مطالعه کانه‌زایی اسکارنی شمال کالکافی و ارتباط آن با توده نفوذی کالکافی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

توده گرانیتوییدی کالکافی و اسکارن‌ همراه در 60 کیلومتری شمال‌شرق انارک (حاشیه شمال‌شرقی استان اصفهان) و در پهنه ساختاری ایران مرکزی واقع شده و جزیی از بلوک یزد در نظر گرفته می‌شود. این توده گرانیتوییدی با سن ائوسن فوقانی- الیگوسن سنگ‌های رسوبی- آتشفشانی ائوسن و واحدهای دگرگونه انارک را قطع نموده و باعث ایجاد اسکارن با گسترش محدود و هورنفلس در منطقه شده است. این توده دارای بخش‌های متفاوت با گستره وسیع سنگ‌شناسی (از گابرو تا میکروگرانیت) است. نتایج حاصل از داده‌های ژئوشیمی و مطالعات پتروگرافی نشان می‌دهد که سنگ‌های گرانیتوییدی مرتبط با تشکیل اسکارن در این منطقه دارای ترکیب سنگ‌شناختی مونزونیت، کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت بوده و مشخصات یک ماگمای کالک‌آلکالن، متاآلومینوس و تیپ I را نشان می‌دهد. با استفاده از نمودارهای ژئوشیمیایی، این گرانیتویید در قوس آتشفشانی مربوط به محیط ژئوتکتونیکی تأخیری شکل گرفته است. با توجه به موارد فوق و مقایسه عناصر اصلی و فرعی این توده نفوذی با سایر گرانیتوییدهای اسکارنی دنیا، این اسکارن‌ها را می‌توان از نوع اسکارن مس- طلا- آهن در نظر گرفت. بر اساس مطالعات صحرایی و پتروگرافی پنج مرحله در پیدایش اسکارن‌ها شناسایی شده است، از این رو از رگه‌های کوارتزی کانه‌دار فراوان موجود در آن‌ها جهت مطالعه سیالات درگیر استفاده شد. با در نظر گرفتن دمای یکنواخت‌شدگی به‌دست آمده از رگه‌های کوارتزی و بافت‌های ثانویه مشاهده شده در کانی‌های کدر، می‌توان دگرسانی این کانی‌ها را با مرحله تزریق رگه‌های کوارتزی هم‌زمان دانست. شواهد رخداد جوشش در این میان‌بارها وجود دارد که مهم‌ترین عامل ته‌نشینی کانی‌های کدر در دمای 250 تا 375 درجه‌سانتیگراد بوده است. با رخداد این پدیده، سیالات با شوری بالا (نوع V) در کنار سیالات با شوری پایین (نوع I و IV) به‌دام افتاده‌اند و فلزاتی که به‌صورت کمپلکس‌های کلروری حمل می‌شده‌اند، به‌صورت کمپلکس‌های سولفیدی، در شرایطی که جوشش پایان یافته ته‌نشین شده‌اند. در مرحله بعد کانی‌های کدر مانند کالکوپیریت، پیریت و مگنتیت که در مرحله نهایی تکامل اسکارن تشکیل شده بودند، در اثر کاهش دما (150 تا 200 درجه‌سانتیگراد) و افزایش فوگاسیته اکسیژن به‌ترتیب به گوئتیت، بورنیت، کوولیت و مارتیت تبدیل می‌شوند. تکتونیک پویای منطقه و گسل‌های فراوان در جای‌گیری رگه‌ها و دگرسانی کانه‌ها نقش اساسی ایفا نموده‌اند. توده نفوذی کالک‌آلکالن نوع I کالکافی را می‌توان به‌عنوان منبع کانه‌زایی اسکارنی مس- آهن- طلا در منطقه در نظر گرفت.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Skarn mineralization in north part of Kal-e Kafi and its relation with Kal-e Kafi intrusive body

نویسندگان [English]

  • Saeideh Ranjbar
  • Moussa Kalimi Noghreyan
  • Mohammad Ali Mackizadeh
چکیده [English]

The Kal-e Kafi granitoid body and related skarn, a part of the Central Iranian zone and the Yazd block, are located 60 Km Northeast of Anarak (Northeast of Isfahan province). This Late Eocene-Oligocene granitoid body intruded into the Eocene volcanic, volcaniclastic rocks and the Anarak metamorphic units, giving rise to the formation of widespread hornfels and limited skarn deposits. Different lithological units from gabbro to microgranite are the main constituents of this large and complex intrusive body. The geochemical data as well as the petrographic studies show that monzonite to quartz monzodiorite are in close relationship to skarn mineralization. Also, these rocks, display characteristics of high potassium calc-alkaline, metaluminous and I type magma. Using geochemical discrimination diagrams, the magmatism developed in VA related late geotectonical environment. On the base of the aforementioned data and comparison with chemical composition of some world's skarns forming granitoid, it can be concluded that the Kal-e Kafi skarn is Cu-Au-Fe type. Field and petrographic studies document that there are five stages in the skarn evolution. Several samples from mineralized quartz veins were used for fluid inclusion geothermometry. Considering the homogenization temperature of quartz veins and some secondary textures in ore minerals, the ore mineralization stage and veining are simultaneous. The boiling evidences in fluid inclusions are considered the most important factor for ore deposition in the temperature range of 250-375 °C. Boiling is also caused the occurrence of two distinct fluids together high- (type V) and low-salinity (type I, IV) fluids. Metals transported as chloride complexes and precipitated as sulfide minerals while the boiling process was ended. The opaque minerals (chalcopyrite, pyrite and magnetite) formed in the final stage of skarn formation, due to decreasing temperature (150-200 °C) and increasing oxidation conditions, were altered into goethite, bornite, covellite and martite, respectively. Tectonic movement and the occurrence of many faults in the area, play an important role in the quartz veins emplacement and ore mineral alteration stage. The calc-alkaline and I type Kal-e Kafi intrusive body can be proposed as the source of Cu, Fe and Au bearing hydrothermal fluids and skarn mineralization.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Kal
  • Kal-e Kafi
  • Calc-alkaline granitoid
  • e Kafi
  • Calc
  • alkaline granitoid
  • Contact metamorphism
  • Calcic skarn
  • Mineralization
  • Fluid inclusion

مقدمه

به‌طور کلی منطقه انارک از لحاظ زمین‌شناسی و کانه‌زایی از دیرباز مورد توجه بوده است و اطلاق نام «زون متالوژنی انارک- یزد» (رسا و مهرنیا، 1384) به این مناطق خود گویای وسعت و اهمیت کانه‌زایی در این منطقه است. در منطقه مطالعه‌شده، وجود توده نیمه‌آتشفشانی کالکافی با سن ائوسن فوقانی- الیگوسن (Yakovenko et al., 1981) از عوامل اصلی کانه‌زایی بوده و باعث به‌وجود آمدن معادن کالکافی و خونی شده است. این معادن در گذشته فعال بوده و یکی از منابع مهم تأمین مس- مولیبدن، سرب، روی و طلای کشور محسوب می‌شده است. مطالعات تفصیلی انجام شده توسط شرکت روسی تکنواکسپورت در معدن مس- مولیبدن کالکافی (Yakovenko et al., 1981) ذخیره‌ای بالغ بر 245 میلیون تن کانسنگ با عیار متوسط 25/0 درصد مس و 025/0 درصد مولیبدن به‌صورت پورفیری، در استوک میکروگرانیتی کالکافی مشخص می‌کند. از دلایل عمده غیرفعال بودن این کانسار کمبود آب، پایین بودن عیار مس، دگرسان نبودن سنگ‌ها و بالا بودن هزینه خردایش است. از عوامل مثبت و امید بخش این کانسار می‌توان به وجود نشانه‌های معدنی اورانیوم همراه با طلا اشاره نمود. چنانچه بیان شد، این منطقه از لحاظ پتانسیل طلا دارای اهمیت بوده و میزان طلای گزارش شده از این بخش 249 تن طلا با عیار 4 گرم در تن است.

معدن متروکه خونی در حاشیه شمالی توده کالکافی قرار دارد. نوع کانه‌زایی در این کانسار رگه‌ای بوده و ماده معدنی در رگه‌های سیلیسی تمرکز یافته است. طبق گزارش Yakovenko و همکاران (1981)، این کانسار محتوی 2/0 تا 8/25 درصد سرب، 9/0 تا 13 درصد روی، 2/0 تا 7/3 درصد مس و بیش از 64 گرم بر تن نقره است. میزان طلای گزارش شده از این بخش 134 تن طلا با عیار 6 گرم در تن است.

از جمله پتانسیل‌های معدنی این منطقه که مرتبط با توده ‌نفوذی و دایک‌های وابسته است، می‌توان به اسکارن‌ها اشاره نمود. این اسکارن‌ها در چند منطقه شناسایی شده‌اند اما گسترش زیادی ندارند. این نوشتار به بررسی اسکارن‌های شمال کالکافی (شکل‌های 1 و 2) می‌پردازد. در غرب و جنوب‌غرب این منطقه کمربند ماگمایی ارومیه- دختر واقع شده است. در این منطقه واحدهای آتشفشانی با سن ائوسن گسترش وسیعی دارند که توده یادشده آن‌ها را قطع نموده است (شکل 1). با توجه به اثبات وجود رابطه میان ترکیب توده ‌نفوذی و نوع کانه‌زایی در اسکارن‌ همراه، از طریق مطالعات صحرایی، آزمایشگاهی و تئوری در سایر نقاط دنیا، از ترکیب توده نفوذی به‌عنوان کلیدی در اکتشاف کانسارهای اسکارنی استفاده می‌شود. هدف از این مطالعه بررسی اسکارن‌ها، ویژگی‌های ژئوشیمیایی توده نفوذی و ارتباط آن با نوع اسکارن ایجاد شده و بررسی‌های مینرالوگرافی و سیالات درگیر در کانه‌زایی اسکارنی شمال کالکافی است.

 

زمین‌شناسی عمومی منطقه

توده گرانیتوییدی کالکافی از نظر ساختاری در پهنه ایران مرکزی و بلوک یزد واقع شده است (آقانباتی، 1383؛ (Yakovenko et al., 1981. Yakovenko و همکاران (1981) در مطالعات خود کالکافی را به‌عنوان بخشی از توده انارک- خور محسوب نموده‌اند. قدیمی‌ترین واحدهای سنگ‌چینه‌ای موجود در منطقه را سنگ‌های دگرگونه شیست، کوارتزیت، مرمر و آمفیبولیت همراه با بلوک‌های سرپانتینی تشکیل می‌دهد که مربوط به مجموعه دگرگونه انارک بوده و طیف زمانی از پرکامبرین تا کامبرین زیرین را شامل می‌شود (شکل 1) (باباخانی و همکاران، 1376).

 

 

 

شکل 1- موقعیت منطقه مطالعه‌شده در ایران و واحدهای ساختاری این منطقه برگرفته از نقشه 1:100000 کبودان (Technoexport, 1984)

 

 

شکل 2- تصویر ماهواره‌ای منطقه مطالعه‌شده

 

 

مجموعه‌های سنگی پالئوزوئیک در زیر پهنه انارک- خور بسیار محدود بوده و بیش‌ترین رخنمون آن در کوه معراجی است که ترادف کاملی از کامبرین زیرین (سازندهای سلطانیه و باروت) تا پرمین (سازند جمال) را در بر می‌گیرد. در این منطقه سنگ‌های آهکی کرتاسه‌زیرین به‌طور دگرشیب سنگ‌های پالئوزوئیک را می‌پوشانند. سنگ‌های مزوزوئیک، شامل سازند شمشک و سنگ‌های آهکی کرتاسه است. رخنمون‌های کرتاسه، گستره وسیعی در کل منطقه انارک داشته و بخش‌های آهکی آن ستیغ‌ساز است. این سنگ‌ها عمدتاً در جنوب‌ شرقی توده نفوذی کالکافی گسترش داشته و خود به‌طور غیر هم‌شیب توسط ترادف ضخیم سنگ‌های آتشفشانی و ولکانوکلاستیک ائوسن پوشیده شده‌اند (باباخانی و همکاران، 1376).

برونزدهای ترشیری عمدتاً شامل گدازه‌های ائوسن همراه با توف‌های مربوطه است که در منطقه انارک- خور گسترش وسیعی دارند. ترکیب سنگ‌شناختی آن‌ها شامل بازالت، آندزیت، تراکی‌آندزیت و داسیت است. این سنگ‌ها دارای سن ائوسن زیرین تا بالایی هستند. سن‌سنجی به روش پتاسیم- آرگون سن آندزیت‌ها را 53 میلیون سال نشان می‌دهد (Yakovenko et al., 1981). توده کالکافی از شمال به دگرگونه‌های انارک، از شرق به ولکانیک‌های ائوسن و از غرب به آبرفت‌های کواترنر محدود می‌شود (شکل‌های 1 و 2). توده نفوذی کالکافی دارای چندین بخش با سنگ‌شناسی متفاوت بوده که در اثر همبری بخش مونزونیت- کوارتزمونزونیتی آن (در شمال) با واحد شیستی- مرمری دگرگونه‌های انارک، اسکارن‌سازی با گسترش کم و تشکیل هورنفلس با گسترش بیشتر در این منطقه رخ داده است. این توده عامل اصلی کانه‌زایی مس- مولیبدن پورفیری، طلا، سرب، روی و پلی‌متال در منطقه در نظر گرفته شده است (Yakovenko et al., 1981).

 

زمین‌شناسی محلی

اسکارن‌های مطالعه‌شده در 60 کیلومتری شمال‌شرق انارک (حاشیه شمال‌شرقی استان اصفهان) و در محدوده طول شرقی 4ً/83 13َ 54ْ و عرض شمالی 34ً 26َ 33ْ قرار دارد. محدوده مورد بررسی در حاشیه جنوب‌غربی یک فرازمین با روند کلی شرقی- غربی واقع شده و بین دو منطقه فروزمین دشت نخلک و چوپانان جای دارد. این منطقه در واقع یک ساختمان گنبدی حاصل از نفوذ توده بزرگ بیضوی‌شکل کالکافی است که در پی‌سنگ قدیمی پرکامبرین (مجموعه چاه‌گربه) نفوذ کرده است. روند عمومی لایه‌های سنگی به پیروی از این توده در شمال، دارای امتداد شمال‌شرق- جنوب‌غرب و شیبی به سوی شمال‌غرب و در حاشیه جنوب‌شرقی دارای روند شمال‌شرق- جنوب‌غرب و شیبی به سمت جنوب‌شرق است (Yakovenko et al., 1981). یک سری توده نفوذی با ترکیب وسیعی از گرانیت قلیایی تا گابرو، واحدهای سنگی منطقه (از کامبرین زیرین تا ائوسن) را تحت تأثیر قرار داده‌اند که به‌طور عمده زمانی بعد از ائوسن را دارند. شواهد صحرایی بیانگر آن است که قدیمی‌ترین واحد، بخش گابرو، مونزوگابرو و جوان‌ترین واحد، بخش گرانیتی است (باباخانی و همکاران، 1376؛ احمدیان و همکاران، 1386).

 

روش انجام پژوهش

پس از انجام مطالعات صحرایی و نمونه‌برداری، اقدام به تهیه مقاطع نازک، صیقلی و دوبر صیقل از نمونه‌های آذرین و اسکارنی شد. مقاطع نازک توسط میکروسکوپ پلاریزان OLYMPUS مدل BH2 در دانشگاه اصفهان مطالعه شد. یک نمونه اسکارن و دو نمونه از توده نفوذی جهت بررسی عناصر اصلی، کمیاب و نادر خاکی توسط شرکت ALS Chemex کانادا، آنالیز ICP-MS شدند (نمونه‌های M1، M2‌ و TS-K در جدول 1).

به‌منظور بررسی‌های تکمیلی از نمونه‌های آنالیز شده به روش ICP-MS توسط Ahmadian و همکاران (2009) نیز استفاده شد (نمونه‌های 75b تا 50 در جدول 1). همچنین از آنالیز 12 نمونه توده نفوذی مرتبط با بخش مونزونیت- کوارتزمونزونیت که به‌روش XRF توسط شرکت روسی تکنواکسپورت، انجام شده است (نمونه‌های S1 تا S12 در جدول 2) استفاده شد. جهت انجام مطالعات ریزدماسنجی (microthermometric studies) از 6 نمونه رگه کوارتزی و یک نمونه اسکارنی، تراشه (chips) تهیه شد. آزمایش‌های گرمایش (heating) و سرمایش (freezing) با استفاده از یک صفحه گرم‌کننده و سردکننده (combine heating and freezing stage) لینکام (Linkam) مدل THMSG600 در دانشگاه اصفهان انجام گرفت. دقت کار دستگاه در هنگام حرارت‌دهی و انجماد 1/0± درجه‌سانتیگراد و محدوده حرارتی این دستگاه بین 180- تا 600+ درجه‌سانتیگراد است. کانه‌زایی رخ داده در این اسکارن‌ها و رگه‌های سیلیسی همراه با آن‌ها، پس از تهیه 7 مقطع صیقلی، توسط میکروسکوپ انعکاسی OLYMPUS مدل BX60 در دانشگاه اصفهان بررسی شد.

 

پتروگرافی و ژئوشیمی بخش مونزونیت- کوارتزمونزونیت

بخش مونزونیت- کوارتزمونزونیتی (شکل 1) که مرتبط با تشکیل اسکارن‌های مطالعه‌شده است، در نمونه‌دستی به‌صورت درشت‌دانه بوده و به علت فراوانی فلدسپات‌های پتاسیک، به‌رنگ صورتی تا خاکستری دیده می‌شود. در جدول 1 نتایج حاصل از آنالیز این سنگ‌ها آورده شده است. بافت اصلی مشاهده شده در این سنگ‌ها گرانولار بوده و بافت‌هایی نظیر میکروگرافیک، میکروپرتیت، پوئی‌کیلیتیک (شکل‌های 3- A تا C) و شطرنجی در آن‌ها رایج است.

حضور بافت میکروپرتیت (شکل 3- A) نشانه تبلور سنگ تحت فشار بخار آب پایین (کمتر از 2 کیلوبار) و درجه‌حرارتی بالاتر از سولوس (700 تا 900 درجه‌سانتیگراد) در سیستم دوتایی آلبیت، ارتوکلاز است. همچنین بافت میکروگرافیک (شکل‌های 3- B و C) محصول تبلور هم‌زمان کوارتز- فلدسپات قلیایی از مایعی با ترکیب مشابه نقطه یوتکتیک است.

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز عناصر اصلی (wt%) و فرعی (PPm) بخش مونزونیت- کوارتزمونزونیتی توده گرانیتویید کالکافی (M1 و M2) و یک نمونه اسکارن (TS-K) به‌روش ICP-Ms. نمونه 75b تا 50 با ترکیب مونزونیت- کوارتز مونزونیت برگرفته از Ahmadian و همکاران (2009) است. تفکیک انواع آهن به‌روش Le Maitre (1976) انجام شده است.

TS-K

50

162

39

152a

75

75b

M2

M1

Sample type

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Wt%

59.2

67.26

66.98

66.63

66.26

62.4

59.54

64.5

61.8

SiO2

0.05

0.33

0.30

0.32

0.36

0.32

0.46

0.38

0.4

TiO2

1.66

16.00

15.9

16.31

16.35

16.34

17.31

15.95

16.20

Al2O3

22.4

1.92

1.88

1.95

1.48

2.31

2.62

2.02

1.86

Fe2O3

--

1.35

1.38

1.38

0.72

1.62

1.59

1.51

1.32

FeO

0.12

0.06

0.05

0.05

0.06

0.06

0.07

0.08

0.06

MnO

0.48

1.02

0.86

0.89

1.37

2.04

2.23

1.22

1.61

MgO

10.65

2.61

2.42

2.20

3.29

3.24

3.86

3.37

3.36

CaO

0.10

5.31

5.21

5.44

5.59

5.48

5.96

5.22

5.25

Na2O

1.00

4.58

4.87

4.96

4.31

4.95

4.31

4.00

4.72

K2O

0.02

0.13

0.13

0.13

0.17

0.28

0.45

0.19

0.25

P2O5

5.06

0.05

0.84

0.76

0.29

0.83

1.23

1.07

0.99

LOI

99.80

99.86

99.88

99.87

99.89

99.80

99.41

100

98.30

Total

 

 

 

 

 

 

 

 

 

PPm

40

24

26

28

29

39

54

500

150

Cr

198

20

23

53

 

32

38

31

26

Ni

29.60

5

5

5

4

8

13

8.10

8.80

Co

142

57

41

64

35

93

101

72

87

V

0.56

8.3

2

3.6

1.8

2.9

3.3

4.95

2.57

Cs

120

715

822

772

883

594

730

986

761

Ba

0.60

144

128

134

134

111

98

111.50

109

Rb

150

1360

1200

1300

1320

1530

1907

1600

1660

Sr

13

14

14

15

15

11

13

15.7

11.9

Y

0.30

5.4

5.2

5.4

5.5

6.3

4.2

5.50

5.3

Hf

8

205

199

211

204

288

221

199

205

Zr

1.69

20

10.3

16.2

13.3

7.9

3.6

10.75

10.75

Th

2.74

3.24

3.1

3.27

3.77

2.48

1.4

3.15

3.31

U

1.10

12.5

12.1

12.5

12.8

7.3

5.6

11.70

8.60

Nb

0.10

0.82

0.86

0.88

0.87

0.39

0.2

0.80

0.60

Ta

32.2

36

35

38

36

29

26

36.8

28.7

La

41.1

63

62

68

63

51

54

67.2

53.5

Ce

4.31

6

6

7

7

5

6.3

7.64

6.10

Pr

14.7

23

23

25

25

19

24.1

26.6

21.6

Nd

2.37

3.97

4.08

4.38

4.42

3.12

4.61

4.61

3.94

Sm

1.06

1.05

1.05

1.14

1.14

0.98

1.30

1.20

1.07

Eu

2.59

2.95

2.99

3.29

3.34

2.5

3.5

4.47

3.57

Gd

0.36

0.45

0.47

0.5

0.5

0.33

0.44

0.56

0.45

Tb

2.11

2.25

2.29

2.45

2.52

1.68

2.23

2.92

2.3

Dy

0.45

0.42

0.44

0.46

0.47

0.32

0.39

0.57

0.42

Ho

1.44

1.3

1.36

1.39

1.39

0.97

1.15

1.63

1.24

Er

0.20

0.2

0.2

0.2

0.2

0.2

0.17

0.25

0.18

Tm

1.26

1.36

1.34

1.48

1.41

1.05

1.07

1.60

1.18

Yb

0.21

0.21

0.21

0.22

0.22

0.17

0.17

0.25

0.19

Lu

 

جدول 2- نتایج آنالیز عناصر اصلی (Wt%) به‌روش XRF با ترکیب مونزونیت- کوارتزمونزونیت برگرفته از Yakovenko و همکاران (1981)

S10

S9

S1

S11

S4

S5

S6

S2

S3

S7

S8

S12

Sample type

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Wt%

68.71

68.17

68

67.01

65.8

65.4

65.36

65

64.4

62.4

60.59

59.71

SiO2

0.22

0.23

0.26

0.29

0.45

0.44

0.47

0.40

0.52

0.48

0.46

0.51

TiO2

15.14

15.48

15.70

15.91

16.28

16.30

15.89

15.50

16.20

15.44

15.42

16.21

Al2O3

1.61

2.39

1.20

2.73

1.68

1.39

1.39

1.47

1.69

1.84

3.97

4.17

Fe2O3

0.91

1.34

0.86

1.15

1.23

1.56

1.70

1.43

1.63

1.36

0.67

0.67

FeO

0.08

0.08

0.04

0.06

0.12

0.12

0.12

0.07

0.06

0.12

0.09

0.09

MnO

0.74

0.81

0.60

0.83

1.30

1.28

1.44

1.51

1.51

1.36

1.08

0.92

MgO

1.81

2.17

3.29

2.20

2.98

3.10

2.77

3.16

2.67

3.43

4.76

4.88

CaO

3.70

5.05

5.27

5.05

4.80

4.90

5.00

5.40

5.80

3.96

4.80

4.75

Na2O

6.57

4.06

3.58

4.25

4.20

4.30

4.50

4.40

4.34

4.80

4.32

3.91

K2O

0.09

0.08

0.06

0.12

0.14

0.17

0.20

0.17

0.17

0.22

0.22

0.27

P2O5

0.10

0.10

1.46

0.14

0

0.06

0.23

1.29

0.80

0.35

0.38

0.36

LOI

99.50

99.50

100.03

99.50

99.78

99.52

99.66

99.91

99.96

99.78

99.50

99.50

Total

 

 

 

کانی‌های اصلی سازنده این بخش را فلدسپات پتاسیم (عمدتاً از نوع پرتیتی)، پلاژیوکلاز (الیگوکلاز)، آمفیبول (هورنبلند سبز)، کلینوپیروکسن، بیوتیت و کوارتز تشکیل داده و کانی‌های فرعی آن شامل آپاتیت، اسفن، زیرکن و مگنتیت است. اپیدوت، کلسیت، هماتیت، کانی‌های رسی و کلریت به‌عنوان کانی‌های ثانویه در سنگ حضور دارند. در این سنگ‌ها، تجزیه آلکالی‌فلدسپارها به کانی‌های رسی از جمله کائولینیت نسبتاً رایج بوده و پیروکسن‌ها عمدتاً اورالیتی شده‌اند.

حضور هم‌زمان اسفن+ مگنتیت+ کوارتز، همراه با کلینوپیروکسن یا آمفیبول در این گرانیتوییدها (شکل 3- D) بیانگر بالا بودن فوگاسیته اکسیژن ماگمای سازنده آن‌هاست (Wones, 1989). از ویژگی‌های بافتی شاخص موجود در این سنگ‌ها می‌توان به حضور بافت صفحه شطرنجی (chess board) اشاره نمود. این بافت در اثر فرآیند آلکالی‌متاسوماتیزم ایجاد شده است. طی این فرآیند، سدیم و پتاسیم بین سیال و سنگ درون‌گیر مبادله شده‌اند. به این ترتیب که سدیم از سیال وارد سنگ و پتاسیم از سنگ وارد سیال شده است. سدیم وارد شده به سنگ می‌تواند به‌طور گسترده جانشین کلسیم شود و در نهایت این فرآیند باعث سدیک‌تر شدن پلاژیوکلاز می‌شود.

 

 

 

شکل 3- انواع بافت‌های مشاهده شده در سنگ‌های مورد بررسی؛ (A بافت پرتیت، B و (C بافت میکروگرافیک، (D اسفن در کنار پیروکسن اورالیتی‌شده و فلدسپات پتاسیک کائولینیتی‌شده. (Kfs: پتاسیم‌فلدسپات، Am: آمفیبول، Sph: اسفن و Cpx: کلینوپیروکسن)

 

 

همان‌طور که اشاره شد، نمونه‌های مطالعه‌شده تحت تأثیر آلکالی‌متاسوماتیسم قرار گرفته‌اند، اما این فرآیند گسترش زیادی ندارد. به این معنا که همچنان کانی‌های اولیه متعلق به سنگ درون‌گیر فراوانی بیش‌تری نسبت به کانی‌های حاصل از دگرسانی دارند. از طرفی مبنای این مطالعه جهت نام‌گذاری و بررسی ویژگی‌های سنگ‌شناسی، ویژگی‌های فعلی این سنگ‌هاست. بنابراین جهت نام‌گذاری و تعیین ماهیت آن‌ها از نمودارهای زیر استفاده شد. نمونه‌های آنالیز شده بر اساس نمودار Debon و LeFort (1983) در محدوده مونزونیت، کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت (محدوده‌های 6، 7 و 10) قرار می‌گیرند (شکل 4- A). بر اساس نمودار Irvine و Baragar (1971) سنگ‌های منطقه در محدوده ساب‌آلکالن به‌سمت آلکالن تصویر شده‌اند (شکل 4- B). از نظر درجه اشباع از آلومین، بر اساس نمودار Maniar و Piccoli (1989)، این سنگ‌ها در محدوده متاآلومینوس قرار می‌گیرند (شکل 4-C ). شواهد پتروگرافی از جمله فراوانی آمفیبول و اسفن، نبود آلومینوسیلیکات‌ها و همچنین روند مشاهده شده در نمودار شکل 4- D بیان‌گر کالک‌آلکالن بودن سری ماگمایی است و احتمال تعلق آن‌ها به سری I قوی‌تر از سری S است.

 

 

 

شکل 4- (A نمودار QP جهت نام‌گذاری نمونه‌ها (Debon and Le Fort, 1983)، بیشتر نمونه‌ها در محدوده مونزونیت، کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت قرار گرفته‌اند، (B نمودار تفکیک سنگ‌های آذرین آلکالن از ساب‌آلکالن (Irvine and Baragar, 1971)، (C نمودار اندیس اشباع شدگی آلومینیوم (Maniar and Piccoli, 1989) در سنگ‌های گرانیتوییدی کالکافی، همه نمونه‌ها از نوع متاآلومینوس هستند و
(D نمودار Irvine و Baragar (1971) که سری ماگمایی سازنده این سنگ‌ها کالک‌آلکالن است. در نمودارها نماد (·) معرف نمونه‌های گرانیتوییدی آنالیزشده و نماد (·) میانگین ترکیب توده‌های نفوذی مرتبط با کانسارهای اسکارنی است (Ray et al., 2000).

 

 

جهت تعیین محیط زمین‌ساختی تشکیل این توده گرانیتوییدی از نمودارهای Pearce و همکاران (1984) استفاده شده است. بر اساس این نمودارها، گرانیتوییدهای مطالعه‌شده از نوع گرانیت‌های کمربندهای آتشفشانی (پهنه فرورانش) هستند (شکل‌های 5- A و B). نمودار کاتیونی Batchelor و Bowden (1985) نیز محیط تکتونیکی تشکیل این گرانیتویید را Late Orogenic معرفی می‌کند (شکل 5- C). Ahmadian و همکاران (2009) شکل‌گیری این توده و آتشفشانی‌های همراه با آن را در ارتباط با کمان ماگمایی ارومیه- دختر دانسته و محیط تشکیل آن را پشت قوس عنوان نموده‌اند.

 

 

 

شکل 5- A و (B نمودار تعیین موقعیت تکتونیکی گرانیتویید کالکافی با استفاده از عناصر کمیاب (Pearce et al., 1984) و (C نمودار تعیین موقعیت زمین‌ساختی گرانیتویید کالکافی با استفاده از عناصر اصلی (Batchelor and Bowden, 1985)؛ نمادها مانند شکل 4 است.

 


بررسی بخش اسکارنی

اسکارن‌زایی در این منطقه دارای گسترش جغرافیایی کمی بوده و محدود به میان‌لایه‌های مرمری شیست‌ها می‌شود. در بررسی‌های صحرایی پروتولیت مرمری مشاهده نشده و تنها بر مبنای تناوب اسکارن با لایه‌های هورنفلسی می‌توان تصور نمود قبل از نفوذ توده در این منطقه، میان لایه‌ای مرمری حضور داشته است. بر اساس مشاهدات صحرایی و میکروسکوپی، این اسکارن‌ها عمدتاً از نوع اسکارن‌های واکنشی و کلسیک هستند.

گارنت از عمده‌ترین کانی‌های تشکیل‌دهنده این سنگ‌هاست که در نمود صحرایی به رنگ‌های قهوه‌ای سوخته، قهوه‌ای، قهوه‌ای کم‌رنگ تا زرد عسلی مشاهده می‌شود. در اسکارن‌های مطالعه‌شده مجموعه کانیایی زیر تشخیص داده شد:

1- پلاژیوکلاز+ پیروکسن+ گارنت+ ولاستونیت+ اسفن+ وزویانیت+ پیریت+ مگنتیت

2- گارنت+ کوارتز+ کلسیت+ مگنتیت+ آزوریت+ مالاکیت

3- گارنت+ کوارتز+ کلینوپیروکسن+ ترمولیت+ اکتینولیت+ ارتوکلاز+ مگنتیت+ کلسیت

4- گارنت+ کلسیت+ کوارتز+ ترمولیت+ اکتینولیت+ تورمالین+ مگنتیت

5- ترمولیت+ اکتینولیت+ کوارتز+ مگنتیت+ گارنت

 

در پاراژنز سوم، پیروکسن جزو کانی‌های مرحله پیش‌رونده تکامل اسکارن و ترمولیت- اکتینولیت، ارتوکلاز و کلسیت جزو کانی‌های تشکیل‌شده در مرحله دگرسانی برگشتی هستند. در مطالعات میکروسکوپی می‌توان بقایایی از پیروکسن را در کنار این کانی‌ها مشاهده نمود. از لحاظ ریخت‌شناسی، چند نوع گارنت در این اسکارن‌ها شناسایی شد: 1) گارنت‌های همسانگرد بی‌شکل و شکل‌دار که خود به‌صورت کاملاً بی‌رنگ و نیز زرد‌عسلی دیده می‌شوند (شکل 6- A)، 2) گارنت‌های ناهمسانگرد و بی‌شکل که در بعضی نمونه‌ها منطقه‌بندی کاملی از خود نشان‌داده و گاهی شکل‌دار هستند (شکل 6- B). به‌طور کلی در مورد نحوه تشکیل گارنت در سیستم‌های اسکارنی دو احتمال وجود دارد:

1) در مرحله پیش‌رونده به‌صورت مجزا شکل‌گرفته‌اند. 2) از واکنش برگشتی پیروکسن با سیالات هیدروترمال حاصل شده‌اند، که هردوی آن‌ها را در این اسکارن‌ها می‌توان دید. فراوانی گارنت‌های زرد‌رنگ در چند ‌نمونه به‌حدی است که می‌توان آن‌ها را گارنتیت نامید. در این سنگ‌ها، کلسیت به‌صورت فاز بین‌بلوری مابقی حجم سنگ را تشکیل می‌دهد (شکل 6- C). این گارنت‌ها حاوی ادخال‌های نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار کوارتز هستند.

واکنش‌های برگشتی تبدیل گارنت به کوارتز، کلسیت و اپیدوت در حواشی و شکستگی‌های گارنت به‌وضوح دیده می‌شوند (شکل 6- D). ولاستونیت به‌صورت رشته‌های مجتمع و کشیده حضور دارد و در اکثر موارد توسط گارنت با بافت آتول، کلسیت و کوارتز جانشین شده است. این واکنش‌ها می‌تواند ناشی از تغییر شرایط محیط یعنی افزایش فوگاسیته CO2 و کاهش دما و یا واکنش میان‌بارهای به‌دام افتاده در ولاستونیت با کانی در بر گیرنده باشد.

رگه‌های سیلیسی درشت‌بلور تا ریز‌بلور گارنت‌ها را قطع کرده و آن‌ها را خرد نموده است که بلورهای خردشده گارنت درون کوارتز به‌صورت شناور و در حال تحلیل‌رفتن هستند (شکل 6- E).

سیالات تأخیری حاوی پتاسیم فراوان صادر شده از توده نفوذی باعث شکل‌گیری رگه‌های ضخیم ارتوکلاز با بافت پرتیتی در اسکارن‌ها شده است که در مرز تماس آن‌ها با گارنت‌های عمدتاً آهن‌دار، در اثر خوردگی گارنت‌ها، کانی‌های اپاک آزاد شده است (شکل 6- F). در مورد منشأ این رگه‌ها یک احتمال دیگر نیز مطرح است. با توجه به غنی‌بودن شیست‌های در بر گیرنده اسکارن (که در اثر حرارت صادره از توده به هورنفلس تبدیل شده‌اند) از کانی‌های پتاسیم‌داری همچون بیوتیت و با توجه به عدم وجود کنتاکت مستقیم میان توده و اسکارن، می‌توان منشأ این رگه‌ها را تحرک مجدد عنصر پتاسیم این سنگ‌ها و واکنش آن با سیلیس تأخیری صادره از توده که حاصل آن تشکیل رگه‌های تأخیری ارتوکلازی بوده است، در نظر گرفت. حضور تورمالین در اسکارن‌ها، شاهدی بر تحرک عنصر بور از شیست‌ها به‌سمت اسکارن است. با توجه به تحرک‌پذیری بالای عنصر پتاسیم، امکان حرکت آن از شیست‌ها به‌سمت اسکارن وجود دارد.

 

بررسی مراحل اسکارن‌سازی

از آنجایی که رخداد اسکارن در این منطقه محدود به میان‌لایه مرمری شیست‌هاست، این اسکارن‌ها گسترش کمی داشته و از نوع اسکارن واکنشی کلسیک در نظر گرفته می‌شوند. بر اساس بررسی‌های صحرایی و کانی‌شناسی، پنج مرحله در تشکیل اسکارن‌ها و کانه‌زایی همراه تشخیص داده شد:

مرحله اول با نفوذ بخش کوارتزمونزونیتی توده نفوذی کالکافی به‌درون سنگ درون‌گیر شیستی- مرمری آغاز می‌شود. این مرحله باعث دگرسانی پیش‌رونده سنگ درون‌گیر شده، هاله دگرگونی مجاورتی در اطراف توده نفوذی ظاهر می‌شود.

 

 

 

 

شکل 6- (A گارنت همسانگرد شکل‌دار با منطقه‌بندی جزیی، (B گارنت شکل‌دار با منطقه‌بندی کامل، C و (D گارنت همسانگرد و ناهمسانگرد خردشده که از حواشی در حال تبدیل شدن به اپیدوت و کلسیت هستند، (E رگه کوارتز که گارنت‌های خردشده را در بر گرفته است و (F رگه ارتوکلازی که گارنت‌ها را قطع نموده و در محل کنتاکت‌ها کانی‌های اپاک آزاد شده است. بقایایی از گارنت و کلینوپیروکسن در این شکل دیده می‌شود.

 


در مرحله دوم، یک فاز سیال که از توده نفوذی منشأ گرفته است، به شکستگی‌ها، درزه‌ها و ریزشکستگی‌های سنگ‌های مرمری‌شده، اسکارنوییدی و هورنفلسی که در مرحله قبل تشکیل شده‌اند هجوم می‌برد. در نتیجه هجوم سیالات غنی از Fe،  Siو Mg به سنگ درون‌گیر، کانی‌های متوسط تا درشت‌دانه کالک‌سیلیکاته بی‌آب از جمله گارنت و پیروکسن تشکیل می‌شوند. در این مرحله احتمال تحرک مجدد آب‌های سازندی در اثر گرمای صادره از توده نیز وجود دارد.

در مرحله سوم که مرحله پایانی اسکارن‌سازی پیش‌رو است، روند غنی‌شدگی سیلیکات‌ها از آهن و فقیرشدگی آن‌ها از منیزیم دیده می‌شود (Brown and Nesbitt, 1987). کانه‌زایی این مرحله به کانسارسازی هم‌زمان (simultaneous mineralization) معروف است (اسمیرنوف، 1367). کانی اپاک اصلی در این مرحله، مگنتیت بوده که جانشین آندرادیت در اسکارن‌ها می‌شود. گارنت‌های بررسی شده در چند نمونه اسکارن ‌همگی دارای ترکیب نسبتاً خالص آندرادیتی هستند. با توجه به وجود شکستگی فراوان در این گارنت‌ها و عدم وجود میان‌بار سیال در آن‌ها می‌توان در نظر گرفت که این کانی‌ها تحت تأثیر سیالات غنی از آهن در این مرحله یکنواخت شده و ترکیب آندرادیت نسبتاً خالص پیدا کرده‌اند. همیافتی گارنت‌های آندرادیتی همراه با رگه‌های مگنتیتی شاهد دیگری بر این مدعاست.

در مرحله چهارم دما افت کرده و دگرسانی قهقرایی و ته‌نشینی سولفیدها آغاز می‌شود (شهاب‌پور، 1380). تبلور اپیدوت، اسفن، کلریت، ترمولیت و اکتینولیت از نشانه‌های بارز این مرحله است. با توجه به تشکیل این کانی‌ها در مجاورت یا در حاشیه کانی‌های مرحله پیش‌رونده تکامل اسکارن (مانند پیروکسن و گارنت)، این کانی‌ها عمدتاً ناشی از دگرسانی برگشتی کانی‌های مرحله پیش‌رونده در این مرحله است. در اسکارن‌ها کانی‌های اپاک معمولاً همراه با دگرسانی قهقرایی یافت می‌شوند که نشان‌دهنده بالاتر بودن شرایط اکسیداسیون و سولفیداسیون و پایین‌تر بودن درجه‌حرارت در این مرحله نسبت به مرحله قبلی است. بالاتر بودن شرایط اکسیداسیون با گستردگی مارتیتی‌شدن مگنتیت‌ها تأیید می‌شود. از ویژگی‌های بارز مرحله پنجم تشکیل رگه‌های کوارتزی و کلسیتی است. این رگه‌ها خود به دو گروه تقسیم می‌شوند. گروهی از آن‌ها کانی‌های اسکارن را قطع کرده و همراه با کانی‌های تیره هستند. گروه دیگر که احتمالاً مربوط به مراحل فعالیت‌های هیدروترمالی پایانی در این منطقه است، نابارور بوده و سایر کانی‌ها را قطع نموده است.

 

میان‌بارهای‌ سیال

امروزه مطالعات میان‌بارهای‌ سیال به یکی از راه‌های اساسی جهت درک ژنز کانسارها و اکتشاف آن‌ها تبدیل شده است. ویژگی میان‌بارهای‌ سیال همچون ترکیب سیال، دما، چگالی و ماهیت گازهای به‌دام افتاده در انواع کانسارها با یکدیگر تفاوت دارد.

با وجود چنین اختلافاتی تصور بر این است که از میان‌بارهای سیال می‌توان به‌عنوان ابزاری مفید جهت اکتشاف کانسارها بهره برد (Wilkinson, 2001; Mollai et al., 2009). اگرچه سیالات درگیر در بسیاری از کانی‌های دگرگونی، از جمله گارنت، پیروکسن، اپیدوت و ... گزارش شده است اما کوارتز بهترین و متداول‌ترین کانی جهت این بررسی‌هاست زیرا در اغلب سنگ‌های دگرگونی یافت شده و تحت همه شرایط دگرگونی در پوسته زمین مقاوم است. این کانی بر خلاف سایر کانی‌ها که می‌توانند با سیال آبگین درون میان‌بار تبادل کاتیونی انجام دهند، با سیال به‌دام افتاده واکنش شیمیایی انجام نمی‌دهد. بنابراین می‌توان تصور نمود که ترکیب میان‌بار سیال به‌دام افتاده در کوارتز، دچار تغییر در اثر تراوش و نشر نشده است (Walther et al., 1986).

با توجه به فراوانی رگه‌های کوارتزی در اسکارن‌ها، 5 نمونه تراشه (chips) کوارتزی به ضخامت 200 تا 400 میکرون از آن‌ها تهیه شد. این کوارتزها شیری‌رنگ بوده و در اکثر آن‌ها مگنتیت و پیریت به‌صورت ریزدانه و پراکنده دیده می‌شود. جهت تعیین دمای تشکیل گارنت‌ها از یک نمونه اسکارن نیز تراشه تهیه شد. اما پس از بررسی و کوشش بسیار، اندازه‌گیری از این گارنت‌ها فراهم نشد زیرا این گارنت‌ها بسیار خردشده بوده و شفاف نبودند. تنها داده به‌دست آمده از این نمونه 10 اندازه‌گیری از کوارتزهای هم‌زیست با گارنت‌ها بود که در جدول 3 آورده شده است.

 

 

جدول 3- دمای همگن‌شدگی (Th)، ذوب یخ (Tm) و شوری معادل در مجموعه میان‌بارهای سیال اسکارن شمال کالکافی، نمونه 1-21 نمونه اسکارنی است که اندازه‌گیری‌ها در آن از کوارتز هم‌زیست با گارنت انجام شده است.

Type of homogenization

Salinity

Tm(°C)

Th(°C)

Number

Type

Sample

L+V→V

9.8

6.4-

362

2

P, V

Ka-b-1

L+V→V

-

-

130.2

5

S, V

Ka-b-2

(Leakage or Necked)

L→S+L

26.3

-28.5

190.8

2

P, IV

 

L→L+V

-

-

241-250

6

P, III

Ka-b-3

Necked

-

-

290

2

P, III

 

S+L→V+L+S

-

-

252-267

6

P, III, V

 

Leakage

-

-

312

2

P, III

 

L→L+V

18.2

-14.5

279

4

P, III

Ka-b-4

L+V→V

-

-

279-325

7

P, III

 

L→L+V

-

-

325

2

P, III, V

 

-

23

-20.5

-

2

P, III, V

 

L→L+V

-

-

155-257

12

P, III, V

Ka-b-5

L→L+V

23

-20.4

281

2

P, III

 

Necked?

19.8

-16.2

281

1

P, III

 

S+L→V+L+S

-

-

170-283

10

P, III, V

21-1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

با توجه به مطالعات انجام‌شده، شش گروه میان‌بار سیال در دمای اتاق شناسایی شد (شکل 7) که عبارتند از:

نوع (I تک‌فاز غنی از گاز (V)، نوع (II تک‌فاز مایع (L)، نوع (III دوفازی مایع- گاز (L+V±S)، نوع (IV دوفازی گاز- مایع (V+L±S)، نوع (V سه‌فازی مایع- جامد- گاز (L+V+S1±S2)، نوع (VI دوفازی مایع- جامد (L+S±V). در این میان‌بارها فاز جامد عمدتاً از نوع NaCl است.

بر اساس مطالعات Roedder (1984) و Shepherd و همکاران (1985)، مشخصات نوری سیالات درگیر از جمله شکل و اندازه سیالات درگیر، نوع سیالات درگیر (اولیه، ثانویه کاذب و ثانویه)، محتویات سیالات درگیر، نحوه گسترش هندسی و اندازه آن‌ها مورد توجه قرار گرفت. رخداد بعضی از پدیده‌ها همچون گردن‌یافتگی (Necking down)، به‌دام افتادگی هتروژن (Heterogeneous entrapment) و تعادل مجدد حرارتی (Thermal reequilibration) باعث کاسته‌شدن از اعتبار داده‌های حاصل از مطالعه سیالات درگیر می‌شود که با مطالعه دقیق سنگ‌شناسی این پدیده‌ها در نظر گرفته شد. در چندین مورد، میان‌بارهای‌ دوفازی با فاز جامد بزرگ شناسایی شد که این میان‌بارها احتمالاً در اثر پدیده گردن‌یافتگی، ترکیدگی (Leakage) و یا به‌دام افتادن بلور نمک در میان‌بار به‌صورت Trap phase شکل گرفته‌اند. میان‌بارهای نوع VI احتمالاً از این نوع بوده و دارای شوری تقریبی 27 درصد وزنی معادل NaCl هستند. نتیجه اندازه‌گیری‌ها در جدول 3 آورده شده است.

 

 

 

شکل 7- پراکنش انواع مختلف میان‌بارها در رگه‌های کوارتزی؛ (A رخداد پدیده Necking down و در قسمت F میان‌بارهای‌ ثانویه مشاهده می‌شوند. اندازه‌گیری‌های گرمایش و سرمایش بر روی میان‌بارهای نوع III و V انجام شده است. TyI: نوع I، TyII: نوع II، TyIII: نوع III، TyIV: نوع IV، TyV: نوع V، TyVI: نوع VI و میان‌بارهای ثانویه: S Type.

 

 

میانگین دمای همگن‌شدگی (Th) در مجموعه میان‌بارهای‌ اولیه نوع III و V از 150 تا 375 درجه‌سانتیگراد تغییر می‌کند (شکل 8- A). شوری محاسبه‌شده بر اساس دمای نهایی انحلال آخرین قطعه یخ و بر اساس جدول ارائه شده توسط شهاب‌پور (1380)، از 10 تا 23 درصد وزنی معادل NaCl (شکل 8- B) تغییر می‌کند. شوری محاسبه‌شده توسط نرم‌افزار FLINCOR نیز همین محدوده شوری را نشان می‌دهد. با توجه به نمودار فراوانی شکل 8- A دو نقطه اوج (peak) مشاهده می‌شود که اولی در محدوده 150 تا 200 و دومی در محدوده 250 تا 325 قرار می‌گیرد. نقطه اوج اولی را می‌توان به فازهای گرمابی پایانی هم‌زمان با کانی‌سازی یا فاز گرمابی پس از کانی‌سازی مربوط دانست، که موجب دگرسانی وسیع کانی‌های تیره اصلی از جمله کالکوپیریت، پیریت و مگنتیت و تبدیل آن‌ها به بورنیت، کوولین، هماتیت، اولیژیست و گوئتیت شده است. این موارد با مطالعات مقاطع صیقلی مورد تأیید قرار گرفت. نقطه اوج دومی را می‌توان فاز کانی‌سازی اصلی در نظر گرفت که مرتبط با رخداد جوشش و ته‌نشینی سولفیدها در منطقه بوده است. شکل 8- D نشان‌دهنده چگالی میان‌بارهای‌ مطالعه‌شده است.

 

 

 

شکل 8- (A دمای همگن‌شدگی، (B شوری معادل میان‌بارهای‌ اندازه‌گیری‌شده در برابر فراوانی، (C شکل نمونه‌ها در نمودار Wilkinson (2001) و قرارگیری آن‌ها در محدوده اسکارن، (D چگالی میان‌بارهای‌ مطالعه‌شده بر حسب گرم بر سانتی‌متر مکعب که در محدوده 7/0 تا 0/1 قرار می‌گیرد.

 

 

بر اساس به‌دام افتادگی هم‌زمان میان‌بارهایی با اختلاف دمایی بسیار محدود که به‌طور هم‌زمان هم به فاز مایع و هم به فاز بخار همگن می‌شوند، می‌توان گفت که در شکسته‌شدن کمپلکس‌های فلزی و ته‌نشینی فلزات، جوشش نقش داشته است. مطالعات متعددی که در زمینه نقش جوشش در رخداد کانه‌زایی صورت‌گرفته (حاج‌علیلو و خاکزاد، 1378؛ شهاب‌پور، 1380؛ شمعانیان اصفهانی و همکاران، 1383؛ Wilkinson, (2001 نشان‌داده است که جوشش از مکانیسم‌های اصلی ته‌نشینی کانه بوده و هنگامی که دمای انحلال کاهش می‌یابد، ته‌نشینی فلز افزایش می‌یابد. جوشش قهقرایی باعث به حرکت در آمدن محلول‌های گرمابی می‌شود. حضور فراوان بلورهای دختر نمک در این میان‌بارها نشانگر این است که این محلول‌ها حاوی کلر به‌صورت یون‌های کلروری بوده و گوگرد نیز به‌صورت بی‌سولفید حضور دارد. یون‌های کلروری باعث انتقال فلزات شده و بی‌سولفیدها گوگرد لازم برای تشکیل سولفید را فراهم می‌آورند. در اثر رخداد جوشش، اجزای فرار نظیر HCl و HF از سیستم خارج شده و باعث قلیایی‌شدن مایعات باقی‌مانده می‌شوند. در نهایت با افزایش PH کمپلکس‌های کلروری ناپایدار شده و سولفیدها ته‌نشین می‌شوند (شهاب‌پور، 1380). به‌طور کلی از عوامل مؤثر در ته‌نشینی ذخیره معدنی این کانسار می‌توان به کاهش درجه‌حرارت و فشار در اثر جوشش، کاهش سرعت محلول کانسارساز، مخلوط‌شدگی محلول‌های کانسارساز با یکدیگر، توانایی سیالات در جابه‌جایی مقادیر کافی از این فلزات، حجم کل محلول که به محل کانه‌زایی مهاجرت می‌کند، افزایش نفوذپذیری، افزایش شکنندگی، تغییرات شیمیایی مناسب و به‌وجود آمدن شکستگی و گسل در سنگ‌های میزبان ماده معدنی اشاره کرد (شهاب‌پور، 1380). منشأ کمپلکس‌های کلروری و سولفیدی علاوه بر توده نفوذی، می‌تواند شیل‌های غنی از فلز که در مجاورت اسکارن‌ها حضور دارند باشد. به‌عبارت دیگر سیال کانه‌دار کلریدی می‌تواند یک آب درون‌سازندی (شورابه‌های حوضه‌ای) غنی از کلر باشد که از شیل‌ها خارج شده است.

 

کانی‌های کدر (opaque minerals)

مجموعه کانی‌های کدر شناسایی شده در مقاطع صیقلی عبارتند از کالکوپیریت، پیریت، مارکازیت و مگنتیت به‌عنوان کانی‌های فلزی اولیه و مالاکیت، بورنیت، کوولیت، کالکوسیت، هماتیت، سیدریت، گوئتیت و اکسیدهای آهن که منشأ ثانویه داشته و در اثر فرآیندهای اکسیداسیون و سوپرژن حاصل شده‌اند (شکل 9). بافت‌های اولیه به‌صورت گرانولار، افشان، رگه‌ای و نواری و بافت‌های دگرشکلی به‌صورت جعبه‌ای و مارتیتی شدن (عادی، زونه‌ای و گرم‌شدگی)، خمشی، برشی و رگه‌ای هستند (شکل 9). عوامل تکتونیکی، دگرگونی و اکسیداسیون در تشکیل بافت‌های دگرشکلی نقش دارند (شمسی‌پور، 1386). با توجه به فعال‌بودن این منطقه از نظر تکتونیکی و حضور گسل‌های فراوان (شکل 1) آثار این فعالیت‌ها پس از کانه‌زایی در کانسار به‌صورت بافت‌های جانشینی، رگه‌ای، برشی، جداشدگی کششی، اسکلتی و نواری دیده می‌شود. همان‌طور که گفته شد مگنتیت عمدتاً در مرحله سوم و کانی‌های سولفیدی در مرحله چهارم تکامل اسکارن‌ها در این منطقه شکل گرفته‌اند. با هجوم سیالات گرمابی تأخیری که دارای دمای 150 تا 200 درجه‌سانتیگراد بوده‌اند، این کانی‌ها دچار دگرسانی شده و بورنیت و کوولیت در اطراف کالکوپیریت و مارتیت درون مگنتیت شروع به گسترش نموده است (شکل 9- A تا D و H).

 

 

 

شکل 9- کانی‌های تیره و بافت‌های مطالعه‌شده (RXPL) در نمونه‌های اسکارن (A تا C و E تا H) و رگه کوارتزی(D) (A بافت جانشینی، تبدیل کالکوپیریت به بورنیت و کوولیت در حاشیه، (B بافت جانشینی و جداشدگی کششی در مارکازیت که به گوئتیت تبدیل شده است، (C بافت گرانولار و جانشینی در مارکازیت، بلور مارکازیت در حاشیه به گوئتیت تبدیل شده است، (D بافت اسکلتی و جانشینی در گوئتیت. این کانی به‌طور کامل جانشین مارکازیت یا پیریت اولیه شده است، (E بافت نواری و جعبه‌ای در اسپیکولاریت، (F بافت رگه‌ای در پیریت و کالکوپیریت، (G بافت افشان در مگنتیت، (H بافت اسکلتی و مارتیتی‌شدن گسترده در مگنتیت. Ccp: کالکوپیریت، Py: پیریت، Bn: بورنیت، Cv: کوولیت، Mrc: مارکازیت، Gt: گوئتیت و Mag: مگنتیت.

 

 

 

 

با توجه به شکل 10 و ارتباط ترکیب توده نفوذی کالکافی با توده‌های مولد اسکارن‌هایCu ، Fe و Au، می‌توان منشأ عناصر فلزی حاضر در اسکارن و رگه‌های کوارتزی تأخیری کانه‌دار مرتبط با اسکارن‌ها را توده نفوذی کالکافی در نظر گرفت.

 

بحث

بررسی عناصر اصلی گرانیتویید کالکافی جهت پی‌بردن به نوع کانه‌زایی اسکارنی

از آن‌جایی که سنگ‌های آذرین مرتبط با انواع کانسارهای اسکارن، از نظر مقدار و ویژگی‌های عناصر اصلی و فرعی دارای ویژگی‌های تقریباً منحصر به‌فردی هستند، بنابراین مطالعه این عناصر و تغییرات آن‌ها در سنگ‌های آذرین می‌تواند اطلاعات مفیدی را در خصوص شدت تفریق و آلایش ماگما، مینرالیزه یا عقیم‌بودن توده‌ها و نوع کانسار اسکارنی فراهم نماید(Meinert, 1995) .

وجود رابطه بین ترکیب توده نفوذی و نوع اسکارن به‌طور گسترده شرح داده شده است (لیاقت و همکاران، 1384؛ Newberry and Swanson, 1986؛ Meinert, 1995؛ Meinert et al., 2000؛ Ray et al., 2000؛ Kusku et al., 2002). برای مثال توده‌های نفوذی که به‌همراه اسکارن‌های Fe و Au هستند، MgO بیشتر و K2O و SiO2 کمتری نسبت به توده‌های نفوذی همراه کانسارهای اسکارن Sn و Mo را دارا هستند. بر اساس مقایسه عناصر اصلی، بیشتر توده‌های نفوذی که کانسارهای اسکارنی را می‌سازند، از نوع سری‌های ماگمایی کالک‌آلکالن هستند.

 

 

شکل 10- نمودارهای متغیر هارکر برای گرانیتویید کالکافی؛ در تصاویر A تا D تطابق میان نمونه‌های گرانیتویید کالکافی با توده‌های مرتبط با اسکارن‌های Au-Cu-Fe، Au-Cu و Cu دیده می‌شود. شکل E نشان‌دهنده اکسیدان بودن محیط تشکیل این گرانیتویید و انطباق آن با گرانیتوییدهای مرتبط با اسکارن مس است. میانگین ترکیب توده‌های مرتبط با اسکارن، برگرفته از Meinert (1995)

 

 

 

اکثر این توده‌ها از نوع متاآلومینوس بوده و هیچ توده مرتبط با کانسار اسکارنی از نوع پرآلکالن تاکنون یافت نشده است (Meinert, 1995). از مقایسه داده‌های مربوط به گرانیتویید مطالعه‌شده با توده‌های آذرین مولد اسکارن‌ها (شکل 10) می‌توان دریافت که انطباق خوبی میان اکسیدهای عناصر اصلی این سنگ‌ها با توده‌های مولد اسکارن مس- طلا- آهن برقرار است.

از میان عناصر اصلی تنها آهن در طبیعت به حالت Fe2+ و  Fe3+یافت می‌شود و به لحاظ همین ویژگی، نوع آهن در یک توده نفوذی اطلاعاتی در مورد حالت اکسیداسیون ماگما ارائه می‌نماید. از میان توده‌های نفوذی همراه با انواع اسکارن‌ها، نفوذی‌های همراه با اسکارن‌های Sn و Au دارای حالت احیایی و توده‌های نفوذی همراه با اسکارن‌های Zn، Cu، Fe و Mo دارای حالت اکسیدان هستند. بر اساس داده‌های تجزیه شیمیایی سنگ‌کل برای سنگ‌های آذرین منطقه، این حالت در مورد توده نفوذی کالکافی نیز مشاهده شده و همانند توده‌های نفوذی مرتبط با اسکارن‌های مس، حالت اکسیدان از خود نشان می‌دهند (شکل 10- E). در شکل 10 موقعیت انواع کانسارهای اسکارنی و ارتباط آن‌ها با ترکیب توده نفوذی نشان داده‌شده است. در نهایت حضور کانی‌های فلزی سولفیدی همچون پیریت، کالکوپیریت، حضور مگنتیت و مالاکیت در سطح گسترده (شکل 9) و وجود گارنت با رنگ‌های متفاوت از جمله قهوه‌ای سوخته که محتوی مقادیر بالای مس است، نیز نشان‌دهنده کانه‌زایی مس در این اسکارن‌هاست. به‌عنوان شاهد، نتایج آنالیز سنگ‌کل یک نمونه از میانگین اسکارن‌های منطقه در جدول 1 آورده شده است. همچنان که انتظار می‌رود، میزان مس در این نمونه بالا و در حدود ppm 7700 است.

 

بررسی عناصر کمیاب و نادر خاکی

بررسی‌ها نشان می‌دهد که بین میزان عناصر فرعی توده نفوذی و نوع اسکارن‌سازی نیز روابطی برقرار است. برای مثال Rb به‌واسطه حضور در فلدسپات پتاسیم و میکا، در ماگماهای تفریق یافته دارای مقادیر بالاتری است. برخلاف آن Sc به علت حضور در پیروکسن، در ماگماهای تفریق نیافته فراوانی بیشتری دارد. با توجه به همراهی اسکارن‌های Fe با ماگماهای تفریق نیافته و بالعکس، همراهی اسکارن‌های Sn با ماگماهای کاملاً تفریق‌یافته، از طریق اندازه‌گیری میزان Sc و Rb ماگما می‌توان به نوع کانسارزایی اسکارنی مربوطه پی‌برد.

در جدول 4 میانگین مقدار عناصر فرعی به‌دست آمده از بخش مونزونیتی توده نفوذی کالکافی با میانگین مقادیر به‌دست آمده از توده‌های نفوذی مرتبط با اسکارن‌های مس آورده شده است. میانگین مقدار عناصر فرعی توده‌های نفوذی مرتبط با اسکارن آهن و روی (Meinert, 1995) نیز برای مقایسه آورده شده است.

 

 

جدول 4- مقایسه میزان عناصر فرعی توده نفوذی کالکافی با توده‌های مرتبط با اسکارن‌های روی و آهن. همان‌طور که مشاهده می‌شود بیش‌ترین تطابق بین داده‌های توده نفوذی کالکافی و توده‌های مرتبط با اسکارن مس برقرار است.

Th

Ce

La

Pb

Zn

Cu

Ga

Nb

Y

Zr

Sr

Rb

Ba

V

Cr

Ni

عناصر جزیی

11.6

60.21

33.56

29.50

56

33

21.80

10.38

13.70

202

1484

121

782

68.75

325

27.87

میانگین عناصر در توده نفوذی کالکافی

9

78

45

24

57

287

19

11

17

183

807

103

1466

85

18

16

میانگین عناصر در توده‌های مرتبط با اسکارن Cu

8

72

36

1.88

569

80

20

22

32

136

497

178

1227

30

104

9

میانگین عناصر در توده‌های مرتبط با اسکارن Zn

5

43

16

5

57

43

17

9

24

141

505

39

326

152

81

35

میانگین عناصر در توده‌های مرتبط با اسکارن Fe

 

 

با افزایش تفریق، میزان Rb در ماگما افزایش نشان می‌دهد. میانگین میزان Rb در گرانیتوییدهای اسکارنی آهن برابر با ppm 39 و در گرانیتوییدهای اسکارنی مس برابر با ppm 103 است. در گرانیتویید کالکافی این مقدار برابر با ppm 121 است و نزدیک به مقدار میانگین گرانیتوییدهای اسکارنی مس است. همچنین V و Nb در گرانیتویید اسکارنی مس، به‌طور میانگین دارای مقادیر ppm 85V= و ppm 11Nb= است. در گرانیتویید کالکافی این عناصر دارای مقادیر
ppm 75/68V= و ppm 38/10Nb= است. در نهایت با مقایسه عناصر جزیی این گرانیتویید با سایر گرانیتوییدهای مرتبط با اسکارن مس، روی و آهن، شباهت آن‌ها با گرانیتوییدهای اسکارن Cu بیش از پیش آشکار می‌شود. روش دیگری که از طریق آن می‌توان به نوع کانه‌زایی اسکارنی پی‌برد، استفاده از نمودارهای تعیین موقعیت تکتونیکی Pearce (1984) است. در این نمودارها (شکل 5- A و B) همچنان که مشاهده می‌شود، گرانیتوییدهای مورد بررسی، با گرانیتوییدهای اسکارنی مس تطابق دارد.

 

نتیجه‌گیری

با توجه به مطالعات گسترده‌ای که بر روی ارتباط گرانیتوییدها با کانسارهای اسکارنی دنیا انجام شده است (لیاقت و همکاران، 1384؛ Newberry and Swanson, 1986؛ Meinert, 1995؛ Meinert et al., 2000؛
Ray et al., 2000؛ (Kusku et al., 2002 وجود رابطه بین ترکیب شیمیایی گرانیتوییدها با اسکارن‌ همراه کاملاً پذیرفته شده است.

بر پایه مطالعات میکروسکوپی و بررسی‌های انجام‌شده بر روی سنگ‌های گرانیتوییدی شمال کالکافی، ترکیب سنگ‌شناختی این بخش از توده از مونزونیت- کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت متغیر بوده و مشخصات یک ماگمای کالک‌آلکالن، متاآلومینوس و تیپ I را داراست.

بر اساس نمودارهای ژئوشیمیایی، این گرانیتوییدها در محیط تکتونوماگمایی مرتبط با کمان‌های آتشفشانی و پس از کوه‌زایی شکل‌گرفته‌اند. مقایسه عناصر اصلی و فرعی گرانیتویید کالکافی با سایر گرانیتوییدهای اسکارنی شناخته‌شده دنیا این گرانیتویید را از نوع گرانیتوییدهای مرتبط با اسکارن‌های مس- طلا- آهن معرفی می‌کند که در تطابق کامل با شواهد صحرایی، تجزیه‌شیمیایی نمونه اسکارنی و مقاطع صیقلی تهیه شده از اسکارن‌های این منطقه است.

اسکارن‌های مطالعه‌شده در اثر تماس توده نفوذی کالک‌آلکالن نوع I کالکافی (با سن ائوسن فوقانی- الیگوسن) با واحدهای دگرگونه انارک ایجاد شده است. این اسکارن‌ها با گسترش محدود، از نوع واکنشی و کلسیک بوده و در بررسی‌های صحرایی پهنه‌بندی قابل مشاهده‌ای در آن‌ها دیده نمی‌شود.

پنج مرحله در شکل‌گیری این اسکارن‌ها شناخته شده که عبارتند از:

مرحله 1) دگرسانی پیش‌رونده سنگ درون‌گیر در اثر نفوذ توده.

مرحله 2) نفوذ سیالات به شکستگی‌های سنگ میزبان و تشکیل کانی‌های کالک‌سیلیکاته بدون آب در دمای نسبتاً زیاد.

مرحله 3) تولید گسترده مگنتیت و جانشین‌شدن آن به‌جای گارنت آندرادیت و سایر سیلیکات‌ها.

مرحله 4) تبلور کانی‌های آبدار از جمله اپیدوت، کلریت، ترمولیت و اکتینولیت در اثر دگرسانی برگشتی کانی‌های دما بالای اولیه. در این مرحله افت دما و ته‌نشینی سولفیدها رخ می‌دهد.

مرحله 5) شکل‌گیری رگه‌های کوارتزی و کلسیتی بی‌بار.

بررسی میان‌بارهای‌ سیال رگه‌های کوارتزی کانه‌دار مرتبط با این اسکارن‌ها، نشان می‌دهد که سیالات کانی‌ساز در مرحله تأخیری یا بعد از ماگمایی در دمای کم (حداکثر 375 درجه‌سانتیگراد) شکل گرفته‌اند. با توجه به شوری بالای سیالات و شواهد وجود جوشش در منطقه، فلزات احتمالاً توسط کمپلکس‌های کلریدی حمل و منتقل شده و با تغییر شرایط محیطی یعنی قلیایی و اکسیدان‌شدن محیط و حضور کمپلکس‌های بی‌سولفیدی به‌صورت فازهای سولفیدی ته‌نشین شده‌اند. Mollai (2009) موارد زیر را جهت اکتشاف کانسار مس در کانسار مزرعه (شمال اهر) در نظر گرفته است که تطابق زیادی با اطلاعات به‌دست آمده از اسکارن‌های کالکافی دارد:

1) وجود میان‌بارهای دمابالا (دمای همگن‌شدگی بین 300 تا 500 درجه‌سانتیگراد)، 2) سیالات شوری بالا و میان‌بارهای غنی از نمک، 3) میان‌بارهایی که رخداد جوشش را در سیالات نشان می‌دهند.

مطالعه کانی‌های تیره در نمونه‌های اسکارنی و رگه‌های کوارتزی، نشان‌دهنده تشکیل انواع کانی‌های سولفیدی و اکسیدی از جمله پیریت، کالکوپیریت، مارکازیت و مگنتیت در مرحله چهارم اسکارن‌زایی و ته‌نشینی آن‌ها از محلول‌ها در اثر رخداد پدیده جوشش است.

وجود گسترده بورنیت، کوولیت و کالکوسیت که به‌صورت ثانویه و در اثر جانشینی حاشیه‌ای کالکوپیریت تشکیل شده‌اند، بیانگر شرایط سوپرژن و تأثیر محلول‌هایی با دمای 150 تا 200 درجه‌سانتیگراد بر روی کانی‌های تشکیل شده در مرحله قبل است. کانی‌های اکسیدی و هیدروکسیدی از جمله هماتیت، مارتیت،گوئتیت و لیمونیت از دگرسانی کانی‌های اولیه مانند پیریت، کالکوپیریت و مگنتیت در شرایط سطحی ایجاد شده‌اند. به‌طور کلی شکل‌گیری رگه‌های کوارتزی و گسترش واکنش‌های برگشتی در آن‌ها را می‌توان با تکتونیک پویای منطقه و فعالیت گسل‌ها مرتبط دانست.

آقانباتی، ع. (1385) زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

احمدیان، ج.، امامی، م. ه.، قربانی، م. ر. و موراتا، م. (1386) سنگ‌زایی گرانیتوییدهای پتاسیک مجموعه نفوذی کالکافی (شمال‌خاوری انارک) با استفاده از شاخص‌های کانی‌شناسی و ژئوشیمیایی. فصل‌نامه علوم‌زمین 63: 154-163.

اسمیرنوف، و. ا. (1367) زمین‌شناسی ذخایر معدنی. ترجمه علیپور، ک. انتشارات مرکز نشر دانشگاهی، تهران.

باباخانی، ع.، مهرپرتو، م، رادفر، ج. و مجیدی، ج. (1376) مطالعات زمین‌شناسی و اکتشاف مقدماتی در منطقه کالکافی- خونی جهت طلا و سایر فلزات همراه. شرکت توسعه علوم‌زمین، تهران.

حاج علیلو، ب. و خاکزاد، ا. (1378) بررسی کانی‌سازی معادن مس بولاغی و رشت‌آباد بر اساس مطالعات سیالات درگیر. فصل‌نامه علوم‌زمین 33-34: 62-77.

رسا، ا. و مهرنیا، ا. (1384) کانسارهای فلزات پایه با میزبان سنگ‌های کربناتی. انتشارات روز بهان، تهران.

شمسی‌پور، ر. (1386) مطالعه مینرالوگرافی و میان‌بارهای سیال در کانسار آهن چادرملوی بافق (ایران مرکزی). مجله پژوهشی دانشگاه اصفهان (علوم‌پایه) 3: 129-144.

شمعانیان اصفهانی، ع.، حسن‌زاده، ج.، هندکوئیست، ج.، هاتوری، ک. و قادری، م. (1383) مقایسه کانی‌سازی اپی‌ترمال فلزات پایه و گران‌بها در مناطق گندی و ابوالحسنی استان سمنان، ایران. فصل‌نامه علوم‌زمین 53: 100-117.

شهاب‌پور، ج. (1380) زمین‌شناسی اقتصادی. انتشارات دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان.

لیاقت، س.، زراسوندی، ع. و حسینی، م. (1384) ویژگی‌های ژئوشیمیایی اسکارن‌های جنوب‌غرب یزد و مقایسه آن‌ها با اسکارن‌های شناخته‌شده مرتبط با گرانیت‌ها. مجله علوم دانشگاه شهید چمران اهواز (ب)14: 53-69.

Ahmadian, J., Hasckke, M., Mc Donald, I., Regelous, M., Ghorbani, M. R., Hashem Emami, M., Murata, M. (2009) High magmatic flux during Alpine-Himalayan collision: constraints from the Kal-e-Kafi complex, centeral Iran. Geological Society of America 121(5): 857-868.

Batchelor, R. A. and Bowden, P. (1985) Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multi cationic parameters. Chemical Geology 48: 43-55.

Brown, I. J. and Nesbitt, B. E. (1987) Gold-copper-bismuth mineralization in hedenbergitic skarn, Tombstone mountain, Yukon. Canadian Journal of Earth Science 24: 2362-2372.

Debon, F. and Le Fort, P. (1983) A chemical-mineralogical classification of common plutonic rocks and associations: Royal Society of Edinburgh Transactions. Earth Sciences 73: 135-149.

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of common rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8: 523-548.

Kusku, I., Kascu, G., Meinert, L. and Floyed, P. (2002) Tectonic setting and petrogenesis of the Celebi granitoid (Turkey) and comparison with world skarn granitoids. Geochemical Exploration 76: 175-194.

Le Maitre, R. W. (1976) The chemical variability of some common igneous rocks. Journal of Petrology 17: 589-637.

Maniar, P. D. and Piccoli, P. M. (1989) Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin 101: 635-643.

Meinert, L. D. (1995) Compositional variation of igneous rocks associated with skarn deposits-chemical evidence for a genetic connection between petrogenesis and mineralization. Mineralogical Association of Canada, short course series, Mineral Deposit Research Unit (MDRU) 23: 401-418.

Meinert, L. D., Lentz, D. R. and Newberry, R. J. (2000) A special issue devoted to skarn deposits introduction. Economic Geology 95: 1183-1184.

Mollai, H., Sharma, R. and Pe-Piper, P. (2009) Copper mineralization around the Ahar batholite, north of Ahar (NW Iran): Evidence for Fluid evolution and the origin of the skarn ore deposit. Ore Geology Review 35: 401-414.

Newberry, R. J. and Swanson, S. E. (1986) Scheelite skarn granitoids: an evaluation of the roles of the magmatic source and process. Ore Geology Reviews 1: 57-81.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Ray, G. E., Webster, I. C. L., Ballantyne, S. B., Kilby, C. E. and Cornelius, S. B. (2000) The geochemistry of three tin bearing skarns and their related plutonic rocks, Altin, Northern British Columbia. Economic Geology 95: 1349-1365.

Roedder, E. (1984) Fluid inclusions reviews in mineralogy. Mineralogical Society of America, Washington D. C.

Shepherd, T. J., Rankin, A. H. and Alderton, D. H. M. (1985) A practical guide to fluid inclusion studies. Blackie and son, Glasgow.

Technoexport (1984) Geological map of Kabudan: 1/100000, sheet 6856. Geological Survey of Iran.

Walther, J., Wood, B. J. and Crawford, M. L. (1986) Fluid-rock interactions during metamorphism. advances in physical geochemistry, vol. 5, Springer-Verlag, New York.

Wilkinson, J. J. (2001) Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos 25: 229-279.

Wones, D. R. (1989) Significance of the assemblage titanite+magnetite+quartz in granitic rocks. American Mineralogist 74: 956-983.

Yakovenko, V., Chinakov, I., Kokorin, Yu and Krivyakin, B. (1981) Report on geological prospecting in Anarak area (Kal-eKafi- Khuni locality). V/O Technoexport, Report No. 13, Moscow.