1(2): 43-63 (in Persian).

Ricketts, B. D. (1978) Authigenic tourmaline from the Middle Precambrian Belcheger group, Northwest Territories, Canada. Bulletin of Canadian Petroleum Geology 26: 541-550.

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

Sabzehei, M., Navazi, M., Azizan, H., Roshan Ravan, J. and Nazemzadeh, M. (1997) Geological Khabr Map 1:100000. No. 7247, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Sepahi Gerow, A. A., Asadi, N. and Salami, S. (2014) The study of petrogenesis, mineral chemistry and thermobarometry of contact metamorphic rocks from aureole of Alvand body, Hamedan. Iranian Journal of Petrology 5(19): 67-86 (in Persian).

Shafiei Bafti, S. (2000) Tectonic and structural evolution of Paleozoic-Mesozoic rocks from Sanandaj-Sirjan zone, Kkabr area (Southwest Baft). MSc thesis, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran (in Persian).

Sheikholeslami, M. R., Pique, A., Mobayen, P., Sabzehi, M., Bellon, H. and Emami, M. H. (2008) Tectono-metamorphic evolution of the Neyriz metamorphic complex, Quri-Kor-e-sefid area (Sanandaj-Sirjan zone, SW Iran). Journal of Asian Earth Sciences 31: 504-521.

Slack, J. F. (1982) Tourmaline in Appalachian-Caledonian massive sulphide deposits and its exploration significance. Transactions/section B of the Institution of Mining and Metallurgy 91: B8l-B87.

Slack, J. F., Palmer, M. R., Stevens, B. P. J. and Barnes, R. G. (1993) Origin significance of tourmaline rich rocks in the Broken Hill district, Australia. Economic Geology 88: 505-541.

Stubican, V. and Roy, R. (1962) Boron substitution in synthetic micas and clays. American Mineralogist 47: 1166-1173.

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

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

Wadhawan, S. K. and Roonwal, G. S. (1977) Genetic significance of tourmaline associated with sulphide mineralization at Zawar area, Udaipur, Rajasthan, India. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Monatshefte 233-237.

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

Xavier, R. P., Wiedenbeck, M., Trumbull, R. B. and Dreher, A. M., Monteiro, L. V. S. (2008) Tourmaline B-isotopes fingerprint marine evaporites as the source of high-salinity ore fluids in iron oxide coppergold deposits, Carajás Mineral Province (Brazil). Geology 36: 743-746.