ویژگی‌های کانه‌زایی مگنتیت معدن آهن نرم با نگرشی بر سنگ‌شناسی و ژئوشیمی سنگ‌های گابرویی-دیوریتی مجاور آن (شمال طبس، استان خراسان جنوبی)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

2 گروه زمین‌شناسی و گروه پژوهشی اکتشاف ذخایر معدنی شرق ایران، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

3 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

10.22108/ijp.2020.118478.1145

چکیده

معدن آهن نرم در شمال شهرستان طبس در استان خراسان جنوبی و در شمال خاوری ایران قرار دارد. کانه اصلی در منطقه کانی‌سازی، مگنتیت است که فراوان‌ترین کانی‌ سیلیکاته همراه آن بلورهای درشت اکتینولیت است که بلورهای ریز آپاتیت نیز با تجمع محلی آن را همراهی می‌کند. عیار آهن 55-50 درصد است و مقدار سولفور تا 3درصد می‌رسد. بر اساس بررسی‌های صحرایی، مطالعات زمین‌شیمیایی کانسنگ، الگوی توزیع و فراوانی عناصر کمیاب در مگنتیت؛ شباهت‌های زیادی بین کانی‌سازی معدن آهن نرم و برخی از ذخایر مگنتیت-آپاتیت (IOA)، مشاهده می‌گردد.
عمده واحدهای منطقه مورد مطالعه را واحدهای آهکی-دولومیتی سازند ریزو تشکیل می‌دهد که ماگمای گابرویی-دیوریتی در آن‌ها نفوذ کرده‌اند. بافت غالب این توده‌های نفوذی، هیپ‌ایدیومورف گرانولار است و بطور عمده از کانی‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول (هورنبلند)، پیروکسن (بطور عمده دیوپسید) و مقادیر قابل توجهی کانی فرعی آپاتیت به همراه کانی‌های کدر مانند مگنتیت و پیریت تشکیل شده‌اند. این توده‌ها از نوع آلکالن هستند و در جایگاه درون صفحه‌ای شکل گرفته‌اند. بر اساس مطالعات زمین‌شیمیایی عناصر فرعی و کمیاب خاستگاه ماگمای مادر این توده‌ها، ذوب بخشی درجه پایین گارنت لرزولیت گوشته است و شاهد زمین‌شیمیایی مبنی بر آلایش پوسته‌ای وجود ندارد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Magnetite mineralization properties of Narm iron mine with respect to petrology and geochemistry of its adjacent gabbroic- dioritic rocks (North of Tabas, South Khorasan Province)

نویسندگان [English]

  • Mahboobeh Parvaresh Darbandi 1
  • Azadeh Malekzadeh Shafaroudi 2
  • Amir Morteza Azimzadeh 3
  • Mohammad Hasan Karimpour 2
1 Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
2 Department of Geology and Research Center for Ore Deposit of Eastern Iran, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Science, University of Zanjan, Zanjan, Iran
چکیده [English]

The Narm iron mine located in the north of Tabas, the South Khorasan province in the north east of Iran. Magnetite is the main mineral, is associated with actinolite as the most abundant silicate mineral as well as apatite as the micro crystalline localized aggregations in the mineralization zone. The iron ore grade ranges from 50 to 55 wt% and 3% sulfur content. On the base of field observation, geochemical investigation, the rare earth elements pattern and their distribution there are many similarities between the mineralization of Narm mine and some magnetite-apatite iron oxide (IOA) deposits. Lithologically, the area mainly includes limestone-dolomite units of the Rizu formation in which gabbroic-dioritic magma is intruded. The dominant texture of these intrusive rocks is hypidiomorphic granular, dominated by plagioclase, amphibole (hornblende), pyroxene (mostly diopside), apatite as an important accessory mineral and opaque minerals mainly magnetite and pyrite. The rocks under study are alkaline in nature formed in within plate zone. These gabbroic-dioritic rocks were produced as a result of low degree partial melting of mantle wedge with garnet lherzolite composition. Any geochemical evidence indicating of crustal contamination is not observed. .
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Gabbroic- dioritic intrusive rocks
  • Magnetite mineralization
  • Geochemistry
  • Narm iron mine
  • Kashmar- Kerman tectonic zone

منطقة بررسی‌شده در استان خراسان جنوبی، نزدیک به 200 کیلومتری شمال شهرستان طبس و 95 کیلومتری شمال‌باختریِ عشق‌آباد، در مختصات جغرافیایی "32'21°57 تا "25/8'23°57 طول جغرافیایی خاوری و "33'51°34 تا "00'34°53 عرض جغرافیایی شمالی جای دارد. این منطقه بخشی از محدودة شمال‌خاوری کمربند کاشمر- کرمان (شکل 1) و در لبة شمال‌باختری کوه سرهنگی است (شکل 2). در پهنة زمین‌ساختی کاشمر- کرمان و در گستره‌ای به مساحت نزدیک به 7500 کیلومترمربع بیشتر از 34 معدن آهن با اندوختة بیش از 8/1 میلیارد تن شناسایی شده است (Stosch et al., 2011). کوه سرهنگی در شمال پهنة زمین‌ساختی کاشمر- کرمان که از پهنه‌های آهن‌خیز ایران مرکزی به‌شمار می‌رود، از دیدگاه ساختاری گوه‌ای کشیده دارد و دربردارندة مجموعة سنگ‌های آذرین، رسوبی و دگرگونی بسیار دگرریختی است که در آرایشی نواری به شکل دوبلکس‌های راستالغز در محدوده‌ای به درازای 75 کیلومتر و پهنای 10 تا 20 کیلومتر جای گرفته‌اند (Nozaem et al., 2014).

 

 

 

شکل 1- جایگاه پهنة زمین‌ساختی کاشمر- کرمان در نقشة زمین‏‌شناسی ساختاری خاور ایران (برگرفته از Ramezani و Tucker (2003) و Narooie و همکاران (2017)، با تغییرات). جایگاه کوه‌سرهنگی در این کمربند با کادر مشکی نشان شده است

 

 

معدن آهن نرم با دریافت پروانة بهره‌برداری در آذرماه 1394 راه‌اندازی شد و اکنون شرکت سنگ آهن آفتاب نرم از آن بهره‌برداری می‌کند. این معدن از معادن فعال در مجموعة کوه سرهنگی به‌شمار می‌رود.

معدن‌های آهن ده‌زمان، دلکن، زبرکوه، کمرکاسه، پده‌بید، بیدو و سرپوزه، چاه کلیدانک، اسبی و رباط از مهم‌ترین معدن‌ها و پهنه‌های اکتشافی آهن در منطقه کوه سرهنگی هستند (Imanpour et al., 2017; Hajimirzajan et al., 2017, 2019; Narooie et al, 2017; Shabani et al, 2017; Naserian et al, 2019).

اگرچه معدن نرم در حال بهره‌برداری است، اما تاکنون مگر گزارش پایانی اکتشاف (سازمان صنعت، معدن و تجارت خراسان جنوبی، 1392)، هیچ‌گونه اطلاعات زمین‌شناسی، سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی در قالب پژوهشی از محدودة این معدن گزارش نشده است. ماگماتیسم کششی پالئوزوییک زیرین در ایران مرکزی از مهم‌ترین رویدادهای زمین شناسی ایران است که کمتر به آن پرداخته شده است. این مقاله به بررسی سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی توده‌های گابرویی- دیوریتی و کانی‌سازی مگنتیت منطقه می‌پردازد. معدن آهن نرم در جایگاه زمین‏‌ساختی ویژه‏‌ای در کمربند کاشمر- کرمان جای دارد. این کمربند دربردارندة کهن‌ترین سنگ‌های پوسته ایران و میزبان مهم‌ترین کانسارهای آهن، سرب، روی و اورانیم است (Ramezani and Tucker 2003; Jami, 2005)؛ از‌این‌رو، پرداختن به بررسی‌های سنگ‏‌شناسی، زمین‌شیمیایی و کانی‌سازی منطقه در تکمیل داده‌های مناسب در این کمربند گام ارزشمندی به‌شمار می‌روند.

 

 

 

شکل 2- نقشة زمین‌شناسی کوه سرهنگی و جایگاه منطقة بررسی‌شده روی آن (برگرفته از Nozaem و همکاران (2013) و Narooie و همکاران (2017)، با اندکی تغییرات)



زمین‌شناسی

واحدهای سنگ چینه‌ای منطقة کوه سرهنگی از اینفراکامبرین تا کواترنر را دربر می‌گیرند. گاه با نبودهای چینه‌ای (در زمان تریاس و پالئوژن) و رفتار گسل‌های منطقه، برخی سازندها حذف شده‌اند. واحدهای دگرگونی درجه پایین سری مراد کهن‌ترین واحدهای رخنمون یافته در منطقه کوه سرهنگی هستند. سازندهای ریزو و سلطانیه که گسترش چشمگیری در نیمة جنوبی منطقه دارند، روی سری مراد جای گرفته‌اند (شکل 2).

واحدهای پی سنگی کامبرین و پروتروزوییک در این منطقه گزارش شده‌اند (Nozaem et al., 2013). این واحدها عبارتند از:

- سنگ‌های دگرگونی درجه متوسط (بیشتر گارنت- کلریت- آمفیبول شیست) که پیرامون لاخ برقشی و جنوب خاور زبرکوه دیده می‌شوند؛

- سازند ریزو (فیلیت، متاولکانیک‌ها، کوارتزیت و دولومیت)؛

- نهشته‌های ادیاکاران پایانی- کامبرین پایینی (تناوب شیل و واحدهای دولومیتی) مربوط به سازند سلطانیه؛

- در منطقه کوه سرهنگی، گرانیت‌های دگرگون شده مهم‌ترین و نخستین رخداد ماگماتیسم هستند. برپایة بررسی‌های سن‌سنجی به روش اورانیم- سرب روی کانی زیرکن، سن نزدیک به 3/521 میلیون سال پیش برای سینوگرانیت‌ها و سن نزدیک به 557 میلیون سال پیش برای بیوتیت سینوگرانیت‌های منطقه، به‌دست آمده است (Rosseti et al., 2015; Nozaem et al., 2013; Hajimirzajan et al., 2019). همچنین، Hajimirzajan و همکاران (2019) سن ریولیت‌های منطقه را بررسی کرده‌اند و سنی نزدیک به 3/524 میلیون سال پیش را برای آنها به‌دست آورده‌اند؛

- توده‌های آذرین درونیِ گابرویی- دیوریتی در بخش‌هایی از کوه سرهنگی (مانند: جنوب روستای زبرکوه، رباط زنگیچه) و در محدودة معدن نرم دیده می‌شوند. سن آنها نامشخص است و به‌طور نسبی می‌باید از واحدهای اردویسین- سیلورین جوان‌تر باشند.

معدن نرم در شمال‌خاوری نقشة 1:100000 ازبک‌کوه (Ruttner et al., 1970) جای دارد و رخنمون سری مراد و ماگماتیسم گرانیتی در این محدوده دیده نمی‌شوند. نقشة زمین‏‌شناسی محدودة معدن نرم در شکل 3 نشان داده شده است. میکاشیست‌های کامبرین زیرین از کهن‌ترین سنگ‌های این محدوده هستند. این گروه سنگی در بخش جنوبی منطقه رخنمون دارد. واحدهای سنگ‌چینه‌ای سری ریزو با سن کامبرین زیرین- میانی در محدودة معدن نرم گسترش چشمگیری دارند و در این محدوده، بیشتر دربردارندة دولومیت و واحدهای آتشفشانی بسیار دگرسان‌شده (توف- ریولیت دگرسان‌شده) هستند. دولومیت‌های با تبلور دوبارة سازند سلطانیه که در برخی برونزدهای آن (در بخش خاوری محدوده) چرت قاعده این سازند نیز دیده می‌شوند، توزیع پراکنده‌ای را در محدوده دارد. در قاعدة پهنة کانی‌سازی، رخنمون‌های ‌کوچکی از سرپانتین شیست و ترمولیت شیست دیده می‌شوند. همین واحدها در یال باختری تاقدیس بخش جنوبی منطقة کانی‌سازی نیز دیده می‌شوند. آهک‌های اردویسین و سیلورین بخش بزرگی از محدودة را دربر گرفته‌‌اند (شکل 3).

 

 

شکل 3- نقشة زمین‌شناسی منطقة معدنی نرم

 

 

بازالت‌های زیردریایی سیلورین در بخش‌هایی از محدوده دیده می‌شوند. همچنین، واحدهای آهکی دونین که در بخش شمال‌باختری محدوده به‌صورت آهک‌های ضخیم‌لایه روی دیگر واحدها تراست شده‌اند نیز دیده می‌شوند. در محدودة معدن نرم، گسترش چشمگیری از واحدهای گابرویی- دیوریتی دیده می‌شود. این توده‌های آذرین درونی به‌صورت استوک‌های میکرودیوریتی و توده‌های گابرویی- دیوریتی و نیز به‌صورت سیل دیده می‌شوند. در برخی بخش‌ها و اگرچه به‌صورت محدود، نشانه‌های بازتبلور در مرز همبری واحدهای دیوریتی- گابرویی و واحدهای کربناته دیده می‌شود. برپایة بررسی‌های صحرایی و قطع‌شدن بیشتر واحدهای سنگی پیش از دونین در منطقه، این سنگ‌های آذرین درونی جوان‌تر به‌نظر می‌رسند.

در کنار پهنة کانی‌سازی، واحد میکرودیوریتی دگرسان‌شده دیده می‌شود که آپوفیزهایی از آن در سراسر منطقة کانی‌سازی رخنمون یافته‌اند و واحدهای دولومیتی در پنجرة زمین‌ساختی منطقة کانی‌سازی را تحت‌تأثیر قرار داده است. در این پنجره، واحد میکرودیوریتی دگرسان‌شده در برخی بخش‌ها به‌طور محلی حالت برشی‌شده دارد و تکه‌هایی از واحد دولومیتی و کانی‏‌سازی مگنتیت درون آن دیده می‌شوند.

 

روش انجام پژوهش

برای تهیة نقشة زمین‏‌شناسی معدن آهن نرم و بررسی‌های سنگ‌شناسی و کانی‌سازی در محدوده، نخست برداشت‌های صحرایی و نمونه‌برداری از واحدهای سنگی و بخش‌های با کانی‌سازی انجام شد. شمار 258 نمونه از سطح منطقه برداشت شد و از میان آنها 86 مقطع نازک و 32 مقطع نازک صیقلی ساخته و با دقت بررسی شد. سپس نقشة زمین‏‌شناسی منطقه در نرم‌افزار ArcGIS رسم شد.

پس از بررسی های دقیق سنگ‌نگاری 10 نمونه از توده‌های آذرین درونی منطقه برگزیده و پس از خردایش و نرمایش نمونه‌ها، فراوانی اکسیدهای اصلی با روش XRF و نیز مقدار LOI این نمونه ها در آزمایشگاه سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور اندازه گیری شدند. سپس نمونه‏‌ها برای تجزیه عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب به آزمایشگاه MS کانادا فرستاده شدند و پس از آماده‌سازی به روش ذوب قلیایی به روش ICP-MS تجزیه شدند.

پردازش داده های زمین‌شیمیایی به‌دست‌آمده برای 10 نمونه سنگ از واحدهای گابرویی- دیوریتی منطقه، با نرم‌افزار GCDkit انجام شد و از نمودارهای گوناگون با هدف ارائه تحلیل‌های مورد نظر، بهره گرفته شد.

برای بررسی شیمی کانسنگ نیز 10 نمونه برداشت و به روش ICP-MS در آزمایشگاه زرآزما بررسی شدند. برای برای ارزیابی عیار و میزان FeO، فسفر و گوگرد نمونه‌های معدنی، 5 نمونه به روش شیمی ‏‌تر و در آزمایشگاه شیمی ادارة کل زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی منطقة شمال‌خاور تجزیه شدند. کانی مگنتیت برای 9 نمونه تفکیک و پس از بررسی با میکروسکوپ بینوکولار، برای تجزیة عنصرهای کمیاب به آزمایشگاه MS کانادا فرستاده و پس از آماده‌سازی به روش ذوب قلیایی، با دستگاه ICP-MS تجزیه شدند.

 

سنگ نگاری توده‌های آذرین درونی

مجموعه حد واسط تا مافیک از دیوریت تا گابرو از سنگ‌های آذرین درونی رخنمون‌یافته در منطقة نرم به‌شمار می‌روند.

واحدهای گابرویی: این واحد با بافت‌های هیپ‌ایدیومورف گرانولار و در بخش‌هایی با بافت اینترگرانولار با بلورهای بسیار درشت پلاژیوکلاز در بخش‌های مرکزی توده دیده می‌شود. تغییرات روشنی را می‌توان در حاشیه این توده دید؛ به‌گونه‌ای که در حاشیه، اندازة بلورها کوچک‌تر و رنگ واحد تیره‌تر است. در بررسی میکروسکوپی، این سنگ‌ها 65- 60 درصدحجمی پلاژیوکلاز (لابرادوریت تا آندزین)، 25- 20 درصدحجمی کلینوپیروکسن (بیشتر دیوپسید)، هورنبلند (8- 6 درصدحجمی) و مقدار اندکی پتاسیم‌فلدسپار (3- 2 درصدحجمی) دارند. در مقطع‌های میکروسکوپی، آپاتیت به‌طور پراکنده به‌صورت بلورهای شکل‌‌دار بی‌رنگ تا زرد مایل به کرمی و گاه مایل به سبز دیده می‌شود. فراوانی آپاتیت در این واحد تا 3 درصدحجمی می‌رسد و از ویژگی‌های آن تجمع محلی آپاتیت در بخش‌هایی از مقطع‌های بررسی‌شده است. در این سنگ‌ها، مگنتیت‌های شکل‌دار که تا 5 درصدحجمی حجمی فراوانی دارند، کانی کدر فراوان به‌شمار می‌روند. اکتینولیت فراوان‌ترین کانی ثانویه در این توده آذرین درونی است و گمان می‌رود پیامد تجزیة هورنبلند (یا پیروکسن) باشد (شکل 4- A) (برپایة بررسی‌های میکروسکوپی میزان اکتینولیت در بخش‌های گوناگون توده تا اندازه‌ای متفاوت است و به‌فراخور میزان هورنبلندهای مقطع، از 8- 7 درصدحجمی تا بیشتر از 20- 15 درصدحجمی متغیر است). این کانی به‌صورت سوزنی‌شکل و دسته‌جارویی دیده می‌شود. تجمع بلورهای اپیدوت پدیدآمده از دگرسانی پلاژیوکلازها نیز در بخش‌هایی از این سنگ‌ها دیده می‌شود (شکل 4- B). همچنین، به مقدار کمتر، جانشینی هورنبلند با کلریت (2- 1 درصدحجمی) و نشانه‌هایی از اپاسیتی‌شدن نیز در این سنگ‌ها دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های گابرویی- دیوریتی منطقة نرم (در PPL): A) گابرو با بلورهای درشت پیروکسن، هورنبلند و پلاژیوکلاز؛ B) واحد گابرویی که در آن جانشینی هورنبلندها و پیروکسن‌ها با اپیدوت به‌فراوانی دیده می‌شود؛ C) واحد هورنبلند دیوریت با فراوانی بالای هورنبلند همراه اکتینولیت و پلاژیوکلاز؛ D)واحد میکرودیوریت (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از: Whitney و Evans (2010)؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Hbl: هورنبلند؛ Px: پیروکسن؛ Act: اکتینولیت؛ Ep: اپیدوت)

 

 

واحد هورنبلند دیوریت: در بخش‌های کوچکی از منطقه، رخنمون واحد دیوریتی با افزایش میزان هورنبلند در توده آذرین درونی شناخته می‌شود. بافت بیشتر این سنگ‌ها اینترگرانولار است و تا نزدیک به 40 درصدحجمی کانی‎‌های مافیک سنگ هورنبلند هستند (شکل 4- C) که در برخی بخش‌ها با اکتینولیت جایگزین شده است. پلاژیوکلاز با فراوانی 35- 30 درصدحجمی دومین کانی فراوان این واحد است. نشانه‌های کلریتی و اپیدوتی‌شدن در این واحد بیشتر از واحد گابرویی و میکرودیوریتی به‌چشم می‌خورد و بخش‌هایی از این واحد سیلیسی شده است.

واحد میکرودیوریتی: واحد میکرودیوریتی در نمونة ماکروسکوپی، به‌رنگ خاکستری تا مایل به سبز تیره و بسیار ریزدانه دیده می‌شود. این گروه سنگی بافت هیپ‌ایدیومورف گرانولار دارد و در ترکیب مودال خود نزدیک به 60- 55 درصدحجمی پلاژیوکلاز (آندزین)، 35- 30 درصدحجمی هورنبلند، 10- 5 درصدحجمی کلینوپیروکسن و به مقدار بسیار اندک (کمتر از 3 درصدحجمی) پتاسیم‌فلدسپار دارد (شکل 4- D). آپاتیت و زیرکن مهم‌ترین کانی‌های فرعی این واحد به‌شمار می‌روند و 3- 2 درصدحجمی از مجموعة کانیایی را دربر گرفته‌اند. مجموعة کانی‌های کدر شامل 3- 2 درصدحجمی مگنتیت (با بلورهای شکل‌دار و اندازة بیشینة نزدیک به 4/0 میلیمتر) و نیز 5- 4 درصدحجمی پیریت (شکل‌دار) هستند. بلورهای انباشته‌شدة اکتینولیت با فراوانی نزدیک به 7- 6 درصدحجمی دیده می‌شود. اپیدوت در زمینة سنگ و به‌صورت جانشینی در پلاژیوکلاز دیده می‌شود و مقدار جانشینی آن به 40- 35 درصدحجمی می‌رسد. جانشینی هورنبلند با کلریت نیز در بخش‌های حاشیه‌ای توده و به مقدار کمتر (کمتر از 10 درصدحجمی جانشینی) دیده می‌شود. به‌ندرت و به‌طور محلی در برخی بخش‌های این توده، نشانه‌های اپاسیتی‌شدن در هورنبلندها دیده می‌شوند. در برخی بخش‌ها نیز رگچه‌های کلسیتی و گاه سیلیسی با ستبرای متغیر (که گاه به 3 سانتیمتر می‌رسد) دیده می‌شوند.

 

کانی‌سازی و دگرسانی

پهنة کانی‌سازی در محدودة معدن نرم به‌صورت یک پنجرة زمین‌ساختی به درازای نزدیک به 220 متر و پهنای نزدیک به 145 متر درون واحدهای دولومیتی بازتبلوریافته دیده می‌شود. رخداد کانه‌زایی در محدودة معدن نرم با ستبرای چشمگیری از عدسی‌ها و توده‌های مگنتیتی و بسیار محدود به‌صورت برشی دیده می‌شود. از دیدگاه بزرگی، این عدسی‌ها و توده‌ها نیم تا بیشتر از 5 متر ستبرا و تا حداکثر 15 متر گسترش دارند.

در پیشکار اصلی معدن، کانی‌سازی مگنتیت در شکل‌های گوناگون دیده می‌شود که عبارتند از: (1) کانی‌سازی پراکنده مگنتیت به‌همراه پیریت؛ (2) کلاست‌های مگنتیتی درون واحدهای دیوریتی و نیز درون دولومیت؛ (3) عدسی‌های مگنتیت در کنار آپوفیزهای دیوریتی؛ (4) لایه‌های مگنتیتی که بیشتر روی آنها واحد میکروکنگلومرایی و در برخی بخش‌ها آهک‌ها (که نشانه‌های نفوذ محلول در آنها دیده می‌شود) رخنمون دارند؛ (5) مگنتیت در زمینة برش‌هایی که بیشتر قطعات آنها را دولومیت‌های بازتبلوریافته دربر گرفته‌اند. در بخش‌هایی از مرزهای پهنة کانی‌سازی، رگه‌های ظریف اسپکیولاریتی دیده می‌شوند. همچنین، کانی‌سازی مگنتیت در واحد شیستی قاعدة منطقة کانی‌سازی به‌طور پراکنده دیده می‌شود.

کانی‌سازی پیریت به‌فراوانی و به‌صورت پراکنده در بیشتر واحدهای سنگی منطقه دیده شد. اکتینولیت و ترمولیت کانی‌های شاخص و باطله همراه کانی‌سازی مگنتیت هستند که در برخی بخش‌ها به‌شکل سوزنی دیده می‌شوند. آپاتیت دیگر کانی مهم همراه با مگنتیت است. اپیدوتی‌شدن و نیز کلریتی‌شدن از فراوان‌ترین دگرسانی‌های این منطقه هستند. بخش‌های دگرسانی کلسیمی- آهنی به‌صورت بخش‌های دما بالا و کم دما (شکل‌های 5- A و 5- B) و بخش‌های دگرسانی منیزیمی (اسکارن منیزیمی) تنها در پهنة کانی‌سازی و پیشکار اصلی معدن دیده می‌شوند. این بخش‌ها برپایة فراوانی و توزیع کانی‌های اکتینولیت، آپاتیت، کانی‌های کربناته و نیز پیدایش کانی‌هایی مانند سرپانتین، تالک و فلوگوپیت (که تنها در قاعده پهنة کانی‌سازی دیده می‌شوند) از هم شناسایی می‌شوند (شکل‌های 5- D و 5- E). در ‌دیگر بخش‌های محدوده معدن نرم تنها پدیدة کلریتی‌شدن و اپیدوتی‌شدنِ واحدهای آذرین درونی گفتنی است.

در برخی بخش‌ها، رگه‌- رگچه‌های سیلیسی (با ستبرای کمتر از یک سانتیمتر تا 3 سانتیمتر) در واحدهای دولومیتی (به ستبرای نزدیک به 5/1 متر) دیده می‌شوند که دارای پیریت به‌صورت پراکنده هستند. برپایة بررسی‌های Mehrabi و همکاران (2015)، در چنین واحدهای دولومیتی میزان اکسیدهای آهن بالاست و از آنها به‌نام دولومیت‌های گرمابی دمابالای سازند ریزو نام برده‌اند. همچنین، نشانه‌های بودین‌شدگیِ رگچه‌های کوارتز در دیوریت‌های منطقه در بخش های گوناگون دیده می‌‌شود.

 

کانی‌شناسی و کانه‌نگاری

مگنتیت: مگنتیتکانة اصلی در این محدوده است. فراوانی 50- 45 درصدحجمی دارد و بیشتر با پیریت همراه است. آپاتیت و اکتینولیت مهم‌ترین کانی‌های غیرفلزی در ارتباط با مگنتیت در این پهنة کانی‌سازی هستند (شکل 5- E). آپاتیت به‌صورت بلورهای ریزدانه کانة مگنتیت را همراهی می‌کند. در برخی بخش‌ها، مگنتیت به‌صورت پراکنده است و گاهی نیز بافت توده‌ای نشان می‌دهد. در این منطقه، مگنتیت‌ها بیشتر بی‌شکل هستند. گاه در نمونة دستی نیز بلورهای شکل‌دار مگنتیت به‌خوبی شناسایی می‌شوند و ابعاد آنها از 2 تا 8 میلیمتر متغیر است. این کانی به‌طور بخشی و تا نزدیک به 6- 5 درصد در راستای مرز بلورها و درزه‌های با هماتیت (مارتیتی‌شدن) جایگزین شده‌اند (شکل 5- F). دانه پراکنده، توده‌ای و بافت مارتیتی از فراوان‌ترین بافت‌ها در مقطع‌های صیقلی و نازک صیقلی کانة مگنتیت هستند. بافت ریزدانة توده‌ای بافت غالب است. کانه‌زایی مگنتیت دست‌کم در دو مرحله روی داده است. بخش دیگری از کانه‌زایی آهن منطقه در قالب رگه- رگچه‌های مگنتیت ± اکتینولیت (شکل 5- E) است که در بخش‌های مختلف، کانی‌سازی مرحله پیشین را قطع کرده‌اند. گفتنی است رگچه‌های ظریف اسپکیولاریت در زمینة مگنتیت نیز در مرز پهنة کانی‌سازی دیده شدند که همزمانی آنها با رگه- رگچه‌های مگنتیتی مرحله پیشین و یا تأخیری‌بودن احتمالی آنها نیاز به بررسی بیشتر دارد.

پیریت:فراوان‌ترین کانی سولفیدی منطقه پیریت است؛ به‌گونه‌ای‌که افزون‌بر پهنة کانی‌سازی در واحدهای دیوریتی و گابرودیوریتی منطقه نیز به‌صورت دانه پراکنده دیده می‌شود. کانه‌زایی پیریت به شکل‌های گوناگون دیده می‌شود: (1)پیریت‌های بی‌شکل (با فراوانی 6- 5 درصدحجمی) همراه مگنتیت؛ (2) بلورهای شکل‌دار پیریت همراه مگنتیت به‌صورت پراکنده و در زمینه‌ای از اکتینولیت با فراوانی 3- 2 درصدحجمی؛ (3) بلورهای پیریت که بیشترین توزیع را در منطقه دارند و نشانه‌هایی از خردشدگی نشان می‌دهند و مقدار آنها به 10- 8 درصدحجمی می‌رسد؛ (4) اجتماعات کانه‌زایی پیریت با جهت‌یابی‌های روشن که به مقدار کم و تا 2 درصدحجمی دیده می‌شوند؛ (5) کانه‌زایی جهت‌یافته و تا اندازه‌ای سوزنی‌شکل پیریت در رگچه‌های کوارتز، همراه مگنتیت. این رگچه‌ها ستبرای کم (5- 3 میلیمتر) دارند (شکل 5- H). در برخی مقطع‌ها و بسیار کم، نشانه‌هایی از جایگزینی پیریت با گوتیت دیده می‌شود.

 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از دگرسانی‌ها و کانی‌سازی‌‌های گوناگون در منطقة نرم: A) دگرسانی کلسیمی آهنی کم‌دما با اکتینولیت، آپاتیت، کلسیت و کلریت؛ B) دگرسانی کلسیمی- آهنی دما بالا با اپیدوت، اکتینولیت و کلسیت؛ C) دگرسانی منیزیمی با فلوگوپیت + کلریت + سرپانتین؛ D) دگرسانی‌ منیزیمی با ترمولیت- تالک و رگچه‌های کلسیت؛ E) رگچة مگنتیت- اکتینولیت در دیوریت میزبان؛ F) مگنتیت‌هایی که به‌طور ظریف در محل شکستگی‌ها مارتیتی شده‌اند؛ G) اسپکیولاریت حاشیة منطقة کانی‌سازی؛ H) پیریت‌ها و مگنتیت‌های خردشده (Mag: مگنتیت؛ Py: پیریت؛ Spec: اسپکیولاریت؛ Act: اکتینولیت؛ Ap: آپاتیت؛ Hem: هماتیت؛ Tr: ترمولیت؛ Phl: فلوگوپیت؛ Srp: سرپانتین؛ Chl: کلریت؛ Ep: اپیدوت؛ Hbl: آمفیبول؛ Tlc: تالک؛ Cal: کلسیت)


 


کالکوپیریت: به‌صورت پراکنده و بی‌شکل و با توزیع بسیار کم (کمتر از 1 درصدحجمی) همراه با مگنتیت‌های شکل‌دار و پیریت دیده می‌شود. بزرگی آن نزدیک به 2- 1 میلیمتر است. همچنین، میانبار‌هایی از کالکوپیریت درون بلورهای مگنتیت دیده می‌شوند. کالکوپیریت در دمای زیر 557 درجة سانتیگراد پایدار است و به گفتة دیگر، در دامنة دمایی تبلور دیوریت (1000- 800) پایدار نیست. ازاین‌رو، تجزیة انحلال جامدهای حد واسط اولیه یا انحلال جامد در شرایط کاهش تدریجی گوگرد حضور میانبار‌های کالکوپیریت در مگنتیت را توجیه می‌کند (Rojas et al., 2018a).

اسپکیولاریت: اسپکیولاریت به‌صورت بلورهای تیغه‌ای و درون رگه- رگچه‌های بسیار ظریف به ضخامت 3- 2 میلیمتر دیده می‌شود. در این رگچه‌ها مگنتیت، پیریت و کوارتز کانی‌های اصلی همراه هستند. تمرکز این رگچه‌ها در حاشیة پهنة کانی‌سازی به 5- 4 رگچه در هر مترمربع می‌رسد. در بخش خاوری پیشکار اصلی، برش‌های با اسپکیولاریت و مگنتیت نیز دیده می‌شوند. در این برش‌ها میزان اسپکیولاریت چشمگیر است و تا 25 درصدحجمی هر برش را شامل می‌شود (شکل 5- G).

آپاتیت: بلورهای شکل ‌دار آپاتیت با هندسة کامل و برجستگی بالا در مقطع‌های میکروسکوپی پهنة کانی‌سازی، همراه با مگنتیت و اکتینولیت به‌خوبی شناسایی می‌شوند (شکل 5- B). بزرگی آن از 3/0 میلیمتر تا 3 میلیمتر متغیر است. این بلورها در نمونة دستی، بی‌رنگ تا مایل به سبز دیده می‌شوند. همچنین، بلورهای آپاتیت در دیوریت‌های دگرسان‌شدة پهنة کانی‌سازی و واحدهای میکرودیوریتی نیز دیده می‌شوند و توزیع کمابیش خوبی در مقطع‌های میکروسکوپی دارد. آپاتیت در مقطع نمونه‌های منطقة کانی‌سازی به رنگ سبز دیده می‌شوند.

اکتینولیت- ترمولیت: فراوان‌ترین کانی باطلة همراه مگنتیت در پهنة کانی‌سازی است که مقدار آن به 20- 18 درصدحجمی می‌رسد. اکتینولیت به‌صورت الیافی و شعاعی، به‌رنگ سبز تیره با توزیع بالا و نیز به‌صورت تجمعی از بلورهای سوزنی و دسته‌جارویی دیده می‌شود (شکل 5- E). بلورها با اندازة متفاوت از 2/0 تا 7 سانتیمتر دیده می‌شوند. در برخی مناطق، نشانه‌های هوازدگی و تغییر رنگ بلورهای سوزنی اکتینولیت از سبز به سفید به‌خوبی دیده می‌شوند. در بخش‌های منطبق بر دگرسانی‌های منیزیمی حضور کانی ترمولیت شناسایی می‌شود (شکل 5- D).

اپیدوت: به‌صورت تجمعات بلوری که به‌رنگ سبز مشخص در نمونة دستی و با فراوانی 15- 12 درصدحجمی در بخش‌های دگرسان‌شده دیده می‌شوند و پیامد تبدیل پلاژیوکلازها و هورنبلند هستند (شکل 5- B).

کلریت: به‌طور پراکنده و در قالب کانی‌های بی‌شکل سبزرنگ در مرز بلورهای هورنبلند و نیز در مرز برخی بلورهای مگنتیت، دیده می‌شود (شکل 5- A). فراوانی این کانی در منطقة نرم 5- 4 درصدحجمی است.

بیوتیت ثانویه: به‌صورت جانشینی در هورنبلند و به‌شکل بلورهای ریز با فراوانی کمتر از 5% در زمینة سنگ‌ واحد میکرودیوریتی دگرسان‌شده در پهنة کانی‌سازی دیده می‌شوند.

کلسیت: افزون‌بر بلورهای کلسیت که به‌صورت ثانویه و پرکنندة حفره‌ها درون واحدهای سنگی دگرسان‌شدة منطقه دیده می‌شوند، این کانی به دو صورت در پهنة کانی‌سازی شناسایی می‌شود: 1) حضور کلسیت در رگه- رگچه‌های مگنتیتی و گاه در رگچه‌های اسپکیولاریت+مگنتیت+کوارتز؛ 2) رگچه‌های کلسیتی که کانی‌سازی همراه ندارند و در بخش‌های گوناگون پهنة کانی‌سازی دیده می‌شوند.

کوارتز: این کانی به‌صورت بلورهای ریز و پراکنده با بزرگی کمتر از 5/0 میلیمتر در زمینة کانسنگ مگنتیتی با فراوانی 1- 2 درصدحجمی دیده می‌شود. همچنین، کوارتز در قالب رگچه‌های اسپکیولاریت+مگنتیت+کوارتز±کلسیت دیده می‌شود.

هماتیت: این کانی در بخش بالایی پهنة کانی‌سازی واحد آهکی دیده می‌شود و به‌خوبی نشانه‌های نفوذ محلول با فراوانی رگه- رگچه‌های اکسیدآهن در آن دیده می‌شود. در قاعدة این واحد هماتیت‌زایی و جانشینی مگنتیت با هماتیت‌های ثانویه دیده شد. هماتیت به‌صورت پدیدة مارتیتی‌شدن (نزدیک به 6- 5 درصدحجمی) در محل درزه‌ها و مرز بلورهای مگنتیت دیده می‌شود (شکل 5- F).

گوتیت: این کانی در پی اکسیداسیون پیریت‌ها و با فراوانی کمتر از 1 درصدحجمی دیده می‌شود و بافت‌های کلوییدی مشخصی نشان نمی‌دهد.

برپایة بررسی‌های کانی‌شناسی، توالی کانی‌های همیافت برای کانی‌سازی آهن معدن نرم در شکل 6 آورده شده است.

 

 

شکل 6- توالی کانی‌های همیافت در اندوختة معدنی آهن نرم

 

نشانه‌های کانی‌سازی مگنتیت در دو مرحله با تفکیک بافت و ساخت کانه مورد توجه است. مگنتیت‌های هر دو مرحله بسیار دچار فرایندهای زمین‌ساختی بعدی شده‌اند. پیریت پیش از کانه‌زایی مگنتیت به‌صورت دانه‌پراکنده ونیز همزمان با کانه‌زایی دیده می‌شود. در حاشیة منطقة کانه‌زایی و به‌صورت اندک، رگچه‌های کالکوپیریت و کانی‌سازی اسپکیولاریت به‌صورت رگه‌- رگچه‏‌ای دیده می‌شوند. آپاتیت و اکتینولیت همراه کانی‌سازی مگنتیت به‌فراوانی دیده می‌شوند. در مراحل تأخیری نیز تجمعات اکتینولیت- ترمولیتی دیده می‌شوند. کلریت و اپیدوت از مهم‌ترین کانی‌های دگرسانی منطقه هستند. کلسیت افزون‌بر حضور در زمینه و نیز همراه با کانی‌سازی در مراحل پایانی در قالب رگچه‌های کلسیتی، فراوانی بالایی دارد.

گمان می‌رود فرایندهای ماگمایی- گرمابی در کانه‌زایی مگنتیت در منطقه نقش بنیادی داشته‌اند. کانه‌زایی در دو مرحله روی داده است و در مرحلة دوم با افزایش محلول‌های گرمابی، تغییرات بافتی در کانه‌زایی مگنتیت‌های گرمابی دیده می‌شوند. پیریت به‌صورت نخستین در هر دو مرحلة کانه‌زایی توزیع یکنواختی دارد. کالکوپیریت و اسپکیولاریت کانی‌های مرحله تأخیری هستند که با کاهش دما در منطقة کانی‌سازی پدید آمده‌اند. آپاتیت کانی همراه مگنتیت است و در مراحل گوناگون کانه‌زایی توزیع یکنواختی دارد. ارآنجایی‌که عنصرهای آهن و کلسیم در منطقه، در سراسر محدودة کانی‌سازی حضور خوبی دارند، ترمولیت و اکتینولیت نیز به فراوانی دیده می‌شوند و در مراحل تأخیری با افزایش رفتار محلول‌های گرمابی فراوانی آن افزایش یافته است.

 

شیمی کانسنگ

برپایة داده‌های به‌دست‌آمده به روش شیمیِ تر، عیار آهن در منطقه 55- 50 درصدوزنی و میزان FeO کل برابربا 04/18 تا 03/22 درصدوزنی است (جدول 1). میزان فسفر برابربا 04/0 تا 18/0 درصدوزنی کانسنگ و مقدار گوگرد کانسنگ نیز برابربا 5/0 تا 3 درصد است و ازاین‌رو،‌ کانسنگ آهن مطلوبی ارزیابی می‌شود.

 

 

جدول 1- مقدار عیار آهن (برپایة درصدوزنی) به روش شیمی تر در کانسنگ آهن نرم

NP- 123

NP- 122

NP- 92

NP- 91

NP- 90

Sample No.

55.03

51.65

54.23

52.64

51.04

Fe%

21.18

18.04

20.58

21.15

22.03

FeO (total)

 

 

بالا‌بودن مقدار گوگرد در کانسنگ آهن نرم با توجه به فراوانی کانی پیریت همراه مگنتیت توجیه‌شدنی است. مقدار مس در کانسنگ آهن نرم از 2 تا 619 گرم بر تن متغیر است (جدول 2). نکته جالب توجه اینست که همبستگی مثبت بالایی میان عنصر گوگرد و کبالت در کانسنگ به‌چشم می‌خورد. همچنین، همبستگی کمابیش خوبی میان مس و گوگرد دیده می‌شود (جدول 3) که چه‌بسا به حضور کانی‌هایی مانند کالکوپیریت در منطقة کانی‌سازی و به احتمال بالا حضور کبالت در شبکه کانی پیریت مربوط است.

 

 

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیاییِ برخی عنصرها در کانسنگ آهن نرم (برپایة ppm)

NP- 81

NP- 80

NP- 79

NP- 77

NP- 76

NP- 66

NP- 65

NP- 64

NP- 63

NP- 61

Sample No.

19346

12285

19867

65479

11611

66444

66981

50160

18311

67228

Al

46440

34553

97081

56307

>10000

37195

33331

61693

55281

32469

Ca

33.8

31.6

24.7

12.6

50.5

12.7

43.3

77.1

350.4

19.5

Co

31

9

25

5

18

7

9

16

10

11

Cr

8

2

2

8

619

15

6

16

10

4

Cu

>10000

>10000

>10000

60688

>10000

65240

78210

>10000

>10000

63831

Fe

19331

15251

18491

>20000

8960

13709

19498

17023

12961

16573

Mg

781

628

894

1507

2221

420

272

295

351

484

Mn

3299

1428

732

8198

640

50213

45251

21053

4222

49042

Na

14.3

17.2

11.2

52.3

15.9

38

49.4

13.7

16.1

54.7

Nb

27

23

22

5

19

4

13

15

32

5

Ni

2444

1828

2629

2203

942

2104

2421

2767

1529

2032

P

2312

758

664

1315

3898

1936

8426

18175

30000

2419

S

0.29

0.26

0.72

2.43

0.37

1.67

1.95

0.65

0.82

2.52

Ta

0.1

0.14

0.1

0.1

0.1

0.1

0.17

0.12

0.12

0.1

Te

1.66

0.76

6.71

7.09

0.1

6.55

6.43

7

2.95

8.74

Th

1003

309

1781

10215

848

9837

9972

6173

1523

8439

Ti

24

20

24

97

33

97

95

115

37

114

Zr

275

275

158

41

143

38

50

65

242

37

V

8.6

5.6

20

23.7

20

27.6

22.1

30.5

16.5

19.2

Y

45

39

39

21

48

40

31

53

48

53

La

69

56

72

39

58

77

61

90

70

101

Ce

10.53

9.16

11.62

4.14

7.48

10.58

8.88

10.42

10.86

14.62

Pr

35.3

31.4

42.3

18

27.7

41

35.1

39.9

40

55.3

Nd

5.48

4.68

7.3

4.37

5.81

8.48

7.59

8.22

7.54

10.54

Sm

1.73

1.47

1.77

1.49

2.47

2.45

2.29

3.17

2.29

2.96

Eu

4.92

4.03

6.87

5.47

6.54

8.97

7.47

9.35

7.79

9.81

Gd

0.55

0.46

0.85

0.84

0.84

1.16

0.94

1.18

0.87

0.99

Tb

2.92

2.27

4.87

5.66

4.88

6.89

5.49

7.32

4.44

5.21

Dy

0.96

0.82

1.13

2.34

1.31

2.69

3.06

3.83

1.45

3.4

Hf

1.26

0.99

2.36

2.93

2.22

3.31

2.76

3.74

1.88

2.61

Er

0.14

0.11

0.27

0.35

0.23

0.4

0.34

0.47

0.21

0.33

Tm

0.7

0.5

1.4

1.7

1.2

2.1

1.9

2.5

1.1

1.9

Yb

0.1

0.1

0.2

0.24

0.16

0.28

0.27

0.37

0.15

0.28

Lu

190.84

159.35

221.1

142.47

189.02

242.83

200.37

263.43

218.57

294.11

∑REE

 


جدول 3- ضریب‌های همبستگیِ برخی عنصرها در کانسنگ آهن نرم (به‌دست‌آمده به روش پیشنهادی Spearman (1904))

 

Al

Ca

Co

Cu

Fe

Mg

Mn

Na

P

S

Ti

V

REE

Al

1.000

                       

Ca

- .204

1.000

                     

Co

- .479*

.351

1.000

                   

Cu

- .346

.227

.766**

1.000

                 

Fe

- .345

.273

.774**

.182

1.000

               

Mg

.638**

- .089

- .337

- .458*

.006

1.000

             

Mn

- .072

.664**

- .070

- .169

.153

.236

1.000

           

Na

.871**

- .104

- .395*

- .278

- .249

.439*

- .070

1.000

         

P

.584**

.183

- .049

- .203

.236

.498*

.066

.503*

1.000

       

S

- .063

.304

.818**

.782**

.316

- .295

- .212

.046

.182

1.000

     

Ti

.918**

- .004

- .387*

- .161

- .469*

.657**

- .041

.843**

.717**

.023

1.000

   

V

- .298

.125

.294

- .142

.921**

.198

.259

- .196

.068

.040

- .428*

1.000

 

REE

.414*

.406*

- .083

- .179

- .098

- .074

.125

.679**

.535*

.212

.557*

- .251

1.000

* Correlation is significant at the 0.05 level (1- tailed); ** Correlation is significant at the 0.01 level (1- tailed)

 

 

بالاترین همبستگی مثبت عنصر آهن در منطقه با وانادیم و نزدیک به یک است (جدول 3) و چشمگیر است. همبستگی منفی بزرگی نیز میان وانادیم و آهن با تیتانیم (به‌ترتیب نزدیک به 4/0- و 5/0- ) دیده می‌شود. ازآنجایی‌که در بررسی‌های کانه‌نگاری، کانی مستقل آهن و وانادیم‌دار دیده نشد، همبستگی آهن و وانادیم می‌تواند مرتبط با جایگزینی آهن سه ظرفیتی در شبکه مگنتیت با وانادیم باشد. میزان وانادیم در کانسنگ آهن نرم از 37 تا 275 گرم بر تن متغیر است (جدول 2). همچنین، هیچ‌گونه شواهد کانه‌نگاری نشان‌دهندة حضور کانی تیتانومگنتیت در منطقة کانی‌سازی دیده نشد. همچنین، همبستگی بالای تیتانیم با آلومینیم (نزدیک به یک)، سدیم (نزدیک به 9/0)، فسفر (نزدیک به 6/0) و عنصرهای خاکی کمیاب (REE) (نزدیک به 5/0) احتمال حضور این عنصر در شبکه کانی‌های مافیک همراه کانی‌سازی مانند اکتینولیت را نشان می‌دهد. پس همبستگی منفی آهن و تیتانیم چه‌بسا به کاهش دما مرتبط باشد که به‌دنبال آن ناسازگاری تیتانیم در شبکه مگنتیت و ورود آن به ساختار کانی‌های دگرسانی مانند اکتینولیت روی داده است.

میانگین مقدار منگنز در نمونه‌های کانی‌سازی نرم، 786 گرم بر تن است و به‌ندرت در برخی نمونه‌‍‌ها به یک درصد و بالاتر می‌رسد. کم‌بودن مقدار منگنز در منطقة کانی‌سازی با فراوانی و توزیع کانی اکتینولیت مرتبط است. میانگین مقدار Al نیز در کانسنگ آهن نرم نزدیک به 4% وزنی اندازه‌گیری شده است (جدول 2). مقدار کروم از 5 تا 31 گرم بر تن (میانگین فراوانی برابربا 5/39 گرم بر تن) متغیر است (جدول 2). کم‌بودن مقدار کروم چه‌بسا پیامد تبلور کانی‌های خانواده پیروکسن هنگام تبلور مگنتیت و ورود کروم به ساختار این کانی‌‌های مافیک باشد که در بررسی‌های کانه‌نگاری کانسنگ نیز دیده شد. همبستگی بالای سدیم با عنصرهای کمیاب (حدود 8/0) به احتمال بالا پیامد ورود این عنصرها به شبکه آپاتیت برای تنظیم بار است. مقدار کل عنصرهای REE در کانسنگ آهن نرم از 47/142 تا 11/294 گرم بر تن متغیر است و همبستگی بالای عنصرهای REE با فسفر، وانادیم و سدیم در منطقه دیده می‌شود (جدول 3).

 

شیمی کانی مگنتیت

در شناسایی نوع کانی‌سازی اندوخته‌های معدنی آهن مگنتیتی، بررسی زمین‌شیمیایی عنصرهای فرعی و کمیاب در شبکه کانی مگنتیت مؤثر است. پیش از آن، توجه به ویژگی‌های زمین‌شناسی، دگرسانی‌ها، بافت و ساخت کانی‌سازی و نوع کانه‌ها تعیین‌کننده خواهد بود. در مگنتیت‌‎های منطقة نرم، مقدار کروم از 8 تا 112 گرم بر تن و مقدار وانادیم در شبکه مگنتیت از 55 تا 248 گرم بر تن تغییر می‌‌کند. مقدار کل عنصرهای کمیاب در کانی مگنتیت منطقه از 06/58 تا 64/298 گرم بر تن متغیر است (جدول 4). نسبت Eu/Eu*در مگنتیت‌های معدن نرم (مگر در یک نمونه) زیر یک است و الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت کمابیش هموار است (شکل 7).

 

 

جدول 4- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای کمیاب برای مگنتیت‌های منطقة نرم (برپایة ppm)

MT- 9

MT- 8

MT- 7

MT- 6

MT- 5

MT- 4

MT- 3

MT- 2

MT- 1

Sample No

304.6

1391.9

201.1

186.6

1400.6

369.4

>10000

76.7

163.5

Ba

10

10

36

41

8

44

112

61

11

Cr

0.04

0.09

0.22

0.25

0.34

0.07

0.05

0.67

0.43

Cs

18.4

12.3

22.5

20.9

12.5

28.5

10.6

23

27.1

Ga

0.2

0.2

0.2

0.2

0.3

0.2

0.2

0.6

0.5

Hf

0.1

1.5

1.3

2.6

1.9

0.7

0.2

1.9

2.1

Nb

0.6

1.1

2.4

3.9

2.1

1.6

0.5

5.6

4.9

Rb

45.7

79.9

55.1

83.1

98

60.3

389.5

44.2

51.8

Sr

2.17

1.59

1.57

1.99

1.57

1.07

0.97

3.91

4.26

Th

0.37

0.61

0.53

0.46

0.61

0.28

1.76

1.04

0.8

U

137

112

84

149

156

94

55

202

248

V

5.2

4.4

4.2

5.9

4.8

4.8

6.9

9

12.6

Y

3

2

6

3

3

2

5

27

22

Zr

36.3

32.5

12.7

14.6

35.5

11.9

80.8

32.8

65.9

La

65.7

46.4

19.5

25

49.4

21.7

86.6

50

113.7

Ce

7.08

4.55

2.17

2.81

6.55

2.37

6.96

5.33

11.64

Pr

25.5

16

8.9

10.9

19

9.5

22.5

19.6

41.5

Nd

3.53

2.44

1.51

2.05

2.74

1.82

5.22

2.91

5.97

Sm

0.97

0.66

0.45

0.61

0.64

0.51

1.32

0.92

1.51

Eu

2.91

2

1.31

1.79

4.01

1.5

3.27

2.7

5.56

Gd

0.3

0.22

0.19

0.27

0.26

0.23

0.4

0.32

0.64

Tb

1.36

1.06

1.04

1.39

1.56

1.27

1.69

1.89

2.91

Dy

0.19

0.18

0.18

0.23

0.19

0.23

0.27

0.33

0.42

Ho

0.51

0.48

0.43

0.67

0.49

0.52

0.57

0.91

1.09

Er

0.07

0.07

0.08

0.12

0.08

0.07

0.11

0.15

0.13

Tm

0.29

0.32

0.41

0.52

0.35

0.41

0.35

0.64

0.68

Yb

0.03

0.04

0.05

0.06

0.08

0.05

0.04

0.09

0.1

Lu

0.92

0.91

0.98

0.97

1.02

0.94

0.73

1

0.8

Eu/Eu*

170.95

127.1

79.01

92.96

58.06

87.52

230.12

157.77

298.64

REE

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7- الگوی بهنجارشده عنصرهای کمیاب در مگنتیت‌های منطقة کانی‌سازی نرم

 


 

 

زمین‌شیمی توده‌های گابرویی- دیوریتی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی کمیاب برای توده‌های آذرین درونی در محدودة معدن نرم در جدول 5 آورده شده‌اند. مجموع عنصرهای آلکالی برابربا 74/3 تا 72/6 درصدوزنی است. همچنین، مقدار نسبت Na2O/K2O از 1/1 بیشتر است و تا 3 می‌رسد. مقدار SiO2 نیز برابربا 77/47 تا 86/52 درصدوزنی است (جدول 5). ازاین‌رو، در نمودار نامگذاریِ Cox (1979) این نمونه‌ها در گروه سنگ‌های گابرویی- دیوریتی جای می‌گیرند (شکل 8). مقدار فراوانی Al2O3 و TiO2 به‌ترتیب برابربا 35/14- 8/16 و 18/1- 5/2 درصدوزنی است. با توجه به بالا‌بودن مقدار TiO2 و مجموع عنصرهای آلکالی، این توده‌ها سرشت آلکالن دارند. نمودار فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجار‌شده دربرابر ترکیب کندریت برای توده‌های گابرویی- دیوریتی نرم در شکل 9 نشان داده شده است. مقدار LaN/YbN از 89/9 تا 97/21 تغییر می‌کند. نسبت Eu/Eu* برای توده‌های آذرین درونی منطقه از 8/0 تا 1/1 متغیر است (بیشتر از 8/0) است. این ویژگی نبود یا کم‌بودن پلاژیوکلاز در خاستگاه و یا چه‌بسا بالا‌بودن فوگاسیتة اکسیژن را نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که در این شرایط Eu وارد شبکه پلاژیوکلاز نمی‌شود (Rollinson, 1993). پیدایش و فراوانی کانی‌های مگنتیت و اسپکیولاریت در واحدهای سنگی منطقه نشان‌دهندة درستی این نکته است. نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی و برخی عنصرهای خاکی کمیاب در برابر ترکیب گوشتة اولیه برای توده‌های گابرویی- دیوریتی منطقة نرم در شکل 10 نشان داده شده است. در این نمودار غنی‌شدگی از عنصرهای LILE (مانند: Rb، Cs، Ba و K)، عنصرهای REE سبک (مانند: La، Ce، Nd و Sm) دیده می‌شود. تهی‌شدگی فسفر که در این نمودار دیده می‌شود در ارتباط با تبلور آپاتیت و فراوانی این کانی در واحدهای گابرویی- دیوریتی منطقه است.

 

 

جدول 5- داده‌های زمین‌شیمیایی اکسیدهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب (برپایة ppm) توده‌های آذرین درونی محدودة معدن نرم

NP- 48

Diorite

NP- 40

Gabbro- Diorite

NP- 25

Gabbro

NP- 20

Gabbro

NP- 17

Gabbro

NP- 16

Diorite

NP- 14

Diorite

NP- 11

Gabbro- Diorite

NP- 10

Diorite

NP- 5

Gabbro

Sample No.

57º22'54.9"

57º22'15.5"

57º21'53.3"

57º22'15.3"

57º23'17.9"

57º22'26.5"

57º22'49.5"

57º22'13.2"

57º22'14.8"

57º22'23.3"

Longitude

34º52'52.4"

34º52'17.2"

34º52'27.2"

34º52'36.9"

34º51'58.7"

34º52'38.8"

34º52'19.6"

34º52'38.7"

34º52'38.9"

34º52'40.2"

Lotitude

51.77

49.28

48.02

48.14

46.47

51.83

54.28

49.46

52.86

45.75

SiO2

1.23

2.5

2.2

1.18

2.33

1.35

1.48

2.19

1.31

2.01

TiO2

14.43

16.74

16.55

14.35

16.16

16.8

17.35

16.61

15.27

14.5

Al2O3

11.34

9.48

10.91

11.35

10.68

8.56

6.65

10.62

9.65

11.45

FeOt

0.12

0.03

0.1

0.12

0.08

0.08

0.03

0.22

0.11

0.24

MnO

8.14

6.51

7.69

9.26

8.4

5.14

5.4

6.83

7.11

9.87

MgO

8.79

3.82

4.9

8.79

6.15

6.67

4.47

4.22

4.44

8.14

CaO

2.81

4.26

3.81

2.81

3.1

4.43

5.59

3.79

2.96

3.37

Na2O

0.99

2.46

2.89

0.93

2.65

1.73

1.23

2.83

2.66

1.69

K2O

0.36

1.43

0.8

0.39

0.59

0.55

0.58

0.82

0.66

0.6

P2O5

2.38

2.33

1.47

2.23

2.31

2.43

2.01

2.08

2.55

1.75

LOI

99.36

98.84

99.34

99.55

98.92

99.57

99.7

99.67

99.58

99.37

Total


جدول 5- ادامه

NP- 48

Diorite

NP- 40

Gabbro- Diorite

NP- 25

Gabbro

NP- 20

Gabbro

NP- 17

Gabbro

NP- 16

Diorite

NP- 14

Diorite

NP- 11

Gabbro- Diorite

NP- 10

Diorite

NP- 5

Gabbro

Sample No.

209.1

307.6

209.1

221.7

1086.6

415.8

209.1

784.4

1030.8

516.8

Ba

1.54

1.11

1.54

1.31

4.19

1.82

1.54

3.74

2.41

8.86

Cs

5.5

9.8

5.5

5.3

5.4

4.9

5.5

6.6

6.6

4.7

Hf

31.5

89.5

31.5

29.7

34

28.4

31.5

45.5

38.5

32.7

Nb

34.2

24.3

34.6

32.8

65.7

38.8

34.6

48.3

76.7

39.8

Rb

247.5

162.4

247.5

262.4

607.6

496.9

247.5

439

401

407.2

Sr

1.5

3.7

1.5

1.7

1.9

1.5

1.5

2.1

1.9

1.7

Ta

5.74

11.28

5.74

5.54

4.94

5.38

5.74

7.2

7.4

4.55

Th

105

140

105

111

238

98

105

197

92

212

V

233

468

233

227

208

203

233

284

292

206

Zr

28.7

28.9

24.7

30.2

24.7

23.3

24.7

29.1

29.3

23.1

Y

31.7

83.1

31.7

32.1

31.9

33.3

31.7

44.1

46.7

33.6

La

65.7

169.6

65.7

62.9

68.4

66.4

88.8

93.8

91.5

71

Ce

7.83

19.07

7.83

7.56

8.51

7.91

7.83

11.48

10.61

8.91

Pr

31.1

72.1

31.1

30.1

35.5

32

31.1

46.1

42.3

36

Nd

5.9

10.17

5.9

5.87

6.8

5.75

5.9

8.41

7.56

6.45

Sm

1.86

2.47

1.86

1.72

2.34

1.81

1.86

2.58

2.07

2.24

Eu

5.29

8.69

5.29

5.36

6.05

5.48

5.29

7.37

7.12

5.98

Gd

0.82

1.12

0.82

0.77

0.9

0.86

0.83

1.13

1

0.95

Tb

5.36

6.26

5.36

4.98

5.21

4.84

5.36

5.95

5.8

5

Dy

0.96

1.14

0.96

0.91

0.99

0.9

0.96

1.08

1.13

0.96

Ho

2.78

3.28

2.78

2.64

2.7

2.41

2.78

3

3.19

2.35

Er

0.34

0.43

0.34

0.35

0.3

0.31

0.34

0.37

0.38

0.31

Tm

2.16

2.55

2.16

1.92

1.92

1.98

2.16

2.28

2.44

1.84

Yb

0.3

0.31

0.3

0.28

0.25

0.29

0.3

0.3

0.32

0.24

Lu

2.84

1.73

1.32

3.02

1.17

2.56

4.55

1.34

1.11

1.99

Na2O/K2O

9.89

21.97

9.89

11.27

11.2

11.34

21.07

13.04

12.9

12.31

LaN/YbN

1.02

0.8

1.02

0.94

1.12

0.99

1.02

1

0.86

1.1

Eu/Eu*

 

 

شکل 8- جایگاه توده‌های آذرین درونیِ محدودة معدن نرم در نمودار نام‌گذاری Cox و همکاران (1979)

 

شکل 9- الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1985) برای توده‌های آذرین محدودة معدنی نرم

 

 

بحث

سنگ‌زایی توده‌های گابرویی- دیوریتی منطقه

برپایة ویژگی‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شیمی سنگ کل، ماگماتیسم منطقه سرشت آلکالن دارد (شکل 8). مقدار Zr/Nb در توده‌های آذرین درونی بررسی‌شده برابربا 23/5 تا 8/7 است. ازآنجایی‌که نسبت پایین Zr/Nb (کمتر از 71/15) خاستگاه غنی‌شدة ماگما را نشان می‌دهد (Sun and McDonough, 1989)، پس خاستگاه ماگماتیسم در منطقه، چه‌بسا گوشته‌ای غنی‌شده باشد. همچنین، نسبت عنصرهای HFSE/LREE در ماگمای آلکالن چنانچه بیشتر از یک باشد ‌نشان‌دهندة ماگمای برخاسته از سست‌کره و نسبت‌های کمتر از یک، ماگمای برخاسته از سنگ‌کره را نشان می‌دهند (Smith et al., 1999). برپاییة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی، این نسبت برای توده‌های آذرین درونی منطقه برابربا 21/2 تا 72/2 است.

 

 

 

شکل 10- نمودار بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای توده‌های آذرین درونی منطقة معدنی نرم


 


در نمودارهای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی پیدایش ماگما،‌ این توده‌ها در جایگاه درون‌صفحه‌ای جای می‌گیرند (شکل 11). از نسبت عنصرهای کمیاب برای بررسی تحولات ماگمای سازندة توده‌های آذرین درونی و میزان آلایش پوسته‌ای بهره برده می‌شود. برپایة بررسی‌های Hart و همکاران (1989)، نسبت La/Nb بیشتر از 5/1 و نیز نسبت La/Ta بیشتر از 22 نشانة آلایش ماگما با مواد پوسته‌ای است. نسبت La/Nb برای توده‌های آذرین درونی این منطقه برابربا 93/0 تا 2/1 است و نسبت La/Ta، مگر برای دو نمونه، در ‌دیگر نمونه‌ها از 22 کمتر است. پس چه‌بسا توده‌های بررسی‌شده دچار آلایش پوسته‌ای نشده‌اند.

 

 

 

شکل 11- جایگاه توده‌های گابرویی- دیوریتی منطقة معدنی نرم در نمودارهای رده‌بندیِ جایگاه زمین‌ساختی (Schand and Gorton, 2002)

 

 

همچنین، نسبت عنصرهای کمیاب برای ارزیابی درصد ذوب‌بخشی و شناخت وضعیت کانی‌های کلیدی هنگام ذوب‌بخشی گوشته به‌کار می‌رود. برای نمونه، عنصرهای HREE سازگاری بیشتری در گارنت دارند. ازاین‌رو، گارنت کانی است که در ذوب‌بخشی گوشته جدایش بزرگی میان عنصرهای HREE و LREE و نیز MREE پدید می‌آورد؛ به این معنی که مذاب پدیدآمده از خاستگاه اسپینل لرزولیت نسبت‌های مشابهی از MREE/HREE (مانند: Sm/Yb) را نشان می‌دهد؛ اما بر خلاف ماگمای خاستگاه‌گرفته از ژرفای گارنت لرزولیت، با افزایش درجة ذوب‌بخشی، نسبت LREE/MREE (مانند: La/Sm) کاهش می‌یابد (Zeng et al., 2018). شکل 12، جایگاه نمونه‌های گابرو- دیوریتی بررسی‌شده را نسبت به منحنی ذوب‌بخشی گوشته با خاستگاه و ترکیب متفاوت نشان می‌دهد. همان‌گونه‌‌که دیده می‌شود ماگمای پدیدآورنده سنگ‌های گابرویی- دیوریتی منطقة نرم از ذوب‌بخشی درجه پایین (5 تا 10 درصد) گوشته‌ای با ترکیب گارنت لرزولیتی (گارنت > اسپینل در خاستگاه) پدید آمده‌ است.

درجة جدایش بلوری و غنی‌شدگی عنصرهای HREE با نسبت DyN/YbN نشان داده می‌شود. غنی‌شدگی در MREE (مانند: Dy و Yb) تنها هنگامی رخ می‌دهد گارنت فاز به‌جامانده است؛ زیرا Yb نسبت به Dy به‌طور ترجیحی در ساختار کانی پذیرفته می‌شود (Peters et al., 2008). ازاین‌رو، نسبت‌های Dyn/Ybn و Lan/Ybn در شکل 13، خاستگاه گارنت لرزولیتی برای سنگ‌های نفوذی منطقه را نشان می‌دهند. رخنمون‌های گابرو- دیوریتی منطقه از دیدگاه خاستگاه با نفوذی‌های مافیک بررسی‌شده در بلوک پشت‌بادام شباهت دارند. این ویژگی با نشانه‌های ریفت‌زایی پالئوتتیس در ایران مرکزی (که Vesali و همکاران (2018) در منطقه جلال‌آباد آن را بررسی کرده و به بازشدگی پالئوتتیس در اردویسین تا سیلورین نسبت داده‌اند) همخوانی دارد.

 

 

 

شکل 12- نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb برای نمونه‌های گابرو- دیوریتی در مقایسه با منحنی ذوب‌بخشی خاستگاه گوشته‌ای گارنت لرزولیت و اسپینل لرزولیت (Aldanmaz et al., 2000; Zeng et al., 2018)

 

 

 

شکل 13- نمودار Dyn/Ybn دربرابر Lan/Ybn (Rogers, 2015) برای شناسایی خاستگاه سنگ‌های نفوذی منطقة نرم

رخداد کانی‌سازی

کانی‌سازی آهن معدن نرم گویا با کانی‌سازی‌های آهن پالئوزوییک ایران نزدیکی زمانی دارد و بیشتر به میزبانی سازند ریزو و با حضور توده‌ها و کلاست‌های مگنتیتی همراه اکتینولیت و کمی آپاتیت (کمتر از 1% مدال) شناخته می‌شود. در این منطقه، رگچه‌های ظریف سولفید (پیریت- کمی کالکوپیریت) - اکتینولیت تأخیری نیز در مرزهای منطقة کانی‌سازی با گسترش محلی رگچه‌های اسپکیولاریتی به‌چشم می‌خورند. از دیدگاه ظاهری، این منطقة کانی‌سازی شباهت بسیاری به اندوخته‌های معدنی IOA شمال شیلی دارد که Bookstrom (1977)، Marschik و Fontboté (2001)،‌ Alva-Valdi و همکاران (2003) و Rojas و همکاران (a2018) آنها را شناسایی و بررسی کرده‌اند.

وجود بلورهای درشت اکتینولیت همراه مگنتیت با مقدار کمی کانی‌های سولفیدی مانند کالکوپیریت از دیگر ویژگی‌های این منطقة کانی‌سازی به‌شمار می‌رود و ‌نشان‌دهندة حضور حباب‌های سرشار از سیال در الگوی پیدایش اندوختة معدنی است (Knipping et al., 2015 و Rojas et al., 2018b).

بررسی‌های زمین‌شیمیایی این اندوختة معدنی شباهت‌های بسیاری با اندوخته‌های آهن ایران مرکزی (در بلوک پشت بادام) نشان می‏‌دهد. برای نمونه، مقدار تیتانیم در کانسنگ نرم از 511 گرم بر تن تا یک درصدوزنی متغیر است که در مقایسه با اندوخته‌های معدنی آهن منطقه بافق بیشترین شباهت را به معدن چادرملو دارد و از اندوخته‌های معدنی آهن کم تیتانیم به‌شمار می‌رود. مقدار میانگین تیتانیم چادرملو 3/0 درصدوزنی و میانگین فراوانی این عنصر در معدن نرم برابربا 38/0 درصدوزنی است. فراوانی تیتانیم در کانسنگ میشدوان تا بیشتر از 5/2 درصدوزنی و در چغارت تا 15 درصدوزنی می‌رسد (Sabet Mobarhan Talab et al., 2017). در چادرملو نیز همانند معدن نرم، اکسلوشن تیتانیم‌دار در مگنتیت و یا کانی تیتانیم‌دار دیده نشده است.

الگوی کمابیش هموار توزیع عنصرهای کمیاب در مگنتیت نرم (شکل 7) همانند اندوختة آهن لکه‌سیاه منطقة بافق است (Mokhtari et al., 2013) که چه‌بسا پیامد حضور ترمولیت و اکتینولیت به‌همراه مگنتیت در منطقة کانی‌سازی است. همچنین، بی‌هنجاری منفی Ce که مرتبط با اندوخته‌های معدنی آهن رسوبی است، در آن دیده نمی‌شود.

همچنین، از نمودارهای مقایسه‌ای الگوی توزیع عنصرهای کمیاب در اندوخته‌های معدنی گوناگون بهره گرفته شد (شکل 14). همان‌گونه‌‌که دیده می‌شود از دیدگاه الگوی توزیع، بیشترین شباهت میان مگنتیت‌های نرم با مگنتیت‌های گرمابی (گرمابی) دیده می‌شود. همچنین، از دیدگاه فراوانی و الگوی توزیع، مگنتیت‌های نرم بیشترین شباهت را با مگنتیت‌های معدن کایرونا سوئد نشان می‌دهند. در اندوختة اسکارنی می‌سی بی‌هنجاری منفی Eu و بی‌هنجاری مثبت Gd دیده می‌شود؛ اما چنین الگویی در اندوختة مگنتیتی نرم دیده نمی‌شود.

در منطقة کانی‌سازی، آپوفیزهای دیوریتی رخنمون دارند که گمان می‌رود با توده‌های گابرویی- دیوریتی رخنمون‌یافته در منطقه ارتباط دارند. همچنین، گمان می‌رود این ماگماتیسم گابرویی- دیوریتی نیز با توده‌های آذرین درونی مافیک در عمق مرتبط باشند. زمین‌ساخت فعال منطقه در فاصله‌های زمانی متفاوت بر کانی‌سازی اثر داشته است. همچنان که گسل‌های سطحی در انتقال آب‌های جوی به عمق به‌عنوان گذرگاه خوبی رفتار کرده‌اند، گسل‌های ژرف منطقه نیز در انتقال آب ماگمایی و پیدایش سیال ماگمایی- گرمابی و انتقال سیال کانه‌دار مؤثر بوده‌اند. در مرحله پس از کانی‌سازی، فرایندهای زمین‌ساختی، گسل‌ها و شکستگی‌های با روند کلی N70E کانه‌زایی مگنتیت را قطعه قطعه‌شدن کرده‌اند (شکل 15).


 

 

 

شکل 14- مقایسه الگوی پراکندگی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت در منطقة نرم: A) الگوی پراکندگی عنصرهای REE در کانسنگ مگنتیتی اندوخته‌های معدنی آهن گرمابی (Tallarico et al., 2005)؛ B) الگوی پراکندگی عنصرهای REE در نمونه‌های کانسنگ آهن تیپ کایرونا (Frietsch and Pendahl, 1995)؛ C) الگوی پراکندگی REE در آهن اسکارنی می‌سی (Niiranen et al., 2005)؛ D) الگوی پراکندگی REE در نمونه‌های مگنتیتی کانسارهای آهن رسوبی (Oksuz and Koc, 2009)

 


برداشت

ماگماتیسم گابرویی- دیوریتی این منطقه پیامد ذوب‌بخشی درجه پایین گوشتة غنی‌شده است که در پهنة زمین‌ساختی درون‌صفحه‌ای روی داده است. الگوی مشابهی در فراوانی عنصرهای کمیاب منطقة کانی‌سازی با ماگماتیسم گابرو- دیوریتی این منطقه دیده می‌شود. آنچه از بررسی‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و کانه‌نگاری در معدن نرم می‌توان دریافت این است که به احتمال بالا محیط پیدایش کانی‌سازی آهن منطقه و ماگماتیسم گابرویی- دیوریتی منطقه از دیدگاه جایگاه زمین‌ساختی همانند بوده است. همچنین، برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و کانه‌نگاری، هر دو پس از پیدایش دچار محلول گرمابی شده‌اند. فراوانی کانی آپاتیت در واحدهای گابرویی- دیوریتی منطقه و نیز حضور تجمعی این کانی در بخش‌هایی از سنگ‌های گابرویی منطقه، فراوانی بالای کانی اکتینولیت در واحدهای نفوذی و همراهی کانه مگنتیت با آپاتیت و اکتینولیت در منطقة کانی‌سازی از مهم‌ترین شواهد در این رابطه به‌شمار می‌روند. در قاعدة منطقة کانی‌سازی نشانه‌هایی از حضور اسکارن منیزیمی دیده می‌شود. شواهد دگرگونی ناحیه‌ای مرتبط با رخداد هرسی‌نین (؟) در منطقه که با حضور شیست‌های کامبرین زیرین در قاعده منطقة کانی‌سازی شناخته می‌شوند، پیش از کانه‌زایی رخ داده‌ان. در برخی مناطق و به‌طور محلی، میکاشیست‌های کامبرین به‌عنوان میزبان کانی‌سازی دیده می‌شوند. گمان می‌رود توده‌های آذرین مافیک با ویژگی‌های زمین‌شیمیاییِ همانندِ ماگماتیسم محیط‌های ریفتی در عمق، در پیدایش سیال ماگمایی- گرمابی کانه‌‌دار دخالت داشته‌اند.

 

 

 

شکل 15- الگوی نمادین پیدایش اندوختة مگنتیتی معدن آهن نرم (شمال‌باختری عشق‌آباد) (بدون مقیاس)

 

 

سپاس‌گزاری

این مقاله با پشتیبانی مالی دانشگاه فردوسی مشهد در ارتباط با طرح پژوهشی شماره 47036/3 به تاریخ 19/4/97 انجام شده است. از امور آزمایشگاه‌های سازمان زمین‌شناسی کشور و شرکت‌های زرآزما تهران برای انجام پاره‌ای از آنالیزهای به‌کاررفته در این پژوهش و نیز همکاری در فرستادن نمونه‌ها به خارج از کشور سپاس‌گزاریم. از آقایان مهندس سهندی و دکتر طاهری که در تهیة نقشة زمین‌شناسی منطقه و سن‌سنجی نسبی رخنمون‌های سنگی همراهی کردند نیز صمیمانه سپاس‌گزاری می‌کنیم. از مدیریت و کارکنان شرکت معدن آهن آفتاب‌ نرم نیز که در فراهم‌سازی امکانات بازدید صحرایی با ما همکاری داشتند، بسیار سپاسگزاریم.

Aldanmaz, E., Pearce, J. A., Thirlwall, M. F. and Mitchell, J. G. (2000) Petrogenetic evolution of late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research 102(1–2): 67-95.
Alva-Valdi, L. M., Rivas-Sánchez, M. L., Goguitchaichvili, A., Urrutia –Fucugauchi, J., Gonzalez, A. and Vivallo, W. (2003) Integrated magnetic studies of the El Romeral iron-ore deposit, Chile: implications for ore genesis and modeling of magnetic anomalies. Journal of Applied Geophysics 53:137–151.
Bookstrom, A. (1977) The magnetite deposits of El Romeral, Chile. Economic Geology 72: 1101–1130.
Boynton, W. V. (1985) Cosmochemistry of the rare earth elements, Meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 115–1522. Elsevier, Amsterdam.
Cox, K. G., Bell, J. D. and Pankhurst, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin, London.
Frietsch, R. and Pendahl, J. A. (1995) Rare earth elements in apatite and magnetite in kiruna-type iron ores and some other Iron types. Ore Geology Reviews 9: 489-510.
Hajimirzajan, H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Hidarian Shahri, M. R. and Homam, S. M. (2017) Modeling of magnetite-specularite mineralization in Dehzaman iron deposit, Khorasan Razavi province: mineralogy, texture and structure, and alteration. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 25(3): 543-556 (in Persian).
Hajimirzajan, H., Malekzadeh Shafaroudi, A., Hidarian Shahri, M. R. Homam and Santos, J. F. (2019) Geochronological and geochemical characteristics of the Dehzaman intrusive and volcanic rocks (NE Iran): Implication for a Cadomian magmatism. Periodico di Mineralogia 88: 33-56.
Hart, W. K., Wolde, G. C., Walter, R. C. and Mertzman, S. A. (1989) Basaltic volcanism in Ethiopia: constraints on continental rifting and mantle interactions. Journal of Geophysical Research 94(B6): 7731-7748.
Imanpour, B., Karimpour, M. H. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2017) Mineralization and geochemistry of Dehzaman hematite ore deposit (southwest of Bardaskan) and comparison with banded iron formation deposits. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 4(24): 675-690 (in Persian)
Jami, M. (2005) Geology, geochemistry and evolution of the Esfordi phosphate-iron deposit, Bafq Area, Central Iran. Ph.D. thesis. The University of New South Weles, Australia.
Knipping, J. L., Bilenker, L. D., Simon, A. C., Reich, M., Barra, F., Deditius, A. P., Wälle. M., Heinrich, C. A., Holtz, F. and Munizaga, R. (2015) Trace elements in magnetite from massive iron oxide-apatite deposits indicate a combined formation by igneous and magmatic-hydrothermal processes. Mineralium Deposita 171: 15–38.
Marschik, R. and Fontboté, L. (2001) The Candelaria-Punta del Cobre iron oxide Cu-Au (-Zn-Ag) deposits, Chile. Economic Geology 96: 1799–1826.
Mehrabi, B., Karimi Shahraki, B., Bazargani Guilani, K. and Masoudi, F. (2015) Early Cambrian high-temperature dolomite of the Rizu Series in the Jalal-Abad iron ore deposit, Central Iran. Arabian Journal Geoscience 8: 7163-7176.
Mokhtari, M. A. A., Hossein Zadeh, G. and Emami, M. H. (2013) Genesis of iron-apatite ores in Posht-e-Badam Block (Central Iran) using REE geochemistry. Journal of Earth System Science 122(3): 795–807.
Narooie, H., Malekzadeh Shafaroudi, A. and Karimpour, M. H. (2017) Mineralogy and geochemistry of Skarn Fe orebody and syenodioritic intrusive host rock in Zeber Kuh prospect area (SW Bardaskan, South Khorasan province). Iranian Journal of Petrology 31: 89-110 (in Persian).
Naserian Motlagh, Z., Heidarian Shahri, M. R. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2019) Iron occurrence and geochemistry of Chahkelidanak iron, SW Bardaskan, South Khorasan province. 38th National Geosciences Congress, Tehran, Iran.
Niiranen, T., Manttari, I., Poutiainen, M., Oliver, N. and Miller, J. A. (2005) Genesis of Palaeoproterozoic iron skarns in the Misi region, northen Finland, Mineralium Deposita 40: 192-217
Nozaem, R., Mohajjel, M., Rossetti, F., Della Seta, M., Vignaroli, G., Yassaghi, A., Salvini, S. and Eliassi, M. (2013) Post-Neogene right-lateral strike–slip tectonics at the north-western edge of the Lut Block (Kuh-e-Sarhangi Fault), Central Iran. Tectonophysics 589: 220–233.
Nozaem, R., Mohajjel, M., Yasaghi, A. and Nasrabadi, M. (2014) Structural analysis and determination of deformation under Kuh-e-sarhangi shear zone in the granite of the mountain, northwest Lut Block. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 22(1): 15-26 (in Persian).
Oksuz, N. and Koc, S. (2009) Examination of Sarikaya (Yozgat-Turkey) iron mineralization with rare earth element (REE) method. Journal of Rare Earths 28: 143-164.
Peters, T. J., Menzies, M., Thitlwall, M. and Kyle, P. K. (2008) Zuni- Bandera volcanism, Rio Grande, USA, Melt formation in garnet-and spinel-facies mantle straddling the asthenosphere-lithosphere boundary. Lithos 102: 295-315.
Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, Central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622-665.
Rogers, N. (2015) The Composition and Origin of Magmas. In: The Encyclopedia of volcanoes (Ed. Sigurdsson, H.) 93-112. Academic Press, London.
Rojas, P. A., Barra, F., Reich, M., Deditius, A., Simon, A., Uribe, F., Romero, R. and Rojo, M. A. (2018a) genetic link between magnetite mineralization and diorite intrusion at the El Romeral iron oxide-apatite deposit, northern Chile. Mineralium Deposita 53: 947-966.
Rojas, P. A., Barra, F., Reich, M., Deditius, A., Simon, A., Uribe, F., Romero, R. and Rojo, M. A. (2018b) New contributions to the understanding of Kiruna-type iron oxide-apatite deposits revealed by magnetite ore and gangue mineral geochemistry at the El Romeral deposit, Chile. Ore Geology Reviews 93: 413-435.
Rollinson, H. R. (1993) Using Geochemical Data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, Harlow, England.
Rossetti, F., Nozaem, R., Lucci, F., Vignaroli, G., Gerdes, A., Nasrabadi, M. and Theye, T. (2015) Tectonic setting and geochronology of the Cadomian (Ediacaran-Cambrian) magmatism in Central Iran, Kuh-e-Sarhangi region (NW Lut Block). Journal of Asian Earth Sciences 102: 24-44.
Ruttner, A., Nabavi, M.H. and Alavi, M. (1970) Geological map of Ozbak Kuh Mountain (1/100,000). Geological survey of Iran, Tehran.
Sabet Mobarhan Talab, A., Alinia, F. and Asadi, F. (2014) Hydrothermal overprint of the chadormalu Kiruna-type deposit (Bafq District, Central Iran) and associated REE Mobilization: evidence from mineralogy and geochemistry. International Journal of Economic and Environmental Geology 5: 1–14.
Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS environment. Economic Geology 97(3): 629-642.
Shabani, S., Karimpour, M. H. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2017) Mineralogy and geochemical studies on Delkan iron mine, Khorasan Razavi province. 8th Conference on Economic Geology, Zanjan, Iran (in Persian).
Smith, E. I., Sánchez, A., Walker, J. D. and Wang, K. (1999) Geochemistry of mafic magmas in the Hurricane Volcanic Field, Utah: implications for small- and large scale chemical variability of the lithospheric mantle. Journal of Geology 107: 433-448.
Spearman, C. (1904) The proof and measurement of association between two things. American Journal of Psychology 15(1): 72–101.
Stosch, H. G., Romer, R. L., Daliran, F. and Rhede, D. (2011) Uranium–lead ages of apatite from iron oxide ores of the Bafq District, East-Central Iran. Mineralium Deposita 46: 9–21.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopy systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean: Basins. (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications 42: 313–345. Geological Society, London.
Tallarico, F. H. B., Figueiredo, B. R., Groves, D. I., Kositcin, N., McNaughton, N. H., Fletcher, I. R. and Rego, J. L. (2005) Geology and SHRIMP U-Pb geochronology of the Igarape Bahia deposit, Carajas copper-gold belt, Brazil: An Archean (2.57 Ga) example of iron-oxide Cu-Au-(U-REE) mineralization. Economic Geology 100: 7-28.
Vesali, Y., Esmaeili, D., Sepidbar, F., Sheibi, M. and Niroomand, S. (2018) Petrology, geochemistry and tectonic setting of alkaline mafic rocks in the Jalal Abad area in the NW of Zarand (Kerman Province): Evidence for Paleo-Tethys rifting in the Central Iran. Iranian Journal of Petrology 33: 1-20 (in Persian).
Whitney, D. and Evans, B. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.
Zeng, Y. C., Chen, Q., Xu, J. F., Chen, J. L., Feng, H., Yu, H. X. and Zhao, P. P. (2018) Petrogenesis and geodynamic significance of Neoproterozoic (∼925 Ma) highFe–Ti gabbros of the RenTso ophiolite, Lhasa Terrane, central Tibet. Precambrian Research 314: 160-169.