شیمی و خاستگاه تورمالین در توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه ‏(شمال نایین، ایران مرکزی)‏

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشکده مهندسی معدن، دانشگاه صنعتی اصفهان، اصفهان، ایران

2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه اصفهان، اصفهان

چکیده

توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه با سن الیگوسن در پهنه ارومیه– دختر دربردارندة واحد‏‌‌های سنگیِ گرانودیوریت، دیوریت، گرانیت، به‌همراه دایک‌های مافیک، آپلیتی و رگه‏‌های آهن و تورمالین است. برپایه ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی، تورمالین‏‌های تودة گرانیتوییدی سهیل پاکوه ترکیب شورل مایل به دراویت دارند و از گروه آلکالی‏‌ها هستند. در نمودار R3 در برابر R1+R2 و با تغییر ترکیب تورمالین از شورل به سوی دراویت، تهی‌شدگی از قلیایی افزایش می‏‌یابد. در نمودارهای سه‌تایی Ca-Fe-Mg و Al-Fe-Mg، جایگاه پیدایش تورمالین‏‌ها در محدوده کوارتز– تورمالین– متاپسامیت‌ها، متاپلیت‌های فقیر از Ca، متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های همزیست با فازی اشباع از آلومینیم جای می‌گیرد. منطقه‏‌بندی شیمیایی نوسانی در بلورهای تورمالین با افزایش Mg، Na و Al در کناره‌های بلورها، تأثیر محلول‏‌‌های گرمابی را نشان می‌دهد. فرایند جانشینی در ساختار تورمالین‏‌های توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه بیشتر با بردارهای جایگزینی (مانند:AlNa-1Mg-1,AlOMg-1(OH)-1 AlOR2+ -1(OH)-1, Al(NaR)-1FeAl-1,) همخوانی دارد. از آنجایی‌که میزان FeO/(FeO+MgO) در تورمالین‏‌‌های توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه برابر با 60/0 تا 79/0 است، پس چه‌بسا خاستگاه آنها را می‏‌توان گذری از یک سیستم ماگمایی به یک محیط گرمابی دانست.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Geochemistry and source of tourmaline from the Soheyle-Pakuh granitoid body (North of Nain)

نویسندگان [English]

  • Mahin Mansouri Esfahani 1
  • Mohammad ‎ Bakhshi 2
1 ‎1Department of Mining Engineering, Isfahan University of Technology, Isfahan, Iran
2 ‎2Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
چکیده [English]

The Oligocene Soheyle Pakuh granitoid body is located in the Urumieh- Dokhtar zone, which composed predominately of granodiorite, diorite and granite with mafic, aplite dikes and iron-tourmaline veins. On the base of geochemical characteristics, the composition of the tourmalines is schorl-dravite series with more tendency toward schorl component. The R1+R2 versus R3 diagram as well as by changing the tuormaline composition from Schorl to Dravite, depletion from alkali increases. Using of the Ca-Fe-Mg and Al-Fe-Mg ternary diagrams display that the The tourmalines from the Soheyle Pakuh granitoid body associated with quartz- tourmaline, meta- pelites, ca- depleted meta- psamite and meta- pelites associated with Al-phase. Oscillatory chemical zoning in the tourmaline crystals by increasing of Mg, Na and Al values in the rims than to the core, point to effect of the hydrothermal fluids. The substitution process in the structure of the tourmalines Soheyle Pakuh granitoid body mostly in accordance with the AlNa-1Mg-1,lOMg-1(OH)-1 AlOR2+ -1(OH)-1, Al(NaR)-1 FeAl-1exchange vectors. Since, the FeO/FeO+MgO ratio for is limited to 0.60-0.79 values, therefore, their source may be supposed by the way from magmatic system to a hydrothermal environment.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemistry
  • Iron-tourmaline vein
  • Soheyle Pakuh
  • Urumieh- Dokhtar

مقدمه

تورمالین دامنه پایداری گسترده‌ای در شرایط P-T دارد و ازاین‌رو، تاریخچه سنگی که در آن پدید آمده است را نشان می‌دهد (Slack, 1996)، ‌همچنین، کانی ارزشمندی در بررسی طیف وسیعی از سیال‌های کانه‌ساز به‌شمار می‏‌رود (Griffin et al., 1996). تورمالین بیشتر در پگماتیت‏‌‌های گرانیتی، رگه‏‌‌های پنوماتولیتیک، پاره‏‌ای از گرانیت‏‌‌ها و سنگ‏‌های دگرگونی متبلور می‏‌شود (Tindle et al., 2002; Trumbull et al., 2008; Yavuz et al., 2008). بیشتر رگه‏‌‌های تورمالین‌دار با نهشته‏‌‌های ماگمایی– گرمابی گوناگون، رگه‏‌‌های مرتبط با سنگ‏‌‌های گرانیتوییدی، جانشینی، اسکارن و نهشته‏‌‌های پورفیری همراه هستند (Burianek and Novak, 2007). در کل، بورداربودنِ مذاب‌های گرانیتی، کاهش دمای ذوب و نقطه تبلور، انتقال ترکیب نقطه کمینة سیستم Ab-Or-Qz-H2O به سوی غنی‌شدگی از آلبیت، افزایش حلالیت آب و افزایش پایداری کوارتز را در پی دارد (Manning and Pichavant, 1983). تورمالین چه‌بسا کانی باشد که از مرحله آغازین تا پایان تبلور در شرایط ماگمایی متبلور می‌شود و یا کانی تأخیری باشد که در شرایط گرمابی تشکیل می‌شود (Burianek and Novak, 2007). ‌همچنین، شاید این کانی در مرحله پنوماتولیتیک دگرسانی تورمالینی‏‌شدن با ورود بور در راستای شکستگی‏‌ها یا فضاهای خالی سنگ‏‌ها و هنگام واکنش آن با سنگ دیواره پدید آید. در جریان این پدیده، نخست بیوتیت مورد هجوم قرار می‌گیرد و تورمالین زرد رنگ پدید می‌آید و سپس تورمالین‏‌‌های آبی، یا سبز- آبی پدیدآمده جانشین فلدسپار‏‌ها می‏‌شوند. تورمالین‌هایی که در پی فرایند گرمابی، از بیوتیت متبلور می‏‌شوند شاید همانند بلورهای نخستین (Primary mineral)تغییرنیافته باشند و یا اینکه چه‌بسا بعداً دچار تحلیل شوند. Akbari (1999) به بررسی سنگ‏‌شناسی و سنگ‏‌نگاری توده‌های نفوذی سهیل پاکوه و گلشکنان پرداخته است و برپایه سنگ‌شناسی منطقه، این توده را گرانیت I می‌داند. همچنین، Shirdashtzadeh و همکاران (2010) سنگ‏‌شناسی گدازه‏‌‌های بالشی و آمفیبولیت‏‌ها و تأثیر پدیدة دگرگونی روی پریدوتیت‏‌‌های نایین و افیولیت‏‌‌های عشین را بررسی کرده‌اند. به باور آنها، افیولیت‏ نایین از زمان پیدایش دچار چندین رویداد دگرگونی شده است؛ به‌گونه‌ای‌که در پی پدیدة دگرگونی ناحیه‏‌ای در ژوراسیک زیرین، از سنگ‏‌‌های بازیک اقیانوسی آمفیبولیت پدید آمده است و این سنگ‌ها با اسکارن‌هایی پوشیده شده‌ که از دگرگونی کربنات‏‌ها پدید آمده‌اند. ‌همچنین، در کرتاسه بالایی در این افیولیت‏‌ها شماری دسته‏‌‌های دایک دگرگون‌شده و نیز پیلولاواها پدید آمده است. Bakhshi (2014) نیز بررسی‌هایی در زمینه سنگ‌زایی و پهنه زمین‌ساختی ماگمایِ سازندة توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه (شمال نایین) انجام داده است. با توجه به اینکه تا کنون بررسی‌های گسترده‌ای روی شیمی کانی تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه انجام نشده است، در این بررسی تلاش می‌شود با به‌کارگیری شیمی کانی، تورمالین‏‌‌های گوناگون توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه، خاستگاه آنها و نیز سنگ‌زایی سنگ‏‌‌های تورمالین‌دار بررسی شوند.

 

زمین شناسی منطقه

منطقه سهیل پاکوه در 40 کیلومتری شمال نایین و نزدیک به 180 کیلومتری اصفهان است. از دیدگاه رده‌بندی‌های زمین‌شناسی، این منطقه در پهنه ارومیه– دختر و در محدوده نقشه 1:100000 و 1:250000 زمین شناسی شمال نایین و انارک، میان طول‏‌‌های جغرافیایی ´45°52 تا ´5°53 خاوری و عرض جغرافیایی ´00°33 تا ´15°33 شمالی جای دارد (شکل 1). این منطقه که در شمال پهنه افیولیتی نایین است، با سنگ‌های آتشفشانی ائوسن قطع شده است (Davoudzadeh, 2003).


 

 

 

شکل 1- نقشه ساده‌شده زمین‌شناسی توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه (برپایه نقشه زمین‌شناسی 1:250000 انارک (Amdi et al., 1969)

 

 

بخش بزرگی از منطقه دربرگیرندة توده‏‌‌های اولترابازیک (آمیزة افیولیتی) کرتاسه بالایی و سنگ‏‌‌های آتشفشانی ترشیاری و رخنمون‏‌‌های کوچکی از توده‏‌‌های نفودی است. آندزیت- داسیت و آذرآواری‌های وابسته از سنگ‏‌‌های آتشفشانی ائوسن هستند که در باختر منطقه رخنمون دارند (Darvishzadeh, 2001). مجموعه توده نفودی سهیل پاکوه با سن الیگوسن (33 میلیون سال پیش) دربردارندة طیف گسترده‌ای از سنگ‌های گوناگون است. گرانودیوریت، دیوریت، گرانیت، دایک‌های مافیک و گرانیتوییدی آپلیتی و رگه‏‌‌های آهن و تورمالین‌دار از فراوان‌ترین آنها هستند. این توده درون آمیزة افیولیتی و سنگ‏‌‌های آتشفشانی شمال‌باختری منطقه تزریق شده است. گستردگی رخنمون‏ این سنگ‏‌ها اندک است و جوان‌تر از مجموعه افیولیتی و سنگ‏‌‌های آتشفشانی مجاور هستند (Darvishzadeh, 2001). بیشتر این دایک‌های مافیک به رنگ خاکستری تیره تا مایل به سبز تیره دیده می‏‌شوند و توده گرانیتوییدی را قطع کرده‏‌اند.

ویژگی‌های صحرایی رگه‏‌‌های تورمالین‌دار

توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه از واحد‌های سنگی دیوریت، کوارتزدیوریت، گرانودیوریت، تونالیت، گرانیت و گرانیت آمفیبول‌دار و پیروکسن‌دار ساخته شده است. توده یادشده به‌صورت بیضوی‌شکل و در برخی جاها به‌صورت تپه‌ای و فرسایش‌یافته رخنمون پیدا کرده است. همچنین، در بخش‌هایی نیز به‌صورت مرتفع و ستیغ‌مانند است. شماری دایک‌های مافیک و گرانیتوییدی آپلیتی و رگه‌های کوارتز- تورمالین و نیز رگه آهن– تورمالین‌دار این توده گرانیتوییدی را قطع کرده‌اند. بیشتر این رگه‌ها دچار دگرسانی‌ پنوماتولیتیک شده‌اند و ازاین‌رو، در حاشیه آنها رگه‌هایی از دگرسانی اپیدوت و کلسیت دیده می‌شوند. رگه‌های یادشده معمولاً در راستای گسل‌ها، درزها و شکاف‌ها دیده می‌شوند. در بخش شمال‌باختری منطقه سهیل پاکوه، بیشتر رگه‌های آهن- تورمالین‌دار با بزرگی چندین متر در واحد‌های گرانودیوریتی جای دارند (شکل‌های 2- A و 2- B). تورمالین به‌صورت رگه و رگچه و همراه با اکسید‌های آهن دیده می‌شود. انکلاوهای میکروگرانولار مافیک این توده تیره رنگ هستند؛ به شکل‌های کروی، بیضوی و برجسته‌مانند دیده می‌شوند و با سنگ میزبان مرز آشکار و گاه مرز تدریجی دارند.

 

 

 

شکل 2- تصویرهای صحرایی از رگه‌های تورمالین‌دار: (A نمایی از رگه تورمالین– آهن‌دار در میان توده گرانودیوریت؛ B) شگستگی و خردشدگی در رگه تورمالین- آهن‌دار

 


روش انجام پژوهش

پس از نمونه برداری از سنگ‏‌‌های تورمالین‌دار، مقطع‌های نازک ساخته شدند و روی آنها بررسی سنگ‌شناسی با میکروسکوپ دو چشمی پلاریزان نوع Olympus مدل BH2 انجام شد. برای بررسی ترکیب شیمیایی تورمالین رگه‏‌ای، شمار 6 نمونه از این کانی در 32 نقطه با دستگاه ریزکاو الکترونی (مدل SX 100 Cameca؛ آزمایشگاه گروه زمین‌شناسی دانشگاه اکلاهما‏‌سیتی آمریکا) در شرایط ولتاژ شتاب‌دهنده kev20 (کیلوالکترون‌ولت) و شدت جریان nA 20 (نانوآمپر) تجزیه شدند. شماری از این داده‌ها در جدول 1 آورده شد‌ه‌اند. محاسبه فرمول ساختاری این کانی برپایه 31 آنیون (O, OH) و آهن کلِ دوظرفیتی انجام شد. میزان H2O و B2O3 برای ساخت 4 یون OH و 3 یون B به روش استوکیومتری به‌دست آورده شد. برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری کانی از صفحه‌های گسترده (SpreadSheet) و همچنین، برای رسم نمودارها از نرم‌افزارهای Minpet 2.02 و Adobe Illustrator CS5 بهره گرفته شد.

 

 

جدول 1- شماری از داده‌های ریزکاو الکترونی بلورهای تورمالین (برپایه درصد وزنی) در رگه آهن- تورمالین‌دار گرانیتویید سهیل پاکوه (شمال نایین)، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایه a.p.f.u.) برپایه 31 آنیون (O, OH) و آهن کلِ دوظرفیتی

Sample No.

R1

R2

R3

R4

R5

C1

C2

C3

C4

C5

SiO2

36.24

36.18

36.12

36.05

35.97

35.10

35.05

34.94

34.82

34.96

TiO2

0.32

0.40

0.47

0.47

0.46

0.88

1.02

1.00

0.98

0.63

Al2O3

27.16

27.80

28.44

28.73

29.02

24.44

23.85

24.27

24.68

24.23

FeO

13.93

13.12

12.31

12.27

12.23

16.89

17.92

17.26

16.60

18.12

MgO

6.99

6.93

6.86

6.70

6.54

6.70

6.11

6.36

6.61

6.17

CaO

1.09

1.14

1.19

1.22

1.24

1.94

1.83

1.88

1.93

1.36

MnO

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Na2O

2.28

2.27

2.25

2.21

2.17

1.81

1.91

1.86

1.80

2.12

K2O

0.02

0.03

0.03

0.03

0.03

0.04

0.05

0.05

0.04

0.04

BaO

0.02

0.03

0.04

0.02

0.00

0.03

0.03

0.02

0.01

0.01

F

0.00

0.05

0.10

0.07

0.04

0.11

0.16

0.19

0.22

0.13

H2O

3.58

3.57

3.56

3.58

3.59

3.44

3.39

3.39

3.38

3.40

B2O3

10.39

10.42

10.44

10.45

10.45

10.12

10.06

10.08

10.10

10.05

O=F

0.00

0.02

0.04

0.03

0.02

0.05

0.07

0.08

0.09

0.06

Total

102.03

101.90

101.77

101.75

101.73

101.45

101.31

101.20

101.08

101.15

Si

6.06

6.02

5.97

5.97

5.96

6.03

6.05

6.02

5.99

6.05

Ti

0.41

0.24

0.06

0.06

0.05

0.11

0.13

0.13

0.12

0.08

B

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Al

5.30

5.43

5.55

5.61

5.67

4.95

4.86

4.93

5.00

4.90

Fe2+

1.94

1.82

1.70

1.70

1.70

2.43

2.58

2.48

2.38

2.61

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

Mg

1.75

1.72

1.69

1.71

1.74

1.72

1.60

1.65

1.69

1.59

Ba

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.19

0.20

0.22

0.22

0.22

0.36

0.35

0.35

0.35

0.25

Na

0.73

0.72

0.70

0.70

0.69

0.60

0.60

0.60

0.59

0.71

K

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.10

0.05

0.01

0.01

OH

4.00

3.97

3.94

3.96

3.98

3.94

3.93

3.90

3.87

3.92

F

0.00

0.03

0.05

0.04

0.02

0.06

0.09

0.10

0.11

0.07

Al(Y)

0.00

0.01

0.02

0.03

0.04

0.06

0.03

0.06

0.09

0.06

Mg(Y)

1.03

1.13

1.23

1.24

1.25

0.50

0.31

0.42

0.52

0.35

Al(Z)

5.30

5.42

5.54

5.59

5.63

4.81

4.76

4.80

4.85

4.79

Mg(Z)

0.70

0.58

0.46

0.42

0.37

1.19

1.24

1.20

1.16

1.22

Mg/(Mg+Fe)

0.47

0.49

0.50

0.50

0.51

0.41

0.38

0.40

0.42

0.38

Xvacancy

0.07

0.07

0.08

0.08

0.08

0.03

0.05

0.05

0.05

0.04

Xvacancy+Na

0.80

0.79

0.78

0.78

0.77

0.64

0.65

0.64

0.64

0.75

R1

0.92

0.92

0.92

0.92

0.91

0.96

0.95

0.94

0.94

0.96

R2

0.58

0.49

0.40

0.35

0.30

0.88

0.92

0.89

0.85

0.96

R3

5.85

5.74

5.63

5.69

5.74

5.10

5.03

5.09

5.16

5.00

R1+R2

4.61

4.46

4.31

4.33

4.35

5.10

5.13

5.07

5.02

5.16

Xvacancy/(Xvacancy+Na)

3.69

0.09

0.10

0.10

0.10

0.05

0.07

0.08

0.08

0.05

Mg*

3.28

4.30

4.03

4.04

4.05

4.23

4.42

3.96

3.53

3.10

Al*

6.12

4.86

5.17

5.14

5.12

4.97

4.82

5.24

5.58

5.92

Na*

0.74

0.84

0.61

0.61

0.61

0.68

0.85

0.64

0.66

0.72

Na*+Al*

0.09

6.25

6.38

6.43

6.48

5.78

5.73

5.78

5.84

5.77

Mg*+Ca

6.12

3.70

3.55

3.58

3.60

4.38

4.40

4.35

4.30

4.37

FeO/(FeO+MgO)

3.84

2.16

0.64

0.65

0.65

0.72

0.75

0.73

0.72

0.74

Fe+Mg

3.69

3.54

3.39

3.41

3.43

4.14

4.18

4.13

4.07

4.20

End member

Dravite

Dravite

Dravite

Dravite

Dravite

Dravite

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl


جدول 1- ادامه

Sample No.

C6

C7

C8

C9

C10

R6

R7

R8

R9

R10

SiO2

35.10

34.95

34.80

34.49

34.17

36.22

36.31

36.40

36.52

36.64

TiO2

0.28

0.27

0.26

0.30

0.33

0.26

0.27

0.28

0.27

0.26

Al2O3

23.77

23.32

22.86

23.15

23.44

30.60

29.97

29.33

29.59

29.84

FeO

19.63

20.10

20.56

20.19

19.82

10.49

10.88

11.27

11.09

10.91

MgO

5.72

5.63

5.54

5.58

5.62

7.11

7.17

7.22

7.16

7.09

CaO

0.78

0.78

0.77

0.88

0.98

0.78

0.84

0.89

0.91

0.92

MnO

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Na2O

2.44

2.45

2.45

2.37

2.28

2.19

2.26

2.32

2.26

2.19

K2O

0.04

0.04

0.04

0.04

0.04

0.02

0.03

0.03

0.03

0.03

BaO

0.00

0.01

0.01

0.01

0.00

0.05

0.04

0.03

0.03

0.02

F

0.04

0.05

0.05

0.03

0.00

0.03

0.04

0.05

0.06

0.07

H2O

3.42

3.41

3.40

3.42

3.43

3.64

3.62

3.60

3.61

3.61

B2O3

9.99

9.92

9.85

9.91

9.97

10.60

10.56

10.51

10.55

10.59

O=F

0.02

0.02

0.02

0.01

0.00

0.01

0.02

0.02

0.03

0.03

Total

101.22

100.90

100.58

100.74

100.90

101.99

101.95

101.91

102.03

102.15

Si

6.10

6.06

6.01

6.07

6.13

5.94

5.99

6.03

6.02

6.01

Ti

0.03

0.03

0.04

0.04

0.05

0.03

0.03

0.04

0.04

0.04

B

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Al

4.80

4.76

4.72

4.72

4.73

5.85

5.74

5.64

5.74

5.83

Fe2+

2.83

2.88

2.93

2.97

3.00

1.41

1.55

1.69

1.56

1.43

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

1.49

1.48

1.46

1.46

1.46

1.67

1.71

1.76

1.73

1.71

Ba

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.14

0.15

0.15

0.17

0.18

0.15

0.16

0.17

0.19

0.21

Na

0.83

0.78

0.74

0.75

0.75

0.72

0.73

0.74

0.73

0.72

K

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

OH

3.97

3.94

3.91

3.95

4.00

3.99

4.00

4.00

3.98

3.96

F

0.02

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.03

0.04

0.04

0.04

Al(Y)

0.04

0.03

0.03

0.07

0.11

0.09

0.06

0.03

0.02

0.01

Mg(Y)

0.17

0.09

0.01

0.06

0.10

1.53

1.48

1.42

1.45

1.47

Al(Z)

4.72

4.66

4.60

4.63

4.65

5.80

5.73

5.65

5.70

5.75

Mg(Z)

1.28

1.34

1.40

1.38

1.35

0.20

0.27

0.35

0.30

0.26

Mg/Mg+Fe

0.35

0.34

0.33

0.33

0.33

0.54

0.53

0.51

0.53

0.55

Xvacancy

0.02

0.06

0.10

0.08

0.05

0.12

0.10

0.08

0.07

0.07

Xvacancy+Na

0.85

0.85

0.84

0.82

0.81

0.84

0.83

0.82

0.80

0.78

R1

0.97

0.93

0.89

0.91

0.94

0.87

0.89

0.91

0.92

0.93

R2

1.06

1.14

1.22

1.16

1.09

0.17

0.23

0.28

0.19

0.10

R3

4.84

4.80

4.76

4.78

4.79

5.89

5.79

5.68

5.79

5.89

R1+R2

5.30

5.29

5.29

5.34

5.40

3.96

4.16

4.36

4.22

4.07

Xvacancy/(Xvacancy+Na)

0.02

0.07

0.12

0.09

0.07

0.15

0.12

0.10

0.09

0.09

Mg*

3.28

3.28

3.34

3.28

3.28

3.38

3.41

3.89

4.36

3.28

Al*

6.12

6.12

5.68

6.12

6.12

5.77

5.71

5.25

4.79

6.12

Na*

0.74

0.74

0.70

0.74

0.74

0.70

0.75

0.75

0.75

0.74

Na*+Al*

5.70

5.62

5.54

5.56

5.58

6.64

6.55

6.45

6.55

6.64

Mg*+Ca

4.44

4.47

4.51

4.56

4.60

3.21

3.40

3.59

3.45

3.31

FeO/FeO+MgO

0.77

0.78

0.79

0.78

0.78

0.60

0.60

0.61

0.61

0.61

Fe+Mg

4.32

4.36

4.40

4.43

4.46

3.08

3.27

3.45

3.30

3.15

End member

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Dravite

Dravite

Dravite

Dravite

Dravite


 

 


سنگ‌نگاری

بلورهای تورمالینبه‌صورت بلورهای بی‌شکل و با بزرگی ریز تا درشت، به رنگ‏‌‌های سبز مایل به قهوه‏‌ای بیشتر در نمونه‏‌‌های گرانودیوریت یافت می‌شوند (شکل 3- A). ‌همچنین، این کانی به‌صورت منفرد و میان‌بلوری در فرم تیغه‏‌ای و سوزنی گاه به‌صورت تجمع‌یافته در نمونه‏‌های گرانیت دیده می‌شود (شکل‌های 3- B و 3- C).

 

 

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی تورمالین (سهیل پاکوه، شمال نایین): A) بلورهای بی‌شکل و گوه‏‌ای‌شکل (Pull apart) تورمالین با چندرنگی سبز تا قهوه‏‌ای در نمونه گرانودیوریت؛ B) بلورهای تیغه‏‌ای تورمالین در گرانیت؛ C) بلورهای تیغه‏‌ای و گوه‏‌ای‌شکل تورمالین در گرانیت؛ D) بلورهای تورمالین در میان بلورهای تیغه‏‌ای هماتیت (Fe-Oxide) مربوط به رگه آهن-تورمالین؛ E) خردشدگی بلورهای کوارتز و تورمالین در پی رفتار فازهای کوهزایی و زمین‌ساختی در منطقه (تورمالین: Tur؛ کوارتز: Qtz؛ اورتوکلاز: Or؛ نام‌های اختصاری کانی‏‌ها برپایه Whitney و Evans (2010) هستند)


 


تورمالین‌های درون رگه‏‌‌های آهن- تورمالین با چندرنگی سبز مایل به آبی بی‌شکل دیده می‌شوند. تورمالین‌هایی که در بررسی‌های میکروسکوپی منطقه‏‌بندی دارند، چه‌بسا در مراحل پس از تبلور ماگما، در مرحله گرمابی دچار محلول‌های سرشار از بور شده و پدید آمده‌اند (Manning and Pichavant, 1983). همراه با تورمالین‌ها گاه رگچه‌هایی از کوارتز و گاه کانی‌های اکسید آهن (شاید هماتیت) دیده می‌شوند (شکل 3- D). تورمالین‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه بافت کششی- جدایشی (Pull apart texture) دارند که حضور مذاب و سیال همزمان با دگرریختی دینامیک را می‏‌توان از شرایط پیدایش آن دانست (Hibbard, 1994). گاه شکستگی‌هایی در مرز و یا درون برخی از فلدسپار‌ها دیده می‌شوند که با جابجایی همراه هستند. به گفته دیگر، شکستگی‌هایی به شکل گوه‌ای دارند که گاه با کوارتز، تورمالین، میکروکلین، پلاژیوکلاز و بیوتیت پر شده‌اند و نشان‌دهندة جریان کمابیش ماگمایی هستند (Hibbard, 1994; Vernon, 2004) (شکل‌های 3- A و 3- C). ‌همچنین، رفتار فازهای کوهزایی و زمین‌ساختی در منطقه، خردشدگی بلورهای کوارتز و تورمالین را نیز به دنبال داشته است (شکل 3- E).

 

شیمی کانی تورمالین

کانی تورمالین از آشکارترین کانی‏‌‌های سیلیکاته پیچیده بور (B) و آلومینیم‌دار، با فرمول عمومی XY3Z6(BO3)3Si6O18(OH)4 است و کانی شاخص پتروژنتیک شمرده می‏‌شود. اِلباییت، دراویت و شورل سه نوع متداول آن هستند. گستره پایداری تورمالین‌ها به عواملی مانند اکتیویته بور (B)، فعالیت آلومینیم، دما، فعالیت آب و عنصرهایی مانند Fe، Mg، F و P بستگی دارد. از میان آنها نقش بور و آلومینیم از همه مهم‌تر است (Wolf and London, 1997). برپایه ایزومورف‌های گوناگون، فرمول کلی تورمالین به‌صورت زیر است (Hawthorn and Henry, 1999):

XY3Z6 (T6O18)(BO3)3V3W

X= Ca, Na, K (X-Vacancy)

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

Z= Mg, Al, Fe3+, V3+, Cr3+

T= Si, Al, (B)

B= B

V= OH, O, (F)

W= OH, F, O

برای بررسی تغییرات ترکیبی در نسبت‌های Ca، Mg، Fe و Na و شناسایی نوع تورمالین‌های بررسی‌شده، نمودارهای دوتایی Xvacancy/Xvacancy+Na در برابر Mg/Mg+Fe به‌کار برده شدند (Trumbull and Chaussidon, 1999). بر این پایه، تورمالین‌های بررسی‏‌شده که میزان Xvacancy آنها از 07/0 تا 12/0 متغیر است، در محدوده شورل و با گرایش به‌سوی دراویت جای گرفته‌اند و این نکته نشان‌دهندة تبادل Fe و Mg در مقدارهای ثابت Al و Ca است (شکل 4- A).

‌همچنین، نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر Na/(Na+Ca) برای تورمالین‌های بررسی‌شده، ترکیب یادشده و نیز افزونی میزان Na در برابر Ca و نیز Fe در برابر Mg در روند پیدایش تورمالین را نشان می‌دهد (شکل 4- B). نمونه‏‌‌های تورمالین در نمودارFe در برابر Mg (London and Manning, 1995)، در بالای خط شورل- دراویت جای گرفته‌اند و در راستای بردار فری‌شورل با فرمول FeAl-1 هستند (شکل 5).


 

 

 

 

شکل 4 -ترکیب شورل مایل به دراویت برای تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه (شمال نایین)در نمودارهای Xvacancy/Xvacancy+Na در برابر Mg/Mg+Fe و Na/(Na+Ca) در برابر Fe/Fe+Mg (Trumbull and Chaussidon, 1999)

 

 

 

شکل 5- نمونه‏‌‌های تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه (شمال نایین) در نمودار Mg در برابر Fe (London and Manning, 1995) (نمودار نشان‏‌دهنده ترکیب فری‌شورل با فرمول FeAl-1 و پیدایش اوویت به میزان ناچیز است)

 

Hawthorne و Henry (1999) تورمالین‌ها را برپایه میزان K، Ca و Na و موقعیت خالی X به سه دسته آلکالی ،کلسیک و تورمالین‌های با موقعیت خالی X رده‌بندی کرده‌اند. تورمالین‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه در گروه تورمالین‌های آلکالی جای می‌گیرند و این نشان‌دهندة بالا‏‌بودن مقدار سدیم در مقایسه با میزان کلسیم در موقعیت X و تهی‏‌بودن این جایگاه در ترکیب شیمیایی تورمالین‌های بررسی‏‌شده است (شکل 6- A).

 

 

شکل 6- نمونه‏‌‌های تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه (شمال نایین) در: A) نمودار رده‏‌بندی تورمالین‌های گوناگون برپایه موقعیت X (Hawthorne and Henry, 1999)؛ B) نمودار R1+R2 در برابر R3 و پراکندگی نمونه‏‌ها در راستای بردار تهی‏‌شدن از قلیایی‏‌ها

 

 

این تورمالین‏‌ها معمولاً در شرایط اسیدی و دمای کم پدید می‌آیند (Collins, 2010). ‌همچنین، چگونگی پراکندگی نمونه‏‌‌های بررسی‏‌شده در نمودار R3 در برابر R1+R2 (Manning, 1982) نشان می‏‌دهد با تغییر ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌ها از شورل به‌سوی دراویت، میزان تهی‏‌شدن قلیایی‏‌‌ها، افزایش می‏‌یابد (شکل 6- B).

در نمودارهای سه‌تایی Ca-Fe-Mg و Al-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985)، تورمالین‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه در محدوده کوارتز– تورمالین– متاپسامیت‌ها، متاپلیت‌های فقیر از Ca، متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های همزیست با فازی اشباع از آلومینیم جای می‌گیرند (شکل‌های 7- A و 7- B).

تورمالین‌های متا‌پلیت محلول جامد شورل– دراویت هستند و با مقدار کمی اوویت‌- مگنزیواوویت و فوییتیت– مگنزیوفوییتیت همراه هستند (Abu El-Enen and Orkuch, 2007). معمولاً میزان بالای Mg در ساختار کانی‌هایی مانند تورمالین، بیوتیت و نیز کانی‏‌های مافیک دیگر، با ترکیب سنگ میزبان کنترل می‏‌شوند؛ اما میزان کم Mg در کانی‏‌های یادشده (مانند نمونه‏‌‌های منطقه بررسی‏‌شده) در پی کاهش دما با پیشرفت روند جدایش بلورین و پیدایش موسکوویت، بیوتیت و تورمالین همراه است و برپایه قانون فازها تفسیر می‌شود (Abbott and Clarke, 1979; Abbott, 1985; Pesquera et al., 2013).

 

 

 

شکل 7- A، B) تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه (شمال نایین) روی نمودار‌های سه‌تایی Al-Fe50-Mg50 و Ca-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985) (1: گرانیتوییدهای سرشار از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 2: گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم، پگماتیت و آپلیت‌های وابسته به آن؛ 3: سنگ‌های کوارتز- تورمالین سرشار از3+Fe؛ 3: متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های همزیست با فازی اشباع از آلومینیم؛ 5: متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های ناهمزیست با فازی اشباع از آلومینیم؛ 6: سنگ‌های سیلیکات آهکی، متاپلیت‌ها و سنگ‌های کوارتز- تورمالین سرشار از Fe3+؛ 7: الترامافیک‌های دگرگون‌شده با کلسیم کم و شبه‌سدیمنت‏‌‌های سرشار از وانادیم و کروم؛ 8: شبه‌کربنات‌ها و شبه‌پیروکسنیت‌ها؛ 9: سنگ‌های سیلیکاته آهکی، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های سرشار از Ca؛ 10: سنگ‌های کوارتز- تورمالین متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های فقیر از Ca؛ 11: متاکربنات‌ها؛ 12: اولترامافیک‌های دگرگون‌شده)

 

 

در ترکیب تورمالین‏‌ها معمولاً واکنش‏‌‌های جانشینی به‌صورت جانشینی با ظرفیت‏‌‌های همانند (مانند: تبادل Mg به‌جای Fe2+ در موقعیت Y و یا تبادل به‌صورت ظرفیت‏‌‌های متغیر در چندین موقعیت) روی می‌دهد؛ مانند: تبادل زوجی اوویت (Uvite) که در آن Ca-Mg به‌جای Na-Al روی می‌دهد و دو موقعیت X و Y تغییر می‏‌کند. برای بررسی واکنش‏‌های جانشینی در ساختار تورمالین، نمودارهای 8-A تا 8- E به‌کار برده می‌شوند.

در نمودار X-site vacancy در برابر Al (Medaris et al, 2003)، نمونه‏‌‌های تورمالین بررسی‏‌شده میزان کمی از Al (Al=apfu<6.00) را نشان می‏‌دهند و با روند بردار Al(NaR)-1همخوانی دارند (شکل 8- A). در نمودار Fe+Mg در برابر Al (Buriánek et al., 2011)، تبادل یونی Na و Ca در تورمالین‏‌ها ی بررسی‏‌شده با بردار جانشینی XNa1YR2+_1X□_1YAl_1و نیز با XCa1ZR2+1XNa_1ZAl_1 سازگاری دارد (شکل 8-B).

 

 

 

شکل 8- موقعیت کاتیونی تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه (شمال نایین) در: A) نمودار Al در برابر X Site Vacancy (Medaris et al., 2003) (نمونه‌ها روند افزایشی دارند)؛ B) نمودار Al در برابر Fe+Mg (Buriánek et al., 2011) (نمونه‌ها روند کاهشی دارند)؛ C)  نمودار Ca در برابر Na (Béziat et al., 1999) (نمونه‌ها روند کاهشی دارند)؛ D) نمودار Al در برابر Na (Buriánek and Novák, 2007) (نمونه‌ها روند خطی دارند)؛ E) نمودار Ca+Mg* در برابر Na*+Al* (Henry and Dutrow, 1990) (نمونه‌ها روند کاهشی دارند)

 

 

 

 

 

نمودار Ca در برابر Na برای شناسایی جانشینی عنصرهای مؤثر به‌کار برده می‌شود (Béziat et al., 1999). بیشتر تورمالین‌های بررسی‌شده Ca کمتری از 3/0 دارند که نشانه مقدار ناچیز اوویت در ساختار این کانی است. ‌همچنین، پراکندگی نمونه‌ها در نمودار Na-Ca نشان می‌دهد جانشینی‌هایی مانند AlNa-1Mg-1 و CaMgNa-1Al-1 مهم هستند و نشان‏‌دهنده پیدایش فضای خالی در موقعیت X هستند (Pesquara and Torres-ruiz, 1999) (شکل 8-C). در شکل یادشده شماری از نمونه‏‌ها روند افزایشی نشان می‏‌دهند و این پدیده نشان‏‌دهندة نبود جانشینی Ca و Na در این نمونه‌هاست. نمودار Al در برابر Na (Buriánek and Novák, 2007) نیز نشان می‏‌دهد روند نمونه‏‌‌های تورمالین کمابیش به‌صورت خطی و در راستای بردار AlOR2+-1(OH)-1 است (شکل 8- D). مقدارهای بالای Al در موقعیت Y پیامد جانشینی AlOMg-1(OH)-1 وAlNa-1Mg-1 هستند (Harraz and Sharkawy, 2001). در نمودار Ca+Mg* در برابر Na*+Al* (Henry and Dutrow, 1990)، تورمالین‏‌‌های توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه روند کاهشی نشان می‏‌دهند و این پدیده نشان‏‌دهنده درجه کم جانشینی اوویت است (شکل 8- E).

به باور Pirajno و Smithies (1992)، میزان FeO/(FeO+MgO) در تورمالین‏‌ها نشان‏‌دهنده شرایط پهنه پیدایش و برپایه فاصله از خاستگاه آنهاست؛ به‌گونه‌ای‌که اگر این نسبت از 86/0 تا 96/0 باشد، نشان‌دهندة بسته‏‌بودن سیستم ماگمایی و نزدیک‌تر‌بودن به به خاستگاه ماگماست (Endogranitic تا Proximal یا محدوده A؛‌ شکل 9). همچنین، اگر میزان آن از 6/0 کمتر باشد، نشان‏‌دهنده باز‏‌بودن سیستم با خاستگاه بیرونی است (Distal یا محدوده C؛ شکل 9). نسبت‏‌‌های برابر با 6/0 تا 8/0 نیز نشان‌دهندة محیطی میان دو خاستگاه یادشده است (Proximate تا intermediate یا محدوده B؛ شکل 9). ازآنجایی‌که در نمودار FeO/(FeO+MgO) در برابر MgO، این نسبت در تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه برابر 60/0 تا 79/0 است، نمونه‏‌ها در محدودة میان دو سیستم یادشده (محدوده B) جای گرفته‌اند (شکل 9).

 

 

شکل 9- پراکندگی تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه (شمال نایین) در محدوده B در نمودار MgO در برابر FeO/(FeO+MgO) (Pirajno and Smithies, 1992)

 

بحث و نتیجه‌گیری

برپایه ویژگی‏‌‌های زمین‌شیمیایی، تورمالین‏‌‌های تودة گرانیتوییدی سهیل پاکوه ترکیب شورل مایل به دراویت دارند و از گروه آلکالی‏‌ها هستند. میزان XVacancy آنها نیز کم (12/0- 07/0) است. نمونه در نمودار Al در برابر XVacancy، ‏‌‌های تورمالین روند مثبت دارند و با بردار جانشینی Al(NaR)-1 همخوانی دارند. این نکته نشان‏‌دهنده میزان بالای Na آنهاست. معمولاً این نوع تورمالین‏‌ها در شرایط اسیدی و دمای کم پدید می‏آیند (Collins, 2010). در نمودار R3 در برابر R1+R2 و با افزایش ترکیب تورمالین از شورل به‌سوی دراویت، تهی‌شدگی از قلیایی افزایش می‏‌یابد، و با کاهش Al در موقعیت Y، میزان Al در موقعیت Z افزایش می‏‌یابد؛‌ زیرا در پی فرایند جانشینی، Mg هم به سیستم افزوده می‏‌شود. میزان Ca کمتر از 3/0 نشان‏‌دهنده مقدار ناچیز اوویت در ساختار این کانی است. پراکندگی نمونه‏‌ها با روند کاهشی در نمودار Ca+Mg* در برابر Na*+Al* نیز این نکته را نشان می‏‌دهد. در نمودارهای سه‌تایی Ca-Fe-Mg و Al-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985)، تورمالین‏‌ها در محدوده کوارتز– تورمالین– متاپسامیت‌ها، متاپلیت‌های فقیر از Ca، متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های همزیست با فازی اشباع از آلومینیم جای می‌گیرند.

در کل، مهم‌ترین جانشینی در ساختار تورمالین‌ها در جایگاه Na، Mg، Fe، Al و Ca رخ می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که تفسیر این جانشینی برای شناسایی تورمالین‌های گرمابی اهمیت ویژه‏‌ای دارد (Xavier et al., 2002). منطقه‌بندی شیمیایی در تورمالین‌‏‌‌های گرمابی متداول است (Burianek and Novak, 2004). FeO و MgO مهم‌ترین ترکیب‌های کنترل‌کننده منطقه‏‌بندی شیمیایی هستند (Abu El-Enen and Orkuch, 2007). شکل 10 تغییر عنصرها در طول منطقه‏‌بندی شیمیایی بلور تورمالین بررسی‏‌شده را نشان می‌دهد. یک همخوانی وارونه میان Fe وMg در سری محلول جامد شورل – دراویت دیده می‌شود و میزان تغییرات Fe/Fe+Mg از هسته به حاشیه به‌گونة چشمگیری تغییر می‌کند. این تغییرات در هسته بیشتر است. میزان Na تغییراتی را در هسته نشان می‌دهد و درکل، روند ملایمی دارد. بررسی عنصرهایی مانند Mg، Fe، Ca، Al و Na در تورمالین‏‌‌های توده گرانیتویید سهیل پاکوه در شکل 10 نشان می‌دهد میزان ترکیب Mg در کناره‌های بلورهای تورمالین در برابر هسته آنها افزایش یافته است؛ اما در منحنی‏‌‌های منطقه‏‌بندی برای Na، Fe وCa عکس این حالت مطرح است. ‌همچنین، روند افزایش و کاهش ترکیب‌های Al و Na در کناره‌ها و در لبه تااندازه‌ای همخوانی دارند.

 

 

شکل 10- منحنی‏‌‌های منطقه‏‌بندی شیمیایی در تورمالین‏‌‌های تودة گرانیتوییدی سهیل پاکوه (شمال نایین)

 

به باور London و Manning (1995)، تورمالین‏‌‌های ماگمایی در کل ترکیب یکنواخت و بدون منطقه‌بندی، میزان بالای Fe/Mg (که با عضو پایانی شورل همراه است) و نیز میزان بالایی از Fe/(Fe+Mg) دارند؛ اما تورمالین‌های با خاستگاه گرمابی برپایه ترکیب دراویت، میزان کم نسبت Fe/Mg، زونینگ و Fe/(Fe+Mg) کمتر از 6/0 شناخته می‏‌شوند.

تورمالین‏‌‌های توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه میزان بالای Fe/Mg (05/2 -11/1) با ترکیب شورل مایل به دراویت دارند و نسبت Fe/(Fe+Mg) در آنها برابر 53/0 تا 67/0 است. ‌همچنین، میزان FeO/(FeO+MgO) در تورمالین‏‌‌های توده گرانیتوییدی سهیل پاکوه از 60/0 تا 79/0 است. این ویژگی‌ها نشان‏‌دهندة خاستگاه دوگانه آنها و یا گذر از سیستم ماگمایی به محیطی گرمابی هستند.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان این پژوهش از کامران اکبری برای در اختیار گذاردن شماری از داده‏‌‌های آزمایشگاهی نمونه‏‌‌های تورمالین سپاس‌گزاری می‌کنند. ‌همچنین، از دکتر ناهید شبانیان بروجنی برای همکاری در انجام بخشی از محاسبه‌های نرم افزاری سپاس‌گزاری می‏‌کنند. از دکتر شیرین فتاحی نیز برای همکاری در رسم نمودارها سپاس‌گزاری می‏‌شود.

Abbott, R. N. and Clarke, D. B. (1979) Hypothetical liquidus relationships in the subsystem Al2O3-FeO-MgO projected from quartz, alkali feldspar and plagioclase for a (H2O)-1. The Canadian Mineralogist 17: 549-560.

Abbott, R. N. (1985) Muscovite-bearing granites in the AFM liquidus projection. The Canadian Mineralogist 23: 553-561.

Abu El-Enen, M. M. and Okruch, M. (2007) The tectono-metamorphic evolution of the Pan-African basement. Mineralogical Magazine 71(1): 17-40.

Akbari, A. (1999) Petrology and Petrography of plutonic mass of Soheyle-Pakuh and Golshekanan (North of Nain). M.Sc. thesis, Isfahan University, Isfahan, Iran (In Persian).

Amidi, S. M. and Davoudzadeh, M. (1969) Geological map of the Anarak Quadrangle 1:250000, No. 7, Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Bakhshi, M. (2014) Mineral chemistry, petrogenesis and tectonomagmatic environment of Soheyle- Pakuh granitoid body (North of Nain). M.Sc. thesis, Isfahan University, Isfahan, Iran (In Persian).

Béziat, D., Bourges, F., Debat, P., Fuchs, Y., Lompo, M., Martin, F., Nikiéma, S. and Tollon, F. (1999) The Guibaré and Fété Kolé gold-bearing tourmaline-quartz veins in the Birimian greenstone belts of Burkina Faso. The Canadian Mineralogist 37: 575–591.

Buriánek, D., Hanžl, P. and Hrdličková K. (2011) Pegmatite dykes and quartz veins with tourmaline: an example of partial melting in the contact aureole of the Chandman Massif intrusion, SW Mongolia. Journal of Geosciences 56: 201–213

Burianek, D. and Novak. M. (2007) Compositional evolution and substitutions in disseminated and nodular tourmaline from leucocratic granites; Examples from the Bohemian massif Czech Republic. Lithos 95: 148–164.

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

Davoudzadeh, A. (2003) Petrology. Payame Noor University in Tehran Publication, Tehran, Iran (in Persian).

Darvishzadeh, A. (2001) Iran geology. Amirkabir University Publication, Tehran, Iran (in Persian).

Griffin, W. L., Slack, J. F., Ramsden, A. R., Win, T. T. and Ryan, C. G. (1996) Trace elements in tourmalines from massive sulfide deposits and tourmalines; geochemical controls and exploration applications. Economic Geology 91: 657- 675.

Harraz, H. Z. and El-Sharkawy, M. F. (2001) Origin of tourmaline in metamorphosed Sikaitpelitic complex, South Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences 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. and Dutrow, B. L. (1990) Ca substitution in Li-poor aluminous tourmaline. Canadian Mineralogist 28: 111–124.

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.

Hibbard, J. (1994) Kinematics of Acadian deformation in the Northern and Newfoundland Appalachians. Journal of Geology 102: 215–229.

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

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

Manning, D. A. C. and Pichavant, M. (1983) The role of fluorine and boron in the generation of granitic melts. In: Migmatites, melting and metamorphism (Eds. Atherton, M. P. and Gribble, C. D.) Proceedings of the Geochemical Group of the Mineralogical Society. Shiva Geological Series. Cheshire, UK.

Medaris, L. G., Fournelle, J. H., and Henry, D. J. (2003) Tourmaline-bearing quartz veins in the Baraboo Quartzite, Wisconsin: Occurrence and significance of foitite and“oxy-foitite”. Canadian Mineralogist 41:749–758.

Pesquera, A., Torres ruiz, J., Garci, A., Casco, A., Pedro, P. and Gil Crespo, P. (2013) Evaluating the Controls on Tourmaline Formation in Granitic Systems: a Case Study on Peraluminous Granites from the Central Iberian Zone (CIZ), Western Spain. Journal of Petrology 54(3): 609-634.

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

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

Shirdashtzadeh, N., Torabi, G. and Arai, S. (2010) Metamorphism and metasomatism in the Jurassic of Nain ophiolitic mélange, Central Iran. Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaontologie, Abhandlungen 255(3): 255-275.

Slack, J. F. (1996) Tourmaline associations with hydrothermal ore deposits. Review Mineralogy 33: 559-643.

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

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

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

Vernon, R. H. (2004) A practical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, New York, US.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187.

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

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

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