Investigating the tectonomagmatic origin of tourmaline in the felsic dikes of the Deh-Salm Metamorphic Complex, East of Lut block

Document Type : Original Article

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Isfahan, Isfahan, Iran,

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

3 Instructor, Department of Geology, Faculty of Science, Velayat University, Iranshahr, Iran.

4 M.Sc., Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran

Abstract

Introduction
Granites are among the most abundant rocks associated with orogenic regions that have a wide range of compositions (Atherton and Tarney, 1979; Pitcher, 1993). Among the main environments related to orogeny are continental arcs and subduction zones (Brown et al., 1995). Knowing the composition and the nature of granites helps to understand the evolution stages of the continental crust (Barbarin, 1999).
Among the methods of knowing the nature, the composition, and the petrogenetic origin of granites is the precise determination of the chemical composition of their constituent minerals. The chemical composition of minerals indicates the temperature, the pressure, and the nature of granite at the time of emplacement (Kaygusuz et al., 2008).
Sometimes it may not be possible to accurately determine the nature and composition of the stone with regard to the main minerals due to the influence of alteration and some other processes that may have caused changes in their values, so it is possible to determine the conditions of stone formation by relying on the composition of some secondary minerals such as tourmaline Restored the original environment. Since tourmaline is formed in a wide range of geochemical conditions, it can contain petrogenetic information from two different metamorphic and magmatic conditions (Henry and Guidotti, 1985; Henry and Dutrow, 1996).
Regional Geology
On the geological maps of the region, the distribution of rocks in the Deh-Salm metamorphic complex is limited to the lower and upper parts (Naderi Mighan and Akram, 2005; Akrami and Naderi Mighan, 2005; Hamzehpour, 2005), which is probably equivalent to the formations Nayband and Shemshak Formations belonging to the late Triassic-Jurassic (Stöcklin et al., 1972).
New dating results have introduced the age of the Deh-sal-m metamorphic complex as 168-163 million years based on the U/Pb ratio on single grains of zircon, monazite, and xenotime (Mahmoodi et al., 2009). Such age is consistent with the published data of Shah-Kuh granite by the K-Ar method of 158-168 Ma (Esmaeily et al., 2005). The small age range related to the cooling of the Shah-Kuh granite and its marginal metamorphic complex has been attributed to rapid tectonic changes in a magmatic back-arc environment (Mahmoodi et al., 2009). From west to east, five tectonic and lithological units, from A to E, are recognized in the Deh-Salm metamorphic complex. Also, five metamorphic phases, from D1 to D5, have been identified in the region, subjected to the existing tectonic units with different intensities and quality (Arefnejad, 2010; Bahramnejad, 2015).
Materials and Methods
For mineralogical and petrological studies, 50 thin sections of the dykes were prepared and studied by a polarizing microscope. To determine the chemical composition of the tourmalines in the studied dykes, chemical analysis was carried out by electron microscanning on the main elements in the tourmalines in selected samples by the JOEL-JXA-8600M automatic superprobe with an accelerating voltage of 15KV took place at the Department of Earth and Environmental Sciences, Yamagata University, Japan.
Petrography and Mineral Chemistry
Based on the microscopic observations, in the dykes, quartz with about 35 to 40 volume percent has direct extinction. Euhedral and subhedral orthoclase is 25 to 30 volume percent. Some samples contain coarse-grained and subhedral plagioclase (about 20 volume percent). Tourmaline and muscovite with 10 to 15 volume percent of the rock are secondary minerals. Muscovites are usually flaky minerals with a bunch of parallel faces. Zircon occurs as an inclusion in orthoclase. The main texture of the studied rock is granular.
Tourmalines are euhedral. In the longitudinal thin section, they are elongated crystals, and in the transverse sections, they show tetra- and hexagonal shapes and inverse blue-to-pink pleochroism. The tourmalines of dykes with high Fe/(Fe+Mg) ratio are schorle in composition and they are classified as alkaline type because of their high Na2O content.
Discussion and Conclusion
The deformation phases caused felsic dykes injection in the Deh-Salm metamorphic complex, especially in the migmatites which are widespread in the eastern parts of the Deh-Salm metamorphic complex. The dykes are characterized by the presence of quartz, plagioclase, orthoclase, muscovite as well as tourmaline. The high Fe/(Fe+Mg) ratio, the absence of chemical zoning, and the euhedral shapes are evidence of the magmatic origin of tourmalines.
Based on tourmalines composition, the dykes in the Li-poor granites resulted from a late magmatic event concurrent with the extensional tectonics.
Several deformation events of D1, D2, and D3 are recognized in this area. These dykes formed during an extensional deformation event of D3 that caused them to crosscut the major schistosity of the metamorphic rocks. Therefore, the dikes occurred after the migmatization and probably simultaneously with the uplift of the Deh Salam metamorphic complex.
Acknowledgments
We sincerely appreciate Prof. Nakashima Kazuo at the Department of Earth and Environmental Sciences, Yamagata University, Japan, for conducting chemical analyses

Keywords

Main Subjects

Full Text

گرانیت‏‌ها از فراوان‏‌ترین سنگ‏‌های مرتبط با پهنه‌های کوهزایی هستند که طیف ترکیبی گسترده‌ای دارند (Atherton and Tarney, 1979; Pitcher, 1993). از محیط‏‌های اصلی مرتبط با کوهزایی، کمان‏‌های قاره‏‌ای و پهنه‌های فرورانش هستند (Brown et al., 1995). شناخت ترکیب و سرشت گرانیت‏‌ها به شناخت مراحل تکامل پوسته قاره‏‌ای کمک می‌کند (Barbarin, 1999). از روش‏‌های شناخت سرشت، ترکیب و خاستگاه پتروژنتیکی گرانیت‏‌ها و بررسی دقیق ترکیب شیمیایی کانی‏‌‏‌های سازندة آنها است. ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها نشان ‏‌دهنده دما، فشار و سرشت گرانیت در زمان جایگیری است (Kaygusuz et al., 2008). گاه ممکن است تعیین دقیق سرشت و ترکیب سنگ برپایة کانی‏‌های اصلی امکان‌پذیر نباشد؛ ‌زیرا چه‌بسا فرایندهای دگرسانی و دیگر فرایندها ترکیب آنها را تغییر ‌دهند. ازاین‌رو، برپایة ترکیب برخی کانی‏‌های فرعی مانند تورمالین شرایط پیدایش سنگ در محیط اولیه بازسازی می‌شود. از آنجایی‌که تورمالین در بازة گسترده‌ای از شرایط زمین‌شیمیایی پدیدار می‏‌شود، پس می‌تواند بازگوکنندة اطلاعات پتروژنتیک از دو شرایط متفاوت دگرگونی و ماگمایی باشد (Henry and Guidotti, 1985; Henry and Dutrow, 1996). در محیط پتروژنتیک، ترکیب تورمالین شاهدی بر رخداد فرایندهای داخلی (مانند تبلور نامتعادل، آلایش سنگ و واکنش با یک سیال) است (Jolliff et al., 1986). گسترة پایداری تورمالین‏‌ها در محیط‏‌های مختلف به عواملی مانند دما، ترکیب سیال، اکتیویتة B، اکتیویتة Al و مقدار عنصرهای Mg، Fe، F و P بستگی دارد (Wolf and London, 1997). همچنین، ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌ها به عواملی مانند سرشت و خاستگاه ماگما، شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم و ترکیب سیال نخستین وابسته است (Wolf and London, 1997). برپایة ترکیب شیمیایی، 13 نوع تورمالین شناسایی شده ‏‌است که از میان آنها سه سازندة پایانیِ شورلیت، دراویت و الباییت رایج‏‌تر هستند. به‌طور کلی، بیشتر گرانیت‏‌ها و سنگ‏‌های گرانیتوییدی سری‏‌های شورلیت، الباییت و غنی از Fe دارند (Pirajno and Smithies, 1992). از ویژگی‏‌های گرانیت‏‌های پرآلومین لویکوکراتیک، مقدار بالای Fe، Mg و Al در ترکیب تورمالین‏‌هایِ این گرانیت‏‌هاست (London and Manning, 1995).

کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم با روند کمابیش شمالی – جنوبی، در حاشیة خاوری خردقاره ایران مرکزی و بلوک لوت جای دارد (Sahandi, 1992). جایگاه کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم در شکل 1 نشان داده شده است. اسلیت، فیلیت، شیست، آمفیبولیت، میگماتیت و کالک‏‌سیلیکات از فراوان‏‌ترین سنگ‏‌های دگرگونیِ کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم به‌شمار می‌روند (Mahmoodi, 2004; Arefnejad, 2010; Mokhtari, 2012; Bahramnejad, 2015; Naseri, 2015; Bagheri et al., 2016; Bahramnejad et al., 2017, 2020). سنگ‌مادر این مجموعه دربردارندة ماسه‌سنگ، رسوب‌های کربناته، سنگ‏‌های آتشفشانی، رسوب‌های شیلی با میان‌لایه‏‌هایی از ماسه‌سنگ و مارن است (Mahmoodi, 2004). مجموعه سنگ‏‌های دگرگونیِ کمپلکس ده‏‌سلم ‌با دایک‏‌ها و استوک‏‌های‏‌ گرانیتی ‏‌با‏‌ خاستگاه‌های گوناگون مورد تهاجم ‏قرار گرفته‏‌ است. توده‏‌های گرانیتوییدی شاه‏‌کوه در بخش شمالی و ملک چاه‏‌رویی در بخش جنوبی کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم از مهم‏‌ترین توده‏‌های آذرین درونی در این منطقه هستند. نتایج زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده از توده‌های آذرین درونی منطقه نشان‌دهندة اینست که تودة آذرین درونی شاه‏‌کوه آهن‏‌دار و از نوع کالک‏‌آلکالن است (Esmaeily et al., 2005). مختاری (Mokhtari, 2012) با بررسی زمین‌شیمی پیکره‏‌های گرانیتوییدی خاور پهنة لوت، پیکرة چهار‌فرسخ را از نوع I و پیکرة ده‏‌سلم و نیز بخشی از تودة چهار‌فرسخ را نوع S دانسته‌‌اند. ترکیب تورمالین‏‌هایِ پگماتیت ملک‌چاه‏‌رویی نشان داده است تورمالین‌هایِ این توده در پی فرایندهای ماگمایی در مراحل تأخیری - گرمابی با سنگ‏‌های دگرگونی پیرامون این توده پدید آمده‌اند (Ahmadi Bonakdar and Ahmadi., 2014). دایک‏‌های گرانیتی از دیگر توده‏‌های نیمه‌ژرف با گسترش چشمگیر در کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم هستند. این دایک‏‌ها در بیشتر واحدهای دگرگونی، به‌ویژه در میگماتیت‏‌ها، رخنمون یافته‏‌اند. تا کنون بررسی‌های کانی‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی خاصی روی دایک‏‌های مورد بررسی انجام نشده است. در این پژوهش سنگ‏‌شناسی و شیمی تورمالین‏‌هایِ این دایک‏‌ها و ارتباط آنها با مجموعه‏‌های دگرگونی کمپلکس ده‏‌سلم برای نخستین‌بار بررسی شده ‏‌است.

 

 

 

 

شکل 1. A) جایگاه کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم در حاشیة خاوری خردقاره ایران مرکزی و بلوک لوت؛ B) تصویر ماهواره‌ای کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم و جایگاه آن در جنوب گرانیت شاه‏‌کوه.

Figure 1. A) The location of the Deh-Salm metamorphic complex in the eastern margin of the Central Iranian Microcontinent and Lut Block; B) Satellite image of the Deh-Salam metamorphic complex and its location in the south of the Shah-Kuh granite.

 

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی‌های کانی‏‌شناسی و سنگ‏‌شناسی پس از برداشت‏‌های صحرایی، 50 مقطع نازک از دایک‏‌ها تهیه شد و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. برای ارزیابی ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های یادشده تجزیة شیمیایی به‌شیوة ریزکاو الکترونی روی عنصرهای اصلی سازندة تورمالین‏‌ها در نمونه‏‌های مورد نظر با ابرکاوشگر خودکار مدل JOEL-JXA-8600M با ولتاژ شتاب‏‌دهندة 15KV و جریان اشعه‏‌ای Amp8-10×2 در بخش علوم‌زمین و محیط زیست دانشگاه یاماگاتای کشور ژاپن انجام شد.

زمین‏‌شناسی

روی نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی منطقه (شکل 2) گسترش سنگ‏‌های سازندة کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم به دو بخش زیرین و بالایی محدود می‏‌شود (Naderi Mighan and Akram, 2005; Akrami and Naderi Mighan, 2005; Hamzehpour, 2005) که احتمالاً معادل با سازندهای نای‏‌بند و شمشک به سن پایان تریاس- ژوراسیک هستند (Stöcklin et al., 1972). در همین راستا، بربریان (Berberian, 1973) مجموعه سنگ‏‌هایِ کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم را با سازندهای پالئوزوییک ‏پسین ایران مرکزی معادل می‏‌داند که در هنگام رخداد کوهزایی سیمرین ‏پیشین دگرگون شده‏‌اند. برپایة شواهد زمین‏‌‏‌شناسی و پارینه‌مغناطیس‏‌سنجی، خردقاره ایران‏‌ مرکزی و خاوری از تریاس تا عهد کنونی، به میزان 135 درجه خلاف جهت عقربه‏‌های ساعت چرخیده‌ است (Davoudzadeh et al., 1981). ازاین‌‌رو، مجموعة دگرگونی ده‏‌سلم احتمالاً به پهنة سنندج - سیرجان پیوسته بوده است و سرگذشتی همانند آن دارد.

 

 

 

شکل 2. A) نقشة زمین‏‌شناسی کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم برگرفته از نقشه 1:100000 ده‏‌سلم (Naderi Mighan and Akrami, 2005) با پاره‏‌ای تصحیح‌ها؛ B) جایگاه دایک‏‌های فلسیک مورد بررسی در برش زمین‏‌شناسی واحد زمین‏‌ساختی D در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم.

Figure 2. A) Geological map of the Deh-Salm metamorphic complex based on 1:100,000 map of Deh-Salm (Naderi Mighan and Akrami, 2005) with some corrections; B) The location of the studied felsic dikes in the geological section of tectonic unit D in the east of Deh-Salm metamorphic complex.

 

 

برپایة تلاش‏‌هایی که از گذشته برای سن‌سنجی مطلق مجموعة دگرگونی به روش تعیین نسبت Rb/Sr انجام گرفته‌اند، سن‏‌های میانگین 209- 206 میلیون سال پیش (Reyer and Mohaffez, 1972) و 10±165 میلیون سال پیش به دست آمده‌اند (Crawford, 1977)؛ اما در سن‏‌سنجی‌های جدید برپایة نسبت U/Pb روی تک‌دانه‏‌های زیرکن، مونازیت و زینوتایم، سن مجموعة دگرگونی ده‏‌سلم 163-168 میلیون سال پیش به‌دست آمده است (Mahmoodi et al., 2009). این سن‌ها با داده‌های سن‌‌سنجی K-Ar روی گرانیت شاه‏‌کوه (158-168 میلیون سال پیش) همخوانی دارند (Esmaeily et al., 2005). بازة کوچک سنی مربوط به سرد‌شدن گرانیت شاه‏‌کوه و مجموعة دگرگونی حاشیة آن به تحولات سریع زمین‌ساختی در محیط پشت‌کمان‏‌ ماگمایی نسبت داده شده ‏‌است (Mahmoodi et al., 2009). برپایة بررسی‌های ساختاری و سنگ‏‌شناسی، کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم از باختر به خاور به پنج واحد زمین‏‌ساختی A تا E تفکیک شده است (شکل 3). همچنین، پنج فاز دگرریختیِ D1 تا D5 در منطقه شناسایی شده‌اند که با شدت و کیفیت‏‌های متفاوت، واحدهای زمین‏‌ساختی موجود را تحت‌تأثیر خود قرار داده‏‌اند (Arefnejad, 2010; Bahramnejad, 2015) (شکل 2).

 

 

شکل 3. A) رخنمون دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم (دید عکس رو به شمال‌خاوری)؛ B) دو دایک فلسیک قدیمی و جوان‌تر که میگماتیت‏‌هایِ کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم را قطع کرده‏‌اند (دید رو به باختر)؛ C) رخنمون یک دایک فلسیک به ضحامت چندین متر (دید رو به شمال)؛ D) دایک‏‌های فلسیک در بخش باختری کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم که واحدهای دگرگونی را بریده‏‌اند (دید رو به شمال‌باختری).

Figure 3. A) Outcrop of the studied felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex (photo view towards the northeast); B) Two older and younger felsic dikes that cut the migmatites in the Deh-Salm metamorphic complex (photo view to the west); C) Outcrop of a felsic dike several meters thick (view towards the north); D) Felsic dikes in the western part of the Deh-Salm metamorphic complex that cut the metamorphic units (view towards the northwest).

 

 

واحد زمین‏‌ساختی D خاوری‏‌ترین واحدِ کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم است که در باختر با گسل‏‌های معکوس تا رانده در زیر مرمرها و گرانیت‏‌های واحد C جای می‏‌گیرد؛ اما در بخش خاوری رسوبات نئوژن آن را پوشانده‌اند. ازآنجایی‌که ضخامت زیادی از رسوب‌های پلیتی و پسامیتی تحت‌تأثیر رخداد میگماتیتی‏‌شدن تا درجات بالای دیاتاکسیت بوده‌اند، حجم بزرگی از رگه‏‌ها، دایک‏‌ها و عدسی‏‌های گرانیت پگماتیتی بیشتر با خاستگاه لوکوسوم پدیدار شده‌اند (شکل 4). عملکرد فاز دگرریختی D3 با سرشت کششی خود، تزریق دایک‏‌های فلسیکِ تورمالین-مسکوویت‏‌گرانیت در کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم را به‌دنبال داشته ‏‌است که در راستای متوسط شمال‌خاوری- جنوب‌باختری تورق‏‌های قدیمی را قطع کرده‌اند (شکل 5). این رخداد بیشتر در پهنه‏‌های B تا D شناسایی شد؛ اما در پهنه‏‌های A و E دیده نشد. در بررسی‌های صحرایی این دایک‏‌ها بیشتر با رنگ کرم تا صورتی روشن دیده می‏‌شوند. بلورهای متوسط تا درشت‌دانه‌ای از تورمالین با رنگ سیاه در نمونة دستی این دایک‏‌ها شناسایی می‌شوند. برخی تورمالین‏‌ها رشد شعاعی نشان می‏‌دهند (شکل 6). گاه از بخش حاشیه به مرکز این دایک‏‌ها تفاوت‏‌های ترکیبی دیده می‏‌شوند.

 

 

شکل 4. A) تورمالین‏‌های دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم؛ B) بلورهای درشت تورمالین در پگماتیت‏‌هایِ کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم؛ C) رشد بلورهای تورمالین در حاشیة دایک فلسیک در کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم؛ D) آندالوزیت‏‌هایِ اطراف پگماتیت‏‌های کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم.

Figure 4. A) Tourmalines in the studied felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex; B) Coarse tourmaline crystals found in pegmatites in the Deh-Salm metamorphic complex; C) the growth of tourmaline crystals in the margin of felsic dikes in the Deh-Salm metamorphic complex; D) Andalusites around the pegmatites of the Deh-Salm metamorphic complex.

 

 

شکل 5. بلوک نمودار رسم‌شده از دایک‏‌های فلسیک بررسی‌شده در کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم به‌همراه تصویرهای صحرایی آن.

Figure 5. Block diagram drawn of the felsic dikes studied in the Deh-Salm metamorphic complex along with field images of its components.

 

 

شکل‌های مختلف تورمالین در کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم

در کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم تورمالین به شکل‏‌های زیر دیده می‏‌شود:

الف) رشد و حضور تورمالین در دایک‏‌های فلسیکِ کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم که موضوع اصلی پژوهش پیش رو است. برپایة بررسی‌های صحرایی، این تورمالین‏‌ها به‌صورت بلورهای ریز تا متوسط شکل‌دار و سیاه‌رنگ، با مرزهای مشخص نسبت به دیگر کانی‏‌های سازندة سنگ در این دایک‏‌ها یافت می‌شوند. این بلورها محصول مستقیم تبلور ماگمایی هستند و با دیگر کانی‏‌های سازندة دایک در حال تعادل هستند. در ادامه به بررسی ویژگی‌های سنگ‏‌شناسی، زمین‌شیمیایی و خاستگاه این گروه پرداخته شده است (شکل 4).

ب) گروه دومِ تورمالین‏‌ها در واحدهای پگماتیتیِ منطقه به‌صورت بلورهای متوسط تا درشت کروی‌شکل دیده می‌شوند. در برخی بخش‌ها، این تورمالین‏‌ها بافت هم‌رشدی واضحی با دیگر کانی‏‌های سازندة سنگ مانند کوارتز و فلدسپار دارند (شکل 4). در بررسی‌های میکروسکوپی، این تورمالین‏‌ها به رنگ‏‌های سبز تا تیره تا قهوه‏‌ای کم رنگ دیده می‏‌شوند (Ahmadi Bonakdar and Ahmadi, 2014). برپایة بررسی‌های زمین‌شیمیایی، این تورمالین‏‌ها از گروه تورمالین‏‌های نوع دراویت - شورلیت به‌شمار می‌روند. تورمالینِ این پگماتیت‏‌ها در پی رخداد فرایندهای ماگمایی در مراحل تأخیری- گرمابی با سنگ‏‌های دگرگونی پیرامون این توده پدید آمده است (Ahmadi Bonakdar and Ahmadi, 2014). گفتنی است از دیدگاه زمین‌شیمیایی، این گروه از تورمالین‏‌ها با تورمالین‏‌های دایک‏‌های فلسیکِ کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم بسیار شباهت دارند.

پ) افزون‌بر دو گروه تورمالین‏ یادشده، در حاشیة دایک‏‌های جوان و در بخش‏‌هایی که ترکیب سنگ دربرگیرنده مناسب بوده است، در پی دگرسانی، تورمالین‌های با ساختارهای سوزنی به سمت خارج دایک‌ها رشد کرده‌اند. این شواهد و نیز شواهد دیگری مانند آندالوزیت‏‌های گوشتی که در حاشیة این دایک‏‌ها تجمع کرده‏‌اند، نشان می‏‌دهند نفوذ دایک‏‌ها پس از دگرگونی رخ داد است و این تورمالین‌ها در هنگام نفوذ، به‌علت دمای بالا و رخداد دگرگونی همبری پدید آمده‌اند (شکل 4). شواهد کانی‏‌سازی در حاشیة این دایک‏‌ها با سنگ‏‌های میزبان در پی فرایندهای دگرسانی در سنگ‏‌های دگرگونی میزبان و کانی‏‌هایِ آنها و نیز ساخته‏‌شدن کانی‏‌هایی مانند تورمالین نشان می‏‌دهند نفوذ این دایک‏‌ها با یک وقفة زمانی پس از اوج دگرگونی سنگ‏‌های منطقه رخ داده است. شکل 2- C پیدایش تورمالین در اثر تراوش سیال‌ها از این دایک‏‌ها روی سنگ‏‌های اطراف را به‌خوبی نشان می‏‌دهد. واکنش پیدایش تورمالین در محیط‏‌های دگرسانی و سیستم‏‌های گرمابی در حضور فلدسپار، کوارتز و سیال‌های خارجی به‌صورت زیر است:

 

(Na-K) AlSi3O8 + 12SiO2 + 3B + 3Fe+2 + 7H2O →Tourmaline + 12SiO2 + 5K+ + 3H+

 

 

شکل 6. تصویرهای میکروسکوپی از تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم. A، B) بلورهای شکل‌دار تورمالین در دو برش عرضی و طولی (در PPL)؛ C) مسکوویت‏‌های صفحه‏‌ای‌شکل به‌همراه تورمالین (در XPL)؛ D) تورمالین و پلاژیوکلاز با ماکل پلی‌سینتتیک (در PPL).

Figure 6. Photomicrographs of tourmalines from the felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex A, B) Euhedral crystals in two transverse and longitudinal sections (in plane polarized light); C) Muscovites with tourmaline (in cross-polarized light); D) Tourmaline and plagioclase with polysynthetic twinning (in cross-polarized light).

 

 

 

در حاشیة توده‏‌های پگماتیتی که در شیست‏‌ها نفوذ کرده‏‌اند، بلورهای آندالوزیت رشد بیشتری دارند و به‌صورت دسته‏‌هایی از بلورهای فراوان دیده می‏‌شود. این‏‌گونه تجمعات حداکثر تا یک متری رگه‏‌های پگماتیتی دیده می‏‌شود. فراوانی میانبار در این گروه از آندالوزیت‏‌ها کمتر از آندالوزیت‏‌هایِ شیست‏‌هاست (شکل 4). این تجمعات در پی فرایندهای دگرنهادی[1] در حاشیة توده‏‌ها و دایک‏‌های گرانیتی رشد کرده‏‌اند.

سنگ‏‌شناسی دایک‏‌های فلسیک

در بررسی مقاطع میکروسکوپی، کانی‏‌ کوارتز با خاموشی مستقیم، 35 تا 40 درصد از حجم کانی‏‌های سازندة این دایک‏‌ها را در بر گرفته است. ارتوز با ماکل ساده و به‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار نیز 25 تا 30 درصدحجمیِ سنگ را فرا گرفته است. بیشتر پلاژیوکلازها (نزدیک به 20 درصدحجمی) درشت‌دانه و نیمه‌شکل‏‌دار هستند و با ماکل پلی‌سینتتیک دیده می‏‌شوند. تورمالین و مسکوویت با فراوانی 10 تا 15 درصدحجمیِ سنگ، از کانی‏‌های فرعی این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. تورمالین‏‌ها به‌صورت شکل‌دار، در مقطع طولی به‌صورت بلورهای کشیده و در مقطع عرضی با شکل‌های چهار و شش‌وجهی به رنگ آبی با چندرنگی معکوسِ آبی تا صورتی شناخته می‌شوند. مسکوویت‏‌ها معمولاً به‌صورت صفحه‏‌ای‌شکل و با یک دسته رخ موازی دیده می‏‌شوند. کانی زیرکن به‌صورت میانبار در کانی ارتوز یافت می‏‌شود. بافت غالب سنگ گرانولار است (شکل 6).

شیمی کانی تورمالین

برای بررسی شیمی تورمالین‏‌های موجود در دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم، شماری از این کانی‏‌ها تجزیة شیمیایی شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة تورمالین‏‌ها در جدول 1 آورده شده‌اند. مقدار B2O3 در این تورمالین‏‌ها به روش استوکیومتری به‌دست آورده شده است (جدول 1).

تورمالین کانی بسیار رایجی در سنگ‏‌های گوناگون است. در سنگ‏‌های رسوبیِ آواری، تورمالین کانی سنگین شمرده می‌شود (Krynine, 1946; Pettijohn e al., 1973). در بازة ترکیبی گسترده‌ای از سنگ‏‌های دگرگونی و در همة درجات دگرگونی تورمالین یافت می‌شود (Henry and Guidotti, 1985). افزون‌بر این، همان‌گونه‌که در مقدمه گفته‌ شد در سنگ‏‌های گرانیتوییدی و دیگر سنگ‏‌های وابسته به آنها مانند آپلیت‏‌ها و پگماتیت‏‌ها و در ترکیب‌های گرمابی نیز تورمالین پدید می‏‌آید.

کانی تورمالین کانی سیلیکاته بوردار با فرمول عمومی XY3 Z6 (BO3)3 Si6 O18 (OH4) است. فرمول تورمالین دو جایگاه اصلی Z و Y دارد که جایگاه Y معمولاً اندکی از جایگاه Z بزرگ‌تر است (Donnay and Barton, 1972; Rosenberg and Foit, 1979). جایگاه Z با Al جانشین می‏‌شود؛ اما عنصرهای دیگر مانند Fe2+، Ti، Mg، Cr و V3+ نیز می‌توانند جایگزین Al‏‌ شوند (Barton, 1969; Nuber and Schmetzer, 1979; Burns, 1982). جایگاه X معمولاً با Na و K جانشین می‏‌شود؛ اما ممکن است مقداری Ca و Mg نیز در این جایگاه جانشین شود (Foit and Rosenberg, 1977). هیچ تعویض آشکاری در جایگاه B در فرمول تورمالین رخ نمی‌دهد (Tsang and Ghose, 1973; Povondra, 1981). در بخش تتراهدرال مقدار کمی از Al با Si جایگزین می‏‌شود (Foit and Rosenberg, 1979). عنصر F- یا O2- نیز در جایگاه هیدروکسیل جایگزین OH- می‏‌شود (Nemec, 1968; Foit and Rosenberg, 1977). برپایة داده‌های جدول 1، فرمول ساختاری تورمالین به‌‌صورت زیر است:

(Na0.70 K0.01 Ca0.01) (Li0.22 Mg0.55 Fe1.90 Mn0.04 Al0.75) Si6 O18 (OH4)

 

 

 

 

 

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم.

Table 1. The chemical analysis results of tourmalines in the felsic dikes of the Deh-Salm metamorphic complex.

17

16

15

14

13

12

4

3

2

1

Sample No.

36.53

36.39

36.02

36.11

36.76

37.01

35.76

36.10

35.54

36.25

SiO2

0.14

0.05

0.11

0.11

0.21

0.04

0.03

0.13

0.08

0.03

TiO2

34.83

34.72

34.52

34.88

35.26

34.56

34.53

34.80

34.87

35.16

Al2O3

14.51

14.06

14.27

13.76

12.58

13.04

13.84

14.12

13.98

13.32

FeO

0.00

0.23

0.25

0.25

0.03

0.15

0.26

0.26

0.25

0.16

MnO

0.92

1.47

0.90

0.76

2.20

1.66

0.93

0.94

0.86

1.39

MgO

0.05

0.11

0.06

0.06

0.10

0.07

0.06

0.04

0.06

0.00

CaO

2.21

2.20

2.15

2.23

2.26

2.25

2.20

2.26

2.25

2.00

Na2O

0.05

0.03

0.06

0.04

0.01

0.04

0.07

0.04

0.03

0.02

K2O

0.37

0.12

0.22

0.26

0.29

0.30

0.18

0. 19

0.12

0.34

F

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.01

Cl

10.74

10.73

10.61

10.64

10.85

10.77

10.55

10.66

10.57

10.68

B2O3

0.33

0.26

0.32

0.42

0.34

0.41

0.35

0.34

0.33

0.28

Li2O

104.43

104.03

103.05

103.06

104.52

103.92

102.34

103.49

102.51

103.18

Total

5.91

5.89

5.90

5.90

5.89

5.97

5.90

5.89

5.85

5.90

T-site Si

0.09

0.10

0.09

0.10

0.11

0.02

0.11

0.11

0.15

0.10

Al

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.08

6.10

6.00

6.00

6.00

Total T

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

Z-site Al

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Mg

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

6.00

Total Z

0.55

0.52

0.56

0.61

0.54

0.54

0.59

0.57

0.61

0.64

Y-site Al

0.01

0.00

0.01

0.01

0.02

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

Ti

1.96

1.90

1.95

1.88

1.68

1.76

1.90

1.92

1.92

1.81

Fe

0.02

0.03

0.03

0.03

0.00

0.02

0.04

0.04

0.03

0.02

Mn

0.22

0.35

0.22

0.18

0.52

0.40

0.23

0.23

0.21

0.39

Mg

0.22

0.17

0.21

0.27

0.22

0.27

0.23

0.22

0.22

0.18

Li

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Total Y

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.00

X-site Ca

0.69

0.69

0.68

0.70

0.70

0.71

0.70

0.71

0.72

0.63

Na

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

K

0.69

0.70

0.70

0.71

0.71

0.73

0.71

0.71

0.73

0.63

Total X

0.31

0.30

0.30

0.29

0.29

0.27

0.29

0.29

0.27

0.37

X-Vac

0.69

0.70

0.70

0.72

0.71

0.72

0.72

0.71

0.73

0.63

Na + (K)

0.19

0.06

0.12

0.13

0.15

0.15

0.09

0.09

0.06

0.18

F

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Schorl

Mineral Name

0.69

0.70

0.69

0.71

0.71

0.72

0.70

0.71

0.73

0.63

R1

2.2

2.28

2.2

2.06

2.2

2.18

2.17

2.19

2.16

2.22

R2

6.65

6.62

6.66

6.72

6.67

6.56

6.70

6.69

6.77

6.74

R3

 

 

 

 

بحث

برپایة جانشینی‏‌های رخ‌داده در جایگاه X، نقصان و یا خالی‌بودن این جایگاه و برپایة مقدار Ca، Na و K، تورمالین‏‌ها در سه گروه تورمالین‏‌های کلسیک، قلیایی و گروهی که جایگاه X آنها خالی است، جای می‏‌گیرند (Hawthoren and Henry, 1999). برپایة این رده‌بندی، تورمالین‏‌های بررسی‌شده به‌علت بالا‌بودن مقدار Na+K و مقدار اندک Ca از گروه تورمالین‏‌های قلیایی به‌شمار می‌روند. درصد بالای Na در ترکیب تورمالین‏‌های بررسی‌شده (wt% 15/2Na2O˃؛ شکل 7) گواه دیگری بر سرشت قلیایی این تورمالین‌هاست (Collins, 2010). بیشتر تورمالین‏‌های قلیایی در محیط‏‌های با ترکیب اسیدی و دمای کم پدید می‌آیند (Collins, 2010).

 

 

شکل 7. ترکیب شیمیایی‏ تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم با سرشت قلیایی در نمودار سه‌تایی Ca2+ - Na2++(K2+)- X-siteVacancy (Henry et al., 2011).

Figure 7. Composition of tourmalines from the felsic dikes in the east of Deh-Salm metamorphic complex with alkaline nature in the Ca2+-(K2+)+Na2+-X-site Vacancy ternary diagram (Henry et al., 2011).

 

برپایة نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر Na/(Na+Ca) و همچنین، نمودار سه‌تایی Li+2-Fe+2-Mg+2 در مقایسه با تورمالین‏‌های پگماتیت ملک‌چاه‏‌رویی و پگماتیت‏‌های حاصل از ذوب‌بخشی سنگ‏‌های دگرگونی کمپلکس ده‏‌سلم (Ahmadi Bonakdar and Ahmadi., 2014) تورمالین‏‌های بررسی‌شده در محدودة Schorl جای می‏‌گیرند (شکل‌های 8 و 9). برپایة جدول 1، این تورمالین‏‌ها از Na و Fe بسیار غنی هستند. تغییرات عنصرهای اصلی از مرکز به حاشیة تورمالین‏‌ها، گویایِ نبود منطقه‏‌بندی شیمیایی در ترکیب آنهاست. تورمالین‏‌های با ترکیب شورلیت کانی تیپیک در پگماتیت‏‌ها و گرانیت‏‌ها به‌شمار می‌روند (Dutrow and Henry, 2000).

 

 

شکل 8. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم با ترکیب شورل در نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر Na/(Na+Ca) (Trumbull and Chaussidon, 1999).

Figure 8. Composition of tourmalines from the felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex with schorl composition in of Fe/(Fe+Mg) versus Na/(Na+Ca) diagram (Trumbull and Chaussidon, 1999).

بررسی واکنش‏‌های جانشینی در ترکیب تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک

بررسی‏‌ها روی ساختمان کانی تورمالین گویایِ رخداد واکنش‏‌های جانشینی در ترکیب آن به دو شکل مختلف است:

الف) تبادل یون‏‌های هم ظرفیت در یک جایگاه خاص (تبادل میان Mg و Fe در جایگاه Y)؛

ب) تبادل یون‏‌های با ظرفیت‏‌های متفاوت در جایگاه‏‌های مختلف (پر‌شدن جایگاه‏‌های X و Y به‌علت جایگزینی Ca-Mg به‌جای Na-Al).

برای بررسی واکنش‏‌های جانشینی در تورمالین‏‌های بررسی‌شده چهار نمودار مختلف به‌کار برده شد. برپایة نمودار شکل 10، تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک کمپلکس ده‏‌سلم به جانشینی Mg-1Al-1(Fe3+ Fe2+) گرایش دارند. در شکل 11 که برای بررسی واکنش‏‌های جانشینی رسم شده است، ترکیب شورل- دراویت به مرکز نمودار نزدیک است. برپایة روند تورمالین‏‌ها در این نمودار، تبادل اوویت و تهی‌شدن از قلیایی را می‌توان بررسی کرد. جایگیری تورمالین‏‌ها در راستای تهی‌شدگی از قلیایی‏‌ها نشان‌دهندة جانشینی ناچیز اوویت در ترکیب آنهاست.

 

 

شکل 9. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم با ترکیب شورل در نمودار سه‌تایی Li2+-Fe2+-Mg2+ (Henry et al., 2011) و مقایسه ترکیب آنها با تورمالین‏‌هایِ پگماتیت ملک‌چاه‏‌رویی و پگماتیت‏‌های دگرگونی (Ahmadi Bonakdar and Ahmadi., 2014) (نمادها همانند شکل 8 هستند).

Figure 9. Composition of tourmalines from the felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex with schorl composition in the Li2+-Fe2+-Mg2+ diagram (Henry et al., 2011) and comparing their composition with the tourmalines in Malek-Chah Ruii and metamorphic pegmatites (Ahmadi Bonakdar and Ahmadi., 2014) (Symbols are the same as in Figure 8).

 

 

شکل 10. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های دایک‏‌های فلسیک کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم روی نمودار Altotal در برابر X-site vacancy (Slack et al., 1993).

Figure 10. Composition of tourmalines from the felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex on the Altotal versus X-site vacancy diagram (Slack et al., 1993).

 

 

شکل 11. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های دایک‏‌های فلسیک کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم روی نمودار R1 + R2 در برابر R3 (Manning, 1982)

Figure 11. Composition of tourmalines in the felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex on the R1+R2 versus R3 diagram (Manning, 1982)

R1 = Ca + Na

R2 = Fe + Mg + Mn

R3 = Al + 1.33Ti)

 

‌در شکل 12، تورمالین‌ها در زیر خط 3(Fe+Mg)=ε جای گرفته‏‌اند که نشان‌دهندة 3(Fe+Mg)<ε در این تورمالین‏‌ها و نشان‌دهندة جانشینی Al در جایگاه Y است. هرچه میزان (Fe+Mg)ε کمتر باشد، جانشینی Al در جایگاه Y بیشتر می‏‌شود (London and Manning, 1995).

 

شکل 12. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های دایک‏‌های فلسیک کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم روی نمودار Mg در برابر Fe (London and Manning, 1995).

Figure 12. Composition of the tourmalines from the felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex on Mg versus Fe diagram (London and Manning, 1995).

 

بررسی تورمالین‏‌ها در شکل 13 نشان‌دهندة جایگیری جایگاه آنها در زیر خط R2*=3 است. این وضعیت نشان می‏‌دهد جایگاه Y در این تورمالین‏‌ها به‌طور کامل پر نشده است. نقصان در این تورمالین‏‌ها به فعالیت مؤلفه جانشینی الباییت (LiAl(Fe,Mg)+2-2) تعمیم داده می‌شود. در پی این جانشینی، Li و Al جانشین مقداری از Fe و Mg در جایگاه Y می‏‌شوند.

در تورمالین مقدار FeO*= FeO/FeO + MgO تعیین‌کنندة خاستگاه این کانی است و مقدار 8/0-1 در تورمالین‏‌ها نشان‌دهندة بسته‌بودن سیستم ماگمایی، نبود و دخالت سیال‌ها و همچنین، نبود آغشتگی آنها با ته‌نشست‏‌های غنی از Al است. مقدارهای کمتر از 6/0 برای این نسبت در تورمالین‏‌ها گویایِ خاستگاه خارجی عنصر بور و دخالت سیال‌های گرمابی است (Samson and Sinclair, 1992).

به‌طور کلی، تورمالین‏‌های با خاستگاه گرمابی منطقه‏‌بندی شیمیایی نشان می‏‌دهند. این منطقه‌بندی بیشتر به‌صورت گسترش بخش‏‌های پراکنده در یک بلور است (Marschall et al. 2006, 2009). شیمی سیال و سنگ میزبان ممکن است ترکیب عنصرهای اصلی آن را کنترل کنند و آمیزه‌ای از تورمالین‌های گوناگون پدید آورند (Henry and Guidotti, 1985). برخی سنگ‏‌های غنی از تورمالین از سنگ‌مادر‏‌های غنی از B سرچشمه می‏‌گیرند و همانند بسیاری از تورمالین‏‌های دگرگونی هستند (MacGregor et al. 2013). با این‌حال، وجود بلورهای درشت با غلظت‏‌های عنصری بالا در رگه‏‌ها و برش‏‌ها، ویژگیِ تورمالینی‌شدن گرمابی است (Henry and Dutrow 1996). در این سنگ‏‌ها، عنصر B به احتمال بالا با سیالی خارجی به سنگ‏‌های خاستگاه بدون سیال نفوذ می‏‌کند (Marschall et al., 2006, 2009). در چنین موردی، تورمالین دگرنهادی یک ترکیب ایزوتوپ B تحت کنترل منبع خارجی دارد؛ اما ترکیب عنصرهای اصلی بازگوکنندة سهم هردو (سیال خارجی و سیال درون سنگ خاستگاه) در پیدایش تورمالین است.

 

 

شکل 13. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌های دایک‏‌های فلسیک کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم روی نمودار Al in R2 در برابر R*2 (London and Manning, 1995).

Figure 13. Composition of tourmalines from the felsic dikes in the east of the Deh-Salm metamorphic complex on the Al in R2 versus R*2 diagram (London and Manning, 1995).

R*2 = Fe+Mg+Mn+Al

 

بیشتر تورمالین‏‌های اولیه و با خاستگاه ماگمایی به‌صورت بلورهای شکل‌دار و پراکنده در سنگ‏‌های گرانیتی و پگماتیت‏‌ها پدید می‌آیند. گاه ممکن است بلورهای تورمالین به‌صورت میانبار‏‌های درون شبکه‏‌ای در کوارتز و فلدسپار و یا به‌صورت رگچه‏‌های بسیار ریز پدیدار شوند که این تورمالین‌ها مختص مراحل حد واسط از شرایط حاکم بر مراحل پایانی انجماد تا مرحلة زیر خط انجماد (مرحله گرمابی) هستند (Sinclair and Richardson, 1992; London and Manning, 1995). بیشتر تورمالین‏‌های ماگمایی از ماگماهای گرانیتی تیپ S و پرآلومین پدید می‌آیند. این ماگماها به‌صورت اولیه میزان B بالایی دارند و شرایط پیدایش تورمالین در آنها فراهم است. همچنین، تورمالین‏‌های پدیدآمده از ماگماهای گرانیتی Al بیشتری نسبت به تورمالین‏‌های گرمابی دارند (London and Manning, 1995). با توجه به مقدار بالای 8/0 برای نسبت FeO*= FeO/FeO + MgO در تورمالین‏‌های بررسی‌شده در دایک‏‌های فلسیک درون کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم، می‌توان گفت این تورمالین‏‌ها خاستگاه ماگمایی دارند. این در حالیست که مقدار این نسبت در تورمالین‏‌های پگماتیت ملک‌چاه‌رویی و پگماتیت‏‌های دگرگونی (5/0-8/0) گویایِ خاستگاه خارجی بور و دخالت سیال‌های گرمابی است. بیشترین میزان بور مورد نیاز برای پیدایش تورمالین در هر دو نوع پگماتیت با ماگمای چاه‏‌رویی در مراحل تأخیری - گرمابی تأمین شده ‏‌است (Ahmadi Bonakdar and Ahmadi., 2014). برپایة ترکیب تورمالین و برپایة نمودار‏‌های سه‏‌تایی Al-Fe-Mg و Ca-Fe-Mg که برای تعیین خاستگاه تورمالین ترسیم شده ‏‌است، دایک‏‌های تورمالین‏‌دار بررسی‌شده در گسترة گرانیتوییدهای فقیر از Li، پگماتیت‏‌ها و آپلیت‏‌های وابسته به آنها جای می‏‌گیرند (شکل 14).

 

‏

 

شکل 14. ترکیب شیمیایی تورمالین‏‌هایِ دایک‏‌های فلسیک در خاور کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم در نمودارهای سه‌تایی: A) Al-Fe-Mg؛ B) Ca-Fe-Mg (Henry and Guidotti, 1985) (1: گرانیتوییدهای غنی از Li و پگماتیت‏‌ها و آپلیت‏‌های وابسته به آنها؛ 2: گرانیتوییدهاای فقیر از Li و پگماتیت‏‌ها و آپلیت‏‌های وابسته به آنها؛ 3: سنگ‏‌های کوارتز - تورمالین غنی از Fe3+ (گرانیت‏‌های دگرسان‌شدة گرمابی)؛ 4: شبه‏‌پلیت‏‌ها و متاپسامیت‏‌های همزیست با یک فاز اشباع از Al؛ 5: شبه‏‌پلیت‏‌ها و متاپسامیت‏‌های ناهمزیست با یک فاز اشباع از Al؛ 6: سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته، متاپلیت‏‌ها و سنگ‏‌های کوارتز- تورمالین سرشار از Fe3+؛ 7: الترامافیک‏‌های دگرگون‌شده با Ca کم و متاسدیمنت‏‌های غنی از V و Cr، 8: متاکربنات و متاپیروکسنیت‏‌ها؛ 9: متاپلیت‏‌های غنی از Ca، متاپسامیت‏‌ها و سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته؛ 10: متاپلیت‏‌های فقیر از Ca، متاپسامیت‏‌ها و سنگ‏‌های کوارتز- تورمالین‏‌دار؛ 11: متاکربنات‏‌ها؛ 12: الترامافیک‏‌های دگرگون‌شده).

Figure 13. The position of tourmalines in the studied felsic dikes in the east of Deh-Salm metamorphic complex in Al-Fe-Mg and Ca-Fe-Mg diagrams (Henry and Guidotti 1985) (1: Li-rich granitoids and related pegmatites and aplites; 2: Li-poor granitoids and related pegmatites and aplites; 3: Quartz-tourmaline rocks rich in Fe3+ (hydrothermally altered granites); 4: Symbiotic pseudo-pelites and metapsamites with a phase saturated with Al; 5: Non-symbiotic pseudo-pelites and metapsamites with a phase saturated with Al; 6: Calc-silicates, metapelites and quartz-tourmaline rocks rich in Fe3+; 7: Metamorphosed ultramafics with low Ca and metasediments rich in V and Cr; 8: Metacarbonates and metapyroxenites; 9: Ca-rich metaplites, metapsamites, and calc-silicate rocks; 10: Ca-poor metaplites, metapsamites and quartz-tourmaline-bearing rocks; 11: Metacarbonates; 12: Metamorphosed ultramafics.

 

 

 

برداشت

عملکرد فازهای دگرریختی تزریق دایک‏‌های فلسیک در کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم به‌ویژه در میگماتیت‏‌های خاور آن را به‌دنبال داشته ‏‌است. نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‏‌های میکروسکوپی و تجزیه‌های شیمیایی گویایِ حضور کانی‏‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوز، مسکوویت و تورمالین در این دایک‏‌ها هستند. نسبت بالای Fe/(Fe+Mg) نشان می‏‌دهد تورمالین‏‌های موجود در این دایک‏‌ها ترکیب شورل دارند. با توجه به مقادیر بالای Na2O این تورمالین‏‌ها در گروه تورمالین‏‌های قلیایی جای می‏‌گیرند. مقدار بالای Fe/(Fe+Mg)، نبود منطقه‏‌بندی شیمیایی و شکل‌دار‌بودن این تورمالین‏‌ها از شواهد خاستگاه ماگمایی آنها به‌شمار می‌روند. گمان می‌رود در هنگام رخداد رویدادی پس از پیدایش کمپلکس دگرگونی ده‏‌سلم و فرایند گرانیت‏‌زایی مرتبط با آن، در پایان ژوراسیک یا رویدادی جوان‌تر احتمالاً در هنگام بالاآمدن، کمپلکس دچار کشش شده است و تورق‏‌های پیشین در راستای تند و پر زاویه‏‌ای بریده شده‏‌اند و ماگمایی اسیدی به درون آنها نفوذ کرده است. تفاوت‏‌های آشکار ترکیبی این گرانیت‏‌ها، کانی‏‌های درون آنها و گرانیت‏‌های پدیدآمده از ذوب‌بخشی سنگ‏‌های ده‏‌سلم نشان می‌دهد رخداد رویدادی ماگمایی همزمان با رخداد زمین‏‌ساختی متفاوت بلافاصله کمپلکس ده‏‌سلم را متأثر کرده است. در این پژوهش، از رویداد دگرریختی D3 پس از رویدادهای دگرریختی فشارشی D1 و D2 یاد شد. از آنجایی‌که این دایک‏‌ها تورق اصلی سنگ‏‌های دگرگونی منطقه را بریده‏‌اند، پس این دایک‌ها پس از رویداد عمومی میگماتیتی‏‌شدن و همزمان با بالاآمدن کمپلکس یادشده رخ داده‏‌اند.

سپاس‌گزاری

از پروفسور Nakashima Kuzuo در بخش علوم‏‌زمین و محیط‏‌زیست دانشگاه یاماگاتای کشور ژاپن برای انجام تجزیه‌های شیمیایی صمیمانه سپاس‌گزاری می‏شود.

 

[1]Metasomatism

References

Ahmadi Bonakdar, S. and Ahmadi, A. (2014) Composition of tourmaline in Chah Ruii pegmatites, southwest of Nehbandan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 21(3), 549–560.
Akrami, M. A. and Naderi Mighan, N. (2005) Geological Map of Deh-Salm, scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.
Arefnejad, M. (2010) Deformation study of Deh-Salm metamorphic complex, west of Chahdashi. M.Sc. Thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, IRI.
Atherton, M. P. and Tarney, J. (1979) Origin of granite batholiths. Springer, Shiva Publishing Ltd.
Bagheri, S., Biabangard, H., Naseri, A., Zahedi, A. and Kuzuo, N. (2016) Using amphibole geochemistry in tectonometamorphic evolution of the Deh-Salm metamorphic complex. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 24 (3), 605-618 (in Persian).
Bahramnejad, E. (2015) Metamorphic study of the Deh-Salm complex, with a special notice to geochemistry of garnet-staurolite-bering rocks, east of Lut Block. M.Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, IRI.
Bahramnejad, E., Bagheri, S., Ahmadi, A. and Zahedi, A. (2017) Progressive metamorphism in metapelites of the Deh-Salm metamorphic complex, east of the Lut block according to garnet-biotite thermometry. Geosciences, 26, 325–338 (in Persian).
Bahramnejad, E., Bagheri, S. and Zahedi, A. (2020) Petrology and mineral chemistry in the Calc-silicates of the Deh-Salm metamorphic complex, East of Lut block: evidence of progressive metamorphism to the granulite facies. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 29(1), 149–164 (in Persian).
Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46(3), 605–626.
Barton, R. Jr. (1969) Refinement of the crystal structure of buergerite and absolute orientation of tourmalines. Acta Crystallographica, B.25, 1524-1532.
Berberian, M. (1973) Structural history of Lut Zone. Internal Report, Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.
Brown, M., Rushmer, T. and Sawyer, E. W. (1995) Introduction to Special Section: Mechanisms and consequences of melt segregation from crustal protoliths. Journal of Geophysical Research, B8 (15), 551-15,563.
Burns, R. G. (1982) The blackness schorl: Fe2*-Fe3* electron delocalization in tourmalines. Transactions of the American Geophysical Union, 63, 11- 42.
Crawford, A. R. (1977) A summary of isotropic age data for Iran, Pakistan and India. Memories hors serie de la sociate geologique de France, 1(8), 251-260.
Collins, A. C. (2010) Mineralogy and geochemistry of tourmaline in contrasting hydrothermal system, Coplapoarea, Northern Chile. Ph.D. Thesis, Faculty of Geoscience University of Arizona, Arizona.
Davoudzadeh, M., Soffel, H. and Schmidt, J. (1981) On the rotation of central- East Iran microplate. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, 3, 108-192.
Donnay, G. and Barton, R. Jr. (1972) Refinement of the crystal structure of elbaite and the mechanism of tourmaline solid solution. Tschermaks Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, lE, 273-286.
Dutrow, B. L. and Henry, D. J. (2000) Complexly zoned fibrous tourmaline, Cruzeiro Mine, Minas Gerais, Brazil: A record of evolving magmatic and hydrothermal fluids. The Canadian Mineralogist, 38, 131-143.
Esmaeily, D., Nedelec, A., Valizadeh, M. V., Moore, F. and Cotton, J. (2005) Petrology of Jurassic Shah-Kuh granite (eastern Iran), with reference to tin mineralization. Journal of Asian Earth Science, 25, 961-980.
Foit, F. F. Jr. and Rosenberg, P. E. (1977) Coupleds ubstitutions in the tourmaline group. Contributions to Mineralogy and Petrology, 62, l-127.
Foit, F. F. Jr. and Rosenberg, P. E. (1979) The structure of vanadium-bearing tourmaline and its implications regarding tourmaline solid solutions. American Mineralogist, 788-798.
Hamzehpour, B. (2005) Geological Map of Chahar-farsakh, scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.
Hawthoren, F. C. and Henry, D. J. (1999) Classification of the mineral of the tourmaline group. European Journal of Mineralogy, 11, 201-215.
Henry, D. J. and Guidotti, C. V. (1985) Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral: an example from the staurolite grade metapelites of NW-Marine. American Mineralogist, 70, 1-15.
Henry, D. J. and Dutrow, B. L. (1996) Metamorphic tourmaline and its petrologic applications. In: Boron (Eds. Grew, E., Anovitz, L. M.). Mineralogy, Petrology and Geochemistry. The Mineralogical Society of America, Washington, Dc. Review Mineralogy, 33, 503-557.
Henry, D. J., Novak, M., Hawthorne, F. C., Ertl, A., Durtow, B. L., Uher, P. and Pezzota, F. (2011) Nomenclature of the tourmaline-supergroup minerals. American Mineralogist, 96, 895-913.
Jolliff, B. L., Papike, J. J. and Shearer, C. K. (1986) Tourmaline as a recorder of pegmatite evolution, Bob Ingersoll pegmatite, Black Hills, South Dakota. American Mineralgist, 71, 472-500.
Kaygusuz, A., Siebel, W., Sen, C. and Satir, M. (2008) Petrochemistry and petrology of I-type granitoids in an arc setting: the composite Torul pluton, Eastern Pontides, NE Turkey. International Journal of Earth Sciences, 97, 739-764.
Krynine, P. D. (1946) The tourmaline group in sediments. Journal of Geology, 54, 65-87.
London, D. and Manning, D. A. C. (1995) Chemical variation and significance of tourmaline from SW England. Economic Geology, 90, 495–519.
MacGregor, J. R., Grew, E. S., De Hoog, J. C. M., Harley, S. L., Kowalski, P. M., Yates, M. G. and Carson, C. J. (2013) Boron isotopic composition of tourmaline, prismatine, and grandidierite from granulite facies paragneisses in the Larsemann Hills, Prydz Bay, East Antarctica: evidence for a non-marine evaporate source. Geochim Cosmochim Acta, 123, 261–283.
Mahmoodi, S. H. (2004) Petrology of metamorphic rocks of the Dehsalm complex (in Persian). M.Sc. thesis, University of Tehran, Tehran, IRI (in Persian).
Mahmoodi, M. and Masoudi, F. (2009) Magmatic and metamorphic history of the Deh-Salm metamorphic Complex, Eastern Lut Block, (Eastern Iran), from U-Pb geochronology. Journal f Earth Science (Geol Rundsch), 99, 1153-1165.
Marschall, H. R., Ludwig, T., Altherr, R., Kalt, A. and Tonarini, S. (2006) Syros metasomatic tourmaline: evidence for very high-delta B-11 fluids in subduction zones. Jurnal of Petrology, 47, 1915–1942.
Marschall, H. R., Meyer, C., Wunder, B., Ludwig, T. and Heinrich, W. (2009) Experimental boron isotope fractionation between tourmaline and fluid: confirmation from in situ analyses by secondary ion mass spectrometry and from Rayleigh fractionation modeling. Contribuions to Mineralgy and Petrology, 158, 675–681.
Manning, D. A. C. (1982) Chemical and morphological variation in tourmalines from the Hub Kapong batholith of Peninsular Thailand, Mineralogical Magazine, 45, 139-147.
Mokhtari, N. (2012) Geochemistry of Granitoid rocks from East of Lut Block: Constraints on the nature of the crust in Eastern Iran. M.Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, IRI (in Persian).
Naderi Mighan, N. and Akrami, M. A. (2005) Explanatory text of Chah-Dashi. Geological Quadrangle Map 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, IRI.
Naseri, A. (2015) Petrology of mafic and ultramafic rocks of the Dehsalm metamorphic complex, (in Persian). East of Lut Block. M.Sc. thesis, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, IRI (in Persian).
Nemec, D. (1968) Fluorine in tourmalines. Contributions to Mineralogy and Petrology, 20, 235-243.
Nuber, B. and Schmetzer, K. (1979) I'he lattice position of Ct'* in tourmaline; structural refinement of a chromium-rich Mg- Al-tourmaline. Neues Jahrbuch firr Mineralogie, Abhandlungen, 137, 184-197.
Pettijohn, F. J., Potter, P. E. and Siever, R. (1973) Sand and Sandstones. Springer-Verlag, New York.
Pirajno, F. and Smithies, R. H. (1992) The FeO/(FeO+MgO) ratio of tourmaline: a useful indicator sptial variations in granite related hydrothermal mineral deposits. Journal of Geochemical Exploration, 42, 371-381.
Pitcher, W. S. (1993) The nature and origin of Granite. Blackie Publication, London.
Povondra, P. (1981) The crystal chemistry of tourmalines of the schorl-dravite series”. 1981 Acta Universitatis Carolinae-Geologica, 223-264.
Reyer, D. and Mohaffez, A. (1972) A first contribution of the NIOC-ERAP agreements to the knowledge of Iranian geology. Edition Techniqs Paris, 50-58.
Rosenberg, P. E. and Foit, F. F. Jr. (1979) Synthesis and characterization of alkali-free tourmaline. American Mineralogist, 64, l00-106.
Sahandi, M. (1992) Geological Map of Dehsalm. Scale 1:250000. Geological Survey of Ira, Tehran, IRI.
Samson, I. M. and Sinclair, W. D. (1992) Magmatic hydrothermal fluids and the origin of quartz-tourmaline orbicules in the Seagull batholith, Yukon Territory. Canadian Mineralogists, 30, 937-954.
Sinclair, W. D. and Richardson, J. M. (1992) Quartz-tourmaline orbicules in the seagull batholith, Yukon Territory. The Canadian Mineralogist. 30, 923-935.
Slack, J. F., Palmer, M. R., Stevens, B. P. J. and Barnes, R. G. (1993) Origin significance of tourmaline-rich rocks in the Broken Hill district, Australia, Economic Geology, 88, 505-541.
Stöcklin, J., Eftekhar-Nezhad, J. and Hushmand-zadeh, A. (1972) Central Lut reconnaissance, East Iran. Geological Survey of Iran, 22, 62 - 70.
Trumbull, R. B. and Chaussidon, M. (1999) Chemical and boron isotopic composition of magmatic and hydrothermal tourmalines from the Sinceni granite-pegmatite system in Swaziland. Chemical Geology, 153, 125-137.
Tsang, T. and Ghose, S. (1973) Nuclear magnetic resonance of 1H, 7Li, 11B, 23Na and 27Al in tourmaline (elbaite). American Mineralogist, 58, 224-229.
Wolf, M. B. and London, D. (1997) Boron in granitic magmas stability of tourmaline in equilibrium with biotite and cordierite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 130, 12-30.
Petrological Journal
Volume 13, Issue 3 - Serial Number 51
Petrological Journal , vol. 13, Issue 2, No. 51, Autumn 2022
December 2022
Pages 85-104

Files

History

  • Receive Date: 06 May 2022
  • Revise Date: 19 October 2022
  • Accept Date: 23 October 2022

Share

How to cite

Statistics