Document Type : Original Article
Authors
Associate Professor, Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
معدن تورمالین یک کانی سیلیکات حلقوی پیچیدة بور (B) و Al دار با ترکیب شیمیایی گسترده و متغیری با فرمول کلی X(Y3)(Z6)T6O18(BO3)3V3W است. جایگاه Z با Al و گاهی با Fe3+، Ti، Mg2+، Cr، V3+ و Fe2+ پر میشود. جایگاه Y جانشینیهای گوناگونی از کاتیونهای یک تا چهار ظرفیتی Li+،Mg2+،Fe2+، Mn2+،Al3+، Fe3+ و Ti4+ را شامل میشود. جایگاه T بیشتر با Si و گاهی همراه با مقداری Al پُر میشود. جایگاه X معمولاً با K+، Ca2+ و Na+ پر میشود و یا تهی میماند. جایگاه هیدروکسیل W، با O2- و OH- پر میشود و جایگاه V را F-, O2- و H- پر میکنند (Foit et al., 1977). این کانی بهعلت ساختار منحصر به فرد و پیچیدۀ خود و با توجه به واکنشهای جانشینی متفاوتی که در ترکیب آن روی میدهد ترکیب شیمیایی بسیار متنوعی دارد (Hawthorne and Henry, 1999). ترکیب شیمیایی متنوع و پیچیدۀ تورمالین نشاندهندة ارتباط مشخص آن با محیطی است که از آن متبلور شده است. این ارتباط شاخص خوب و قابلاعتمادی در تعیین خاستگاه و پیدایش سیستمهای گرمابی سازندة کانه و راهنمای خوبی برای پیجویی کانسارهایی مانند ذخایر اقتصادی تنگستن، قلع و مولیبدن همراه با تورمالین است (Jiang et al., 1995). این کانی میتواند خاستگاه ماگمایی و یا گرمابی داشته باشد. با اینکه تورمالین کانی فرعی است که در سنگهای گوناگونِ آذرین، تهنشینی و دگرگونی دیده میشود (Slack et al., 1984; Henry and Guidotti, 1985)، اما پیدایش آن در سنگهای گرانیتی و آپلیتهای وابسته به آنها، پگماتیتها، اسکارنها و نهشتههای گرمابی متداولتر است. این کانی بهعلت پایداری در بازة گستردهای از دما و فشار و نیز پایداری در برابر هوازدگی در بررسیهای سنگشناسی بهکار برده میشود (Manning, 1982). تورمالین حامل اصلی بُر در سنگهای پوستهای است که در پی واکنشهای شارهای ماگمایی- گرمابی غنی از بُر در محیطهای گرانیتی با سنگ میزبان پدید میآید. عنصر بُر عنصری متحرک هنگام رخداد پدیدههای دگرگونی دانسته میشود (Leeman and Sisson, 1996; Seprlich et al., 1996) که هنگام رخداد پدیدههای آبگیری و آبزدایی با افزایش درجۀ دگرگونی از سنگ مادر خود آزاد میشود (Torres-Ruiz et al., 2003). در مراحل پایانی تبلور ماگمای گرانیتی سیالات غنی از بُر در هالههای همبری سنگهای پیرامون و یا شکستگیهای سنگهای گرانیتی و دربرگیرنده گردش میکنند و واکنشهای دگرنهادی انجام میدهند. این واکنشها به تورمالینیشدن و سیلیسیشدن سنگها میانجامند (Slack and Trumbull, 2011). تودة گرانیتوییدی آستانه و الیگودرز در پهنة سنندج-سیرجان جای دارد و ازاینرو، بیشتر بررسیهایی که روی این پهنه انجام شده بهگونهای با این تودههای گرانیتوییدی در ارتباط هستند. در زیر به برخی بررسیهای که در این منطقه و پیرامون آن انجام شده است اشاره کوتاهی میشود:
رادفر (Radfar, 1987) سن گرانیتهای آستانه را 70 تا 75 میلیون سال پیش (کرتاسه فوقانی) و آنها را ادامه گسترش گرانیتهای همدان به سمت جنوب و همسن آنها میداند و از نظر ویژگیهای زمینشیمیایی، تودة آستانه را بررسی کرده است.
موذن و همکاران (Moazzen et al., 2004) گرانیتوییدهای ملاطالب در شمالباختری کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز را بررسی کردهاند و این کمپلکس را تودة آذرین درونی همزمان با برخورد (در کرتاسة پایانی) دانستهاند.
اسماعیلی و همکاران (Esmaeily et al., 2007) به بررسی شیمی و کانیشناسی تورمالین در رگههای کوارتز-تورمالین ناحیه نظامآباد (بخشی از گرانیتویید بروجرد) پرداختند و نشان دادند این رگهها از نوع گرمابی هستند و چهبسا در پی آبزدایی سنگهای تهنشستی دگرگونشده و آمیختگی آنها با آبگون ماگمایی در یک سیستم شیمیایی باز پدید آمدهاند.
رجاییه و همکاران (Rajaie et al., 2007) به بررسی دگرنهادی گسترده در حاشیة گرانیتویید دهنو (شمالخاوری الیگودرز) و تأثیر آن بر سنگهای پلیتی میزبان پدیده تورمالینزایی پرداخته است.
میکاییلی و همکاران (Mikaeili et al., 2009) به بررسی شیمی کانیها، زمینشیمی و بررسی دگرسانیها در گرانیتویید آستانه پرداختند. به باور آنها دگرسانی پروپیلیتیک از گستردهترین دگرسانیها در این توده است.
طهماسبی و همکاران (Tahmasebi et al., 2009) تورمالین زایی در تودة گرانیتوییدی آستانه را بررسی کردهاند و مسطحبودن الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در گرهکهای تورمالین را گواهی بر تحرک عنصرهای خاکی کمیاب سبک در پی دگرسانی دانستهاند که به افزایش ناچیز HREE/LREE در این تورمالینها انجامیده است.
طهماسبی و احمدیخلجی (Tahmasbi and Ahmadi Khalaji, 2009) با کمک ویژگیهای کانیشناسی و زمینشیمیایی گرانیتوییدهای منطقه بروجرد و آستانه (پهنة سنندج- سیرجان)، ژرفای تقریبی و پیدایشهای ماگمای خاستگاه این سنگها را بررسی کردهاند. بر پایة این بررسی، محتملترین خاستگاه ماگمای مادر سنگهای گرانیتوییدی، ذوب پوستة زیرین با ترکیب آمفیبولیت همراه با متاپلیتهای منطقه خاستگاه است.
طهماسبی و همکاران (Tahmasebi et al., 2010) با بررسیهای زمینشیمیایی، خاستگاه تودة گرانیتوییدی آستانه را بررسی کردهاند و خاستگاه ماگمای مادر کوارتزدیوریتی آستانه را ذوببخشی خاستگاهی آمیخته مرکب از آمفیبولیت و رسوباتی دانستهاند که در هنگام فرورانش نئوتتیس به زیر سکوی ایران در ژوراسیک میانی فرورانده شده است.
مسعودی و همکاران (Masoudi et al., 2010) تودههای گرانیتوییدی اراک-بروجرد را به روش اورانیم-سرب سنسنجی کردهاند و سن 170 میلیون سال پیش را برای تودههای گرانیتوییدی آستانه و کمپلکس بروجرد بهدست آوردهاند.
عسگری (Asgari, 2012) به بررسی زمینشیمی، زمینساخت و سنگنگاری تودة گرانیتوییدی آستانه اراک پرداخته است و ماگمای سازندة این تودة گرانیتوییدی را وابسته به ماگماتیسم کمانهای آتشفشانی حاشیة قارهها دانسته است که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی نئوتتیس به زیر سکوی قارهای ایران رخ داده است.
بررسیهای زمینشیمیایی و ژئوکرونولوژی اثنیعشری و همکاران (Esna-Ashari et al., 2012) روی کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز نشان داد این گرانیتوییدها همانند گرانیتوییدهای نوع I جدایشیافته از پوسته در کمانهای قارهای هستند. همچنین، دادههای ایزوتوپی اورانیم-سرب آنها روی زیرکن گرانیتها، سن تبلور را 165 میلیون (ژوراسیک) را نشان داد.
از آنجاییکه تورمالین کانی مهمی در بررسی فرایندهای سنگزایی است و در محیطهای گوناگون گرمابی تا دگرگونی و ماگمایی پدید میآید (مانند: Van Hinsberg et al., 2011; Singh and Srivastava, 2023; Liu et al., 2023)، هدف این بررسی سنگنگاری و کانیشناسی تورمالین، بررسی روابط پاراژنتیکی این کانی و بررسی ویژگیهای زمینشیمیایی تورمالینها، تعیین فرمول ساختاری و بررسی شرایط پیدایش این کانی در منطقة الیگودرز و آستانه است.
جایگاه جغرافیایی و زمینشناسی منطقه
مجموعه آذرین درونی بررسیشده با کشیدگی شمالباختری- جنوبخاوری بهصورت موازی تا نیمهموازی با راستای پهنة سنندج-سیرجان و میان طول جغرافیایی ˊ15°49 تا ˊ57°49 خاوری و عرض جغرافیایی ˊ 25°33 تا ˊ55°33 شمالی جای دارد. در پهنهبندیهای زمینشناسی ایران، برونزدهای بررسیشده، بخشی از پهنة زمینساختاری سنندج- سیرجان با روند شمالباختری- جنوبخاوری بهشمار میروند. تورمالینزایی در این مناطق در پهنة دگرسانی کنار تودة آذرین درونی دیده میشود و تحتتأثیر تودة آذرین درونی بر سنگهای پلیتی در ارتباط با سیستم گرمابی و نیز سیستم ماگمایی و گرمابی رخ داده است. تودة گرانیتوییدی آستانه در استان مرکزی در نقشة 250000/1 خرمآباد، در فاصلة 40 کیلومتری جنوبباختری شهرستان اراک و 6 کیلومتری جنوب شازند میان طولهای جغرافیایی ˊ17°49 تا ˊ22°49 خاوری و عرضهای جغرافیایی ˊ46°33 تا ˊ54°33 شمالی در گسترهای به بزرگی نزدیک به 30 کیلومتر مربع جای دارد و بخشی از پهنة سنندج-سیرجان در باختر ایران بهشمار میرود. تودة گرانیتوییدی آستانه در شیلها و ماسهسنگهای وابسته به ژوراسیک نفوذ کرده است و باعث دگرگونی این تهنشستها در حد رخسارة آلبیت-اپیدوت هورنفلس و در نواحی محدودی در حد رخسارة هور نبلند-هورنفلس شده است. تودۀ آذرین درونی در شیستهای سیاه رنگ ژوراسیک تزریق شده است که حاصل این تزریق پیدایش هالۀ دگرگونی در نزدیکی بلافصل توده با سنگهای میزبان است (شکل 1). پس از پیدایش هالة دگرگونی شاره حاصل از سردشدن توده، پیدایش رگههای کوارتز تورمالین و نفوذ دایکهای میکروگرانودیوریتی در سنگهای منطقه رخ دادهاند.
شکل 1. نقشة زمینشناسی تودة گرانیتوییدی آستانه (برگرفته از Asgari (2012)).
Figure 1. Geological map of the Astaneh granitoid pluton (adapted from Asgari (2012)).
در این منطقه دو نوع دگرگونی ناحیهای و همبری دیده میشوند که در این میان گستردگی دگرگونی ناحیهای بیشتر است. سنگهای تهنشستی تریاس بالایی-ژوراسیک (شیل و ماسهسنگ) در حد رخسارۀ شیست سبز دگرگون شدهاند و فیلیت و شیست را پدید آوردهاند. نشانههایی از دگرگونی همبری در باختر و جنوب توده و بیشتر بهصورت هورنفلس در فاصلة تودۀ آستانه و فیلیتها دیده میشود. بیوتیتگرانیتها از دیگر واحدهای درون منطقه هستند که کمتر دچار دگرسانی شدهاند و گمان میرود از واحدهای دیگر جوانتر باشند. از ویژگیهای مهم این توده عملکرد رگههای کوارتز سولفید، کوارتز تورمالین و دایکهای گرانیتوییدی است که تودة آذرین درونی را تحتتأثیر قرار دادهاند و از جدیدترین واحدهای منطقه بهشمار میآیند. عملکرد آبگونهای جوی و ماگمایی به دگرسانی گرمابی در تودة آذرین درونی انجامیده است. ازاینرو، تغییرات کانیشناسی متناسب با ترکیب گرمابیها در تودة گرانیتوییدی روی داده است. عملکرد گرماییها رخداد دگرسانیهای گوناگون در منطقه را بهدنبال داشته است که از میان آنها میتوان دگرسانی فیلیک (گستردهترین)، پروپلیتیک، آرژیلیک حد واسط و سیلیسزایی را نام برد. گفتنی است دگرنهادی پتاسیک-سدیک نیز در منطقه رخ داده است. تودههای گرانیتوییدی در منطقة الیگودرز در نقشة 250000/1 گلپایگان جای گرفتهاند. کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز در منطقهای به بزرگی 80 کیلومتر مربع و میان مختصات جغرافیایی ˊ23°33 تا ˊ00°34 عرض شمالی و ˊ32°49 تا ˊ° 55 طول خاوری در پهنة سنندج-سیرجان و در زمان ژوراسیک میانی (سن گرانیتها: 5 ± 165 میلیون سال پیش) در طول یک حاشیة فعال قارهای جای گرفته است (Esna-Ashari et al., 2012). خورهه (K) و ملاطالب (M) دو رخنمون اصلی این منطقه هستند (شکل 2).
شکل 2. نقشه زمینشناسی از کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز (برگرفته از Esna-Ashari et al. (2012)).
Figure 2. Geological map of the Aligudarz granitoid complex (Esna-Ashari et al., 2012).
این تودهها بهصورت شمالباختری- جنوبخاوری گسترش دارند و با جهت پهنة سنندج-سیرجان بهصورت موازی تا نیمهموازی هستند. در شکل 2 یک نقشة سنگشناسی از کمپلکس الیگودرز آورده شده است. این کمپلکس از کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت و گرانیت تغییر ترکیب میدهد. گرانودیوریتها فراوانترین واحد سازندة این کمپلکس هستند و پس از آنها کوارتزدیوریت و سپس گرانیتها جای میگیرند. گرانیتها بهصورت دایک یا بهصورت استوکهای کوچک درون گرانودیوریتها نفوذ کردهاند. بر پایة بررسیهای صحرایی، کوارتزدیوریت در برابر گرانیت و گرانودیوریت سن قدیمیتری دارد (Esna-Ashari et al., 2012).
روش انجام پژوهش
پس از نمونهبرداری از سنگهای تورمالیندار، مقاطع نازک تهیه شدند. مقاطع نازک با میکروسکوپ پلاریزان OLYMPUS مدل BH2 بررسی شدند. نام اختصاری کانیها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از وار (Warr, 2021) هستند. برای شناسایی دقیق نوع تورمالینها، نمونهها برای انجام تجزیه به روش زیرکاو الکترونی به آزمایشگاه مرکز فرآوری مواد معدنی ایران (کرج) فرستاده شدند. شش نمونه از تورمالینهای این سنگها با دستگاه ریزکاو الکترونی EPMA مدل SX-100، ساخت شرکت Cameca فرانسه در شرایط ولتاژ KV15 و شدت جریان NA20 تجزیه شدند. در این روش، 16 نقطه تجزیه شد و دادههای اندازهگیریشده بهصورت اکسید عنصرهای اصلی گزارش شد (جدول 1). فرمول ساختاری تورمالین بر پایة 31 آنیون (OH, O) بهدستآورده شد و کل آهن بهصورت دو ظرفیتی فرض شدهاست (جدول 1). سپس با بهکارگیری نرمافزار دادههای کاتیونی سازندة تورمالینها در نمودارهای گوناگون رسم و بررسی شدند.
سنگنگاری تودة گرانیتوییدی آستانه
تودة گرانیتوییدی آستانه بیشتر دربردارندة طیفی از سنگهای گرانیتوییدی شامل گرانودیوریت، کوارتزدیوریت و تونالیت با بافتهای گوناگون، مانند گرانولار و پوییکیلیتیک است (شکلهای 3-A و 3-C). در پی رفتار محلولهای گرمایی در منطقه، دگرسانیهای گوناگونی مانند دگرسانی فیلیک، پروپیلیتیک (حضور کانیهای اپیدوت، کلریت، آلبیت، اسفن، پیریت وکوارتز)، آرژیلیک حد واسط و سیلیسیشدن رخ دادهاند. دگرسانی پتاسیک-سدیک نیز در منطقه رخ داده است و به دنبال رفتار محلولهای سرشار از پتاسیم، مسکوویتهای ثانویه با اندازة کمابیش بزرگ پدید آمدهاند. در پی رخداد دگرنهادی سدیک در منطقه، تغییرات کانیشناسی مانند آلبیتیشدن پلاژیوکلازها روی داده است. تورمالینیشدن از دیگر دگرسانیهای رخداده در منطقه است که بهصورت لکههای سیاهی در گرانیتوییدها بهچشم میخورد که تحتتأثیر سیالهای گرمابی سرشار از بور پدید آمدهاند. این تورمالینها در برابر تورمالینهای گرانیتتوییدهای الیگودرز بیشکلتر هستند. بیشتر این تورمالینها حالت روزنهای دارند و یا بهصورت رورشدی روی فلدسپارها پدیدار شدهاند. گاه شکستگیهای موازی با بافت جداشده و تکهتکه[1] در آنها دیده میشود که با کوارتز پر شده است (شکلهای 3-D و 3-H).
جدول 1. دادههای ریزکاو الکترونیِ تورمالینهای گرانیتوییدهای آستانه و الیگودرز، بههمراه فرمول ساختاری بهدستآمده (بر پایة 31 آنیون O، OH و F)، نسبتهای کاتیونی، R2*، R2، R1+R2 و R3.
Table 1. Electron microprobe analyses of tourmalines from the Astaneh and Aligudarz granitoids, together with their calculated structural formulas (based on 31 anions O, OH, and F), cation ratios, and the values of R2*, R2, R1+R2, and R3.
|
Region |
Astaneh |
|||||||
|
Sample No. |
Tur-1a |
Tur-2a |
Tur-3a |
Tur 4a |
Tur-5a |
Tur-6a |
Tur-7a |
Tur-8a |
|
SiO2 |
36.03 |
36.28 |
36.32 |
36.65 |
36.54 |
36.62 |
36.25 |
36.34 |
|
TiO2 |
0.27 |
0.18 |
0.11 |
0.23 |
0.32 |
0.38 |
0.92 |
0.89 |
|
Al2O3 |
34.68 |
35.36 |
34.24 |
33.38 |
33.19 |
32.96 |
32.42 |
32.69 |
|
Cr2O3 |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
FeO |
10.58 |
10.13 |
9.56 |
9.39 |
9.65 |
9.23 |
7.38 |
7.03 |
|
MgO |
2.54 |
3.01 |
3.09 |
3.72 |
4.01 |
4.18 |
6.05 |
6.13 |
|
CaO |
0.09 |
0.11 |
0.23 |
0.33 |
0.35 |
0.39 |
1.15 |
1.01 |
|
MnO |
0.14 |
0.06 |
0.05 |
0.17 |
0.16 |
0.15 |
0.03 |
0.04 |
|
ZnO |
0.11 |
0.21 |
0.26 |
0.23 |
0.19 |
0.17 |
0.00 |
0.00 |
|
Na2O |
1.61 |
1.65 |
1.59 |
1.96 |
2.00 |
2.03 |
1.67 |
1.53 |
|
K2O |
0.03 |
0.00 |
0.04 |
0.04 |
0.02 |
0.01 |
0.04 |
0.04 |
|
F |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.13 |
0.14 |
|
H2O* |
3.64 |
3.69 |
3.64 |
3.66 |
3.66 |
3.66 |
3.61 |
3.61 |
|
B2O3* |
10.56 |
10.70 |
10.55 |
10.61 |
10.61 |
10.60 |
10.64 |
10.65 |
|
Li2O* |
0.30 |
0.00 |
0.36 |
0.42 |
0.33 |
0.39 |
0.37 |
0.33 |
|
Total |
100.60 |
101.65 |
100.06 |
100.80 |
101.06 |
100.78 |
100.67 |
100.42 |
|
O=F |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.06 |
|
Total* |
100.60 |
101.65 |
100.06 |
100.80 |
101.06 |
100.78 |
100.61 |
100.36 |
|
Si |
36.03 |
36.28 |
36.32 |
36.65 |
36.54 |
36.62 |
36.25 |
36.34 |
|
Al T |
0.27 |
0.18 |
0.11 |
0.23 |
0.32 |
0.38 |
0.92 |
0.89 |
|
B |
34.68 |
35.36 |
34.24 |
33.38 |
33.19 |
32.96 |
32.42 |
32.69 |
|
Al Z |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
Al Y |
10.58 |
10.13 |
9.56 |
9.39 |
9.65 |
9.23 |
7.38 |
7.03 |
|
Ti |
2.54 |
3.01 |
3.09 |
3.72 |
4.01 |
4.18 |
6.05 |
6.13 |
|
Al T+Z+Y |
0.09 |
0.11 |
0.23 |
0.33 |
0.35 |
0.39 |
1.15 |
1.01 |
|
Fe2+ |
0.14 |
0.06 |
0.05 |
0.17 |
0.16 |
0.15 |
0.03 |
0.04 |
|
Mg |
0.11 |
0.21 |
0.26 |
0.23 |
0.19 |
0.17 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn |
1.61 |
1.65 |
1.59 |
1.96 |
2.00 |
2.03 |
1.67 |
1.53 |
|
Cr |
0.03 |
0.00 |
0.04 |
0.04 |
0.02 |
0.01 |
0.04 |
0.04 |
|
Zn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.13 |
0.14 |
|
Li* |
3.64 |
3.69 |
3.64 |
3.66 |
3.66 |
3.66 |
3.61 |
3.61 |
|
∑Y |
10.56 |
10.70 |
10.55 |
10.61 |
10.61 |
10.60 |
10.64 |
10.65 |
|
Ca |
0.30 |
0.00 |
0.36 |
0.42 |
0.33 |
0.39 |
0.37 |
0.33 |
|
Na |
100.60 |
101.65 |
100.06 |
100.80 |
101.06 |
100.78 |
100.67 |
100.42 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.05 |
0.06 |
|
T+Z+Y |
100.60 |
101.65 |
100.06 |
100.80 |
101.06 |
100.78 |
100.61 |
100.36 |
|
Ideal T+Z+Y |
36.03 |
36.28 |
36.32 |
36.65 |
36.54 |
36.62 |
36.25 |
36.34 |
|
X-Site |
0.27 |
0.18 |
0.11 |
0.23 |
0.32 |
0.38 |
0.92 |
0.89 |
|
OH |
34.68 |
35.36 |
34.24 |
33.38 |
33.19 |
32.96 |
32.42 |
32.69 |
|
Fe/(Fe+Mg) |
0.01 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
|
Na/(Na+Ca) |
10.58 |
10.13 |
9.56 |
9.39 |
9.65 |
9.23 |
7.38 |
7.03 |
|
FeO/(FeO+MgO) |
2.54 |
3.01 |
3.09 |
3.72 |
4.01 |
4.18 |
6.05 |
6.13 |
|
R2* |
0.09 |
0.11 |
0.23 |
0.33 |
0.35 |
0.39 |
1.15 |
1.01 |
|
R2 |
0.14 |
0.06 |
0.05 |
0.17 |
0.16 |
0.15 |
0.03 |
0.04 |
|
R1+R2 |
0.11 |
0.21 |
0.26 |
0.23 |
0.19 |
0.17 |
0.00 |
0.00 |
|
R3 |
1.61 |
1.65 |
1.59 |
1.96 |
2.00 |
2.03 |
1.67 |
1.53 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Region |
Astaneh |
Aligudarz |
||||||
|
Sample No. |
Tur9a |
Tur10g |
Tur11g |
Tur12g |
Tur13g |
Tur14g |
Tur15g |
Tur16g |
|
SiO2 |
36.16 |
36.24 |
36.22 |
35.36 |
35.22 |
35.48 |
35.18 |
35.07 |
|
TiO2 |
1.08 |
1.02 |
0.89 |
0.35 |
0.24 |
0.20 |
0.32 |
0.37 |
|
Al2O3 |
32.06 |
32.43 |
32.95 |
37.37 |
37.54 |
38.18 |
38.23 |
38.05 |
|
Cr2O3 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
FeO |
7.58 |
7.49 |
7.36 |
7.49 |
7.92 |
7.16 |
6.52 |
6.31 |
|
MgO |
6.18 |
6.14 |
6.09 |
3.57 |
3.14 |
3.44 |
3.83 |
4.08 |
|
CaO |
1.01 |
0.93 |
1.00 |
0.56 |
0.35 |
0.44 |
0.52 |
0.57 |
|
MnO |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
ZnO |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Na2O |
1.67 |
1.54 |
1.61 |
1.49 |
1.46 |
1.37 |
1.36 |
1.38 |
|
K2O |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
F |
0.16 |
0.18 |
0.14 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
H2O* |
3.58 |
3.58 |
3.62 |
3.71 |
3.70 |
3.73 |
3.73 |
3.72 |
|
B2O3* |
10.61 |
10.63 |
10.68 |
10.77 |
10.71 |
10.82 |
10.80 |
10.79 |
|
Li2O* |
0.30 |
0.26 |
0.29 |
0.42 |
0.38 |
0.40 |
0.39 |
0.38 |
|
Total |
100.47 |
100.54 |
100.94 |
101.09 |
100.65 |
101.22 |
100.88 |
100.72 |
|
O=F |
0.07 |
0.08 |
0.06 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total* |
100.41 |
100.46 |
100.88 |
101.09 |
100.65 |
101.22 |
100.88 |
100.72 |
|
Si |
5.92 |
5.93 |
5.89 |
5.71 |
5.71 |
5.70 |
5.66 |
5.65 |
|
Al T |
0.08 |
0.08 |
0.11 |
0.29 |
0.29 |
0.30 |
0.34 |
0.35 |
|
B |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
|
Al Z |
6.00 |
6.00 |
6.00 |
6.00 |
6.00 |
6.00 |
6.00 |
6.00 |
|
Al Y |
0.12 |
0.17 |
0.21 |
0.82 |
0.89 |
0.93 |
0.91 |
0.88 |
|
Ti |
0.13 |
0.13 |
0.11 |
0.04 |
0.03 |
0.02 |
0.04 |
0.05 |
|
Al T+Z+Y |
6.19 |
6.25 |
6.32 |
7.11 |
7.18 |
7.23 |
7.25 |
7.23 |
|
Fe2+ |
1.04 |
1.02 |
1.00 |
1.01 |
1.08 |
0.96 |
0.88 |
0.85 |
|
Mg |
1.51 |
1.50 |
1.48 |
0.86 |
0.76 |
0.82 |
0.92 |
0.98 |
|
Mn |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Zn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Li* |
0.20 |
0.17 |
0.19 |
0.27 |
0.25 |
0.26 |
0.25 |
0.25 |
|
∑Y |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
3.00 |
|
Ca |
0.18 |
0.16 |
0.17 |
0.10 |
0.06 |
0.08 |
0.09 |
0.10 |
|
Na |
0.53 |
0.49 |
0.51 |
0.47 |
0.46 |
0.43 |
0.42 |
0.43 |
|
K |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
T+Z+Y |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
|
Ideal T+Z+Y |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
15.00 |
|
X-Site |
0.28 |
0.34 |
0.31 |
0.44 |
0.48 |
0.50 |
0.49 |
0.47 |
|
OH |
3.92 |
3.91 |
3.93 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
|
Fe/(Fe+Mg) |
0.41 |
0.41 |
0.40 |
0.54 |
0.59 |
0.54 |
0.49 |
0.47 |
|
Na/(Na+Ca) |
0.75 |
0.75 |
0.74 |
0.83 |
0.88 |
0.85 |
0.83 |
0.81 |
|
FeO/(FeO+MgO) |
0.55 |
0.55 |
0.55 |
0.68 |
0.72 |
0.68 |
0.63 |
0.61 |
|
R2* |
2.67 |
2.70 |
2.70 |
2.69 |
2.73 |
2.72 |
2.71 |
2.71 |
|
R2 |
0.29 |
0.34 |
0.36 |
0.87 |
0.93 |
0.96 |
0.96 |
0.94 |
|
R1+R2 |
3.26 |
3.18 |
3.17 |
2.43 |
2.35 |
2.29 |
2.31 |
2.36 |
|
R3 |
6.37 |
6.42 |
6.47 |
7.17 |
7.22 |
7.26 |
7.30 |
7.29 |
گرانودیوریتها فراوانترین بخش تودة گرانیتوییدی آستانه هستند که بسیار هوازده شدهاند؛ هرچند سنگهایی با این ترکیب که کمتر تجزیه شده باشند نیز دیده میشوند. بیشتر این سنگها در نمونة دستی به رنگ خاکستری دیده میشوند و در مقاطع میکروسکوپی با بافت گرانولار و پوییکیلیتیک و گاه بافت گرافیک شناخته میشوند. بافت گرافیک نشاندهندة تبلور اتکتیک، همزمان و آرام کوارتز و پتاسیمفلدسپار از مذابی در حال سردشدن در ژرفای کم و در فشار آب کم (Clarke, 1992) است. این مجموعة سنگی با حضور کانیهای پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت، آلکالیفلدسپار و آمفیبول شناخته میشود. کانیهای فرعی این تودهها تورمالین، زیرکن و آپاتیت هستند. کلریت، اپیدوت، سریسیت و کانیهای رسی از کانیهای ثانویه هستند که کمابیش در بیشتر نمونهها یافت میشوند. کوارتز در مقاطع میکروسکوپی با خاموشی موجی دیده میشود که نشاندهندة اثر فشارهای زمینساختی بر سنگ است. پلاژیوکلازها شکلدار تا نیمهشکلدار، با ماکل پلیسینتتیک و خاموشی منطقهای هستند و در پی دگرسانی به سریسیت و اپیدوت تجزیه شدهاند. بیوتیت فراوانترین کانی مافیک در این سنگها بهشمار میرود. آمفیبول نیز به حالت منشوری شکلدار یا نیمهشکلدار در مقاطع دیده میشود. بیوتیت بهصورت درونرشدی با هورنبلند دیده میشود که گویای تبلور همزمان این دو کانی است. بر پایة بررسیهای طهماسبی و خلجی (Tahmasebi and Khalaji, 2009)، در بخشهایی که دچار پهنههای برشی بودهاند جهتگیری کانیها (بهویژه بیوتیتها) دیده میشود که میتواند گویای رخداد دگرگونی دینامیکی در منطقه باشد. این سنگها در بخشهای حاشیهای آندالوزیت نیز دارند که البته در پی واکنش با سیالهای ماگمایی پتاسیمدار بیشتر به سریسیت و یا مسکوویت دگرسان شدهاند. این پدیده نشاندهندة رخداد دگرگونی پسرونده در سنگهاست و ازاینرو، در بررسیهای میکروسکوپی چندان نمیتوان آن را شناسایی کرد. مجموعهای از دایکهای میکروگرانودیوریتی و آپلیتی و رگههای کوارتز - تورمالین کانیزاییشده به این توده هجوم آوردهاند. برخی از این دایکها در پی نفوذ سیالهای گرمایی بسیار دگرسان شدهاند.
تونالیت و کوارتزدیوریت با رنگ تیرهتر و با درصد بیشتر پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبولها و میزان کمتر آلکالیفلدسپار از گرانودیوریتها شناسایی میشوند. کوارتزدیوریتها فراوانی کمتر و بافت تمامبلورین و پوییکیلیتیک دارند. در این مجموعه پلاژیوکلازها (نیمهشکلدار تا بیشکل با ماکل پلیسینتتیک و زونینیگدار هستند که گاه به اپیدوت و سریسیت تجزیه شدهاند)، فنوکریستهای آمفیبول (گاه به کلریت یا بیوتیت تجزیه شدهاند)، بیوتیت (که گاه کلریتی شدهاند) و به میزان کمتر آلکالیفدلسپار و کوارتز (بهصورت بلورهای نیمهشکل تا بیشکل با خاموشی موجی) از کانیهای اصلی سازنده و زیرکن و آپاتیت ± اسفن از مهمترین کانیهای فرعی بهشمار میروند. کانیهای سریسیت، کلریت، اپیدوت و کلسیت نیز از کانیهای دگرسان این مجموعه هستند. گاهی نیز به میزان کم تورمالین بهصورت کانی دگرسان در زمینه یا بهصورت رگههای کوارتز- تورمالینی دیده میشود. بر پایة بررسیهای طهماسبی و خلجی (Tahmasebi and Ahmadi Khalaji, 2009)، در برخی نمونههای کوارتزدیوریتی آستانه، ارتوپیروکسن نیز گزارش شده است. تونالیتها با بافت گرانولار و پوییکیلیتیتک از کانیهای پلاژیوکلاز، بلورهای کوارتز (بیشکل و با خاموشی موجی که گاه بهصورت بیشکل فضاهای تهی میان بلورها را پر میکند و خود پیامد بازتبلور است) بههمراه آلکالیفلدسپار (ارتوز و میکروکلین دگرسانشده به کانیهای سریسیت و رسی)، بلورهای بیشکل تا نیمهشکلدار بیوتیت و آمفیبول ساخته شدهاند.
شکل 3. تصویرهای میکروسکوپی از گرانیتوییدهای آستانه. A) بلورهای آمفیبول، کوارتز و پلاژیوکلاز سریسیتیشده؛ B، C) بافت گرانولار و پوییکیلیتیک؛ D) مسکوویت در مرکز تصویر و تورمالین، فلدسپار و کوارتز در اطراف؛ E، F) تورمالینها بهصورت روزنهای و رگهای میان کوارتزها دیده میشوند؛ G) بافت تکهتکه در تورمالین که شکافها ی آن با کوارتز پر شده است؛ H) پلاژیوکلاز دگرسانشده در وسط و تورمالینها در حاشیه (رورشدی تورمالین روی فلدسپار؛ بافت روکشی[2]) (تورمالینیشدن بسیار پرشتاب بوده است و از اینرو، فلدسپارها ماکل خود را حفظ کردهاند).
Figure 3. Photomicrographs of the Astaneh granitoids. A) Amphibole, quartz, and sericitized plagioclase crystals; B, C) Granular and poikilitic textures; D) Muscovite at the center of the image, surrounded by tourmaline, eldspar, and quartz; E, F) Tourmaline occurring in interstitial (pore-filling) and veinlet forms between quartz grains; G) Pull-apart texture in tourmaline, with fractures filled by quartz; H) Altered plagioclase in the center and tourmaline at the margins (tourmaline overgrowth on feldspar; Overgrowth texture) (Tourmalinization was very rapid, and therefore feldspars preserved their twinning).
شکل 3. ادامه.
Figure 3. Continued.
سنگنگاری تودههای گرانیتوییدی الیگودرز
تودة گرانیتوییدی الیگودرز بیشتر از سنگهای آذرین اسیدی تا حد واسط با ترکیب گرانیت، گرانودیوریت و کوارتز دیوریت ساخته شده است. این سنگها در ابعاد درشتدانه تا متوسط هستند. کانیشناسی این سنگها شامل کوارتز، پتاسیمفلدسپار، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مسکوویت، آمفیبول و کانیهای فرعی تورمالین، آپاتیت، زیرکن و گارنت و کانیهای ثانویه کلریت، اپیدوت و سریسیت است. بر پایة بررسیهای محمدی و دیگران (Mohammadi et al., 2010)، در بخشهایی از سنگهای منطقه آندالوزیت بهچشم میخورد. همچنین، رگههای کوارتز – تورمالین در پیرامون منطقه دیده میشوند. از بافتهای دیدهشده دراین مجموعه میتوان گرانولار، پورفیریتیک و پوییکلاستیک را نام برد (شکل 4-A). کانی کلریت از دگرسانی بیوتیت پدید آمده است و گاه با پیدایش اسفن همراه است. همچنین، گاه مسکوویت پدیدآمده از تجزیة بیوتیت نیز در کنار بیوتیتها دیده میشود. در برخی نمونهها نیز سریسیتهای حاصل از تجزیة پلاژیوکلاز درشتتر شدهاند و مسکوویتهای ثانویه را پدید آوردهاند. پلاژیوکلازهایی که حالت منطقهبندی دارند، در راستای بخشهای کلسیک، دچار تجزیه شدهاند. بهطور کلی فلدسپارها که بخش بزرگی از این سنگها را دربر گرفتهاند در پی هوازدگی با کانیهای رسی و ورقههای سریسیت جایگزین شدهاند.
کانیهای اصلی گرانیتها شامل کوارتز، پتاسیمفلدسپار و پلاژیوکلاز و کانیهای فرعی این مجموعه شامل بیوتیت، مسکوویت، تورمالین و آپاتیت هستند. بیوتیتها گاهی کلریتی شدهاند و فلدسپارها سریسیتی شدهاند. تورمالین بهصورت بیشکل تا نیمهشکلدار و با چندرنگی وارونة قهوهای تا سبز و گاه با پدیده زونینگ دیده میشود (شکل 4-B). تورمالینها بهصورت سوزنیشکل (نشانة تُند سردشدن) یا آمیبی و بیشکل در مقاطع دیده میشوند. بافتهای اسکلتی و آمیبی ناپایداری تومالین را نشان میدهند و این بافت گویای نبود تعادل با کوارتز است (شکلهای 4-C و 4-D). درون تورمالینها گاه میانبارهای کوارتز و کانیهای کدر دیده میشوند. کانی کدر در مقاطع گاه گاه بهصورت مستقل دیده میشود و گاه جانشین تورمالینها شده است و اثر محلولهای گرمابی و کانسنگساز روی تورمالین را نشان میدهد (شکل 4-E). شکستگی در تورمالینها (بافت کاتاکلاستیک) از دیگر ویژگیهای دیدهشده در این مقاطع است (شکل 4-F).
گرانودیوریتها دانه درشت تا دانه متوسط هستند و از مجموعه کانیهای اصلی پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و پتاسیمفلدسپار و از کانیهای فرعی تورمالین، آپاتیت و زیرکن ساخته شدهاند. پلاژیوکلازها بیشکل تا نیمهشکلدار هستند و با زونینگ و منطقهبندی شناخته میشوند. پدیدة زونینگ میتواند نشاندهندة نبود تعادل مذاب و کانی و نیز پیامد تغییرات فشار و یا بخار آب باشد (Hawkins and Allan, 1994). پلاژیوکلازها گاهی سریسیتی شدهاند. بیوتیت بهصورت شکلدار تا نیمهشکلدار در مقاطع دیده میشود و گاه به مسکوویت و اکسیدهای آهن- تیتانیم تجزیه شدهاند. پتاسیمفلدسپارها بیشکل هستند و گاه فضای میان بلورها را پُر میکنند.
پلاژیوکلاز، کوارتز، بیوتیت و امفیبول از کانیهای اصلی سازندة کوارتزدیوریتها بهشمار میروند. در پیرامون پلاژیوکلازها گاهی رورشدیهایی از آلبیت نیز دیده میشود. آمفیبولها شکلدار تا نیمهشکلدار و به رنگهای سبز و قهوهای در مقاطع دیده میشوند. بیوتیتها نیز شکلدار تا نیمهشکل هستند. گاه پلاژیوکلازها به سریسیت و آمفیبول و بیوتیت به کلریت تجزیه شدهاند.
شکل 4. تصویرهای میکروسکوپی از گرانیتوییدهای الیگودرز. A) بافت گرانولار؛ B) پدیده زونینگ در تورمالینها؛ C) تورمالین سوزنی (نشان از سردشدگی پرشتاب و زیرسرمایش[3] در محلولها) بههمراه کانی کدر (بهصورت مستقل و جانشینی) در زمینهای از کوارتز؛ D) تورمالین آمیبی همراه کانی کدر و کوارتز (گویا کوارتزها پس از تورمالینها پدید آمدهاند و تورمالینها دچار تهاجم آنها شدهاند و بهصورت جزیرههایی در کوارتز شناور هستند)؛ E) جانشینی کانی کدر بهجای تورمالین تحتتأثیر محلولهای گرمابی؛ F) تورمالین با شکستهای فراوان (بافت کاتاکلاستیک).
Figure 4. Photomicrographs of the Aligudarz granitoids A) Granular texture in the granitoids; B) Zoning observed in tourmaline crystals; C) Needle-shaped tourmaline (indicative of rapid cooling and supercooling conditions in the fluids) accompanied by opaque minerals (both discrete and replacement types) within a quartz matrix; D) Amoeboid tourmaline associated with opaque minerals and quartz (apparently, quartz crystallized after tourmaline, attacking and enclosing the tourmaline as isolated “islands” within quartz); E) Replacement of tourmaline by opaque minerals due to hydrothermal fluids; F) Highly fractured tourmaline showing a cataclastic texture.
شکل 4. ادامه.
Figure 4. Continued.
توصیف صحرایی و سنگنگاری تورمالین ها
بر پایة بررسیهای میدانی، تورمالینها را میتوان به انواع زیر دستهبندی کرد:
1- تورمالینهای گرهکی یا ندولار[4]: این نوع از تورمالینها بهصورت گرهک روی سطح گرانیتها دیده میشوند (شکل 5-A). پیدایش گرهکهای تورمالین که بهصورت دانههای تسبیح و بهدنبال یکدیگر متبلور شدهاند به تبلور شارههای ماگمایی تأخیری که شکستگیهای سنگ را پر میکند، وابسته است (Tahmasebi et al., 2009; Rozendaal and Bruwer, 1995; Morgan and London, 1989). گرههای تورمالین مانند شواهد اولیة تغییر و رخدادهای دگرنهادی در شرایط نیمهجامد هستند که به احتمال بالا بهدنبال آزادشدن شارههای غنی از بُر حاصل از تبلور گرانیت پدید آمدهاند. تورمالینهای درون این سنگ در مرز دانههای کوارتز رشد کردهاند (شکل 6-A). همچنین، پلاژیوکلازها در حال تحلیلرفتن هستند و با تورمالین مرز خوردگی نشان میدهد (شکل 6-B). گاه در تورمالینها شکستگیهای موازی با بافت تکهتکه دیده میشود (شکل6-C). این شکستگیها با کوارتزهای تأخیری پر شدهاند که نشاندهندة وجود تنش و تأثیر محلولهای گرمابی مناطق بررسیشده است (شکل 6-D). بر پایة بررسیهای میکروسکوپی، کانیهای همراه تورمالین عبارتند از کوارتز، پلاژیوکلاز و ارتوکلاز. کانی تورمالین همواره به رنگهای سبز زیتونی تا سبز قهوهای کم رنگ با چند رنگی بارز وارونه دیده میشود (شکل 6-E).
2- تورمالینهای لایهای[5]: این تورمالینها درون سنگهای دگرگونی منطقه (هورنفلسها) و در محل همبری تودة آذرین درونی منطقه با سنگ میزبان یافت میشوند. در نمونة دستی این سنگها دانه متوسط تا ریز دانه و بهصورت تناوبی از لایههای غنی از تورمالین و میکا- کوارتز دیده میشوند (شکل 5-B). در مقاطع نازک کوارتزها بافت چندگوش دارند و تورمالین در مرز آنها در حال رشد است (شکل 6-F). بر پایة بررسیهای گوناگون (مانند: Slack and Trumbull, 2011; Pesquera and Roldan, 1997) این میانبار و نفوذ کوارتز در تورمالینها چهبسا پیامد رشد پرشتاب و همزمان با فرایندهای زمینساختی باشد. افزونبر کوارتز، دیگر کانیهای همراه با تورمالینها مسکوویت و بیوتیت هستند. تورمالینهایی که در بررسیهای میکروسکوپی منطقهبندی دارند چهبسا در مراحل پس از تبلور ماگما، در مرحلة گرمابی دچار محلولهای سرشار از بور شده و پدید آمدهاند. منطقهبندی ضعیف در تورمالینهای لایهای و منطقهبندی واضح در تورمالینهای گرهکی به خاستگاه گرمابی تورمالین اشاره میکند که گویای تغییرات ناگهانی دما، فشار و ترکیب شیمیایی شاره و یا شرایط تبلور غیرتعادلی پرشتاب تورمالین است که در سیستمهای باز پدید آمدهاند (London and Manning, 1995)
3- تورمالینهای پراکنده[6]: این تورمالینها بهصورت دانههای ریز در زمینة سنگ دیده میشوند (شکل 5-C). بر پایة بررسیهای میکروسکوپی، دگرسانی پتاسیک در پلاژیوکلازها روی داده است و پلاژیوکلازها در حال جایگزینی با تورمالین و ارتوکلاز هستند؛ بدینگونهکه سدیمِ آزادشده در ساختمان تورمالین شرکت میکند و پتاسیم در ساختمان ارتوکلاز شرکت میکند. همانگونهکه دیده میشود مقداری از بافت پلاژیوکلاز بهجای مانده است (شکلهای 6-J و 6-H).
4- تورمالینهای پگماتیتی[7]: این سنگها بهصورت رگههایی در ناحیه همبری تودة آذرین درونی با سنگ میزبان دیده میشوند. در نمونة دستی دانههای منشوری سیاه رنگ تورمالین و بلورهای دانه درشت کوارتز بافت پگماتیتی به رگهها داده است (شکل 5-D). این رگهها بیش از 20% حجمی تورمالین دارند؛ بهگونهایکه در نمونة دستی کمابیش از تورمالین خالص ساخته شدهاند.
5- تورمالینهای پینهای یا نامنظم[8]: این نوع از تورمالینها در نمونة دستی با اندازة نامنظم و دانه درشت تا دانهریز دیده میشوند (شکل 5-E). در مقاطع میکروسکوپی، تورمالینهای درون این سنگ در پلاژیوکلاز با بافت آتولی پدید آمدهاند (شکل 6-I).
شکل 5. تصویرهای صحرایی از تورمالین: A) پیدایش تورمالینهای گرهکی (گرانیتوییدهای آستانه)؛ B) تورمالینیتهای لایهای بهصورت تناوبی از لایههای سرشار از تورمالین و میکا- کوارتز (هورنفلسهای آستانه)؛ C) تورمالینهای پراکنده در زمینة گرانیتویید (گرانیتویید الیگودرز)؛ D) تورمالینهای دانه درشت (پگماتیتهای الیگودرز)؛ E) تورمالینهای پینهای (گرانیتوییدهای الیگودرز).
Figure 5. Field photographs of tourmaline: A) Formation of nodular tourmalines (Astaneh granitoids); B) Layered tourmalinites showing alternations of tourmaline-rich and mica–quartz layers (Astaneh hornfels); C) Disseminated tourmalines in the matrix (Aligudarz granitoid); D) Coarse-grained tourmalines (Aligudarz pegmatites); E) Patchy (spotty) tourmaline occurrences (Aligudarz granitoids).
شکل 6. A) رشد تورمالین در مرز دانههای کوارتز (تصویر XPL)؛ B) مرز ناپایدار تورمالین و پلاژیوکلاز (تصویر XPL)؛ C، D) شکستگیهای موازی در تورمالین که با کوارتز تآخیری پر شدهاند (تصویر XPL)؛ E) زونینگ یا ناهنجاری نوری در تورمالین (تصویر XPL)؛ F) کوارتز با بافت چندگوش و تورمالین در حال رشد (تصویر XPL)؛ G، H) دگرنهادی پتاسیک در پلاژیوکلاز و پیدایش تورمالین و ارتوکلاز (تصویر XPL)؛ I) بافت آتول در پلاژیوکلاز (تصویر PPL).
Figure 6. A) Tourmaline growth along quartz grain boundaries (XPL image); B) Unstable boundary between tourmaline and plagioclase (XPL image); C–D) Parallel fractures in tourmaline infilled by late-stage quartz (XPL image); E) Zoning or optical irregularity in tourmaline (XPL image); F) Polygonal quartz texture and a growing tourmaline (XPL image); G–H) Potassic metasomatism in plagioclase leading to the formation of tourmaline and orthoclase (XPL image); I) Atoll texture in plagioclase (PPL image).
شناسایی نوع تورمالین بر پایة ترکیب شیمیایی آن
کانی تورمالین از شاخصترین کانیهای سیلیکاته بور و آلومینیمدار با فرمول عمومی:
XY3Z(T6O18)(BO3)3V3W
یا:
((R1)(R2)3(R3)6(BO3)3Si6O18(OH,F)4
است (Hawthorn 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
بهعلت تنوع شیمیایی و پیچیدگی ساختمانی تورمالین، معمولاً ترکیب تورمالین بهصورت سازندة پایانی بیان میشود. خاستگاه تورمالینها میتواند گرمابی و یا ماگمایی باشد. ویژگیهای میکروسکوپی این دو گروه تورمالین، همانند است؛ اما ویژگیهای شیمیایی آنها یکسان نیست. تورمالینهای گرمابی منطقهبندی شیمیایی دارند و معمولاً Mg آنها از تورمالینهای ماگمایی بیشتر است و از نوع محلول جامد شورل- دراویت هستند. تورمالینهای ماگمایی همگن و نسبت Fe/Mg و همچنین، میزان Fe، Al و F در آنها کمابیش بالاست (Hawthorne and Henry, 1999). دامنة گستردة پایداری تورمالین مانند عوامل اصلی حضور کانی در محیطهای گوناگون زمینشناسی است و مقاومت شیمیایی این کانی در مراحل گوناگونِ گرمابی و دگرگونی، عامل اصلی حفظ هویت شیمیایی آن است (Henry et al., 2004). بر پایة جانشینیهای احتمالی در جایگاه X، تورمالینها را بر پایة مقدار Na+(K) و Ca و کمبود یا تهیبودن جایگاه X [9]، به سه گروه تورمالینهای کلسیک، قلیایی و انواعی که جایگاه X تهی دارند دستهبندی کردهاند (Hawthorne and Henry, 1999). بر پایة این ردهبندی، تورمالینهای بررسیشده به گروه قلیایی تعلق دارند (شکل 7-A) که این ویژگی نشاندهندة بالابودن مقدار K+Na در برابر مقدار Ca در جایگاه X و تهیبودن این جایگاه در ترکیب شیمیایی تورمالینهای بررسی شده است. مقدار کمبود جایگاه X در تورمالینهای بررسیشده از 26/0 تا 49/0 است. تورمالینهای قلیایی بیشتر در شرایط اسیدی و دمای کم پدید میآیند (Rosenberg and Foit, 1979; Collines, 2010). در همة نمودارها، نمونههای تورمالین منطقة آستانه با شکلهای دایرهای و نمونههای تورمالین منطقة الیگودرز با شکلهای مربعی نمایش داده شدهاند. برای بررسی تغییرات ترکیبی در نسبتهای Na، Fe، Mg و Ca و شناخت نوع تورمالین، نمودار دوتایی Na/(Na+Ca) و Fe/(Fe+Mg) بهکار برده شد. در این نمودار، نمونههای منطقة آستانه بیشتر در گسترۀ شورل[10] و نمونههای منطقة الیگودرز در گسترۀ دراویت[11] با گرایش به شورل جای گرفتهاند (شکل 7-B) که نشاندهندة تبادلات کاتیونی Fe و Mg در مقدارهای ثابتِ Ca و Al است. در این نمودار، افزونی میزان سدیم در برابر کلسیم و نیز آهن در برابر منیزیم در روند پیدایش تورمالینهای آستانه دیده میشود. به گفتة منینگ (Manning, 1982)، با تغییر ترکیب شیمیایی تورمالینها از شورل به دراویت، میزان تهیشدن قلیاییها افزایش مییابد.
شکل 7. ترکیب تورمالین در گرانیتویید آستانه و الیگودرز در: A) نمودار سهتایی Na+(K)- X-site vacancy- Ca (Hawthorne and Henry, 1999)؛ B) نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر Na/(Na+Ca) (Trumbull and Chaussidon, 1999) (دایره: تورمالین منطقة آستانه؛ مربع: تورمالین منطقة الیگودرز).
Figure 7. Composition of Tourmaine from Astaneh and Aligoudarz areas on A) Na⁺+K – X-site vacancy – Caternary diagram (after Hawthorne and Henry, 1999); B) Fe/(Fe+Mg) versus Na/(Na+Ca) plot (after Trumbull and Chaussidon, 1999) (circle: tourmaline from the Astaneh area; square: tourmaline from the Aligudarz area).
واکنشهای جانشینی در ترکیب تورمالین
واکنشهای جانشینی در ترکیب تورمالین نیز میتواند بهصورت تبادل هم ظرفیتی در یک جایگاه خاص (مانند جانشینی Mg بهجای Fe2+ در جایگاه Y) و یا بهصورت تبادل چند ظرفیتی در چندین جایگاه (مانند جانشینی زوجی اوویت[12] که در آن Ca-Mg بهجای Na-Al جانشین میشود و دو جایگاه X و Y تغییر میکند) انجام شود. برای بررسی واکنشهای جانشینی احتمالی رویداده در ترکیب تورمالینهای بررسیشده نمودارهای گوناگونی بهکار برده شدند (شکل 8). در شکل 8-A ترکیب R1+R2=(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) در برابر R3=Al+1.33Ti بررسی شدهاند. این نمودار نشاندهندة جانشینیهایی است که آلومینیم در آن دخالت دارد (Manning, 1982). به گفتة دیگر، نشان از وجود تورمالین آلومینیمدار، حضور فوییتیت و جایگاه تهیِ X و اولنیت است. بر پایة این نمودار، ترکیب شورل- دراویت نزدیک به مرکز نمودار با مقدار 4R1+R2= و 6R3= جای میگیرد و همۀ بردارها با مؤلفۀ افزایشی شورل- دراویت آغاز میشوند. در این نمودار جانشینی پروتونزدایی AlO(Mg, Fe)- (OH) 1-1 و جانشینی تهیشدگی قلیایی {[R1]Al}{Na(Fe, Mg)}-1 با دو بردار نشان داده شده است. تورمالینها چهبسا سه روند گرایش به سمت یووایت یعنی جانشینی Ca (Fe, Mg) (Na, Al)-1، نقص آلکالی (تهیشدگی قلیایی[13]) یا همان گرایش به جانشینیِ R1(Al)(Na(Fe, Mg)-1 و نقص پروتونی (پروتونزدایی[14]) یا همان گرایش به جانشینی ((R3)O)((R2)OH)-1 را نشان دهند؛ یا اینکه در فاصلة میان این روندها جای گیرند (Manning, 1982). همانگونهکه دیده میشود، تورمالینهای بررسیشده در این نمودار پس از نقطة شورل- دراویت و در گسترة میان دو بردار قلیایی (کمبود آلکالی) و پروتونزایی (کمبود پروتون) جای گرفتهاند که نشاندهندة جانشینی آلومینیم و تأثیر توام این دو بردار است. در شکل 8-B تغییرات Fe در برابر Mg بررسی شده است. در این نمودار، ترکیب شورل- دراویت روی خط جای میگیرند و همه نمونههایی که زیر خط هستند دارند که نشاندهندة جانشینی Al در جایگاه Y (یا همان R2) است. ازاینرو، هر چه مقدار کمتر باشد، میزان Al در جایگاه Y بیشتر میشود (London and Manning, 1995). مؤلفه تبادلی پوندرواویت یا فریشورل با فرمول FeAl-1 و اوویت نیز در بالای خط شورل- دراویت هستند. در نمودار Fe در برابر Mg جایگرفتن تورمالینهای بررسیشده در جایگاه زیرِ نشاندهندة جانشینی Al در جایگاه Y است. تورمالینهای بررسیشده تا اندازهای با بردار MgFe-1 همراستایی نشان میدهند (نشان از جانشینی Mg و Fe و گرایش ترکیب تورمالینها به شورل تا دراویت). در نمودار تغییرات R2* در برابر Al in R2، نمونههای بررسیشده بیشتر در زیر خط 3R2*= جای دارند که میتواند نشاندهندة نقصان در جایگاه Y باشد (شکل 8-C). در زیر خط 3 پدیدة جانشینی Al در جایگاه اکتاهدرال Y رخ میدهد یا به گفتة دیگر، میزان Al در R2. افزایش مییابد. در این شکل، آلومینیم و مجموع آهن و منیزیم در تورمالینهای بررسیشده، رابطة معکوس دارند که نشاندهندة جانشینیهایی است که در آنها آلومینیم شرکت دارد. به گفتة دیگر، میتواند نشاندهندة تورمالین آلومینیمدار و جایگاه خالی X باشد. مقدار همة کاتیونهای X در تورمالینهای بررسیشده از نزدیک به 3/0 تا 49/0 متغیر هستند که نشاندهندة حضور فضای تهی در جایگاه X است. در این تورمالینها 2/0 Ca< است که نشانة مقدار ناچیز اوویت در ساختار این کانی است. مقادیر بالای Al در جایگاه Y پیامد جانشینیهای AlOMg-1(OH)-1 و AlNa-1Mg-1 است (Harraz and El-Sharkaway, 2001).
شکل 8. جایگاه تورمالینهای آستانه و الیگودرز روی A) نمودار R3 در برابر R1+R2 (Manning, 1982) (R1+R2=(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) و R3= Al+1.33 Ti)؛ B) نمودار Fe در برابر Mg (London and Manning, 1995)؛ C) نمودار R2* در برابر R2* (London and Manning, 1995) (R2*=Fe+Mg+Mn+Al؛ R2=Al+1.33Ti+Si–12).
Figure 8. Compositions of tournalines from Astaneh and Aligoudarz areas on A) R1+R2 versus R3 diagram (after Manning, 1982) (R1+R2=(Ca+Na)+(Fe+Mg+Mn) and R3=Al+1.33Ti); B) Mg versus Fe diagram (after London and Manning, 1995); C) R2* versus R2 diagram (after London and Manning, 1995) (R2*=Fe+Mg+Mn+Al and R2=Al+1.33Ti+Si–12).
مقدار آلومینیم و مجموع آهن و منیزیم در تورمالینهای بررسیشده رابطة وارونه دارد (شکل 9-A) که نشاندهندة جانشینیهایی است که در آنها آلومینیم شرکت دارد. به گفتة دیگر، میتواند نشاندهندة وجود تورمالین آلومینیمدار و جایگاه تهی X باشد. رسم نمونههای تورمالین در نمودار Fe در برابر Al، یک برازش خطی وارونه را نشان میدهد و این آرایه بیشترین سازگاری را با جانشینی Fe3+Fe2+(MgAl)-1 دارد (شکل 9-B) که نشاندهندة درجة کم جانشینی و حضور تترائدر Al است. نمودار تغییرات Al در برابر X-vacancy نشاندهندة همبستگی مثبت میان آلومینیم و مقدار جایگاه تهی X در تورمالینهای بررسیشده است و با بردار تبادل عنصری Al(NaR)-1 همخوانی نشان میدهد. نمونههای با میزان آلومینیم بیشتر روی / نزدیک خط شورل - فوییتیت جای گرفتهاند (شکل 9-C).
شکل 9. تورمالینهای آستانه- الیگودرز در A) نمودار تغییرات آلومینیم در برابر مجموع آهن و منیزیم در (Trumbull and Chaussidon, 1999)؛ B) نمودار تغییرات Al کل در برابر Fe (بردارهای تبادل از Williamson et al., 2000)، C) نمودار تغییرات Al در برابر X-vacancy (Bacik et al., 2012))
Figure.9. Composition of Astaneh–Aligudarz tourmalines on A) Al versus Fe+Mg plot (after Trumbull and Chaussidon, 1999); B) Total Al versus Fe plot (exchange vectors from Williamson et al., 2000); C) Al versus X-site vacancy plot (after Bacik et al., 2012).
بحث و بررسی
تورمالینهای ماگمایی اصولاً در برابر تورمالینهای گرمابی شکلدارتر هستند و وجود این تورمالینها در سنگ میزبان نشانۀ روشنی از غنیبودن ماگمای مادر از بُر است (London and Manning, 1995). به باور این پژوهشگران، چنانچه همۀ شرایط لازم برای پیدایش تورمالین مانند پرآلومینبودن (1A/CNK>)، حضور wt%2Fe-Mg< و شرایط اسیدی (5/6PH<) فراهم باشد، اگر مذاب مورد نظر غنی از بُر باشد (wt%2B2O5~)، تورمالینهای ماگمایی شکلدار بدون منطقهبندی پدید میآیند. مقدار Al در تورمالینهای گرمابی از تورمالینهای ماگمایی کمتر است (London and Manning, 1995) و مقدار کاستی در جایگاه X در تورمالینهای گرمابی کمتر است (Trumbull and Chaussidon, 1999). هنگامیکه سیال غنی از بُر با سنگ میزبان واکنش میدهد تورمالینهای گرمابی پدید میآیند (Plimer, 1988).
بر پایة بررسیِ تغییرات FeO/FeO+MgO در برابر MgO در تورمالینها، چنانچه مقدار نسبت FeO/FeO+MgO در تورمالینها در بازة 1 تا 8/0 باشد نشاندهندة بستهبودن سیستم ماگمایی، جایگرفتن تورمالینها درون و در نزدیکی تودة گرانیتی و نبود دخالت شارههای خارجی در پیدایش تورمالینهاست. اگر این مقدار در بازة 8/0 تا 6/0 باشد آنگاه نشاندهندة تورمالینهایی است که در فاصلة نزدیک تا حد واسط در برابر تودههای گرانیتی جای گرفتهاند و نشاندهندة آنست که هم شارههای ماگمایی و هم شارههای گرمابی در پیدایش تورمالینها نقش داشتهاند و اگر مقدار FeO/FeO+MgO از 6/0 کمتر باشد نشاندهندة تورمالینهای با فاصلة دور از تودة آذرین درونی است و گواهی بر خاستگاه خارجی بُر و سیستم گرمابی بهشمار میرود. تورمالینهای ماگمایی، در برابر تورمالینهای گرمابی و گرمابی، مقدار Al بیشتر و کاستی در جایگاه X بیشتری دارند (مانند: Trumbull and Chaussidon, 1999; Zhao et al., 2022). بر پایة جایگیری نمونهها در نمودار یادشده، همة تورمالینهای منطقة آستانه و شماری از نمونه تورمالینهای الیگودرز در گسترة B (محیطی میان دو خاستگاه یادشده و پیدایش این تورمالینها هنگام آمیختگیِ سیال ماگمایی و گرمابی) و شماری از تورمالینهای الیگودرز (شمال الیگودرز) در گسترة C (تورمالینهای با فاصلة دور از تودة آذرین درونی) جای میگیرند (شکل 10).
نمودارهای سهتایی Fe-Mg-Al و Fe-Mg-Ca (شکلهای 11-A و 11-B) نشاندهندة تغییرات آهن و منیزیم در مقدارهای ثابت کلسیم و آلومینیم هستند. جایگیری نمونهها در بالای خط شورل – دراویت نشاندهندة مقادیر ناچیز Fe3+ در این تورمالین هاست (Henry and Guidotti, 1985). مقدار سیلیس در بیشتر نمونهها نزدیک به 6 اتم در فرمول ملکولی است. در نمونههای بررسیشده مقدار آلومینیم بالاست و همة آنها در جایگاه Z خود 6 اتم دارند.
بر پایة نمودار سهتایی Al50Fe-Al-Al50Mg (شکل 11-A)، تورمالینهای بررسیشده در محدودة سنگهای کوارتز- تورمالین- متاپسامیتهای همزیست با یک فاز اشباع از آلومینیم (برخاسته از سیالهای غنی از آلومینیم) جای میگیرند. تورمالین متاپلیتها متعلق به محلول جامد شورل- دراویت با مقدار کمی اویت- منگنزیواویت و فوییتیت- منگنزیوفوییتیت همراه هستند (Abu El- Enen and Okruch, 2007).
شکل 10. نمودار MgO در برابر FeO/FeO+MgO (Pirajno and Smithies, 1992) (محدودة A: تورمالینهای درون و نزدیک تودة گرانیتی و نشاندهندة بستهبودن سیستم ماگمایی و نبود دخالت شارههای خارجی در پیدایش تورمالینها؛ محدودة B: تورمالینهایی که در فاصلة نزدیک تا حد واسط تودة گرانیتی پدید آمدهاند و هم شارههای ماگمایی و هم شارههای گرمابی در پیدایش آنها نقش داشتهاند؛ محدودة C: تورمالینهایی با فاصلة دور از تودة گرانیتی که گویای خاستگاه خارجی بُر و وجود یک سیستم گرمابی هستند).
Figure 10. MgO versus FeO/(FeO + MgO) plot (after Pirajno and Smithies, 1992) (Field A: tourmalines formed within or near the granitoid pluton, indicating a closed magmatic system with no involvement of external fluids; Field B: tourmalines located at intermediate distances from the pluton, where both magmatic and hydrothermal fluids contributed to their formation; Field C: tourmalines far from the pluton, suggesting an external source and the influence of a hydrothermal system.
نمودارهای یادشده نشاندهندة پیدایش تورمالینها در متاپلیتها و متاپسامیتهاست. تهنشستهای ماسهسنگی – پلیتی سدیم، کلسیم، آهن، منیزیم و آلومینیم کافی دارند تا از راه واکنش شارههای غنی از بور با کانیهای درون این سنگها تورمالین را پدید آورند (Torres-Ruiz et al., 1996, 2003).
شکل 11. A) نمودار سهتایی Al50Fe-Al-Al50Mg (برگرفته از Henry and Guidotti,1985)) و جایگاه نمونههای بررسیشده روی آن (شمارههای در نمودار؛ 1- گرانیتوییدهای غنی از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 2- گرانیتوییدهای فقیر از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 3- سنگهای کوارتز- تورمالینی غنی از Fe3+ و گرانیتهای گرمابی دگرسان؛ 4- متاپلیتها و متاپسامیتهای همراه با یک فاز اشباع از Al؛ 5- متاپلیتها و متاپسامیتهای بدون فاز غنی از Al؛ 6- سنگهای کوارتز- تورمالینی غنی از Fe3+، سنگهای کالکسیلیکاته و متاپلیتها؛ 7- الترامافیکهای دگرگونشده با میزان Ca کم و متاسدیمنتهای غنی از Cr و V؛ 8- کربناتها و پیروکسینیتهای دگرگونشده)؛ B) نمودار سهتایی Ca-Fetot-Mg (برگرفته از Henry and Guidotti,1985)) (شمارههای در نمودار؛ 1- گرانیتوییدهای غنی از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 2- گرانیتوییدهای فقیر از Li و پگماتیت و آپلیتهای وابسته به آن؛ 3- متاپلیتهای غنی از Ca، متاپسامیتها و سنگهای آهکی سیلیکاتی؛ 4- متاپلیتهای فقیر از Ca، متاپسامیتها و سنگهای کوارتز- تورمالینی؛ 5- کربناتهای دگرگونشده؛ 6- الترامافیکهای دگرگونشده).
Figure 11. A) Triangular diagram of Al₅₀Fe–Al–Al₅₀Mg (after Henry and Guidotti,1985) showing the positions of the studied samples. Numbers on the diagram correspond to: 1. Li-rich granitoids and their associated pegmatites and aplites; 2. Li-poor granitoids and their associated pegmatites and aplites; 3. Fe³⁺-rich quartz–tourmaline rocks and hydrothermally altered granites; 4. Metapelites and metapsammites with an Al-saturated phase; 5. Metapelites and metapsammites without an Al-rich phase; 6. Fe³⁺-rich quartz–tourmaline rocks, calc-silicate rocks, and metapelites; 7. Metamorphosed ultramafics with low Ca and Cr–V-rich metasediments; 8. Carbonates and metamorphosed pyroxenites); B) Ca–Fetot–Mg ternary diagram (after Henry and Guidotti,1985) (Numbers on the diagram:1. Li-rich granitoids and their associated pegmatites and aplites; 2. Li-poor granitoids and their associated pegmatites and aplites; 3. Ca-rich metapelites, metapsammites, and calcareous silicate rocks; 4. Ca-poor metapelites, metapsammites, and quartz–tourmaline rocks; 5. Metamorphosed carbonates; 6. Metamorphosed ultramafics).
برداشت
تودۀ گرانیتوییدی آستانه و کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز در پهنة ساختاری سنندج-سیرجان در باختر ایران جای گرفتهاند. تودة گرانیتوییدی آستانه بازهای از سنگهای گرانیتوییدی شامل کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت را دربر میگیرد. عملکرد گرماییها به رخداد دگرسانیهای گوناگون انجامیده است که از میان آنها دگرسانیهای دیدهشده در منطقه میتوان دگرسانیهای فیلیک (گستردهترین)، پروپلیتیک، آرژیلیک حد واسط وسیلیسزایی را نام برد. کمپلکس گرانیتوییدی الیگودرز از کوارتز دیوریت تا گرانودیوریت و گرانیت تغییر ترکیب میدهد. گرانودیوریتها بیشترین واحد سازندة این کمپلکس هستند و بهدنبال آن کوارتز دیوریت و سپس گرانیتها هستند. کانیهای اصلی و فرعی این مجموعهها بیشتر شامل کوارتز، ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، بیوتیت، آمفیبول، تورمالین، آپاتیت، زیرکن و گارنت و نیز کانیهای ثانویه کلریت، اپیدوت و سریسیت است. بر پایة بررسیهای صحرایی و میکروسکوپی، تورمالینهای بررسیشده به چند گروه دستهبندی میشوند که شامل تورمالینهای گرهکی یا ندولار، تورمالینهای لایهای، تورمالینهای پراکنده، تورمالینهای پگماتیتی و تورمالینهای پینهای یا نامنظم هستند. تورمالینهای بررسیشده به انواع قلیایی تعلق دارند که این مسئله نشاندهندة بالابودن مقدار K+Na (در مقایسه با مقدار Ca) درون جایگاه X و مقدار کمبود جایگاه یادشده است. بر پایة بررسیهای زمینشیمیایی، تورمالینهای بررسیشده از نوع محلول جامد شورل- دراویت و منطقهبندی شیمیایی دارند و جانشینی Al در جایگاه Y نشان میدهند. بر پایة نمودار FeO/FeO+MgO در برابر MgO، همة تورمالینهای منطقة آستانه و شماری از نمونه تورمالینهای الیگودرز در گسترة B (تأثیر همزمان دو فرایند ماگمایی و گرمابی و دخالت آبهای جوی در مرحلة واپسین پیدایش آنها) و شماری از تورمالینهای الیگودرز (شمال الیگودرز) در گسترة C (تورمالینهای با فاصلة دور از تودة آذرین درونی) جای میگیرند. بر پایة نمودارهای Fe-Mg-Al و Fe-Mg-Ca خاستگاه بٌر (عنصر اصلی سازندة تورمالین) را میتوان متاپلیت و متاپسامیتها دانست. از آنجاییکه ماسهسنگ و متاپلیت از سنگهای با گسترش بسیار در مناطق بررسیشده هستند. ازاینرو، آلایش و میانبار آنها در تودة گرانیتوییدی و ازاینرو، افزودهشدن عنصرهای گوناگونی مانند بُر، فلور، آلومینیم، منیزیم، آهن از سنگهای یادشده و برخی دیگر از عنصرها به مقدار کمتر، ماگما را در پیدایش تورمالین در منطقة بررسیشده یاری کرده است. بر پایة بررسیهای انجامشده (سنگنگاری و زمینشیمیایی)، خاستگاه پیدایش تورمالینها یک سیستم ماگمایی باز با سنگهای دیواره پرآلومین همراه با واکنشهای بین شارهای غنی از بٌر درون این سنگها دانسته میشود.
[1] Pull-apart texture
[2] Overgrowth
[3] Supercooling
[4] Nodular
[5] Layered
[6] Disseminated
[7] Pegmatitic
[8] Patchy
[9] X-site vacancy
[10] Schorl
[11] Dravite
[12] Uvite
[13] Alkali deficient
[14] deprotonation
)