نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 کارشناسی‌ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، ایران

2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، ایران

3 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام‌نور، ایران

چکیده

مناطق بررسی‏‌شده در شمال‏‌خاوری اصفهان، شامل واحدهای رسوبی، دگرگونی (هورنفلس، مرمر و اسکارن) و آذرین (گرانودیوریت، مونزوگرانیت، تونالیت) هستند. کانی‏‌های اصلی شامل پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، کوارتز، هورنبلند و بیوتیت به‏‌همراه کانی‏‌های فرعی اسفن، زیر‏‌کن، تورمالین و کانی‏‌های کدر هستند. تورمالین‏‌های مناطق بررسی‏‌شده که تأخیری و ناشی از فرایند متاسوماتیسم هستند بیشتر در شکستگی‏‌های سنگ دیده می‏‌شوند. تورمالین‏‌ها به‏‌صورت بلورهای ریز و سوزنی پراکنده در مقطع و یا به‏‌صورت تورمالین‏‌های سبز رنگی دیده می‌شوند که به‏‌صورت بخشی جایگزین فلدسپار شده‌اند. این کانی در مرحله پنومالیتیک با ورود بور در فضاهای خالی یا شکستگی‏‌ها و واکنش با سنگ‏‌های دیواره پدید آمده است و در همین مرحله، فلدسپارها با تورمالین‏‌ها جانشین شده‌اند. برپایة جایگاه X و مقدار Ca، Na و K، تورمالین‌های بررسی‏‌شده بیشتر از نوع آلکالی هستند و در آنها میزان K و Na در جایگاه X در مقایسه با مقدار Ca بالاتر است. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌ها در گرانیتوییدها دراویت با گرایش به ترکیب شورل و در هورنفلس‏‌ها بیشتر دراویت است که نشان‌دهندة تبادلات کاتیونی Fe و Mg در مقادیر ثابت Ca و Al است. تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در زیر خط  جای گرفته‏‌اند و ازاین‌رو، در جایگاه Y جانشینی Al دارند. برپایة نمودارهای Fe-Mg-Ca و Al-Mg-Fe، تورمالین‌ها در محدودة متاپلیت‌ها و متاپسامیت‏‌های و سنگ‌های کوارتز- تورمالین فقیر از کلسیم و همزیست با فاز اشباع از آلومینیم واقع شده‌اند که نشان‌دهندة سیستم ماگمایی باز و حضور بور از خاستگاهی خارجی است.
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Geochemistry of tourmaline in granitoids and metamorphic rocks of Qohroud-Qamsar, Kashan, Central Iran

نویسندگان [English]

  • Zahra Etedali 1
  • Farimah Ayati 2
  • Maryam Ahankoub 3

1 M.Sc., Department of Geology, Payame Noor University, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Iran

3 Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Iran

چکیده [English]

Introduction
Tourmaline is an indicator mineral of pegmatite, granites and pneumatolytic veins. In metamorphic rocks, it is formed by the process of boron metasomatism and in sediments by the recrystallization of destructive particles. This mineral crystallizes in various temperatures, pressures and geological environments so can be widely used in lithological studies.
The study areas are part of the geological map of Kashan located in the west of the volcanic belt of Central Iran (Urmia-Dokhtar belt). A number of studies have been carried out regarding the geological and petrological of the areas of study: Among those, petrology and geological studies of metamorphic aureole in Qohroud granitoid (Ahankoub, 2003), petrography and petrology of Qohroud plutonic rocks (Jafari, 2001), the type of garnet zoning in skarns of Qohroud Intrusion (Farazdel et al., 2005) and geochemistry and petrology of mafic-intermediate intrusions in mineralized region of Qamsar, Kashan Yar-Ali (2016) are more notable. The purposes of the present study are to determine the origin of tourmalines from the study areas on the base of their petrographic and geochemical characteristics as well as their structural formula and to compare these minerals as well.
Materials and methods
Following field observations, 25 thin sections were prepared for mineralogical and textural studies using Olympus polarizing microscope (BH2). 10 samples of tourmalines were analzyed by XPM analysis at Binalood Company. The results of microprobe analyses of tourmalines from hornfelses (Ahankoub, 2003) carried out at the Oklahoma University (USA) were also used for the present study. All these data are given in Tables 1 and 2.
Discussion
The areas under investigation are predominantly compose of sedimentary, metamorphic (hornfels, marble, skarn) and intrusive (granodiorite, monzogranite, tonalite) rocks. Plagioclase, orthoclase, quartz, hornblende, and biotite as major with sphene, zircon, tourmaline and opaque as minor minerals are dominant. Tourmalines in these areas are metasomatism in nature and as needles and small crystals. are mainly found in fractures. Tourmaline crystals with zoning, formed in post-crystallization and hydrothermal stages, were subjected to influence of boron-rich solutions presumably point to mixing of fluids in open systems. Green tourmalines replaced feldspars possibly caused by tourmalinization in the pneumatolitic stage by reactions of boron with wall rocks.
Based on X position and Ca, Na, K contents, most of tourmalines are alkaline. The chemical composition of tourmaline in hornfels is mainly dravite and in granitoids is dravite with a tendency towards schorlite. The formation of tourmaline instead of biotite and chlorite in metamorphic rocks shows the its formation as a result of reactions of boron fluids with aluminosilicates. The studied tourmalines lie below the line  and therefore, have Al substitution in the Y position. As the Fe-Mg-Ca and Al-Mg-Fe diagrams display these tourmalines are mainly plotted within the metapelites and metapesamites in calcium poor quartz- tourmaline rocks. The ratio of FeO / FeO + MgO tourmalines from the hornfels is between 0.58 to 0.6 (ave. 0.59), which confirms they have crystallized in an open magmatic system with the presence of boron with an external origin and indicates the involvement of atmospheric water during their formation in the hydrothermal system. This ratio in tourmalines from the granitoids are between 0.56 to 0.69 (ave. 0.63), which can indicate the formation of these tourmalines during the mixing of magmatic and hydrothermal fluids.
Conclusion
The chemical composition of the studied tourmalines based on cationic substitutions is in the range of alkaline tourmalines, which indicates a higher amount of K and Na at position X compared to Ca and confirm their formation in acidic and low temperature conditions. The chemical composition of tourmalines from granitoids is in the range of dravite and schorlite and the chemical composition of tourmalines from hornfels are mainly dravite, which represents the cation exchanges of Fe, Mg in constant values of Ca and Al. The studied tourmalines are located in the range of calcium-poor metapelites and metapsamites and calcium-poor quartz-tourmaline rocks and coexist with the aluminum-saturated phase. Based on the amount of FeO / FeO + MgO in tourmalines, the openness of the system and the presence of boron from an external source is confirmed.

کلیدواژه‌ها [English]

  • granitoid
  • tourmaline
  • Qohroud
  • Qamsar
  • Urumieh-Dokhtar

برپایة رده‏‌بندی پهنه‏‌های ساختاری- رسوبی ایران (Aghanabati, 1994)، تودة گرانیتوییدی قهرود بخشی از پهنة ساختاری ارومیه- دختر در باختر پهنة ایران مرکزی به‌شمار می‏‌آید. به پیشنهادِ بربریان و کینگ (Berberian and King, 1981)، پهنة تکتنوماگمایی ارومیه- دختر کمان ماگمایی نوع آندی است که به‌دنبال فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی تتیس جوان به زیر ایران مرکزی و هنگام رخداد کوهزایی آلپ پدید آمده و موجب پدیدارشدن فعالیت‏‌های آذرین ائوسن- میوسن از گابرو تا گرانیت شده است (Shahabpour, 2005). از بررسی‌هایی که در منطقة قهرود، قمصر و مناطق همجوار انجام شده است، می‌توان موارد زیر را نام برد: تهیة نقشة زمین‏‌شناسی 250000/1 (Zahedi, 1991) و 100000/1 کاشان (Radfar and Alaii Mahabdi, 1993)، بررسی سنگ‌نگاری و زمین‌شیمی‏ ‌توده‏‌های آذرین درونی قهرود و بررسی هالة دگرگونی تودة گرانیتویید قهرود (Jafari, 2001; Ahankoub, 2003; Asadolahi, 2003; Masoudi et al., 2005)، بررسی کانی‏‌شناسی و زمین‌شیمی ‏‌دگرسانی گرمایی سنگ‏‌های آذرین و آذر آواری قمصر (Kabiri and Khalili, 2011) و بررسی زمین‌شیمی ‏‌و سنگ‌شناسی تودة گرانیتوییدی نیمه‌عمیق منطقه معدنی قمصر (Yar-Ali, 2016). بر این اساس، تودة گرانیتوییدی قمصر متاآلومینوس و از نوع I است و ویژگی ماگماهای سری کالک‌آلکالن تا تحولی را نشان می دهد. بدر (Badr, 2012) و قلی‌نژاد (Gholinejad, 2014) به بررسی سنگ‏‌شناسی وکانی‏‌شناسی اسکارن‏‌های بخش خاوری و شمال‏‌خاوری گرانودیوریت قهرود پرداخته‏‌اند. از آنجایی‌که تا کنون روی شیمی تورمالین‏‌های منطقه پژوهشی انجام نشده است، بررسی سنگ‌نگاری، بررسی شیمی و تعیین خاستگاه تورمالین‏‌های درون تودة آذرین درونی قهرود (منطقة قهرود و قمصر) و هورنفلس‏‌های قهرود با توجه به ارتباط تنگاتنگ زمین‏‌شناسی مناطق بررسی‏‌شده، از اهداف این پژوهش هستند. تورمالین کانی شاخص پگماتیت، گرانیت‏‌ها و رگه‏‌های پنوماتولیتیکی است. این کانی در سنگ‏‌های دگرگونی نیز در پی فرایند متاسوماتیسم بور و در رسوب‌ها هنگام بازتبلور ذرات آواری پدید می‏آید. از آنجایی‌که تورمالین در دما، فشار و محیط‌های زمین‏‌شناسی گوناگون متبلور می‏‌شود و به‌علت پایداری آن در بازة گسترده‏‌ای از دما و فشار و هوازدگی، این کانی می‏‌تواند کاربرد گسترده‌ای در بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی داشته باشد (Manning, 1982; Benard et al., 1985; London, 1999). بیشتر رگه‏‌های تورمالین‏‌دار با نهشته‌های ماگمایی-گرمابی گوناگون، رگه‏‌های مرتبط با سنگ‏‌های گرانیتوییدی، جانشینی، اسکارن و نهشته‌های پورفیری همراه هستند. تورمالین می‏‌تواند از مرحلة آغازین تا پایان تبلور در شرایط ماگمایی متبلور شود و یا کانی تأخیری باشد که در شرایط گرمابی پدید می‌آید (Burianek and Novak, 2007).

 

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری از گرانیتوییدهای تورمالین‏‌دار در منطقة قهرود و قمصر (تودة گرانیتوییدی قهرود)، برای بررسی‌های کانی‏‌شناسی و بررسی بافت، 25 مقطع نازک، تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان Olympus مدل BH2 بررسی شدند. پس از انجام بررسی‌های سنگ‌نگاری، برای شناخت و بررسی دقیق تورمالین و مشخص‌کردن ترکیب عنصری آن، 10 نمونه از گرانیتوییدهای تورمالین‏‌دار به شرکت کانساران بینالود تهران فرستاده و آنالیز XPMA شدند. همچنین، از داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة تورمالین‏‌های درون هورنفلس‏‌ها به روش ریزکاو الکترونی که در دانشگاه اکلاهماسیتی آمریکا انجام شده است (Ahankoub, 2003) نیز بهره گرفته شد. در این آزمایشگاه، تجزیة نقطه‏‌ای روی کانی‏‌ها توسط دستگاه ریزکاو الکترونی مدل Cameca SX50 با ولتاژ شتاب‌دهندة 20 کیلوولت و شدت جریان 20 نانوآمپر انجام شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.

 

 

جدول 1. داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی (برپایة درصدوزنی) برای تورمالین‏‌های گرانیتویید منطقة قهرود (Gho)- قمصر (Gha) ، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایة apfu) به‌دست‌آمده برپایة 31 اتم اکسیژن.

Table 1. Electron microprobe analysis data (in wt%) for tourmalines in Qohroud (Gho)-Qamsar (Gha) area granitoid, and the calculated structural formula (in apfu) based on 31 oxygen atoms.

Sample No.

Gho I

Gho II

Gho III

Gho IV

Gho V

Gho VI

Gha I

Gha II

Gha III

Gha IV

SiO2

33.5

36.17

35.31

36.36

35.80

35.87

36.28

36.60

36.14

36.38

TiO2

1.05

0.20

0.55

0.34

0.20

0.97

0.06

0.03

0.07

0.04

Al2O3

32.1

31.01

28.62

32.10

31.21

31.08

34.42

36.10

31.23

32.27

FeO

9.90

8.44

9.31

7.54

8.85

8.29

7.62

8.78

8.95

8.37

MgO

4.28

5.54

4.78

5.39

4.94

3.76

5.83

5.70

5.52

5.84

CaO

1.20

0.52

0.83

0.92

0.55

0.97

0.75

0.55

0.67

0.58

MnO

1.00

0.73

0.96

0.53

0.59

1.95

 -

-

-

0.03

Na2O

2.60

2.13

2.50

2.25

2.06

1.80

0.59

1.82

1.79

0.35

K2O

0.26

0.19

0.60

0.21

0.34

2.02

0.10

0.05

0.17

0.10

H2O

3.50

3.32

3.36

3.35

3.29

3.42

3.08

3.47

3.25

2.97

B2O3

10.3

10.37

10.04

10.50

10.30

10.39

10.64

11.02

10.35

10.40

Total

99.9

98.88

97.37

99.87

98.40

101

99.37

104.1

98.39

97.35

Si

5.67

6.06

6.12

6.02

6.04

6.00

5.93

5.77

6.07

6.08

Ti

0.13

0.03

0.07

0.04

0.03

0.12

0.01

0.00

0.01

0.01

Al

6.41

6.13

5.84

6.26

6.21

6.13

6.63

6.71

6.18

6.36

Fe (2+)

1.40

1.18

1.35

1.04

1.25

1.16

1.04

1.16

1.26

1.17

Mn (2+)

0.14

0.10

0.14

0.07

0.08

0.28

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

1.08

1.39

1.23

1.33

1.24

0.94

1.42

1.34

1.38

1.46

Ca

0.22

0.09

0.15

0.16

0.10

0.17

0.13

0.09

0.12

0.10

Na

0.85

0.69

0.84

0.72

0.67

0.58

0.19

0.56

0.58

0.11

K

0.06

0.04

0.13

0.04

0.07

0.43

0.02

0.01

0.04

0.02

B

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Total

18.9

18.71

18.88

18.69

18.70

18.82

18.36

18.65

18.64

18.31

Xvac

0.00

0.17

0.00

0.07

0.15

-0.19

0.66

0.34

0.26

0.76

Xvac/ (Xvac+Na)

0.00

0.20

0.00

0.09

0.19

-0.48

0.78

0.38

0.31

0.87

Fe2++Mg

2.48

2.57

2.58

2.37

2.49

2.10

2.46

2.50

2.64

2.63

Na/Na+Ca

0.80

0.88

0.84

0.82

0.87

0.77

0.59

0.86

0.83

0.52

Mg/Fe+Mg

0.44

0.54

0.48

0.56

0.50

0.45

0.58

0.54

0.52

0.55

Fe/Fe+Mg

0.56

0.46

0.52

0.44

0.50

0.55

0.42

0.46

0.48

0.45

R2*=Fe (tot)+Mg+Mn+Al in R2

2.87

2.90

2.78

2.78

2.86

2.67

3.02

2.99

2.90

3.07

Al In R2=Al+1.33Ti+Si-12

0.25

0.22

0.05

0.33

0.29

0.30

0.56

0.49

0.26

0.44

R1=Na+Ca

1.07

0.79

0.99

0.89

0.77

0.76

0.32

0.65

0.70

0.22

R3=Al+1.33Ti

6.58

6.16

5.94

6.32

6.24

6.29

6.64

6.72

6.19

6.36

R2=Fe+Mg+Mn

2.62

2.67

2.72

2.45

2.58

2.37

2.46

2.50

2.64

2.63

R1+R2

3.69

3.46

3.72

3.33

3.35

3.13

2.78

3.15

3.34

2.85

Xvac

0.00

0.17

0.00

0.07

0.15

-0.19

0.66

0.34

0.26

0.76

جدول2. داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی برای تورمالین‏‌های درون هورنفلس قهرود (Ahankoub, 2003) (برپایة درصدوزنی)، به‌همراه فرمول ساختاری (برپایة apfu) به‌دست‌آمده برپایة 31 اتم اکسیژن.

Table 1. Electron microprobe analysis data (in wt%) for tourmalines in Qohroud hornfels (Ahankoub, 2003), and the calculated structural formula (in apfu) based on 31 oxygen atoms.

Sample No.

hor1

hor2

hor3

hor4

hor5

hor6

hor7

hor8

SiO2

32.20

34.99

36.51

34.68

34.68

35.07

34.32

34.38

TiO2

0.93

1.08

0.97

1.17

1.05

1.12

1.23

1.04

Al2O3

34.86

34.29

33.29

34.12

34.59

33.68

34.82

34.85

FeO

7.27

7.25

7.33

7.28

7.07

7.23

7.18

7.35

MgO

5.11

4.92

5.07

4.66

4.74

4.89

4.99

5.00

CaO

0.29

1.01

0.24

0.56

0.55

0.58

0.60

1.12

MnO

0.02

0.02

0.02

0.03

4.74

0.03

0.02

0.03

Na2O

1.66

2.35

1.82

2.08

1.53

2.68

2.35

2.09

K2O

0.07

0.11

0.05

0.09

0.01

0.08

0.08

0.08

H2O

3.46

3.43

3.30

3.40

3.40

3.56

3.46

3.37

B2O3

10.73

10.42

10.68

10.43

10.71

10.56

10.55

10.61

Total

96.60

99.87

99.28

98.50

103.07

99.48

99.60

99.92

Si

3.10

2.96

3.02

2.99

3.06

3.07

3.00

3.01

Ti

5.56

5.76

5.99

5.77

5.74

5.58

5.66

5.65

Al

0.14

0.13

0.11

0.14

0.13

0.18

0.15

0.12

Fe (2+)

 7.99

6.65

6.43

6.65

6.75

6.70

6.76

6.75

Mn (2+)

1.18

0.99

1.00

1.01

0.97

1.02

0.99

1.01

Mg

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

1.48

1.21

1.24

1.15

1.17

1.23

1.22

1.22

Na

0.06

0.17

0.04

0.09

0.09

0.10

0.10

0.19

K

0.63

0.74

0.57

0.67

0.49

0.87

0.75

0.66

B

0.02

0.02

0.01

0.01

0.21

0.01

0.01

0.01

Total

18.59

18.67

18.45

18.57

18.46

18.76

18.68

18.67

Xvac

0.30

0.07

0.38

0.23

0.21

0.02

0.14

0.14

Xvac/ (Xvac+Na)

0.32

0.09

0.40

0.26

0.30

0.02

0.16

0.18

Fe2++Mg

2.66

2.20

2.24

2.16

2.14

2.25

2.21

2.23

Na/Na+Ca

0.91

0.81

0.93

0.88

0.84

0.90

0.88

0.78

Mg/Fe+Mg

0.56

0.55

0.55

0.53

0.55

0.55

0.55

0.55

Fe/Fe+Mg

0.44

0.45

0.45

0.47

0.45

0.45

0.45

0.45

R2*=Fe (tot)+Mg+Mn+Al in R2

4.40

2.79

2.81

2.77

2.81

2.77

2.83

2.79

Al In R2=Al+1.33Ti+Si-12

1.73

0.58

0.57

0.61

0.66

0.52

0.62

0.56

R1=Na+Ca

0.69

0.91

0.61

0.76

0.58

0.97

0.85

0.85

R3=Al+1.33Ti

8.17

6.82

6.58

6.84

6.92

6.94

6.96

6.91

R2=Fe+Mg+Mn

2.67

2.20

2.24

2.16

2.14

2.25

2.21

2.23

R1+R2

3.35

3.11

2.85

2.92

2.72

3.22

3.06

3.08

 

 

زمین‏‌شناسی

منطقة قهرود و منطقة قمصر (در شمال قهرود) در جنوب کاشان و در جایگاه جغرافیایی '24°51 تا '51°30 طول خاوری و '39°33 تا '43°33 عرض شمالی و در میان رشته کوه‏‌های مرتفع کرکس جای گرفته‌اند. مناطق بررسی‏‌شده که به‌ترتیب بخشی از جنوب و شمال تودة گرانیتوییدی قهرود را در بر گرفته‌اند (شکل 1) روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دارند و بخشی از پهنة ماگماتیسم دوران سنوزوییک ایران مرکزی هستند. گسل‏‌های بزرگی در منطقه دیده می‏‌شود که برپایة ویژگی‌های آنها و نوع نیروهای مؤثر در پیدایش آنها به 4 گروه دسته‌بندی می‌شوند که شامل گسل‏‌های ثقلی کرتاسة پایانی تا میوسن آغازی، گسل‏‌های تراستی پس از میوسن آغازی، گسل‏‌های امتدادی جوان‏‌تر از میوسن میانی و گسل‏‌های عهد حاضر هستند. از گسل‏‌های فعال در منطقة گسلی با امتداد شمال‌باختری- جنوب‌خاوری است که از جنوب گبرآباد می‏‌گذرد و به فین کاشان می‏‌رسد.

 

 

شکل 1. نقشة زمین‏‌شناسی منطقة قهرود- قمصر (برگرفته از نقشة زمین‏‌شناسی 100000/1 کاشان با کمی تغییرات پس از رادفر و علایی‌مهابادی (Radfar and Alaii Mahabadi, 1993) و قاسمی و همکاران (Ghasemi et al., 2014).

Figure 1. Geological map of Qohrud and Qamsar (based on Kashan map scale 1;100000, with small modifications after Radfar and Alaii Mahabadi (1993) and Ghasemi et al. (2014)).

 

 

تودة گرانیتوییدی قهرود به سن 17 تا 19 میلیون سال پیش (میوسن میانی)، با وسعت نزدیک به 95 کیلومترمربع، در 116 کیلومتری شمال‌باختری اصفهان و در نوار ماگمایی ارومیه- دختر، میان پهنه‌های سنندج- سیرجان و ایران مرکزی رخنمون دارد. این توده که بیشتر ترکیب گرانودیوریت، مونزوگرانیت، تونالیت نشان می‌دهد، در بخش شمال و جنوب روستای قهرود و به‏‌صورت باتولیت و استوک در مجموعه‌ای از ماسه‏‌سنگ و شیل‏‌های ژوراسیک، سنگ آهک و مارن‏‌های کرتاسه و ائوسن نفوذ کرده ‌است و دگرگونی همبری را به‌دنبال داشته است (شکل‌های 1 و 2). از ویژگی‏‌های عمده در توده‏‌های آذرین درونی پهنه‌های کوهزایی، حضور انکلاوهای مافیک در این توده‏‌هاست (Spark and Marshal, 1986). در تودة آذرین درونی قهرود نیز انکلاوهای میکروگرانولار به نسبت فراوان و با ترکیب بیشتر دیوریتی دیده می‏‌شوند که به‌باور قاسمی (Ghasemi et al., 2014)، از دیدگاه ویژگی‏‌های بافتی و کانی‏‌شناسی، شباهت‏‌ها و تفاوت‏‌هایی با گرانیتوییدهای میزبان نشان می‏‌دهند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2. A) نمایی از مجموعه‏‌ گرانیتوییدی قهرود و بخش‏‌های دگرسان‌شده (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) گرانیت‏‌های (فاقد تورمالین) انکلاودار (انکلاوهای آذرین یا هورنفلس) با فرسایش تخم‌مرغی‌شکل (دید رو به شمال‌باختری)؛ C) گرانودیوریت‏‌های انکلاودار در پایین و هورنفلس‏‌ها در بالا؛ D) نمایی از اسکارن‏‌های آهن‌دار منطقه در نزدیکی مرمرهای با رنگ روشن و گرانیت‏‌ها در اطراف مجموعه (دید رو به شمال‌خاوری)؛ E) نمایی از توده‌های گرانیتی در زیر و مرمرها و هورنفلس‏‌ها در بالا در منطقة قهرود.

Figure 2. A) Qohrud granitoid and its altered sections (view to the NW); B) The (tourmaline-free) enclave-bearing granite with with ellipsoid erosion (view to the NW); C) Enclave-bearing granodiorite at the bottom and hornfels at the top; D) Iron-rich skarn near the light color marble and the granite (view to the NE); E) Granites at the bottom and marble-hornfels at the top in Qohrud area.

 

 

قدیمی‏‌ترین سنگ‏‌های ‌دیده‌شده در نزدیکی تودة قهرود، سنگ‏‌های سازند شمشک (ژوراسیک) هستند که بیشتر در خاور توده رخنمون دارند. این واحدها مجموعه‏‌ای از لایه‏‌های ماسه‏‌سنگی، سیلتستونی و شیلی هستند. سنگ‏‌های یادشده تحت‌تأثیر تودة آذرین درونی قهرود دچار دگرگونی همبری شده و هورنفلس‏‌ها را پدید آورده‏‌اند. سرشت سخت و توده‏‌ای هورنفلس‏‌ها پیامد نبود جهت‌یافتگی ترجیحی آنهاست. برپایة بررسی‌های آهنکوب (Ahankoub, 2003)، رخساره‌های دگرگونی همبری (هورنفلس‏‌ها) به‌ترتیب از بیرون به درون شامل رخسارة اپیدوت- آلبیت- هورنفلس (ضخامت بالا)، هورنبلند هورنفلس و رخساره پیروکسن هورنفلس (با گستردگی کمتر) هستند. در شمال و جنوب سنگ‏‌های ژوراسیک، مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های کرتاسه، شامل آهک‏‌های اربیتولین‏‌دار، ماسه‏‌سنگ‏‌های آهکی، آهک‏‌های ماسه‏‌ای دولومیتی و آهک‏‌های االیتی با فسیل اربیتولین به سن کرتاسة پیشین دیده می‏‌شود. آهک‏‌های کرتاسه با دگرشیبی زاویه‏‌دار روی لایه‏‌های قدیمی‏‌تر سازند شمشک جای گرفته‏‌اند. آهک‏‌های کرتاسه در محل همبری با تودة آذرین درونی قهرود، دچار دگرگونی همبری شده و در برخی بخش‌ها مانند حاشیة توده و باختر قهرود با اسکارن با کانه‏‌زایی آهن جایگزین شده‏‌اند (شکل‌های 2- D تا 2- E و 3). گستردگی کانی‏‌سازی آهن در اسکارن‏‌های جنوب خاور قهرود به اندازه‏‌ای است که رنگ سیاه کانه‏‌های آن از مسافت کمابیش دور نیز ‌دیده می‌شود. اسکارن‏‌سازی در شمال‏‌خاوری و جنوب خاور قهرود دیده می‏‌شود.

تودة قهرود در بخش‏‌های شمالی، جنوبی و باختری با سنگ‏‌های ائوسن در همبری است. سری آتشفشانی- رسوبی ائوسن آمیخته‏‌ای از سنگ‏‌های بسیار متنوع در سطح گسترده است که در خاور قهرود به طور دگرشیب روی آهک‏‌های کرتاسة پیشین و گاهی سازند شمشک جای گرفته‏‌اند. بخش‏‌های رسوبی و آذرآواری این سری، لایه‏‌بندی واضح دارد؛ اما گدازه‏‌ها و برش‏‌های آتشفشانی، بیشتر توده‏‌ای هستند. این مجموعه ضخامت بسیاری دارد و شامل توف‏‌های دگرگون شده است. افزون‌براین، این مجموعه شامل توف‏‌های اسیدی، توفیت‏‌ها، توف‏‌های مارنی، توف‏‌های آهکی و کنگلومراهای آتشفشانی و توف‏‌های برشی است.

 

شکل 3. A-C) اسکارن با کانی‌سازی آهن (مگنتیت) و مس.

Figure 3. A-C) Skarn with iron (magnetite) and copper mineralization.

 

در جنوب و جنوب‌خاوری قهرود، مجموعه‏‌ای از سنگ آهک و سنگ‏‌های آذرآواری در بخش بالایی سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی ائوسن جای گرفته است که فسیل‏‌های ائوسن بالایی و آغاز الیگوسن را در برگرفته است. سن قدیمی‏‌ترین لایه‏‌های فسیل‏‌دار سنگ‏‌های ائوسن در منطقه، ائوسن میانی است (Hasanzade, 1978). تودة گرانیتوییدی قهرود پس از میوسن دچار دگرسانی گرمابی گسترده‌ای شده است که معمولاً از نوع سیلیسی‏‌شدن، سریسیتی‏‌شدن یا تورمالینی‏‌شدن است. تورمالین‏‌ها بیشتر تأخیری هستند و تحت‌تأثیر محلول‌های گرمابی و رخداد متاسوماتیسم به‏‌صورت پراکنده، تجمعی یا رگه‏‌ای در گرانیتوییدها و در هورنفلس‏‌ها دیده می‏‌شوند. هورنفلس‏‌ها با رگه‏‌های آپلیتی قطع شده‏‌اند. این رگه‏‌های آپلیتی نیز دارای تورمالین هستند (شکل 4).

 

 

 

شکل 4. A تا C) حضور تورمالین‏‌ها در سطح گرانیت‏‌ها و آپلیت‏‌ها به‏‌صورت تجمعی یا به‏‌صورت پراکنده (تورمالین‏‌های تأخیری و سطحی)؛ D) رگة تورمالین (حاصل متاسوماتیسم) در منطقة قهرود؛ E) تورمالین در سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة قهرود؛ F) تورمالین در سنگ‏‌های آذرین درونی ‏محدودة قمصر.

Figure 4. A-C) Presence of tourmalines on the surface of granites and aplite collectively or sporadically (delayed and surficial tourmalines); D) Tourmaline vein (formed by metasomatism) in Qohrud region; E) Tourmalines in intrusive rocks of Qohrud region; F) Tourmalines in intrusion rocks of Qamsar region.

 

 

سنگ‌نگاری تودة آذرین درونی و هورنفلس‏‌ها

بیشتر واحدهای سنگی مناطق بررسی‏‌شده شامل گرانیتوییدها، هورنفلس و اسکارن است. در بررسی صحرایی محل برخورد تودة آذرین درونی با کربنات‏‌ها و پیدایش اسکارن به‌خوبی ‌دیده می‌شود. در محل برخورد، کانی‏‌ها نسبت به خود تودة آذرین درونی ریزبلورتر و بی‏‌شکل‌‏‌تر هستند. اسکارن‏‌ها به دو گروه برون اسکارن (اگزواسکارن) و درون اسکارن (اندواسکارن) دسته‌بندی می‏‌شوند. کانی‏‌های درون محل برخورد (اندواسکارن) شامل میکرولیت‏‌هایی از آمفیبول، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، اسفن، کوارتز، پیروکسن و کانی کدر هستند. بلورهای وزوویانیت، فلوگپیت، کلریت، کلسیت و ترمولیت- اکتینولیت نیز از کانی‌های سازندة اگزو‏‌اسکارن به‌شمار می‌روند. سنگ مادر هورنفلس‏‌ها (پلیت، شیل و سیلتستون) در دورترین فاصله نسبت به تودة آذرین درونی و به رنگ سبز تیره تا خاکستری مایل به سیاه ‌دیده می‌شود. از مجموعة هورنفلس‏‌ها می‏‌توان کلریت- سریسیت هورنفلس، مسکوویت- کلریت هورنفلس و بیوتیت- کردیریت هورنفلس را نام برد که با بافت‌های متنوعی مانند پورفیروبلاستیک، پویی‏‌کیلوبلاستیک و زنوبلاستیک (شکل 5) و مجموعه کانی‏‌های اصلی و فرعی مانند کوارتز، آلبیت، کردیریت، آندالوزیت، گرافیت، کلریت، مسکوویت، سریسیت (نماینده‏‌ای از دگرگونی قهقرایی در کنار سیال‌های غنی از پتاسیم)، تورمالین، زیرکن و اسفن (حاصل دگرگونی پس‏‌رونده بیوتیت‏‌ها) شناخته می‌شوند (شکل 5).

 

 

 

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی از: A-B) کردیریت‏‌های سریسیتی‌شده به‏‌همراه مسکوویت، کوارتز و بیوتیت و دانه‏‌های کوارتز با پیوند سه‏‌گانه‏‌ (120 درجه) و بافت پورفیروبلاستیک (در XPL [1]C-D) حضور کردیریت فراگرفته‌شده با مسکوویت، سریسیت، بیوتیت و کوارتز با بافت پورفیروبلاستیک و زنوبلاستیک (در XPL)؛ E-F) کردیریت با میانبار‏‌های مسکوویت و تورمالین (در XPL و PPL [2]) با بافت پورفیروبلاستیک، زنوبلاستیک و پویی‏‌کیلوبلاستیک در هورنفلس‏‌های قهرود؛ G-I) مسکوویت، تورمالین‏‌های کوچک سبز، کوارتز، کردیریت‏‌های سریسیتی‌شده به‏‌همراه آثار بیوتیت و حضور فراوان گرافیت در زمینه در هورنفلس‌های قهرود با بافت پویی‏‌کیلوبلاستیک (در XPL و PPL)؛ J-L) فنوکریست آندالوزیت فراگرفته‌شده با کوارتز و بیوتیت (سریسیتی‌شده) و مسکوویت در مقاطع هورنفلس قهرود با بافت پویی‏‌کیلوبلاستیک و پورفیروبلاستیک (در XPL)؛ M) پیدایش تورمالین در حاشیة بیوتیت (به‏‌صورت جانشینی بیوتیت) به‌علت حضور فاز متاسوماتیسم غنی از بور (در XPL).

Figure 5. Photomicrographs of: A-B) Sericitized cordierites with muscovite, quartz and biotite and quartz grains with triple junction (120°) and porphyroblastic texture (XPL); C-D) Cordierite surrounded by muscovite, sericite, biotite and quartz with porphyroblastic and xenoblastic texture; E-F) Cordierite with inclusions of muscovite and tourmaline (XPL, PPL) with porphyroblastic, xenoblastic and poikiloblastic texture in Qhohroud hornfelses; G-I) Muscovite, small green tourmalines, quartz, sericitized cordierite with biotite traces and abundant presence of graphite in Qohrud hornfels with poikiloblastic texture; J-L) Andalusite phenocryst surrounded by quartz and biotite (sericitized) and muscovite in Qohrud hornfels sections with poikiloblastic and porphyroblastic textures; M) Tourmaline formation in the rims of biotite (replacement of biotite) due to the presence of boron-rich metasomatic phase.

 

 

شکل 5. ادامه.

Figure 5. Continued.

 

 

شکل 5. ادامه.

Figure 5. Continued.

 

 

در حاشیة کردیریت، گاه مجموعه‏‌ای از کلریت، بیوتیت و مسکوویت ‌دیده می‌شود که بدون آنالیزور رنگ قهوه‏‌ای مایل به زرد نشان می‌دهند و در پی هوازدگی یا دگرگونی پسرونده و جذب آب در هنگام تأثیر محلول‌های گرمابی پدید آمده‌اند (شکل‌های 5- A تا 5- D). تورمالین به‏‌صورت بلور‏‌های ریز و بی‏‌شکل، به رنگ قهوه‏‌ایی تا سبز زیتونی و به‏‌صورت پراکنده در مقاطع و گاه در کنار مسکوویت‏‌ها و یا به‏‌صورت میانبار در کردیریت دیده می‌شود (شکل‌های 5- E تا 5- H). از دیگر موارد ‌دیده‌شده در مقاطع هورنفلس‏‌ها، حضور فراوان گرافیت (نشان‌دهندة وجود مواد کربن‏‌دار در سنگ‏‌های رسوبی مادر) در زمینه (شکل 5- I) و فراگرفته‌شدن بلورهای آندالوزیت با کوارتز، بیوتیت (سریسیتی شده) و مسکوویت است (شکل‌های 5- J تا 5- L). گفتنی است پیدایش تورمالین‏‌های ثانویه و حضور آنها در حاشیه و یا جانشینی آنها به‌جای کانی‏‌هایی مانند بیوتیت در پلیت‏‌هاى دگرگون‌شدة منطقه پیامد تأثیر محلول‌های گرمابی و فاز متاسوماتیسم غنی از بر (واکنش سیال‌های غنى از بور با آلومینوسیلیکات‏‌ها) است (شکل 5- M).

برپایة بررسی‌های صحرایی و سنگ‌نگاری، گرانیتوییدهای منطقة قهرود - قمصر بیشتر به‏‌صورت استوک دیده می‏‌شوند و ترکیب گرانودیوریت، تونالیت و مونزوگرانیت دارند. آرژیلیک، فیلیک، پروپیلیتیک و نیز دگرسانی سیلیسی از دگرسانی‏‌های مهمی‏‌ هستند که در سنگ‏‌های منطقه، به‌ویژه در بخش‏‌های جنوب‌خاوری تودة قهرود رخ داده‌اند. حضور کوارتزهای گرمابی در گرانیتوییدهای قهرود و تحلیل فلدسپارها و بیوتیت‏‌ها و سیلیسی‌شدن آنها نشان‌دهندة رخداد دگرسانی سیلیسی تحت‌تأثیر محلول‌های سیلیسی هستند. گفتنی است از شدت این دگرسانی‏‌ها به‌سوی قمصر کاسته و فراگیری آنها کمتر می‏‌شود. رنگ این واحدها در صحرا و نمونة دستی سفید مایل به خاکستری است. از ویژگی‏‌های این توده‏‌، حضور انکلاوهای گرد و بیضوی، بیشتر با ترکیب دیوریت و درجة رنگینی مزوکراتیک است که بیشتر در حاشیه و مرکز این توده دیده می‏‌شوند. در ادامه به توصیف سنگ‏‌نگاری این واحدها پرداخته می‏‌شود.

بافت بیشتر این سنگ‏‌ها گرانولار و پویی‏‌کیلیتیک و گاه پورفیروییدی است که به‌سوی حاشیة توده، دانه‏‌ریزتر می‏شود. کوارتز، درشت بلورهای پلاژیوکلاز با ماکل پلی‏‌سینتتیک (دگرسانی سریسیتی و آرژیلیتی)، ارتوکلاز (کائولینیتی‌شده)، بیوتیت و هورنبلند از کانی‏‌های اصلی سازندة این توده و زیرکن، اسفن و کانی کدر از کانی‏‌های فرعی آن هستند (شکل‌های 6- A و 6- B). پلاژیوکلاز‏‌ها گاه آرژیلیتی و ارتوکلازها کائولینیتی شده‏‌اند. بیوتیت‏‌ها نیز در پی رخداد دگرسانی پروپلیتیک به کلریت و مسکوویت دگرسان شده‏‌اند. حضور رگچه‏‌های مسکوویت نشان‌دهندة رخداد دگرسانی فیلیک است. اسفن‏‌ها به‏‌صورت متاسوماتیک همراه بیوتیت‏‌های کلریتی‌شده و در امتداد رخ‏‌های بیوتیت دیده می‏‌شوند (شکل‌های 6- C و 6- D).

 

 

 

شکل 6. تصویرهای میکروسکوپی از گرانودیوریت‏‌های قهرود. A-B) کانی‏‌های سازندة سنگ شامل پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، کوارتز، پیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و کانی کدر (در XPL)؛ C) بیوتیت‏‌های جانشین‌شده با کوارتز و مسکوویت (در XPL)؛ D) کلریت پدیدآمده به‌جای بیوتیت و حضور اسفن‏‌های درشت و متاسوماتیک در امتداد رخ‏‌های بیوتیت (در PPL).

Figure 6. Photomicrographs of Qohrud granodiorites. A-B) Rock-forming minerals, including plagioclase, orthoclase, quartz, pyroxene, amphibole, biotite, and opaque minerals (in XPL); C) Biotites replaced by quartz and muscovite (in XPL); D) Chlorite formed at the expense of biotite and presence of metasomatic titanite along biotite cleavages (in PPL).

 

 

در گرانودیوریت‏‌ها، به‌ویژه در محدودة قمصر، افزون‌بر کانی‏‌های یادشده، تورمالین‏‌های سبزرنگ با منطقه‏‌بندی و چندرنگی معکوس به‏‌چشم می‏‌خورند (شکل 7). تورمالین‏‌هایِ دارای منطقه‌بندی در مراحل پس از تبلور ماگما و در مرحلة گرمابی و تحت‌تأثیر محلول‌های سرشار از بور پدید آمده‏‌اند. کوارتز و تورمالین به‏‌صورت رگه به سنگ تزریق شده‌اند (شکل‌های 4- E و 4- F). گاه در دیوارة رگه، جانشینی تورمالین به‏‌صورت بخشی در فلدسپارها دیده می‏‌شود (شکل‌های 7، 8- D تا 8- F). گمان می‌رود تورمالین در مرحلة پنومالیتیک دگرسانی تورمالینی‏‌شدن توسط سیال‌های غنی از بور و سیلیس و ورود بور در فضاهای خالی یا شکستگی‏‌ها و واکنش با سنگ‏‌های دیواره به‏‌صورت مستقل پدید آمده است. در همین مرحله، نخست بیوتیت دگرسان شده است و سپس برپایة واکنش زیر (Qian et al., 2019) فلدسپارها با تورمالین‏‌ها جایگزین شده‏‌اند:

 

6NaAlSi3O8+3(Mg2+, Fe2+) + 3B(OH)3=

Na(Mg, Fe)3Al6Si6O18(BO3)3(OH)4+

12SiO2(Quartz) + 5Na+ + H+ + 2H2O

 

 

تونالیت‏‌ها با بافت گرانولار، پور‏‌فیرویید (ساب‏‌ولکانیک) و گاه پویی‏‌کیلیتیک، دربردارندة کانی‏‌های اصلی مانند پلاژیوکلاز با ماکل پلی‏‌سینتتیک، گاه با دگرسانی سریسیتی، ارتوکلاز با ماکل کارلسباد و گاه کائولینیتی‌شده، کوارتز فراوان با حاشیة گرد‏شده، هورنبلند و بیوتیت‏‌ که بیشترشان با مسکوویت جایگزین شده‏‌اند (شکل‌های 6- C، 8- A و 8- B) و کانی فرعی اسفن و زیرکن هستند. تورمالین‏‌های ریز و سوزنی‌شکل از دیگر کانی‏‌های ‌دیده‌شده در مقاطع هستند که با پیروفیلیت‏‌ها مرز ناپایداری دارند (شکل 8- C). بیوتیت‏‌ها نیز در پی دگرسانی و تحت‌تأثیر هجوم سیال‌های غنی از بور با تورمالین جایگزین شده‌اند. بلورهای تورمالین پدیدآمده از دگرسانی گرمابی بیوتیت‌ها می‌توانند به‏‌صورت اولیه به‌جا مانده باشند و یا اینکه تحلیل رفته باشند. بیشتر مونزوگرانیت‏‌ها بافت گرانولار و کانی‏‌های اصلیِ کوارتز، پلاژیوکلاز و ارتوکلاز (به مقدار تقریباً مساوی)، بیوتیت و هورنبلند و کانی‏‌های فرعیِ اسفن، آپاتیت و زیرکن دارند. بررسی‏‌های قلی‏‌نژاد (Gholinejad, 2014) روی مقاطع صیقلی قهرود نیز گویای حضور کانه‏‌هایی مانند مگنتیت، گوتیت، هماتیت، کالکوپیریت و مالاکیت است.

 

شکل 7. تصویرهای میکروسکوپی (در PPL) از توده‌های گرانیتوییدی قمصر. A-B) ‏‌تورمالین‌های سبزرنگ با منطقه‌بندی مشخص و چندرنگی معکوس به‏‌همراه سرسیتی و کائولینیتی‌شدن در زمینه (دگرسانی آرژیلیک) و همراهی یکدست کوارتز- تورمالین (تورمالین و کوارتز به‏‌صورت رگه به سنگ تزریق شده‌اند. جانشینی تورمالین در فلدسپارها در دیوارة رگه نیز روی داده است).

Figure 7. Photomicrographs (in PPL) of granitoids in Qamsar. A-B) Green tourmalines with distinct zoning and inverted pleochroism, with sericitization and kaolinitization in the matrix (argillic alteration) and uniform quartz-tourmaline accompaniment (Tourmaline and quartz are injected as veins. Tourmaline substituted in feldspars in the vein wall).

شکل 8. تصویرهای میکروسکوپی از گرانیتویید قهرود. A-B) بیوتیت‏‌های مسکوویتی‌شده به‏‌همراه اکسیدهای آهن آزادشده از بیوتیت در امتداد رخ‏‌ها (در XPL)؛ C) تورمالین سوزنی و ریز دانه (این کانی با پیروفیلیت (همراه مسکوویت) مرز ناپایدار دارد)؛ D) تورمالین‏‌های نیمه‏‌شعاعی که به‌جای فلدسپارهای سریسیتی‌شده پدید آمده‌اند (در XPL)؛ E-F) تورمالین‏‌های نیمه‌شعاعی (که به‌جای فلدسپارهای سریسیتی‌شده پدید آمده‌اند) در زمینه‌ای با دگرسانی آرژیلیک (تصویر E: در XPL؛‌ تصویر F: در PPL).

Figure 8. Photomicrographs of granitoids in Qohrud. A-B) Biotite substituted by muscovite and iron oxides released from biotite along the cleavages (XPL); C) Needle and fine-grained tourmaline (this mineral has an unstable boundary with pyrophyllite (along with muscovite); D) Semi-radial tourmalines formed instead of sericitized feldspars (XPL); E-F) Semi-radial tourmalines (formed instead of sericitized feldspars) in the matrix of argillic alteration in Qohrud granitoid sections (E in XPL, F in PPL).

 

 

تعیین ترکیب و خاستگاه تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده برپایة شیمی‏‌کانی

کانی تورمالین از شاخص‏‌ترین کانی‏‌های سیلیکاته بور و آلومینیم‌دار با فرمول عمومی XY3Z(T6O18)(BO3)3V3W یا ((R1)(R2)3(R3)6(BO3)3Si6O18(OH,F) است که در آن:

X=Ca, Na, K, [□ vacancy]

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

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

T= Si, Al, (B)

B= B, [□ vacancy]

V=OH, O, (F)

W=OH, F, O

ترکیب شیمیایی تورمالین اطلاعات ارزشمندی دربارة تغییرات فیزیکوشیمیایی محیط پیدایش سنگ میزبان ارائه می‌کند (Manning, 1982; Henry and Guidotti, 1985; London, 1999). تورمالین حامل اصلی بور در سنگ‏‌های پوسته‏‌ای است. از ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌ها به فرایند‏‌های پیدایش تورمالین (مانند: تورمالین‏‌های پدیدآمده در پی متاسوماتیسم بور، رسوب و ته‌نشست مستقیم سیال‌های گرمابیِ غنی از بور، واکنش‏‌های دیاژنز اولیه در رسوب‌‌های پلیتی و متبلورشدن تورمالین و رگه‏‌های پگماتوییدی کوارتز تورمالین که در ارتباط با گرانیت‏‌هاست) پی‏‌برد (Torres-Ruiz et al., 2003). به باور پژوهشگران (Dingwell et al., 1996; Dingwell, 1999; Harraz and El-Sharkawy, 2001; Collins, 2010)، عنصر بور عنصر که مهم سازندة تورمالین است، گرایش بسیاری به فازهای آبدار دارد و نمی‏‌تواند وارد ساختار کانی‏‌های معمول سنگ‏‌های گرانیتی (کوارتز، فلدسپار و میکا) شود. از این‌رو، این عنصر خوشه‏‌های بورات آبداری را در مذاب‏‌های مراحل پایانی پدید می‏‌آورد. از سوی دیگر، برپایة پیشنهاد وکسلر (Veksler, 2004) و وکسلر و توماس (Veksler and Thomas, 2002)، ذوب متاپلیت‏‌ها در فشارهای کم، به جدایش یا اکسولوشن فاز بخار غنی از Na، B و Fe در مرز یا پیشانی تبلور منجر می‌شود. هنگامی‌که حجم بلورها در مذاب افزایش می‏‌یابد، گرانروی سیال به‌جامانده افزایش می‏‌یابد و در پی این پدیده، جدایش و تبلور تورمالین و حرکت آنها در دایک‏‌ها و پگماتیت‏‌ها روی می‏‌دهد. در هنگام ذوب متاپلیت‏‌ها با خروج مقدار کمی از مذاب، B و H2O در ماگمای به‌جاماندة حاصل از ذوب افزایش می‏‌یابد. چنانچه این غنی‌شدگی از B و آب ادامه پیدا کند، جدایش و تفکیک سیال غنی از بور ادامه می‏‌یابد و تبلور تورمالین رخ می دهد (London et al., 1996; London, 1999; Wilke et al., 2002; Dini et al., 2007). فرمول ساختاری تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده برپایة داده‏‌های به‌دست‌آمده از تجزیة ریزکاوالکترونی، به‌دست آورده شد (جدول‌های 1 و 2). تنوع ترکیبی بالا در تورمالین‏‌ها پیامد تغییرات عنصرهای Ca و Na و فضای خالی در جایگاه X و تغییرات عنصرهای Fe، Mg و Al در جایگاه Y است. برپایة بررسی‌های آهنکوب (Ahankoub, 2003)، در هورنفلس‏‌ها فلدسپار در همراهی با تورمالین است. برپایة داده‌های جدول 3، فرمول ساختاری پلاژیوکلاز‏‌ها به‌صورت Si2.8Al1.2O8Na0.82Ca0.2 است.

با توجه به جانشینی‌های احتمالی در جایگاه X، تورمالین‏‌ها را برپایة مقادیر Na+ (K), Ca و نقصان یا خالی‏‌بودن جایگاه X[3]، به سه گروه تورمالین‏‌های کلسیک، قلیایی و انواعی که جایگاه X آنها خالی است یا پر نشده است دسته‌بندی کرده‏‌اند (Hawthorne and Henry, 1999). برپایة این رده‏‌بندی و برپایة شکل 9 بیشتر تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده به انواع قلیایی تعلق دارند که این مسئله نشان‏‌دهندة میزان بالاتر K و Na در جایگاه X در مقایسه با مقدار Ca و مقدار کمبود جایگاه مورد نظر است. تورمالین‏‌های قلیایی بیشتر در شرایط اسیدی و دمای کم پدید می‌آیند (Rosenberg and Foit, 1979; Collins, 2010).

 

 

 

 

 

 

جدول 3. نتایج تجزیة ریزکاوالکترونی پلاژیوکلاز در هورنفلس قهرود (Ahankoub, 2003) و فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایة 8 اتم اکسیژن.

Table 3. Electron microprobe analysis data (in wt%) for plagioclase in Qohroud hornfels (Ahankoub,2003), and the calculated structural formula based on 8 oxygen atoms.

Sample No.

TU_1

TU-2

TU-3

TU-5

TU-6

TU-7

SiO2

62.48

59.27

67.25

60.76

62.37

63.27

TiO2

0.03

0.02

0

0

0.04

0

Al2O3

24.16

25.9

20.82

24.55

23.55

23.08

Fe2O3

0.11

0.09

0.04

0.04

0.05

0.03

Mgo

0

0

0

0

0

0

CaO

4.86

6.98

3.07

5.46

4.57

4.16

BaO

0

0

0

0.04

0.06

0.01

Na2O

8.93

7.68

9.04

8.45

9.04

9.57

K2O

0.25

0.2

0.12

0.21

0.23

0.12

Tot

100.83

100.15

100.34

99.51

99.9

100.25

Si

2.748

2.641

2.932

2.713

2.767

2.794

Ti

0.001

0.001

0.000

0.000

0.001

0.000

Al

1.253

1.360

1.070

1.292

1.231

1.201

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe3+

0.004

0.003

0.001

0.001

0.002

0.001

Fe2+

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mn

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mg

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Ca

0.229

0.333

0.143

0.261

0.217

0.197

Ba

0.000

0.000

0.000

0.001

0.001

0.000

Na

0.762

0.664

0.764

0.732

0.778

0.819

K

0.014

0.011

0.007

0.012

0.013

0.007

tot. cat.

5.01

 5.01

4.918

5.012

5.010

5.018

An

22.79801

33.05538

15.68574

25.99827

21.55366

19.24054

Ab

75.80561

65.81686

83.58422

72.81112

77.15472

80.09861

Or

1.396374

1.127762

0.730044

1.190617

1.291617

0.660855

 

 

شکل 9. نمودار رده‏‌بندی تورمالین‏‌های گوناگون برپایة جایگاه X و مقدار Ca، Na و K در نمونه‏‌های تورمالین منطقة قهرود- قمصر (Henry et al., 2011).

Figure 9. Classification diagram of various tourmalines based on X position and Ca, Na, and K values in the tourmalines of Qohrud-Qamsar area (Henry et al., 2011)

برای بررسی تغییرات ترکیبی در نسبت‏‌های Fe، Mg، Na و Ca و شناخت نوع تورمالین‏‌ها نمودارهای دوتایی Ca/Ca+Na دربرابر Fe/Fe+Mg (Trumbull and Chaussidon, 1999) و Xvac/Xvac+Na دربرابر Mg/Mg+Fe (Howthorne and Henry, 1999) به‌کار برده شدند (شکل‌های 10- A و 10- B).

با مقایسه نسبت کاتیون‏‌های یادشده، ترکیب شیمیایی تورمالین گرانیتوییدها در محدودة شورل و دراویت جای می‌گیرد. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های هورنفلس نیز بیشتر دراویت است که نشان‌دهندة تبادلات کاتیونی Fe و Mg در مقادیر ثابت Ca و Al است. مقدار کمبود جایگاه X در تورمالین‏‌های گرانیتوییدها برابربا 0 تا 76/0 و در تورمالین هورنفلس‏‌ها برابربا 02/0 تا 36/0است. در محیط‏‌های گرمابی، ژل‏‌ها و کلویید‏‌ها شرایط خوبی برای انتقال Al و Si وجود دارد که این موضوع زمینة ته‏‌نشست مستقیم سیال‌های گرمابی تورمالین‌دار را فراهم می‏‌کند. افزون‌بر سیال‌های غنی از بور سبب گروهی از تبدیل‌های کانی‏‌شناسی کلریت به تورمالین نیز می‏‌شوند (Fuches and Lggache, 1996; Collins, 2010). پیدایش تورمالین (دراویت) به‌جای بیوتیت و یا کلریت در سنگ‏‌های دگرگون‌شده منطقه پیدایش تورمالین‏‌ها در نتیجة واکنش‏‌های سیال‌های بور‏‌دار با آلومینوسیلیکات‏‌ها را نشان می‌دهد.

 

شکل 10. جایگاه ترکیبی تورمالین‏‌های گرانیتویید منطقة قهرود- قمصر و تورمالین‏‌های هورنفلس قهرود در نمودار: A) Fe/Fe+Mg دربرابر Ca/Na+Ca؛ B) Mg/Mg+Fe دربرابر Xvac/Xvac+Na.

Figure 10. Combined position of tourmalines in Qohrud and Qamsar granitoids and Qohrud hornfels in: A) Fe/Fe+Mg versus Ca/Na+Ca diagram; B) Mg/Mg+Fe versus Xvac/Xvac+Na diagram.

به پیشنهاد آهنکوب (Ahankoub, 2003) در سنگ‏‌های دگرگونی منطقه، محتوی B2O3 در تورمالین‏‌ها با میزان SiO2 و همچنین میزان Na2O سازگاری دارد که برپایة آن، تورمالین برخی عوامل زمین‌شیمیایی سنگ را کنترل می‏‌کند.

واکنش‏‌های جانشینی در ترکیب تورمالین می‏‌تواند به‏‌صورت تبادل هم ظرفیتی در جایگاهی خاص (مانند جانشینی Mg به‌جای Fe2+ در جایگاه Y) و یا به‏‌صورت تبادل چند ظرفیتی در چندین جایگاه (مانند جانشینی زوجی اوویت (Uvite)Ca-Mg به‌جای Na-Al که دو جایگاه X و Y را درگیر می‏‌کند) انجام شود. برای بررسی واکنش‏‌های جانشینی احتمالی روی‌داده در ترکیب تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده از نمودار‏‌های مختلفی بهره گرفته شد. در شکل 11- A، نمودار تغییرات Mg دربرابر Fe آورده شده است. در این نمودار ترکیب شورل- دراویت روی خط  جای می‏‌گیرد و همة نمونه‏‌هایی که زیر خط جای می‏‌گیرند  دارند. این ویژگی نشان‏‌دهندة جانشینی Al در جایگاه Y (یا همان R2) است. پس هرچه مقدار  کمتر باشد، میزان Al در جایگاه Yبیشتر می‏‌شود. هرچه این میزان بیشتر باشد، نقصان Al در جایگاه Z و نبود حضور Al در جایگاه Y روی می‌دهد. برپایة نمودار تغییرات Fe دربرابر Mg (شکل 11- A)، همة نمونه‏‌ها (تورمالینِ گرانیتویید‏‌ها و تورمالینِ هورنفلس‏‌ها) در زیر خط  و در زیر خط شورل- دراویت جای گرفته‏‌اند و ازاین‌رو، دارای جانشینی Al در جایگاه Y هستند. تورمالین‏‌های گرانیتوییدها بیشتر با بردار MgFe-1 هم‏‌راستایی نشان می‏‌دهند؛ اما نمونه‏‌های هورنفلس‏‌ها بیشتر از بردار x□Al(NaMg)-1 پیروی می‏‌کنند. ازاین‌رو، شاید بتوان گفت با جانشینی Al در جایگاه Y و نیز عنصرهای Na و Mg در تورمالین‏‌های هورنفلس‏‌ها، ترکیب آنها دراویت باشد؛ اما در تورمالین‏‌های گرانیتوییدها، با جانشینی Mg بیشتر نسبت به میزان Fe، ترکیب آنها از شورل به دراویت گرایش پیدا می‌کند. در نمودار تغییرات R2* دربرابر «Al در R2»، نمونه‏‌های بررسی‏‌شده بیشتر در زیر خط R2*=3 جای دارند که چه‌بسا نشان‏‌دهندة نقصان در جایگاه Y است. در زیر خط 3، پدیدة جانشینی Al در جایگاه اکتاهدرال Y رخ می‏‌دهد یا به گفتة دیگر، میزان «Al در R2» افزایش می‏‌یابد (شکل 11- B).

 

 

شکل 11. جایگاه تورمالین‏‌های قهرود- قمصر در: A) نمودار Mg دربرابر Fe؛ B) نمودار تغییرات Al in R2 دربرابر R2* (London and Manning, 1995).

R2*= Fetot+ Mg+Mn+Al in R2

Al in R2=Al+1.33Ti+Si-12

 

Figure 11. Composition of the Qamsar-Qohrud tourmalines in: A) Mg versus Fe diagram; B) Al in R2 versus R2* diagram (London and Manning, 1995).

نمودار Ca دربرابر Na (شکل 12) میزان بالاتر سدیم در قیاس با کلسیم و همخوانی نمونه‏‌های تورمالین با بردار تبادل󠄠AlNa-1Mg-1 (جانشینی Al، Na و Mg را در جایگاه خالی X) را نشان می‏‌دهد.

 

شکل 12. تر‏‌کیب تورمالین‏‌های هورنفلس‏‌ها و گرانیتوییدها قهرود- قمصر در نمودار کلسیم دربرابر سدیم (Pesquera et al., 1999).

Figure 12. Composition of tourmalines in Qohrud and Qamsar hornflses in Ca versus Na diagram (Pesquera et al., 1999).

 

نمودار تغییرات R1+R2 دربرابر R3 (شکل 13- A) نشان‌دهندة جانشینی‏‌هایی است که آلومینیم در آن دخالت دارد. به عبارت دیگر، نشان از وجود تورمالین دارای آلومینیم، حضور فوییتیت و جایگاه خالی X و اولنیت است. برپایة این نمودار، ترکیب شورل- دراویت نزدیک به مرکز نمودار با مقدار 4=R1+R2 و 6=R3 جای می‏‌گیرد و همۀ بردارها با مؤلفۀ افزایشی شورل- دراویت آغاز می‏‌شوند.

در این نمودار، جانشینی پروتون‏‌زدایی AlO(Mg,Fe)-1(OH)-1 و جانشینی تهی‏‌شدگی قلیایی با دو بردار نشان داده شده‌اند. تورمالین‏‌ها می‌توانند سه روند مایل به یووایت، یعنی جانشینی Ca(Fe,Mg)(Na,Al)-1، نقص آلکالی (تهی‏‌شدگی قلیایی)، یعنی تمایل به جانشینی R1(Al)(Na(Fe,Mg)-1 و نقص پروتونی (پروتون‏‌زدایی)، یعنی تمایل به جانشینی R3(O)((R2)OH)-1 را نشان دهند یا اینکه در فاصله بین این روندها جای گیرند (Manning, 1982). چنانچه دیده می‏‌شود، تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در این نمودار پس از نقطة شورل- دراویت و در میان بردارهای کمبود آلکالی[4] و کمبود پروتون[5] جای گرفته‏‌اند. این ویژگی نشان‌دهندة جانشینی آلومینیم است. در نمونه‏‌های تورمالین هورنفلس‏‌ها، جانشینی Al(R3) به‌جای R1+R2 بیشتر با روند کاهش پروتون (NaY3+Al6(BO3)3Si6O22(OH)) همخوانی نشان می‏‌دهد. نمونه‏‌های تورمالین گرانیتوییدها با روند کمبود آلکالی (جانشینی Al همراه با نقص آلکالی) با تمایل به بردار پروتون‏‌زایی همخوانی نشان می‏‌دهند که می‏‌تواند نشانة تأثیر همزمان این دو بردار باشد. نمونه‏‌های با میزان آلومینیم بیشتر روی خط شورل - فوییتیت جای گرفته‏‌اند (شکل 13- B).

در ترکیب شیمیایی تورمالین، واکنش‏‌های تبادلی میان ظرفیت‏‌های همانند یا متغیر (مانند جانشینی YMg2+YFe2+ در جایگاه Y) دیده می‌شود. رسم نمونه‏‌های تورمالین در نمودار Fe نسبت به Al، یک برازش خطی وارون را نشان می‏‌دهد و این آرایه بیشترین سازگاری را با جانشینی Fe3+Fe2+(MgAl)-1 دارد (شکل 13- C). این ویژگی ‌نشان‌دهندة درجة کم جانشینی و نشانة حضور تترائدر Al است. نمودار تغییرات Al دربرابر X-vacancy نشان‌دهندة همبستگی مثبت میان آلومینیم و مقدار جایگاه خالی x در تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده است و با بردار تبادل عنصری Al(NaR)-1 همخوانی نشان می‏‌دهد.

 

شکل 13. نمودارهای تغییر عنصرها در تورمالین‏‌های منطقة قهرود – قمصر. A) نمودار R3 دربرابر R1+R2 (Manning, 1982)؛ B) نمودار Al دربرابر X-vacancy (Bačík et al., 2012)؛ C) نمودار Al دربرابر Fe (بردارهای تبادل از ویلیامسون و همکاران (Williamson et al., 2000)).

R1+R2= (Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn); R3= Al+1.33Ti

Figure 13. Diagrams of element changes in tourmalines of Qohrud-Qamsar region A) R1 + R2 versus R3 plot (Manning, 1982); B) Total Al versus X-vacancy plot (Bačík et al., 2012); C) Al versus Fe plot (exchange vectors are from Williamson et al., 2000).

در شکل 14 بین آلومینیم و مجموع آهن و منیزیم در تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده، رابطة معکوس وجود دارد که نشان‌دهندة جانشینی‏‌هایی است که در آنها آلومینیم شرکت دارد. به عبارتی می‏‌تواند نشان از وجود تورمالین دارای آلومینیم و جایگاه خالی X ‏‌باشد.

 

شکل 14. نمودار تغییرات مجموع آهن و منیزیم دربرابر آلومینیم برای تورمالین‏‌های قهرود- قمصر. رابطه معکوس آلومینیم و آهن+ منیزیم در تورمالین‏‌ها نشان‏‌دهندة جانشینی‏‌هایی است که در آنها آلومینیم شرکت دارد (Trumbull and Chaussidon, 1999)

Figure 14. Total Fe and Mg versus Al plot for Qohrud-Qamsar tourmalines. The inverse relationship between Al and Fe + Mg in tourmalines indicates the substitutions in which aluminum is present (Trumbull and Chaussidon, 1999).

 

برپایة نمودارهای سه‌تایی Fe-Mg-Ca و Al-Mg-Fe که برای مشخص‌کردن طبیعت سیال‌های دخیل در تبلور تورمالین به‌کار برده می‏‌شوند، همة تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة متاپلیت‏‌ها و متاپسامیت‏‌های فقیر از کلسیم و سنگ‏‌های کوارتز-تورمالین فقیر از کلسیم (شکل 15- A) و محدودة متاپلیت و متاپسامیت‏‌های همزیست با فاز اشباع از آلومینیم واقع شده‏‌اند (خاستگاه‌گرفته از سیال‌های غنی از آلومینیم) (شکل 15- B). تورمالین‌های درون متاپلیت‏‌ها متعلق به محلول جامد شورل- دراویت همراه با مقدار کمی اویت-منگنزیواویت و فوییتیت- منگنزیوفوییتیت هستند (Abu El-Enen and Okruch, 2007).

 

شکل 15. A، B) ترکیب تورمالین‏‌های درون گرانیتویید و هورنفلس‏‌ منطقة قهرود- قمصر در نمودارهای سه‌تایی Fe-Mg-Al و Ca-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985).

Figure 15. A, B) Composition of tourmalines in the Qohrud and Qamsar granitoids and hornfels in the Fe-Mg-Al and Ca-Fe-Mg ternary diagrams (Henry and Guidotti, 1985).

برپایة شکل 16 نمونه‏‌های تورمالین بررسی‏‌شده همگی در محدوده B، یعنی در محیط نزدیک به تودة گرانیتی تا حد واسط جای می‏‌گیرد. تورمالین‏‌های ماگمایی، در مقایسه با تورمالین‏‌های گرمابی، مقدار Al بالاتر و کاستی بیشتر در جایگاه X دارند (مانند:Chaussidon and Trumbull, 1999; Zhao et al., 2022). از سوی دیگر برپایة بررسی‌ها (مانند: Pirajno and Smithies, 1992; Yavuz et al., 2008; Zhu et al., 2020)، میزان FeO/FeO+MgO در تورمالین‏‌ها نشان‌دهندة شرایط پهنة پیدایش و برپایة فاصله از خاستگاه آنهاست؛ به‌گونه‏‌ای‌که اگر این نسبت در تورمالین برابربا 8/0 تا 1 باشد، نشان‌دهندة بسته‏‌بودن سیستم ماگمایی و نزدیک‏‌تر‏‌بودن به خاستگاه ماگماست و نبود دخالت شاره‏‌های خارجی در پیدایش تورمالین‏‌هاست. اگر میزان آن از 6/0 کمتر باشد، نشان‌دهندة تورمالین‏‌هایی با فاصلة دور از تودة آذرین درونی و خاستگاه خارجی بور و سیستم گرمابی است. نسبت‏‌های برابر 6/0 تا 8/0 نیز نشان‌دهندة محیطی میان این دو خاستگاه یادشده (نزدیک تا حد واسط نسبت به توده‏‌های ماگمایی) است و نشان‏‌دهندة آنست که هم شاره‏‌های ماگمایی و هم شاره‏‌های گرمابی در پیدایش تورمالین‏‌ها نقش داشته‏‌اند (Pirajno and Smithies, 1992). میزان این نسبت در تورمالین‏‌های هورنفلس‏‌ها برابربا 58/0 تا 6/0 (میانگین: 59/0) است که تایید بر باز‏‌بودن سیستم و حضور بور از یک خاستگاه بیرونی و ‌نشان‌دهندة دخالت آب‏‌های جوی هنگام پیدایش آنها در سامانه گرمابی است و در تورمالین گرانیتوییدها برابربا 56/0 تا 69/0 (میانگین: 63/0) است که چه‌بسا نشان‏‌دهندة محیطی میان دو خاستگاه یادشده و پیدایش این تورمالین‏‌ها هنگام اختلاط سیال ماگمایی و گرمابی (تأثیر همزمان دو فرایند ماگمایی و گرمابی و دخالت آب‏‌های جوی در مرحلة واپسین پیدایش آنها) است.

 

 

شکل 16. نمودار MgO دربرابر FeO/FeO+MgO (Pirajno and Smithies, 1992) برای بررسی قلمرو تورمالین‏‌های گرانیتوییدها و هورنفلس‏‌های بررسی‏‌شده. A) محدودة آندوگرانیتی تا نزدیک به تودة گرانیتی؛ B) محدودة نزدیک به تودة گرانیتی تا حد واسط؛ C) تورمالین‏‌های دور از تودة گرانیتی.

Figure 16. MgO versus FeO/FeO+MgO plot (Pirajno and Smithies, 1992) for the tourmalines in the investigated granitoids and hornfelses. A) Endogranite to the proximate of granite mass; B) proximate to intermediate zone of granite mass; C) distal region of granite mass.

 

 

برداشت

مناطق بررسی‏‌شده در جنوب کاشان در شمال و جنوب تودة گرانیتوییدی قهرود جای دارند. در بخش شمال و جنوب روستای قهرود، تودة گرانیتوییدی با ترکیب غالباً گرانودیوریت، مونزوگرانیت، تونالیت و به‏‌صورت باتولیت و استوک در مجموعه‏‌ای از ماسه‏‌سنگ‏‌های ژوراسیک، سنگ آهک و مارن‏‌های کرتاسه و ائوسن نفوذ کرده و دگرگونی همبری را باعث شده است. کانی‏‌های اصلی و فرعی سازندة آذرین‏‌ها بیشتر شامل پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، کوارتز، هورنبلند و بیوتیت به‏‌همراه اسفن، زیر‏‌کن، تورمالین و کانی‏‌های کدر هستند. پیدایش تورمالین‏‌ها در پی تأثیر محلول‌های گرمابی و واکنش سیال‌های غنى از بور با آلومینو‏‌سیلیکات‏‌هاست. برپایة جانشینی‏‌های کاتیونی، ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در گستره تورمالین‏‌های قلیایی واقع می‏‌شود که نشان‏‌دهندة بالا‏‌بودن مقدار K+Na در جایگاه X، در مقایسه با مقدار Ca و پیدایش آنها در شرایط اسیدی و دمای کم است. ترکیب شیمیایی تورمالین گرانیتوییدها در محدودة دراویت و شورل و ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های هورنفلس بیشتر دراویت است و تبادلات کاتیونی Fe و Mg در مقادیر ثابت Ca و Al را نشان می‌دهد. همة تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در زیر خط  و در زیر خط شورل- دراویت جای گرفته‏‌اند که این ویژگی نشانة جانشینی Al در جایگاه Y است. تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده در محدودة متاپلیت‏‌ها و متاپسامیت‏‌های فقیر از کلسیم و سنگ‏‌های کوارتز-تورمالین فقیر از کلسیم و همزیست با فاز اشباع از آلومینیم واقع شده‏‌اند. با بررسی جایگاه لیتولوژی تورمالین‏‌های مناطق بررسی‏‌شده، همة نمونه‏‌های تورمالین بررسی‏‌شده در محدوده و محیط نزدیک به تودة گرانیتی تا حد واسط جای می‏‌گیرد. برپایة میزان FeO/FeO+MgO در تورمالین‏‌ها، باز‏‌بودن سیستم و حضور بور از خاستگاهی بیرونی تأیید می‏شود. میانگین میزان این نسبت در تورمالین‏‌های هورنفلس‏‌ها برابربا 59/0 است که نشان‌دهندة باز‏‌بودن سیستم و حضور بور از خاستگاهی بیرونی است؛ اما این نسبت در تورمالینِ گرانیتوییدها برابربا 63/0 است که چه‌بسا نشان‏‌دهندة محیطی میان دو خاستگاه یادشده ‏‌باشد.

 

 

 

[1] Cross Polarized Light

[2] Plane Polarized Light

[3] X-site vacancy

[4] Alkali deficient

[5] deprotonation

Abu El-Enen, M. M. and Okruch, M. (2007) The texture and composition of tourmaline in metasediments. Mineralogy Magazine, 71(1), 17-40.
Aghanabati, S. A. (1994) Geology of Iran. Geology Survey of Iran, Tehran (in Persian).
Ahankoub, M. (2003) Petrological and geological studies of metamorphic aureole in Qohrud granitoid intrusion. M.Sc. thesis, Isfahan University, Isfahan, Iran (in Persian).
Asadolahi, P. (2003) Petrogenesis and mineralogical potential of Qohrud skarn, SE of Kashan. M.Sc. thesis, Shahroud University of Technology, Shahroud, Iran (in Persian).
Bačík, P., Uher, P., Cempírek, J. and Vaculovič , T. (2012) Magnesian tourmalines from plagioclase-muscovite-scapolite metaevaporite layers in dolomite marble near Prosetín (Olešnice Unit, Moravicum, Czech Republic). Journal of Geosciences, 57 (3), 143-153.
Badr, A. (2012) Petrological and mineralogical studies of skarns in west part of Qohrud granodiorite (SE of Qamsar, Isfahan province). M.Sc. thesis, Isfahan University, Isfahan, Iran (in Persian).
Benard, F., Moutou, P. and Pichavant, M. (1985) Phase relations of tourmaline leucogranites and the significance of tourmaline in silicic magmas. Journal of Geology, 93(3), 271-291.
Berberian, M. and King G. C. P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Contributions to Journal of Earth Science, 18(11), 210-265.
Burianek, D. and Novak. M. (2007) Compositional evolution and substitutions in disseminated and nodular tourmaline from leucocratic granites; Examples from the Bohemian massif Czech Republic. Lithos, 95(1), 148–164.
Collins A. C. (2010) Mineralogy and geochemistry of tourmaline in contrasting hydrothermal systems: Copiapó area, Northern Chile. M.Sc. thesis, University of Arizona, The United States of America.
Dingwell, D. B. (1999) Granitic Melt Viscosities. Geological Society, London, Special Publications, 168(1), 27-38.
Dingwell, D. B., Pichavant, M. and Holtz, F. (1996) Experimental studies of boron in granitic melts. In: Boron: Mineralogy, Petrology, and Geochemistry in the Earth’s Crust (Eds. Grew, E. S. and Anovitz, L.) 331-385. Reviews in Mineralogy, Mineralogical Society of America.
Dini, A., Corretti, A., Innocenti, F., Rocchi, S. and Westerman, D. S. (2007) Sooty sweat stains or tourmaline spots, The Argonauts at Elba Island (Tuscany) and the spread of Greek trading in the Mediterranean Sea. In: Myth and Geology (Eds. Piccardi, L. and Masse, W. B.) Special Publications, 273(1), 227-243. Geological Society, London.
Fuches, Y. and Lggache. M. (1996) La transformation chlorite-tourmaline en milieu hydrothermal, exemples naturels et approche expérimentale. Academic Science Comptes Rendus, Paris, 319(11), 907-913.
Ghasemi, A., Tabatabaei Manesh, M. and Tabatabaei, S. H. (2014) Petrography, mineral chemistry, thermobarometry and the determination of magmatic series in the Ghohroud intermediate enclaves, South of Kashan. Petrological Journal, 5(20), 127-146 (in Persian with English abstract).
Gholinejad, R. (2014) Mineralogy and geochemistry of skarns in the northeast and east of Qohrud. M.Sc. thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).
Harraz, H. Z. and El-Sharkawy, M. F. (2001) Origin of tourmaline in the metamorphosedSikait pelitic belt, south Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 33(2), 391-416.
Hasanzade, J. (1978) Geology and petrology of igneous rocks in Gamsar region, south of Kashan (Central Iran). M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).
Hawthorne, F. C. and Henry, D. J. (1999) Classification of the minerals of the tourmaline group. European Journal of Mineralogy, 11(2), 201-215.
Henry, D. J. and C. V. Guidotti (1985) Tourmaline as a petrogeneti indicator mineral: an example from the staurolite grad metapelites of NW-Maine. American Mineralogist, 70:1-15.
Henry, J. H., Novak, M., Hawthorne, F. C. and Ertl, A. (2011) Nomenclature of the tourmaline-supergroup minerals. American Mineralogist, 96(5-6), 895-913.
Jafari, S. (2001) Petrography and petrology of Qohrud plutonic rocks. M.Sc. thesis, Islamic Azad University, North Tehran branch, Tehran, Iran (in Persian).
Kabiri, S. and Khalili, M. (2011) Determination of alteration temperature in the altered volcanic and volcaniclastic zones of Qamsar area on the base of petrographic and geochemical evidences of hydrothermal minerals. Symposium of Applied Petrology, Azad University of Khorasgan, Isfahan, Iran (in Persian).
London, D. and Manning, D. A. C. (1995) Chemical variation and significance of tourmaline from Southwest England. Economic Geology, 90(3), 495-519.
London, D., Morgan, G. B. and Wolf, M. B. (1996) Boron in granitic rocks and their contact aureoles. In: In: Boron: Mineralogy, Petrology, and Geochemistry in the Earth’s Crust (Eds. Grew, E. S. and Anovitz, L.) 33: 299–330. Reviews in Mineralogy, Mineralogical Society of America.
London, D. (1999) Stability of tourmaline in peraluminous granite systems: the boron cycle from anatexis to hydrothermal aureoles. European Journal of Mineralogy, 11(2), 253–262.
Manning, D. A. C. (1982) Chemical and morphological variation in tourmalines frome the Hub Kapong batolith of peninusular Thailand. Mineralogical Magazine, 45(337), 139-147.
Masoudi, F., Mehrabi, B. and Farazdel, F. (2005) Type of Garnet Zoning in Skarns of Qohrud Intrusion, south of Kashan. Iranian journal of Crystalography and Mineralogy, 13(1), 43-60.
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(1-2), 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(2-3), 371-381.
Qian, L., Lai, J., Zhang, S., Hu, L., Cao, R. and Tao, S. (2019) Chemical and boron isotopic compositions of tourmaline in the Longtoushan hydrothermal gold deposit, Guangxi, China: implications for gold mineralization. Acta Geochimica, 38(2), 277–291.
Radfar, J. and Alaii Mahabadi, S. (1993) Geological map of Kashan, 1:200000, Geological Survey of Iran, Tehran.
Rosenberg, P. E., Foit F. F. (1979) Synthesis and characterization of alkali-free tourmaline. American Mineralogist, 64(1-2), 180-186.
Shahabpour, J. (2005) Tectonic evelotion of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Jornal of Asian Earth Science, 240(4), 405-417.
Sparks, R. S. J. and Marshal, L. (1986) Thermal and mechanical constraints on mixing between mafic and silicic magmas. Journal of Volcanology and Geochemical Research, 29(1-4), 99-124.
Torres-Ruiz, J., Pesquera, A, Gil Crespo, P. P. and Velilla, N. (2003) Origin and petrologenetic implications of tourmaline-rich rocks in the Sierra Nevada (Betic Cordillera, southeastern Spain). Chemical Geology, 197, 55-86.
Trumbull, R. B. and Chaussidon, M. (1999) Chemical and boron isotopic composition of magmatic and hydrothermal tourmalines from the Sinceni granite- pegmatite system in Swaziland. Chemical Geology, 153(1-4), 125-137.
Veksler, I. V. and Thomas, R. (2002) An experimental study of B-, P- and Frich synthetic granite pegmatite at 0.1 and 0.2 GPa. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143(6), 673–683.
Veksler, I. V. (2004) Liquid immiscibility and its role at the magmatic hydrothermal transition: a summary of experimental studies. Chemical Geology, 210(1-4), 7-31.
Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1), 185–187.
Wilke, M., Nabelek, P. I. and Glascock, M. D. (2002) B and Li in Proterozoic metapelites from the Black Hills, U.S.A.: Implications for the origin of leuco-granitic magmas. American Mineralogist, 87(4), 491- 500.
Williamson, B. J., Spratt J., Adams J. T., Tindle, A. G. and Stanley, C. J. (2000) Geochemical constraints from zoned hydrothermal tourmalines on fluid evolution and Sn mineralization: An example from fault breccias at Roche, SW England. Journal of Petrology, 41(9), 1439–1453.
Yar-Ali, Z. (2016) Geochemistry and petrology of mafic-intermediate intrusions in mineralized region of Qamsar, Kashan. M.Sc. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).
Yavuz, F., Fuchs, Y., Karakaya, N. and Karakaya, M. C. (2008) Chemical composition of tourmaline from the Asarcık Pb–Zn–Cu ± U deposit, Şebinkarahisar, Turkey. Mineralogy and Petrology, 94(3), 194-208.
Zahedi, M. (1991) Geological map of Kashan, 1:250000. Geological Survey of Iran, Tehran.
Zhao, Z., Yang, Y., Zhang, T., Lu, Y., Li, W. and Zhang, Z. (2022) Geochemical characteristics and boron isotopes of tourmaline from the Baishaziling tin deposit, Nanling Range: Constraints on magmatic-hydrothermal processes. Ore Geology Reviews, 142(19), 104695.
Zhu, X., Raschke, M. B. and Liu, Y. (2020) Tourmaline as a Recorder of Ore-Forming Processes in the Xuebaoding W-Sn-Be Deposit, Sichuan Province,China: Evidence from the Chemical Composition of Tourmaline. Minerals, 10(5), 438-460.