Tourmaline chemistry and investigation of its formation conditions in the northern intrusive body of the Nain ophiolite complex in the northeast of Isfahan Province

Document Type : Original Article

Authors

1 Associate Professor, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran

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

3 M.Sc. Student, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran

Abstract

Introduction
Geographically, the granitoid intrusion under investigation is located in Ardestan, in the northeastern part of Isfahan Province and to the north of the Nain ophiolitic complex, between longitudes 52°50′ to 53°03′ E and latitudes 33°09′N to 33°13′N. With a general northwest–southeast trend, this body is considered part of the Urumieh–Dokhtar magmatic arc. Previous studies conducted in or around the area include: Akbari (1999) conducted a petrographic and petrological study of the Sohail Pakouh and Golshaknan intrusive bodies and, based on the regional lithology, classified the intrusion as an I-type granite. Yeganehfar (2007) investigated the petrogenesis of the Tertiary rocks south of Ardestan and argued that these volcanic rocks display the characteristics of island-arc magmatism, exhibiting indications of evolution toward an active continental margin setting Rahmani (2018), studied the petrology, geochemistry, and tectonomagmatic setting of the Qah Sareh granitoids located in southeastern Ardestan. Babazadeh (2017), who also worked on the petrogenesis of the Tertiary rocks south of Ardestan. In this study, the similarities in major and trace elements as well as Sr–Nd isotopic characteristics of the plutonic and volcanic rocks of Ardestan indicate derivation from a common magma source. The author proposed a subduction model involving the Neo-Tethyan slab beneath the Central Iran mantle.
Tourmaline has proven to be a highly useful mineral for petrological studies (Manning, 1982; London, 1999) due to its ability to crystallize under diverse pressure-temperature regimes and geological environments, and its stability across a wide range of metamorphic conditions and weathering. Given the lack of detailed geochemical investigation on the tourmalines of this area, this study aims to conduct petrographic analysis, determine the chemical composition, and elucidate the origin and formation conditions of the tourmalines present in the regional granitoids.
Regional Geology
The studied intrusive body lies within the western segment of the Central Iranian Zone and the central part of the Urumieh–Dokhtar magmatic arc, trending NW–SE (Fig. 1). Based on geographical distribution, it can be divided into the Sohil Pakouh, Goleshkanan, and Hajiabad subareas. These intrusive bodies, as part of the Urumieh–Dokhtar magmatic belt, have intruded into Eocene volcanic and volcaniclastic rocks in the northwestern part of the Nain ophiolite zone. Their emplacement has been dated to the Oligocene–Miocene (Amidi, 1975). The thermal impact of these intrusions has caused low- to very low-grade contact metamorphism in the host rocks.
Analytical Methods
After sampling the granitoid rocks, 25 thin sections were prepared for mineralogical and textural analysis using an Olympus BH2 polarizing microscope. Following petrographic investigations, selected tourmaline grains were analyzed by electron microprobe at the University of Oklahoma, USA, to determine their elemental composition
Petrography
The studied intrusions mainly consist of granodiorite, tonalite, diorite, and monzodiorite, appearing both as veins and dikes, as well as larger plutonic bodies. Dominant minerals include quartz, plagioclase, alkali feldspar, amphibole, biotite, and tourmaline. The average crystal size ranges from 4 to 9 mm. The rocks exhibit a granular texture, with subordinate poikilitic, perthitic, and granophyric textures. Late-stage intrusive activity after the Eocene led to thermal alteration of the regional Eocene volcanic rocks, forming siliceous–argillic breccias with white, yellow, to pink coloration. Petrographic evidence of metasomatism includes late-stage feldspar veinlets within quartz grains, brecciated textures in quartz, and partial replacement of plagioclase by potassium feldspar at grain margins. Electron microprobe analysis of adularia confirms the composition of the potassium feldspar. Adularia appears to have formed at the final crystallization stage of the granitoid as vein fillings, indicating pervasive potassium metasomatism driven by hydrothermal fluids.
Discussion
The rocks are primarily granodioritic, with occurrences of diorite, monzodiorite, and tonalite. The igneous rocks in southeastern Ardestan are mainly calc-alkaline in character, with metaluminous to peraluminous compositions, and are geochemically consistent with subduction-related tectonic settings. The chemical composition of tourmaline provides valuable insights into the physicochemical conditions of the host rock’s formation (Manning, 1982; Henry and Guidotti, 1985; London, 1999). To determine the structural formulae of the tourmalines, multiple grains from the granitoid samples were analyzed via electron microprobe. The calculated formulae are presented in Table 1. Analyses were conducted from the rim to the core of the tourmaline grains. The core and rim compositions are as follows:
Core composition: (Na, K) 0.72 (Fe²⁺, Mn, Ti) 2.84 Mg1.5 Al4.85 B3 Si6 O27 (OH, F)4
Rim composition: (Na, K)0.72 (Fe²⁺, Mn, Ti) 1.63 Mg1.73 Al5.7 B3 Si6 O27 (OH, F)4
The tourmalines are thus members of the schorl–dravite solid solution series. Based on substitutions at the X site, tourmalines are classified into calcic, alkali, and X-site-vacant types depending on the relative proportions of Na+(K), Ca, and site vacancies (Hawthorne and Henry, 1999). According to this classification and as shown in Figure 7, most of the analyzed tourmalines fall within the alkali group, indicating high K and Na contents relative to Ca and minimal X-site vacancies. Alkali tourmalines typically form under acidic and lower-temperature conditions (Collins, 2010). In the Fe vs. Mg diagram, all samples plot above the ∑(Fe+Mg) = 3 line within the schorl–dravite field, indicating a deficiency of Al in the Z-site and its absence from the Y-site. The R1+R2 vs. R3 diagram [(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) vs. Al+1.33Ti] of Manning (1982) (Fig. 11) reveals Al-involved substitutions, suggesting the presence of aluminous tourmaline, foitite, X-site vacancies, and olenite. In this diagram, the samples trend from the schorl–dravite composition toward uvite, indicating substitutions involving Ca, Mg, and Fe [(Ca (Fe, Mg) ↔ NaAl)].
Based on the Fe–Mg–Ca ternary diagram (Henry and Guidotti, 1985), which is used to infer the nature of the fluids involved in tourmaline crystallization, most samples plot within the field of low-Ca metapelites and meta psammites and quartz-tourmaline rocks, while a few are positioned within the compositional field of lithium-deficient granitoids. (Fig. 12). In diagram 13, the tourmalines lie within fields B to C, indicating crystallization from environments ranging from proximal to intermediate, and even distal relative to the granitoid body. The FeO/(FeO + MgO) ratio is a key indicator of system openness and source characteristics. A ratio of 0.8–1 suggests a closed magmatic system with minimal external fluid involvement. Ratios <0.6 imply formation in distal, hydrothermal systems with external fluid input. Intermediate ratios (0.6–0.8) indicate mixed magmatic–hydrothermal environments with both internal and external fluid contributions (Pirajno and Smithies, 1992). In the studied granitoids, this ratio ranges from 0.60 to 0.75 (mean: 0.69), suggesting formation of tourmaline in an environment transitional between magmatic and hydrothermal regimes, likely reflecting fluid mixing involving magmatic-hydrothermal fluids and meteoric water during the final stages of crystallization.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

تودة گرانیتوییدی بررسی‏‌شده در شهرستان اردستان در شمال‌خاوری استان اصفهان و شمال مجموعة افیولیتی نایین در میان طول‎های جغرافیایی ¢50 °52 تا ¢3 °53 خاوری و عرض‎های جغرافیایی ¢09 °33 تا ¢13 °33 شمالی جای دارد (شکل‌ 1). این توده با رونـد کلـی شـمال‌باختری –جنـوب‌خاوری، بخشــی از پهنة ســاختاری ارومیــه- دختــر به‌شمار می‌رود. به باور بربریان و کینگ (Berberian and King, 1981) کمربند تکتونوماگمایی ارومیه- دختر یک کمان ماگمایی نوع آندی است که در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی تتیس جوان به زیر ایران مرکزی در هنگام رخداد کوهزایی آلپ پدید آمده است و به فعالیت‌های آذرین ائوسن- میوسن از گابرو تا گرانیت انجامیده است (Shahabpour, 2005). تودة گرانیتوییدی بررسی‏‌شده با سن جوان‌تر از ائوسن در سنگ‎های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن منطقه، تزریق شده است. از بررسی‏‌هایی که در این منطقه و یا مناطق اطراف انجام شده است می‌توان موارد زیر را نام برد:

خلعتبری (Khalatbari, 1992) پلوتونیسم ترشیری اردستان را بررسی کرده است و کافت درون قاره‌ای را عامل ماگماتیسم دانسته است. وی با طرح نظریة کافت درون قاره‎ای، خاستگاه سنگ‎های فلسیک ناحیه را با ذوب پوسته‌ای مرتبط می‌داند و خاستگاه سنگ‏‌های بازیک را گوشته‌ای دانسته است. همچنین، وی گسترش سنگ‎های حد واسط کالک‎آلکالن در این ناحیه را پیامد آمیختگی این دو ماگما می‌داند.

اکبری (Akbari, 1999) به بررسی سنگ‏‌نگاری و سنگ‌شناسی توده‌های آذرین درونی سهیل پاکوه و گلشکنان پرداخته است و بر پایه سنگ‌شناسی منطقه، این توده را گرانیت I شناسایی کرده است.

یگانه‌فر (Yeganehfar, 2007) با بررسی سنگ‏‌زایی سنگ‏‌های آتشفشانی ترشیری جنوب اردستان بر این باور است که این سنگ‏‌ها ویژگی‏‌های ماگماتیسم جزیره‏‌های کمانی را نشان می‌دهند و نشانه‌‏‌هایی از تکامل به حاشیه‌های قاره‌ای فعال را دارند.

رحمانی (Rahmani, 2018) به بررسی سنگ‌شناسی، زمین‌شیمی و جایگاه تکتونوماگمایی گرانیتوییدهای قهساره در جنوب‏‌خاوری اردستان پرداخته است.

منصوری و بخشی (Mansouri and Bakhshi, 2018) روی شیمی تورمالین‌ها در منطقه سهیل‌پاکوه بررسی‏‌هایی انجام دادند و خاستگاه تورمالین‌ها را در ارتباط با محلول‌های گرمابی می‌دانند.

بابازاده (Babazadeh, 2017) سنگ‏‌زایی سنگ‏‌های ترشیری جنوب اردستان را بررسی‏‌ کرد. بر پایة این پژوهش، شباهت‌ عنصرهای اصلی و فرعی و نیز ویژگی‌های ایزوتوپی Sr-Nd در سنگ‌های آذرین درونی و آتشفشانی اردستان نشان‏‌دهندة یک ماگمای یکسان در پیدایش این سنگ‏‌هاست. وی الگو فرورانش صفحه نئوتتیس به زیر گوشتة ایران مرکزی را پیشنهاد داده‌ است.

بابازاده و همکاران (Babazadeh et al., 2018) سن‌های 24 تا 25 میلیون سال پیش (الیگوسن پایانی- میوسن آغازین) به‏‌دست‏‌آمده به روش U-Pb از زیرکن‌های نمونه‌های گرانودیوریتی جنوب اردستان را گویای زمان تبلور این زیرکن‌ها می‌دانند؛ اما سن 20 تا 22 میلیون سال پیش به‏‌دست‏‌آمده به روش Rb-Sr از نمونه‌های تونالیتی را به سن سردشدگی نسبت می‌دهند.

شکل‌ 1. تصویر ماهواره‌ای گسترة بررسی‏‌شده در شمال افیولیت نایین.

Figure 1. Satellite image of the study area in the north of Nain Ophiolite.

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). از آنجایی‌که تورمالین در دما، فشار و محیط‌های زمین‌شناسی گوناگون متبلور می‌شود و در بازة گسترده‌ای از دما و فشار و هوازدگی پایدار است، پس این کانی چه‌بسا کاربرد گسترده‌ای در بررسی‌های سنگ‌شناسی دارد (Manning, 1982; London, 1999)؛ برای نمونه، تاریخچة سنگی که در آن پدید می‌آید را نشان می‌دهد (Slack, 1996) و نیز ترکیب تورمالین‌ها می‌تواند نشان‏‌دهندة ترکیب سیالی باشد که از آن متبلور شده‌اند (Slack and Trumbull, 2011). تورمالین می‌تواند فرایندهای زمین‌شناسی را در خود ثبت کند (van Hinsberg et al., 2011) و در فهم محیط‌های قاره‌ای (Chaussidon and Albarède 1992; Trumbull et al., 2008; Cabral et al., 2017) و اقیانوسی (Farber et al., 2015) می‌تواند کارآمد باشد (Arena et al., 2020). از بررسی‏‌هایی که روی تورمالین‌ها در بخش‌های گوناگون ایران انجام شده است می‌توان بررسی خاستگاه تکتونوماگمایی تورمالین در دایک‌های فلسیک کمپلکس دگرگونی ده‌سلم، خاور بلوک لوت (Bahramnejad et al., 2022)، بررسی چگونگی رخداد تورمالین در مجموعۀ دگرگونی شمال گلپایگان (Ahmadi-Bonakdar et al., 2023)، شیمی کانی، کانی‌شناسی و رفتار عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تورمالین در پگماتیت‌های ناحیة تاشینا (Shahrokhi and Zarei Sahamieh, 2021)، زمین‌شیمی تورمالین در گرانیتوییدها و دگرگونی‌های قهرود- قمصر، کاشان- ایران مرکزی (Etedali et al., 2022) را نام برد. با توجه به نبود بررسی‌های دقیق و گسترده روی شیمی تورمالین‌‌های تودة آذرین درونی در شمال مجموعة افیولیتی نایین، در این بررسی با بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری و شیمی کانی، خاستگاه و شرایط پیدایش تورمالین در گرانیتوییدهای منطقه، بررسی‏ ‌می‌شود. نخستین بررسی‏‌ها نشان می‌دهند کانی تورمالین در سنگ‌های بررسی‏‌شده به شکل‌ ثانویه و چه‌بسا به‌جای کانی یا کانی‌های میزبان گرانودیوریت پدیدار شده است. از آنجای‌که تورمالین کانی مهمی در بررسی سنگ‏‌زایی است و در محیط‌های گوناگونِ گرمابی تا دگرگونی و ماگمایی پدید می‌آید (مانند: Van Hinsberg and Schumacher, 2011; Liu et al., 2023; Singh and Srivastava, 2023)، اهمیت این پژوهش برای همگان روشن است.

روش انجام پژوهش

پس از نمونه‌برداری از گرانیتوییدهای منطقه، برای بررسی‏‌های کانی‌شناسی و بررسی بافت، 25 مقطع نازک تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان الیمپوس[1] الگوی BH2 بررسی‏ ‌شدند. پس از انجام بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، برای شناخت و بررسی دقیق تورمالین در گرانودیوریت و شناسایی ترکیب عنصری آن، از داده‌های ریزکاو الکترونی پیشین (Akbari, 1999) به‌همراه داده‌های ریزکاو الکترونی (در دانشگاه اکلاهماسیتی آمریکا) بهره گرفته شد. در این آزمایشگاه، تجزیة نقطه‌ای روی کانی‌ها با دستگاه ریزکاو الکترونی مدل Cameca SX50 با ولتاژ شتاب‌دهندة 20کیلوولت و شدت جریان 20 نانوآمپر انجام شد. فرمول ساختاری این کانی بر پایة 31 آنیون (O، OH) و آهن کل دوظرفیتی به‌دست آورده شد. میزان H2O و B2O3 برای ساخت 4 یون OH و 3 یون B به روش استوکیومتری به‌دست آورده شد. برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری کانی از صفحه‌های گسترده[2] بهره گرفته شد. همچنین، برای بررسی ترکیب شیمیایی کانی‌های آدولاریا و اپیدوت از روش SEM (میکروسکوپ الکترونی روبشی) و EDX (طیف‌سنجی پراکنده انرژی) (در دانشکده مواد دانشگاه صنعتی اصفهان) بهره گرفته شد. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول‌های 1 تا 3 آورده شده است.

جدول 1. داده‌های به‌دست‌آمده از روش SEM برای کانی آدولاریا در رگچه تأخیری در گرانیتویید میزبان.

Table 1. SEM analytical results of adularia from a late-stage vein within the host granitoid.

Element

Weight%

Atomic%

Net Int

Error%

Kratio

Z

A

F

Ok

29.59

44.11

937.99

9.51

0.0822

1.06

0.26

1

NaK

0.28

0.29

17.87

43.75

0.0015

0.96

0.55

1.003

AlK

12.44

11

1412.59

3.84

0.098

0.94

0.82

1.007

SiK

39.34

33.41

4330.74

3.5

0.305

0.97

0.8

1.003

KK

18.35

11.2

1226.68

3.35

0.1515

0.9

0.91

1.004

جدول 2. داده‌های به‌دست‌آمده به روش SEM برای اپیدوت در زمینة آدولاریا.

Table 1. SEM analytical results of epidote within the adularia matrix.

Element

Weight%

Atomic%

Net Int

Error%

Kratio

Z

A

F

C K

10.86

20.32

154.46

13.1

0.02

1.09

0.208

1

Ok

27.31

38.37

970.67

9.98

0.06

1.05

0.23

1

AlK

12.9

10.74

1676.59

4.73

0.09

0.94

0.739

1

SiK

19.17

15.34

2506.67

4.48

0.14

0.96

0.744

1

CaK

20.48

11.49

1591.96

2.76

0.18

0.91

0.964

1

FeK

9.28

3.74

389.2

5.11

0.08

0.82

0.99

1

جدول 3. داده‌های ریزکاو الکترونی برای تورمالینِ درون گرانیتوییدهای منطقة بررسی‏‌شده.

Table 3. Results of electron microprobe analyses of tourmaline in granitoids from the study area.

Sample No.

1C

2

3

4

5

6

7R

8

SiO2

35.16

35.1

34.32

34.8

35.1

35.05

35.97

36.12

TiO2

0.33

0.88

0.98

0.27

0..28

1.02

0.46

0.47

Al2O3

23.46

24.39

24.68

22.86

23.77

23.85

29.02

28.44

FeO

19.82

16.89

16.6

20.63

19.63

17.93

12.23

12.31

MgO

5.62

6.7

6.61

5.54

5.72

6.11

6.54

6.86

CaO

0.97

1.94

1.93

0.77

0.78

1.83

1.24

1.19

MnO

0.02

0.005

0.01

0.03

0.01

0.005

0.015

0.005

Na2O

2.27

1.81

1.8

2.45

2.44

1.91

2.17

2.25

K2O

0.04

0.035

0.04

0.045

0.035

0.045

0.035

0.03

H2O

3.43

3.44

3.38

3.4

3.42

3.39

3.59

3.56

B2O3

9.97

10.12

10.1

9.87

9.99

10.06

10.45

10.44

Total

101

101

101

100

101

101

101

101

B

3

3

3

3

3

3

3

3

Si

6.12

6.02

5.99

6.12

6.1

6.05

5.59

5.97

Ti

0.04

0.11

0.12

0.03

0.03

0.13

0.05

0.06

Al

4.7

4.93

5

4.7

4.8

4.85

5.66

5.55

Fe2+

3

2.42

2.38

3

2.8

2.58

1.7

1.7

Mn

0.003

0.005

0.001

0.004

0.002

0

0.003

0.001

Mg

1.45

1.71

1.69

1.44

1.49

1.6

1.61

1.69

Ca

0.18

0.35

0.35

0.14

0.14

0.34

0.22

0.21

Na

0.76

0.6

0.59

0.83

0.83

0.69

0.7

0.72

K

0.01

0.008

0.007

0.01

0.008

0.01

0.008

0.006

Total

19.26

19.15

19.13

19.27

19.20

18.62

18.54

18.91

Xvac

0.05

0.04

0.05

0.02

0.02

0.59

0.07

0.06

Xvac/(Xvac+Na)

0.06

0.07

0.08

0.02

0.03

0.48

0.09

0.08

Fe2++Mg

4.45

4.13

4.07

4.44

4.29

4.18

3.31

3.39

Mg/Fe+Mg

0.33

0.41

0.42

0.32

0.35

0.38

0.49

0.50

Fe/Fe+Mg

0.67

0.59

0.58

0.68

0.65

0.62

0.51

0.50

Ca/Ca+Na

0.19

0.37

0.37

0.14

0.14

0.35

0.24

0.23

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

3.33

3.23

3.22

3.30

3.23

3.25

2.63

2.99

R1=Na+Ca

0.94

0.95

0.94

0.97

0.97

0.98

0.92

0.93

R3=Al+1.33Ti

4.75

5.08

5.16

4.74

4.84

5.02

5.73

5.63

R2=Fe+Mg+Mn

4.45

4.14

4.07

4.44

4.29

4.18

3.31

3.39

R1+R2

5.39

5.09

5.01

5.41

5.26

4.58

4.23

4.32

FeO/FeO+MgO

0.78

0.72

0.72

0.79

0.77

0.75

0.65

0.64

جدول 3. ادامه.

Table 3. Continued.

Sample No.

9

10

11

12

SiO2

36.64

36.32

36.4

36.24

TiO2

0.26

0.26

0.28

0.32

Al2O3

29.84

30.6

29.33

27.16

FeO

10.91

10.49

11.27

13.93

MgO

7.09

7.11

7.22

6.99

CaO

0.92

0.78

0.89

1.09

MnO

0.01

0.01

0.015

0.005

Na2O

2.19

2.19

2.32

2.28

K2O

0.03

0.02

0.034

0.02

H2O

3.61

3.64

3.6

3.58

B2O3

10.59

10.6

10.51

10.39

Total

102

102

101

102

B

3

3

3

3

Si

6.01

6.94

6.03

6.06

Ti

0.04

0.03

0.03

0.04

Al

5.8

5.84

5.6

5.3

Fe2+

1.4

1.4

1.7

1.94

Mn

0.002

0.002

0.002

0

Mg

1.7

1.6

1.75

1.74

Ca

0.2

0.15

0.17

0.19

Na

0.7

0.69

0.74

0.75

K

0.007

0.005

0.006

0.005

Total

18.86

19.66

19.03

18.35

Xvac

0.09

0.16

0.08

0.74

Xvac/(Xvac+Na)

0.12

0.18

0.10

0.50

Fe2++Mg

3.10

3.00

3.45

3.68

Mg/Fe+Mg

0.55

0.53

0.51

0.47

Fe/Fe+Mg

0.45

0.47

0.49

0.53

Ca/Ca+Na

0.22

0.18

0.19

0.73

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

2.97

3.82

3.12

3.09

R1=Na+Ca

0.90

0.84

0.91

0.94

R3=Al+1.33Ti

5.85

5.88

5.64

5.35

R2=Fe+Mg+Mn

3.10

3.00

3.45

3.68

R1+R2

4.00

3.84

4.36

4.62

FeO/FeO+MgO

0.61

0.60

0.61

0.67

نتایج

زمین‌شناسی

تودة آذرین درونی بررسی‏‌شده در باختر پهنة ایران مرکزی و بخش مرکزی پهنة ماگمایی ارومیه- دختر در راستای شمال‌باختری – جنوب‏‌خاوری (شکل‌ 1) رخنمون دارد. بر پایة جایگاه جغرافیایی، این منطقه به 3 منطقة سهیل‌پاکوه، گلشکنان و حاجی‌آباد دسته‌بندی می‌شود. توده‌های آذرین درونی یادشده در جنوب‏‌خاوری شهرستان اردستان، در جنوب‌باختری نقشة 250000/1 انارک و کرانة جنوب‌باختری نقشة زمین‌شناسی 100000/1 عشین جای گرفته‌اند. این توده‌های آذرین درونی بخشی از پهنة ماگمایی ارومیه - دختر هستند و در شمال مجموعة افیولیتی نایین، سنگ‏‌های آتشفشانی- آذرآواری (ائوسن) منطقه را قطع کرده‌اند و ازاین‌رو، سن احتمالی این توده‌های آذرین درونی الیگوسن-میوسن گزارش شده است (Amidi, 1975). از سوی دیگر همان‌گونه‌که گفته شد، بابازاده و همکاران (Babazadeh et al., 2018) سن U-Pb به‌دست‌آمده برای زیرکن‌هایِ نمونه‌های گرانودیوریتی جنوب اردستان را 24 تا 25 میلیون سال پیش (الیگوسن پایانی- میوسن آغازین) گزارش کرده‌اند.

در پی نفوذ توده‌های یادشده و تأثیر شار حرارتی ناشی از آن، سنگ‏‌های میزبان یادشده دچار دگرگونی همبری درجه کم تا بسیار کم شده‌اند. گمان‌می‏‌رود توده‌های آذرین درونی این ناحیه در راستای گسل اصلی منطقه جایگیری کرده‌اند. این گسل از شاخه‌های گسل بزرگ کویر یا درونه است که در راستای آن افیولیت های عشین و دیگر افیولیت‌های ایران مرکزی جای گرفته‌اند. از دیگر ویژگی‌های این توده‌های آذرین درونی، حضور آپوفیزهای گسترده است که به‌صورت باریک و کشیده دیده می‏‌شوند. ترکیب سنگ‌شناسی این توده‌ها بیشتر گرانودیوریت است که به‌همراه دیوریت، مونزودیوریت و تونالیت رخنمون دارد. بیشترین حجم توده‌های دیده‌شده شامل توده‌‏‌هایی با ترکیب گرانودیوریتی است که رخنمون اصلی آنها سهیل‌پاکوه است و در کنار آن می‌توان سنگ‏‌هایی با ترکیب کوارتز مونزودیوریت نیز دید. توده مونزوگرانیتی حاجی‌آباد در باختر محدوده بررسی‏‌شده به‌صورت یک تودة بزرگ دیده می‌شود که به در حاشیه‌های باختری به تونالیت تغییر ترکیب داده است و درون اسپلیت ها و دیابازهای یال جنوبی کوه‌زرد نفوذ کرده است (شکل‌های‌ 2 و 3). بر پایة بررسی‏‌های کنعانیان و همکاران (Kananian et al., 2015) و با توجه به شواهد صحرایی و سنگ‌شناسی، یک روند تفریقی از جنوب‏‌خاوری منطقه به‏‌سوی شمال‌باختری و تغییر لیتولوژی از کوارتزمونزودیوریت به‏‌سوی گرانیت دیده می‌شود. گمان‌می‏‌رود گذر یکی از شاخه‌های اصلی گسل شهرآب از میان توده‌های آذرین درونی این منطقه باعث قطع‌شدن توالی این توده‌ها از گرانودیوریت به گرانیت شده است (Kananian et al., 2015). سرشت سنگ‏‌های منطقه در جنوب‏‌خاوری اردستان نشان از سرشت کالک‌آلکالن این سنگ‏‌ها دارد. نمونه‌های بررسی‏‌شده سرشت متاآلومینوس تا پرآلومینوس دارند و همگی ویژگی‌های زمین‌شناسی پهنه‌های فرورانش را نشان می‌دهند (Amini, 2023). این یافته‌ها با الگوی فرورانش حاشیة فعال قاره‌ای که بسیاری از پژوهشگران (Stöcklin, 1977; Berberian and King, 1981; Alavi, 1994) برای پهنة آتشفشانی ارومیه- دختر پیشنهاد کرده‌اند، همخوانی دارد (Kananian et al., 2015).

سنگ‏‌نگاری و بررسی برخی نمودهای بافتی-متاسوماتیسم در گرانیتوییدهای منطقه

توده‌های آذرین درونی بررسی‏‌شده ترکیب گرانودیوریت، تونالیت، دیوریت و مونزدیوریت دارند. این توده‏‌ها بیشتر به‌صورت رگه و دایک هستند و در بخش‌‏‌هایی از منطقه به‌صورت توده‌‏‌هایی با اندازه‌های متفاوت رخنمون دارد. کانی‌های آنها شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‏‌فلدسپار، آمفیبول، بیوتیت به‌همراه تورمالین (بیشتر در گرانودیوریت‌ها) هستند. میانگین اندازة بلورها mm4-9 است و بافت بیشتر این سنگ‏‌ها گرانولار به‌همراه بافت‏‌‏‌هایی مانند پویی‌کیلیتیک و گهگاه پرتیتی و گرانوفیری است.

شکل‌ 2. نقشة زمین‌شناسی توده‌های آذرین درونیِ شمال افیولیت نایین (برگرفته از نقشة زمین‌شناسی 100000/1 عشین و شهرآب) (با تغییراتی پس از کنعانیان .و همکاران (Kananian et al., 2015)).

Figure 2. Geological map of the intrusive body in north of Nain ophiolite (adapted from the 1:100,000 scale geological maps of Ashin and Shahre-Ab, modified after Kananian et al. (2015)).

شکل‌ 3. تصویرهای صحرایی از منطقة بررسی‏‌شده (جنوب‏‌خاوری اردستان). A) دایک تونالیتی (نگاه رو به شمال‌باختری)؛ B) توده‌های گرانیتوییدی به‌صورت باتولیت (نگاه رو به شمال).

Figure 3. Field photographs from the southeastern region of Ardestan. A) Tonalitic dike (NW view); B) Granitoid intrusions in the form of batholiths (northward view).

دیوریت با بافت گرانولار، پویی‌کیلیتیک و جانشینی ترکیب کانی‌شناسی پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت و کانی‌های فرعی اپیدوت، اسفن، ترمولیت- اکتینولیت و زیرکن دارد. پلاژیوکلاز که بخش بزرگی از این سنگ‏‌ها را دربر می‌گیرد و شکل‌‌های نیمه‌شکل‌‏‌‌دار تا بی‌شکل‌ با اغلب ماکل پلی‌سینتتیک و پهنه‌بندی[3] نشان می‏‌دهد. پلاژیوکلازها گاه در راستای سطوح ماکل با اپیدوت جانشین شده‌اند (شکل 4-A). دگرسانی اپیدوتی به‌صورت شکل‌ ‌های آمیبی دیده می‌شود. از سوی دیگر پلاژیوکلازها با رگچه‌های آلکالی‏‌فلدسپار نیز قطع شده‌اند (شکل 4-B). ارتوکلازها درصد کمتری نسبت به پلاژیوکلاز دارند و گاه کائولینیتی شده‌اند و گاهی با کوارتز هم‌رشدی نشان می‌دهند (شکل 4-C). کوارتز با اندازه‏‌های مختلف و گاهی با خاموشی موجی دیده می‌شود. آمفیبول‌ها به دو شکل‌ اولیه و ثانویه یافت می‌شود (شکل 4-D). آمفیبول‌های ثانویه اورالیت هستند و از جنس ترمولیت اکتینولیت است. اسفن‌ها به‌صورت مستقل یا در ارتباط نزدیک با آمفیبول‌ها و اپیدوت ها و به‌صورت همپوشانی دیده می‌شود (شکل‌های 4-E و 4-F). حضور اسفن و اپیدوت نشانی از بالا‌بودن فوگاسیتة اکسیژن و اکسید کلسیم در محیط و درسیالات گرمابی است (Collins et al., 1982). به گفتة کولینز (Collins et al., 1982) چنانچه دمای محلول‌های گرمابی از550 درجه سانتیگراد بیشتر باشد، اسفن به‌صورت شکل‌‌دار و در دمای کمتر به‌صورت ریز بلور در گرداگرد کانی‌های کدر پدید می‌آید.

گرانودیوریت‌ها بافت درشت دانه تا متوسط (گرانولار) و کانی‌های اصلی مانند پلاژیوکلاز، کوارتز و ارتوکلاز و کانی‏‌های تیره بیوتیت و آمفیبول دارند. تورمالین، اسفن، آپاتیت و زیرکن که به‌صورت میانبار در بیوتیت دیده می‌شود نیز از کانی‌های فرعی آنها به‌شمار می‌روند. پلاژیوکلازها از کانی‏‌های اصلی سازندة‏‌ گرانودیوریت‌ها هستند و به‌صورت شکل‌‏‌‌دار تا نیمه‌شکل‌دار‌ با ماکل‌های پلی‌سینتتیک و پهنه‌بندی دیده می‌شوند. این کانی در پی دگرسانی گرمابی، افزایش آب و پتاسیم با سریسیت پوشیده شده است. پلاژیوکلازها گاه بافت غربالی نشان می‌دهند. پیدایش بافت غربالی پیامد تغییر شرایط تبلور مذاب در هنگام رشد بلور است که به ذوب و انحلال بخش‏‌هایی از بلور و ناپایداری آن می‌انجامد. سپس بازتبلور پلاژیوکلاز روی می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که بخشی از مذاب با پلاژیوکلاز دربرگرفته می‌شود (Vernon, 2004). به دنبال تجزیه ارتوکلازها با کائولینیت جانشین شده‌اند.

بیشتر کوارتز‌ها بی‌شکل‌ هستند و خاموشی موجی دارند و به‌صورت فنوکریست و گاهی به‌صورت دانه‌ریز فضای میان بلورها را پر می‌کنند. گاه بلورهای کوارتز به‌همراه آلکالی‏‌فلدسپار بافت گرانوفیری را پدید آورده‌اند. به‌دنبال تجزیه، آمفیبول‌ها با کلریت، اسفن و اکسید آهن جانشین شده‌اند. اسفن به‌صورت نیمه‌شکل‌‏‌‌دار تا شکل‌‏‌‌دار و به‌صورت اولیه و ثانویه دیده می‌شود که در نمونه‌های اولیه با رخ‌های مشخص دیده می‌شود و در نمونه‌های ثانویه در پی تجزیة آمفیبول‏‌ها و بیوتیت‏‌ها پدید آمده است.

معمولاً دگرسانی بیوتیت همزمان با واپاشی آمفیبول (معمولاً هورنبلند) روی می‌دهد. دراین صورت کلسیم آزادشده از آمفیبول یا پلاژیوکلاز، همراه با کاتیون‌های حاصل از فروپاشی بیوتیت، در دمای بالا بیوتیت ثانویه و در دمای کم اسفن و اپیدوت را موازی رخ‌های بیوتیت و آمفیبول پدید می‌آورد (Collins, 1992).

تورمالین‌ با رنگ سبز مایل به قهوه‌ای و به‌صورت بلورهای درشت تا ریز به‌صورت پراکنده در گرانیتوییدها (بیشتر در گرانودیوریت‌ها) دیده می‌شود. این کانی گاه پهنه‌بندی ظریفی از خود نشان می‌دهند. تورمالین با پهنه‌بندی در مراحل پس از تبلور ماگما و در مرحلة گرمابی و تحت‏‌تأثیر محلول‌های سرشار از بور پدید آمده است (کانی تأخیری). در مقاطع بررسی‏‌شده، گاهی تورمالین در همراهی با کوارتز و فلدسپار دیده می‌شود. از سوی دیگر، گاه تورمالین در فضای خالی میان بلورهای کوارتز رشد کرده است و یا با بلورهای بیوتیت در حال کلریتی‌شدن همپوشانی نشان می‌دهد. تورمالین‌های تودة گرانیتوییدی بررسی‏‌شده بافت کششی- جدایشی[4] دارند که به باور هیبارد (Hibbard, 1994) حضور مذاب و سیال همزمان با دگرریختی دینامیک را می‌توان از شرایط پیدایش این بافت دانست (شکل‌های 4-G تا 4-K).

شکل‌ 4. A) جانشینی اپیدوت‌های ثانویه در امتداد ماکل یا رخ پلاژیوکلاز؛ B) قطع‌شدن پلاژیوکلاز اولیه با رگچه‌های ناممتد آلکالی‏‌فلدسپار؛ C) همراهی کوارتز و ارتوکلاز؛ D) هم‌یافتی هورنبلند اولیه و ثانویه؛ E) هم‌پوشانی اسفن روی آمفیبول؛ F) هم‌پوشانی اسفن روی اپیدوت ؛ G) پهنه‌بندی در بخشی از تورمالین در همراهی با کوارتز و فلدسپار؛ H) بازماندة[5] تحلیل‌نرفتة کلریت احاطه شده با تورمالین؛ I) رشد تورمالین در فضای خالی میان بلورهای کوارتز با بافت روزنه‌ای[6]؛ J) شکستگی‌های موازی[7] در بلور بی‌شکل‌ تورمالین با چندرنگی سبز تا قهوه‌ای در گرانودیوریت (نور PPL)؛ K) مرز ناپایدار و همپوشانی تورمالین بر بلورهای بیوتیت در حال کلریتی‌شدن (نام اختصاری کانی‌ها از وار (Warr, 2021)؛ تصویرهای A تا F و I در XPL و دیگر تصویرها در PPL گرفته شده‌اند).

Figure 4. A) Replacement of secondary epidotes along twinning or cleavage planes of plagioclase; B) Cross-cutting of primary plagioclase by discontinuous alkali feldspar veinlets; C) Association of quartz and orthoclase; D) Intergrowth of primary and secondary hornblendes; E) Overgrowth of sphene on the amphibole; F) Overgrowth of sphene on the epidote; G) Zoning in part of tourmaline associated with quartz and feldspar; H) Relict unaltered chlorite surrounded by tourmaline; I) Growth of tourmaline in open spaces among quartz crystals with a porous texture; J) Parallel fractures in anhedral tourmaline crystal showing pleochroism from green to brown in granodiorite (PPL light); K) Unstable boundary and overgrowth of tourmaline on biotite crystals undergoing chloritization (mineral abbreviations after Warr, 2021). Images A to F and I were taken in XPL, and the other images in PPL.

شکل‌ 4. ادامه.

Figure 4. Continued.

شکل‌ 4. ادامه.

Figure 4. Continued.

تونالیت‌ها به‌صورت درشت دانه تا دانه متوسط هستند و بافت‌های گرانوفیری، پویی‌کیلیتیک و غربالی دارند. افزون‌بر این، گاه به‌دلیل حضور درشت بلورهای ارتوکلاز، بافت پورفیروییدی دیده می‌شود. کانی‌های اصلی این مجموعه شامل ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند و بیوتیت هستند. پلاژیوکلازها به‌صورت شکل‌‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با ساختمان منطقه‌ای و یا ماکل پلی‌سینتتیک هستند. برخی بلورهای پلاژیوکلاز گمان‌می‏‌رود در پی واکنش و ذوب‌بخشی در کناره‌ها، بافت شبه‌غربالی پدید آورده‌‌اند. این بافت در پلاژیوکلازها در پی انحلال پلاژیوکلاز روی داده است که به شرایط غیرتعادلی ماگما مانند کاهش فشار بخار آب و یا آمیختگی ماگمایی (Shelly, 1993) نسبت داده شده است. بیشتر ارتوکلازها نیمه‌شکل‌‌دار تا بی‌شکل‌ هستند و ماکل کارلسباد دارند و اندکی بافت پرتیتی نشان می‌دهند. کوارتز به‌صورت بلورهای کمابیش درشت و شفاف از کانی‌های اصلی به شمار می‌رود و یا به‌صورت بلورهای دانه‌ریز فضای خالی میان‌بلورهای پلاژیوکلاز و پتاسیم‏‌فلدسپار را پر کرده است و گاه همراه با بلورهای پتاسیم‏‌فلدسپار بافت گرانوفیری را پدید آورده‌اند. آمفیبول و بیوتیت از کانی‌های مافیک این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند. از کانی‌های فرعی این سنگ می‌توان آپاتیت، زیرکن، کانی‌های کدر و به مقدار بسیار ناچیز اسفن را نام برد.

شواهد سنگ‏‌نگاری گویای پیدایش آدولاریا در واپسین لحظه پیدایش گرانیتویید منطقه به‌صورت رگه‌ای است. می‏‌توان گفت متاسوماتیسم پتاسیک در منطقه با محلول‏‌های گرمابی غالب شده است. به‌طور کلی آدولاریا از کانی‏‌های ویژه در کانسارهای اپی‏‌ترمال با سولفیداسیون کم است و چه‌بسا پیامد جوشش و خروج گاز CO2 است که به افزایش اسیدیته (PH) محلول می‌انجامد و رگه‏‌های آدولاریا را پدید می‌آورد و از این‌رو، پراکندگی بالای آدولاریا بخش‌های دارای نفوذپذیری را نمایان می‏‌کند (Thompson and Thompson, 1996). سرد‌شدن سیالات گرمابی به ناپایداری محتوی  آنها و نهشت فلدسپار‏‌‏‌هایی مانند آدولر و سریسیت می‌انجامد (Reed and Spycher, 1985).

سیال در حال جوشش در PH بیشتر، پایداری آدولاریا را به‌دنبال دارد (در مقایسه با دیگر کانی‌های سیلیکاته (سریسیت)) (Reed and Spycher, 1985).

برای شناسایی فازهای کانی‏‌شناسی ویژه و تأیید همیافتی آدولاریا- کوارتز- اپیدوت، از میکروسکوپ الکترونی روبشی (SEM) کمک گرفته شده است. همیافتی کانی‌های یادشده و شواهد سنگ‏‌نگاری نشان می‌دهد این کانی‌ها به دنبال متاسوماتیسم بور و در نهایت دگرسانی، پدید آمده‌اند. همان‏‌گونه‌که دیده ‌شد (شکل 5-A) در محل رگچة آدولاریادار، سه فاز مختلف با ته‌رنگ مختلف دیده می‌شود که از اپیدوت (مرکز Ep)، آدولاریا (خاکستری روشن Ad) و کوارتز (خاکستری تیره Q) ساخته شده است.

همان‌گونه‌که در تجزیة نیمه‌کمی اپیدوت دیده می‌شود (شکل 5-B)، اپیدوت 28/9 درصدوزنی آهن و 9/12 درصدوزنی آلومینیم دارند که در آن Fe جانشین Al شده است. برای پایداری آن فوگاسیتة اکسیژن باید آنچنان بالا باشد که آهن در سیال نخست بهFe3+ اکسید شود و بتواند جایگزین Al3+ شود (Shimazaki, 1982). از دیدگاه نظری می‏‌توان واکنش‏‌ها را به شرح زیر دانست:

 

2Fe3O4 + ½O2 → 3Fe2O3

 (مگنتیت)

4CaCO3 + 3Fe2O3 + 6SiO2 + H2O → 2Ca2Fe3Si3O12+ 4CO2

(اپیدوت)                                                              (کلسیت)

 

شکل‌ 5. A) تصویر BSE از آدولاریا در بخشی از رگچه تأخیری (گرمابی) در زمینة گرانیتویید؛ B) تصویر BSE از بخش اپیدوتی در زمینة آدولاریا.

Figure 5. A) A) BSE image of adularia within part of a late (hydrothermal) vein in a granitoid matrix; B) BSE image of an epidote-rich section within an adularia matrix.

مگنتیت‏‌های ماگمایی که به شکل‌ کانی کدر در زمینه حضور دارند، می‏‌توانند نقطة آغاز واکنش باشند. فراوانی اپیدوت از نوع پیستاشیت که از کانی‏‌های سیلیکات آبدار است، گویای افزایش فوگاسیتة اکسیژن بالاست. میدان پایداری اپیدوت با بالارفتن فوگاسیتة اکسیژن به‌سوی دماهای کم، افزوده می‌شود (Shimazaki, 1982).

از نمودهای بافتی - متاسوماتیسم در مقاطع بررسی‏‌شده می‌توان حضور رگچه‌های آلکالی‏‌فلدسپار تأخیری در دانه‌های کوارتز را نام برد. کوارتزها با خاموشی موجی دارند و شکستگی‌های آنها با آلکالی‏‌فلدسپار تأخیری پر شده است. گاه شکستگی‌های پرشده بافت جدایش- کشش نشان می‌دهند (شکل 6-A).

شکل‌ 6. A) شکستگی‌های پرشده با بافت جدایش-کشش؛ B) جانشینی بخشی کوارتز در امتداد ماکل پلاژیوکلاز؛ (C جانشینی بخشی پلاژیوکلاز با پتاسیم‏‌فلدسپار از حاشیه؛ D) پر‌شدن فضای خالی با کوارتزهای دانه‏‌ریز؛ E) حاشیة خورده‌شدگی در اطراف فلدسپار؛ F) همیافتی تورمالین (در مرکز) و حضور فلدسپار دگرسان‌شده (در حاشیه) و حضور اسفن دانه‌ریز؛ G) همیافتی تورمالین (در مرکز) و حضور فلدسپار دگرسان‌شده (در حاشیه) و حضور اسفن دانه ریز (نام اختصاری کانی‌ها از وار (Warr, 2021)؛ تصویرهای Aتا F در XPL و تصویر G در PPL گرفته شده‌اند).

Figure 6. A) Fractures filled with pull apart texture; B) Partial replacement of quartz along plagioclase twinning; C) Partial replacement of plagioclase by potassium feldspar from the margin; D) Filling of open space with fine-grained quartz; E) Corroded margin around feldspar; F) Intergrowth of tourmaline (center) with altered feldspar (margin) and presence of fine-grained sphene; G) Intergrowth of tourmaline (center) with altered feldspar (margin) and presence of fine-grained sphene (mineral abbreviations after Warr, 2021; Images A to F were taken in XPL, and image G in PPL).

جانشینی بخشی کوارتز در امتداد سطوح ماکل پلاژیوکلاز با حفظ قالب ماکل (سودومورف) از دیگر نمودهای بافتی است (شکل 6-B). در یک مورد جانشینی کوارتزهای تأخیری همزمان در کناره‌های پلاژیوکلاز به شکل‌ نامنظم انجام شده است. از دیگر موارد بافتی دیده‌شده در مقاطع می‌توان جانشینی بخشی پلاژیوکلاز با پتاسیم‏‌فلدسپار از حاشیه (جانشینی بینابینی) (شکل 6-C)، بافت برشی در کوارتزها ( که در آن فضای خالی کوارتزهای درشت اولیه پس از برشی‌شدن، با کوارتزهای دانه‌ریز پر شده است (شکل 6-D) و هم‌رشدی گلبولی کوارتز در آلکالی‏‌فلدسپار را نام برد. در مورد اخیر کوارتزهای کم و بیش گردشده در زمینة پتاسیم‏‌فلدسپار یافت می‌شوند. شواهد بافتی نشان می‌دهند فلدسپارهای بزرگ اولیه از حواشی با کوارتزهای میزبان (با حاشیه نامتعادل) دربرگرفته شده‌اند. گمان‌می‏‌رود این کوارتزها، به ناپایداری فلدسپارها انجامیده‌اند که این ناپایداری با حاشیة خورده‌شدگی در فلدسپارها شناخته است (شکل 6-E). در ادامه، همیافتی تورمالین (با پهنه‌بندی ظریف) با اسفن و فلدسپار دگرسان‌شده و فراگرفته‌شدن آن با این کانی‌ها دیده می‌شود (شکل 6-F). دانه‌های تورمالین در نور پلاریزه موازی (PPL) با چندرنگی معکوس (سبز کم‌رنگ تا پررنگ) و برجستگی قوی شناخته می‌شوند (شکل 6-G).

شکل‌ 6. ادامه.

Figure 6. Continued.

در ادامه جدول روابط پاراژنتیکی کانی‌های دیده‌شده در مقاطع نازک میکروسکوپیِ گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده در شمال مجموعة افیولیتی نایین آورده شده است (جدول 4):

جدول 4. روابط پاراژنتیکی کانی‌های در گرانیتوییدهای شمال مجموعة افیولیتی نایین.

Table 4. Paragenetic relationship in granitoids (North of Nain ophiolitic zone).

تعیین ترکیب و خاستگاه تورمالین‌های بررسی‏‌شده بر پایة شیمی‌کانی

کانی تورمالین از شاخص‌ترین کانی‌های سیلیکاته بور و آلومنیم‌دار با فرمول عمومی XY3Z(T6O18)(BO3)3V3W یا

(R1)(R2)3(R3)6(BO3)3Si6O18(OH,F)4 است (Hawthorne and Henry, 1999) 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

W=OH, F, O

ترکیب شیمیایی تورمالین می‌تواند اطلاعات ارزشمندی دربارة تغییرات فیزیکوشیمیایی محیط پیدایش سنگ میزبان ارائه کند (Manning, 1982; Henry and Guidotti, 1985; London, 1999). تورمالین حامل اصلی بور در سنگ‏‌های پوسته‌ای است. از ترکیب شیمیایی تورمالین‌ها می‌توان به فرایند‌های پیدایش تورمالین مانند، تورمالین‌های پدیدآمده در پی فرایند متاسوماتیسم بور، رسوب و ته‌نشست مستقیم سیال‌های گرمابی سرشار از بور، واکنش‌های سنگ‌شدگی اولیه در رسوب‌های پلیتی و متبلور‌شدن تورمالین و رگه‌های پگماتوییدی کوارتز تورمالین که در ارتباط با گرانیت‌ها است پی ‌برد (Torres-Ruizet et al., 2003). به باور گروهی از پژوهشگران (Dingwell et al., 1996; Dingwell, 1999; Harraz and El-Sharkawy, 2001; Collins, 2010)، عنصر بور عنصر مهم سازندة تورمالین، 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 در مذاب‌های مراحل پایانی را پدید می‌آورد. از سوی دیگر، به پیشنهاد پژوهشگران (Veksler, 2004; Veksler and Thomas, 2002)، ذوب متاپلیت‌ها در فشارهای کم، به جدایش یا اکسولوشن فاز بخار غنی از Na، B و Fe در سیال گرمابی می‌شود. هنگامی‌که حجم بلورها در مذاب افزایش می‌یابد، گرانروی سیال به‌جامانده، افزایش می‌یابد و در پی این پدیده، جدایش و تبلور تورمالین (همچنین، جانشینی آن‌ در میزبان دایک‌ها و پگماتیت‌ها) روی می‌دهد. در هنگام ذوب متاپلیت‌ها با خروج مقدار کمی از مذاب، B و H2O در ماگمای به‌جامانده 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 می‌دهد (London et al., 1996; London, 1999; Wilke et al., 2002; Dini et al., 2007). برای بررسی دقیق و تعیین فرمول ساختمانی تورمالین‌های بررسی‏‌شده، نمونه‌های فراوانی از تورمالین‌های در گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده با ریزکاوالکترونی تجزیه شدند. داده‌های به‌دست‌آمده از حاشیۀ تورمالین تا مرکز تورمالین هستند. از لحاظ شیمیایی تورمالین اصولاً پهنه‌بندی ندارد؛ اما در تورمالین‌های گرمابی پهنه‌بندی ظریفی را می‌توان دیده کرد. تورمالین‌های دارای پهنه‌بندی در مراحل پس از تبلور ماگما و در مرحله گرمابی و تحت‏‌تأثیر محلول‌های سرشار از بور پدید آمده‌اند. بر پایة بررسی‌های انجام‌شده و نیز بر پایة بررسی‏‌های پیشینِ اکبری (Akbari, 1999) می‏‌توان گفت:

1- میزان FeO و TiO2 و CaO از هستة تورمالین تا حاشیه کم می‌شود؛

2- میزان Al2O3 و MgO و SiO2 و B2O3 از هستۀ تورمالین به‏‌سوی حاشیه زیاد می‌شود؛

3- میزان FeO بیشتر از MgO و نسبت Fe2+/Mg نزدیک به 3/1 است.

با استفاده از داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه با ریزکاوالکترونی فرمول شیمیایی تورمالین‌های بررسی‏‌شده به‌دست‌آورده شد که نتایج آن در جدول 4 آورده شده‌اند و به‌صورت زیر می‌توان آنها را نشان داد:

فرمول شیمیایی هستة تورمالین‏‌ها:

فرمول شیمیایی حاشیة تورمالین‏‌ها:

تورمالین‌های بررسی‏‌شده از نوع محلول جامد شورلیت-دراویت[8] است. این تورمالین‌ها، می‌‌توانند تحت‏‌تأثیر گازهای داغ بوردار و در مرحلۀ پنوماتولیتیک پدید آیند. مواد مختلفی که می‌توانند تورمالین با خاستگاه گرمابی داشته باشند عبارتند از (London and Manning, 1995):

1) رگه‌های کوارتز – تورمالین‌دار درون توده‌های گرانیتوییدی؛

2) برش‌های ماسیو تورمالین درون تودۀ گرانیتوییدی؛

3) برش‌های ماسیو تورمالین درون توده‌های میزبان با دگرگونی همبری؛

4) جانشینی مجاورتی گسترده درون سنگ‏‌های میزبان.

با توجه به جانشینی‌های احتمالی در جایگاه X، تورمالین‌ها را بر پایة مقدار Na+(K) و Ca و کمبود یا خالی‌بودن جایگاه [9]X، به سه گروه تورمالین‌های کلسیک، قلیایی و انواعی که جایگاه X آنها تهی است یا پر نشده است دسته‌بندی کرده‌اند (Hawthorne and Henry, 1999). بر پایة این دسته‌بندی بیشتر تورمالین‌های بررسی‏‌شده به انواع قلیایی تعلق دارند (شکل‌ 7) که این مسئله می‌تواند نشان‏‌دهندة میزان بیشتر Na (و پتاسیم) در مقایسه با میزان کلسیم در جایگاه X و تهی‌بودن این جایگاه در ترکیب شیمیایی تورمالین‌های بررسی‏‌شده باشد.

شکل‌ 7. رده‌بندی تورمالین‌های موردبررسی در نمودار جایگاه خالی‌ X و مقدار Ca، Na و K (Henry et al., 2011).

Figure 7. Classification of studied tourmaline types based on the X-site occupancy and Ca, Na, and K diagram (after Henry et al., 2011).

تورمالین‌های قلیایی بیشتر در شرایط اسیدی و دمای کم پدید می‌آیند (Collins, 2010). برای بررسی تغییرات ترکیبی در نسبت‌های Fe، Mg، Na و Ca و تشخیص نوع تورمالین‌ها نمودارهای دوتایی Ca/Ca+Na در برابر Fe/Fe+Mg (Trumbull and Chaussidon, 1999) و Xvac/Xvac+Na در برابر Mg/Mg+Fe (Hawthorne and Henry , 1999) به‌کار برده شدند (شکل‌های 8-A و 8-B). بر پایة این نمودارها، ترکیب شیمیایی تورمالین‌های بررسی‏‌شده در بازة شورل و دراویت است که نشان‏‌دهندة تبادلات کاتیونی Fe و Mg در مقدارهای ثابت Ca و Al است. جایگاه X (Xvac) که معمولاً با کاتیون‌‏‌هایی مانند سدیم، کلسیم یا پتاسیم پر می‌شود، به‌طور کامل پرنشده است و در تورمالین‌های بررسی‏‌شده میزان کمبود این جایگاه نزدیک به 74/0-02/0 است (جدول 3). این بازه نشان می‌دهد تورمالین‌های بررسی‌شده از تورمالین‌‏‌هایی با جایگاه X تقریباً پر (Xvac ≈ 0) تا تورمالین‌‏‌هایی با جایگاه X کمابیش خالی (Xvac بالا) در تغییر هستند.

شکل‌ 8. ترکیب تورمالین‌های گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده در A) نمودار در برابر Fe/Fe+Mg در برابر Ca/Na+Ca؛ B) نمودار Mg/Mg+Fe در برابر Xvac/Xvac+Na (Trumbull and Chaussidon, 1999).

Figure 8. Compositional plots of tourmalines from the studied granitoids in: A) Ca/(Na+Ca) versus Fe/(Fe+Mg) diagram; B) Xvac/(Xvac+Na) versus Mg/(Mg+Fe) diagram (Trumbull and Chaussidon, 1999).

واکنش‌های جانشینی در ترکیب تورمالین می‌تواند به‌صورت تبادل هم ظرفیتی در یک جایگاه خاص (مانند جانشینی Mg به جای Fe2+ در جایگاه Y) و یا به‌صورت تبادل چند ظرفیتی در چندین جایگاه (مانند جانشینی جفتی اوویت[10] Ca-Mg به‌جای Na-Al که دو جایگاهX و Y را درگیر می‌کند) انجام شود. برای بررسی واکنش‌های جانشینی احتمالی در تورمالین‌های بررسی‏‌شده از نمودار‌های گوناگونی بهره گر فته شد. تغییرات Mg در برابر Fe (London and Manning, 1995) در نمودار شکل‌ 9 بررسی‏ ‌شد. در این نمودار ترکیب شورل- دراویت روی خط ∑(Fe+Mg)=3 جای می‌گیرد و همة نمونه‌‏‌هایی که زیر خط جای می‌گیرند ∑(Fe+Mg)<3 دارند که نشان‏‌دهندة جانشینی Al در جایگاه Y (یا همان R2) است، پس هرچه مقدار ∑(Fe+Mg) کمتر باشد، میزان Al در جایگاه Y بیشتر می‌شود. در صورتی‌که هرچه این میزان بیشتر باشد، کمبود Al در جایگاه Z و نبود حضور Al در جایگاه Y روی می‌دهد.

شکل‌ 9. نمودارFe/Mg و جایگاه تورمالین‌های بررسی‏‌شده در آن (London and Manning, 1995).

Figure 9. Fe/Mg diagram showing the compositional position of the studied tourmalines (London and Manning, 1995).

بر پایة نمودار تغییرات Fe در برابر Mg همة نمونه‌ها در بالای خط ∑(Fe+Mg)=3 و در بازة شورل- دراویت جای گرفته‌اند و ازاین‌رو، در جایگاه Z کمبود Al و در جایگاه Y نبود Al دارند. تورمالین‏‌های بررسی‏‌شده بیشتر هم‏‌راستایی با بردار MgFe-1 نشان می‏‌دهند (نشان از جانشینی Mg و Fe و گرایش ترکیب تورمالین‌ها به شورل تا دراویت). از سوی دیگر شماری از نمونه‌ها در راستای بردار فری‌شورل با فرمول FeAl-1 هستند.

همچنین، نمودار یادشده نشان‏‌دهندة پیدایش اویت به میزان ناچیز است. از سوی دیگر، نمودار Na در برابر Ca (Pesquera, 1999) (شکل‌ 10) میزان بیشتر سدیم در قیاس با کلسیم و همخوانی نمونه‌های تورمالین بیشتر با بردار مورب Ca0.5□0.5 Na-1 (جانشینی Na و کلسیم در جایگاه خالی X ) را نشان می‌دهد.

نمودار ‏‌تغییرات (R1+R2)(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) ‏‌در‏ برابر R3(Al+1.33Ti) (Manning, 1982) (شکل‌ 11) نشان‏‌دهندة جانشینی‌‏‌هایی است که آلومنیوم در آن دخالت دارد. به عبارت دیگر، نشانة وجود تورمالین با آلومینیم، حضور فوییتیت و جایگاه خالی X و اولنیت است. بر پایة این نمودار ترکیب شورل- دراویت نزدیک به مرکز نمودار با مقدار R1+R2 = 4 و= 6 R3 جای می‌گیرد و همۀ بردارها با مؤلفۀ افزایشی شورل- دراویت آغاز می‏‌شوند.

شکل‌ 10.ترکیب تورمالین‌های گرانیتویید در شمال پهنة افیولیتی نایین در نمودار کلسیم در برابر سدیم (Pesquera, 1999).

Figure 10. Composition of granitoid-hosted tourmalines located north of the Naein ophiolitic zone, plotted on the calcium versus sodium diagram (after Pesquera, 1999).

در این نمودار جانشینی پروتون‌زدایی AlO(Mg,Fe)1(OH)-1 و جانشینی تهی‌شدگی قلیایی با دو بردار نشان داده شده است. تورمالین‌ها چه‌بسا سه روند به‏‌سوی یووایت یعنی جانشینی Ca(Fe,Mg)(Na,Al)-1، نقص آلکالی (تهی‌شدگی قلیایی) یعنی گرایش به جانشینی R1(Al)(Na(Fe, Mg)-1 و نقص پروتونی (پروتون‌زدایی) یعنی به جانشینی ((R3)O)((R2)OH)-1 گرایش نشان دهند یا اینکه در فاصلة میان این روندها جای گیرند (Manning, 1982). همان‌گونه‌که دیده می‌شود، تورمالین‌های بررسی‏‌شده در این نمودار از نقطة شورل- دراویت به‏‌سوی یووایت یعنی جانشینی Ca(Fe,Mg)(Na,Al)-1 جای گرفته‌اند که نشان از جانشینی کلسیم و منیزیم و آهن دارد.

شکل‌ 11. نمودار تغییرات R2+R1 در برابر R3 (Manning, 1982).

Figure 11. Variation diagram of R3 versus (R1+R2) (after Manning, 1982).

بر پایه نمودارهای Fe-Mg-Ca (Henry and Guidotti, 1985) که برای شناسایی طبیعت سیالات دخیل در تبلور تورمالین به‌کار برده می‏‌شوند، تورمالین‌های بررسی‏‌شده بیشتر در بازة متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های فقیر از کلسیم و سنگ‏‌های کوارتز-تورمالین فقیر از کلسیم (شکل‌ 12) جای گرفته‌اند و چند نمونه هم در بازة گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم جای گرفته‌اند. تورمالین متاپلیت‌ها متعلق به محلول جامد شورل- دراویت همراه با مقدار کمی اویت-منگنزیواویت و فوییتیت- منگنزیوفوییتیت هستند (Abu El-Enen and Okruch, 2007).

بر پایه نمودار شکل 13 نمونه‌های تورمالین بررسی‏‌شده میان بازة B تا C یعنی در محیط نزدیک به تودة گرانیتی تا حد واسط و محیط دور از تودة آذرین درونی جای می‌گیرد. تورمالین‌های ماگمایی، در مقایسه با تورمالین‌های گرمابی و گرمابی، مقدار Al بیشتر و کاستی بیشتری در جایگاه X دارند (مانند: Trumbull and Chaussidon, 1999; Zhao et al., 2022). بر پایة بررسی‏‌هایی پژوهشگران (مانند: Pirajno and Smithies, 1992; Yavuz et al., 2008; Zhu et al., 2020) اگر میزان FeO/FeO+MgO از 8/0تا 1 باشد، نشان‏‌دهندة بسته‌بودن سیستم ماگمایی و نزدیک‌تر‌بودن به خاستگاه ماگما و نبود دخالت شاره‌های خارجی در پیدایش تورمالین‌هاست. اگر میزان آن کمتر از 6/0 باشد، نشان‏‌دهندة تورمالین‌های با فاصلة دور از تودة آذرین درونی و دلیل بر خاستگاه خارجی بور و سیستم گرمابی دارد. 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 تورمالین گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده میان 6/0 تا 75/0 (با میانگین 69/0) است که می‌تواند نشان‏‌دهندة محیطی میان دو خاستگاه یادشده و پیدایش این تورمالین‏‌ها هنگام آمیختگی سیال ماگمایی و گرمابی (تأثیر همزمان دو فرایند ماگمایی و گرمابی و دخالت آب‌های جوی در مرحلة واپسین پیدایش آنها) ‌باشد.

شکل‌ 12. نمودار سه‌تایی Ca-Fe-Mg (Hennry and Guidotti, 1985) و بررسی جایگاه ترکیب تورمالین‌های در گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده (1. گرانیتوییدهای سرشار از لیتیم، همراه با پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته، 2. گرانیتوییدهای فقیر از لیتیم، همراه با پگماتیت‌ها و آپلیت‌های وابسته، 3. سنگ‏‌های سیلیکاته آهکی، متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های غنی از Ca، 4. سنگ‏‌های متاپسامیت‌ها و متاپلیت‌های فقیر از Ca.و سنگ‏‌های کوارتز تورمالین‌دار، 5. متاکربنات‌ها، 6. اولترامافیک‌های دگرگون‌شده).

Figure 12. Ca–Fe–Mg ternary diagram (after Henry and Guidotti, 1985), illustrating the compositional position of tourmalines in the studied granitoids (1. Lithium-rich granitoids, associated with pegmatites and aplites, 2. Lithium-poor granitoids, associated with pegmatites and aplites, 3. Calc-silicate rocks, metapelites, and Ca-rich metapelites, 4. Ca-poor metapelites and metapelites, along with quartz–tourmaline-bearing rocks, 5. Metacarbonates, 6. Metamorphosed ultramafic rocks).

شکل‌ 13. بررسی قلمرو تورمالین‌های گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده روی نمودار نسبت MgO در برابر FeO/FeO+MgO (Pirajno and smithies, 1992) (A: بازة آندوگرانیتی تا نزدیک به تودة گرانیتی؛ B: بازة نزدیک به تودة گرانیتی تا حد واسط C: تورمالین‌های دور از تودة گرانیتی).

Figure 13. The spatial distribution of tourmalines in the studied granitoids on the MgO versus FeO/(FeO+MgO) diagram (after Pirajno and Smithies, 1992) (A: Zone from andogranitic areas to proximity of the granitoid body; B: Transitional zone near the granitoid intrusion; C: Tourmalines located distal from the granitoid body).

برداشت

تودة گرانیتوییدی شمال‌باختری پهنة افیولیت نایین در جنوب‏‌خاوری اردستان و در بخش مرکزی پهنة ارومیه- دختر جای دارد. این توده با سن الیگومیوسن در شمال‌خاوری استان اصفهان دیده می‎شود که در سنگ‎های آتشفشانی و سنگ‎های آذرآواری ائوسن منطقه، تزریق شده است. این تودة گرانیتوییدی با سرشت کالک‌آلکالن و از نوع گرانیتویید نوع I است که با ترکیب گرانیت، گرانودیوریت، تونالیت، دیوریت و مونزدیوریت شناخته می‌شود و در سنگ‏‌های آذرآواری با سن ائوسن تزریق شده‌ است. بیشتر کانی‌های آنها شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی‏‌فلدسپار، آمفیبول و همچنین، تورمالین است. تکاپوهای پایانی تودة آذرین درونی گرانودیوریتی تا میکرودیوریتی که پس از ائوسن رخ داده است سبب شده تا سنگ‏‌های آتشفشانی ائوسن دچار دگرسانی گرمابی شده و در پی این پدیده سنگ‏‌های یادشده به رنگ‌های سفید، زرد تا صورتی نمایان هستند و با مجموعه‌ای برشی سیلسی – آرژیلیتی جانشین شده‌اند. برخی نمودهای بافتی-متاسوماتیسم در گرانیتوییدهای منطقه شامل رگچه‌های آلکالی‏‌فلدسپار تأخیری در دانه‌های کوارتز، بافت برشی در کوارتزها، جانشینی بخشی کوارتز در امتداد سطوح ماکل پلاژیوکلاز با حفظ قالب ماکل‌، جانشینی بخشی پلاژیوکلاز با پتاسیم‏‌فلدسپار از حاشیه و هم‌رشدی گلبولی کوارتز و آلکالی‏‌فلدسپار است. بر پایة نتایج بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری، همپوشانی مجموعه دگرسانی اپی‌ترمال (آدولاریا، کوارتز، اپیدوت، ...) بر متاسوماتیسم بور (تورمالین‌زایی) روشن است.

تورمالین‌های در گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده از نوع محلول جامد شورلیت - دراویت هستند. تورمالین‌ها در مناطق بررسی‏‌شده می‌‌توانند تحت‏‌تأثیر گازهای داغ حاوی بور و در مرحلۀ پنوماتولیتیک پدید آمده ‏باشند. بیشتر تورمالین‌های بررسی‏‌شده به انواع قلیایی تعلق دارند که این مسئله می‌تواند نشان‏‌دهندة میزان بیشتر K و Na در جایگاه X در مقایسه با مقدار Ca و مقدار کمبود جایگاه یادشده است. ترکیب شیمیایی تورمالین گرانیتوییدها در بازة شورل و دراویت است که نشان‏‌دهندة تبادلات کاتیونی Fe, Mg در مقادیر ثابت Ca و Al است. بر پایة نمودار تغییرات Fe در برابر Mg همة نمونه‌ها در بالای خط ∑(Fe+Mg)=3 و در بازة شورل- دراویت جای گرفته‌اند و ازاین‌رو، کمبود Al در جایگاه Z و نبود Al در جایگاه Y نشان می‌دهند. تورمالین‌های بررسی‏‌شده بیشتر در بازة متاپلیت‌ها و متاپسامیت‌های فقیر از کلسیم و سنگ‏‌های کوارتز-تورمالین فقیر از کلسیم جای گرفته‌اند و از سوی دیگر، در بازة میان محیط نزدیک به تودة گرانیتی تا حد واسط و محیط دور از تودة آذرین درونی جای می‌گیرد. میزان نسبت FeO/FeO+MgO در تورمالین گرانیتوییدها از 6/0 تا 75/0 است که می‌تواند نشان‏‌دهندة پیدایش این تورمالین‌ها هنگام آمیختگی سیال ماگمایی و گرمابی (تأثیر همزمان دو فرایند ماگمایی و گرمابی و دخالت آب‌های جوی در مرحلة واپسین پیدایش آنها) ‌باشد.

[1] Olympus

[2] Spreadsheet

[3] Zoning

[4] Pull-apart

[5] relict

[6] interstitial

[7] Pull apart

[8] Dravite-Schorlite

[9] X-site vacancy

[10] Uvite

References

Abu El-Enen, M.M., and Okruch, M. (2007) The texture and composition of tourmaline in metasediments. Mineralogical Magazine, 71, 17-40. https://doi.org/10.1180/minmag.2007.071.1.17
Ahmadi-Bonakdar, S., Tabatabai, S.M., and Mirlohi, A. (2023) Investigation on tourmaline occurrence in the metamorphic complex in the north of Golpayegan, Sanandaj-Sirjan Zone. Petrological Journal, 52, 87-104 (In Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2023.134165.1283
Akbari, A. (1999) Petrology and Petrography of plutonic mass of Soheyle-Pakuh and Golshekanan (North of Nain), 130p. M.Sc. Thesis, Isfahan University, Isfahan, Iran (In Persian).
Alavi, M. (1994) Tectonic of the Zagros orogenic belt of Iran. Tectonophysics, 299, 211-238.
Amidi, M. (1975) Contribution a letude stratigraphique, Petrologique, et Petrochimique des roches magmatiques de la region de Natanz-Nain-Surk (Iran central), 315p. Ph.D. Thesis, Université Scientifique et Médicale de Grenoble, France.
Amini, M. (2023) Petrography and Geochemistry of the Mehrabad Granitoid Body in Southeast Ardestan (Isfahan Province), 75p. M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (In Persian).
Arena, K.R., Hartmann, L. A., Lana, C. C., Queiroga, G. N., and Castro, M. P. (2020) Geochemistry and δ11B evolution of tourmaline from tourmalinite as a record of oceanic crust in the Tonian Ibaré ophiolite, southern Brasiliano Orogen. Earth Science, 92(1), 1-16. https://doi.org/10.1590/0001-3765202020180193
Babazadeh, S. (2017) Petrogenesis of subvolcanic plutonic rocks of the southern Ardestan region, Ph.D. Thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (In Persian).
Babazadeh, S., Ghorbani, M.R., Bröcker, M., and Cottle, J. (2018) Multistage tectono‐magmatic evolution of the central Urumieh Dokhtar magmatic arc, south Ardestan, Iran: Insights from zircon geochronology and geochemistry. Geological Journal, 54(4), 1-25. https://doi.org/10.1002/gj.3306
Bahramnejad, E., Bagheri, S., Damani Gol., S., and Arefnejad, M. (2022) Investigating the tectonomagmatic origin of tourmaline in the felsic dikes of the Deh-Salm Metamorphic Complex, East of Lut block. Petrology, 51, 85-104. https://doi.org/10.22108/ijp.2022.133545.1276
Berberian, M., and King, G.C.P. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Sciences, 20, 163-183. https://doi.org/10.1139/e81-019
Burianek, D., and Novak. M. (2007) Compositional evolution and substitutions in disseminated and nodular tourmaline from leucocratic granites; Examples from the Bohemian massif Czech Republic. Lithos, 95, 148–164. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2006.07.006
Cabral, A.R., Tupinamba, M., Zeh, A., Lehmann, B., Wiedenbeck, M., Brauns, M., and Kwitko-Ribeiro, R. (2017) Platiniferous gold– tourmaline aggregates in the gold–palladium belt of Minas Gerais, Brazil: implications for regional boron metasomatism. Mineralogy and Petrology, 111, 807-819. https://doi.org/10.1007/s00710-017-0496-0
Chaussidon, M., and Albarede, F. (1992) Secular boron isotope variations in the continental crust: an ion microprobe study. Earth and Planetary Sciences Letters, 108, 229-241. https://doi.org/10.1016/0012-821X(92)90025-Q
Collins A.C. (2010) Mineralogy and geochemistry of tourmaline in contrasting hydrothermal systems: Copiapó area, Northern Chile, 225p. M.SC. Thesis, University of Arizona, USA.
Collins, L.G. (1992) Polonium Halos and Myrmekite in Pegmatite and Granite. In C.W. Hunt, Ed., Expanding Geospheres, p. 128-140. Polar Publishing, Calgary, Canada.
Collins, W.J., Beams, S.D., White, A.J.R., and Chappell, B.W. (1982) Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 80, 189-200. https://doi.org/10.1007/BF00374895
Dingwell, D.B. (1999) Granitic Melt Viscosities. Geological Society, London, Special Publications, 168, 27-38. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1999.168.01.03
Dingwell, D.B., Pichavant, M., and Holtz, F. (1996) Experimental studies of boron in granitic melts. In E. S., Grew, and L., Anovitz, Ed., Boron: Mineralogy, Petrology, and Geochemistry in the Earth’s Crust. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, 33, 331-385.
Dini, A., Corretti, A., Innocenti, F., Rocchi, S., and Westerman, D.S. (2007) Sooty sweat stains or tourmaline spots, The Argonauts at Elba Island (Tuscany) and the spread of Greek trading in the Mediterranean Sea. In L., Piccardi, and W. B., Masse, Ed., Myth and Geology, p. 227-243. Special Publications, Geological Society of London.
Etedali, Z., Ayati, F., and Ahankoub, M. (2022) Geochemistry of tourmaline in granitoids and hornfelses of Qohroud - Qamsar, Kashan, Central Iran. Petrolgical Journal, 49, 65-90 (In Persian). https://dor.isc.ac/dor/20.1001.1.22285210.1401.13.1.3.1
Farber, K., Dziggel, A., Trumbull, R.B., Meyer, F.M., and Wiedenbeck, M. (2015) Tourmaline B-isotopes as tracers of fluid sources in silicified Palaeoarchaean oceanic crust of the Mendon Formation, Barberton greenstone belt, South Africa. Chemical Geology, 417, 134-147. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2015.10.009
Harraz, H.Z., and El-Sharkawy, M.F. (2001) Origin of tourmaline in the metamorphosed Sikait pelitic belt, south Eastern Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 33(2), 391-416. https://doi.org/10.1016/S0899-5362(01)80071-3
Hawthorne, F.C., and Henry, D.J. (1999) Classification of the minerals of the tourmaline group. European Journal of Mineralogy, 11, 201-215. https://doi.org/10.1127/ejm/11/2/0201
Henry, D.J., and Guidotti, C.V. (1985) Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral: an example from the staurolite grad metapelites of NW-Maine. American Mineralogist, 70, 1-15.
Henry, J.H., Novak, M., Hawthorne, F.C., and Ertl, A. (2011) Nomenclature of the tourmaline-supergroup minerals. American Mineralogist, 96, 895-913. https://doi.org/10.2138/am.2011.3636
Hibbard, J. (1994) Kinematics of Acadian deformation in the Northern and Newfoundland Appalachians. Journal of Geology, 102, 215–229. https://doi.org/10.1086/629664
Kananian, A., Ashrafzadeh, H.A., Sarjouqian, F., and Ahmadian, J. (2015). Geochemistry and Petrogenesis of Intrusive Bodies in the Mehrabad Area, East Ardestan. Researches in Earth Sciences, 6(22), 31–50. https://dor.isc.ac/dor/20.1001.1.20088299.1394.6.2.3.9
Khalatbari, M.R. (1992). Subvolcanic Plutonism of Ardestan, 160p. M.Sc. Thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (In Persian).
Liu, T., Jiang, S.Y., Su, H.M., Zhao, K.D., Zhao, H.D., and Cao, M.Y. (2023) Tourmaline as a tracer of magmatic-hydrothermal evolution and potential Nb-Ta-(W-Sn) mineralization from the Lingshan granite batholith, Jiangxi province, southeast China. Lithos, 438–439. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2022.107016
London, D. (1999) Stability of tourmaline in peraluminous granite systems: the boron cycle from anatexis to hydrothermal aureoles. European Journal of Mineralogy, 11, 253–262. https://doi.org/10.1127/ejm/11/2/0253
London, D., and Manning, D.A.C. (1995) Chemical variation and significance of tourmaline from Southwest England. Economic Geology, 90, 495-519. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.90.3.495
London, D., Morgan, G.B., V.I., and Wolf, M.B. (1996) Boron in granitic rocks and their contact aureoles. In E.S. Grew and L. Anovitz, Eds., Boron: Mineralogy, Petrology, and Geochemistry in the Earth’s Crust, p. 299-330. Mineralogical Society of America.
Manning, D.A.C. (1982) Chemical and morphological variation in tourmalines from the Hub Kapong batolith of peninusular Thailand. Mineralogical Magazine, 45, 139-147. https://doi.org/10.1180/minmag.1982.045.337.16
Mansouri, M., and Bakhshi, M. (2018) Geochemistry and source of tourmaline from the Soheyle Pakuh granitoid body (North of Nain, Central Iran). Petrological Journal, 34, 123-138 (In Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2017.104442.1032
Pesquera, A. (1999) Chemistry and genetic implications of tourmaline and Li-F-Cs micas from the Valdeflores area (Caceres, Spain). American Mineralogists, 84, 55-69. https://doi.org/10.2138/am-1999-1-206
Pirajno, F., and Smithies, R.H. (1992) The FeO/(FeO+ MgO) ratio of tourmaline: a useful indicator of spatial variations in granite- related hydrothermal mineral deposits. Journal of Geochemical Explorations, 42, 371-381. https://doi.org/10.1016/0375-6742(92)90033-5
Rahmani, A. (2018) Petrology, Geochemistry, and Tectono magmatic Setting of the Qahsareh Granitoids (Southeast of Ardestan), 128 p. M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (In Persian).
Reed, M.H., and Spycher, N.F. (1985) Boiling, cooling, and oxidation in epithermal systems: a numerical modeling. approach. Review in Economic Geology, 2, 249-272. https://doi.org/10.5382/Rev.02.11
Sengor, A.M.C. (1990) A new model for the late paleozoic-mesozoic tectonic evolution of Iran and implication for Oman. Geological Society Special, 49, 797-831. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1992.049.01.49
Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian earth science, 240, 405-417. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2003.11.007
Shahrokhi, S.V., and Zarei Sahamieh, R. (2021) Mineral chemistry, mineralogy and the behavior of trace and rare earth elements of tourmaline in pegmatites of Tashina area (North of Serkan, Hamedan Province). Petrological Journal, 11(44), 91-110 (In Persian). https://doi.org/10.22108/ijp.2020.123375.1185
Shelly, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope, 445p. Chapman and Hall, London.
Shimazaki, H. (1982) The Sasanohastingsite-bearing copper skarn deposit formed in aluminous sediment, at the Yoshioka mine, Japan. Economic Geology, 77 (4), 868-876. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.77.4.868
Singh, P., and Srivastava, P.K. (2023) Geochemical characterization of tourmaline from granitic pegmatites, Higher Himalayan Crystalline (HHC), Paddar area, India. Arabian Journal of Geosciences, 16, 399. https://doi.org/10.22108/ijp.2020.123375.1185
Slack, J. F. (1996) Tourmaline associations with hydrothermal ore deposits. Review Mineralogy, 33, 559-643. https://doi.org/10.1515/9781501509223-013
Slack, J.F., and Trumbull, R.B. (2011) Tourmaline as a recorder of ore-forming processes. Elements, 7, 321-326. https://doi.org/10.2113/gselements.7.5.321
Stöcklin, J. (1977) Structural correlation of the Alpine ranges between Iran and Central Asia. Mémoire Hors Série, France, 8, 333-353.
Thompson, A.J.B., and Thompson, J.F.H. (1996) Atlas of Alteration, a Field and Petrographic Guide to Hydrothermal Alteration Minerals, 119 p. Geological Assn of Canada.
Torres-Ruiz, J., Pesquera, A, Gil Crespo, P.P., and Velilla, N. (2003) Origin and petrogenetic implications of tourmaline-rich rocks in the Sierra Nevada (Betic Cordillera, southeastern Spain). Chemical Geology, 197, 55-86. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(02)00357-1
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. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(98)00155-7
Trumbull, R.B., Krienitz, M.S., Gottesmann, B., and WIiedenbeck, M. (2008) Chemical and boron-isotope variations in tourmalines from an S-type granite and its source rocks: the Erongo granite and tourmalinites in the Damara Belt, Namibia. Contribution to Mineralogy and Petrology, 155, 1-18. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0227-3
van Hinsberg, V. J., and Schumacher, J. C. (2011) Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral in the Haut-Allier metamorphic suite, Massif Central, France. Canadian Mineralogist, 49 (1), 177–194. https://doi.org/10.3749/canmin.49.1.177
Van Hinsberg, V.J, Henry D.J., and Dutrow, B.L. (2011) Tourmaline as a petrologic forensic mineral: a unique recorder of its geologic past. Elements, 7, 323-332. https://doi.org/10.2113/gselements.7.5.327
Veksler, I.V. (2004) Liquid immiscibility and its role at the magmatic hydrothermal transition: a summary of experimental studies. Chemical Geology, 210, 7-31. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2004.06.002
Veksler, I.V., and Thomas, R. (2002) An experimental study of B-, P- and Frich synthetic granite pegmatite at 0.1 and 0.2 GPa. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143, 673–683. https://doi.org/10.1007/s00410-002-0368-3
Vernon, R.H. (2004) A practical guide to rock microstructural. 594p. Cambridge.
Warr, L.N. (2021) IMA-CNMNC Approved Mineral Symbols. Mineralogical Magazine, 85, 291-320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43 
Whitny, D.L., and Evans, B.W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185–187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Wilke, M., Nabelek, P.I., and Glascock, M.D. (2002) B and Li in Proterozoic metapelites from the Black Hills, U.S.A.: Implications for the origin of leuco-granitic magmas. American Mineralogists, 87, 491- 500. https://doi.org/10.2138/am-2002-0412
Yavuz, F., Fuchs, Y., Karakaya, N., and Karakaya, M.C. (2008) Chemical composition of tourmaline from the Asarcık Pb–Zn–Cu ± U deposit, Şebinkarahisar, Turkey. Mineralogy and Petrology, 94, 194-208. https://doi.org/10.1007/s00710-008-0016-3
Yeganehfar, H. (2007). Petrology and Geochemistry of Volcanic Rocks from Southern Ardestan, 118 p. M.SC. Thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (In Persian).
Zhao, Z., Yang, Y., Zhang, T., Lu, Y., Li, W., and Zhang, Z. (2022) Geochemical characteristics and boron isotopes of tourmaline from the Baishaziling tin deposit, Nanling Range: Constraints on magmatic-hydrothermal processes. Ore Geology Reviews, 142, 104695. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2022.104695
Zhu, X., Raschke, M.B., and Liu, Y. (2020) Tourmaline as a Recorder of Ore-Forming Processes in the Xuebaoding W-Sn-Be Deposit, Sichuan Province, China: Evidence from the Chemical Composition of Tourmaline. Minerals, 10, 438. https://doi.org/10.3390/min10050438
Petrological Journal
Volume 16, Issue 4 - Serial Number 65
Petrological Journal, 16th Year, No. 64 2025
October 2025
Pages 31-56

Files

History

  • Receive Date: 19 July 2025
  • Revise Date: 04 September 2025
  • Accept Date: 06 September 2025

Share

How to cite

Statistics