Document Type : Original Article
Authors
Abstract
Keywords
مقدمه
کانی تورمالین از بارزترین کانی‌هایی سیلیکاته بردار در محیط‌های ماگمایی، رسوبی، دگرگونی و به‌ویژه در سنگ‌های گرانیتی است (Slack et al., 1984). این کانی به‌علت داشتن دامنه پایداری وسیع در شرایط P-T در انواع سنگ‌های آذرین اسیدی به‌عنوان کانی فرعی می‌تواند در شناخت محیط و شرایط تشکیل سنگ میزبان خود به‌طور مؤثر استفاده شود و نیز بیانگر تاریخچه سنگ در بر گیرنده باشد (Nicholson, 1980). تورمالین یک شاخص پتروژنتیک است و عنصر بر به‌عنوان یک عنصر متحرک در طی پدیده‌های دگرگونی در نظر گرفته می‌شود (Henry and Guidotti, 1985). این کانی در مرحله پنوماتولیتیک دگرسانی از نوع تورمالینی‌شدن ممکن است توسط ورود بر در طول شکستگی‌ها یا فضاهای خالی سنگ‌ها و واکنش آن‌ها با دیواره سنگ حاصل شود.
هدف از این نوشتار، بررسی‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی تورمالین و پیدایش آن در دگرسانی‌های گرمابی محدوده کوه زر است.
زمین‌شناسی منطقه
منطقه مورد مطالعه در 95 کیلومتری جنوب دامغان، در غرب ترود واقع شده است. در تقسیم‌بندی‌های زمین‌شناسی ایران، برونزدهای منطقه، بخشی از آتشفشانی- نفوذی‌های رشته‌کوه‌های ترود- چاه‌شیرین با روند شمال‌شرق- جنوب‌غربی را تشکیل می‌دهند که بین دو گسل انجلیو (در شمال) و ترود (در جنوب) و در شمال منطقه ساختاری ایران مرکزی قرار دارند (درویش‌زاده، 1370) (شکل 1). توالی سنگ‌چینه‌ای منطقه باغو از بالا به پایین شامل واحدهای رسوبی کنگلومرایی فجن (ائوسن زیرین) و مارن دو ظهیر (لوتسین بالایی تا شروع ائوسن بالایی)، سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری که با سن ائوسن میانی تا بالایی با تناوبی از توف و گدازه‌های اسیدی تا حدواسط و توده‌های دیوریتی تا گرانودیوریتی و به‌ندرت گرانیتی (ائوسن- الیگوسن)، دایک‌های بازیک و توده‌های نیمه‌عمیق پورفیری (میوپلیوسن) است. سنگ‌های آتشفشانی ترکیب آندزیت داشته و به‌صورت توالی ضعیفی از توف‌ها و گدازه‌های سبز- خاکستری حضور دارند که توسط توده‌های کوچک گرانودیوریتی و دایک‌های مربوط قطع شده‌اند (هوشمندزاده و همکاران، 1357). واحدهای آذرین تحت تأثیر فرآیندهای گرمابی، غالباَ از نوع گرمابی- متاسوماتیک و آب‌های جوی قرار گرفته‌اند. سنگ‌های آندزیتی بیشتر تحت تأثیر دگرسانی پروپیلیتیک بوده و همچنین پدیده کلریتی‌شدن، کربناتی‌شدن و نیز تشکیل کانی‌های ثانویه فلزی مانند پیریت مشاهده می‌شود. دگرسانی آرژیلیک بر اثر دگرسانی پلاژیوکلازها و فلدسپات‌های پتاسیک با توسعه کانی‌های رسی همراه است (خاکزاد، 1367). دگرسانی آرژیلیک موجود در منطقه باغو از نوع آرژیلیک پیشرفته همراه با تشکیل کانی‌های تورمالین و کانی‌های گروه آلونیت از جمله ژاروسیت است. فرآیندهای جوی، مانند محلول گوگرد قلیایی، همراه با آب‌های اکسیدکننده روی زمین و تأثیر آن‌ها بر سنگ‌های اسیدی و حدواسط، نقش مهمی در تشکیل دگرسانی سریسیت و تشکیل کانی‌های کوارتز و پیریت داشته و در ارتباط با رگه‌های کانه‌زایی مس و طلا و نزدیک به توده گرانودیوریت است (لیاقت و همکاران، 1387).
شکل 1- نقشه زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه
فرآیندهای کائولینیتی‌شدن، سیلیسی‌فیکاسیون، تورمالینی‌شدن و پیریتی‌شدن از فرآیندهای غالب در زون‌های دگرسان‌شده هستند و در موارد معدودی با کانه‌سازی فیروزه همراه هستند.
سنگ میزبان کانی فیروزه استوک‌های گرانودیوریت است و کانی‌سازی آن به فاز تأخیری ماگمایی در منطقه وابسته است (رشیدنژاد عمران و همکاران، 1371).
روش انجام پژوهش
پس از نمونه‌برداری از سنگ‌های دگرسان حاوی تورمالین، در اطراف توده گرانودیوریتی باغو و تهیه مقاطع نازک، مطالعه دقیق پتروگرافی از آن‌ها با میکروسکوپ پلاریزان عبوری صورت گرفت. تورمالین‌ها با استفاده از دستگاه آنالیز الکترون مایکروپروب SX50 در کشور آمریکا آنالیز شدند (محاسبه فرمول ساختمانی این کانی‌ها با استفاده از 31 آنیون (OH, O) انجام شده و کل آهن به‌صورت دو ظرفیتی فرض شده است). سپس با استفاده از نرم‌افزار محاسبه کاتیونی تورمالین، داده‌ها در نمودارهای مختلف پلات شده و مورد بحث و بررسی قرار گرفتند.
توصیف صحرایی و پتروگرافی
تورمالین‌های مجتمع و ریزدانه به‌صورت پراکنده در همیافتی با فیروزه مشاهده می‌شوند. به‌طوریکه در برخی موارد این قلوه‌های کوچک به آسانی از سنگ دگرسان جدا شده و در سطح زمین قابل جمع‌آوری هستند.
در مطالعه میکروسکوپی، کانی تورمالین همواره به رنگ‌های سبز زیتونی تا سبز قهوه‌ای کم‌رنگ با چندرنگی بارز معکوس دیده می‌شوند. مقاطع عرضی برخی از آن‌ها، ساختار منطقه‌ای ضعیفی نشان می‌دهند. شکل‌گیری تورمالین در سنگ‌ها، منشوری کوتاه، پراکنده تا مجتمع، بیشکل (آمیب‌‌مانند)، سوزنی با تجمع بوته‌مانند تا شعاعی (خورشید تورمالین)، میله‌ای و دانه‌ای است. در تمام شکل‌گیری‌ها، تورمالین، رشد تداخلی پوئی‌کلیتیک با کوارتز دانه‌ریز زمینه ایجاد کرده است. شکل‌گیری میله‌ای و سوزنی (بوته‌ای- شعاعی) تورمالین بیشتر در حفره‌های کوچک یا رگچه‌ها دیده می‌شود (شکل 2).
شکل 2- جانشینی بخشی تورمالین با تجمع بوته‌ای در زمینه‌ای از کوارتز و فلدسپات دانه‌ریز (PPL and XPL)، تورمالین=Tour، کوارتز=Qtz و فلدسپات=Feld
تورمالین به شکل جانشینی کامل، شکل کاذب (psedeumorph)، تا بخشی، در فنوکریست‌های پلاژیوکلاز سنگ مادر (آتشفشانی) دیده می‌شود. این‌گونه جانشینی‌ها، بافت دروغین پورفیری از بلورهای منشوری تورمالین را در زمینه دانه‌ریز به زیبایی نشان می‌دهند و به‌نظر می‌رسد بر طبق معادله زیر به‌وجود آمده‌اند.
(Na-k)AlSi3O8+12SiO2+3B+3+3Fe+2+Mg+2+7H2O=NaFe+23 Al6Si6O18(BO3)3(OH)3(OH)+12SiO2+5K++3H+
در بعضی موارد تورمالین‌های بیشکل در زمینه‌ای از سریسیت‌های دانه‌ریز زمینه رشد کرده‌اند که به نظر می‌رسد به خرج سریسیت‌ها شکل گرفته‌اند (شکل 3).
پیریت از کانی‌های فرعی مشاهده شده در منطقه است. بلورهای نیمهشکلدار تا شکل‌دار این کانی، بیشتر به‌صورت دانه‌های منفرد و پراکنده (پورفیری) در زمینه سنگ هستند. در برخی موارد، پیریت‌ها به‌طور کامل اکسید شده‌اند و قالب آن‌ها را فرآورده‌های اکسیداسیون یعنی اکسیدهای آهن (گوتیت) و ژاروسیت در شکل کاذب پر کرده‌اند. رشد روکش مانند پیریت بر روی تورمالین‌ها تنها شاهد بافتی است که نمایانگر رشد تأخیری این کانی نسبت به تورمالین است (شکل 4).
پلاژیوکلازهای سدیک (نوظهور) با تبلور مجدد به‌صورت رشد جدید در جای فنوکریست‌های فرسوده قدیمی دیده می‌شوند. این پلاژیوکلازها با ماکل‌های واضح تیغه‌ای، در زمینه با دگرسانی شدید سیلیسی و سریسیتی و بافت گرانوبلاستیک دیده می‌شوند. همراه با پلاژیوکلازها، فنوکریست‌های فلدسپار پتاسیم ثانویه نیز به‌صورت نیمهشکلدار و پراکنده، به‌ندرت با ماکل کارلسباد و دگرسانی ضعیف کائولینیتی دیده می‌شوند. به‌نظر می‌رسد برخی از این فنوکریست‌های فلدسپات پتاسیم از نظر شکل ظاهری متحول شده‌اند. فرآیند سیلیسی‌شدن، ریزبلورهای کوارتز مجتمع در زمینه را ایجاد نموده است و علاوه بر آن بلورهای بزرگ بیشکل کوارتز به‌صورت توده‌ای با حواشی کنگره‌ای همراه با تورمالین با بافت گرانوبلاستیک دیده می‌شود (شکل 5).
|
شکل 3- جانشینی بخشی سریسیت‌های زمینه به تورمالین (PPL and XPL)، اختصارات مانند شکل 2
|
|
|
شکل 4- رشد روکش‌مانند پیریت بر روی تورمالین XPL پیریت=Pyr و فیروزه=Turq |
شکل 5- همیافتی کوارتز و تورمالین با بافت گرانوبلاستیک XPL |
کانی فیروزه در زیر میکروسکوپ به‌صورت اپاک است که قابل بررسی نیست. این کانی آخرین فرآورده دگرسانی است که فضای خالی بین سایر کانی‌های دگرسان را پر کرده و یا اینکه به‌شکل رگچه‌ای درزه‌ها را پر نموده است. به‌طور کلی، بر مبنای روابط پاراژنتیکی کانی‌ها می‌توان جدول 1 را ارائه نمود.
جدول 1- روابط بافتی کانی‌ها
شیمی‌کانی تورمالین
خاستگاه تورمالین‌ها می‌تواند گرمابی و یا ماگمایی باشد. ویژگی‌های میکروسکوپی این دو گروه تورمالین، مشابه ولی ویژگی‌های شیمیایی آن‌ها، متفاوت است. تورمالین‌های گرمابی دارای منطقه‌بندی شیمیایی هستند و معمولاً Mg بالاتری نسبت به انواع ماگمایی داشته و از نوع محلول جامد شورل- دراویت هستند. این منطقه‌بندی، با استفاده از آنالیز نقطه‌ای مشخص می‌شود. تورمالین‌های ماگمایی هموژن و نسبت Fe/Mg و همچنین میزان F، Al و Fe در آن‌ها نسبتاَ بالاست (Hawthorne and Henry, 1999).
به‌منظور شناخت ویژگی‌های ژئوشیمیایی تورمالین‌های منطقه مورد مطالعه، 12 نقطه آنالیز نقطه‌ای شد. فرمول ساختاری این کانی‌ها با استفاده از 31 آنیون O و OH محاسبه شده است. میزان H2O و B2O3 برای ایجاد 4 یون OH و 3 یون B به طریق استوکیومتری محاسبه شده است (جدول 2).
تورمالین یک ترکیب پیچیده بوروسیلیکات رمبوهدرال، با فرمول عمومی XY3Z6(T6O18)(BO3)3 است (Hawthorn and Henry, 1999) که در آن:
X=Ca, Na, K, [ð vacancy]
Y= Li, Mg, Fe2+, Mn2+, Al, Cr3+, V3+, Fe3+, (Ti4+)
Z= Mg, Al, Fe3+, V3+, Cr3+
T= Si, Al, (B)
B= B, [ð vacancy]V=OH, O, (F)W=OH, F, O
تورمالین‌ها بر اساس موقعیت X در فرمول، به انواع تورمالین‌های آلکالن، تورمالین‌های کلسیک و تورمالین‌های X-site Vacancy تقسیم می‌شوند (Hawthorn and Henry, 1999) (جدول 3). بر این اساس تورمالین‌های مورد مطالعه در محدوده آلکالن (قلیایی) قرار می‌گیرند (شکل 6- الف). این تورمالین‌ها در شرایط اسیدی و دمای پایین تشکیل می‌شوند (Rosenberg and Foit, 1979; Collines, 2010).
جدول 2- نتایج آنالیز نقطه‌ای تورمالین
|
6 |
5 |
4 |
3 |
2 |
1 |
6 |
5 |
4 |
3 |
2 |
1 |
Sample |
|
|
|
|
Core |
Rim |
|
|||||||
|
36.61 |
36.25 |
36.58 |
35.98 |
35.91 |
36.67 |
37.01 |
36.69 |
36.41 |
36.25 |
36.7 |
36.6 |
SiO2 |
|
10.77 |
10.70 |
10.75 |
10.65 |
10.45 |
10.75 |
10.84 |
10.82 |
10.72 |
10.65 |
10.7 |
10.7 |
B2O3 |
|
0.66 |
0.32 |
0.28 |
0.35 |
1.07 |
0.74 |
0.43 |
0.34 |
0.37 |
0.30 |
.0.4 |
0.32 |
TiO3 |
|
33.10 |
33.19 |
33.57 |
36.69 |
29.12 |
32.04 |
33.50 |
34.04 |
33.68 |
33.2 |
33.5 |
33.7 |
AL2O3 |
|
8.40 |
9.24 |
6.46 |
8.32 |
11.02 |
8.10 |
6.20 |
6.97 |
9.21 |
9.26 |
8.50 |
8.56 |
FeO |
|
0.06 |
0.04 |
0.02 |
0.03 |
0.07 |
0.09 |
0.02 |
0.08 |
0.07 |
0.09 |
0.07 |
0.07 |
MnO |
|
6.33 |
5.98 |
7.09 |
5.63 |
6.68 |
6.79 |
7.42 |
6.64 |
5.48 |
5.59 |
6.05 |
6.15 |
MgO |
|
0.00 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.05 |
0.04 |
0.03 |
0.00 |
0.03 |
ZnO |
|
0.54 |
0.42 |
0.59 |
0.37 |
1.23 |
0.71 |
0.56 |
0.51 |
0.40 |
0.42 |
0.25 |
0.29 |
CaO |
|
0.00 |
0.01 |
0.04 |
0.00 |
0.03 |
0.07 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.08 |
BaO |
|
2.07 |
2.10 |
2.04 |
1.88 |
1.89 |
1.99 |
2.09 |
2.07 |
1.80 |
1.78 |
1.83 |
1.84 |
Na2O |
|
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
K2O |
|
3.66 |
3.66 |
3.66 |
3.64 |
3.57 |
3.69 |
3.74 |
3.71 |
3.70 |
3.65 |
3.71 |
3.70 |
H2O |
|
|
|
|
25.5 Oxygen Basis assumed Stoichiometric |
|||||||||
|
0.06 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.13 |
0.09 |
0.05 |
0.04 |
0.04 |
0.03 |
0.05 |
0.03 |
Ti |
|
5.91 |
5 |
5.91 |
5 |
5.97 |
5.95 |
5.93 |
5.99 |
5.90 |
5.91 |
5.93 |
5.90 |
Si |
|
0.00 |
0.1 |
0.00 |
0.1 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.10 |
0.09 |
0.68 |
0.07 |
0.09 |
ALT |
|
6 |
6 |
6 |
6 |
5 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
6 |
ALZ |
|
0.21 |
0.24 |
0.30 |
0. 5 |
0.00 |
0.08 |
0.28 |
0.34 |
0.34 |
0.31 |
0.32 |
0.31 |
ALY |
|
1.13 |
1.25 |
0.83 |
1.13 |
1.53 |
1.11 |
0.83 |
0.93 |
1.25 |
1.26 |
1.14 |
1.15 |
Fe |
|
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
3 |
B |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
Mn |
|
1.62 |
1.44 |
1.70 |
1.07 |
1.65 |
1.64 |
1.77 |
1.59 |
1.32 |
1.36 |
1.45 |
1.47 |
Mg |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.002 |
0.001 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Zn |
|
0.00 |
0.00 |
0.001 |
0.002 |
0.00 |
0.002 |
0.004 |
0.00 |
0.001 |
0.00 |
0.009 |
.005 |
Ba |
|
0.94 |
0.07 |
0.1 |
0.06 |
0.02 |
0.01 |
0.09 |
0.08 |
0.07 |
0.07 |
0.04 |
0.05 |
Ca |
|
0.64 |
0.60 |
0.63 |
0.62 |
0.61 |
0.62 |
0.65 |
0.64 |
0.56 |
0.50 |
0.57 |
0.57 |
Na |
|
0.005. |
0.00 |
0.006 |
0.000 |
0.004 |
0.004 |
0.005 |
0.006 |
0.001 |
0.005 |
0.001 |
.008 |
K |
|
3.94 |
3.90 |
3.97 |
3.96 |
3.99 |
3.99 |
3.99 |
3.99 |
4 |
3.97 |
4 |
2.97 |
OH |
|
0.58 |
0.53 |
0.67 |
0.48 |
0.52 |
0.59 |
0.68 |
0.63 |
0.51 |
0.59 |
0.55 |
0.56 |
Mg/Mg+Fe |
|
0.91 |
0.93 |
0.90 |
0.94 |
0.98 |
0.99 |
0.91 |
0.92 |
0.93 |
0.93 |
0.96 |
0.95 |
XVac+Na |
|
0.27 |
0.33 |
0.27 |
0.32 |
0.37 |
0.37 |
0.26 |
0.27 |
0.37 |
0.43 |
0.39 |
0.38 |
X-Vace |
|
2.96 |
2.93 |
2.82 |
2.70 |
3.18 |
2.84 |
2.88 |
2.85 |
2.92 |
3.44 |
2.91 |
2.93 |
R2* |
|
0.19 |
0.72 |
0.72 |
0.24 |
0.85 |
0.44 |
0.27 |
0.32 |
0.38 |
0.25 |
0.31 |
0.24 |
R |
|
6.21 |
6.35 |
6.30 |
6.61 |
5.02 |
6.09 |
6.28 |
6.44 |
6.43 |
6.99 |
6.32 |
6.4 |
ALT+ALY+ALZ |
|
2.96 |
2.93 |
2.82 |
2.70 |
2.8 |
2.83 |
2.88 |
2.88 |
2.91 |
2. 92 |
2.91 |
2.93 |
Ysite |
|
0.29 |
0.35 |
0.30 |
0.34 |
0.38 |
0.37 |
0.28 |
0.30 |
0.39 |
0.46 |
0.40 |
0.40 |
X-Vac/X-Vac+Na |
|
0.57 |
0.58 |
0.47 |
0.57 |
0.58 |
0.54 |
0.45 |
0.51 |
0.56 |
0.58 |
0.58 |
0.58 |
FeO/FeO+MgO |
جدول 3- طبقه‌بندی تورمالین‌ها بر اساس موقعیت X (Hawthorne and Henry, 1999)
|
Alkali Tourmaline |
|||||||
|
W |
V3 |
(BO3)3 |
T6O18 |
(Z6) |
(Y3) |
(X) |
Spacies |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Li1.5 Al1.5 |
Na |
Elbaite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Al3 |
Na |
Olenite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Mg3 |
Na |
Dravite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Cr2 |
Mg3 |
Na |
Chromdravite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Fe+23 |
Na |
Schorl |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Fe+33 |
Na |
Burgerite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Fe+3Mg2 |
Fe+33 |
Na |
Ovendravite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
V6 |
Mg3 |
Na |
Vanadiumdravite |
|
Calcic tourmaline |
|||||||
|
W |
V3 |
(BO3)3 |
T6O18 |
(Z6) |
(Y3) |
(X) |
Spacies |
|
F |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Li2Al |
Ca |
Liddicoatite |
|
F |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
MgAl5 |
Mg3 |
Ca |
Uvite |
|
F |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
MgAl5 |
Fe+23 |
Ca |
Feruvite |
|
X-sitevacant tourmaline |
|||||||
|
W |
V3 |
(BO3)3 |
T6O18 |
(Z6) |
(Y3) |
(X) |
Spacies |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
LiAl2 |
□ |
Rossmanite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Fe+22Al |
□ |
Foitite |
|
(OH) |
(OH)3 |
(BO3)3 |
Si6O18 |
Al6 |
Mg2Al |
□ |
Magnesiofoitite |
با توجه به بالا بودن میزان OH و آلومینیوم در این تورمالین‌ها (Al>6 a.p.f.u) بهترین نمودار برای تقسیم‌بندی این تورمالین‌ها نمودار
X-Vac/(X-Vac+Na) نسبت به Mg/Mg+Fe است (Henry et al., 2002).
تورمالین‌های مورد مطالعه دارای
7/0-4/0=Mg/Mg+Fe هستند و به‌عنوان تورمالین‌های شورلیت- دراویت طبقه‌بندی می‌شوند. این تورمالین‌ها دارای ترکیب محلول جامد شورل- دراویت با تمایل به سمت دراویت هستند (شکل 6- ب). این نشان‌دهنده زیاد بودن مقدار Mg در مقایسه با Fe در ترکیب شیمیایی نمونه‌های مورد مطالعه است. یک رابطه معکوس بین X-Mg و X-Vac در این تورمالین‌ها مشاهده می‌شود (Henry et al., 2002).
|
شکل 6- الف) قرارگیری تورمالین‌های منطقه مورد مطالعه بر اساس موقعیت X در فرمول تورمالین؛ شکل 6- ب) ترکیب تورمالین در محدوده شورلیت- دراویت به سمت دراویت (Hawthorn and Henry, 1999). |
|
به‌منظور بررسی جانشینی‌های عنصری در تورمالین‌ها از نمودار R2=Al+1.33+Si-12 در مقابل Al+R2*=Fe+Mg+Mn و نمودار Fe در برابر Mg استفاده شده است. در شکل 7- الف تورمالین‌های مورد مطالعه در محدوده شورلیت- دراویت قرار گرفته‌اند. بنابراین در نمودار R2=Al+1.33+Si-12 در مقابل R2*=Fe+Mg+Mn+Al، تعدادی از نمونه‌ها جانشینی آلباییت را نشان می‌دهند. ترسیم نمونه‌ها در نمودار Fe در برابر Mg نشان می‌دهد نمونه‌ها به سمت دراویت تمایل داشته و علاوه بر جانشینی MgFe-1 جانشینی‌های Al(Na-Mg) و AlO(Mg(OH)) نیز در تورمالین‌های منطقه رخ داده است (شکل 7- ب). پراکندگی داده‌ها نشانگر جانشینی جزئی Fe+3 در موقعیت FeAl-1 است (Henry et al., 2002). بنابراین، جانشینی احتمالی Burgerit را با درجه کم نشان می‌دهد. اطلاعات بافتی و ترکیبی از تورمالین و کانی‌های همراه، دیدگاه مشخصی را نسبت به منشأ سنگ‌های تورمالین‌دار نشان می‌دهد (Abu El-Enen and Okruch, 2007). طبیعت دیرگدازی و مقاومت بالای تورمالین، تغییرات فیزیکی و شیمیایی محیطی که در آن تشکیل می‌شود را منعکس می‌کند (Collines, 2010). تورمالین‌ها در نمودار Ca-Fe-Mg و Al-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985) در محدوده سنگ‌های کوارتز- تورمالین- متاپسامیت‌ها، متاپلیت‌های فقیر از Ca، متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های هم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیوم قرار می‌گیرند (شکل 8). تورمالین متاپلیت‌ها متعلق به محلول جامد شورل- دراویت با مقدار کمی اویت- مگنزیواویت و فوئیتیت- مگنزیوفوئیتیت همراه هستند (Abu El-Enen and Okruch, 2007).
|
الف) |
ب) |
|
شکل 7- الف) نمودار Fe در برابر Mg و ب) نمودارR2* در برابر Al in R2: R2=Al+1.33+Si-12، R2*=Fe+Mg+Mn+Al |
|
شکل 8- موقعیت تورمالین‌های منطقه مورد مطالعه بر روی نمودارهای سه‌تایی Al-Fe-Mg و Ca-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985)؛
1= گرانیتوییدهای غنی از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آن‌ها، 2= گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم، پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته به آن‌ها، 3= سنگ‌های کوارتز- تورمالین سرشار از Fe3+، 4= متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های هم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیم، 5= متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های غیرهم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیم، 6= سنگ‌های کالک‌سیلیکاته، متاپلیت‌ها و سنگ‌های کوارتز- تورمالین سرشار از Fe3+، 7= اولترامافیک‌های دگرگون‌شده با کلسیم پایین و متاسدیمنت‌های غنی از وانادیم و کرم، 8= متاکربنات‌ها و متاپیروکسنیت‌ها،
9= سنگ‌های کالک‌سیلیکاته، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های غنی از Ca، 10= سنگ‌های کوارتز- تورمالین، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های فقیر از Ca، 11= متاکربنات‌ها، 12= اولترامافیک‌های دگرگون شده.
در تورمالین‌های مورد مطالعه Al>6 a.p.f.u. و X-Mg=1.07-1.77 با میزان کلسیم پایین Ca=0.01-0.1 نشانگر جانشینی CaMgNa-1Al-1 و میزان جزئی اویت (uvite) در ساختار این کانی است (Kawakami and Ikeda, 2003). روند قرارگیری نمونه‌ها در نمودار Na در برابر Ca نشان می‌دهد که جانشینی‌های CaMgNa-1Al و ðAl(Na-Mg)-1 در تورمالین‌ها رخ داده و دلیل بر وجود X-Vacancy است (شکل 9).
کل کاتیون‌های موقعیت X در محدوده 632/0 تا 723/0 متغیر است و نشانگر میزان X-Vac در موقعیت X است. بنابراین جانشینی فوئیتیت در ساختار این کانی دیده می‌شود (Henry et al., 2002).
مهم‌ترین جانشینی عنصری تورمالین در Na، Mg، Fe، Al و Ca رخ می‌دهد. تفسیر این جانشینی‌ها برای تشخیص تورمالین‌ها در سیستم‌های گرمابی مهم است (Xavier et al., 2008). منطقه‌بندی شیمیایی در تورمالین‌های گرمابی متداول است (Burianek and Anaovak, 2004). FeO و MgO مهم‌ترین ترکیبات کنترل‌کننده زونینگ شیمیایی هستند (Abu El-Enen and Okruch, 2007).
شکل 10 تغییرات عناصر را در طول زونینگ شیمیایی بلور تورمالین نشان می‌دهد. یک تطابق معکوس بین Fe و Mg در محلول جامد شورل- دراویت مشاهده می‌شود و میزان Fe/Mg+Fe از هسته به حاشیه به طور چشم‌گیری تغییر می‌نماید.
شکل 9- پراکندگی داده‌های تورمالین در نمودار Na در برابر Ca (روند نمودارها در امتداد I و III است).
میزان Ti تغییرات جزی نشان داده و میزان آن در هسته بیشتر است. Mn نیز تغییرات زیادی نشان نمی‌دهد و میزان آن در حاشیه بیشتر است. در شرایط دما و فشار ثابت، میزان Na-xsit نشان‌دهنده میزان تغییر ترکیب سیالات هم‌زیست است (Choo, 2003). روند تغییرات Na,AlyAl در موقعیت Y یک تطابق معکوس را به‌ویژه در نزدیکی هسته نشان می‌دهند (شکل 10).
|
شکل 10- تغییرات زونینگ شیمیایی در تورمالین منطقه مورد مطالعه C=Core; R=Rim |
|
بحث و نتیجه‌گیری
تورمالین به‌عنوان یک شناساگر پتروژنتیک در شناخت انواع سنگ‌های رسوبی و دگرگونی اهمیت ویژه‌ای دارد (Abu El-Enen and Okruch, 2007).
تورمالین ممکن است در شرایط اولیه ماگمایی و یا در شرایط انتقال از مرحله سولیدوس تأخیری (ماگما) تا ساب‌سولیدوس آغازی (گرمابی) تشکیل شوند (Burianek and Novak, 2004). تورمالین در منطقه مورد مطالعه به‌صورت توده‌های مجتمع، درون آتشفشانی‌های میزبان مشاهده می‌شود. عملکرد توده‌های نفوذی نیمه‌عمیق اسیدی تا حدواسط منطقه و سیالات تأخیری وابسته به آن‌ها در هنگام جایگیری در واحدهای گدازه‌ای- آذرآواری ائوسن، نقش اساسی در دگرسانی، کانه‌سازی و در جابه‌جایی طبقات، ایجاد شکستگی‌ها و فعال ساختن مجدد گسل‌های قدیمی، به‌عنوان معابری برای صعود سیالات کانه‌ساز داشته است. به نظر می‌رسد نفوذپذیری بالای واحدهای آذرآواری و یا اختلاف نفوذپذیری واحدهای لیتولوژیک که با همبری گسله در مجاورت یکدیگر قرار داشته باشند، مکان‌های مناسبی برای تغییر شرایط فیزیکوشیمیایی سیال و به دنبال آن نهشت و تمرکز سیالات گرمابی فراهم می‌آورد که در نهایت پدیده سیلیسی‌شدن (به‌صورت جانشینی سیلیس از سیالات کانه‌دار) را در وسعت قابل توجهی امکان‌پذیر ساخته و به تشکیل تناژهای بیشتری نسبت به ماده معدنی منجر می‌شود (لیاقت و همکاران، 1387). ترکیب شیمیایی تورمالین‌ها، اطلاعات با ارزشی پیرامون سنگ میزبان به‌دست می‌دهد (Henry and Dutrow, 1992). تورمالین‌های مورد مطالعه بر روی نمودار Fe-Mg-Al و Fe-Mg-Ca در محدوده شورل- دراویت مایل به دراویت و سنگ منشأ سنگ‌های کوارتز- تورمالین، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های فقیر از Ca و متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های هم‌زیست با یک فاز اشباع از آلومینیوم قرار می‌گیرند (شکل 8).
کانی‌های رسی به‌ویژه ایلیت و مواد آلی می‌توانند مهم‌ترین منشأ بر باشند (Henry and Dutrow, 1992). پلیت‌ها و پسامیت‌ها به میزان لازم حاوی بر هستند تا از طریق واکنش با کانی‌های موجود در سنگ، تورمالین تشکیل دهند (Abu El-Enen and Okruch, 2007). در منطقه مورد مطالعه واکنش‌های صورت‌گرفته در زون سریسیت در طی دگرسانی آرژیلیک پیش‌رونده منشأ مهمی برای آزاد شدن بر هستند که طی واکنش B با کانی‌های موجود در سنگ به تشکیل تورمالین منجر می‌شود.
منطقه‌بندی شیمیایی تورمالین‌های مورد مطالعه به منشأ گرمابی آن‌ها اشاره دارد و حاکی از تغییرات ناگهانی درجه‌حرارت، فشار و ترکیب شیمیایی سیال و یا شرایط تبلور غیرتعادلی سریع تورمالین است که در سیستم‌های باز به‌وجود می‌آید (London and Manning, 1995). این ترکیب شرایط کانسارسازی سیال و منشأ را در سیستم گرمابی نشان می‌دهد (Peng and Palmer, 2002). تورمالین‌های غنی از Fe با ترکیب شورلیت به‌عنوان کانی تیپیک پگماتیت‌ها و گرانیت‌ها هستند (Dutrow and Henry, 2000). در حالی‌که تورمالین‌های غنی از Mg با ترکیب دراویت معمولاَ همراه با فرآیند متاسوماتیسم یا در رسوبات سولفیدی تشکیل می‌شوند (Harraz and Elsharkawi, 2001;
Yu and Jing, 2003). نسبت X-Vac/(X-Vac+Na) در برابر Mg/(Mg+Fe) (شکل 6- ب) و Fe-Mg-Al و Fe-Mg-Ca (شکل 8) نشان می‌دهند که نمونه‌های مورد مطالعه در محدوده ترکیبی شورلیت- دراویت با تمایل به‌سمت دراویت قرار می‌گیرند.
به‌نظر می‌رسد، نخست طی رخداد دگرسانی سنگ‌های منطقه، شستشوی اسیدی به خروج عناصر متحرک Fe، Mg، Na و K منجر شده و سپس با افزایش Al و Si در سنگ‌های باقی‌مانده شرایط برای تشکیل تورمالین- کوارتز فرآهم شده است. تورمالینی‌شدن به‌صورت دانه‌های پراکنده در رخنمون‌های دگرسان‌شده آرژیلیتی مجاور توده گرانیتی، نقش سیالات نشأت گرفته از توده نفوذی را در کانه‌سازی با قطعیت بیشتری تأیید می‌نماید. میزان FeO/FeO+MgO در تورمالین، با فاصله از منشأ ماگمایی سیالات کانسارساز کاهش می‌یابد (Pirajno and Smithies, 1992). چنان‌چه این نسبت در تورمالین‌ها در محدوده 1 تا 8/0 باشد، نشانگر بسته‌بودن سیستم ماگمایی و عدم دخالت سیالات و قرار گرفتن نمونه در مرکز منبع تغذیه‌کننده است. در صورتی‌که در محدوده کمتر از 6/0، دلیل بر وجود یک سیال با منشأ حاوی بر با منشأ خارجی و یک سیستم گرمابی در اطراف و همبری خارجی نزدیک به توده نفوذی است. در محدوده بین 8/0 تا 6/0 هم سیالات ماگمایی و هم سیالات گرمابی در تشکیل تورمالین‌ها نقش اساسی دارند (Collines, 2010). تورمالین‌های منطقه مورد مطالعه دارای Feo/Feo+MgO<0.6 و در محدوده C ترسیم می‌شوند (شکل 11).
بر این اساس وجود یک سیستم گرمابی را می‌توان برای تشکیل این تورمالین تصور کرد.
شکل 11- FeO/FeO+MgO در مقابل MgO (Pirajno and Smithies, 1992)
تشکر و قدردانی
از دکتر محمود خلیلی که آنالیز نقطه‌ای تورمالین‌های این منطقه را در کشور آمریکا به انجام رسانیده‌اند تشکر می‌نماییم.
)