بررسی ویژگی‌های اندیس دوم کانسار لایه‌ای نامتداول مگنتیتی- لیمونیتی باباعلی (استان همدان) ‏

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 همدان - دانشگاه بوعلی سینا- دانشکده علوم پایه- گروه زمین شناسی

2 زمین شناسی- دانشکده علوم پایه - دانشگاه بوعلی سینا همدان- ایران

3 زمین شناسی, دانشکده علوم پایه, دانشگاه بوعلی سینا, همدان, ایران

چکیده

اندیس دوم کانسار آهن باباعلی در شمال‏‌باختری استان همدان و جنوب‏‌باختری روستای باباعلی، در پهنه ساختاری سنندج- سیرجان جای دارد. برپایة بررسی‏‌های صحرایی و میکروسکوپی، سنگ‌های آذرین اسیدی تا حدواسط، شیست‏‌ها و اسکارن‏‌ها سنگ میزبان این کانسار هستند. مگنتیت و لیمونیت از کانه‏‌های اصلی کانسار هستند. لایه‏‌های لیمونیتی در کانسارهای آهن نامتداول است. در مقطع‏‌های میکروسکوپی، لیمونیت به دو صورت جانشینی مگنتیت و لایه‏‌ای دیده می‏‌شود. اندازه‏‌گیری زمین‏‌شیمیایی به‏‌روش ICP-MS برای نمونه‏‌های مگنتیتی و لیمونیتی انجام شد. زمین‏‌شیمی کانسار با رسم نمودار‏‌های همبستگی و نمودار‏‌های گوناگون دیگر و به‌دست‌آوردن پارامترهای مربوط به عنصرهای REE انجام شد. داده‌های به‌دست‌آمده نشان می‏‌دهند این ذخیره کانساری ازگونة IOCG و زیرگونة اسکارنی است. سیال‌های کانه‏‌ساز درون سنگ میـزبان تزریق و سـپس با زینـولیت‌های آهکـی دارای لایه‏‌بندی ترکیب شده و در دمای بالا و شرایط اکسیدی مگنتیت جانشین لایه‏‌های آهکی شده است. با تزریق دوباره سیال‌های گرمابی، مگنتیت دگرسان ‌شده و با لیمونیت جایگزین شده است. در این فاز، لیمونیت اولیه نیز از سیال‌های گرمابی در حجم وسیع و با جانشینی زینولیت‌های اولیه کربناتی دارای لایه‏‌بندی ته‏‌نشین شده است و توالی نامتداول لایه‏‌های مگنتیتی-لیمونیتی را در این ذخیره پدید آورده‏‌ است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Study of specifications of the second index Baba-Ali,‎unusual magnetite-limonite layered deposit ‎‎(Hamedan province)‎

نویسندگان [English]

  • Mehrdad Barati 1
  • Laila Karimian Navid 2
  • meisam Gholipoor 3
1 همدان - دانشگاه بوعلی سینا- دانشکده علوم پایه- گروه زمین شناسی
2 Geology Dep.science faclty.Bu-Ali Sina uni. Hamedan.Iran
3 Geology Dep, Science faclty, Bu-Ali Sina university, hamedan, Iran
چکیده [English]

Baba Ali Index 2, iron deposit is located in the northwest of Hamedan province and the southwestern of Baba Ali village in the Sanandaj-Sirjan structural zone. According to the field and microscopic studies, host rocks are including acid to intermediate igneous rocks, schists and skarns. Magnetite-limonite layers are the main ore minerals in this deposit. Limonite layers are unusual in the iron deposits. Limonite in polished sections is found in layer shape and magnetite replacement. Geochemical measurements was performed on magnetite and limonite samples by ICP-MS methods. Correlation and classification diagrams and REE parameters were calculated for geochemistry coditions. According to drown diagrams this index is c IOCG-type and skarn sub-type deposit. Mineralized fluids has injected into host rocks, mixed with layered limestone xenoliths and magnetite has been percipitated and replaced at the high temperature in oxidized condition. Magnetite altered to limonite by Re-injecte hydrothermal fluids. Limonite has been deposited as an initial phase by hydrothermal fluids in large volumes and with the replacement of primary layerd carbonate xenoliths and unusual sequence of magnetite- limonite layers has created in this deposit.

کلیدواژه‌ها [English]

  • limonite
  • skarn
  • second index Baba-Ali
  • magnetite

مقدمه

پس از یافتن ذخیره‌های تیپ المپیک دم در سال 1975 در استرالیا، این ذخیره‌ها بـه نخستین تولیدکنندة اورانیم در دنیا (Hitzman and Valenta, 2005; Skirrow, 2011)، سومین تولیدکنندة مس (Sillitoe, 2012) و از بزرگ‌ترین تولیدکنندگان طلا در دنیا تبدیل شده‌اند. همچنین، این ذخیره‌ها می‏‌توانند مقداری LREE، Co، Mo، Ni و Ag‌ داشته باشند (Barton, 2013). پس ذخیره‌های تیپ IOCG هدف اکتشافی بزرگی در دهه‏‌های اخیر بوده‏‌اند. این گروه از ذخیره‌ها به‌تازگی به‌نام یک تیپ کانه‏‌زایی تعریف شده‏‌اند (Chen, 2013; Hitzman et al., 1992). این کانسارها، ذخیره‌های آهن اکسیدی، مگنتیتی با و یا بدون هماتیت دارای Cu±Au هستند. همچنین، مقدار کمی اکسیدهای Ti دارند و به‌همراه دگرسانی گرمابی آلکالی (Ca، Na، K) دیده می‏‌شوند. شماری از این ذخیره‌ها کنتـرل‏‌های ساختـمانی قوی دارند؛ اما ارتباط قوی و روشنی با سنگ‌های آذرین ندارند و معمولاً در کافت یا پهنه‌های فرورانش جایگیری می‏‌شوند (Barton, 2013). سن این ذخیره‌ها آرکئن پسین تا پلیوسن است. برپایة این تعریف، طیف گسترده‌ای از کانسارها در تیپ IOCG رده‏‌بندی می‌شوند (کانسارهای تیپ اسکارنی و کایرونا)؛ اما شماری از ذخیره‌ها نیز در این رده‏‌بندی جای نمی‏‌گیرند (Zhao and Zhou, 2011). در ایران نیز چنین ذخیره‌هایی یافت شده‏‌اند؛‌ برای نمونه: معدن‌های فیروزه نیشابور (Karimpour et al., 2011) سرخه دیزج زنجان (Nabatian et al., 2009)، ظفرآباد کردستان (Barati and Gholipoor, 2015)، کانسار آهن تخت همدان (Mansouri et al., 2015) و کانسار آهن جوینان در اصفهان (Sherafat and Mackizadeh, 2016). کانسار آهن باباعلی با ذخیرة بیش از 20 میلیون تن از بزرگ‏‌ترین کانسارهای آهن باختر کشور است. میانگین عیار آهن در این ذخیره 49% است (Barati, 2008). این ذخیره 2 اندیس دارد. اندیس دوم این ذخیره در عرض جغرافیایی شمالی "00 '55˚34 و طول جغرافیایی خاوری "00'13˚48 جای دارد. این پژوهش بیشتر به‏‌بررسی زمین‏‌شناسی، کانی‏‌سازی و زمین‏‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر پرداخته است تا الگویی برای خاستگاه و چگونگی کانه‏‌زایی اندیس دوم کانسار آهن باباعلی پیشنهاد کند.

 

روش انجام پژوهش

بررسی‏‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام‌شده در این ناحیه شامل مرحله‌های زیر است:

الف) بررسی‏‌های صحرایی، شامل برداشت 80 نمونه سنگی از مادة معدنی و سنگ‌های پیرامون آن؛

ب) بررسی عکس‏‌های هوایی و ماهواره‏‌ای؛

پ) بررسی سنگ‏‌شناختی، دگرسانی و کانی‏‌سازی در 40 مقطع نازک میکروسکوپی، 5 مقطع نازک- صیقلی و 30 مقطع صیقلی؛

ت) تجزیه زمین‏‌شیمیایی شمارِ 14 نمونه کانسنگ مگنتیت و 5 نمونه کانسنگ لیمونیت برای اندازه‏‌گیری عنصرهای کمیاب و خاکی نادر به‌روش ICP-MS (در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زر آزما) و تجزیه و تحلیل آنها.

 

زمین‏‌شناسی ناحیه‏‌ای

کمربند کوهزایی- فلززایی زاگرس در باختر ایران است و سه پهنه زمین‏‌ساختی موازی دارد که عبارتند از: پهنه چین‏‌خورده- تراستی زاگرس، پهنه دگرگونة سنندج- سیرجان (Sanandaj-Sirjan Zone یا SSZ) و پهنه ماگمایی ارومیه- دختر (Alavi, 2007). گسترش ژئوتکتونیکی کوهزایی زاگرس قویاً تحت‌ﺗﺄثیر اقیانوس نئوتتیس است و در سه مرحله، از کرتاسه تا ترشیری، روی داده است (Ghasemi and Talbot, 2006). با بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس تکامل این کمربند به آستانة پایانی خود رسیده است. زمان پایانی بسته‌شدن این اقیانوس هنوز روشن نیست و همچنان مورد بررسی است (Zarasvandi et al., 2015). منطقه بررسی‌شده در پهنه دگرگونة سنندج- سیرجان جای دارد. این پهنه میان دو پهنه زاگرس تراستی و پهنه ارومیه- دختر (شکل 1) جای دارد و از مجموعه سنگ‌های دگرگونی درجه پایین تا بالا، به‌همراه چندین توده نفوذی با ترکیب بیشتر اسیدی تا حد واسط ساخته شده است (Sepahi Gerow et al., 2014)؛ هر چند توده‏‌های با ترکیب بازیک به‌گونة محلی این توده‏‌ها را همراهی می‏‌کنند.

 

 

 

شکل 1- پهنه‏‌های ساختاری و جایگاه جغرافیایی اندیس دوم کانسار آهن باباعلی (Shahabpour, 1994)

 

 

پهنه سنندج- سیرجان را منطقه‌ای چندفازه دانسته‌اند که در طول زمان، دچار چندین رویداد دگرریختی، دگرگونی و ماگماتیسم شده است (Hassanzadeh et al., 2008; Mohajjel et al., 2003). سنگ‌های دگرگونی در پهنة سنندج- سیرجان دربردارندة انواع شیست‏‌ها، مرمرها و ماسه‌سنگ‌های دگرگون‌شدة پدیدآمده از سنگ‌های رسوبی و دگرگونی هستند (Moinevaziri et al., 2014; Shaikh Zakariaei and Monsef, 2010).

توده‏‌های نفوذی فراوانی در پهنه سنندج- سیرجان پدید آمده‏‌اند که اندازه آنها از پلوتون‏‌های کوچک تا باتولیت‌های با گستردگیِ 100 کیلومترمربع است. بیشتر این توده‏‌های نفوذی در جهت شمال‌باختری- جنوب‌خاوری امتداد دارند و موازیِ روند ساختار اصلی زاگرس جای گرفته‌اند. بیشتر این توده‏‌ها گرانیتوییدی هستند. در بخش شمالی، توده‏‌های گرانیتوییدی درون کمپلکس دگرگونی ژوراسیک آغازین تا میانی نفوذ کرده‏‌اند و سنی نزدیک به 170 تا 140 میلیون سال پیش دارند (Azizi and Asahara, 2013; Mahmoudi et al., 2011). فراوانی و پراکندگی گرانیتوییدها در بخش‏‌های شمالیِ SSZ، به‌ویژه در ناحیه ازنا به قروه، بسیار بیشتر و گسـترده‏‌تر از بخـش‏‌های دیگـرِ SSZ است (Mohajjel and Fergusson, 2014). از دیدگاه سنی، پیدایش توده‏‌های گرانیتوییدی از نئوپروتروزوییک (Hassanzadeh et al., 2008) تا ائوسن (Mahmoudi et al., 2011) رخ داده‏‌ است. با وجود این، بیشتر نفوذی‏‌ها سن‏‌های ژوراسیک- پالئوسن را نشان می‏‌دهند (Shahbazi et al., 2010; Nezafati et al., 2005). این نفوذی‏‌ها بیشتر کالک‌آلکالن هستند و ویژگی‏‌های شناخته‌شدة گرانیتوییدهای نوع I را نشان می‏‌دهند که در جایگاه کمان قاره‏‌ای پدید آمده‏‌اند (Alirezaei, 2004). این کمان ماگمایی در ارتباط با فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر کمـربند سننـدج- سیرجان شناخته شده است (Shahbazi et al., 2010; Agard et al., 2005). دربارة زمان دقیق فرورانش و برخورد، اختلاف دیدگاه‌های بسیاری هست (Niroomand et al., 2011). به باور برخی پژوهشگران (Arvin et al., 2007; Agard et al., 2005)، فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر SSZ 150 میلیون سال پیش و در تریاس- ژوراسیک آغازین، روی داده است؛ اما پژوهشگران دیگری (Alavi, 1994) زمان فرورانش نخستین را کرتاسه آغازین- پایانی دانسته‌اند. به‌علت تکاپوهای ماگمازایی و پدیده‏‌های دگرگونی، پهنه سنندج- سیرجان توان معدنی چشمگیری دارد و از دیدگاه زمین‏‌شناسی اقتصادی و پراکندگی کانسارها به 3 بخش تقسیم می‌شود:

(1) بخش جنوبی به داشتن کروم در الترامافیک‏‌های اسفندقه فاریاب، آهن و آهن- منگنز در گل‏‌گهر، هنشک و بافت و سرب- روی- مس در چاه گز، قنات مروان با سن پرکامبرین پسین تا کرتاسه پیشین شناخته می‌شود؛

(2) در بخش میانی، کانی‏‌سازی اصلی سرب و روی است که در بخش‌های شمس‌آباد- نظام‌آباد (با کانی‌سازی سرب و روی و نقره، آهن و منگنز)، آهنگران (با کانی‌سازی سرب و روی و نقره، آهن و منگنز) و موته بیشترین میزان کانی‌سازی رخ داده است. افزون‌بر این، در این بخش کانسارهای تالک، گرافیت، باریت و سنگ‌های ساختمانی اهمیت ویژه‌ای دارند؛

(3) در بخش شمالی، کانی‏‌سازی آهن (کانسار آهن باباعلی شمال همدان و سنقر، کانسار آهن ظفرآباد در شمال‏‌باختری دیوان‌دره)، طلا، طلا- آنتیموان (کانسار داشکسن) و کانی‏‌های آلومینوسیلیکاتی را می‏‌توان نام برد (Aghanabati, 2010).

 

زمین‏‌شناسی محدودة اندیس

اندیس دوم آهن باباعلی از لایه‏‌های مگنتیتی و لیمونیتی ساخته شده است؛ اما همه ذخیره‌های آهن مرتبط با فعالیت ماگمایی و گرمابی مگنتیتی یا هماتیتی هستند، ازاین‌رو، این اندیس ذخیره‌ای نامتداول به‌شمار می‌رود. برپایة بررسی‏‌های سنگ‌شناسی، واحدهای سنگ‌شناسی محدودة اندیس برپایة نقشه 100000/1 تویسرکان (Eshraghi, 2002)، به‌صورت سه مجموعه سنگ‌شناسی رده‏‌بندی شده‌اند که عبارتند از: مجموعه سنگ‌های آلموقلاق، چنارشیخ و فیلیت همدان (شکل 2). سنگ‌های نفوذی به دو صورت اسیدی (کوارتزسینیت) و بازیک (گابرودیوریت) در منطقه دیده می‏‌شوند و معمولاً دو سن متفاوت را نشان می‏‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که سنگ‌های بازیک به‌صورت انکلاوهای کوچک درون سنگ‌های اسیدی جای گرفته‌اند. بررسی سن مطلق نشان می‏‌دهد سنگ‌های بازیک در پایان ژوراسیک پدید آمده‌اند (Eshraghi, 1997). ازآنجایی‌که سنگ‌های اسیدی کنگلومرای پلیوسن را قطع کرده‌اند و هیچ قطعه‏‌ای از این سنگ‌های اسیدی در کنگلومرا دیده نمی‌شود، Amiri (1996) جایگیری نهایی آنها را پایان پلیوسن دانسته است.

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسی- ساختاری کانسار آهن باباعلی و موقعیت‏‌ اندیس‏‌های یک و دو کانسار (Eshraghi (2002)، با تغییرات)

 

 

مجموعه آلموقلاق (mta): کهن‏‌ترین سنگ‌های منطقه از نهشته‏‌های آلموقلاق هستند که بیشتر در بخش‏‌های مرکزی رخنمون دارند. سن این مجموعه پرموتریاس شمرده شده است (Barud, 1975) و واحدهای جوان‏‌تر، حلقه‏‌وار در پیرامون آن جای گرفته‏‌اند. سنگ‌های این مجموعه عبارتند از: سنگ‌های آتشفشانی و توفیِ اسیدی دگرگون‌شده (ریولیت، ریوداسیت و گاه برگوارگی میلونیتی)، باندهای کم ضخامت آهک با تبلورِ دوبارة خاکستری روشن تا نخودی رنگ، پیروکلاست‏‌های بسیار میلونیتی‌شده و سرشار از کانی‌های اپیدوت، اکتینولیت، کلریت و سنگ‌های متاولکانیک بازیک که به‌صورت متاسوماتیت‌های سبز، سبز تیره تا سبز روشن و سرشار از آهن و اپیدوت و فرواکتینولیت. در میان این مجموعه، سنگ‌های آذرین درونی کم‌ژرفا با ترکیب میکروگرانیتی، میکروکوارتزمونزونیتی و مونزوسینیتی که بسیار میلونیتی شده‌اند و همچنین، سنگ‌های اسکارنی گوناگون نیز دیده می‌شوند (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012).

مجموعه چنار شیخ (mtc): این مجموعه سنگی بیشترین ستبرا و تنوع سنگ‌شناسی است. سن این سنگ‌ها تریاس دانسته شده است (Eshraghi, 2002). در این مجموعه، سنگ‌های رسوبی و آذرین درونی یافت می‌شوند که دچار پدیده دگرگونی شده‏‌اند (Tahmasbi, 2014). آهک‏‌های متبلور به‌رنگ خاکستری تا خاکستری روشن و نخودی رنگ، با بافت دانه‌شکری و لایه‏‌بندی متوسط تا ضخیم‌لایه از سنگ‌های رسوبی این مجموعه هستند (Eshraghi, 2002).

فیلیت همدان (mth): فیلیت‌های همدان جوان‏‌ترین سنگ‌های منطقه با سن ژوراسیک هستند و به‏‌صورت تدریجی روی مجموعه چنارشیخ جای گرفته‌اند (Stӧcklin, 1977). این واحد سنگی ستبرا و گسترش چشمگیری دارد و رخنمون‏‌های آن در ورقه‏‌های سنقر، همدان و ملایر نیز گزارش ‌شده است (Barati, 2008). احتمالاً ترکیب نخستینِ این سنگ‌ها، شیل و ماسه‌سنگ بوده است و دست‌کم دچار دو رویداد دگرگونی شده‌اند. بیشتر آنها رخساره کلریت‌مسکوویت‌شیستِ کربنات‏‌دار و یا کوارتزسرسیت‌شیست دارند (Shaikh Zakariaei and Monsef, 2010). کانسار باباعلی در واحدهای سنگی مجموعه آلموقولاق جای دارد (شکل 2). نفوذ باتولیت آلموقلاق، دگرگونی‌های حرارتی و گرمابی را در سکانس‏‌های آتشفشانی- رسوبی پدید آورده است. گمان می‌رود دیوریت باباعلی در سکانس‏‌های آتشفشانی- رسوبی نفوذ کرده است. گرانیتویید آلموقلاق رخنمونی نزدیک به 5/159 کیلومترمربع و ترکیب عمدة سینوگرانیت و کوارتزسینیت دارد (Mohajjel et al., 2003). بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی نشان می‌دهند این توده از گرانیتوییدهای سری مگنتیت است و بیشتر تیپ I و متاآلومینوس دارد (Zamanian, 2003).

 

سنگ‌نگاری سنگ‌های محدودة اندیس

برپایة بررسی‏‌های صحرایی و میکروسکوپی، سنگ‌های آذرین درونی منطقه باباعلی بیشتر در محدوده سنگ‌های آذرین اسیدی تا حد واسط و نیمه‏‌عمیق مربوط به مجموعه چنارشیخ هستند. این سنگ‌ها شامل دیوریت، گرانودیوریت، میکروگرانیت، کوارتزمونزونیت، سینیت و آندزیت هستند و سنگ‌های دگرگونی نیز شامل شیست‏‌ها و سنگ‌های متاسوماتیسم‌شده (مانند: اسکارن‏‌ها) هستند.

(الف) سنگ‌های آذرین

- دیوریت- کوارتزمونزونیت: پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز از کانی‌های اصلی سازندة این واحد و آمفیبول، پیروکسن، تورمالین، اسفن، بیوتیت، آپاتیت و مگنتیت از کانی‌های فرعی آن هستند. بافت این سنگ‌ها گرانولار پورفیری نیمه‏‌شکل‏‌دار تا نیمه‌افتیک است (شکل 3- A). پلاژیوکلاز به سرسیت و اپیدوت دگرسان شده است و اکتینولیت درپی دگرسانی با بیوتیت، کلریت، اپیدوت و اکسید آهن جایگزین شده است. تیغه‏‌های آپاتیت به‌صورت میانبار درون کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز دیده می‌شوند (شکل 3- B). کوارتزها خاموشی موجی دارند و بیشترشان تبلور دوباره یافته‌اند. در این سنگ‌ها رگه‌های اکسیدآهن در امتداد درزه‏‌ها تزریق شده‌اند.

- گرانیت- میکروگرانیت: کوارتز، فلدسپار، پلاژیوکلاز از کانی‌های اصلی و اکتینولیت، اسفن (شکل 3- C) و آپاتیت ‏‌ریز دانه که درون پلاژیوکلاز دیده می‌شود، از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها هستند. روتیل به‌صورت سوزن‏‌های بسیار ریز دیده می‌شود. در مقطع‏‌های میکروسکوپی، کوارتز در زمینه بسیار خردشده است و تبلور دوباره در این کانی دیده می‌شود. گرانیت‌های منطقه به هولولوکوکرات با بافت گرانولار، گرانیت‌های میلونیتی و گرانیت‌های ریزدانه رده‌بندی می‌شوند (Tabrizi et al., 2014).

- آندزیت: در مقطع‏‌های نازک، این سنگ‌ها بافت پورفیری یا میکرولیتیک پورفیری، پویی‌کیلیتیک، دیابازی و گاه گلومروپورفیری نشان می‌دهند (شکل 3- D). پلاژیوکلاز، کوارتز و آلکالی‌فلدسپار از کانی‌های اصلی سنگ و اکتینولیت و بیوتیت از کانی‏‌های فرعی آن هستند. پلاژیوکلاز به‌صورت فنوکریستال و میکرولیت، بخش اصلی سنگ را می‌سازد و شکل بلورین شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و ماکل دگرریختی دارد. در پی دگرسانی، اکتینولیت با کلریت و بیوتیت جایگزین شده است. در این سنگ‌ها گاه رگه‏‌هایی کوارتز- کلسیت دیده می‏‌شوند. زمینه سنگ از بلورهای ریز پلاژیولاز ساخته شده است و بافت میکرولیتی در آن دیده می‏‌شود. تورمالین به‌صورت شکل‌دار در این سنگ دیده می‌شود (شکل 3- E). برپایة فرمول:

 

Si6O18(Na,Ca)(Mg,Fe3+,Al,Si)Al6(BO3)3(OH)4

 

که فرمول عمومی تورمالین است، این کانی در دما، فشار و محیط‏‌های زمین‏‌شناسی گوناگون پدید می‌آید (Tahmasbi, 2014). همچنین، وجود کانی‌های اسفن شکل‌دار در سنگ‌های منطقه چه‌بسا دلیلی بر حضور فلوئور در سیستم است. پیدایش اسفن در محیط‌های اسیدی نشان‌دهندة فشاربخشی بالای TiF4 و TiCl4در ماگماست (Manning, 1981).


 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگ‌های آذرین منطقه باباعلی (استان همدان). A) دیوریت با بافت گرانولار؛ B) بلورهای تیغه‌ای آپاتیت در پلاژیوکلاز در سنگ‌های دیوریتی؛ C) واحدهای گرانیتی با بافت پورفیری؛ D) بافت گلومروپورفیری در آندزیت؛ E) تورمالین در آندزیت (Bi: بیوتیت؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Ep: اپیدوت؛ Act: اکتینولیت؛ Ap: آپاتیت؛ Sph: اسفن؛ Qz: کوارتز؛ Tur: تورمالین؛ نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)

 

 

(ب) سنگ‌های دگرگونی

این سنگ‌ها در پهـنه گسترده‌ای از منطقـه باباعلی حضور دارند و دربردارندة اسلیت، فیلیت و میکـاشسیت هستند. در مقطع‏‌های میکروسکوپی بخش بزرگی از کانی‌های سازندة سنگ، کوارتز، کلریت، اکتینولیت و مسکوویت هستند. کانی‌های دیگر بیشتر شامل اکسیدهای آهن هستند (شکل 4- A) که در جهت شیستوزیته جای گرفته است. دگرریختی آشکارایی در مقطع‏‌ها دیده می‌شود و پدیده‌هایی مانند بِرشی شدن، میلونیتی‌شدن و خاموشی موجی در این‌گونه مقطع‏‌ها فراوان هستند (Tahmasbi et al., 2015).

- اسکارن‏‌ها: در این منطقه، به‌دنبال نفوذ باتولیت آلموقلاق در سکانس‏‌های آتشفشانی- رسوبی کهن‏‌تر، دگـرگونی‌های حرارتی و فعالیت‌های گرمابی رخ داده و باعث کانی‏‌زایی اسکارنی شده‌اند (Nasr-Esfahani, 2012). برپایة بررسی‏‌های سنگ‌نگاری و مجموعه کانیایی بررسی‌شده، اسکارن‏‌های منطقه باباعلی به 3 دستة گارنت‌پیروکسن‌اسکارن، پیروکسن‌گارنت‌اسکارن و اپیدوت‌اسکارن رده‏‌بندی می‌شوند. گارنت‌پیروکسن‌اسکارنبا مجموعه کانیایی گارنت + پیروکسن + کلریت + اکسید آهن + کوارتز و مقدار کمی اپیدوت شناخته می‏‌شود (شکل 4- B). در این منطقه، گسترش پیروکسن‌گارنت‌اسکارن کمتر از گارنت‌پیروکسن‌اسکارن است و با مجموعه کانیایی پیروکسن + گارنت + کلریت + اکسیدآهن + کوارتز و مقدار کمی اپیدوت شناسایی می‌شود (شکل 4- C). اپیدوت‌اسکارن نیز مجموعه کانیاییِ اپیدوت + کلسیت + مگنتیت + کوارتز دارد (شکل 4- D). اپیدوت و کلسیت از کانی‏‌های اصلی سازندة این اسکارن هستند.


 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از واحدهای دگرگونی منطقه باباعلی (استان همدان). A) شیست هماتیت‏‌دار؛ B) گارنت‌پیروکسن‌اسکارن؛ C) مگنـتیت رگه‏‌ای در پیروکسن‌گارنت‌اسکارن؛ D) کلسیت، اپیدوت و مگنتیت در اپیدوت‌اسکارن (=Hem هماتیت؛ =Mag مگنتیت؛ =Px پیروکسن؛ =Ep اپیدوت؛ =Grt گارنت؛ =Cal کلسیت) (همه تصویرها در XPL هستند؛‌ مگر تصویر A که در PPL است)

 

 

کانه‏‌زایی‌های گوناگون در منطقة باباعلی

برپایة یافته‌های صحرایی و بررسی‌های میکروسکوپی در منطقه باباعلی سه گونه کانه‏‌زایی شناسایی شد که عبارتند از کانی‌زایی‌هایِ دارای لایه‏‌بندی، اسکارنی و بِرشی:

(1) کانه‏‌زایی با لایه‏‌بندی: این کانه‌زایی در منطقه باباعلی با گستردگی بالایی دیده می‏‌شود. این لایه‏‌ها بسیار سست هستند و لیمونیت درون آنها به‏‌آسانی با دست پودر می‏‌شود. در این گروه از کانه‌زایی، تناوبی از مگنتیت، هماتیت و لیمـونیت شناسایی شد که به‏‌صورت هم‌شیب هستند (شکل 5- A).

(2) کانه‌زایی اسکارنی: اصلی‏‌ترین شکل کانه‏‌زایی منطقه باباعلی است. اسـکارن‏‌ها به‌گونة گسـترده‌ای در بخش‏‌های کانی‏‌سازی دیده می‏‌شوند و کانه‏‌زایی بیشتر در اپیدوت‌اسکارن‏‌ها رخ داده است. مگنتیت و هماتیت در این تیپ کانه‏‌های اصلی هستند (شکل 5- B).

(3) کانه‌زایی بِرشی: وجود ساختارهای میلونیتی در سنگ میزبان ماده معدنی، دیدن نشانه‌های بِرش در کانه‏‌های آهن در مقطع‏‌های صیقلی و همچنین، ویژگی‌های مربوط به پهنه‏‌های بُرشی نشان‌دهندة ته‏‌نشست ماده معدنی در این پهنه‏‌ها‏‌ست (شکل 5- C).

 

 

 

شکل 5- تیپ‏‌های کانه‏‌زایی در منطقه باباعلی (استان همدان): A) تنـاوب مگنتـیت، لیمونیت و همـاتیت در تیـپ لایه‏‌بندی؛ B) مگنتیت و لیمونیت در کانه‏‌زایی تیپ اسکارنی؛ C) تیپ برشی دگرریخت‌شده (Mag: مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛ Lim: لیمونیت)

 

 

کانه‏‌نگاری

کانه‏‌ها در این اندیس شامل مگنتیت، لیمونیت، گوتیت، هماتیت، پیریت و به‌مقدار کمی کانی‌های مس‏‌دار (مانند: مالاکیت، کالکوپیریت و کالکوسیت) هستند. اپیدوت، کوارتز، اکتینولیت، کلسیت، کلریت، گارنت، پیروکسن، آپاتیت و تورمالین نیز از کانی‌های باطله هستند.

مگنتیت: مگنتیت با ساخت برشی و نواری (شکل‌های 6- A و 6- B) در نمونه‌های دستی، فراوان‏‌ترین کانه است و ایـن ساخت‌ها از ساخت‌های رایج در کانسارهای اسکارنی آهن هستند (Meinert, 1984). برپایة بررسی‏‌های میکروسکوپی، دو نسل از مگنتیت در این منطقه دیده می‌شود: مگنتیت نسل اول به‌صورت بلورهای ریز و درشت هستند و بافت گرانولار دارند (شکل 6- C) و مگنتیت نسل دوم در پی دگرگونی و تبلوردوباره یا خرد‌شدن و جوش‏‌خوردگی مگنتیت نسل اول پدید آمده است (شکل 6- D). در مگنتیت‌های نسل دوم، پیوندگاه سه‌گانه 120 درجه آشکارا دیده می‌شود. این بافت در توده تک کانی که در پی سرد‌شدن آهسته و یا دگرگونی، بازپخت شده‏‌ است پدید می‌آید. تبلور دوباره مهم‏‌ترین پدیده پس از باز پخت است و دانه‏‌های کمابیش هم‌اندازه با پیوندگاه سه‌گانه پدید می‏آورد (Moghaddasi, 2006).

 

 

 

شکل 6- تصویرهایی از نمونة دستی و میکروسکوپی مگنتیت (Mag) در اندیس دوم کانسار آهن باباعلی: A) ساخت بِرشی؛ B) ساخت نواری؛ C)‏‌ ریزدانه نسل اول (در PPL)؛ D)‌ حاصل از تبلور دوباره (در PPL) با زاویه‌های 120 درجه

 

 

هماتیت: فراوانی هماتیت کمتر از مگنتیت است و دو نسل دارد: نسل اول، بلورهای هماتیت با بافت تیغه‏‌ای (شکل 7- A) و نسل دوم در حواشی و میان بلورهای مگنتیت در پی دگرسانی هنگام پدیده مارتیتی‌شدن پدید آمده‌اند (شکل 7- B). هماتیت‌های نسل دوم همراه با گوتیت و دیگر هیدروکسیدهای آهن دیده می‌شوند. برپایة واکنش‏‌های 1 و 2، جانشینی مگنتیت با هماتیت و برعکس، عموماً با نام واکنش اکسیداسیون- احیاء شناخته شده است؛ اما سازوکار غیراکسیداسیون- احیاء نیز در جانشینی این کانی‌ها با هم در طبیعت نقش دارند. برای نمونه، جانشینی مگنتیت با هماتیت در بسیاری از معدن‌ها در شرایط سطحی روی می‌دهد؛ اما خاستگاه اکسیداسیون- احیاء ندارد. جانشینی مگنتیت با هماتیت در طول صفحه بلوری (111) روی می‌دهد. واکنش‏‌های 1 تا 5 از واکنش‌های اصلی هستند که در جانشینی مگنتیت با هماتیت و برعکس نقش بنیادی دارند (Ohmoto, 2003):

واکنش 1:

2Fe3O4+0.5O2→3Fe2O3

واکنش 2:

3Fe2O3+H2→2Fe3O4 + H2O

واکنش 3:

Fe3O4 + 2H+ →Fe2O3 +Fe+2 + H2O

واکنش 4:

Fe2O3 + CH2O(Org) →4Fe3O4 + CO2 + H2O

واکنش 5:

Fe2O3 + FeCO3 (sid) →4Fe3O4 + CO2

واکنش 1 به‌نام واکنش مارتیتی‌شدن و واکنش 2 به‌نام واکنش مشکوویتی‌شدن شناخته می‌شوند (Muke and Cabral, 2005). جانشینی این دو باهم با اختلاف حجم همراه است و اختلاف حجم‏‌ها را در بافت پدیدآمدة خود نشان می‏‌دهند.

گوتیت ‌و لیمونیت: بازتاب درونی ویژگیِ گوتیت است و جانشینی (برجای‌مانده)، جانشینی حاشیه‏‌ای، رگه‏‌ای و کلوفرم از بافت‏‌های آن هستند. گمان می‌رود ماده معدنی، نخست به‌صورت اکسیدهای آهن از ماگمای سیلیکاته جدا و سپس در مرحله بعد در پی رفتار سیال‌های گرمابی با گوتیت جایگزین شده است (Javidi Moghadam et al., 2010).

دو نوع لیمونیت در کانسنگ شناسایی می‌شوند: نوع اول، لیمونیت پدیدآمده از اکسیداسیون و هیدروکسیداسیون پیریت است (شکل 8- A). انحلال پیریت در محیط آبدارِ سرشار از اکسیژن به‌صورت واکنش 6 نشان داده می‏‌شود (Kamei and Ohmoto, 2000). این واکنش اسیدی‌شدن محیط را در پی دارد. لیمونیت نوع دوم از ته‏‌نشینی سیال‌های دارای آهن دو ظرفیتی در محیط اکسایشی برپایة رابطة 7 پدید آمده است (شکل 8- B). در این واکنش، Fe+2 مستقیماً گوتیت پدید آورده و یون H+ محیط را اسیدی‌ کرده است. حالت اسیدی روی پیریت اثر می‌گذارد و انحلال آن را شتاب می‌بخشد. این تیپ لیمونیت به‌صورت لایه‏‌ای، کلوفرم و پیوسته فضای میان مگنتیت‌ها را پر کرده‏‌ است (Barati and Rasa, 2005).

واکنش 6:

2FeS2+7.5O2+7H2O→2Fe(OH)3+4SO42-+8H+

واکنش 7:

4Fe+2+2+10H2O→4Fe(OH)3+8H+

 

 

 

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی از هماتیت در اندیس دوم کانسار باباعلی در مقطع‏‌های صیقلی (PPL). A) هماتیت نسل اول با بافت تیغه‏‌ای؛ B) جایگزینی مگنتیت با هماتیت نسل دوم (مارتیتی‌شدن) (Hem: هماتیت؛ Mag: مگنتیت؛ Gth: گوتیت)

 

 

 

شکل 8- تصویرهای میکروسکوپی (در PPL) از: A) اکسیداسیون پیریت به لیمونیت در اندیس دوم کانسار باباعلی؛ B) حضور گوتیت در فضای میان بلورهای مگنتیت‌ها (Py: پیریت؛ Mag: مگنتیت؛ Gth: گوتیت؛ Lim: لیمونیت)

 

 

 

در برخی بخش‌ها، اکسیداسیون پیریت به اندازه‌ای بوده که هیچ‌گونه پیریتی بجای نمانده است و واکنش 6 برای آن پیشنهاد می‌شود. در شماری از مقطع‏‌های میکروسکوپی، بافت مارتیتی نیز به‌خوبی این بافت در مگنتیت دیده می‌شود. همچنین، در مرز شکستگی‌های بلورهای مگنتیت، گوتیت پدید آمده و ته‌نشست کرده است. بلورهای پیریت در مقطع‏‌ها  کاملاً سالم بجای ‏‌مانده‌اند و واکنش‏‌های اکسیداسیون- احیاء 6 و 7 برای آنها پیشنهاد می‌شود. در مقطع‏‌های میکروسکوپی، لیمونیت به‌صورت پیوسته و یک‌دست فضای میان مگنتیت‌ها را فراگرفته است. شرایط لازم برای پیدایش اکسیدهای آهن هنگام فرایند رسوب‌گذاری و جانشینی اکسید با هیدروکسید هنگام هوازدگی در منطقه دیده نمی‌شود. همچنین، با پذیرفتن معادله‌های اکسیداسیون- احیای یادشده در واکنش‏‌های 1 و 2 نمی‏‌توان پیدایش آن را توجیه کرد. اگرچه توجیه سنتی آن با توجه به آبگیری سـاده هماتیت برپایة واکنش 8 است، اما حجم چشمگیرِ لیمونیت این فرضیه را رد می‏‌کند (Ohmoto, 2003). برای پیدایش لایه‏‌ها و توده‏‌های لیمونیتی واکنش شماره 9 پیشنهاد می‏‌شود. در این واکنش به محلول‏‌های گرمابی با یون Fe+2 نیاز است. بررسی‏‌ها نشان داده‌اند که این محلول‏‌ها در امتداد گسل‏‌ها، به‌ویژه در نواحی آتشفشانی پدید می‌آیند. محلول‏‌های گرمابی سرشار از یون Fe+2 با اکسیژن سطحی یا آب‏‌های غنی از اکسیژن فرو رو مخلوط می‌شوند و کانی لیمونیت را پدید می‌آورند (Ohmoto, 2003). پس، هماتیت و لیمونیت‌ها در اندیس دوم کانسار باباعلی تنها از واکنش‌های اکسیداسیون- احیاء پدید نمی‌آیند؛ بلکه محلول‌های گرمابی آهن‏‌دار نیز با رویداد واکنش شماره 9 در پیدایش لیمونیت‌های این منطقه نقش داشته‌اند. لایه‏‌بندی در گوتیت به‌این‌صورت توجیه می‏‌شود که نخست محلول‏‌های اسیدی تولید شده از واکنش‌های مختلف بر زینولیت آهکی اثر گذاشته‌ و آن را حل کرده‏‌اند؛ سپس گوتیت ته‏‌نشست شده است.

واکنش 8:

Fe2O3 +3H2O →2FeOOH.nH2O

واکنش 9:

Fe+2(hyd)+1/4O2+5/2H2O→Fe (OH) 3 + 2H+

پیریت: دو نسل از پیریت شناسایی شده است. نسل اول پیریت به‌صورت دانه‏‌ریز در سنگ میزبان منطقه دیده می‌شود و احتمالاً هیچ ارتباطی با کانی‏‌سازی ندارد و پیش از کانه‏‌زایی آهن (مگنتیت و هماتیت) و به‌دنبال فاز سولفیدی پدید آمده است و کانه آهنی در این سنگ‌ها دیده نمی‌شود (شکل 9- A). نسل دوم پیـریت درشت بلورتر و بی‌‌شکل است و در بسیاری از مقطع‏‌های صیقلی بررسی‌شده دیده می‌شود. بیشتر این بلورها در بخش‌های حاشیه‌ای و درونی دگرسان شده و با اکسید و هیدروکسیدهای ثانویه آهن جایگزین ‌شده‌اند و بافتی همانند غربال پیدا کرده‌اند (شکل 9- B).

کالکوپیریت: این کانی در مقطع‏‌ها  با رنگ سبز زیتونی دیده می‏‌شود و به‌دنبال فرایند هوازدگی با کالکوسیت و مالاکیت جایگزین شده است (شکل 9- C). شاید کالکوپیریت در همه مرحله‌ها ساخته شود. شرایط مناسب برای پیدایش کالکوپیریت در مراحل پایانی کانی‏‌سازی، افزایش pH محلول و کاهش فوگاسیته اکسیژن است (Oyman, 2010). ویژگی‌های بافتی نشان می‏‌دهند کالکوپیریت همزمان یا پس از پیریت پدید آمده است.

مالاکیت: مالاکیت بیشتر به‌صورت پرکنندة فضاهای خالی، رگه‌ها و رگچه ها دیده می‌شود (شکل 9- D). این کانی با گذشتن محلول‌های مس‏‌دار رقیق با غلظت بسیار کم Cu+2 از درون سنگ آهک در شرایط pH برابر با 7 تا 9 و فشاربخشی CO2 متبلور می‌شود (Krauskopf and Bird, 1976). واکنش 10 برای پیدایش مالاکیت پیشنهاد شده است. برپایة این واکنش، حضور آب در پیدایش این کانی ضروری است (Deer et al., 1991):

واکنش 10:

2Cu+2 (CO3) -2+H2O→Cu2 (OH) 2CO3

 

 

 

شکل 9- تصویرهای میکروسکوپی از مقطع‏‌های صیقلی کانه‌ها در اندیس دوم کانسار باباعلی در نور انعکاسی (در PPL): A) پیریت‌های نسل اول و مگنتیت؛ B) پیریت‌های نسل دوم که از کناره‌ها با گوتیت جانشین ‌شده‌اند؛ C) جانشینی کالکوپیریت با کالکوسیت؛ D) مالاکیت (Ccp: کالکوپیریت؛ Cc: کالکوسیت؛ Mal: مالاکیت؛ Py: پیریت؛ Mag: مگنتیت)

 

 

توالی پاراژنزی

برپایة بررسی‌های میدانی و مقطع‌های میکروسکوپی، گمان می‌رود کانه‏‌زایی در سه مرحله روی داده باشد (جدول 1). در مرحله نخست، کانه‏‌زایی مستقیماً از سیال سازندة روی داده و بافت‏‌های اولیه گوناگون دارد. مرحله دوم نیز با پدیده جانشینی همراه بوده است.

زمین‏‌شیمی کانسنگ

همان‌گونه‌که گفته شد در این اندیس، مادة معدنی به‌صورت دو توده مگنتیتی و لیمونیتی دیده می‌شود. برای مقایسه زمین‏‌شیمی این دو توده، فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر در 14 نمونه مگنتیت و 5 نمونه لیمونیت به روش ICP-MS به‌دست آورده شد (جدول 2).

 

جدول 1- توالی پاراژنز مجموعة کانه‏‌ها در اندیس دوم باباعلی

 

جدول 2- نتایج حاصل از تجزیة کانسنگ‌های باباعلی (مگنتیت و لیمونیت) به روش ICP-MS (داده‌ها برپایة ppm)

Sample No.

Bl5

Bl4

Bl3

Bl 2

Bl1

Bl10

Bl9

Bl8

Bl7

Bl6

Bl1

Bl10

Bl9

Bl8

Bl7

Bl6

Bl9

Bl8

Bl7

Ore Element

Lim

Lim

Lim

Lim

Lim

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Mag

Al

5190

20174

6986

10123

18254

907

6277

973

836

1955

617

652

633

1025

798

958

684

1167

637

Ca

2211

22372

2564

2987

3890

884

757

687

469

1534

950

336

322

780

459

524

329

694

1387

Ce

7

176

128

15

161

2

4

22

1

4

4

1>

 

2

2

5

11

6

2

Co

21

50

72

184

214

10

12

13

15

19

21

24

41

34

52

43

49

58

48

Cr

43

35

38

49

53

26

26

43

28

24

15

90

13

47

69

32

39

73

61

Cu

243

347

410

324

267

50

47

43

84

120

178

167

210

314

321

197

216

301

297

Dy

0.34

1.34

1.74

1.32

0.95

0.13

0.26

0.18

0.11

0.19

0.13

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.11

0.13

Er

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

Eu

0.11

1.25

0.18

1.31

1.09

0.05>

0.13

0.07

0.05>

0.09

0.06

0.05>

0.05>

0.05>

0.05

0.06

0.07

0.11

0.09

Fe

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

10%<

1%<

Gd

0.41

3.45

0.59

1.87

2.94

0.19

0.29

0.54

0.18

0.26

0.22

0.16

0.15

0.24

0.16

0.17

0.21

0.33

0.15

La

12

78

56

75

116

111

105

15

1

2

3

109

108

5

8

115

5

98

1

Lu

0.1

0.12

0.14

0.20

0.1

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

Mg

1234

1740

1465

1576

1234

638

6181

1465

353

278

2349

1053

433

467

387

398

597

987

857

Mn

841

651

98

204

468

187

194

304

279

348

524

537

487

1124

987

1019

1164

987

879

Ho

2.4

0.5

1.9

0.5

1.7

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

Nb

1.2

5.7

4.5

2.3

4.8

1.1

1.3

1.8

3.4

7.9

2.2

1>

1.4

1.5

4.3

1.7

1.1

2.2

1>

Nd

4.8

25.6

7.8

6.4

4.2

3.3

4.6

6.2

3.3

4.1

3.8

3.1

3.1

3.4

3.9

4.3

3

5.4

3.2

Ni

15

48

44

27

42

3

5

4

3

3

12

19

24

14

14

21

12

19

9

P

751

2200

547

468

684

785

109

380

65

393

27

62

75

87

211

98

67

59

269

Pb

21

9

9

14

18

6

6

6

6

7

8

5

5

8

11

13

7

6

14

Pr

0.26

8.48

7.51

0.56

0.38

0.05>

0.12

1.21

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

S

11157

370

420

321

790

141

189

349

98

183

98

468

146

157

236

159

368

107

231

Sm

0.03

1.88

1.25

0.09

0.04

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

0.05>

Sn

1.8

4.3

3.4

2.4

1.9

1.2

3.8

1.6

3.1

6.7

3.1

3.6

2.2

3.4

5.6

4.3

3.8

2.7

6.4

Sr

134.4

124.6

121.2

130.4

128.7

16.9

9.4

18.5

5.1

25.2

9.4

5.1

4

8.7

5.9

6.7

8.2

3.9

4.1

Ta

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

Tb

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

Th

1.06

3.27

2.18

1.89

1.74

0.77

0.59

3.25

0.84

1.1

0.4

0.22

0.32

0.37

0.48

0.97

0.12

2.7

0.78

Ti

7

7.45

11

8.68

6

6

5.4

6.3

8.1

7.4

5

6.5

7.1

6.8

9.1

8.6

6.5

5.9

7

Tm

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

0.1>

V

8

13

18

14

21

79

43

93

42

102

75

68

42

76

104

49

118

86

123

Yb

0.1

0.7

0.9

0.5

0.1

0.05>

0.1

0.05>

0.5>

0.5>

0.1

0.5>

0.5>

0.5>

0.5>

0.5>

0.5>

0.1

0.1

Ce/Ce*

0.67

1.17

0.96

1.01

0.93

-

0.27

1.25

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Eu/Eu*

0.10

1.29

0.80

0.73

0.65

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

PrN/YbN

4.6

22.5

3.01

3.26

3.87

-

2.6

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

 


بررسی وابستگی عنصرهای فرعی و کمیاب در کانسنگ اندیس 2 باباعلی

برای ارزیابی ترکیب شیمیایی کانسنگ و به‏‌دست آوردن ارتباط میان عنصرهای گوناگون در نمونه‏‌های لیمونیتی و مگنتیتی، رسم نمودارهای دوتایی و بررسی روند همبستگی میان داده‌ها، روش‌های خوبی برای مقایسه و همخوانی داده‌ها هستند (شکل 10). برپایة این نمودارها، همبستگی عنصرهای Co و V، Co و Cu، Ni و Cu، Mn و Cu مثبت است؛ اما Ni و V در کانسنگ مگنتیتی همبستگی منفی دارند؛ زیرا این دو عنصر برای دستیابی به یک جایگاه بلورشناسی در ساختار کانه مگنتیت رقابت می‌کنند. افزون‌بر این، تفاوت در رفتار عنصرهای بررسی‌شده در دو کانی لیمونیت و مگنتیت نشان‌دهندة تفاوت خاستگاه آنها یا تفاوت سرنوشت آنها است.

 

 

 

 

 

شکل 10- نمودار‏‌های همبستگی عنصرهای گوناگون در نمونه‏‌های مگنتیتی و لیمونیتی اندیس دوم کانسار باباعلی: A) همبستگی V با Co؛ B) همبستگی Cu با Co؛‌ C) همبستگی Cu با Ni؛ D) همبستگی V با Ni؛‌ E) همبستگی Cu با Mn (Co: کبالت؛ Cu: مس؛ Ni: نیکل؛ V: وانادیم)


 

 

رده‌بندی اندیس دوم کانسار آهن باباعلی

نمودارهای Dupius و Beaudoin (2011) برپایة مقدار Ti+V دربرابر Ni/(Cr+Mn) و Ti+V دربرابر Ca+Al+Mn در کانه مگنتیت رسم ‌شده‌اند (شکل 11). برپایة این شکل، نمونه‏‌های برداشت‌شده از منطقه در محدودة ترکیبی کانسارهای اسکارنی جای گرفته‌اند. مقدار Ti در همة نمونه‏‌ها کم است؛ اما مقدار عنصرهای Al، Ca و Mg در نمونه‏‌ها بالاست. عنصرهای Ti و V در کانسارهای اکسیدی تغییرات بسیاری در ارتباط با نوع کانسار نشان می‏‌دهند؛ ازاین‌رو، حاصل جمع آنها برای شناسایی کانسارهای گوناگون به‌کار می‌رود.

 

 

 

شکل 11- نمونه‏‌های مگنتیتی اندیس دوم کانسار باباعلی در نمودارهای Dupius و Beaudoin (2011): A) نمودار Ti+V دربرابر Ca+Al+Mn؛ B) نمودار Ti+V دربرابر Ni/(Cr+Mn) (Al: آلومینیم؛ Ca: کلسیم؛ Cr: کرم؛ Mn: منگنز؛ Ni: نیکل)

 


عنصرهای Fe و Ti ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی همانندی در ماگما دارند و ازاین‌رو، سنگ‌های ماگمایی، جایگاه‌های بلورشناسی همانندی برای این دو عنصر دارند (Ragland, 1989). باید به یاد داشت در پی فرایند دگرسانی Fe متحرک می‏‌شود؛ اما Ti بی‌تحرک بجای می‏‌ماند (Bin et al., 2016). فراوانی کم Ti از ویژگی‌های مشترک کانسارهای اسکارنی و IOCG اسـت (Ragland, 1989). کانی‌های اکسیدآهن در اسکارن‏‌ها مقدار Ti+V کمی نشان می‌دهند؛ اما نسبت‌های Ni/(Cr+Mn) مقدارهای متغیری از خـود نشان می‌دهند. همچنین، کانسارهای مگنتیت- آپاتیتِ نوع کایرونا، مقدارهای کمی از Cr، Mn و Al از خود نشان می‌دهند؛ اما مقدار وانادیم بالایی دارند. مقدار کمابیش بالای Mn نیز از ویژگی‌های کانسارهای اسکارنی گرمابی است. میزان این عنصر در همة  نمونه‏‌های اندیس 2 باباعلی بالاست و مقدار میانگین آن در نمونه‏‌ها 644 ppm است. ندیدن کانی‏‌های مستقل منگنز در نمونه‏‌های کانسنگ (در بررسی‏‌های میکروسکوپی) نشان‏‌دهندة جانشینیFe+2 با Mn+2 در شبکه کانه‏‌های آهن به‌علت ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی همانند این دو عنصر است. برپایة این نمودارها ترکیب مگنتیت‌های اندیس 2 کانسار باباعلی در محدودة ترکیبی کانسارهای اسکارن جای دارد. Knipping و همکاران (2015) نیز نموداری برای شناسایی کانسارهای Fe-Ti-V، IOCG، تیپ کایرونا و پورفیری برپایة میزان Cr و V مگنتیت پیشنهاد کرده‌اند (شکل 12).

 

شکل 12- نمونه‏‌های مگنتیت اندیس دوم کانسار آهن باباعلی در نمودار V دربرابر Cr (Knipping et al., 2015)

 

در این نمودار، نمونه‏‌های مربوط به کانه مگنتیت اندیس دوم باباعلی در نزدیکی محدودة ترکیبیِ کانسارهای IOCG جای گرفته‌اند. به باور شماری از پژوهشگران، کانسارهای اسکارن‏‌ آهن زیرگونه‏‌ای از کانسارهای IOCG هستند (Gandhi, 2003; Williams et al., 2005). پس ازآنجایی‌که کانسارهای آهن اسکارنی خود زیرگونه‌ای از کانسارهای IOCG هستند، اندیس دوم کانسار آهن باباعلی در گروه کانسارهای IOCG نیز رده‏‌بندی می‌شود.

 

بررسی تغییرات عنصرهای خاکی نادر (REE)

نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت برای کانسنگ مگنتیت و لیمونیت اندیس 2 باباعلی رسم شده است (شکل 13). در نمودار عنکبوتیِ کانسنگ مگنتیت، طیف پیوسته‏‌ای از عنصرهای REE دیده نمی‏‌شود و این نکته نشان‌دهندة تهی‏‌شدگی عنصرهای HREE در مگنتیت است.

 

 

شکل 13- الگوی پراکندگی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای: A) مگنتیت؛ B) لیمونیت در اندیس دوم کانسار آهن باباعلی

 

 

یافته‌های به‌دست‌آمده از الگوی توزیع عنصرهای REE در کانسنگ مگنتیت و لیمونیت عبارتند از:

(1) توزیع عنصرهای خاکی نادر در شماری از نمونه‏‌های مگنتیتی دربردارندة طیفی از عنصرهای La تا Dy، با آنومالی منفی Eu و Ce است. در دو نمونه مگنتیت طیف ناقصی از عنصرهای Nd تا Dy را نشان می‌دهد. این توزیع در همة نمونه‏‌های لیمونیتی طیفی از عنصرهای La تا Yb را دارد.

(2) همة نمونه‏‌های لیمونیتی از La تا Eu روندی کاملاً کاهشی نشان می‏‌دهند؛ اما از Gd تا Yb روند کمابیش افقی است. دیدن این الگو در این کانی پیامد تفکیک LREEها از HREE‏‌ها است. این روند در نمونه‏‌های مگنتیتی کاملاً کاهشی است.

(3) همه نمونه‏‌های مگنتیتی و لیمونیتی از LREE غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. توزیع عنصرهای REE در سیال‌های داغ گرمابی به T، pH و نوع کمپلکس‌ها در سیال‌ها بستگی دارد. عنصرهای خاکی نادر درون سیستم زمین‏‌شیمیایی خاص خود متحرک می‏‌شوند و انتقال آنها با کمپلکس‏‌ها انجام می‌شود. پس پایداری کمپلکس‏‌ها متغیر است و به pH، T و P ترکیب سنگ دیواره وابسته است (Lottermoser, 1992). عنصرهای HREE و ایتریم دربرابر عنصرهای LREE، کمپلکس‏‌های پایدارتر کربناته، فلوریدی، اکسالاتی و سولفاتی می‌سازند؛ ازاین‌رو، دیرتر ترکیب و ته‌نشسین می‏‌شوند و کانی از عنصرهای LREE غنی می‏‌شود (Helvaci, 1984).

(4) در نمونه‏‌های لیمونیتی، آنومالی 27/1>Ce/Ce*>67/0 است و در نمونه مگنتیتی میانگین آن برابر 76/0 است. آنومالی منفی و کمابیش آشکارترِ Ce در نمونه‏‌های مگنتیتی نشانة اکسید‌شدن Ce+3 به Ce+4 و خروج آن از محیط و نبود نسبی آن در ساختمان مگنتیت است (Appel, 1999).

 

شناسایی خاستگاه سیال‌های کانه‏‌زا

شناسایی خاستگاه سیال‌های گرمابی مؤثر در کانه‏‌زایی از هدف‌های اصلی بررسی کانسارهاست. Kato (1999) در بررسی‏‌هایی که روی کانسارهای اسکارنی ژاپن انجام داده است، با بهره‏‌گیری از سه پارامتر Eu/Eu*، Ce/Ce* و Prcn/Ybcn و رسم مقدار آنها دربرابر ∑REE، خاستگاه جوی یا ماگمایی سیال‌های کانه‏‌زا را شناسایی کرده است. در همین راستا، برای شناخت خاستگاه سیال‌های کانه‏‌زا در این اندیس، پارامترهای یادشده به‌کار برده شد. ازآنجایی‌که به‌دست‌آوردن این مقدارها برپایة جدول 2 برای نمونه‏‌های مگنتیتی شدنی نبود، این پارامترها تنها برای کانسنگ لیمونیتی اندازه‌گیری شده است. در شکل 14، نمودارهای لازم برای منطقه بررسی‌شده رسم شد. برپایة این نمودارها خاستگاه سیال‌های سازندة اندیس دوم کانسار باباعلی ماگمایی است. دور‌شدن نقاط از روند ماگمایی نشانه آمیختگی آنها با آب‏‌های جوی است.

 

 

شکل 14- نمونه‌های کانسنگ لیمونیتی در اندیس دوم کانسار آهن باباعلی در نمودارهای نشان‏‌دهندة خاستگاه سیال‌های گرمابی کانه‏‌زا (Kato, 1999): A) ∑REE دربرابر Eu/Eu*؛ B) ∑REE دربرابر Ce/Ce*؛‌ C) نمودار ∑REE دربرابر (PrN/YbN)


 


نتیجه‏‌گیری

برپایة بررسی‏‌های صحرایی، میکروسکوپی و زمین‌شیمایی، همچنین، نمودار‏‌هایِ همبستگی رسم‌شده و روند عنصرهای REE در نمونه‏‌های مگنتیتی و لیمونیتی، این دو کانی سرنوشت جدا از هم دارند. ازآنجایی‌که لیمونیت در ذخیره‌های اسکارن کمیاب است، گمان می‌رود در این ذخیره، در مرحله اول نخست مگنتیت از سیال‌های ماگمایی، با حفظ لایه‏‌بندی نخستین، با زینولیت‌های بزرگ کربناته در تودة ریولیتی، داسیتی آلموقلاق جانشین شده باشد و همزمان با آن، مگنتیت تیپ اسکارنی نیز به‌دنبال سیلیسیم‏‌دار‌شدن (سیلیکاته‌شدن) و سیلیسی‌شدن زینولیت‌های آهکی پدید آمده باشد. با فعالیت زمین‏‌ساختی بعدی، محلول‏‌های گرمابی دوباره به محل تزریق و لیمونیت لایه‏‌ای با جانشینی مگنتیت نخستین و بجاماندة لایه‏‌های آهکی ته‏‌نشست شده‌اند. کانه‏‌زایی برشی نیز در این زمان روی داده است. آمیختگی سیال‌های داغ ماگمایی با سیال‌های سرد جوی و تغییر ناگهانی درجه دما عامل ته‌نشست لایه‏‌های لیمونیتی بوده است. ویژگی‌های موجود و مقایسه داده‏‌های به‌دست‌آمده از بررسی این اندیس نشان می‏‌دهند این ذخیره در گروه ذخیره‌های تیپ IOCG و زیر تیپ اسکارنی رده‏‌بندی می‌شود.

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94:401–419.

Aghanabati, A. (2010). Geology of Iran. Geological Survey of Iran. Tehran, Iran (in Persian).

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations.
Tectonophysics 229: 211 –238.

Alavi, M. (2007) Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of Science 307(9): 1064-1095.

Alirezaei, S. (2004) The geochemistry of plutonic rocks from Sanandaj -Sirjan metamorphic -plutonic belt, west Iran. Geological Association of Canada –Mineralogical Association of Canada, Montreal, Canada.

Alirezaei, S. and Hassanzadeh, J. (2012) Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj–Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran. Lithos 151: 122-132.

Amiri, M. (1996) Petrography, petrology and orebody of Almogholagh area (North of Asad-abad). M. Sc. thesis in Petrology, University of Kharazmi, Thehran, Iran (in Persian).

Appel, P. W. U. (1999) Rare earth element in the early Archaen Isua iron-formation, west Greenland. Precambrian Research 243-258.

Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh Granitoid stock southwest of Kerman, Iran: implication for initiation of Neotethys subduction. Asian Earth Science 300: 474-489.

Azizi, H. and Asahara, Y. (2013) Juvenile granite in the Sanandaj-Sirjan zone, NW Iran: Late Jurassic–Early Cretaceous arc-continent collision. International Geology Review 55: 1523-1540.

Barati, M. (2008) Comprison and genesis study of iron ore deposits in some part of Hamedan, Kermansh and Kordestan States. Ph. D. thesis, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran (in Persian).

Barati, M. and Gholipoor, M. (2015) Study of REE behaviors, fluid inclusions, and O, S stable Isotopes in Zafar-abad iron skarn deposit, NW Divandarreh, Kordestan province. Journal of Economic Geology 6(2): 235-257 (in Persian).

Barati, M. and Rasa, I. (2005) Geological and Geochemical analysis of Baba-Ali index. Journal of Earth Sciences 15(58): 148-157 (in Persian).

Barton, M. D. (2013) Iron oxide (-Cu–Au–REE–P–Ag–U–Co) systems. Treatise on Geochemistry, Second Edition 13: 515–541.

Barud, J. (1975) Geological map of the Kermanshah Quadrangle, 1:250000. Published by Geological survey of Iran. Tehran, Iran.

Bin, Z., Hong-Fu, Z., Xin-Miao, Z. and Yong-Sheng, H. (2016) Iron isotope fractionation during skarn-type alteration: Implications for metal source in the Han-Xing iron skarn deposit. Ore Geology Reviews 74: 139–150

Chen, H. Y. (2013) External sulphur in IOCG mineralization: implications on definition and classification of the IOCG clan. Ore Geology Reviews 51: 74–78.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An Introduction to the Rock forming Minerals. 2nd edition, Longman, London, UK.

Dupuis, C. and Beaudoin, G. (2011) Discriminant diagrams for iron oxide trace element fingerprinting of mineral deposit types. Mineralum Deposita 46(4): 319–335.

Eshraghi, S. (1997) Petrology of igneous and metamorphic rocks study in Alvand area. M. Sc. thesis in petrology, University of Islamic Azad, Iran (in Persian).

Eshraghi, S. (2002) Geological map of Tuyserkan, Scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Gandhi, S. S. (2003) An overview of the Fe oxide- Cu-Au deposits and related deposit types. CIM Montreal 2003 Mining Industry Conference and Exhibition, Canadian Institute of Mining, Technical Paper, CD-ROM.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences 26(6): 683–693.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U–Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic–Early Cambrian granitoids in Iran: implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451(1–4): 71–96.

Helvaci, C. (1984) Apatite – rich iron deposits of the Avnik (Bingol) region, Southern Turkey. Journal of Economic Geology 79(2): 353-371.

Hitzman, M. W. and Valenta, R. K. (2005) Uranium in iron oxide-copper–gold (IOCG) systems. Journal of Economic Geology 100(8): 1657–1661.

Hitzman, M. W., Oreskes, N. and Einaudi, M.T. (1992) Geological characteristics and tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu–U–Au-REE) deposit. Precambrian Reserch 58(1-4): 241–287.

Javidi Moghadam, M., Haiydarian Shahri, M. R. and Karimpour, M. H. (2010). Geology, mineralization, geochemistry and ground magnetic studies in iron mineralization Kalateh Shahin region, Razavi Khorasan province. Journal of Economic Geology 2(1): 77-96 (in Persian).

Kamei, G. and Ohmoto, H. (2000) The Kinetics of reactions between Pyrite and O2- bearing water revealed from in situ monitoring of Do, Eh and pH in a closed system. Geochimica Cosmochimica Acta 64(15): 2585-2601.

Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Esfandiarpour, A. and Mohammad Nejad, H. (2011) Neyshabour turquoise mine: the first Iron Oxide Cu-Au-U-LREE (IOCG) mineralized system in Iran. Journal of Economic Geology 3(2): 193-216 (in Persian).

Kato, Y. (1999) Rare Earth Elements as an indicator to origins of skarn deposits: examples of the Kamioka Zn – Pb and Yashiwara – Sannotake Cu (- Fe) deposits in Japan. Resource Geology 49(4): 183-198.

Knipping, J. L., Bilenker, L. D., Simon, A. C., Reich, M., Barra, F., Deditius, A. P., Wälle, M., Heinrich, C. A., Holtz, F., Munizaga, R. (2015) Trace elements in magnetite from massive iron oxide-apatite deposits indicate a combined formation by igneous and magmatic-hydrothermal processes. Geochimica Cosmochimica Acta 171: 15–38.

Krauskopf, B. (1967). Introduction to Geochemistry. McGraw Hill, New York, US.

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

Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U-Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Asian Earth Sciences 41: 238-249.

Manning, D. A. C. (1981) The effect of fluorine on liquidus relationships in the system Qz-Ab-Or with excess water at 1 kb. Contributions to Mineralogy and Petrology 76(2): 206-215.

Mansouri, S., Aliani, F., Maanijou, M., Sepahi Gerow, A. A. and Mostaghimi, M. (2015) Mineralogy and geochemistry of granitoids and associated iron skarn of Takht (north of Kaboodar Ahang). Iranian Journal of Petrology 21: 159-187 (in Persian).

Meinert, L. D. (1984) Mineralogy and Petrology of iron skarns in western British Columbia. Economic Geology 79(5): 869-882.

Moghaddasi, J. (2006) Mineralography. 1st Edition, Payam Noor University Publication (in Persian).

Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros Orogen in northwestern Iran. International Geology Review 56: 263-287.

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Asian Earth Sciences 21: 397–412.

Moinevaziri, H., Akbarpour, A. and Azizi, H. (2014) Mesozoic magmatism in the northwestern Sanandaj–Sirjan Zone as an evidence for active continental margin. Arabian Journal of Geosciences 1-12.

Muke, A. and Cabral, A. R. (2005) Redox and nonredox reactions of iron oxides in rocks. Journal of Chemie der Erde 65(3):271-278.

Nabatian, G., Ghaderi, M., Rashid Nejad, N. and Daliran, F. (2009) Geochemistry and genesis of apatite bearing Fe oxide Dizdaj deposit, SE Zanjan. Journal of Economic Geology 1(1): 19-46 (in Persian with English abstract).

Nasr-Esfahani, A. K. (2012) Tectonic setting of metabasites of the Neo-Tethyan oceanic remains in Sanandaj-Sirjan structural zone, west of Isfahan, central Iran. Iranian Journal of Earth Sciences 4: 75-84.

Nezafati, N., Herzig, P. M., Pernicka, E. and Momenzadeh, M. (2005) Intrusion-related gold occurrences in the Astaneh-Sarband area, west central Iran. Mineral Deposit Research Meeting, the Global Challenge.

Niroomand. S., Goldfarb, R. J., Moore, F., Mohajjel, M. and Marsh, E. E. (2011) The Kharapeh Orogenic gold deposit: geological, structural and geochemical controls on epizonal ore formation in west Azarbaijan Province, Northwest Iran. Mineralium deposita 46(4): 409-428.

Ohmoto, H. (2003) Nonredox transformations of magnetite- hematite in hydrothermal systems. Journal of Economic Geology 98(1): 157-161.

Oyman, T. (2010) Geochemistry, mineralogy and genesis of the Ayazmant Fe–Cu skarn deposit in Ayvalik (Balikesir), Turkey. Ore Geology Reviews 37(3-4): 175–201.

Ragland, P. C. (1989) Basic Analytical Petrology. Oxford University Press, US.

Sepahi Gerow, A. A., Asadi, A. and Salami, S. (2014) The study of petrogenesis, mineral chemistry and thermobarometry of contact metamorphic rocks from aureole of Alvand body, Hamedan. Iranian Journal of Petrology 5(19): 67-86 (in Persian).

Shahabpour, J. (1994) Post-mineralization breccias dike from the Sarcheshmeh porphyry copper deposit, Kerman, Iran. Exploration and Mining Geology 3(1): 39- 43.

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Asian Earth Sciences 39: 668-683.

Shaikh Zakariaei, S. J. and Monsef, I. (2010) Mineralogy-petrofabric of metamorphic rocks in Ghorveh (northwest of Iran). Journal of Sciences (Islamic Azad University) 20(77): 203-220 (in Persian).

Sherafat, S. and Mackizadeh, M. A. (2016) Mineralogy and Genesis of Joveinan Iron Skarn (Cenozoic Magmatic Arc, North of Isfahan). Iranian Journal of Petrology 29: 89-108 (in Persian).

Sillitoe, R. H. (2012) Copper provinces. Society of Economic Geologists, Inc. Special Publication 16: 1-18.

Skirrow, R. G. (2011) Controls on uranium in iron oxide copper–gold systems: insights from Proterozoic and Paleozoic deposits in southern Australia. Proceeding of Society for the Geology Applied to Ore Deposits 11th Biennial Meeting, Antofagasta, Chile 26-29: 482–484.

Sun, S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean Basins (Eds. Saunders A. D. and Norry M. J.) 313-345. Geological Society, London, UK.

Tabrizi, M., Sepahi Gerow, A. A. and Salami, S. (2014) Study of petrological and geochemical of mafic and felsic dykes in Alvand plutonic complex of Hamedan and chemistry of minerals in them. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22(3): 445-458 (in Persian).

Tahmasbi, Z. (2014) Mechanism of the formation Tourmaline nodules in Broujerd area (Dehgah-Sarsakhti). Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22(3): 419-430 (in Persian).

Tahmasbi, Z., Siyeh Vand, F. and Ahmadi Khalaji, A. (2015) Lithology and geochemistry of metamorphic rocks south of West Arakand compare it with neighboring areas. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 23(2): 295-308 (in Persian).

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.

Williams, P. J., Barton, M. D., Johnson, D. A., Fontbote, L., Haller, A. D., Mark, G., Oliver, N. H. S. and Marschik, R. (2005) Iron oxide copper-gold deposits: geology, space-time distribution and possible modes of origin. Economic Geology 371-405.

Zamanian, H. (2003) Iron mineralization related to the Almougholagh and South Gorveh batholiths with specific reference to the Baba Ali and Gelaly deposits, Western Iran. Ph.D Thesis, University of Pune, India.

Zarasvandi, A., Rezaei, M., Sadeghi, M., Lentz, D., Adelpour, M. and Pourkaseb, H. (2015) Rare Earth Element Signatures of Economic and Sub-economic Porphyry Copper Systems in Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc (UDMA), Iran. Ore Geology Reviews 70:407-423.

Zhao, X. F. and Zhou, M. F. (2011) Fe–Cu deposits in the Kangdian region, SW China: a Proterozoic IOCG (iron-oxide–copper–gold) metallogenic province. Mineralium Deposita 46(7):731–747.