مطالعه کانه‌زایی با استفاده از شواهد دگرسانی گرمابی و مطالعات میانبارهای سیال در کانسنگ‌های آهن قطروییه، شمال‌شرق نیریز، زون سنندج- سیرجان

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

بخش علوم زمین، دانشکده علوم، دانشگاه شیراز، شیراز، ایران

چکیده

مطالعات صحرایی، کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی در منطقه قطروییه، نشان‌دهندة دو مرحله جداگانه دگرسانی گرمابی همراه کانه‌زایی آهن با برتری کانی مگنتیت است. حضور بافت‌های جانشینی گسترده در سنگ‌های واکنش‌پذیر کربناته دگرگون‌شده به‌عنوان میزبان کانسنگ‌ها، مرز تدریجى بین کانسنگ آهن و سنگ میزبان، شواهد دگرسانی Na-Ca و توالی پاراژنزی پاراگونیت + سیدریت + تیتانیت + تورمالین ± ترمولیت ± پیریت ± کالکوپیریت همراه با مگنتیت، نشان می‌دهند که بخشی از فرآیند کانه‌زایی عمقی به‌صورت دیرزاد و در امتداد مرز لایه‌بندی، همزمان با دگرسانی و بر اثر عملکرد سیال گرمابی اسیدی با شوری بالا صورت گرفته است. بخش دوم کانه‌زایی آهن با دگرسانی سریسیتی-پروپلیتی مشخص و با بافت و ساخت رگه‌ای-رگچه‌ای، جانشینی هماتیت به‌جای مگنتیت و توالی پاراژنزی سریسیت + کوارتز + اپیدوت + کلریت ± مگنتیت همراه بوده است. مطالعه عناصر گروه REE سنگ میزبان نشان‌دهندة حمل آنها همراه با عناصر گروه LILE طی دگرسانی و برعکس، غنی‌شدگی عناصر گروه HFSE است. مطالعه میانبارهای سیال در کوارتزهای کانسنگ مگنتیت نشان می‌دهند که این دسته از کانسنگ‌ها از سیالات گرمابی سرشار از NaCl-MgCl2-CaCl2-H2O-CO2 با درجه حرارت بین 180 تا 435 درجه سانتی‌گراد و با شوری 5/3 تا 15درصد وزنی معادل NaCl در فشارهای کمتر از 280 بار تشکیل شده‌اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineralization study on iron ores from Qatruyeh area, northeast Neyriz, Sanandaj-Sirjan zone using hydrothermal alteration evidences and fluid inclusion studies

نویسندگان [English]

  • Mohammad Ali Rajabzadeh
  • Sina Asadi
شیراز- چهار راه ادبیات- دانشکده علوم-بخش علوم زمین
چکیده [English]

Field, mineralogical and geochemical investigations indicate that Qatruyeh area, northeast Neyriz, has experienced two different stages of metasomatic-hydrothermal alterations with dominance of magnetite mineralization. Replacement textures and mineral assemblages in host rock reveal that the mineralization and hydrothermal alteration occurred in two stages. The first stage of alteration includes of Na-Ca alteration accompanying magnetite ores with mineral paragenesis of Paragonite + Siderite + Titanite + Tourmaline ± Tremolite ± Pyrite ± Chalcopyrite. Na-Ca alteration related to epigenetic ore mineralization tends to be developed in deeper levels along bedding. The second stage indicates a sericitic-propylitic alteration which occurred with widespread veins and veinlets of hematite. Mineral paragenesis consists of sericite + quartz + epidote + chlorite ± magnetite. Analytical data on metacarbonate host rock show that LILEs and REEs were depleted whereas HFSEs were enriched during the alterations. Data from fluid inclusions suggest that low grade magnetite ores were deposited at temperatures between 180 and 435oC and pressures

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mineralization
  • Iron
  • Hydrothermal
  • Fluid inclusion
  • Qatruyeh

مقدمه

بر اساس پیشینه زمین دینامیکی زون سنندج- سیرجان (Alavi, 2007) در زمان نئوپروتروزوئیک تا دونین یک حوضة سکویی حاشیه قاره‌ای و کششی بوده که با رخداد نازک‌شدگی پوسته در پالئوزوئیک پایینی همراه بوده است (Rachidnejad-Omran et al., 2002). از اواخر پالئوزوئیک بالایی تا تریاس میانی زون سنندج- سیرجان با پدیده کافت‌شدگی و نهشت کربنات‌ها، گدازه‌های بالشی و برش‌های هم‌زمان با رسوب گذاری مواجه شده که نشان‌دهندة رژیم تکتونیکی کششی و جدایش بلوک ایران مرکزی از گندوانا و گسترش بستر اقیانوس نئوتتیس است (Berberian and King, 1981; Sheikholeslami, 2002). پس از این زمان با تغییر رژیم تکتونیکی منطقه و با شروع فرورانش دست کم دو مرحله دگرگونی همزمان با فرورانش و ایجاد کمربندهای مزدوج و دگرگونی کوهزایی ناشی از برخورد دو قاره در منطقه اتفاق افتاده است که به‌صورت گسترش رخساره سنگ‌های دگرگونی فشار بالا-دما پایین (کیانیت شیست) در نزدیکی راندگی اصلی زاگرس و تغییر محیط فشارشی به کششی به‌سمت کمربند ارومیه- دختر و گسترش رخساره‌های دگرگونی دما بالا-فشار پایین با تزریق باتولیت بزرگ گرانیت-گنیس چاه دزدان مشخص می‌گردد (Sarkarinejad et al., 2008).

اندیس‌های آهن قطروییه در لبة شرقی این زون و در 40 کیلومتری شمال‌شرقی شهرستان نیریز و در محدوده استان‌های فارس و کرمان، در طول‌های جغرافیایی'50 o 54 -' 30 o 54 شرقی و عرض‌های جغرافیایی' 20 o 29- '12 o 29 شمالیواقع شده‌اند.

مهم‌ترین راه دسترسی به منطقه مورد مطالعه مسیر جاده اصلی نیریز- قطروییه- سیرجان است. منطقه نیریز از دیدگاه ساختاری در دو زون متفاوت قرار می‌گیرد. بخش‌های غربی و جنوب غربی در زون زاگرس خرد شده (بخش مشکان) و بخش‌های شمالی و شمال‌شرقی که عمدتاً در زون سنندج- سیرجان (بخش پشت‌کوه) قرار دارند.

تمامی اندیس‌های آهن قطروییه در بخش پشتکوه متمرکز شده‌اند. ذخایر احتمالی هرکدام از این اندیس‌ها بین 50 تا 1500 تن برآورد می‌گردد. این تحقیق، در محدوده قطروییه به‌منظور دستیابی به الگوی ایجاد مجموعه‌های دگرسانی، همراه با کانه‌زایی آهن و تحرک یا عدم تحرک عناصر مختلف در سنگ میزبان با استفاده از مطالعات صحرایی کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی صورت گرفته است

 

زمین شناسی منطقه قطروییه

زون برشی دگرگونی سنندج- سیرجان، بخشی از کمربند چین‌خوردگی-روراندگی زاگرس در ایران به‌شمار می‌رود (Alavi, 2007; Sarkarinejad et al., 2008). رخنمون‌های محدودی از سنگ‌های الترامافیک سرپانتینی، گابرو و مرمر به‌عنوان قدیمی‌ترین مجموعه سنگی منطقه با سن پروتروزوئیک پسین- پالئوزوئیک پیشین در منطقه قطروییه مشاهده می‌شوند.

بهترین رخنمون این مجموعه در منطقه چاه پازن به‌صورت نوار به پهنای 600 تا 700 متر و در طول 5 کیلومتر مشاهده می‌گردد. از دیدگاه سبزه‎یی (منتشر نشده)، این واحد سنگی کهن‌ترین مجموعة سنگی زون سنندج-سیرجان است که از تفریق ماگماهایی با گرایش کوماتیئیتی به‌وجود آمده‌اند. واحد‌های سنگی پالئوزوئیک پیشین، شامل تناوبی از مرمرهای کلسیتی، میکا شیست، کوارتزیت، شیست سبز، آمفیبولیت، گنیس، شیست سیاه و چرت‌های سیاه است. وجود فسیل آکریتارک و آثار زیستوران کامبرین بالایی، نشانه سن این واحد در این برهه زمانی است. از نظر سنی این واحد معادل سازند میلا بوده و در سطح ورقه قطروییه برتری مطلق دارد (Eshraghi et al., 1999).

بر اساس بررسی‌های صحرایی، مرمرهای کلسیتی-دولومیتی و شیست‌های سبز پالئوزوئیک پیشین، میزبان اصلی اندیس‌های آهن معرفی می‌گردند (شکل 1). شیست‌های سبز با بلورهای ریز تا درشت مگنتیت (از زیر 1 میلیمتر تا 5 میلیمتر) بر روی مرمرهای کلسیتی-دولومیتی رورانده شده‌اند. مرمرهای این واحد تماماً دارای بافت گرانوبلاستیک هستند. واحد‌های سنگی پالئوزوئیک پسین عموماً از مرمرهای دولومیتی-کلسیتی، کالک‌شیست، میکا شیست، شیست سبز، گنیس، اسلیت و فیلیت تیره‌رنگ تشکیل شده‌اند. اسلیت‌ها و فیلیت‌های این واحد بسیار تیره رنگ بوده که بیانگر وفور مواد آلی در آنها است.

واحد‌های سنگی تریاس میانی- پسین، پس از پشت سر گذاشتن یک دوره وقفه چینه‌شناختی به‌صورت دگرشیب بر روی واحدهای قبلی قرار گرفته‌اند. این واحدهای سنگی عمدتاً از گدازه‌های بالشی و شیشه‌های بازالتی تشکیل شده‌اند. وجود گدازه‌های بالشی در ورقه قطروییه نشان‌دهندة ماگماتیسم در یک محیط عمیق دریایی است.

از ژوراسیک تا کرتاسه 2500 متر رسوبات فلیش‌گونه، شامل: کنگلومرا، شیست و فیلیت منطقه را پوشانیده‌اند. وجود قلوه‌های مگنتیت در کنگلومرای ژوراسیک بیانگر رخداد بخشی از کانه‌زایی آهن پیش از این زمان است. همة واحدهای نامبرده در طول سنوزوئیک به‌وسیله کنگلومراهای درشت‌دانه سخت‌نشده تا ریز دانه، مارن‌ها، سیلت‌ها و مارن‌های گچ‌دار و پادگانه‌های آبرفتی جدید و قدیم پوشیده شـده‌اند (شکل 2).

 

روش انجام پژوهش

الف) کانی شناسی کانسنگ آهن و سنگ میزبان

به منظور بررسی کانی شناسی کانسنگ آهن و سنگ میزبان آن 45 مقطع صیقلی، 15 مقطع نازک و 27 مقطع نازک صیقلی از نمونه‌های شاخص تهیه و به روش میکروسکوپی و تعداد 10 نمونه نیز به‌روش اشعه‌ ایکس انکساری مطالعه شدند. براساس این مطالعات، چهار گروه کانی‌های اکسیدی، سیلیکاتی، سولفیدی و کربناتی به‌شرح ذیل تشخیص داده شدند:

1) گروه اکسیدی: مگنتیت به‌صورت‌های لایه‌ای، توده‌ای و افشان، کانی اصلی گروه اکسیدی بوده که بر اثر اکسایش به مارتیت، مگهمیت، اسپکیولاریت، گوئتیت و لیمونیت تبدیل شده است (شکل 3- الف تا 3- ج). برون‌رست ایلمنیت به‌صورت تیغه‌های صورتی رنگ از داخل مگنتیت‌ها (شکل 3- د) نشان‌دهندة غنی‌بودن مگنتیت از تیتانیم است.

بافت‌های جانشینی در سنگ میزبان، مهم‌ترین گروه بافت‌های مشاهده‌شده کانی‌های گروه اکسیدی به‌ویژه مگنتیت هستند.این بافت‌ها به‌صورت مرزهای شکستگی غیرقابل جورشدن (شکل 4- الف)، پهن‌شدگی رگه‌ها (شکل 4- ب)، رشد تداخلی نامنظم (شکل 4- ج)، جزایر جانشین‌نشده مقاوم (شکل 4- د)، بافت خوردگی (شکل 4- ه) و جانشینی در سطوح رخ‌ها (شکل 4- و) در مقاطع میکروسکوپی مشاهده گردیدند.

2) گروه سیلیکاتی: تورمالین (شورل- دراویت) (شکل 5- الف)، اکتینولیت (شکل 5- ب) و تیتانیت، مهم‌ترین سیلیکات‌های همراه با مگنتیت هستند. اپیدوت، کلریت (شکل5 - ج)، موسکوویت، تالک و کوارتز از دیگر سیلیکات‌های فراوان همراه با هماتیت هستند.

همچنین میکای سدیم‌دار (پاراگونیت) که با موسکوویت هم‌ساختمان است، با روش پراش پرتو ایکس شناسایی گردید.

3) گروه کربناتی: سیدریت و مالاکیت (با بافت گل‌کلمی) مهم‌ترین کانی‌های این گروه بوده که در بخش‌های سطحی همراه با مارتیت و گوئتیت مشاهده می‌شوند.

 

 

 

 

شکل 1- ستون چینه‌شناسی منطقه قطروییه.

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی منطقه قطروییه.

 

 


4) گروه سولفیدی: کانی‌های سولفیدی به‌طور جزیی همراه با مگنتیت و بیشتر به‌صورت ثانویه جانشین آنها شده‌اند. پیریت عمده‌ترین کانی سولفیدی است که جزایری از مگنتیت را در خود جای داده و با کالکوپیریت به‌مقدار جزیی همراه است (شکل 5- د).

 

ب) دگرسانی و کانه‌زایی آهن

کانه‌زایی آهن به‌صورت عدسی، توده‌ای تا لایه‌ای در مرز لایه‌بندی سنگ میزبان کربناته و با تبعیت از مسیر شکستگی‌ها و گسل‌های منطقه انجام شده است. این کانه‌زایی با نهشته‌شدن مگنتیت در عمق همراه با دگرسانی سدیمی-کلسیمی و با تشکیل هماتیت در سطوح کم‌عمق همراه با دگرسانی سریسیتی- سیلیسی است. با توجه به این‌که کانسنگ آهن در مرمرهای کلسیتی-دولومیتی نسبت به شیست‌های سبز بیشتر جایگزین شده‌اند، نهشت آهن فرآیندی گزینشی بوده، نشان می‌دهد که به‌وسیله فرآیندهای شیمیایی کنترل شده است. همچنین، عدم‌حضور کانی‌های اسکارن پیش از نهشت کانسنگ و اینکه تمامی اندیس‌های معدنی دارای تناژ پایین و عیار بالا هستند، نشان‌دهندة منشأ دیرزاد کانه‌زایی آهن در منطقه قطروییه هستند. در تمامی نقاط جهان اهمیت اقتصادی این کانسارها به‌عنوان منابع جهانی آهن، بمراتب بسیار کم‌تر از سازندهای نواری آهن است.

آهن می‌تواند توسط سیالات گرمابی از کانی‌های حاوی آهن شسته و سپس در محیط‌های مناسب نهشته گردد. این دسته از کانسارها می‌توانند مستقیماً با یک توده نفوذی در ارتباط باشند و یا از یک منبع ماگمایی در پوسته زیرین بدون رخنمون سطحی تغذیه گردند (Guilbert and Park, 1997).

همچنین بر اساس مطالعات صورت‌گرفته در محیط‌هایی که تحت تأثیر فرآیندهای دگرگونی قرار گرفته‌اند، سیالات غیرماگمایی ناشی از پدیده دگرگونی نیز می‌توانند سبب کانه‌زایی آهن از عمق تا سطح گردند (Williams et al., 2005). کانه‌زایی در عمق با ظهور مگنتیت ± پیریت ± کالکوپیریت ± هماتیت و معمولاً با برتری دگرسانی سدیمی همراه است که بر اساس نوع سنگ میزبان، کانی‌های دگرسانی متفاوت خواهند بود (Hitzman et al., 1992).

در سنگ‌های میزبان فلسیک تا حدواسط ظهور کانی‌هایی، مثل: آلبیت، اسکاپولیت، پیروکسن‌های سدیمی و آمفیبول‌های سدیمی، نشانه این نوع از دگرسانی است. در منطقه قطروییه نیز بر اساس شواهد ساختاری گسترده و رژیم‌های تکتونیکی متفاوت معرفی شده توسط (Sarkarinejad et al. 2008) سنگ میزبان و کانسنگ آهن چندین بار تحت‌تأثیر دگرگونی واقع شده‌اند. بنابراین، تشخیص نوع دگرسانی با مشکل همراه است.

نتایج پراش پرتو ایکس و مطالعات میکروسکوپی گسترده در این تحقیق نشان می‌دهند که کانه.زایی مگنتیت با دگرسانی سدیمی-کلسیمی همراه بوده است. همچنین، تأثیر دو مرحله متفاوت دگرسانی همراه با کانه زایی آهن در منطقه قابل تفکیک بوده و چنین نتایجی در مناطق دیگری که تحت تأثیر پدیدة دگرگونی ناحیه‌ای واقع می‌شوند نیز قبلاً گزارش گردیده‌اند (Hitzman, 2000).

 

 

 

 

 

 

شکل 3- انواع بافت‌های کانسنگ‌های مگنتیت. الف) مگنتیت Mt با بافت نواری (لایه‌ای) در بین دولومیت-کلسیت Dol-Cal، ب) مگنتیت توده‌ای با بافت گرانولار (دانه‌ای)، ج) مگنتیت با بافت پراکنده (افشان) و د) بافت برون‌رستی تیغه‌های ایلیمنیت llm در مگنتیت توده‌ای.

 

 

شکل 4- بافت‌های جانشینی در سنگ میزبان. الف) مرزهای شکستگی غیرقابل جورشدن (نامتقارن)، ب) پهن‌شدن رگه‌ها در محل شکستگی‌ها، ج) رشد تداخلی نامنظم و کرم‌مانند، د) جزیره‌های جانشین‌نشدة مقاوم کوارتز Qz در زمینه مگنتیت، ﻫ) سطوح مقعر در داخل سنگ میزبان (بافت خوردگی) و جزایر بازماندی دولومیت-کلسیت، و) جانشینی در امتداد سطوح رخ‌های رومبوئدری دولومیت-کلسیت.

 

شکل 5- سیلیکات‌ها و سولفیدهای همراه با اکسیدهای آهن. الف) پاراژنز مگنتیت-کوارتز-تورمالین(Tur)، ب) کانه‌زایی مگنتیت همراه با اکتینولی،؛ ج) کلریت (Chl)- اپیدوت(Epi) همراه با کانه‌زایی هماتیت، د) فازهای تأخیری پیریت-کالکوپیریت در مگنتیت.

 

 

مرحله نخست دگرسانی با دگرسانی نوع Na-Ca و توالی پاراژنزی مگنتیت + پاراگونیت + سیدریت + تیتانیت + تورمالین ± ترمولیت + اکتینولیت ± پیریت ± کالکوپیریت همراه است. کانی پاراگونیت از نظر Rusinov و همکاران (2008) در مناطقی که تحت‌تأثیر دگرگونی ناحیه‌ای و دگرسانی سیالات مرتبط واقع شده‌اند، ایجاد می‌شود. سیدریت فقط همراه با مگنتیت در متاکربنات‌های دگرسان‌شده مشاهده می‌گردد و در نمونه‌های مشابه دگرسان‌نشده دیده نمی‌شود. همراهی سیدریت با مگنتیت نشانه رخساره‌های بالاتر از شیست سبز و در حد آمفیبولیت است.

در نمونه‌های منطقه قطروییه، تورمالین به‌عنوان یک کانی دگرسانی به‌صورت تیغه‌ای تا شعاعی، با رنگ قهوه‌ای و هم‌رشدی با کوارتز دیده می‌شود. تورمالین به‌عنوان یک کانی دگرسانی در مناطق فرورانش و در رژیم‌های ترافشارشی دگرگونی تحت‌تأثیر ذوب صفحه فرورنده که با ایجاد سیالات سرشار از عنصر B همراه است، گزارش شده است (Marschall et al., 2006). کانی ترمولیت نیز به‌عنوان یک کانی سیلیکاته همراه با مگنتیت و به‌صورت بلورهای رشته‌ای در نمونه‌ها دیده می‌شود. همچنین، کانی‌های سولفیدی به‌مقدار جزیی همراه با مگنتیت در بعضی از نمونه‌ها مشاهده می‌گردد. مشاهدات بافتی در زیر میکروسکوپ نشان می‌دهند که کانی‌های سیلیکاتی نظیر تیتانیت، تورمالین و ترمولیت پس از کانه‌زایی مگنتیت تشکیل شده‌اند. به‌نظر می‌رسد که سیالات سازنده مگنتیت پس از تفکیک اولیه سبب کانی‌سازی سیلیکاتی شده‌اند. از نظر Lottermoser (1992) این شرایط در سیستم‌هایی به‌وجود می‌آید که نسبت واکنش‌پذیری سیال به سنگ بسیار پایین، شرایط کاهشی حاکم و همچنین لیگاندهای کلریدی در سیال گرمابی فراوان باشند. در این شرایط عناصر کمیاب خاکی (REEها) در سنگ میزبان بسیار پویا‌شده، در پیامد آن دگرسانی سدیمی-پتاسیمی ایجاد می‌شود (Cathelineau, 1987; Schneider et al., 1988; Lottermoser, 1992).

با پیشروی سیالات گرمابی به سطوح کم عمق‌تر پوسته و اختلاط آنها با آبهای جوی و افزایش نسبت واکنش‌پذیری سیال به سنگ، کاهش درجه حرارت، افزایش pH و کاهش تحرک عناصر گروه REEها در سیال صورت می‌گیرد و در این موقعیت، با افزایش میزان اکسیداسیون محیط و افزایش pH سیال، شرایط تشکیل هماتیت فراهم می گردد و در نتیجه، مرحله دوم کانه‌زایی که با دگرسانی سریسیتی- پروپلیتی مشخص می‌شود با کانه‌زایی گسترده هماتیت همراه است. در این نوع دگرسانی سیلیسی‌شدن، کلریتی‌شدن، سریسیتی‌شدن و اپیدوتی‌شدن بسیار گسترده بوده، توالی پاراژنزی، شامل: مجموعه هماتیت+ سریسیت+ کوارتز+اپیدوت+ کلریت± مگنتیت می‌شود.

از نظر Hitzman (2000) این گروه از انواع کانه زایی‌های آهن وابسته به مناطق کششی در طول یک حاشیه قاره‌ای مرتبط با فرورانش بوده، دگرسانی‌های وابسته به کانه‌زایی مگنتیت از عمق با دگرسانی سدیمی یا سدیمی-کلسیمی شروع و به‌سمت بالا به مجموعه دگرسانی‌های پتاسیمی-سریسیتی- سیلیسی همراه با کانه‌زایی هماتیت بر اساس درجه برخورد یا واکنش با آبهای جوی یا تغییرات سیال در زمان صعود ختم می‌گردد.

با توجه به این‌که منطقه مورد مطالعه در حاشیه یک زون فرورانش قرار گرفته است، رخداد این نوع کانه‌زایی به‌همراه دگرسانی‌های مرتبط، به احتمال زیاد بر اثر گرمای زیاد حاصل از پدیده فرورانش که با تغییر شکل‌های فشارشی و میلونیتی‌شدن همراه است، در طول حواشی قاره‌ای ایجاد شده است. این وضعیت در بازدیدهای صحرایی در منطقه قطروییه مشاهده می‌شود. تکرار پدیده میلونیتی‌شدن سبب باز و بسته‌شدن سیستم‌های شکستگی می‌گردد و در نتیجه، مسیرهای لازم برای چرخـش سیالات گرمابی فراهم می‌آید (Chao et al., 1992; Chao et al., 1997).

سیالات با منشأ پوسته فرورونده اقیانوسی، ضمن عبور از سطوح عمیق پوسته و واحدهای مافیک- الترامافیک موجب آب‌شویی آهن و غنی‌شدن از این عنصر شده، سپس در مسیر بازگشت صعودی در تماس با سنگ‌های کربناته واکنش پذیر، آهن خود را به‌صورت ترکیبات اکسیدی بر جای می‌گذارند (Hemley and Hunt, 1992). کانسنگ‌های آهن قطروییه محصول این فرآیند هستند. توالی پاراژنزی در منطقه مورد مطالعه بر اساس داده‌های کانی شناختی مجموعه کانسنگ و هاله‌های دگرسانی مرتبط در شکل 6 آورده شده است.

 

 

شکل 6- توالی پاراژنزی منطقه قطروییه.

 

زمین‌شیمی سنگ میزبان

در این گونه مطالعات، نمودارهای غنی‌شدگی- تهی‌شدگی عناصر به‌منزله روشی برای نمایش تحرک عناصر در زون‌های دگرسانی همراه با کانه‌زایی گرمابی استفاده شده است (Rollinson, 1993). بر این اساس تحرک عناصر در سنگ‌های دگرسان‌شده و دگرسان‌نشده میزبان در منطقه قطروییه مطالعه و ارزیابی شده‌اند. تجزیه عناصر اصلی و فرعی در نمونه‌های سنگ میزبان به‌روش طیف‌سنجی جذب‌اتمی (AAS) در بخش علوم زمین دانشگاه شیراز و تجزیه عناصر کمیاب خاکی به‌روش طیف‌سنجی جرمی پلاسمای جفت‌شده القایی (ICP-MS) در آزمایشگاه ALS-Chemex کانادا انجام شد. نتایج شیمیایی در جدول 1 ارائه شده‌اند که نشان‌دهندة فقیرشدگی سنگ میزبان نزدیک به توده معدنی از عناصر سنگ‌دوست با یون بزرگ LILE نظیر عناصر Pb و Sr و در مقابل غنی‌شدگی از عناصر واسطه نظیر Zn،Co،Cr، Ni و Cu در ضمن دگرسانی است.

 

 

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی سنگ میزبان کربناته دگرگون‌شده قطروییه (نمونه‌های FM1 تا FM5: سنگ میزبان دگرسان‌نشده و نمونه‌های AM1 تا AM11: سنگ میزبان دگرسان‌شده)، عناصر اصلی بر اساس درصد وزنی (wt %) و عناصر جزیی بر اساس گرم در تن (ppm) اندازه‌گیری شده‌اند. n.d. مقادیر کم‌تر از حد تشخیص دستگاه هستند.

 

 

 

همچنین، عناصر Ca و Mg کاهش و عناصر قلیایی Na-K و Fe افزایش نشان می‌دهند ( شکل 7-الف). کاهش عناصر Ca و Mg نشان‌دهندة جانشینی Fe به‌جای این عناصر در ساختمان دولومیت و بالا بودن میزان عناصر قلیایی در سنگ میزبان نشان‌دهندة دخالت سیالات نسبتاً شور کانه‌زا در طی دگرسانی و ضمن فرآیند کانه‌زایی است. همچنین، با مقایسه و تفکیک نمونه‌های میزبان اطراف نوارهای مگنتیت و هماتیت مشخص می‌گردد که نمونه‌های برداشت‌شده از اطراف کانسنگ‌های مگنتیت نسبت‌به کانسنگ‌های هماتیت از Na2O، Pb، Co، Ni و Cu غنی شده‌اند و در مقابل نمونه‌های برداشت‌شده از اطراف کانسنگ هماتیت، نسبت‌به کانسنگ مگنتیت از Al2O3،K2O، MgO، Cr و Zn غنی شده‌اند (شکل 7-ب).

 

 

 

شکل 7- نمودارهای مقایسه‌ای غنی‌شدگی – تهی‌شدگی در سنگ میزبان. الف) تهی‌شدگی نسبی عناصر Ca و Mg و غنی‌شدگی عناصر قلیایی و Fe در دو نمونه از سنگ‌های دگرسان‌شده (Altered) نسبت به دگرسان‌نشده (Unaltered)؛ ب) غنی‌شدگی Na2O، Pb، Co، Ni و Cu در سنگ میزبان مگنتیت (Mt. Marble) نسبت به سنگ میزبان دربرگیرنده هماتیت (Hem. Marble).

 

 

غنی‌شدگی عناصر کالکوفیل Ni، Co و Cu در سنگ‌های دگرسان‌شده در اطراف مگنتیت‌ها نشان‌دهندة ته‌نشست این عناصر در کانی‌های سولفیدی همراه با کانه‌زایی مگنتیت است.

همچنین، افزایش میزان Na2O طبق شواهد دگرسانی سدیمی در سنگ میزبان مجاور با کانه‌زایی مگنتیت مطابقت دارد. افزایش محتوای K2O+Al2O3 در سنگ‌های دگرسان‌شده در اطراف هماتیت‌ها با ظهور موسکوویت مشخص می‌شود که در نمونه‌های مورد مطالعه ثبت شده است. با افزایش محتوای K2O+Al2O3، میزان Ti، Cr، V، Ba و Rb نیز افزایش می‌یابد (شکل 8).

از نظر Rusinov و همکاران (2008) عناصری مانند Ba، V، Cr و Rb در ساختمان فیلوسیلیکات‌هایی نظیر موسکوویت در نمونه‌های گرمابی تجمع می‌یابند.

در نمونه‌های فاقد موسکوویت قطروییه روند تغییرات K2O+Al2O3 در برابر Cr، V، Ba و Rb منفی است. عناصر کمیاب خاکی (REEها) و عناصر جزیی با قدرت میدان بالا (HFSE) به‌طور کلی به‌عنوان عناصر غیرحساس در طی فرآیندهای دگرسانی محسوب می‌گردند (Zhiwei et al., 2004). بررسی مقدار پویایی یا عدم‌پویایی این عناصر در سنگ میزبان کانسنگ‌های مختلف به‌میزان زیادی در جهت دست‌یابی به اطلاعاتی درباره فرآیندهای تشکیل کانسنگ‌ها استفاده شده است (Wood et al., 1994; Zhiwei et al., 2004).

 

 

شکل 8- نمودار Al+K+Ti در مقابل Cr+V+Ba+Rb از نمونه‌های دگرسان‌شده و دگرسان‌نشده میزبان کانسگ‌های آهن قطروئیه (بر اساس Rusinov et al., 2008).

 

بر این اساس و با داده‌های حاصل از نتایج شیمیایی نمونه‌های منطقه مورد مطالعه به‌صورت انتخابی نمودارهای دوتایی Zr در مقابل عناصر گروه HFSE Ta)، Th، Sc، Hf، Ni و (V و نیز Zr در مقابل عناصر گروه REEs (La، Ce، Sm، Eu و Yb) رسم شده‌اند که نشان‌دهندة ارتباطی قوی بین عناصر گروه HFSE در سنگ میزبان هستند (شکل 9-الف و 9-ب).

 

 

شکل 9- نمودارهای دوتایی رفتار عناصر جزئی در مقابل عنصر نامتحرک Zr. الف، ب) همبستگی مثبت عناصر گروه HFSE، د و ج) همبستگی نسبتاً مثبت عناصر گروه کمیاب خاکی (REE)، ه، و) همبستگی منفی عناصر گروه LILE.

 

عناصر گروه REEها نیز رفتاری مشابه عناصر گروه HFSE از خود نشان می‌دهند (شکل 9 ج و د)؛ با این تفاوت که انحراف از مبدأ این عناصر تحرک بیشتری را نسبت به عناصر گروه HFSE در طی دگرسانی نشان می‌دهند. رفتار عناصر LILE در طی دگرسانی کاملاً متفاوت و حاکی از تهی‌شدگی است (شکل 9-ه و 9-و).

بنابر عقیده Bierlein و همکاران (1999) سیالات گرمابی عامل دگرسانی در محیط‌های دگرگونی می‌توانند حاصل بخارزدایی و آب‌زدایی سنگ‌های دگرگونی، منشأ جوی و یا مخلوطی از این دو آب باشند. با پیشرفت دگرگونی، در چنین سیالاتی قدرت جابه‌جایی عناصر بیشتر می‌شود و در درجات پایین دگرگونی عناصر اصلی و عناصر گروه LILE را به‌راحتی جابه‌جا و در مراحل پیشرفته‌تر عناصر واسطه و عناصر گروه HFSE را جابه‌جا می‌کنند (Fan et al., 2000; Zhiwei et al., 2004).

در منطقه مورد مطالعه نیز با توجه به‌ظهور دگرگونی تا مرحله رخساره شیست سبز، عناصر اصلی، عناصر گروه LILE و بخشی از عناصر گروه REE به‌راحتی جابه‌جا شده‌اند. این شرایط نشان می‌دهد که دگرگونی چندان پیشرفت نکرده است تا بتواند عناصر گروه HFSE را از محیط خارج نماید.

مطالعاتSheikholeslami و همکاران (2008) نیز تأییدکننده پیشرفت دگرگونی تا حد رخساره شیست‌سبز تا آمفیبولیت زیرین در منطقه نیریز است. همچنین، الگوی عناصر گروه REE بهنجارشده به‌وسیله سنگ رسوبی میانگین پس از آرکئن استرالیا (PAAS) نشان می‌دهد که عناصر LREE در طی دگرسانی سنگ میزبان نسبت به عناصر HREE بیشتر فقیر شده‌اند (شکل 10).

 

 

شکل 10- الگوی پراکندگی عناصر گروه کمیاب خاکی (REE) مرمرهای بهنجار شده با سنگ رسوبی میانگین پس آرکئن استرالیا (PAAS).

 

این موضوع نشان می‌دهد که عناصر کمیاب خاکی در ضمن دگرسانی دچار تفریق‌شده و عناصر گروه LREE با توجه به ناسازگاری بیشتر و ضریب توزیع کم‌تر در ساختمان کلسیت و دولومیت نسبت به عناصر گروه HREE از محیط خارج شده‌اند.

بر اساس نظرRusinov و همکاران (2008) مرمرهای متأثر شده از سیالات دگرگونی، ماگمایی یا اختلاط هر دو، دچار تهی‌شدگی از عناصر LREE می‌گردند. از نظر ایشان، جذب‌سطحی توسط کانی‌های محیط و نوع لیگاندهای موجود در سیال، در حمل این عناصر مؤثر هستند. همچنین لیگاندهای کلریدی حمل‌کننده بهتری برای عناصر LREE نیز هستند. از طرف دیگر، تفاوت شعاع بین Ca+2، Mg+2، Fe+2 و REE+3 سبب خروج LREE از ساختمان کلسیت و دولومیت می‌گردد (Zhiwei, 2004). ناهنجاری مثبت Eu می‌تواند نشان‌دهندة حضور Eu+2 و تأثیر سیالات گرمابی احیایی دگرسان‌کننده بر روی سنگ میزبان باشد، در حالی که ناهنجاری منفی Ce می‌تواند نشانه تأثیر شرایط اکسایشی بعدی بر روی سنگ میزبان باشد.

 

مطالعات میانبارهای سیال

هدف اصلی از مطالعات میکروسکوپی و ریز دما‌سنجی میانبارهای سیال، بازسازی ویژگی‌های PTVX تشکیل بلور و کانه‌زایی است. برای این مطالعات از نمونه‌های کانسنگ مگنتیت تعداد13 مقطع دو بر صیقل (ویفرهای کوارتزی) در دانشگاه تربیت مدرس تهیه و سپس به‌وسیله میکروسکوپ Nikon مدل Ep200 مطالعه شدند. اندازه‌گیری‌های دما- فشارسنجی نیز به‌وسیله استیج گرم و سردکننده مدل MDS600 ساخت شرکت Linkam و مجهز به نرم‌افزار MDS و سیستم مانیتورینگ با تغییرات دمایی مابین 190- تا 600+ درجه سانتی‌گراد با قابلیت تهیه فیلم و اسلاید انجام گرفت. برای تعیین درصد شوری، چگالی و رسم نمودارها از نرم افزار مدلینگ (PVTX Software Modelling for Fluid Inclusion V. 2.6) طراحی‌شده توسط شرکت Linkam استفاده شده است.

از میان مقاطع مورد مطالعه فقط در تعداد 6 نمونه میانبارهای سیال اولیه هم از نظر اندازه و هم از نظر ریخت‌شناسی و جایگاه در کانی میزبان کوارتز- که فاز اصلی باطله معدنی است به تعداد مناسب حضور داشتند و نتایج حاصل از ریز دماسنجی بر روی تعداد 36 میانبار سیال به‌دست آمده‌اند. میانبارهای سیال در نمونه‌های مطالعه‌شده بین اندازه‌های 5 تا 30 میکرومتر مشاهده شده و براساس ریخت شناسی قابل تفکیک به چهار نوع به‌شرح ذیل هستند (شکل 11-الف و 11- د).

نوع A - دو فازی مایع- گاز L+V (Liquid rich)

نوع B- سه فازی گاز- مایع (آب)- مایع (CO2) (Gas rich) V+L1+L2

نوع C- تک فازی مایعL (Liquid)

نوع D- تک فازی گازی (Gas) V

 

مطالعات به‌علت اندازه و موقعیت میانبارها بیش‌تر بر روی میانبارهای سیال نوع A و B متمرکز گردیدند. با توجه به اینکه نقطه یوتکتیک (Te) در تعدادی از نمونه‌های مورد مطالعه پایین‌تر از دمای oC 8/20- قرار می‌گیرد (شکل 12- الف)، حضور نمک‌های دیگر علاوه بر NaCl نظیر سیستم‌های چند همنه‌ای NaCl-H2O-CaCl2-MgCl2 در سیال کانه‌ساز محتمل است (Hall et al., 1988; Robb, 2005). میزان شوری در میانبارهای سیال نوع A بین 5 تا 14 wt.% NaCl متغیر است (شکل 12- ب). با توجه به دماهای ذوب ابتدایی اندازه‌گیری‌شده، ترکیب سیالات کانه‌ساز بیشتر از نوع H2O+NaCl است.

نمودار دمای همگنی در میانبارهای نوع A، گروه‌های دمایی متغییری از 180 تا 435 درجه سانتی‌گراد با بیشترین فراوانی در محدوده دمایی 285-345 درجه سانتی‌گراد را نشان می‌دهد (شکل 12- ج). با توجه به اینکه تصحیح فشار بر روی آنها صورت نگرفته است، دماهای معرفی‌شده می توانند دمای حداقل تشکیل کانی‌ها باشند. دامنه تغییرات دمای ذوب آخرین قطعه یخ (Tm) از دمای 3/11- تا 5/3- درجه سانتی‌گراد مشاهده می‌گردد (شکل 12- د). این نتایج همچنین نشان می‌دهند که در سرمایش بر روی میانبارها با توجه به مثبت‌نشدن دمای ذوب‌نهایی هیچ نوع کلاتریتی (Clathrate) تشکیل نشده است. بنابراین، در چنین شرایطی میزان CO2 کم‌تر از 7/2 درصد وزنی در میانبارهای نوع (L+ V) است (Hall et al., 1988). دمای 3/11- سانتی‌گراد برای بیش‌ترین شوری (معادل wt.% NaCl 43/15) و دمای 5/3- سانتی‌گراد برای کم‌ترین شوری (معادل wt.% NaCl 93/5) در میانبارهای سیال اندازه‌گیری شده است. در میانبارهای نوع B دمای ذوب‌نهایی بین °C9/54- و °C3/55- به‌دست آمده است (شکل 12-د) که این دما می‌تواند حاکی از حضور مایع CO2 در این نوع از میانبارها باشد؛ ضمن این‌که شوری این میانبارها نیز بین 5/3 تا 9/3 wt.% NaCl اندازه گیری شده‌است (شکل 12- ب). دمای همگنی به‌دست‌آمده در این میانبارها در دامنه محدود بین 396 تا 410 درجه سانتی‌گراد قرار می‌گیرد (شکل 12- ج).

 

 

 

شکل 11- معرفی انواع میانبارهای سیال. الف) تیپ L+V یا (A)، ب) V+L1+L2 یا (B)، ج) تیپ L یا (C)، د) تیپ V یا (D).

 

 

اندازه کوچک میانبارها (کم‌تر از 20 میکرون)، شوری کم تا متوسط سیالات کانه‌زا (15 < wt.% NaCl <5)، دماهای همگنی بین 200 تا 350 درجه سانتی‌گراد، حضور میانبارهای دو فازی به‌شدت غنی از آب، همراهی با پدیده‌های تکتونیکی ناحیه ای و عمق کانه‌زایی سیال کانه‌زا در اعماق بین 1000 تا 2500 متری (شکل 13) پوسته زمین، نشان‌دهندة تشکیل اندیس‌های آهن منطقه قطروییه در محدوده کانسارهای آهن میان دما (مزوترمال) می‌باشند (شکل 14). در چنین شرایطی فرآیندهایی، نظیر: سرد شدگی، حباب زایی، چگالش، آمیختگی هم دما در نتیجه آمیزش سیالات ماگمایی با دگرگونی و نهایتاً واکنش سیالات با سنگ میزبان کربناته و تغییر ترکیب شیمیایی سیال، نظیر: تغییر pH و کاهش ثابت دی‌الکتریک، سبب نهشت کانسنگ‌های آهن کم‌عیار قطروییه شده است (شکل 15).

 

 

 

شکل 12- نمودارهای هیستوگرام میانبارهای سیال. الف) دمای ذوب اولین قطعه یخ یا دمای یوتکتیک، ب) میزان شوری بر حسب درصد وزنی معادل NaCl، ج) دمای همگن شدگی یا یکنواختی، د) دمای ذوبآخرین قطعه یخ.

 

 

با توجه به قرارگیری میانبارهای سیال در محدوده ماگمایی تا دگرگونی، پیشنهاد می‌گردد که پدیده آمیزش سیالات مهم‌ترین عامل کانه‌زایی آهن در منطقه قطروییه است.

 

 

شکل13- عمق و فشار به‌دام‌افتادگی میانبارهای سیال در قطروییه.

 

بنابر نظر Wilkinson (2001) میانبارهایی که با پدیده عدم آمیزش همراه هستند، با دماهایی بیش از 350 درجه سانتی‌گراد و شوری بیش از wt.%NaCl 30 همراه بوده، نشان‌دهندة سیال ماگمایی به عنوان تنها محلول کانه‌زا هستند.

 

 

شکل 14- قرارگیری میانبارهای سیال قطروییه در تیپ کانسارهای میان‌دمایی (مزوترمال).

اما در محیط‌های میان‌دما (مزوترمال) که میانبارها با پدیده آمیزش مواجه شده‌اند دارای درجه حرارت‌های پایین‌تر از 350 درجه سانتی‌گراد و شوری تا کم‌تر از wt.%NaCl 5 هستند. در این شرایط، میانبارهای غنی از CO2 در مناطق کانه‌زایی ایجاد می‌شوند. این نوع از میانبارها در نوع B منطقه قطروییه دیده می‌شوند. گاز CO2 در مذاب‌های ماگمایی نیز فراوان است. با این حال، در میانبارهای کانسارهای آهن گرمابی با عمق متوسط که صرفاً از سیالات ماگمایی تشکیل شده‌اند، گزارش نشده است.

 

 

 

شکل 15- فرآیندهای مرتبط با نهشت کانسنگ آهن در قطروییه.

 


نتیجه گیری

شواهد بافتی، ساختی، کانی‌شناختی و زمین‌شیمیایی نشان‌دهندة منشأ دیرزاد کانه‌زایی آهن همراه با دو مرحله متفاوت دگرسانی در منطقه قطروییه هستند. در طی دگرسانی مرحله نخست، سنگ میزبان نزدیک به توده معدنی از عناصر گروه LILE، عناصر گروه LRRE و عناصر Ca، Mg فقیر و در مقابل از عناصر گروه واسطه Ni، Cr، Co، Zn و Cu و عناصر گروه HFSE غنی شده است. مقادیر قابل توجه Fe و Mn در دولومیت‌ها و کلسیت‌های نزدیک به نوارهای آهن و حضور ریزدانه‌های سیدریت همراه با آنها، ناشی از واکنش این سنگ‌ها با سیالات گرمابی در شرایط احیایی است.

این مرحله از دگرسانی از نوع سدیمی-کلسیمی بوده، با توالی پاراژنزی مگنتیت + پاراگونیت + سیدریت + تیتانیت + تورمالین ± ترمولیت ± پیریت ± کالکوپیریت مشخص می‌گردد.

با پیشروی سیالات گرمابی به سطوح کم عمق‌تر پوسته و اختلاط این سیالات با آب‌های جوی، دگرسانی‌های سیلیسی‌شدن، کلریتی‌شدن، سریسیتی‌شدن و اپیدوتی‌شدن همراه با کانه‌زایی هماتیت اتفاق می‌افتد. کاهش قدرت انحلال سیال بر اثر واکنش با سنگ‌های کربناته سبب افزایش pCO2 و کاهش فعالیت H2O می‌شود و به شکسته‌شدن کمپلکس‌های حمل‌کننده فلزات می انجامد. این شرایط در سیستم‌های عمقی که نسبت سیال به سنگ بسیار پایین است و لیگاندهای کلریدی در سیال گرمابی فراوان هستند، سبب تشکیل مگنتیت با دگرسانی شاخص سدیمی- کلسیمی می‌گردد. در سطوح کم‌عمق‌تر پوسته نیز افزایش نسبت واکنش‌پذیری سیال به سنگ سبب کاهش درجه حرارت و افزایش pH می‌شود که با توجه به افزایش حالت اکسیداسیون محیط و افزایش pH شرایط تشکیل هماتیت در مناطق کم‌عمق فراهم می‌گردد. داده‌های حاصل از مطالعات میانبارهای سیال نشان می‌دهند که، اندیس‌های آهن مورد مطالعه از نوع نهشته‌های آهن گرمابی میان‌دما (مزوترمال) است. این وضعیت با سایر کانسارهای آهن گرمابی جهان قابل مقایسه است. فرآیندهایی، همچون: سردشدگی سیالات و افزایش چگالی، حباب‌زایی، واکنش با سنگ دیواره کربناته و افزایش pH و نهایتاً آمیزش با سیالات دگرگونی، از مهم‌ترین عوامل نهشت کانسنگ‌های آهن قطروییه به‌شمار می‌روند.

 

سپاسگزاری

این مطالعه با حمایت مالی معاونت پژوهشی دانشگاه شیراز از طریق اعطای گرنت پژوهشی انجام یافته است که به‌ این ‌وسیله از ایشان تشکر و قدردانی می‌گردد. همچنین، از مدیریت اداره کل حفاظت محیط‌زیست فارس که برای انجام عملیات صحرایی و نمونه‌برداری در منطقه حفاظت شده بهرام‌گور مساعدت فراوانی نمودند، سپاسگزاری می‌شود.

 

Alavi, M. (2007) Structures of the Zagros Fold-Thrust belt in Iran. American Journal of Science 307: 1064-1095.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleogeogaraphy and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science 18(2): 210-265.

Bierlein, F.P., Waldron, H.M. and Arne, D. C. (1999) Behaviour of rare earth and high strength elements during hydrothermal alteration of meta-turbidities associated with mesothermal gold mineralization in central Victoria, Australia. Journal of Geochemical Exploration 67: 109-125.

Cathelineau, M. (1987) U-Th-REE mobility during albitization and quartz dissolution in granitoids: evidence from south-east French Massif Central. Bulletin of Mineralogy 110:  249-259.

Chao, E. C. T., Back, J. M., Minkin, J. A., Tatsumoto, M., Junwen W., Conrad, J. E., McKee, E. H., Zonglin, H., Qingrun, M. and Shengguang, H. (1997) The sedimentary carbonate-hosted giant Bayan Obo REE-Fe-Nb ore deposit of Inner Mongolia, China: A cornerstone example for giant polymetallic ore deposits of hydrothermal origin. U.S. Geological Survey Bulletin 214.

Chao, E. C. T., Back, J.M., Minkin, J.A. and Yingchen, R. (1992) Host-rock controlled epigenetic, hydrothermal metasomatic origin of the Bayan Obo REE-Fe-Nb ore deposit, Inner Mongolia, P. R. C. Applied Geochemistry 7: 443-458.

Eshraghi, S. A., Roshan Ravan, J. and Sabzehei, M. (1999) Geological map of the Quatruyeh area. scale 1:100,000. Geological Survey of Iran.

Fan, H. R., Groves, D. I., Mikucki, E. J. and Mc Naughton, N. J. (2000) Contrasting fluid types at the Nevoria gold deposit in the Southern Cross greenstone belt, Western Australia, Implications of auriferous fluids depositing ores within and Archean banded iron –formation. Economic Geology 95: 1527-1536.

Guilbert, J. M. and Park C. F. (1997) The geology of ore deposits. WH Freeman and Company, United States of America.

Hall, D. L., Sterner, S.M. and Bodnar, R.J. (1988) Freezing point depression of NaCl–KCl-H2O solutions. Economic Geology 93: 197-202.

Hemley, J. J. and Hunt, J. P. (1992) Hydrothermal ore-forming processes in the light of studies in rock-buffered systems: II Some general geologic applications. Economic Geology 87: 23-43.

Hitzman, M. W. (2000) Iron oxide-Cu-Au deposits, what, where, when and why. In: Porter, T.M. (Eds.): Hydrothermal Iron oxide copper-gold and related deposits: A Global Perspective. Australian Mineral Foundation Adelaide 1: 9-25.

Hitzman, M.W., Oreskes, N. and Einaudi, M.T. (1992) Geological characteristics and tectonic setting of Protrozoic Iron oxide (Cu-U-Au-REE). Precambrian Research 58: 241-287.

LottermoserB.G. (1992) Rare earth elements and hydrothermal ore formation processes. Ore Geology Reviews 7: 25-41.

Marschall, H., Ludwig, T., Altherr, R., Kalt, A. and Tonarini, S. (2006) Syros metasomatic tourmaline: Evidence for very high- B fluids in sudduction zones. Journal of Petrology 47: 1915-1942.

Rachidnejad-Omran N., Emami, M. H., Sabzehei, M., Rastad, E., Bellon, H. and Piqué, A. (2002) Lithostratigraphie et histoire paléozoïque à paléocène des complexes métamorphiques de la région de Muteh, zone de Sanandaj-Sirjan (Iran méridional). Comptes rendus Geoscience 334: 1185-1191.

Robb, L. (2005) Introduction to ore forming processes. Blackwell publishing. British Library.

Rollinson, H.R. (1993) Using Geochemical Data. Longman Scientific and Technical.

Rusinov, V. L.Rusinova, O.V.Kryazhev, S.G.Shchegol'Kov, Yu. V.Alysheva, E.I. and Borisovsky, S. E. (2008) Wall-Rock metasomatism of carbonaceous Terrigenous rocks in the Lena Gold district. Geology of Ore Deposits 50: 1-40.

Sarkarinejad, K., Faghih, A. and Grasemann, B. (2008) Transpressional deformations within the Sanandaj–Sirjan metamorphic belt (Zagros Mountains, Iran). Journal of Structural Geology 30: 818-826.

Schneider, H.J., Oezguer, N. and Palacios, C. M. (1988) Relationship between alteration, rare earth element distribution and mineralization of the Murgul copper deposit, northeastern Turkey. Economic Geology 83: 1238-1246.

Sheikholeslami, M. R. (2002) Evolution structurale et me´tamorphique de la marge sud de la microplaque de l’Iran central: les complexes me´tamorphiques de la re´gion de Neyriz (Zone de Sanandaj-Sirjan). Ph.D thesis ,The`se, universite´ de Brest, France.

Wilkinson, J.J. (2001) Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55: 229-272.

Williams, P. J., Barton, M., Johnson, D., Fontbote, L., De Haller, A., Mark, G. M. Oliver N. and Marschik, R. (2005) Iron Oxide Copper-Gold Deposits: Geology, Space-Time Distribution and Possible Modes of Origin. Economic Geology 100: 371-405.

Wood, S. A. and Williams-Jones, A.E. (1994) The aqueous geochemistry of the rare-earth elements and yttrium. 4. Monazite solubility and REE mobility in exhalative massive sulfide-depositing environments. Chemical Geology 115: 47-60.

Zhiwei, B.Zhenhua, Z.Jayanta, G.Anthony. E.Jones, W. (2004) HFSE, REE and PGE geochemistry of three sedimentary rock-hosted disseminated gold deposits in southwestern GuizhouProvince. China. Geochemical Journal 38: 363-381.