نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام نور، تهران، ایران،
2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم،، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران،
3 کارشناس‌ارشد، دانشکده علوم، دانشگاه پیام نور، تهران، ایران؛ دبیر آموزش و پرورش، شهرکرد، ایران،
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Fluorite deposits in Iran are widely located in dolomites and dolomitic limestones (Triassic-Cretaceous age) (Darvishzadeh, 1991) in Alborz and the Central Iran zone (Rajabi et al., 2013). Qishlaqi (2002) investigated the geochemistry and genesis of the Pinavand fluorite mines. Shafahizadeh (2011) investigated the mineralogy and fluids involved in fluorite and barite mineralization in the Pinavand region. Heidari et al. (2021) investigated the paragenetic relationships of minerals in the alteration zone of the Pinavand deposit. In the present paper, the semi-precious gem fluorine in the limestones of the Pinavand deposit is investigated from the point of view of geochemistry and gemology. Also, the connection of the host rock with the minerals of this area and the reaction of the ore-forming fluid with them will be determined.
Materials and Methods
Following field studies, several thin sections (about 25) and polished sections were prepared for petrographic studies. The fluorine mineral of the studied deposit was subjected to SEM analysis (at the Isfahan University of Technology) and gemological investigations (at Isfahan University). Also, the results of geochemical analyses of fluorites (ICP-MS) (Shafahizadeh, 2011) were applied.
Results and Discussion
Mineralization of fluorite and barite occurred in scattered, massive, veined, breccia and lens-shaped in the Lower Cretaceous limestone and dolomitic host rocks. Major alterations observed in the region including silicification and to a lesser extent dolomitization. The main minerals are quartz, calcite, dolomite, fluorite, and barite scattered in the limestone. The fluorite decomposed into carbonate along fractures, which indicates the continuous influx of hydrothermal solutions. A final silicification process has occurred following fluorine formation. It seems that the Mississippi Valley deposit type is one of the proposed models for the formation of Pinavand mineral region. Dolomitization and silicification processes are the characteristics of the Mississippi Valley-type deposits (Pirajno, 2009). However, in the Mississippi Valley-type deposits, unlike epithermal mineralization, dolomitization process occurs with a weak silicification. The mineralogy in Pinavand deposit includes pyrite, chalcopyrite, chalcocite, galena, goethite, fluorite, barite, quartz, calcite and dolomite. No proximity with evaporite rocks is observed. A low extent of dolomitization with a larger scale of silicification can be an indication of epithermal type alterations. As optical and gemological characteristics display the fluorine crystals with glassy and transparent feature and specific weight of 3.18 vary from colorless to green to pale blue in color. They are without any birefringence and their refractive index is 1.43. The presence of rare elements such as Sc, Sr and Zr can affect the color of this mineral. Yellow and transparent fluorites have a higher Yb/La ratio than blue and purple fluorites (Palmer and Williams-Jones, 1996). It seems that various of color in fluorite crystals are related to the amount of Y and ∑REE (e.g., Dill et al., 2011). The concentration of REE in the Pinavand fluorites is generally low, and LREEs are more enriched than heavy earth elements (HREE). The low REE in fluorites can be attributed to the high fluid-to-rock ratio (Sánchez et al., 2010). The low level of rare earth elements can be attributed to the high pH of the fluids and the reaction of the fluids with the carbonate host rock as well as the high ratio of fluid/rock. On the other hand, the low values of rare earth elements can indicate the mixing of magmatic fluids and atmospheric waters (Valenza et al., 2000). According to Moller et al. (1986) the fluorites formed in the early or middle stages of crystallization are enriched with LREE, the amount of La element is high and the amount of Tb is low, but the fluorites related to the final stage of crystallization are enriched with HREE. So, the Pinavand fluorites created in the early stages of crystallization. The examined fluorites have a small positive anomaly in europium, indicating the substitution of Eu2+ for Ca2+ and the deposit formation temperature is less than 250°C (Schwin and Markl, 2005). The negative anomaly of cerium points to its removal from the environment as a consequence of fluid reaction with calcareous wall rock giving rise to increment to oxygen fugacity. Fluorites are divided into three sedimentary, hydrothermal and pegmatitic environments (Constantopoulos, 1988). The studied fluorites are classified as sedimentary type with some features of primary crystallization and fluid's reaction with calcareous host rocks.
Conclusions
Pinavand deposit is a fluorite-barite deposit consisting both of the non-metallic and metallic minerals. The latter minerals were formed under the influence of hydrothermal alteration. The negative anomaly of cerium in the fluorites suggests that it has been removed from the environment as a result of the fluid's reaction with the limestone wall rock, which in turn increased the oxygen fugacity. This process highlights the significant role of fluid-rock interactions in the removal and redistribution of certain elements within the depositional environment. Mineralization of the fluorite and barite formed as veins, veinlets, lenticular and breccia shapes have occurred mainly in the Lower Cretaceous limestone units. The main minerals of this deposit include quartz, calcite, saddle dolomite, fluorite and barite, scattered in the limestone background. The major changes in the region include silicification and, to a lesser extent, dolomitization processes. Fluorite can observe as coarse-grained or fine-grained in size, and its gemological characteristics are as follows: transparent to semi-transparent crystals, pale blue colors, green and violet, hardness 4, specific gravity 3.18, vitreous luster, without birefringence and having a refractive index of 1.43. Based on the geochemical studies, the concentration of LREE in the Pinavand deposit indicates the formation of fluorites in the early to middle stages of crystallization. The Mineralogy in the Pinavand deposit is simple like in the Mississippi Valley deposit. Based on the type of minerals as well as alteration type, the Pinavand mineralization shows some characteristics of MVT deposits, and due to the huge of silicification process, it also shows similarity to the alteration of epithermal deposits.
کلیدواژه‌ها [English]
کانی فلوریت با فرمول شیمیایی CaF2 مهمترین کانی فلوردار (فلورین‌دار) در طبیعت است که می‌توان عنصر فلورین را از آن به‌دست آورد. این کانی با نام تجاری فلورسپار معروف است و به رنگهای زرد، سبز، صورتی، بنفش، آبی و گاهی سیاه دیده میشود. این کانی در سیستم کوبیک متبلور میشود، نیمه شفاف است و جلای شیشه‌ای دارد. وزن مخصوص کانی فلوریت 18/3 و سختی آن 4 است. در طبیعت بیشتر به‌صورت رگه‌ای دیده میشود و با کانیهای کلسیت، کوارتز، باریت، سلسیتن و سولفیدهای گوناگون همراه است. بیشترین مصارف فلوریت عبارتند از تهیة اسید فلوریدریک، سرامیک و متالوژی. در فولادسازی، فلوریت به‌عنوان کمک ذوب و پایین‌آورنده غلظت سرباره به‌کار می‌رود و موجب میشود فسفر و گوگرد وارد سرباره شوند. فلوریت در ساخت ظرف‌های شیشه‌ای سفید و بی‌رنگ و شیشههای فلینتی نیز به‌کار برده میشود. فلوریت در طیف گسترده‌ای از محیطهای زمین‌شناسی دیده میشود. کانی فلوریت در بسیاری از اندوخته‌های سرب و روی یک محصول فرعی و در اندوخته‌های پگماتیتی، گرمابی و ته‌نشستی یک کانی اصلی شمرده میشود. این کانی همراه با رگههای گرمابی و معمولا با نهشتههای مهم سرب، روی و باریت همراه است (Shahabpour, 2007) و از این‌رو، اهمیت ویژه‌ای دارد؛ زیراکه پی‌جویی و اکتشاف آن کشف نهشتههای یادشده را به‌دنبال دارد و این خود موجب باارزش‌تر‌شدن نهشتههای فلوریت میشود. گاهی نیز وجود فلوریت نهشتههای دیگر را ارزشمندتر می‌کند. فلوریت ویژگی‌های سیال‌های کانی‌ساز مانند الگوی عنصرهای خاکی کمیاب را حفظ می‌کند و ازاین‌رو، ابزار زمین‌شیمیایی قابل‌اعتمادی برای بازسازی پارامترهای فیزیکوشیمیایی جدید و قدیمی سیستمهای گرمابی به‌شمار می‌رود (Kraemer et al., 2019). نهشتههای فلوریت در سنگ میزبان رسوبی نقش مهمی در منابع فلوریت ایران دارند. این نهشتهها به‌طور گسترده‌ای در دولومیتها و آهکهای دولومیتی با سن تریاس- کرتاسه (Darvishzade, 1991) در البرز (سازند الیکا) و پهنه‌های ایران مرکزی (سازند شتری؛ Rajabzade, 2007; Rajabi et al., 2013) (شکل1) یافت می‌شوند.
از بررسیهایی که تا کنون در منطقة مورد مطالعه و اطراف آن انجام شده است می‌توان موارد زیر را نام برد:
بررسی‌های کریمیان (Karimian, 1999) روی تودههای آذرین درونی و دگرسانیهای مرتبط در مناطق کشه، اوره کوه درچین و کمشچه نشان داد دگرسانی در این نواحی شامل سیلیسی و کائولینیتی‌شدن، کربناته‌شدن، متاسوماتیسم آلکالن و دولومیتی‌شدن است. فرقانی (Forghani, 2003) زمین‌شیمی کانسار باریت کمشچه را بررسی کرده است. قشلاقی (Qishlaqi, 2002) به بررسی زمین‌شیمی و زایش معادن فلوریت پیناوند پرداخته است. شفاهی‌زاده (Shafahizadeh, 2011) کانی‌شناسی و سیالات درگیر فلوریت و باریت در منطقة پیناوند را بررسی کرده است. حیدری و همکاران (Heidari et al., 2021) به بررسی روابط پاراژنتیک کانی‌ها در پهنة دگرسانی کانسار پیناوند پرداخته‌اند. در این مقاله گوهرسنگ فلوریت در سنگ‌های آهکی کانسار پیناوند از دیدگاه زمین‌شیمی و گوهرشناسی بررسی میشود. همچنین، با کمک بررسی‌های سنگ‌نگاری و نیز بررسی عنصرهای خاکی کمیاب در فلوریت، باریت و سنگ میزبان به تعیین ارتباط سنگ میزبان با کانیهای منطقه و واکنش سیال کانه‌ساز با آنها پرداخته میشود. فرض بر اینست که فلوریت‌سازی در ارتباط با فعالیتهای گرمابی و به‌ویژه دگرسانیهای خاص سیستمهای اپی‌ترمال باشد. از آنجایی‌که پژوهشهای گوهرشناسی در ادبیات دانشگاهی گوهرشناسی تا کنون بر پایة فرایندهای زمین‌شناسی کانی‌سازی نبوده است، این مقاله تلاش می‌کند تا پنجره‌ای به روی آن بگشاید.
مواد و روش‌ها
نخست بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری از نزدیک به 75 نمونه از سنگ‌های آهکی میزبان فلوریت انجام شد. نمونه‌برداری تنها در پهنه‌های دگرسانی انجام شده است و بیشتر فلوریت در ارتباط با سنگ میزبان و دگرسانی بررسی شد. برای بررسی‌های سنگ‌نگاری و بررسی کانی‌ها و بافتهای آنها، 25 مقطع نازک و صیقلی با میکروسکوپ الیمپوس مدل BH2 در نور عبوری و بازتابی بررسی شدند. در مقاطع میکروسکوپی، فلوریت‌ها در دانشگاه صنعتی اصفهان با دستگاه SEM[1] بررسی شدند. عملکرد این میکروسکوپ بر پایة بر‌هم‌کنش پرتوی الکترونی با ماده است که نشر الکترونها و فوتونها از ماده را به‌همراه دارد. برش میلیمتری نمونه (سطح مقطع 5 میلیمتر در 5 میلیمتر) پس از سایش و صیقلی‌دادن (مشِ 3000) و پوشش[2] طلا، آماده‌سازی و سپس بررسی شد. بلورهای فلوریت همچنین، در دانشگاه اصفهان با رفراکتومتر، پلاریسکوپ، ترازوی هیدروستاتیک، میکروسکوپ گوهرشناسی، جعبة UV، قلم سختی‌سنج و طیف‌سنج بررسی گوهرشناسی شد. در این پژوهش، از داده‌های زمین‌شیمیایی ICP-MS به‌دست آمده توسط شفاهی‌زاده (Shafahizadeh, 2011) نیز بهره گرفته شد.
شکل 1. نقشة پراکندگی ذخایر غنی از عنصر فلورین با سنگ میزبان کربناته در ایران (برگرفته از Rajabi and Rastad, 2013).
Figure 1. Distribution map of carbonate-hosted F-rich deposits in Iran (after Rajabi and Rastad, 2013).
جایگاه زمین‌شناسی
منطقة پیناوند در مختصات " 00´30 °'51 تا "30 '38° 51 طول خاوری و"00 '31 ° 33 تا"00 '32 ° 33 عرض شمالی در فاصلة 60 کیلومتری شمال‌خاوری اصفهان، بخش باختری اردستان و جنوب‌خاوری ورقة 1:100000 طرق در کرانة جنوب‌باختری پهنة ایران مرکزی و در پهنة آتشفشانی ارومیه – دختر جای دارد. در این ورقه، تودههای آذرین درونی بسیاری با ترکیب بیشتر گرانودیوریت دیده می‌شوند. این تودهها در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن (بیشتر با ترکیب آندزی‌بازالت، آنذزیت تا داسیت) نفوذ کردهاند و در مرز آنها، رخسارة حاشیه‌ای دانه‌ریز به‌صورت میکرودیوریت دیده میشود. بر پایة بررسی‌های زاهدی (Zahedi, 2003) این تودههای آذرین درونی در میوسن میانی- پایانی درون آتشفشانیهای مناطق نایین، نطنز و اردستان تزریق شده‌اند. از دیدگاه چینه‌شناسی، واحدهای رسوبی تریاس بالایی تا کواترنری در منطقه گسترش دارند و واحدهای قدیمی‌تر از تریاس رخنمون ندارند. توالیهای بیشتر آهکی و دولومیتی تریاس و کرتاسة زیرین، سنگ میزبان مناسبی را برای انواع کانه‌زایی فراهم کردهاند (شکل‌های 2 و 3).
شکل 2. نقشة زمین‌شناسی محدودة پیناوند (برگرفته از نقشة 100000/1 طرق (Zahedi, 2003) با تغییرات).
Figure 2. Geological map of Pinavand area (adapted from 1/100000 Targh map, modified after Zahedi, 2003).
شکل 3. تصاویر صحرایی از رخنمون سنگ‌های آهکی میزبان کانسار پیناوند (دید به سمت جنوب- طول رخنمون 20 متر است).
Figure 3. Field images of Pinavand deposit host limestone rocks (view to the south - the length of the outcrop is 20 meters).
از دیدگاه چینه‌شناسی، واحدهای سنگ‌شناختی منطقه شامل موارد زیر هستند:
1- واحدهای دولومیتی تریاس میانی «قابل انطباق با سازند شتری در ایران مرکزی»؛
2- واحدهای ماسه‌سنگی ژوراسیک «قابل انطباق با سازند شمشک»؛
3- واحد آهکی (آهکهای دولومیتی) کرتاسة زیرین اربیتولین‌دار «قابل انطباق با آهکهای اربیتولین‌دار ایران مرکزی» که میزبان اصلی کانه‌زایی فلوریت در کانسار پیناوند هستند؛
4- واحدهای آهکی و آهک ماسه‌ای پالئوژن و نئوژن.
به باور قشلاقی و مر (Qishlaqi and More, 2006) ویژگی‌های ساختاری منطقة پیناوند به پیروی از پهنة ایران مرکزی سه فاز اصلی کوهزایی را نشان می‌دهد که شامل سیمرین پیشین (تریاس بالایی)، سیمرین پسین حد واسط (ژوراسیک تا کرتاسه) و لارامید (پالئوسن) هستند که منطقه را بسیار تحت‌تأثیر قرار داده‌اند. از میان این فازها، فاز کوهزایی لارامید با اعمال تنشهای کششی و ایجاد گسلهای راستالغز، رخداد کانه‌زایی گوناگونی مانند سرب، روی، باریت و فلوریت در منطقه را در پی داشته است. هر دو عامل فیزیکی و شیمیایی کانه‌زایی را کنترل کردهاند. عوامل شیمیایی مانند انحلال‌پذیری سنگ‌آهک دولومیتی، در حقیقت، پدیدة جانشینی، سنگ دیواره را کنترل می‌کند و اندازة آن به نفوذپذیری سنگ دیواره بستگی دارد. عوامل فیزیکی نیز کانه‌زایی نوع شکافه‌پرکن را به‌دنبال داشته‌اند و این نوع کانه‌زایی به پهنه‌های گسلی و برشی نزدیک به سطح محدود میشود. در منطقة مورد مطالعه گسلها نقش مهمی در کانه‌زایی فلوریت دارند. از گسلهای معروف منطقه، گسل قم - زفره است که به باور نبوی (Nabavi, 1976)، عملکرد این گسل، سنگ‌های کرتاسه را به میزان 2 کیلومتر جابه‌جا کرده است. گسل میلاجرد - زفره نیز که بخشی از گسل قم - زفره است، از بزرگ‌ترین گسلها در خاور منطقة پیناوند به شمار می‌آید و گذرگاهی برای نفوذ تودههای آذرین درونی به‌شمار می‌رود.
بررسی‌های کانی‌شناسی
بر پایة بررسی‌های صحرایی، کانه‌زایی فلوریت و باریت به‌صورت پراکنده، تودهای و گاه رگه‌ای و رگچه‌ای، برشی و عدسی‌شکل در سنگ‌های میزبان آهکی و دولومیتی (کرتاسة زیرین) رخ داده است. فلوریت به‌صورت تودههای بلورین و رخ‌پذیر و به‌صورت تودههای دانه درشت یا دانه ریز و در رنگهای مختلفی مانند بی‌رنگ، بنفش و خاکستری و به‌صورت شفاف تا نیمه‌شفاف، در کانسار به‌چشم می‌خورد. بیشتر دگرسانیها و کانهزاییهای منطقه شامل سیلیسی‌شدن و به میزان کمتر دولومیتی‌شدن (دگرسانی از نوع کوارتز- کربنات) هستند. دولومیتی‌شدن فرایند اصلی جانشینی در مراحل دیاژنز در بیشتر سنگ‌های آهکی به‌شمار می‌رود. برای دولومیتی‌شدن، سنگ‌های آهکی، شورابه‌ای با میزان منیزیم بالا نسبت به کلسیم، وارد سنگ‌های آهکی نفوذپذیر میشود و در پایان، پدیدة جانشینی رخ می‌دهد. در این پدیده، کلسیم آزاد میشود و در ساخت فلوریت به‌کار می‌رود. Mg2+ مورد نیاز برای فرایند دولومیتی‌شدن چه‌بسا از فرایندهای دیاژنتیک کانیهای رسی در ژرفای بسیار و یا در پی عملکردهای زمین‌ساختی و ورود سیال غنی از منیزیم به توالیهای کربناته فراهم میشود. همچنین، بر پایة بررسی‌های فرقانی (Forghani, 2003)، منیزیم از آبشویی شیلهای غنی از منیزیم منطقه نیز می‌تواند فراهم شود. سیلسی‌شدن نیز مانند دولومیتی‌شدن می‌تواند در هنگام دیاژنز اولیه یا پایانی روی دهد. این فرایند در منطقه در مرحلة دیاژنز اولیه، سیلیس را به‌صورت رگچه‌ای در سنگ میزبان پدید آورده است (شکل 4-A). در همة مراحل کانه‌زایی سیلیس با سیال گرمابی منتقل شده است و در سنگ‌های کربناته جانشین میشود؛ به‌گونه‌ای‌که در مراحل اولیه باعث افزایش درصد شکنندگی و خرد‌شدن بخشهای سیلیسی تحت‌تأثیر تنشها و فشارهای هیدرولیک میشود. این بخشهای خردشده محیط خوبی را برای نهشت کانهها فراهم می‌کنند. به باور کریم‌پور (Karimpour, 2002)، در سنگ‌های کربناته، سیلیسی‌شدن با حجم بالایی انجام میشود و اگر محلولهای گرمابی آهسته سرد شوند، کوارتز تبلور پیدا می‌کند. بر پایة بررسی‌های ماکروسکوپی و کانی‌شناسی، کانیهای اصلی منطقه شامل کوارتز، کلسیت، دولومیت، فلوریت و باریت (با بافت پرکنندة فضای خالی) پراکنده در زمینة سنگ‌های آهکی هستند (شکل‌های 4-E و 4-F).
کلسیت به‌صورت بلورهای درشت و بی‌شکل با ماکلهای مکانیکی در بررسی‌های میکروسکوپی دیده میشود. بر پایة بررسی‌های فریل و گروشونگ (Ferril and Groshong, 1993)، ماکلهای مکانیکی نشان‌دهندة رفتار پلاستیک بلورهای کلسیت در دماهای کم هستند. کلسیتها به دو نسل دسته‌بندی می‌شوند: کلسیتهای نسل نخست (کربنات اولیه) که بقایایی از آنها به‌صورت میانبار در کوارتزها دیده میشود و کلسیتهای نسل دوم (کلسیت تاخیری) که پرکنندة حفرهها هستند و رشد غول‌آسایی دارند. این کلسیتها با رخهای رومبوئدری، پس از سیلیسی‌شدن و همراه کانه‌زایی رخ داده‌اند (فاز نپایانی کانه‌زایی؛ شکل‌های 5-A و 5-B). دولومیتهای رومبوئدری درشت بلور (شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار) با خاموشی موجی و سطوح خمیده و رخهای رومبوئدری و گاه بافتهای چندوجهی از دیگر کانیهای ثانویه در این سنگها هستند (شکل 5-C). این دولومیتها گرمابی هستند و در پی فرایند دولومیتی‌شدن پدید آمده‌اند. میانبارهایی از کانهها در راستای رخها و مرزهای آنها دیده می‌شوند. دولومیتهای یادشده منطقه‌بندی ندارند و این نشان‌دهندة انتشاری‌بودن دگرسانی است. این دولومیتها به‌صورت رگچه‌ای یا به‌صورت زین اسبی با خاموشی موجی در مقاطع دیده می‌شوند. به باور سیرل (Sirel, 1998)، سطوح خمیدة دولومیتهای زین‌اسبی به تغییر غلظت یونهای کلسیم در سطوح بلوری در حال رشد بستگی دارد. از سوی دیگر، به باور ژانگ و همکاران (Zhang et al., 2009)، یکی از فرایندهای سازندة دولومیتهای زین‌اسبی، گذر محلولهای گرمابی از شکستگیهای پدیدآمده توسط گسلها است که باعث پیدایش ساختارهای داخلی متفاوت در آنها میشود.
شکل 4. A) رگة سیلیسی که در پایان کل سامانه را قطع کرده است (سیلیس تاخیری)؛ B) رخداد فلوریت به‌دنبال سیلیسی‌شدن فراگیر؛ C) سیلیس حفرهای در همراهی با آزوریت -Vuggy silica (سولفیدها و کانیهای حل شدنی در سنگ سیلیسی حل‌شده)؛ D) پاراژنز فلوریت و باریت (فلوریت خاکستری پدیدۀآمده پس از باریت)؛ E) رگة فلوریت بنفش در سنگ میزبان آهکی (کرتاسة زیرین)؛ F) حضور سولفیدها و اکسیدهای آهن و مس در همراهی فلوریت.
Figure 4. A) Silica veins crosscutting the entire system (late silica); B) Fluorite occurrence following the pervasive silicification; C) Cavity silica along with azurite-Vuggy silica; D) Paragenesis of fluorite and barite (gray fluorine formed after barite); E) Vein of purple fluorine in calcareous host rock (Lower Cretaceous); F) Presence of sulphides and oxides of iron and copper in association with fluorine.
شکل 5. A) تحلیل‌رفتن بلور بزرگ کلسیت و به‌جاماندن آن به‌صورت جزیره درون کوارتز در مقاطع میکروسکوپی نمونههای منطقة پیناوند (در XPL)؛ B) کلسیتهای دانه درشت بافت میان‌روزنه‌ای(در PPL)، C) میانبارهایی از دولومیت درون کواتز (بلور بزرگی از دولومیت خردشده که با حفظ شکل اولیه، درون کوارتزها جای گرفته‌اند) (در XPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از: (Whitney and Evans, 2010) است.
Figure 5. A) Degradation of the large calcite crystal and its remaining as an island inside quartz in the microscopic sections of the samples from Pinavand region (in XPL); B) Coarse-grained calcites with interstitial texture (in PPL); C) Inclusions of dolomite within quartz (A large crystal of crushed dolomite, which are placed inside the quartz while maintaining the original shape) (in XPL) (Mineral abbreviations are from Whitney and Evans, 2010).
کانی فلوریت در سیستم مکعبی متبلور شده است و بیشتر به‌صورت تودههای بلوری و رخ‌پذیر دیده میشود. همرشدی[3] فلوریت با باریت در مقاطع دیده میشود. فلوریت‌ها گاه به‌صورت نامنظم، حفرهها و شکاف سنگها را پر کردهاند. سیال‌های درگیر اولیه و ثانویه به میزان فراوان در فلوریت یافت می‌شوند. سیال‌های درگیر ثانویه در امتداد رخ فلوریت دیده می‌شوند (شکل‌های 6-A و 6-B). درون فلوریتهای تأخیری، قطعاتی از کوارتزهای غبارآلود به‌صورت سرگردان یافت می‌شوند. در حقیقت، فلوریت، روی این کوارتزها رورشدی کرده است (شکل‌های 6-C و 6-D). فلوریت‌ها در امتداد رخها و شکستگیها به کربنات تجزیه شده‌اند (کلسیتی‌شدن پایانی) که نشان‌دهندة ادامه‌داربودن هجوم محلولهای گرمابی پس از پیدایش فلوریت است (شکل‌های 6-E و 6-F). پس از این مرحله از کلسیت‌زایی، دوباره یک مرحلة سیلیسی‌شدن رخ داده است و کوارتزهای تاخیری (نسل دوم) پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، یک مرحله سیلیسی‌شدن پایانی پس از پیدایش فلوریت رُخ داده است (مرز خمیده میان کوارتز با فلوریت نشان‌دهندة پیدایش کوارتز پس از فلوریت است) و سیلیس دوباره جانشین کربناتها شده است. شبحی از کربناتهای اولیه با جهت‌گیری در کوارتزها به‌جای مانده است (ناخالصیهای سنگ میزبان به‌صورت غبارآلود).
شکل 6. A) سیال‌های درگیر ثانویه در بلورهای فلوریت (در PPL)؛ B) پرشدن فضای خالی میان بلورها با سیال‌های درگیر (پیروی شکل فضای خالی از شکل بلور) (در PPL)؛ C) حضور کوارتزهای غبارآلود به شکل قطعات تحلیل‌رفته درون فلوریتهای تأخیری (پیدایش فلوریت‌ها پس از کوارتز و داشتن مرز ناپایدار با کوارتزها)؛ D) حل‌شدن کوارتزها با سیال‌های فلوردار و پیدایش حاشیة خورده‌شده کوارتزها در همبری با فلوریت‌ها به‌صورت خلیج خوردگی؛ E) تجزیه‌شدن فلوریت‌ها به کلسیت و حضور کلسیت در در امتداد رخها و شکستگیهای فلوریت؛ F) ذرات غبارآلود حاصل از کربناتها درون کوارتزهای گرمابی؛ G) منطقه‌بندی حاصل از حضور میانبارهای کربناته درون کوارتز؛ H) تخلخل روزنه‌ای میانبلورهای کوارتز کشیده (در نور XPL).
Figure 6. A) Secondary fluids inclusion in the fluorite crystals; B) The vacancies among the crystals are filled by fluid inclusions (The vacancies shape follows the crystals shape) (in PPL); C) Dusty quartz with shape of eroded fragments inside the delayed fluorite (Occurrence of fluorite after quartz, and their unstable boundaries with quartz); D) Dissolution of quartz by fluorinated fluids and formation of the corroded edges of quartz in contact with fluorite in the form of corrosion gulf; E) The breakdown of fluorites into calcite and the presence of calcite along the faces and fractures of fluorite; F) Dusty particles resulting from carbonates inside hydrothermal quartz; G) Zoning resulting from the presence of carbonate inclusions inside quartz; H) Interstitial porosity between elongated quartz crystals (in XPL).
شکل 6. ادامه.
Figure 6. Continued.
منطقه‌بندی در بلورهای کوارتز به‌علت حضور این میانبارهای کربناته است. بازماندة این کربناتهای اولیه به شکل‌های زیر در کوارتزهای گرمابی نسل جدید، رشد کرده و دیده میشود (شکل‌های 6-G و 6-H):
1- نامنظم و با حالت غبارآلود[4] درون کوارتزهای گرمابی به‌صورت بجامانده[5]؛
2- به شکل حفظ منطقه‌بندی؛
3- به شکل کشیده (خطواره) در امتداد محور C.
باریت با خاموشی موجی، دو جهت رخ و به‌صورت رگچه‌ای، تودهای یا عدسی‌شکل در زیر میکروسکوپ دیده میشود. این کانی مانند فلوریت مرز ناپایدار با کوارتز دارد (نبود تعادل کانی‌شناسی) و گاهی کوارتزها را درون خود هضم کرده است که نشان می‌دهد اسیدیته محلولهای تأخیری بالاست (شکل‌های 7-A و 7-B). با توجه به بررسی‌های میکروسکوپی از دیدگاه توالی پاراژنزی، باریت‌ها نخست پدید آمده‌اند و فلوریت‌ها فضای خالی آنها را پر کردهاند (شکل 7-C). بلورهای باریت گاه در زمینة فلوریت به‌صورت بلورهای کشیدة غوطه‌ور و سرگردان دیده می‌شوند (بافت پویی‌کیلوبلاستیک) و فلوریت پس از هضم باریت با سیال‌ها، به شکل سودومورف جانشین آن میشود (شکل 7-D) و ازاین‌رو، تنها شبحی از باریت‌ها به‌جا مانده است. می‌توان گفت در مرحلة نخست کوارتز و در مرحلة دوم، باریت‌ها پدید آمده‌اند و سپس پس از پیدایش باریت (کانی سولفاته)، فوگاسیتة اکسیژن در سیال‌ها سریع کاهش می‌یابد و فلوریت‌ها پدید می‌آیند و پایدار می‌شوند (شکل‌های 7-E و 7-F). رخداد کوارتز روی باریت‌ها، پیدایش کوارتزهای ثانویه پس از تبلور باریت را نشان می‌دهد.
با توجه به بررسی‌های میکروسکوپی، کوارتزها نیز مانند کلسیت دو نسل دارند. کوارتزهای نسل نخست دانه ریز و نسل دوم، کوارتزهای تأخیری، دانه درشت با خاموشی موجی و با منطقه‌بندی (به‌علت میانبارهای کربناته) با حالت رشته‌ای یا پر مانند (کوارتزهای نسل دوم، کوارتزهای نسل نخست را در خود فرو برده‌اند) (شکل‌های 8-A تا 8-D). کوارتزهای پر مانند که نشان‌دهندة جانشینی به‌جای کانی دیگر هستند شکل، کشیدگی و رخهای باریت‌ها را حفظ کردهاند (شکل 8-D). کوارتزهای گرمابی (نسل دوم) به‌صورت بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و با بافتهای روزنه‌ای، چندگوش و گرانولار فضای خالی دولومیتها را پر کردهاند (شکل‌های 8-E و 8-F). با توجه به حضور میانبارهای دولومیت درون کوارتزها، می‌توان گفت سیلیسی‌شدن به‌دنبال و پس از پیدایش دولومیتها رخ داده است. رگههای سیلیسی به سنگ تزریق شده‌اند و بلورهای کوارتز جای بلورهای دولومیتی را گرفته‌اند و شبحی از بلورهای دولومیت در این کوارتزها دیده میشود. از آنجایی‌که کانیهای فلوریت و باریت مرز دانههای گرانولار کوارتز را پر کردهاند، پس کانه‌زایی آنها پس از رخداد کوارتز (به‌دنبال سیلیسی‌شدن) و در حفرهها میان کوارتزها رخ داده است[6] (شکل 8-G).
شکل 7. A) حضور بقایایی از بلورهای باریت درون فلوریت؛ B) ارتباط باریت با کوارتز (جایگیری باریت به‌صورت رورشدی روی کوارتزهای غبارآلود و سپس پوشیده‌شدن با فلوریت؛ C) مرز تدریجی کوارتزهای خردشده با باریت و سرگردانی کوارتزها درون باریت (تشکیل باریت پس از کوارتز؛ D) ناپایداری فلوریت و باریت و جانشینی فلوریت‌ها به‌جای باریت (سودومورف). باریت‌ها کشیدگی و شکل اولیه خود را حفظ کردهاند؛ E, F) مرز ناپایدار باریت با فلوریت‌ها و فراگرفته‌شدن باریت‌ها با فلوریت‌ها (غرق‌شدن باریت‌ها در فلوریت) (همة تصویرها در نور XPL گرفته شده است).
Figure 7. A) Relict of barite crystals in the fluorites; B) Association of barite with quartz (overgrowth emplacement of barite on the dusty quartz and its covering by fluorite; C) Gradual border of crushed quartz with barite and disseminated quartz inside barite; D) Instability of fluorite and barite and substitution of fluorite by barite (pseudomorph). Barites preserved their elongation and the initial form; E, F) Unstable borders of barite crystals with the fluorites, and envelopment of barites by fluorites (submergence of barites in fluorite).
شکل 8. A) کوارتزهای دانه‌درشت با خاموشی‌موجی وحالت رشته‌ای؛ B) مرز سیلیسهای دانه‌ریز و دانه‌درشت و جایگیری کوارتزهای قدیمی و ریز درون کوارتزهای جدید و درشت (کلسدوئن) (بافت پویی‌کیلوبلاستیک)؛ C) کوارتزهای پرمانند همراه با بلورهای فلوریت (شدت غبارآلود بودن کوارتزهای تاخیری نسبت به کوارتزهای نسل اول کمتر است؛ D) کوارتزهای پرمانند که کشیدگی باریت‌ها را به ارث برده‌اند؛ E) ایجاد کوارتزهای تاخیری دارای منطقه‌بندی (رخداد سیلیسی‌شدن پس از کلسیت‌زایی)؛ F) کوارتزهای شکل‌دار و کلسیتهای دانه‌درشت با بافت میان روزنه‌ای (تصویرهای A تا F در نور XPL گرفته شده است)؛ G) کانه‌زایی مابین حفرات کوارتزها (به‌صورت میان‌روزنه‌ای) (نور PPL)؛ H) گالن با شکستگیهای مثلثی (گالن به‌صورت پراکنده در فلوریتهای منطقة پیناوند).
Figure 8. A) Coarse-grained quartzes with undulatory extinction and filamentary state; B) The boundary of fine-grained and coarse-grained silicas and the placement of old and fine quartzes within new and coarse quartz crystals (chalcedony) (poikilitic texture); C) Feather-like quartz with fluorites; D) Feather-like quartz crystals that have inherited elongation of barites; E) Development of delayed quartzes with zoning (silicification event after calcitization); F) Euhedral quartzes and coarse-grained calcites with interstitial texture (in XPL); G) mineralization between pores of the quartzes (interstitial); H) Galena with triangular fractures (galena scattered in fluorites of Pinavand area).
شکل 8. ادامه.
Figure 8. Continued.
با توجه به بررسی مقاطع صیقلی در کانسار پیناوند، کانههای گالن (با کندگی مثلثی خمیده) (شکل 8-H)، پیریت (با بافت شکل‌دار و خردشده)، کالکوپیریت (با بافت کاتاکلاستیک)، کالکوسیت و کوولیت نیز دیده شد. در مرحلة کانی‌سازی اولیه یا هیپوژن، پیریت، کالکوپیریت و گالن پدید آمده‌اند. در مرحلة کانی‌سازی ثانویه کالکوسیت و کوولیت و در مرحلة هوازدگی، مالاکیت و آزوریت پدید آمده‌اند. بافتهای کانهها بیشتر از نوع بافتهای ثانویه هستند. بافتهای افشان، کاتاکلاستی، جانشینی یا برجامانده و منطقه‌بندی بافتهای دیده‌شده در نمونههای مورد بررسی در منطقه است. بافت جانشینی فراوان‌ترین بافت در منطقه است. با بررسی‌های میکروسکوپی روشن شد کانیهای کانسار در چهار مرحله پدید آمده‌اند که در جدول 1 آورده شده‌اند.
جدول 1. روابط پاراژنتیکی کانیهای کانسار پیناوند.
Table 1. The paragenetic relationship of Pinavand mineral deposit.
بررسی تیپ کانسار
گمان می‌رود یکی از الگوهای پیشنهادی برای پیدایش منطقه معدنی پیناوند الگوی تیپ کانسارهای می‌سی‌سی‌پی (رسوبی- دیرزاد) باشد. گفتنی است کانسارهای نوع درة می‌سی‌سی‌پی (MVT) از کانسارهای لایه‌کران به‌شمار می‌روند و به بخش خاصی از ستون چینه‌شناسی یک منطقه محدود می‌شوند. این کانسارها منابع اصلی سرب و روی در آمریکا و اروپا هستند و در ایران نیز کانسارهای نخلک (انارک) و انگوران (زنجان) (Shahabpour, 2007) و نیز کانسار ایرانکوه (Aftabi and Hosseini-Dinani, 2017) از نوع کانسارهای درة می‌سی‌سی‌پی شناخته شده‌اند. این تیپ کانسارها در سنگ‌های رسوبی (بیشتر سنگ‌های آهکی پالئوزوییک و مزوزوییک) ته‌نشین می‌شوند و از نوع اپی‌ژنتیک هستند. کانی‌شناسی این کانسارها ساده و بیشتر شامل پیریت، گالن، کلسیت، دولومیت، فلوریت، باریت و اسفالریت است. یکی دیگر از شرایط اولیه برای پیدایش کانسارهای می‌سی‌سی‌پی، همجواری با رسوب‌های تبخیری است. دولومیتی‌شدن و سیلیسی‌شدن از ویژگی‌های کانسارهای نوع درة می‌سی‌سی‌پی است (Pirajno, 2009). البته در کانسارهای نوع می‌سی‌سی‌پی، برخلاف کانی‌سازی اپی‌ترمال، دولومیتی‌شدن به‌همراه یک مرحلة سیلیسی‌شدن بسیار ضعیف (به‌صورت یک جانشینی ساده) رخ می‌دهد. کانی‌سازی اپی‌ترمال معمولاً در سطح زمین تا ژرفای 1000 متری یافت میشود. دمای رخداد این نوع کانی‌سازی معمولاً 50 تا 200 درجة سانتیگراد و دگرسانیِ رخ‌داده در آنها از نوع آرژیلیک، آلونیتی، سریسیتیک، ژاسپرویید و پروپیلیتیک است (White and Hedenquist, 1995). در رخداد این کانی‌سازی آبهای زیرزمینی و ماگمایی نقش دارند و خاستگاه مواد می‌تواند تودههای آذرین درونی، شسته‌شدن از سنگ‌های منطقه و یا هر دوی آنها باشد. در نهشتههای فلوریت، تغییر در دما و فشار محلولهای گرمابی یا آمیختگی سیال‌های ماگمایی با جوی و یا واکنش سیال‌های گرمابی با سنگ دیواره، باعث رسوب فلوریت میشود (Richardson and Holland, 1979). در شکل 9 الگوی نمایشی کانه‌زایی در کانسار پیناوند آورده شده است. در این کانسار همجواری با سنگ‌های تبخیری دیده نمی‌شود؛ اما توالیهای ماسه‌سنگی و شیل (تریاس) در منطقه به‌صورت محلی رخنمون دارد. آبهای جوی در طول این توالی حرکت می‌کنند و باعث حمل و غنی شدگی نسبی این سیال‌ها از عنصرهای خاکی کمیاب میشود. مجموعههای آذرین در اطراف منطقه نیز خاستگاه محلولهای گرمابی اولیه به‌شمار می‌روند. این سیال‌ها در امتداد ساختارهایی مانند گسلهای محلی در منطقه حرکت می‌کنند و با سنگ‌های کربناته واکنش می‌دهند و در نتیجة سرد‌شدن و آمیختگی با آبهای جوی، باعث رسوب و پیدایش فلوریت می‌شوند. بر پایة بررسی‌های سیال‌های درگیر (Shafahizadeh, 2011) دمای پیدایش کانسار پیناوند در بازة 75 تا 189 درجة سانتیگراد و شوری سیال‌ها از 3/0 تا 6/18 درصدوزنی نمک‌طعام است. در کانسار یادشده دولومیتی‌شدن به‌صورت محدود و با حضور یک پهنة سیلیسی در مقیاس کمابیش گسترده مشهود است. حضور این پهنه کمابیش گسترده ژاسپروییدی نشان‌دهندة رخداد دگرسانی سیلیسی است که همراه با شواهدی مانند بررسی‌های سیال‌های درگیر، شباهت کانسار پیناوند به دگرسانیهای نوع اپی‌ترمال را نشان می‌دهد. در جدول 2 برخی ویژگی‌های کانسار می‌سی‌سی‌پی در قیاس با کانسار پیناوند آورده شده‌اند.
جدول 2. مقایسه‌ی ویژگی‌های کانسار پیناوند با کانسارهای تیپ می‌سی‌سی‌پی.
Table 2. The comparison of Pinavand deposit characteristics with MVT deposits.
|
Pinavand Mine |
MVT |
Characteristic |
|
limestone |
Limestone and dolomite |
Host rock |
|
Fluorite, Barite, Quartz, Calcite, Dolomite, Chalcopyrite, Pyrite, Chalcocite, Bornite, Galena, Goethite |
Galena, Pyrite, Sphalerite, Marcasite, Calcite, Dolomite, Fluorite, Barite |
Minerals |
|
75-189 C |
100-200 C |
Temperature of formation |
|
0.3-18.6 % NaCl |
15-30 % NaCl |
Salinity of hydrothermal fluids |
|
Vein and open space filling |
Vein and open space filling, replacement |
Texture |
|
Extensive silicification, less extended dolomitization |
Dolomitization, Silicification |
Alteration |
|
Not exist |
exist |
Evaporative deposits |
شکل 9. الگوی نمایشی فرایند کانه‌زایی در کانسار پیناوند (بدون مقیاس).
Figure 9. Schematic model of mineralization in Pinavand deposit (not to scale).
بررسی‌های زمین‌شیمیایی و گوهرشناسی
برای بررسی رفتار عنصرها و شناسایی ترکیب کانی‌شناسی فلوریتهای منطقة پیناوند از داده‌های ICP-MS (Shafahizadeh, 2011) و SEM بهره گرفته شد (جدول‌های 3 و 4؛ شکل 10). پس از انجام بررسی‌های گوهرشناسی روی کانی فلوریت کانسار پیناوند، شناسنامه کانی یادشده تهیه شد (شکل11). با بررسی ویژگی‌های نوری و گوهرشناسی، روشن شد که بلورهای یادشده شفاف و با جلای شیشه‌ای هستند. رنگ آنها از بی‌رنگ تا سبز و آبی کم‌رنگ در نوسان است. بر پایة مقیاس موس، سختی آن 4 و وزن مخصوص آن 18/3 است. بلورهای یاشده شکست مضاعف ندارند و ضریب شکست آنها 43/1 است. بر پایة داده‌ها و تجزیة نیمه‌کمی SEM، فلوریت یادشده از دیدگاه زمین‌شیمی هیچ‌گونه ناخالصی ندارد. بر پایة بررسی‌های بسیار، رنگ فلوریت‌ها چه‌بسا با مقدار عنصرهای کمیاب و کمیاب خاکی (∑REE) و میزان Y همبستگی دارد (Schneider et al., 1975; Dill and Weber, 2010; Dill et al., 2011). وجود عنصرهای کمیابی مانند Sc، Sr و Zr در رنگ این کانی تاثیرگذار باشد. بر پایة بررسی‌های پالمر و ویلیام‌جونز (Palmer and Williams-Jones, 1996) فلوریتهای با رنگ زرد و شفاف نسبت Yb/La بیشتری نسبت به فلوریتهای آبی و بنفش دارند. میزان برخی عنصرهای کمیاب موثر در رنگ فلوریت‌ها در نمونههای فلوریت کانسار پیناوند در جدول 4 آورده شده است. تنوع رنگ فلوریتهای منطقة پیناوند پیروی غلظت و حضور عنصرهای کمیاب است. بر پایة بررسی‌های قائدی و همکاران (Ghaedi et al., 2023)، میزان Sr و HREE در فلوریتهای سفیدرنگ پیناوند بیشتر و در فلوریتهای بنفش کمتر است.
همان‌گونه‌که گفته شد کانسار فلوریت پیناوند در پی دگرسانی گرمابی پدید آمده است. بر پایة بررسی‌های الزینگا (Elzinga et al., 2002)، بررسی رفتار عنصرهای خاکی کمیاب در فرایندهای دگرسانی گرمابی، اطلاعات ارزشمندی دربارة شرایط فیزیکوشیمیایی حاکم بر فرایندهای آبشویی به ما می‌دهد. گفتنی است عنصرهای خاکی کمیاب (به‌وِیژه سریم و ایتریم) به‌علت شعاع یونی و گرایش ترکیبی یکسان بهآسانی جانشین کلسیم در ساختار فلوریت می شوند (Constantopoulos, 1988). تجزیة عنصرهای کمیاب (مانند: REE و Y) در فلوریت‌ها، اطلاعات بنیادینی دربارة خاستگاه فلز، شرایط دمایی، مهاجرت سیال، تعامل سنگ- سیال و ترکیب شیمیایی فاز سیال فراهم می‌کند (Kreamen et al., 2019; Sasmaz et al., 2018). بر پایة داده‌های زمین‌شیمیایی (جدول 3)، غلظت عنصرهای خاکی کمیاب در فلوریتهای پیناوند در مجموع کم است و عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به عنصرهای خاکی سنگین غنی‌شدگی بیشتری دارند (شکل 12).
جدول 3. داده‌های ICP-MS برای نمونههای فلوریت منطقة پیناوند.
Table 3. ICP_MS data for the fluorite samples in the Pinavand area.
|
P15 |
P14 |
P13 |
P12 |
P11 |
P10 |
Sample No. |
|
0.23 |
0.2 |
0.34 |
0.18 |
0.25 |
0.22 |
La |
|
0.3 |
0.32 |
0.51 |
0.31 |
0.45 |
0.46 |
Ce |
|
0.05 |
0.06 |
0.09 |
0.05 |
0.07 |
0.07 |
Pr |
|
0.29 |
0.27 |
0.36 |
0.28 |
0.37 |
0.35 |
Nd |
|
0.11 |
0.11 |
0.12 |
0.1 |
0.13 |
0.13 |
Sm |
|
0.05 |
0.05 |
0.05 |
0.04 |
0.06 |
0.05 |
Eu |
|
0.17 |
0.16 |
0.16 |
0.13 |
0.2 |
0.15 |
Gd |
|
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
Tb |
|
0.12 |
0.11 |
0.1 |
0.11 |
0.15 |
0.12 |
Dy |
|
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
Ho |
|
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
0.05 |
Er |
|
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
Tm |
|
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
Yb |
|
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
Lu |
|
2.09 |
1.8 |
2.8 |
1.8 |
1.9 |
1.7 |
La/Sm |
|
0.09 |
0.10 |
0.06 |
0.11 |
0.08 |
0.09 |
Yb/La |
جدول 4. مقدار Sc، Sr و Zr در فلوریتهای کانسار پیناوند.
Table 4. Zr, Sr, Sc content of fluorites in Pinavand deposit.
|
Sc |
Sr |
Zr |
Samples: |
|
0.1 |
40 |
1 |
P10 |
|
0.1 |
78 |
1 |
P11 |
|
0.2 |
47 |
1 |
P12 |
|
0.2 |
29 |
1 |
P13 |
شکل 10. A، B) داده‌های SEM دو نمونه بلور نیمه‌شکل‌دارِ فلوریت (با دو جهت رخ کاملاً نمایان).
Figure 10. A, B) The SEM analysis results of two subhedral fluorites crystals (with two clearly visible cleavage).
شکل 11. ویژگی‌های گوهرشناسی و شناسنامة بلور فلوریت در منطقة معدنی پیناوند.
Figure 11. Gemological characteristics and certificate of fluorites crystal in the Pinavand mining area.
کم‌بودن فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در فلوریت‌ها پیامد نسبت بالای سیال به سنگ دانسته میشود (Sánchez et al., 2010). در فلوریتهای کانسار پیناوند نیز کم‌بودن عنصرهای خاکی کمیاب را می‌توان پیامد بالابودن pH سیال‌ها در منطقه و واکنش آنها و شارة گرمابی با سنگ میزبان کربناته (سنگ دیواره آهکی) و همچنین، نسبت بالای سیال به سنگ دانست. از سوی دیگر، مقدار کم عنصرهای خاکی کمیاب چه‌بسا گویای اختلاط سیال‌های ماگمایی و آبهای جوی (Valenza et al., 2000) و یا پیامد فاصله‌گرفتن از خاستگاه ماگمایی و یا حتی کم‌بودن عوامل کمپلکس‌ساز در محلول باشد. فلوریتهایی که در مراحل آغازین یا میانی تبلور پدید می‌آیند از عنصرهای خاکی کمیاب سبک غنی می‌شوند و در آنها میزان عنصر La بالا و میزان Tb کم است؛ اما فلوریتهای مربوط به مرحلة پایانی تبلور از عنصرهای خاکی کمیاب سنگین غنی شده‌اند (Moller et al., 1986). بر این پایه، فلوریتهای منطقة پیناوند در مراحل آغازین تبلور پدید آمده اند. فلوریتهای یادشده بی‌هنجاری مثبت کوچکی در یوروپیم دارند که نشان‌دهندة جانشینی Eu2+ به جای Ca2+ در کانی فلوریت است و نیز نشان می‌دهد دمای رخداد کانسار از 250 درجة سانتیگراد کمتر بوده است. این ویژگی نشان از پیدایش کانسار در ژرفای کم و نزدیک به سطح است (Schwin and Markl, 2005). در الگوی عنصرهای خاکی کمیاب نمونههای فلوریت پیناوند آنومالی منفی سریم دیده میشود. فوگاسیتة بالای اکسیژن در خاستگاه سیال گرمابی منجر به اکسید‌شدن Ce3+ به Ce4+ میشود.Ce4+ در مقایسه با Ce3+ در شرایط اکسیدان، انحلال کمتری دارد (Constantopoulos, 1988). ازاین‌رو، آنومالی منفی سریم نشان می‌دهد سریم در اثر واکنش سیال با سنگ دیوارة آهکی و افزایش فوگاسیتة اکسیژن، از محیط خارج شده است. در حقیقت، می‌توان گفت ناهنجاری منفی سریم در فلوریت پیناوند به دلایل زیر می‌تواند باشد:
1) اکسیداسیون محلولها در خاستگاه که باعث اکسیداسیون Ce3+ و تثبیت Ce4+ میشود؛
2) دخالت و حضور یک سیال کاهنده (Möller and Holzbecher,1998) که خود با حضور کانیهای سولفیدی در کانسار پیناوند تایید میشود؛
3) پیدایش کمپلکس هیدرواکسید با سریم. این کمپلکس از کمپلکسهای پدیدآمده با دیگر عنصرهای خاکی کمیاب پایدارتر است (Hass et al., 1995; Schönenberger, 2008) و ازاین‌رو، باعث به‌جاماندن سریم در سیال و پیدایش بی‌هنجاری منفی سریم در تهنشستها میشود (Deng et al., 2014). نمونههای باریت کانسار پیناوند نیز از دیدگاه عنصرهای خاکی کمیاب بررسی شدند. الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب (غلظت کم عنصرهای خاکی کمیاب و غنی‌شدگی عنصرهای خاکی کمیاب سبک نسبت به سنگین‌ها) و بی‌هنجاری یوروپیم و سریم در باریت و فلوریت مشابه است. به باور گوچارد و همکاران (Guichard et al., 1979)، مقاومت بالای کمپلکسهای حامل عنصرهای خاکی کمیاب در ورود به ساختار باریت، این عنصرها را در این کانی می‌کاهد. در کل، سیال کانی‌ساز محتوای عنصرهای خاکی کمیاب کمی داشته است. غنی‌بودن باریت از عنصرهای خاکی کمیاب سبک ویژگی نهشت این کانی از سیال‌های مرحلة تأخیری یک فعالیت ماگمایی است؛ زیرا عنصرهای خاکی کمیاب سنگین در ماگما کمپلکس‌سازی می‌کنند و در نتیجه سیال به‌جامانده از عنصرهای خاکی کمیاب سبک غنی میشود. آنومالی مثبت یوروپیم در باریت چه‌بسا نشان‌دهندة محیط ته‌نشست باریت و یا تأثیر بلورشناسی بر توزیع عنصرهای خاکی کمیاب است. در حقیقت، از آنجایی‌که رفتار یوروپیم همانند باریم است، یوروپیم بهآسانی وارد ساختار باریت میشود (Morgan and Wandless, 1980).
برای تفکیک محیط ته‌نشست نمونههای فلوریت می‌توان از نسبتهای عنصری مانند Tb/Ca (معرف محیط شیمیایی نهشت) و Tb/La (معرف میزان تفریق محیط ته‌نشست) بهره گرفت. بر پایة این نمودار، فلوریت در سه محیط رسوبی، گرمابی و پگماتیتی پدید می‌آید (Constantopoulos, 1988; Moller et al., 1986). در فلوریتهای محدودة پگماتیت، مقدار عنصرهای خاکی کمیاب بسیار بالا، در فلوریتهای گرمابی، مقدار عنصرهای خاکی کمیاب متوسط و در فلوریتهای رسوبی، مقدار عنصرهای خاکی کمیاب کم است. در این نمودار، نمونه فلوریتهایی که در پی واکنش میان محلولهای گرمابی فلورین‌دار با سنگ دیوارة غنی از کلسیم پدید آمده‌اند، روند مایل دارند (Sasmaz and Yavuz, 2007; Shunda et al., 2008). به گفته دیگر، اگر محلولهای گرمابی جانشینی فلوریت در سنگ میزبان آهکی و یا دولومیتی را به‌دنبال داشته باشد، میزان Tb/Ca کاهش می‌یابد (به‌علت واکنش شارة گرمابی با سنگ آهکی غنی از Ca) و در کل، به‌علت کم‌بودن مجموع عنصرهای خاکی کمیاب (Qishlaqi and More, 2006) و از این‌رو، فلوریتهای پدیدآمده، به‌جای ویژگی فلوریتهای گرمابی، بیشتر ویژگی انواع رسوبی را نشان می‌دهند (Moller et al., 1986). بر پایة شکل 13-A، نمونهها در محدودة رسوبی (گسترة ته‌نشستی) جای می‌گیرند و روند کمابیش مایل دارند. این مورد نشان‌دهندة تبلور اولیه و واکنش سیال با سنگ میزبان آهکی (غنی از کلسیم) است. در نمودار (La/Yb)n در برابر (Eu/Eu*)n (شکل 13-B)، فلوریت‌ها در منطقة کانسارهای رگه‌ای هانسن و چاپز (رگههای فلوریت عقیم) جای می‌گیرند. این محدوده نشان‌دهندة تعلق کانسار پیناوند به کانسارهای گرمابی کم دما تا متوسط دماست.
شکل 12. الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت در فلوریتهای منطقة پیشاوند.
Figure 12. REE chondrite-normalized pattern of fluorites from Pinavand area.
شکل 13. A) نمودار Tb/La در برابر Tb/Ca (Moller et al., 1986)؛ B) نمودار (La/Yb)n در برابر (Eu/Eu*)n (Sasmaz and Yavuz, 2005).
Figure 13. A) Tb/La versus Tb/Ca diagram (Moller et al., 1986); B) (La/Yb)n versus (Eu/Eu*)n diagram (Sasmaz et al. Yavuz, 2005).
برداشت
کانسار فلوریت پیناوند تحت‌تأثیر محلولهای گرمابی پدید آمده است. کانیهای اصلی سازندة کانسار شامل کوارتز، کلسیت، دولومیت، فلوریت و باریت پراکنده در زمینة سنگ‌آهک است. فلوریتهای یادشده از دیدگاه گوهرشناسی شفاف تا نیمه‌شفاف و با رنگ آبی کم رنگ تا سبز و بنفش، سختی 4، وزن مخصوص 18/3، جلای شیشه‌ای، بدون شکست مضاعف و با ضریب شکست 43/1 هستند. تنوع رنگ فلوریتهای منطقه پیناوند به غلظت و حضور عنصرهای کمیاب بستگی دارد. همرشدی فلوریت با باریت از یک سو و از سوی دیگر، پرکردن مرزدانههای کوارتز با این کانی‌ها، نشان‌دهندة رخداد کانه‌زایی (فلوریت و باریت) به‌دنبال سیلیسی‌شدن است. فلوریت‌ها در امتداد رخها و شکستگیها به کربنات تجزیه شده‌اند که نشان‌دهندة ادامه‌داربودن هجوم محلولهای گرمابی پس از پیدایش فلوریت است. ازاین‌رو، از دیدگاه توالی پاراژنزی، نخست کوارتز، سپس باریت و در پایان با کاهش فوگاسیتة اکسیژن سیال‌ها، فلوریت پدید آمده است. تمرکز عنصرهای خاکی کمیاب سبک در کانسار پیناوند نشان‌دهندة پیدایش فلوریت‌ها در مراحل آغازین تا میانی تبلور دارد. فلوریتهای پیناوند در منطقة رگههای فلوریت عقیم جای می‌گیرند که نشان‌دهندة تعلق کانسار پیناوند به کانسارهای گرمابی کم تا متوسط دماست. بررسی سیال‌های درگیر نیز انتساب به کانسارهای گرمابی کم دما را تایید می‌کند. در کل، بر پایة بررسی‌های انجام‌شده، کانسار پیناوند نشان‌دهندة کانی‌سازی از نوع کانسارهای MVT است. از آنجایی‌که کانسارهای MVT خود پیامد محلولهای گرمابی کم دما هستند، زایش فلوریت‌ها را می‌توان در ارتباط با این نوع کانسارها دانست. از سوی دیگر، رخداد دگرسانی سیلیسی گسترده و پیدایش ژاسپرویید، شباهت به دگرسانی کانسارهای اپی‌ترمالی را نشان می‌دهد و در حقیقت، نوعی حالت حد واسط میان کانسارهای MVT و اپی‌ترمال به‌شمار می‌رود.
سپاس‌گزاری
نگارندگان مقاله بر خود لازم می‌دانند از حمایتهای مالی دفتر تحقیقات و خدمات پژوهشی و فناوری دانشگاه پیام نور سپاس‌گزاری کنند.
[1] scanning electron microscope
[2] coating
[3] Mineral association
[4] dusty appearance
[5] relict
[6] interstitial ore
)