Ti-Fe mineralization in Bafq anomaly no. 15, Central Iran: Insights to mineralogy and mineral chemistry

Document Type : Original Article

Authors

1 Department of Inorganic Geology and Water, Faculty of Earth sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

2 ِDepartment of geology, faculty of science, Zanjan University; Zanjan; Iran

3 Department of Geochemistry-Faculty of Earth Sciences-Kharazmi University; Tehran; Iran

Abstract

The Ti- Fe mineralization in Bafq 15 anomaly located 35 Km NW of Bafq city, and is a part of Poshte Badam Block in the Central Iran. Mineralization including magnetite, titanomagnetite, ilmenite, and minor pyrite which hosted by gabbro and pyroxenite intrusions syngeneticly. Based on the whole rock chemistry, FeOt, TiO2, CaO, Ni, Cr and V show a positive correlation with MgO, whereas Al2O3, Na2O+K2O, and SiO2 display a negative correlation. These correlations are in agreement with the crystallization of clinopyroxene, amphibole, plagioclase, and oxide minerals in the intrusion. The positive correlation of V, Cr, and Ni with Fe indicates the concentration of these elements in Fe minerals. The chemical composition of ore minerals mostly plots in the solid solution of magnetite- ulvospinel (titanomagnetite) and magnetite- ilmenite fields. In QFM+1> conditions, the high Fe-Ti contents along high H2O content (>2 Wt. %) of parental magma are the most prominent factors controlling Fe- Ti mineralization. According to the proposed model for mineralization, as a new pulse of magma enters the chamber, the high H2O content sufficiently depressed the crystallization temperature of silicates in analogy to oxides, giving rise to early crystallization of Fe-Ti minerals. Increasing of H2O content and magmatic volatiles during magma fractionation consequently may induce immiscibility and separation of oxides from residual melt in late magmatic stage whereas this dense oxides melt flow through pre-crystalized silicates and solidified as intercumulus phase.
 
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

منطقة معدنی بافق با گستردگیِ 7500 کیلومترمربعی در استان یزد و بخش خاوری ایالت فلز‏‏‌زایی ایران مرکزی جای دارد. این منطقة معدنی با داشتن بیشتر از 2 میلیارد تن ذخیرة آهن، به‏‌صورت کانه‏‏‌زایی آهن- فسفات (Jami, 2005; Behzadi, 2006; Torab and Lehmann, 2007; Daliran et al., 2009, 2010; Bonyadi et al., 2011; Rajabi et al., 2014; Heidarian et al., 2018; Deymar et al., 2018; Mirzababaei et al., 2019)، ‏‌همچنین، ذخایر غنی سرب و روی سدکس، منگنز، عنصرهای خاکی کمیاب، اورانیم، توریم و فسفات از غنی‏‏‌ترین مناطق معدنی کشور به‏‌‏‌شمار می‏‏‌‏‌رود (NISCO, 1979; Torab and Lehmann, 2007). محدودة آنومالی آهن- فسفات شمارة 15 بافق با مساحت کلی 37 کیلومترمربع در 35 کیلومتری شمال‏‌باختری معدن چغارت و 19 کیلومتری جنوب‏‌باختری معدن چاه‏‏‌گز، میان عرض‏‌های جغرافیایی ′45 °31 تا 00°32 شمالی و ′15 °55 تا ′30 °55 خاوری، در باختر بلوک پشت‏‌بادام جای گرفته است (شکل‏‌های 1- A و 1- B).

 

 

 

شکل 1- A) نقشة زمین‌شناسی ساده‌شدة ناحیة بافق در بلوک پشت‏‌بادام (با تغییراتی پس از: Ramezani and Tucker, 2003; Rajabi et al., 2014)؛ B) پراکندگی نهشته‏‏‌های Fe-Oxide-Apatite و واحد‏‌های آذرین درونی در کمربند ولکانیک- پلوتونیک پشت‏‌بادام (با تغییراتی پس از: Daliran et al., 2010)

 


این آنومالی یکی از 80 آنومالی آهن ایران مرکزی است که هنگام اکتشاف‌های زمین‌فیزیکی هوایی (مگنتو‏‏‌متری) و با هدف شناسایی ذخایر آهن ایران مرکزی توسط شرکت ملی فولاد در سال‏‌های 1969 تا 1971 شناسایی شد (NISCO, 1979). تودة آذرین درونی که خاستگاه این آنومالی است، یک تودة مغناطیسی روبان‌مانند با مساحت کلی بیشتر از 22 کیلومترمربع است که در راستای شمال- شمال‏‌باختری و در ژرفای بیشتر از 200 متری از سطح زمین جایگزین شده است (شکل‏‌های 1- A و 1- B). ازآنجایی‌که کانه‏‏‌زایی تیتانیم و وانادیم در کانسار‏‏‌های ماگمایی منطقة بافق اهمیت بالایی دارد. در این پژوهش با به‌کارگیری شواهد سنگ‏‌شناسی، کانی‏‌شناسی و زمین‌شیمی (سنگ کل و کانیایی)، کانه‏‏‌زایی تیتانیم و فلزهای همراه در واحد‏‌های گوناگون تودة مافیک- ‏‌الترامافیک آنومالی شمارة 15 بررسی شده است.

 

زمین‏‏‌شناسی منطقة معدنی

آنومالی مغناطیسی در محدودة اکتشافی شمارة 15 بافق، به تود‏‌ه‌های آذرین درونی با ترکیب مافیک- الترامافیک با مساحت نزدیک به 22 کیلومترمربع مربوط است. این توده در واحد‏‌های نئوپروتروزوییک پسین- کامبرین پیشین (سری ریزو) منطقة بافق با روند شمال‌باختری- جنوب‏‌خاوری جایگزین شده و با واحد کنگلو‏‏‌برش به سن ترشیری، ‏‌همچنین، رسوب‌های کواترنری حوضة بافق با ستبرای میانگین 250 متر پوشیده شده است (شکل‏‌های 2- A و 2- B). ژرفای رخداد سنگ‏‌های توده بررسی‏‌شده از 150 تا 400 متری از سطح زمین متغیر است و هیچگونه رخنمون سطحی ندارد. برپایة بررسی‌های صحرایی انجام‌‏‌شده، تودة مافیک- الترامافیک بررسی‏‌شده در منطقه‏‌ای هموار و بیابانی واقع شده است (شکل 2- A) و تنها رخنمون سنگی در محدودة آنومالی 15، واحد‏‌های پروتروزوئیک بالایی هستند که در چند کیلومتری خاور تودة آذرین درونی بررسی‏‌شده برونزد دارند. این واحد‏‏‌‏‌ها شامل گنایس، شیست‏‏‌های بلورین، گرانیت- گنایس و سنگ‏‌های دگرگون‌شده قدیمی با گسترش شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری هستند که در میان آنها لایه‏‏‌هایی از سنگ‏‌های بسیار دگرسان‌شده با ترکیب مافیک- الترامافیک دیده می‏‌شوند (شکل 2).

 

روش انجام پژوهش

در این پژوهش برای بررسی ویژگی‏‏‌‏‌های کانه‏‏‌زایی آهن- تیتانیم و فلزهای همراه در تودة بررسی‏‌شده، از مجموع 6 گمانه حفرشده، شمار 120 نمونه مغزه از واحد‏‌های گوناگون توده با ژرفای مختلف برداشت شد. از این تعداد، 70 مقطع نازک برای بررسی‌های سنگ‏‏‌شناسی تهیه و با میکروسکوپ نوری در آزمایشگاه کانی‏‏‌شناسی دانشگاه شهید بهشتی بررسی شدند. برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری نمونه‏‏‌ها، شمار 34 مقطع صیقلی از نمونه‏‏‌های کانه‌دار واحد‏‌های سنگی گوناگون برای بررسی‌ کانی‏‏‌شناسی، ساخت و بافت مادة معدنی در نور انعکاسی تهیه و بررسی شدند. پس از انجام این بررسی‌ها برای بررسی شیمی کانی‏‌های اکسیدی، شمار 12 مقطع نازک- صیقلی از نمونه‏‏‌های کانه‌دار برای تجزیة نقطه‌ای به روش ریزکاوالکترونی برگزیده و به آزمایشگاه کانی‏‏‌شناسی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی کرج فرستاده شدند. این تجزیه با به‌کارگیری دستگاه تجزیۀ ریز‏‏‌کاو الکترونی (EPMA) مدل CAMECA SX 100 ساخت فرانسه و با شرایط 53 کیلوولت و 53 نانوآمپر انجام شده است (جدول‏‌های 1 و 2). گفتنی است در این پژوهش، از داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ کلِ 15 نمونة سنگی با کمترین میزان کانه‏‏‌زایی و دگرسانی به روش ICP-MS در شرکت زر‏‏‌آزما (مقالة زمین‌شیمی تودة بررسی‏‌شده، Amraei et al., 2020) بهره گرفته شده است.


 

 

 

شکل 2- A) نقشة زمین ‏‌شناسی- مگنتومتری 1:40000 محدودة آنومالی آهن شمارة 15 بافق (NISCO, 1979)؛ B) نیمرخ‏‌های عرضی تودة آذرین درونی و سنگ میزبان در راستای A-B و C-D

جدول 1- گزیده‌ای از داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی مگنتیت (تیتانو‏‌مگنتیت) در آنومالی آهن شمارة 15 بافق. مقدار مول الواسپینل (Usp) و FeOt برپایة روش Carmichael (1967) به‌دست آورده شده‌اند (محاسبه‌ها برپایة 4 اتم اکسیژن؛ b.d: مقدارهای کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه)

Point 9

Point 8

Point 7

Point 6

Point 5

Point 4

Point 3

Point 2

Point 1

Point No.

0.81

0.04

0.18

0.15

0.10

0.06

0.79

0.16

0.09

SiO2

2.57

0.57

0.46

2.20

5.63

0.44

8.64

5.54

0.11

TiO2

0.72

0.88

0.54

0.35

0.40

0.27

1.20

0.87

b.d

Al2O3

57.90

66.90

63.10

63.80

55.20

67.10

49.10

54.50

67.60

Fe2O3

33.90

31.80

31.20

33.60

34.90

31.60

35.30

35.90

30.40

FeO

0.18

b.d

0.04

0.01

0.14

0.01

0.15

0.07

b.d

MnO

0.28

0.27

0.09

0.09

0.22

0.03

2.29

0.28

0.03

MgO

0.01

0.05

0.04

0.06

b.d

0.04

0.06

b.d

b.d

CaO

2.42

0.22

2.10

b.d

0.07

0.08

0.45

1.08

b.d

Cr2O3

0.75

0.84

0.97

1.00

1.16

0.84

1.29

0.96

0.03

V2O3

0.19

b.d

0.15

b.d

b.d

0.49

0.06

0.77

0.99

NiO

99.73

101.57

98.87

101.26

97.82

100.96

99.33

100.13

99.25

Total

0.0309

0.0015

0.0070

0.0057

0.0039

0.0023

0.0291

0.0061

0.0036

Si

0.0737

0.0161

0.0134

0.0626

0.1669

0.0126

0.2393

0.1585

0.0033

Ti

0.0323

0.0390

0.0246

0.0156

0.0186

0.0121

0.0521

0.0390

0.0000

Al

1.6598

1.8938

1.8379

1.8175

1.6008

1.9225

1.3590

1.5586

1.9690

Fe3+

1.0810

1.0005

1.0110

1.0622

1.1516

1.0075

1.1352

1.1406

0.9971

Fe2+

0.0058

0.0000

0.0013

0.0003

0.0047

0.0003

0.0047

0.0023

0.0000

Mn

0.0159

0.0151

0.0052

0.0034

0.0129

0.0017

0.1257

0.0159

0.0018

Mg

0.0004

0.0020

0.0017

0.0024

0.0017

0.0016

0.0024

0.0000

0.0000

Ca

0.0729

0.0065

0.0643

0.0000

0.0022

0.0024

0.0131

0.0322

0.0000

Cr

0.0229

0.0253

0.0301

0.0303

0.0367

0.0256

0.0381

0.0293

0.0010

V

0.0058

0.0000

0.0047

0.0000

0.0000

0.0150

0.0018

0.0236

0.0321

Ni

3.0015

3.0000

3.0012

3.0000

3.0000

3.0038

3.0004

3.0059

3.0080

Total

10.45

1.76

2.04

6.83

17.09

1.49

26.84

16.57

0.68

Mol% Usp

 

جدول 2- گزیده‌ای از داده‌های تجزیة ریزکاو الکترونی ایلمنیت در آنومالی آهن شمارة 15 بافق. مقدار مول ایلمنیت (Ilm) به روش پیشنهادیِ Anderson (1968) و مقدار FeOt برپایة روش Carmichael (1967) به‌دست آورده شده‌اند (محاسبه‌ها برپایة 3 اتم اکسیژن؛ b.d: مقدارهای کمتر از آستانة آشکارسازی دستگاه)

Point 9

Point 8

Point 7

Point 6

Point 5

Point 4

Point 3

Point 2

Point 1

Point No.

0.01

0.09

0.13

0.13

0.13

0.01

0.06

0.06

0.11

SiO2

48.11

43.83

49.47

48.25

48.25

49.87

48.98

48.58

50.33

TiO2

0.04

b.d

b.d

b.d

b.d

b.d

0.05

b.d

0.06

Al2O3

8.30

13.20

4.00

3.90

5.70

4.20

6.00

6.20

3.20

Fe2O3

42.20

40.18

40.40

40.80

42.70

41.50

41.70

42.40

40.20

FeO

0.96

0.96

0.95

0.98

1.13

0.68

0.91

1.02

0.93

MnO

0.08

0.09

2.06

0.76

0.41

2.07

0.83

0.17

2.40

MgO

b.d

b.d

b.d

0.31

b.d

b.d

b.d

0.06

0.01

CaO

b.d

b.d

0.77

b.d

b.d

b.d

b.d

0.05

b.d

Cr2O3

جدول 2- ادامه

2.13

b.d

2.17

2.36

2.36

2.44

2.21

2.25

2.25

V2O3

b.d

0.35

b.d

b.d

b.d

b.d

0.24

b.d

0.30

NiO

101.83

98.70

99.95

97.49

100.68

100.77

100.98

100.79

99.79

Total

0.0002

0.0023

0.0032

0.0034

0.0033

0.0002

0.0015

0.0015

0.0027

Si

0.9005

0.8472

0.9298

0.9358

0.9100

0.9276

0.9178

0.9151

0.9416

Ti

0.0012

0.0000

0.0000

0.0000

0.0000

0.0000

0.0015

0.0000

0.0018

Al

0.1549

0.2961

0.0752

0.0749

0.1261

0.0958

0.1127

0.1177

0.0607

Fe3+

0.8775

0.8252

0.8363

0.8800

0.8739

0.8374

0.8693

0.8870

0.8355

Fe2+

0.0202

0.0209

0.0201

0.0214

0.0240

0.0142

0.0192

0.0216

0.0196

Mn

0.0030

0.0034

0.0767

0.0292

0.0153

0.0763

0.0308

0.0063

0.0890

Mg

0.0000

0.0000

0.0000

0.0086

0.0000

0.0000

0.0000

0.0016

0.0003

Ca

0.0000

0.0000

0.0152

0.000

0.0000

0.000

0.0000

0.0000

0.0000

Cr

0.0425

0.0000

0.0435

0.0467

0.0474

0.0484

0.0441

0.0452

0.0449

V

0.0000

0.0072

0.0000

0.0000

0.0000

0.0000

0.0048

0.0060

0.0060

Ni

2.000

2.002

2.000

2.000

2.0000

2.0000

2.0016

2.0020

2.0020

Total

91.88

84.65

95.50

96.21

93.08

94.57

93.83

93.78

96.35

Mol% Ilm

 

 

جدول 2- ادامه

Point 14

Point 13

Point 12

Point 11

Point 10

Point No.

0.10

b.d

b.d

0.12

b.d

SiO2

50.30

49.83

49.48

47.03

48.16

TiO2

0.05

b.d

b.d

0.12

0.03

Al2O3

1.60

2.80

4.30

9.00

8.70

Fe2O3

43.80

40.90

41.30

38.20

39.10

FeO

1.18

0.65

0.70

0.75

0.62

MnO

0.09

1.86

1.43

1.96

2.09

MgO

0.18

b.d

b.d

b.d

b.d

CaO

0.22

0.40

0.29

0.52

b.d

Cr2O3

2.00

2.01

1.92

2.24

2.18

V2O3

b.d

0.42

b.d

b.d

b.d

NiO

99.52

98.87

97.99

99.94

100.88

Total

0.0025

0.0000

0.0000

0.0030

0.0000

Si

0.9590

0.9463

0.9364

0.8830

0.8968

Ti

0.0015

0.0000

0.0000

0.0035

0.0009

Al

0.0305

0.0530

0.0814

0.1693

0.1622

Fe3+

0.9279

0.8624

0.8678

0.7972

0.8093

Fe2+

0.0253

0.0139

0.0149

0.0159

0.0130

Mn

0.0034

0.0700

0.0536

0.0729

0.0745

Mg

0.0049

0.0000

0.0000

0.0000

0.0000

Ca

0.0044

0.0080

0.0058

0.0103

0.0000

Cr

0.0406

0.0407

0.0401

0.0448

0.0433

V

0.0000

0.0085

0.0000

0.0000

0.0000

Ni

2.0000

2.0028

2.0000

2.000

2.000

Total

98.51

97.02

95.52

90.21

90.89

Mol% Ilm

سنگ‏‌نگاری و دگرسانی تودة آذرین درونی

برپایة بررسی‏‏‌های انجام‌شده روی مغزه‏‏‌‏‌ها و لاگ‏‌های حفاری، ‏‌همچنین، بررسی‌های سنگ‌نگاری انجام‌شده، تودة آذرین درونی مرتبط با کانه‌زایی کمپلکسی از واحد‏‌های مافیک تا الترامافیک با فراوانی غالب سنگ‏‌های گابرویی به‌عنوان واحد اصلی سازندة توده است (شکل 3- A). در ادامه، سنگ‏‌های مافیک و الترامافیک به‌عنوان دو دسته عمده سنگی توده، از دیدگاه کانی‏‏‌شناسی و بافتی بررسی خواهند شد.

 

سنگ‏‌های مافیک

سنگ‏‌های مافیک واحد اصلی سازندة توده بررسی‏‌شده هستند که به ترتیب فراوانی، ترکیب آمفیبول گابرو، آپاتیت گابرو و آنورتوزیت گابرو دارند (شکل 3- B). بافت غالب در این سنگ‏‏‌ها، گرانولار است. این سنگ‏‌ها نسبت‏‏‌های متغیری از کانی‏‌های پیروکسن، پلاژیوکلاز و آمفیبول به‌عنوان کانی‏‌های اصلی و کانی‏‌های کدر (اکسید‏‏‌های آهن- تیتانیم) و بلور‏‌های آپاتیت به‌عنوان کانی‏‌های فرعی دارند؛ اگرچه در برخی نمونه‏‏‌‏‌ها درصدحجمی کانی‏‌های ‏‌کدر به محدودة کانی‏‌های اصلی سنگ وارد می‏‌شود. کانی‏‌های ‏‌کدر عموماً ‏‌به‏‌صورت پر‏‏‌کنندة فضا‏‏‌های تهی میان بلور‏‌های سیلیکاته دیده می‏‏‌شوند (شکل‏‌های 4- A و 4- B). مرز کانی‏‌های اکسیدی در همبریِ کانی‏‌های سیلیکاته عموماً حاشیه‏‏‌های واکنشی آمفیبول دارد (شکل 4- A). در برخی نمونه‌ها، سریسیت، اپیدوت و کلریت از کانی‏‌های پدیدآمده در پی دگرسانی هستند (شکل 4- B).

 

سنگ‏‌های ‏‌الترامافیک

آمفیبول پیروکسنیت و آپاتیت پیروکسنیت از شمار این سنگ‏‌های ‏‌الترامافیک هستند که در تناوب با گابرو‏‏‌‏‌ها در سراسر توده دیده می‏‏‌شوند (شکل‌های 3- C، 4- C و 4- D). مجموعة کانیایی در این سنگ‏‏‌‏‌ها شامل پیروکسن، کانی‏‌های ‏‌کدر (اکسید‏‏‌های آهن- تیتانیم) و آمفیبول به‏‌عنوان کانی‏‌های اصلی و بلور‏‌های آپاتیت و پلاژیوکلاز به‌عنوان کانی‏‌های فرعی است. کانی‏‌های اکسیدی و آپاتیت پس از کانی‏‌های یادشده و ‏‌به‏‌صورت پرکنندة فضای میان این کانی‏‌ها دیده می‌شوند (شکل 4- D). همانند سنگ‏‌های مافیک، بافت گرانولار بافت غالبِ این سنگ‏‌هاست.

 

 

 

شکل 3- A) تصویرهایی از مغزه‏‏‌های حفاری برداشت‌شده از توالی واحد‏‌های گابرویی و پیروکسنیت بافق در ژرفای 503- 508 متری در محل گمانة 2؛ B) رگه‏‏‌های کلسیت و کلریت در نمونة گابرو؛ C) نمونة پیروکسنیت کانه‏‏‌دار؛ D) تناوب لایه‏‏‌های غنی از کانی‏‌های مافیک با لامینه‏‏‌های غنی از پلاژیوکلاز در نمونة گابرو کانه‏‏‌دار (قطر مغزه: 2 اینچ) (نام اختصاری کانی‏‏‌‏‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Pl: پلاژیوکلاز؛ Chl: کلریت؛ Cal: کلسیت؛ Opq: کانی‏‌های ‏‌کدر)

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از نمونه‏‏‌های واحد‏‌های سنگی گوناگونِ تودة بررسی‏‌شدة بافق در نور عبوری (XPL): A) حاشیه‏‏‌های واکنشی میان کانی‏‌های سیلیکاته و کانی‏‌های اکسیدی در نمونة گابرو کانه‌دار؛ B) رگه‏‏‌های آپاتیت و کلسیت در نمونة آپاتیت گابرو دگرسان؛ C) کانی‏‌های پیروکسن و پلاژیوکلاز با حاشیه‏‏‌های گردشده در نمونة پیروکسنیت؛ D) بافت انباشتی پدیدآمده از تجمع پیروکسن و پلاژیوکلاز در نمونة پیروکسنیت (نام اختصاری کانی‏‏‌‏‌ها بر‏‏‌گرفته از Whitney و Evans (2010): Ap: آپاتیت؛ Amp: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Px: پیروکسن؛ Opq: کانی‏‌های کدر)

 

 

کانه‏‏‌زایی و ساخت و بافت مادة معدنی

برپایة ویژگی‌های نمونه‏‏‌های دستی، ‏‌همچنین، بررسی‌های میکروسکوپی مقاطع صیقلی و نازک صیقلی، کانه‏‏‌زایی در توده بررسی‏‌شده بیشتر به‏‌صورت همزاد و در زمینة سنگ میزبان دیده می‏‌شود (شکل‏‌های 3- D و 4). در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، بیشترین مقدار کانه‏‏‌زایی در واحد‏‌های پیروکسنیت دیده می‏‌شود که گاه تا 40 درصدحجمی نمونة دستی و مقاطع میکروسکوپی را دربر می‏‌گیرد (شکل 4- C). کانی‏‏‌شناسی کانسنگ ساده و دربردارندة مگنتیت، ایلمنیت، تیتانو‏‌مگنتیت و اندکی بلور‏‌های ریز و پراکنده پیریت است (شکل 5). در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده کانی‌سازی اکسیدی عموماً ‏‌به‏‌صورت پُر‏‏‌کنندة فضای بین کانی‏‌های سیلیکاته و گا‏‌ه ‏‌به‏‌صورت ‏‌میانبار در زمینة این کانی‏‏‌‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل‏‌های 5- A و 5- B). از کانی‏‌های قابل توجه در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده آپاتیتاستکه به‏‌صورت بلور‏‌های شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‏‌دار، همراه با واحد‏‌های گابرو و پیروکسنیت کانه‏‏‌دار، ‏‌به‏‌صورت پُر‏‏‌کنندة فضای میان کانی‏‌های سیلیکاته، ‏‌همچنین، ‏‌میانبار در این کانی‏‌ها دیده می‏‌شود (شکل‏‌های 4- B، 5- A و 5- D). در مقاطع میکروسکوپی، بلور‏‌های مگنتیت، ایلمنیت و تیتانو‏‌مگنتیت ‏‌به‏‌صورت بی‏‏‌شکل تا نیمه‏‏‌شکل‏‏‌دار، با ابعاد کمتر از 1 میلیمتر تا انواع درشت بلور (2 تا 3 میلیمتر) دیده می‏‌شوند (شکل‏‌های 5- A و 5- C). ایلمنیت ‏‌به‏‌صورت ‏‌میانبار، ‏‌همچنین، ‏‌به‏‌صورت تیغه‏‏‌های اکسلوشن با ضخامت متغیر ( بافت داربستی و ساندویچی؛ Haggerty, 1991) در کانی‏‌های مگنتیت و تیتانو‏‌مگنتیت با ان‏‌ایزوتروپی مشخص دیده می‏‌شود (شکل‏‌های 5- B و 5- C). بلور‏‌های پیریت و کالکو‏‏‌پیریت از کانی‏‌های سولفیدی حاصل از تجزیة پیریت است (شکل 5- C). بلور‏‌های پیریت ‏‌به‏‌صورت پراکنده، نیمه‏‌شکل‌دار تا بی‏‏‌شکل در حاشیة کانه‏‏‌های اکسیدی یا ‏‌به‏‌صورت ‏‌میانبار در زمینة این کانی‏‌ها و کانی‏‌های سیلیکاته به رنگ زرد در نور بازتابی دیده می‏‏‌شوند (شکل‏‌های 5- A و 5- C).

 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از کانه‏‏‌زایی اکسیدی در توده آنومالی 15 در نور انعکاسی و تصویرهای BSE میکروسکوپ الکترونی. A) نهشت کانی‏‌های اکسیدی در فضای میان کانی‏‌های سیلیکاته؛ B) ‏‌میانبار‏‏‌‏‌های ایلمنیت در کانی سیلیکاته؛ C) مارتیتی‌شدن و پیدایش هماتیت در تیتانو‏‌مگنتیت؛ D) پیدایش بافت داربستی و ساندویچی در پی رشد اکسلوشن‏‏‌های ایلمنیت با ضخامت متغیر در مگنتیت (عکس‏‌ها در نور انکساری XPL تهیه شده‌اند) (نام اختصاری کانی‏‏‌‏‌ها بر‏‏‌گرفته از Whitney و Evans (2010): Ilm: ایلمنیت؛ Mt: مگنتیت؛ Tim: تیتانو‏‌مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛ Py: پیریت؛ Ccp: کالکوپیریت؛ Ap: آپاتیت؛ Gan: باطله)

 

 

زمین‏‌‏‌شیمی سنگ میزبان

برپایة داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی در 15 نمونه از واحد‏‌های سنگی توده بافق با کمترین مقدار کانه‏‏‌زایی (Amraei et al., 2020)، میزان SiO2 از 38 تا 52 و میزان MgO از 2 تا 14 درصدوزنی متغیر است. مقدار FeOt برابربا 7/4- 8/36 درصدوزنی، TiO2 برابربا 5/9- 7/0 درصدوزنی و V تا 734 گرم بر تن متغیر است و بیشترین مقدار آنها در نمونه‏‏‌های آپاتیت پیروکسنیت دیده می‏‏‌شود. مقدار فسفات از 01/0 تا 66/1 درصدوزنی متغیر است و بیشترین مقدار آن در نمونه‏‏‌های آپاتیت گابرو‏‏‌‏‌ها اندازه‌گیری شده است. در بررسی عنصرهای اصلی و برخی عنصرهای فرعی نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، نمودار تغییرات عنصرهای اصلی در برابر MgO به‏‌عنوان شاخص تفریق ماگمایی بررسی شده است (شکل 6). در نمودار‏‏‌های شکل 6، با افزایش میزان MgO، میزان اکسید‏‏‌های SiO2، Al2O3، Na2O+K2O کاهش و مقدار FeOt، V و مجموع Ni و Cr افزایش می‏‏‌یابد. در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده فراوانی کم عنصرهای Cr و Ni (> 200 گرم بر تن)، چه‌بسا نشان‌دهندة رخداد جدایش این عنصرها پیش از جایگزینی نهایی ماگماست (Zhang et al., 2016) روند دیده‌شده برای CaO کمابیش افزایشی است. تغییرات TiO2 و P2O5 نسبت به MgO روند کاهشی نشان می‏‏‌دهند. اکسید‏‏‌های FeOt ‏و نیز عنصرهای V، Cr و Ni همبستگی مثبتی با MgO نشان می‏‏‌دهند. روند‏‏‌های دیده‌شده برای این اکسید‏‏‌‏‌ها با جدایش پیروکسن، آمفیبول و پلاژیوکلاز در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده سازگار است (Gao and Zhou, 2013).

 

 

 

شکل 6- نمودار تغییر اکسید‏‏‌ عنصرهای اصلی (برپایة Wt.%) و برخی عنصرهای فرعی (برپایة ppm) نسبت به MgO در ترکیب سنگ کل

 


در شکل 7، روند تغییرات اکسید‏‏‌های اصلی و برخی عنصرهای فرعی نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده نسبت به ژرفا نشان داده شده است. روند‏‏‌های متناوب در فراوانی مقدار اکسید‏‏‌ عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‏‏‌ها، چه‌بسا نشان‌دهندة تزریق‏‏‌‏‌های پی‌در‌پی ماگما به درون آشیانة ماگمایی باشد (Irvine and Sharpe, 1986; Clark et al., 1987; Kruger and Smart, 1987; Tegner et al., 2006).

 

 

 

شکل 7- نمودار تغییرات اکسید‏‏‌های اصلی و برخی عنصرهای فرعی دربرابر ژرفا برای نمونه‏‏‌های تودة بررسی‏‌شدة بافق

 

 

کانی‏‏‌شناسی و شیمی کانی‏‌های اکسیدی

نتایج شیمی کانه‏‏‌های اکسیدی نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، در سیستم FeO-Fe2O3-TiO2 بیشتر در محدودۀ خط مگنتیت- ایلمنیت با گرایش به خط مگنتیت -اولواسپینل، در محدودة تیتانو‏‏‌مگنتیت یا محلول‌جامد مگنتیت- اولواسپینل و محدودة ایلمنیت جای گرفته‏‏‌اند (شکل 8). شمار 14 نمونة برگزیده از تجزیة نقطه‌ای ایلمنیت و شمار 9 نقطة تجزیه نقطه‌ای از مگنتیت (تیتانو‏‏‌مگنتیت) به‌ترتیب در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. مقدار مول اولواسپینل (Fe2TiO4) در ترکیب تیتانو‏‏‌مگنتیت از 68/0 تا 84/26 درصد متغیر است. مقدار اکسید‏‏‌های Cr2O3 وV2O3در تیتانو‏‏‌مگنتیت به‌ترتیب برابربا 08/0 تا 42/20، 03/0 تا 30/1 درصدوزنی و NiO کمتر از یک درصدوزنی است (جدول 1). مقدار مول ایلمنیت در ترکیب ایلمنیت از 65/84 تا 51/98 متغیر است (جدول 2). مقادیرCr2O3 و NiO در ترکیب ایلمنیت کمتر از یک درصدوزنی است؛ اما مقادیر V2O3 برابربا 92/1 تا 44/2 درصدوزنی است. مقدار TiO2 در تیتانو‏‏‌مگنتیت از 11/0 تا 64/8 درصدوزنی و در ایلمنیت از 83/40 تا 50/33 درصدوزنی متغیر است.

 


 

شکل 8- ترکیب کانی‏‌های اکسیدی نمونه‏‏‌های تودة بررسی‏‌شدة بافق در سیستم FeO-Fe2O3-TiO2 (Buddington and Lindsley, 1964)

 

 

نمودار‏‏‌های اکسید‏‏‌های عنصرهای اصلی در برابر TiO2 برای تیتانو‏‏‌مگنتیت و ایلمنیت رسم شده‏‌اند (شکل 9). در این نمودار‏‏‌‏‌ها با افزایش مقدار تیتانیم در تیتانو‏‏‌مگنتیت و ایلمنیت، مقدار FeOt روند افزایشی نشان می‏‏‌دهد. اکسید‏‏‌های نیکل، منگنز و وانادیم رابطة مستقیمی با مقدار اکسید تیتانیم در تیتانو‏‏‌مگنتیت و ایلمنیت نشان می‌دهند؛ اما با افزایش مقادیر اکسید تیتانیم در ایلمنیت و تیتانو‏‏‌مگنتیت، اکسید منیزیم روند کاهشی نشان می‏‏‌دهد. مقدار MnO، V2O3، Cr2O3 و NiO در ایلمنیت فراوانی بیشتری نسبت به تیتانو‏‏‌مگنتیت دارد. در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، شبکه‏‏‌های مگنتیت- ایلمنیت دیده‌شده احتمالاً در اثر اکسیداسیون بسیار سریع محلول‌جامد اولیه پدید آمده‏‏‌اند (Haggerty, 1991).

اکسلوشن‏‌های ایلمنیت در تیتانو‏‏‌مگنتیت در اثر اکسیداسیون مگنتیت غنی از تیتانیم اولیه روی داده‌اند (شکل‏‌های 10- A و 10- B) (Haggerty, 1991). تیغه‏‏‌های ایلمنیت در تیتانو‏‏‌مگنتیت پیامد اکسلوشن ترکیب‌های اولواسپینل از محلول‌جامد مگنتیت غنی از تیتانیم هستند. در پی واکنش اکسیداسیونِ 3Fe2TiO4+1/2O2->3FeTiO3+Fe3O4 در دما‏‏‌های بالای منحنی سولوس، مگنتیت- اولواسپینل محلول‌جامد تیتانو‏‏‌مگنتیت به دو کانی مگنتیت و اولواسپینل تفکیک می‏‏‌‏‌شود (Mondal et al., 2015). با ناپایدار‌شدن اولواسپینل و واکنش با اکسیژن و TiO2 (برای نمونه: واکنش‏‏‌‏‌های3Fe2TiO4+1/2O2 = Fe3O4+3FeTiO3 و Fe2TiO4+TiO2 = 2FeTiO)، شبکه‌ای از اکسلوشن‏‏‌‏‌های ایلمنیت را در امتداد سطوح بلورشناسی 111 و 100 مگنتیت پدید می‌آید (Duchesne, 1970). افزایش محتوای مگنتیت در سری مگنتیت- اولواسپینل در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده نشان‌دهندة افزایش اکسیداسیون محیط است (Lattard et al., 2005; Sauerzapf et al., 2008) که با ترکیب کانیایی و بافت‏‏‌‏‌های موجود در کانی‏‌های اکسیدی نمونه‏‌‏‌‏‌ها تأیید می‌شود. افزون‌بر این، جای‌گرفتن برخی نمونه‏‌‏‌‏‌ها نزدیک به خط محلول‌جامد ایلمنیت- هماتیت (تیتانو‏‏‌هماتیت) پیامد فرایند مارتیتی‌شدن است که در پی آن، اکسلوشن‏‌های تیغه‌ای هماتیت در سطح 111 بلور‏‏‌های تیتانو‏‏‌مگنتیت در آخرین مراحل اکسیداسیون و در شرایط کاهش دما و افزایش فوگاسیتة اکسیژن پدید آمده‌اند (Mondal et al., 2015) (شکل‏‌های 5- D و 8). تیغه‏‏‌های نازک ایلمنیت در تیتانو‏‏‌مگنتیت با پیشرفت اکسیداسیون، ضخیم‏‌تر می‌شوند. این فرایند احتمالاً پیامد ادغام تدریجی تیغه‏‏‌های نازک است (Pasteris, 1985)؛ اگرچه تیغه‏‏‌های نازک ایلمنیت شاید در هنگام ناپایدار‌شدن و جدایش درونی تیتانو‏‏‌مگنتیت اولیه نیز پدید می‌آیند (Dunn and Dey, 1973). تصویرهای ریزکاو الکترونی از برخی نمونه‏‏‌های توده در شکل 10 نشان داده شده‌اند.

 

 

 

شکل 9- نمودار تغییرات اکسید عنصرهای اصلی دربرابر اکسیدتیتانیم در:A) تیتانو‏‌مگنتیت؛ B) ایلمنیت

 

شکل 10- تصویرهای BS ریزکاو الکترونی از کانه‏‏‌زایی مگنتیت، ایلمنیت در تودة آذرین درونی آنومالی 15 بافق: A) تیغه‏‏‌های ایلمینت با ضخامت‏‏‌های متغیر در مگنتیت؛ B، C) کانه‏‏‌زایی مگنتیت و ایلمنیت ‏‌به‏‌صورت پر‏‏‌کنندة فضای میان کانی‏‌های سیلیکاته و ‏‌میانبار در این کانی‏‏‌ها؛ D) حضور همزمان پیریت با مگنتیت ‏‌به‏‌صورت ‏‌میانبار در کانی پلاژیوکلاز (نام اختصاری کانی‏‏‌‏‌ها بر‏‏‌گرفته از Whitney و Evans (2010: Ilm: ایلمنیت؛ Mt: مگنتیت؛ Py: پیریت؛ Ap: آپاتیت؛ Amp: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Px: پیروکسن)

 

 

بحث

فاکتور‏‏‌های مؤثر درپیداش کانی‏‌های اکسیدی

محتوای آهن-تیتانیم در ترکیب ماگمای مادر، فوگاسیتة اکسیژن، آب و مواد فرار از ‏‌مهم‏‌ترین عوامل مؤثر در رویداد کانه‏‏‌زایی اکسید‏‏‌های آهن-تیتانیم در ماگما‏‏‌های مافیک-‏‌الترامافیک به‌شمار می‏‌‏‏‌روند (Juster et al., 1989; Snyder et al., 1993; Toplis and Carroll, 1995; Charlier,2015).

در کانه‏‏‌زایی تودة یادشده، حضور ‏‌میانبار‏‏‌‏‌های کانی‏‌های اکسیدی در برخی بلور‏‌های سیلیکاته نمونه‏‏‌ها (شکل‏‌های 5- B، 10- B و 10- D) نشان‌دهندة محتوای بالای آهن- تیتانیم ماگمای مادر در مراحل نخستین جدایش بلورین است. برپایة مشاهدات آزمایشگاهی (Botcharnikov et al., 2008; Howarth and Prevec, 2013)، تبلور آمفیبول در ماگما نیازمند نزدیک به 2-5 درصدوزنی آب است. ازاین‌رو، حضور آمفیبول نخستین در ترکیب سنگ‏‌های توده نشان‌دهندة پیدایش این کانی از ماگمای مادر با مقادیر نسبتاً بالای آب است که عامل مهمی برای کانه‏‏‌زایی اکسیدی آهن و تیتانیم در تودة بررسی‏‌شده به‌شمار می‏‏‌رود. ‏‌همچنین، برپایة بررسی‌های Toplis و Carroll (1995)، تبلور اکسید‏‏‌های آهن-تیتانیم از ماگما‏‏‌های فرو‏‏‌بازالتی بیشتر در شرایط فوگاسیتة اکسیژن >FMQ (FMQ=fayalite–magnetite–quartz buffer) رخ می‏‏‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که مجموعه‏‏‌های اکسیدی با مقادیر غالب مگنتیت، در حالت‏‌های اکسیداسیون (FMQ+1.5) و ذخایر دارای مگنتیت و ایلمنیت در فوگاسیتة اکسیژن FMQ پدید می‏‏آیند. از سوی دیگر، ازآنجایی‌که در سیستم‏‏‌های ماگمایی مافیک- ‏‌الترامافیک، سولفید‏‏‌‏‌ها تنها در شرایط اکسیداسیون 5/1<FMQ+ پایدار هستند (Howarth et al., 2013; Jugo, 2009)، گمان می‌رود تبلور مجموعه کانیایی اکسید-سولفید در نمونه‏‏‌های توده یادشده (شکل‏‌های 10- A و 10- D) در شرایط اکسیداسیون بین FMQ تا 5/1FMQ+ روی داده است. برپایة شواهد یادشده می‏‏‌توان دریافت محتوای بالای آهن- تیتانیم و آب در ترکیب ماگمای مادر و ‏‌همچنین، فوگاسیتة اکسیژن FMQ< از فاکتور‏‏‌های کلیدی و مساعد در کانه‏‏‌زایی تودة بررسی‏‌شده هستند.

 

کانه‏‏‌زایی آهن- تیتانیم در تودة آذرین درونی

پیدایش ذخایر اکسیدی آهن- تیتانیم در سیستم‏‏‌های مافیک- ‏‌الترامافیک عموماً پیامد دو مکانیسم تبلوربخشی و نامیژاکی مایعات دانسته می‏‏‌شود (Charlier at al., 2015). از سوی دیگر، برپایة بررسی‌های دیگر (Juster et al., 1989; Toplis and Carroll, 1995; Namur et al., 2010; Botcharnikov et al., 2008; Hong et al., 2018)، ترکیب ماگمای مادر به‌ویژه محتوای FeOT و TiO2، شرایط فوگاسیتة اکسیژن و حضور مواد فرار از ‏‌مهم‏‌ترین پارامتر‏‏‌های کنترل‌کنندة زمان نسبی نهشت اکسید‏‏‌های آهن- تیتانیم در سیستم‏‏‌های یادشده به‌شمار می‏‏‌روند. در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، حضور ‏‌میانبار‏‏‌‏‌های اکسیدی در کانی‏‌های سیلیکاته نشان‌دهندة پیدایش کانی‏‌های اکسیدی از ماگمای مادر غنی از عنصرهای آهن-تیتانیم در مراحل نخستین تبلور ماگماست (Veksler et al., 2006, 2007; Charlier et al., 2011). از سوی دیگر، در نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، شواهد کانی‏‏‌شناسی و روابط بافتی (مانند دربرگرفته‌شدن و گرد‏‏‌شدگی سیلیکات‏‏‌‏‌‏‌ها توسط کانی‏‌های اکسیدی و پیدایش حاشیه‏‏‌های واکنشی هورنبلند در اطراف این کانی‏‏‌ها) نشان‌دهندة نهشت تأخیری فاز اکسیدی آهن- تیتانیم نسبت به فاز سیلیکاته هستند (Reynolds, 1985a) (شکل 4). برپایة پژوهش‌های تجربی روی سیستم‏‏‌های ماگمایی مافیک- ‏‌الترامافیک، محتوای آب ماگما از فاکتور‏‏‌های مهم در ترتیب تبلورِ کانی‏‌های اکسیدی و سیلیکاته است ( Snyder et al., 1993; Toplis and Carroll, 1995; Namur et al., 2010; Bai et al., 2012)؛ به‌گونه‌ای‌که در ماگما‏‏‌های آب‏‏‌دار (5/0 تا 3 درصدوزنی آب) برخلاف سکانس تبلور در ماگما‏‏‌های خشک، حضور آب دمای تبلور سیلیکات‏‏‌‏‌ها را به‌طور چشمگیری کاهش می‌دهد؛ اما تأثیر اندکی روی کانی‏‌های اکسیدی دارد. این ویژگی می‏‏‌تواند موجب تبلور کانی‏‌های اکسیدی پیش از سیلیکات‏‏‌‏‌ها شود (Berndt et al., 2005; Botcharnikov et al., 2008; Howarth et al., 2013). برپایة مجموع شواهد گفته‌شده در بخش‏‌های پیشین، مانند روابط پاراژنزی نمونه‏‏‌های بررسی‏‌شده، گمان می‌رود با هربار جایگزینی ماگمای غنی از آهن- تیتانیم درون آشیانة ماگمایی، در فوگاسیتة بالای آبِ ماگمای مادر (بیشتر از 2 درصدوزنی)، کانی‏‌های اکسیدی آهن- تیتانیم همراه با پیریت از نخستین بلور‏‌های تبلوریافته از ماگما هستند. تبلور این کانی‏‏‌‏‌ها همراه با بلور‏‌های پیروکسن و پلاژیوکلاز هنگام جدایش بلورین ماگما ادامه می‏‏‌یابد. در این شرایط بلور‏‏‌های پلاژیوکلاز به‌علت چگالی کمتر (ρ= 6/2) به بخش بالای لایه در حال تبلور صعود کنند و لامینه‏‏‌های جهت‌یافته پلاژیوکلاز را پدید آورند؛ اما بلور‏‌های پیروکسن با چگالی بالاتر (3/3 – 5/3 ρ =)، تحت‌تأثیر نیروی گرانش به بخش‏‏‌های پایینیِ لایه فرو می‏‏افتند (شکل 3- D). ادامه این روند پیدایش تناوبی از پیروکسنیت در بخش‏‏‌های پایینی و گابرو در بخش‏‏‌های بالاییِ لایه در حال تبلور را به‌دنبل دارد (شکل 11).

 

 

 

شکل 11- الگوی پیشنهادیِ جایگزینی و پیدایش واحد‏‏‌های سنگی تودة آذرین درونی مافیک- ‏‌الترامافیک آنومالی شمارة 15 بافق (بر‏‏‌گرفته از (Zhang,, 2018). A) تزریق و جایگزینی ماگمای مادر با محتوای آهن- تیتانیم بالا به درون آشیانة ماگمایی؛ B) جدایش فاز‏‏‌های کانیایی در پی تبلوربخشی؛ C) نهشت واحد‏‌های گوناگون در لایة در حال تبلور

 

 

در سیستم‏‏‌های ماگما‏‌های مافیک- ‏‌الترامافیک، در فوگاسیتة اکسیژن سیستم بافر QFM، گسترش و جدایش مایعات اکسیدی- سیلیکاته عموماً در مراحل پایانی جدایش بلورین ماگما و متأثر از عواملی مانند تغییرات فوگاسیتة اکسیژن و افزایش محتوای آب سیال بجامانده روی می‏‏دهند (Philpotts, 1982; Reynolds, 1985a, b; Frost and Lindsley 1992; Parks and Hill, 1994; Von Gruenwaldt, 1994; Scoon and Mitchell, 1994; Toplis and Carroll 1995; Lindsley, 2003; Schmidt et al., 2006; Thy, 1982; Veksler et al., 2006, 2007; Ganino et al., 2008; Charlier and Grove, 2012; Charlier et al., 2013; Charlier, 2015)؛ به‌گونه‌ای‌که در سنگ‏‌های تود‏‌ه‌های غنی از این اکسید‏‏‌ها، ایلمنیت و مگنتیت همیشه ‏‌به‏‌صورت پُرکنندة فضای میان کانی‏‌های سیلیکاتی دیده می‌شوند (Zhang, 2018). ازاین‌رو و با توجه به نهشت تأخیری کانی‏‏‌سازی، گمان می‌رود با ادامه روند جدایش بلورین در ماگمای سازندة توده، تبلور پیوسته کانی‏‌های اکسیدی همراه با کانی‏‌های سیلیکاته، موجب گسترش مذاب اکسیدی شود که همراه با مذاب سیلیکاته تا مراحل پایانی جدایش بلورین حضور داشته است. در این شرایط حضور محیط غنی از سیال آب‏‏‌دار به‌گونة مؤثری نا‏‏‌آمیختگی و جدایش مذاب اکسیدی از سیال بجامانده را در پی داشته است که به‌علت دانسیتة بالا (2/5- 7/4 ρ =) و ویسکوزیتة کم در میان کانی‏‌های تودة سیلیکانی تراوش ‌یافته و به‏‌صورت تأخیری نهشته شده است (Cawthorn and Ashwal, 2009; Howarth and Prevec, 2013; Howarth et al., 2013) (شکل 11).

 

برداشت

کانی‏‏‌‏‌سازی آهن- تیتانیم در تودة آذرین درونی آنومالی 15 بافق شامل مجموعه کانیایی ایلمنیت، مگنتیت و تیتانو‏‌مگنتیت است و بیشترین تمرکز را به‏‌ترتیب در واحد‏‌های پیروکسنیت و گابرو دارد. ‏ محتوای بالای آهن- تیتانیم و آب در ترکیب اولیه ماگمای مادر و شرایط فوگاسیتة اکسیژن QFM+1> از ‌مهم‏‌ترین فاکتور‏‏‌های کنترل‌کنندة کانه‏‏‌زایی هستند. محتوای بالای آب در ماگمای مادر تقدم تبلور کانی‏‌های اکسیدی نسبت به کانی‏‌های سیلیکاته و آغاز تبلور این کانی‏‏‌‏‌ها در مراحل نخستین جدایش ماگمایی را به‌دنبال داشته است. ادامة تبلور کانی‏‌های اکسیدی در کنار تبلور کانی‏‌های سیلیکاته هنگام جدایش بلورین پیدایش و گسترش مذاب اکسیدی غنی از این کانی‏‏‌‏‌ها را در پی داشته است. در مراحل پایانی جدایش بلورین ماگما، محتوای بالای آب و مواد فرار جدایش سیال اکسیدی از مذاب بجامانده را آسان کرده است و به‌علت چگالی بالا و ویسکوزیتة کم میان کانی‏‌های فاز سیلیکات‏‌های پیشین جریان یافته و ‏‌به‏‌صورت فاز میان‌انباشتی نهشته شده است.

 

سپاس‏‌گزاری

نگارندگان از آقای مهندس ادیب مدیریت بخش اکتشاف شرکت تهیه و تولید مواد معدنی کشور برای فراهم‏‌کردن امکان تجزیة شیمیایی نمونه‏‌‏‌‏‌ها صمیمانه سپاس‏‌گزاری می‏‌کنند.

References

Amraei, S. Behzadi, M. Yazdi, M. (2020) Petrography, geochemistry and tectonic setting of mafic- ultramafic intrusion in the Bafq 15th anomaly (Iron) (Central Iran). Iranian Journal of Petrology 43: 111-128.
Anderson, A. T. (1968) Oxidation of the LaBlanche Lake titaniferous magnetite deposit, Quebec. Journal of Geology 76: 528-547.
Bai, Z., Zhong, H., Naldrett, J. A., Zhu, W. and Xu, G. (2012) Whole-Rock and Mineral Composition Constraints on the Genesis of the Giant Hongge Fe-Ti-V Oxide Deposit in the Emeishan Large Igneous Province, Southwest China Economic Geology 107 (3): 507–524.
Behzadi, M. (2006) Mineralogy, geochemistry and genesis of Northern iron anomaly, Bafq area, central Iran. Unpublished PhD thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran (in Persian).
Berndt, J., Koepke, J. and Holtz, F. (2005) An experimental investigation of the influence of water and oxygen fugacity on differentiation of MORB at 200 MPa. Journal of Petrology 46: 135-167.
Bonyadi, Z. (2011) Significance of apatite REE depletion and monazite inclusions in the brecciated Se–Chahun iron oxide–apatite deposit, Bafq district, Iran: Insights from paragenesis and geochemistry. Journal of Chemical Geology 281: 253-269.
Botcharnikov, R. E., Almeev, R. R., Koepke, J. and Holtz, F. (2008) Phase relations and liquid lines of descent in hydrous ferrobasalt- implications for the Skaergaard intrusion and Columbia River flood basalts. Journal of Petrology 29: 1687–1727.
Buddington, A. F. and Lindsley, D. H. (1964) Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents. Journal of Petrology 5:310-357.
Carmichael, I. S. E. (1967) The iron-titanium oxides of salic volcanic rocks and their associated ferromagnesian silicates. Contributions to Mineralogy and Petrology 14:36-64.
Cawthorn, R. C. and Ashwal, I. D. (2009) Origin of anorthosite and magnetitite layers in the Bushveld Complex, constrained by major element compositions of plagioclase. Journal of Petrology 50: 1607–1637.
Charlier, B. (2011) Large-scale silicate liquid immiscibility during differentiation of tholeiitic basalt to granite and the origin of the Daly gap Geology 39(10):207-210.
Charlier, B. (2015) Fe–Ti–V–P ore deposits associated with Proterozoic massif-type anorthosites and related rocks. Earth-Science Reviews 141:56–81.
Charlier, B. and Grove, T. L. (2012) Experiments on liquid immiscibility along tholeiitic liquid lines of descent. Contributions to Mineralogy and Petrology 164: 27-44.
Charlier, B. Namur, O. and Grove, T. L. (2013) Compositional and kinetic controls on liquid immiscibility in ferrobasalt–rhyolite volcanic and plutonic series. Geochimica et Cosmochimica Acta 113: 79–93.
Clark, S., Spera, F. J. and Yuen, D. A. (1987) Steady state double-diffusive convection in magma chambers heated from below. In: Magmatic processes: Physiochemical principles (Ed. Mysen, B. O.) Geochemical Society.
Daliran, F., Stosch, H. G. and Williams, P. (2009) A review of the Early Cambrian Magmatic and Metasomatic events and their bearing on the genesis of the Fe oxide-REE-apatite deposits (IOA) of the Bafq District, Iran. In: Smart Science for Exploration and Mining (Eds. Williams, et al.) Proceedings of the 10th Biennial SGA Meeting, Townsville, Australia.
Daliran, F., Stosch, H. G., Williams, P., Jamli, H. and Dorri, M. B. (2010) Early Cambrian Iron Oxide– Apatite-REE (U) deposits of the Bafq district, East-Central Iran. In: Exploring for Iron Oxide Copper-Gold Deposits: Canada and Global Analogues (Eds. Corriveau, L. and Mumin, H.) Short Course Notes 20:143–155. Geological Association of Canada.
Deymar, S. (2018) Alkali metasomatism as a process for Ti–REE–Y–U–Th mineralization in the Saghand Anomaly 5, Central Iran: Insights from geochemical, mineralogical, and stable isotope data. Ore Geology Reviews 93: 308–336.
Duchesne, J. C. (1970) Microstructures of Fe-Ti oxide minerals in the South Rogaland anorthositic complex (Norway). Annales de la Société géologique de Belgique 93:527–544.
Dunn, J. A. and Dey, A. K. (1973) Vanadium bearing titaniferous magnetite iron ores in Singh hum and Mayurbhanj, India. Trans. Mining, Geological, and Metallurgical Institute of India 3:117-194.
Frost, B. R. and Lindsley, D. H. (1992) Equilibria among Fe–Ti oxides, pyroxenes, olivine, and quartz: part II. Application. American Mineralogist 77: 1004–1020.
Ganino, C., Arndt, N. T., Zhou, M. F., Gaillard, F. amd Chauvel. C. (2008) Interaction of magma with sedimentary wall rock and magnetite ore genesis in the Panzhihua mafic intrusion, SW China. Mineralium Deposita 43: 677-694.
Gao, J. F. and Zhou, M. F. (2013) Magma mixing in the genesis of the Kalatongke dioritic intrusion: Implications for the tectonic switch from subduction to post- collision, Chinese Altay, NW China. Lithos 162-163: 236-250.
Haggerty, S. E. (1991) Oxide textures - A mini-atlas. In: Oxide Minerals: Petrologic and Magnetic Significance (Ed. Lindsley, D.H.) 25: 129–219. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy.
Heidarian, H. (2018) Multiple Stage Ore Formation in the Chadormalou Iron Deposit, Bafq Metallogenic Province, Central Iran: Evidence from BSE Imaging and Apatite EPMA and LA-ICP-MS U-Pb Geochronology. Minerals 8: 87.
Hong, T., Charlier, B., Holtz, F., Veksler, I., Zhang, Z., Thomas, R. and Namur, O. (2018) Immiscible hydrous Fe–Ca–P melt and the origin of iron oxide-apatite ore deposits. Nature Communications 9(1): 1415.
Howarth, G. H. and Prevec, S. A. (2013) Hydration vs. oxidation: Modelling implications for Fe-Ti oxide crystallization in mafic intrusions, with specific reference to the Panzhihua intrusion, SW China. Geoscience Frontiers 4: 555-569.
Howarth, G. H., Prevec, S. A. and Zhou, M. F. (2013) Timing of Ti-magnetite crystallisation and silicate disequilibrium in the Panzhihua mafic layered intrusion: Implications for ore-forming processes. Lithos 170-171: 73–89.
Irvine, T. N. and Sharpe, M. R. (1986) magma mixing and the origin of stratiform oxide ore zones in the Bushveld and Stillwater complexes. In: Metallogeny of basic and ultrabasic rocks (Eds. Gallagher, M. J., Ixer, R. A., Neary, C. R. and Richard, H. M.) 98-183. Institute of Mining Metallurgy London, England.
Jami, M. (2005) Geology, geochemistry and evolution of the Esfordi phosphate-iron deposit, Bafq area, central Iran. Unpublished PhD thesis, The University of New South Wales, Australia.
Jugo, P. J. (2009) Sulfur content at sulfide saturation in oxidized magmas Geology 37 (5): 415–418.
Juster, T. C., Grove, T. L. and Perfit, M. R. (1989) Experimental constraints on the generation of Fe-Ti basalts, andesites, and rhyodacites at the Galapagos Spreading Center, 85°W and 95°W. Journal of Geophysical Research 94: 9251-9274.
Kruger, F. J. and Smart, R. (1987) Diffusion of trace elements during bottom crystallization of double-diffusive convection systems: the magnetitite layers of the Bushveld Complex. Journal of Volcanology and Geothermal Research 34:133–142.
Lattard, D., Sauerzapf, U. and Käsemann, M. (2005) New calibration data for the Fe–Ti oxide thermo-oxybarometers from experiments in the Fe–Ti–O system at 1 bar, 1000–1300°C and a large range of oxygen fugacities. Contributions to Mineralogy and Petrology 149: 735–754.
Lindsley, D. H. (2003) Do Fe–Ti oxide magmas exist? Geology: yes; Experiments: no! Norges Geologiske Undersøkelse Specific Publication 9: 34–35.
Mirzababaei, G., Behzadi, M., Rezvanian Zadeh, M., Yazdi, M. and Ghanadi Maragheh, M. (2019) Brecciated unit and Th-REE mineralization in the Se-Chahun ore deposit, Bafq mining district, Central Iran. Journal of Economic Geology 11: 105 – 120.
Mondal, R. and Baidya, T. K. (2015) Titaniferous Magnetite Deposits Associated with Archean Greenstone Belt in the East Indian Sheild. Earth Sciences 4 (4-1): 15-30.
Namur, O., Charlier, B., Toplis, M. J., Higgins, M. D., Liegeois, J., Pgeois, J. P. and Vander Auwera, J. (2010) Crystallization sequence and magma chamber processes in the ferrobasaltic Sept Iles layered intrusion, Canada. Journal of Petrology 51: 1203-1236.
NISCO, National Iranian Steel Corporation (1979) A brief account on the Bafq iron ore region of Central Iran. Unpublished. Report, Tehran, Iran (in Persian).
Parks, J. and Hill, R. E. T. (1994) Phase compositions and cryptic variation in a 2x2 km section of the Windimurra layered gabbroic intrusion, Yilgarn block, Western Australia- a comparison with the Stillwater complex. Economic Geology 81: 196–1202.
Pasteris, J. D. (1985) Relationships between temperature and oxygen fugasity among Fe-Ti oxides in two regions of the Duluth complex. Canadian Mineralogist 23: 111-127.
Philpotts, A. R. (1982) Compositions of immiscible liquids in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 80: 201-218.
Rajabi, A., Canet, C., Rastad, E. and Alfonso, P. (2014) Basin evolution and stratigraphic correlation of sedimentary-exhalative Zn-Pb deposits of the Early Cambrian Zarigan-Chahmir basin, Central Iran. Ore Geology Review 64: 328-353.
Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Sciences 303: 622-665.
Reynolds, I. M. (1985a) The nature and origin of titaniferous magnetite-rich layers in the upper zone of the Bushveld complex: a review and synthesis. Economic Geology 80: 1089–1108.
Reynolds, I. M. (1985b) Contrasting mineralogy and textural relationships in the uppermost titaniferous magnetite layers of the Bushveld complex in the Bierkraal area north of Rusternburg. Economic Geology 80: 1027-1048.
Sauerzapf, U., Lattard, D., Burchard, M. and Engelmann, R. (2008) The titanomagnetite– ilmenite equilibrium: new experimental data and thermo-oxybarometric application to the crystallization of basic to intermediate rocks. Journal of Petrology 49:1161–1185.
Schmidt, M., Connoly, J., Günther, D. and Bogaerts, M. (2006) Element partitioning: the role of melt structure. Science 312: 1646–1650.
Scoon, R. N. and Mitchell, A. A. (1994) Discordant iron-rich ultramafic pegmatites in the Bushveld complex and their relationship to ironrich intercumulus and residual liquids. Journal of Petrology 35: 881–917.
Snyder, D., Carmichael, I. E. and Wiebe, R. A. (1993) Experimental study of liquid evolution in a Fe-rich, layered mafic intrusion: constraints of Fe-Ti oxide precipitation on the T-fO2 and T-ϱ paths of tholeiitic magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 113: 73-86.
Tegner, C., Cawthorn, R. G. and Kruger, F. J. (2006) Cyclicity in the main and upper zones of the Bushveld complex, South Africa: Crystallization from a zoned magma sheet. Journal of Petrology 47: 2257-2279.
Thy, P. (1982) Titanomagnetite and ilmenite in the Fongen–Hyllingen basic complex, Norway. Lithos 15: 1–16.
Toplis, M. J. and Carroll, M. R. (1995) An experimental study of the influence of oxygen fugacity on Fe-Ti oxide stability, phase relations, and mineral—melt equilibria in ferro-basaltic systems. Journal of Petrology 36: 1137-1170.
Torab, F. M. and Lehmann, B. (2007) Magnetite–apatite deposits of the Bafq district, Central Iran: apatite geochemistry and monazite geochronology. Mineralogical Magazine 71: 347–363.
Veksler, I. V., Dorfman, A. M., Borisov, A. A., Wirth, R. and Dingwell, D. B. (2007) Liquid immiscibility and the evolution of basaltic magma. Journal of Petrology 48: 2187–2210.
Veksler, I., Dorfman, A., Danyushevsky, L., Jakobsen, J. and Dingwell, D. (2006) Immiscible silicate liquid partition coefficients: implications for crystal-melt element partitioning and basalt petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 152: 685–702.
Von Gruenwaldt, G. (1994) Ilmenite–apatite enrichment in the upper zone of the Bushveld complex: a major titanium–rock phosphate resource. International Geology Review 35: 987–1000.
Whitney, D. L. and Evans, B. V. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185-187.
Zhang, D. Y., Zhang, Z. C., Mao, J. W., Huang, H. and Cheng. Z. G. (2016) Zircon U–Pb ages and Hf–O isotopic signatures of the Wajilitag and Puchang Fe–Ti oxide–bearing intrusive complexes: constraints on their source characteristics and temporal–spatial evolution of the Tarim large igneous province. Gondwana Research 37: 71–85.
Zhang, Z. (2018) Petrogenesis and metallogenesis of theWajilitag and Puchang Fe-Ti oxide-rich intrusive complexes, northwestern Tarim Large Igneous Province. Lithos 304–307: 412–435.

Files

Cited by

History

  • Receive Date: 04 July 2020
  • Revise Date: 26 November 2020
  • Accept Date: 13 December 2020

Share

How to cite

Statistics