Study of iron mineralization in Tekieh Bala iron index, based on mineralogical and geochemical evidence

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of Geology, Faculty of Sciences, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

2 Shool of Geology, Faculty of science, University of Tehran, Tehran, Iran

3 School of Geology, Faculty of science, University of Tehran, Tehran, Iran

Abstract

Abstract
The Tekieh Bala iron index is located in the south east of Kordestan province in Sanandaj- Sirjan geotectonic zone. Exposed rocks at the study area are including granite, gabbro, diorite, quartzmonzonite, quartzmonzodiorite and actinolite schist to chlorite schist.Orebody is located in the fault-beratited zone. Magnetite, hematite, goethite, limonite and pyrite included iron minerals in this index. Epidotization, chloritization, sericitization, actinolitization and silicification are the main alteration around the orebody. Geochemical studies of major and trace elements from the magnetite ore and use of diagrams provided by the various researchers shows that this index placed in group of iron oxide deposits, IOA sub-type and IOCG-type. REE Studies have shown, patterns of these elements, and calculated differential parameters emphasize the similarity of this deposit and IOA-type. Ore forming fluids were formed in differentiation and crystalization of intermediate intrusions rocks as a iron-rich hydrothermal fluids, mixing with the meteoric waters has been led to change in the environmental conditions and deposition of orebody.

Keywords

Main Subjects

Full Text

کانسارهای آهن به پنج گروه اصلی ماگمایی، اسکارنی، رسوبی ، آتشفشانی- رسوبی و گرمابی یا IOCG رده‌بندی می‏‌شوند (Guilbert and Park, 1997). کانسارهای اکسید آهن- مس- طلا که IOCG (IOCG = Iron Oxide Copper-Gold) خوانده می‏‌شوند، تیپ جدیدی از کانسارهای آهن هستند که به‌تازگی Hitzman و همکاران (1992) آن را شناسایی کرده‌اند. این کانسارها هم از دیدگاه ذخیره و هم جایگاه زمین‏‌شناسی با سیستم‏‌های کانه‏‌زایی دیگری که تا آن زمان یافته شده بود تفاوت دارد. از ویژگی‏‌های مهم این سیستم‏‌ها، دارابودن مقدارهای چشمگیری از اکسیدهای آهن، همراه با مس، طلا، نقره، اورانیم، باریم، فلوئور، فسفر، بیسموت، کبالت، نیوبیم و عنصرهای خاکی نادر است. پس از آن زمان، اصطلاح اکسید آهن- طلا- مس یا IOCG رایج شده و از موضوع‌های اصلی در زمین‏‌شناسی اقتصادی شد. سرشت ماگماتیسم و نوع جایگاه زمین ساختاری، کنترل‌کنندة اصلی تیپ‏‌های گوناگون آهن است (Stanton, 1972).

در کل، ذخیره‌های اکسیدی در جایگاه‏‌های کمان قاره‏‌ای و پهنه‏‌های درون کراتونی پدید آمده‏‌اند (Pollard, 2000). برپایه بررسی‌های انجام‌شده، طیف گسترده‌ای از کانسارها در تیپ IOCG رده‏‌بندی می‌شوند؛ در حالی‌که شماری از ذخیره‌ها نیز در این رده‏‌بندی جای نمی‏‌گیرند (Zhao and Zhou, 2011). به باور برخی، کانسنگ‏‌های اکسید آهن- آپاتیت و اسکارن‏‌های آهن از کانسارهای IOCG به‌شمار می‌روند؛ زیرا در همراهی با برخی از ایالت‌های فلززایی (جایی که گروه‌های دیگر کانسارها نادر و کمیاب هستند)، در همراهی با دگرسانی آلکالن ‏‌در مقیاس گسترده، به‌ویژه سیستم‏‌های دگرسانی سدیک و در همراهـی با عنصرهای کمـیاب (مانند Cu، Au، P، F، REE و U) هستند (Williams et al., 2005). کانسارهای اکسید آهن- آپاتیت (IOA= Iron Oxide Apatite) گاه عضو پایانی کانسارهای IOCG رده‏‌بندی می‏‌شوند که به‌صورت جهانی در بازة زمانی آرکئن پایانی تا امروز پدید آمده‏‌اند (Williams et al., 2005). کانسارهای IOA و IOCG که دارای اکسیدهای آهن فراوان (مگنتیت یا هماتیت) یا مقدارهای متغییری از Cu، Au، REE، P، U، Ag و Co هستند، سود اقتصادی بالایی دارند (Barton, 2014; Chiaradia et al., 2006; Foose and Mclalland, 1995). با اینکه کانسارهای IOCG بیشتر در پی فرایندهای گرمابی پدید آمده‌‌اند (Barton, 2014; Mumin et al., 2007)، اما خاستگاه کانسارهای IOA هنوز بحث برانگیز است. برخی نویسندگان خاستگاه آنها را گرمابی دانسته‌اند (Barton and Jahnson, 2004; Sillitoe and Burrows, 2002; Haynes, 2000). برخی دیگر خاستگاه آنها را سیال ماگمایی- گرمابی دانسته‌اند که Fe آن به‌طور مستقیم از ماگما خاستگاه گرفته است (Pollard, 2006). بررسی‌های انجام‌شده نشان می‌دهد برپایه الگوی اول پیشنهاد شده، کانسارهای IOA و IOCG با هم وابستگی ژنتیک دارند (Sillitoe, 2003). همراه با بررسی این گونه از ذخیره‌ها در دنیا، زمین‏‌شناسان ایرانی نیز به بررسی این ذخیره‌ها در ایران پرداخته‏‌اند و شماری از ذخیره‌های اکسیدی آهن را در این رده‏‌بندی جای داده‏‌اند (Hafezian and Jamali, 2015; Barati and Gholipoor, 2014; Taghipour et al., 2013; Karimpour, 2011; Nabatian et al., 2009). افزون‌بر عنصر آهن که فراورده با ارزش اصلی در این کانسارها به‌شمار می‌رود، همراهی شمار فراونی از عنصرهای فرعی با ارزش با این ذخیره‌ها، به این گونه ذخیره‌ها اهمیت بخشیده است. شمار فراوانی از این گونه ذخیره‌ها در پهنه سنندج- سیرجان دیده می‏‌شوند. در پهنه سنندج– سیرجان با درازای 1500 کیلومتر، اندیس‏‌ها و کانسارهای آهنی است که کانی‏‌شناسی و بافت آنها بسیار همانند هم است (Muecke and Younessi, 1994). دربارة خاستگاه کانسارهای آهنِ این پهنه بررسی‌های فراوانی انجام شده‏‌ و چگونگی پیدایش آنها همواره بحث برانگیز بوده است (Ghorbani, 2007).

 

مختصات جغرافیایی و راه‏‌های دسترسی

اندیس آهن تکیه بالا از اندیس‏‌های پدیدآمده در بخش شمالی پهنه ساختاری سنندج- سیرجان است. این اندیس در جنوب‏‌خاوری استان کردستان و در فاصله 5/1 کیلومتریِ شمال‏باختری روستای تکیه بالا، در مختصات جغرافیایی E'50˚47 و N'59˚34 جای دارد. دسترسی به این منطقه از راه جاده همدان-سنندج امکان‌پذیر است (شکل 1).

 

 

 

شکل 1- راه‏‌های دسترسی به منطقه تکیـه بالا (استان کردستان)

 

 

پیشینه پژوهش

Muke و Golestaneh (1991) و Muke و Younessi (1994) به بررسی کانسارهای آهن پهنه سنندج- سیرجان پرداخته و برپایه انباشتگی‌های کانیایی و بافتی، خاستگاه آنها را ماگمایی دانسته‏‌اند. Barati (2008) به بررسی چگونگی پیدایش کانسارهای آهن در استان‏‌های همدان، کرمانشاه و کردستان پرداخته و همه این ذخیره‌ها را در گروه کانسارهای IOCG با خاستگاه ماگمایی تا گرمابی رده‏‌بندی کرده است. Miri (2011) با نگرشی ویژه به کانی‏‌سازی آهن، به بررسی سنگ‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی توده‏‌های آذرین منطقه تکیه بالا پرداخته و کانسار تکیه بالا را همانند کانسارهای تیپ کایرونا، جدایش از یک ماگما دانسته‌ است. Dadfar (2011) بررسی‌های دورسنجی روی کانسارهای آهن شمال‏باختری همدان و سنگ‌شناسی آنها انجام داده و با به‌کارگیری داده‌های ماهواره‌ای، دگرسانی‏‌های گرمابی مرتبط با توده‏‌های معدنی در این منطقه را شناسایی کرده است. Aliani و همکاران (2011) با بررسی‏‌ سنگ‌شناسی رگه‏‌ها‏‌ی گرانیتی منطقه تکیه بالا، این رگه‏‌ها را آلکالی و از سری ماگمایی شوشونیتی دانسته و برپایه ویژگی‏‌های زمین‏‌شیمیایی آنها را از گرانتیت‏‌های A2 رده‏‌بندی کرده‌اند.

 

روش انجام پژوهش

برای بررسی اندیس آهن تکیه بالا، بررسی‌ها در دو بخش صحرایی و آزمایشگاهی انجام شد. در بخش صحرایی پیمایش‏‌هایی برای بررسی هندسه مادة معدنی، نقش فرایندهای زمین‏‌ساختی در پیدایش آنها و نمونه‏‌برداری از کانسنگ و سنگ‏‌های دربرگیرنده انجام شد. در بخش آزمایشگاهی، مقطع‌های میکروسکوپی بررسی و تجزیه شیمیایی شدند. در بخش نخست، شمار 39 مقطع نازک و 20 مقطع صیقلی و نازک- صیقلی از سنگ میزبان و کانسنگ ساخته و بررسی شد. برای آماده‌سازی نمونه‏‌ها برای تجزیه زمین‏‌شیمیایی، همه نمـونه‏‌های کانسـنگی بررسی و نمـونه‏‌های مناسب برگزیده شدند. پس از زدودن بخش‏‌های هوازده، نمونه‏‌های مگنتیت با خلوص بالاتر جدا و پس از خردایش با جک هیدرولیک در آسیب با محفظه آگاتی آسیاب شدند. سپس برای انجام تجزیة شیمیایی، شمار 9 نمونه برگزیده و عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی نادر آنها با روش ICP-MS و دستگاه مدل Elan6000 DRC در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زر آزما اندازه‏‌گیری شد. در پایان، داده‏‌های صحرایی، کانی‏‌شناختی و شیمیایی به‌دست‌آمده برای ارزیابی خاستگاه این اندیس به‌کار برده شدند. نام اختصاری کانی‏‌ها برگرفته از Kretz (1983) است.

 

زمین‏‌شناسی ناحیه‏‌ای

پهنه سنندج- سیرجان (Sanandaj- Sirjan Zone یا SSZ) از پهنه‌های فلززایی اصلی در ایران است که به‌صورت پهنه‌ای باریک میان شهرهای سیرجان و اسفندقه در جنوب‏‌خاوری و سنندج در شمال‏‌باختری ایران جای دارد (Mohajjel and Fergusson, 2000). این پهنه با 1500 کیلومتر درازا و 150 کیلومتر پهنا و روند NW-SE، میان پهنه‏‌های زمین‏‌ساختی ایران مرکزی و زاگرس جای گرفته است (Stocklin and Nabavi, 1973). همچنین، دربردارندة مجموعه‏‌ای از سنگ‌های رسوبی- ماگمایی با سن پرکامبرین پسین تا کرتاسه پیشین است که هنگام رویداد دگرگونی و دگرریختی فراوان متحول شده است. سنگ‏‌های پرکامبرین- پالئوزوییک در بخش‏‌های جنوب‌خاوری این پهنه دیده می‏‌شوند؛ اما بیشتر سنگ‌های رخنمون‌یافته در بخش شمال‏‌باختری، سن مزوزوییک دارند. پهنه سنندج- سیرجان منطقه‌ای چندفازی دانسته شده است که چندین رویداد دگرریختی، دگرگونی و ماگماتیسم را سپری کرده است (Hassanzadeh et al., 2008; Maohajjel et al., 2003; Mohajjel and Fergusson, 2000; Tiuman et al., 1981). سنگ‏‌های دگرگونیِ پهنه سنندج- سیرجان دربردارندة شیست‏‌ها، ماربل‏‌ها و ماسه‌سنگ‏‌های دگرگون‌شده گوناگونی است که خاستگاه آنها سنگ‏‌های رسوبی و دگرگونی بوده است (Moinvaziri et al., 2014; Shaikh Zakariaei and Monsef, 2010). توده‏‌های آذرین درونی فراوانی در پهنه سنندج- سیرجان پدید آمده‏‌اند که اندازه آنها از پلوتون‏‌های کوچک تا باتولیت‏‌های با بزرگی 100 کیلومترمربع است. راستای بیشتر این توده‏‌های آذرین درونی روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دارد و هم‌راستا با روند ساختار اصلی زاگرس هستند. بیشتر این توده‏‌ها گرانیتوییدی هستند و در بخش شمالی،‌ توده‏‌های گرانیتوییدی با سنی نزدیک به 170 تا 140 میلیون سال پیش درون کمپلکس دگرگونی ژوراسیک آغازین تا میانی نفوذ کرده‏‌اند (Azizi and Asahara, 2013; Azizi et al., 2011; Mahmodi et al., 2011; Shabazi et al., 2010). فراوانی و پراکندگی گرانیتوییدها در بخش‏‌های شمالی SSZ، به‌ویژه در ناحیه ازنا به قروه، بسیار بیشتر و گسترده‏‌تر از بخش‏‌های دیگر SSZ است (Mohajjel and Fergusson, 2014). از دیدگاه سنی، توده‏‌های گرانیتوییدی از نئوپروتروزوییک (Hassan Zadeh et al., 2008) تا ائوسن (Mahmoudi et al., 2011) رخ داده‏‌اند؛ هرچند بیشتر نفوذی‏‌ها سن‏‌های ژوراسیک- پالئوسن را نشان می‏‌دهند (Shahbazi et al., 2010; Nezafati et al., 2005; Masoudi et al., 2002). این نفوذی‏‌ها بیشتر کالک‌آلکالن هستند و ویژگی‏‌های شناخته‌شدة گرانیتوییدهای نوع I را نشان می‏‌دهند در پهنه کمان قاره‏‌ای پدید آمده‌اند (Sepahi and Athari, 2006; Ghalamghash, 2001). این کمان ماگمایی وابسته به فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر کمربند سنندج- سیرجان دانسته می‏‌شود (Shahbazi et al., 2010; Agard et al., 2005).

اختلاف دیدگاه‌های بسیاری دربارة زمان دقیق فرورانش و برخورد هست (Niromand et al., 2011). به باور برخی پژوهشگران (Arvin et al., 2007; Agard et al., 2005)، فرورانش پوسته اقیانوسی زیر SSZ در 150 میلیون سال پیش، در تریاس- ژوراسیک آغازین روی داده است؛ هرچند پژوهشگران دیگری (Alavi, 1994; Moeinvaziri, 1985) زمان فرورانش نخستین را کرتاسه آغازین- پایانی می‏‌دانند. دربارة زمان بسته‏‌شدن پایانی اقیانوس نئوتتیس یا برخورد بلوک‏‌های ایران و عربستان نیز دیدگاه‌های گوناگونی هست. Alavi (1994) زمان این برخورد را به کرتاسه پایانی نسبت می‏‌دهد؛ هرچند Broud (1987) این زمان را ائوسن، Berberian و همکاران (1982) آن را نئوژن و Agard و همکاران (2005) آن را 23 تا 25 میلیون سال پیش می‏‌دانند.

 

زمین‏‌شناسی منطقه‏‌ای

اندیس آهن تکیه بالا در شمال‏‌خاوری شهرستان سنقر و در نقشة زمین‏‌شناسی 1:100000 سنقر (Eshraghi et al., 1996) است (شکل 2). سنگ‏‌های دگرگونی شیستی و سنگ‏‌های آذرین بیرونی (مانند: آندزیت‏‌ها و تراکی‌آندزیت‏‌ها) از کهن‏‌ترین سنگ‌های این منطقه و به سن مرز تریاس تا ژوراسیک هستند (Eshraghi et al., 1996). سنگ‏‌های دگرگونه شیستی که درون سنگ‏‌های آذرین درونی هستند دربردارندة شیست‌سبز و آمفیبول‌شیست هستند و در پی دگرگونی ناحیه‏‌ای در رخساره شیست‌سبز پدید آمده‌اند (Miri, 2011).

 

 

شکل 2- نقشه زمین‏‌شناسی اندیس آهن تکیه بالا در چهار گوش سنقر با مقیاس 1:100000 ( Eshraghi et al., 1996)


 

 

در اندیس آهن تکیه بالا، لایه‏‌ای از این سنگ‏‌های دگرگونی برونزد دارد که اندیس آهن درون آن است. در حقیقت، سنگ‏‌های شیستی میزبان اصلی اندیس آهن تکیه بالا هستند (شکل 3- A). این سنگ‏‌ها بیرون‏‌زدگی‏‌های کمی دارند و مگر چند نقطه، در بخش‌های دیگر از دید پنهان هستند. گمان می‌رود این سنگ‏‌ها در برابر سنگ‏‌های کناریِ خود استحکامی ندارند و ازاین‌رو، بیشتر از آنها فرسوده شده‌ و با واریزه‏‌ها پوشیده شده‏‌اند.

سنگ‌های گرانیتی منطقه در برابر سنگ‌های مافیک و حد واسط، گسترش کمتری دارند و بیشتر به‌صورت بیرون‌زدگی‏‌های کوچک، جداگانه و رگه‏‌های تزریق‌شده در سنگ‌های حد واسط، در بخش‏‌های بالادست اندیس دیده می‏‌شوند (شکل 3- B). در برخی بخش‏‌ها، انکلاوهایی از دیوریت درون سنگ‏‌های حد واسط دیگر دیده می‏‌شوند (شکل 3- C). این سنگ‏‌ها ترکیبی از مونزونیت تا کوارتزمونزونیت و کوارتزمونزودیوریت دارند و فراوان‏‌ترین سنگ‏‌های منطقه هستند (شکل 3- D).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میدانی از منطقه تکیه بالا (استان کردستان). A) تزریق تودة معـدنی درون سنگ‏‌های شیستی که میـزبان اصلی کانه‏‌زایی در منطقه هستند؛ B) رگه‏‌های گرانیتی (بخش روشن) در سنگ‏‌های حد واسط با ترکیب دیوریتی (بخش تیره)؛ C) انکلاوهای دیوریتی (بخش تیره) در سنگ‏‌های حد واسط دیگر با ترکیب مونزونیت، کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت؛ D) رخنمون سنگ‏‌های حد واسط با ترکیب مونزونیت، کوارتزمونزونیت و کوارتزمونزودیوریت

 

 

 

ازآنجایی‌که این توده‏‌ها سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی را قطع کرده‏‌اند، پس به سن پس از کرتاسه هستند. نقشة زمین‏‌شناسی منطقه نیز نشان می‏‌دهد توده‏‌های رخنمون یافته در منطقه به سن ائوسن- الیگوسن هستند (Eshraghi et al., 1996). در بخش‏‌های بالا دست اندیس (بلندی‌های شمالی منطقه)، گابرو و دیوریت به‌همراه گرانیت، رخنمون دارند و با فاصله بسیاری نسبت به توده معـدنی جای گرفته‏‌اند. برپایه نقـشة زمین‏‌شناسی منطقه توده‏‌های رخنمون یافته در منطقه به سن ائوسن- الیگوسن هستند.

اندیس آهن تکیه بالا کانی‏‌شناسی ساده‏‌ای دارد و بیشتر از مگنتیت به‌همراه مقداری هماتیت ساخته شده است. در پی هوازدگی در بخش‏‌های سطحی کانسار، مگنتیت با هماتیت و لیمونیت جایگزین شده است (شکل 4- A). در این منطقه، در پی فرسایش و فرایندهای پیدایش خاک، سنگ میزبان اندیس و همچنین، رخنمون ماده معدنی کاهش یافته است. کانی‏‌سازی آهن در سطح زمین به‌صورت بیرون‌زدگی‏‌هایی با بزرگی کم (تا چند مترمربع) دیده می‏‌شود. برپایه بررسی‌های صحرایی، چگونگی کانه‌زایی به‌صورت توده‏‌ای، لایه‏‌ای، پراکنده و رگه‏‌ای دیده می‌شود (شکل‌های 4- B تا 4- E). کانه‏‌سازی نواری دربردارندة تناوب لامینه‏‌های پرعیارِ سرشار از مگنتیت و کم‌عیارِ سرشار از کوارتز است. پارامترهای دگرریختی (مانند: چین‏‌خوردگی در نوارهای سرشار از مگنتیت و نوارهای سرشار از کوارتز) نیز به‌خوبی در نمونه‏‌ها دیده می‌شوند (شکل 4- F). در پی جای‌گرفتن این منطقه در بخشی از پهنه ساختاری سنندج- سیرجان که در نزدیکی زاگرس است، شدت فرایندهای دینامیکی و گسلش بسیار بالا بوده است و ازاین‌رو، ماده معدنی و سنگ‏‌های دربرگیرنده کانسار در منطقه خرد‏‌ شده‌اند (شکل‌های 4- G و 4- H). در منطقه بررسی‏‌شده برخی از گسل‏‌ها روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دارند و برخی دیگر، روند شمال‌خاوری- جنوب‌باختری نشان می‌دهند (شکل 2).

 

دگرسانی در منطقة بررسی‏‌شده

برپایه ویژگی‌های صحرایی و بررسی‌های میکروسکوپی، افزون‌بر کانه‏‌زایی آهن، سنگ‏‌های دربرگیرندة این اندیس به‌گونة گسترده‌ای دچار دگرسانی شده‌اند. بیشتر دگرسانی‏‌های دیده‏‌شده در این منطقة، دگرسانی اپیدوتی، کلریتی، سرسیتی، اکتینولیتی و سیلیسی هستند. در سنگ‏‌های این منطقة، پلاژیوکلازها در پی فرایند سوسوریتی‌شدن با اپیدوت جایگزین شده‏‌اند. این دگرسانی نوع ویژه‌ای از دگرسانی پروپلیتیک است که با فراوانی متفـاوت در بیشتر مقطع‌های نازک دیده می‏‌شود (شکل 5- A). از دیگر دگرسانی‏‌های دیده‏‌شده در این منطقه، کلریتی‏‌شدن است که در آن، کلریت از دگرسانی کانی‏‌های فرومنیزین (مانند: هورنبلند) پدید آمده است (شکل 5- B). سرسیتی‏‌شدن نیز به‌گونة گسترده‌ای در سنگ‏‌های منطقه رخ داده است و در پی آن، پلاژیوکلازها با سرسیت ریزدانه و پولکی جایگزین شده‏‌اند (شکل 5- C). از دیگر دگرسانی‏‌های دیده‏‌شده در اندیس آهن تکیه بالا، دگرسانی اکتینولیتی است. برپایه بررسی مقطع‌های نازک، پیدایش اکتینولیت در این منطقه پیامد دگرسانی کلینوپیروکسن‏‌ها (اوژیت) بوده است (شکل 5- D). سیلیسی‏‌شدن نیز در سنگ‏‌های منطقة بررسی‏‌شده بیشتر به‌صورت رگه‏‌ای دیده می‏‌شود و نشان‌دهندة ورود سیلیس با محلول‏‌های گرمابی به درون شکستگی‏‌ها و ته‏‌نشینی درون آن‏‌هاست (شکل 5- E).

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میدانی از سنگ‌شناسی منطقه تکیه بالا (استان کردستان). A) هوازدگی ماده معدنی در بخش‏‌های سطحی و جایگزین‌شدن با لیمونیت و هماتیت؛ B) کانه‏‌سازی توده‏‌ای مگنتیت؛ C) کانه‏‌سازی نواری و متناوب اکسید آهن (مگنتیت) و کوارتز؛ D) کانه‏‌سازی پراکنده مگنتیت و هم‏‌روند با برگوارگی در سنگ‌های شیستی؛ E) کانه سازی رگه‏‌ای مگنتیت در سنگ‌های شیستی؛ F) چین‏‌خوردگی نوارهای سرشار از مگنتیت (بخش تیره) و سرشار از کوارتز (بخش روشن)؛ G) اثر نیروهای زمین‌ساختی بر سنگ دربرگیرنده؛ H) خردشدگی در کانسار و سنگ میزبان

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از دگرسانی‌ها در منطقه تکیه بالا (استان کردستان). A) دگرسانی سوسوریتی؛ B) دگرسانی کلریتی؛ C) دگرسانی سرسیتی؛ D) دگرسانی اکتینولیتی؛ E) دگرسانی سیلیسی (:Pl پلاژیوکلاز؛ :Ep اپیدوت؛ :Chl کلریت؛ :Act اکتینولیت؛ Ser: سرسیت؛ :Qtz کوارتز؛ Spn: اسفن؛ Agt: اوژیت؛ Hbl: هورنبلند)

 

 

سنگ‏‌نگاری

1- گرانیت

گرانیت‏‌ها در چند نقطه از منطقه برونزد دارند و بیشتر به‌صورت بیرون‏‌زدگی‏‌های کوچک و رگه‏‌های تزریق‌شده در سنگ‌های دیوریتی در بخش‏‌های شمالی منطقه دیده می‏‌شوند. این سنگ‏‌ها در نمونه‏‌های ماکروسکوپی به‌صورت دانه متوسط هستند و به رنگ صورتی کم رنگ تا خاکستری دیده می‏‌شوند. مجموعه کانی‏‌های دیده‏‌شده در این سنگ‌ها دربردارندة کوارتز (40 تا 45 درصد حجمی)، ارتوکلاز (20 تا 25 درصد حجمی)، پلاژیوکلاز (15 تا 20 درصد حجمی)، هورنبلند (5 درصد حجمی)، بیوتیت (10 درصد حجمی)، کانی‏‌های فرعیِ اسفن و آپاتیت و کانی‏‌های ثانویه اپیدوت، کلریت و سرسیت هستند. در مقطع‌های میکروسکوپی بررسی‌شده این سنگ‏‌ها، بافت‏‌های گرانولار با دانه‏‌های نیمه‏‌شکل‏‌دار تا گرانوفیری دارند. بافت گرانوفیری پیامد درهم‌رشدی کوارتز درون آلکالی‌فلدسپار است (شکل 6- A) و در گرانیت‏‌ها و نفوذی‏‌های بسیار فلسیک و در خلل و فرج برخی سنگ‏‌های مافیک پدید می‏‌آید (Vernon, 2004). بلورهای کوارتز نیمه‌شکل‌دار هستند و سطح آنها سالم به‌چشم می‌خورد. بلورهای پلاژیوکلاز نیز نیمه‌شکل‌دار هستند و بافت زونینگ دارند (شکل 6- B). بلورهای بی‏‌شکل و پراکنده اسفن در همه نمونه‏‌ها دیده می‏‌شوند. در این سنگ‏‌ها میانبارهای سوزنی بلورهای آپاتیت نیز در کانی ارتوکلاز دیده می‏‌شوند (شکل 6- B).

 

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (XPL؛ مگر تصویر A که در PPL گرفته شده است) از سنگ‏‌های آذرین منطقه تکیه بالا (استان کردستان). A) بافت گرانوفیری در گرانیت؛ B) گرانیت با کانی‏‌های کوارتز، ارتوکلاز، پلاژیوکلاز، هورنبلند، بیوتیت و آپاتیت؛ C) بافت آنتی‏‌راپاکیوی در سنگ حد واسط با ترکیب کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت؛ D) بافت پویی‌کیلیتیک در کانی پلاژیوکلاز و سرسیتی‏‌شدن آن در سنگ حد واسط با ترکیب کوارتزمونزونیت تا کوارتزمونزودیوریت؛ E) دیوریت با بافت اینترگرانولار و پویی‌کیلیتیک و کانی‏‌هایِ پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، هورنبلند و بیوتیت؛ F) گابرو با کانی‏‌های اصلی پلاژیوکلاز و اوژیت و بافت‌های اینترگرانولار، اینترسرتال و پویی‌کیلیتیک (Pl: پلاژیوکلاز؛ Bt: بیوتیت؛ Mag: مگنتیت؛ Ap: آپاتیت؛ Qtz: کوارتز؛ Or: ارتوکلاز؛ Agt: اوژیت؛ Hbl: هورنبلند)

 

 

2- مونزونیت، کوارتزمونزونیت و کوارتزمونزودیوریت

این سنگ‏‌ها فراوان‏‌ترین سنگ‏‌هایِ منطقه هستند و از دیدگاه ویژگی‌های کانی‏‌شناسی و بافتی بسیار همانند هم هستند؛ به‌گونه‌ای‌که در بررسی‌های صحرایی به رنگ خاکستری روشن تا تیره و متوسط تا ریزدانه دیده می‏‌شوند. کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها دربردارندة پلاژیوکلاز (بیشتر از نوع آلبیت تا آندزین) (35 تا 40 درصد حجمی)، ارتوکلاز (35 تا 40 درصد حجمی)، کوارتز (2 درصد حجمی)، هورنبلند (5 درصد حجمی)، بیوتیت (5 درصد حجمی)، اوژیت (5 تا 10 درصد حجمی)، کانی‏‌های فرعیِ اسفن، آپاتیت، مگنتیت و کانی‏‌های ثانویة اپیدوت، سرسیت، کلریت و اکتینولیت هستند. در مقطع‌های میکروسکـوپی، این سنگ‏‌ها بافت‏‌های دانه‌ای نیمه‌شکل‌دار، دانه‌ای بی‌شکل، آنتی‏‌راپاکیوی و پویی‌کیلیتیک از خود نشان می‏‌دهند. در بافت آنتی‏‌راپاکیوی، گوشته یا هسته‏‌ای از پلاژیوکلاز درون حلقه‏‌ای از پتاسیم‌فلدسپار جای می‏‌گیرد (Sepahi, 2002) (شکل 6- C). بیشتر پیشنهادها، این بافت را از نشانه‌های مهم برای آمیختگی و آلایش ماگمایی می‏‌دانند. برپایه حضور هم‌زمان سنگ‏‌های با ترکیب بازیک، حد واسط و اسیدی در این منطقه، احتمال رویداد آمیختگی ماگماهای بازیک و اسیدی بسیار بیشتر است (Miri, 2011). در میان این سنگ‏‌ها، نمونه‏‌های مونزونیتی بافت بی‌شکل- نیمه‌شکل‌دار دارند؛ اما نمونه‏‌های کوارتزمونزونیتی و کوارتزمونزودیوریتی، افزون‌بر این بافت‏‌ها، بافت آنتی‌راپاکیوی و پویی‌کیلیتیک نیز دارند (شکل 6- D).

 

3- دیوریت

دیوریت‏‌ها به‌همراه گابروها بلندی‌های شمالی منطقه را در بر می‌گیرند و در فاصله بسیاری نسبت به توده معدنی جای گرفته‏‌اند. در نمونه‏‌های ماکروسکوپی، دیوریت‏‌ها به رنگ خاکستری روشن تا سبز خاکستری و متوسط تا ریزدانه دیده می‏‌شوند. پلاژیوکلاز (55 تا 60 درصد حجمی)، ارتوکلاز (کمتر از 5 درصد حجمی)، کوارتز (کمتر از 5 درصد حجمی)، هورنبـلند (25 درصد حجمی)، بیوتیـت (15 درصد حجمی)، کانـی‏‌های فرعی اسفـن، آپاتیت و کانـی‏‌های ثانویه اپیدوت، سرسیت و کلریت از مجموعه کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها هستند. در مقطع‌های میکروسکوپی، این سنگ‏‌ها بافت‏‌های دانه‌ای شکل‌دار تا دانه‌ای نیمه‌شکل‌دار، اینترگرانولار و پوییکیلیتیک نشان می‏‌دهند. پلاژیوکلاز، ارتوکلاز و به مقدار کمتر کوارتز از کانی‏‌های اصلی روشن سازندة این سنگ‌ها هستند. بلورهای پلاژیوکلاز شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار هستند و بیشتر آنها در راستای رخ و شکستگی‏‌ها، با کانی‏‌های ثانویه (مانند: سرسیت و اپیدوت) جایگزین شده‏‌اند. کوارتزها به مقدار بسیار کمتری دیده می‏‌شوند و بیشتر بی‏‌شکل هستند و فضاهای میان کانی‏‌ها را پر می‏‌کنند. هورنبلـند و بیوتیت از کانی‏‌های تیرة این سنگ‏‌ها هستند (شکل 6- E). برخی بلور‏‌های هورنبلند، از کناره‌ها به کلریت دگرسان شده‏‌اند. بیوتیت‏‌ها در برابر هورنبلندها سالم‏‌تر هستند و نشانه‌های دگرسانی در آنها بسیار کمتر است. اسفن و آپاتیت کانی‏‌های فرعی این سنگ‏‌ها هستند.

 

4- گابرو

در نمونه‏‌های ماکروسکوپی، گابرو به رنگ خاکستری مایل به سیاه و متوسط دانه است. مجموعه کانیایی دیده‏‌شده در این سنگ‏‌ها بیشتر دربردارندة پلاژیوکلاز (60 تا 65 درصد حجمی)، اوژیت (25 تا 30 درصد حجمی)، کانی‌های فرعیِ بیوتیت، اسفن و مگنتیت و کانی‏‌های ثانویة اپیدوت، سرسیت و اکتینولیت است. در مقطع‌های میکروسکوپی، این سنگ‏‌ها بافت‏‌های دانه‌ایِ شکل‏‌دار تا دانه‌ای نیمه‏‌شکل‏‌دار، پویی‌کیلیتیک، اینترگرانولار و اینترسرتال دارند. اگر فضای میان بلورهای پلاژیوکلاز با شیشه، مواد نهان‌بلور و یا کانی‏‌های ثانویه (مانند: کلریت، سرپنتین و کلسیت) پر شود، بافت را اینترسرتال می‏‌گویند (Sepahi, 2002) (شکل 6- F). پلاژیوکلاز کانی اصلی روشن‌رنگ است. پلاژیوکلازها خودشکل تا نیمه شکل‏‌دار، متوسط بلور و با ماکل پلی‏‌سنتتیک هستند. در برخی مقطع‌ها، نشانه‌های دگرریختی در این بلورها فرایند‏‌های زمین‌ساختی در منطقه را نشان می‌دهند. در پی دگرسانی، پلاژیوکلازها با کانی‏‌های رسی جایگزین شده‏‌اند. همچنین، کانی‏‌هایی مانند اوژیت و به مقدار کم، بیوتیت نیز در این سنگ‌ها دیده می‏‌شوند (شکل 6- F). بلورهای اوژیت، دانه‌ایِ نیمه‌شکل‌دار و متوسط بلور هستند. بیشتر این بلورها در پی دگرسانی با اکتینولیت جایگزین شده‏‌اند (شکل 6- F). در این نمونه‏‌ها، اسفن و مگنتیت از کانی‏‌های فرعی هستند. بلورهای اسفن بسیار ریز و بی‏‌شکل بوده و در سنگ پراکنده هستند.

 

5- سنگ‏‌های دگرگونی (اکتینولیت کلریت شیست)

این سنگ‏‌ها میزبان اصلی اندیس تکیه بالا هستند و مقدار اکسید آهن آنها از سنگ‌های دیگر این منطقه بیشتر است. بررسی مقطع‌های نازک و نازک صیقلی سنگ میزبان شیستی نشان می‏‌دهد این سنگ‏‌ها ترکیب اکتینولیت کلریت شیست دارند. کلریت، اکتینولیت و کوارتز از کانی‏‌های اصلی و آپاتیت و مگنتیت از کانی‏‌های فرعی این سنگ‌ها هستند.

در مقطع‌های میکروسکوپی این سنگ‏‌ها بافت لپیدوبلاستیک دیده می‌شود. در این سنگ‏‌ها و در مقطع‌های نازک، کانی‏‌ کوارتز خاموشی موجی نشان می‏‌دهد (شکل 7- A). خاموشی موجی در کوارتز نشان می‌دهد این سنگ‏‌ها دچار نیروهای زمین‌ساختی شده‌اند (Passcheir and Trouw, 1996).

 

 

 

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از اکتینولیت کلریت شیست منطقه تکیه بالا (استان کردستان). A) بلورهای کوارتز با خاموشی موجی؛ B) پیدایش بلورهای شکل‌دار آپاتیت و پرشدگی شکستگی‏‌های آن با هماتیت؛ C) آپاتیت (نقاط کوچک روشن) و مگنتیت در یک رگچه؛ D) پیدایش مگنتیت‏‌های رگه‏‌ای سنگ میزبان؛ E) پیدایش مگنتیت‏‌های با ماکل زانویی در سنگ میزبان؛ F) هم‌روندی مگنتیت با شیستوزیته سنگ (Qtz: کوارتز؛ Chl: کلریت؛ Ap: آپاتیت؛ Act: اکتینولیت؛ Mag: مگنتیت)


 

 

بلورهای آپاتیت به‌صورت پراکنده و درشت بلور شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار (شکل 7- B) و همچنین، رگه‏‌ای (شکل 7- C) دیده می‏‌شوند. نیروهای زمین‌ساختی منطقه آپاتیت‏‌های شکل‌دار را دچار شکستگی کرده‌اند و سپس این شکستگی‏‌ها با کانی‏‌های ثانویه (مانند: هماتیت) پر شده‌اند (شکل 7- B). در این سنگ‏‌ها مگنتیت به‌صورت رگه‏‌ای و همچنین، پراکنده و شکل‌دار در زمینه سنگ دیده می‏‌شود (شکل‌های 7- D و 7- E). در بخش‌‏‌هایی از این سنگ‏‌ها، کانة مگنتیت هم‏‌روند با شیستوزیته پدید آمده است (شکل 7- F). در این منطـقه، در برخی بخش‏‌ها، سنگ‏‌های شیستی که میزبان اندیس هستند، در پی رفتار نیروهای زمین‌ساختی میلونیتی شده‏‌اند. سنگ‏‌های میلونیتی‌شده و فابریک‏‌های ساختاری دیده‏‌شده در آنها، پیدایش پهنه گسله و ویژگی‌های آن در این منطقه را نشان می‌دهد. هرکدام از کانی‏‌ها رفتار شناخته‌شده‌ای در برابر دگرریختی از خود نشان می‏‌دهند (Passcheir and Trouw, 1996). ازآنجایی‌که در میان کانی‏‌های سازندة این سنگ‏‌ها، بلورهای کوارتز بسیار دچار دگرریختی شده‌اند، نشانه‌های دگرریختی دیده‏‌شده در این کانی در زیر بررسی می‏‌شوند.

مهم‏‌ترین نشانه‌های دگرریختی دیده‏‌شده در این کانی عبارتند از: خاموشی موجی (شکل 8- A)، بازتبلور دینامیکی (شکل 8- B)، رشد بلورهای جدید در حاشیه پورفیروکلاست‏‌ها و در محل سایه‏‌های فشاری که مقدار تنش کمتر است (شکل 8- C) و شکستگی بلورهای کوارتز (شکل 8- D).

 

 

 

شکل 8- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از فابریک‏‌های ساختاری در سنگ میزبان منطقه تکیه بالا (استان کردستان). A) خاموشی موجی بلورهای کوارتز؛ B) بازتبلور دینامیکی بلورهای کوارتز؛ C) پدیدار‏‌شدن بلورهای ریزتر و نوظهور در گرداگرد بلورهای درشت کوارتز؛ D) شکستگی و پرشدگی بعدی بلور کوارتز (:Qtz کوارتز، Mag: مگنتیت، :Chl کلریت)

 

 

رفتار برخی کانی‏‌ها در برابر نیروهای زمین‌ساختی راهنمایی برای پی‏‌بردن به شرایط رویداد دگرریختی در منطقه از دیدگاه دمایی است. در کل، در دمای کمتر از 300 درجه سانتیگراد، انحلال فشاری و شکستگی‏‌های بِرشی از ریز ساختارهایِ کوارتز هستند (Passchier and Trouw, 1998). در دمای بالاتر (300 تا 400 درجه سانتیگراد) تیـغه‏‌های دگرریختی و نیز خاموشی موجـی در بلورهـای کوارتز گستـرش می‏‌یابند (Passchier and Trouw, 1998). بررسی ریزساختارها و فابریک‏‌های دیده‏‌شده در بلورهای کوارتز سنگ‏‌های شیستی میلونیتی‌شده این منطقة نشان‏ می‌دهد تغییرات ساختاری در این پهنه بُرشی در دمایی نزدیک به 300 تا 400 درجه سانتیگراد رخ داده است.

 

کانه‌نگاری

برپایه بررسی‌های میکروسکوپی روی مقطع‌های صیقلی و نازک-صیقلی، کانه‏‌های این اندیس بیشتر از گروه‌های اکسیدی، هیدروکسیدی و سولفیدی هستند. ویژگی‌های صحرایی و همچنین، بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‏‌دهند مگنتیت کانة اصلی این اندیس است. به‌ترتیبِ فراوانی، مگنتیت، هماتیت، گوتیت، لیمونیت و پیریت از کانه‏‌های دیده‏‌شده در این اندیس هستند.

 

1- مگنتیت

در بیشتر مقطع‌های صیقلی و نازک- صیقلی بررسی‌شده، اصلی‏‌ترین کانه این اندیس مگنتیت است. در برخی مقطع‌ها، آپاتیت نیز به‌صورت ریزدانه همراه با مگنتیت دیده می‏‌شود. مگنتیت در مقطع‌های صیقلی بررسی‌شده به رنگ سفید تا کرم و گاه مایل به ‌صورتی است؛ این پدیده پیامد تیتانیم‌داربودن ساختار بلوری آن است (Romdohr, 1980). مگنتیت‏‌هایِ با خاستگاه آذرین و گرمابی به رنگ کرم مایل به ‌صورتی تا قهوه‏‌ای روشن هستند (Romdohr, 1980). بافت توده‏‌ای، بافت دانه‏‌ای، بافت دانه پراکنده، بافت زونینگ و بافت مارتیتی از بافت‏‌های دیده‏‌شده در کانة مگنتیت در این اندیس هستند.

مهم‏‌ترین بافتی که در نمونه‏‌ها دیده می‏‌شود، بافت توده‏‌ای و ریزدانه است (شکل 9- A). در لایه‏‌های سرشار از اکسید، تبلور هم‌زمان دانه‏‌ها پیدایش بلورهایی با زاویه‌های میان‌وجهی بسیار متغیر را در پی دارد. این ویژگی در کانه مگنتیت اندیس تکیه بالا به‌خوبی دیده می‏‌شود (شکل 9- B). بافت دانه پراکنده دربردارندة بلورهای شکل‌دار و پراکندة مگنتیت در زمینه‏‌ای از کانی‏‌های باطله است که نمونه‏‌ای از آن در شکل 9- C دیده می‏‌شود. بافت دانه پراکنده در مگنتیت به خاستگاه نخستین آن بستگی دارد (Hapugoda and Peterson, 2009). از بافت‏‌های دیگر دیده‏‌شده در کانه مگنتیت، بافت زونینگ است (شکل 9- D). این بافت در مگنتیت بافت رایجی نیست و گهگاه رخ می‏‌دهد. بخشی از این زونینگ پیامد تغییرات شیمیایی بوده و بخش دیگر پیامد نوسان‌های پدیدآمده در پی رشد مگنتیت است (Romdohr, 1980). همان‏گونه‌که در شکل 9- E دیده می‏‌شود، بافت مارتیتی در شماری از لایه‏‌ها دیده می‏‌شود، هرچند شماری از لایه‏‌ها بافت مارتیتی‏‌ ندارند. معـمولاً لایه‏‌های بافت مارتیتی‏‌‌دار و بی بافت مارتیتی‏‌ به‌صورت یک درمیان جای گرفته‏‌اند و دو رنگ سفید و صورتی تا قهوه‏‌ای کمرنگ را در لایه‏‌ها پدید آورده‌اند که زونینگ خوبی نشان می‌دهد. مارتیتی‏‌شدن جانشینی مگنتیت با هماتیت در راستای سطوح اکتاهدرال مگنتیت است (Romdohr, 1980) (شکل 9- F).

 

2- پیریت

فاز سولفیدی پیریت گهگاه میان گوتیت و مگنتیت‏‌ها دیده می‏‌شود و این پدیده نشانة پیدایش این اندیس در شرایط اکسایشی است (Torab, 2008). پیریـت بیشتر به‌صورت دانه پراکنده دیده می‏‌شود و فراوانی آن در بیشتر مقطع‌های صیقلی بررسی‌شده بسیار کم است. در پی فرایندهای هوازدگی و رفتار محلول‏‌های اکسیدان، پیریت با گوتیت جایگزین شده است (شکل 9- E) (Thomas and Traina, 2004).


 

 

 

شکل 9- تصویرهای میکروسکوپی (PPL) از کانه مگنتیت در اندیس منطقه تکیه بالا (استان کردستان). A) بافت توده‏‌ای در مگنتیت؛ B) پیوندگاه سه‌گانه با زاویه120درجه میان بلورهای مگنتیت و بافت دانه‏‌ای در آن؛ C) بافت دانه پراکنده در مگنتیت؛ D) بافت زونینگ در مگنتیت؛ E) جانشینی پیریت با گوتیت؛ F) پیدایش هماتیت در پی اکسیداسیون مگنتیت؛ G) بافت کلوفرم در گوتیت؛ H) پیدایش لیمونیت در حفره‌های کانسنگ مگنتیت (Mag: مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛Gt : گوتیت؛ Lm: لیمونیت؛ Py: پیریت)

 

 

3- هماتیت

همه هماتیت‏‌های پدیدآمده در کانسنگ ثانویه هستند و در پی فرایندهای هوازدگی و مارتیتی‏‌شدن از مگنتیت پدید آمده‏‌اند (Craig and Vaughan, 1981). این کانه به‌صورت شبکه‏‌ای با الگوهای ویژه در گرداگرد بلورهای مگنتیت و همچنین، درون شکستگی‏‌های آن پدید آمده است و بی‏‌نظمی آن نشانه فرایند مارتیتی‏‌شدن است (Catling and Moore, 2003) (شکل 9- F).

مارتیتی‏‌شدن فرایندی است که پس از پیدایش کانی روی می‌دهد و بیشتر در کناره‌های دانه‏‌ها و در راستای سطح‌های رخ معمول است؛ اما در پیدایش این بافت واکنــش‏‌های دیگـری نیز نقش دارند. مگنتیت و هماتیت در پی اکسایش SO4-2 به S3- نیز پدید می‌آیند که به pH محیط بستگی دارد. تبلور مگنتیت pH را کاهش و فوگاسیتة اکسیژن مورد نیاز برای کاهش سولـفات را افزایش می‏‌دهد. ازاین‌رو، وجود گوگرد در منطقه بررسی‏‌شده پیدایش پیریت را در پی داشته است. مگنتیت در منطقة بررسی‏‌شده برپایه واکنش 1 (بسته به غلظت گوگرد، دما و فشار) به مقدار بسیار و با SO4-2 و آزاد‏‌شدن OH- و افزایش مقدار pH به هماتیت اکسید می‌شود (Sun et al., 2013).

واکنش 1:

38Fe3O4+ 6SO4-2+ 5H2O= 57Fe2O3+2S3- +10OH-

 

4- گوتیت

در مقطع‌های میکروسکوپی این کانی بیشتر در کناره‌های مگنتیت، پیریت و هماتیت دیده می‏‌شود و در PPL به‌رنگ خاکستری روشن است. در مقطع‌های بررسی‌شده، گوتیت به دو صورت دیده می‏‌شود:

الف) گوتیت‏‌های نابرجا که این نوع گوتیت‏‌ها در پی انحلال پیریت پدید آمده و سپس با آب‏‌های جوی و یا ماگمایی برده شده و در راستای درزه‏‌ها و شکستگی‏‌ها به‌صورت کلوفرم ته‌نشست کرده‌اند (شکل 9- G).

ب) گوتیت‏‌های که به‏‌صورت درجا پدید آمده‏‌اند و در پی انحلال موضعی پیریت (شکل 9- E) و همچنین، انحلال اکسیدهای آهن مگنتیت و هماتیت پدید آمده‌اند (Wang et al., 2012).

 

5- لیمونیت

در مقطع‌های صیقلی، لیمونیت به‌صورت ثانویه در شکستگی‏‌ها و حفره‌های کانسنگ دیده می‏‌شود (شکل 9- H). همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، لیمونیت زرد رنگ از محلولی سرشار از آهن درونِ حفره‌ای در زمینه‏‌ای از مگنتیت رسوب کرده است (Barati and Rasa, 2005).

برپایه ویژگی‌های بافتی بررسی‌شده در مقطع‌های صیقلی دیده می‏‌شود که نخست پیریت پدید آمده و سپس با تغییر pH و Eh محیط و همچنین، کاهش دما مگنتیت پدید آمده است. این پدیده نشان‏‌دهندة رویداد فاز احیایی نخستین، پیش از فاز اکسیدی سازندة اندیـس است (Nasland et al., 2000). پس محلول‏‌های کانی‏‌ساز نخست احیایی بوده‌اند و در این مرحله کانی‏‌های سولفیدی پدید آمده‏‌اند. سپس، فرایندی حالت محلول کانی‏‌ساز را از احیایی به اکسیدان تغییر داده است. محتمل‏‌ترین سازوکاری که برای این حالت در نظر گرفته می‌شود، درهم‌آمیختن محلـول احیایی نخستین با آب‏‌های جوی است. در این منطقه پهنه‌ای‌ بُرشی دیده می‌شود و همچنین، این گروه از مناطق جایگاه خوبی برای نشت و نفوذ آب‏‌های جوی هستند. پس کاهش ناگهانی دما و چه‌بسا فشار در پی رسیدن سیال به پهنه‌های کم‌ژرفا و بِرشی‌شده و آمیختگی آن با آب‏‌های جوی (که با کاهش اسیدیتة سیال و انحلال‌پذیری کمپلکس‏‌های آهن همراه است)، حالت محلول کانی‏‌ساز را از احیاء به اکسیدان تغییر داده است و ترکیب‌های آهن‏‌دار به‌صورت اکسیدی (مگنتیت) نهشته‏‌ شده‌اند. سازوکار یادشده از عوامل اصلی در نهشته‏‌شدن ترکیب‌های آهن‏‌دار به‌شمار می‌رود (Monteiro et al., 2008). برپایه این بررسی‌های کانی‏‌شناسی، توالی کانی‌های همایند (پاراژنزی) برای اندیس آهن تکیه بالا در جدول 1 آورده شده‌اند.


 

 

جدول 1- توالی کانی‌های همایند (پاراژنزی) در اندیس آهن تکیه بالا (استان کردستان)

 

 

 

شیمی کانی‏‌ها

فرایندهای مؤثر در پیدایش کانسار با بررسی چگونگی پراکندگی عنصرهای گوناگون در این سنگ‌ها شناخته می‏‌شوند (Torab, 2008). هنگام تبلور ماگما و پیدایش مگنتیت‏‌ها، عنصرهای فرعی وارد شبکه مگنتیت می‌شوند. برپایه مقدار این عنصرها در مگنتیت و کانسنگ تا اندازه‌ای به چگونگی پیدایش مگنتیت، کانسنگ و خاستگاه آن پی برده می‌شود (Ramdohr, 1980; Scheka, 1980). اکسیدهای آهن به میزان بالایی توانایی جذب کاتیون‏‌ها از محیط را دارند. ازآنجایی‌که فراوانی این کاتیون‏‌ها در پهنه‏‌های زمین‏‌شناسی گوناگون، متفاوت است، غلظت و سرشت این عنصرها نشان‏‌دهنده پیدایش کانسارهای آهن است (Frietsch, 1978). در این بخش، برای بررسی چگونگی پیدایش اندیس تکیه بالا، به بررسی زمین‏‌شیمیایی و داده‌های به‌دست‌آمده پرداخته می‏‌شود. داده‌های تجزیه شیمیایی نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیت تکیه بالا در جدول‌های 2 و 3 آورده شده‌اند.

 

زمین‏‌شیمی کانسنگ مگنتیت تکیه بالا

برپایه زمین‏‌شیمی کانسنگ‏‌های آهن، برخی پژوهشگران نمودارهایی را پیشنهاد کرده‏‌اند که کانسارهای آهن گوناگون را از یکدیگر شناسایی می‌کنند. Lohberg و Horndal (1983) برپایه بررسی‌های خود، نمودار تفکیک زمین‏‌شیمیایی مگنتیت را برپایه عنصرهای Ni و V رسم کرده‌ و در آن کانسارهای ماگمایی و رسوبی آهن را از یکدیگر شناسایی کرده‌اند (شکل 10- A). این پژوهشگران حد پایینی مقدار V در کانسارهای آهن آپاتیتی را 100 تا 650 پی‏‌پی‏‌ام دانسته‏‌اند. به علت نزدیکی شعاع یونی V+3 با شعاع یونی Fe+3 و Ti+4، وانادیم به‌صورت پراکنده در ترکیب کانی‏‌های تیتانومگنتیت، اسفن، ‌روتیل، ایلمنیت، پیروکسن‏‌ها، آمفیبول‏‌ها و گارنت‏‌ها مشارکت می‏کند (Frietsch, 1978; Dill, 2010). در نمودار Ti در برابر V، محدوده کانسارهای آهن آپاتیتی از کانسارهای آهن رسوبی و آهن تیتانیم دار جدا شده است (Lohberg and Horndal, 1983) (شکل 10- B). همچنین، برپایه نمودار میزان Ni/Ti در برابر V/Ti که این پژوهشگران پیشنهاد کرده‌اند نیز محدوده کانسارهای آهن آپاتیتی، کانسارهای آهن تیتانیم‏‌دار و سازندهای آهن نواری از یکدیگر جدا شده است (شکل 10- C). برپایه این نمودارها، اندیس آهن تکیه بالا با داشتن مقدار V بالا در محدوده کانسارهای آهن آپاتیتی جای می‏‌گیرد.

 

جدول 2- مقدار عنصرهای اصلی و فرعی (برپایه ppm) در کانسنگ مگنتیت تکیه بالا (استان کردستان) به روش ICP-MS

TB42 (Mag)

TB37 (Mag)

TB34 (Mag)

TB21 (Mag)

TB18 (Mag)

TB14 (Mag)

TB13c (Mag)

TB13b (Mag)

TB1 (Mag)

Sample No.

6814

10402

1200

1134

2626

3126

1666

5162

1554

Al

24.4

51.6

308.2

15.5

 

86.1

65

72.3

119

As

14

30

52

11

 

39

47

16

26

Ba

7.4

4.7

5.5

6.3

 

6.3

5

3.8

4.9

Be

1.1

0.5

10.1

1.4

 

5.1

1.6

1.8

1.8

Bi

1661

80142

2634

365

 

1266

3815

901

1188

Ca

261.9

24.7

61.5

36.7

 

11.1

54.2

61

74.4

Co

111

65

52

236

 

93

113

41

28

Cr

4

5

16

2

 

16

12

4

9

Cu

395

552

552

329

 

398

555

244

657

K

5

7

2

1

 

2

2

1

3

Li

2618

6345

654

354

 

802

1234

699

1127

Mg

58

106

95

59

 

111

107

120

183

Mn

72.94

1.28

8.07

1.33

 

6.87

9.8

5.52

8.2

Mo

100>

266

410

182

 

160

279

100>

270

Na

45.5

55.9

5.5

6.2

 

3.4

8.6

1.4

6.4

Nd

58

132

184

20

 

209

105

91

106

Ni

1508

49724

6276

1140

 

1303

6235

790

692

P

9

7

7

5

 

8

7

10

7

Pb

1

2

2

1

 

2

2

1>

3

Rb

867

50>

1514

634

 

75

893

58

50>

S

4.2

6.4

2.1

11

 

1.8

7.9

1.8

3.9

Sc

3.7

7

1.6

5.2

1.9

 

3.6

0.9

0.9

Sn

37

172

73

11

14

 

57

7

8

Sr

3.49

21.48

2.99

4.07

2.06

 

10.88

1

0.87

Th

167

567

715

106

357

 

731

858

782

Ti

9.1

4.4

1.79

0.9

0.8

 

2.2

0.6

0.6

U

148

918

1156

332

561

 

1019

2210

1219

V

28.8

66.8

17.7

30.2

18.3

 

61

1.4

2.5

W

5.7

75.1

3.9

1.8

4

 

14.2

3.2

11.8

Y

17

18

15

13

19

 

16

18

22

Zn

10

14

15

11

16

 

23

19

22

Zr

 

جدول 3- مقدار عنصرهای خاکی نادر (برپایه ppm) و محاسبه نسبت‏‌ها و پارامترهای محاسباتی مربوط به REE در نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیت تکیه بالا (استان کردستان) به روش ICP-MS

TB42

TB37

TB34

TB21

TB18

TB14

TB13c

TB13b

TB1

Sample No.

83

125

15

20

6

23

2

8

3

La

119

168

15

21

5

20

2

11

2

Ce

11.5

13.65

1.33

1.67

0.72

1.88

0.24

1.36

0.33

Pr

45.5

55.9

5.5

6.2

3.4

8.6

1.4

6.4

1.8

Nd

6.4

13

1.01

0.83

0.57

1.55

0.29

1.7

0.44

Sm

1.13

2.81

0.24

0.21

0.21

0.4

0.18

0.55

0.18

Eu

4.04

17.61

1.79

1.45

1.49

2.65

1.24

3.06

1.56

Gd

0.34

2.7

0.14

<0.1

0.1

0.36

<0.1

0.39

0.13

Tb

1.36

14.17

0.74

0.34

0.59

2.17

0.43

2.27

0.75

Dy

1.06

12.97

0.84

0.37

0.7

2.63

0.53

2.59

0.88

Er

0.14

1.62

0.13

<0.1

0.11

0.42

<0.1

0.36

0.13

Tm

0.6

5.8

0.5

0.3

0.6

1.7

0.3

1.4

0.5

Yb

0.15

0.87

0.16

0.12

0.17

0.34

0.11

0.25

0.17

Lu

274.16

434.1

42.38

53.05

19.57

65.7

8.62

39.33

11.89

∑REE

34.65

6.78

8.85

15.89

4.22

5.39

2.43

2.81

1.87

∑LREE∑/HREE

55.33

14.36

9.37

16.66

3.52

6.67

1.81

3.2

1.76

(La/Lu)N

7.45

5.52

8.53

13.84

6.04

8.52

3.96

2.7

3.91

(La/Sm)N

0.67

0.56

0.54

0.58

0.69

0.6

0.3

0.73

0.65

[Eu]/ [Eu*]

 


 

شکل 10- نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیت تکیه بالا (استان کردستان) در نمودارهای شناسایی کانسارهای آهن. A) نمودار Ni در برابر V (Lohberg and Horndal, 1983)؛ B) نمودار Ti در برابر V (Lohberg and Horndal, 1983)؛ C) نمودار Ni/Ti در برابر V/Ti (Lohberg and Horndal, 1983)؛ D) نمودار Ni+Co در برابر V (Nyström and Henriquez, 1994)؛ E) نمودار Mn در برابر P (Magnusson, 1973)؛ F) درنمودار Ti/V در برابر (Ni+Ca)/(Cr+Mn) (Beaudoin et al., 2007)

 

 

Nyström و Henriquez (1994) با بررسی ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی مگنتیت‏‌های آهن ناحیه کایرونا سوئد و ال‏‌لاکو شیلی به نتایجی دربارة پراکندگی عنصرهای شاخص در اینگونه کانسارها دست یافتند. این پژوهشگران برپایه تغییرات Ni+Co در برابر V، محدوده کانسارهای آهن آپاتیتی و کانسارهای آهن رسوبی را از هم جدا کرده‏‌اند (شکل 10- D). مهم‏‌ترین تفاوت شیمیایی میان کانسارهای آهن رسوبی و کانسارهای آهن آپاتیتی، میزان عنصر V در کانسارهای رسوبی است (Nyström and Henriquez, 1994). به‏گونه‌ای‌که کم‏‌بودن مقدار این عنصر در کانسارهای آهن نواری، آنها را از نوع کانسارهای آهن آپاتیتی جدا می‌کند (Dupuis and Beaudion, 2011). برپایه این نمودار نیز اندیس آهن تکیه بالا در محدوده کانسارهای آهن آپاتیتی جای می‏‌گیرد.

Magnusson (1973) کانسارهای آهن را به انواع رسوبی، کانسارهای آذرین فقیر از فسفر، کانسارهای آذرین سرشار از فسفر (کانسارهای آهن آپاتیتی)، کانسارهای آذرین فقیر از منگنز و کانسارهای آذرین سرشار از منگنز رده‏‌بندی کرده است (شکل 10- E). کانسارهای آهن رسوبی تمرکز کم تا متوسطی از فسفر دارند؛ در برابر آنها، میزان فسفر در کانسارهای آهن آپاتیتی بالاست. میزان منگنز در کانسارهای آهن رسوبی و کانسارهای آهن آپاتیتی کم تا متوسط است؛ به‌گونه‌ای‌که این کانسارها در گروه کانسارهای فقیر از منگنز جای می‏‌گیرند. کانسنگ مگنتیت تکیه بالا با میزان فسفر بالا و منگنز کم تا متوسط در محدوده کانسارهای اکسیدی آهن سرشار از فسفر (آهن آپاتیتی) و فقیر از منگنز جای می‏‌گیرد.

همچنین، در نمودار Ti/V در برابر (Ni+Ca)/(Cr+Mn) که Beaudoin و همکاران (2007) پیشنهاد کرده‌اند، محدوده کانسارهای تیپ کایرونا جدا شده است (شکل 10- F). کانسارهای تیـپ کایرونا در برابر IOCG دارای مقدارهای بالاتـری از Ti هستـند. همچنین، این کانسـارها با Cr کم و محتـوای بالای Ni شناخته می‏‌شوند (Nystrom and Henriquez, 1994). همان‏گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، نمـونه‏‌های کانسنـگ مگنـتیت تکـیه بالا کامـــلاً در محـــدوده کانسـارهای تیـپ کایـــرونا جای می‏‌گیــرند. برپایه نمـــودارهای پیشنهادیِ Dupuis و Beaudoin (2011) و Beaudoin و همکاران (2007) و با به‌یادداشتن اینکه کانسارهای تیپ کایرونا و کانسـارهای اسکارن نوعی از انواع IOCG هستند (Gandhi, 2003)، اندیس تکیه بالا در گروه کانسارهای IOCG رده‏‌بندی می‌شود (شکل‌های 11- A و 11- B).

Hitzman (2001) کانسارهای اکسیدی آهن را در دو گروه اصلی رده‏‌بندی کرده است.

1- کانسارهای تیپ IOCG که در آنها کانه‌زایی اکسیدی همراه با فاز سولفیدی مس دیده می‏‌شود. این کانسارها افزون‌بر ذخیره‌های اقتصادی آهن دارای ذخیره‌های با ارزشی از مس، طلا و نقره نیز هستند.

2- کانسارهای تیپ IOA که در آنها تنها فاز اکسیدی غالب بوده و فاز سولفیدی بسیار ناچیز است و یا دیده نمی‏‌شـود. کانــسار ال رومرال و ال لاکو در شـیلی (Nystrom and Henriquez, 1994) و کانسار کایرونا در سوئد (Parak, 1985) از این تیـپ کانــسارها هستند.

با توجه به نمودارهای پیشنهادشده، اندیس آهن تکیه بالا نیز در رده کانسارهای اکسید آهن- آپاتیت به‌نام کانسـارهای تیپ کایرونا رده‏‌بندی می‏‌شود. کانسارهای آهن تیپ کایرونا در پی جدایش محلول‏‌های گرمابی از ماگمایی سرشار از آهن (مگنتیت یا هماتیت) پدید می‌‏‌آیند و بیشتر آنها مقدارهای بالایی از فسفر (نزدیک به 4 تا 5 درصد)، به شکل آپاتیت دارند. این کانسارها را با نام ذخیره‌های اکسید آهن-آپاتیت (Williams et al., 2005) یا کانسارهای اکسید آهن سرشار از فسفر (Groves et al., 2010) یا کانسارهای آهن تیپ کایرونا می‌خوانند. این کانسارها با انباشتگی کانی‏‌های مگنتیت، فلوئورآپاتیت، اکتینولیت و مقادیر کم سولفید شناخته می‏‌شوند.

 

 

شکل 11- نمونه‏‌های مگنتیتی تکیه بالا (استان کردستان) در: A) نمودار Ti+V در برابر Ni/(Cr+Mn) (Dupuis and Beaudion, 2011)؛ B) نمودار Ti+V در برابر Ca+Al+Mn (Dupuis and Beaudion, 2011)

 

 

کانسنگ‏‌های آهن تیپ کایرونا مگنتیت‏‌هایی با تیتانیم کم و تمرکزهای متفاوتی از فلوئوروآپاتیت، اکتینولیت، مقادیر ناچیز سولفید دارد و به‌طور محلی دگرسانی سدیک در آن دیده می‌شود. اندازه این کانسارها از توده‏‌های بزرگ با بیش از 100 میلیون تن کانسنگ عیار بالا تا رگه‏‌ها و دایک‏‌های کوچک تغییر می‏‌کند (Nyatrom and Henriquez, 1994). جایگیری این نوع از کانسارها در ارتباط با گسل‏‌های منطقه است و در جایگاه‏‌های زمیـن‏‌شـناسی گوناگونی (مانـند: حاشیه‏‌های قاره‏‌ای ریفت شده و ریفت‏‌های درون قاره‏‌ای) رخ می‏‌دهند. همچنین، این نوع از کانسـارها در بازة زمانی بزرگی، از پروتروزوییـک تا هلوسن، پدید آمده‏‌اند (Hou et al., 2011; Torab and Lehmann, 2007; Hitzman, 2000; Hildebrand, 1986; Nyström and Henriquez, 1994). پس کانسنگ‏‌های توده‏‌ای و بِرشی‌شده در کانسارهای مگنتیت- آپاتیت خاستگاه ماگمایی دارند و در پی تبلور مذاب‏‌های اکسیدی آهن پدید آمده‏‌اند؛ اما کانسنگ‏‌های نیمه‌اقتصادی (مانند: استوک‌ورک‏‌ها و کانسنگ‏‌های اسکلتی (skeleton ores) و همچنین، رگه‏‌های کلسیت، باریت و پیریت‌دارِ همراه کانسنگ) پیامد رفتار سیال‌های گرمابی بوده‌اند (Hou et al., 2009; Mao et al., 2006; Clark and Kontak, 2004; Song et al., 1981). کانسنگ‏‌های با خاستگاه گرمابی اهمیت اقتصادی کمتری در برابر کانسنگ‏‌های با خاستگاه ماگمایی دارند. چنین ویژگی‏‌های مشابهی از کانسنگ‏‌های آهن تیپ کایرونا؛ در ال‏‌لاکو در شیلی (Park, 1961) و کایرونا در سوئد نیز شناسایی شده‏‌اند (Martinsson and Weihed, 1999; Martinsson, 1997; Frietsch and Perdahl, 1995).

 

عنصرهای خاکی نادر (REE)

از آنجایی‌که این عنصرها در پهنه‏‌های گوناگون رفتار منحصر به فردی دارند، بسیاری از پژوهشگران مایل به بررسی رفتار این عنصرها بوده‌اند (Arslan and Aslan, 2005; Jones et al., 1996). نمایش و بررسی REEها به دو صورت انجام شد: در روش نخست، غلظت عنصرهای خاکی نادر در سنگ‏‌ها در برابر استاندارد خاصی که معمولاً ترکیب کندریت است، بهنجار شده و نمودار مربوطه رسم می‌شود. در روش دوم، یک سری پارامترهای آماری و پارامترهای جدایش‌یافته محاسبه و تجزیه و تحلیل شدند (Rollinson, 1993). برای بررسی آماری، داده‌های ∑REE و نسبت‏‌های ∑LREE/∑HREE، (La/Lu)N، (La/Sm)N و [Eu]/[Eu*] به‌دست آورده شدند (جدول 3). نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر در نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیت تکیه بالا پس از بهنجار‏‌شدن در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، شیبی کمابیش منفی تا افقی نشان می‏‌دهند. شماری از نمونه‏‌ها آنومالی خفیف منفی Eu دارند و غنی‏‌شدگی غیرعادی از Gd نشان می‏‌دهند (شکل 12).

 

 

 

شکل 12- الگوی فراوانی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) برای نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیت تکیه بالا (استان کردستان)

 

 

غنی‏‌شدگی از عنصرهای خاکی نادر ســـبک در برابر عنصرهای خاکی نادر سنگین روندی کاهشی را در نمودار پدید آورده است. همچنین، در کانسنگ مگنتیت تکیه بالا مقدارهای 65/34<∑LREE∑/HREE<87/1، 33/55 <(La/Lu)N<76/1، 84/13<(La/Sm)N<7/2 مربوط به کانی‏‌سازی‏‌های مرتبط با سیال‌های گرمابی با خاستگاه ماگمایی است (Fitzgerald and Gills, 2006). بیشتر نمونه‏‌های مگنتیتی الگوهای کمابیش همانندی نشان می‏‌دهند؛ مگر دو نمونه‌ای که در آنها، فراوانی آپاتیت بیشتر است؛ زیرا آپاتیت عنصرهای REE دارد و ازاین‌رو، روند عمومی دیده‏‌شده در نمونه‏‌های دیگر را به‌گونه مشخصی تغییر داده است (شکل 12). این تشابه الگوی REE مگنتیت‏‌ها، نشان‌دهندة خاستگاه مشترکی برای آنهاست. به باور Lottermoser (1992)، کانسنگ‏‌های آهنی که دارای مقدارهای فراوانی از REE باشند، در ارتباط با سیال‌های گرمابی با سرشت اسیدی بالا هستند. از ویژگی‏‌های اصلی کانسارهای مگنتیت-آپاتیت تیپ کایرونا، وجود درصد بالایی از عنصرهای خاکی نادر در آنهاست (Parak, 1985). مقدار N(La/Lu) بیشتر از یک نیز نشان‏‌دهندة سیال‌های اسیدی و دمای بالا است (Frei, 2003)؛ و همان‏گونه‌که در جدول 3 نیز دیده می‏‌شـود، این نسبـت در هـمة نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیت تکیه بالا بالاتر از یک است. در میان خودِ عنصرهای LREE نیز تفکیک روی داده است؛ زیرا میانگین نسبت (La/Sm)N در نمونه‏‌های کانسنگ مگنتیت برابر 4/7 است که به‌خوبی در میزان شیب نمودار عنکبوتی مربوطه نیز دیده می‏‌شود. در شماری از نمونه‏‌ها آنومالی منفی Eu دیده می‏‌شود. بیشتر کانسارهای آهن تیپ کایرونا آنومالی منفی عنصر Eu دارند. برپایه پیشنهاد Oymans (2013)، آنومالی کمتر از یک Eu/Eu* در نمونه‏‌های مربوط به کانسنگ‏‌های آهن می‏‌تواند پیامد نبود کانی‏‌های سولفوری و یا مقادیر کم این کانی‏‌ها باشد. آنومالی منفی Eu در نمونه‏‌های مگنتیتی تکیه بالا نیز با فراوانی کم کانی‏‌های سولفیدی در این اندیس تفسیر می‌شود. پس وجود آنومالی منفی Eu نشان‏‌دهندة شرایط اکسیدان حاکم بر پیدایش اندیس است (Jiang et al., 2007; Rollinson, 1993)؛‌زیرا در شرایط اکسیداسیون بیشتر، Eu به‌صورت Eu3+ است و نسبت کمتری از Eu2+ توانایی جانشینی به‌جای Ca2+ در کانه را خواهد داشت. یون Eu2+بسیار همانند یون Ca2+ است و ازاین‌رو، توانایی جانشینی به‌جای کلسیم در پلاژیوکلازهای کلسیک را دارد و همراه آن از سیستم ماگمایی خارج می‏‌شود. تهی‏‌شدگی Eu در نمونه‏‌های مگنتیتی این اندیس نیز مرتبط با تبلوربخشی پلاژیوکلاز از ماگمای مرتبط با کانه‏‌زایی یا در ارتباط با شرایط اکسیده محیط است. ازاین‌رو، شاید می‌شود گفت که آنومالی منفی Eu از ویژگی‌های‏‌های کانسارهای آهن اکسیدی است که کانة اصلی آنها مگنتیت یا هماتیت باشد (Frietsch and Perdahl., 1995).

 

بحث

خاستگاه و سازوکار غنی‏‌شدگی آپاتیت و مگنتیت در کانسارهای نوع کایرونا برای مدت بسیاری بحث و بررسی شده است و الگو‏‌ها و دیدگاه‌های گوناگونی درباره چگونگی پیدایش آن پیشنهاد شده است. ‏خاستگاه اگزالاتیو- رسوبی (Daliran, 2002; Parak, 1985; Förster and Knittel, 1979; Parák, 1975)، خاستگاه ماگمایی به‌علت حضور مایع‌های نامیژاک (Gandhi, 2003; Naslund et al., 2002; Frietsch, 1978) و خاستگاه گرمابی، از الگو‌های پیشنهادی هستند (Torab and Lehmann, 2007; Barton and Johnson, 2000; Cliff et al., 1990; Hildebrand, 1986). گفتنی است که به‌تازگی بررسی‌ها دیدگاه مربوط به خاستگاه اگزالاتیو- رسوبی را کنار گذاشته است. چنان‏‌که از پیشنهادهای یادشده دیده می‏‌شود، دربارة چگونگی پیدایش این کانسارها بسیار بحث‏ شده است. محور این بحث‏‌ها بیشتر بر خاستگاه گرمابی و ماگمایی‏‌بودن آن متمرکز شده است (Naslund et al., 2000). کانسارهای آهن نوع کایرونا محصول تبلور ماگماهای اکسیدی آهن جداشده از جدایش مایع‌های نامیژاک سرشار از تیتانیم، فسفر و زیرکنیم (Hou et al., 2011; Chen et al., 2010; Harlov et al., 2002; Naslund et al., 2002; Sillitoe and Burrows, 2002; Ioannis and Maria, 2001)، جدایش مجزا و مشخص کانی‏‌های فقیر از فسفر (Tollari et al., 2008; Dymek and Owens, 2001) و فرایندهای گرمابی پس ماگمایی (McCubbin and Nekvasil, 2008; Harlov et al., 2002) تفسیر می‏‌شوند. همه این الگو‏‌ها حضور ترکیب‌های ماگمایی در خاستگاه کانسارهای نوع کایرونا را در نظر می‏‌گیرند. فراوانی آپاتیت با محیط تبلور و نوع سنگ تغییر می‏‌کند (Chu et al., 2009; Belousova et al., 2002; Frietsch and Perdahl, 1995). دربارة پیدایش اندیس تکیه بالا چنین برداشت می‌شود که:

توده نفوذی نیمه‏‌عمیق کوارتزمونزونیت و کوارتزمونزودیوریت سرشار از آهن، فسفر و عنصرهای خاکی نادر از راه شکستگی‏‌ها در بخش‏‌های بالایی پوسته زمین جایگزین شده است (Miri, 2011). با آغاز انجماد و تبلور ماگما، مواد فرار از مذاب خارج و در سقف آشیانه ماگمایی انباشته شده‌اند. این سیال‌های ماگمایی پس از جدا‏‌شدن از مذاب، به‌علت داشتن چگالی کمتر از آن، به‌سوی بخش بالایی توده نفوذی نیمه‌عمیق بالا آمده‌اند و با فشار وارده، سقف توده نفوذی را شکسته‏‌اند، سپس درون سنگ‏‌های دگرگونی منطقه نفوذ کرده‌اند و در شکستگی‏‌های آن، باعث کانه‏‌زایی آهن شده‌اند. برپایه بررسی کانی‏‌شناسی و بافت‏‌ها، سیال‌هایی که در کانسارسازی نقش داشته‏‌اند، بیشتر خاستگاه ماگمایی داشته‏‌اند و سیال‌های جوی در پیدایش این اندیس نقش کمی داشته‏‌اند و در مراحل پایانی پیدایش اندیس وارد سیستم کانه‏‌زایی شده‏‌اند. همچنین، آب‏‌های جوی دمای محلول نخستین را کاهش داده و ته نشینی کانسار را در پی داشته‌اند (Hafezian et al., 2015). کانی‏‌های آب‌دار (مانند: بیوتیت، آمفیبول و آپاتیت) نشان‏‌دهندة وجود مواد فرار در ماگما هستند و این سیال پیش‌فرضی برای تحرک مگنتیت و جدا‏‌شدن آن از مذاب است. پس کاهش دما و فشار در پی رسیدن سیال به بخش‌های کم‌ژرف و بِرشی‌شده و آمیختگی با آب‏‌های جوی، محلول کانه‏‌ساز را از احیا به اکسیدان تغییر می‌دهد و نهشته‏‌شدن ترکیب‌های آهن‏‌دار به‌صورت اکسیدی (مگنتیت) را در پی داشته است. هم‌زمان با جایگزینی تودة معدنی در سنگ میزبان به‌علت افزایش مواد فرار، دگرسانی نیز در محدوده معدنی رخ داده و در مراحل پس از کانه‏‌زایی، کانی‏‌هایی مانند اپیدوت، کلریت، اکتینولیت، سرسیت و کوارتز پدید آمده‏‌اند. سنگ میزبان به‌علت تراوایی کم، کمتر دچار دگرسانی شده است و سنگ‏‌های نیمه‌عمیق سازندة کانه‏‌سازی به‌علت تماس طولانی با سیال‌های دگرسان‌کننده، بیشتر دگرسان شده‏‌اند. در پایان، الگوی پیشنهادیِ Gandhi (2003)، با اندکی تغییرات، برای پیدایش اندیس تکیه بالا پیشنهاد می‌شود (شکل 13).

 

 

 

شکل 13- الگوی پیشنهادی پیدایش اندیس آهن تکیه بالا در استان کردستان (با تغییراتی پس از: Gandhi، 2003)

 

 

نتیجه‏‌گیری

ویژگی‌های کانی‏‌شناسی و زمین‏‌شیمیایی در این اندیس همگی نشان می‌دهند اندیس آهن تکیه بالا در ردیف کانسارهای اکسید آهن آپاتیت‏‌دار (تیپ کایرونا) است. بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و کانه‌نگاری و همچنین، ویژگی‌های صحرایی اندیس بررسی‏‌شده نشان می‏‌دهند کانی‏‌سازی در این اندیس پیامد نفوذ تودة نفوذی نیمه‌عمیق درون سنگ‏‌های دگرگونی شیستی و تبلور آن روی داده است؛ بدین‌گونه‌که توده نیمه عمیق کوارتزمونزونیت درون سنگ‏‌های شیستی نفوذ کرده و در بخش‌های گسلی و شکستگی‏‌ها، کانه‏‌زایی آهن را در پی داشته است. انتقال سیال‌های سرشار از آهن به سطح‌های بالاتر هم‌زمان با تبلور توده نفوذی نیمه‏‌عمیق روی داده است. سیال‌های جوی نیز در مراحل پایانی پیدایش اندیس به سیستم کانه‏‌زایی افزوده شده‏‌اند و در پیدایش این اندیس نقش فرعی داشته‌اند. در پایان، عامل اصلی در پیدایش و ته‏‌نشست این ذخیره، شوک دمایی بوده است که در پی آمیختگی آب‏‌های بالارو داغ با خاستگاه ماگمایی و آب‏‌های جوی فرورو روی داده است.

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L. and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): Constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences 94: 401–419.
Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics 229: 211–238.
Aliani, F. Maanijou, M. and Miri, M (2011) Petrology of the Tekyeh-Bala area granite veins (northeast of Sonqor), some evidences for A2-type granitoids. Iranian Journal of Petrology 9: 1-16 (in Persian).
Arsalan, M. and Aslan, Z. (2005) Mineralogy, petrography and whole- rock geochemistry of the Tertiary granitic intrusions in Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27: 177-193.
Arvin, M., Pan, Y., Dargahi, S., Malekizadeh, A. and Babaei, A. (2007) Petrochemistry of the Siah-Kuh Granitoid stock southwest of Kerman, Iran: implication for initiation of Neotethys subduction. Journal of Asian Earth Sciences 300: 474-489.
Azizi, H. and Asahara, Y. (2013) Juvenile granite in the Sanandaj-Sirjan zone, NW Iran: Late Jurassic-Early Cretaceous arc-continent collision. International Geology Review 55: 1523-1540.
Azizi, H. and Asahara, Y., Mehrabi, B. and Chung, S. L. (2011) Geochronological and geochemical constraints on the petrogenesis of high-K granite from the Suffiabad area, Sanandaj-Sirjan Zone, NW Iran. Chemie der Erde/Geochemistry 71: 363-376.
Barati, M. (2008) Comparison and genesis study of iron ore deposits in some parts of Hamedan, Kermanshah and Kordestan states. Ph.D. thesis, University of Shahid Beheshti, Tehran, Iran (in Persian).
Barati, M. and Gholipoor, M. (2014) Study of REE behaviors, fluid inclusions, and O, S stable Isotopes in Zafar-abad iron skarn deposit, NW Divandarreh, Kordestan province. Economic Geology 6(2): 235-257 (in Persian).
Barati, M., Rasa, I. (2005) Geological and Geochemical analysis of Baba-Ali index. Journal of Earth Sciences, 15(58): 148-157 (in Persian).
Barton, M. D. (2014) Iron oxide (–Cu–Au–REE–P–Ag–U–Co) systems. In: Treatise of Geochemistry (Eds. Holland, H. and Turekian, K.) 13: 515-536. Second Edition, Elsevier Inc.
Barton, M. D. and Johnson, D. A. (2000) Alternative brine sources for Fe-oxide (-Cu-Au) systems: Implications for hydrothermal alteration and metals. In: Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits, A global perspective (Ed. Porter, T. M.) 1: 43-60. PGC Publishing, Adelaide, Australia.
Barton, M. D. and Johnson, D. A. (2004) Footprints of Fe-oxide (-Cu-Au) systems. University of Western Australia, Special Publication 33: 112-116.
Beaudoin, G., Dupuis, C., Gosselin, P., and Jebrak, M. (2007) Mineral chemistry of iron oxides: application to Mineral exploration. In: Ninth Biennial SGA meeting (Ed. Andrew, C. J.) 497-500. SGA, Dublin.
Belousova, E. A., Griffin, W. L., O'Reilly, S. Y. and Fisher, N. I. (2002) Apatite as an indicator mineral for mineral exploration: trace-element compositions and their relationship to host rock type. Geochemical Geology 76: 45–69.
Berberian, F., Muir, I. D., Pankhurst, R. J. and Berberian, M. (1982) Late Cretaceous and Early Miocene Andean-type plutonic activity in northern Makran and Central Iran. Geological Society of London 139: 605–614.
Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry ‌(Ed. Henderson, P.) Elsevier, Amsterdam.
Braud, J. (1987) La suture du zagros auniveau de Kermansgah (Kurdistan Iranien): Reconstitution palegeographiqe evolution geodynamicque, magmatic et structural. Doct Tectonic, Paris, France.
Catling, D. C. and Moore, J. M. (2003) The nature of coarse- grained crystalline hematite and its implications for the early environment of Mars. Icarus 165: 277-300.
Chen, H. Y., Clark, A. H. and Kyser, K. T. (2010) The Marcona Magnetite deposit, Ica, South-Central Peru: a product of hydrous, iron oxide-rich melts? Economic Geology 105:1441–1456.
Chiaradia, M., Banks, D., Cliff, R., Marschik, R. and De Haller, A. (2006) Origin of fluids in iron oxide–copper–gold deposits: constraints from δ 37Cl, 87Sr/86Sri and Cl/Br. Mineralium Deposita 41: 565-573.
Chu, M. F., Wang, K. L., Griffin, W. L., Chung, S. L., O'Reilly, S. Y., Pearson, N. J. and IIzuka, Y. (2009) Apatite composition: tracing petrogenetic processes in transhimalayan granitoids. Petrology 50(10): 1829–1855.
Clark, A. H. and Kontak, D. J. (2004) Fe–Ti–P oxide melts generated through magma mixing in the Antauta Subvolcanic Center, Peru: implications for the origin of Nelsonite and iron oxide-dominated hydrothermal deposits. Economic Geology 99: 377–395.
Cliff, R. A., Rickard, D. and Blake, K. (1990) Isotope systematics of the Kiruna magnetite ores, Sweden. Part I. Age of the ore. Economic Geology 85: 1770–1776.
Craig, J. R. and Vaughan, D. J. (1981) Ore Microscopy and Ore Petrography. John Wiely and Sons, New York, US.
Dadfar, S. (2011) Study of Remote sensing and petrology of iron deposits in north West of Hamadan, M.Sc. thesis, University of Bu-Ali Sina, Hamedan, Iran (in Persian).
Daliran, F. (2002) Kiruna-type iron oxide-apatite ores and “apatitites” of the Bafq district, Iran, with an emphasis on the REE geochemistry of their apatites. In: Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits, a global perspective (Ed. Porter, T. M.) PGC Publishing, Adelaide, Australia.
Dill, H. (2010) The “chessboard” classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geology from aluminum to zirconium. Earth-Science Reviews 100: 1-420.
Dupuis, C. and Beaudoin, G. (2011) Discriminant diagrams for iron oxide trace element fingerprinting of mineral deposit types. Mineralium Deposita 46: 319-335.
Dymek, R. F. and Owens, B. E. (2001) Petrogenesis of apatite-rich rocks (nelsonites andoxide-apatite gabbronorites) associated with massif anorthosites. Economic Geology 96:797–815.
Eshraghi, S., Jafarian, A. and Eghlimi, M. B. (1996). Geological map of Sonqor, Scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Fitzgerald, C. E. and Gills, K. M. (2006) Hydrothermal manganese oxide deposits from Baby Bare seamount in the Northeast Pacific Ocean. Marine Geology 225: 145-156.
Foose, M. P. and McLelland, J. M. (1995) Proterozoic low-Ti iron-oxide deposits in New Yorkand New Jersey؛ relation to Fe oxide (Cu-U-Au-rare earth element) deposits and tectonic implications. Geology 23: 665–668.
Förster, H. and Knittel, U. (1979) Petrographic observation on a magnetite deposit at Mishdovan, Central Iran. Economic Geology 74: 1485–1489.
Frei, D. (2003) Crystal chemical controls on rare element partitioning between group mineral and melt, an experimental and theoretical study. Contrib. Mineralogy. Petrology 146: 192-204.
Frietsch, R. (1978) On the magmatic origin of iron ores of the Kiruna type. Economic Geology 73: 478-485.
Frietsch, R. and Perdahl, J. A. (1995) Rare earth elements in apatite and magnetite in Kiruna type iron ores and some other iron ore types. Ore Geology Reviews 9: 489-510.
Gandhi, S. S. (2003) An overview of the Fe oxide- Cu-Au deposits and related deposit types. CIM Montreal 2003 Mining Industry Conference and Exhibition, Canadian Institute of Mining, Technical Paper CD-ROM.
Ghalamghash, J. (2001) Petrology of intrusive rocks in Urumieh-Oshnavieh area and their emplacement mechanisms. Unpublished Ph.D. Dissertation, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran.
Ghorbani, M. (2007) The Economic Geology of Iran Mineral Deposits and Natural Resources. Arianzamin Publication, Tehran (in Persian).
Groves, D. I., Bierlein, F. P., Meinert, L. D. and Hitzman, M. W. (2010) Iron oxide copper gold (IOCG) deposits through Earth history: implications for origin, lithospheric setting and distinction from other epigenetic iron oxide deposits. Economic Geology 105: 641-654.
Guilbert, J. M. and Park, C. F. (1997) The geology of ore deposits. Freeman and Company, New York, US.
Hafezian, G. and Jamali, H. (2015) Geochemistry and genesis of magnetite- apatite mineralization in Gazestan, east of Bafgh. Iranian Journal of Petrology 24: 39-64 (in Persian).
Hapugoda, S. and Peterson, M. J. (2009) Mineralogical and textural characterization of iron from a Peruvian magnetite-hematite skarn prospect. Proceedings, Iron Ore 2009 Conference.
Harlov, D. E., Andersson, U. B., Förster, H. J., Nyström, J. O., Dulski, P. and Broman, C. (2002) Apatite-monazite relations in the Kiirunavaara magnetite–apatite ore, northern Sweden. Chemical Geology 191: 47–72.
Hassanzadeh, J., Stockli, D. F., Horton, B. K., Axen, G. J., Stockli, L. D., Grove, M., Schmitt, A. K. and Walker, J. D. (2008) U–Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic–Early Cambrian granitoids in Iran: implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451 (1–4): 71–96.
Haynes, D. W. (2000) Iron oxide–copper (–gold) deposits: their position in the ore deposit spectrum and modes of origin. In: Hydrothermal iron oxide–copper–gold and related deposits, a global perspective (Ed. Porter, T. M.) PGC Publishing, Adelaide, Australia.
Hildebrand, R. S. (1986) Kiruna-type deposits: their origin and relationship to intermediate subvolcanic plutons in the Great Bear Magmatic Zone, Northwest Canada. Economic Geology 81: 640–659.
Hitzman, M. W. (2000) Iron oxide-Cu-Au deposits: What, where, when, and why? In: Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits, a global perspective (Ed. Porter, T. M.) Mineral Foundation, Adelaide, Australia.
Hitzman, M. W. (2001) Iron oxide-Cu-Au deposits: what, where, when, and why. In: Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits, A global perspective (Ed. Porter, T. M.) PGC Publishing, Adelaide, Australia.
Hitzman, M. W., Oreskes, N. and Einaudi, M. T. (1992) Geological characteristics and tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-REE) deposits. Precambrian Research 58: 241-287.
Hou, T., Zhang, Z. C. and Kusky, T. (2011) Gushan magnetite–apatite deposit in the Ningwubasin, Lower Yangtze River Valley, SE China: hydrothermal or Kiruna-type? Ore Geology Review 43: 333–346.
Hou, T., Zhang, Z. C., Du, Y. S. and Li, S. T. (2011) Geology of the Gushan iron oxide deposit associated with dioritic porphyries, eastern Yangtze craton, SE China. International Geology Review 51: 520–541.
Ioannis, M. and Maria, E. E. (2001) Occurrence of apatite associated with magnetite in anophiolite complex (Othrys), Greece. American Mineralogist 86: 1143–1150.
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.
Jones, A. P., Wall, F. and Williams, C. (1996) Rare earth mineral. Chapman and Hall publishing, London, UK.
Karimpour, M. H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Esfandiarpour, A. and Mohammad Nejad, H. (2011) Neyshabour turquoise mine: the first Iron Oxide Cu-Au-U-LREE (IOCG) mineralized system in Iran. Economic Geology 3(2): 193-216 (in Persian)
Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming minerals. American Mineralogist 68: 277-279.
Lohberg, B. E. H. and Horndal, A. K. (1983) Ferried geochemistry of Swedish Precambrian iron ore. Mineralium Deposita 48: 480–504.
Lottermoser, B. G. (1992) Rare earth elements and hydrothermal ore formation processes. Ore Geology Reviews 7: 25-41.
Magnusson, N. H. (1973) The origin of the iron ores in central Sweden and the history of their alterations.. Geological Survey of Sweden, Sweden.
Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U-Pb dating and emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 41: 238-249.
Mao, J. W., Wang, Y. T., Lehmann, B., Yu, J. J., Du, A. D., Mei, Y. X., Li, Y. F., Zang, W. S., Stein, H. J. and Zhou, T. F. (2006) Molybdenite Re–Os and albite 40Ar/39Ar dating of Cu–Au–Mo and magnetite orphyry systems in the Yangtze River valley and metallogenic implications. Ore Geology Review 29: 307–324.
Martinsson, O. (1997) Tectonic setting and metallogeny of the Kiruna greenstones. Ph.D. thesis, Lulea University of Technology, Lulea, Sweden.
Martinsson, O. and Weihed, P. (1999) Metallogeny of juvenile palaeoproterozoic volcanicarcs and greenstone belts in rifted Achaean crust in the northern part of Sweden. In: Fennoscandian Shield: (Eds. Stanley, C. J. et al.) 2: 1329-1332. Fifth Biennial SGA Meeting and the Tenth Quadrennial. IAGOD Symposium, Mineral Deposits-Processes to Processing.
Masoudi, F., Yardley, B. W. D. and Cliff, R. A. (2002) Rb-Sr geochronology of pegmatites, plutonic rocks and a hornfels in the region southwest of Arak. Sciences 13(3): 249–254.
McCubbin, F. M. and Nekvasil, H. (2008) Maskelynite-hosted apatite in the Chassigny meteorite: insights into late-stage magmatic volatile evolution in Martian magmas. American Mineralogist 93: 676–684.
Miri, M. M. (2011) The petrological and geochemical studies of igneous bodies of Tekyeh-Bala area (southeast of Kordestan) with special on the iron mineralization. M.Sc. thesis, University Of Bu-Ali sina, Hamedan, Iran.
Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2000) Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Structural Geology 22: 1125–1139.
Mohajjel, M. and Fergusson, C. L. (2014) Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros orogen in northwestern Iran. International Geology Review 56(3): 263-287.
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397–412.
Moienvaziri, H. (1985) Volcanism Tertiaire et Quaternaire in Iran. Ph.D. thesis d Etat, Paris-Sud Orsay, France.
Moinevaziri, H., Akbarpour, A. and Azizi, H. (2014) Mesozoic magmatism in the northwestern Sanandaj–Sirjan Zone as an evidence for active continental margin. Arabian Journal of Geosciences 1-12.
Monteiro, L. V. S., Xavier, R. P., Hitzman, M. W., Juliani, C., Filho, C. R. S. and Carvalho E. R. (2008) Mineral chemistry of ore and hydrothermal alteration at the Sossego iron oxide-copper-gold deposit, Carajas Mineral Province, Brazil. Ore Geology Reviews 34: 317-336.
Mücke, A. and Younessi, R. (1994) Magnetite-apatite deposits (Kiruna-type) along the Sanandaj- Sirjan zone and in the Bafq area, Iran, associated with ultramafic and calcalkaline rocks and carbonatites. Mineralogy and Petrology 50: 219-244.
Muke, A. and Golestaneh, F. (1991) The genesis of the Golegohar iron ore deposite (Iran). Chemie der Erde 4:731-747
Mumin, A. H., Corriveau, L. Somarin, A. K. and Ootes, L. (2007) Iron oxide copper-gold-type polymetallic mineralization in the Contact Lake Belt, Great Bear Magmatic Zone, Northwest Territories, Canada. Exploration Mineralogical Geology 16: 187-208.
Nabatian, G., Ghaderi, M., Rashid Nejad, N. and Daliran, F. (2009) Geochemistry and genesis of apatite bearing Fe oxide Dizdaj deposit, SE Zanjan. Economic Geology 1(1): 19-46 (in Persian).
Naslund, H. R., Aguirre, R., Dobbs, F. M., Henriquez, F. J. and Nyström, J. O. (2000) The origin, emplacement and eruption of ore magmas. Actas 2: 135-139
Naslund, H. R., Henriquez, F., Nyström, J. O., Vivallo, W. and Dobbs, F. M. (2002) Magmatic iron oresand associated mineralization: examples from the Chilean high Andes and coastal Cordillera. In: Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits, A global perspective (Ed. Porter, T. M.) 2: 207-226. PGC Publishing, Adelaide, Australia.
Nezafati, N., Herzig, P. M., Pernicka, E. and Momenzadeh, M. (2005) Intrusion-related gold occurrences in the Astaneh-Sarband area, west Central Iran. Mineral Deposit Research Meeting, the Global Challenge.
Niroomand. S., Goldfarb, R. J., Moore, F., Mohajjel, M. and Marsh, E. E. (2011) The Kharapeh Orogenic gold deposit: geological, structural and geochemical controls on epizonal ore formation in west Azarbaiijan Provinxe, Northwest Iran. Mineralium deposita 46(4): 409-428.
Nyström, J. O. and Henriquez, F. (1994) Magmatic features of iron ores of the Kiruna-type in Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry. Economic Geology 89: 820-839.
Oymans, T. (2013) Petrology, geochemistry and evolution of the iron skarn along the northern contact of the egrigoz plutonic complex, Western Anatolia. Turkey. Earth Sciences 22: 61-97
Parák, T. (1985) Kiruna iron ores are not “intrusive-magmatic ores of the Kiruna type”. Economic Geology 70: 1242–1258.
Park, C. F. (1961) A magnetite “flow” in northern Chile. Economic Geology 56: 431–436.
Passchier, C. W. and Trouw, R. A. J. (1998) Microtectonics. Springer, Berlin, Germany.
Pollard, P. J. (2006) An intrusion-related origin for Cu-Au mineralization in iron oxide-copper gold (IOCG) provinces. Mineralium Deposita 41: 179–187.
Poollard. P. J. (2000) Evidence of magmatic fluid and metal source for Fe-oxide-Cu-Au mineralization. In: Hydrothermal iron oxide-Copper-gold and realted deposita, A global perspective, 1: Adelaide (Ed. Porter, T. M.) 27-46. Australian Mineral Foundation, Australia.
Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, New York, US.
Romdohr, P. (1980) The ore minerals and their intergrowths. Toronto: Pergamon Press.
Scheka, S. A., Platkov, A. V., Vezhosek, A. A., Levashov, G. B. and Oktyabrsky, R. A. (1980) The trace element paragenesis of magnetite. Nauka, Moscow.
Sepahi, A. A (2002) Igneous petrology. Nooreelm Publication, Hamedan, Iran (in Persian).
Sepahi, A. A. and Athari, S. F. (2006) Petrology of major granitic plutons of the northwestern part of the Sanandaj–Sirjan Metamorphic Belt, Zagros Orogen, Iran: with emphasis on A-type granitoids from the SE Saqqez area. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen 93:106- 183
Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A. A., Shang, C. K. and Vousoughi Abedini, M. (2010) Geochemistry and U-Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj-Sirjan zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668-683.
Shaikh Zakariaei, S. J. and Monsef, I. (2010) Mineralogy-Petrofabric of metamorphic rocks in Ghorveh (northwest of Iran). Sciences 20(77): 203-220 (in Persian).
Sillitoe, R. H. (2003) Iron oxide-copper-gold deposits: an Andean view. Mineralium Deposita 38: 787–812.
Sillitoe, R. H. and Burrows, D. R. (2002) New field evidence bearing on the origin of the El Lacomagnetite deposit, northern Chile. Economic Geology 97: 1101–1109.
Song, X. X., Chen, Y. C., Sheng, J. F. and Ai, Y. D. (1981) On iron deposits formed from volcanogenic– hypabyssal ore magma. Acta Geology Sinica 1: 41–55.
Stanton, R. L. (1972) Ore Petrology. Mc Graw-Hill international series in the earth and planetary sciences, New York, US.
Stocklin, J. and Nabavi, M. (1973) Tectonic Map of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Sun,W., Liang, H., Ling, M., Zhan, M., Ding, X., Zhang, H., Yang., Yi-liang, Li, Y., Ireland, T. R. I., Wei, Q. and Fan, W. (2013) The link between reduced porphyry copper deposits and oxidized magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 103: 263–275.
Taghipour, S., Kananian, A., Khalili, M. (2013) Sodic-calcic alteration in the host rocks of the Esfordi magnetite-apatite deposit. Iranian Journal of Petrology 13: 67-80 (in Persian).
Thomas, H. Y. and Traina, S. J. (2004) Transformation of magnetite to goethite during Cr (VI) reduction condition under alkalin pH condition. 227th American Chemical Society meeting, Anaheim, USA.
Tillman, J. E., Poosti, A., Rossello, S. and Eckert, A. (1981) Structural evolution of Sanandaj– Sirjan Ranges near Esfahan, Iran. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 65: 674–687.
Tollari, N., Barnes, S. J., Cox, R. A. and Nabil, H. (2008) Trace element concentrations in apatitesfrom the Sept-Îles Intrusive Suite, Canada- implications for the genesis of nelsonites. Chemical Geology 252: 180–190.
Torab, F. M. (2008) Geochemistry and metallogeny of magnetite-apatite deposits of the Bafq Mining District, Central Iran. Ph.D. thesis, Technical University of Clausthal, Clausthal-Zellerfeld, Germany.
Torab, F. M. and Lehmann, B. (2007) Magnetite–apatite deposits of the Bafq district, Central Iran: apatite geochemistry and monazite geochronology. Mineralium Deposita 71(3): 347–363.
Vernon, R. H. (2004) Apractical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, London, UK.
Wang, W., Qu, Y., Yang, B., Liu, X., and Su, W. (2012) Lactate oxidation in pyrite suspension: A Fenton-like process in situ generating H2O. Chemosphere 86: 376-238.
Williams, P. J., Barton, M. D., Johnson, D. A., Fontbote, L., Haller, A. D., Mark, G., Oliver, N. H. S. and Marschik, R. (2005) Iron oxide copper-gold deposits: geology, space-time distribution and possible modes of origin. Economic Geology 371-405.
Zhao, X. F. and Zhou, M. F. (2011) Fe–Cu deposits in the Kangdian region, SW China: a ProterozoicIOCG (iron-oxide–copper–gold) metallogenic province. Mineralium Deposita 46(7): 731–747.

Files

History

  • Receive Date: 17 May 2016
  • Revise Date: 03 July 2017
  • Accept Date: 11 November 2017

Share

How to cite

Statistics