بررسی نحوه کانه زایی آهن اندیس چاه پلنگ انارک، ایران مرکزی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

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

چکیده

اندیس آهن چاه‌پلنگ در90 کیلومتری شمال شرق شهرستان اردکان در استان یزد و زون ساختاری ایران مرکزی واقع شده است. واحدهای سنگی منطقه شامل سنگ‌های متاولکانیک، کربنات‌های با تبلور مجدد و شیست می‌باشند. سنگ‌های متاولکانیکی و کربناته میزبان اصلی ماده معدنی می‌باشند. مگنتیت (دو نسل) و هماتیت (سه نسل) همراه مقدار کمی پیریت و کانی‌های ثانویه گوتیت و لیمونیت ماده معدنی را تشکیل می دهند.. ذخیره به صورت پراکنده، رگه‌‌ ای وگاه عدسی‌های کوچک در منطقه رخنمون دارد. بافت‌ها شامل پراکنده، توده‌ای، خوردگی، برشی، جانشینی و شبکه‌ای و هاله‌های دگرسانی شامل کلریتی شدن، اپیدوتی شدن و سیلیسی شدن می‌باشند. مقدار آهن کل در نمونه‌های کانسنگی اندازه گیری‌شده بین 28 تا 91 % تغییر می‌کند. پایین بودن مقدار عناصر Cr ، V و نمودار دوتاییCo-Ni منشا محلول‌های گرمابی را برای کانسنگ آهن چاه پلنگ تایید می‌کنند. مقدار REE در نمونه‌ها بین10 تا ppm 110 بوده و نمودار الگوی پراکندگی این عناصر روند نزولی از LREE به HREE نشان می‌دهد که ناشی از تفکیک شدن این دوگروه در فرایندهای گرمابی است. آنومالی منفی Ce و مثبت Eu ، و نسبت-های REE محاسبه شده نیز تشابه کانسنگ آهن چاه پلنگ را با کانسارهای گرمابی نشان می‌دهد.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Evaluation of iron mineralization in Chahpalang index of Anarak, Central Iran

نویسندگان [English]

  • Mehrdad Barati
  • Akram Ostadhosseini
  • Reza Alaei
Department of Geology,Faculty of basic science, Bu -Ali Sina University, Hamedan
چکیده [English]

Chahpalang iron index is located in 90 km northeast of Ardakan city in Yazd province and Central Iran structural Zone. Rock units in the study area consist of meta-volcanics, recrystallized carbonates and schists. Ore body is hosted by meta-volcanics and carbonate rocks. Magnetite (two types), hematite (three types) associated with a few pyrite and secondary minerals of goethite, limonite are as ore minerals. Outcrops of orebody are disseminated, lenses and veins in the host rock. Disseminated, massive, corrosion, brecciated, replacement, network are textures of mineralization and alteration halos are chloritization, epidotization and sillicification. Total iron values vary between 28 and 91% in the samples. Low values of Cr, V and Ni-Co diagram confirm hydrothermal origin of Chahpalang iron index. REE values are between 10 and 110 ppm and distribution pattern diagram of these elements indicate the decreasing trend from LREEs to HREEs, resulting the fractionation of these elements in the hydrothermal process. Negative Ce and positive Eu anomalies and REE calculated ratios show the similarity of Chahpalang iron index with hydrothermal deposits.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Iron mineralization
  • Hydrothermal
  • Chahpalang
  • Anarak

کانسارهای رسوبی و آتشفشانی- رسوبی، ذخایر ماگمایی مرتبط با سنگ‏‌های آذرین اسیدی تا حد واسط، لاتریت‏‌ها و ذخایر گرمابی آهن، چهار گروه اصلی ذخایر آهن به‌شمار می‌روند که تیپ‏‌های مختلف آن در بخش گسترده‌ای از ایران یافت می‏‌شود (Bonyadi et al., 2011; Atapour and Aftabi, 2017, 2019; Heidarian et al., 2017; Rajabzadeh and Rasti, 2017; Sepidbar et al., 2017).

ناحیة انارک، با دارا‏‌بودن مناطقِ با کانه‌زایی مس، سرب، روی، طلا، آنتیموان، آرسنیک و آهن، از مناطق فلزایی ارزشمند ایران به‌شمار می‌رود (Ghorbani, 2002). کانی‏‏زایی آهن در منطقة انارک به سه صورتِ گرمابی (کوارتز، هماتیت و به مقدار کمتر رگه‎های سیدریتی)، آتشفشان‎زاد و اسکارن دیده شده است (Sepehrirad, 2000; Karegaran Bafghi, 2001; Ghorbani, 2002; Behzadi, 2006; Rajabzadeh et al., 2014; Boomeri, 2013; Afzali et al., 2017). کانسارهای گرمابی آهن به شکل رگه‏‌ای و یا استوک‌ورک، از طریق فعالیت سیال گرمابی در ژرفای بسیار متفاوت، از محیط‏‌های سطحی تا بسیار ژرف پدید می‌آید. مگنتیت یا هماتیت مادة معدنی اصلی در این کانسارهاست (Guilbert and Park, 1997).

کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ در 60 کیلومتری جنوب‌خاوری انارک و 90 کیلومتری شمال‌خاوری اردکان، در محدوده‏‌ای میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری 101854 تا 302054 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی 000633 تا300633 جای دارد. این کانسنگ دربردارندة مگنتیت و هماتیت است و همراه مقدار کمی گوتیت، به‏‌صورت پراکنده در سنگ میزبان و گاه عدسی‏‌های کوچک در منطقه رخنمون دارد. برپایة بررسی‏‌های انجام‌شده، کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ در سنگ‏‌های متابازیت (متاولکانیک‏‌ها) جای گرفته است. متابازیت‏‌های چاه‏‏‌پلنگ در رخساره‏‌های آمفیبولیت دگرگون شده، سپس این سنگ‏‌ها دچار دگرگونی پس‏‌رونده در رخساره شیست سبز شده‏‌اند (Bayat and Torabi, 2012). بررسی‏‌های Bagheri (2007) نشان می‌دهند در پالئوزوییک، این منطقه در مرز جنوبی پالئوتتیس جای داشته است و ویژگی‌های ساختاری منطقه در ارتباط با همین رویدادهای بزرگ مقیاس هستند. کانسارهای تنگستن (مس- طلا) چاه‏‏‌پلنگ جنوبی در منطقة چاه‏‏‌پلنگ دیده می‌شوند (Ghaderi et al., 2015). کارهای انجام‌شده در محدودة کانسارچاه‏‏‌پلنگ بیشتر شامل تهیة نقشه‏‌های زمین‏‌شناسی در مقیاس‏‌های گوناگون، بررسی‏‌های عیارسنجی و کانی‏‌شناسی بوده‌اند (Jahangiri and Mansuri, 2007; Technoexport, 1982). ازآنجایی‌که فلز آهن از ضروری‏‌ترین فلزهایی است که بشر به آن نیاز دارد، در این پژوهش، برپایة داده‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی و کانی‏‌شناسی، چگونگی کانه‏‌زایی اندوختة آهن چاه‏‏‌پلنگ بررسی‌ می‌شود. یافته‌های این بررسی کمک شایانی به شناسایی، اکتشاف و شناخت خاستگاه اندوخته‌های جدید آهن در پهنة ایران مرکزی و دیگر پهنه‏‌های ساختاری ایران می‏‌کنند.

 

روش انجام پژوهش

در این پژوهش تلاش می‌شود با بررسی‏‌های میدانی، کانی‏‌شناسی، زمین‏‏‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب، الگویی برای چگونگی کانه‏‌زایی رخداد آهن چاه‏‌پلنگ پیشنهاد شود. در بررسی‏‌های صحرایی، شمار 80 نمونة سنگی برای بررسی سنگ‏‏‌نگاری و کانه‏‌نگاری برداشت شد و از این نمونه‏‌ها، شمار 25 مقطع نازک و 30 بلوک صیقلی و 30 مقطع نازک- صیقلی ساخته شدند. بررسی‏‌های سنگ‏‏‌نگاری و کانی‏‌شناسی با میکروسکوپ دو منظورة زایس در آزمایشگاه سنگ‏‌شناسی دانشگاه بوعلی‏‌سینا انجام شدند. برای بررسی‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی از کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ، نخست 10 نمونه برگزیده و برای تجزیة ICP-MS (جدول 1) به شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما فرستاده و نمونه‏‏‌ها به روش چهار اسید آماده‌سازی و ترکیب آنها اندازه‏‌گیری شدند. تجزیه‏‌های XRF از 40 نمونة کانسنگ (جدول 2) نیز در شرکت زرآزما انجام شد.


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیاییِ نمونه‏‌های کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ به روش ICP-MS (برپایة ppm و درصد وزنی)، به‏‌همراه نسبت‌های به‌دست‌آمده برای عنصرهای REE

Sample No.

Ch- 2- 1

2Ch- 14

Ch- 3

Ch- 4B

Ch- 8A

Ch- 8E

Ch- 8F

Ch- 8G

Ch- 8H

Ch- 10A

Ag

0.2

0.3

0.6

0.2

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.2

Al

100

6760

6610

1555

2104

1525

2794

1404

3079

3149

As

68.4

37.8

5

5.9

3.2

0.1

1.6

0.1

2.7

0.9

Ba

1293

50

109

308

7

7

5

5

14

74

Be

0.3

0.5

0.6

0.4

0.3

0.3

0.4

0.3

0.3

0.6

Bi

2.2

2.3

0.9

0.4

0.1

0.4

0.2

0.5

0.1

0.1

Ca

100000

100000

9418

94229

86886

96119

67508

100000

100000

42714

Cd

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.12

Ce

40

26

11

9

6

14

4

15

10

11

Co

44.7

34.9

31.9

12

3.3

4.8

3.7

7.2

2.8

9.8

Cr

37

72

46

15

16

13

16

18

14

19

Cs

0.9

1.1

1.3

0.8

0.5

0.5

0.5

0.5

0.6

0.6

Cu

217

229

85

57

7

7

5

29

<1

6

Dy

3.35

2.18

1.04

1.3

0.83

1.39

0.43

1.32

1.46

1.3

Er

2.05

1.41

0.83

0.97

0.5

1.14

0.05

0.93

1.2

1.21

Eu

3.24

1.73

0.36

0.89

0.33

0.63

0.16

0.61

0.63

0.44

Fe

>10%

>10%

>10%

>10%

>10%

>10%

>10%

>10%

>10%

>10%

Gd

6.36

3.81

1.51

1.6

1.1

1.92

0.62

1.92

1.8

1.62

Hf

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

In

0.5

0.61

0.71

0.94

0.5

0.93

0.5

0.71

0.64

0.5

K

217

344

945

935

481

286

807

330

927

338

La

20

14

10

5

4

9

2

10

6

9

Li

3

11

5

5

2

2

2

2

6

5

Lu

0.12

0.11

0.1

0.1

0.1

0.11

0.1

0.1

0.11

0.12

Mg

20000

20000

4823

13732

6925

18105

3052

11255

19900

14994

Mn

24980

33987

84528

44095

24178

31173

13295

28500

38707

39108

Mo

10.8

21.7

22.6

64.3

3.3

4.1

1.2

3.5

6.5

14.3

Na

8450

5869

5712

6190

3465

3768

1436

3953

5784

3534

Nb

1.4

1

1.3

1

1

1

1

1

1

1

Nd

23.9

14.5

5.4

5.6

4

7.6

2

7.9

6

5.8

Ni

36

29

13

11

8

9

8

10

8

11

P

169

149

127

134

160

162

141

144

159

589

Pb

13

12

3

8

5

5

4

5

9

6

Pr

4.8

3.08

1.46

1.35

1.08

1.83

0.73

1.87

1.43

1.45

Rb

3

3

5

3

3

2

3

2

4

3

S

899

584

1490

549

401

553

291

558

705

755

Sb

7

2.5

0.8

1.2

1.4

0.7

2

0.5

0.5

1

Sc

1.1

1.2

1.1

0.5

0.8

0.6

0.5

0.6

0.6

1.9

Se

0.73

0.5

1.31

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

0.5

Sm

5.41

2.95

1.04

1.34

0.87

1.44

0.51

1.42

1.24

1.15

Sn

0.4

0.4

0.5

0.9

0.4

0.4

0.5

0.3

0.3

0.6

Sr

313

273

625

474

214

271

77

198

301

230

Ta

0.1

0.1

0.13

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

Tb

0.66

0.42

0.2

0.25

0.17

0.25

0.11

0.24

0.26

0.22

Te

0.87

0.15

0.1

0.1

0.1

0.16

0.1

0.1

0.1

0.1

Th

0.63

1.18

0.88

0.38

0.4

0.44

0.32

0.44

0.36

0.55

Ti

299

236

363

33

43

15

22

16

10

19

TI

0.1

0.2

0.22

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.1

0.18

Tm

0.18

0.16

0.13

0.14

0.12

0.15

0.1

0.14

0.17

0.16

U

4.5

4.9

7.4

7.5

1.6

1.9

1.5

1.63

2.1

1.6

V

18

35

32

19

26

18

20

16

15

35

W

0.5

0.7

0.8

1.9

3.1

1.2

3.7

1.4

0.5

0.6

Y

12.1

8.1

5.1

5.1

2.5

5.5

0.8

4.7

6.1

6.6

Yb

0.6

0.5

0.3

0.4

0.3

0.5

0.1

0.4

0.5

0.5

Zn

41

86

583

175

93

111

63

78

108

968

Zr

11

13

20

12

15

12

14

11

8

21

∑LREE

97.35

62.26

29.26

23.18

16.28

34.5

9.4

36.8

25.3

28.84

∑ HREE

13.23

8.59

4.11

4.76

3.12

5.46

1.51

5.05

5.5

5.13

∑REE

110.67

70.85

33.37

27.94

19.4

39.69

10.91

41.85

30.8

33.97

d Eu

1.69

1.58

0.88

1.86

1.03

1.16

0.87

1.13

1.29

0.99

(La/Yb)n

22.47

18.88

22.47

8.43

8.99

12.14

13.48

16.85

8.09

12.14

(Gd/Yb)n

8.56

6.15

4.05

3.24

2.95

3.1

4.98

3.88

2.91

2.62

(La/Sm)n

2.33

2.99

6.05

2.35

2.85

3.93

2.47

4.43

3.04

4.92

(Gd/Lu)n

6.58

4.3

1.87

1.99

1.37

2.17

0.77

2.38

2.03

1.68

(Pr/Yb)n

13.71

10.56

8.31

5.8

6.15

6.28

12.46

8.03

4.9

4.97

d Ce

0.95

0.92

0.67

0.81

0.67

0.8

0.77

0.81

0.79

0.71

جدول 2- داده‌های تجزیة شیمیاییِ نمونه‏‌های کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ به روش XRF (برپایة درصدوزنی)

Sample No.

SiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

CaO

Na2O

K2O

MgO

TiO2

MnO

P2O5

S

L.O.I

Ch- 151

19.26

0.55

45.32

7.53

14.09

0.02

0.01

3.75

0.052

3.54

0.602

0.030

12.56

Ch- 152

14.59

3.07

56.28

9.69

8.62

0.01

0.01

5.23

2.34

1.34

0.723

0.038

7.48

Ch- 153

10.57

4.74

56.34

8.79

10.59

0.15

0.09

3.30

0.768

2.21

0.474

0.060

10.21

Ch- 154

19.91

2.79

58.23

8.07

4.25

0.01

0.06

4.45

0.315

4.53

0.404

0.053

4.56

Ch- 155

10.42

1.41

33.23

3.95

25.78

0.02

0.36

1.16

0.172

2.31

0.108

0.285

24.33

Ch- 156

24.64

1.26

63.91

5.58

1.85

0.38

0.02

2.60

0.094

1.95

0.364

0.340

2.22

Ch- 157

1.31

3.93

24.11

7.32

33.45

0.37

0.46

2.48

0.344

3.44

0.286

0.083

29.30

Ch- 158

22.02

2.47

57.50

13.52

6.74

0.03

0.06

1.01

0.433

1.67

0.432

0.038

7.41

Ch- 159

25.70

1.37

57.89

7.34

2.72

0.22

0.03

4.00

0.185

3.85

0.505

0.080

3.18

Ch- 160

4.90

7.05

34.23

4.32

22.36

0.01

2.16

1.82

3.444

3.33

0.478

0.150

19.68

Ch- 161

15.05

1.26

60.34

15.72

6.45

0.14

0.01

3.02

0.048

7.43

0.023

0.013

6.17

Ch- 162

26.73

0.77

53.92

2.11

2.97

0.06

0.01

3.29

0.056

8.34

0.345

0.028

3.31

Ch- 163

6.69

2.24

60.47

1.61

14.55

0.01

0.06

2.16

0.152

0.74

0.096

0.200

12.77

Ch- 164

20.54

2.13

59.23

1.80

5.44

0.02

0.03

3.87

0.128

2.31

0.387

0.122

5.36

Ch- 165

9.04

1.30

69.45

5.19

6.23

0.11

0.01

3.57

0.156

3.45

0.511

0.455

5.67

Ch- 166

4.76

0.04

77.38

14.27

6.34

0.17

0.13

2.27

0.372

2.92

0.034

0.059

5.34

Ch- 167

3.18

0.43

64.25

4.69

10.45

0.03

0.04

3.54

0.202

7.34

0.724

0.059

9.25

Ch- 168

5.22

0.23

73.29

10.47

1.12

0.01

0.06

12.16

2.460

3.83

0.690

0.007

0.89

Ch- 169

4.71

2.07

65.47

0.93

6.03

0.03

0.16

5.38

0.282

10.15

0.317

0.042

4.95

Ch- 170

3.41

0.04

75.45

3.24

5.38

0.01

0.05

5.09

0.236

5.67

0.040

0.022

4.43

Ch- 171

14.95

2.15

60.72

5.87

6.14

0.05

0.08

3.10

0.076

5.98

0.433

0.343

5.34

Ch- 172

13.78

0.77

32.15

0.32

24.34

0.02

0.08

4.38

0.153

3.55

0.460

0.037

20.14

Ch- 173

7.76

1.03

68.44

5.81

8.24

0.03

0.07

2.89

0.388

3.52

0.081

0.031

7.49

Ch- 174

43.91

7.25

27.47

1.07

7.68

0.04

0.08

2.02

4.250

0.82

0.007

0.068

6.33

Ch- 175

19.71

3.36

27.34

7.61

22.12

0.01

0.06

5.53

0.256

2.72

1.013

0.345

17.23

Ch- 176

9.56

1.23

73.57

3.01

4.29

0.13

0.09

1.85

0.093

4.28

0.846

0.004

3.85

Ch- 177

13.72

1.98

35.47

1.41

21.16

0.22

0.05

4.93

0.051

1.83

0.749

0.028

19.43

Ch- 178

18.28

2.53

55.76

7.12

7.00

0.01

0.05

3.56

3.370

2.37

0.319

0.054

6.34

Ch- 179

17.38

2.84

64.70

7.16

4.53

0.01

0.03

2.19

0.189

4.24

0.453

0.038

3.34

Ch- 180

10.92

1.02

68.89

2.93

6.27

0.02

0.02

1.63

0.254

2.77

2.350

0.088

5.45

Ch- 181

25.37

3.23

47.37

2.09

9.5

0.41

0.18

2.52

0.334

0.56

0.611

0.027

9.57

Ch- 182

29.29

1.36

40.27

6.46

9.33

0.03

0.04

5.93

0.389

2.88

1.023

0.016

9.37

Ch- 183

0.74

0.07

71.32

7.11

11.17

0.19

0.01

4.55

0.260

1.75

0.251

0.074

9.43

Ch- 184

6.60

0.09

76.40

13.24

3.63

0.03

0.07

5.12

0.095

3.51

0.960

0.017

3.11

Ch- 185

28.04

1.54

51.24

6.23

7.24

0.04

0.07

2.48

0.207

2.30

0.300

0.041

6.34

Ch- 186

46.80

4.42

31.22

1.54

6.46

0.01

0.02

4.19

0.099

0.58

0.386

0.034

5.29

Ch- 187

3.26

0.19

73.62

12.17

3.14

0.03

0.05

8.78

0.247

5.96

1.107

0.006

3.31

Ch- 188

8.39

0.04

18.35

9.95

33.38

0.08

0.17

4.88

3.180

3.39

0.606

0.008

27.34

Ch- 8A

0.49

0.36

52.35

-

12.20

0.31

0.14

1.55

0.020

4.58

0.010

0.060

-

Ch- 8F

1.58

0.56

59.32

-

9.14

0.16

0.23

0.66

0.010

2.42

0.010

0.060

-

 


زمین‌شناسی منطقه

منطقة چاه‏‏‌پلنگ در پهنة زمین‏‏‌ساختی ایران مرکزی جای دارد (شکل 1). بلوک یزد نیز بخش باختری خردقاره شرق- ایران مرکزی است و از شمال با گسل درونه و از باختر با پهنة افیولیتی نایین- بافت فراگرفته شده است (Aghanabati, 2004). در نئوپروتوزوییک پسین- کامبرین پیشین، بلوک یزد در موقعیت پهنة ماگمایی جای داشته است و در پالئوزوییک- تریاس میانی، رسوب‌های پلاتفرمی و فلات قاره‏‌ای آن را پوشانده‌اند (Wendt et al., 2005). در تریاس پسین، این بخش به دنبال برخورد با صفحة توران، به‌عنوان پیش‌بوم رشته کوه‏‌های کیمیرین عمل کرده و محل انباشته‌شدن رسوب‌های فیلیشی و مولاسی گروه شمشک شده است (Wilmsen et al., 2009; Zanchi et al., 2009). به‌دنبال فرورانش صفحة اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحة قاره‏‌ای ایران مرکزی در ژوراسیک میانی، دگرریختی و دگرگونی رسوب‌های گروه شمشک و سنگ‏‌های کهن‌تر رخ داده است (Sheibe et al., 2010; Agard et al., 2011). فرایندهایی ماگمایی در این بخش، در ژوراسیک فعال بوده‌اند و توده‏‌های گرانیتوییدی شیرکوه یزد، زرین و آثار اندک رخنمون‌یافته در منطقة چاه‏‏‌پلنگ از این دسته به‏‏‌شمار می‏‏‌روند.

 

 

 

شکل 1- جایگاه پهنه‏‌های ساختاری اصلی ایران و منطقة بررسی‌شده (Stöcklin, 1977)

 

 

از دیدگاه جایگاه، کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ زمین‏‌شناسی، در جنوب‌خاوری نقشة زمین شناسی 1:100000 کبودان و در جنوب‌باختری نقشة 1:250000 فرخی جای گرفته است. کهن‏‌ترین رخنمون‏‌های سنگی در منطقة چاه‏‏‌پلنگ، سنگ‏‌های دگرگونة کمپلکس انارک (مانند: شیست، مرمر و آمفیبولیت) با سن پرکامبرین هستند و نهشته‏‌های کربناتی- خشکی‏‌زاد، کرتاسه- سنوزوییک پوشش آنهاست. در این منطقه، سازند شمشک و نهشته‏‌های کواترنری بیشترین گستردگی را نشان می‌دهند. این گروه‌های سنگی روی سازند شمشک فرسایش‌یافته سازند قرمز زیرین و سازند قم جای گرفته‌اند و روی آنها نوار باریک از کنگلومرای پلیوسن دیده می‌شوند (Aghanabati, 2004) (شکل 2). برونزدی از سنگ‏‌های متابازیت (متاگابرو و متادیاباز و متابازالت) به سن پالئوزوییک نیز در کوه چاه‏‏‌پلنگ رخنمون دارند. متابازیت‏‌ها به‏‌صورت تپه‏‌هایی با گسترش کم و به رنگ قهوه‏‌ای تیره تا سیاه برونزد دارند. دایک‏‌های متادیاباز و متاگابرو به‏‌صورت برجسته در میان متابازالت‏‌ها دیده می‌شوند. متابازالت‏‌های چاه‏‏‌پلنگ در پی رفتار گسل‏‌ها، برگوارگی آشکاری پیدا کرده‏‌اند (Bayat and Torabi, 2012). رخنمون‏‌های کوچکی از سنگ‏‌های گرانیتوییدی دگرسان‌شده نیز در منطقة ‌بررسی‌شده دیده شده‌اند (Technoexport, 1982).

 

سنگ‏‌نگاری

برپایة ویژگی‌های صحرایی و نقشه‏‌های موجود از منطقه، سنگ‏‌های شیستی، متاولکانیک‏‌ها و سنگ‏‌های کربناتی با تبلور دوباره که بیشترین رخنمون را در منطقة بررسی‌شده دارند، بررسی می‌شوند.

 

 

شکل 2- نقشة زمین‏‌شناسی ساده‌شدة منطقة چاه‌پلنگ، برگرفته از نقشة زمین‏‌شناسی 1:20000؛ شرکت آرین‌زمین (Arian Zamin, 2012)

 

 

الف- سنگ‏‌های شیستی: در منطقة چاه‌پلنگ، سنگ‏‌های شیستی رنگ سبز زیتونی و سبز کمرنگ دارند و از کلریت‌شیست تا آمفیبول‌شیست در تغییر هستند. کانی‏‌های سازندة آنها عموماً آمفیبول، کوارتز ریزبلور، کلریت، اپیدوت و اکسیدهای فلزی هستند و در مقطع میکروسکوپی، بافت نماتوبلاستیک دارند (شکل‏‏‌های 3- A و 3- B). همچنین، در مقطع‌های صیقلی تهیه‏‏‌شده از این واحد سنگی، مگنتیت کشیدگی نشان می‏‌دهد. این ویژگی پیامد اعمال فرایندهای زمین‏‏‌ساختی در دمای بالاست (شکل 3- C). ویژگی‏‌های بافتی، کانی‏‌شناسی این سنگ‏‌ها نشان می‏‌دهند سنگ نخستین آن یک سنگ آذرین بازیک بوده است.

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ دربرگیرنده در منطقة چاه‌پلنگ: A) سنگ‌های شیستی مگنتیت‌دار (در PPL)؛ B) جهت‏‌یافتگی و کشیدگی بلورهای هورنبلند در کنار مگنتیت، اپیدوت و کلسیت (در XPL)؛ C) واحد شیستی با جهت‏‌یافتگی دانه‏‌های مگنتیت در زمینة کلریت‌شیست (در PPL) (نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) هستند؛ Qz: کوارتز؛ Mag: مگنتیت؛ Ep: اپیدوت؛ Hbl: هورنبلند)

 

 

ب- سنگ‏‌های کربناتی: سنگ‏‌های کربناتی بیشترین برونزد را در محدودة چاه‌پلنگ دارند. این سنگ‏‌ها به رنگ‏‌های خاکستری و نخودی هستند و همگی در پی دگرگونی دچار تبلور دوباره شده و مرمری شده‏‌اند. این سنگ‏‌ها بیشتر به‏‌همراه متاولکانیک‏‌ها میزبان مادة معدنی هستند (شکل 4).

 

 

 

شکل 4- مادة معدنی به‏‌همراه دولومیت‏‌های دگرگون‌شده در ترانشة حفرشده (دید رو به شمال)

 

 

از دیدگاه کانی‏‌شناسی، در بررسی‏‌های میکروسکوپی سنگ‏‌های کربناتی منطقه از دانه‏‌های هم‌بعد ساخته شده‏‌اند. بیشتر از 90 درصدحجمی کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها دولومیت است؛ از این رو نام این سنگ دولومیت یا دولستون است. کانی‏‌های دولومیتِ این سنگ شکل نامنظمی دارند (شکل 5- A). در برخی از آنها، پدیده استیلولیتی‌شدن دیده می‏‌شود که در هنگام دیاژنز در سنگ رخ داده است (Kamali et al., 2012). در محل استیلولیت‏‌ها که مقطع زیگزاگی دارند، کانی‏‌های رسی و اکسید آهن انباشته شده‌اند (شکل 5- B). در برخی از نمونه‏‌ها، همة زمینه از میکریت ساخته شده است و بدون دانه است. رگه‏‌هایی پرشده از کوارتز ریزدانه و کانی‏‌های تیرة اکسیدآهن در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شوند (شکل‏‏‌های 5- C، 5- D و 5- F). رخ‏‌های مشخصی در کلسیت‏‌های ثانویه دیده می‌شوند که پیامد تبلور دوباره یا دگرریختی هنگام شیستی‏‌شدن سنگ‏‌های منطقه، در سنگ‏‌های کربناتی منطقه‌اند (شکل 5- E).

 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از واحد کربناته در منطقة چاه‏‏‌پلنگ. A) دولستون‏‏‏ (در PPL)؛ B) بافت استیلولیتی (در PPL)؛ C) مگنتیت‏‌های نیمه‏‌شکل‏‏‌دار (در XPL)؛ D) پرشدگی درزه‏‌های سنگ میزبان کربناته با اکسیدهای آهن (در PPL)؛ E)کلسیت‏‌های ثانویه با تبلور دوباره و شکل‏‌دار در کنار کلسیت‏‌های ریزدانه نخستین؛ F) پرشدگی شکستگی سنگ کربناته با اکسیدهای آهن به‌همراه بلورهای بی‌شکل مگنتیت در این سنگ‏‌ها به‏‌صورت بلورهای بی‏‌شکل مگنتیت (در XPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)؛ Qz: کوارتز، Mag: مگنتیت، Dol: دولومیت، Cal: کلسیت)

 

 

پ- سنگ‏‌های متاولکانیک: در منطقة چاه‏‏‌پلنگ، اگرچه سنگ‏‌های ولکانیک سرشت (بافت و ساخت و ترکیب کانی‏‌شناسی) سنگ آذرین نخستین خود را تا اندازه‌ای درخود نگه داشته‏‌اند، اما اکنون آمفیبولیت و شیست‌سبز جایگزین آنها شده‏‌اند، به‌گونه‌ای که متاولکانیک نامگذاری می‌شوند (Bayat and Torabi, 2012). سنگ‏‌های متاولکانیک سیاه رنگ ترکیب بازالتی تا آندزیتی دارند و بلندی‌های منطقة چاه‏‏‌پلنگ را می‌سازند. این سنگ‌ها میزبان اصلی مادة معدنی هستند. سنگ‏‌های متاولکانیکی کمر پایین مادة معدنی را می‌سازند (شکل‏‏‌های 6- A و 6- B) و دگرسان شده‏‌اند. در مقطع‌های میکروسکوپی، پلاژیوکلاز بسیار دگرسان و با اپیدوت جایگزین شده است (شکل‏‏‌های 7- A و 7- B). همچنین، مگنتیت در مرزهای بلوری پلاژیوکلاز دیده می‏‌شود. دگرسانی‏‌های یادشده پیامد متاسوماتیسم رخ‌داده در منطقه هستند.

 

 

 

شکل 6- تصویر صحرایی از متاولکانیک‏‌های منطقه. A) سنگ میزبان که دگرسانی کلریتی نیز نشان می‏‌دهد و کمر پایین مادة معدنی را می‌سازد؛ B) برشی‏‌شدن در سنگ‏‌های متاولکانیک منطقه در نزدیکی مادة معدنی

 

 

فرایند متاسوماتیسم شامل تزریق و تحرک دوبارة عنصرهایی مانند Fe، Mg و Si است و موتور محرکة این جابجایی‏‌ها گرمای تودة آذرین است. کانی کلسیت درشت‌بلور با بافت تبلور دوباره در این گروه سنگی پدیدار شده است. این کانی پیامد دگرگونی کانی‏‌های نخستین است (شکل‏‏‌های 7- C و 7- D). در برخی نمونه‏‌ها، زونینگ پلاژیوکلاز به‌خوبی دیده می‏‌شود. خاموشی موجی در کوارتزهای زمینه، نشانة اعمال نیروهای زمین‏‏‌ساختی در این منطقه است (شکل 7- E) (Tabatabaiemanesh et al., 2011). همچنین، در این سنگ‏‌ها، کوارتز به‏‌صورت بی‏‏‌شکل نیز دیده می‏‌شود (شکل 7- F).

دگرسانی

بررسی‏‌های کانی‏‌شناسی و بررسی‏‌های صحرایی نشان می‏‌دهد سیلیسی‏‌شدن و پروپیلیتیکی‏‌شدن (اپیدوتی و کلریتی) از مهم‏‌ترین دگرسانی‏‌های رخ‌داده در این منطقه هستند.

دگرسانی پروپلیتیک از اصلی‏‌ترین دگرسانی‏‌هایِ سنگ میزبان به‌شمار می‏‌آید که به‏‌صورت رگه‏‌ای و پراکنده دیده می‏‌شود. کلریت، اپیدوت و کلسیت از کانی‏‌های اصلی این دگرسانی هستند که 30تا 45 درصدحجمی سنگ را دربر می‌گیرند. در این منطقه، زیرپهنه‏‌های کلریتی و اپیدوتی در پهنة پروپلیتیک دیده می‏‌شوند. در زیرپهنة اپیدوتی، اپیدوت به‏‌صورت توده‏‌ای و با شکل بلوری نیمه‌شکل‌دار و بی‌شکل دیده می‏‌شود (شکل‏‏‌های 8- A و 8- B)، پلاژیوکلازها و فلدسپار‏‌ها در پی فرایند سوسوریتی‏‌شدن با اپیدوت جایگزین شده‏‌اند (Deer et al., 1992). کلریتی‌شدن نیز در برخی نمونه‏‌های سنگ میزبان کربناته و سنگ‏‌های آذرین منطقه دیده می‏‌شود (شکل‏‏‌های 8- C و 8- D). پیدایش کلریت ثانویه یا پیامد دگرسانی کانی‏‌های مافیکِ سنگ است یا پیامد ورود آهن و منیزیم به سنگ توسط محلول‏‌های گرمابی یا رویداد این دو پدیده با هم است (Evans, 1987).

 

 

 

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی از متاولکانیک‏‌ها در منطقة چاه‏‏‌پلنگ. A، B) دگرسانی پلاژیوکلاز به اپیدوت (در XPL)؛ C، D) بلورهای مگنتیت در کنارة بلورهای پلاژیوکلاز (C در XPL و D در PPL)؛ E) خاموشی موجی در کوارتزهای واحد متاولکانیک و پرشدگی مگنتیت خردشده با لیمونیت (در XPL)؛ F) ته‏‌نشست دانه‏‌های سیلیس بی‏‏‌شکل در فضاهای تهی (در XPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)؛ Qz: کوارتز؛ Mag: مگنتیت؛ Chl: کلریت؛ Ep: اپیدوت؛ Cal: کلسیت؛ Pl: پلاژیوکلاز)

 

شکل 8- تصویرهای صحرایی و میکروسکوپی از دگرسانی‏‌ها در منطقة چاه‏‏‌پلنگ. A) نمایی از سنگ‏‌های آذرین دگرسان‏‏‌شده در منطقة چاه‏‏‌پلنگ؛ B) دگرسانی اپیدوتی در سنگ‏‌های آذرین (در XPL) C) تصویر صحرایی از واحد سنگی کلریتی‌شده (دید روبه شمال‏‏‌خاوری)؛ D) تصویر میکروسکوپی از دگرسانی کلریتی (در XPL) ؛ E) تصویر میکروسکوپی از دگرسانی سیلیسی؛ F) تصویر میکروسکوپی از دگرسانی سیلیسی (در XPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)؛ Qz: کوارتز؛ Mag: مگنتیت؛ Chl: کلریت؛ Ep: اپیدوت؛ Gth: گوتیت)

 

 

در این اندیس هر دو پدیده با هم رخ داده‌اند؛ زیرا کلریت به‏‌صورت دسته‏‌ای و هم به‏‌صورت جانشینی در کانی‏‌های فرومنیزین (مانند: هورنبلند) دیده می‏‌شود. دگرسانی سیلیسی در این منطقه به‏‌صورت رگه‏‌ای و پراکنده دیده می‏‌شود (شکل‏‏‌های 8- E و 8- F) و نشان‌دهندة افزوده‌شدنِ سیلیس از محلول‏‌های گرمابی به شکستگی‏‌های سنگ و ته‌نشینی درون آنهاست. این رگه‏‌ها چه‌بسا از جانشینی کانیایی پدید آمده‌‏‌اند و دوباره در زمینة سنگ‏‌ها ته‏‏‌نشست پیدا کرده‏‌اند (Okrusch et al., 2007; Fusswinkel et al., 2014; Ghurchi Ruki et al., 2010).

کانه‏‌زایی

سنگ آهن در محدودة بررسی‌شده به‏‌صورت عدسی و گاه رگه‏‌ای دیده می‏‌شود و میزبان متاولکانیک دارد؛ هرچند گاه سنگ‏‌های کربناتی نیز کانسنگ آهن را دربر می‏‌گیرد. در این واحد مگنتیت سیاه رنگ و اسپیکولاریت نیز دیده می‏‌شوند که هوازدگی در برخی بخش‏‌های آنها رنگ زرد تا نارنجی (لیمونیتی‌شدن) پدید اورده است (شکل‏‏‌های 9- A و 9- B). مقدار آهن کل در نمونه‏‌های کانسنگی اندازه‏‌گیری‏‌شده برابربا 28 تا 91 درصد است. مرز همبری عدسی‏‌های کانه‏‌دار با فرادیواره و فرودیواره به‌خوبی دیده می‌شود. با توجه به منقطع‌بودن بیرون‏‌زدگی‏‌های کانسنگ، درازای عدسی‏‌ها برابربا 20 تا 50 متر برآورد می‏‌شود. همچنین، پهنای بیشترین بیرون‏‌زدگی برابربا 5 متر و شیب آنها برابربا 80 تا 90 درجه است. همچنین، راستای بیشتر آنها شمالی- جنوبی است. بخش‏‌هایی از ذخیرة آهن چاه‏‏‌پلنگ بافت برشی دارد. گمان می‌روند  گسل‏‌ها نقش مهمی در کنترل کانه‏‌زایی آهن در منطقه داشته‏‌اند؛ ‏‌به‌گونه‌ای‌که کانه‏‌زایی آهن به‏‌صورت رگه‏‌ای با پیروی از راستای شکستگی‏‌ها و گسل‏‌های منطقه است. همچنین، این گسل‏‌ها راه‌های گذر سیال‏‌های گرمابی و آب‏‌های جوی هستند و نقش مهمی در دگرسانی کانسنگ و سنگ درونگیر مادة معدنی داشته‏‌اند.

 

 

 

شکل 9- A) رخنمونی از کانسار آهن با کانه‌زایی مگنتیت؛ B) کانه‌زایی آهن در یکی از ترانشه‏‌های حفرشده در کانسار چاه‏‏‌پلنگ

 

 

کانه‏‌نگاری و توالی پاراژنزی

مگنتیت، هماتیت و گوتیت از فراوان‌ترین کانی‏‌های اکسیدی دیده‌شده در مقطع‌های صیقلی بررسی‌شده هستند و پیریت تنها سولفید ذخیره است. بافت‏‌ها نیز شامل پراکنده، توده‏‌ای، خوردگی، برشی، جانشینی و شبکه‏‌ای هستند.

مگنتیت: مگنتیت کانة اصلی ذخیرة آهن چاه‏‌پلنگ به‌شمار می‌رود. در نمونة دستی، این کانی به رنگ تیره و سیاه دیده می‏‌شود (شکل 10- A). برپایة ویژگی‌های میکروسکوپی، کانه‏‌زایی مگنتیت در دو مرحله روی داده است:

- نخستین نسل مگنتیت‏‌ها که همزمان با هماتیت (اسپیکولاریت) پدید آمده‌اند و بیشترشان بی‏‌شکل هستند (شکل 10- B)؛

- مگنتیت‏‌های نیمه‏‏‌شکل‏‌دار که از نسل دوم به‌شمار می‌روند (شکل 10- C).

در برخی مقطع‌ها، نخستین نسل مگنتیت‏‌ها و نسل دوم آنها در کنار یکدیگر دیده می‏‌شوند (شکل 10- D). بافت‏‌های دیده‌شده در این کانه شامل بافت دانه پراکنده، توده‏‌ای، خوردگی، برشی و جانشینی هستند.

 

 

 

شکل 10- تصویرهای ماکروسکوپی و میکروسکوپی از مگنتیت‏‌های منطقة چاه‌پلنگ. A) مگنتیت در نمونه دستی؛ B) مگنتیت‏‌های بی‏‏‌شکل در مقطع صیقلی که همزمان با اسپیکولاریت پدید آمده است (در PPL)؛ C) بلورهای مگنتیت در مرکز و بلورهای تیغه‏‌ای هماتیت پیرامون آن (در نور انعکاسی، PPL)؛ D) مگنتیت‏‌های نیمه‏‏‌شکل‏‌دار در کنار نخستین نسل مگنتیت‏‌های بی‏‌شکل (در نور انعکاسی، PPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)؛ Hem: هماتیت؛ Mag: مگنتیت)

 

 

هماتیت: هماتیت از کانه‏‌های اکسیدی مهم ذخیرة آهن چاه‏‏‌پلنگ است و در بخش‏‌های سطحی، به رنگ سرخ تیره و حتی سیاه و در نمونة مقاطع صیقلی به رنگ سفید تا کرم دیده می‏‌شود. در نمونه‏‌های دستی، بررسی‏‌های کانه‌نگاری سه نوع هماتیت‏‌ نخستین شناسایی شده است:

1- اسپیکولاریت در نمونه‏‌های دستی به رنگ سرخِ تیره تا نقره‏‌ای، به‏‌صورت نخستین پدید آمده است (شکل 11- A). این نسل از هماتیت‏‌ها پیامد ته‏‌نشست محلول‏‌های فوق‌اشباع از آهن در شرایط اکسیدان هستند (Ramdohr, 1980). بزرگی بلورهای هماتیت در مقطع‌های صیقلی، معمولاً از 1/0 تا 2 میلیمتر است. البته گاه تیغه‏‌هایی با بزرگی 10 میلیمتر نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شوند. تیغه‏‌های هماتیت نخستین که در مقطع‌های صیقلی به‌صورت شکل‌دار و به شکل بلورهای کامل و ‏‏‏کشیده هستند و انباشته‌شدن تیغه‏‌ها در کنار یکدیگر، شکل‏‏‌های جارو مانند را پدید آورده است (شکل 11- B).

 

 

 

شکل 11- تصویرهای میکروسکوپی (در نور انعکاسی، PPL) و نمونة دستی از هماتیت‏‌های منطقة چاه‌پلنگ. A) نمونة دستی از اسپیکولاریت‏‌های منطقة چاه‌پلنگ؛ B) بافت دسته‌جارویی در بلورهای نخستین نسل هماتیت؛ C، D) بافت رزآیرن (گل‌رز) در هماتیت؛ E) خمیدگی بلورهای کشیدة هماتیت؛ F) بافت شبکه‏‌ای در هماتیت‏‌های ثانویه که درحال پیدایش از مگنتیت هستند (نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010)؛ Hem: هماتیت؛ Mag: مگنتیت)

 


2- هماتیت‏‌هایی که گل‌رز (Rose Iron) را پدید آورده‏‌اند و گاه به‏‌صورت شبکه‏‌ای درهم آمیخته‏‌اند (شکل‌های 11- C و 11- D). بلورهای مگنتیت در میان این تیغه‏‌های شبکه‏‌ای دیده می‏‌شوند. نسل دوم از هماتیت‏‌ها که هنگام پدیدة مارتیتی‏‌شدن مگنتیت پدید آمده‌اند و بخشی از فرایند پیدایش ثانویه هستند، در کناره‌های بلورهای مگنتیت و گاه در مرکز آن دیده می‏‌شوند. در برخی مقطع‌ها، در بلورهای هماتیت خمیدگی دیده می‏‌شود. این پدیده پیامد فرایندهای زمین‏‏‌ساختی پس از کانه‏‌زایی آهن در منطقه دانسته می‌شود. در برخی نمونه‏‌ها، خمیدگی پیامد جانشینی مگنتیت با هماتیت و نبود فضای کافی برای رشد بلورهای هماتیت است (شکل 11- E).

3- هماتیت با بافت شبکه‏‌ای که ویژة مناطق کم‌ژرف برای پیدایش کانه است (شکل 11- F) (Ramdohr, 1980). این هماتیت‌ها بافت رو‏‌رشدی دارند که در آن هماتیت در مرکز و گوتیت در کناره‌ها پدید آمده است. این پدیده به‌خوبی نشان می‏‌دهد هماتیت پیش از گوتیت پدید آمده است (Ramdohr, 1980).

پیریت: پیریت در نمونة دستی کانی نایابی است. در نمونه‏‌های سطحی نیز بیشتر پیریت‌ها دگرسان شده‌اند و از آنها یک حفرة کوبیک تا بی‏‏‌شکل به‌جای مانده است. این حفره گاه تهی است و گاه لیمونیت آن را پر کرده است. در نمونه‏‌های میکروسکوپی، بیشتر بلورهای پیریت بی‌شکل و با بافت موزاییکی ناهمسان دانه به‌همراه مگنتیت و هماتیت و گوتیت دیده می‏‌شوند (شکل 12- A).

گوتیت: گوتیت یک هیدروکسید آهن است که در محیط‏‌های سطحی زمین‌شناسی و از تبدیل اکسید‏‌های آهن (مگنتیت یا هماتیت) در پی هوازدگی شدید پدید می‏‌آید (Morris, 1980). این کانی در بخش‏‌های سطحی ذخیرة آهن چاه‏‌پلنگ با رنگ‏‌های زرد، قهوه‏‌ای و سرخ دیده می‌شود. گوتیت از فراورده‏‌های ثانویه در توالی پاراژنتیکی کانه‏‌زایی منطقة چاه‏‏‌پلنگ است. در مقطع‌های صیقلی بررسی‌شده گوتیت در پیرامون بلورهای مگنتیت و هماتیت دیده می‏‌شود و گاه درزه‏‌های بلورهای هماتیت خردشده را پرکرده است. در برخی مقطع‌ها نیز گوتیت پیرامون بلورهای پیریت است یا شکستگی‏‌های ریز بلورهای پیریت را پرکرده است (شکل 12).

 

 

 

شکل 12- تصویرهای میکروسکوپی از گوتیت در نمونه‏‌های مادة معدنی اندیس آهن چاه‏‏‌پلنگ. A) تصویر در نور انعکاسی PPL؛ B) تصویر در نور XPL (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010)؛ Gth: گوتیت، Mag: مگنتیت، Py: پیریت، Hem: هماتیت)


 

 

برپایة شواهد به‌دست‌آمده، کانه‏‌زایی آهن در این منطقه به‏‌صورت عدسی و گاه رگه‏‌ای در سنگ‏‌های کربناته و آذرین دگرگون‌شده (متاولکانیک) رخ داده است و شامل دو مرحله هیپوژن (اصلی) و ثانویه است. برپایة ویژگی‌های میکروسکوپی، نخست فوگاسیته در منطقه بالا بوده است و هماتیت به‌صورت اسپیکولاریت و با تیغه‏‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار ته‏‏‌نشست پیدا کرده است (Ramdohr, 1980). با تغییر و کاهش اندک در فوگاسیتة اکسیژن محل، ته‏‏‌نشست مگنتیت رخ داده است؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‏‌که در مقطع‌های میکروسکوپی، هم‌رشدی آشکاری در هماتیت و مگنتیت دیده می‏‌شود. پس از این مرحله، در پی افزایش دوبارة فوگاسیتة اکسیژن در محلول‏‌های کانه‏‏‌زا، مارتیت پدید آمده است. در مرحلة ثانویه، گوتیت در پی گذر محلول‏‏‌های جوی از روی هماتیت پدید آمده است (Schwertmann, 1988). کانی‏‌های سولفیدی (پیریت) نیز به مقدار اندک در مرحله نخست پدید آمده‌اند. دگرسانی پروپلیتیک همراه با کانه‏‏‌زایی در سنگ‏‌های پیرامون رخ داده است. در مرحله‌های پایانی، با چرخش محلول‏‌های کانه‏‌زا در منطقه، سیلیس در شکستگی سنگ میزبان و کانسنگ آهن به‏‌صورت کوارتز شیری رنگ پدید آمده است (شکل 13) (Fusswinkel et al., 2014).


 

 

شکل 13- توالی پاراژنزی در کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ

 

 

زمین‏‏‌شیمی کانسنگ در رخداد آهن چاه‏‏‌پلنگ

چگونگی توزیع و پراکندگی عنصرهای گوناگون در واحدهای سنگی هر منطقه و وابستگی این عنصرها با یکدیگر، از مهم‏‌ترین جنبه‏‌هایی است که معمولاً در بررسی‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی به آن پرداخته می‌شود. برپایة این روابط به ویژگی‏‌های محیط پیدایش و فرایندهای مؤثر در پیدایش کانسار پی‏ ‌برده می‌شود (Nabatian et al., 2009). داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة نمونه‏‌های کانساری در جدول شماره 1 دیده می‏‌شوند.

الف- عنصرهای اصلی

بررسی‏‌های زمین‏‏‌شیمیایی روی کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ نشان می‏‌دهد مقدار آهن کل در نمونه‏‌های برداشت‌شده برای تجزیة شیمیایی از 28 تا 91 درصدوزنی تغییر می‏‌کند. تغییرات بالای مقدار آهن، حتی در فاصله‌های کوتاه در نهشته‏‌های معدنی، نشان‏‏‌دهندة پیدایش اکسیدهای آهن از راه پر‏‌کردن فضاهای تهی در سنگ‏‌های میزبان منطقه است. این پدیده چه‌بسا پیامد حضور درزه و شکستگی با ابعاد گوناگون در سنگ میزبان است (Ohmoto, 2003).

میزان منیزیم در کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ، برابربا 66/0 تا 16/12 درصدوزنی است. این مقدار منیزیم برای کانسنگ آهن کمابیش بالا به‌نظر می‏‌رسد. همبستگی کمی مثبت این عنصر (01/0) با آهن در شکل 14- A نشان داده شده است. این همبستگی چه‌بسا پیامد حضور منیزیم در مگنتیت به‏‌صورت جانشینی Fe+2 و همچنین، وجود کانی‏‌های فرومنیزین سیلیکاته به‏‌همراه کانسنگ است.

منگنز ویژگی زمین‏‏‌شیمی مشابه آهن دارد و به ترکیب مگنتیت نیز می‏‌تواند افزوده شود (Krauskopf and Bird, 1976). مقدار منگنز کانسنگ برابربا 56/0 تا 15/10 درصدوزنی است و در نمونه‏‌های کانسنگی اندیس چاه‏‏‌پلنگ، همبستگی مثبت اندکی (003/0) با آهن نشان می‏‌دهد (شکل 14- B). دلیل همبستگی مثبت این عنصر با آهن، جانشینی Fe و Mn به‏‏‌جای هم در مگنتیت دانسته می‌شود. عنصر منگنز ویژگی‌های شیمیایی نزدیکی به آهن دارد و چه‌بسا جانشین آن ‌شود. این جانشینی از جانشینی‏‌های رایج در اندوخته‌های آهن به‌‌شمار می‌رود (Barati, 2008).

مقدار فسفر در نمونه‏‌های تجزیه‌شده این منطقه برابربا 007/0 تا 35/2 درصدوزنی است. همبستگی این عنصر با آهن مثبت (02/0) است (شکل 14- C).

مقدار گوگرد در نمونه‏‌های تجزیه‌شده برابربا 004/0 تا 45/0 درصدوزنی است. عنصر گوگرد با آهن همبستگی اندکی (01/0) نشان می‏‌دهد (شکل 14- D). پیریت با فرمول FeS2 حمل‌کنندة گوگرد به‌شمار می‌رود. ازآنجایی‌که پیریت در کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ کم است، گوگرد همبستگی ضعیفی با آهن نشان می‏‌دهد.

میزان تیتانیم TiO2 در نمونه‏‌های کانسنگی منطقه برابربا 01/0 تا 25/4 درصدوزنی است. تیتانیم معمولاً به ساختار مگنتیت افزوده می‌شود و مقدار بالایی در تجزیه‏‌ها نشان می‏‌دهد. همان‌گونه‌که در شکل 14 دیده می‏‌شود، نمونه‏‌ها در دو گروه جای می‌گیرند. از‌آنجایی‌که مگنتیت‏‌های منطقه در دو نسل پدید آمده‏‌اند، مقدار تیتانیم در هر نسل متفاوت است. بخش A در شکل 14- E کانسنگ مگنتیتی دانسته می‌شود که کانی ایلمنیت دارد؛ اما بخش B کانسنگ مگنتیتی است که تیتانیم کمی دارد و کانی ایلمنیت ندارد.

برای شناخت وابستگی زایشی میان عنصر آهن با عنصرهای همراه، ضریب همبستگی این عنصرها با روش پیرسون (Pearson) نیز با به‌کارگیری نرم‌افزار SPSS به‌دست آورده شد. برپایة جدول 3، عنصر آهن بیشترین همبستگی را با عنصر منگنز نشان می‏‌دهد، زیرا رفتار زمین‏‏‌شیمیایی این دو عنصر یکسان است.

 

 

جدول 3- ضریب‌های همبستگی پیرسون به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های بررسی‌شدة کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ

 

SiO2

Al2O3

Fe2O3

CaO

Na2O

K2O

MgO

TiO2

MnO

P2O5

SiO2

1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Al2O3

0.447

1

 

 

 

 

 

 

 

 

Fe2O3

- 0.393

- 0.502

1

 

 

 

 

 

 

 

CaO

- 0.237

0.179

- 0.766

1

 

 

 

 

 

 

Na2O

- 0.096

- 0.038

- 0.062

0.126

1

 

 

 

 

 

K2O

- 0.218

0.490

- 0.299

0.391

- 0.011

1

 

 

 

 

MgO

- 0.106

- 0.270

0.176

- 0.173

- 0.253

- 0.214

1

 

 

 

TiO2

0.127

0.483

- 0.327

0.181

- 0.227

0.0392

0.139

1

 

 

MnO

- 0.328

- 0.342

0.311

- 0.200

- 0.161

- 0.026

0.223

- 0.230

1

 

P2O5

0.000

- 0.105

0.074

- 0.055

- 0.182

- 0.073

0.299

- 0.054

- 0.024

1

 

شکل 14- نمودار همبستگی میان آهن با اکسیدهای اصلی و گوگرد (برپایة درصدوزنی) در نمونه‏‌های اندیس آهن چاه‏‏‌پلنگ. A) MgO؛ B) MnO ؛ C) P2O5؛ D) S؛ E) TiO2

 


ب- عنصرهای خاکی کمیاب

کانسارهایی که سامانه‏‌های گرمابی آنها را پدید می‌آورند ترکیباتی از عنصرهای کمیاب دارند که گویای شرایط حمل و نقل و ته‏‌نشینی با محلول‏‌های گرمابی هستند (Naslund et al., 2000). به‏‌طور معمول از الگوی رفتاری عنصرهای خاکی کمیاب در مواد معدنی برای تفسیر تاریخچه پیدایش و خاستگاه کانسارها بهره گرفته می‏‌شود (Cullers and Graf, 1984; Lottermoser, 1992). برپایة جدول 1، در نمونه‏‌های تجزیه‌شده از اندیس آهن چاه‏‏‌پلنگ مقدار ΣREE برابربا 91/10 تا ppm 67/110 است. همچنین، مقدار ΣHREE برابربا 1.51 تا 23/13 و میانگین آن برابربا 65/5 ppm است. مقدار ΣLREE نیز برابربا 4/9 تا 35/97 و میانگین آن برابربا 31/36 است. این مقدارها نشان‏‌دهنده غنی‏‌شدگی نمونه‌ها از LREE و جدایش شدید میان LREE و HREE هستند. الگوی پراکندگی عنصرهای REE برپایة نمودار Boynton (1984) مربوط به اندیس آهن چاه‏‏‌پلنگ در شکل 15- A نشان داده شده است. برپایة این نمودار، LREE‏‌ها دربرابر HREE و MREE غنی‏‌شدگی نشان می‌دهند. غنی‏‌شدگی عنصرهای LREE دربرابر HREE در ذخیره‌های آهن مرتبط با سیال‏‌های گرمابی، در نقاط گوناگون دنیا گزارش شده است (Helvaci, 1984; Barker, 1995; Marschik and Fontbote, 2001). همچنین، در این نمودار (شکل 15- A)، آنومالی مثبت Eu و منفی Ce دیده می‏‌شود. میزان غلظت عنصر Eu در کانسارهای آهن گوناگون کاملاً متفاوت است. سیال‏‌های گرمابی از این عنصر غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (Lottermoser, 1992). به باور Sverjensky (1984)، غنی‏‌شدگی بالا از Eu یا بازتابی از دمای بیشتر از250درجه سانتیگراد است یا کاهش دما به هنگام آمیختگی سیال‏‌ها با دو خاستگاه متفاوت را نشان می‏‌دهد. همچنین، در داده‏‌های REE منطقه بی‏‌هنجاری منفی از عنصر Ce دیده می‌شود. ازآنجایی‏‏‌که Ce+3 در محیط‏‌های اکسیدی به‏‏‌آسانی به Ce+4 اکسیده می‌شود، با کاهش شعاع، هیدروکسیدها و ذرات معلق آن را جذب سطحی و حمل می‌کنند یا در صورت حضور لیگاندهای کربناتی در سیال کربناتی، از محیط خارج می‏‌شود؛ ازاین‌رو، بی‏‌هنجاری کمابیش منفی آن در کانسنگ‏‌های هماتیتی چه‌بسا نشانة اکسید‏‌شدن و خروج آن از محیط است (Spangenberg et al., 1999). الگوى عنصرهای REE کانسار آهن منطقة چاه‏‏‌پلنگ، از La غنی‏‌شدگی نشان مى‏‏‌دهد. این پدیده پیامد دارابودن اپیدوت در کانسنگ و اپیدوتى‏‏‌شدن سنگ میزبان در این منطقه است (Jiang et al., 2007). در شکل 15- B، الگوی پراکندگی بیشتر عنصرهای کمیاب و فرعی آورده شده است که به ترکیب کندریت CI بهنجار شده‌اند. برپایة آنچه در نمودار دیده می‏‌شود، نمونه‏‌های اندیس چاه‏‏‌پلنگ در عنصرهای با قدرت میدان بالا (مانند: Zr، Nb و Ta) و کاتیون نا‏‌متحرک Ti تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند که از ویژگی‏‌های کانسارهای گرمابی است (Bao et al., 2004).

 

 

 

شکل 15- A) الگوی پراکندگی REE در کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ بهنجارشده به ترکیب کندریت (Taylor and McLennan, 1985)؛ B) الگوی پراکندگی عنصرهای کمیاب در کانسنگ آهن چاه‏‏‌پلنگ بهنجارشده به ترکیب کندریت (Taylor and McLennan, 1985)

 

 

نسبت (La/Sm)n برای بررسی درجة جداکردن عنصرهای خاکی کمیاب سبک از سنگین به‌کار برده می‏‌شود. در نمونه‏‌های چاه‏‏‌پلنگ، این نسبت 33/2 تا 92/4 است. این مقدار شیب منفی را از La به Sm در الگوی پراکندگی REE کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ پدید آورده است (جدول 1). نسبت (Gd/Yb)n، برای بررسی درجة تفکیک عنصرهای خاکی کمیاب سنگین از Yb کاربرد دارد. این نسبت در نمونه‏‌های کانسنگی آهن چاه‏‏‌پلنگ برابربا 62/2 تا 56/8 است. هرچه این پارامترها مقدار عددی بیشتری داشته باشند، نشان‏‌دهندة اینست که جدایش این دو عنصر بیشتر و کامل‏‌تر بوده است. نسبت (Gd/Lu)n نیز پارامتری است که میزان گستردگی تفکیک میان عنصرهای خاکی کمیاب سبک و سنگین را نشان می‏‌دهد. این پارامتر در کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ برابربا 77/0 تا 58/6 است (جدول 1). نسبت∑LREE/∑HREE در نمونه‏‌های منطقة چاه‏‏‌پلنگ برابربا 86/4 تا 3/7 و مقدار میانگین آن برابربا 1/6 است. برپایة پیشنهاد Tallarico و همکاران (2005)، عنصرهای خاکی کمیاب در سیستم‏‌های ماگمایی یک رفتار ترجیحی نسبت به فاز جامد یا فاز مذاب نشان می‏‌دهند. همة نسبت‏‌های یادشده نشان‏‏‌دهندة سیال‏‌های گرمابی جداشده از ماگما هستند.

 

بحث و بررسی

Frietsch و Pendahl (1995) روی کانسارهای آهن تیپ کایرونا، Tallarico و همکاران (2005) روی کانسنگ مگنتیتی ذخایر آهن گرمابی، Niranen و همکاران (2005) روی کانسنگ‏‌های آهن اسکارنی ناحیه می‏‌سی فنلاند و Oksuz و Koc (2009) روی کانسارهای آهن رسوبی بررسی‏‌های دقیق انجام داده‌اند. در شکل‌های 16- A تا 16- D، داده‌های پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در این کانسارها و ذخیره چاه‏‏‌پلنگ آورده شده‌اند:

الف- الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب در نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیتی کانسارهای آهن رسوبی در شکل 16- A نشان داده شده است. آنومالی مثبت Eu و آنومالی منفی قوی Ce از ویژگی‌‏‌های شناخته‌شدة کانسارهای آهن رسوبی است. آنومالی مثبت Eu در این نوع کانسارها را پیامد افزوده‏‌شدن سیال‏‌های گرمابی داغ و سرشار از Eu به اقیانوس‏‌ها می‌دانند (Barret et al., 1988). آنومالی منفی و قوی Ce نیز از ویژگی‏‌های شناخته‌شدة کانسارهای آهن گرمابی زیر‏‌دریایی است (Fryer, 1977). وجود آنومالی مثبت Eu و منفی Ce همراه در کانسارهای رسوبی نیز نشان‏‏‌دهندة اینست که کانسنگ به‏‌صورت رسوبگذاری شیمیایی و در حضور سیال‏‌های گرمابی زیر‏‌دریایی نهشته شده است. از دیگر ویژگی‏‌های این کانسارها، غنی شدگی از HREE دربرابر LREE است که در تضاد با الگوی پراکندگی REE‏‌های منطقة چاه‏‏‌پلنگ است.

ب- در شکل 16- B، الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب برای ذخایر آهن گرمابی رسم شده است. این نمودار یک نمودار کاهشی است که در آن میزان عنصرهای LREE از HREE بسیار بیشتر است. این ویژگی نشان‏‏‌دهندة نقش محلول‏‌های گرمابی در پیدایش این کانسارهاست. در این شکل برای مقایسه، الگوی مربوط به کانسنگ چاه‏‌پلنگ نیز آورده شده است. کانسنگ چاه‏‌پلنگ از دیدگاه غنی‏‌شدگی از LREE بسیار همانند کانسارهای گرمابی است. آنومالی مثبت Eu و کمی منفی Ce، از ویژگی‏‌های شناخته‌شدة کانسارهای آهن گرمابی است (Tallarico et al., 2005) که در ذخیره چاه‏‏‌پلنگ نیز دیده می‏‌شود.

پ- در کل برپایة نوع سنگ واکنش‏‌دهنده، کانسارهای آهن اسکارنی الگوهای کمابیش متغیری نشان می‌دهند؛ اما از دیدگاه غنی‏‌شدگی LREE و تهی‏‌شدگی از HREE همانند کانسارهای با خاستگاه ماگمایی هستند (Niranen et al., 2005). همان‌گونه‌که در شکل 16- C دیده می‏‌شود، شباهت کمی میان الگوی REE این کانسار با کانسنگ چاه‏‌پلنگ به‌چشم می‏‌خورد و تفاوت‏‌هایی (مانند: آنومالی منفی Eu و روند کاهشی با شیب کم) نیز دارند. شیب کم در این نمودار مربوط به جدایش کم میان LREE و HREE است. تنها شباهت چاه‏‌پلنگ و کانسارهای اسکارن، همپوشانی یا به گفتة دیگر، دامنه مقداری REE‏‌هاست.

 

 

 

شکل 16- مقایسه الگوی پراکندگی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت در کانسنگ آهن چاه‏‌پلنگ با: A) کانسارهای آهن رسوبی (Oksuz and Koc, 2009)؛ B)کانسنگ مگنتیتی ذخایر آهن گرمابی (Tallarico et al., 2005)؛ C) کانسنگ‏‌های آهن اسکارنی ناحیة می‏‌سی فنلاند (Niranen et al., 2005)؛ D) کانسارهای آهن تیپ کایرونا (Frietsch and Pendahl, 1995)

 

 

ت- الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب کانسارهای آهن تیپ کایرونا و کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ برای مقایسه با هم در شکل 16- D آورده شده است. Frietsch و Pendahl (1995) توزیع و پراکندگی REE مگنتیت در کانسارهای آهن آپاتیت‏‌دار شمال سوئد را با هم مقایسه کردند و نشان دادند مگنتیت در کانسارهای آهن تیپ کایرونا، مقدار REE کمابیش کم (ppm 100>) است. در این تیپ کانسارها، نسبت LREE/HREE تفکیک مشخصی دارد و میزان تفکیک در LREE نسبت به HREE بالاست. در کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ همانند کانسارهای تیپ کایرونا غنی‏‌شدگی از عنصرهای LREE به‌خوبی دیده می‏‌شود و نمودار روند کاهشی مشخصی را نشان می‏‌دهد. آنومالی منفی Gd در کانسنگ مگنتیت تیپ کایرونا از تفاوت‏‌های مربوط به الگوهای REE این گروه از کانسارها با الگوی REE کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ است؛ زیرا در نمونه‏‌های چاه‏‌پلنگ این آنومالی دیده نمی‏‌شود. افزون‌براین، مقدار میانگین مجموع عنصرهای خاکی کمیاب سنگین از تفاوت‏‌های دیگر ذخیره چاه‏‌پلنگ با این گروه از کانسارهاست. این مقدار میانگین در کانسنگ چاه‏‏‌پلنگ برابر ppm 6 است که از مجموع عنصرهای خاکی کمیاب در کانسارهای تیپ کایرونا کمتر است. همان‌گونه‌که در شکل 16 دیده می‏‌شود، دامنة مقداری HREE در این کانسارها گسترده است؛ اما در چاه‏‌پلنگ دامنه عددی کمی دارد.

 

برپایة آنچه گفته شد، میان الگوی پراکندگی REE در منطقة چاه‌پلنگ و کانسارهای اسکارنی، گرمابی و کایرونا افزون‌بر برخی تفاوت‏‌ها، شباهت‏‌هایی نیز دیده می‏‌شوند؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‏‌که روندی کاهشی در الگوی پراکندگی REE این کانسارها دیده می‏‌شود. این ویژگی نشان‏‏‌دهندة نقش محلول‏‌های گرمابی در همة این کانسارهاست.

Kato (1999) بررسی‏‌هایی روی چهار کانسار ژاپن انجام داده است و برپایة سه پارامتر Eu/Eu*، Ce/Ce* و (Pr/Yb)cn دربرابر مجموع REE‏‌های کانسنگ، پیشنهاد کرده‌ است که سیال‏‌های کانه‏‌زا یا خاستگاه جوی داشته‏‌اند یا ماگمایی بوده‏‌اند. برپایة بررسی‏‌های این پژوهشگر، این سه پارامتر برای آهن چاه‏‏‌پلنگ نیز به‌دست آورده و در برابر مجموع عنصرهای REE رسم شدند (شکل 17). برپایة این شکل، بیشتر سیال‏‌های کانه‏‏‌زا، سیال‏‌های گرمابی برخاسته از ماگما بوده‏‌اند و سیال‏‌های جوی نقش بسیار کمی در کانه‏‌زایی آهن داشته‏‌اند.

 

 

 

شکل 17- نمودارهای نشان‏‏‌دهندة نوع سیال‏‌های مؤثر در کانه‌زایی با خاستگاه جوی و ماگمایی (Kato, 1999)


 

 

بیشترین انتقال آهن در محلول‏‌های آبکی و از درون پوستة زمین به‏‌صورت آهن فرو یا دو ظرفیتی (Fe+2) روی می‌دهد. در دماها و درجه شوری‌های بالا، آهن فرو با لیگاندهای کلریدی کمپلکس‏‌های پایدار (FeCl و FeCl2) را می‌سازد و مسئول انتقال آهن است؛ اما با کاهش دما این کمپلکس پایداری خود را از دست می‏‌دهد (Robb, 2009):

FeCl2 (aq)= Fe+2 (aq)+ 2Cl-

برپایة بررسی‏‌های انجام‌شده در شرایط حاکم بر رخسارة شیست‌سبز تا آمفیبولیت، کمپلکس‏‌های کلریدی بهترین حمل‌کننده برای فلز‌های پایه به‌شمار می‌روند. همان‌گونه‌که در بخش زمین‏‏‌شیمی عنصرهای خاکی کمیاب گفته شد، نمونه‏‌های کانسنگ آهن از LREE دربرابر HREE غنی‌شدگی نشان می‌دهند و لیگاندهای کلریدی حمل‌کنندة بهتری برای عنصرهای LREE هستند. آنومالی مثبت Eu مرتبط با سیال‏‌های داغ (دمای بیشتر از 250 درجه سانتیگراد) و احیایی است (Sverjensky, 1984). ازآنجایی‌که آنومالی Eu در کانسنگ آهن مثبت است، پس دمای سیال نخستین سازندة آهن از 250 درجه سانتیگراد بیشتر و اسیدیته آن بالا بوده است؛ ازاین‌رو، آهن را به‏‌صورت فرو و توسط کمپلکس‏‌های کلریدی انتقال داده است. به‌دنبال نفوذ این سیال درون شکستگی‏‌ها و فضاهای تهی سنگ میزبان که در پی فرایندهای زمین‏‏‌ساختی در منطقه روی داده است، این سیال اسیدی با سیالی چه‏‏‌بسا جوی، با pH بالا و فوگاسیتة اکسیژن بالا آمیخته شده و pH بالای سیال و دمای آن کاهش یافته و شرایط برای ته‏‌نشست اکسیدهای آهن در منطقه فراهم شده است. لیگاندهای کلریدی آهن در واکنش‏‌های فراوانی شرکت می‌کنند و ته‏‏‌نشست اکسیدهای آهن را در پی دارند. واکنش زیر یکی از این واکنش‌هاست (Luo et al., 2015):

 

 

Ca2 (Mg,Fe)5 (Si4O11)2 (OH)2 + FeCl2 + 2Cl2 = 2Fe3O4 + 2CaCl2 + 2HCl + 8SiO2

actinolite                                  magnetite

 

 

پس در رخداد آهن چاه‏‏‌پلنگ انتقال آهن در سیال‏‌های گرمابی به‏‌صورت کمپلکس‏‌های کلریدی روی داده است و عوامل گوناگونی (مانند: کاهش درجة دما، آمیختگی سیال‏‌ها با یکدیگر، افزایش نفوذپذیری و پیدایش شکستگی‏‌ها و گسل‏‌ها در سنگ میزبان مادة معدنی) ته‏‏‌نشست آهن را به‌دنبال داشته است. در شکل 18، الگوی شماتیک چگونگی پیدایش رخداد آهن چاه‏‏‌پلنگ پیشنهاد شده است.

 

 

 

شکل 18- الگوی شماتیکِ چگونگی پیدایش رخداد آهن چاه‏‏‌پلنگ


 

 

نتیجه‏‏‌گیری

رخداد آهن چاه‏‌پلنگ در جنوب‌خاوری انارک دربردارندة مگنتیت و هماتیت با مقدار کمی گوتیت است که به‏‌صورت پراکنده در سنگ میزبان و گاه عدسی‏‌های کوچک در منطقه رخنمون دارند. پیریت تنها کانی سولفیدی در منطقه است که به مقدار بسیار کم دیده می‏‌شود. بافت‌های پراکنده، توده‏‌ای، خوردگی، برشی، جانشینی و شبکه‏‌ای از مهم‏‌ترین بافت‏‌های دیده‌شده هستند. سنگ میزبان کانسنگ سنگ‏‌های ولکانیکی دگرگون‌شده (متاآندزیت و متابازالت) با سن پالئوزوییک است. دگرسانی‏‌های سیلیسی و پروپلیتیک از مهم‏‌ترین دگرسانی‏‌های همراه با ذخیره هستند. بررسی دامنة الگوی پراکندگی عنصرهای REE و نسبت‏‌های به‌دست‌آمده برای این عنصرها، همانندیِ این ذخیره با کانسارهای تیپ گرمابی را نشان می‏‌دهد. وجود سنگ‏‌های آذرین در محدوده معدنی نشان‌دهندة وجود یک سیستم ماگمایی بزرگ‌تر در منطقه است که با کانه‏‌زایی آهن ارتباط دارد. عنصر آهن از یک تودة آذرین به‏‌همراه سیال‏‌های جداشده از آن در راستای گسل‏‌ها به سوی بخش‌های کم فشارترِ نزدیک سطح زمین حرکت کرده و به‏‌صورت کمپلکس‏‌های پیچیده مختلف با لیگاندهای گوناگون در محلول جابجا شده است. به‌دنبال آمیختگی سیال‏‌های گرمابی و جوی ته‏‏‌نشست مگنتیت روی داده است. کاهش قدرت انحلال سیال گرمابی پدیدآمده در پی واکنش با سنگ‏‌های کربناته دولومیتیِ منطقه، افزایش فوگاسیته CO2 و کاهش فعالیت H2O را به دنبال داشته و به شکسته‏‌شدن کمپلکس‏‌های حمل‌کنندة آهن انجامیده است. این فرایند در سیستم‏‌های ژرف که نسبت سیال به سنگ کم است و لیگاندهای کلریدی در سیال گرمابی فراوان هستند، مگنتیت را پدید می‏آورد. در شرایط سطحی، کاهش درجة دما و افزایش pH در پی آمیختگی با آب جوی، حالت اکسیداسیون در سیال گرمابی را افزایش می‌دهند و هماتیت را در بخش‌های با ژرفای کمترِ ذخیرة چاه‏‏‌پلنگ پدید می‌آورند. این پدیده با دگرسانی پروپلتیک (کلریت و اپیدوت) و سرانجام، سیلیسی‏‌شدن همراه است. بافت‏‌های توده‏‌ای و پراکنده در کانسنگ نشان‏‏‌دهندة ته‏‏‌نشست از محلول نخستین و بافت‏‌های جانشینی نشان‏‏‌دهندة تأثیر محلول‏‌های ثانویه بر این کانسنگ هستند که سرانجام ته‏‏‌نشست گوتیت را به‌دنبال داشته‏‌اند.

Afzali, S., Nezafati, N. and Ghaderi, M. (2017) Fluid inclusion and stable isotope study of the Gazestan magnetite- apatite deposit, Central Iran. Quartenary Journal of Geosciences 26(101): 35-44 (in Persian).

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., Whitechurch, H., Vrielynck, B., Spakman, W., Monie, P., Meyer, B. and Wortel, R. (2011) Zagros orogeny: a subduction- dominated process. Cambridge University Press, Geological Magazine 1- 34.

Aghanabati, A. (2004) Iran Geology. Geological survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Arian Zamin (2012) Geological report of Chahpalang deposit, Yazd province.

Atapour, H. and Aftabi, A. (2017) The possible synglaciogenic Ediacaran hematitic banded iron salt formation (BISF) at Hormuz Island, southern Iran: Implications for a new style of exhalative hydrothermal iron- salt system. Ore Geology Reviews 89: 70- 95.

Atapour, H. and Aftabi, A. (2019) Comment on “Two-tiered magmatic-hydrothermal and skarn origin of magnetite from Gol-e-Ghohar iron ore deposit of SE Iran: In situ LA-ICP-MS analyses” by Mirzaei et al. (2018): (Ore geology Reviews, 102, 639–653), Geology, DOI:10.1016/j.oregeorev.2019.102942.

Bagheri, S. (2007) The exotic Paleo- tethys terrane in Central Iran: new geological data from Anarak, Jandaq and Posht- e- Badam areas. Ph.D. Thesis, Faculty of Geosciences and Environment, University of Leusanne, Switzerland.

Bayat, F. and Torabi, G. (2012) Petrographic study of metabasites in the South of Arusan (NE Isfahan province). Journal of Economic Geology 2: 271- 284 (in Persian).

Bao, Z., Zhao, Z., Guha, J., 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.

Barati, M. (2008) A comparative study on the formation of iron ore deposits in parts of Hamedan, Kermanshah and Kurdistan provinces. Ph.D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Barker, D. S. (1995) Crystallization and alteration of quartz monzonite, Iron Spring mining district, Utah, relation to associated iron deposits. Economic Geology 90(8): 2197–2217.

Barret, T. J., Fralick, P. W. and Jarvis, I. (1988) Rare earth element geochemistry of some Archean iron formations North of Lake Superior, Ontario. Canadian Journal of Earth Sciences 25(4): 570- 580.

Behzadi, M. (2006) Mineralogy, geochemistry and genesis Northern Anomaly iron deposit located in Bafq- Yazd area. Ph.D. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).

Bonyadi, Z., Davidson, G. J., Mehrabi, B., Meffre, S. and Ghazban, F. (2011). Significance of apatite REE depletion and monazite inclusions in the brecciated Se–Chahun iron oxide–apatite deposit, Bafq district, Iran: insights from paragenesis and geochemistry. Chemical Geology 281(3-4): 253- 269.

Boomeri, M. (2013) Rare Earth Minerals in Esfordi Magnetite- Apatite ore Deposit, Bafq District. Geosciences 22(85): 71-82 (in Persian).

Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P) 63- 114. Elsevier, California.

Cullers, R. L. and Graf, J. L. (1984) Rare earth elements in igneous rocks of the continental crust: Intermediate and silicic rocks ore petrogenesis. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P) 275–316. Elsevier, Amsterdam.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Aussman, J. (1992) An Introduction to the Rock forming Minerals. Longman Scientific and tectonical, New York, US.

Evans, A. M. (1987) An Introduction to ore Geology. Blackwell scientific publications, Oxford, London, Edinburgh.

Frietsch, R. and Pendahl, J. A. (1995) Rare earth elements in apatite and magnetite in kiruna- type iron ores and some other iron types. Ore Geology Reviews 9: 489- 510.

Fryer, B. J. (1977) Rare earth evidence in iron- formations for changing Precambrian oxidation states. Geochemica et Cosmochimica Acta 41(3): 361- 367.

Fusswinkel, T., Wagner, T., Wenzel, T., Wälle, M. and Lorenz, J. (2014) Red bed and basement sourced fluids recorded in hydrothermal Mn- Fe- As veins, Sailauf (Germany): a LA- ICPMS fluid inclusion study. Chemical Geology 363: 22- 39.

Ghaderi, M., Rastad, E. and Rashidnejad, N. (2015) W (Cu- Au) mineralization of Southern Chahpalang: mineralogy, structure and texture, Geochemistry and isotopic data. Journal of Earth Science 95: 271- 286.

Ghorbani, M. (2002) Introduction to Iran Geology, Ministry of Industries and Mines, National Geoscience Database of Iran (Report No. 2). Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).

Ghurchi Ruki, M., Karimpour, M. and Ebrahimi, K. (2010) Identification of advanced argillic and argillic alteration using SWIR bands in the Halkabad area. First Iranian Economic Geology Conference, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran (in Persian).

Guilbert, J. M. and Park, C. F. (1977) The geology of ore deposits. Waveland Press, New York, US.

Heidarian, H., Alirezaei, S. and Lentz, D. R. (2017) Chadormalu Kiruna- type magnetite- apatite deposit, Bafq district, Iran: Insights into hydrothermal alteration and petrogenesis from geochemical, fluid inclusion, and sulfur isotope data. Ore Geology Reviews 83: 43- 62.

Helvaci, C. (1984) Apatite- rich iron deposits of the Avnik (Bingol) region, Souteastern Turkey. Economic Geology 79(2): 345- 371.

Jahangiri, H. and Mansuri, E. (2007) Report on Sn and W exploration in the South of Chupanan. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.

Jiang, S. Y., Zhao, H. X., Chen, T. Y., Yang, T., Yang, J. H., and Ling H. F. (2007) Trace and rare earth element geochemistry of phosphate nodules from the Lower Cambrian black shale sequence in the Mufu Mountain of Nanjing Jiangsu Province, China. Chemical Geology 244: 584- 604.

Kamali, M. R., Parham, S. and Fayazi, F. (2012) Microfacies Analysis, Sedimentary Environments and Diagenesis of the upper Carbonates of the Dalan Formation in the Persian Gulf, Iran. Scientific Quartenary Journal of Geosciences 22(86): 203- 212 (in Persian).

Karegaran Bafghi, F. (2001) Study of phosphate zones in Choghart iron deposit and their possible relations with phosphate zones of Esfordi deposit. MSc thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).

Kato, Y. (1999) Rare Earth Elements as an Indicator to Origins of skarn deposits: Examples of the amioka Zn- Pb and Yoshiwara- Sannotake Cu (- Fe) deposits in Japan. Resource Geology 49: 183- 198.

Krauskopf, K. P. and Bird, D. K. (1976) 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.

Luo, G., Zhang, Z., Du, Y., Pang, Z., Zhang, Y. and Jiang, Y. (2015) Origin and evolution of ore- forming fluids in the Hemushan magnetite–apatite deposit, Anhui Province, Eastern China, and their metallogenic significance. Journal of Asian Earth Sciences 113: 1100- 1116.‏

Marschik, R. and Fontbote, L. (2001) The Candelaria- Punta Del Cobre iron oxide Cu- Au (- Zn- Ag) deposits. Economic Geology 96(8): 1799–1826.

Morris, R. C. (1980) A texture and mineralogy study of the relationship of iron ore to BIF in the Hamersley Iron Province of Australia. Economic Geology 75: 184- 209.

Nabatian, G., Ghaderi, M., Rashidnejad- Omran, N. and Daliran, F. (2009) Geochemistry and origin of apatite- bearing iron oxide deposit of Sorkhe Dizaj, SE Zanjan. Economic Geology 1(1): 19- 46.

Naslund, H. R., Aguirre, R., Dobbs, F. M., Henriquez, F. J. and Nyström, J. O. (2000) The origin, emplacement, and eruption of ore mag mas, IX Congreso Geologico Chileno. Sociedad geológica de Chile 2: 135–139.

Niranen. T., Manttari, I., Poutiainen, M., Oliver, N. and Miller, J. A. (2005) Genesis of Palaeoproterozoic iron skarns in the Misi region, northen Finland. Mineralium Deposita 40(2): 192- 217.

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

Okrusch, M., Lorenz, J. and Weyer, S. (2007) The genesis of sulfide assemblages in the former Wilhelmine mine, Spessart, Bavaria, Germany. The Canadian Mineralogist 45: 723–750.

Oksuz, N. and Koc, S. (2009) Examination of Sarikaya (Yozgat- Turkey) iron mineralization with rare earth element (REE) method. Journal of Rare Earths 28(1): 143- 149.

Rajabzadeh, M. A., Hoseini, K. and Moosavinasab, Z. (2014) Mineralogical and geochemical studies on apatites and phosphate host rocks of Esfordi deposit, Yazd province, to determine the origin and geological setting of the apatite. Journal of Economic Geology 6(2): 331- 353 (in Persian).

Rajabzadeh, M. A. and Rasti, S. (2017) Investigation on mineralogy, geochemistry and fluid inclusions of the Goushti hydrothermal magnetite deposit, Fars Province, SW Iran: A comparison with IOCGs. Ore Geology Reviews 82: 93- 107.

Ramdohr, P. (1980) The ore minerals and their intergrowths. Akademie-Verlag, Berlin Germany.

Robb, L. (2009) Introduction to ore- forming processes. Blackwell Publishing, Malden, Maryland, US.

Schwertmann, U. (1988) Occurrence and formation of iron oxides in various pedo environments: in iron in Soils and Clay minerals. Springer Netherlands, 217: 267- 308.

Sepehrirad, R. (2000) Economic geology of northern anomaly iron deposit, Choghart. MSc thesis, Kharazmi University, Tehran, Iran (in Persian).

Sepidbar, F., Mirnejad, H., Li, J. W., Wei, C., George, L. L. and Burlinson, K. (2017) Mineral geochemistry of the Sangan skarn deposit, NE Iran: Implication for the evolution of hydrothermal fluid. Chemie der Erde- Geochemistry 77(3): 399- 419.

Sheibe, M., Esmaeily, D., Nedelec, A., Bouchez, J. L. and Kananian, A. (2010) Geochemistry and petrology of garnet- bearing S-type Shirk uh granite, Southwest Yazd, Central Iran. Island Arc 19: 292- 312.

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.

Stöcklin, J. (1977) Structural correlation of the Apline range between Iran and central Asia. Memoire Hors- Serve No. 8 dela Societe Geologique de France 8: 33- 353.

Sverjensky, D. A. (1984) Europium equilibrium in aqueous solution. Earth and Planetary Sciences Letters 67: 70- 78.

Tabatabaiemanesh, M., Mirlohi, A. and Movahedi, M. (2011) petrography, Sanandaj- Sirjan zone, petrology, granitoid, Sanandaj, Sirjan zone, Ochestan, Markazi province. Iranian Journal of Petrology 7(2): 51- 74 (in Persian).

Tallarico, F. H. B., Figueiredo, B. R., Groves, D. I., Kositcin, N., McNaughton, N. H., Fletcher, I. R. and Rego, J. L. (2005) Geology and SHRIMP U- Pb geochronology of the Igarape Bahia deposite Carajas copper- gold belt, Brazile, An Archean (2/75Ga) example of iron- oxide Cu-Au-(U-REE) mineralization. Economic Geology 100(1): 7- 28.

Taylor, S. R. and McLennan, S. M. (1985) The continental crust: its composition and evolution. Blackwell Publishing, Oxford, UK.

Technoexport (1982) Report on detailed geological prospecting in Anarak area (Central Iran) (Chah Palang locality).

Wendt, J., Kaufmann, B., Belka, Z., Farsan, N. and Karimi- Bavandpur, A. R. (2005) Devonian- Lower Carboniferous stratigraphy, facies patterns and palaeogeography of Iran, Part ΙΙ. Northern and Central Iran. Acta Geologica Polonica 55: 31- 97.

Whitney, D. L. and Evans, B. V. (2010) Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185−187.

Wilmsen, M., Fursich, F., Seyed- Emami, K., Majidifard, M. R. and Taheri, J. (2009) The Cimmerian Orogeny in the northern Iran: tectonicstratigraphicevidence from the foreland. Terra Nova 21: 211- 218.

Zanchi, A., Zanchetta, S., Garzanti, E., Balini, M., Berra, F., Mattei, M. and Muttoni, G. (2009) The Cimmerian evolution of the Nakhlak- Anarak area, Central Iran, and its bearing for the reconstruction of the history of the Eurasian margin. Geological Society of London 312: 261- 286.