Document Type : Original Article
Authors
1 همدان - دانشگاه بوعلی سینا- دانشکده علوم پایه- گروه زمین شناسی
2 Geology Dep.science faclty.Bu-Ali Sina uni. Hamedan.Iran
3 Geology Dep, Science faclty, Bu-Ali Sina university, hamedan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
پس از یافتن ذخیره‌های تیپ المپیک دم در سال 1975 در استرالیا، این ذخیره‌ها بـه نخستین تولیدکنندة اورانیم در دنیا (Hitzman and Valenta, 2005; Skirrow, 2011)، سومین تولیدکنندة مس (Sillitoe, 2012) و از بزرگ‌ترین تولیدکنندگان طلا در دنیا تبدیل شده‌اند. همچنین، این ذخیره‌ها میتوانند مقداری LREE، Co، Mo، Ni و Ag داشته باشند (Barton, 2013). پس ذخیره‌های تیپ IOCG هدف اکتشافی بزرگی در دهههای اخیر بودهاند. این گروه از ذخیره‌ها به‌تازگی به‌نام یک تیپ کانه‌زایی تعریف شده‌اند (Chen, 2013; Hitzman et al., 1992). این کانسارها، ذخیره‌های آهن اکسیدی، مگنتیتی با و یا بدون هماتیت دارای Cu±Au هستند. همچنین، مقدار کمی اکسیدهای Ti دارند و به‌همراه دگرسانی گرمابی آلکالی (Ca، Na، K) دیده می‌شوند. شماری از این ذخیره‌ها کنتـرلهای ساختـمانی قوی دارند؛ اما ارتباط قوی و روشنی با سنگ‌های آذرین ندارند و معمولاً در کافت یا پهنه‌های فرورانش جایگیری می‌شوند (Barton, 2013). سن این ذخیره‌ها آرکئن پسین تا پلیوسن است. برپایة این تعریف، طیف گسترده‌ای از کانسارها در تیپ IOCG رده‌بندی می‌شوند (کانسارهای تیپ اسکارنی و کایرونا)؛ اما شماری از ذخیره‌ها نیز در این رده‌بندی جای نمیگیرند (Zhao and Zhou, 2011). در ایران نیز چنین ذخیره‌هایی یافت شده‌اند؛ برای نمونه: معدن‌های فیروزه نیشابور (Karimpour et al., 2011) سرخه دیزج زنجان (Nabatian et al., 2009)، ظفرآباد کردستان (Barati and Gholipoor, 2015)، کانسار آهن تخت همدان (Mansouri et al., 2015) و کانسار آهن جوینان در اصفهان (Sherafat and Mackizadeh, 2016). کانسار آهن باباعلی با ذخیرة بیش از 20 میلیون تن از بزرگ‌ترین کانسارهای آهن باختر کشور است. میانگین عیار آهن در این ذخیره 49% است (Barati, 2008). این ذخیره 2 اندیس دارد. اندیس دوم این ذخیره در عرض جغرافیایی شمالی "00 '55˚34 و طول جغرافیایی خاوری "00'13˚48 جای دارد. این پژوهش بیشتر بهبررسی زمین‌شناسی، کانی‌سازی و زمینشیمی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر پرداخته است تا الگویی برای خاستگاه و چگونگی کانه‌زایی اندیس دوم کانسار آهن باباعلی پیشنهاد کند.
روش انجام پژوهش
بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام‌شده در این ناحیه شامل مرحله‌های زیر است:
الف) بررسی‌های صحرایی، شامل برداشت 80 نمونه سنگی از مادة معدنی و سنگ‌های پیرامون آن؛
ب) بررسی عکسهای هوایی و ماهوارهای؛
پ) بررسی سنگشناختی، دگرسانی و کانی‌سازی در 40 مقطع نازک میکروسکوپی، 5 مقطع نازک- صیقلی و 30 مقطع صیقلی؛
ت) تجزیه زمینشیمیایی شمارِ 14 نمونه کانسنگ مگنتیت و 5 نمونه کانسنگ لیمونیت برای اندازه‌گیری عنصرهای کمیاب و خاکی نادر به‌روش ICP-MS (در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زر آزما) و تجزیه و تحلیل آنها.
زمین‌شناسی ناحیهای
کمربند کوهزایی- فلززایی زاگرس در باختر ایران است و سه پهنه زمینساختی موازی دارد که عبارتند از: پهنه چینخورده- تراستی زاگرس، پهنه دگرگونة سنندج- سیرجان (Sanandaj-Sirjan Zone یا SSZ) و پهنه ماگمایی ارومیه- دختر (Alavi, 2007). گسترش ژئوتکتونیکی کوهزایی زاگرس قویاً تحتﺗﺄثیر اقیانوس نئوتتیس است و در سه مرحله، از کرتاسه تا ترشیری، روی داده است (Ghasemi and Talbot, 2006). با بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس تکامل این کمربند به آستانة پایانی خود رسیده است. زمان پایانی بسته‌شدن این اقیانوس هنوز روشن نیست و همچنان مورد بررسی است (Zarasvandi et al., 2015). منطقه بررسی‌شده در پهنه دگرگونة سنندج- سیرجان جای دارد. این پهنه میان دو پهنه زاگرس تراستی و پهنه ارومیه- دختر (شکل 1) جای دارد و از مجموعه سنگ‌های دگرگونی درجه پایین تا بالا، به‌همراه چندین توده نفوذی با ترکیب بیشتر اسیدی تا حد واسط ساخته شده است (Sepahi Gerow et al., 2014)؛ هر چند تودههای با ترکیب بازیک به‌گونة محلی این تودهها را همراهی می‌کنند.
شکل 1- پهنه‌های ساختاری و جایگاه جغرافیایی اندیس دوم کانسار آهن باباعلی (Shahabpour, 1994)
پهنه سنندج- سیرجان را منطقه‌ای چندفازه دانسته‌اند که در طول زمان، دچار چندین رویداد دگرریختی، دگرگونی و ماگماتیسم شده است (Hassanzadeh et al., 2008; Mohajjel et al., 2003). سنگ‌های دگرگونی در پهنة سنندج- سیرجان دربردارندة انواع شیستها، مرمرها و ماسه‌سنگ‌های دگرگون‌شدة پدیدآمده از سنگ‌های رسوبی و دگرگونی هستند (Moinevaziri et al., 2014; Shaikh Zakariaei and Monsef, 2010).
تودههای نفوذی فراوانی در پهنه سنندج- سیرجان پدید آمده‌اند که اندازه آنها از پلوتونهای کوچک تا باتولیت‌های با گستردگیِ 100 کیلومترمربع است. بیشتر این تودههای نفوذی در جهت شمال‌باختری- جنوب‌خاوری امتداد دارند و موازیِ روند ساختار اصلی زاگرس جای گرفته‌اند. بیشتر این تودهها گرانیتوییدی هستند. در بخش شمالی، تودههای گرانیتوییدی درون کمپلکس دگرگونی ژوراسیک آغازین تا میانی نفوذ کرده‌اند و سنی نزدیک به 170 تا 140 میلیون سال پیش دارند (Azizi and Asahara, 2013; Mahmoudi et al., 2011). فراوانی و پراکندگی گرانیتوییدها در بخش‌های شمالیِ SSZ، به‌ویژه در ناحیه ازنا به قروه، بسیار بیشتر و گسـتردهتر از بخـشهای دیگـرِ SSZ است (Mohajjel and Fergusson, 2014). از دیدگاه سنی، پیدایش تودههای گرانیتوییدی از نئوپروتروزوییک (Hassanzadeh et al., 2008) تا ائوسن (Mahmoudi et al., 2011) رخ داده است. با وجود این، بیشتر نفوذیها سنهای ژوراسیک- پالئوسن را نشان می‌دهند (Shahbazi et al., 2010; Nezafati et al., 2005). این نفوذیها بیشتر کالک‌آلکالن هستند و ویژگی‌های شناخته‌شدة گرانیتوییدهای نوع I را نشان می‌دهند که در جایگاه کمان قارهای پدید آمده‌اند (Alirezaei, 2004). این کمان ماگمایی در ارتباط با فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر کمـربند سننـدج- سیرجان شناخته شده است (Shahbazi et al., 2010; Agard et al., 2005). دربارة زمان دقیق فرورانش و برخورد، اختلاف دیدگاه‌های بسیاری هست (Niroomand et al., 2011). به باور برخی پژوهشگران (Arvin et al., 2007; Agard et al., 2005)، فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر SSZ 150 میلیون سال پیش و در تریاس- ژوراسیک آغازین، روی داده است؛ اما پژوهشگران دیگری (Alavi, 1994) زمان فرورانش نخستین را کرتاسه آغازین- پایانی دانسته‌اند. به‌علت تکاپوهای ماگمازایی و پدیدههای دگرگونی، پهنه سنندج- سیرجان توان معدنی چشمگیری دارد و از دیدگاه زمین‌شناسی اقتصادی و پراکندگی کانسارها به 3 بخش تقسیم می‌شود:
(1) بخش جنوبی به داشتن کروم در الترامافیکهای اسفندقه فاریاب، آهن و آهن- منگنز در گلگهر، هنشک و بافت و سرب- روی- مس در چاه گز، قنات مروان با سن پرکامبرین پسین تا کرتاسه پیشین شناخته می‌شود؛
(2) در بخش میانی، کانی‌سازی اصلی سرب و روی است که در بخش‌های شمس‌آباد- نظام‌آباد (با کانی‌سازی سرب و روی و نقره، آهن و منگنز)، آهنگران (با کانی‌سازی سرب و روی و نقره، آهن و منگنز) و موته بیشترین میزان کانی‌سازی رخ داده است. افزون‌بر این، در این بخش کانسارهای تالک، گرافیت، باریت و سنگ‌های ساختمانی اهمیت ویژه‌ای دارند؛
(3) در بخش شمالی، کانی‌سازی آهن (کانسار آهن باباعلی شمال همدان و سنقر، کانسار آهن ظفرآباد در شمال‌باختری دیوان‌دره)، طلا، طلا- آنتیموان (کانسار داشکسن) و کانی‌های آلومینوسیلیکاتی را میتوان نام برد (Aghanabati, 2010).
زمین‌شناسی محدودة اندیس
اندیس دوم آهن باباعلی از لایههای مگنتیتی و لیمونیتی ساخته شده است؛ اما همه ذخیره‌های آهن مرتبط با فعالیت ماگمایی و گرمابی مگنتیتی یا هماتیتی هستند، ازاین‌رو، این اندیس ذخیره‌ای نامتداول به‌شمار می‌رود. برپایة بررسی‌های سنگ‌شناسی، واحدهای سنگ‌شناسی محدودة اندیس برپایة نقشه 100000/1 تویسرکان (Eshraghi, 2002)، به‌صورت سه مجموعه سنگ‌شناسی رده‌بندی شده‌اند که عبارتند از: مجموعه سنگ‌های آلموقلاق، چنارشیخ و فیلیت همدان (شکل 2). سنگ‌های نفوذی به دو صورت اسیدی (کوارتزسینیت) و بازیک (گابرودیوریت) در منطقه دیده می‌شوند و معمولاً دو سن متفاوت را نشان می‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که سنگ‌های بازیک به‌صورت انکلاوهای کوچک درون سنگ‌های اسیدی جای گرفته‌اند. بررسی سن مطلق نشان می‌دهد سنگ‌های بازیک در پایان ژوراسیک پدید آمده‌اند (Eshraghi, 1997). ازآنجایی‌که سنگ‌های اسیدی کنگلومرای پلیوسن را قطع کرده‌اند و هیچ قطعهای از این سنگ‌های اسیدی در کنگلومرا دیده نمی‌شود، Amiri (1996) جایگیری نهایی آنها را پایان پلیوسن دانسته است.
شکل 2- نقشه زمین‌شناسی- ساختاری کانسار آهن باباعلی و موقعیت اندیسهای یک و دو کانسار (Eshraghi (2002)، با تغییرات)
مجموعه آلموقلاق (mta): کهنترین سنگ‌های منطقه از نهشتههای آلموقلاق هستند که بیشتر در بخش‌های مرکزی رخنمون دارند. سن این مجموعه پرموتریاس شمرده شده است (Barud, 1975) و واحدهای جوانتر، حلقهوار در پیرامون آن جای گرفته‌اند. سنگ‌های این مجموعه عبارتند از: سنگ‌های آتشفشانی و توفیِ اسیدی دگرگون‌شده (ریولیت، ریوداسیت و گاه برگوارگی میلونیتی)، باندهای کم ضخامت آهک با تبلورِ دوبارة خاکستری روشن تا نخودی رنگ، پیروکلاستهای بسیار میلونیتی‌شده و سرشار از کانی‌های اپیدوت، اکتینولیت، کلریت و سنگ‌های متاولکانیک بازیک که به‌صورت متاسوماتیت‌های سبز، سبز تیره تا سبز روشن و سرشار از آهن و اپیدوت و فرواکتینولیت. در میان این مجموعه، سنگ‌های آذرین درونی کم‌ژرفا با ترکیب میکروگرانیتی، میکروکوارتزمونزونیتی و مونزوسینیتی که بسیار میلونیتی شده‌اند و همچنین، سنگ‌های اسکارنی گوناگون نیز دیده می‌شوند (Alirezaei and Hassanzadeh, 2012).
مجموعه چنار شیخ (mtc): این مجموعه سنگی بیشترین ستبرا و تنوع سنگ‌شناسی است. سن این سنگ‌ها تریاس دانسته شده است (Eshraghi, 2002). در این مجموعه، سنگ‌های رسوبی و آذرین درونی یافت می‌شوند که دچار پدیده دگرگونی شده‌اند (Tahmasbi, 2014). آهکهای متبلور به‌رنگ خاکستری تا خاکستری روشن و نخودی رنگ، با بافت دانه‌شکری و لایهبندی متوسط تا ضخیم‌لایه از سنگ‌های رسوبی این مجموعه هستند (Eshraghi, 2002).
فیلیت همدان (mth): فیلیت‌های همدان جوانترین سنگ‌های منطقه با سن ژوراسیک هستند و به‌صورت تدریجی روی مجموعه چنارشیخ جای گرفته‌اند (Stӧcklin, 1977). این واحد سنگی ستبرا و گسترش چشمگیری دارد و رخنمونهای آن در ورقههای سنقر، همدان و ملایر نیز گزارش شده است (Barati, 2008). احتمالاً ترکیب نخستینِ این سنگ‌ها، شیل و ماسه‌سنگ بوده است و دست‌کم دچار دو رویداد دگرگونی شده‌اند. بیشتر آنها رخساره کلریت‌مسکوویت‌شیستِ کربناتدار و یا کوارتزسرسیت‌شیست دارند (Shaikh Zakariaei and Monsef, 2010). کانسار باباعلی در واحدهای سنگی مجموعه آلموقولاق جای دارد (شکل 2). نفوذ باتولیت آلموقلاق، دگرگونی‌های حرارتی و گرمابی را در سکانسهای آتشفشانی- رسوبی پدید آورده است. گمان می‌رود دیوریت باباعلی در سکانسهای آتشفشانی- رسوبی نفوذ کرده است. گرانیتویید آلموقلاق رخنمونی نزدیک به 5/159 کیلومترمربع و ترکیب عمدة سینوگرانیت و کوارتزسینیت دارد (Mohajjel et al., 2003). بررسی‌های زمینشیمیایی نشان می‌دهند این توده از گرانیتوییدهای سری مگنتیت است و بیشتر تیپ I و متاآلومینوس دارد (Zamanian, 2003).
سنگ‌نگاری سنگ‌های محدودة اندیس
برپایة بررسی‌های صحرایی و میکروسکوپی، سنگ‌های آذرین درونی منطقه باباعلی بیشتر در محدوده سنگ‌های آذرین اسیدی تا حد واسط و نیمهعمیق مربوط به مجموعه چنارشیخ هستند. این سنگ‌ها شامل دیوریت، گرانودیوریت، میکروگرانیت، کوارتزمونزونیت، سینیت و آندزیت هستند و سنگ‌های دگرگونی نیز شامل شیستها و سنگ‌های متاسوماتیسم‌شده (مانند: اسکارنها) هستند.
(الف) سنگ‌های آذرین
- دیوریت- کوارتزمونزونیت: پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز از کانی‌های اصلی سازندة این واحد و آمفیبول، پیروکسن، تورمالین، اسفن، بیوتیت، آپاتیت و مگنتیت از کانی‌های فرعی آن هستند. بافت این سنگ‌ها گرانولار پورفیری نیمه‌شکل‌دار تا نیمه‌افتیک است (شکل 3- A). پلاژیوکلاز به سرسیت و اپیدوت دگرسان شده است و اکتینولیت درپی دگرسانی با بیوتیت، کلریت، اپیدوت و اکسید آهن جایگزین شده است. تیغههای آپاتیت به‌صورت میانبار درون کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و پلاژیوکلاز دیده می‌شوند (شکل 3- B). کوارتزها خاموشی موجی دارند و بیشترشان تبلور دوباره یافته‌اند. در این سنگ‌ها رگه‌های اکسیدآهن در امتداد درزهها تزریق شده‌اند.
- گرانیت- میکروگرانیت: کوارتز، فلدسپار، پلاژیوکلاز از کانی‌های اصلی و اکتینولیت، اسفن (شکل 3- C) و آپاتیت ریز دانه که درون پلاژیوکلاز دیده می‌شود، از کانی‌های فرعی این سنگ‌ها هستند. روتیل به‌صورت سوزنهای بسیار ریز دیده می‌شود. در مقطع‌های میکروسکوپی، کوارتز در زمینه بسیار خردشده است و تبلور دوباره در این کانی دیده می‌شود. گرانیت‌های منطقه به هولولوکوکرات با بافت گرانولار، گرانیت‌های میلونیتی و گرانیت‌های ریزدانه رده‌بندی می‌شوند (Tabrizi et al., 2014).
- آندزیت: در مقطع‌های نازک، این سنگ‌ها بافت پورفیری یا میکرولیتیک پورفیری، پویی‌کیلیتیک، دیابازی و گاه گلومروپورفیری نشان می‌دهند (شکل 3- D). پلاژیوکلاز، کوارتز و آلکالی‌فلدسپار از کانی‌های اصلی سنگ و اکتینولیت و بیوتیت از کانی‌های فرعی آن هستند. پلاژیوکلاز به‌صورت فنوکریستال و میکرولیت، بخش اصلی سنگ را می‌سازد و شکل بلورین شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و ماکل دگرریختی دارد. در پی دگرسانی، اکتینولیت با کلریت و بیوتیت جایگزین شده است. در این سنگ‌ها گاه رگههایی کوارتز- کلسیت دیده می‌شوند. زمینه سنگ از بلورهای ریز پلاژیولاز ساخته شده است و بافت میکرولیتی در آن دیده می‌شود. تورمالین به‌صورت شکل‌دار در این سنگ دیده می‌شود (شکل 3- E). برپایة فرمول:
Si6O18(Na,Ca)(Mg,Fe3+,Al,Si)Al6(BO3)3(OH)4
که فرمول عمومی تورمالین است، این کانی در دما، فشار و محیط‌های زمین‌شناسی گوناگون پدید می‌آید (Tahmasbi, 2014). همچنین، وجود کانی‌های اسفن شکل‌دار در سنگ‌های منطقه چه‌بسا دلیلی بر حضور فلوئور در سیستم است. پیدایش اسفن در محیط‌های اسیدی نشان‌دهندة فشاربخشی بالای TiF4 و TiCl4در ماگماست (Manning, 1981).
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از سنگ‌های آذرین منطقه باباعلی (استان همدان). A) دیوریت با بافت گرانولار؛ B) بلورهای تیغه‌ای آپاتیت در پلاژیوکلاز در سنگ‌های دیوریتی؛ C) واحدهای گرانیتی با بافت پورفیری؛ D) بافت گلومروپورفیری در آندزیت؛ E) تورمالین در آندزیت (Bi: بیوتیت؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Ep: اپیدوت؛ Act: اکتینولیت؛ Ap: آپاتیت؛ Sph: اسفن؛ Qz: کوارتز؛ Tur: تورمالین؛ نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است)
(ب) سنگ‌های دگرگونی
این سنگ‌ها در پهـنه گسترده‌ای از منطقـه باباعلی حضور دارند و دربردارندة اسلیت، فیلیت و میکـاشسیت هستند. در مقطع‌های میکروسکوپی بخش بزرگی از کانی‌های سازندة سنگ، کوارتز، کلریت، اکتینولیت و مسکوویت هستند. کانی‌های دیگر بیشتر شامل اکسیدهای آهن هستند (شکل 4- A) که در جهت شیستوزیته جای گرفته است. دگرریختی آشکارایی در مقطعها دیده می‌شود و پدیده‌هایی مانند بِرشی شدن، میلونیتی‌شدن و خاموشی موجی در این‌گونه مقطعها فراوان هستند (Tahmasbi et al., 2015).
- اسکارنها: در این منطقه، به‌دنبال نفوذ باتولیت آلموقلاق در سکانسهای آتشفشانی- رسوبی کهنتر، دگـرگونی‌های حرارتی و فعالیت‌های گرمابی رخ داده و باعث کانیزایی اسکارنی شده‌اند (Nasr-Esfahani, 2012). برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و مجموعه کانیایی بررسی‌شده، اسکارنهای منطقه باباعلی به 3 دستة گارنت‌پیروکسن‌اسکارن، پیروکسن‌گارنت‌اسکارن و اپیدوت‌اسکارن رده‌بندی می‌شوند. گارنت‌پیروکسن‌اسکارنبا مجموعه کانیایی گارنت + پیروکسن + کلریت + اکسید آهن + کوارتز و مقدار کمی اپیدوت شناخته می‌شود (شکل 4- B). در این منطقه، گسترش پیروکسن‌گارنت‌اسکارن کمتر از گارنت‌پیروکسن‌اسکارن است و با مجموعه کانیایی پیروکسن + گارنت + کلریت + اکسیدآهن + کوارتز و مقدار کمی اپیدوت شناسایی می‌شود (شکل 4- C). اپیدوت‌اسکارن نیز مجموعه کانیاییِ اپیدوت + کلسیت + مگنتیت + کوارتز دارد (شکل 4- D). اپیدوت و کلسیت از کانی‌های اصلی سازندة این اسکارن هستند.
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از واحدهای دگرگونی منطقه باباعلی (استان همدان). A) شیست هماتیتدار؛ B) گارنت‌پیروکسن‌اسکارن؛ C) مگنـتیت رگهای در پیروکسن‌گارنت‌اسکارن؛ D) کلسیت، اپیدوت و مگنتیت در اپیدوت‌اسکارن (=Hem هماتیت؛ =Mag مگنتیت؛ =Px پیروکسن؛ =Ep اپیدوت؛ =Grt گارنت؛ =Cal کلسیت) (همه تصویرها در XPL هستند؛ مگر تصویر A که در PPL است)
کانهزاییهای گوناگون در منطقة باباعلی
برپایة یافته‌های صحرایی و بررسی‌های میکروسکوپی در منطقه باباعلی سه گونه کانه‌زایی شناسایی شد که عبارتند از کانی‌زایی‌هایِ دارای لایهبندی، اسکارنی و بِرشی:
(1) کانه‌زایی با لایهبندی: این کانه‌زایی در منطقه باباعلی با گستردگی بالایی دیده می‌شود. این لایهها بسیار سست هستند و لیمونیت درون آنها بهآسانی با دست پودر می‌شود. در این گروه از کانه‌زایی، تناوبی از مگنتیت، هماتیت و لیمـونیت شناسایی شد که به‌صورت هم‌شیب هستند (شکل 5- A).
(2) کانه‌زایی اسکارنی: اصلیترین شکل کانه‌زایی منطقه باباعلی است. اسـکارنها به‌گونة گسـترده‌ای در بخش‌های کانی‌سازی دیده می‌شوند و کانه‌زایی بیشتر در اپیدوتاسکارنها رخ داده است. مگنتیت و هماتیت در این تیپ کانههای اصلی هستند (شکل 5- B).
(3) کانه‌زایی بِرشی: وجود ساختارهای میلونیتی در سنگ میزبان ماده معدنی، دیدن نشانه‌های بِرش در کانههای آهن در مقطع‌های صیقلی و همچنین، ویژگی‌های مربوط به پهنه‌های بُرشی نشان‌دهندة ته‌نشست ماده معدنی در این پهنههاست (شکل 5- C).
شکل 5- تیپهای کانه‌زایی در منطقه باباعلی (استان همدان): A) تنـاوب مگنتـیت، لیمونیت و همـاتیت در تیـپ لایهبندی؛ B) مگنتیت و لیمونیت در کانه‌زایی تیپ اسکارنی؛ C) تیپ برشی دگرریخت‌شده (Mag: مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛ Lim: لیمونیت)
کانهنگاری
کانه‌ها در این اندیس شامل مگنتیت، لیمونیت، گوتیت، هماتیت، پیریت و به‌مقدار کمی کانی‌های مسدار (مانند: مالاکیت، کالکوپیریت و کالکوسیت) هستند. اپیدوت، کوارتز، اکتینولیت، کلسیت، کلریت، گارنت، پیروکسن، آپاتیت و تورمالین نیز از کانی‌های باطله هستند.
مگنتیت: مگنتیت با ساخت برشی و نواری (شکل‌های 6- A و 6- B) در نمونه‌های دستی، فراوانترین کانه است و ایـن ساخت‌ها از ساخت‌های رایج در کانسارهای اسکارنی آهن هستند (Meinert, 1984). برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، دو نسل از مگنتیت در این منطقه دیده می‌شود: مگنتیت نسل اول به‌صورت بلورهای ریز و درشت هستند و بافت گرانولار دارند (شکل 6- C) و مگنتیت نسل دوم در پی دگرگونی و تبلوردوباره یا خرد‌شدن و جوشخوردگی مگنتیت نسل اول پدید آمده است (شکل 6- D). در مگنتیت‌های نسل دوم، پیوندگاه سه‌گانه 120 درجه آشکارا دیده می‌شود. این بافت در توده تک کانی که در پی سرد‌شدن آهسته و یا دگرگونی، بازپخت شده است پدید می‌آید. تبلور دوباره مهمترین پدیده پس از باز پخت است و دانههای کمابیش هم‌اندازه با پیوندگاه سه‌گانه پدید میآورد (Moghaddasi, 2006).
شکل 6- تصویرهایی از نمونة دستی و میکروسکوپی مگنتیت (Mag) در اندیس دوم کانسار آهن باباعلی: A) ساخت بِرشی؛ B) ساخت نواری؛ C) ریزدانه نسل اول (در PPL)؛ D) حاصل از تبلور دوباره (در PPL) با زاویه‌های 120 درجه
هماتیت: فراوانی هماتیت کمتر از مگنتیت است و دو نسل دارد: نسل اول، بلورهای هماتیت با بافت تیغه‌ای (شکل 7- A) و نسل دوم در حواشی و میان بلورهای مگنتیت در پی دگرسانی هنگام پدیده مارتیتی‌شدن پدید آمده‌اند (شکل 7- B). هماتیت‌های نسل دوم همراه با گوتیت و دیگر هیدروکسیدهای آهن دیده می‌شوند. برپایة واکنش‌های 1 و 2، جانشینی مگنتیت با هماتیت و برعکس، عموماً با نام واکنش اکسیداسیون- احیاء شناخته شده است؛ اما سازوکار غیراکسیداسیون- احیاء نیز در جانشینی این کانی‌ها با هم در طبیعت نقش دارند. برای نمونه، جانشینی مگنتیت با هماتیت در بسیاری از معدن‌ها در شرایط سطحی روی می‌دهد؛ اما خاستگاه اکسیداسیون- احیاء ندارد. جانشینی مگنتیت با هماتیت در طول صفحه بلوری (111) روی می‌دهد. واکنش‌های 1 تا 5 از واکنش‌های اصلی هستند که در جانشینی مگنتیت با هماتیت و برعکس نقش بنیادی دارند (Ohmoto, 2003):
واکنش 1:
2Fe3O4+0.5O2→3Fe2O3
واکنش 2:
3Fe2O3+H2→2Fe3O4 + H2O
واکنش 3:
Fe3O4 + 2H+ →Fe2O3 +Fe+2 + H2O
واکنش 4:
Fe2O3 + CH2O(Org) →4Fe3O4 + CO2 + H2O
واکنش 5:
Fe2O3 + FeCO3 (sid) →4Fe3O4 + CO2
واکنش 1 به‌نام واکنش مارتیتی‌شدن و واکنش 2 به‌نام واکنش مشکوویتی‌شدن شناخته می‌شوند (Muke and Cabral, 2005). جانشینی این دو باهم با اختلاف حجم همراه است و اختلاف حجمها را در بافت پدیدآمدة خود نشان می‌دهند.
گوتیت و لیمونیت: بازتاب درونی ویژگیِ گوتیت است و جانشینی (برجای‌مانده)، جانشینی حاشیه‌ای، رگهای و کلوفرم از بافتهای آن هستند. گمان می‌رود ماده معدنی، نخست به‌صورت اکسیدهای آهن از ماگمای سیلیکاته جدا و سپس در مرحله بعد در پی رفتار سیال‌های گرمابی با گوتیت جایگزین شده است (Javidi Moghadam et al., 2010).
دو نوع لیمونیت در کانسنگ شناسایی می‌شوند: نوع اول، لیمونیت پدیدآمده از اکسیداسیون و هیدروکسیداسیون پیریت است (شکل 8- A). انحلال پیریت در محیط آبدارِ سرشار از اکسیژن به‌صورت واکنش 6 نشان داده می‌شود (Kamei and Ohmoto, 2000). این واکنش اسیدی‌شدن محیط را در پی دارد. لیمونیت نوع دوم از تهنشینی سیال‌های دارای آهن دو ظرفیتی در محیط اکسایشی برپایة رابطة 7 پدید آمده است (شکل 8- B). در این واکنش، Fe+2 مستقیماً گوتیت پدید آورده و یون H+ محیط را اسیدی کرده است. حالت اسیدی روی پیریت اثر می‌گذارد و انحلال آن را شتاب می‌بخشد. این تیپ لیمونیت به‌صورت لایهای، کلوفرم و پیوسته فضای میان مگنتیت‌ها را پر کرده است (Barati and Rasa, 2005).
واکنش 6:
2FeS2+7.5O2+7H2O→2Fe(OH)3+4SO42-+8H+
واکنش 7:
4Fe+2+2+10H2O→4Fe(OH)3+8H+
شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی از هماتیت در اندیس دوم کانسار باباعلی در مقطع‌های صیقلی (PPL). A) هماتیت نسل اول با بافت تیغه‌ای؛ B) جایگزینی مگنتیت با هماتیت نسل دوم (مارتیتی‌شدن) (Hem: هماتیت؛ Mag: مگنتیت؛ Gth: گوتیت)
شکل 8- تصویرهای میکروسکوپی (در PPL) از: A) اکسیداسیون پیریت به لیمونیت در اندیس دوم کانسار باباعلی؛ B) حضور گوتیت در فضای میان بلورهای مگنتیت‌ها (Py: پیریت؛ Mag: مگنتیت؛ Gth: گوتیت؛ Lim: لیمونیت)
در برخی بخش‌ها، اکسیداسیون پیریت به اندازه‌ای بوده که هیچ‌گونه پیریتی بجای نمانده است و واکنش 6 برای آن پیشنهاد می‌شود. در شماری از مقطع‌های میکروسکوپی، بافت مارتیتی نیز به‌خوبی این بافت در مگنتیت دیده می‌شود. همچنین، در مرز شکستگی‌های بلورهای مگنتیت، گوتیت پدید آمده و ته‌نشست کرده است. بلورهای پیریت در مقطعها کاملاً سالم بجای مانده‌اند و واکنش‌های اکسیداسیون- احیاء 6 و 7 برای آنها پیشنهاد می‌شود. در مقطع‌های میکروسکوپی، لیمونیت به‌صورت پیوسته و یک‌دست فضای میان مگنتیت‌ها را فراگرفته است. شرایط لازم برای پیدایش اکسیدهای آهن هنگام فرایند رسوب‌گذاری و جانشینی اکسید با هیدروکسید هنگام هوازدگی در منطقه دیده نمی‌شود. همچنین، با پذیرفتن معادله‌های اکسیداسیون- احیای یادشده در واکنش‌های 1 و 2 نمیتوان پیدایش آن را توجیه کرد. اگرچه توجیه سنتی آن با توجه به آبگیری سـاده هماتیت برپایة واکنش 8 است، اما حجم چشمگیرِ لیمونیت این فرضیه را رد میکند (Ohmoto, 2003). برای پیدایش لایهها و تودههای لیمونیتی واکنش شماره 9 پیشنهاد می‌شود. در این واکنش به محلول‌های گرمابی با یون Fe+2 نیاز است. بررسیها نشان داده‌اند که این محلولها در امتداد گسلها، به‌ویژه در نواحی آتشفشانی پدید می‌آیند. محلول‌های گرمابی سرشار از یون Fe+2 با اکسیژن سطحی یا آبهای غنی از اکسیژن فرو رو مخلوط می‌شوند و کانی لیمونیت را پدید می‌آورند (Ohmoto, 2003). پس، هماتیت و لیمونیت‌ها در اندیس دوم کانسار باباعلی تنها از واکنش‌های اکسیداسیون- احیاء پدید نمی‌آیند؛ بلکه محلول‌های گرمابی آهندار نیز با رویداد واکنش شماره 9 در پیدایش لیمونیت‌های این منطقه نقش داشته‌اند. لایهبندی در گوتیت به‌این‌صورت توجیه می‌شود که نخست محلول‌های اسیدی تولید شده از واکنش‌های مختلف بر زینولیت آهکی اثر گذاشته و آن را حل کرده‌اند؛ سپس گوتیت ته‌نشست شده است.
واکنش 8:
Fe2O3 +3H2O →2FeOOH.nH2O
واکنش 9:
Fe+2(hyd)+1/4O2+5/2H2O→Fe (OH) 3 + 2H+
پیریت: دو نسل از پیریت شناسایی شده است. نسل اول پیریت به‌صورت دانهریز در سنگ میزبان منطقه دیده می‌شود و احتمالاً هیچ ارتباطی با کانی‌سازی ندارد و پیش از کانه‌زایی آهن (مگنتیت و هماتیت) و به‌دنبال فاز سولفیدی پدید آمده است و کانه آهنی در این سنگ‌ها دیده نمی‌شود (شکل 9- A). نسل دوم پیـریت درشت بلورتر و بی‌‌شکل است و در بسیاری از مقطع‌های صیقلی بررسی‌شده دیده می‌شود. بیشتر این بلورها در بخش‌های حاشیه‌ای و درونی دگرسان شده و با اکسید و هیدروکسیدهای ثانویه آهن جایگزین شده‌اند و بافتی همانند غربال پیدا کرده‌اند (شکل 9- B).
کالکوپیریت: این کانی در مقطعها با رنگ سبز زیتونی دیده می‌شود و به‌دنبال فرایند هوازدگی با کالکوسیت و مالاکیت جایگزین شده است (شکل 9- C). شاید کالکوپیریت در همه مرحله‌ها ساخته شود. شرایط مناسب برای پیدایش کالکوپیریت در مراحل پایانی کانی‌سازی، افزایش pH محلول و کاهش فوگاسیته اکسیژن است (Oyman, 2010). ویژگی‌های بافتی نشان می‌دهند کالکوپیریت همزمان یا پس از پیریت پدید آمده است.
مالاکیت: مالاکیت بیشتر به‌صورت پرکنندة فضاهای خالی، رگه‌ها و رگچه ها دیده می‌شود (شکل 9- D). این کانی با گذشتن محلول‌های مسدار رقیق با غلظت بسیار کم Cu+2 از درون سنگ آهک در شرایط pH برابر با 7 تا 9 و فشاربخشی CO2 متبلور می‌شود (Krauskopf and Bird, 1976). واکنش 10 برای پیدایش مالاکیت پیشنهاد شده است. برپایة این واکنش، حضور آب در پیدایش این کانی ضروری است (Deer et al., 1991):
واکنش 10:
2Cu+2 (CO3) -2+H2O→Cu2 (OH) 2CO3
شکل 9- تصویرهای میکروسکوپی از مقطع‌های صیقلی کانه‌ها در اندیس دوم کانسار باباعلی در نور انعکاسی (در PPL): A) پیریت‌های نسل اول و مگنتیت؛ B) پیریت‌های نسل دوم که از کناره‌ها با گوتیت جانشین شده‌اند؛ C) جانشینی کالکوپیریت با کالکوسیت؛ D) مالاکیت (Ccp: کالکوپیریت؛ Cc: کالکوسیت؛ Mal: مالاکیت؛ Py: پیریت؛ Mag: مگنتیت)
توالی پاراژنزی
برپایة بررسی‌های میدانی و مقطع‌های میکروسکوپی، گمان می‌رود کانه‌زایی در سه مرحله روی داده باشد (جدول 1). در مرحله نخست، کانه‌زایی مستقیماً از سیال سازندة روی داده و بافتهای اولیه گوناگون دارد. مرحله دوم نیز با پدیده جانشینی همراه بوده است.
زمینشیمی کانسنگ
همان‌گونه‌که گفته شد در این اندیس، مادة معدنی به‌صورت دو توده مگنتیتی و لیمونیتی دیده می‌شود. برای مقایسه زمینشیمی این دو توده، فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر در 14 نمونه مگنتیت و 5 نمونه لیمونیت به روش ICP-MS به‌دست آورده شد (جدول 2).
جدول 1- توالی پاراژنز مجموعة کانه‌ها در اندیس دوم باباعلی
جدول 2- نتایج حاصل از تجزیة کانسنگ‌های باباعلی (مگنتیت و لیمونیت) به روش ICP-MS (داده‌ها برپایة ppm)
|
Sample No. |
Bl5 |
Bl4 |
Bl3 |
Bl 2 |
Bl1 |
Bl10 |
Bl9 |
Bl8 |
Bl7 |
Bl6 |
Bl1 |
Bl10 |
Bl9 |
Bl8 |
Bl7 |
Bl6 |
Bl9 |
Bl8 |
Bl7 |
|
Ore Element |
Lim |
Lim |
Lim |
Lim |
Lim |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
Mag |
|
Al |
5190 |
20174 |
6986 |
10123 |
18254 |
907 |
6277 |
973 |
836 |
1955 |
617 |
652 |
633 |
1025 |
798 |
958 |
684 |
1167 |
637 |
|
Ca |
2211 |
22372 |
2564 |
2987 |
3890 |
884 |
757 |
687 |
469 |
1534 |
950 |
336 |
322 |
780 |
459 |
524 |
329 |
694 |
1387 |
|
Ce |
7 |
176 |
128 |
15 |
161 |
2 |
4 |
22 |
1 |
4 |
4 |
1> |
|
2 |
2 |
5 |
11 |
6 |
2 |
|
Co |
21 |
50 |
72 |
184 |
214 |
10 |
12 |
13 |
15 |
19 |
21 |
24 |
41 |
34 |
52 |
43 |
49 |
58 |
48 |
|
Cr |
43 |
35 |
38 |
49 |
53 |
26 |
26 |
43 |
28 |
24 |
15 |
90 |
13 |
47 |
69 |
32 |
39 |
73 |
61 |
|
Cu |
243 |
347 |
410 |
324 |
267 |
50 |
47 |
43 |
84 |
120 |
178 |
167 |
210 |
314 |
321 |
197 |
216 |
301 |
297 |
|
Dy |
0.34 |
1.34 |
1.74 |
1.32 |
0.95 |
0.13 |
0.26 |
0.18 |
0.11 |
0.19 |
0.13 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.11 |
0.13 |
|
Er |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
|
Eu |
0.11 |
1.25 |
0.18 |
1.31 |
1.09 |
0.05> |
0.13 |
0.07 |
0.05> |
0.09 |
0.06 |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05 |
0.06 |
0.07 |
0.11 |
0.09 |
|
Fe |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
10%< |
1%< |
|
Gd |
0.41 |
3.45 |
0.59 |
1.87 |
2.94 |
0.19 |
0.29 |
0.54 |
0.18 |
0.26 |
0.22 |
0.16 |
0.15 |
0.24 |
0.16 |
0.17 |
0.21 |
0.33 |
0.15 |
|
La |
12 |
78 |
56 |
75 |
116 |
111 |
105 |
15 |
1 |
2 |
3 |
109 |
108 |
5 |
8 |
115 |
5 |
98 |
1 |
|
Lu |
0.1 |
0.12 |
0.14 |
0.20 |
0.1 |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
|
Mg |
1234 |
1740 |
1465 |
1576 |
1234 |
638 |
6181 |
1465 |
353 |
278 |
2349 |
1053 |
433 |
467 |
387 |
398 |
597 |
987 |
857 |
|
Mn |
841 |
651 |
98 |
204 |
468 |
187 |
194 |
304 |
279 |
348 |
524 |
537 |
487 |
1124 |
987 |
1019 |
1164 |
987 |
879 |
|
Ho |
2.4 |
0.5 |
1.9 |
0.5 |
1.7 |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
|
Nb |
1.2 |
5.7 |
4.5 |
2.3 |
4.8 |
1.1 |
1.3 |
1.8 |
3.4 |
7.9 |
2.2 |
1> |
1.4 |
1.5 |
4.3 |
1.7 |
1.1 |
2.2 |
1> |
|
Nd |
4.8 |
25.6 |
7.8 |
6.4 |
4.2 |
3.3 |
4.6 |
6.2 |
3.3 |
4.1 |
3.8 |
3.1 |
3.1 |
3.4 |
3.9 |
4.3 |
3 |
5.4 |
3.2 |
|
Ni |
15 |
48 |
44 |
27 |
42 |
3 |
5 |
4 |
3 |
3 |
12 |
19 |
24 |
14 |
14 |
21 |
12 |
19 |
9 |
|
P |
751 |
2200 |
547 |
468 |
684 |
785 |
109 |
380 |
65 |
393 |
27 |
62 |
75 |
87 |
211 |
98 |
67 |
59 |
269 |
|
Pb |
21 |
9 |
9 |
14 |
18 |
6 |
6 |
6 |
6 |
7 |
8 |
5 |
5 |
8 |
11 |
13 |
7 |
6 |
14 |
|
Pr |
0.26 |
8.48 |
7.51 |
0.56 |
0.38 |
0.05> |
0.12 |
1.21 |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
|
S |
11157 |
370 |
420 |
321 |
790 |
141 |
189 |
349 |
98 |
183 |
98 |
468 |
146 |
157 |
236 |
159 |
368 |
107 |
231 |
|
Sm |
0.03 |
1.88 |
1.25 |
0.09 |
0.04 |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
0.05> |
|
Sn |
1.8 |
4.3 |
3.4 |
2.4 |
1.9 |
1.2 |
3.8 |
1.6 |
3.1 |
6.7 |
3.1 |
3.6 |
2.2 |
3.4 |
5.6 |
4.3 |
3.8 |
2.7 |
6.4 |
|
Sr |
134.4 |
124.6 |
121.2 |
130.4 |
128.7 |
16.9 |
9.4 |
18.5 |
5.1 |
25.2 |
9.4 |
5.1 |
4 |
8.7 |
5.9 |
6.7 |
8.2 |
3.9 |
4.1 |
|
Ta |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
|
Tb |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
|
Th |
1.06 |
3.27 |
2.18 |
1.89 |
1.74 |
0.77 |
0.59 |
3.25 |
0.84 |
1.1 |
0.4 |
0.22 |
0.32 |
0.37 |
0.48 |
0.97 |
0.12 |
2.7 |
0.78 |
|
Ti |
7 |
7.45 |
11 |
8.68 |
6 |
6 |
5.4 |
6.3 |
8.1 |
7.4 |
5 |
6.5 |
7.1 |
6.8 |
9.1 |
8.6 |
6.5 |
5.9 |
7 |
|
Tm |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
0.1> |
|
V |
8 |
13 |
18 |
14 |
21 |
79 |
43 |
93 |
42 |
102 |
75 |
68 |
42 |
76 |
104 |
49 |
118 |
86 |
123 |
|
Yb |
0.1 |
0.7 |
0.9 |
0.5 |
0.1 |
0.05> |
0.1 |
0.05> |
0.5> |
0.5> |
0.1 |
0.5> |
0.5> |
0.5> |
0.5> |
0.5> |
0.5> |
0.1 |
0.1 |
|
Ce/Ce* |
0.67 |
1.17 |
0.96 |
1.01 |
0.93 |
- |
0.27 |
1.25 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
Eu/Eu* |
0.10 |
1.29 |
0.80 |
0.73 |
0.65 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
PrN/YbN |
4.6 |
22.5 |
3.01 |
3.26 |
3.87 |
- |
2.6 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
بررسی وابستگی عنصرهای فرعی و کمیاب در کانسنگ اندیس 2 باباعلی
برای ارزیابی ترکیب شیمیایی کانسنگ و به‌دست آوردن ارتباط میان عنصرهای گوناگون در نمونه‌های لیمونیتی و مگنتیتی، رسم نمودارهای دوتایی و بررسی روند همبستگی میان داده‌ها، روش‌های خوبی برای مقایسه و همخوانی داده‌ها هستند (شکل 10). برپایة این نمودارها، همبستگی عنصرهای Co و V، Co و Cu، Ni و Cu، Mn و Cu مثبت است؛ اما Ni و V در کانسنگ مگنتیتی همبستگی منفی دارند؛ زیرا این دو عنصر برای دستیابی به یک جایگاه بلورشناسی در ساختار کانه مگنتیت رقابت می‌کنند. افزون‌بر این، تفاوت در رفتار عنصرهای بررسی‌شده در دو کانی لیمونیت و مگنتیت نشان‌دهندة تفاوت خاستگاه آنها یا تفاوت سرنوشت آنها است.
شکل 10- نمودارهای همبستگی عنصرهای گوناگون در نمونه‌های مگنتیتی و لیمونیتی اندیس دوم کانسار باباعلی: A) همبستگی V با Co؛ B) همبستگی Cu با Co؛ C) همبستگی Cu با Ni؛ D) همبستگی V با Ni؛ E) همبستگی Cu با Mn (Co: کبالت؛ Cu: مس؛ Ni: نیکل؛ V: وانادیم)
رده‌بندی اندیس دوم کانسار آهن باباعلی
نمودارهای Dupius و Beaudoin (2011) برپایة مقدار Ti+V دربرابر Ni/(Cr+Mn) و Ti+V دربرابر Ca+Al+Mn در کانه مگنتیت رسم شده‌اند (شکل 11). برپایة این شکل، نمونه‌های برداشت‌شده از منطقه در محدودة ترکیبی کانسارهای اسکارنی جای گرفته‌اند. مقدار Ti در همة نمونهها کم است؛ اما مقدار عنصرهای Al، Ca و Mg در نمونهها بالاست. عنصرهای Ti و V در کانسارهای اکسیدی تغییرات بسیاری در ارتباط با نوع کانسار نشان می‌دهند؛ ازاین‌رو، حاصل جمع آنها برای شناسایی کانسارهای گوناگون به‌کار می‌رود.
شکل 11- نمونه‌های مگنتیتی اندیس دوم کانسار باباعلی در نمودارهای Dupius و Beaudoin (2011): A) نمودار Ti+V دربرابر Ca+Al+Mn؛ B) نمودار Ti+V دربرابر Ni/(Cr+Mn) (Al: آلومینیم؛ Ca: کلسیم؛ Cr: کرم؛ Mn: منگنز؛ Ni: نیکل)
عنصرهای Fe و Ti ویژگی‌های زمینشیمیایی همانندی در ماگما دارند و ازاین‌رو، سنگ‌های ماگمایی، جایگاه‌های بلورشناسی همانندی برای این دو عنصر دارند (Ragland, 1989). باید به یاد داشت در پی فرایند دگرسانی Fe متحرک می‌شود؛ اما Ti بی‌تحرک بجای میماند (Bin et al., 2016). فراوانی کم Ti از ویژگی‌های مشترک کانسارهای اسکارنی و IOCG اسـت (Ragland, 1989). کانی‌های اکسیدآهن در اسکارنها مقدار Ti+V کمی نشان می‌دهند؛ اما نسبت‌های Ni/(Cr+Mn) مقدارهای متغیری از خـود نشان می‌دهند. همچنین، کانسارهای مگنتیت- آپاتیتِ نوع کایرونا، مقدارهای کمی از Cr، Mn و Al از خود نشان می‌دهند؛ اما مقدار وانادیم بالایی دارند. مقدار کمابیش بالای Mn نیز از ویژگی‌های کانسارهای اسکارنی گرمابی است. میزان این عنصر در همة نمونه‌های اندیس 2 باباعلی بالاست و مقدار میانگین آن در نمونهها 644 ppm است. ندیدن کانی‌های مستقل منگنز در نمونه‌های کانسنگ (در بررسی‌های میکروسکوپی) نشان‌دهندة جانشینیFe+2 با Mn+2 در شبکه کانههای آهن به‌علت ویژگی‌های زمینشیمیایی همانند این دو عنصر است. برپایة این نمودارها ترکیب مگنتیت‌های اندیس 2 کانسار باباعلی در محدودة ترکیبی کانسارهای اسکارن جای دارد. Knipping و همکاران (2015) نیز نموداری برای شناسایی کانسارهای Fe-Ti-V، IOCG، تیپ کایرونا و پورفیری برپایة میزان Cr و V مگنتیت پیشنهاد کرده‌اند (شکل 12).
شکل 12- نمونه‌های مگنتیت اندیس دوم کانسار آهن باباعلی در نمودار V دربرابر Cr (Knipping et al., 2015)
در این نمودار، نمونه‌های مربوط به کانه مگنتیت اندیس دوم باباعلی در نزدیکی محدودة ترکیبیِ کانسارهای IOCG جای گرفته‌اند. به باور شماری از پژوهشگران، کانسارهای اسکارن آهن زیرگونه‌ای از کانسارهای IOCG هستند (Gandhi, 2003; Williams et al., 2005). پس ازآنجایی‌که کانسارهای آهن اسکارنی خود زیرگونه‌ای از کانسارهای IOCG هستند، اندیس دوم کانسار آهن باباعلی در گروه کانسارهای IOCG نیز رده‌بندی می‌شود.
بررسی تغییرات عنصرهای خاکی نادر (REE)
نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر (REE) بهنجارشده به ترکیب کندریت برای کانسنگ مگنتیت و لیمونیت اندیس 2 باباعلی رسم شده است (شکل 13). در نمودار عنکبوتیِ کانسنگ مگنتیت، طیف پیوستهای از عنصرهای REE دیده نمی‌شود و این نکته نشان‌دهندة تهیشدگی عنصرهای HREE در مگنتیت است.
شکل 13- الگوی پراکندگی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای: A) مگنتیت؛ B) لیمونیت در اندیس دوم کانسار آهن باباعلی
یافته‌های به‌دست‌آمده از الگوی توزیع عنصرهای REE در کانسنگ مگنتیت و لیمونیت عبارتند از:
(1) توزیع عنصرهای خاکی نادر در شماری از نمونه‌های مگنتیتی دربردارندة طیفی از عنصرهای La تا Dy، با آنومالی منفی Eu و Ce است. در دو نمونه مگنتیت طیف ناقصی از عنصرهای Nd تا Dy را نشان می‌دهد. این توزیع در همة نمونه‌های لیمونیتی طیفی از عنصرهای La تا Yb را دارد.
(2) همة نمونه‌های لیمونیتی از La تا Eu روندی کاملاً کاهشی نشان می‌دهند؛ اما از Gd تا Yb روند کمابیش افقی است. دیدن این الگو در این کانی پیامد تفکیک LREEها از HREEها است. این روند در نمونه‌های مگنتیتی کاملاً کاهشی است.
(3) همه نمونه‌های مگنتیتی و لیمونیتی از LREE غنیشدگی نشان می‌دهند. توزیع عنصرهای REE در سیال‌های داغ گرمابی به T، pH و نوع کمپلکس‌ها در سیال‌ها بستگی دارد. عنصرهای خاکی نادر درون سیستم زمینشیمیایی خاص خود متحرک می‌شوند و انتقال آنها با کمپلکس‌ها انجام می‌شود. پس پایداری کمپلکس‌ها متغیر است و به pH، T و P ترکیب سنگ دیواره وابسته است (Lottermoser, 1992). عنصرهای HREE و ایتریم دربرابر عنصرهای LREE، کمپلکسهای پایدارتر کربناته، فلوریدی، اکسالاتی و سولفاتی می‌سازند؛ ازاین‌رو، دیرتر ترکیب و ته‌نشسین می‌شوند و کانی از عنصرهای LREE غنی می‌شود (Helvaci, 1984).
(4) در نمونه‌های لیمونیتی، آنومالی 27/1>Ce/Ce*>67/0 است و در نمونه مگنتیتی میانگین آن برابر 76/0 است. آنومالی منفی و کمابیش آشکارترِ Ce در نمونه‌های مگنتیتی نشانة اکسید‌شدن Ce+3 به Ce+4 و خروج آن از محیط و نبود نسبی آن در ساختمان مگنتیت است (Appel, 1999).
شناسایی خاستگاه سیال‌های کانهزا
شناسایی خاستگاه سیال‌های گرمابی مؤثر در کانه‌زایی از هدف‌های اصلی بررسی کانسارهاست. Kato (1999) در بررسیهایی که روی کانسارهای اسکارنی ژاپن انجام داده است، با بهرهگیری از سه پارامتر Eu/Eu*، Ce/Ce* و Prcn/Ybcn و رسم مقدار آنها دربرابر ∑REE، خاستگاه جوی یا ماگمایی سیال‌های کانهزا را شناسایی کرده است. در همین راستا، برای شناخت خاستگاه سیال‌های کانهزا در این اندیس، پارامترهای یادشده به‌کار برده شد. ازآنجایی‌که به‌دست‌آوردن این مقدارها برپایة جدول 2 برای نمونه‌های مگنتیتی شدنی نبود، این پارامترها تنها برای کانسنگ لیمونیتی اندازه‌گیری شده است. در شکل 14، نمودارهای لازم برای منطقه بررسی‌شده رسم شد. برپایة این نمودارها خاستگاه سیال‌های سازندة اندیس دوم کانسار باباعلی ماگمایی است. دور‌شدن نقاط از روند ماگمایی نشانه آمیختگی آنها با آبهای جوی است.
شکل 14- نمونه‌های کانسنگ لیمونیتی در اندیس دوم کانسار آهن باباعلی در نمودارهای نشان‌دهندة خاستگاه سیال‌های گرمابی کانهزا (Kato, 1999): A) ∑REE دربرابر Eu/Eu*؛ B) ∑REE دربرابر Ce/Ce*؛ C) نمودار ∑REE دربرابر (PrN/YbN)
نتیجهگیری
برپایة بررسی‌های صحرایی، میکروسکوپی و زمین‌شیمایی، همچنین، نمودارهایِ همبستگی رسم‌شده و روند عنصرهای REE در نمونه‌های مگنتیتی و لیمونیتی، این دو کانی سرنوشت جدا از هم دارند. ازآنجایی‌که لیمونیت در ذخیره‌های اسکارن کمیاب است، گمان می‌رود در این ذخیره، در مرحله اول نخست مگنتیت از سیال‌های ماگمایی، با حفظ لایهبندی نخستین، با زینولیت‌های بزرگ کربناته در تودة ریولیتی، داسیتی آلموقلاق جانشین شده باشد و همزمان با آن، مگنتیت تیپ اسکارنی نیز به‌دنبال سیلیسیمدارشدن (سیلیکاته‌شدن) و سیلیسی‌شدن زینولیت‌های آهکی پدید آمده باشد. با فعالیت زمینساختی بعدی، محلول‌های گرمابی دوباره به محل تزریق و لیمونیت لایهای با جانشینی مگنتیت نخستین و بجاماندة لایههای آهکی ته‌نشست شده‌اند. کانه‌زایی برشی نیز در این زمان روی داده است. آمیختگی سیال‌های داغ ماگمایی با سیال‌های سرد جوی و تغییر ناگهانی درجه دما عامل ته‌نشست لایههای لیمونیتی بوده است. ویژگی‌های موجود و مقایسه دادههای به‌دست‌آمده از بررسی این اندیس نشان می‌دهند این ذخیره در گروه ذخیره‌های تیپ IOCG و زیر تیپ اسکارنی رده‌بندی می‌شود.
)