بررسی ترکیب شیمیایی انواع تورمالین در بیوتیت موسکویت گرانیت مشهد

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران

3 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران

چکیده

بیوتیت-موسکویت گرانیت مشهد شامل تورمالین های با اشکال نودولی، تورمالین های خودشکل در پگماتیت و آپلیت، رگه‌ای، شعاعی و رگه های کوارتز- تورمالین می باشند. این تورمالین ها جز سری شورل- دارویت و تورمالین های آلکالن است که تورمالین های خودشکل در پگماتیت و آپلیت، شورل غنی از آهن و تورمالین های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین، شورل غنی از منیزیم می باشند. این غنی شدگی از منیزیم در تورمالین های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین به دلیل تبلور کانی های غنی از آهن همچون بیوتیت، گارنت و تورمالین های خود شکل پگماتیتی و آپلیتی در طی تکامل ماگمای گرانیتی می‌باشد. تعیین مقادیر عناصر کمیاب به روش لیزرابلیشن نشان داد که همه تورمالین ها دارای مقادیر کمی از عناصر کمیاب هستند و بیشترین مقدار مربوط به عناصر Sr, Ga, Li, Be, Sn, Pb و بعضی از عناصر واسطه می‌باشد. الگوی عناصر نادر خاکی تورمالین ها مشابه یکدیگر و دارای غنی شدگی از عناصر نادر خاکی سبک نسبت به سنگین و آنومالی مثبت Eu می باشد. مقادیر پایین عناصری همچون Ba، Rb، W، Sn، Y،Nb و HREE در تورمالین های مشهد به دلیل تبلور کانی های موسکویت، بیوتیت و گارنت قبل از تورمالین می‌باشد. همبستگی بین عناصر اصلی و کمیاب تورمالین نشان از تأثیر جایگاه اتمی وترمودینامیک در شیمی بلور و رفتار عناصر کمیاب در تورمالین است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

The investigation of chemical composition of tourmalines in ‎biotite- muscovite granite of Mashhad

نویسندگان [English]

  • Farhad Zal 1
  • zahra Tahmasbi 2
  • Ahmad Ahmadi khalaji 3
1 Department of Geology, Faculty of Science, lorestan University, Khorramabad, Iran
2 Department of Geology, Faculty of science, Lorestan University, Khorramabad, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran
چکیده [English]

Tourmaline occurs in the biotite-muscovite granite of Mashhad as nodule, euhedral tourmalines in pegmatite and aplite, quartz-tourmaline veins, tourmaline-rich veins and radial tourmalines. Compositionally, they all are between schorl and dravite end- members and alkali group tourmalines. The euhedral tourmalines in pegmatite and aplite are Fe - enriched schorl whereas the nodule, quartz-tourmalines, the radial and the vein tourmalines are Mg- rich schorl. The higher Mg concentration in these tourmalines relative to those of the pegmatite and aplite are probably related to the crystallization of Fe -rich minerals including biotite, garnet, and the pegmatite and aplite tourmalines during the evolution of granitic magma. The  LA ICP (MS) results indicate that all types of studied tourmalines are characterized by  low trace element abundances and have more concentration of Sr, Ga, Li, Be, Sn, Pb as well as some transitional  elements. The tourmalines studied show similar REE patterns, LREE enrichment and positive Eu anomalies. The low Ba, Rb, W, Sn، Y, Nb and HREE concentrations can be due to crystallization of some minerals such as garnet, biotite, muscovite and feldspar prior to the tourmalines. The correlation between major and trace elements of the tourmalines is the effects of atomic sites and thermodynamic in the crystal chemistry and the behavior of trace elements in the tourmalines.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Major Elements
  • Trace Elements
  • Laser Ablation
  • Tourmaline
  • Granite
  • Mashhad

در بررسی‌های Hawthorne و Henry (1999) ساختار بلوری تورمالین به‌صورت (X)(Y3)(Z6)T6O18(BO3)V3W نشان داده‌ شده است. جایگاه X با Ca، Na و K و جایگاه Z با Al و گاه با Fe+2، V3+، Cr، Mg، Ti و Fe+3 پر می‌شود. جایگاه Y جانشینی‌های گوناگونی از کاتیون‌های یک تا چهار ظرفیتی را در بر می‌گیرد. جایگاه T بیشتر با Al، جایگاه W با O و OH و جایگاه V با O، F و H پر می‌شود. ترکیب عنصرهای اصلی و کمیاب تورمالین شاخصی از چگونگی شرایط پیدایش تورمالین است (Markes et al., 2013, Yang et al., 2015). به‌باور Markes و همکاران (2013) و Ahmadi Khalaji و همکاران (2016)، تبلور کانی‌های پاراژنز تورمالین در توزیع عنصرهای کمیاب تورمالین بسیار مهم است. Yang و همکاران (2015) فرض کردند الگوی عنصرهای خاکی کمیاب تورمالین چه‌بسا پیامد عواملی مانند ترجیح تورمالین برای عنصرهای خاکی کمیاب خاصی، تأثیر کانی‌های جانبی تورمالین و ترکیب شیمیایی سیالی که تورمالین از آن متبلور شده است، باشد.

به‌باور Yavuz و همکاران (2011)، Marks و همکاران (2013) و Yang و همکاران (2015)، ترکیب تورمالین نشان‌دهندة ترکیب سیال یا مذابی است که از آن متبلور شده است؛ به‌گونه‌ای‌که الگوی کاو برای عنصرهای خاکی کمیاب خاستگاه آنها از سیال گرمابی را نشان می‌دهد. دربارة تأثیر شیمی بلور در ورود عنصرهای کمیاب در تورمالین پژوهش‌های کمی انجام شده است؛ به‌گونه‌ای‌که به‌باور Van Hinsberg (2011)، تورمالین عنصر کمیاب خاصی را در هنگام تبلورش از سیال، ترجیح نمی‌دهد؛ اما به‌گفتة Marks و همکاران (2013)، برخی عنصرهای کمیاب تورمالین (مانند: Sr، Co و Zn) و عنصرهای خاکی کمیاب با نسبت‌های Mg/(Mg+Fe) و Na/(Na+Ca) همبستگی دارند. ازاین‌رو، به‌باور آنها افزوده‌شدن عنصرهای کمیاب خاص به تورمالین تحت‌تأثیر شیمی بلور است. Tahmasbi و همکاران (2017a، 2017b) تورمالین‌های رگه‌ای، تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و تورمالین‌های نودولی مشهد را با روش تجزیه شیمیایی ریزکاو الکترونی بررسی کرده‌اند و ترکیب آنها را از نوع شورل- دراویت دانسته‌اند.

در این پژوهش با به‌کارگیری روش تجزیه شیمیایی سایش لیزری (LA-ICP-MS)، مقدار عنصرهای اصلی و کمیاب در تورمالین و مقدار عنصرهای کمیاب کانی‌های پاراژنز آن به‌دست‌ آورده می‌شود؛ زیرا یکی از پارامتر‌های مهم در رفتار عنصرهای کمیاب در کانی تورمالین، مقدار این عنصرها در کانی‌های پاراژنز آن و عامل دیگر، تأثیر عنصرهای اصلی (شیمی بلور) در رفتار عنصرهای کمیاب در کانی تورمالین است. در اینباره بررسی‌های بسیار کمی انجام شده است. از سوی دیگر، تجزیة‌ شیمیایی ICP-MS برای کانی تورمالین همیشه با خطاهایی (مانند دارابودن میانبارهایی از کانی‌های دیگر) همراه است و وجود این کانی‌ها الگوهای ویژه‌ای در عنصرهای کمیاب تورمالین پدید می‌آورد. از این‌رو، در این پژوهش با به‌کارگیری روش تجزیة شیمیایی سایش لیزری (laser ablation) برای کانی تورمالین و همچنین، کانی‌های همجوار آن، رفتار عنصرهای کمیاب در کانی تورمالین و تأثیر عواملی مانند کانی‌های پاراژنزی و شیمی بلور در رفتار عنصرهای کمیاب تورمالین بررسی شده است.

 

زمین‌شناسی عمومی

منطقه بررسی‌شده در محدودة ورقة 1:100000 مشهد جای گرفته است (شکل 1). این منطقه بخشی از پهنة بینالود است و مرز جنوبی آن، گسل میامی یا گسل شاهرود و مرز شمال‌باختری آن گسل سمنان است. این منطـقه در عـرض جـغـرافیـایـی شمالی "00´7˚36 تا "00´15˚36 و طول جغرافیایی خاوری "00´32˚59 تا "00´45˚59 جای دارد. از دیدگاه ماگماتیسم، سه فاز اصلی در پهنة بینالود شناخته شده‌اند. فاز نخست، بیشتر گرانودیوریتی (g1) است و در بخش‌های جنوب‌خاوری گسترش دارد. فاز دوم، لوکوگرانیت (g2) است و در درون آن انکلاوهایی از گرانودیوریت‌هایِ فاز نخست دیده می‌شوند. فاز سوم (g3)، دربردارندة رگه‌های پگماتیتی و آپلیتی است که مجموعة فازهای نخست و دوم را قطع کرده است. ویژگی‌های زمین‌شناسی و سن‌سنجی مطلق نشان داده‌اند فازهای دگرگونی و گرانیت‌زایی نخستین در این پهنه با فاز کوهزایی هرسینین مرتبط بوده‌اند. سپس دوباره در تریاس میانی نیز دچار دگرگونی‌های سیمرین پیشین شده‌اند؛‌ به‌گونه‌ای‌که سن‌سنجی‌های U-Pb روی کانی زیرکنِ لوکوگرانیت‌ها سن تریاس پسین را نشان می‌دهد (Karimpour et al., 2006). Alberti و Moazez (1974) سن جایگزینی ‌تودة گرانیتی مشهد را به روش پتاسیم- آرگن، ژوراسیک بالایی- کرتاسه پیشین دانسته‌اند؛ ‌اما برپایة یافتن تکه‌های بزرگ گرانیتی در قاعده سازند کشف‌رود (باژوسین) و همچنین، نفوذ تودة نفوذی در مجموعة افیولیتی مشهد و رسوبات توربیدایتی، سن تریاس پسین پذیرفتنی‌تر است. لوکوگرانیت‌های مشهد (g2) از نوع S هستند و هنگام برخورد صفحة ایران با توران نفوذ کرده‌اند (Karimpour et al., 2006; Valizadeh and Mirnejad, 1992; Mirnejad, 1991; Valizadeh and Karimpour, 1995). برپایة داده‌های ایزوتوپی Rb-Sr و Sm-Nd، این لوکوگرانیت‌ها خاستگاه خارج از گوشته دارند و ماگمای اولیه سازندة آنها از پوستة قاره‌ای با ترکیب متاپلیت تا متاپسامیت خاستگاه گرفته است (Karimpour et al., 2006). گرمای لازم برای ذوب این متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌ها از گوشته فراهم شده است. به گفتة دیگر، گوشته نقش موتور گرمایی را داشته است (Karimpour et al., 2006). از سوی دیگر، برخورد صفحة ایران و توران کوتاه‌شدگی و ستبرشدگی پوسته را به‌دنبال داشته است. در پی این ستبرشدگی پوستة قاره‌ای، ذوب‌شدگی متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌ها در شرایط آبگیری (dehydration) آغاز شده است (Karimpour et al., 2006). همچنین، به‌گفتة Mirnejad (1991) این سنگ‌ها هنگام فرورانش پوستة اقیانوسی پالئوتتیس، از ذوب‌بخشی سنگ‌هایی با ترکیب بازیک، تونالیت و گرانودیوریت‌ها (g1) پدید آمده‌اند. در ادامه به‌دنبال برخورد صفحة ایران با صفحة توران، مسکوویت- بیوتیت گرانیت‌ها (لوکوگرانیت‌ها) از ذوب مواد پوسته‌ای با ترکیب متاپلیت و متاپسامیت پدید آمده‌اند.

 

روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری، شمار 12 مقطع نازک صیقلی از نمونه‌های تورمالین‌دار ساخته شد. برای ارزیابی مقدارهای عنصرهای کمیاب و اصلی به‌روش لیزرابلیشن (Laser-ablation ICP-MS یا LA-ICP-MS)، نمونه‌ها به آزمایشگاه CODES در دانشگاه تاسمانیا فرستاده شدند. این دستگاه دربردارندة یک لیزر ریزکاو الکترونی Resolution-SE S-155 به‌همراه لیزر اکسیمر nm 193 است که به طیف‌سنج جرمیِ چهارقطبی Agilent 7900 متصل شده است. تجزیة شیمیایی با پرتو لیزر 30 میکرونی، سرعت تکرار Hz 5 و با فلوئنس 5/3 J/cm2 انجام شد.


 

 

 

شکل 1- نقشة زمین‌شناسی منطقة بررسی‌شده (برگرفته از نقشة 1:100000 زمین‌شناسی مشهد (Taheri and Ghaemi, 1994) و نقشة پهنه‌بندی ایران (Abedi and Bahroudi, 2016)

 

 

سنگ‌نگاری و ویژگی‌های صحرایی

تودة بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت: تودة بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد با روند شمال‌باختری- جنوب خاوری، گستردگیِ نزدیک‌به 7 در 17 کیلومتر دارد. این توده دربردارندة آپلیت‌گرانیتِ تورمالین‌دار و انواعی از پگماتیت‌هاست که این توده را به‌صورت شبکه‌ای قطع کرده‌اند. ‌تودة گرانیتی مشهد به‌صورت درشت تا متوسط دانه با بافت‌های گرانولار، پرتیتی و میرمکیتی است. بلورهای درشت و بی‌شکل کوارتز، بلورهای شکل‌دار پلاژیوکلاز و میکروکلین، بلورهای شکل‌دار مسکوویت و بیوتیت از کانی‌های اصلی این توده آذرین هستند. درصد حجمی این کانی ‌به‌ترتیب 35- 38 درصدحجمی کوارتز، 5/1- 5/2 درصدحجمی بیوتیت، 25- 29 درصدحجمی پتاسیم‌فلدسپار، 27- 32 درصدحجمی آلبیت و 5/2- 5 درصدحجمی مسکوویت است. تورمالین، گارنت، آپاتیت و زیرکن از کانی‌های کمیاب آن هستند. این توده انکلاوهایی از خرده‌سنگ‌های سرشار از میکا دارد. در بیوتیت- مسکوویت مشهد، تورمالین به شکل‌های نودولی، رگه‌ای و در آپلیت و پگماتیت، تورمالین‌های شکل‌دار یافت‌ می‌شوند (شکل 2):

- تورمالین نودولی: در منطقة خلج، ‌تودة گرانیت، تورمالین‌هایی با شکل‌های نودولی دارد (شکل 2- A). در پیرامون برخی تورمالین‌های نودولی، ‌هالة سفیدرنگی دیده می‌شود. این نودول‌ها به‌صورت نامنظم در سنگ میزبان پراکنده‌اند و شکل‌های گوناگونی (از گردشده تا بی‌قاعده) نشان می‌دهند. تورمالین، کوارتز و فلدسپار از نودول‌های این‌سنگ‌ها شمرده می‌شوند. کانی‌های تورمالین به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و با چندرنگی سبز مایل به قهوه‌ای هستند و هستة آنها سبز- آبی و حاشیه قهوه‌ای است (شکل 3- A).

- تورمالین‏‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت: پهنایپگماتیت‌ها گوناگون و از سانتیمتر تا چندین متر است. این سنگ‌ها کانی‌هایی با اندازه‌های گوناگون (از یک سانتیمتر تا ده سانتیمتر) دارند. در برخی بخش‌ها، پگماتیت‌های تورمالین‌دار بلورهای منشوری درشتی (بزرگ‌تر از 3 سانتیمتر) دارند (شکل 2- B). در بررسی‌های میکروسکوپی، این پگماتیت‌ها بافت‌های پگماتوییدی، پرتیتی، آنتی‌پرتیتی و میرمکیتی نشان می‌دهند. همچنین، کانی‌های تورمالین، کوارتز، مسکوویت، میکروکلین، ارتوکلاز و همچنین، بلورهای گارنت (شکل 3- B) دارند. کانی تورمالین به‌صورت شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار با چندرنگی قهوه‌ای و سبز مایل به قهوه‌ای دیده می‌شود. تورمالین‌ها میانبار‌هایی از فلدسپار، کوارتز و مسکوویت دارند (شکل 3- C).

رگه‌های ریزدانه آپلیت در ‌تودة گرانیتی مشهد بیشتر دربردارندة کوارتز، مسکوویت، فلدسپار، گارنت و تورمالین هستند (شکل 2- C). بافت آنها گرانولار و میرمکیتی است. تورمالین به‌صورت شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار با چندرنگی قهوه‌ای و سبز مایل به قهوه‌ای دیده می‌شود. این تورمالین‌ها با کانی‌های کوارتز، فلدسپار و گارنت در ارتباط هستند (شکل 3- D).

- تورمالین‏‌های رگه‌ای: در این منطقه، سه گروه تورمالین رگه‌ای دیده می‌شود: (1) رگه‌های سرشار از تورمالین؛ 2) رگچه‌های دارای تورمالین‌های شعاعی؛ 3) رگه‌های کوارتز تورمالین. در ادامه به آنها پرداخته می‌شود:

- رگه‌های سرشار از تورمالین: در بخش‌های از ‌تودة گرانیتی مشهد، رگه‌های باریک و سرشار از تورمالین با ضخامت متفاوت (از میلمتر تا سانتیمتر) دیده می‌شوند (شکل 2- D). در بررسی‌های میکروسکوپیِ این رگه‌ها، کانی‌های تورمالین، کوارتز، مسکوویت، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، بیوتیت و کانی‌های کدر و بافت‌های گرانولار، میرمکیت و پرتیت دیده می‌شوند. تورمالین‌ها با چندرنگی قهوه‌ای و قهوه‌ای مایل‌به سبز به‌صورت نیمه‌شکل‌دار هستند و شکستگی‌های فراوانی دارند (شکل 3- E). تورمالین‌ها در کنار کوارتز و فلدسپار جای گرفته‌اند و پلاژیوکلاز از حاشیه با تورمالین فراگرفته شده است (شکل 3- F).

- تورمالین شعاعی: این نوع از تورمالین‏‌ها در سطح به‌شکل رگچه‌های کوچکی هستند. در محل‏‌هایی که دو سوی رگه‏‌ها در پی
فرایندهای زمین‌ساختی و یا فرسایش جابجا شده‌اند، تورمالین‌ها به‌شکل شعاعی در سطح سنگ دیده می‏‌شوند (شکل 2- E). از دیدگاه کانی‌شناسی، دربردارندة مسکوویت، بیوتیت، میکروکلین، ارتوکلاز، کوارتز، پلاژیوکلاز و تورمالین هستند و بافت‏‌های میرمکیت، گرانولار و آنتی‌پرتیت نشان می‌دهند. در این نمونه‌ها، تورمالین‏‌ها چندرنگی سبز مایل به قهوه‏‌ای دارند و بی‌شکلیِ مشخصی نشان می‌دهند (شکل 3- G). در برخی بخش‌ها، این کانی در مجاورت مسکوویت دیده می‌شود؛ اما بیشترشان در مجاورت کوارتز و فلدسپارها دیده می‌شوند و شکستگی‌های فراوانی دارند.

- رگه‌های کوارتز- تورمالین: این رگه‌ها ضخامت متفاوتی (از میلیمتر تا سانتیمتر) دارند و به‌صورت پراکنده در ‌تودة گرانیتی دیده می‌شوند (شکل 2- F). از دیدگاه کانی‌شناسی، دربردارندة کانی‌های اصلیِ کوارتز و تورمالین و کانی‌های فرعیِ زیرکن و آپاتیت هستند. تورمالین با چندرنگی سبز مایل به قهوه‏‌ای و بلور‌های نیمه‌شکل‌دار و شکل‌دار دیده می‌شود (شکل 3- H).

 

 

 

شکل 2- نمای صحرایی از: A) تورمالین‌های نودولی در بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد؛ B) تورمالین در پگماتیت‌ها؛ C) تورمالین در یک آپلیت؛ D) تورمالین‌های رگه‌ای؛ E) تورمالین‏‌های شعاعی در گرانیت‏‌های مشهد؛ F) رگه‌های کوارتز- تورمالین

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از: A) چ تورمالین نودولی و کانی‌های کنار آن (در XPl). B) یک بلور گارنت (Grt) و همچنین، مسکوویت (Ms) و تورمالین (Tur) در پگماتیت (در PPl)؛‌ C) تورمالین با میان‌بارهایی از کوارتز و فلدسپار؛ D) بلور‌های گارنت (Grt)، پتاسیم فلدسپار (Kfs) و تورمالین (Tur) در آپلیت (در (PPl)؛‌ E) تورمالین‌های رگه‌ای با پچ‌های رنگی با هسته سبز و حاشیه قهوه‌ای (در PPl)؛‌ F) فراگرفته‌شدن کانی فلدسپار با کانی تورمالین؛ G) کانی‌های تورمالین، پتاسیم‌فلدسپار در تورمالین‌های شعاعی (خورشیدی)؛ H) تورمالین و کوارتز در رگه‌های کوارتز – تورمالین (نام اختصاری برپایة Whitney و Evans (2010) است)

 



بررسی شیمی عنصرهای اصلی کانی تورمالین

داده‌های تجزیه شیمیایی سایش لیزری کانی تورمالین به‌صورت میانگین در جدول 1 آورده شده‌اند. در این تورمالین‌ها، SiO2برابربا 2/39- 9/32، Al2O3 برابربا 7/36- 7/35، Fe2O3 برابربا 2/14- 7/10، MgO برابربا 51/4- 12/2، CaO برابربا 58/0- 10/0، TiO2 برابربا 43/1- 14/0، K2O برابربا 25/0- 30/0، Na2O برابربا 34/2- 71/1، MnO برابربا 4/0- 09/0 و B2O3 برابربا 54/8- 16/6 درصدوزنی هستند. میانگین مقدار Mg/Mg+Fe در تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت، نودولی، رگه‌ای، شعاعی و کوارتز- تورمالین ‌به‌ترتیب 26/0، 26/0، 39/0، 32/0، 33/0 و 33/0 است. برپایة نمودار Mg/Mg+Fe در برابر Xvacancy/Xvacancy+Na (شکل 4- A)، این تورمالین‌ها در گسترده شورل- دراویت جای گرفته‌اند؛ به‌گونه‌ای‌که در پگماتیت و آپلیت، تورمالین‌های شکل‌دار ترکیب شورل سرشار از آهن و مایل به‌ فویتیت دارند؛ اما تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و رگه‌های کوارتز تورمالین ترکیب شورل سرشار از منیزیم و مایل‌به دراویت نشان می‌دهند. تورمالین‌ها برپایة نمودار Na-Ca-K و همچنین، وجود فضای تهی در جایگاه X در محدودة تورمالین‌های قلیایی جای می‌گیرند (شکل 4- B). شمار کاتیون‌های آلومینیم در فرمول ساختاری تورمالین‌ها بیشتر از 6 است. این مقدار بیشتر از مقدار آن در فرمول ایده‏‌آل تورمالین‌های شورل- دراویت است. همچنین، نشان می‌دهد جایگاه Z تورمالین‌ها کاملاً با آلومینیم پر شده است و مازاد آلومینیم در جایگاه Y جای گرفته است. از سوی دیگر، میانگین مقدار کمبود جایگاه X (Xvacancy) در تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت، نودولی، رگه‌ای، شعاعی و کوارتز- تورمالین ‌به‌ترتیب 22/0، 29/0، 19/0، 14/0، 26/0 و 21/0 است. هر دوی این شرایط نشان‌دهندة وجود عوامل جانشینی مانند جانشینی چندظرفیتی Xvacancy+Al=Na+Mg است. میزان Na/Na+Ca در تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت، نودولی، رگه‌ای، شعاعی و کوارتز- تورمالین ‌به‌ترتیب 94/0، 94/0، 92/0، 89/0، 95/0و 90/0 است که نشان‌دهندة غنی‌بودن این تورمالین‌ها از سدیم است.

 

 

 

شکل 4- ترکیب تورمالین‌های بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت، پگماتیت و آپلیت مشهد در: A) نمودار Mg/Mg+Fe در برابر Xvacancy/Xvacancy+Na (Henry et al., 2002). B) نمودار سه‌تایی (Na+K)، Ca و Xvacancy (Henry et al., 2011)

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی کانی تورمالین‌های بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت، پگماتیت و آپلیت مشهد و فرمول ساختاری آنها

شمار نقطه‌های تجزیه‌شده

میانگین 6 نقطه

میانگین 6 نقطه

میانگین 3نقطه

میانگین 2نقطه

میانگین 4نقطه

میانگین 15 نقطه

نوع تورمالین

پگماتیتی

آپلیتی

نودولی

رگه‌ای

شعاعی

کوارتز- تورمالین

 SiO2

35.38

35.40

34.87

34.54

35.94

34.54

 TiO2

0.74

0.44

0.58

1.01

0.36

0.92

 Al2O3

34.11

33.94

34.48

33.37

33.99

34.16

 FeO

12.96

12.74

10.99

12.42

11.55

12.28

 MgO

2.57

2.56

3.89

3.32

3.15

3.41

 CaO

0.26

0.22

0.36

0.51

0.21

0.45

 MnO

0.10

0.17

0.18

0.17

0.34

0.26

 Na2O

2.14

1.98

2.22

2.27

2.08

2.09

 K2O

0.08

0.04

0.05

0.05

0.04

0.05

 B2O3

7.33

8.27

8.11

8.40

8.04

7.54

 H2O

3.48

3.51

3.52

3.51

3.52

3.48

 Total

99.16

99.27

99.25

99.56

99.23

99.18

 T: Si

6.09

6.05

5.94

5.91

6.12

5.94

 Al

0.04

0.01

0.06

0.09

0.00

0.11

 B

2.18

2.44

2.38

2.48

2.37

2.24

 Y: Al

0.89

0.83

0.86

0.63

0.82

0.82

 Ti

0.10

0.06

0.07

0.13

0.05

0.12

 Mg

0.66

0.65

0.99

0.85

0.80

0.87

 Mn

0.02

0.02

0.03

0.02

0.05

0.04

 Fe2+

1.87

1.82

1.57

1.78

1.65

1.77

 X: Ca

0.05

0.04

0.06

0.09

0.04

0.08

 Na

0.71

0.65

0.73

0.75

0.69

0.70

 K

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Xvacancy

0.22

0.29

0.19

0.14

0.26

0.21

 OH

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Xvacancy / Xvacancy +Na

0.23

0.31

0.21

0.16

0.28

0.23

Na/Na+Ca

0.94

0.94

0.92

0.89

0.95

0.90

Mg/Mg+Fe

0.26

0.26

0.39

0.32

0.33

0.33

 


بررسی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب کانی تورمالین

داده‏‌های عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تورمالین‌ها در جدول 2 آورده شده‌اند. بیشتر عنصرهای کمیاب تورمالین مقدارهای 1/0 تا 10 ppm دارند؛ اما Rb، Cs، Sb Cd و HREE‌ها کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه بوده‌اند. تورمالین‌ها مقدارهای کمی از عنصرهای لیتوفیل (مانند: Ba، Rb و Cs؛ مگر Sr) دارند. مقدارهای عنصرهای با شدت میدان بالا به‌صورت Nb برابربا 46/0تا 87/2 ppm، Ta برابربا 09/0 تا 23/2 ppm، Hf برابربا 01/0 تا 16/0ppm، Zr برابربا 01/0 تا 78/0 ppm، Y برابربا 01/0 تا 12/1 ppm، Th برابربا 01/0 تا 58/0، U برابربا 01/0 تا 71/2ppm و Pb برابربا 47/1 تا 05/31 هستند. تورمالین‌ها مقدارهای کمی از عنصرهای واسطه (مانند: Ni برابربا 18/0 تا 7/10 ppm، Cu برابربا 29/0تا 16/5 ppm، Cr برابربا 3/1 تا 24 ppm، Co برابربا 8/3 تا 6/16 ppm و مقدارهای بالایی از Zn برابربا 372 تا 1722 ppm دارند. در نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب تورمالین‌ها که به ترکیب کلی پوسته (Rudnick and Gao, 2004) بهنجار شده است، عنصرهای Ti، Ta و P آنومالی مثبت و عنصرهای Zr، Nb، Y، Th و Nd آنومالی منفی نشان می‏‌دهند (شکل 5). در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کلی پوسته (Rudnick and Gao, 2004)، الگوی همة تورمالین‌ها همانند است و غنی‌شدگی از LREE نسبت به HREE‌ها و آنومالی مثبت Eu نشان می‌دهند (شکل 6).


 

 

جدول 2- داده‌های تجزیه شیمیایی به‌روش LA-ICP-MS برای عنصرهای کمیاب و خاکی نادر کانی تورمالین در بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت، پگماتیت و آپلیت مشهد (عنصرها برپایة ppm)

نوع تورمالین

پگماتیتی

نودولی

کوارتز- تورمالین

رگه‌ای

شعاعی

آپلیتی

شمار نقطه‌ها

میانگین 6 نقطه

میانگین 3 نقطه

میانگین 15 نقطه

میانگین 2 نقطه

میانگین5 نقطه

میانگین 6 نقطه

Li

201

175

b.d.

168

204

140

Be

9.83

6.45

10.20

11.26

7.12

7.42

P

47

48

68

53

51

48

Cr

9.01

9.54

5.02

15.86

6.15

b.d.

Co

8.32

11.66

5.35

14.76

12.23

6.97

Ni

9.04

2.59

1.55

4.74

2.41

0.39

Cu

1.20

9.27

4.26

b.d.

0.31

2.02

Zn

1353

721

899

1244

1001

1486

Ga

98

82

130

83

94

90

As

b.d.

2.41

2.44

b.d.

b.d.

b.d

Rb

18.79

b.d.

0.83

b.d.

b.d.

0.90

Sr

37.81

29.95

37.89

82.65

16.56

9.41

Y

0.01

0.06

0.25

0.00

0.17

0.14

Zr

0.18

0.59

2.48

0.05

0.15

2.10

Nb

1.23

0.50

0.86

0.90

1.68

0.90

Mo

0.06

0.07

0.18

b.d.

0.07

0.06

Ag

b.d.

0.53

0.22

b.d.

0.06

b.d.

Cd

0.12

0.09

0.19

b.d.

b.d.

0.10

Sn

18.03

13.43

27.54

24.63

21.74

13.36

Sb

b.d.

0.86

8.85

b.d.

b.d.

b.d.

Cs

2.98

b.d.

0.25

b.d.

b.d.

b.d.

Ba

0.23

14.99

8.26

0.07

0.05

0.29

La

1.62

1.60

2.81

5.13

1.35

1.04

Ce

2.10

2.68

4.78

7.23

1.99

1.89

Pr

0.14

0.23

0.39

0.46

0.13

0.15

Nd

0.35

0.53

1.06

1.21

0.36

0.43

Sm

0.04

0.07

0.18

0.10

0.07

0.09

Eu

0.08

0.11

0.14

0.23

0.07

0.03

Gd

0.06

0.02

0.11

0.06

0.05

0.05

Tb

0.00

0.01

0.02

b.d.

0.01

0.01

Dy

0.03

0.04

0.08

0.01

0.05

0.01

Ho

0.003

0.006

0.014

b.d.

0.011

0.026

Er

0.005

b.d.

0.048

b.d.

0.022

0.020

Tm

0.005

0.002

0.008

b.d.

0.014

b.d.

Yb

b.d.

0.036

0.073

b.d.

0.064

0.014

Lu

0.005

0.005

0.007

0.001

0.006

b.d.

Hf

0.031

0.054

0.103

0.020

0.044

0.128

Ta

1.46

0.17

0.20

0.66

1.63

0.19

W

0.095

b.d.

0.202

0.015

0.048

b.d.

Au

b.d.

0.008

0.010

b.d.

b.d.

0.008

Tl

0.062

b.d.

b.d.

b.d.

b.d.

b.d.

Pb

4.85

11.68

12.47

5.83

3.86

3.72

Bi

0.037

0.102

2.242

b.d.

b.d.

0.098

Th

0.012

0.021

0.112

b.d.

0.030

0.584

U

0.018

0.018

0.031

b.d.

0.011

2.715

∑REE

4.36

5.26

9.55

14.35

4.04

3.69

La/Sm

26.24

14.84

12.06

31.85

21.31

10.10

Eu/Eu*

5.86

9.41

3.80

7.38

1.65

2.14

b.d: below detection limit


 

 

بحث

ترکیب عنصرهای اصلی تورمالین شاخصی برای تکامل ماگمای گرانیتی

برپایة بررسی‌های Karimpour و همکاران (2006)، بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت‌های مشهد از گرانیت‌های پرآلومینیم، بسیار جدایش‌یافته و پدیدآمده از ذوب متاپلیت‌ها دانسته شده‌اند. این گرانیت‌ها شکل‌های گوناگونی از تورمالین، به‌صورت تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت، رگه‌ای، شعاعی، نودولی و رگه‌های کوارتز –تورمالین دارند. برپایة بررسی‌های Tahmasbi و همکاران (2017a، 2017b) و داده‌های به‌دست‌آمده در این مقاله، تورمالین‌های مشهد در گستره شورل- دراویت و تورمالین‌های آلکالی جای می‌گیرند. تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت ترکیب شورلیت سرشار از آهن و تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین ترکیب شورلیت سرشار از منیزیم دارند. همچنین، این تورمالین‌ها مقدارهای متفاوتی از جایگاه خالی X دارند. از سوی دیگر، تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت گرایش به‌سوی ترکیب‌های فویتیت و تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین بیشتر گرایش به‌سوی ترکیب‌های سرشار از منیزیم دارند. این نکته نشان‌دهندة وجود عوامل جانشینی چندظرفیتی Xvacancy+Al=Na+Mg بیشتر در تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت و جانشینی Fe Mg-1 بیشتر در تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین است. در این تورمالین‌ها منطقه‌بندی رنگی دیده نمی‌شود؛ اما گاه پچ‌های رنگی در تورمالین نودولی و رگه‌ای دیده می‌شود.

برپایة بررسی‌های پژوهشگران، تورمالین‌های با مقدارهای بالای آلومینیم از نوع ماگمایی هستند (Trumbull and Chaussidon, 1999, Jiang et al., 2008) و همچنین، تورمالین با خاستگاه ماگمایی نسبت Fe/Mg بالا، جایگاه خالی X فراوان، Al در جایگاه Y هستند و منطقه‌بندی رنگی ندارند؛ اما تورمالین‌های گرمابی منطقه‌بندی رنگی و گرایش به ترکیب‌های سرشار از Mg دارند (Buriánek and Novák, 2007; Wolf and London, 1997; Jiang et al., 2008; Bernard et al., 1985). برپایة مقدار عنصرهای اصلی، مانند وجود جایگاه خالی X، وجود آلومینیم بالا، مقدارهای بالای Fe، ‌همة تورمالین‌های مشهد از گروه تورمالین‌های پدیدآمده از ماگماهای گرانیتی هستند. تغییراتی مانند افزایش میانگین مقدار Mg/Mg+Fe از تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت به نودولی، رگه‌ای، شعاعی و کوارتز- تورمالین (‌به‌ترتیب 26/0، 26/0، 39/0، 32/0، 33/0 و 33/0)، کاهش مقدار کمبود جایگاه X از تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت به نودولی، رگه‌ای، شعاعی و کوارتز- تورمالین (‌به‌ترتیب 22/0، 29/0، 19/0، 14/0، 26/0 و 21/0) و افزایش جانشینی FeMg-1 در تورمالین‌های نودولی، رگه‌ای و خورشیدی نسبت به تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت‌ها در پی تکامل داخلی هنگام تبلور ماگمای گرانیتی و گذر از حالت ماگمایی به گرمابی روی می‌دهد. به‌گونه‌ای‌که هنگام تکامل ماگمای گرانیتی و هنگام پیدایش پگماتیت‌ها دو فاز در پیدایش تورمالین‌های پگماتیتی نقش دارند: یکی مذاب سرشار از آلومینیم‌سیلیکات دارد و دیگری فاز بخار سرشار از مواد فرار دارد. فاز بخار فضای لازم برای رشد بلور‌ها را فراهم می‌آورد و بلور‌های درشت با بافت پگماتیتی پدید ‌می‌آیند. تورمالین‌های شکل‌دار پگماتیتی در پی چنین فرایندی پدید می‌آیند. در ادامه، فاز مذابی که آلومینیم‌سیلیکات دارد از فاز سرشار از مواد فرار جدا می‌شود و از فاز مذاب سرشار از آلومینیم‌سیلیکات تورمالین‌هایِ آپلیت‌ها که دانه‌ریز هستند پدید می‌آیند. تورمالین‌های ماگمایی در این دو مرحله هستند؛ اما فاز سرشار از مواد فرار که ویژگی‌های ماگمایی- گرمابی دارد، در هنگام بیرون‌آمدن از درزه‌ها و شکستگی‌های توده، تورمالین‌های رگه‌ای را پدید می‌آورد. حالت شعاعی آنها پیامد نبود تعادل هنگام رشد بلورهاست (Tahmasbi et al., 2017a).

همچنین، برپایة بررسی‌های Samadi و همکاران (2014)، گارنت‌های درون گرانیت مشهد از نوع سرشار از آهن و منگنز و از نوع آلماندین و برپایة بررسی‌های Shabani و همکاران (2010) بیوتیت‌های درون گرانیت مشهد نیز از نوع سرشار از آهن هستند. همان‌گونه‌که در شکل‌های 3- F و 3- G دیده می‌شود، تورمالین‌های رگه‌ای و خورشیدی روی بلورهای فلدسپار رشد کرده‌اند. این پدیده پیامد پیدایش این تورمالین‌ها از فاز‌های بخار پدیدآمده از مرحله‌های پایانی تکامل ماگمای گرانیتی و ویژگی گرمابی این تورمالین‌هاست. همچنین، در شکل 3- C، بلورهای تورمالین شکل‌دار در پگماتیت‌ها، میان‌بار‌هایی از دیگر کانی‌ها (مانند: فلدسپار و کوارتز) دارند. همة این ویژگی‌ها نشان‌‌دهندة رشد تورمالین پس از پیدایش کانی‌های دیگر درون گرانیت مشهد و همچنین، رشد تورمالین‌های رگه‌ای، خورشیدی و نودولی پس از تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت هستند. ازاین‌رو، تبلور بیوتیت، گارنت و تورمالین‌های پگماتیت و آپلیتی سرشار از آهن پیش از تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین کاهش میزان آهن در آنها را به‌دنبال داشته است. سرشار از آهن‌بودنِ این کانی‌ها سرشت سرشار از آهن‌بودن ماگمای گرانیتی نوع S سازنده بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت‌های مشهد را نشان می‌دهد.

 

 

 

شکل 5- نمودار بهنجارشدة عنصرهای کمیاب به ترکیب کلی پوسته (Rudnick and Gao, 2004) برای تورمالین‌های گوناگونِ بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد: A) تورمالین شکل‌دار در پگماتیت؛ B) تورمالین‌های آپلیت؛ C) نودولی؛ D) رگه‌ای؛ E) شعاعی؛ F) کوارتز – تورمالین

 

شکل 6- نمودار بهنجارشدة عنصرهای خاکی نادر به ترکیب کلی پوسته (Rudnick and Gao, 2004) برای تورمالین‌های گوناگونِ بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد: A) تورمالین شکل‌دار در پگماتیت؛ B) تورمالین‌های آپلیت؛ C) نودولی؛ D) رگه‌ای؛ E) شعاعی؛ F) کوارتز – تورمالین

 

 

ترکیب عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تورمالین شاخصی برای تکامل ماگمای گرانیتی

به‌باور Markes و همکاران (2013)، تبلور کانی‌های پاراژنز تورمالین در توزیع عنصرهای کمیاب تورمالین بسیار مهم است. برپایة بررسی‌های Samadi و همکاران (2014)، گارنت‌های درون گرانیت مشهد از HREE و Y سرشار هستند. برپایة بررسی‌هایی که Klemme و همکاران (2011) روی توزیع عنصرهای کمیاب میان تورمالین و مسکوویت انجام داده‌اند، آشکار شد که مسکوویت برای عنصرهایی مانند Ba، Rb، W، Sn، Nb و Ta گرایش بالایی دارد؛ اما تورمالین عنصرهایی مانند LREE، Sr، Zn، Ni را بیشتر ترجیح می‌دهد. به‌باور Laul و Lepel (1987)، بیوتیت و مسکوویت تمرکز بالایی از Rb، Cs و Ta و تورمالین تمرکز بالایی از Zn، Cs و Ta دارند. تجزیة شیمیایی (به روش LA-ICP-MS) عنصرهای کمیابِ کانی‌های بیوتیت، مسکوویت و فلدسپارِ ‌تودة گرانیتی مشهد (جدول3) نشان می‌دهد کانی بیوتیت ‌همة عنصرهای کمیاب را دارد؛ اما به مقدار کم و تنها عنصرهایی مانند Rb، Ba، Zn، Li، Cs و Nb مقدارهای بالایی دارند. مقدار REE‌ در بیوتیت کمتر از 1/0 است؛ به‌گونه‌ای‌که مجموع عنصرهای خاکی کمیاب آن برابربا 14/0 تا93/1 و مقدار نسبت La/Yb آن برابربا 19/3 هستند. مسکوویت مقدار بالایی از عنصرهایی مانند Rb، Ba، Ga و Nb (نسبت به عنصرهای کمیاب دیگر) دارد. مقدار عنصرهای خاکی کمیاب در مسکوویت بسیار کم است؛ به‌گونه‌ای‌که بیشتر آنها کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه هستند. فلدسپار مقدار بالایی از عنصرهای Rb، Ba، Sr و Pb (نسبت به دیگر عنصرهای کمیاب) دارد. مقدار عنصرهای خاکی کمیاب نیز در آن بسیار کم است و بیشترشان کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه هستند. ازاین‌رو، تبلور این کانی‌ها در هنگام تکامل ماگمایی، تهی‌شدگی عنصرهای محبوب‌شان در ماگمای بجامانده و کانی‌های متبلورشده پس از آنها را به‌دنبال دارد. پس مقدارهای کم عنصرهایی مانند Ba، Rb، W، Sn و Nb در تورمالین‌های مشهد چه‌بسا پیامد تبلور کانی‌های مسکوویت، فلدسپار، بیوتیت و عنصرهای Y و HREE پیامد تبلور کانی گارنت پیش از تورمالین باشد. همان‌گونه‌که در شکل‌های 3- F، 3- G و 3- C دیده می‌شود، تورمالین پس از فلدسپار و مسکوویت متبلور شده ‌است. بیشتر عنصرهای کمیاب در تورمالین‌های مشهد مقدارهای کمی دارند و تنها عنصرهای Zn، Sr، Li و Sn مقدارهای بالاتری نسبت به عنصرهای کمیاب دیگر دارند. الگوی عنصرهای کمیاب در تورمالین‌های گوناگون در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کلی پوسته (Rudnick and Gao, 2004) همانند هم هستند و تفاوت چندانی ندارند. همچنین، این الگو همانند سنگ میزبان گرانیتی‌شان است. تنها تفاوت آنها در مقدارهای کمتر مجموع عنصرهای کمیاب نسبت به سنگ میزبان و وجود آنومالی مثبت Ti است. Yang و همکاران (2015) فرض کردند الگوی عنصرهای خاکی کمیاب تورمالین پیامد پدیده‌هایی مانند ترجیح تورمالین برای عنصرهای خاکی کمیاب خاص، تأثیر کانی‌های جانبی تورمالین و ترکیب شیمیایی سیالی که تورمالین از آن متبلور شده است، باشد. Yang و همکاران (2015) دریافتند تورمالین‌های ماگمایی مقدارهای کمی از عنصرهای کمیاب دارند و در نمودار عنکبوتی بهنجارشده‌شان غنی‌شدگی از LREE و آنومالی مثبت Eu نشان می‌دهند؛ اما عنصرهای HREE آنها از آستانة آشکارسازی دستگاه کمتر است. تورمالین‌های مشهد، همانند تورمالین‌های بررسی‌شدة Yang و همکاران (2015)، غنی‌شدگی از LREE و آنومالی مثبت Eu نشان می‌دهند و HREE آنها از آستانة آشکارسازی دستگاه کمتر است. از سوی دیگر، الگوی عنصرهای خاکی کمیابِ تورمالین‌های مشهد همانند هم است. همچنین، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب‌شان همانند سنگ میزبان است؛ اما نسبت به سنگ میزبان، مقدارهای کمتری از REE دارند و آنومالی مثبت Eu نشان می‌دهند. مجموع عنصرهای خاکی کمیاب در تورمالین‌های شکل‌دار درون پگماتیت 25/1 تا 19/10 ppm، در تورمالین درون آپلیت 12/2تا 18/4 ppm، در تورمالین نودولی 3/4 تا 65/6 ppm، در کوارتز تورمالین 64/2 تا 9/14 ppm، در تورمالین شعاعی 64/0 تا 20/6 ppm و در تورمالین رگه‌ای 72/12 تا 78/15 ppm است. مقدار Lan/Smn در تورمالین‌های شکل‌دار درون پگماتیت 78/11تا 77/36، در تورمالین درون آپلیت 45/2 تا 12/22، در تورمالین نودولی 1/12 تا 85/31، در کوارتز- تورمالین 16/6 تا 38/7، در تورمالین شعاعی 96/12 تا 65/29 و در تورمالین رگه‌ای 97/11 تا 85/31 است. این مقدارها نشان‌دهندة غنی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک هستند. تهی‌شدگی تورمالین از عنصرهای خاکی کمیاب چه‌بسا پیامد تبلور همزمان کانی‌های با مقدارهای بالای عنصرهای کمیاب در مذابِ در حال تکامل است (Jiang et al., 2004 and Yang et al., 2015)؛ به‌گونه‌ای‌که تبلور گارنت و زیرکن، تهی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سنگین را به‌دنبال دارد. تبلور بیوتیت نیز روی همة عنصرهای خاکی کمیاب اثر دارد؛ اما تبلور مسکوویت و فلدسپار تأثیر کمی روی عنصرهای خاکی کمیاب سبک دارد.

برپایة بررسی‌های Shabani و همکاران (2010)، مقدار Fe2+ در بیوتیت‌های درون بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد بیشتر از Fe3+ است. همچنین، ترکیب آلماندین گارنت‌های درون این گرانیت‌ها نیز نشانة فراوانی Fe2+ و وجود شرایط احیایی هنگام تکامل ماگمای گرانیتی است. ازاین‌رو آنومالی مثبت Eu در تورمالین‌های مشهد نیز چه‌بسا پیامد شرایط احیایی است. به‌باور Van Hinsberg (2011) و Yang و همکاران (2015)، ساختار تورمالین‌ها Eu2+ را بر Eu3+ ترجیح می‌دهد.

 

 

جدول 3- داده‌های عنصرهای کمیاب کانی‌های بیوتیت، مسکوویت و فلدسپار درون بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد (تجزیة شیمیایی‌ به روش LA-ICP-MS؛ برپایة ppm)

نام کانی

بیوتیت

مسکوویت

فلدسپار

نام کانی

بیوتیت

مسکوویت

فلدسپار

شمار نقاط

میانگین 2 نقطه

میانگین 2 نقطه

میانگین 2 نقطه

شمار نقاط

میانگین 2 نقطه

میانگین 2 نقطه

میانگین 2 نقطه

Li

2933

174

98.3

Pr

0.04

0.01

0.03

Be

6.65

17.0

30.3

Nd

0.13

0.03

0.11

P

43.0

40.8

65.0

Sm

0.12

0.02

0.02

Cr

11.6

b.d.

b.d.

Eu

0.01

0.01

0.35

Co

17.8

0.24

b.d.

Gd

0.06

b.d.

b.d.

Ni

5.01

0.20

b.d.

Tb

0.03

b.d

b.d.

Cu

135

0.78

0.91

Dy

0.12

b.d.

0.008

Zn

1446

42.4

1.64

Ho

0.02

b.d.

b.d.

Ga

99

70.9

18.2

Er

0.11

0.01

b.d.

As

1.62

b.d.

b.d.

Tm

0.03

b.d.

b.d.

Rb

979

944

2.69

Yb

0.06

0.02

b.d.

Sr

13.7

12.1

141

Lu

0.01

0

b.d.

Y

0.52

0.01

0.02

Hf

1.23

0.03

b.d.

Zr

24.1

0.37

0.01

Ta

62.6

1.74

b.d.

Nb

414

3.88

b.d.

W

3.03

14.0

b.d.

Sn

54.0

21.78

0.3

Tl

8.25

3.51

b.d.

Cs

285

53

0.3

Pb

89.2

1.48

24.8

Ba

261

312

3.5

Bi

13.2

0.03

b.d.

La

0.14

b.d.

0.34

Th

0.09

0.01

b.d.

Ce

0.32

b.d.

0.50

U

2.84

0.01

0.01



تأثیر عنصرهای اصلی بر عنصرهای کمیاب تورمالین

به گفتة Marks و همکاران (2013)، برخی عنصرهای کمیاب تورمالین (مانند: Sr، Co، Zn) و عنصرهای خاکی کمیاب با نسبت‌های Mg/(Mg+Fe) و Na/(Na+Ca) همبستگی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که ورود عنصرهای کمیاب خاص در تورمالین بسته به شیمی بلور تحت‌تأثیر قرار می‌گیرد. به‌باور Yang و همکاران (2015)، در تورمالین‌های Qitianling، همبستگی عنصرهای کمیابی مانند Be، Sc، V، Sn، Sr، Co، Nb، Ta، Pb با Na/(Na+Ca) و Mg/(Mg+Fe) گویای تأثیر شیمی بلور یا هم‌تغییری عنصرهای کمیاب و عنصرهای اصلی در سیالی است که تورمالین از آن متبلور می‌شود. تورمالین‌های مشهد تغییرات بسیاری در مقدار نسبت‌های Mg/(Mg+Fe) و Xvacancy/Xvacancy+Na نشان می‌دهند. تغییرات این نسبت‌ها در بررسی عنصرهای کمیاب هنگام تکامل درونی مذاب گرانیتی کمک می‌کنند.

در بررسی‌های انجام‌شده روشن شد که برخی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب با این نسبت‌ها همبستگی دارند؛ به‌گونه‌ای‌که عنصرهای Pr، Nd، Eu، La، Ce، Ga، Sr، Pb، Eu/Eu*، Lan/Smn و ∑REE همبستگی مثبت و عنصرهای Nb، Ni و Zn همبستگی منفی با Mg/(Mg+Fe) دارند (شکل 7)؛ اما Pr، Nd، Eu، Pb، Be، Sn، La، Ce، Ga، Sr، Pb، Eu/Eu*، Lan/Smn و ∑REE همبستگی منفی و Zn همبستگی مثبت با Xvacancy/Xvacancy+Na دارند (شکل 8). عنصر B هیچ همبستگی روشنی با ∑REE و (Mg/(Mg+Fe) نشان نمی‌دهد؛ اما با Si همبستگی مثبت دارد (شکل 9). مقدار ∑REE نیز با Na/Na+Ca همبستگی مثبتی نشان می‌دهد (شکل 9). عنصرهای کمیاب دیگر همبستگی شناخته‌شده‌ای با عنصرهای اصلی ندارند.

Yang و همکاران (2015) فرض کردند که تأثیر شیمی بلور در کانی تورمالین همبستگی مشابهی را در ‌همة گونه‌های تورمالین دید می‌آورد. همان‌گونه‌که در شکل‌های 7 تا 9 دیده می‌شود، ‌همة تورمالین‌های مشهد همبستگی مشابهی دارند. این نکته نشان از تأثیر شیمی بلور بر رفتار عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در تورمالین‌های مشهد دارد. برپایة داده‌های عنصرهای اصلی، عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب، تورمالین‌های مشهد خاستگاه ماگمایی و ماگمایی- گرمابی دارند. افزایش منیزیم و کاهش جایگاه خالی X در آنها با تغییر از حالت ماگمایی به ماگمایی- گرمابی سازگار است و این نشان‌دهندة گذر سیستم در هنگام تکامل درونیِ ماگمای گرانیتی است. از این‌رو، تغییرات عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب با مقدارهای نسبت‌های Mg/(Mg+Fe) و Xvacancy/Xvacancy+Na نشان‌دهندة تغییرات این عنصرها درگذر از حالت ماگمایی به ماگمایی- گرمابی هستند.

 

نتیجه‌گیری

گرانیت‌های مشهد شکل‌های گوناگونی از تورمالین دارند؛ مانند: تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت، تورمالین‌های رگه‌ای، تورمالین شعاعی و تورمالین نودولی. تورمالین‌های مشهد در گسترة شورل- دراویت و تورمالین‌های آلکالی جای می‌گیرند. تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت ترکیب شورلیت سرشار از آهن و تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین ترکیب شورلیت سرشار از منیزیم را دارند. از سوی دیگر، تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیت به‌سوی ترکیب‌های فویتیت و تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین بیشتر به‌سوی ترکیب‌های سرشار از منیزیم گرایش دارند.


 

 

 

شکل 7- نمودارهای همبستگی میان عنصرهای کمیاب، خاکی کمیاب و نسبت Mg/Mg+Fe در کانی تورمالین درون بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد

 

شکل 8- نمودارهای همبستگی میان عنصرهای کمیاب، خاکی کمیاب و نسبت Xvacancy/Xvacancy+Na در کانی تورمالین درون بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد

 

 

تبلور بیوتیت، گارنت و تورمالین‌های شکل‌دار در پگماتیت و آپلیتِ سرشار از آهن پیش از تورمالین‌های رگه‌ای، نودولی، شعاعی و کوارتز- تورمالین، کاهش میزان آهن در آنها را در پی داشته است. این تورمالین‌ها مقدارهای بالایی از آلومینیم و جایگاه خالی X دارند. تورمالین‌های مشهد مقدارهای کمی از عنصرهای کمیاب دارند؛ به‌گونه‌ای‌که تنها Zn، Sr، Li و Sn مقدارهای بالاتری نسبت به دیگر عنصرهای کمیاب نشان می‌دهند. الگوی عنصرهای کمیاب در تورمالین‌های مشهد همانند یکدیگر است. همچنین، این الگوها همانند سنگ میزبان‌شان نیز است. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب تورمالین‌ها نیز همانند یکدیگر است و از عنصرهای خاکی کمیاب سبک غنی‌شدگی دارند و آنومالی مثبت Eu نشان می‌دهند. مقدارهای عنصرهای خاکی کمیاب آنها کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه است. مقدارهای کمتر عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تورمالین نسبت ‌به سنگ میزبان و الگوی همانند آنها چه‌بسا با سنگ میزبان گویای خاستگاه مشترک و حاصل از گرانیت است.

 

 

 

شکل 9- نمودارهای همبستگی میان عنصرهای کمیاب، خاکی کمیاب و نسبت Mg/Mg+Fe، B، Na/Na+Ca در کانی تورمالین درون بیوتیت‌مسکوویت‌گرانیت مشهد

 


از سوی دیگر، در این بررسی‌ها روشن شد کانی بیوتیت ‌همة عنصرهای کمیاب را دارد؛ اما به مقدار کم و تنها عنصرهایی مانند Rb، Ba، Zn، Li، Cs و Nb مقدارهای بالایی دارند. مسکوویت مقدار بالایی از عنصرهایی مانند Rb، Ba، Ga و Nb نسبت به عنصرهای کمیاب دیگر دارد. همچنین، مقدار عنصرهای خاکی کمیاب در مسکوویت بسیار کم است؛ به‌گونه‌ای‌که فراوانی بیشتر آنها کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه است. فلدسپار مقدار بالایی از عنصرهای Rb، Ba، Sr و Pb نسبت به عنصرهای کمیاب دیگر دارد. مقدار عنصرهای خاکی کمیاب نیز در آن بسیار کم است و مقدار بیشترشان از آستانة آشکارسازی دستگاه کمتر است. گارنت نیز از HREE و Y سرشار است. ازاین‌رو، تبلور این کانی‌ها هنگام تکامل ماگمایی، تهی‌شدگی عنصرهای محبوب‌شان در ماگمای بجامانده و کانی‌های متبلور‌شده پس از آنها را به‌دنبال داشته است. پس مقدارهای کم عنصرهایی مانند Ba، Rb، W، Sn، Y، Nb و HREE در تورمالین‌های مشهد چه‌بسا پیامد تبلور مسکوویت، فلدسپار، بیوتیت و گارنت پیش از تورمالین است. در تورمالین‌های مشهد تغییرات نسبت‌های عنصرهایی مانند (Mg/(Mg+Fe) و Xvacancy/(Xvacancy+Na) بسیار است و همچنین، همبستگی عنصرهای کمیاب تورمالین با نسبت‌های عنصرهایی مانند Mg/(Mg+Fe)) و Xvacancy/(Xvacancy+Na) چه‌بسا نشان‌دهندة تأثیر شیمی بلور روی عنصرهای کمیاب است.

Abedi, M. and Bahroudi, A. (2016) A geophysical potential field study to image the Makran subduction zone in SE of Iran. Tectonophysics 688: 119- 134.

Ahmadi Khalaji, A., Tahmasbi, Z., Zal, F. and Shabani, Z. (2016) The behavior of major and trace elements of the tourmaline from the Mangavai and Ganjnameh pegmatitic rocks (Hamadan area). Petrology 27(3): 1- 24 (in Persian).

Alberti, A. and Moazez, Z. (1974) Plutoinc and metamorphic rocks of the Mashhad area (northeastern Iran, Khorasan). Bulletin Society Geological Italy 93: 1157- 1196.

Bernard, F., Moutou, P. and Pichavant, M. (1985) Phase rela‏‌tions of tourmaline leucogranites and the significance of tourmaline in silicic magmas. Journal of Geology 93: 271- 291.

Buriánek, D. and Novák, 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.

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

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

Henry, D. J., Novak, M., Hawthorne, F. C., Ertl, A., Dutrow, B., Uher, P. and Pezzotta, F. (2011) Nomenclature of the tourmaline supergroup- minerals. American Mineralogist 96: 895–913.

Jiang, S. Y., Radvanec, M., Nakamura, E., Palmer, M., Kobayashi, K., Zhao, H. X. and Zhao, K. D. (2008) Chemical and boron isotopic variations of tourmaline in the Hnilec granite- related hydrothermal system, Slovakia: constraints on magmatic and metamorphic fluid evolution. Lithos 106: 1- 11.

Jiang, S. Y., Yu, J. M. and Lu, J. J. (2004) Trace and rare- earth element geochemistry in tourmaline and cassiterite from the Yunlong tin deposit, Yunnan, China: implication for migmatitic–hydrothermal fluid evolution and ore genesis. Chemical Geology 209: 193–213.

Karimpour, M. H., Farmer, L., Ashouri, C. and Saadat, S. (2006) Major, Trace and REE Geochemistry of the collision- Related Granitoids from Mashhad, Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 17: 127- 145.

Klemme, S., Marschall, H. R., Jacob, D. E., Prowatke, S. and Ludwig, T. (2011) Trace- element partitioning and boron isotope fractionation between white mica and tourmaline. The Canadian Mineralogist 49:165- 176.

Laul, J. C. and Lepel, E. A. (1987) Rare earth element patterns in biotite muscovite and tourmaline minerals. Journal of Radio analytical and Nuclear Chemistry 112: 461- 471.

Marks, M. A., Marschall, H. R., Schühle, P., Guth, A., Wenzel, T., Jacob, D. E., Barth, M. and Markl, G. (2013) Trace element systematic 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.

Mirnejad, H. (1991) Geochemistry and petrography of Mashhad granites and pegmatites. M. Sc. thesis, Tehran University (in Persian).

Rudnick, R. L. and Gao, S. (2004) Composition of the continental crust. In: Treatise on Geochemistry (Eds. Holland, H. D., Turekian, K. K., and Rudnick, R. L.) 3: 1–64. The Crust. Amsterdam, Elsevier.

Samadi, R., Mirnejad, H., Harris, C., Kawabata, H. and Shirdashtzadeh, N. (2014) Origin of garnet in aplite and pegmatite from Khajeh Morad in northeastern Iran: A major, trace element, and oxygen isotope approach. Lithos 208: 378–392.

Shabani, A. A. T., Masoudi, F. and Tecce, F. (2010) An investigation on biotite composition from Mashhad granitoid rocks, NW Iran. Journal of Science of Islamic Republic of Iran 21(4): 321- 331.

Taheri, J. and Ghaemi, F. (1994) Geological sheet map of Mashhad, 1:100000 scale. Geological Survey of Iran, Tehran.

Tahmasbi, Z., Zall, F. and Ahmadi Khalaji, A. (2017a) Geochemistry and formation of tourmaline nodules in Mashhad leucogranite, Iran. Geosciences Journal 21: 341- 353.

Tahmasbi, Z., Zall, F. and Ahmadi Khalaji, A. (2017b) Geochemistry and formation mechanism pegmatitic and vein tourmalines in the Mashhad leucogranites. Iranian Journal of Geology 41: 42- 65.

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

Valizadeh, M. V. and Karimpour, M. H. (1995) Petrogenesis and tectonic setting of the granites in the south of Mashhad. Journal of Science, University of Tehran 21: 71–82 (In Persian with English abstract).

Valizadeh, M. V. and Mirnejad, H. (1992) Geochemical behavior of potassium and some trace elements in K- feldspar and muscovite of south Mashhad pegmatite. Journal of Geosciences 1: 27–35 (in Persian).

Van Hinsberg, V. J. (2011) Preliminary experimental data on trace element partitioning between tourmaline and silicate melt. Canadian Mineralogist 49: 153–163.

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

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

Yang, S. Y., Jiang, S. Y., Zhao, K. D., Dai, B. Z. and Yang, T. (2015) Tourmaline as a recorder of magmatic–hydrothermal evolution: an in situ major and trace element analysis of tourmaline from the Qitianling batholith, South China. Contributions to Mineralogy and Petrology 170: 42-21.

Yavuz, F., Jiang, S. Y., Karakay, N., Karakaya M. Ç. and Yavuz, R. (2011) Trace element, 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.