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
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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
)
