Document Type : Original Article
Authors
1 Assistant Professor, Department of Geology, University of Bu Ali Sina, Hamedan, Iran,
2 Ph.D, Ministry of Industry, Mine and Trade, Scientific Research Institute of Copper Gold Ardestan, Esfahan, Iran,
3 Professor, Department of Petroleum and Mining Engineering, South Tehran branch, Islamic Azad University, Tehran, Iran,
4 Professor, School of Earth and Environmental Sciences, Seoul National University, Seoul, South Korea.
Abstract
Keywords
Main Subjects
منطقة رحیمآباد در جنوبباختری اردستان در کمربند ماگمایی ارومیه- دختر جای دارد (شکل 1). پهنة آتشفشانی- ماگمایی ارومیه- دختر مهمترین بخش پهنة فلززایی آلپ- هیمالیا است که از باختر اروپا تا ترکیه، ایران و تا باختر پاکستان ادامه دارد. این مجموعه شامل سنگهای آتشفشانی با طیفی از بازیک (بازالت و آندزیتبازالت) تا اسیدی (تراکیت، ریولیت و داسیت)، سنگهای آذرین درونی، توف وآگلومراست. دربارة خاستگاه این سنگها، اتفاق نظر وجود ندارد.
آتشفشان ترشیری ارومیه- دختر ناشی از فرورانش لبة اقیانوس نئوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی در راستای شمالخاوری از مزوزوییک تا سنوزوییک است (Berberian, 1981; Alavi, 1994 Berberian and). این کمان ماگمایی ویژگیهای زمینشیمیایی پهنههای فرورانش با ویژگی کالکآلکالن دارد و گاه به آلکالن گرایش نشان میدهد (Shahabpour, 2007; Omrani et al., 2008). برخی از صاحبنظران فرورانش از نوع حاشیة فعال قارهای را سبب پیدایش کمان ماگمایی ارومیه- دختر میدانند (Berberian and Berberian, 1981; Verdel, 2011) و برخی دیگر به فرورانش از نوع جزیرة کمانی در این کمان ماگمایی باور دارند (Ghorbani, 2006; Shahabpour, 2007; Ghorbani and Bezenjani, 2011; Yeganehfar, 2013 ).
شکل 1. موقعیت منطقهی بررسیشده روی نقشه پهنههای ساختاری ایران (Aghanabati, 1998).
Figure 1. The location of the study area on the map of structural zones of Iran (Aghanabati, 1998).
کمربند ماگمایی ارومیه- دختر مانند دیگر کمانهای ماگمایی حاشیة قارهای (مانند آند و کردیلرا)، میزبان کانسارهای مس- مولیبدن پورفیری بههمراه دیگر کانسارهای وابسته به این خاستگاه ژئودینامیکی مانند مس- طلا، منگنز و آهن است و بیشتر کانسارهای مس پورفیری ایران در این کمربند جای دارند (Atapour and Aftabi, 2007; Zarasvandi et al., 2015; Zamanian et al., 2016; Alirezaei et al., 2017; Jamali, 2017; Rajabpour et al., 2017; Ostadhosseini et al., 2018; Alaminia et al., 2020; Ostadhosseini et al., 2021). محدودة رحیمآباد بخشی از کمان ماگمایی ارومیه- دختر است که در 80 کیلومتری شمالخاوری اصفهان و در فاصلة 21 کیلومتری جنوبباختری شهرستان اردستان جای گرفته است. محدوده یادشده در فاصلة طولهای جغرافیایی ′′06′11◦52 الی ′′30′11◦52 خاوری و عرضهای جغرافیایی ′′02′13◦33 الی ′′16′13◦33 شمالی جای دارد و بخشی از نقشة زمینشناسی 1:100000 اردستان است. این منطقه بهعلت دارابودن محیط زمینساختی مناسب، نفوذ تودة گرانیتوییدی دوروجین به سن میوسن در سنگهای آتشفشانی رسوبی ائوسن، شرایط خوبی را برای پیدایش فلزات پایه مانند مس، آهن، منگنز، طلا و نقره پدید آورده است که کانسار آهن دوروجین ، کانسار مس داوران و کانسار مس رحیمآباد نمونههایی از آنها بهشمار میروند (شکل 2).
شرکت مس-طلا اردستان بررسیهای بسیاری در غالب گزارشهای اکتشافی در این منطقه انجام شده است. کانهزایی مس (نقره) در گدازههای آندزیتی، آندزیت بازالتی و بازالتی تیره رنگ با تناژ 10 میلیون تن و عیار مس بهطور میانگین 86/2 درصد و عیار نقره ppm 40 گزارش شده است (شرکت مس طلا اردستان در سال 1392). در این پژوهش، زمینشناسی، سنگنگاری، کانهشناسی، زمینشیمی و چگونگی پیدایش کانسار مس در منطقة رحیمآباد بررسی میشود.
زمینشناسی
منطقة رحیمآباد در بخش مرکزی کمان ماگمایی ارومیه- دختر در حاشیة شمالخاوری سنندج- سیرجان و جنوبباختریی ایران مرکزی جای دارد. مراحل مختلف فعالیت ماگمایی بسیار گستردة سنوزوییک در بخشهای مرکزی کمربند ارومیه- دختر در این منطقه شامل پیدایش ردیفهای مختلف آتشفشانی و آذرین درونی با ترکیب بازی- حد واسط تا اسیدی است. تودة دیوریت- گرانودیوریتی دوروجین در این منطقه پس از ائوسن تا میوسن در واحدهای آتشفشانی ائوسن نفوذ کرده است. در سنسنجی اخیر که به روش اورانیم-سرب در کانی زیرکن روی تودة گرانیتوییدی دوروجین انجام شده است، سن 22 میلیون سال پیش بهدست آمده است (Alaminia et al., 2020). در جنوبباختری رحیمآباد، این واحد آذرین درونی با یک مرز گسله (گسل معکوس ماربین) در نزدیکی و روی واحدهای آتشفشانی ائوسن جای گرفته است (شکل 2). عملکرد معکوس این گسل از عوامل مرتفعشدن ارتفاعات تودة آذرین درونی دوروجین است که توانسته است اختلاف ارتفاع مشخصی را در دو واحد نزدیک خود پدید آورد. گنبدهای کمارتفاع ریولیتی ائوسن پیشین در این منطقه گسترش ناچیزی دارند و گمان میرود بیشترین فعالیت در این ناحیه، از ائوسن میانی آغاز شده است. ازاینرو، این سنگها پیامد فعالیتهای آتشفشانی ائوسن میانی- پسین هستند. بیشتر این فعالیتها در محیط قارهای یا کمژرفا و ساحلی روی دادهاند. در میان ردیفهای ائوسن میانی- پسین، واحدهای ریولیتی از واحدهای آندزیتی و تراکیبازالتی- تراکیآندزیتی قدیمیتر هستند و واحدهای ایگنیمبریتی و تراکیتی از جوانترین واحدها بهشمار میروند (Radfar, 1998).
گفتنی است سنگهای آتشفشانی گوناگونِ این منطقه، شامل بازالت، آندزیت، آندزیت بازالت، ریولیت، داسیت بههمراه سنگهای آذرآواری (توف و ایگنمبریت) هستند. سن واحدهای آتشفشانی- آذرآواری در این منطقه همانند دیگر بخشهای پهنة ارومیه- دختر، ائوسن است. سنسنجی سنگهای آندزیتی مشابه در نزدیکی نایین به روش اورانیم-سرب در کانی زیرکن سن 4/0±37 میلیون سال پیش را نشان داده است (Chiu et al., 2013; Alaminia et al., 2020). رسوبات عهدحاضر نیز در قالب تراسهای جدید آبرفتی و رسوبهای رودخانهای در بخشهای محدودی از منطقة بررسیشده و بیشتر در امتداد مسیر رودخانهها و آبراهههای اصلی و فرعی محدوده دیده میشوند.
شکل 2. نقشه زمینشناسی محدوده بررسیشده (برگرفته از نقشة زمینشناسی 1:100000 اردستان، Radfar, 1998).
Figure 2. Geologic map of the study area (based on the 1:100,000 geological map of Ardestan by Radfar, 1998).
روش انجام پژوهش
در بازدیدهای میدانی، شمار 120 نمونه سنگی برای انجام بررسیهای سنگنگاری و کانهنگاری برداشت شد. از این نمونهها، 60 عدد مقطع نازک و 10 مقطع صیقلی و 30 مقطع نازک- صیقلی ساخته شد. بررسیهای سنگنگاری و کانیشناسی در آزمایشگاه دانشگاه ملی سئول کرة جنوبی انجام شد. برای شناسایی کانیهای سولفیدی مس، 10 مقطع نازک- صیقلی برگزیده شد و پس از انجام بررسیهای میکروسکوپی و نشانهگذاری نقاط هدف انتخابشده، نمونهها در مؤسسة KBSI کرة جنوبی با دستگاه ریزکاوالکترونی تجزیه شدند (جدول 1). نام اختصاری بهکاررفته برای کانیها در جدول و شکلها برگرفته از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) است.
همة نمونهها با دستگاه EPMA ساخت کارخانه SHIMATZU ژاپن مدل 1610 تجزیه شدند. پرتوی الکترونی در این دستگاه دارای طول پرتو 2 تا 10 میکرون و ولتاژ شتابدهندة الکترونی 35 KV بود. برای بررسیهای زمینشیمیایی سنگهای آتشفشانی منطقه، 10 نمونه برای تجزیة به روش ICP-MS (با روش ذوب چهار اسید) و XRF به آزمایشگاه دانشگاه ملی سئول فرستاده شدند (جدول 2). آستانة آشکارسازی دستگاه برای اکسیدهای اصلی 1/0 درصدوزنی و برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بهترتیب برابر با 1/0 و ppm 1 بوده است. همچنین، برای بررسی و شناسایی ساختار کانیها، روش XRD برای شمار 12 نمونه در شرکت کانساران بینالود (دستگاه XRD، Philips PW1800، با لامپ مس) به کار برده شد.
جدول 1. دادههای ریزکاوالکترونی بهدستآمده از تجزیة کانیهای سولفیدی مس و نقرة کانسار رحیمآباد.
Table 1. EPMA analyses of copper sulfide minerals from the Rahimabad deposit (in wt.%).
|
No. |
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
7 |
8 |
9 |
9 |
|
Mineral |
Bn |
Ge |
Bn+ Ccp |
Bn+Ccp |
Rx |
Rx |
Dg |
Bn |
Sp+Ya |
Sp+Ya |
|
Cu |
61.38 |
73.39 |
49.69 |
49.4 |
78.65 |
77.6 |
76.13 |
62.82 |
72.91 |
72.91 |
|
S |
24.816 |
23.299 |
32.22 |
32.789 |
22.278 |
21.699 |
22.076 |
26.075 |
28.047 |
28.047 |
|
Fe |
11.56 |
1.52 |
14.23 |
13.85 |
0.15 |
0.19 |
0.09 |
10.48 |
0.107 |
0.107 |
|
Ag |
0.033 |
0.095 |
2.505 |
1.275 |
0.034 |
0.292 |
0.066 |
0.028 |
0.169 |
0.169 |
|
Mo |
0.231 |
0.217 |
0.276 |
0.268 |
0.227 |
0.214 |
0.205 |
0.258 |
0.274 |
0.274 |
|
Cr |
0.006 |
0 |
0.009 |
0.012 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Mn |
0.007 |
0.012 |
0 |
0.01 |
0.004 |
0.005 |
0.012 |
0.003 |
0.032 |
0.032 |
|
Co |
0 |
0.013 |
0 |
0 |
0.001 |
0.001 |
0.007 |
0.012 |
0.005 |
0.005 |
|
Ni |
0 |
0 |
0.037 |
0.013 |
0 |
0 |
0.004 |
0 |
0 |
0 |
|
Zn |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.08 |
0.054 |
0.062 |
0.045 |
0.073 |
0.073 |
|
As |
0.064 |
0.004 |
0.08 |
0.082 |
0 |
0 |
0 |
0.093 |
0 |
0 |
|
Cd |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.011 |
0 |
0 |
0 |
|
Au |
0 |
0.037 |
0.02 |
0.028 |
0.004 |
0.018 |
0.001 |
0 |
0 |
0 |
|
Pb |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Total |
98.1 |
98.5 |
99.07 |
97.74 |
101.4 |
100.09 |
98.67 |
99.82 |
101.62 |
101.62 |
|
Formula |
Cu0.96Fe0.2 S0.77 |
Cu1.15 S0.72 |
Cu0.78Fe0.25 S1.004 |
Cu0.77Fe0.24 S1.022 |
Cu1.23 S0.69 |
Cu1.22 S0.67 |
Cu1.19 S0.69 |
Cu0.98Fe0.18 S0.81 |
Cu1.14 S0.87 |
Cu1.14 S0.87 |
|
No. |
10 |
11 |
12 |
13 |
14 |
15 |
16 |
17 |
18 |
19 |
20 |
|
Mineral |
Ge+An |
Sp+Ya |
Sp+Ya |
Bn+Ccp |
Rx+Dj |
Bn |
Acn |
Acn |
Jal |
Cv |
Cv |
|
Cu |
74.1 |
70.17 |
71.25 |
53.4 |
78.25 |
63.23 |
4.03 |
1.31 |
7.13 |
64.77 |
62.62 |
|
S |
22.8 |
27.84 |
28 |
32.476 |
21.165 |
25.977 |
13.642 |
15.201 |
14.28 |
33.018 |
31.927 |
|
Fe |
0.78 |
0.51 |
0.39 |
14.34 |
0.59 |
10.72 |
0.02 |
0.04 |
0 |
0.01 |
0 |
|
Ag |
2.796 |
0.589 |
0.547 |
0.544 |
0.043 |
0.036 |
83.04 |
84.6 |
76.92 |
1.345 |
3.772 |
|
Mo |
0.028 |
0.262 |
0.301 |
0.3 |
0.21 |
0.245 |
0.116 |
0.116 |
0.152 |
0.343 |
0.306 |
|
Cr |
0 |
0.002 |
0 |
0.001 |
0 |
0 |
0 |
0.001 |
0 |
0.003 |
0.001 |
|
Mn |
0.041 |
0.022 |
0.023 |
0.012 |
0.001 |
0.003 |
0 |
0.009 |
0 |
0.003 |
0.003 |
|
Co |
0.008 |
0.007 |
0.003 |
0.035 |
0 |
0.025 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Ni |
0.005 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.002 |
0.014 |
0.01 |
0.034 |
0.001 |
0.016 |
|
Zn |
0.073 |
0.061 |
0.081 |
0 |
0 |
0.082 |
0.001 |
0.003 |
0.004 |
0.044 |
0.029 |
|
As |
0 |
0 |
0 |
0.15 |
0.003 |
0.122 |
0 |
0.007 |
0.027 |
0 |
0 |
|
Cd |
0.008 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.011 |
0.745 |
0 |
0 |
|
Au |
0 |
0 |
0 |
0.011 |
0 |
0.013 |
0 |
0.028 |
0 |
0 |
0 |
|
Pb |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Total |
100.65 |
99.477 |
100.6 |
101.27 |
100.27 |
100.47 |
100.87 |
101.35 |
99.31 |
99.54 |
98.68 |
|
Formula |
Cu1.16 S0.71 |
Cu1.1 S0.86 |
Cu1.1 S0.9 |
Cu0.84Fe0.25 S1.01 |
Cu1.23 S0.66 |
Cu0.99Fe0.19 S0.81 |
Ag0.76 S0.42 |
Ag0.78 S0.47 |
Ag0.71S0.44 Cu0.11 |
Cu1.01 S1.02 |
Cu0.98 S0.99 |
|
No. |
21 |
22 |
23 |
24 |
25 |
26 |
27 |
28 |
29 |
|
Mineral |
Ya |
Cv |
Rx |
Bn |
Bn+Ccp |
Ya |
Ya+Sp |
Cct |
An |
|
Cu |
64.05 |
64.44 |
77.06 |
62.08 |
52.16 |
73.8 |
70.22 |
77.5 |
77.06 |
|
S |
32.68 |
32.781 |
21.653 |
25.62 |
32.56 |
25.24 |
28.804 |
20.19 |
21.877 |
|
Fe |
0.017 |
0.037 |
0.312 |
11.048 |
13.985 |
0.607 |
0.381 |
0.28 |
0.678 |
|
Ag |
1.36 |
0.924 |
0.105 |
0.02 |
0.549 |
0.046 |
0.045 |
0.147 |
0.835 |
|
Mo |
0.337 |
0.329 |
0.212 |
0.281 |
0.328 |
0.252 |
0.255 |
0.174 |
0.026 |
|
Cr |
0 |
0 |
0.006 |
0 |
0.001 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Mn |
0 |
0 |
0.007 |
0 |
0 |
0.018 |
0.006 |
0.013 |
0.017 |
|
Co |
0 |
0 |
0 |
0.017 |
0.013 |
0 |
0 |
0.007 |
0 |
|
Ni |
0.025 |
0.023 |
0.007 |
0.015 |
0.01 |
0 |
0 |
0.08 |
0.023 |
|
Zn |
0.033 |
0.045 |
0.046 |
0.031 |
0.014 |
0.035 |
0.04 |
0.053 |
0 |
|
As |
0 |
0 |
0 |
0.213 |
0.211 |
0 |
0 |
0 |
0.035 |
|
Cd |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.008 |
0 |
|
Au |
0.004 |
0 |
0 |
0 |
0.036 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Pb |
0 |
0.235 |
0 |
0 |
0.072 |
0.07 |
0.081 |
0 |
0 |
|
Total |
98.51 |
98.81 |
99.42 |
99.32 |
99.94 |
100.08 |
99.83 |
98.31 |
100.55 |
|
Formula |
Cu1.14 S1.01 |
Cu1.01 S1.02 |
Cu1.21 S0.65 |
Cu0.97Fe0.19 S0.79 |
Cu0.82Fe0.25 S1.01 |
Cu1.16 S1.01 |
Cu1.10 S0.89 |
Cu1.22 S0.63 |
Cu1.21 S0.68 |
Abbreviations: Bn, bornite; Ccp, chalcopyrite; Cct, chalcocite; Cv, covellite; Sp, spionkopite; Ya, yarrowite; Rx, roxbyite; Dj, djurleite; Dg, digenite; Ge, geerite; An, anilite; Acn, acanthite; Jal, jalpaite
جدول 2. دادههای زمینشیمیایی سنگهای آتشفشانی منطقة رحیمآباد (دادههای XRF اکسید عنصرهای اصلی بر پایة درصدوزنی، دادههای ICP-MS عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب بر پایة ppm هستند).
Table 2. Geochemical data of volcanic rocks in Rahimabad area (XRF major elements oxides are in wt.%, ICP-MS trace and REE elements are in ppm).
|
Sample |
L45 |
L48 |
L107 |
BH12 |
BH17 |
L26 |
BH44 |
L1066 |
L78 |
L118 |
|
Alteration |
Silicic, propylitic |
propylitic |
Silicic |
Propylitic |
Silicic |
Silicic, propylitic |
propylitic |
propylitic |
Silicic, propylitic |
Propylitic, argillic |
|
SiO2 |
48.94 |
49.99 |
53.87 |
43.65 |
49.45 |
62.03 |
57.04 |
54.98 |
52.55 |
61.35 |
|
Al2O3 |
19.09 |
18.01 |
16.92 |
17.11 |
17.35 |
14.2 |
15.41 |
17.32 |
17.31 |
14.46 |
|
Fe2O3 |
9.00 |
8.78 |
8.38 |
9.56 |
9.70 |
8.08 |
7.85 |
7.39 |
8.54 |
4.48 |
|
CaO |
6.9 |
8.94 |
8.83 |
10.62 |
8.01 |
4.11 |
3.28 |
8.60 |
4.69 |
6.83 |
|
MgO |
6.12 |
6.46 |
5.18 |
6.54 |
5.70 |
2.07 |
3.94 |
4.04 |
2.77 |
2.20 |
|
Na2O |
2.78 |
2.88 |
2.94 |
1.84 |
3.03 |
2.77 |
1.89 |
3.24 |
6.08 |
6.42 |
|
K2O |
2.77 |
0.97 |
0.29 |
0.40 |
0.39 |
2.98 |
4.82 |
0.89 |
1.17 |
0.13 |
|
TiO2 |
0.93 |
0.86 |
1.01 |
0.74 |
0.93 |
1.13 |
0.92 |
0.93 |
1.08 |
1.36 |
|
MnO |
0.25 |
0.21 |
0.07 |
0.45 |
0.18 |
0.14 |
0.4 |
0.09 |
0.14 |
0.06 |
|
P2O5 |
0.12 |
0.11 |
0.35 |
0.09 |
0.15 |
0.29 |
0.15 |
0.28 |
0.25 |
0.31 |
|
LOI |
3.04 |
2.77 |
2.09 |
8.98 |
5.07 |
2.18 |
4.23 |
2.14 |
5.37 |
2.32 |
|
V |
229.2 |
168.76 |
111.81 |
157.68 |
322.34 |
90.96 |
139.8 |
128.33 |
132.47 |
58.13 |
|
Cr |
6.5 |
160.95 |
10.65 |
10.1 |
19.89 |
21.06 |
50.58 |
10.3 |
397.46 |
17.47 |
|
Co |
30.88 |
27.74 |
18.81 |
26.78 |
18.57 |
7.66 |
16.93 |
22.48 |
17.81 |
6.06 |
|
Ni |
27.45 |
28.13 |
36.35 |
43.32 |
24.58 |
5.67 |
17.77 |
48.26 |
14.49 |
17.22 |
|
Cu |
901.4 |
867.05 |
863.97 |
697.19 |
1293.4 |
989.04 |
819.63 |
793.43 |
1244.93 |
1572.02 |
|
Zn |
870.19 |
306.97 |
152.82 |
561.58 |
514.95 |
263.26 |
726.37 |
218.73 |
207.8 |
207.91 |
|
Rb |
78.06 |
27.3 |
1.24 |
6.93 |
1.44 |
71.97 |
116.9 |
14.68 |
16.72 |
0.69 |
|
Sr |
478.7 |
444.16 |
353.65 |
353.48 |
364.815 |
243.78 |
302.82 |
399.79 |
372.86 |
579.58 |
|
Zr |
50.37 |
56.1 |
70.16 |
33.49 |
23.78 |
149.12 |
65.92 |
60.18 |
116.47 |
35.75 |
|
Nb |
3.72 |
3.01 |
10.7 |
1.84 |
1.98 |
9.2 |
7.17 |
8.24 |
7.32 |
20.18 |
|
Mo |
0.5 |
0.23 |
0.31 |
0.12 |
0.16 |
1.07 |
0.28 |
0.53 |
0.19 |
0.12 |
|
Ba |
426.03 |
171.45 |
164.44 |
181.68 |
137.96 |
444.59 |
754.52 |
259.61 |
208.19 |
31.89 |
|
Sc |
55.25 |
37.79 |
22.88 |
52.27 |
23.55 |
63.1 |
30.16 |
31.01 |
30.26 |
40.39 |
|
Y |
12.96 |
12.81 |
5.31 |
11.91 |
5.65 |
29.56 |
15.85 |
15.24 |
19.94 |
55.01 |
|
La |
8.73 |
8.38 |
13.4 |
4.21 |
4.82 |
23.64 |
14.41 |
18.64 |
15.28 |
25.87 |
|
Ce |
16.92 |
16.77 |
29.14 |
9.68 |
11.18 |
45.94 |
27.75 |
35.48 |
31.28 |
64.41 |
|
Pr |
2.37 |
2.4 |
4.002 |
1.58 |
1.46 |
6.35 |
3.77 |
4.88 |
4.48 |
10.34 |
|
Nd |
9.55 |
10.01 |
15.65 |
7.18 |
6.18058 |
25.05 |
14.75 |
19.11 |
17.93 |
43.04 |
|
Sm |
2.41 |
2.59 |
3.1 |
2.03 |
1.49 |
5.67 |
3.59 |
4.07 |
4.27 |
9.74 |
|
Eu |
1.08 |
0.92 |
0.97 |
0.78 |
0.55 |
1.44 |
1.08 |
1.38 |
1.25 |
2.42 |
|
Gd |
2.83 |
3.18 |
3.22 |
2.52 |
1.78 |
6.67 |
3.95 |
4.56 |
5.02 |
11.62 |
|
Tb |
0.48 |
0.53 |
0.47 |
0.42 |
0.27 |
1.06 |
0.63 |
0.69 |
0.81 |
1.99 |
|
Dy |
2.86 |
3.06 |
2.49 |
2.54 |
1.54 |
5.82 |
3.5 |
3.78 |
4.6 |
11.34 |
|
Ho |
0.67 |
0.7 |
0.52 |
0.58 |
0.33 |
1.31 |
0.78 |
0.82 |
1.05 |
2.58 |
|
Er |
1.8 |
1.84 |
1.28 |
1.52 |
0.86 |
3.51 |
2.04 |
2.12 |
2.79 |
6.75 |
|
Tm |
0.28 |
0.28 |
0.18 |
0.23 |
0.13 |
0.54 |
0.31 |
0.31 |
0.43 |
1.04 |
|
Yb |
1.72 |
1.68 |
1.005 |
1.41 |
0.76 |
3.24 |
1.9 |
1.88 |
2.58 |
6.07 |
|
Lu |
0.25 |
0.27 |
0.15 |
0.22 |
0.12 |
0.52 |
0.28 |
0.27 |
0.41 |
0.9 |
|
Hf |
1.68 |
1.7 |
1.55 |
1.05 |
0.66 |
3.39 |
2.5 |
1.96 |
3.69 |
1.48 |
|
Ta |
0.09 |
0.09 |
0.259 |
0.09 |
0.12 |
0.7 |
1.009 |
0.7 |
0.66 |
0.39 |
|
Pb |
35.14 |
64.99 |
5.17 |
10.54 |
3.81 |
8.85 |
86.25 |
4.09 |
2.96 |
8.01 |
|
Th |
1.92 |
1.81 |
0.22 |
0.52 |
0.66 |
6.14 |
3.08 |
1.23 |
2.8 |
13.53 |
|
U |
0.68 |
0.56 |
0.44 |
0.16 |
0.16 |
1.47 |
1.15 |
0.71 |
0.95 |
2.09 |
|
Ba/Nb |
114.2 |
56.91 |
15.36 |
98.65 |
69.67 |
48.31 |
105.10 |
31.48 |
28.42 |
1.57 |
سنگنگاری سنگهای آتشفشانی
یافتههای سنگنگاری و بازدیدهای میدانی نشان دادند کانهزایی مس در واحدهای آتشفشانی- رسوبی روی داده است. این واحدها در منطقة بررسیشده بیشتر از نوع سنگهای آتشفشانی سنوزوییک هستند. سنگهای آتشفشانی و آذرآواری این منطقه بیشتر شامل، آندزیت، آندزیت بازالت، بازالت، توف و ایگنمبریت در همبری با تودههای آذرین درونی با ترکیب دیوریت و گرانودیوریت هستند.
بازالت
واحد بازالتی منطقه با ریختشناسی خشن به رنگهای خاکستری تیره و سیاه دیده میشود (شکل 3-A). بر پایة بررسیهای سنگنگاری بافت غالب در این سنگها، پورفیری در زمینه میکرولیتی و گلومروپورفیری است. فنوکریستها در این سنگها شامل الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز هستند. پلاژیوکلازها بهصورت بلورهای نیمهشکلدار تا بیشکل ماکلدار با ترکیب بازیک و ابعاد 2/0 تا 8/1 میلیمتر دیده میشوند. میزان این کانی در این سنگها به 50 تا 60 درصدحجمی میرسد. برخی از آنها پهنهبندی و بافت غربالی دارند و تجزیهشدگی ضعیفی به کانیهای رسی نشان میدهند.
بیشتر پیروکسنها (20-10 درصدحجمی) بهصورت بلورهای بیشکل دیده میشوند و برخی از آنها در پی فرایند اورالیتیشدن به آمفیبول تجزیه شدهاند (شکل 3-B). الیوین (15-10 درصدحجمی) بهصورت بلورهای شکلدار ششگوش تا بیشکل دیده میشود. بیشتر الیوینها ایدنگزیتی شدهاند (شکل 3-B). گاهی شدت ایدنگزیتیشدن بهعلت تبلور الیوین در دماهای بالا و دربرابر شرایط جوی و فشار کم، بهاندازهای است که تنها قالب این کانی بهجای مانده است. ایدنگزیت محصول متداول و فراگیر دگرسانی ماگمای دما بالا است. ایدنگزیت یک شبهکانی سرخرنگ با اکسید آهن سه ظرفیتی است که در پی اکسیداسیون در دمای بالا از الیوین گدازهها پدید میآید و پیدایش آن پیامد ورود آهن، خروج منیزیم و اکسیداسیون آهن سه ظرفیتی است (Shelley, 1993). زمینة سنگ از میکرولیتهای پلاژیوکلاز بههمراه بلورهای بیشکل پیروکسن ساخته شده است. همچنین، مقدار کمی کانیهای کدر (3 درصدحجمی) بهصورت تجمعات بیشکل با ابعاد 1/0 تا 3/0 میلیمتر نیز دیده میشوند. کلسیت، کلریت، کانیهای رسی و سریسیت از مهمترین کانیهای ثانویه این سنگها بهشمار میروند.
شکل3. A) تصویر صحرایی از بازالتهای منطقة رحیمآباد؛ B) تصویر میکروسکوپی بازالت با درشت بلورهای الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز در زمینة میکرولیتی از پلاژیوکلاز.
Figure 3. A) Field view of basalts from Rahimabad area; B) Photomicrographs of basalt with phenocrystals of olivine, pyroxene and plagioclase in a groundmass made of microlithic plagioclases.
آندزیت بازالت
این سنگها در صحرا و نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره دیده میشوند (شکل 4-A). بافت این سنگها پورفیری در زمینة میکرولیتی است. فنوکریستهای سازندة این سنگها شامل پلاژیوکلاز، پیروکسن و آمفیبول و کانیهای فرعی شامل کانیهای کدر هستند. پلاژیوکلاز (60-40 درصدحجمی) بهصورت بلورهای نیمهشکلدار تا بیشکل با ابعاد 1/0 تا 8/1 میلیمتر دیده میشود و به سریسیت و کانیهای رسی دگرسانی نشان میدهد. برخی پلاژیوکلازها بافت غربالی نشان میدهند. پیروکسن (30-10 درصدحجمی) بهصورت بلورهای بیشکل تا نیمهشکلدار با ابعاد 2/0 تا 5/1 میلیمتر دیده میشود. آمفیبول (10-5 درصدحجمی) بهصورت بلورهای بیشکل دیده میشود. زمینة سنگ از مجموعهای از میکرولیتهای پلاژیوکلاز، بلورهای بیشکل پیروکسن و آمفیبول ساخته شده است که دگرسانی کلریتی و آرژیلیکی نشان میدهند. کانیهای کدر ریز بلور نیز در زمینة سنگ دیده میشوند و 2 تا 4 درصد حجم سنگ را دربر میگیرند (شکل 4-B).
شکل4. A) تصویرهای صحرایی از سنگهای آندزیت بازالتی منطقة رحیمآباد؛ B) پلاژیوکلاز با بافت غربالی همراه با پیروکسن، کلریت و کانیهای کدر.
Figure 4. A) Field picture of the basaltic andesite rocks from Rahimabad area; B) Plagioclase with sieve texture and pyroxene, chlorite, and opaque minerals.
آندزیت
این سنگها در صحرا و نمونة دستی به رنگ خاکستری تیره دیده میشوند (شکل 5A). بافت غالب در این سنگها پورفیری در زمینة میکرولیتی است. کانی اصلی سازندة این سنگها پلاژیوکلاز و کانیهای فرعی شامل کانیهای کدر و آپاتیت هستند. پلاژیوکلاز بهصورت بلورهای نیمهشکلدار تا بیشکل با ماکل پلیسینتتیک و ابعاد 1/0 تا 2 میلیمتر دیده میشود و از نظر اندازه هم بهصورت فنوکریست (40-30 درصدحجمی) و هم بهصورت میکرولیت در زمینة سنگ یافت میشود. پلاژیوکلاز، بافت غربالی و تجزیهشدگی به کانیهای رسی و سریسیت نشان میدهد. آمفیبول بهندرت در مقاطع دیده میشود و تجزیهشدگی به کلریت و کانیهای کدر نشان میدهد (شکل 5-B). به مقدار کمی بلورهای بیشکل پتاسیمفلدسپار (2 تا 6 درصدحجمی) با تجزیهشدگی به کانیهای رسی دیده میشود. بیشتر زمینة سنگ از میکرولیتهای پلاژیوکلاز، کانیهای بیشکل پتاسیمفلدسپار و آمفیبول ساخته شده است. اکسیدهای آهن، سریسیت، کانیهای رسی و کلریت از کانیهای ثانویه این سنگها بهشمار میروند.
شکل5. A) تصویر صحرایی از سنگهای آندزیتی در منطقة رحیمآباد؛ B) تصویر میکروسکوپی از آندزیت با پلاژیوکلاز، کانیهای کدر و کلریت.
Figure 5. A) Field picture of the andesite rocks from Rahimabad area; B) Photomicrographs of andesite with plagioclase, chlorite, and opaque minerals.
دگرسانی
بررسیهای میدانی، آزمایشگاهی و دادههای تجزیة XRD نشان میدهند سنگهای آتشفشانی محدوده بررسیشده، در پی بالاآمدگی سیالهای ماگمایی- گرمابی بهصورت متغیر و گاه پراکنده، دستخوش دگرسانیهای گرمابی شدهاند. دگرسانیهای گوناگون در منطقه نامنظم و پراکنده هستند. این دگرسانیها شامل دگرسانیهای سیلیسی، سریسیتی، پروپیلیتیک، آرژیلیک، اکسید آهنی و زئولیتی هستند.
دگرسانی غالب در منطقة بررسیشده دگرسانی پروپیلیتیک است که با کانیهای همایندِ اپیدوت، کلریت و کلسیت شناسایی میشود (شکلهای 6-A و 6-B). کوارتز نیز همراه با این دگرسانی دیده میشود.
دگرسانی آرژیلیک به رنگ زرد تا سفید نمایان است و بهطور ضعیفی در سنگهای آتشفشانی منطقة رحیمآباد همراه با دگرسانی سیلیسی و پروپیلیتیک دیده میشود (شکلهای 6-C و 6-D). همراه با این دگرسانی کانیسازی دیده نمیشود و بیشتر اکسیدها و هیدرواکسیدهای آهن همراه آن بهصورت دانه پراکنده دیده میشوند.
دگرسانی سیلیسی در منطقة بررسیشده، شامل پیدایش کانیهای کوارتز و کلسدونی است که بهصورت پراکنده و رگه- رگچهای، بیشتر همراه دیگر دگرسانیها دیده میشود (شکلهای 6-E و 6-F). رگههای سیلیسی با ضخامتهای گوناگون از میلیمتر تا چندین سانتیمتر دیده میشوند. کانیهای سولفیدی بههمراه رگههای کوارتز دیده میشوند که نشان میدهند کانهزایی منطقة رحیمآباد بیشتر با این دگرسانی همراه است. این دگرسانی در محل با تراکم بالای درزهها و شکستگیها بیشترین گسترش را دارد و معمولاً با مناطق کانهدار همخوانی دارد. در محدودة رحیمآباد، دگرسانی سریسیتیک با کانیهای همایندِ سریسیت، پیریت و کوارتز شناسایی میشود (شکل 6-G) و گسترش اندکی را در بخش های کانهدار و سنگهای آتشفشانی و آذرین درونی نشان میدهد؛ بهگونهایکه فنوکریستهای پلاژیوکلاز با سریسیت جایگزین شدهاند. در منطقة بررسیشده زئولیتها بافت اسفرولیتی و شعاعی دارند و بهصورت رگهای و پراکنده در سنگهای آندزیتی و آندزیت بازالتی دیده میشوند (شکل 6-H). این دگرسانی در برخی نمونهها، همراه با دگرسانیهای سیلیسی، پروپیلیتیک و کربناته دیده میشود. بر پایة دادههای XRD، در منطقة رحیمآباد زئولیتها از نوع لامونتیت هستند.
شکل6. A) تصویر صحرایی از دگرسانی پراکنده و رگه-رگچهای پروپلیتیک در سنگهای آتشفشانی منطقة رحیمآباد؛ B) تصویر میکروسکوپی از دگرسانی پروپلیتیک رگهای همراه با دگرسانی سیلیسی؛ C) تصویر صحرایی از دگرسانیهای آرژیلیک؛ D) تصویر میکروسکوپی از سنگ آتشفشانی بسیار دگرسانشده با سیلیس و کانیهای رسی؛ E) تصویر صحرایی از دگرسانی سیلیسی؛ F) تصویر میکروسکوپی از کوارتز با بافت شانهای؛ G) تصویر میکروسکوپی از دگرسانی سریسیتی با کانیهای همایندِ پیریت+ کوارتز+ سریسیت؛ H) تصویر میکروسکوپی از رگه زئولیتی.
Figure 6. A) Field view of vein-veinlet and disseminated propylitic alteration in the volcanic rocks of Rahimabad area; B) Photomicrographs of the propylitic alteration veins and silicic alteration; C) Field view of the argillic alteration; D) Photomicrographs of highly-altered volcanic rock containing silica and clay minerals; E) Field view of silicic alteration; F) Photomicrographs of quartz with comb texture; G) ) Photomicrographs of the sericitic alteration with mineral assemblages of pyrite + quartz + sericite; H) Photomicrographs of the zeolite vein.
شکل6. ادامه.
Figure 6. Continued.
کانهزایی
در محدودة رحیمآباد کانهزایی مس (نقره) بهصورت چینهکران در گدازههای آندزیتی، آندزیت بازالتی و بازالتی گسترش یافته است. کانهزایی مس بیشتر با پیدایش رگههای مالاکیت و آزوریتدار و نیز بهصورت پراکنده در سطوح برشی و شکستگیهای پهنة گسلی دیده میشود. ضخامت رگهها از چند سانتیمتر تا چند متر در نوسان است. در سطوح برشی کانیهای کلریت و اپیدوت بهطور گسترده همراه با کانهزایی مس پدید آمدهاند (شکل 7-A). نئوتسایت نیز در برخی بخشها همراه با کانیهای مس در سنگ میزبان دیده میشود (شکل 7-B). نئوتسایت هنگامی پدید میآید که غلظت مس به اندازة چند صد ppm باشد. اکسیدهای منگنز نقطهای و دندریتی کلید اکتشافی برای کانسارهای مس پورفیری بهشمار میروند (Gulilbert and Park, 1997). بررسیهای ساخت و بافت مادة معدنی در مقیاس صحرایی، نمونة دستی و میکروسکوپی نشان میدهد کانهزایی از دیدگاه بافتی بهصورت شکاف پرکن، رگهای، جانشینی و پراکنده دیده میشوند. مهمترین کانیهای سولفیدی شامل پیریت، کالکوپیریت، بورنیت، کانیهای گروه کالکوسیت و کوولیت، آکانتیت و جالپایت هستند.
شکل 7. A) کانهزایی مس در پهنة برشی همرا با دگرسانی پروپلیتیک؛ B) نئوتسایت همراه با مالاکیت و آزوریت.
Figure 7. A) Copper mineralization in the shear zone with propylitic alteration; B) Neotocite with malachite and azurite.
کانههای کانسنگ مس در منطقة بررسیشده
پیریت (FeS2)
این کانی در زمینة سنگ میزبان بهصورت رگه- رگچهای، دانهپراکنده و پرکنندة فضای خالی دیده میشود (شکلهای 8-A و 8-B). بیشتر پیریتها نیمهشکلدار و بی شکل هستند و اندازة آنها از چند میکرون تا 1 میلیمتر در نوسان است. بخشی از پیریتها تحتتأثیر سیالهای اکسیدان غنی از مس با سولفیدهای مس و برخی نیز با هماتیت جایگزین شدهاند. هنگام دگرسانی پیریت، اسید سولفوریک در محیط پدید میآید و به دگرسانی دیگر کانیها کمک میکند (Sillitoe, 2010).
شکل 8. تصویرهای میکروسکوپی از پیریت (در نور بازتابی، PPL). A) پیریت با بافت رگهای؛ B) پیریت بهصورت دانه پراکنده.
Figure 8. Photomicrographs of pyrite (in reflected light, PPL). A) Pyrite with vein texture; B) Disseminated pyrite.
کالکوسیت (Cu2S) و کوولیت (CuS)
کانیهای گروه کالکوسیت و کوولیت که با میکروسکوپ بازتابی شناسایی شدند شامل کالکوسیت، دیژنیت و کولیت هستند. کالکوسیت فراوانترین کانیهای سولفیدی در این منطقه است و در برخی نمونهها بهصورت کانی جداگانه دیده میشود (شکل 9-B). دیژنیت نیز فراوانی بالایی دارد و در بیشتر نمونهها از حاشیه با کانیهای گروه کالکوسیت- کوولیت جایگزین شده است (شکل 9-A). از آنجاییکه کانیهای گروه کالکوسیت– کوولیت ویژگیهای نوری کمابیش همانندی دارند، برای شناسایی دقیق کانیهای این سری از دادههای EPMA بهره گرفته شد (جدول 1). این کانیها در منطقة رحیمآیاد بازة بزرگی از نسبت Cu/S دارند و ترکیب آنها از ژولریت تا کوولیت در تغییر است (شکلهای 9-C و 9-D). مقدارهای بالای Cu/S در نمونههای بررسیشده در ارتباط با حضور ژولریت بههمراه روکسبیت است (Gablina et al., 2006). ترکیب ژولریت از Cu1.93S تا Cu1.96 و ترکیب روکسبیت از Cu1.75S تا Cu1.9S تغییر میکند. رنگ ژولریت در نور بازتابی، آبی و تیرهتر از کالکوسیت است و معمولاً بهصورت وصلهای در کالکوسیت دیده میشود (Cook et al., 2011). بازة دمایی ژولریت کم و زیر 93 درجة سانتیگراد است (Howard and Evans, 1981). بازة دمایی آنیلیت از بازة دمایی ژولریت نیز کمتر و نزدیک به 72 درجة سانتیگراد است. در میان سولفیدهای غنی از مس روکسبیت کانی بیهمتایی است که تنها در پی حلشدگی پدید میآید. اینرو، حضور روکسبیت شاخصی برای دگرسانی دیاژنتیک در دماهای معمولی (کمتر از 50 درجه سانتیگراد) بهشمار میرود (Gablina et al., 2006, Sadati et al., 2016). ترکیب دیژنیت سفید- خاکستری Cu1.75S است. دیژنیت عموماً در هر دو محیط هیپوژن و سوپرژن پدید میآید و زمان تهنشینی دیژنیت در توالی پاراژنزی کانسار بیشتر غیرقطعی است. بازة دمایی پایداری دیژنیت، دمای بالاتر از 83 درجة سانتیگراد است (Gablina et al., 2006). دیژنیت ثانویه از دیژنیت اولیه را برپایة ویژگیهای بافتی مانند همراهی آن با گوتیت و هماتیت، پرکردن تخلخلهای ثانویه، نبود همرشدی با بورنیت و یا کالکوپیریت هیپوژن شناسایی میکنند (Torremans et al., 2013, sadati et al., 2016). بر پایة این ویژگیهاف در منطقة رحیمآباد، بیشتر سولفیدهای غنی از مس سوپرژن هستند. در برخی نمونهها کانیهای فقیر از مس با نسبت کم Cu/S مانند یاروویت و اسپیونکوپیت نیز دیده شدند. کانی کوولیت نیز در حاشیة کالکوسیت دیده میشود. ازآنجاییکه حلالیت پیریت از سولفیدهای فقیر از مس مانند کوولیت کمتر است، رسوب مستقیم این سولفیدها در اثر حلشدگی مستقیم پیریت رخ نمیدهد؛ ازاینرو، نخست دیژنیت جانشین پیریت و سپس هنگام فرایندهای شستشو سولفیدهای فقیر از مس مانند کوولیت جانشین دیژنیت شده است (Reckard and Luther, 2006 ). در پهنههای سوپرژن، انتقال مس به محلولها تحتتأثیر مواد آلی سریعتر از گوگرد روی میدهد. این فرایند به جانشینی سولفیدهای غنی از مس با سولفیدهای فقیر از مس (سری گیریت-کوولیت) میانجامد که ویژگی پهنة سوپرژن است (Gablina et al., 2006).
شکل 9. کانیهای گوناگون سولفیدی مس با ترکیب Cu2S-CuS؛ A) تصویر میکروسکوپی از کانی دیژنیت که از حاشیه با کولیت جایگزین شده است؛ B) تصویر میکروسکوپی از کانی کالکوسیت؛ C) تصویر میکروسکوپی از کانیهای کوولیت، یاروویت، آنیلیت و گیریت؛ D) تصویر میکروسکوپی کانیهای گیریت، یاروویت، اسپیونکوپیت، روکسبیت و ژولریت (در نور بازتابی، PPL).
Figure 9. Different types of copper sulfide minerals (Cu2S-CuS). A) Photomicrographs of digenite replaced by covellite in the margins; B) Photomicrographs of chalcocite; C) Photomicrographs of covellite, yarrowite, anilite, geerite minerals; D) Photomicrographs of geerite, yarrowite, spionkopite, roxbyite, and djurleite (in reflected light, PPL).
بورنیت فراوانترین کانی سولفیدی مس پس از کالکوسیت در این منطقه است و در مقاطع میکروسکوپی به رنگ صورتی- ارغوانی دیده میشود (شکل 10). اندازة این کانی تا 6/0 میلیمتر است. این کانی در رگهها و رگچهها با دیژنیت در سنگ میزبان آندزیتی دیده میشود. جانشینیِ بورنیت با دیژنیت و کالکوسیت باعث آزادشدن آهن و پیدایش کانیهای اکسیدآهن در پیرامون آنها شده است (شکلهای 10-A و 10-B). در برخی مقاطع این کانی با کالکوپیریت همرشدی نشان میدهد (شکل 10-C). بهدنبال رخداد فرایندهای سوپرژن در حاشیة بورنیت، کانیهای کالکوسیت، دیژنیت و کوولیت پدید آمدهاند (شکل 10-D).
شکل 10. A) تصویر الکترونی پسپراکنده (BSE[1]) از کانیهای بورنیت، مگنتیت و هماتیت ؛ B) تصویر میکروسکوپی (در نور بازتابی، PPL) از کانیهای بورنیت، مگنتیت و هماتیت؛ C) تصویر میکروسکوپی از همرشدی کانیهای کالکوپیریت و بورنیت که از حاشیه با کانیهای دیژنیت و کوولیت جایگزین شدهاند (نور بازتابی، PPL)؛ D) تصویر میکروسکوپی از کانی بورنیت که از حاشیه با کانیهای کالکوسیت و کوولیت جایگزین شده است (نور بازتابی، PPL).
Figure 10. A) BSE image of bornite, magnetite, and hematite; B) Photomicrographs of bornite, magnetite, and hematite (in reflected light, PPL); C) Photomicrographs of chalcopyrite-bornite intergrowth replaced by digenite and covellite minerals from the margins (in reflected light, PPL); D) Photomicrographs of bornite replaced by chalcocite and covellite minerals from the margins (in reflected light, PPL).
آکانتیت در سیستم مونوکلینیک متبلور میشود و مقدار نقره آن 87 درصد است. دمای پیدایش این کانی زیر 173 درجة سانتیگراد است و کانی نقرهدار معمول در رگههای اپیترمال دما کم و پهنة غنیشدگی سوپرژن است (Moreira and Fernández, 2015). در منطقة رحیمآباد، آکانتیت بهصورت کانی جداگانه (شکل 11-A) و نیز بهصورت همرشدی با کانیهای سولفیدی مس (گروه کالکوسیت-کوولیت) دیده میشود و در برخی نمونهها با سولفیدهای مس به پیدایش کانی جالپایت[2] (Ag3CuS2)) انجامیده است (شکل 11-B).
شکل 11. A) تصویر میکروسکوپی از کانی آکانتیت (در نور بازتابی، PPL)؛ B) تصویر BSE از کانیهای جالپایت، کوولیت و یاروویت.
Figure 11. A) Photomicrographs of acanthite (in reflected light, PPL); B) BSE image of covellite, yarrowite, and jalpaite.
مالاکیت (Cu2CO3(OH)2) و آزوریت (Cu3(CO3)2(OH)2)
مالاکیت فراوانترین کانی ثانویه مس در منطقة رحیمآباد است (شکل 12-A). این کانی جانشین کالکوسیت شده است و بهصورت رگه– رگچهای، پرکنندة فضای خالی و پراکنده در سنگ میزبان دیده میشود. آزوریت به مقدار کمتر و با رنگ آبی لاجوردی دیده میشود (شکل 12-B).
شکل 12. A) تصویر میکروسکوپی از کانی مالاکیت رگهای (در نور بازتابی، PPL)؛ B) تصویر صحرایی از کانیهای مالاکیت و آزوریت.
Figure 12. A) Photomicrographs of malachite veins (in reflected light, PPL); B) Field image of malachite and azurite minerals.
آتاکامیت (Cu2Cl(OH)3) و کریزوکلا (CuSiO3)
کانی آتاکامیت بیشتر بهصورت بلورهای منشوری و به رنگ سبز تیره در سطح زمین دیده میشود. حضور این کانیها نشاندهندة شستشوی مس از پهنة اکسیدان در پی اسیدیتة کم محلولها (حاصل از تجزیة پیریت) است. گفتنی است شناسایی این کانی از مالاکیت با وجود شباهت بسیار از نظر رنگ بسیار دشوار است و تنها تفاوت آنها با مالاکیت دانهایبودن، شکل سوزنی و رنگ سبز خاص آن است (شکل 13-A). کریزوکولا نیز به مقدار اندک تحتتأثیر محلولهای سیلیسدار پدید آمده است. این کانی معمولاً در جاهایی پدید میآید که سیلیس سنگ میزبان بالاست و مقدار کربنات اندک است و شرایط برای پیدایش مالاکیت فراهم نیست (شکل 13-B).
شکل 13. A) تصویر میکروسکوپی (در نور بازتابی، PPL) از کانی آتاکامیت؛ B) تصویر صحرایی از کانی کریزوکلا.
Figure 13. A) Photomicrographs of atacamite (in reflected light, PPL); B) Field image of chrysocolla.
این کانیها شامل هماتیت، مگنتیت، لیمونیت و گوتیت هستند و همراه با پیریت و سولفیدهای مس یافت میشوند. مگنتیت فراوانترین کانی اکسیدی آهندار منطقه است که در بیشتر نمونهها همراه با سولفیدهای مس و سنگ میزبان دیده میشود (شکل 14-A). هماتیت تحتتأثیر فرایند جانشینی پیریت پدید آمده است (شکل 14-B). رخداد این شکلهای جانشینی نشان دهندة وضعیت اکسیدان سیال کانهدار است.
شکل 14. A) کانی مگنتیت در شکستگیها و حاشیة کانیهای کالکوسیت و کوولیت؛ B) هماتیت بهصورت پراکنده در سنگ میزبان (در نور بازتابی، PPL).
Figure 14. A) Magnetite in the fractures and margins of chalcocite and covellite minerals; B) Disseminated hematite in the host rock (in reflected light, PPL).
زمینشیمی سنگهای آتشفشانی منطقة رحیمآباد
چگونگی توزیع و پراکندگی عنصرها در واحدهای سنگی هر منطقه و ارتباط آنها با یکدیگر، از مهمترین جنبههایی است که معمولاً در بررسیهای زمینشیمیایی به آن پرداخته میشود. با استفاده از این روابط به ویژگیهای محیط پیدایش و فرایندهای مؤثر در پیدایش کانسار پی برده میشود. ازاینرو، در این پژوهش، شمار 10 نمونه از سنگهای آتشفشانی برای تجزیة شیمیایی برگزیده شدند. عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب به روش ICP-MS تجزیه شدند. دادههای بهدستآمده در جدول 2 آورده شدهاند.
برای ردهبندی و نامگذاری سنگهای آتشفشانی منطقه، از نمودارهای سنگشناسی عناصر اکسیدی اصلی و عنصرهای کمیاب نامتحرک بهره گرفته شد. در نمودار Zr/TiO2 در برابر SiO2، سنگهای منطقه، ترکیب بازالت و آندزیت را نشان میدهند (شکل 15-A). برای بررسی درجة اشباعی از آلومین (اندیس اشباع آلومین)، نمودار تغییرات نسبت مولکولی Al2O3/K2O+NaO (A/NK) در برابر Al2O3/K2O+Na2O+CaO (A/CNK) بهکار برده شد (شکل 15B). بر پایة این نمودار همة نمونهها در گروه متاآلومینها جای میگیرند. همچنین، برای بررسی سری ماگمایی سنگها و مشخصکردن وابستگی آنها، از نمودار AFM بهره گرفته شد. در این نمودار بیشتر نمونهها در گسترة کالکآلکالن جای گرفتند (شکل 15-C).
شکل 15. ردهبندی سنگهای آتشفشانی رحیمآباد در A) نمودار Zr/TiO2-SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار A/CNK در برابر A/NK (Maniar and Piccoli, 1989)؛ C) نمودار AFM (Irvin and Baragar, 1971).
Figure 15. Geochemical classification of Rahimabad volcanic rocks in A) Zr/TiO2-SiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977); B) A/NK versus A/CNK diagram (Maniar and Piccoli, 1989); C) A (Na2O+K2O wt%) - F (FeOtot wt%) - M (MgO wt%) ternary diagram (Irvin and Baragar, 1971).
برای پیبردن به محیط سنگزایی سنگهای آتشفشانی منطقه، الگوی توزیع عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب در نمودارهای عنکبوتی بهکار برده شد. در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بههنجارشده به ترکیب کندریت برای سنگهای آتشفشانی منطقة رحیمآباد، عنصرهای خاکی کمیاب سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREE) غنیشدگی نشان میدهند (شکل 16-A). فراوانی LREE بهعلت تحرک بسیار، به رفتار سیال بستگی دارد (Rollinson, 1993)؛ اما از آنجاییکه این عنصرها در پوستة قارهای متمرکز شدهاند، چه بسا فراوانی آنها در ماگما نشاندهندة آلایش مذاب با مواد پوستهای باشد ( Almeida et al., 2007). روند غنیشدگی عنصرهای LREE نسبت به HREE نشاندهندة ماگمایی پدیدآمده در پهنة فرورانش است. غنیشدگی LREE نسبت به HREE نیز میتواند گویای پیدایش ماگمای مادر این سنگها از ذوببخشی گوشتة غنیشده با سیالها باشد (Gencalioglu-Kuscu and Geneli, 2010). بیشتر نمونههای منطقه آنومالی اندکی منفی Eu و برخی از نمونهها آنومالی مثبت نشان میدهند (شکل 16-A) که نشاندهندة جدایش بلورین فلدسپارهاست و از ویژگیهای گدازههای کالکآلکالن بهشمار میرود (Martin, 1999). نمونههای منطقه آنومالی منفی Ce نشان میدهند (شکل 16-A). فوگاسیتة اکسیژن بالا و در نتیجه، اکسیدهشدن Ce+3 به Ce+4 چهبسا آنومالی منفی Ce را پدید آورده است.
در نمودار عنکبوتی بههنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، نمونهها از عنصرهای با تحرک بالا و با شعاع یونی بزرگ (LILE) نسبت به عنصرهای کمتحرک با شدت میدان بالا (HFSE) غنیشدگی نشان میدهند (شکل 16-B). بیهنجاری منفی از عنصرهای با شدت میدان بالا مانند Nb و Ti از ویژگیهای بارز محیطهای کمانی است؛ اگرچه ممکن است پیامد از آغشتگی و آمیختگی ماگما با مواد پوستهای هنگام صعود و جایگزینی آن در پهنههای فرورانش نیز باشد (Rollinson, 1993; Gencalioglu- Kuscu and Geneli, 2010).
شکل 16. A) نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (ترکیب کندریت از Nakamura (1974))؛ B) نمودار عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (ترکسیب گوشتة اولیه از Sun and McDonough (1989)) برای سنگهای آتشفشانی منطقة رحیمآباد.
Figure 16. A) Chondorite–normalized REE diagram (normalization values from Nakamura, 1974); B) Primitive mantle-normalized trace element diagrams (normalization values from Sun and McDonough,1989) for the volcanic rocks in Rahimabad area.
برای شناسایی پهنة زمینساختی پیدایش سنگهای آتشفشانی منطقه نمودار سهتایی Hf/3- Th – Nb/16 (wood, 1980) بهکار برده شد که در آن، همة نمونهها در محدودة بازالتهای کمان آتشفشانی جای میگیرند (شکل 17). مقدار بالای Ba/Nb (28>) نیز گویای ماگماتیسم کمان آتشفشانی یا پهنة فرورانش است (Gill, 1981). در منطقة رحیمآباد، مقدار Ba/Nb نمونهها بیشتر از 28 (میانگین: 56) است.
شکل 17. نمودار تفکیک محیط زمینساختی برگرفته از وود (Wood, 1980) (N-MORB: بازالـــت پشـــته میان اقیانوســـی عـــادی، E-MORB: بازالـــت پشـــته میان اقیانوســی غنــیشــده، IAT: تولــهایــت جزیرههای کمــانی، CAB: بازالــت کمــان قــارهای، WPA: بازالت آلکالن درونصفحهای، WPT: تولهایت درونصفحهای).
Figure 17. Geotectonic discrimination diagrams (Wood, 1980) (IAT, Island-arc tholeiite; CAB, Island-arc calc-alkaline basalt; N-MORB, Normal mid-oceanic-ridge basalt; E-MORB, Enriched mid-oceanic-ridge basalt; WPA, Within-plate alkali basalt).
مراحل زمانی رخداد کانهزایی
بر پایة بازدیدهای میدانی و بررسیهای کانیشناسی و بررسی بافت و ساخت موجود، کانیسازی در سه مرحله شامل مرحلة پیش از کانهزایی مس، کانهزایی و غنیسازی ثانویه روی داده است (شکل 18).
در مرحلة پیش از کانهزایی، پس از فعالیت آتشفشانی ائوسن، توالی ستبرایی از سنگهای آتشفشانی و آذرآواری در منطقة بررسیشده پدید آمده است. تدفین واحدهای آتشفشانی منطقه و افزایش فشار موجب پیدایش رخساره زئولیتی و همچنین، باعث تحرک سیالهای اکسیدان شورابهای در میان توالی آتشفشانی شده است (Ostadhosseini et al., 2021).
میزان مس در سنگهای آندزیتی و آندزیت بازالتی در منطقة بررسیشده از 697 تا ppm 1572 (جدول 2) متغیر است که در مقایسه با میانگین مس در سنگهای آندزیتی (75 ppm) بیشتر است (Ostadhosseini et al., 2021). ازاینرو، در اثر دیاژنز تدفینی، زئولیت، کلسیت، اپیدوت، کلریت و کوارتز جانشین کانی فلدسپار میشود و مس موجود در شبکه آنها آزاد و با سیالهای گرمابی حمل میشود (Boveiri et al., 2014; Jabari et al., 2017).
پیریت نخستین کانی سولفیدی در سنگهای آندزیتی است که در پی فعالیت باکتریهای احیاکنندة سولفات پدید آمده است (Ostadhosseini et al., 2021). به این ترتیب، گوگرد حاصله در اثر واکنش با آهن پیدایش پیریت میشود و در نهایت، پیدایش پیریت به پیدایش شرایط احیایی در سنگ میزبان کانهزایی میانجامد (Boveiri et al.. 2013; Rezaeihamid et al., 2019).
در مرحلة کانهزایی اصلی، سیالهای اکسیدان غنی از مس بهسوی مناطق کم فشار و واحدهای بالایی با نفوذپذیری مناسب حرکت میکنند و در اثر برخورد با سنگهای آندزیتی غنی از پیریت، احیا شده است و در پی واکنش با پیریت، باعث آزادشدن آهن، جانشینی مس بهجای آهن و تهنشست مس بهصورت کانی سولفیدی مس و نقره (کالکوپیریت، بورنیت، کالکوسیت، آکانتیت و جالپایت) میشوند. آهن آزادشده پیدایش کانیهای اکسیدی آهن (مگنتیت و هماتیت) را بهدنبال دارد.
در پایان، در مرحلة غنیسازی ثانویه که شامل دو زیر مرحلة جانشینی کانیهای سولفیدی وکانیهای اکسیدان است، در اثر چینخوردگی و بالاآمدگی سنگ میزبان و تحتتأثیر فعالیتهای زمینساختی، فرایندهای سوپرژن باعث جایگزینی کانیهای سولفیدی اولیه مس شامل بورنیت، کالکوپیریت و کالکوسیت با کانیهای سولفیدی ثانویه مس مانند دیژنیت، آنیلیت، کوولیت (کانیهای گروه کالکوسیت و کوولیت) و همچنین، کانیهای کربناته و سیلیکاته مس مانند مالاکیت، آزوریت و آتاکامیت و کریزوکلا و کانیهای اکسیدی آهن مانند هماتیت، مگنتیت و گوتیت میشوند.
شکل 18. توالی پاراژنزی در کانسار مس رحیمآباد
Figure 18. Paragenetic sequence of the Rahimabad deposits.
تیپ کانهزایی و چگونگی پیدایش کانسار رحیمآباد
ذخایر سولفیدی چینهکران، یکی از بزرگترین ذخایر سولفیدی برای کانهزایی مس هستند. محیط نهشتهشدن این ذخایر بسیار متنوع است و پیدایش آنها میتواند در همة مراحل یک چرخة زمین ساختی ماگمایی- رسوبی روی دهد. برای شناخت نوع کانسار مس منطقة رحیمآباد این کانسار با ذخایر سولفیدی چینهکران گوناگون مانند کانسارهای مس طبقات سرخ آتشفشانی ([3]VRB) (Cabral and Beaudoin, 2007) و کانسارهای مس مانتو[4] ( Samani, 2002; Kojima et al.,2008; Fontbote et al., 2013; Carrillo-Rosúa et al., 2014; Maghfouri et al., 2017) مقایسه شد (جدول 3). این مقایسه نشان میدهد کانیشناسی، جایگاه زمینساختی، سنگ میزبان، ساخت و بافت، دگرسانی، گانگ، خاستگاه فلزات در کانسار رحیمآباد شباهت بسیاری به کانسارهای تیپ مانتو دارد. واژة مانتو، نخستینبار در شیلی (Ruiz et al., 1971) و برای ذخایر مس چینهکران با سنگ میزبان آتشفشانی بهکار برده شده است. این ذخایر در کردیلرای ساحلی (Coastal Cordillera) و کردیلرای مرکزی (Talcuna و Uchumi) شیلی، کمربند فلززایی مس مهمی را پدید آوردهاند (Wilson and Zentilli, 2006; Kojima et al., 2008). پس از کانسارهای مس پورفیری و کانسارهای IOCG، این ذخایر سومین ذخایر بزرگ مس در شیلی بهشمار میروند (Tristá-Aguilera et al., 2006).
جدول 3. مقایسة ویژگیهای کانسار مس رحیمآباد با کانسارهای مس رسوبی و آتشفشانی- رسوبی.
Table 3. Comparison of the characteristics of Rahimabad copper deposit with sedimentary and volcano-sedimentary copper deposits.
|
Deposit characteristics |
VRB |
Manto type |
Rahimabad copper deposit |
|
Tectonic setting |
Continental arc, volcanic arc |
Continental arc, subduction zone and back arc extensional basin |
Subduction-related magmatic arc |
|
Host rock |
Amygdaloidal lava and pyroclastic rocks |
Basaltic and andesitic lava |
Andesite, basaltic andesite and basaltic lavas |
|
Age |
Proterozoic to tertiary |
Jurassic |
Eocene |
|
Texture |
Disseminations, open-space fillings, veins- veinlets and replacement |
Disseminations, open-space fillings, veins- veinlets and replacement |
Disseminations, open-space fillings, veins- veinlets and replacement |
|
Ore mineralogy |
Bornite, chalcocite, native copper digenite, chalcopyrite, covellite, native silver, pyrite |
Chalcocite, bornite, chalcopyrite, cuprite , native copper, malachite, chrysocolla |
Chalcopyrite, bornite, chalcocite, covellite, malachite, azurite, acanthite, jalpaite |
|
Alteration |
Epidotization, chloritization, silicification, calcitization ,albitization, sericitic |
Propylitic, silicification, sericitic, chloritization, epidotization, albitization, calcitization |
Silicic, propylitic, argillic, sercitic, zeolitic |
|
Associated elements |
Ag |
Ag |
Ag |
|
Example |
Chehrabad (Iran), Mount Alexandre, Sustut (Canada) |
Mari (Iran), Buena Speranza and Mantos Blancoz (Chile) |
- |
|
References |
Cabral and Beaudoin, 2007
|
Kojima et al.,2008; Fontbote et al., 2013; Carrillo-Rosúa et al., 2014; Maghfouri et al., 2017 |
- |
در ذخایر تیپ مانتو، سنگ میزبان کانهزایی را سنگهای آذرآواری و گدازههای آندزیتی آمیگدالوییدال در توالی آتشفشانی آندزیتی- بازالتی کالکآلکالن تا آندزیتی- بازالتی تشکیل میدهند (Tosdal and Munizaga, 2003; Tristá-Aguilera et al., 2006, Kojima et al., 2008; Carrillo-Rosúa et al., 2014; Maghfouri et al., 2017). سنگ میزبان کانهزایی در کانسار مس رحیمآباد نیز سنگهای آتشفشانی و آذرآواری با ترکیب آندزیت و آندزیت بازالت هستند. کانهزایی مس چینه کران مانتو در پهنة پشتکمانی و در یک محیط کششی و همچنین، در کمربندهای ماگمایی مرتبط با فرورانش ژوراسیک تا کرتاسه روی میدهد (Richards et al., 2001; Morata and Aguirre, 2003; Tristá-Aguilera et al., 2006; Oliveros et al., 2008). بررسیهای زمینشیمیایی در منطقة بررسیشده نشان میدهد کانهزایی مس در این منطقه نیز در کمان ماگمایی مرتبط با فرورانش ائوسن رخ داده است. کانسارهای مس مانتو در ایران نیز به جزء ذخیره کشت مهکی که به سن کرتاسه است (Boveiri et al., 2014) بیشترین گسترش را در توالی آتشفشانی- رسوبی ائوسن دارند (Alizadeh et al., 2013; Salehi et al., 2016; Bahrampour et al., 2017; Maghfouri et al., 2017; Rajabzadeh and Rasti, 2017; Rajabpour et al., 2017; Rezaeihamid and Tale Fazel, 2019; Ostadhosseini et al., 2021). کانهزایی مس منطقة بررسیشده نیز در توالی آتشفشانی- رسوبی ائوسن رخ داده است. ذخایر تیپ مانتو چینهکران هستند؛ یعنی کانهزایی در این کانسارها به یک واحد سنگی محدود است. در منطقة بررسیشده کانیزایی در واحدهای آندزیتی و آندزیت بازالتی ائوسن رخ داده است و چینهکران است. مهمترین بافتهای دیده شده در کانسارهای تیپ مانتو شامل بافتهای پرکنندة فضای خالی، جانشینی، پراکنده و بافت رگه- رگچهای هستند (Cisternas and Hermosilla, 2006). در کانسار مس رحیمآباد نیز بافتهای پراکنده، پرکنندة فضای خالی، جانشینی و رگه-رگچهای دیده شد. مهمترین کانیها در کانسارهای تیپ مانتو شامل بورنیت، کالکوسیت، کالکوپیریت و پیریت هستند (Wilson and Zentilli, 2006). در برخی از این کانسارها مقدار کالکوسیت از بورنیت بیشتر است و در برخی کانسارها مقادیری تترائدریت، مس طبیعی، گالن و اسفالریت و کانیهای نقره هم دیده میشوند (Maksaev and Zentilli, 2002; Kojima et al., 2008). عیار مس در این کانسارها بالا (2-5/1 درصد) است و در بیشتر موارد این کانسارها بدون طلا هستند (Boric et al., 2002). نقره مهمترین عنصر همراه مس در این کانسارها بهشمار میآید که میزان آن از 8 تا ppm 23 تغییر میکند (Maksaev and Zentilli, 2002). کانیهای گانگ در این کانسار بیشتر شامل کربنات و کلریت و کمتر سیلیس، هماتیت و آلکالیفلدسپار هستند (Wilson and Zentilli, 2006). در کانسار مس رحیمآباد مهمترین کانیها شامل کالکوسیت، بورنیت، کالکوپیریت، کوولیت، دیژنیت، جالپایت، آکانتیت، مالاکیت، آزوریت، آتاکامیت، هماتیت و مگنتیت هستند که کانیهای گروه کالکوسیت و کوولیت بیشترین فروانی را دارند. مهمترین کانیهای گانگ نیز در کانسار مس رحیمآباد شامل کوارتز، کلسیت، اپیدوت و کلریت هستند. سنگ میزبان کانسارهای تیپ مانتو بیشتر دستخوش دگرسانیهای پروپلیتیک، سیلیسی، کلسیتی (Cisternas and Hermosilla, 2006) و آلبیتی (Tristá-Aguilera et al., 2006) میشوند و کانیهای معمول دگرسانی در این سنگها کلریت، سریسیت، کلسیت، اپیدوت، کوارتز، هماتیت، زئولیت، پرهنیت، پومپلیت، اکتینولیت، آلبیت و اسمکتیت هستند (Townley et al., 2007). در کانسار مس رحیمآباد مهمترین دگرسانیها شامل پروپلیتیک، سیلیسی، آرژیلیک، سریسیتی و زئولیتی هستند.
منبع احتمالی مس در کانسارهای نوع مانتو متفاوت است. برخی فرایندهای آتشفشانی رسوبی را عامل تأمین فلز میدانند که شکلهای لامینهای پدیدآمده در کانسارهای مس مانتو با آن مرتبط است؛ اما بررسیها نشان میدهند شکلهای لامینهای در واحدهای گدازهای برخی کانسارها، پیامد تمرکز کانهزایی بهموازات لایهبندی است؛ ازاینرو، این خاستگاه رد شده است (Wilson and Zentilli, 2006; Kojima et al., 2008). با توجه به بررسیهای ایزوتوپی، احتمال خاستگاهگرفتن مس از تودة آذرین درونی نیز وجود دارد که نمونه آن کانسارهای Mantos Blancos در شیلی و Dongxiang در چین هستند (Cai et al., 2016). خاستگاه فلزات از فرایندهای دگرگونی (Kojima et al., 2008) و دیاژنزی (Kirkham, 1996; Cabral and Beaudoin, 2007) پیروان بسیاری دارد. بررسیها روی کانسارهای گوناگون مانتو، خاستگاه مس را بیشتر چرخش شورابههای حوضهای در واحدهای آتشفشانی میدانند. در برخی کانسارهای مس نوع VRB کانادا خاستگاه مس را حاصل شستشوی واحدهای سنگی پدیدآمده در محیط ساحلی میدانند (Kirkham, 1996). پیدایش واحدهای سنگی در محیط ساحلی همراه با از همپاشی و تخریب بلورها میتواند به آزادشدن فلزات منجر شود. در بسیاری از کانسارهای مختلف دنیا منبع مس را واحدهای سنگی میدانند که وضعیت اکسیدان شدیدی دارند (Kirkham, 1996) و منبع حرارتی لازم را تودة آذرین درونی در ژرفای زمین میدانند (Kojima et al., 2008). در کانسار مس رحیمآباد، میزان مس در سنگهای آتشفشانی (ppm 1572-697) نسبت به میزان معمول آنها غنیشدگی نشان میدهند (جدول 2) ازاینرو، در پی رخداد دیاژنز تدفینی در سنگهای آتشفشانی و چرخش شورابههای حوضهای، عنصر مس از این سنگها شسته شده و در سنگهای با نفوذپذیری مناسب تهنشست کرده است. گفتنی است منبع حرارتی لازم نیز به احتمال بالا تودة آذرین درونی دوروجین بوده است.
برداشت
کانسار مس رحیمآباد در سنگ میزبان آندزیت، آندزیت بازالت و بازالتی به سن ائوسن پدید آمده است. سنگهای آتشفشانی ائوسن با پیدایش ستبرای بسیار در این منطقه دیده میشوند. این سنگها سرشت کالکآلکالن دارند و از نوع متاآلومین هستند. در نمودارهای بههنجارشده به ترکیب کندریت و گوشتة اولیه، غنیشدگی از عنصرهای LREE و LILE و تهیشدگی از عنصرهای HREE و HFSE دیده میشود که از ویژگیهای سنگهای کالکآلکالن و کمان آتشفشانی وابسته به پهنة فرورانش است. مهمترین دگرسانیها همراه با کانسار مس منطقة رحیمآباد شامل سیلیسی، سریسیتی، پروپیلیتیک، آرژیلیک، اکسید آهنی و زئولیتی هستند. کانههای فلزی شامل کالکوپیریت، بورنیت، کانیهای گروه کالکوسیت و کوولیت، پیریت و همایتیت و مگنتیت هستند. بررسیهای ساخت و بافت مادة معدنی در مقیاس صحرایی، نمونة دستی و میکروسکوپی نشان میدهند کانهزایی مس در سه مرحله روی داده است که از نظر بافتی بهصورت شکاف پرکن، رگهای، جانشینی و پراکنده دیده میشوند. مرحلة نخست، شامل مرحلة پیش از کانهزایی اصلی است که با پاراژنز پیریت و هماتیت بههمراه دگرسانی پروپلیتیک و سریسیتی شناخته میشود. پیدایش پیریت در این مرحله شرایط احیایی را پدید میآورد. در مرحلة دوم کانهزایی اصلی روی داده است و پیریت با مجموعه کانیهای کالکوپیریت، بورنیت، کالکوسیت، آکانتیت، جالپایت و مگنتیت جانشین میشود. مرحله سوم، غنیسازی ثانویه است که شامل جانشینی کانیهای سولفیدی اولیه مس با کانههای سولفیدی غنی از مس (کالکوسیت-دیژنیت) (Cu 2S-Cu 0.75S) تا کانیهای سولفیدی فقیر از مس (گیریت-کوولیت) (Cu1.5-1.6S-CuS) است و در بخش اکسیدان به پیدایش کانیهای کربناته مس مانند مالاکیت و آزوریت از اکسایش کانیهای سولفیدی مس انجامیده است. بررسیها نشان میدهند کانسار مس رحیمآباد به ذخایر مس تیپ مانتو شباهت بسیاری دارد.
[1] Back-scattered Electron
[2] Jalpaite
[3] Volcanic Red Bed deposits
[4] Manto type deposits
)