کانی شناسی ، سنگ شناسی، ژئوشیمی کانسنگ مگنتیتی و کانی های سولفیدی و ارائه الگوی احتمالی کانی زایی آهن در آنومالی شماره 3 معدن گل گهر سیرجان، کرمان

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانش آموخته کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید باهنر، دانشکده فنی و مهندسی، بخش مهندسی معدن

2 استادیار دانشگاه شهید باهنر، دانشکده فنی و مهندسی، بخش مهندسی معدن دانشگاه شهید باهنر، دانشکده فنی و مهندسی، بخش مهندسی معدن

3 شرکت سنگ آهن گهر زمین، سیرجان، کرمان، ایران

10.22108/ijp.2019.115960.1124

چکیده

آنومالی شماره 3 گل گهر سیرجان ابتدا در سنگ های آتشفشانی-رسوبی (بازالت، شیل، دلومیت، ماسه سنگ، مارن، چرت و هیدرواکسیدها – اکسیدهای آهن و سولفیدها) در نئوپروتروزوئیک (ادیاکاران) تشکیل و سپس در طی کوهزایی کیمیرین در رخساره شیست سبز دگرگون شده است. این آنومالی دارای ذخیره قطعی 643 میلیون تن کانسنگ مگنتیتی با عیار متوسط 7/52 درصد آهن، 76/0 درصد گوگرد و 11/0 درصد فسفر می باشد و به طور متناوب و لایه ای با کوارتز سریسیت شیست، کلریت شیست، تالک شیست، بیوتیت شیست، اکتینولیت شیست و کوارتزیت قرار گرفته است. مگنتیت به صورت توده ای، نواری، خرد شده و انتشاری دیده می شود که با پیریت و مقدار کمی کالکوپیریت و بورنیت همراه است. پیریت مانند مگنتیت به صورت لایه ای (نواری)، چین خورده، خردشده در بین بلورهای مگنتیت مشاهده می شود. کانی های فرعی شامل تورمالین، آپاتیت، اسفن، زیرکن و گارنت می باشند. عناصر مس، سرب، کبالت، قلع، آرسنیک و آنتیموان در کانسنگ مگنتیتی نسبت به مقادیر پوسته ای، 2 تا 17 برابر غنی شدگی نشان می دهند. غنی شدگی عناصر در کانی های سولفیدی نسبت به پوسته زمین بین 3 تا 67 برابر متغیر است. تناوب لایه های شیست با کانسنگ مگنتیتی، ساخت و بافت نواری مگنتیت-پیریت، حضور قطعات معلق و نمودارهای ژئوشمیایی (Al-Fe-Mn و V-Ti , V/Ti-Ni/Ti) بیانگر شباهت آنومالی شماره 3 گل گهر به آهن نواری ادیاکاران می باشد.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Mineralogy, petrography, geochemistry of magnetite ore and sulfide minerals and the possible model of mineralization at Anomaly#3, Gol-e-Gohar, iron mine, Sirjan, Kerman

نویسندگان [English]

  • Moslem Badavi 1
  • Habibeh Atapour 2
  • Mussa Mohammadi 3
1 Department of Mining Engineering, Faculty of Engineering, Shahid Bahonar University of Kerman
2 Department of Mining Engineering, Faculty of Engineering, Shahid, Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
3 Gohar Zamin Mining and Industrial Company, Sirjan, Kerman, Iran
چکیده [English]

The Gol-e-Gohar anomaly#3 of Sirjan was initially formed by synchronous submarine basaltic volcanism and sedimentary rocks (basalt, shale, carbonates, sandstone, marl, chert-iron hydroxide-oxides) during Neoproterozoic (Ediacaran) and subsequently metamorphosed to greenschist facies during Cimmerian orogeny. The anomly contains 643 million tonnes iron ore with an average grade of 52.70% Fe, 0.76% S and 0.11% P and is enclosed by alternation of quartzite, sericite schist, chlorite schist, talc schist, biotite schist, actinolite schist. Magnetite occurs as massive, banded, cataclastic and disseminated ore and is associated with pyrite, minor chalcopyrite and bornite. Pyrite occurs as, layered, banded, folded and cataclastic and minor within the magnetite crystals. Minor minerals are tourmaline, apatite, zircon and garnet. Geochemical data demonstrate that enrichment of Cu, Pb,Co, Sn, As and Sb in magnetite ore is 2-10 times higher than the crustal abundance. The enrichment of Cu, Mo, Pb, Zn, Cr, Ni, Co, As and Sb in sulfide minerals is 3-67 magnitudes higher than the crustal abundance. The alternation of different schist bands with banded magnetite-pyrite ores, the presence of dropstones and Al-Fe-Mn, V-Ti and V/Ti-Ni/Ti diagrams indicate that the iron mineralization in anomaly#3 is similar to the Ediacaran-type banded iron formation.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemistry
  • Sulfide minerals
  • Magnetite ore
  • Banded iron formation
  • Ediacaran
  • Gol-e-Gohar anomaly#3
  • Sirjan

ناحیة معدنی گل‌گهر 6 آنومالی با ذخیرة معدنی ۱۱۳۵ میلیون تن دارد. پهنة کانی‏‌سازی به سه بخشِ مگنتیت بالایی، پهنة اکسیدی یا هماتیتی و مگنتیت پایینی سرشار از سولفید رده‌بندی می‏‏‌شود. ذخیر‌ة قطعی آنومالی شمارة 3 برابربا 643 میلیون تن کانسنگ است. مقدار آهن، گوگرد و فسفر آن در منطقة اکسیدی برابربا 96/51، 349/0 و 115/0 درصدوزنی، در منطقة مگنتیت بالایی برابربا 38/52، 091/0 و 092/0 درصدوزنی و در منطقة مگنتیت پایینی برابربا 83/53، 828/1 و 12/0 درصدوزنی است (Kusha Madan Consulting Engineers, 2016). دربارة پیدایش کانسار گل‌گهر الگوهای آهن نواری (Young, 1976)، ماگمایی (Mucke and Golestaneh, 1982; Mucke and Younessi, 1994)، آتشفشانی- رسوبی (Moxham, 1990; Yaghoubi, 1999; Dalfardi, 2012)، آهن نواری آلگوما (Khalili-Mobarhan, 1993)، آهن نواری سوپریور (Pourkhak, 2003)، آهن نواری راپیتان (Babaki, 2004; Babaki and Aftabi, 2007) و اسکارن (Hallaji, 1991; Torabian, 2007; Mahmoudi et al., 2017; Mirzaei et al., 2018) پیشنهاد شده‌اند. همچنین، Bayati-Rad و همکاران (2013) و Badavi (2018) فراوانی عنصرهای کمیاب در مگنتیت‏‏‌های کانسار گل‌گهر را ارزیابی کرده‌اند. با وجود بررسی‌های یادشده، تا کنون بررسی جامعی دربارة زمین‏‌شیمی کانسنگ مگنتیتی و کانی‏‏‌های سولفیدی و در نهایت الگوی کانسار‏‌سازی در آنومالی شمارة 3 انجام نشده است. بررسی ساخت و بافت در کانسنگ مگنتیتی و کانی‏‏‌های سولفیدی، بررسی کانی‌‌شناسی سنگ‏‏‌های همبر، زمین‏‌شیمی کانسنگ مگنتیتی و کانی‏‏‌های سولفیدی و در نهایت پیشنهاد الگوی کانی‏‌زایی از مهم‌ترین هدف‌های این پژوهش به‌شمار می‌روند.

 

زمین‌‌شناسی عمومی آنومالی شمارة 3 گل‌گهر

معدن گل‌گهر در فاصلة 53 کیلومتری جنوب‌باختری شهرستان سیرجان (طول جغرافیایی خاوری '15°55 تا '24°55 و عرض جغرافیایی شمالی '03°29 تا '07°29)، در مرز خاوری پهنة سنندج- سیرجان جای گرفته است و 6 ذخیرة معدنی دارد (شکل 1). کهن‏‌ترین واحد‏‏‌های زمین‌‌شناسی در منطقة گل‌گهر (شکل 1)، مرمرهای لایه‏‌ای براکیوپوددار به سن کامبرین زیرین هستند (Sabzehei et al., 1994). این مرمرها روی گدازه‏‏‌های مافیک و الترامافیک مجموعه گل‌گهر رخنمون دارند و ازاین‌رو، سن این مجموعه پرکامبرین بالایی یا نئوپروتروزییک- پالئوزویک زیرین است. برپایة روش سن‌سنجی اورانیم- سرب (زیرکن)، گرانیتوییدهای همزمان با کوهزایی (Syntectonic) در جنوب‌خاوری منطقه (شکل 1)، سن 544 تا 605 میلیون سال پیش (نئوپروتروزوییک– کامبرین زیرین= ادیاکاران) را نشان می‌دهند (Hassanzadeh et al., 2008; Safarzadeh et al., 2016). این سنگ‌ها در رخسارة شیست‌سبز دگرگون شده‏‏‌اند. همچنین، داده‏‏‌های ایزوتوپی گوگرد در پیریت (24.%+) و نیز ترکیب شیمیایی سولفات در آب دریا، بازة زمانی در زمان ادیاکاران را نشان می‌دهند (Dalfardi, 2012). تا کنون نشانه‌ای از هاله دگرگونی همبری در پیرامون تود‏‏‌ه‌ای گرانیتوییدی دیده نشده است (Dimitrijevic, 1973; Hassanzadeh et al., 2008; Safarzadeh et al., 2016). ازاین‌رو، هالة دگرگونی اسکارن که Mahmoudi و همکاران (2017) و Mirzaei و همکاران (2018) پیشنهاد کرده‌اند سئوال برانگیز است.

 

شکل 1- A) جایگاه کانسار گل‌گهر در ایران، B) نقشة زمین‌‌شناسی منطقة گل‌گهر، C) محل نمونه‌برداری در پیت معدن، دامپ باطله و چاه‌های اکتشافی در معدن شمارة 3 گل‌گهر (با تغییراتی پس از Sabzehei و همکاران (1994)، Badavi (2018)، Atapour و Afatbi (2019))

 

 

 


 

 

برپایة بررسی‌های Sabzehei و همکاران (1994)، مرمر و شیست‏‏‌های سبز و متابازالت‏‏‌های بالشی از گروه‌های سنگی دونین منطقه هستند و در رخسارة شیست‌سبز دگرگون شده‏‏‌اند. این سنگ‌ها را میکاشیست، کوارتزیت، توربیدیت‏‏‌های آهکی دگرگون‌شده، شیل، ماسه‏‌سنگ و رادیولاریت به سن کربونیفر پوشانده‏‏‌اند. این مجموعه را تناوبی از فیلیت، ماسه‏‌سنگ‏‏‌های آرکوزی دگرگون‌شده، متابازالت، دولومیت و سنگ‌آهک‏‏‌های متبلور فوزولین‏‏‌دار پرمین دربر گرفته‌اند. تریاس در این منطقه بیشتر دربردارندة آهک‏‏‌های ریفی و دولومیت، شیل، ماسه‏‌سنگ و گدازه‏‏‌های بازالتی است و روی آن سنگ آهک‏‏‌های ریفی با شیل و ماسه‏‌سنگ و کنگلومرای ژوراسیک جای می‏‏‌گیرند. سنگ آ‏‏‌هک‌های اوربیتولین‏‏‌دار از واحدهای کرتاسه در این منطقه به‌شمار می‌روند. سنگ‏‏‌ آهک‌های رسوبی شبه‌فلیش (شیل، ماسه‏‌سنگ، کنگلومرا، ماسه‏‌سنگ آهکی نومولیت‌دار) همراه با گدازه‏‏‌های آندزیتی ائوسن روی مجموعه‏‏‌های پیشین جای دارند. این واحدها را آهک‏‏‌های ریفی، کنگلومرای‏‏‌های سخت‌نشده و مارن‏‏‌های الیگومیوسن پوشانده‌اند. مارن، مارن گچ‏‏‌دار (Qpl)، کنگلومراهای سخت‌نشده (Qplc)، پادگانه‏‏‌ها و مخروط افکنه‏‏‌های کهن (Qt1) و جوان (Qt2)، ماسه‏‏‌ها و رس‏‏‌های نمک‏‏‌دار (Qss)، پهنة نمکی (Qsp) و رسوب‌های بستر رودخانه (Qal) از رسوب‌های کواترنر به‌شمار می‌روند. گسل‏‏‌های معکوس، عادی و راستالغز در رسوب‌های آبرفتی جوان منطقه نشان‏‌دهندة فعال‏‌بودن منطقه از دیدگاه زمین‏‌ساختی هستند.

 

زمین‌‌شناسی معدنی آنومالی شمارة 3 گل‌گهر

آنومالی شمارة 3، بزرگ‏‌ترین تودة معدنی مجموعه گل‌گهر است که در ژرفای 240 متری و در پلة 17 در حال استخراج است (Kusha Madan Consulting Engineers, 2016) (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- جایگاه و ذخیرة (برپایة میلیون تن) آنومالی‏‏‌های گوناگونِ معدن گل‌گهر (Kusha Madan Consulting Engineers, 2016)

 

 

ستون چینه‌‌شناسی یکی از چاه‌های اکتشافی در معدن گل‌گهر که تا ژرفای 55/118 متری حفر شده است (شکل 3) دربردارندة کانسنگ مگنتیت پایینی است و میان‏‌لایه‏‌هایی از آمفیبول‌شیست (اکتینولیت‌شیست)، شیست کلریتی و سریسیتی، مرمر و کوارتزیت در فاصلة میان آن دیده می‏‏‌شوند. این گروه‌های سنگی همانند رخساره‏‏‌های سنگی گوناگون در چاه‌های اکتشافی آنومالی شمارة 3 هستند. لایه‏‏‌های آمفیبول‌شیست، بالاترین بخش کانسنگ مگنتیت پایینی را می‌سازند و پس از آنها، کانسنگ مگنتیتی به‌‌طور متناوب با میان‏‌لایه‌هایی از شیست کلریتی و سریسیتی، مرمر و کوارتزیت دیده می‌شوند. روی آنها، لایة مگنتیت بالایی و رسوب‌های منفصل و کنگلومراهای سخت‌نشده جای می‏‏‌گیرند. حضور میان‏‌لایه‏‏‌هایی ریز از کلریت‌شیست و تالک‌شیست در این کانسنگ نیز تایید شده است (Kusha Madan Consulting Engineers, 2016).

پهنة اکسیدی سطحی دربردارندة هماتیت، گئوتیت، لیمونیت، مگهمیت، مارتیت و ژاروسیت است؛ اگرچه مقدار بسیار کمی از مگنتیت، کالکوپیریت و پیریت نیز در آن دیده می‏‏‌شود. همچنین، ساخت نواری اکسیدآهن همراه با چرت (در ژرفای شش متری) دیده می‏‏‌شود (Badavi, 2018):

الف- بخش مگنتیت بالایی از کانی‏‏‌های سولفیدی و فسفری فقیر است (9 میلیون تن ذخیره، 38/52 درصد آهن، 091/0درصد گوگرد و 092/0درصد فسفر) و اندازة بلورهای مگنتیت آن ریز تا متوسط است (Badavi, 2018)؛

ب– بخش کانسار اکسیدی (20/13 میلیون تن ذخیره، 96/51 درصد آهن، 349/0درصد گوگرد و 115/0 درصد فسفر) که دربردارندة هماتیت، گوتیت و کمی مارتیت و مگهمیت ثانویه است و در زیر مگنتیت بالایی پدید آمده است؛

پ- بخش مگنتیتی پایینی از کانی‏‏‌های سولفیدی (5/566 میلیون تن ذخیره، 83/53 درصد آهن، 828/1 درصد گوگرد و 12/0 درصد فسفر) سرشار است و در زیر بخش کانسار اکسیدی جای می‏‏‌گیرد و بزرگ‏‌ترین بخش آنومالی شمارة 3 را می‌سازد. بخش بزرگی از کانسار از مگنتیت همراه با مقادیر کمی پیریت، کالکوپیریت و پیروتیت ساخته شده است (Kusha Madan Consulting Engineers, 2016). در حقیقت، این بخش بخشی از مگنتیت پایینی است که پیریت فراوانی دارد. اکسیداسیون پیریت و مگنتیت به هماتیت، گئوتیت، لیمونیت، مگهمیت، مارتیت و ژاروسیت در پی واکنش آب‌های فرورو و زیرزمینی با پیریت روی داده است (Lottermoser, 2007).

 

شکل 3- ستون چینه‌‌شناسی کانسار گل‌گهر (با تغییراتی پس از Anonymous، 1992)

 

نمونه‌برداری، آماده‏‌سازی و روش انجام پژوهش

در این بررسی، نمونه‌برداری به‏‌صورت نامنظم، از محدودة پیت اصلی معدن، مغزه‏‏‌های حفاری و دامپ باطله انجام شد. در مجموع، 91 نمونه (31 نمونه از بخش روباز معدن، 21 نمونه از پیت معدن، 4 نمونه از محل سنگ‌شکن و 6 نمونه از پهنة اکسیدی سطحی، 30 نمونه از مغره‏‏‌های حفاری (مگنتیت بالایی و پایینی و سنگ‏‏‌های همبر) و 30 نمونه از سنگ‏‏‌های همبر کانسار که از دامپ باطله) گردآوری شد. شمار 28 مقطع نازک از سنگ‏‏‌های همبر و 41 مقطع صیقلی از بخش کانه‏‏‌ها ساخته شد. این مقطع‌ها در آزمایشگاه کانی‌‌شناسی بخش مهندسی معدن دانشگاه شهید باهنر کرمان بررسی شدند. برای جدایش کانی‏‏‌های سولفیدی از کانسنگ مگنتیتی، پس از خردایش نمونه‏‏‌های کانسنگ، کانی‏‏‌های سولفیدی نخست جداسازی شدند. سپس نمونه‏‏‌های سولفیدی جدا شدند و نمونه‏‏‌های کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ‏‏‌های همبر با سنگ‌شکن فکی و غلتکی خرد و در آسیای گلوله‏‏‌ای و پود‌رکن دیسکی پودر شدند. در پایان، نمونه‏‏‌های یادشده با روش چهاربخشی‌کردن و سرند‏‏‌های ASTM (Lapakko, 2002) به قطر 200 مش برای تجزیة شیمیایی آماده شدند. شمار 30 نمونه از نمونه‏‏‌های آماده‏‌سازی‌شده برای تجزیة شیمیایی به روش ICP-MS به مرکز تحقیقات و فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شد. داده‏‏‌های به‌دست‌آمده در جدول‏‌های 1، 2 و 3 آورده شده‌اند. برپایة روش به‌کاررفته، دقت اندازه‌گیری داده‏‏‌ها 85 تا 95 درصد است.

 

 

جدول 1- میانگین، تغییرات و انحراف ‌از معیار عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) در گروه‏‏‌های نمونه‌برداری‌شده و شدت غنی‏‌شدگی کانسنگ دربرابر ترکیب پوسته و کانسارهای مهم دنیا (مقدار سیلیس اندازه‌گیری نشده است)

 

Sample No.

Elements

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3*

MgO

CaO

Na2O

K2O

MnO

P2O5

S

D.L.

-

0.02

0.02

0.01

0.04

0.01

0.01

0.01

0.001

0.02

0.01

 

Sulfide minerals

Min

-

0.02

0.19

35.33

0.17

0.28

0.1

0.09

0.01

0.02

4.12

Max

-

0.05

0.3

62.87

2.95

1.78

0.1

0.09

0.04

0.57

25.35

Mean

-

0.03

0.22

56.38

1.24

0.89

0.1

0.9

0.02

0.09

19.52

Sd

-

0.01

0.04

6.96

0.97

0.48

0.0

0.0

0.01

0.15

5.74

Magnetite ores

Min

-

0.03

0.43

53.05

2.12

0.39

0.1

0.09

0.03

0.05

0.77

Max

-

0.15

3.25

71.45

11.46

6.18

0.26

1.07

0.09

3.34

4.43

Mean

-

0.08

1.21

63.67

5.27

2.54

0.15

0.23

0.05

0.92

2.2

Sd

-

0.04

0.97

6.62

3.12

2.33

0.06

0.37

0.02

1.22

1.3

Gossanized zone

Min

-

0.02

0.19

2.51

0.17

0.14

0.1

0.09

0.01

0.02

0.08

Max

-

0.08

1.98

70.69

0.17

0.28

0.1

0.39

0.04

0.85

0.51

Mean

-

0.44

0.99

47.36

0.17

0.21

0.1

0.19

0.03

0.42

0.27

Sd

-

0.35

0.91

38.85

0.0

0.07

0.0

0.17

0.01

0.41

0.22

Host rocks

 (schist)

Min

-

0.22

5.87

6.31

0.17

0.55

0.1

0.75

0.03

0.09

0.08

Max

-

2.14

14.64

12.33

4.89

5.29

4.97

3.74

0.14

0.48

1.68

Mean

-

0.65

10.69

9.63

3.03

1.75

2.57

2.31

0.06

0.23

0.9

Sd

-

0.83

3.35

2.25

1.93

2

1.76

1.13

0.05

0.15

0.74

Mean

Crust *

-

0.95

15.36

7.18

3.46

5.08

3.81

3.12

0.12

0.27

0.05

Rapitan **

-

0.27

3.18

40.9

1.24

1.79

0.28

0.45

0.23

0.35

-

Ediacaran***

-

0.3

0.42

61.81

0.09

0.14

0.3

0.13

0.02

2.84

-

Superior **

-

0.04

1.5

12.17

1.93

2.24

0.13

0.2

0.49

0.08

0.2

Algoma**

-

0.12

3.7

14.84

2

1.87

0.43

0.62

0.19

0.23

1.75

Enrichment Factor

Magnetite

 ores

Crust

-

0.08

0.08

8.87

1.52

0.50

0.04

0.07

0.42

3.41

44.00

Rapitan

-

0.30

0.38

1.56

4.25

1.42

0.54

0.51

0.22

2.63

-

Ediacaran

-

0.27

2.88

1.03

58.56

18.14

0.50

1.77

2.50

0.32

-

Superior

-

2.00

0.81

5.23

2.73

1.13

1.15

1.15

0.10

11.50

11.00

Algoma

-

0.67

0.33

4.29

2.64

1.36

0.35

0.37

0.26

4.00

1.26

Sulfide minerals

Crust

-

0.03

0.01

7.85

0.36

0.18

0.03

0.29

0.17

0.33

390.40

*Levinson (1980); **Gross and Mcleod (1987), Yeo (1981), Maynard (1983); ***Atapour and Aftabi (2017)


جدول 2- میانگین، تغییرات و انحراف ‌از معیار عنصرهای فرعی (برپایة گرم در تن) و شدت غنی‏‌شدگی دربرابر ترکیب پوسته و کانسارهای مهم دنیا

 

Sample No.

Elements

Cu

Mo

Pb

Zn

Cr

Ni

Co

Sn

V

D.L.

1

1

5

5

1

1

1

1

5

 

Sulfide minerals

Min

200.7

1.56

51.14

37.48

238.4

132.6

278.1

0.75

8.81

Max

2645

10.7

1219

7291

400.5

1369

3105

16.54

 138.3

Mean

871.65

5.67

190.51

781.84

318.34

600.4

1503.4

3.29

56.11

Sd

624.1

3.08

317.38

1985.45

56.75

444.4

709.6

4.21

49.05

Magnetite ores

Min

104

1.15

48.97

58.23

1

19.3

30.9

2.7

16.31

Max

405.8

5.65

71.52

136.4

28.05

202.2

262.3

8.54

641

Mean

241.64

2.83

60.56

106.34

8.27

94.8

131.6

5.18

306.25

Sd

120.95

1.56

7.85

31.49

9.45

67.18

80.5

2.48

246.82

Gossanized zone

Min

3.3

0.75

5

5

1

1

4.44

5.24

24.61

Max

90.3

3.32

56.96

82.09

23.8

133.7

31.25

7.74

809.9

Mean

61

2.22

39.17

47.44

13.94

84.33

21.7

6.25

459.07

Sd

49.97

1.32

29.6

39.13

11.71

72.6

15.03

1.32

399.27

Host rocks

Min

5.97

2.99

13.31

35.65

9.85

7.04

9.62

2.52

39.82

Max

70.25

10.79

40.15

76.9

146.4

72.7

112.2

4.54

183.8

Mean

31.32

4.93

26.18

57.68

90.72

38.6

54.8

3.55

84.16

Sd

23.73

3.29

10.45

15.58

50.87

26.6

45.2

0.95

59.35

Mean

Crust *

55

1.5

12.5

70

100

75

25

2

135

Rapitan **

436

34

-

18

-

6

1.8

4

38

Ediacaran***

59

-

-

26

27

8

8

-

38

Superior **

14

-

-

40

112

37

28

-

42

Algoma**

149

-

-

330

118

103

41

-

109

Enrichment

factor

Magnetite ores

Crust

4.39

1.89

4.84

1.52

0.08

1.26

5.3

2.59

2.27

Rapitan

0.55

0.08

-

5.91

-

15.8

73.1

1.30

8.06

Ediacaran

4.10

-

-

4.09

0.31

11.8

16.45

-

8.06

Superior

17.26

-

-

2.66

0.07

2.56

4.70

-

7.29

Algoma

1.62

-

-

0.32

0.07

0.92

3.21

-

2.81

Sulfide minerals

Crust

15.85

3.78

15.24

11.17

3.18

8.01

60.14

1.65

0.42

*Levinson (1980); **Gross and Mcleod (1987), Yeo (1981), Maynard (1983); ***Atapour and Aftabi (2017)

 

جدول 3- میانگین، تغییرات و انحراف از معیار عنصرهای کمیاب (برپایة گرم در تن) در نمونه‏‏‌های گوناگون و شدت غنی‏‌شدگی دربرابر ترکیب پوسته و کانسارهای مهم دنیا

 

Sample No.

Elements

As

Sb

Ga

La

Ce

Pr

Nd

Sm

Gd

Dy

Er

Yb

D.L.

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

 

Sulfide minerals

Min

19.63

1.49

1

0.8

0.8

-

0.8

-

0.8

0.8

-

-

Max

439.2

14.59

13.78

1.9

3.8

-

2.3

-

1.5

1.3

-

-

Mean

121.35

4.41

4.69

0.9

1.7

-

0.9

-

0.8

0.8

-

-

Sd

109.45

3.73

3.73

0.4

1

-

0.5

-

0.2

0.2

-

-

Magnetite

ores

Min

7.64

1.44

4.51

0.8

0.8

0.8

0.8

0.8

0.8

0.8

0.8

0.8

Max

114.2

2.72

46.38

10

20

3.6

21

7.4

8.6

6.3

3.4

2.1

Mean

31.15

2.16

25.7

4.1

11

1.7

7.5

2.6

2.9

2.3

1.4

1.1

Sd

37.5

0.54

14.1

3.8

8

1.2

8.1

2.6

3.2

2.3

1.1

0.6

Gossanized

zone

Min

15.82

1.09

29.4

0.8

1.1

0.8

0.8

0.8

-

-

-

-

Max

91.99

2.73

58.8

6.7

19

2.1

6.9

1.4

-

-

-

-

Mean

43.44

1.75

47.5

3.4

9.3

1.3

4.4

1

-

-

-

-

Sd

42.18

0.87

15.84

3

8.8

0.7

3.2

0.4

-

-

-

-

Host rocks

Min

6.03

1.15

7.39

-

41

1.2

4.7

1

0.8

1.1

0.8

0.8

Max

55.66

2.6

16.42

-

137

8.9

35

8.5

9.2

8.4

4.6

3.8

Mean

18.26

1.67

12.93

-

85

5.9

23

5.3

5.2

4.9

2.7

2.3

Sd

21.25

0.55

3.74

-

35

3.1

13

2.8

3

2.7

1.4

1.2

Mean

Crust *

1.8

0.2

15

30

60

8.2

28

6

5.4

3

2.8

3

Rapitan **

-

-

16

22

27

2.1

5.4

0.8

1.1

0.7

0.5

0.4

Ediacaran***

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Superior **

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Algoma**

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Enrichment

Factor

Magnetite

ores

Crust

17.31

10.80

1.71

0.14

0.18

0.21

0.27

0.43

0.54

0.77

0.50

0.37

Rapitan

-

-

1.61

0.19

0.40

0.81

1.39

3.25

2.64

3.29

2.80

2.75

Ediacaran

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Superior

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Algoma

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

-

Sulfide

minerals

Crust

67.42

22.05

0.31

0.03

0.03

-

0.03

-

0.15

0.27

-

-

*Levinson (1980); **Gross and Mcleod (1987), Yeo (1981), Maynard (1983); ***Atapour and Aftabi (2017)


 


ساخت و بافت در تودة معدنی و سنگ همبر

مهم‏‌ترین ساخت‏‏‌ها و بافت‏‏‌های دیده‌شده در نمونة معدنی و سنگ همبر به شرح زیر هستند:

 

الف- ساخت و بافت لایه‌ای یا نواری: این ساخت و بافت دربردارندة تناوبی از لایه‏‏‌ها یا نوارهایی از مگنتیت و هماتیت با کانی‏‏‌های سولفیدی (بیشتر پیریت و درمواردی کالکوپیریت و بورنیت) (شکل 4) است و در نمونه‏‏‌های معدنی و یا در سنگ‏‏‌های همبر (مانند: بیوتیت‌شیست، اکتینولیت‌شیست، ژاسپیلیت و کوارتزیت) (شکل‌های 5- A و 5- B) دیده می‏‏‌شود.

 

ب- ساخت و بافت توده‏‏‌ای: این ساخت و بافتدربردارندة بلورهای متراکم مگنتیت است کهدر پی غلظت بالای یون آهن در محلول‏‏‌های گرمابی نسبت به اسید سیلیسیک پدید آمده است (Maynard, 1983). چگونگی پیدایش مگنتیت در کانسارهای آهن نواری گوناگون بدین‌گونه است که نخست ژل‏‏‌های اکسیدی و هیدروکسیدی نخستین پدید می‌آیند؛ سپس در پی فرایند دیاژنز و دگرگونی بلورهای مگنتیت و هماتیت جایگزین آنها می‌شوند (Maynard, 1983).

 

 

     

شکل 4- A) ساخت لایه‏‌ای ژاسپیلیت و شیست در کانسنگ پهنة اکسیدی سطحی؛ B) ژاسپیلیت و مگنتیت در کانسنگ مگنتیتی؛ C) ساخت لایه‏‌ای پیریت درون مگنتیت

 

     

شکل 5- A، B) بافت لایه‌ای و گسلیده هماتیت در کوارتز سریسیت‌شیست با نیکل موازی؛ C) ساخت رگه‏‏‌ای پیریت نیکل موازی (پیریت: Py؛ مگنتیت: Mag؛ هماتیت: Hem؛ بیوتیت: Bio)

 

 

پ- بافت انتشاری: این بافت دربردارندةبلورهای شکل‏‌دار یا نیمه‏‏‌شکل‏‌دار مگنتیت در زمینه‏‏‌ای از پیریت است.

 

ت- ساخت و بافت چین‌خورده و گسلیده: این ساخت و بافت در پی فرایندهای کوهزایی و دگرگونی روی ساختارهای رسوبی- آتشفشانی و نوارهای مگنتیتی- هماتیتی پدید می‌آید و بیشتر در مگنتیت و به‌ندرت در پیریت دیده می‌شود. ازاین‌رو، این بافت و ساخت نشان‌دهندة فرایندهای زمین‌ساختی و دگرگونی پس از رسوب‌گذاری است (شکل‌های 5- A و 5- B).

 

ث- ساخت و بافت رگه‏‏‌ای و رگچه‌ای: این ساخت و بافت بیشتر از رگچه‏‏‌های کلسیتی، سیلیسی، سولفیدی (پیریت) ساخته شده است که تودة معدنی و سنگ‏‏‌های همبر را قطع می‏‏‌کنند (شکل 5- C).

 

ج- ساخت و بافت برشی یا کاتاکلاستیک: این ساخت و بافت از پاره‌های خردشده کانسنگ اولیه (مگنتیت) در زمینه‏‏‌ای از شیست‏‏‌های منطقه و تودة معدنی ساخته شده و نشان‏‌دهندة دگرگونی و گسلش است..

 

چ- ساخت و بافت گنایسی:این ساخت و بافت که در بررسی‏‏‌های صحرایی در آنومالی شمارة 3 گل‌گهر، چندین نمونه ساخت مشابه گنایس دیده شد، از سریسیت، کلریت و کوارتز ساخته شده‏‏‌ است. این پاراژنز کانی‌‌شناسی با اینکه ساخت گنایسی نشان می‌دهد، اما به رخسارة شیست مربوط است. ازاین‌رو، به‌کاربردن واژه گنایس سئوال برانگیز است. همچنین، حضور متاچرت‏‏‌های چشمی‌شکل در شیست‏‏‌ها (شکل 6- A) همراه با سریسیت و کلریت، هر چند بافتی همانند گنایس را در سنگ نشان می‏‏‌دهد، اما نشان‌دهندة دگرگونی گرانیت‏‏‌ها در رخسارة شیست‌سبز است.

 

ح- ساخت و بافت قطعات معلق: در این ساخت و بافت،حضور پاره‌های کمابیش گردشده کربناتی و کوارتزی درون شیست‏‏‌ها و نمونه‏‏‌های معدنی (شکل 6- B) نشان‌دهندة حضور افتان‌سنگ‏‏‌ها (dropstones) باشد. این قطعات نابرجا هستند و نشان‌دهندة حضور فعالیت‏‏‌های یخچالی در زمان پیدایش رسوب‌ها و هیدرواکسیدهای آهن هستند (Pettijohn, 1975).

 

 

   

شکل 6- A) ساخت گنایسی با لایه‏‌هایی از شیست‏‏‌های سریسیتی و کلریتی؛ B) قطعات معلق درون لایه‏‏‌های شیست‌سبز

 

 

خ- ساخت و بافت چین‌خورده و گسلیده: این ساخت و بافت پیامد فرایند‏‏‌های کوهزایی و دگرگونی روی ساختارهای رسوبی- آتشفشانی و نوارهای مگنتیتی- هماتیتی است و بیشتر در مگنتیت و به‌ندرت در پیریت دیده می‌شود. ازاین‌رو، نشان‏‌دهندة فرایندهای زمین‏‌ساختی و دگرگونی پس از رسوب گذاری است.

 

د- ساخت و بافت سوپرژن (پهنة اکسیدی سطحی): این ساخت و بافت به‏‌صورت ساخت جعبه‏‏‌ای (Boxwork) ثانویهدر پی اکسید‏‌شدن مانند مگنتیت و نوارهای پیریت و کالکوپیریت توسط آب‏‏‌های سطحی و فرورو پدید می‌آید. اکسی‌هیدروکسیدهای ‌آهن از نخستین کانی‏‏‌های پدیدآمده از اکسیداسیون هستند که با گذشت زمان با لیمونیت، گئوتیت و هماتیت جایگزین می‏‏‌شوند (Guilbert and Park, 1997).

 

کانی‌‌شناسی تودة معدنی و سنگ همبر

شکل 7 توالی کانی‌‌شناسی کانی‏‏‌های آنومالی شمارة 3 معدن گل‌گهر را نشان می‏‏‌دهد. نخستین مرحله نشان‏‌دهندة فوران‏‏‌های زیردریایی بازالتی همراه با رسوبگذاری رسوبات آواری (کوارتز) و شیمیایی (کلسیت و دولومیت) همراه با کانی‏‏‌های دگرسانی زیردریایی است. در مرحله دوم، در پی دیاژنز، سنگ‏‏‌های رسوبی آواری (ماسه‏‌سنگ، چرت و شیل)، شیمیایی (سنگ‏‏‌های کربناتی) همراه با مرحله اصلی کانی‏‌زایی مگنتیت- هماتیت در سنگ‏‏‌های آتشفشانی- رسوبی پدید می‌آیند. در مرحله سوم، به‌دنبال دگرگونی ناحیه‌ای هنگام کوهزایی کیمیرین همة توالی‏‏‌های رسوبی و اکسیدهای آهن به کوارتزیت، شیست، مگنتیت درشت بلور و جهت‌یافته و متابازالت تبدیل می‏‏‌شوند. به‌دنبال افزایش فشار و دما در ژرفایی بیشتر از رخسارة شیست‌سبز، سنگ‏‏‌های گرانیتوییدی همزمان با کوهزایی در پی آناتکسی پدید می‏‏‌آیند. نشانه‌هایی از هالة دگرگونی همبری در پیرامون این توده‏‏‌ها دیده نشد؛ اما فراوانی سریسیت و کلریت جهت‌یافته نشان‏‌دهندة دگرگونی ناحیه‌ای این نوع سنگ‏‏‌هاست. کاربرد روش سن‌سنجی اورانیم- سرب برای زیرکن این توده‏‏‌ها سن نئوپروتروزوییک- کامبرین (ادیاکاران) را نشان می‏‏‌دهد (Safarzadeh et al., 2016). در مرحله پایانی، به‌دنبال هوازدگی شیمیایی و اکسیداسیون، مگنتیت و سولفیدها با هماتیت، گئوتیت، مگهمیت، مارتیت جایگزین می‏‏‌شوند.

 

 

 

 

شکل 7– پاراژنزهای احتمالی کانی‏‏‌ها هنگام مراحل گوناگون پیدایش آنومالی شمارة 3 گل‌گهر


 

 

مگنتیت: اینکانی به‏‌صورت شکل‏‌دار (شکل 8- A)، توده‌ای (شکل 8- B)، لایه‌ای، انتشاری و خردشده در کانسنگ آنومالی شمارة 3 یافت می‏‏‌شود. مگنتیت توده‏‏‌ای در شرایطی پدید می‌آید که در زمان پیدایش کانسار، غلظت آهن دربرابر اسیدسیلیسیک (H4SiO4) بالا باشد (Maynard, 1983). مگنتیت انتشاری به‏‌صورت پراکنده در میان کانی‏‏‌های سیلیکاتی یا سولفیدی دیده می‏‏‌شود.

 

هماتیت، مگهمیت و گئوتیت: این کانی‏‏‌ها پس از مگنتیت و هماتیت نخستین فراوانی بیشتری دارند. هماتیت ثانویه در پی دگرسانی و هوازدگی مگنتیت (شکل 8- C) در کناره‌ها پدید می‌آید (Klein, 2005). مگهمیت کانی ثانویه‌ای است که به رنگ نارنجی مایل به سرخ و زرد با سختی کمابیش کم دیده می‏‏‌شود. نخستین فراورده‌های دگرسانی و اکسیداسیون، مگنتیت و کینومگنتیت و سپس مگهمیت و در پایان مارتیت هستند (Harding, 2009; Maynard, 1983). در مقطع صیقلی، کینومگنتیت به رنگ قهوه‏‏‌ای مایل به خاکستری در پیرامون مگنتیت دیده می‏‏‌شود. گئوتیت، پایدارترین اکسیدآهن و فراورده پایانیِ اکسیداسیون مگنتیت است که هنگام دگرسانی و هوازدگی پدید می‏‏‌آید (Harding, 2009; Maynard, 1983).

 

 

     

شکل 8- A) مگنتیت شکل‏‌دار با پیریت؛ B) مگنتیت توده‏‏‌ای با کالکوپیریت؛ C) جایگزینی مگنتیت با هماتیت در بخش پهنة اکسیدی سطحی کانسار (پیریت: Py؛ کالکوپیریت: Cyp؛ مگنتیت: Mag؛ هماتیت: Hem؛ بیوتیت: Bio)

 

 

پیریت: این کانی به شکل پیریت انتشاری بی‌شکل (شکل 9- A) و نیمه‏‏‌شکل‏‌دار (شکل 9- B) و شکل‏‌دار (شکل 9- C) همراه با مگنتیت پدید می‌آید. همان‌گونه‌‌که در هر سه شکل دیده می‏‏‌شود، هیچ نشانه‌ای که نشان‌دهندة قطع‏‌شدگی مگنتیت با این کانی‏‏‌ها باشد دیده نمی‏‏‌شود. ازاین‌رو، این کانی چه‌بسا به‏‌صورت همزاد با مگنتیت پدید آمده باشد. برپایة داده‏‏‌های به‌دست‌آمده، پیریت‏‏‌های شکل‏‌دار چه‌بسا از تبلور دوبارة پیریت‏‏‌های نیمه‏‏‌شکل‏‌دار در هنگام دیاژنز و یا دگرگونی (Spry et al., 2000) پدید می‏‏‌آیند (شکل 9- C). همچنین، پیریت به‏‌صورت لایه‏‌ای میان‏‌لایه‌ایِ مگنتیت و گاه هماتیت و بیوتیت، اکتینولیت و سیلیکات‏‏‌های دیگر دیده می‏‏‌شود. این ویژگی نشان‏‌دهندة کانه‏‌زایی همزاد سولفیدها با اکسیدهای آهن و رسوب‌های شیلی –کربناتی در پهنة رسوبی است. جهت‌یابی کانی‏‏‌های سیلیکاتی دگرگونی با مگنتیت و پیریت (شکل 4- C) همزاد‏‌بودن این کانی ها را نشان می‏‏‌دهد. در تایید این نکته، در مقیاس چینه‌‌شناسی ساخت لایه‏‌ای (شکل 3) میان شیست‏‏‌ها گوناگون و مگنتیت پایینی و بالایی نشان‏‌دهندة لایه‏‌ای ‏‌بودن یا نواری‏‌بودن کانسار گل‌گهر و آنومالی شمارة 3 است. افزون‏‌براین، برپایة یافته‌های Maynard (1983)، در بیشتر کانسارهای آهن نواری، بیشتر سولفیدها به‌ویژه پیریت همزاد با هیدروکسیدها و اکسیدهای آهن پدید می‌آید. پیریت خردشده، هنگام گسلش پس از دیاژنز و با احتمال بیشتر هنگام دگرگونی و در پی تنش‏‏‌های زمین‏‌ساختی پدید آمده است. حضور گسل‏‏‌های فراوان در کانسار بررسی‌شده (Anonymous, 1992) چه‌بسا علت خرد‏‌شدگی پیریت‏‏‌ها باشد. پیریت رگه‌ای، در پی سرد‏‌شدن محلول‏‏‌های دگرگون‌زاد (چه‌بسا دگرگونی پسرونده) در مرحله پایانی کانی‏‌زایی پدید آمده است (شکل 5- C). این نوع پیریت‏‏‌ها در منطقه اکسیدان به‌دنبال فرایندهای سوپرژن و هوازدگی با گئوتیت جایگزین شد‌ه‌اند.

کالکوپیریت: این کانی در فاصلة بلورهای مگنتیت (شکل 8- B) دیده می‏‏‌شود. بررسی‏‏‌های بافتی نشان می‏‏‌دهند این کانی در کانسارهای آهن نواری به‌دنبال ته نشینی از ژل اولیه مکیناویت پدید آمده است (Bralia et al., 1979; Maynard, 1983). بورنیت به مقدار بسیار کم در شماری از نمونه‏‏‌ها دیده می‏‏‌شود.

 

کانی‏‏‌های دیگر: کوارتز، در شیست‏‏‌های گوناگون، کوارتزیت و کوارتز سریسیت‌شیست به فراوانی در اندازه‏‏‌های مختلف تا به‌اندازة چشم‏‏‌های کوارتزی درشت بلور (چند سانتیمتری) دیده می‏‏‌شود. بیوتیت کانی اصلی در بیشتر شیست‏‏‌هاست و در متاگرانیت نیز دیده می‏‏‌شود.

 

 

     

شکل 9- پیریت‌های انتشاری گوناگون که به‏‌صورت انتشاری درون مگنتیت دیده می‌شوند: A) پیریت انتشاری بی‌شکل؛ B) پیریت نیمه‏‏‌شکل‏‌دار؛ C) پیریت شکل‏‌دار (پیریت: Py؛ مگنتیت: Mag؛ بیوتیت: Bio)

 

 

کلریت به شکل بلورهای کشیده و شکل‏‌دار در میان توالی‏‏‌های اکسیدی و سولفیدی دیده می‌شود. انواع با مرزهای گردشده (قدیمی‌تر) چه‌بسا به قطعات معلق مربوط باشند. سریسیت در سریسیت‌شیست‏‏‌ها و کوارتز شیست‏‏‌ها، فلدسپارها (آلبیت، الیگوکلاز، ارتوز و میکروکلین)، در سنگ‏‏‌های بیوتیت‌شیست، سریسیت‌شیست و متاگرانیت‏‏‌ها، اکتینولیت در شیست‏‏‌های سبز دیده می‏‏‌شود. اپیدوت در شیست‌سبز (متابازالت) دیده می‏‏‌شود؛ اگرچه در فرایندهای دگرگونی درجه پایین، در پی واکنش کلسیت با کانی‏‏‌های رسی و کلریت در دمایی نزدیک‌‌به 350 تا 400 درجه سانتیگراد پدید می‌آید (Faure, 1992). تالک به شکل کانی‏‏‌های جهت‌یافته و ورقه‏‏‌ای فراوان در تالک‌شیست دیده می‏‏‌شود. پیش کانی تالک، کلریت و رس‏‏‌های اولیه نونترونیت هستند که با پیشرفت دیاژنز و دگرگونی با تالک آهن‏‏‌دار جایگزین شده‏‏‌اند (Faure, 1992). پیدایش تالک و انواع آن پیامد واکنش منیزیم آب دریا با مذاب بازالتی و کانی‏‏‌های سیلیکاتی در محیط رسوبی است. همچنین، چه‌بسا پیدایش تالک‌ها پیامد واکنش سیلیس محلول با گرینالیت یا کلریت باشد (Trendall and Morris, 1983). تالک در مغزه‏‏‌های حفاری معدن شمارة 3 گل‌گهر با ضخامت 9 متر در ژرفای 418 تا 427 متری دیده شد (Badavi et al., 2018). از سوی دیگر، تالک همراه با سرپانتین از دگرگون‏‌شدن دولومیت‏‏‌های سیلیسی و شیلی نیز پدید می‌آید که در کانسنگ آنومالی شمارة 3 گل‌گهر این واکنش گمان می‌رود منطقی‏‌تر باشد (Deer et al., 1992). تورمالین، به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار و سوزنی از کانی‏‏‌های بسیار مهم کانسارهای آهن نواری است (Slack et al., 2000) و در برخی نمونه‏‏‌ها تا 15 درصد از شیست‏‏‌های سبز را دربر می‌گیرد. تورمالین‏‏‌های شکل‏‌دار و گردشده نسبت به نوع سوزنی قدیمی‏‌تر و آواری هستند. تورمالین چه‌بسا در پی دگرسانی و واکنش میان محلول‏‏‌های گرمابی زیردریایی (که از بور سرشار هستند) با کانی‏‏‌های سیلیکاتی پدید می‌آید (Spry et al., 2000). گاه این کانی به‏‌صورت میانبار درون اکسیدها دیده می‏‏‌شود (شکل 10- C). آپاتیت درشت دانه (5 درصد) نسبت به انواع ریزدانه (کمتر از 5 درصد) فراوان‏‌تر است و در شیست‏‏‌ها یافت می‏‏‌شود. آپاتیت به‏‌صورت ژل اولیة فسفاتی همراه با پیش کانی‏‏‌های هیدروکسیدفریک یا هیدرومگنتیت در پهنه‏‏‌های رسوبی ته‌نشین می‌شود و سپس هنگام دیاژنز و دگرگونی بلورهای آپاتیت را می‌سازد (Trendall and Morris, 1983).

 

 

     

شکل 10- A، B) فراوانی قطعات چرتی در شیست‏‏‌ها (A: تصویر در PPL؛ B: تصویر در XPL)؛ C) تورمالین در شیست‏‏‌های سبز (تصویر در PPL) (اکتینولیت: Act؛ آپاتیت: Ap؛ کلریت: Chl؛ تورمالین: Tour؛ کوارتز: Q؛ بیوتیت: Bio)

 

 

سنگ‌نگاری کانسنگ معدنی و سنگ‏‏‌های همبر

شیست‏‏‌ها از فراوان‏‌ترین سنگ‏‏‌های همبر کانسنگ هستند اگرچه متابازالت، متاگرانیت و کوارتزیت نیز در بررسی‏‏‌های صحرایی دیده می‏‏‌شوند (جدول 4).

 

الف- شیست‌ها: سریسیت‌شیست، تالک‌شیست، مسکویت شیست، بیوتیت سریسیت‌شیست، بیوتیت کلریت‌شیست، مسکویت کلریت‌شیست، بیوتیت‌شیست، کلریت مسکویت اکتینولیت‌شیست، کلریت بیوتیت اکتینولیت‌شیست و اکتینولیت‌شیست از سنگ‏‏‌های خانوادة شیست در آنومالی شمارة 3 گل‌گهر هستند (جدول 4). در این بررسی، شواهد پیدایش آمفیبولیت در رخنمون‌های سنگی و مغزه‏‏‌های حفاری آنومالی شمارة 3 دیده نشدند؛ اگرچه Jafari و همکاران (2018) تغییرات شدید رخسارة آمفیبولیت در محدوده‏‏‌ای به مساحت کمتر از یک کیلومترمربع را در آنومالی شمارة یک گزارش کرده‌اند. این نکته نیاز به بررسی بیشتر دارد؛ زیرا در فاصله چند متری تغییرات دما و فشار را از رخسارة آمفیبولیت تا شیست به‌‌طور جانبی یا عمودی دیده نمی‌شود.

 

ب- متاگرانیت: آلکالی‌فلدسپار پرتیتی (35 درصدحجمی)، کوارتز (30 درصدحجمی)، الیگوکلاز (25 درصدحجمی)، بیوتیت (10 درصدحجمی) از کانی‏‏‌های اصلی این سنگ‌ و زیرکن، آپاتیت و کانی‌های کدر (5 درصدحجمی) از کانی‏‏‌های فرعی آن به‌شمار می‌روند.

 

پ- کوارتزیت (شیست‏‏‌های کوارتزیتی): این سنگ با بافت موزاییکی بیش از 95 درصدحجمی کوارتز دارد و سنگ اولیه آنها، ماسه‏‌سنگ ناخالص بوده است.

 

ت- متابازالت: بازالت دگرگون‌شده از اپیدوت، کلریت، آلبیت و کلسیت و اکتینولیت ساخته شده است. بیشتر اکتینولیت‌شیست‏‏‌ها در آنومالی شمارة 3، پیامد دگرگونی ناحیه‏‏ای گدازه‏‏‌های زیردریایی بازالتی هستند.

 

 

جدول 4- ویژگی‌ها و فراوانی کانی‌ها (برپایة درصدحجمی) در سنگ‏‏‌های خانواده شیست در کانسار شمارة 3 گل‌گهر

Protolith rocks: shale + dolomite + basalt+ sandstone + marl + chert)

Quartz

Feldspar

Biotite

Chlorite

Muscovite

Sericite

Actinolite

Tourmaline

Talc

Epidote

Calcite

Garnet, Apatite. Sphene, Zircon, Opaque

Sericite schist

30

-

10

-

5

40

-

-

-

5

-

<10

Talc schist

10

-

-

-

-

-

-

-

75

-

-

<10

Muscovite schist

55

 

5

-

25

 

-

-

-

5

-

<10

Biotite- sericite schist

35

25

10

 

10

-

-

15

-

-

-

<5

Biotite- chlorite schist

30

-

15

30

 

10

-

 

-

-

10

<5

Muscovite- chlorite schist

20

40

 

10

5

-

 

5

-

-

-

<5

Biotite schist

30

15

35

6

2

 

-

-

-

5

3

<10

Chlorite- muscovite- actinolite schist

30

-

5

-

20

-

30

5

-

-

-

<5

Chlorite- biotite- actinolite schist

30

-

20

5

5

-

3

 

-

5

-

<5

Actinolte schist

25

8

12

6

-

 

40

-

-

5

-

<10

 

 

ویژگی‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی

داده‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب در سولفیدها، کانسنگ مگنتیتی، بخش اکسیدی سطحی کانسار و سنگ‏‏‌های همبر در جدول‌های 1، 2 و 3 آورده شده‌اند. هدف از تفسیر داده‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی عنصرها، بررسی غنی‏‌شدگی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب در کانسنگ مگنتیتی دربرابر ترکیب پوسته و کانسارهای آهن گوناگون و در پایان، پی‌بردن به نوع کانی‏‌زایی آهن است.

 

الف- اکسیدهای عنصرهای اصلی: برپایة جدول 1، میانگین اکسیدآهن (Fe2O3total) در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی (Gossanized zone) و سنگ همبر به‏‌ترتیب برابربا 38/56، 67/63، 36/47 و 63/9 درصدوزنی است. غنی‏‌شدگی کانسنگ مگنتیتی 87/8 برابر پوسته، 56/1 برابر کانسار راپیتان و 03/1 برابر کانسار ادیاکاران است (جدول 1) و ازاین‌رو، این کانسنگ به کانسار ادیاکاران شباهت بیشتری دارد.

میانگین اکسیدآلومینیم در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ همبر، به‏‌ترتیب برابربا 22/0، 21/1، 99/0و 69/10 درصدوزنی (جدول 1) و از میانگین پوسته کمتر است. کمبود این اکسید ویژة کانسارهای آهن نواری است (Maynard, 1983) که به کانسارهای آهن نواری ادیاکاران نزدیک‏‌تر است. در میان کانسارهای آهن گوناگون بیشترین مقدار آلومینیم مربوط به کانسارهای آهن ائولیتی است (Maynard, 1983).

میانگین اکسیدمنیزیم در کانسنگ مگنتیتی برابربا 27/5 درصدوزنی، در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 24/1 درصدوزنی، در پهنة اکسیدی سطحی برابربا 17/0 درصدوزنی و در سنگ همبر برابربا 03/3 درصدوزنی است (جدول 1). غنی‏‌شدگی اکسیدمنیزیم در کانسنگ مگنتیتی، دربرابر ترکیب پوسته و همة کانسارهای آهن نواری چشمگیر است. این ویژگی چه‌بسا پیامد انحلال جامد منیزیم به جای مگنتیت (MgFe2O4= منیزیوفریت، Dupuis and Beaudion, 2011) باشد. از طرفی مقدار زیاد منیزیم شاید پیامد حضور نوارهای بسیار ریز تالک‌شیست و مرمرهای دولومیتی در کانسنگ باشد.

میانگین اکسیدفسفر در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ همبر به‏‌ترتیب 09/0، 92/0، 42/0 و 23/0 درصدوزنی است (جدول 1). غنی‏‌شدگی اکسیدفسفر در کانسنگ مگنتیتی دربرابر ترکیب پوسته و کانسارهای آهن نواری راپیتان بیشتر است.

مقادیر گوگرد تغییرات چشمگیری در پوسته و انواع کانسارها نشان می‏‏‌دهد به‌گونه‌ای‌که در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 52/19 درصدوزنی، در کانسنگ مگنتیتی برابربا 2/2 درصدوزنی، در پهنة اکسیدی سطحی برابربا 27/0 درصدوزنی و در سنگ همبر برابربا 9/0 درصدوزنی است (جدول 1). میانگین این عنصر در کانسنگ مگنتیتی، دربرابر میانگین پوسته 44 برابر غنی‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهد. غنی‏‌شدگی شدید این عنصر در کانی‏‏‌های سولفیدی (390 برابر) چشمگیر است. میانگین اکسیدهای عنصرهای اصلی دیگر تغییرات معنی‌داری را نشان نمی‏‏‌دهد و گاه نزدیک به مقدار آن در ترکیب پوسته‏‏ و یا کمتر از آن است.

 

ب- عنصرهای فرعی و کمیاب: تغییرات مقدار عنصرهای فرعی و کمیاب و شدت غنی‏‌شدگی آنها در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، بخش پهنة اکسیدی سطحی کانسار و سنگ‏‏‌های همبر آنومالی شمارة 3 گل‌گهر، دربرابر ترکیب پوستة زمین و کانسنگ کانسارهای ادیاکاران، راپیتان، سوپریور و آلگوما، در جدول‏‌های 2 و 3 و شکل 11 مقایسه شده است. بر این پایه، مس، سرب، روی فراوان‌تر از عنصرهای دیگر هستند.

مس (Cu): میانگین مس در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ‏‏‌های همبر به‏‌ترتیب برابربا 65/871، 64/241، 61 و 32/31 گرم در تن است (جدول 2). شدت غنی‏‌شدگی مس در کانسنگ مگنتیتی دربرابر ترکیب پوسته افزودگی (39/4) دارد (جدول 2) و حداکثر مس (2645 گرم در تن) در کانی‏‏‌های سولفیدی حضور کالکوپیریت و بورنیت را نشان می‏‏‌دهد.

مولیبدن (Mo): مقدار میانگین مولیبدن در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، سوپرژن و سنگ همبر به‏‌ترتیب برابربا 67/5، 83/2، 22/2 و 93/4 گرم در تن است (جدول 2) که نسبت به میانگین پوسته‏‏‌ای افزودگی نشان می‏‏‌دهد (جدول 2).

سرب (Pb): میانگینغلظت سرب در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 51/190 گرم در تن، در کانسنگ مگنتیتی برابربا 56/60 گرم در تن، در پهنة اکسیدی سطحی برابربا 17/39 گرم در تن و در سنگ همبر برابربا 18/26 گرم در تن و بیشترین مقدار آن در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 1219 گرم در تن (جدول 2) و به دلیل جانشینی سرب در پیریت (Levinson, 1980) است.

روی (Zn): تغییراتمیانگین روی در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ همبر به‏‌ترتیب برابربا 84/781، 34/106، 44/47 و 68/57 گرم در تن است که دربرابر ترکیب پوسته، کانسار ادیاکاران، کانسار راپیتان، کانسار سوپریور و کانسار آلگوما به‏‌ترتیب برابربا 52/1، 91/5، 09/4، 66/2 و 32/0 است (جدول 2). بیشترین مقدار روی در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 7291 گرم در تن است (جدول 2) که به‌علت جانشینی روی در پیریت (Levinson, 1980) و یا حضور احتمالی اسفالریت است.

کبالت (Co):میانگین کبالت در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 43/1503 گرم در تن، در کانسنگ مگنتیتی برابربا 59/131 گرم در تن، در پهنة اکسیدی سطحی برابربا 77/21 گرم در تن و در سنگ همبر برابربا 77/54 گرم در تن است. شدت غنی‏‌شدگی کبالت در کانسنگ مگنتیتی، دربرابر ترکیب پوسته، کانسارهای ادیاکارن، راپیتان، سوپریور و الگوما به‏‌ترتیب برابربا 3/5، 1/73، 45/16، 7/4 و 21/3 (جدول 2) است. بیشترین مقدار کبالت در پیریت برابربا 34/3105 گرم در تن است و جانشین آهن در ساختار پیریت می‌شود (Levinson, 1980).

وانادیم (V): مقدار متوسط وانادیم در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 11/56 گرم در تن، در کانسنگ مگنتیتی برابربا 25/306 گرم در تن، در پهنة اکسیدی سطحی برابربا 07/459 گرم در تن و در سنگ همبر برابربا 16/84 گرم در تن است. وانادیم در کانسنگ مگنتیتی، نسبت به میانگین پوسته‌ای، کانسارهای ادیاکاران، راپیتان، سوپریور و آلگوما به‏‌ترتیب برابربا 27/2، 06/8، 06/8، 29/7 و 81/2 غنی‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهد (جدول 2) و بیشترین مقدار آن در پهنة اکسیدی سطحی برابربا 9/809 گرم در تن است.

آرسنیک (As): تغییرات مقدار میانگین آرسنیک در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ همبر به‏‌ترتیب برابربا 35/121، 15/31، 44/43 و 26/18 گرم در تن است (جدول 3) و غنی‏‌شدگی آن در کانسنگ مگنتیتی، نسبت به میانگین پوسته‏‏‌ای نزدیک‌‌به 31/17 برابر است. بیشترین مقدار آرسنیک در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 2/439 گرم در تن است؛ زیرا آرسنیک در پیریت تمرکز پیدا می‌کند (Levinson, 1980).

آنتیموان (Sb): میانگین آنتیموان در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ همبر به‏‌ترتیب برابربا 41/4، 16/2، 75/1 و 67/1 گرم در تن است (جدول 3). آنتیموان در کانسنگ مگنتیتی، نسبت به میانگین پوسته‏‏‌ای نزدیک‌‌به 8/10 برابر غنی‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهد. بیشترین مقدار آنتیموان در کانی‏‏‌های سولفیدی برابربا 59/14 گرم در تن است (جدول 3).

 

پ- عنصرهای خاکی کمیاب: عنصرهای خاکی کمیاب در شناسایی کانسارهای آهن نواری گوناگون نقش تعیین‌کننده‏‏‌ای دارند. غنی‏‌شدگی و تغییرات عنصرهای خاکی کمیاب دربرابر ترکیب کندریت و شیل آمریکای شمالی به‌دست آورده شده‌اند (جدول 3؛ شکل 11). برپایة شکل 11، تغییرات آشکاری در غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب دیده نمی‏‏‌شود؛ اگرچه عنصرهای سنگین غنی‏‌شدگی ضعیفی را نشان می‏‏‌دهند. مهم‌ترین نکته نبود آنومالی آشکار یوروپیم است. این ویژگی از ویژگی‏‏‌های کانسارهای آهن نواری نوع ادیاکاران و راپیتان است (Baldwin, 2014). آنومالی مثبت گادولونیم، تربیم و تولیم در شکل 11، به دلیل تمرکز عنصرهای یادشده در کانی‏‏‌های آواری (مونازیت، زینوتیم و زیرکن) درون قطعات معلق است (Baldwin, 2014). برپایة یافته‏‏‌های Baldwin (2014)، Mohseni و Aftabi (2015) و Atapour و Aftabi (2017)، این نوع آنومالی‏‏‌ها ویژة کانسارهای آهن نواری در محیط یخچالی (ادیاکاران و راپیتان) است.

 

 

 

شکل 11- نمودار غنی‏‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی و پهنة اکسیدی سطحی آنومالی شمارة 3 گل‌گهر دربرابر: A) ترکیب کندریت؛ B) ترکیب ماسه‌سنگ آمریکای شمالی

 

 

عنصرهای دیگر: میانگین مقدار کروم، نیکل، قلع، گالیم، نیوبیویم، لانتانیم، سریم به مقدار آنها در ترکیب پوستة زمین (جدول 3) نزدیک‌ است و تغییرات معنی‌داری را نشان نمی‏‏‌دهند.

 

بررسی‏‏‌های آماری

الف- ضریب همبستگی: ضریب همبستگی عنصرها در کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ همبر در جدول 5 نشان داده شده است. در کانی‏‏‌های سولفیدی (جدول 5- A) همبستگی خوبی میان گروه‌های آهن- گوگرد (573/0)، آهن- مس (509/0)، آهن- کروم (620/0)، آهن- کبالت (616/0)، گوگرد- نیکل (657/0)، گوگرد- کبالت (610/0)، روی- سرب (929/0)، سرب- قلع (865/0)، سرب- آنتیموان (829/0)، روی- قلع (763/0)، روی- آنتیموان (597/0)، قلع- آنتیموان (864/0) و وانادیم- گالیم (855/0) دیده می‌شود.

در نمونه‏‏‌های کانسنگ مگنتیتی (جدول 5- B) آهن همبستگی اندکی با بیشتر عنصرها نشان می‏‏‌دهد. این پدیده چه‌بسا پیامد اکسی‌فیل‏‌بودن آهن و فراوانی کانسنگ مگنتیتی است؛ اگرچه با وانادیم، مس و گوگرد همبستگی متوسطی نشان می‏‏‌دهد. این ویژگی پیامد جانشینی وانادیم به‌جای آهن در ساختار مگنتیت و حضور مس و گوگرد در پیریت است. همچنین، وابستگی زمین‏‌شیمیایی قوی میان گوگرد- سرب (511/0)، گوگرد- کبالت (954/0)، گوگرد- آرسنیک (657/0)، گوگرد- آنتیموان (530/0)، سرب- روی (889/0)، سرب- کبالت (675/0)، سرب- قلع (866/0)، سرب- آرسنیک (974/0)، سرب- آنتیموان (995/0)، قلع- آنتیموان (887/0)، قلع- آرسنیک (895/0)، قلع- کبالت (622/0)، روی- کبالت (657/0)، روی- قلع (859/0)، روی- آرسنیک (969/0)، روی- آنتیموان (993/0) و آرسنیک- آنتیموان (977/0) دیده می‌شود.


 

 

جدول 5– ضریب همبستگی عنصرهای درون کانی‏‏‌های سولفیدی (A)، کانسنگ مگنتیتی (B)، پهنة اکسیدی سطحی (C) و سنگ‏‏‌های همبر (D) در آنومالی شمارة 3 گل‌گهر

 

 

 

 

 


 

 

ارتباط قوی این عنصرها با یکدیگر پیامد ویژگی کالکوفیلی و جانشینی آنها در ساختار پیریت و کالکوپیریت (Levinson, 1980; Rose et al., 1979; Reich et al., 2013) است که همراه با کانسنگ مگنتیتی دیده می‏‏‌شوند.

بررسی همبستگی عنصرها در نمونه‏‏‌های پهنة اکسیدی سطحی منطقه ویژگی جالبی را نشان می‏‏‌دهد (جدول 5- C)؛ به‌گونه‌ای‌که میان آهن و گوگرد، سرب، روی، کبالت، وانادیم و آرسنیک همبستگی بیشتر از 5/0 دیده می‌شود. حضور هماتیت، گئوتیت و کانی‏‏‌های رسی در پهنة اکسیدی سطحی نشان می‏‏‌دهد این عنصرها را کانی‏‏‌های کلوییدی که از اکسیداسیون سولفیدها و مگنتیت و سیلیکات‏‏‌ها پدید آمده‌اند، جذب کرده‏‏‌اند. از سوی‌ دیگر، میان گوگرد و عنصرهای کالکوفیل همبستگی کمابیش قوی دیده می‏‏‌شود. این همبستگی در پی تمرکز این عنصرهای کالکوفیل در ساختار پیریت و شاید سولفات‏‏‌های فلزی پدیدآمده از اکسیداسیون سولفیدهاست (Rose et al., 1979).

در سنگ‏‏‌های همبر ارتباط زمین‏‌شیمیایی متوسطی میان عنصرهای گوناگون دیده می‌شود (جدول 5- D). این ارتباط برای گروه‏‏‌های آهن، مس، گوگرد، سرب، وانادیم، آرسنیک و روی روشن‏‌تر است. ارتباط آهن با عنصرهای کالکوفیل، به‌علت جانشینی عنصرهای کالکوفیل در ساختار پیریت و کالکوپیریت (Levinson, 1980; Rose et al., 1979; Shao et al., 2018) درون شیست‏‏‌ها توجیه‌پذیر است.

 

ب- نمودار خوشه‌ای: نمودار خوشه‏‏‌ای برای کانی‏‏‌های سولفیدی، کانسنگ مگنتیتی، پهنة اکسیدی سطحی و سنگ‏‏‌های همبر در شکل‌های 12–A تا 12- D نشان داده شده است. کانی‏‏‌های سولفیدی سه خوشة اصلی دارند (شکل 12- A). این ارتباط چه‌بسا پیامد حضور عنصرهای کالکوفیل در ساختار پیریت و کالکوپیریت باشد. Zhao و Jiang (2007) همراهی سریم با عنصرهای کالکوفیل و جانشینی آن در سولفیدها را نشان دادند. از سوی دیگر، ارتباط سریم با فسفر چه‌بسا پیامد حضور میانبار‏‏‌های ریز آپاتیت در سولفیدهاست.

خوشة دوم دربردارندة دو زیرشاخة وانادیم- گالیم- مولیبدن و زیرشاخة آهن- کروم- مس- کبالت است. در زیرشاخة نخست وانادیم و گالیم جانشین پیریت و کالکوپیریت می‌شوند (Sahlström et al., 2017)؛ اگرچه احتمال جانشینی این عنصرها در کانی ژرمانیت [Germanite= Cu3, (Ge, Ga, Fe) (S, As4)] را نباید نادیده گرفت (Sahlström et al., 2017). همبستگی مولیبدن با این عنصرها شاید پیامد حضور مولیبدنیت در کانسار گل‌گهر است (Mucke and Golestaneh, 1982). در خوشة سوم همبستگی خوبی میان گوگرد- نیکل- آرسنیک دیده می‌شود که پیامد جانشینی نیکل و آرسنیک در ساختار پیریت و کالکوپیریت است (Levinson, 1980)؛ اگرچه Mucke و Golestaneh (1982) حضور سولفید نیکل [Linnaeite= (Co, Ni)3S4] را در کانسار گل‌گهر نیز گزارش کرده‏‏‌اند.

در نمودار خوشه‏‏‌ای کانسنگ مگنتیتی (شکل 12– B)، دو خوشة اصلی دیده می‌شود. خوشة اول شامل سرب- روی- کروم- آنتیموان- آرسنیک- قلع- گوگرد- کبالت- نیکل- مس و آهن است. زیرخوشة آهن با همة عنصرهای یادشده همبستگی نشان می‏‏‌دهد. این همبستگی پیامد جانشینی روی، کروم و قلع در ساختار مگنتیت و جانشینی سرب، آنتیموان- آرسنیک، کبالت، نیکل و مس در ساختار پیریت و کالکوپیریت است (Levinson, 1980).

 

 

 

شکل 12– نمودار خوشه‏‏‌ای عنصرهای درون: A) کانی‏‏‌های سولفیدی؛ B) کانسنگ مگنتیتی؛ C) پهنة اکسیدی سطحی؛ D) سنگ‏‏‌های همبر در آنومالی شمارة 3 گل‌گهر


 

 

در خوشة دوم وانادیم- گالیم- فسفر- مولیبدن- سریم دیده می‌شوند. وانادیم- گالیم زیرخوشة نخست و فسفر- مولیبدن- سریم زیرخوشة دوم هستند. همبستگی وانادیم- گالیم پیامد جانشینی آنها به‌جای آهن در ساختار مگنتیت است (Rose et al., 1979). همبستگی فسفر با سریم پیامد تمرکز هر دو عنصر در آپاتیت است و همراه با مگنتیت دیده می‏‏‌شود (Levinson, 1980). همچنین، حضور مولیبدن در این خوشه شاید پیامد جانشینی آن به جای آهن در ساختار مگنتیت باشد (De Vos and Tarvainen, 2006).

در پهنة اکسیدی سطحی منطقه (شکل 12–C) دو خوشة اصلی دیده می‌شود. در پی پیدایش هیدرواکسیدقلع [Sn(OH)4] و اکسیدآنتیموان (Valentinite=Sb2O3)، قلع- آنتیموان خوشة مستقلی را می‏‏‌سازند (Kabata-Pendias, 2011). خوشة دوم شامل فسفر- سریم- گوگرد- مس- سرب- آهن- کبالت- نیکل- روی- وانادیم- مولیبدن- کروم- گالیم- آرسنیک است که به دو زیرشاخه رده‌بندی می‏‏‌شود. زیرشاخة نخست شامل فسفر- سریم- گوگرد- مس- سرب- آهن- کبالت- نیکل- روی- وانادیم- مولیبدن- کروم- گالیم است و ازآنجایی‌که هیدروکسیدهای آهن و کانی‏‏‌های رسی آنها را جذب می‌کنند، در یک گروه جداگانه رده‌بندی می‌شوند (Rose et al., 1979; De Vos and Tarvainen, 2006). زیرشاخة مستقل آرسنیک به‌علت آرسنات‌آهن (Scorodite= FeAsO4, 2H2O) پدید آمده است (Levinson, 1980).

نمودار خوشه‏‏‌ای نمونه‏‏‌های سنگ‏‏‌های همبر (شیست‌های گوناگون) (شکل 12– D) نیز نشان‌دهندة دو خوشة اصلی است. خوشة اول دربردارندة مس- سرب- آهن- وانادیم- گوگرد- کبالت- مولیبدن- کروم- گالیم- نیکل- فسفر- روی–آرسنیک- قلع- آنتیموان و خوشة دوم دربردارندة گوگرد- کبالت- کروم- مولیبدن- سریم است. ارتباط اندک هر دو شاخه نشان‏‌دهندة تمرکز بسیار کم عنصرها و پراکندگی نامنظم سولفیدها و مگنتیت در سنگ‏‏‌های همبر است.

 

پ- آزمون مؤلفه‏‏‌های اصلی: نتایج آزمون مؤلفه‏‏‌های اصلی (PCA= Principal component analysis) در کانی‏‏‌های سولفیدی (شکل 13) نشان‌دهندة حضور 5 مؤلفه است. نمودار مکانی سه‌بعدی مولفة نخست با واریانس 323/28 درصد، همبستگی عنصرهایی مانند فسفر- سرب- روی- قلع- آنتیموان را نشان می‌دهد. همچنین، مؤلفه دوم با واریانس 180/20 درصد شامل همبستگی عنصرهای مولیبدن- وانادیم- گالیم و مؤلفه سوم با واریانس 097/18 درصد همبستگی میان آهن- گوگرد- مس- کبالت را نشان می‏‏‌دهند. این ویژگی‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی گویای کالکوفیل‏‌بودن بسیاری از عنصرها در نمودار خوشه‏‏‌ای (شکل 12- A) است.

مؤلفه چهارم با واریانس 076/11 درصد شامل همبستگی کروم- نیکل- آرسنیک و مؤلفه پنجم با واریانس 863/7 درصد شامل فسفر- سریم (شکل 13) است و ویژگی عنصرهای کالکوفیل همانندِ نمودار خوشه‏‏‌ای را (شکل 12- A) نشان می‌دهند.

نمودار آزمون مؤلفه‏‏‌های اصلی در کانسنگ مگنتیتی (شکل 14) 5 مؤلفه اصلی را نشان می‏‏‌دهد. مولفة نخست با واریانس 301/48، و همبستگی سرب- روی- کروم- قلع- آرسنیک- آنتیموان، مؤلفه دوم با واریانس 779/17 همبستگی گوگرد و کبالت، مؤلفه سوم با واریانس 474/10 فسفر- مولیبدن- سریم را نشان می‏‏‌دهند و نتایح مشابهی با نمودار خوشه‏‏‌ای (شکل 12- B) دارند. مؤلفه چهارم با 032/9 همبستگی آشکاری میان نیکل- مس نشان می‌دهد؛ اما مؤلفه پنجم با واریانس 021/8 نشان‌دهندة همبستگی آهن و مس است.

توزیع بیشتر عنصرهای کالکوفیل در نمودار سه‌بعدی نشان‏‌دهندة فراوانی پیریت و کالکوپیریت درون کانسنگ مگنتیتی است؛ اگرچه فسفر و سریم به‌علت حضور در آپاتیت از عنصرهای دیگر دور شده‌اند.

 

 

 

شکل 13- نمودار سه بعدی و مؤلفه‏‏‌های اصلی عنصرها در کانی‏‏‌های سولفیدی

 

 

شکل 14- نمودار سه‌بعدی و مؤلفه‏‏‌های اصلی عنصرها در کانسنگ مگنتیتی

 

 

برپایة شکل 15، همبستگی آهن- فسفر- گوگرد- مس- مولیبدن- سرب- روی- نیکل- کروم- کبالت- وانادیم- گالیم- سریم (شکل 15) به‌عنوان مؤلفه اصلی اول با واریانس 978/88 چشمگیر است. همان‌گونه‌‌که دربارة نمودار خوشه‏‏‌ای (شکل 12- C) گفته شد، این همبستگی چه‌بسا پیامد جذب این عنصرها به هیدروکسیدهای آهن و کانی‏‏‌های رسی در پهنة اکسیدی سطحی است. جایگاه آرسنیک در نمودار شکل 15 شاید در پی پیدایش آرسنات آهن (Scorodite= FeAsO4, 2H2O) روی داده است (Levinson, 1980).

نمودار آزمون مؤلفه‏‏‌های اصلی در سنگ‏‏‌های همبر (شکل 16) 4 مؤلفه اصلی دارد. مولفة نخست با واریانس 274/44 نشان‌دهندة همبستگی عنصرهای آهن- فسفر- مس- سرب- روی- نیکل- وانادیم و گالیم، مؤلفه دوم با واریانس 062/29 شامل گوگرد- مولیبدن- روی- کروم- کبالت، مؤلفه سوم با واریانس 420/10 شامل آنتیموان و قلع و مؤلفه چهارم با واریانس976/6 شامل سرب و آرسنیک است. جدایش گروه‏‏‌های عنصری شاید پیامد پراکندگی نامنظم و کمبود سولفیدها و مگنتیت در برابر فراوانی کانی‏‏‌های سیلیکاتی است.

 

 

 

شکل 15- نمودار مؤلفه‏‏‌های اصلی عنصرها در پهنة اکسیدی سطحی

 

 

شکل 16- نمودار سه‌بعدی و مؤلفه‏‏‌های اصلی عنصرها در سنگ‏‏‌های همبر


 


بحث

شکل 17 نمودار افزودگی- کاهیدگی عنصرها در کانی‏‏‌های سولفیدی دربرابر ترکیب پوسته را نشان می‏‏‌دهد. در این نمودار شدت غنی‏‌شدگی آهن (9/6)، گوگرد (6/418)، مس (8/15)، مولیبدن (8/3)، سرب (2/15)، روی (2/11)، کروم (2/3)، نیکل (8)، کبالت (60)، قلع (6/1)، آرسنیک (4/67) و آنتیموان (22) چشمگیر است (شکل 17).

غنی‏‌شدگی عنصرها در کانسنگ مگنتیتی دربرابر ترکیب پوسته، برای مس (4/4)، مولیبدن (9/1)، سرب (8/4)، روی (5/1)، کبالت (3/5)، قلع (6/2)، وانادیم (3/2)، آرسنیک (3/17)، آنتیموان (8/10) و گالیم (71/1)، نزدیک‌‌به 2 تا بیشتر از 10 برابر است (شکل 18). غنی‏‌شدگی عنصرها در کانسنگ مگنتیتی نسبت به کانسار ادیاکارن، روی (9/5)، نیکل (8/15)، کبالت (1/73) و وانادیم (1/8) و عنصرهای خاکی کمیاب ساماریم (2/3)، گادولنیم (7/2)، دیزپروزیم (4/3)، اربیم (9/2)، ایتربیم (7/2) و ایتریم (1/2) برابربا 2 تا بیشتر از 10 برابر است. تغییرات غنی‏‌شدگی کانسنگ مگنتیتی نسبت به کانسار راپیتان نیز برای عنصرهای مس (1/4)، روی (1/4)، نیکل (8/11) و کبالت (4/16) چشمگیر است (شکل 18). غنی‏‌شدگی بیشتر از 10 برابر برای عنصرهای کالکوفیل مخصوصا گوگرد نشان‏‌دهندة خاستگاهی سرشار از گوگرد است که هنگام فوران‏‏‌های بازالتی زیردریایی از آب دریا خاستگاه می‏‏‌گیرد. میانگین ایزوتوپی گوگرد (24.%+) در پیریت‏‏‌های لایه‏‌‌ای با مگنتیت نشان‌دهندة این ویژگی هستند (Dalfardi, 2012).

برپایة داده‏‏‌های شکل 18، غنی‏‌شدگی آهن در کانسنگ آنومالی شمارة 3 گل‌گهر دربرابر ترکیب پوسته (شکل 18- A) بیشتر از 10 برابر و در مقایسه با کانسارهای ادیاکاران (شکل 18- B) نزدیک به یک است. بیشتر عنصرهای کالکوفیل در کانسنگ مگنتیتی دربرابر کانسارهای ادیاکاران (شکل 18- B) و راپیتان (شکل 18- C) بیشتر از دو برابر غنی‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهند. این ویژگی نشان‏‌دهندة خاستگاه سرشار از گوگرد در آب دریا و آزاد‏‌شدن عنصرهای کالکوفیل از فوران‏‏‌های بازالتی زیردریایی است (Spry et al., 2000).

 

 

 

شکل 17- نمودار افزودگی و کاهیدگی عنصرها در کانی‏‏‌های سولفیدی دربرابر ترکیب پوسته

 

شکل 18- افزودگی و کاهیدگی عنصرها در کانسنگ مگنتیتی دربرابر: A) ترکیب پوسته؛ B) ترکیب کانسار ادیاکاران؛ C) ترکیب کانسار راپیتان (Gross and Mcleod, 1987; Yeo, 1981; Maynard, 1983; Atapour and Aftabi, 2017)

 

 

برپایة شکل 19 (نمودار سه‌تایی Al- Fe- Mn)، خاستگاه محلول‏‏‌های کانی‌زا در کانسنگ مگنتیتی از نوع متصاعدی زیردریایی است که با الگوی کانسارسازی آهن نواری نئوپروتروزییک- پالئوزوییک زیرین (ادیاکاران) سازگار است. برپایة Atapour و Aftabi (2019)، دمای پیدایش کانسار برابربا 200 تا 300 درجه سانتیگراد است. این ویژگی‏‏‌ها نشان می‌دهند خاستگاه کانی‏‌زایی آنومالی شمارة 3 گل‌گهر و دیگر آنومالی‏‏‌ها از نوع آهن نواری است و اختلاف بسیاری با الگوی کانی‏‌زایی اسکارن و آهن ائولیتی دارد. نمودارهای شکل 20 نیز الگوی کانی‏‌زایی آهن نواری را نشان می‌دهند.

 

 

شکل 19- نمودار درصد مولی Al- Fe- Mn (Spry et al., 2000) برای کانسنگ مگنتیتی

 


 

شکل 20- مقایسه ترکیب شیمیایی کانسنگ آنومالی شمارة 3 گل‌گهر (—) در مقایسه با میانگین کانسارهای آهن نواری دیگر دنیا (Loberg and Hornidal, 1983; Nystrom and Henriques, 1994; Mirzaie, 2004) در: A) نمودار Ti دربرابر V؛ B) نمودار Ni/Ti دربرابر V/Ti؛ C) نمودار P2O5 دربرابر Fe2O3؛ D) نمودار MnO دربرابر Fe2O3

 

 

نتیجه‌گیری

برپایة بررسی‌های سنگ‌‌شناسی، کانی‌‌شناسی، ساخت و بافت و زمین‏‌شیمی در آنومالی شمارة 3 گل‌گهر سیرجان یافته‌های زیر به‌دست آمدند:

مگنتیت مهم‌ترین کانسنگ اقتصادی است که همراه با پیریت و مقدار کمی کالکوپیریت و بورنیت دیده می‏‏‌شود. آشکارترین ساخت کانسنگ با توجه به موقعیت آنومالی شمارة 3، ساخت توده‏‏‌ای مگنتیت و نواری مگنتیت و پیریت است که به‌‌طور متناوب با نوارهای کوارتز سریسیت‌شیست، سریسیت، کلریت‌شیست و امفیبول‌شیست دیده می‏‏‌شود. تناوب نوارهای مگنتیت با شیست‏‏‌های گوناگون نشان‏‌دهندة نواری‏‌بودن کانسار است. این بررسی‏‏‌ها تا کنون هیچ شواهدی از اسکارن، گنایس و آمفیبولیت را نشان نمی‏‏‌دهند. از ساخت‏‏‌های جالب دیگر حضور قطعات معلق است که قطر آنها نسبت به زمینه سنگ دگرگونی بیش از 10 برابر است و باید از محیطی غیر از محیط دریایی خاستگاه گرفته باشد. این ویژگی نشان‏‌دهندة کانسارهای راپیتان و ادیاکاران است؛ اما برپایة سن کانسار (544 تا 605 میلیون سال پیش)، به کانسار ادیاکاران نزدیک‏‌تر است. نمودار سه‌تایی Al-Fe-Mn و نمودار‏‏‌های دو محوری V-Ti و V/Ti-Ni/Ti نشان می‏‏‌دهند کانی‏‌زایی آهن در آنومالی شمارة 3 گل‌گهر به کانسارهای آهن نواری ادیاکاران نزدیک‏‌تر است و شباهتی به کانسارهای آهن اسکارن و آهن ائولیتی ندارد. مقدار عنصرهای کالکوفیل دربرابر ترکیب پوسته، در کانی‏‏‌های سولفیدی از 2 تا 10 برابر و در کانسنگ مگنتیتی بیشتر از 2 برابر غنی‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهند. غنی‏‌شدگی آهن در کانسنگ مگنتیتی نسبت به کانسار نواری ادیاکاران نزدیک به یک است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از همکاری‏‏‌های ارزنده کارشناسان شرکت صنعتی و معدن گهر زمین، به‌ویژه مهندس حدادی، مهندس شمس الدینی و مهندس عصاری برای همکاری در برداشت‏‏‌های صحرایی سپاس‌گزاری می‌کنند. همچنین، پشتیبانی مالی شرکت محترم ایمیدرو برای تجزیة شیمیایی نمونه‏‏‌های معدنی شایستة سپاس‌ است. از هیئت تحریریه و داوران گرامی مجله پترولوژی برای دیدگاه‌های دقیق و پیشنهادهای سازنده سپاس‌گزاری می‌شود.

Anonymous (1992) Gol-e-Gohar expansion iron ore project, ADC Project No.1253. Gol-e-Gohar Mines Coorporation.

Atapour, H. and Aftabi, A. (2017) The possible synglaciogenic Ediacaran banded iron salt formation (BISF) at Hormuz Island, southern Iran: Implications for 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-Gohar iron ore deposit of SE Iran: In situ LA-ICP-MS analyses” by Mirzaei et al. (2018): (Ore geology Reviews, 102, 639–653). Ore Geology Reviews. doi.org/10.1016/j.oregeorev.2019.102942.

Babaki, A. (2004) Investigation on the model of iron mineralization at Gol-e-Gohar iron mine, Sirjan, Kerman. M.Sc. thesis, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran (in Persian).

Babaki, A. and Aftabi, A. (2006) Investigation on the model of iron mineralization at Gol-e-Gohar deposit, Sirjan, Kerman. Scientific Quarterly Journal, Geosciences 16: 40-59 (in Persian).

Badavi, M. (2018) Exploration and economic evaluation of trace, special and precious elements (Au, Pt and Pd) in sulfide minerals at Gohar Zamin iron deposit, Sirjan, Kerman. M.Sc. thesis, Shaid Bahonar University, Kerman, Iran (in Persian).

Badavi, M., Atapour, H. and Mohammadi, M. (2018) Petrography, structure-texture of iron oxide ores at anomaly #3 of Gol-e-Gohar deposit, Sirjan, Iran. 36th Symposium of Geosciences. Geological Survey of Iran (in Persian).

Baldwin, G. J. (2014) The stratigraphy and geochemistry of the rapitan iron formation, northwest Territories and Yukon, Canada. Unpublished Ph.D. thesis, Laurentian University.

Bayati-Rad, Y., Mirnejad, H. and Ghalamghash J. (2013) Distribution and abundance of rare earth elements in magnetite from Gol-e-Gohar iron ore deposit, Sirjan, Kerman. scientific quarterly journal, Geosciences 23(90): 217-224 (in Persian).

Bralia, A., Sabatini, G. and Troja, F. (1979) A reevaluation of the Co, Ni ratio in pyrite as geochemical tool in ore genesis problem. Mineralium Deposita 14: 353-374.

Dalfardi, M. (2012) Investigation of sulfur genesis of sulfide minerals in the anomalous 1, 2 and 3 Gol-E-Gohar iron mine, Sirjan. M.Sc. thesis, School of Earth Science, Damghan University, Damghan, Iran (In Persian).

De Vos, W. and Tarvainen, T. (2006) Geochemical atlas of Europe. Part 2, Geochemistry of Elements. Geological Survey of Finland, Otamedia Oy, Espoo.

Deer, W. A., Howie R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to rock forming minerals. Longman Scientific & Technical, New York, US.

Dimitrijevic, M. (1973) Geology of Kerman region. Institute for Geological and Mining Exploration and Investigation of Nuclear and other Mineral Raw Materials. Geology Survey of Iran, Report Yu/53.

Dupuis, C. and Beaudion, G. (2011) Discriminant diagrams for iron oxide trace element fingerprinting of mineral deposit type. Mineralium Deposita 46: 319-335.

Faure, G. (1992) Principle s and applications of inorganic geochemistry. Macmillan Coll Div.

Gross, G. A. and McLeod, C. R. (1987) Metallic mineralization on the deep seabed. Geological Survey of Canada 34: 21-86.

Guilbert, J. M. and Park, C. F. (1997) The geology of ore deposits. Freeman Company, New York, US.

Hallaji, A. (1991) Mineralogy study of trace elements and the origin of Gol Gohar ore deposit. Tehran Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Harding, C. J. (2009) Origin of the Zeekoebaart and Nauga East high-grade iron ore depositd, Northern Cape Province, South Africa., M.Sc. thesis, Rand Aficaans, University.

Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., 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: 1-21

Jafari, A., Karimpour , M. H., Mazaheri, S. A., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Askari, M. (2018) Mineralogy, the nature of magmatic and tectonic setting of amphibolite protolith from Gol-e-Gohar iron ore deposit (No. 1) Sirjan, Kerman. Iranian Journal of Petrology 35: 27-54 (in Persian).

Kabata-Pendias, A. (2011) Trace elements in soils and plants. Taylor & Fransic Press.

Khalili-Mobarhan, S. (1993) The genesis of the Gole-e-Gohar iron ore deposit. M.Sc. thesis, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran (in Persian).

Klein, C. (2005) Some Precambrian banded iron formation (BIFs) from around the word, their age, geological setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origin. American Mineralogist 90: 1473-1499.

Kusha Madan Consultant Engineers Co. (2016) Internal Report of Mine (In Persian).

Lapakko, K. (2002) Metal mine rock and waste characterization tools: an overview. IIED/WBCSD project.

Levinson, A. A. (1980) Introduction to exploration geochemistry. Applied Publishing Company.

Loberg, B. E. H. and Hornidal, A. K. (1983) Ferried geochemistry of Swedish Precambrian Iron ores. Mineralium Deposita 2: 228-242.

Lottermoser, B. G. (2007) Mine wastes characterization, treatment and environmental impacts. Springer, Verlag.

Mahmoudi, S., Mahmoudi, A. and Mehrabi, B. (2017) Microstructure and geochemical evidences for genesis of the Gol-e-Gohar iron deposit. Iranian Journal of Economic Geology 9(2): 463-481 (in Persian).

Maynard, J. B. (1983) Geochemistry of sedimentary ore deposits. Springer, Verlag.

Mirzaei, R., Ahmadi, A., Mirnejad, H., Gao, J. F., Nakashima, K. and Boomeri, M. (2018) Two-tiered magmatic-hydrothermal and skarn origin of magnetite from Gol-e-Gohar Iron ore deposit of SE Iran: In situ LA-ICP-MS analyses. Ore Geology Reviews 102: 639-653.

Mirzaie, H. (2004) Investigation on the model of iron mineralization at Gohar-e-Hadid, Ferdos and Chah-e-Choghok indications, Sirjan-Hajiabad. M.Sc. thesis, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran (in Persian).

Mohseni, S. and Aftabi, A. (2015) Structural, textural, geochemical and isotopic signatures of synglaciogenic Neoproterozoic banded iron formations (BIFs) at Bafq mining district (BMD, Central Iran. The possible Ediacaran missing link of BIFs in Tethyan metallogeny. Ore Geology Review 71: 215–236.

Moxham, R. L. (1990) Geology and ore characteristics of the gol-e-gohar iron deposit. Sseminar at Tehran University.

Mucke, A. and Younessi, R. (1994) Magnetite-apatite deposits (Kiruna-type) along the Sanandaj-Sirjan zone and in the bafq area, Iran. Mineralogy and Petrology 50(4): 219-244.

Mucke, A. and Golestaneh, F. (1982) The genesis of the Gol-e-Gohar iron ore deposit (Iran). Chemie der Erde - Geochemistry 41(3): 193-212.

Nystrom, J. O. and Henriquez, F. (1994) Magmatic features of iron ore of Kiruna type in Chile and Sweden: ore textures and magmatic geochemistry. Economic geology 89: 820-839.

Pettijohn, F. J. (1975) Sedimentary Rocks. 3rd Edition, Harper and Row, New York.

Pourkhak, F. (2003) Paragenesis, petrogenesis, petrochemical of Gol-e-Gohr Iron ore deposit (Anomaly3). M.Sc. thesis, Shahid Bahonar University, Kerman, Iran (in Persian).

Reich, M., Palacios, C., Bara, P. and Chryssoulis, S. (2013) “Invisible” silver in chalcopyrite and bornite from the Mantos Blancos Cu deposit, northern Chile. European Journal of Mineralogy 25: 453–460.

Rose, W. R., Hawkes, H. E. and Webb, J. S. (1979) Geochemistry in Mineral Exploration. 2nd Edition, Academic Press, London, UK.

Sabzehei, M., Eshraghi, S. A., RoshanRavan, J. and Seraj, M. (1994) Geological map of Iran, 100, 000 series, Gol-e-Gohar Quadrangle. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Safarzadeh, E., Masoudi, F., Hassanzadeh, J. and Pourmoafi, S. M. (2016) The presence of Precambrian basement in Gol-e-Gohar of Sirjan, south of Iran. Iranian Journal of Petrology 26: 153-170 (in Persian).

Sahlström, F., Arribas, A., Dirks, P., Corral, I. and Chang, Z. (2017) Mineralogical distribution of germanium, gallium and indium at the Mt Carlton high-sulfidation epithermal deposit, NE Australia, and comparison with similar deposits worldwide. Minerals 7: 213-241.

Shao, Y. J., Wang, W. S., Liu, Q. Q. and Zhang, Y. (2018) Trace element analysis of pyrite from the Zengchong gold deposit, northeast Hunan province, China: implications for the ore-forming processes. Fortschr. Minerals 8: 262.

Slack, J. F., Shaw, D. R., Leitch, C. H. B. and Turner, R. J. W. (2000) Tourmalinites and coticules from the Sullivan Pb-Zn-Ag deposit and vicinity, British Columbia. Economic Geology 21-47.

Spry, P. G., Marshal, B. and Vokes, F. M. (2000) Metamorphosed and metamorphogenic ore deposits. Reviews in Economic Geology. Society of Economic Geologist, Inc.

Torabian, S. (2007) Minerals and ore genesis anomaly3 Gol-e-Gohar. M.Sc. thesis, Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Trendall, A. F. and Morri, R. C (1983) Iron-formation: facts and problems. Elsevier.

Yaghoubi, A. (1999) Geochemical study of Golgohar deposit. M.Sc. thesis, University of Shiraz, Shiraz, Iran.

Yeo, G. M. (1981) The late Proterozoic Rapitan glaciation in the northern Cordillera. In: Proterozoic Basins of Canada (Ed. Campbell, F. H. A.) 25–46. Geological Survey of Canada.

Young, G. M. (1976) Iron-formation and glaciogenic rocks of the rapitan group, Northwest Territories Canada. Precambrian Research 3: 137-158.

Zhao, K. D. and Jiang, S. Y. (2007) Rare earth elements and yttrium analyses of sulfides from the Dachang Sn-polymetallic ore field, Guangxi Province, China: implication for ore genesis. Geochemical Journal 41: 121–134.


دوره 10، شماره 2
تابستان 1398
صفحه 49-78
  • تاریخ دریافت: 26 اسفند 1397
  • تاریخ بازنگری: 01 تیر 1398
  • تاریخ پذیرش: 09 شهریور 1398