بررسی کانه‌زایی کانسار هماتیتی هنشک در استان فارس با استفاده از داده‌های سنگ‌شناسی، کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 بخش علوم‌زمین، دانشگاه شیراز،‌ شیراز،‌ ایران

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

چکیده

کانسار آهن هنشک بین روستاهای گوشتی و هنشک در صفاشهر و در شمال‌غرب استان فارس واقع شده است. کانه‌زایی آهن به‌صورت توده‌ای و عدسی همراه با رگه‌های سیلیس و باریت، در سنگ‌های میزبان دولومیتی قهوه‌ای‌رنگ سیلیسی‌شده با سن تریاس تشکیل شده است. کانه‌های اصلی به‌ترتیب شامل هماتیت و گوتیت و به‌مقدار کمتری مگنتیت هستند که اغلب از طریق فرآیند جانشینی و به‌میزان کمتر به‌شکل شکافه پرکن در سنگ میزبان جایگیر شده‌اند. مقادیر پایین فسفر (کمتر از 01/0 تا 41/0 درصد)، تیتانیوم (کمتر از 01/0 تا 04/0 درصد)، کروم (کمتر از 01/0 درصد) و وانادیوم (5- 16 ppm ) در نمونه‌های کانسنگ، هرگونه منشاء ماگمایی نهشته‌های مورد مطالعه را رد می‌کند. همچنین اثری از کانی‌های شاخص اسکارن در منطقه دیده نمی‌شود. الگوی به‌هنجار شده کندریتی توزیع عناصر نادر خاکی، بی‌هنجاری منفی عناصر Ce و Eu، به‌همراه نسبت‌های Co/Ni، Eu/Sm£1 و La/Lu³1 در کنار داده‌های زمین‌دماسنجی (دمای 200- 300 درجه‌سانتیگراد) و بافتی، نشانگر ویژگی گرمابی ذخیره آهن هماتیتی هنشک است. توده‌های آذرین موجود در منطقه به‌عنوان منشاء فلزات و موتور حرارتی در این سیستم گرمابی عمل کرده‌اند. مشاهدات صحرایی، بافتی و ساختی ماده معدنی و سنگ‌های در برگیرنده، گویای اهمیت نقش محیط اکسایشی در نهشته شدن ماده معدنی است. با وجود مقادیر بسیار پایین مس و طلا در کانسار هنشک، مقدار نقره آن قابل مقایسه با برخی از ذخایر آهن نوع IOCG است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Investigation of the origin of Heneshk Hematitic iron deposit, Fars province using petrological, mineralogical and geochemical data

نویسندگان [English]

  • Mohhamad Ali Rajabzadeh 1
  • Shervin Parvin 1
  • Zohreh Moosavi Nasab 1
  • Reza Shamsipour Dehkordi 2
چکیده [English]

Heneshk iron deposit is located between Gushti and Heneshk villages at Safashahr, NW of Fars province. Iron mineralization occurred as massive and lenticular shapes with silica and barite veins within brownish, silicified Triassic dolomitic host. Hematite and goethite are the principal ore minerals with minor magnetite that were formed through replacement and rarely open space filling within the host. Low concentrations of P (

کلیدواژه‌ها [English]

  • Hydrothermal iron deposit
  • Hematite
  • Geochemistry
  • Mineralogy
  • Petrology
  • Heneshk

مقدمه

کانسارهای رسوبی و آتشفشانی- رسوبی، ذخایر جدایشی ماگمایی مرتبط با سنگ‌های آذرین اسیدی تا حدواسط، لاتریت‌ها و ذخایر گرمابی آهن، چهار گروه اصلی ذخایر آهن محسوب می‌شوند که در میان آن‌ها، نخستین گروه، بزرگترین منابع در حال استخراج آهن (بیش از 90 درصد) در جهان را تشکیل می‌دهند. کانسارهای گرمابی آهن به‌شکل رگه‌ای و یا استوک‌ورک، از طریق فعالیت سیال گرمابی در اعماق بسیار متفاوت، از محیط‌های سطحی تا بسیار عمیق (بیش از 2 کیلومتر) تشکیل می‌شوند. ماده معدنی اصلی در این کانسارها شامل مگنتیت (دمای بالا و شرایط اکسایش کم تا متوسط) و یا هماتیت (دمای کم و شرایط اکسایش بالا) می‌شود (Guilbert and Park, 1997). بخش عمده استخراج آهن ایران در دهه 1380 از ذخایر با خاستگاه‌های متفاوت ماگمایی و اسکارنی- ماگمایی با سن پروتروزوئیک پسین تا میوپلیوسن صورت گرفته است (قربانی، 1386). در این مورد کانسارهای گرمابی آهن در ایران کمتر شناخته شده‌اند.

ذخایر آهن هنشک در 19 کیلومتری شمال‌شرق صفاشهر بین روستاهای گوشتی و هنشک در استان فارس واقع شده‌اند و شامل دو کانسار مجزا با فاصله حدود 6/1 کیلومتر هستند. این دو ذخیره از نظر نوع سنگ آهن با یکدیگر کاملاً متفاوت هستند. ذخیره معدنی بخش جنوبی منطقه از نوع سنگ آهن مگنتیتی رگه‌ای به‌همراه توده‌های پراکنده و کم وسعت منگنز و ذخیره آهن در بخش شمالی عمدتاً از توده‌های بی‌شکل و یا عدسی‌شکل هماتیتی تشکیل شده است. محدوده اکتشافی سنگ آهن هنشک تا قبل از سال 1380 محدوده‌ای بکر بوده و هیچ‌گونه مطالعه علمی و اکتشافی بر روی ذخایر معدنی در این محدوده انجام نشده است. بین سال های 1380 تا 1383 پس از ثبت آثار وجود ذخایر آهن، پروانه اکتشاف آهن توسط شرکت کاسیتریت اخذ می‌شود. این پروانه در سال 1384 پس از شروع عملیات اکتشاف به شرکت طلا کنکاش انتقال می‌یابد (که سپس به نام شرکت مادکانسار تغییر نام می‌دهد). تنها منابع منتشر شده شامل زمین‌شناسی عمومی منطقه مورد مطالعه است که در شرح نقشه‌های زمین‌شناسی سازمان زمین‌شناسی کشور (هوشمندزاده و سهیلی، 1369و 1371) و گزارش پایان اکتشاف سنگ آهن (فخرآبادی‌پور، 1385) آورده شده است. همچنین Sarkarinejad و Azizi (2008) به وضعیت تکتونیکی منطقه اشاره کرده‌اند. هدف از این نوشتار، ارائه شواهد صحرایی و داده‌های سنگ‌شناسی، کانی‌شناسی و زمین‌شیمیایی به‌منظور تعیین منشاء و نحوه تشکیل بخش هماتیتی نهشته‌های معدنی آهن است.

 

زمین‌شناسی منطقه

کانسار مورد مطالعه در فاصله 175 کیلومتری در شمال‌شرق شیراز در طول جغرافیایی ²18 ¢16 °53 شرقی و عرض جغرافیایی ²52 ¢44 °30 شمالی واقع شده است. محدوده معدنی از نظر زمین‌ساختی در حاشیه جنوبی پهنه سنندج- سیرجان و در امتداد روراندگی اصلی زاگرس قرار دارد (شکل 1) و به لحاظ ساختاری از صفحه‌های رورانده‌ای تشکیل شده است که در امتداد گسل‌های رورانده با امتداد شمال‌غرب- جنوب‌شرق واقع می‌شوند. فابریک سنگ‌های منطقه، بسیار متنوع بوده و شامل ساخت‌های اسلیتی و شیستوزیته، چین‌های نامتقارن، خط‌وارگی‌های طویل، خط‌وارگی‌های موجی شکل و ساخت‌های برشی می‌شوند که طی چندین فاز دگرشکلی ایجاد شده‌اند (Sarkarinejad and Azizi, 2008).

قدیمی‌ترین تشکیلات سنگی این منطقه به زمان پیش از دونین پایانی (احتمالاً سیلورین- دونین پیشین) تعلق دارد که شامل سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شده با منشاء آواری و کربناته همراه با آندزیت و توف می‌شوند. از واحدهای سنگی دیگر می‌توان به کوارتزیت، ماسه‌سنگ‌های دگرگون‌شده، فیلیت و مرمر همراه با لایه‌های نازک چرت و ماسه آهکی در شمال‌شرقی منطقه (با سن سیلورین- دونین پیشین) و نیز شیل، ماسه‌سنگ‌ و آهک بلورین شیری‌رنگ (با سن پرمین) اشاره کرد که در بخش‌های شمال‌شرق محدوده معدنی گسترش دارند و در اثر فرآیند دگرگونی مجاورتی، تبلور مجدد یافته‌اند (هوشمندزاده و سهیلی، 1369) (شکل 2- الف).

 

 

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی ساده شده منطقه هنشک (برگرفته از Sarkarinejad و Azizi (2008)) و موقعیت آن در پهنه سنندج- سیرجان (بر گرفته از Berberian و King (1981))

 

 

به عقیده هوشمندزاده و سهیلی (1369)، سنگ‌های ماگمایی منطقه دو گروه‌اند. گروه اول، پس از دگرگونی اصلی یعنی پس از تریاس میانی پدید آمده‌اند و گروه دوم که پیش از این فاز به‌وجود آمده و از آن متأثر شده‌اند. از سنگ‌های ماگمایی پس از دگرگونی، ریولیت‌های نیمه‌نفوذی هستند که در اعماق کم ظاهر شده‌اند. نمونه این سنگ‌ها را می‌توان در جنوب‌شرقی دهکده گوشتی نیز یافت. این ریولیت‌ها در میان دولومیت‌های آهن‌دار فراوان است و بنابراین ریولیت‌ها نیز می‌توانند از گوتیت و هماتیت بارور باشند. با این حال، این سنگ‌های آذرین دارای تماس مستقیم با ذخایر آهن نبوده و آثار دگرسانی در آنها مشهود است. گروه سنگ‌های ماگمایی پیش از دگرگونی، از ماگماهای بازالتی قلیایی قاره‌ای مشتق شده است که به‌صورت گدازه، توف، برش، سیل، دایک، آپوفیز و توده‌های بزرگ و کوچک نفوذی در میان رسوبات پالئوزوئیک جای گرفته اند. سنگ‌های گابرویی، از جمله این سنگ‌ها هستند که در میان رسوبات آواری جایگزین شده و طبیعت کالک‌آلکالن دارند. ویژگی‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهد که این سنگ‌ها نه از ذوب پوسته حاصل شده و نه به مواد آن آلوده شده است، بلکه بیشتر از ماگمایی بازالتی ریشه گرفته است که در فاصله بین منشاء تا مظهر، دچار فرآیند تفریق شده است. این موارد در مطالعات میکروسکوپی و زمین‌شیمیایی بررسی خواهند شد.

دولومیت قهوه‌ای به‌عنوان سنگ میزبان نهشته‌های آهن، حاصل رسوب‌گذاری در یک حوضه کم‌ژرفا و کرانه‌ای در تریاس میانی است (فخرآبادی‌پور، 1385). تریاس پایانی، پس از یک توقف در رسوب‌گذاری با فعالیت‌های آتشفشانی آغاز می‌شود. حضور گدازه‌های ریولیتی و آندزیتی با ترکیب آلکالن نشان‌دهنده آغاز شکافت نئوتتیس در این منطقه است که به‌صورت توده‌های کوچک در ابعاد حداکثر 10×12 متر، در میان دولومیت‌های به‌شدت خرد شده، نفوذ کرده‌اند و یا به‌صورت گدازه در مجاورت توده‌های عدسی شکل آهن‌دار دیده می‌شود (هوشمندزاده و سهیلی، 1371؛ Taraz, 1974). در ژوراسیک، تغییر رژیم تکتونیکی منطقه مورد مطالعه با رسوب‌گذاری ماسه‌سنگ‌، کنگلومرا و شیل نشان داده می‌شود و این مجموعه توسط آبرفت‌های نئوژن به‌عنوان جوان‌ترین تشکیلات منطقه پوشیده می‌شود.

ذخایر معدنی آهن هماتیتی به شکل‌های توده‌ای و عدسی‌مانند به‌صورت 4 ذخیره ناپیوسته در درون دولومیت‌های سیلیسی‌شده به سن تریاس به‌همراه گوتیت و رگه‌های سیلیس و باریت تشکیل شده‌اند. کانی‌سازی با نفوذ سیال‌های گرمابی به درون گسل‌ها، درزه‌ها و شکاف‌های موجود در توده‌های آهکی، طی فرآیند جانشینی کانی‌های کربناته توسط ترکیبات حاوی آهن، همراه است. ذخایر معدنی آهن، عموماً در امتداد گسل‌های اصلی زاگرس با امتداد NW-SE رخنمون دارد اما به‌علت زمین‌ساخت پیچیده و خردشدگی زیاد واحدهای سنگی در منطقه توسط گسل‌های محلی رابطه این کانه‌زایی با گسل‌ها دچار آشفتگی شده و از نظر شیب و ضخامت بسیار متغیر هستند. مجموع ذخایر دارای تناژ تقریبی 7/1 میلیون تن برآورد شده و به لحاظ داشتن عیارهای بالایی از آهن و پایین بودن میزان فسفر از ارزش فراوانی برخوردارند که هم‌اکنون توسط شرکت مادکانسار با مشارکت یک شرکت چینی در حال بهره‌برداری است (شکل 2- ب).

 

   

شکل 2- موقعیت نهشته‌های بزرگ آهن هماتیتی در اطراف روستای هنشک؛ الف) دولومیت‌های میزبان کانسار هماتیتی به‌همراه نهشته‌های معدنی آهن، ب) توده معدنی هماتیتی و گوتیتی به‌همراه رگچه‌های باریت

 

 

در سنگ‌های دولومیتی به‌شدت سیلیسی‌شده میزبان کانسار، سیلیس به شکل ریزدانه و رگچه‌ای در متن سنگ و به‌شکل رگه‌ای در سرتاسر مناطق کانه‌زایی‌شده مشاهده است. سیلیسی‌شدن سنگ میزبان موجب آماده‌سازی زمینه (Ground preparation) کانه‌زایی شده است که با افزایش قابلیت خردشدگی سنگ تحت تأثیر نیروهای تکتونیکی و در نتیجه افزایش تراوایی سنگ میزبان همراه است. محل‌های گسلی و خردشده به‌صورت کانال‌هایی جهت عبور محلول‌های گرمابی و جانشینی سنگ عمل کرده‌اند. باریت نیز که همراه با ذخایر هماتیتی به‌شکل شبکه‌ای از رگچه‌ها با ساخت و بافت شکافه پرکن تشکیل شده است، با توجه به روابط صحرایی به‌عنوان آخرین فاز کانی‌سازی شناخته می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

داده‌های صحرایی به‌همراه 66 نمونه شاخص از کانسنگ هماتیتی، سنگ‌های میزبان کربناتی و سنگ‌های آذرین با کمترین آثار دگرسانی به‌صورت هدفمند در چهار پیماش عمود بر امتداد عمومی ذخایر آهن هماتیتی و بر اساس تغییرات سنگ‌شناسی برداشت شد. مطالعات پتروگرافی و مینرالوگرافی با استفاده از میکروسکوپ‌های انکساری و انعکاسی بر روی 37 عدد مقطع نازک و 29 عدد مقطع صیقلی و نازک- صیقلی در دانشگاه‌های شیراز و اصفهان انجام شد. تعداد 7 نمونه به روش تجزیه دستگاهی XRD در آزمایشگاه شرکت کان‌پژوه و تعداد 18 نمونه جهت تعیین میزان عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی به‌روش‌های XRF و ICP-MS در آزمایشگاه SGS تورنتو کانادا آنالیز شیمیایی شدند. داده‌های حاصل، جهت شناخت منشاء و نحوه تشکیل ذخیره معدنی در منطقه مورد مطالعه با استفاده از نمودارهای زمین‌شیمیایی با انواع ذخایر آهن جهانی مقایسه شد.

پتروگرافی

مطالعه مقاطع نازک و نازک- صیقلی سنگ میزبان کانسار آهن نشان می‌دهد که کوارتز و دولومیت کانی‌های اصلی (بین 85-93 درصد) و کلسیت، هماتیت، گوتیت و باریت کانی‌های فرعی (بین 7-15 درصد) این سنگ‌ها هستند. در سنگ‌های دولومیتی به‌شدت سیلیسی‌شده، کانی دولومیت زین‌شکل به اندازه‌های 3 تا 5 میلی‌متر در زمینه‌ای از سیلیس و کلسیت به‌صورت خودشکل و با ابعاد 4/0 تا 6/0 میلی‌متر دیده می‌شود. سیلیس به‌شکل ریزدانه و رگچه‌ای در متن سنگ به‌شکل وسیعی تشکیل شده است. با توجه به روابط بافتی، حداقل سه نسل کانی‌زایی سیلیس، قابل تفکیک است و شامل نسل‌های قبل، هم‌زمان و پس از کانه‌زایی آهن می‌شوند. باریت به‌شکل شبکه‌ای از رگچه‌های با ساخت و بافت شکافه‌پرکن، پس از کانه‌زایی و قبل از سیلیس نسل سوم تشکیل شده است (شکل 3).

 

   

شکل 3- الف) دولومیت تریگونال در زمینه کلسیت با کانی‌سازی ثانویه آهن درون درزه‌های آن، ب) تشکیل کانی باریت پس از تشکیل گوتیت کلوفرمی شکل در سنگ دولومیت سیلیسی‌شده در محدوده کانسار آهن هنشک

 

 

این نوع باریت احتمالاً محصول رسوب‌گذاری از یک سیال گرمابی باریم‌دار در اعماق متوسط با حرارت متوسط و کم است. در مطالعات میکروسکوپی سنگ‌های آذرین نفوذی عمدتاً با ترکیب گابرویی، اکسیدهای فراوان آهن نوع مگنتیت خودشکل تا بی‌شکل به ابعاد 2/0 تا 4/0 میلی‌متر که مارتیتی شده‌اند با فراوانی 5/1-5/3 درصد مشاهده می‌شود. همچنین در سنگ‌های آتشفشانی نوع آندزیتی و ریولیتی، هماتیت گوتیتی‌شده بی‌شکل در اندازه‌های 1/0 تا 3/0 میلی‌متر با فراوانی 2 تا 3 درصد مشاهده می‌شود (شکل 4).

 

 

 

 

شکل 4- الف) مگنتیت خودشکل مارتیتی‌شده در سنگ گابرو (RXPL)، ب) فنوکریست کوارتز شفاف به‌همراه ارتوکلاز نیمه‌شفاف و اکسیدهای آهن در متن سنگ ریولیت (RPPL)، ج) مگنتیت بی‌شکل خمیده در آندزیت که اطراف آن را پلاژیوکلازهای خمیده احاطه کرده‌اند (خمش حاصل از دگرگونی است) (RPPL) و د) هماتیت در حال گوتیتی‌شدن با بافت زونینگ در سنگ ریولیت (RXPL)

 

 

مطالعه مقاطع صیقلی و نازک صیقلی کانسنگ آهن نشان می‌دهد که کانه‌های اصلی شامل هماتیت و گوتیت (70-85 درصد) و کانی‌های باطله نیز به‌ترتیب فراوانی شامل دولومیت، سیلیس، کلسیت و باریت (15-30 درصد) می‌شوند. کانه‌های فلزی گوتیت، هماتیت، مگنتیت، لپیدوکروزیت، اکسید آهن منگنزدار (بیکسبیت) و مارکازیت با انواع بافت‌های جانشینی شامل شبکه‌ای، جزایر مرجانی (نوع پیشرفته بافت شبکه‌ای)، جعبه‌ای، سلولی (جزایر باقی‌مانده)، حلقوی (زونینگ)، پیش‌رونده (جزایر مقاوم)، حاشیه‌ای و شکسته‌شده (انواع بسیار پیشرفته بافت شبکه‌ای) و همچنین به‌میزان کمتر بافت شکافه‌پرکن رگه‌ای و رگچه‌ای مشخص می‌شوند (Guilbert and Park, 1997) (شکل 5).

در مقاطع میکروسکوپی، کانی گوتیت بسیار فراوان است. بر اساس مطالعات انجام شده توسط Thomas He و Traina (2004)، این کانی می‌تواند در محیط آزمایشگاهی، در حضور Cr (IV) و در شرایط pH قلیایی از تبدیل مگنتیت به واسطه فاز میانی ماگهمیت ایجاد شود و با افزایش شرایط قلیایی محیط، این تبدیل به‌طور مستقیم انجام گیرد. با توجه به این‌که در اکثر مقاطع، مگنتیت به‌صورت رگه‌ای و شکافه‌پرکن دیده می‌شود، می‌توان ورود سیال گرمابی به درزه‌ها و حفرات ناشی از تغییر حجم سنگ (در اثر دولومیتی‌شدن) را عامل کانه‌زایی به‌شکل مگنتیت در مرحله اول دانست.

 

 

 

 

شکل 5- الف) بافت جانشینی شبکه‌ای هماتیت (Hem) و گوتیت (Gt)، ب) بافت رگه و رگچه‌ای مارکازیت ثانویه (Mrs) و مگنتیت (Mgt) در حال تبدیل‌شدن به گوتیت، ج) بافت جانشینی نوع زونینگ هماتیت توسط گوتیت، د) کانی گوتیت (آبی کم‌رنگ) و لپیدوکروزیت (رشته‌ای) و بافت جانشینی جزایر مرجانی در سنگ میزبان (دولومیت)، ﻫ) مگنتیت فراوان با رنگ خاکستری تیره و ترکیب آهن منگنزدار بیکسبیت به‌مقدار کمتر در حاشیه آن به‌همراه رگچه باریت (Brt) و و) مگنتیت منگنزدار درشت‌دانه نسل اول در وسط شکل و مگنتیت با منگنز کمتر ریزدانه نسل دوم با بافت جانشینی جعبه‌ای در گوشه سمت چپ بالای شکل دیده می‌شود.

 

 

مگنتیت در اثر افزایش خاصیت قلیایی سیال مستقیماً به گوتیت تبدیل می‌شود. همچنین در دمای حدود 160 درجه‌سانتیگراد، گوتیت می‌تواند به هماتیت تبدیل شود (Thomas He and Traina, 2004). از طرف دیگر، حضور مگنتیت مارتیتی‌شده می‌تواند شاهدی بر تبدیل مگنتیت به هماتیت در شرایط دگرسانی باشد که این حالت نیز در دمای حدود 150 درجه‌سانتیگراد و شرایط اکسایشی امکان‌پذیر است. این تغییرات با ارتباط واضحی بین ساختمان بلوری هماتیت و گوتیت و نیز بین ساختمان بلوری لپیدوکروزیت و ماگهمیت نشان داده می‌شود (Cudennec and Lecerf, 2005). لپیدوکروزیت اغلب به‌صورت شکل دروغین گوتیت است و به این کانی تبدیل شده است. از طرفی مگنتیت و ماگهمیت نیز می‌توانند تشکیل محلول جامد دهند که اصولاً تبدیل مگنتیت به ماگهمیت در حضور سیال گرمابی اسیدی فقیر از آهن صورت می‌گیرد و در نهایت به‌شکل پایدارتر هماتیت تبدیل می‌شود. این تبدیل در شرایط pH اسیدی و Eh بالا انجام می‌گیرد (Otake et al., 2007). با وجود این‌که هماتیت در اثر دگرسانی، قابل تبدیل به گوتیت است ولی شواهد میکروسکوپی، تبدیل دو طرفه این دو کانی را با توجه به محدوده وسیع میدان پایداری کانی هماتیت (شکل 6) در شرایط مختلف pH، فشار و دما تأیید می‌کنند.

حضور اندیس‌های کوچک و پراکنده منگنز در فاصله حدود 1 کیلومتری از کانسار هماتیتی آهن، نشانگر غنی‌بودن سیال کانه‌زا از این عنصر بوده و به‌علت تحرک بالای منگنز نسبت به آهن و یا کروم، در زمان تبدیل مگنتیت به گوتیت و یا هماتیت، اکسیدهای آهن منگنزدار در حاشیه درزه‌های موجود در سنگ میزبان و رگه‌های معدنی با ایجاد شکل‌های پیچشی و موج‌دار تشکیل شده‌اند (شکل 7).

 

   

شکل 6- محدوده پایداری کانی‌های اکسیدی آهن‌دار (Otake et al., 2007)

شکل 7- حالت پیچشی و کلوئیدی منگنز در حاشیه رگچه مگنتیت (RPPL)

 

 

مارکازیت با پیریت همراه است و اغلب به شکل تیغه‌ای یا نیمه‌شکل‌دار به اندازه حدود 1/0 میلی‌متر و به‌صورت ثانویه، گرمابی و دما پایین ظاهر می‌شود. حضور رگچه‌های مارکازیت در مقاطع میکروسکوپی نشان می‌دهد این کانی در شرایط هوازدگی و پس از کانه‌زایی اصلی به‌صورت شکافه پرکن تشکیل شده است.

نتایج داده‌های کانی‌شناسی با روش XRD بر روی 7 نمونه کانسنگ آهن و سنگ‌های میزبان محدوده معدنی، نشان می‌دهد که نمونه‌های کانسنگ از انواع فازهای اکسیدی (هماتیت، پیرولوزیت)، هیدروکسیدی (گوتیت، لپیدوکروزیت)، کربناتی (کلسیت) و سیلیکاتی (کوارتز) تشکیل شده‌اند. سنگ میزبان آهکی- دولومیتی نیز از کانی‌های کربناتی (دولومیت، آنکریت، کلسیت)، اکسیدی (هماتیت)، هیدروکسیدی (گوتیت)، سولفاتی (باریت، ژیپس) در مجاورت بلافصل ماده معدنی و از کانی‌های سیلیکاتی (آلکالی فلدسپار، کوارتز، مسکویت، کائولینیت، آندرادیت) در فاصله دورتر تشکیل شده است. سنگ‌های آذرین آندزیتی دگرسان‌شده در نزدیکی توده‌های معدنی حاوی کانی‌های ثانویه کلینوکلر، میکا، ایلیت و مقادیر ناچیزی از کلسیت هستند (جدول 1).

کانسار آهن هنشک در اثر پدیده جانشینی و بدون هیچ اثری از اسکارن‌زایی ایجاد شده است و اثری از کانی‌های معمول اسکارن در ماده معدنی و یا در حاشیه توده‌های آذرین مشاهده نمی‌شود.

 

 

 

جدول 1- نتایج آنالیز کانی‌شناسی نمونه‌های کانسنگ، سنگ میزبان کربناتی و سنگ آذرین در محدوده معدنی هنشک به‌روش XRD

Minerals

Sample

Dolomite-Ankerite + Calcite + Hematite + Goethite + Quartz + Mica-Illite + Kaolinite + Alkali Feldspar

Host rock

Clinochlore + Calcite + Mica-Illite

Andesitic tuff

Goethite + Hematite + Barite + Quartz

Host rock

Dolomite + Ankerite + Quartz + Goethite + Mica-Illite + Hematite + Barite + Anderadite

Host rock

Goethite + Hematite + Quartz

Ore 1

Goethite + Quartz + Hematite + Lepidocrosite + Pyrolusite

Ore 2

Hematite + Goethite + Calcite + Quartz

Ore 3

 

 

چنین وضعیتی در بسیاری از کانسارهای آهن گرمابی مانند Iron Springs گزارش شده است (Barker, 1995). نتایج حاصل از مطالعات سنگ‌شناسی و کانی‌شناسی در تعیین مسیر تحول سیال کانه‌زا و تشکیل پیاپی کانی‌های مختلف و سپس تغییرات بعدی بر روی کانی‌های پیشین در کانسار آهن هنشک نشانگر آنست که کانه‌های مگنتیت، اسپکیولاریت، بیکسبیت و پیریت به‌صورت فازهای اولیه و طی کانه‌زایی گرمابی در سنگ میزبان به‌وجود آمده‌اند. هماتیت و گوتیت به‌صورت دو نسل اولیه (طی کانه‌زایی گرمابی) و ثانویه (طی دگرسانی) شکل گرفته‌اند. مارکازیت و لپیدوکروزیت نیز فازهای ثانویه بوده و در حین دگرسانی کانه‌های اولیه تشکیل شده‌اند.

 

زمین‌دماسنجی بر اساس مطالعات میکروسکوپی

در مقاطع نازک کانسنگ آهن، اغلب بلورهای کلسیت، ریزدانه و بلورهای دولومیت، درشت‌دانه هستند. کوارتزها، بیشتر ریزدانه و به‌ندرت درشت‌دانه بوده، آثاری از تحمل تنش به‌صورت خاموشی موجی نسبتاً شدید و جهت‌یافتگی ضعیف مربوط به دگرگونی درجه پایین را نشان می‌دهند.

ماکل‌ها در بلورهای دولومیت و برخی از کانی‌های کلسیت کاملاً مشخص بوده و از این رو می‌توان برای تعیین محدوده درجه‌حرارت تشکیل، از آن‌ها استفاده کرد. به‌طور کلی چهار نوع ماکل کلسیت بر اساس دمای تشکیل وجود دارد (شکل 8): ماکل‌های نوع 1 که دارای باریکه‌های مستقیم بوده و درجه‌حرارت تشکیل آن‌ها کمتر از 200 درجه‌سانتیگراد است. ماکل‌های نوع 2 که عریض‌تر بوده و حداکثر دمای تشکیل آن‌ها 300 درجه‌سانتیگراد است. ماکل‌های متقاطع نوع 3 در درجه‌حرارت بالاتر از 200 درجه‌سانتیگراد ظاهر می‌شوند که دارای کمی خمیدگی ناشی از فعالیت لغزشی هستند. ماکل‌های با مرزهای دندانه‌دار نوع 4 که در دمای بیش از 250 درجه‌سانتیگراد ایجاد می‌شوند (Flügel, 2004). با توجه به این‌که ماکل‌های کانی دولومیت و کلسیت موجود در سنگ میزبان محدوده معدنی دارای شکل ترکیبی انواع 1 و 2 هستند، شاهدی بر تشکیل آن‌ها در محدوده دمای 200 تا 300 درجه‌سانتیگراد است (شکل 8).

 

 

شکل 8- انواع ماکل‌های دگرشکلی کلسیت (Flügel, 2004)

(A ماکل دگرشکلی نوع 1

(B ماکل دگرشکلی نوع 2

(C ماکل دگرشکلی نوع 3

(D ماکل دگرشکلی نوع 4

و ماکل‌های دگرشکلی بلورهای دولومیت در منطقه مورد مطالعه (تصویر سمت راست). مقیاس نشان داده شده در همه تصاویر 200 میکرون است.

 

 

 

 

ژئوشیمی

داده‌های زمین‌شیمیایی حاصل از آنالیز عناصر اصلی، کمیاب و عناصر نادر خاکی تعداد 18 نمونه (10 نمونه کانسنگ آهن، 5 نمونه سنگ‌های آذرین و 3 نمونه سنگ میزبان آهکی- دولومیتی) در جدول 2 نشان داده شده‌اند. عیار آهن کانسنگ در محدوده وسیعی، حتی در فواصل کم در تغییر است (میزان Fe2O3 از 50 تا 73 درصد وزنی). بالا بودن مقادیر عناصر Al، K و Rb در مناطق کانه‌زایی‌شده با ایجاد دگرسانی سریسیتی در سنگ میزبان بلافصل ماده معدنی و همچنین در حاشیه توده‌های آذرین در نتایج آنالیزهای XRD مشاهده می‌شود.

 

 

جدول 2- نتایج آنالیز زمین‌شیمیایی عناصر اصلی و کمیاب در نمونه‌های کانسنگ (Ore)، سنگ میزبان دولومیتی (Host) سنگ‌های آذرین گابرو (G) و ریولیت (R) در منطقه هنشک با استفاده از روش‌های XRF و ICP-MS.

Ore 9

Ore 8

Ore 7

Ore 6

Ore 5

Ore 4

Ore 3

Ore 2

Ore 1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

wt%

3.07

17.6

10.3

1.76

1.83

15.20

3.80

2.38

6.55

SiO2

<0.01

0.01

0.01

<0.01

<0.01

<0.01

0.01

<0.01

0.04

TiO2

0.07

0.20

0.26

0.04

0.14

0.08

0.16

0.09

0.46

Al2O3

68.00

61.80

66.70

>75

68.10

58.40

72.70

67.10

50.50

Fe2O3tot

0.93

0.73

0.27

0.15

0.48

1.03

0.66

1.11

4.27

MgO

4.99

5.45

7.87

0.98

5.09

5.73

6.62

3.18

4.08

MnO

3.20

0.72

0.47

0.33

2.61

1.58

0.76

3.51

12.80

CaO

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Na2O

0.03

0.06

0.13

<0.01

0.04

0.02

0.09

0.02

0.15

K2O

0.22

<0.01

0.02

<0.01

0.17

<0.01

<0.01

0.21

0.03

P2O5

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

Cr2O3

11.50

10.50

11.10

3.03

8.45

12.10

10.40

12.70

20.10

LOI

92.10

97.10

97.30

87.20

86.90

94.10

95.20

90.30

99.00

Total

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ppm

260

120

-

-

-

-

-

280

-

Cl

90

80

-

-

-

-

-

90

-

F

 

23

-

-

34

-

-

-

-

Au

3

2

4

6

2

5

2

1

<1

Ag

48.0

<0.5

0.8

1.5

1.0

0.7

<0.5

8.0

2.1

Co

<5

553

178

<5

45

322

269

<5

13

Cu

6

16

11

<5

8

11

10

13

25

V

0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.1

<0.1

0.1

Cs

<2

<2

4

<2

<2

<2

<2

<2

3

Mo

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Nb

<5

<5

<5

<5

<5

8

<5

11

17

Ni

1.1

2.2

2.7

0.4

1.4

0.7

1.9

1.0

4.2

Rb

<1

<1

<1

1

<1

<1

<1

<1

1

Sn

<0.1

0.3

0.4

<0.1

0.1

0.2

0.5

0.3

1

Th

7.5

3.05

2.63

0.87

3.4

0.96

1.36

2.35

4.45

U

133

<1

<1

3

<1

1

<1

1

<1

W

1.3

5

5.9

5.5

2.3

3.7

10.6

2.5

4.1

La

2.5

8.7

9.3

9.2

3.7

7.4

22.8

3.3

5.5

Ce

0.43

1.16

1.1

1.13

0.57

1.06

3.01

0.48

0.6

Pr

2.3

5.7

4.3

4.6

3

5.3

12.8

2.3

2.6

Nd

0.9

1.9

1.2

1.2

1.2

1.8

3.3

0.9

0.8

Sm

0.32

0.53

0.55

INF

0.32

INF

INF

INF

0.21

Eu

1.24

2.31

1.46

1.35

1.64

1.88

2.98

1.14

0.93

Gd

0.17

0.35

0.22

0.17

0.25

0.25

0.32

0.13

0.13

Tb

0.75

2.07

1.15

0.96

1.29

1.21

1.30

0.62

0.59

Dy

0.11

0.35

0.17

0.16

0.19

0.18

0.16

0.10

0.10

Ho

0.28

0.82

0.45

0.43

0.49

0.48

0.36

0.28

0.29

Er

<0.05

0.09

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

Tm

0.1

0.4

0.2

0.2

0.2

0.2

0.1

0.2

0.2

Yb

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

0.07

<0.05

<0.05

0.06

Lu

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Ta

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Hf

17.64

35.06

34.19

28.14

21.31

5.28

63.82

15.23

16.16

REE

3.46

13.33

15.73

14.66

6.13

1.18

28.26

6.66

6.83

(La/Lu)N

0.83

1.5

2.81

2.62

1.09

3.51

1.84

1.59

2.93

(La/Sm)N

4.32

8.05

5.09

4.7

5.71

0.65

10.39

3.97

2.03

(Gd/Lu)N

0.94

0.936

0.78

1.283

0.7

0.83

--

--

0.75

[Eu]/[Eu*]

0.74

0.805

0.813

0.822

0.72

23.9

0.899

0.671

0.78

[Ce]/[Ce*]

 

ادامه جدول 2

R 2

R 1

G 2

G 1

Host 3

Host 2

Host 1

Ore 10

 

 

 

 

 

 

 

 

 

wt%

69.80

69.30

49.8

48.3

6.66

5.04

2.60

4.06

SiO2

0.23

0.18

2.41

2.23

0.02

0.03

<0.01

<0.01

TiO2

13.60

11.80

14.40

13.80

0.74

0.56

0.14

0.13

Al2O3

2.00

2.24

13.10

14.50

11.70

14.30

2.88

66.80

Fe2O3tot

0.26

0.25

5.29

5.06

14.60

11.40

18.20

1.57

MgO

0.12

0.14

0.27

0.30

1.50

1.18

0.48

4.95

MnO

2.43

1.39

7.62

6.53

23.70

23.70

31.50

3.22

CaO

0.2

0.2

3.7

3.5

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Na2O

9.84

8.89

1.37

1.47

0.25

0.18

0.02

0.05

K2O

0.05

0.06

0.30

0.30

0.04

0.09

0.08

0.41

P2O5

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

<0.01

Cr2O3

2.72

1.82

4.00

3.29

37.30

32.80

45.00

13.90

LOI

101.2

96.20

102.20

99.30

96.50

89.30

100.8

95.00

Total

 

 

 

 

 

 

 

 

ppm

-

-

-

-

-

-

-

370

Cl

-

-

-

-

-

-

-

90

F

-

18

-

-

-

-

41

27

Au

1

1

<1

1

1

1

<1

3

Ag

3.0

3.4

39.7

41.4

1.4

12.4

0.8

0.9

Co

<5

<5

16

69

729

18

<5

13

Cu

22

21

325

324

19

13

10

10

V

0.4

0.4

2.6

3.2

0.1

0.2

0.1

<0.1

Cs

<2

<2

<2

<2

2

2

<2

<2

Mo

8

6

17

16

<1

<1

<1

<1

Nb

<5

5

23

24

5

29

6

17

Ni

167

155

57.4

65.8

9.0

5.6

0.7

1.6

Rb

3

3

2

2

<1

<1

<1

<1

Sn

11.8

10.9

2.2

2.8

0.5

0.5

0.3

0.2

Th

3.53

3.34

1.61

2.03

1.19

2.24

0.85

2.15

U

2

1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

W

28.6

31.3

16.4

18.1

8.2

4.8

2.3

4.7

La

0.4

60

36.1

38.6

14

8.4

3.4

8.8

Ce

6.06

6.74

4.76

5.08

1.72

1.17

0.36

1.21

Pr

22.4

25.8

21.9

22.1

7.6

5.8

1.6

5.3

Nd

4.6

5.1

5.2

5.6

2.7

1.8

0.3

1.7

Sm

0.60

0.70

1.94

1.96

INF

INF

0.12

0.55

Eu

4.00

4.59

6.20

6.23

3.39

2.16

0.22

1.95

Gd

0.74

0.71

1.03

1.04

0.46

0.25

0.05

0.24

Tb

4.54

4.22

6.45

6.49

1.94

1.04

0.20

1.04

Dy

0.92

0.86

1.28

1.31

0.27

0.15

<0.05

0.16

Ho

2.99

2.70

4.06

4.12

0.51

0.44

0.13

0.38

Er

0.39

0.37

0.53

0.52

0.05

0.06

<0.05

<0.05

Tm

2.6

2.2

3.2

3.2

0.2

0.3

<0.1

0.2

Yb

0.4

0.31

0.49

0.49

<0.05

<0.05

<0.05

<0.05

Lu

0.6

<0.5

0.9

1.0

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Ta

4

3

4

4

<1

<1

<1

<1

Hf

132.9

145.6

109.5

114.8

41.09

26.4

9.2

33.4

REE

7.15

10

3.49

3.69

21.86

12.8

6.13

12.53

(La/Lu)N

3.56

3.51

1.8

1.85

1.74

1.53

4.39

1.58

(La/Sm)N

1.3

1.94

1.72

1.66

11.82

7.53

0.77

6.8

(Gd/Lu)N

0.43

0.45

1.05

1.02

-

-

1.44

0.93

[Eu]/[Eu*]

0.91

0.92

0.91

1

0.83

0.79

0.83

0.82

[Ce]/[Ce*]

 

 

در داده‌های زمین‌شیمیایی حاصل از پیمایش عمود بر مناطق کانه‌زایی‌شده، جانشینی کلسیم و منیزیم توسط آهن در نمونه‌های سنگ میزبان با هم‌روندی تغییرات این عناصر به‌خوبی دیده می‌شود. افزایش هم‌زمان Fe و Mn در نمونه‌های کانسنگ نشانگر رفتار مشابه این دو عنصر در محیط کانه‌زایی است. بالا بودن نسبی مقدار متوسط منگنز (حدود 8/4 درصد وزنی) در کانسنگ آهن هنشک و نیز عدم مشاهده کانی‌های مستقل منگنز در مطالعات کانی‌شناسی نمونه‌های کانسنگ (پیرولوزیت تنها در یک نمونه کانسنگ در بررسی میکروسکوپی و XRD مشاهده شده است) می‌تواند شاهدی بر جانشینی Fe+2 توسط Mn+2 در شبکه اکسیدهای آهن باشد.

همچنین مقادیر نسبتاً بالای دو یون Co+2 و Ni+2 که از نظر شعاع یونی بسیار نزدیک به Fe+2 هستند(Mason and Moore, 1982) از یک سو و عدم تشخیص کانی‌های مستقل این دو عنصر در مطالعات کانی‌شناختی، نشانگر شرکت آن‌ها در شبکه اکسیدهای آهن است. مقایسه نسبت Co/Ni که به‌عنوان شاخصی برای تشخیص محیط های کانه‌زایی آهن استفاده شده است (Bajwah et al., 1987) نشانگر محدوده کانسارهای گرمابی برای کانسار هنشک با میانگین 8/1Co/Ni= است (شکل 9).

 

شکل 9- موقعیت نمونه‌های کانسنگ آهن هنشک در نمودار ساده شده Co-Ni جهت تعیین منشاء کانسارهای آهن منطقه مورد مطالعه (Frietsch, 1978)

 

نسبت Cr/V در اغلب ذخایر آهن ماگمایی و رسوبی کمتر از 1/0 است و این نسبت در ذخایر آهن گرمابی بالاتر از 1 است (Marschik and Fontbote, 2001). میزان این نسبت در کانسنگ هماتیت هنشک (2/5) در محدوده کانسارهای گرمابی قرار می‌گیرد. مقدار وانادیوم نیز در کانسنگ هماتیت هنشک برابر 72/9 ppm است که بسیار کمتر از مقدار این عنصر غیرمتحرک در کانسارهای ماگمایی است. شعاع یونی V+3 مشابه Fe2+ است و بیشتر جانشین آهن در ساختار مگنتیت ماگمایی می‌شود (Frietsch, 1978).

مقدار Cr نیز یکی از شاخص‌های تفکیک ذخایر ماگمایی آهن (معادل کمتر از 20 ppm) و ذخایر آهن رسوبی تیپ راپتیان (حدود 25 ppm) از کانسارهای گرمابی آهن (تا 200 ppm) است (Nyström and Henriquez, 1994; Barker, 1995). مقدار Cr در کانسنگ هماتیت هنشک برابر با 23/51 ppm است که در گروه ذخایر آهن گرمابی قرار می‌گیرد. همچنین مقدار TiO2‌ در ذخایر آهن ماگمایی نسبتاً بالا (3/0 درصد وزنی درEL Laco شیلی و 6/0 درصد وزنی در Kiruna سوئد) است و در ذخایر گرمابی کاراجاس برزیل در حدود 1/0-01/0 درصد وزنی است. مقدار TiO2 در کانسنگ هماتیت هنشک برابر 01/0 درصد وزنی است که شباهت آن را به کانسارهای گرمابی نشان می‌دهد. مقدار بسیار کم درصد وزنی P2O5 نیز در نمونه‌های کانسنگ با عدم حضور آپاتیت در کانه‌زایی توجیه می‌شود.

بررسی سنگ میزبان کربناتی کانسار آهن هنشک، نشان‌دهنده غنی‌شدگی این سنگ‌ها از عناصری مانند Rb، Sr، Zn، Co، Cu، Ag و Ba، نسبت به متوسط سنگ‌های آهکی است که ناشی از عملکرد سیال کانه‌دار بر سنگ میزبان کربناتی است و در مقابل از نظر عناصر Ni، V، Zr، Y و Th تهی شده‌اند که توسط دگرسانی بسیار پیشرفته سنگ‌های میزبان توضیح داده می‌شود، زیرا در چنین شرایطی، عناصر واسطه و حتی عناصر گروه HFSE یعنی V، Y، Th و Zr نیز از سنگ خارج می‌شوند (Zhiwei et al., 2004).

میانگین عیار Ag در کانسنگ هماتیت حدود 35 برابر نسبت به عیار متوسط پوسته است. این عنصر، یک یون فلزی نرم (در مفهوم اسید- باز لوئیس) است که به‌صورت گسترده توسط کمپلکس‌های کلریدی حمل می‌شود (Robb, 2005). نقره از محصولات جانبی همراه با کانه‌زایی آهن در کانسارهای گرمابی است (Williams et al., 2005) و در شرایط قلیایی و کاهشی رسوب می‌کند. مقادیر حداکثری مس (01/0 درصد) و طلا (03/0 ppm) در این نمونه‌ها در مقایسه با میزان این عناصر در برخی از ذخایر گرمابی نوع IOCG جهان بسیار کمتر است (Sillito, 2003) با وجود این، میزان نقره آن‌ها (2- 6 ppm) با برخی از کانسارهای یادشده قابل مقایسه است (جدول 3).

 

جدول 3- مقایسه مقادیر متوسط مس، طلا و نقره در کانسنگ‌های آهن هنشک با برخی از کانسارهای IOCG جهان (Sillito, 2003)

Cu

 (wt%)

Au (ppm)

Ag (ppm)

Deposit

1.7

0.9

6

Raul-Condestable (Peru)

1-2

0.6

20

Monterrosas (Peru)

2-5

-

15

Cobrepampa (Peru)

0.95

0.22

3/1

Candelaria (Chile)

1.5

1.5

2-8

Punta del Cobre (Chile)

0.07

0.03

2-6

Heneshk (Iran)

 

نتایج آنالیز شیمیایی عناصر نادر خاکی به‌هنجار شده 1971) (Wakita et al., نشانگر شیب منفی از سمت عناصر خاکی سبک (LREE) به‌سمت عناصر خاکی سنگین (HREE) است. غنی‌شدگی نسبی LREE به HREE در ذخایر مرتبط با سیالات گرمابی در نقاط مختلف دنیا گزارش شده است .(Helvaci, 1984)

در کانسنگ هماتیت هنشک مقدار کلی عناصر نادر خاکی بین 5 تا 63 ppm (مقدار میانگین 34 ppm) متغییر است که نسبت به میانگین مجموع این عناصر در ذخایر جهانی آهن با منشاء گرمابی کمتر و از کانسارهای ماگمایی بسیار کمتر است. این مقادیر از میانگین این عناصر در ذخایر رسوبی تیپ راپیتان و آتشفشانی- رسوبی تیپ لان‌دیل بیشتر است. بر اساس نظر محققین، افزایش نسبی LREE به HREE وابسته به فشار جزئی گاز CO2 و میزان Cl در سیال کانی‌ساز است که هر دو ترکیب شیمیایی، جزو لیگاندهای اصلی حمل‌کننده LREE محسوب می‌شوند و افزایش این دو لیگاند در سیال می‌تواند موجب افزایش نسبت یاد شده شود. بنابراین با توجه به‌ مقدار میانگین نسبتاً پایین Cl (ppm 100) در برخی از کانسنگ‌های هنشک، عدم افزایش زیاد این نسبت توجیه می‌شود. بی‌هنجاری عنصر Eu در کانسنگ‌های هماتیتی هنشک (92/0) در میان عناصر LREE با منشاء گرمابی آن متناسب است (Helvaci, 1984). کانسنگ هماتیت مورد مطالعه دارای بی‌هنجاری ضعیفی از عنصر Ce است. از آنجا که Ce+3 در محیط‌های اکسیدی می‌تواند به‌راحتی به Ce+4 اکسید شده، با کاهش شعاع توسط هیدرولیزات‌ها و ذرات معلق، جذب سطحی و حمل شود و یا در صورت حضور لیگاندهای کربناتی در سیال کربناتی از محیط خارج شود (Spangenberg et al., 1999) بنابراین، بی‌هنجاری نسبتاً منفی آن در کانسنگ‌های هماتیتی می‌تواند نشانه اکسیدشدن Ce+3 به Ce+4 و خروج آن از محیط و عدم حضور نسبی آن در ساختمان هماتیت باشد. مقایسه داده‌های مربوط به مقادیر REE کانسنگ‌های هماتیتی هنشک با انواع نهشته‌های رسوبی، ماگمایی و گرمابی نقاط مختلف دنیا نشان می‌دهد که کانه‌زایی آهن در این ذخیره نمی‌تواند به فرآیندهای رسوبی و آذرین نسبت داده شود در حالی‌که شباهت زیادی با ذخیره آهن گرمابی نظیر آیرون اسپرینگ در امریکا دارد (شکل 10).

میانگین مجموع عناصر نادر خاکی کمیاب در آهک های دولومیتی دارای فاصله دور از نهشته‌های معدنی، 2/9 ppm و در دولومیت‌های آهن‌دار نزدیک به ذخایر معدنی 95/26 ppm است. مقادیر بالای نسبت‌های La/Lu (5/12) و Gd/Lu (2/6) در این کانسار بیانگر درجه بالای تفکیک عناصر HREE نسبت به LREE است. تفکیک این عناصر در سنگ‌های کربناته به‌شدت وابسته به شرایط فیزیکوشیمیایی محیط تشکیل اولیه، دیاژنز و دگرگونی، ترکیب سیالات گرمابی ثانویه و نوع کانی‌های موجود است (Bao et al., 2004).

افزایش مجموع عناصر خاکی کمیاب (ΣREE) در نمونه‌های دولومیت آهن‌دار نسبت به آهک‌های دولومیتی می‌تواند نشانه تأثیر سیال گرمابی بر دولومیت‌های آهن‌دار باشد. ضمن آنکه در دولومیت‌های آهن‌دار آثار دگرگونی مشاهده نمی‌شود و حتی در صورت دگرگون شدن هم درجات دگرگونی تا حد رخساره آمفیبولیت بالایی و گرانولیت نیز نمی‌تواند سبب تحرک عناصر REE شود (Lottermoser, 1992). بنابراین، تغییر الگوی عناصر خاکی کمیاب تنها در حضور سیالات گرمابی- گرگونی یا ماگمایی صورت می‌پذیرد که وابسته به واکنش متقابل سیال و سنگ است (Bau, 1991). بر این اساس، افزایش عناصر خاکی کمیاب در نمونه‌های آلوده به آهن، نسبت به نمونه‌های خالص دولومیت آهکی، اثر واکنش سیال بر سنگ بوده که در طی آن عناصر LREE‌ بیشتر از HREE شسته شده و از محیط خارج شده‌اند. این ویژگی مختص سنگ‌های کربناته در مواجه با سیالات گرمابی است(Castor and Hedrick, 2006). مقدار متوسط نسبت La/Sm (7/1) نشانگر تفکیک عناصر با شدت کمتر در LREE است که به‌خوبی در میزان شیب نمودارهای عنکبوتی مشاهده می‌شود.

 

 

شکل 10- مقایسه الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی در کانسنگ هماتیت هنشک با دیگر ذخایر آهن جهان؛ داده ها از الف) Hein و همکاران (1988)، ب) Helvaci (1984)، ج) Barker (1995)، د) Marschik و Fontbote (2001)، ﻫ) Bhattacharya1 و همکاران (2007) و و) Klein and Beukes (1993) است.

 

 

 

با توجه به حضور توده‌های کوچک آذرین بیرونی و درونی در محدوده معدنی که می‌توانند نشان‌دهنده یک سیستم ماگمایی بسیار بزرگتر در زیر منطقه معدنی باشند و به‌عنوان موتور گرمایی، منشاء فلزات و بخشی از سیال گرمابی در نظر گرفته شوند، تعداد 6 نمونه سنگ با دگرسانی کم (3 نمونه آتشفشانی و 3 نمونه نفوذی) انتخاب و آنالیز شیمیایی شدند. داده‌های زمین‌شیمیایی مربوط به سنگ‌های آتشفشانی منطقه مورد مطالعه بر روی نمودارهای رده‌بندی شیمیایی کل قلیایی‌ها در برابر سیلیس (TAS) (Cox et al., 1979; Middlemost, 1994) نشانگر قرارگیری سنگ‌های آتشفشانی در محدوده ریولیت با ماگمای مادر از نوع گرانیت‌های هم‌زمان با تصادم قاره‌ای (Syn-COLG) و نیز گرانیت‌های قوس‌های آتشفشانی (VAG) است (Pearce, 1984) (شکل 11). همچنین نمونه سنگ‌های آذرین درونی نیز در محدوده گابرو قرار می‌گیرند. میزان عناصر Zr و Y این سنگ‌ها گویای محیط تکتونیکی درون صفحه‌ای (Pearce and Norry, 1979) و وجود ماگمای مادر از نوع بازالت‌های ساب آلکالن است (Wood, 1980) (شکل 12).

 

   

شکل 11- الف) قرارگیری سنگ‌های آتشفشانی در محدوده ریولیتی نمودار TAS (Middlemost, 1994)، ب) ریولیت‌های مرتبط با ماگمای مادر از نوع گرانیت هم‌زمان با تصادم قاره‌ای (Syn-COLG) و نیز گرانیت قوس‌های آتشفشانی (VAG)

 

   

شکل 12- الف) قرارگیری سنگ‌های نفوذی در محدوده گابرو نمودار (Middlemost, 1994) TAS،‌ ب) میزان عناصر Zr و Y در گابروها گویای محیط تکتونیکی درون‌صفحه‌ای است (Pearce and Norry, 1979).

 

 

 

 

 

 

بر اساس نتایج آنالیز عناصر خاکی کمیاب به همراه محاسبات درجه تفکیک الگوی این عناصر (جدول 2)، نمونه‌های ریولیتی هنشک دارای ∑REE بالا (133-146)، غنی‌شدگی از عناصر خاکی کمیاب سبک (LREEs) نسبت به عناصر خاکی کمیاب سنگین (HREEs)‌ با نسبت (La/Lu)N بین 7-15 و بی‌هنجاری منفی Eu بین 23/0- 45/0 است. افزایش مقدار مجموع عناصر REE نشانگر جدایش بیشتر مواد فرار و فلزات و عناصر ناسازگار از ماگما است (Gill, 1981). مقدار بالای عناصر REE و نسبت زیاد LREE/HREE، ‌همچنین بی‌هنجاری منفی Eu، مربوط به جایگاه‌های زمین‌ساختی حاشیه قاره‌ای یا قاره‌ای و ماگماتیسم مرتبط با آن‌ها معرفی می‌شوند (Henderson, 1989).

نتایج به‌دست آمده از آنالیز عناصر خاکی کمیاب به‌همراه محاسبات درجه تفکیک الگوی این عناصر در نمونه‌های گابرویی هنشک (جدول 2) نشان می‌دهد که این سنگ‌ها دارای ∑REE برابر 109- 115، غنی‌شدگی بسیار ضعیف از عناصر خاکی کمیاب سبک(LREEs) نسبت به عناصر خاکی کمیاب سنگین (HREEs) با نسبت (La/Lu)N بین 5/3- 7/3 و بی‌هنجاری نسبتاً مثبت تا مثبت Eu بین 9/0- 54/1 هستند و بی‌هنجاری مثبت Eu در این سنگ‌ها را می‌توان به اکسیده شدن Eu و شرایط اکسیدان ماگما نسبت داد. بررسی الگوی پراکندگی عناصر خاکی کمیاب به‌منظور تشخیص منشاء کانسنگ‌های آهن هنشک و مقایسه آن‌ها با توده نفوذی گابرویی و توده آتشفشانی ریولیتی، نشان می‌دهد که نمونه‌های هماتیت از این نظر، بیش‌ترین مشابهت را با توده ریولیتی دارند که دلیل بر یکسان بودن منشاء آن‌هاست و در مقابل شباهت بسیار کمی را با توده گابرویی نشان می‌دهند که می‌تواند دلیلی بر تأثیر نسبی ماگمای مادر این توده در کانه‌سازی باشد (شکل 13).

 

بحث و نتیجه‌گیری

کانسار هماتیت هنشک در شمال‌غرب استان فارس به همراه نهشته‌های سیلیس و باریت به شکل‌های توده‌ای و عدسی در سنگ میزبان دولومیت قهوه‌ای‌رنگ سیلیسی‌شده با سن تریاس ایجاد شده است. حضور توده‌های کوچک ریولیتی و سنگ‌های آذرین غنی از آهن و منیزیم نظیر گابرو در مجاورت عدسی‌های آهن‌دار در محدوده معدنی می‌تواند نشانگر وجود یک سیستم ماگمایی بزرگتر در زیر منطقه مورد مطالعه باشد که مرتبط با کانه‌زایی آهن است. باریت موجود در این کانسار، به‌عنوان فاز پایانی کانه‌زایی با ساخت رگه‌ای و بافت شکافه پرکن، محصول رسوب‌گذاری از یک سیال گرمابی با حرارت متوسط و کم است (غلامی و آفتابی، 1389).

 

 

شکل 13- مقایسه الگوی پراکندگی عناصر REE کانسنگ هماتیتی با توده نفوذی گابرویی و توده آتشفشانی ریولیتی واقع در منطقه هنشک (به‌هنجار شده با داده‌های wakita و همکاران (1971))

 

 

 

 

 

 

 

 

روابط بافتی میان کانه‌های موجود در مقاطع صیقلی، شامل مگنتیت، گوتیت و هماتیت گویای تبدیل شدن‌های مختلف و گاهی دو طرفه کانه‌های یاد شده به یکدیگر، در شرایط مختلف محیطی از نظر دما، pH و Eh است. با توجه به حضور انواع خاصی از ماکل در کلسیت‌ها و دولومیت‌های موجود در سنگ میزبان محدوده معدنی می‌توان تشکیل آن‌ها را در محدوده دمایی 200- 300 درجه‌سانتیگراد تعیین کرد. عدم گستردگی ناحیه دگرسانی در این کانسار نیز تأیید دیگری بر دمای پایین سیال گرمابی مسؤول کانه‌زایی است. افزایش میزان پتاسیم، آلومینیوم و روبیدیوم با نزدیک شدن به محل کانه‌زایی و حضور کانی‌هایی مانند ایلیت- میکا، کائولینیت و آلکالی‌فلدسپار در نمونه‌های کنتاکت سنگ میزبان با کانسنگ نشان‌دهنده رخداد دگرسانی سریسیتیک- پتاسیک و تا حدودی آرژیلیک مرتبط با کانه‌زایی در اثر سیال اسیدی کانه‌زا است. تشکیل توالی کانی‌شناسی مگنتیت + اکتینولیت + ترمولیت در ادامه دگرسانی سدیمی- کلسیمی ناشی از سیال‌های جدا شده از توده آذرین و آمیزش احتمالی آن‌ها با سیال دگرگونی است که می‌تواند در اعماق زیاد همراه با لایه‌های مگنتیت اتفاق افتاده باشد. این توالی در شرایطی که سیال کانه‌ساز، نسبتاً کاهشی (در اثر آمیخته‌شدن سیال ماگمایی کاهشی با سیال اکسیدی دگرسانی) و قلیایی (در اثر واکنش سیالات آمیزشی با سنگ میزبان کربناتی) باشد، توانایی تشکیل دارد. توسعه چنین سیالی به سمت سطوح کم‌عمق‌تر، افت درجه‌حرارت و گسترش شرایط اکسیدی سیال، سبب می‌شود تا اکتینولیت و کانی‌های دما بالا همراه با کانه‌زایی آهن تشکیل نشده و جای خود را به کانی‌های دما پایین‌تر مانند کلریت، اپیدوت و مسکویت با دمای تشکیل 200- 300 درجه‌سانتیگراد بدهد که این توالی کانیایی در منطقه مورد مطالعه به‌همراه کانسنگ‌های هماتیت هنشک دیده می‌شود زیرا با کاهش نسبت Na/Ca در سیال نهایی، شرایط برای افزایش K-H2O و در واقع نهشت موسکویت به‌همراه هماتیت بیشتر می‌شود. این فرآیند که از نظر زمین‌شناسان اقتصادی دگرسانی هماتیتی ناشی از سیالات اکسیدی- اسیدی معرفی می‌شود (Robb, 2005)، اغلب به تشکیل کانی‌هایی با نسبت Fe3+/Fe2+ بالا (مانند هماتیت) منجر می‌شود که با کلریت، سریسیت و اپیدوت همراه است. سیلیسی‌شدن کانسنگ و سنگ میزبان نیز بخشی از این فرآیند است. با توجه به این واقعیت که Eu3+ فرم پایدار این عنصر در شرایط اکسایشی است (Sverjensky, 1984) و از طرفی هماتیت‌های ثانویه که از اکسایش یا دگرسانی گرمابی مگنتیت‌های اولیه حاصل می‌شوند، به‌طور مشخصی دارای بی‌هنجاری منفی Eu هستند (Frietsh, 1967)، می توان گفت که هماتیت‌های هنشک با بی‌هنجاری مثبت Eu از نوع اولیه به‌شمار می‌روند. بنابراین بخش اعظم کانسنگ‌های هماتیتی در اثر این فرآیند و به‌صورت اولیه نهشته شده و بخش کوچکی از آن نیز به‌علت حضور رگچه‌های محدود از مگنتیت‌های مارتیتی در شرایط هوازدگی در منطقه که شواهد کانی‌شناسی آن نیز حضور رگه‌های مارکازیت در مقاطع به‌عنوان فاز تأخیری است، رخ داده است. در نهایت هماتیت موجود نیز در اثر دگرسانی ناشی از هوازدگی به‌صورت گسترده به گوتیت تبدیل شده است.

کانه‌زایی در منطقه مورد مطالعه دارای کنترل سنگ‌شناختی است، زیرا کانه‌زایی به‌صورت جانشین، عمدتاً در داخل سنگ‌های کربناتی- دولومیتی رخ داده است. بنابراین، اصلی‌ترین فرآیند نهشت آهن، واکنش بین سیال گرمابی و سنگ میزبان کربناتی است. هر چند کاهش دما و به‌دنبال آن کاهش فشار نقش مهمی را در نهشت هماتیت داشته‌اند، اختلاط یک محلول کاهیده غنی از آهن، با یک محلول اکسیدان نیز می‌تواند باعث نهشت هماتیت و کاهش pH شود که این کاهش pH نیز دلیل جایگزینی فلدسپار پتاسیم توسط سریسیت و حل‌شدن کلسیت است. تغییر حجم و افزایش شکنندگی ناشی از دولومیتی‌شدن سنگ میزبان اولیه به‌همراه عوامل تکتونیکی موجب آماده‌سازی زمینه برای کانه‌زایی شده‌اند به طوری‌که رگه‌ها و رگچه‌هایی را به‌صورت معبری مناسب جهت کانه‌زایی به‌وجود آورده است. کانسنگ‌های آهن هنشک از نظر نسبت‌های Ni/Co، Cr/V و LREE/HREE و میزان عناصر Ti، P و ∑REE در محدوده کانسارهای آهن گرمابی قرار می‌گیرند. از طرفی الگوی توزیع عناصر نادر خاکی و بی‌هنجاری‌های دو عنصر Ce و Eu، عدم شباهت کانسار مورد مطالعه را با ذخایر رسوبی و ماگمایی نشان می‌دهند و از سوی دیگر، مقایسه الگوی پراکندگی عناصر خاکی کمیاب کانسنگ‌های آهن هنشک با الگوی پراکندگی این عناصر در توده آتشفشانی و نفوذی، نشان می‌دهد که نمونه‌های هماتیت بیش‌ترین مشابهت را با توده آتشفشانی ریولیتی دارند که دلیل بر منشاء سیال گرمابی از این سنگ‌هاست. شباهت کم با توده نفوذی گابرویی نشان می‌دهد که تأثیر این توده در کانه‌سازی کم است.

 

سپاسگزاری

نویسندگان، از مدیریت محترم شرکت معدنی مادکانسار و به‌ویژه مهندس رازفرد، مدیر داخلی مجموعه معدنی، که با همکاری صمیمانه خود امکان انجام عملیات صحرایی را فراهم نمودند، تشکر و قدردانی می‌کنند.

غلامی، م. و آفتابی، ع. (1389) ماهیت زمین‌شیمیایی رگه‌های هماتیتی مناطق باغین و رفسنجان، کرمان. بیست و نهمین گردهمایی علوم‌زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

فخرآبادی‌پور، ا. (1385) گزارش پایان اکتشاف سنگ آهن گوشتی. شرکت معدنی مادکانسار، تهران.

قربانی، م. (1386) زمین‌شناسی اقتصادی ذخایر معدنی و طبیعی ایران. جلد اول، انتشارات آرین زمین، تهران.

هوشمندزاده، ع. و سهیلی، م. (1369) شرح چهارگوش اقلید. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

هوشمندزاده، ع. و سهیلی، م. (1371) شرح نقشه زمین‌شناسی 1:100000 ده‌بید. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران.

Bajwah, Z. U., Secombe, P. K. and Offler, R. (1987) Trace element distribution, Co: Ni ratios and genesis of the Big Cadiairon-copper deposit, New South Wales, Australia. Mineralium Deposita 22: 292-300.

Bao, Zh., Zhao, Zh., Guha, J. and Williams-Jones, A. E. (2004) HFSE, REE and PGE geochemistry of three sedimentary rock-hosted disseminated gold deposits in southwestern Guizhou Province, China. Geochemical Journal 38: 363-381.

Barker, D. S. (1995) Crystallization and alteration of quartz monzonite, Iron Spring mining district, Utah- relation to associated iron deposits. Economic Geology 90: 2197-2217.

Bau, M. (1991) Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid-rock interaction and the significance of the oxidation state of europium. Chemical Geology 93: 219-230.

Berberian, M. and King, G. C. P. (1981) Towards a paleo geography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 12: 210-265.

Bhattacharyal, H. N., Chakraborty, I. and Ghosh K. K. (2007) Geochemistry of some banded iron-formations of the Archean supracrustals Jharkhand-Orissa region India. Journal of Earth System Science 116(3): 245-259.

Castor, S. B. and Hedrick, J. B. (2006) Rare earth elements. In: Kogel, J. E., Tivedi, N. C., Barker, J. M. and Krukowski, S. T. (eds.): Industrial minerals and rocks commodities, markets and uses. 7th edition. Society for Mining, Metallurgy and Exploration, Littleton. Colorado.

Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. Allen and Unwin, Sydney.

Cudennec, Y. and Lecerf, A. (2005) Topotactic transformations of goethite and lepidocrocite into hematite and maghemite. Solid State Sciences 7: 520-529.

Flügel, E. (2004) Microfacies of carbonate rocks, analysis, interpretation and application. Springer-Verlag, Heidelberg, Berlin.

Frietsch, R. (1978) On the magmatic origin of iron ores of the Kiruna type. Economic Geology 73(4): 478-485.

Gill, J. B. (1981) Orogenic andesites and plate tectonics. Springer-Verlag, Berlin.

Guilbert, J. M. and Park, C. F. (1997) The geology of ore deposits. W. H. Freeman & Co., New York.

Hein, J. R., Schwab, W. C. and Davis, A. S. (1988) Co- and Pt- rich ferromanganese crusts and associated substrate rocks from the Marshall Islands. Marine Geology 78: 255-283.

Helvaci, C. (1984) Apatite-rich iron deposits of the Avnik (Bingol) region, Souteastern Turkey. Economic Geology 79: 345-371.

Henderson, P. (1989) Rare earth element geochemistry. Elsevier, Amsterdam.

Klein C. and Beukes, N. J. (1993) Sedimentology and geochemistry of the glaciogenic late Proterozoic Rapitan iron-formation in Canada. Economic Geology 88: 542-565.

Lottermoser, B. G. (1992) Rare earth elements and hydrothermal ore formation processes. Ore Geology Reviews 7(1): 25-41.

Marschik, R. and Fontbote, L. (2001) The Candelaria-Punta Del Cobre iron oxide Cu-Au (-Zn -Ag) deposits, Chile. Economic Geology 96: 1799-1826.

Mason, B. and Moore, C. B. (1982) Principles of geochemistry. John Wiley & Sons, Inc., New York.

Middlemost, E. A. K. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Science Review 37: 215-224.

Nyström, J. O. and Henriquez, F. (1994) Magmatic features of iron ores of the Kiruna-type in Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry. Economic Geology 89: 820-839.

Otake, T., Wesolowski, D. J., Anovitz, L., Allard, L. F. and Ohmoto, H. (2007) Experimental evidence for non-redox transformation between magnetite and hematite. Earth and Planetary Science Letters 257: 60-70.

Pearce, J. A. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contribution to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.

Robb, L. (2005) Introduction to ore-forming processes. Blackwell Publishing, Malden, Maryland.

Sarkarinejad, Kh. and Azizi, A. (2008) Slip partitioning and inclined dextral transpression along the Zagros Thrust System, Iran. Journal of Structrual Geology 30: 116-136.

Sillito, R. H. (2003) Iron oxide-copper-gold deposits: an Andean view. Mineralium Deposita 38: 787-812.

Spangenberg, J. E., Lavric, J. V., Alcala, C., Gosar, M., Dold, B. and Pfeifer, H. P. (1999) Inorganic and organic geochemical patterns of waste material from the Idrija mercury mine (Slovenia): tracers of natural and anthropogenic chemicals. 5th Biennial SGA Meeting and 10th Quadrennial IAGOD Symposium. London, England.

Sverjensky, D. M. (1984) Europium redox equilibrium in aqueous solutions. Earth and Planetary Science Letters 67: 70-78.

Taraz, H. (1974) Geology of the Surmaq-Dehbid area Abadeh regieon, central Iran. Report no. 37, Geological Survey of Iran.

Thomas He, Y. and Traina, S. J. (2004) Transformation of magnetite to goethite during Cr (VI) reduction condition under alkalin pH condition. 227th American Chemical Society meeting, Anaheim, CA, USA.

Wakita, H., Ray, P. and Scmitt, R. A. (1971) Abundance of 14 rare earth elements and 12 other trace elements in Opollo 12 samples: igneous and breccias rock. Proceeding of the 2nd Lunar Science Conference, Cambridge.

Williams, P. J., Barton, M. D., Johnson, D. A., Fontbote, L., de Haller, A., Mark, G., Oliver, N. H. S. and Marschik, R. (2005) Iron oxide copper-gold deposits: Geology, space-time distribution and possible modes of origin. In: Hedenquist, J. W., Thompson, J .F. H., Goldfarb, R. J. and Richards, J. P. (eds.) Economic Geology 100th Aniversary volume SEG, Denver.

Wood, D. A. (1980) The application of Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and the establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British tertiary volcanic province. Earth and planetary Science Letters 50:11-30.

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