Mineral chemistry, mineralogy and the behavior of trace and rare earth elements of tourmaline in pegmatites of Tashina area (North of Serkan, Hamedan Province)

Shahrokhi, SeyedVahid; Zareisahamieh, Reza

doi:10.22108/ijp.2020.123375.1185

Mineral chemistry, mineralogy and the behavior of trace and rare earth elements of tourmaline in pegmatites of Tashina area (North of Serkan, Hamedan Province)

Document Type : Original Article

Authors

¹ Department. of Geology, Faculty of Sciences, Khorramabad Branch, Islamic Azad University, Khorramabad, Iran

² Departmen of Geology, Faculty of Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

10.22108/ijp.2020.123375.1185

Abstract

Tashina area, as a part of the Sanandaj- Sirjan magmatic- metamorphic Zone, located 10 kilometers north of Serkan city and on the southern slope of Kuhe- Gavbar. The most important geological unit is the porphyroid granite belonging to the Middle Jurassic. Tourmaline is observed as massive in pegmatites and as quartz tourmaline veins within the host granodiorite. The massive tourmalines are spherical, elliptical, elongated, and radial, and sometimes it is so abundant that it can be as the tourmalinite type. Optically, the massive tourmalines show brown- green in color, sometimes very intense intefrance whereas the tourmaline veins are brown- green and blue (indicolite). Indicolite related to the tourmaline delayed phase and is newer than brown- green tourmalines.The studied tourmalines are Fe- rich and schorl type, base on EPMA data as well as several diagrams. The tourmaline in the quartz- tourmaline veins are the vacancy type while the second type is often alkaline with tendency to this group. Euhedral forms and the lack of chemical zoning, with high Al and Fe/Fe+Mg contents, deficiency in X sites, and plentiful tourmaline in host granitic rock which is Li poor are all indicative of the magmatic origin of tourmaline enriched in B. The presence of Ba, Eu, Nb, and Sr negative anomalies in the studied samples and the separation of plagioclase and K- feldspar can be accounted as important factors in magmatic evolution of the studeid rocks. Overall, the results of petrographic studies are well in accordant with trace and REE geochemistry data.

Keywords

20.1001.1.22285210.1399.11.4.5.5

Main Subjects

پتـرولوژی و زمین‌شناسی اقتصادی

Full Text

بررسی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در تعیین خاستگاه زمین‏‏‌شیمی و شناسایی عملکرد فرایندهای مختلف در جدایش بلورین و تفریق ماگما مؤثر است (Van Hinsberg, 2011). تورمالین‏‏‌ها نیز از این قاعده مستثنی نیستند. مقاومت بالا، پایداری در بازة گسترده‌ای از دما (150 تا 700 درجة سانتیگراد)، فشار یک تا ده کیلوبار، همچنین، پیچیدگی و تنوع ترکیب شیمیایی موجب توانایی بسیار بالا در جایگزینی عنصرهای مختلف در ساختار بلوری پیچیده آن شده و موجب کاربرد آن در بررسی‏‏‌های سنگ‌زایی شده است (Manning, 1982; Henry and Guidotti, 1985; London and Manning, 1995; Khalili and Mackizadeh, 2012).

کانی تورمالین کاندیدای خوبی برای بررسی و تعیین شاخص‏‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی و جایگاه زمین‏‏‌شناسی سنگ میزبان خود است (Henry and Dutrow, 1996; Dutrow and Henry, 2011; Van Hinsberg et al., 2011a, b). رفتار عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در تورمالین‏‏‌ها چه‌بسا نشان‌دهندة رفتار بلورین و یا ذوب‌بخشی آنهاست؛ به‌گونه‌ای‌که عنصرهای ناسازگار در بخش مذاب با جدایش بلورین و عنصرهای سازگار در مذاب تهی‌شده متحرک می‏‏‌شوند (Michael et al., 2013). رفتار عنصرهای کمیاب در فرایند ذوب‌بخشی متأثر از سنگ‏‏‌شناسی و بود یا نبود کانی خاص است (Bea et al., 1994). تورمالین‏‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی نسبت به تورمالین‏‏‌های پدیدآمده از جدایش بلورین Rb، Be، Li و Zn کمتر و V و Sr بیشتری دارند (Michael et al., 2013). همچنین، تورمالین در گرانیت‏‏‌ها در مقایسه با متاولکانیک‏‏‌ها، Th، Pb، REE، Ta، Nb، Li، Zn و U بیشتر و V، Sr، Co، Sc و Ni کمتری دارند (Galbraith et al., 2009). بررسی‌ها نشان ‏‏‌می‏‏‌دهند تورمالین‏‏‌هایِ بخش میانی پهنة سنندج- سیرجان (از همدان تا الیگودرز) بیشتر از نوع شورل و ماگمایی هستند و پهنه‏‏‌بندی شیمیایی ندارند (Shabani, 2012; Mirsepahvand et al., 2012; Sepahi Garoo et al., 2014; Mousavi, 2015; Mirlohi and Khalili, 2016; Moradi et al., 2017; Shahrokhi and Delfani, 2019; Shahrokhi, 2020).

در این مقاله، برای نخستین‌بار ترکیب تورمالین در پگماتیت‏‏‌ها و رگه‏‏‌های کوارتز تورمالین ناحیة تاشینا به روش تجزیة زمین‏‏‌شیمیایی و همچنین، داده‌های ریزکاو الکترونی بررسی شده است. هدفِ این مقاله بررسی ساز و کار و شرایط احتمالی پیدایش، محیط پیدایش، نوع و خاستگاه تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا برپایة شواهد صحرایی، بررسی‌های میکروسکوپی و داده‏‏‌های شیمی‌کانی و زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب است که چگونگی جایگیری تورمالین در پگماتیت‏‏‌ها و نیز جایگاه پگماتیت‏‏‌ها را مشخص می‌کند.

زمین‏‏‌شناسی منطقه

ناحیة تاشینا در 10 کیلومتری شمال شهر سرکان، میان طول‏‏‌های جغرافیایی "00 '25 °48 تا "00 '30 °48 خاوری و عرض‏‏‌های جغرافیایی "30 '36 °34 تا "00 '40 °34 شمالی و در باختر برگه 100000/1 تویسرکان جای دارد (شکل 1). پگماتیت‏‏‌های این ناحیه بخشی از پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان (Stӧcklin, 1968) به‌شمار می‌روند که در تودة گرانیتوییدی الوند نفوذ کرده‏‏‌اند.

سنگ‏‏‌های دگرگونی، واحدهای آذرین درونی و آبرفت‏‏‌های بادبزنی عهد حاضر از مهم‌ترین واحدهای زمین‏‏‌شناسی در این ناحیه هستند (شکل 1). هورنفلس‏‏‌های کردیریت‏‏‌دار (h^c)، هورنفلس‏‏‌های کردیریت- آندالوزیت‏‏‌دار و هورنفلس‏‏‌های کردیریت- سیلیمانیت‏‏‌دار (h^c.a) از واحدهای دگرگونی هستند. واحدهای آذرین نیز دربرگیرندة گرانیت الوند (g^a) به‌همراه آپوفیزهایی از تودة آذرین درونی بازیک الوند (g^ba) و پگماتیت (P_g) هستند. گرانیت الوند در این ناحیه از نوع گرانیتویید‏‏‌های پورفیروییدی با ترکیب گرانیت- گرانودیوریت، سینوگرانیت و مونزوگرانیت است.

شکل 1- نقشة زمین‏‏‌شناسی ناحیة تاشینا برپایة نقشة زمین‏‏‌شناسی 100000/1 تویسرکان (Eshraghi and Mohmoudi Gharai, 2003)با اندکی تغییر

تودة آذرین درونی بازیک الوند در این ناحیه از سنگ‌های گابرویی تشکیل شده است. این توده با بافت گرانولار از کانی‌های الیوین، کلینوپیروکسن (اوژیت)، هیپرستن، پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت، آپاتیت، اسفن، کانی کدر و ... ساخته شده است. پگماتیت‏‏‌ها که بسیار گوناگون هستند در سرتاسر این تودة آذرین درونی پراکنده شده وگرانیت‏‏‌های پورفیروییدی را قطع کرده‏‏‌اند (Eshraghi and Mohmoudi Gharai, 2003). بررسی‌ها نشان می‏‏‌دهند دایک‏‏‌های فلسیک با ترکیب آپلیتی و پگماتیتی، با روند شمال‏‏‌باختری– جنوب‏‏‌خاوری، سنگ‏‏‌های گرانیتوییدی منطقه را قطع کرده‏‏‌اند. این سنگ‏‏‌ها با جایگیری تودۀ گرانیتوییدی مرتبط و محصول مرحلة پایانی فعالیت ماگمایی هستند (Aliani et al., 2012). پگماتیت‏‏‌های ناحیة تاشینا در رده‏‏‌بندیِ پگماتیت‏‏‌های همدان به دو دستة شمالی و جنوبی (Valizadeh and Torkian, 1999)، در گروه پگماتیت‏‏‌های جنوبی رده‌بندی می‏‏‌شوند. این پگماتیت‏‏‌ها، بیشتر از نوع پگماتیت‏‏‌های تورمالین‏‏‌دار هستند و پگماتیت‏‏‌های کوارتز و مسکوویت‏‏‌دار، پگماتیت‏‏‌های آلومینوسیلیکات‏‏‌دار و رگه‏‏‌های کوارتزی و تورمالینیت را نیز دربر می‏گیرند. بررسی‌ها نشان می‏‏‌دهند دایک‏‏‌های پگماتیتی و آپلیتی تودۀ گرانیتوییدی الوند و هورنفلس‏‏‌های مجاور آنها پیامد فاز ماگمایی پایانی در این منطقه هستند (Sepahi Garoo et al., 2014).

‌

روش‏‏‌ انجام پژوهش

برای بررسی ترکیب، نوع و خاستگاه تورمالین، شمار 30 نمونه از تورمالین در پگماتیت‏‏‌ها و 10 نمونه از رگه‏‏‌های کوارتز تورمالین ناحیة تاشینا برگزیده شد. پس از تهیة مقطع‌های نازک- صیقلی و بررسی سنگ‌نگاری و کانی‏‏‌شناسی آنها، شمار 5 مقطع از تومالینِ پگماتیت‏‏‌ها و 2 مقطع از رگه‏‏‌های کوارتز تورمالین برای تجزیة ریزکاو الکترونی برگزیده شدند. برای بررسی شیمی‏‏‌کانی تورمالین شمار 30 نقطه از مقطع‌های نازک- صیقلی برگزیده با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل CAMECA-SX-100 در آزمایشگاه مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران و با استانداردهای ژادییت سیلیکاتی برای سدیم، انستاتیت برای منیزیم، فایالیت برای آهن و منگنز، آپاتیت برای فسفر، ولاستونیت برای کلسیم، آلکالی‌فلدسپار برای سدیم و آلومینیم برای 12 عنصر تجزیه شدند. ولتاژ شتاب‏‏‌دهندة دستگاه 15 کیلو الکترون ولت (KeV) و شدت جریان 20 نانو آمپر (nA) بوده است. خطای آنالیز برای عنصرهای اصلی 1% نسبی و برای عنصرهای فرعی 5% نسبی است. فرمول ساختاری با نرم‏‏‌افزار GCDKit برپایة 31 اتم اکسیژن، با فرض مقدار استوکیومتری H₂O به‌صورت (OH) یعنی OH+F=4 اتم در واحد فرمول (apfu) و B₂O₃ نیز به‌صورت استوکیومتری به‌صورت 3 اتم B‏‏‌ در واحد فرمول (apfu) محاسبه شد. همچنین، مقدار Li اختصاص‌یافته به مکان بلورشناسی Y با توجه به نبود جای خالی در سایت‏‏‌های اکتاهدری [(T+Z+Y)-15=Li]؛ از مجموع ایده‏‏‌آل کاتیون‏‏‌های پرکنندة مکان‏‏‌های T+Z+Y=15 کم شد (Dutrow and Henry, 2011).‏‌ ساختار بلوری تورمالین کاتیون‏‌های آهن و منگنز نیز دو ظرفیتی در نظر گرفته شدند (Bloodate et al., 1999) (جدول‌های 1 و 2).

همچنین، برای بررسی رفتار عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تورمالین در این ناحیه، شمار 8 نمونه تورمالین از مناطق تورمالین‏‏‌دار جداسازی شدند. با توجه به درشتی کانی تورمالین، جدایش دستی امکان‏‏‌پذیر بود؛ اما پس از شستشو، برای بررسی خلوص و جداسازی ناخالصی‏‏‌های احتمالی میکروسکوپ بیناکولار به‌کار برده شد. در پایان، تورمالین خالص پودر شد و تجزیة شیمیایی نمونه‌های به روش ICP-M، با نزدیک به 12 گرم از هر نمونه در آزمایشگاه ALS-CEMEX کشور کانادا انجام شد (جدول 3).

جدول 1- داده‌های ریزکاوالکترونی برای تورمالین‏‌های درون پگماتیت‏‏‌های تاشینا به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 31 اتم اکسیژن

TS- 10	TS- 9	TS- 8	TS- 7	TS- 6	TS- 5	TS- 4	TS- 3	TS- 2	TS- 1	Point No.
36.7	37.5	37.46	36.9	36.79	36.72	37.02	37.38	37.26	37.4	SiO₂
0.14	0.2	0.21	0.17	0.2	0.1	0.14	0.11	0.14	0.14	TiO₂
36.1	35.04	35.05	34.2	33.97	35.38	34.38	35.21	35.14	34.52	Al₂O₃
0.01	0	0	0	0	0	0	0.01	0.01	0	Cr₂O₃
13.3	13.62	13.71	14.53	15.13	14.38	13.87	13.86	13.23	14.76	FeO
0.15	0.16	0.16	0.11	0.07	0.14	0.11	0.15	0.13	0.15	MnO
1.29	1.13	1.06	0.04	0.8	2.36	1.36	0.96	0.99	1.24	MgO
0.1	0.08	0.08	0.1	0.12	0.09	0.11	0.08	0.06	0.09	CaO
1.61	1.8	1.84	0.91	0.17	0.67	0.53	1.91	1.71	1.98	Na₂O
0.05	0.04	0.05	0.05	0.04	0.04	0.05	0.05	0.03	0.03	K₂O
0.2	0.19	0.21	0	0.37	0.82	0.49	0.16	0.49	0.16	F
0	0	0.11	0	0	0	0	0.04	0	0	F=O
89.6	89.57	89.80	87.00	87.36	89.93	87.57	89.80	88.72	90.36	Total
5.88	6	5.994	6.075	6.075	5.896	6.057	5.981	6.001	5.988	Si
0.01	0.02	0.025	0.021	0.025	0.012	0.017	0.013	0.017	0.017	Ti
6.82	6.60	6.61	6.636	6.611	6.695	6.629	6.64	6.67	6.514	Al
1.78	1.82	1.835	2.001	2.089	1.931	1.898	1.855	1.782	1.976	Fe²⁺
0.02	0.02	0.022	0.015	0.01	0.019	0.015	0.02	0.018	0.02	Mn
0.30	0.27	0.253	0.01	0.197	0.265	0.332	0.229	0.238	0.296	Mg
0.01	0.01	0.014	0.018	0.021	0.015	0.019	0.014	0.01	0.015	Ca
0.49	0.55	0.571	0.59	0.554	0.509	0.568	0.593	0.534	0.615	Na
0.01	0.008	0.01	0.011	0.008	0.008	0.01	0.01	0.006	0.006	K
0.70	0.608	0.604	0.636	0.611	0.591	0.629	0.62	0.67	0.502	Al (Y)
6	6	6	6	6	6	6	6	6	6	Al (Z)
15	15.001	15	15.075	15.075	15.120	15.057	15	15	15	T+Z+Y
0.47	0.42	0.405	0.681	0.917	0.768	0.803	0.383	0.45	0.364	X_vac
0.50	0.558	0.581	0.601	0.562	0.517	0.578	0.603	0.54	0.621	Na+K
0.96	0.970	0.976	0.740	1.471	1.277	1.371	0.976	0.984	0.979	X_vac+Na
2.81	2.723	2.714	2.662	2.907	3.106	2.874	2.724	2.708	2.771	R²
0.85	0.870	0.878	0.995	0.913	0.773	0.851	0.89	0.882	0.869	Fe/Fe+Mg
0.144	0.129	0.121	0.004	0.087	0.121	0.149	0.110	0.117	0.130	Mg/Mg+Fe

جدول 1- ادامه

TP- 20	TP- 19	TP- 18	TP- 17	TP- 16	TP- 15	TP- 14	TP- 13	TP- 12	TP- 11	Point No.
36.38	36.16	36.15	36.34	36.01	36.02	36.49	36.22	36.33	36.03	SiO₂
0.03	0.04	0.07	0.02	0.09	0.29	0.2	0.33	0.28	0.43	TiO₂
33.38	32.92	33.4	33.51	33.82	33.34	33.18	33.25	33.41	33.13	Al₂O₃
0	0	0.01	0.01	0	0	0	0	0.01	0	Cr₂O₃
16.11	16.15	16.3	16.26	16.49	15.87	15.63	16.13	15.46	15.58	FeO
0.16	0.17	0.18	0.15	0.16	0.1	0.09	0.09	0.09	0.11	MnO
0.01	0.08	0.09	0.11	0.11	0.45	0.5	0.44	0.48	0.43	MgO
0.08	0.07	0.08	0.1	0.08	0.09	0.07	0.07	0.08	0.08	CaO
0.68	1.11	1.85	1.81	1.99	1.65	0.82	1.99	1.99	1.74	Na₂O
0.05	0.03	0.03	0.04	0.03	0.05	0.05	0.03	0.05	0.05	K₂O
0.31	0	0.35	0.22	0	0.29	0.08	0.2	0.09	0	F
0	0.15	0.09	0	0.12	0.04	0.08	0.04	0	0	F=O
89.53	90.99	91.19	91.76	90.69	89.84	91.38	91.03	90.41	89.53	Total
6.07	6.066	5.994	6.005	5.94	5.98	6.074	5.977	5.99	5.99	Si
0.004	0.005	0.009	0.002	0.011	0.036	0.025	0.041	0.035	0.054	Ti
6.572	6.509	6.527	6.526	6.575	6.524	6.509	6.466	6.492	6.491	Al
2.24	2.25	2.27	2.26	2.30	2.21	2.18	2.25	2.15	2.17	Fe²⁺
0.002	0.002	0.003	0.002	0.002	0.001	0.001	0.001	0.001	0.002	Mn
0.001	0.002	0.002	0.003	0.003	0.011	0.012	0.011	0.012	0.011	Mg
0.014	0.013	0.014	0.018	0.014	0.016	0.012	0.012	0.014	0.014	Ca
0.522	0.661	0.595	0.58	0.636	0.531	0.265	0.637	0.636	0.561	Na
0.011	0.006	0.006	0.008	0.006	0.011	0.011	0.006	0.011	0.011	K
0.572	0.509	0.52	0.526	0.514	0.504	0.509	0.443	0.482	0.481	Al (Y)
6	6	6	6	6	6	6	6	6	6	Al (Z)
15.07	15	15.00	15	15	15.07	15	15	15	15.066	T+Z+Y
0.755	0.62	0.385	0.394	0.344	0.442	0.712	0.345	0.339	0.414	X_vac
0.533	0.667	0.601	0.588	0.642	0.542	0.276	0.643	0.647	0.572	Na+K
0.975	0.981	0.98	0.974	0.98	0.973	0.977	0.982	0.975	0.975	X_vac+Na
0.798	0.738	0.752	0.757	0.749	0.737	0.74	0.68	0.71	0.711	R²
0.999	0.999	0.999	0.998	0.998	0.995	0.994	0.995	0.994	0.994	Fe/Fe+Mg
0.001	0.001	0.001	0.001	0.001	0.004	0.005	0.004	0.006	0.005	Mg/Mg+Fe

جدول 2- داده‌های ریزکاوالکترونی برای تورمالین‌های رگه‌های کوارتز- تورمالین تاشینا، به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 31 اتم اکسیژن

TR- 10	TR- 9	TR- 8	TR- 7	TR- 6	TR- 5	TR- 4	TR- 3	TR- 2	TR- 1	Point No.
36.40	37.31	36.20	36.75	35.99	37.50	36.50	36.69	36.35	36.99	SiO₂
0.02	0.11	0.07	0.10	0.10	0.22	0.19	0.15	0.30	0.15	TiO₂
33.41	35.15	33.39	35.41	33.79	35.11	33.21	36.09	33.39	34.41	Al₂O₃
0	0.01	0	0.01	0	0	0.01	0	0	0.01	Cr₂O₃
16.09	13.24	16.29	14.40	16.50	13.69	15.59	13.29	15.50	13.90	FeO
0.15	0.10	0.20	0.15	0.15	0.15	0.10	0.16	0.10	0.09	MnO
1.01	1.01	0.10	2.40	0.09	1.10	0.49	1.30	0.50	1.40	MgO
0.08	0.10	0.10	0.12	0.07	0.10	0.10	0.09	0.10	0.09	CaO
0.70	1.75	1.87	0.70	1.98	1.86	0.85	1.59	2.01	0.55	Na₂O
0.07	0.03	0.03	0.04	0.03	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	K₂O
0.29	0.50	0.36	0.79	0.21	0.19	0.10	0.19	0.10	0.50	F
0	0	0.09	0	0.12	0.11	0.08	0	0	0	F=O
88.22	89.31	88.61	90.87	88.91	90.08	87.19	90.14	88.40	88.19	Total
6.05	5.99	6.01	5.90	5.95	6.00	6.73	5.90	6.01	6.60	Si
0.01	0.02	0.01	0.01	0.01	0.03	0.03	0.01	0.04	0.02	Ti
6.58	6.70	6.53	6.70	6.58	6.61	6.51	6.82	6.49	6.63	Al
2.20	1.79	2.30	1.93	2.40	1.84	2.20	1.8	2.20	1.90	Fe²⁺
0.002	0.02	0.003	0.02	0.002	0.02	0.001	0.02	0.001	0.02	Mn
0.001	0.24	0.002	0.27	0.003	0.26	0.012	0.29	0.012	0.333	Mg
0.014	0.01	0.014	0.015	0.014	0.014	0.012	0.01	0.015	0.02	Ca
0.52	0.54	0.60	0.51	0.64	0.57	0.27	0.50	0.64	0.57	Na
0.011	0.006	0.006	0.008	0.006	0.01	0.011	0.01	0.011	0.01	K
0.58	0.70	0.52	0.57	0.58	0.61	0.51	0.82	0.49	0.63	Al (Y)
6	6	6	6	6	6	6	6	6	6	Al (Z)
15	15	15	15	15	15	15	15	15	15	T+Z+Y
0.75	0.45	0.39	0.77	0.35	0.41	0.71	0.47	0.34	0.81	X_vac
0.531	0.546	0.606	0.518	0.646	0.58	0.281	0.51	0.651	0.58	Na+K
1.27	0.99	0.99	1.28	0.99	0.98	0.98	0.97	0.98	1.38	X_vac+Na
0.798	2.708	0.752	3.106	0.749	2.714	0.74	2.81	0.71	2.874	R²
0.999	0.882	0.999	0.877	0.998	0.876	0.994	0.861	0.994	0.851	Fe/Fe+Mg
0.001	0.118	0.001	0.123	0.001	0.124	0.005	0.139	0.005	0.149	Mg/Mg+Fe

جدول 3- داده‌های زمین‏‏‌شیمیایی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیابِ (برپایة ppm) تورمالین ناحیة تاشینا به روش ICP-MS

Sample No.	T- 1	T- 2	T- 3	T- 4	T- 5	T- 6	T- 7	T- 8
Be	3.1	5.3	3.3	2.4	4.2	4.3	2.9	3.4
V	5	12	5	5	5	5	5	5
Ba	128	233	12	25	24	46	140	168
Sr	4	41	11	5	10	14	13	10
Y	0.49	0.49	0.49	0.49	0.49	0.49	0.49	0.49
Zr	6	10	4	22	27	11	10	15
Cr	9	9	6	8	5	6	5	6
Co	0.9	0.9	0.9	0.9	0.9	0.9	0.9	0.9
Ni	2	3	2	2	1	2	2	2
Cu	5	9	24	5	4	5	6	5
Zn	45	29	32	52	21	19	37	21
As	1.1	0.8	26.8	28.9	4.2	1.4	0.9	37.8
Rb	41	121	31	37	7	41	45	146
Nb	7.7	16.5	3	5.1	0.9	3.8	5.5	6
Mo	0.5	0.2	0.7	0.8	0.6	0.7	1	0.6
Sn	8.1	42	9.2	10	1.8	3.7	13.1	6.9
Sb	1.1	1	0.8	0.8	0.6	0.6	0.5	0.049
Hf	0.49	0.49	0.49	0.8	0.88	0.49	0.49	0.5
Ta	1.15	7.17	0.8	1.42	0.43	2.87	2.17	3.38
W	0.5	2.1	0.49	0.49	0.49	0.49	0.7	0.49
Tl	0.21	0.62	0.2	0.24	0.09	0.28	0.26	1
Pb	13	24	24	21	23	26	21	58
Bi	0.09	1.6	0.2	0.09	0.5	0.3	0.3	0.9
Th	0.96	1.98	0.62	1.37	1.16	1.45	1.65	1.3

جدول 3- ادامه

Sample No.	T- 1	T- 2	T- 3	T- 4	T- 5	T- 6	T- 7	T- 8
U	0.5	4.85	0.8	3.2	3	2.7	1.8	2.7
La	10.81	6.29	14.89	11.29	7.19	30.09	12.81	4.32
Ce	18.19	9.09	29.49	15.29	10.62	61.03	23.01	7.49
Pr	1.85	0.88	3.33	1.33	0.95	6.49	2.38	0.78
Nd	6.39	2.89	13.09	4.02	2.83	21.79	7.79	2.72
Sm	1.19	0.42	3.39	0.69	0.41	5.10	1.00	0.33
Eu	0.57	0.60	0.59	0.51	0.60	0.42	0.18	0.08
Gd	0.98	0.30	3.05	0.60	0.20	4.41	0.39	0.19
Tb	0.17	0.05	0.55	0.10	0.05	0.75	0.72	0.65
Dy	0.90	0.24	3.40	0.69	0.22	4.85	0.31	0.11
Ho	0.20	0.05	0.72	0.12	0.06	1.10	0.13	0.71
Er	0.70	0.12	2.15	0.44	0.12	3.19	0.12	0.45
Tm	0.09	0.05	0.40	0.10	0.06	0.55	0.11	0.39
Yb	0.79	0.19	2.49	0.69	0.19	3.79	0.81	2.51
Lu	0.14	0.07	0.45	0.13	0.10	0.66	0.50	0.13
ΣREE	34.97	21.24	77.99	36.00	23.60	144.22	50.26	20.86

سنگ‌نگاری تودة گرانیتوییدی و وِیژگی‌های واحدهای تورمالین‏‏‌دار

در ناحیة تاشینا پگماتیت‏‏‌های تورمالین‏‏‌دار به‏‏‌صورت توده‏‏‌ای و به شکل عدسی‌مانند برونزد دارند و ضخامت آنها تا 30 متر نیز می‌رسد. این سنگ‏‏‌ها از دیدگاه ابعاد بلورها به‌صورت درشت‏‏‌بلور و متوسط‏‏‌بلور دیده ‏‏‌می‏‏‌شوند. با توجه به بررسی‌های صحرایی و بررسی روابط میان واحدهای سنگی، پگماتیت‏‏‌های تورمالین‏‏‌دار سنگ‏‏‌های گرانیتوییدی را قطع کرده‏‏‌اند. تورمالین درون پگماتیت‏‏‌ها به شکل توده‏‏‌ای و رگه‏‏‌ای دیده می‏‏‌شود (شکل‌های 2- A و 4- A). تورمالین‏‏‌های توده‏‏‌ای به‌صورت تجمعی از دانه‏‏‌های کروی و بیضوی تورمالین 5 تا 8 سانتیمتر (شکل 2- B) و همچنین، به‌صورت کشیده به قطر 5 سانتیمتر و طول 30 سانتیمتر (شکل 2- C) دیده می‏‏‌شوند. تجمع تورمالین در سنگ گاهی به‌صورت توده‏‏‌ای و همچنین، شعاعی است و همراه با کوارتز و فلدسپار دیده می‏‏‌شوند (شکل 2- D). این تجمع‌ها گاه تا بیشتر از 99 درصد و گاه به‏‏‌طور کامل تورمالین دارند و از نوع تورمالینیت هستند (شکل 2- E). در مجاورت رگه‏‏‌ها و در کناره‏‏‌های سنگ، ساخت شانه‏‏‌ای در تورمالین‏‏‌ها دیده می‏‏‌شود (شکل 2- F). این ویژگی پیامد اختلاف دما میان پگماتیت‏‏‌ها و تودة گرانیتوییدی است که موجب حضور تورمالین به‏‏‌صورت دانه‏‏‌ریز و فراوان می‌شود و به‌صورت یک سد زمین‏‏‌شیمیایی از تبادل مواد میان پگماتیت و سنگ میزبان جلوگیری می‏‏‌کند (Webber et al., 1997).

کانی‏‏‌شناسی پگماتیت‏‏‌ها ساده و بافت آنها گرانولار و پرتیتی است و در ترکیب کانی‏‏‌شناسی آنها کوارتز، تورمالین، ارتوکلاز، میکروکلین، پلاژیوکلاز، مسکوویت، اسفن، زیرکن، آپاتیت و اکسید آهن دیده می‏‏‌شوند (شکل 3- A). کوارتز خاموشی موجی دارد. فلدسپارها از نوع پتاسیم‏‏‌دار و همچنین، پلاژیوکلاز آلکالن با ترکیب آلبیت- الیگوکلاز و ماکل تکراری بسیار باریک هستند و گاهی تا 4 سانتیمتر طول دارند (شکل 3- B). بیشتر این پلاژیوکلازها نیمه‏‌شکل‌دار تا شکل‌دار با دگرریختی ضعیف تا متوسط هستند و بیشترشان ماکل سرنیزه‏‌ای نشان می‌دهند و گاه دچار خمش ماکلی شده‏‏‌اند.

شکل 2- تصویرهای صحرایی از ناحیة تاشینا. A) تورمالین توده‏‏‌ای در پگماتیت‏‏‌ها؛ B) تورمالین‏‏‌های توده‏‏‌ای به‌صورت تجمعی کروی و بیضوی شکل از دانه‏‏‌ها؛ C) حضور تورمالین به‌صورت کشیده و بزرگ؛ D) تجمع تورمالین به‌صورت شعاعی و همراه با کوارتز و فلدسپار؛ E) حضور تورمالین توده‏‏‌ای با مقدار بیشتر از 99درصد و تشکیل تورمالینیت؛ F) ساخت شانه‏‏‌ای در تورمالین

پولک‏‏‌های مسکوویت درون تورمالین‏‏‌ها به‏‏‌صورت تخته‏‏‌ای و شکل‌دار با دگرریختی در حواشی بلوری و با ابعاد تا 3 میلیمتر دیده می‏شوند. در زیر میکروسکوپ، تورمالین به‏‏‌صورت قهوه‏‏‌ای- سبز همراه با کوارتز و فلدسپار دیده می‏‏‌شود (شکل‌های 3- C و 3- D). گاه به‌علت رنگ تداخلی بسیار شدید در برخی تورمالین‏‏‌ها، چندرنگی به‌خوبی دیده نمی‌شوند.

رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین در سنگ‏‏‌های گرانودیوریتی ناحیة تاشینا دیده می‌شوند. این رگه‏‏‌ها دانه‏‏‌ریز هستند و تورمالین درون آنها با کوارتز، فلدسپار و مسکوویت فراگرفته شده است (شکل 4- A). این تورمالین‏‏‌ها چه‌بسا پیامد سیالی غنی از عنصر بور (B) در فاز پایانی هستند و بیشتر آنها رگچه‏‏‌های نازک تغذیه‌شونده دارند (Didier and Barbarin, 1991). در رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین، کانی‌های کوارتز، فلدسپار و مسکوویت دیده می‌شوند. کوارتز بخش عمده رگه را دربر می‌گیرد و با فلدسپار به‏‏‌صورت پلاژیوکلاز با ماکل تکراری و گاه آلبیت، میکروکلین و پرتیت‏‏‌های درشت همراه است.

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از تورمالین درون پگماتیت‏‏‌ها. A) نمایی از بافت گرانولار شامل مسکوویت، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌‌فلدسپار‏‏‌ و کمی تورمالین در زمینه‏‌ای از کوارتز بی‏‌شکل؛ B) بافت گرانولار در مجموعة پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار درشت‏‌بلور در کنار تورمالین؛ C) تورمالین با مسکوویت فراوان درون شکستگی‏‏‌ها و فضاهای ثانویة آن؛ D) کوارتز، پتاسیم‌‌فلدسپار و مسکوویت در فاصله میان بلورهای تورمالین (نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans، 2010)

مسکوویت در اندازة بسیار درشت در کنار کوارتز و تورمالین به‌خوبی شناسایی می‌شود. این تورمالین‌ها گاه تا 5 سانتیمتر طول دارند (شکل‌های 4- B و 4- C). تورمالین‏‏‌های با چندرنگی آبی (ایندیکولیت) به‌صورت شکل‌دار تا نیمه شکل ‏‏‌دار (شکل 4- D) دیده می‌شوند و مربوط به فاز تأخیری تورمالین و از تورمالین‏‏‌های دیگر جدیدتر هستند (Dietrich, 1985). این تورمالین‏‏‌‏‏‌‏‏‌ها به‏‏‌صورت منشوری کوتاه تا میله‏‏‌ای و موازی محور نوری خود وِیژگی‌های ویژه تورمالین را نشان می‌دهند. حضور تورمالین سوزنی در میان تورمالین‏‏‌های بزرگ‌تر نشان‏‏‌دهندة پیدایش تورمالین در دو فاز است. رنگ آبی در پی جایگزینی Fe²⁺ و Ti و Fe³⁺ و رنگ آبی و آبی مایل به بنفش تورمالین ها به دنبال افزایش مقدار Fe و Al رخ می‏‏‌دهد (Dietrich, 1985).

برپایة بررسی‌های انجام‌شده تورمالین‏‏‌های درون دایک‏‏‌های پگماتیتی و آپلیتی تودة الوند (در شمال ناحیة تاشینا و نزدیک شهر همدان) و سنگ‏‏‌های دگرگونی همبری وابسته به آنها از نوع شورل–دراویت هستند و در پی فرایندهای ماگمایی–گرمابی پدید آمده‌اند (Shabani, 2012; Sepahi Garoo et al., 2014).

شکل 4- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین. A) نمایی از یک رگه کوارتز تورمالین قرار گرفته در میان گرانودیوریت‏‏‌ها؛ B) حضور کوارتز در میان درزه‏‏‌ها و شکستگی‏‏‌های درشت‌بلور تورمالین؛ C) تورمالین آبی (ایندیکولیت) در کنار کوارتز؛ D) حضور تورمالین سوزنی در میان تورمالین‏‏‌های بزرگ‌تر (نام اختصاری کانی‌ها برپایة Whitney و Evans، 2010)

شیمی کانی تورمالین

برپایة بررسی شیمی کانی تورمالین‏‏‌ها (جدول‌های ۱ و 2) و برای بررسی تغییرات ترکیبی در نسبت‏‏‌های عنصری و رده‏‏‌بندی تورمالین‏‏‌ها، نمودار دوتایی Mg/Mg+Fe دربرابر Ca/Ca+Na (Collins, 2010) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، همة تورمالین‏‌ها در قطب شورل جای گرفته‏‌اند (شکل 5- A). نبود منطقه‏‏‌بندی شیمیایی در تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا نیز نشان‌دهندة این نکته است (Pesquera et al., 1999). همچنین، این نمودار نشان‏‏‌دهندة نسبت کم Mg/Mg+Fe است. ازآنجایی‌که تورمالین‏‏‌های ماگمایی در مقایسه با تورمالین‏‏‌های گرمابی، مقدار نسبت Mg/Mg+Fe کمتری دارند (Henry and Guidotti, 1985)، پس تورمالین‏‏‌های بررسی‌شده خاستگاه ماگمایی دارند. از سوی دیگر، بالا‌بودن مقدار Fe²⁺ نسبت به Mg و پیروی‌نکردن مقدار Fe²⁺ و Mg از یکدیگر نشان‏‏‌دهندة پیدایش این تورمالین‏‏‌ها در محیط ماگمایی هستند (Cavarretta and Puxeddu, 1990). تورمالین‏‏‌های ماگمایی جانشینی عنصری کمتر و بور بیشتری نسبت به تورمالین‏‏‌های گرمابی دارند (Weisbrod et al., 1986). پس تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا به‌علت ارتباط با تودة مذاب به‌صورت ماگمایی و در پی نفوذ دوبارة ماگما درون تودة اصلی گرانیتی پدید آمده‏‏‌اند.

شکل 5- جایگاه ترکیبی تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا. A) نمودار Mg/Mg+Fe دربرابر Ca/Ca+Na (Collins, 2010)؛ B) نمودار Al نسبت به X_vac (London and Manning, 1995)؛ C) نمودار تغییرات Mg دربرابر Fe (London and Manning, 1995) (جای‌گرفتن نمونه‏‏‌ها در زیر خط 3(Fe+Mg)=∑ و در ناحیة شورل نشان‏‏‌دهندة مقدار Fe بیشتر در مقایسه با Mg است)؛ D) نمودار سه‌تایی (Na+K)، Ca، X_{Site Vacency} (Hawthorne and Henry, 1999)

در نمودار Al دربرابر X_vac (London and Manning, 1995)، همة نمونه‏‏‌های تورمالین (شامل تورمالین درون پگماتیت‏‏‌ها و رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین) محتوای Al بالایی دارند و در گسترة شورل- دراویت تا اکسی‏‏‌شورل- اکسی‏‏‌دراویت جای می‏‏‌گیرند (شکل 5- B). برپایة این نمودار، جایگاه X خالی در رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین نسبت به تورمالین درون پگماتیت‏‏‌ها بیشتر است. به کمک نمودار Mg دربرابر Fe چگونگی جانشینی‏‏‌های عنصری در تورمالین‏‏‌ها بررسی می‌شود (London and Manning, 1995). خط 3Ʃ(Fe+Mg)= در این نمودار ترکیب شورل- دراویت را نشان می‏‏‌دهد. حضور همة نمونه‏‏‌ها در زیر این خط، نشان‏‏‌دهندة نبود پرشدگی کامل در جایگاه Y و Ʃ(Fe+Mg)<3 است. این پدیده می‏‏‌تواند پیامد شناسایی‌نشدن عنصرهایی مانند Li با دستگاه ریزکاو الکترونی باشد که در این جایگاه قرار می‌گیرند و جانشینی کمبود آلکالی (□AlNa^{- 1}Mg^{- 1}) و همچنین، پروتون‏‌زدایی (AlOMg^{- 1} (OH)^{- 1}) در آنها روی می‌دهد. میزان نسبت آهن (apfu)2- 8/1 و میزان نسبت منیزیم (apfu)5/0- 0 است. ازاین‌رو، بالا‌بودن مقدار Fe²⁺ نسبت بهMg در تورمالین‏‌های درون پگماتیت‏‏‌ها نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی این تورمالین‏‏‌ها و پیدایش آنها از مذاب ماگمایی است (Cavarretta and Puxeddu, 1990) (شکل 5- C). در نمودار سه‏‌تایی Ca، X_vacancy و (Na+K) و برپایة جایگاه X و عنصرهایی که در این جایگاه قرار می‏‌گیرندْ تورمالین‏‏‌ها به انواع آلکالن، کلسیک و X_vacancy رده‌بندی می‌شوند (Hawthorne and Henry, 1999) . برپایة این نمودار، تورمالین‏‌های درون پگماتیت‏‏‌ها محتوای آلکالی بالایی دارند و در گسترة قلیایی قرار می‌گیرند. همچنین، تورمالین درون رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین در محدوده‏‏‌ای جای می‏‏‌گیرند که جایگاه X آنها خالی است (Trumbull and Chaussidon, 1999) (شکل 5- D). این وضعیت نشان می‏‏‌دهد مقدار Na و K در جایگاه X نسبت به مقدار Ca در تورمالین درون پگماتیت‏‏‌ها بیشتر است و در رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین خالی است. برپایة بررسی‌های انجام‌شده، تورمالین‏‏‌های قلیایی در شرایط اسیدی و دمای کم پدید می‌آیند (Rosenberg and Foit, 1979; Collins, 2010).

در نمودار Ca دربرابر Na (Harraz and El-Sharkaway, 2001) می‏‏‌توان حضور مقدار اندک اوویت در ساختار تورمالین را برپایة مقدار کم کلسیم (2/0Ca<) اثبات کرد. بر این پایه، جانشینی‏‏‌های AlOMg^{- 1} (OH)^{- 1} و AlNa^{- 1}Mg^{- 1} نشان‏‏‌دهندة وجود مقدار بالای Al در موقعیت Y (یا Al(Y)) هستند (شکل 6- A).

میزان غنی‏‏‌شدگی تورمالین‏‏‌ها از منیزیم در نمودار Mg دربرابر Fe/Fe+Mg بررسی می‌شود. طیف غنی‏‏‌شدگی منیزیم در تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا از 001/0 تا 33/0 (apfu) و میزان Fe/Fe+Mg از 77/0 تا 99/0 (apfu) در نوسان است. به این ترتیب، رگه‏‏‌های کوارتز- تورمالین نسبت به تورمالین درون پگماتیت‏‏‌ها غنی‏‏‌شدگی بیشتری در منیزیم و تهی‏‏‌شدگی بیشتری در نسبت Fe/Fe+Mg نشان می‌دهند (شکل 6- B).

کمبود آلومینیم در جایگاه Z در نمودار Al دربرابر F (London and Manning, 1995) بررسی می‏‏‌شود. برپایة این نمودار، میزان ‏‏‌F در تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا برابربا 0 تا 82/0 (apfu) و میزان Al(Y) از 44/0 تا 82/0 (apfu) متغیر است. ازاین‌رو، ازآنجایی‌که تورمالین درون پگماتیت‏‏‌های گرانیتی مقدار Al(Y) بیشتری دارد پس تورمالین‏‌های تاشینا از آلومینیم غنی هستند و در محدودة تورمالین‏‏‌های با کمبود آلومینیم در جایگاه Z جای نگرفته‏‏‌اند (شکل 6- C).

در نمودار Mg دربرابر F (Yavuz et al., 2006) تعیین نوع سنگ میزبان از دیدگاه میزان لیتیم بررسی می‌شود. با توجه به تغییرات میزان F در تورمالین‏‌های ناحیة تاشینا، تورمالین‏‌های ناحیة تاشینا از نوع شورل با سنگ میزبان گرانیتویید فقیر از Li هستند کها این ویژگی با حضور مقدار اندک Mg در آنها همخوانی دارد (شکل 6- D).

شکل 6- جایگاه زمین‏‏‌شیمیایی تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا. A) نمودار Ca دربرابر Na (Harraz and El-Sharkaway, 2001)؛ B) نمودار Mg دربرابر Fe/Fe+Mg؛ C) نمودار Al دربرابر F (London and Manning, 1995)؛ D) نمودار Mg دربرابر F (Yavuz et al., 2006) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

سنگ میزبان تورمالین‏‏‌ها در نمودارهای سه‌تایی Mg، Fe، Ca و Al، Fe، Mg بررسی و شناسایی می‏‏‌شود (Henry and Guidotti, 1985) برپایة این نمودارها همة تورمالین‏‏‌های بررسی‌شده نزدیک به قطب شورل هستند و در محدودة تورمالین‏‏‌های با سنگ میزبان گرانیتوییدهای فقیر از Li و پگماتیت و آپلیت‏‌های وابسته به آن جای می‏‏‌گیرند. این ویژگی نشان‏‏‌دهندة خاستگاه ماگمایی این تورمالین‏‏‌ها است و با سنگ‏‏‌شناسی محدودة اطراف این تورمالین‏‏‌ها نیز همخوانی دارد (شکل‌های 7- A و 7- B).

شکل 7- جایگاه ترکیبی تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا در نمودارهای سه‏‏‌تایی Al-Fe-Mg و Ca-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985). A) نمودار Ca-Fe-Mg (1: گرانیتوییدهای غنی از لیتیم، پگماتیت‏‏‌ها و آپلیت‏‏‌های وابسته به آنها؛ 2: گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم، پگماتیت‏‏‌ها و آپلیت‏‏‌های وابسته به آنها؛ 3: سنگ‏‏‌های کالک‌سیلیکاته، متاپسامیت‏‏‌ها و متاپلیت‏‏‌های غنی از Ca؛ 4: سنگ‏‏‌های کوارتز- تورمالین، متاپسامیت‏‏‌ها و متاپلیت‏‏‌های فقیر از Ca؛ 5: متاکربنات‏‏‌ها؛ 6: الترامافیک‏‏‌های دگرگون‌شده)؛ B) نمودار Al-Fe-Mg (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 ناهمزیست با یک فاز اشباع از آلومینیم؛ 6: سنگ‏‏‌های کالک‌سیلیکاته، متاپلیت‏‏‌ها و سنگ‏‏‌های کوارتز- تورمالین سرشار از Fe³⁺؛ 7: الترامافیک‏‏‌های دگرگون‌شده با کلسیم کم و ‏‏‌متاسدیمنت‏‏‌های غنی از وانادیم و کروم؛ 8: متاکربنات‏‏‌ها و متاپیروکسنیت‏‏‌ها) (نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

در نمودار MgO دربرابر FeO/(FeO+MgO)، فاصله تودة آذرین درونی از محل ناحیة تورمالین‏‏‌دار مشخص می‌شود (شکل ۸). در تورمالین‏‏‌های واحدهای مختلف، مقدار بیشتر از 8/0 برای نسبت یادشده نشان‌دهندة برخاستن بور از سیال‌های ماگمایی در مراحل تأخیری است (Pirajno and Smithies, 1992). همچنین، مقدار FeO*/(FeO*+MgO) تورمالین نشان‏‏‌دهندة فاصلة محل پیدایش تورمالین‏‏‌ها از تودة گرانیتی است؛ به‌گونه‌ای‌که مقدار این نسبت با دورشدن محل پیدایش تورمالین‏‏‌ها از تودة گرانیتی کمتر می‏‏‌شود. این نسبت برای ذخایر بلافصل تودة گرانیتی برابرتا 8/0 تا 1 و برای سیستم‏‏‌های رگه‏‏‌ای که در فاصلة برابر یا بیشتر از 1 کیلومتر پدیدآمده باشند از 6/0 کمتر است (Weisbrod et al., 1986). ازآنجایی‌که مقدار نسبت FeO*/(FeO*+MgO) در نمونه‏‏‌های مختلف ناحیة تاشینا از 8/0 بیشتر است، پس عنصر بور از سیال‌های ماگمایی در مراحل تأخیری خاستگاه گرفته است و فاصلة پگماتیت‏‏‌های تورمالین‏‏‌دار و رگه‏‏‌های کوارتز تورمالین در این منطقه از تودة گرانیتی مادر آنها از یک کیلومتر کمتر است؛ این ویژگی با مشاهدات صحرایی همخوانی دارد. همچنین، جایگیری همة نمونه‏‏‌ها در محدودة A (شکل 8) نشان می‏‏‌دهد تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا از نوع آندوگرانیتی تا نزدیک به تودة گرانیتی هستند و خاستگاه ماگمایی دارند. تورمالین‏‏‌هایی که نسبت FeO*/FeO*+MgO آنها از 8/0 بیشتر باشد، سیستم بسته ماگمایی دارند و بی دخالت سیال‌ها پدید آمده‌ و با رسوب‌های غنی از Al آلایش نیافته‏‏‌اند (Pirajno and Smithies, 1992).

شکل 8- نمودار MgO دربرابر FeO#=FeO/FeO+MgO (Pirajno and Smithies, 1992). (A: میدان تورمالین‏‏‌های اندوگرانیتی تا نزدیک به تودة گرانیتی؛ B: میدان تورمالین‏‏‌های نزدیک به تودة گرانیتی تا حد واسط؛ C: میدان تورمالین‏‏‌های دور از تودة گرانیتی؛ نماد نمونه‌ها همانند شکل 4)

زمین‏‏‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تورمالین

در تورمالین‏‏‌های ناحیة تاشینا، مقدارهایی از برخی عنصرها (مانند Zr، U، Th، Rb، Pb، Zn و Sr) شناسایی شدند (جدول ۳). حضور این عنصرها نشانة متاسوماتیسم گوة گوشته‏‏‌ای با سیال‌های اقیانوسی فرورو و آلایش ماگما با سنگ‌کرة قاره‏‌ای است (Atherton and Ghani, 2002).

ازآنجایی‌که خاستگاه احتمالی پگماتیت‏‏‌های تورمالین‏‏‌دار پوستة قاره‏‏‌ای است، ترکیب نمونه‏‏‌های تورمالین نسبت به پوستة قاره‏‏‌ای (Rudnick and Gao, 2003; Thompson,1982; Boynton, 1984) بهنجار شد (شکل 9- A). برپایة این نمودار نمونه‏‏‌های تورمالین در ناحیة تاشینا از عنصرهای ناسازگارِ La، Rb، K غنی‏‏‌شدگی و از عنصرهایِ Ba، Sr، Nb و Ti بی‏‏‌هنجاری منفی به نمایش می‏‏‌گذارند. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة پیدایش از مذابی با خاستگاه پوسته‏‌ای هستند (Taylor and McLennan, 1985; Chappell and White, 1992). تهی‏‏‌شدگیِ Sr و همراهی آن با بی‏‏‌هنجاری منفیِ Ba در نمونه‏‏‌ها پیامد کاهش فراوانی فلدسپار هنگام جدایش بلوری است؛ زیرا Sr به‌جای کلسیم و پتاسیم در شبکة فلدسپار وارد می‏‏‌شود. Ba نیز به‌علت جانشینی با پتاسیم در ارتوکلاز و بیوتیت و با جدایش این کانی‏‏‌ها بی‏‏‌هنجاری منفی پیدا می‌کند (Wu et al., 2003; Thuy et al., 2004).

وجود بی‏‏‌هنجاری منفیِ Nb در تورمالین‏‏‌های منطقة تاشینا چه‌بسا نشان‏‏‌دهندة پیدایش آنها در محیط فرورانش است؛ زیرا سیال‌ها و مذاب‏‌های پدیدآمده از سنگ‌کرة اقیانوسی فرورو درون پوستة قاره‏‏‌ای و متاسوماتیسم‌کردن گوة گوشته‏‌ای بالای خودشان بی‏‏‌هنجاری منفی Nb را به‌دنبال دارد (Chappell, 1999).

مقدار عنصرهای خاکی کمیاب در مذاب، تغییر در رفتار سازگار این عنصرها میان مذاب و بلورها هنگام جدایش بلورین و همچنین، رفتار عنصرها هنگام تبلور کانی‏‏‌ها نشان‏‏‌دهندة الگوی رفتاری عنصرهای خاکی کمیاب در تورمالین هستند (Vincent, 2011). برپایة بررسی‌های انجام‌شده، عنصرهای HREE نسبت به LREE تمرکز کمتری دارند که این ویژگی تا اندازه‌ای پیامد عواملی مانند درجة کم ذوب‌بخشی، وجود گارنت بجامانده در سنگ خاستگاه و آغشتگی ماگماست (Romick et al., 1992; Hoskin et al., 2001) (شکل 9- B). همچنین، در نمونه‏‏‌های تورمالین این منطقه، عنصر Eu بی‏‏‌هنجاری منفی نشان می‏‏‌دهد. این پدیده چه‌بسا پیامد تبلور پلاژیوکلاز از ماگمایی مافیک است که جدایش مقدار چشمگیری Eu از ماگما و جذب آن در شبکة بلوری پلاژیوکلاز را به‌دنبال دارد (Krauskopf and Bird, 1995). عنصر Eu در ماگما به دو صورت اکسایشیِ Eu²⁺ و Eu³⁺ دیده می‏‏‌شود. نسبت این دو به شرایط فوگاسیتة اکسیژن در ماگما بستگی دارد. یون Eu²⁺ جایگزین Ca²⁺ و تا اندازة بسیاری جانشین Sr در شبکة پلاژیوکلاز و یا دیگر سیلیکات‏‏‌ها می‌شود. همچنین، در ماگماهای نوع I و شرایط فوگاسیتة بالای اکسیژن، Eu به‌صورت Eu³⁺ پدیدار و بسته به ترکیب و روند جدایش بلورین ماگما، در کانی‏‏‌های مختلف پراکنده می‌شود و مسیرهای متفاوتی را می‌پیماید (Wilson, 1989; Richards and Kerrich, 2007). در مجموع، بی‏‏‌هنجاری منفی Eu در تورمالین‏‏‌ها بیشتر پیامد تبلور پلاژیوکلاز هنگام جدایش بلورین ماگماست (Tepper et al, 1993)؛ اما بی‏‏‌هنجاری ضعیف Eu در تورمالین‏‏‌های منطقه چه‌بسا تا اندازه‌ای پیامد مقدارهای چشمگیر پلاژیوکلاز در سنگ‏‏‌های گرانیتوییدی منطقه است که در پی جانشینی Eu به‌جای Sr و Ca روی داده است (شکل 9- B).

شکل 9- ترکیب نمونه‏‏‌های تورمالین تاشینا در: A) نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب پوستة قاره‏‏‌ای (Thompson, 1982)؛ B) نمودار فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب پوستة قاره‏‏‌ای (Boynton, 1984) (UCC: Upper Continental Crust)

برداشت

وجود تورمالین شکل‌دار در پگماتیت‏‏‌ها، نبود منطقه‏‏‌بندی شمیایی، و شکل‌های گوناگونِ تورمالین‏‏‌ها نشان‏‏‌دهندة غنی‏‏‌شدگی ماگمای سازندة از عنصر ‏‏‌B با خاستگاه ماگمایی است. وجود نسبت بالای FeO*=FeO/FeO+MgO در اندازة بیشتر از 8/0 در تورمالین‏‌های ناحیة تاشینا نشانة روشنی از برخاستن بور از سیال‌های ماگمایی مراحل تأخیری است. جانشینی کاتیونی نشان‏‏‌‏‏‌دهندة قلیایی‌بودن تورمالینِ پگماتیت‏‏‌ها و وجود جایگاه خالی در تورمالین درون رگه‏‏‌های کوارتز تورمالین . نیز بالا‌بودن نسبت Fe²⁺ به Mg است. به این ترتیب، تورمالین‏‌های ناحیة تاشینا از نوع قلیایی و ماگمایی هستند. برپایة بررسی‌های انجام‌شده، Al در موقعیت Y جایگزین شده است و همة نمونه‏‏‌ها در زیر (Fe+Mg)<3∑ قرار گرفته‏‏‌اند. برپایة بررسی‌های انجام‌شده تورمالین‏‌هایِ ناحیة تاشینا بالاترین مقدار آهن و کمترین میزان Mg و همچنین، بالاترین نسبت Fe/Fe+Mg و کمترین نسبت Mg/Mg+Fe را دارند. بر این پایه، تورمالین‏‏‌ها خاستگاه ماگمایی دارند و در شرایط اسیدی و دمای کم پدید آمده‏‏‌اند.

تورمالین‏‏‌های این منطقه از نوع پرآلومین، با محیط تشکیل اسیدی و در محدودة ترکیبی گرانیتویید‏‏‌های فقیر از لیتیم، پگماتیت‏‏‌ها و آپلیت‏‏‌های وابسته به آن و همچنین، آندوگرانیتی تا نزدیک به تودة گرانیتی هستند. فاصلة آنها تا تودة گرانیتی مادر از یک کیلومتر کمتر است و خاستگاه ماگمایی دارند. به این ترتیب، با توجه به قرارگیری نمونه‏‏‌ها در محدودة ترکیبی گرانیتویید‏‏‌های فقیر از لیتیم، پگماتیت‏‏‌ها و آپلیت‏‏‌های وابسته به آن و با توجه به مقدار نسبت FeO*/(FeO*+MgO) و قرارگیری همة نمونه‏‏‌های تورمالین در محدودة A، پس واحدهای دگرگونی در پیدایش تورمالین‏‏‌های منطقة تاشینا مؤثر نبوده‏‏‌اند.

سرشت پرآلومین و وجود تورمالین‏‏‌های اولیه در ناحیة تاشینا نشان‌دهندة وجود B و همچنین، مقدار Al لازم برای پیدایش تورمالین درون تودة گرانیتوییدی است. از سوی دیگر، حضور تورمالینیت و پیدایش آن نشان‏‏‌دهندة حضور مقادیر کافی عنصرهای Mg و Fe و بالا‌بودن نسبت FeO+MgO>10 است. پس تودة گرانیتوییدی عنصرهای Al، B، Mg و Fe مورد نیاز برای پیدایش تورمالین را فراهم کرده است.

نمودارهای بهنجارشده تورمالین نسبت به پوستة قاره‏‏‌ای غنی‏‏‌شدگی از عنصرهای ناسازگار (K، Th، Rb، La) و بی‏‏‌هنجاری منفی عنصرهای (Ti، Nb، Sr، Ba) را نشان می‏‌دهند. این ویژگی‌ها نشان‌دهندة پیدایش مذاب گرانیتی از خاستگاه پوسته‏‏‌ای هستند. فراوانی عنصرهای LILE (مانند: K، Th، Rb، La) به‌همراه Pb (جدول ۳) و تهی‏‌شدگی عنصرهای Ti و Nb به مادة مذاب با خاستگاه پوسته‏‏‌ای نسبت داده می‌شود. تمرکز کمابیش کم عنصرهای HREE نسبت به LREE در این نمودار تا اندازه‌ای پیامد عواملی مانند درجة کم ذوب‌بخشی، وجود گارنت بجامانده در سنگ خاستگاه و آغشتگی ماگما است. همچنین، بی‏‏‌هنجاری منفی Eu در تورمالین‏‏‌های منطقه تا اندازه‌ای پیامد وجود فراوانی چشمگیر پلاژیوکلاز در سنگ‏‏‌های گرانیتوییدی منطقه و در پی آن، جانشینی Eu به‌جای Sr و Ca است. همراهی بی‏‏‌هنجاری منفی Eu و بی‏‏‌هنجاری منفی Sr چه‌بسا پیامد جدایش بلورین پلاژیوکلاز و همراهی آن با بی‏‏‌هنجاری منفی Ba نیز شاید پیامد جدایش بلورین پتاسیم‌‌فلدسپار باشند. ازاین‌رو، وجود هر سه بی‏‏‌هنجاری منفی در نمونه‏‏‌های تورمالین منطقه، جدایش بلورین پلاژیوکلاز و نیز پتاسیم‌‌فلدسپار، عوامل مهمی در تحول ماگمایی سنگ‏‏‌های منطقه به‌شمار می‌روند. نتایج بررسی این عنصرها در مجموعة نمونه‏‏‌های تورمالین، با نتایج بررسی‌های سنگ‌نگاری و شیمی عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب سازگاری خوبی نشان می‏‏‌دهند.

References

Aliani, F., Maanijou, M., Sabouri, Z. and Sepahi, A. A. (2012) Petrology, geochemistry and geotectonic environment of the Alvand intrusive complex, Hamedan, Iran. Chemie der Erde–Geochemistry 72: 363- 383.

Atherton, M. P. and Ghani, A. A. (2002) Slab break off: A model for Caledonian, late Granite syncollisional magmatism in the orthotectonic (metamorphic) zone of Scotland and Donegal, Ireland. Lithos 62: 65–85.

Bea, F., Pereira, M. D. and Stroh, A. (1994) Mineral/leucosome trace- element partitioning in a peraluminous migmatite (a laser ablation- ICP- MS study). Chemical Geology 117: 291- 312.

Bloodate, E. S., Hughes, G. M., Dyar, M. D., Grew, E. S. and Guidotti, C. (1999) Linking structure and chemistry in the schorl–dravite series. American Mineralogist 84: 922- 928.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63–114. Elsevier. Amsterdam.

Cavarretta, G. and Puxeddu, M. (1990) Schorl- Dravite- Ferridravite tourmalines deposited by hydrothermal magmatic fluids during early evolution of the Larderclio geothermal field, Italy. Economic Geology 85: 1236- 1251.

Chappell, B. W. (1999) Aluminium saturation in I and S-type granites and the characterization of fractionated haplo granites. Lithos 46: 535- 551.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I and S- type granites in the Lachlan flod belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 83: 1- 26.

Collins A. (2010) Mineralogy and geochemistry of tourmaline in contrasting hydrothermal system, Copiapo area, Northern Chile. M. Sc. Thesis, University of Arizona, Arizona.

Didier, J. and Barbarin, B. (1991) Enclaves and granite petrology. Elsevier.

Dietrich, R. V. (1985) The tourmaline group. New York, Van Nostrand Reinhold.

Dutrow, B. L. and Henry, D. J. (2011) Tourmaline: A geologic DVD. Elements 7(5): 301–306.

Eshraghi, S. A. and Mohmoudi Gharai, M. M. (2003) Geological map of Toyserkan 1/100,000 sheet, No: 5659. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, Tehran, Iran.

Galbraith, C. G., Clarke, D. B., Trumbull, R. B. and Wiedenbeck, M. (2009) Assessment of tourmaline compositions as an indicator of emerald mineralization at the Tsa da Glisza Prospect, Yukon Territory, Canada. Economic Geology 104: 713–731.

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

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

Henry, D. J. and Dutrow, B. L. (1996) Metamorphic tourmaline and its petrologic applications. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 33: 503–557.

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

Hoskin, P. W. O. (2001) Patterns of chaos: Fractal statistics and the oscillatory chemistry of zircon. Geochimica Acta 64(11): 1905- 1923.

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

Krauskopf, K. B. and Bird, D. K. (1995) Introduction to geochemistry, New York. Mcgraw- Hill.

London, D. and Manning, D. A. C. (1995) Chemical variation and significance of tourmaline from SW England. Economic Geology 90(3): 495- 519.

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

Michael, A. W., Horst, R. M., Philipp, S., Anna, G., Thomas, W., Dorrit, E. J., Matthias, B. and Gregor, M. (2013) Trace element systematics of tourmaline in pegmatitic and hydrothermal systems from the Variscan Schwarzwald (Germany): The importance of major element composition, sector zoning, and fluid or melt composition. Chemical Geology 344: 73- 90.

Mirlohi, A. and Khalili, M. (2016) Petrography and geochemistry of tourmaline nodules from Aderba leucogranite (northeast of Golpaygan). Iranian Journal of Petrology 27: 191- 205 (in Persian).

Mirsepahvand, F., Tahmasebi, Z., Shahrokhi, S. V., AhmadiKhalaji, A. and Khalili, M. (2012) Geochemistry and source determination of tourmalines in Boroujerd area. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 20(2): 281- 292 (in Persian).

Moradi, A., Shabanian Boroujeni, N. and Davodian Dehkordi, A. R. (2017) Geochemistry of granitoid pluton in northeastern of mine Jan (province Lorestan). Journal of Economic Geology 1: 191-205 (in Persian with English abstract).

Mousavi, S. (2015) Mineral chemistry and geology of tourmaline in granitoid and metamorphic rocks in Zamanabad area, Hamedan Province M. Sc. thesis, Islamic Azad University, Khorramabad Branch, 140P (in Persian).

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

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

Richards, J. P. and Kerrich, R. (2007) Special Paper: Adakite- like rocks: Their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Society of Economic Geologists Inc. 102(4): 537- 576.

Romick, J. D., Kay, S. M., and Kay, R. M., (1992) The influence of amphibole fractionation on the evolution of calc- alkaline andesite and dacite tephra from the central Aleutians, Alaska. Contributions to Mineralogy and Petrology 112: 101–118.

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

Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) The composition of the continental crust. Treatise on Geochemistry 3: 1–64.

Sepahi Garoo, A. A., Salami, S. and Tabrizi, M. (2014) Geochemistry of tourmalines in aplitic and pegmatitic dikes from Alvand plutonic and metamorphic rocks of the Hamedan area. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22(3): 495- 506 (in Persian).

Shabani, Z. (2012) Investigation geochemical characteristics tourmaline in the Alvand area with a view of the boron of the economic geology source. M. Sc. Thesis, Khorramabad Branch, Islamic Azad University, Khorramabad, Iran (in Persian).

Shahrokhi, S. V. (2020) Mineralogy and Geochemistry of Tourmalines in Malmir Area (East of Doroud- Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 28(3): 645-658 (in Persian).

Shahrokhi, S. V. and Delfani, H. (2019) Geochemistry and source determination of tourmalines in Mollataleb Area (North of Aligoudarz- Iran). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 27(2): 385- 400 (in Persian).

Stӧcklin, J. (1968) Structual history and tectonic of Iran, A review. American association of Petrolium Geologist Bulletine 52(7): 1229- 1258.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The Continental Crust: Its composition and evolution. Blackwell, Oxford.

Tepper, J. H., Nelson, B. K., Bergantz, G. W. and Irving, A. J. (1993) Petrology of the Chilliwack batholith, North Cascades, Washington: Generation of calc- alkaline granitoids by melting of mafic lower crust with variable water fugacity. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 333- 351.

Thompson, A. B. (1982) Fertility of crustal rocks during anatexis. Transactions of the Royal Society of Edinburg, Earth Sciences 87: 1-10.

Thuy, N. T. B., Satir, M., Siebel, W., Vennemann, T. and long, T. V. (2004) Geochemical and isotopic constraints on the petrogenesis of granitoids from the dalat zone, Southern Vietnam. Journal of Asian Earth Sciences 23: 467- 482.

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

Valizadeh, M. V. and Torkian, A. (1999) The Study of petrography and petrology of pegmatites in the Hamadan area. Journal of Science, University of Tehran 25(2): 121-135

Van Hinsberg, V. J. (2011) Preliminary experimental data on trace- element partitioning between tourmaline and silicate melts. The Canadian Mineralogist 49(1): 153–163.

Van Hinsberg, V. J., Henry D. J. and Dutrow, B. L. (2011) Tourmaline as a petrologic forensic mineral: a unique recorder of its geologic past. Elements 7(5): 327–332.

Van Hinsberg, V. J., Henry, D. J. and Marschall, H. R. (2011) Tourmaline: an ideal indicator of its host environment. The Canadian Mineralogist 49(1): 1–16.

Vincent, J. (2011) Preliminary experimental data on trace- element partitioning between tourmaline and silicate melt. The Canadian Mineralogist 49: 153- 163.

Webber, K. L., Falster, A. U., Simmons, W. B. and Foord, E. E. (1997) The role of diffusion- controlled oscillatory nucleation in the formation of line rock in migmatite- aplite dikes. Journal of Petrology 38: 1777- 1791.

Weisbrod, A., Polak, C. and Roy, D. (1986) Experimental study of tourmaline solubility in the system Na- Mg-Al-Si-B-O-H Applications to the boron content of natural hydrothermal fluids and tourmalinization process. Volume of Abstracts, International Symposium Experimental Mineralogy and Geochemistry Nancy.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for Names of Rock-Forming Minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187.

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis: a Global Tectonic Approach. London (Unwin Hyman).

Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wildes, S. A., Loc, H., Yui, T- F., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. Y. (2003) Highly fractionated I- type granites in NE chine (I) geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241- 273.

Yavuz, F., Yavuz, V. and Sasmaz, A. (2006). Winclastour–a visual basic program for tourmaline formula calculation and classification. Computers and Geosciences 32: 1156–116.

Mineral chemistry, mineralogy and the behavior of trace and rare earth elements of tourmaline in pegmatites of Tashina area (North of Serkan, Hamedan Province)

Full Text

References

Volume 11, Issue 4 - Serial Number 44
January 2021
Pages 91-110

Files

Cited by

History

Share

How to cite

Statistics

Mineral chemistry, mineralogy and the behavior of trace and rare earth elements of tourmaline in pegmatites of Tashina area (North of Serkan, Hamedan Province)

Volume 11, Issue 4 - Serial Number 44January 2021Pages 91-110

Volume 11, Issue 4 - Serial Number 44
January 2021
Pages 91-110