Geochemical characterization and protolith restoration of Permo-Triassic graphite-bearing schists at Band-e-Cherk district, Kuh-e-Dom metamorphic zone

Document Type : Original Article

Authors

1 Associate Professor, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

2 Ph.D. Student, Department of Geochemistry, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

3 Engineer of Deputy of Mining Affairs, Isfahan Mobarakeh Steel Company, Isfahan, Iran

4 Ph.D., Iranian Mineral Processing Research Center, Karaj, Iran

Abstract

Introduction
Schist and gneiss metamorphic rocks, especially in orogenic belts, mainly host microcrystalline, amorphous, and flaky graphite deposits in the Earth’s crust. Due to its modern technological use as graphene source and commercial lithium-ion batteries, graphite has a growing economic value and known as critical minerals (International Energy Agency, 2021). Graphite can be formed through maturation and metamorphism of biogenic carbonaceous material; as precipitation from C-O-H fluids; mantle-derived; and through reduction of carbonates (Simandl et al., 2015). Important graphite deposits are found in carbonaceous sedimentary rocks subjected to regional or contact metamorphism and in veins precipitated from fluids.
The Band-e-Cherk district located in the Kuh-e-Dom metallogenic area and consist of graphite-bearing schists that superposed contact metamorphism and are associated with Eocene volcanoplutonic suits. However, the microscopic characteristics, geochemistry, ore genesis, carbon source, and other features of graphite-bearing schists in the district have not been thoroughly explored. This study determined the geochemical features of graphite-bearing schists from the Band-e-Cherk district to reconstruct the metamorphic protoliths and Palaeo-sedimentary environment.
Geology
The study area lies in the Kuh-e-Dom metallogenic area at the central Iran zone. This region forms an important part of the Anarak metallogenic belt. Magmatic rocks in the Kuh-e-Dom metallogenic area are Eocene volcanic and granites, whose extension is controlled by west–east trending faults. The Kuh-e-Dom metamorphic complex consists of phyllite and various schist units in contact with magmatic rocks and with the same trending. The Kuh-e-Dom metallogenic area is characterized by the Fe–Cu–Au–Mn–Pb–Zn–Au–Ag mineralization.
Lithologically, the Band-e-Cherk district are dominated by Permo-Triassic metamorphic units (including muscovite schist, epidote-hornblende-schist, muscovite-chlorite schist, biotite-graphite-schist), and Lower Cretaceous limestones as the oldest unit, as well as Eocene andesite, andesite-basalt volcanic rocks and equivalent tuff. Graphite-bearing schists are mostly in contact with marl, limestone and small amount of diorite intrusion as well.
Analytical methods
For this research, sampling was carried out on graphite-bearing schists, and twenty-five thin-polished sections were prepared and studied with a Zeiss Axioplan 2 transmission-reflection optical microscope at the Kharazmi University. Twenty-six samples of graphite-bearing schists were analyzed for major elements by XRF and trace elements by ICP-MS method at Zarazma Mineral Processing Research Center and Iranian Mineral Processing Research Center (IMPRC). The analytical uncertainties were determined based on several internal certified reference samples. For the XRF these are <1% for SiO2 and Al2O3, and <5% for other major and minor elements. The detection limits were 0.1% for SiO2 and 0.01% for other major elements.
Results
The results show that the SiO2 content of the metamorphic rocks is high (52.98% to 80.68%), while Na2O is 0.07% to 5.32%, K2O is 0.33% to 5.61%, K2O > Na2O, and K2O/Na2O + K2O > 0.5. SiO2 is significantly negatively correlated with Al2O3. P2O5 ranges from 0.01% to 4.86% (with average 0.54%, which is generally low, and MnO is between 0.001% and 0.61%, with a small variation range. On Harker diagrams, SiO2 is negatively correlated with Al2O3, CaO, K2O, MnO, Fe2O3, and TiO2, reveal that chemical differentiation of the rocks is constrained by sedimentary differentiation (Cheng et al., 2023). The fractionation degree of light rare earth elements (LREEs) is greater than that of heavy rare earth elements (HREEs), with LREE/HREE ratios of 3.33 to 34.2; LaN/YbN is 3.58 to 24.98, with a mean value of 10.44. The rocks have moderate negative Eu anomalies (δEu = 0.42 to 1.93, mean = 0.91). Ionic lithophile elements (e.g., Rb, and K) are relatively enriched, but Sr is fairly depleted.
Discussion
As the Zr/TiO2–Ni diagram displays (Winchester et al., 1980; Renmin et al., 1986), graphite-bearing schists samples were projected into the zone of sedimentary rocks (Figure 1A).
Figure 1. A) Ni vs. Zr/TiO2 (Winchester et al., 1980; Renmin et al., 1986); B) Composition diagram of sedimentary-metamorphic rocks in different climatic zones of (Renmin et al., 1986) (1: Terrestrial facies clay compositions in humid and hot climatic zones; 2: Marine facies, lacustrine and lagoon facies clay compositions in dry climatic zones; 3: Terrestrial facies clay compositions in cold or moderately cold climatic zones); C) La/Th versus Hf diagram (Floyd and Leveridge, 1987), which shows that the studied samples are in the range of acidic-intermediate states.
Based on Simonen’s diagram (Simonen, 1953) (Al+fm−C+alk−Si), all samples fall into the argillaceous sedimentary rock zone, confirming that the protoliths of the metamorphic rocks were sedimentary and that the metamorphic rocks are para-metamorphic. For determining of Palaeo-sedimentary environment, we used a ternary diagram of claystone composition in different climatic zones, indicating a shallow depth terrestrial facies zone of a cold or moderately cold climate for the samples under study (Figure 1B). Based on Ni–TiO2 discriminating diagram (Floyd et al., 1989), the protoliths of metamorphic samples plot in the sandstone zone and felsic rocks of the magmatic zone. All samples, on La/Th–Hf diagram (Figure 1C; Floyd and Leveridge, 1987), fall into within the mixed felsic–intermediate source zone, and on Th–Hf–Co ternary diagram (Taylor and McLennan, 1985), plot within the upper crust district.
Conclusion
The lithogeochemical analysis of graphite-bearing schists shows that the protolith are sedimentary rocks are of feldspathic sandstone and clay-rich materials, which are in a paleo-sedimentary environment of fresh to saline water. It was formed in a continental environment in a cold or relatively cold climate. Sediments originated from the upper crust and the main components of their origin were argillaceous rock and sandstone with an acidic-intermediate mixture composition. The tectonic discrimination diagrams show that the precursors of metamorphic rocks were probably deposited in an organic-rich river-flood facies environment in the continental margin. Feldspathic sandstone (possibly arkose), clay, and organic-rich graywacke were deposited over a long period and metamorphosed during regional metamorphism, and graphite formed by organic carbon metamorphism. However, the degree of metamorphism was not sufficient to obtain flake graphite, and the graphite is the microcrystalline amorphous type, which has undergone a weak degree of graphitization, and the temperatures have not exceeded 450 ºC.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

ترکیب شیمیایی سنگ‌های دگرگونی را عوامل بسیاری کنترل می‌کند؛ مانند: ترکیب شیمیایی سنگ‌های خاستگاه که به جایگاه زمین‌ساختی مربوط است، به‌عنوان کنترل اصلی در نظر گرفته می‌شود (McLennan et al., 1993; Fralick and Kronberg, 1997). سنگ‌های دگرگونی مانند انواع شیست، آمفیبولیت و گنیس، سنگ‌های در برگیرندة ذخایر بزرگ گرافیت هستند (e.g., Savo schist belt, central Finland; Al-Ani, 2022; Vennejavi, Tervola, Rytijanka and Jaurujoki graphite schists and gneisses; Al-Ani et al., 2016; Madhya Pradesh, India; Sharma et al., 2022). گرافیت ویژگی‌های میکروسکوپی نوری عبوری همسانگرد و ویژگی‌های میکروسکوپی نوری بازتابی خاکستری روشن و کدر دارد. این کانی مقاومت گرمایی بالا تا 2500 درجۀ سانتیگراد است. گرافیتی‌شدن مواد کربن‌دار که در دگرگونی ناحیه‌ای یا همبری رُخ می‏دهد، به پیدایش گرافیت از تبدیل شیمیایی مواد آلی (جامد، مایع و گاز) و یا دگرریختی فیزیکی مواد کربن‌دار با ساختار نامنظم به مواد با ساختار منظم می‌انجامد (Wopenka and Pasteris, 1993). با افزایش درجة دگرگونی، مواد کربن‌دار نخست به گرافیت بی‌شکل تبدیل می‌شوند و سپس در شرایط دما و فشار در رخساره‌های بالاتر دگرگونی به گرافیت با ساختار بلورین تبدیل می‏شود (Landis, 1971). فاکتورهای اصلی کنترل‌کننده در فرایند گرافیتی‌شدن دمای دگرگونی و لیتولوژی سنگ میزبان هستند، فشار نقش کمتری در فرایند گرافیتی‌شدن دارد (Wada et al., 1994). گرافیت بیشتر در سنگ‌های رسوبی- آتشفشانی و در پی تبدیل مواد آلی هنگام دگرگونی پدید می‌آید (Ray, 2009). گرافیت به سه شکل مختلف ساخته می‌شود:

1) ذخایر گرافیت میکروکریستالی: بیشتر نهشته‌های گرافیت میکروکریستال تا آمورف در پی دگرگونی ناحیه‌ای یا همبری لایه‌ای زغالسنگ یا سنگ‌های رسوبی سرشار از کربن پدید آمده‌اند. منبع گرما در محیط‌های دگرگونی همبری ممکن است توده‌های درونی، دایک‌ها یا سیل‌های مجاور لایه‌های زغال‌سنگ باشد (Tichy and Turnovec, 1978)؛

2) ذخایر گرافیت رگه‌ای‌: این‌گونه ذخایر ماده معدنی به‌صورت رگه‌های گرافیتی در سنگ دگرگونی رخسارة شیست سبز تا آمفیبولیت-گرانولیت و خاستگاه زمین‌ساختی گرمابی دینامیکی درجه بالا یافت می‌شود؛

3) ذخایر گرافیت پوسته‌ای: گرافیت پولکی بیشتر با سنگ‌های دگرگونی درجه بالا وابسته است که در آن کربن آلی نهشته‌شده درون رسوب با فشارهای بیش از ۵ کیلوبار و دمای نزدیک به ۶۵۰ تا ۷۰۰ درجۀ سانتیگراد به گرافیت تبدیل می‌شود (Keeling, 2017; Chim et al., 2018) . از دیدگاه جغرافیایی، ذخایر اقتصادی گرافیت پولکی به دوران تکامل آرکئن یا پروتروزوییک بالایی محدود شده است (Mitchell, 1992).

گرافیت (به‌نام «طلای سیاه» نیز شناخته می‌شود) از منابع معدنی غیرفلزی استراتژیک کاربردی در اتحادیة اروپا و آژانس بین‌المللی انرژی به‌شمار می‌رود (European Commission, 2020; International Energy Agency, 2021). گرافیت رسانایی الکتریکی و گرمایی همانند مواد فلزی و انعطاف‌پذیری و انبساط مطلوبی دارد و ازاین‌رو، به‌طور گسترده در زمینه‌های مختلف صنعتی مانند متالورژی، مکانیک، شیمی و برق به‌کار برده می‌شود و یک منبع استراتژیک برای فناوری‌های نوین دانسته شده است (TengFei, 2015; Wang et al., 2017; Rosing-Schow et al., 2017).

منطقة فلززایی انارک در بخش میانی ایران‌مرکزی جای گرفته است. این ناحیه، تحت کنترل گسل بزرگ کویر و گسل‌های پی‌سنگی موازی با آن است. سنگ‌های دگرگونی از کهن‌ترین واحد‌های سنگی ناحیۀ انارک به‌شمار می‌روند که در پالئوزوییک بارها دچار دگرگونی شده‌اند. در این منطقه، در مزوزوییک و سنوزوییک رخدادهای ماگماتیسم و در پی آن، فلززایی رخ داده است (e.g., Rabiei, 2006; Ahmadian et al., 2007, 2016; Kananian et al., 2008, 2014; Torabi, 2011, 2012; Torabi et al., 2011; Sarjoughian, 2012; Sarjoughian et al., 2012; Mehrabi et al., 2014; Shirdashtzadeh et al., 2014, 2020, 2022; Nazari et al., 2019) (شکل 1).

شکل 1. نقشة زمین‌شناسی مجموعة فلززایی انارک (AMC) که در پهنۀ ساختاری ایران مرکزی جای دارد. منطقة معدنی کوه‌دم در بخش مرکزی ناحیة انارک جای گرفته است (بر پایة نوگل‌سادات و الماسیان (NogoleSadat and Almasian, 1993)).

Figure 1. Geological map of Anarak metallogenic complex (AMC), which is located in the Central Iran zone. Koh-e-Dom district is located in the central part of Anarak metallogenic complex (based on NogoleSadat and Almasian, 1993).

ناحیه کوه‌دم بخش کوچکی از منطقه فلززایی انارک را ساخته و رخنمون‌های فراوانی از سنگ‌های دگرگونی گرافیت‌دار در آن دیده می‌شود (Ghasemi Siani et al., 2024). مجموعة دگرگونی کوه‌دم نیز به سن پرموتریاس است (e.g., Sarjoughian, 2012) (شکل 2). کانه‌زایی در ناحیۀ کوه‌دم، چه از نظر نوع مادۀ معدنی و چه از نظر خاستگاه، شکل و کانی‌سازی بسیار متنوع است؛ به گونه‌ای که تا کنون کانی‌سازی‌های آهن، مس، مولیبدن، بیسموت، آنتیموان، طلا، نقره، سرب، روی، آرسنیک، نیکل، کبالت، منگنز، کرومیت و استرانسیم با خاستگاه‏های گوناگونی مانند گرمابی، ماگمایی و دگرگونی در آن دیده شده‌اند (e.g., Rabiei, 2006; Ghorbani, 2007; Kananian et al., 2008, 2014; Sarjoughian, 2012; Sarjoughian et al., 2012; Mehrabi et al., 2014; Shahin et al., 2023).

شکل 2. نقشة زمین‌شناسی محدودۀ اکتشافی بندچرک (با تغییراتی پس از شارکووسکی و همکاران (Sharkovski et al., 1981)).

Figure 2. Simplified geological map of Band-e-Cherk exploration district (from Sharkovski et al. (1981), with modifications).

مهم‌ترین معادن ناحیۀ انارک، دربردارندۀ معادن فعال و متروکه نخلک (سرب±روی)، چاه‌خربزه (سرب)، چاه‌میله (سرب و روی)، تالمسی و مسکنی (مس، نیکل، کبالت، اورانیم و نقره) و معادن منگنز (گسترۀ مزرعۀ سرخشاد) هستند. بیشترین رخنمون شیست‌های گرافیتی در محدودة بندچرک در مجموعة دگرگونی کوه‌دم جای دارد (Nabavi and Hushmandzadeh, 1983). این مجموعة دگرگونی با ترکیب سنگ‌های دگرگونی دربردارندۀ شیست‌ها (مسکوویت شیست، اپیدوت-هورنبلند-کالک‌شیست، مسکوویت- کلریت‌شیست، بیوتیت-گرافیت-کالک‌شیست) و سنگ‌آهک‌های بازتبلوریافته شناخته می‌شود که با دنباله‌ای از رسوبات آهکی کرتاسه، کنگلومرای پالئوسن و سنگ‌های آتشفشانی با ترکیب آندزیت، آندزیت‌ بازالت، تراکیت و توف به سن ائوسن و رخنمون‌های کوچکی از تودة آذرین درونی با ترکیب دیوریتی همراه شده‌اند. این شیست‌های گرافیت‌دار بسیار اهمیت دارند. بسیاری از پژوهشگران بررسی‌های گسترده‌ای دربارۀ کانی‌شناسی، کانه‌زایی، زمین‌شیمی سنگ کل، زمین‌دما-فشارسنجی و چگونگی پیدایش شیست‌های گرافیت‌دار در سطوح بین‌المللی انجام داده‌اند (e.g., Beyssac et al., 2002; Rahl et al., 2005; Henry et al., 2005; Aoya et al, 2010; Sunkari and Zango, 2018; Gautneb et al., 2020; Al-Ani et al., 2016, 2020, 2022).

در ایران نیز، پژوهشگران بسیاری (e.g., Emami et al., 1992; Rabiei, 2006; Kananian et al., 2008; Sarjoughian, 2012; Sarjoughian et al., 2012; Mehrabi et al., 2014)، به بررسی زمین‌شناسی، کانی‏شناسی، کانه‌زایی، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، سنگ‌زایی سنگ خاستگاه و محیط تکتونوماگمایی و زمین‌دما-فشارسنجی ماگماتیسم پهنۀ فلززایی انارک و ناحیۀ معدنی کوه‌دم پرداخته‌اند. با وجود این، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، پیدایش شیست‌های گرافیت‌دار و دیگر ویژگی‌های سنگ خاستگاه شیست‌های گرافیتی محدودة بندچرک بررسی نشده‌اند. در این پژوهش، زمین‌شیمی سنگ‌های دگرگونی (شیست گرافیت‌دار) محدودة بندچرک برای شناسایی پیش سنگ‌های دگرگونی و محیط دیرینه-رسوبی بررسی شده است. یافته‌های این پژوهش مرجعی را برای تجزیه و تحلیل چگونگیِ پیدایش گرافیت دگرگونی در ناحیة فلززایی انارک فراهم خواهد کرد.

زمین‌شناسی

زمین‌شناسی پهنۀ فلززایی انارک از زمین‌شناسی ایران‌مرکزی متأثر است. بر پایة رده‌بندی تکنواکسپورت (Technoexport, 1984)، پهنه‌های ماسیف مختلف ساختاری انارک عبارتند از؛ 1) ماسیف انارک- خور؛ 2) ماسیف پشت‌بادام؛ 3) پهنۀ چین‌خورده سیمرین پسین چاه‌پلنگ- بیاضه؛ 4) پهنۀ چین‌خورده آلپین پیشین بیابانک؛ 5) پهنۀ افیولیتی نایین- زوار (پهنۀ آمیزه رنگی)، 6) پهنه‌های کوه‌دم و قلعه‌سردار؛ 7) فروافتادگی حوضه‌های فرعی آلپی پسین.

بر پایة سن‌سنجی K-Ar روی آمفیبول و میکا (Zanchi et al., 2009)، کهن‌ترین سنگ‌های دگرگونه واحد کوه‌دم و قلعه‌سردار سنی برابر با ۲۲۲ میلیون سال پیش دارند و دربردارندة شیل رسی، دولومیت و ماسه‌سنگ دگرگونه هستند. سنگ‌های دگرگونی کوه‌دم در نزدیکی واحد کوه‌دم و شمال قلعه‌سردار جای دارند (شکل 1). مجموعة دگرگونی کوه‌دم نیز به سن پرموتریاس است (e.g., Nabavi and Hushmandzadeh, 1983; Balini et al., 2009; Zanchi et al., 2015; Bagheri and Stampfli, 2008; Pirnia et al., 2020; Saccani et al., 2013; Shafaii Moghadam and Stern, 2015; Ahmadi et al., 2020)، متشکل از واحدهای متاولکانیک، فیلیت، واحدهای شیستی (دربردارندۀ مسکوویت شیست، اپیدوت- هورنبلند- کالک‌شیست، مسکوویت- کلریت‌شیست، بیوتیت- گرافیت- کالک‌شیست) و سنگ‌های آهک بلورین است (شکل‌های 2، 3 و 5-C). کهن‌ترین واحد، دگرگونه‌های کوه‌دم با سن پرموتریاس است که در باختر تودة آذرین درونی اصلی کوه‌دم رخنمون دارد. بیشترین سنگ‌های این مجموعة دگرگونی را شیست‌های سبز و فیلیت‌ها ساخته‌اند که با سنگ‌آهک‌های متبلور و گاه ماسه‌سنگ‌های دگرگون‌شده همراه هستند (Davoudzadeh and Emami, 1972; Bagheri and Stampfli, 2008) (شکل 2). بر پایة پژوهشِ زانچی و همکاران (Zanchi et al., 2009)، دگرگونه‌های پرموتریاس در منطقة کوه‌دم از دو بخش جداگانه ساخته شده‌اند. بخش زیرین دربردارندة شیست‌های کلریت‌دار (واحد m) و بخش بالایی دربردارندۀ فیلیت (واحد Md)، کلریت‌شیست (واحد PzK) و سنگ‏های کربناته دگرگون‌شده (واحد PzK) است (e.g., Torabi, 2012; Buchs et al., 2013). بر پایة بررسی‌های میدانی، در شیست‌های منطقه نشانه‌های چین‌خوردگی و شیستوزیته دیده می‌شوند (شکل‌های 4-B و 4-C).

شکل 3. مقاطع سنگ‌شناسی توالی‌های دگرگونی گرافیت‌دار در محدودۀ بندچرک (با تغییرات از شاهین و همکاران (Shahin et al., 2023)).

Figure 3. Lithological section of the graphite-bearing metamorphic sequences at the Band-e-Cherk district (with modifications from Shahin et al., 2023).

 از دیدگاه وضعیت سنگ‌شناسی، محدودة بندچرک متشکل از واحدهای دگرگونی مجموعه کوه‌دم (شیست، مرمر و آهک بلورین) به سن پرموتریاس است (e.g., Nabavi and Hushmandzadeh, 1983; Balini et al., 2009; Zanchi et al., 2015; Bagheri and Stampfli, 2008; Pirnia et al., 2020; Saccani et al., 2013; Shafaii Moghadam and Stern, 2015; Ahmadi et al., 2020) که با روند خاوری- باختری در این گستره رخنمون دارند. پس از این واحد، سنگ‌آهک‌های به سن کرتاسة پیشین کهن‌ترین واحد هستند که روی سنگ‌های دگرگونی مجموعة کوه‌دم جای گرفته‌اند. سنگ‌های آتشفشانی آندزیتی، آندزیت- بازالتی و توف‌ها به سن ائوسن نیز با حجم بزرگی بخش شمالی محدودة بندچرک را دربر گرفته‌اند. توده‌های آذرین درونی کوچکی با دگرسانی شدید و ترکیب دیوریتی نیز با مرز گسلی روی سنگ‌های دگرگونی مجموعة کوه‌دم جای گرفته‌اند.

ترکیب سنگ دگرگونی اصلی در این مجموعه، دربردارندۀ گرافیت- مسکوویت‌شیست (شکل 4-A)، مسکوویت‌شیست (شکل 4-B)، اپیدوت-هورنبلند -کالک‌شیست و مسکوویت-کلریت‌شیست است. رگچه‌های سیلیسی در این شیست‌ها دیده می‌شود (شکل 4-C). شیست‌های گرافیتی بیشتر در همبری با واحدهای مارنی و آهکی جای گرفته است (شکل 4-D). بخش سنگ‌آهکی متبلور به رنگ قهوه‌ای و مربوط به مجموعة دگرگونی کوه‌دم است و در بخش باختری و جنوبی محدودة بندچرک دیده می‌شود.

شکل 4. A) رخنمون شیست‌های گرافیت‌دار؛ B) رخنمون مسکوویت شیست؛ C) رگه‌های سیلیسی در شیست‌ها؛ D) توالی شیست‌های گرافیت‌دار، مارن و سنگ‌آهک در محدودة بندچرک.

Figure 4. A) Outcrops of graphite-bearing schist; B) Outcrops of muscovite schist; C) Silicified veins within schist units; D) Sequence of graphite-bearing schist, marl and limestone.

روش انجام پژوهش

در این پژوهش، در بازدیدهای انجام‌شده، نمونه‌برداری از شیست‌های گرافیت‌دار انجام شد و 25 مقطع نازک‌صیقلی از آنها تهیه و در دانشگاه خوارزمی تهران با میکروسکوپ نوری دومنظوره عبوری-بازتابی زایس مدل Axioplan 2 بررسی شد. پس از بررسی‌های میکروسکوپی، شمار 26 نمونه از شیست‌های گرافیت‌دار برای اندازه‌‌گیری فراوانی عنصرهای اصلی به روش XRF و برای عنصرهای فرعی و عنصرهای خاکی کمیاب به روش ICP-MS در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران و زرآزما تجزیه شیمیایی شدند (جدول 1). برای این کار، در آغاز نمونه‌ها با خُردکننده فولادی تا اندازة نزدیک به 5 مش (4 میلیمتر) خرد شدند و سپس با بهره‌گیری از آسیاب آگات به مدت 2 دقیقه تا اندازة نزدیک به 200 مش (74 میکرون) پودر شدند. پس از آماده‌سازی، میزان، 20 گرم از پودر نمونه‌ها برای اندازه‌گیری میزان عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب به روش‌های ICP-OES و ICP-MS به آزمایشگاه‌های یاد‌شده فرستاده و تجزیه شد. شمار 57 نمونه پودر از پهنه‌های دگرسانی گرمابی با روش پراش پرتوی ایکس (XRD) با بهره‌گیری از دستگاه فیلیپس (مدل X'pert) با پرتوی اولیۀ CoKα1(1.789Aº)، تک‌کرنومتر روی اپتیک ثانویه، توان 40 کیلوولت و جریان 35 میلی‌آمپر در مرکز خدمات آزمایشگاهی دانشگاه صنعتی شریف و نیز در بخش کانی‌شناسی مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران (IMPRC) بررسی شد. ترکیب کانی‌شناسی نمونه‌ها با بهره‌گیری از طیف‌سنجی کمّی XRD (روش ریتولد) شناسایی شد. داده‌ها از 0/4 تا 0/80 درجۀ θ2، با اندازه گام 02/0 درجه جمع‌آوری شد (جدول 2).

شکل 5. تصویرهای میکروسکوپی از برخی گروه‌های سنگی محدودۀ بندچرک. A، B) واحد گرافیت- مسکوویت شیست؛ C) واحد سنگ آهک متبلور؛ D، E) واحد کالک شیست؛ F) واحد دگرسانی سیلیسی- کربناته (همة تصویرها در نور عبوری XPL گرفته شد‌ه‌اند. نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است).

Figure. 5. Photomicrographs of lithological units in the Band-e-Cherk area. A, B) Graphite-muscovite schist unit; C) Crystallized limestone unit; D and E) Calc schist unit; F) Siliceous-carbonate alteration unit (All images were taken in XPL transmitted light. Abbreviations are from Whitney and Evans (2010)).

نتایج

سنگ‌نگاری

کانی‌های اصلی در شیست‌های گرافیت‌دار به‌ترتیب فراوانی، مسکوویت، کوارتز، گرافیت، و کانی کدر (هماتیت) هستند. بافت‌های رایج سنگ، لپیدوبلاستیک تا لپیدوپورفیروبلاستیک هستند. گرافیت به‌صورت بی‌شکل (آمورف) در راستای سطوح شیستوزیته پدید آمده است (شکل‌های 6-A و 6-B). وجود نواربندی، به‌صورت تناوبی از بلورهای کوارتز و آلکالی‌فلدسپار و بلورهای تیرۀ گرافیت در زمینة سنگ دیده می‌شود. جهت‌یافتگی و خمیدگی سطوح شیستوزیته (بافت موجی) در بلورهای کوارتز و مسکوویت (نزدیک به 50 تا 60 درصدحجمی) نشان از رخداد دگرگونی ناحیه‌ای در حد شیست‌سبز و تأثیر آن روی این واحد سنگی دارد (شکل‌های 6-C و 6-D). بلورهای کوارتز از کناره حالت ساروجی و خوردگی خلیجی دارند که برآمده از رخداد تنش‌های زمین‌ساختی هنگام دگرگونی ناحیه‌ای است. بر پایة تجزیه‌های پراش‌سنجی پرتوی ایکس (XRD) انجام‌شده روی واحدهای گرافیت- مسکوویت‌شیست دگرسان‌شده، کانی‌های کوارتز، هالیت، کائولینیت، ایلیت، گوتیت، مسکوویت (سریسیت)، ژیپس، آنهیدریت، ناتروژاروسیت، آلونیت، کلسیت، ارتوکلاز و دیکیت دیده شده‌اند (جدول 2).

زمین‌شیمی

ترکیب عنصرهای اصلی سنگ شیست گرافیت‌دار در جدول 1 نشان داده شده است. مقدار SiO2 به‌طور کلی بالا و برابر با 98/52 تا 68/80 درصدوزنی (میانگین: 50/67 درصدوزنی) است که از میانگین محتوای SiO2 در پوسته بالایی (66 درصدوزنی؛ Cheng et al., 2023) بیشتر است. مقدار Na2O، تغییرات کمی از 07/0 تا 32/5 درصدوزنی (میانگین: 13/1 درصدوزنی)، نشان می‌دهد؛ اما K2O از 33/0 تا 61/5 درصدوزنی (میانگین: 48/3 درصدوزنی) در تغییر است. در همة نمونه‌ها، K2O>Na2O و 5/0K2O/Na2O+K2O> نشان می‌دهد سنگ مادر شیست‌های گرافیتی خاستگاه رسوبی دارد (Cheng et al., 2023 و منابع آن). مقدار TiO2 برابر با 01/0 تا 28/3 درصدوزنی (میانگین: 1 درصدوزنی)، MgO برابر با 12/0 تا 35/2 درصدوزنی (میانگین: 95/0 درصدوزنی) و CaO برابر با 06/0 تا 49/20 درصدوزنی (میانگین: 70/2 درصدوزنی) است. محتوای Fe2O3 برابر با 12/1 تا 29/14 درصدوزنی (میانگین: 7/6 درصدوزنی) است. گسترۀ Al2O3 برابر با 46/3 تا 89/18 درصدوزنی (میانگین با حذف یکی از داده‌ها: 11 درصدوزنی) است. نسبت SiO2/Al2O3 از 17/3 تا 98/22 درصدوزنی (میانگین: 56/8 درصدوزنی) در تغییر است که نشان می‌دهد سنگ‌های میزبان گرافیت به‌طور ضعیفی بلوغ یافته‌اند (Cheng et al., 2023 و منابع آن). مقدار SiO2 به‌طور چشمگیری با Al2O3 همبستگی منفی دارد. بازة مقدار P2O5 به‌طور کلی کم و برابر با 01/0 تا 86/4 درصدوزنی (میانگین: 54/0 درصدوزنی) است. MnO برابر با 001/0 تا 61/0 درصدوزنی (میانگین: 12/0 درصدوزنی) با دامنة تغییرات کوچک است. در نمودارهای دوتایی (شکل 7)، SiO2 با Al2O3، P2O5، K2O، TiO2، CaO، MnO، MgO و Fe2O3 همبستگی منفی دارد؛ اما با Na2O و SO3 همبستگی خاصی نشان نداده است.

کل مقدار عنصرهای خاکی کمیاب سبک (ΣLREE) از 06/39 تا 54/243 ppm (میانگین: 05/ ppm) متغیر است. مقدار کل REE سنگین (ΣHREE) برابر با 29/4 تا 14 ppm (میانگین: 73/7 ppm) است. نسبت LREE/HREE برابر با 33/3 تا 2/34 ppm و LaN/YbN برابر با 58/3 تا 98/24 ppm (میانگین: 44/10 ppm) است. این نتایج نشان‌دهندة درجه‌ای از جدایش میان LREE و HREE و به گفتة دیگر، غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE است که نشان می‌دهد پیش‌سنگ‌های دگرگونی، سنگ‌های رسوبی هستند. بی‌هنجاری‌های Eu از 42/0 تا 93/1 ppm (میانگین: 91/0 ppm) در تغییر است و بی‌هنجاری Ce برابر با 59/0 تا 23/1 ppm (میانگین: 99/0 ppm) است و در کل بی‌هنجاری شاخصی را نشان نمی‌دهند.

جدول 1. ترکیب شیمیایی به‌دست‌آمده برای شیست‌های گرافیت‌دار به روش‌های XRF (بر پایة درصدوزنی) و ICP-MS (بر پایة ppm) (NA: تجزیه‌نشده؛ BD: زیر آستانة آشکارسازی).

Table 1. Chemical composition of the graphite-bearing schists by XRF (in wt.%) and ICP-MS (in ppm) methods (BD: below detection limit; NA= not analyzed).

BC-3-117

BC-3-17

BC-TR13-29

BC-TR7-28

BC-TR7-27

BC-TR7-26

BC-TR7-25

BC-TR-9

BC-TR-3

Sample No.

56.82

63.29

55.99

63.07

56.54

63.17

65.64

52.98

55.32

SiO2

17.08

14.98

1.25

0.97

1.61

1.25

0.72

2.06

1.4

TiO2

0.13

0.51

12.92

15.38

16.75

17.36

8.55

16.71

13.84

Al2O3

7.84

9.59

11.52

8.41

7.05

4.24

11.01

10.04

6.57

Fe2O3

4.63

4.09

1.11

1.55

2.35

1.32

1.9

2.3

1.2

MgO

0.4

0.39

0.61

0.23

0.11

BD

0.18

0.22

BD

MnO

BD

BD

2.89

0.07

2.69

1.01

3.09

2.7

0.1

CaO

0.89

0.33

0.94

0.07

0.32

0.37

1.01

0.39

1.75

Na2O

0.24

0.08

3.78

5.61

4.36

4.9

1.41

3.83

4.76

K2O

2.23

0.32

0.14

0.18

0.29

0.19

0.08

0.32

4.86

P2O5

2.68

2.19

1.62

0.39

0.43

0.38

1.51

0.49

0.65

SO3

7.04

4.23

7.23

3.92

7.37

5.73

4.9

7.95

9.56

LOI

17.8

25.4

53.7

>100

51.2

47.9

33.9

86.5

>100

As

189

188

175

482

317

293

193

234

432

Ba

1.3

1.4

2.3

2.9

2.6

2.2

1.1

2.1

2.3

Be

4

5.1

29.8

77.8

21.3

11

23

42.8

1.2

Co

45

77

90

102

80

67

58

104

111

Cr

1.9

1.9

4.9

2.2

5.2

8.2

1.8

5.6

2.3

Cs

26

37

40

171

23

19

18

41

16

Cu

1.5

1.9

2.7

2.8

2.5

2.5

1.1

1.9

1.5

Hf

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

In

21

28

29

48

58

65

45

117

28

Li

8.4

1.9

2.2

2.7

1.5

0.6

8.8

2.9

5.2

Mo

13

15

27.9

11.1

36.3

37.9

8.6

30.7

19.1

Ni

337

416

650

748

1018

841

450

1055

15059

Pb

3.2

3.65

7.13

2.97

9.54

9.61

2.27

7.63

6.07

Rb

>3%

4890

5683

748

1237

346

5567

1818

2472

Sb

2.3

2.3

3.3

6.3

2.5

2.5

3.2

3

1.7

Sc

8.4

9

15.4

14.2

14.6

11.3

8

18.9

22.7

Se

1.2

1.3

2.9

2.6

2.3

2.9

1

2.1

1.1

Sn

140.4

40.2

80.5

1031

273.8

539

81.6

352.2

37.9

Sr

0.6

0.8

1.2

1.2

1

0.9

0.6

0.9

0.6

Ta

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

Te

4.3

6.4

11.3

8.9

13.3

13.3

5.5

10.8

13.9

Th

0.4

0.3

0.5

0.8

0.5

0.7

0.2

0.7

0.8

Tl

1.4

2.5

1.8

3.1

2

2.31

1.3

1.5

6.1

U

58

127

143

205

145

102

112

197

311

V

BD

BD

1.2

BD

BD

4.7

BD

BD

BD

W

11.5

9.7

20.4

29.6

17.7

15.6

10.7

18.9

19.5

Y

96

95

53

61

1029

27

61

50

61

Zn

89

103

154

176

132

130

65

137

143

Zr

15

16

37

17

50

54

11

39

46

La

33

39

76

33

100

107

24

81

80

Ce

356

493

15

29

48

7

19

41

209

Pr

7.8

10.3

19.7

22.8

19.2

17.9

7.1

19.1

5.5

Nd

1.8

2.1

4.5

2.2

6.8

6.2

1.2

5.5

2

Sm

0.3

0.45

1.06

0.75

1.62

1.17

0.26

1.42

0.41

Eu

2.59

2.76

4.08

3.23

5.37

4.71

2.34

4.9

2.77

Gd

0.2

0.2

0.6

0.4

0.6

0.5

0.2

0.5

0.3

Tb

2.4

1.8

3.4

3.6

3.3

2.8

1.9

3.2

2.7

Dy

0.9

0.7

1.4

1.4

1.4

1.2

0.6

1.3

1.6

Er

0.2

0.2

0.3

0.3

0.3

0.2

0.2

0.2

0.4

Tm

1.44

2.06

2.24

2.74

1.78

1.55

1.29

2.11

2.92

Yb

BD

0.1

0.2

0.2

0.2

0.2

BD

0.1

0.4

Lu

 جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

BC-TR7-24M

BC-07-23M

BC-03-117M

BC-7-22M

BC-7-4M

HE-01

BC-7-23

BC-7-22

BC-7-7

Sample No.

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

SiO2

6.85

4.55

3.46

4.52

6.31

5.58

13.45

18.90

14.44

Al2O3

3.19

0.18

0.46

0.06

0.85

4.86

1.05

0.20

2.04

CaO

3.6

9.25

7.26

4.8

4.19

6.01

6.84

3.92

6.07

Fe2O3

2.14

2.81

1.65

3.68

4.7

2.3

4.28

4.57

4.12

K2O

1.12

0.52

0.17

0.12

0.86

1.33

1.34

0.33

0.71

MgO

849

85

95

23

693

1021

0.12

0.00

0.02

MnO

0.53

1.51

1.45

0.64

1.43

0.31

0.66

0.71

1.73

Na2O

0.05

0.09

0.04

0.09

0.04

0.07

NA

NA

NA

P2O5

0.55

3.96

0.77

0.23

0.2

3.72

NA

NA

NA

SO3

0.21

0.27

0.2

0.18

0.15

0.19

0.89

3.29

1.45

TiO2

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

LOI

7

78

25

37

8

79

19.6

22.5

25.8

As

361

273

203

351

353

251

306

417

409

Ba

BD

BD

BD

1.61

3.59

1.07

2.8

2.1

2.1

Be

13

2

3

1

15

28

16.1

1.8

2.7

Co

72

53

56

92

101

39

96

96

87

Cr

3.48

1.92

1.03

2.7

4.74

3.44

4.8

3.2

3.1

Cs

62

12

12

19

23

52

12

12

23

Cu

1.24

1.1

1.48

BD

1.26

2.47

1.7

2.3

1.5

Hf

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

In

29

40

17

22

37

80

28

23

19

Li

BD

7

8

2

1

4

0.7

2.2

2.5

Mo

42

9

12

15

33

64

23.6

19.9

23.9

Ni

20

20

15

11

14

43

387

936

405

Pb

67.54

84.13

41.1

96.08

94.06

74.06

6.05

4.98

6.24

Rb

BD

BD

BD

BD

BD

BD

1004

10715

1233

Sb

9.73

8.64

5.34

7.52

7.86

11.15

2.4

2.2

1.4

Sc

2.58

2.04

2.13

2.57

1.42

4.4

14.6

23.6

23.7

Se

55

94

27

48

47

183

2.6

2

1.6

Sn

BD

BD

BD

BD

BD

BD

68.6

133.3

62.9

Sr

BD

BD

BD

BD

BD

BD

1.3

1.2

0.7

Ta

5.35

3.09

3.5

2.19

3.82

6.62

BD

BD

BD

Te

BD

BD

BD

BD

BD

BD

11.6

7.5

5.9

Th

BD

BD

BD

BD

BD

BD

0.5

1.4

1.5

Tl

100

232

101

320

156

154

1.1

2

1.7

U

BD

BD

BD

BD

BD

BD

125

327

375

V

11

2

3

1

3

9

BD

1.4

BD

W

2

2

2

1

1

2

15.7

11.7

11.9

Y

25

40

60

17

29

44

32

66

49

Zn

3.5

1.21

1.86

2.21

1.93

1.14

103

190

123

Zr

16.5

10.5

15

9

5.5

27.5

36

31

32

La

27

16

24

16

9

42

70

63

60

Ce

3.76

2.61

3

2.81

2.46

6.72

29

246

322

Pr

12.74

9.71

10.5

10.99

7.79

21.93

25.4

20.1

7

Nd

BD

BD

BD

BD

BD

BD

3.9

3.3

5.3

Sm

BD

BD

BD

BD

BD

1.11

0.62

0.9

1.54

Eu

2.53

1.43

1.48

2.1

1.75

3.97

3.78

3.37

4.66

Gd

BD

BD

BD

BD

BD

BD

0.4

0.3

0.6

Tb

2.3

BD

BD

BD

1.14

2.42

3

2.3

3

Dy

1.41

BD

BD

BD

BD

1.38

1.3

0.7

0.8

Er

1

1.44

2.91

0.85

1.06

2.47

0.2

0.2

0.2

Tm

120

44

24

20

39

59

1.67

1.87

1.97

Yb

BD

BD

BD

BD

BD

BD

0.1

0.1

0.1

Lu

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

BC-TR7-23M

BC-TR7-26M

BC7-7M

BC-20

BC-7-4

BC-7-2M

BC-7-2

BC-3-118

 

Sample No.

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

 

SiO2

0.62

7.93

5.89

7.14

14.42

12

6.22

9.45

 

Al2O3

20.49

1.27

0.45

1.11

0.08

1.69

3.39

0.58

 

CaO

1.12

4.6

2.58

3.82

4.19

4.33

9.14

14.30

 

Fe2O3

0.33

3.93

3.3

3.73

5.00

3.81

1.60

2.29

 

K2O

0.24

0.46

0.44

0.94

1.40

1.25

0.33

0.27

 

MgO

306

95

72

465

0.01

441

0.00

0.02

 

MnO

0.12

1.49

5.32

0.49

0.81

0.47

1.41

1.17

 

Na2O

0.01

0.08

0.02

0.11

NA

0.12

NA

NA

 

P2O5

0.09

2.11

0.61

0.25

NA

0.2

NA

NA

 

SO3

0.01

0.42

0.35

0.26

1.61

0.31

0.35

0.65

 

TiO2

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

NA

 

LOI

18

17

13

80

21.4

255

32.9

11.1

 

As

69

339

385

379

416

247

342

481

 

Ba

BD

1.68

1.3

BD

2.8

1.61

2

2.7

 

Be

3

4

2

20

1.9

21

4.4

1.7

 

Co

8

35

71

72

102

45

91

92

 

Cr

0.4

4.45

3.53

6.69

3.6

6.16

3.8

3.1

 

Cs

18

43

10

40

24

114

37

15

 

Cu

BD

2.08

1.74

1.99

3.3

2.26

2.5

4.5

 

Hf

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

BD

 

In

3

34

32

109

27

152

28

38

 

Li

BD

1

2

2

7.1

2

2.6

7

 

Mo

11

16

9

44

27.6

47

23.6

26.5

 

Ni

20

24

18

31

1133

27

743

385

 

Pb

9.06

152.79

98.73

110.88

6.85

105.21

5.87

7.23

 

Rb

BD

BD

BD

BD

2434

BD

18007

1784

 

Sb

0.83

17.5

12.24

9.8

2.1

10.81

2.5

1.6

 

Sc

BD

3.94

4.46

5.04

31

5.57

22.9

20.9

 

Se

214

481

103

229

2.6

287

2.4

2.9

 

Sn

BD

BD

BD

BD

135.4

BD

495.7

76.7

 

Sr

BD

BD

BD

BD

1.8

BD

1.4

0.8

 

Ta

BD

8.15

6.04

8.62

BD

10.41

BD

BD

 

Te

BD

BD

BD

BD

6.4

BD

7.6

9.5

 

Th

BD

BD

BD

BD

1.4

BD

1.6

1.5

 

Tl

19

121

99

126

2.3

124

1.2

3.1

 

U

BD

BD

BD

BD

394

BD

141

402

 

V

2

3

3

8

2.7

10

BD

BD

 

W

BD

1

1

2

13.9

2

9.9

17.1

 

Y

3

42

52

75

68

81

63

97

 

Zn

BD

BD

BD

2.07

244

1.71

166

218

 

Zr

5

14

21.5

20

37

23.5

31

37

 

La

7

25

41

53

73

62

64

78

 

Ce

BD

5.09

6.57

7.6

556

8.74

363

278

 

Pr

2.08

19.17

22.93

26.54

31.6

29.44

20.9

24.1

 

Nd

BD

BD

BD

BD

5

BD

3.7

4

 

Sm

BD

BD

BD

1.12

1.09

1.26

0.67

0.76

 

Eu

BD

2.63

3.02

3.69

4.07

4.33

3.17

3.66

 

Gd

BD

BD

BD

BD

0.5

BD

0.3

0.5

 

Tb

BD

1.61

1.27

1.88

2.6

2.29

1.8

3.5

 

Dy

BD

BD

BD

1.15

0.9

1.3

0.6

1.6

 

Er

0.78

1.82

2.31

2.93

0.2

2.95

0.2

0.3

 

Tm

36

31

64

48

2.06

43

1.4

2.41

 

Yb

BD

BD

BD

BD

0.1

BD

0.1

0.2

 

Lu

شکل 6. A، B) نواربندی کوارتز- گرافیت- مسکوویت با فابریک شیستوزیته (نور عبوری)؛ C، D) فابریک شیستوزیته در بلورهای کوارتز و مسکوویت همراه با گرافیت (نور عبوری) (نام اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است).

Figure 6. A, B) Banding of quartz-graphite-muscovite with schistosity (transmitted light); C and D) Schistosity fabric in quartz and muscovite associated with graphite (transmitted light) (Abbreviations are from Whitney and Evans (2010)).

جدول 2. نتایج تجزیۀ پراش پرتوd ایکس (XRD) روی واحد گرافیت-مسکوویت‌شیست در محدودۀ بندچرک.

Table 2. X-ray diffraction (XRD) results for the graphite-muscovite schist in the Band-e-Cherk area.

Mineral assemblage

Lithology

Sample code

Graphite, Muscovite, Jarosite, Pyrite, Orthoclase, Anhydrite, Quartz, Calcite, Hematite, Illite, Gypsum, Magnetite, Halite, Natrojarosite, Albite, Alunite, Andradite,  

Graphite-muscovite schist

BC-TR13-29, BC-03-117, BC-03-118, BC-07-02M, BC-07-04M, BC-07-07, BC-07-07M, BC-07-22M, BC-07-23M, BC-10-04

Graphite, Muscovite, Dolomite, Orthoclase, Clinochlore, Quartz, Calcite, Magnetite, Hematite, Diopside, Gypsum, Kaolinite, Jarosite, Pyrite, Anhydrite  

Graphite-muscovite schist

BC-TR7-26M, BC-10-05, BC-Tr7-23, BC-Tr7-24M, BC-Tr7-25, BC-Tr7-26, BC-Tr7-26M, BC-Tr7-28, BC-Tr13-29   

Graphite, Quartz, Muscovite, Gypsum, Goethite, Calcite, Dickite, Albite, Illite, Tremolite, Montmorillonite, Jarosite, Rutile, Natrojarosite, Goethite, Dolomite, Palygorskite

Graphite-muscovite schist

BC-2-3, BC-2-9, BC-3-11a, BC-3-11b, BC-3-17a, BC-3-17b, BC-3-117a, BC-3-117b, BC-7-4a, BC-7-4b, BC7-22a, BC-7-22b, BC-7-23a, BC-7-23b, BC-2-4, BC-Tr-01, BC-Tr-03, BC-TR-03-117H, BC-Tr3-10, BC-Tr3-22a, BC-Tr3-22b, BC-Tr-3a, BC-Tr-3b, BC-Tr7-27a, BC-Tr7-27b, BC-Tr-15A, BC-Tr-15B, Tr11, Tr16, Tr20, BC-3-17, BC-7-4, BC-7-23, BC-Tk-3, BC-3-11, BC-7-22, BC-Tr7-27       

تمرکز عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE)، Rb از 06/9 تا 79/152 ppm (میانگین: 23/88 ppm) است. عنصر Ba برابر با 69 تا 489 ppm (میانگین: 42/308 ppm) است. عنصر Sr از 27 تا 1030 ppm (میانگین: 68/227ppm ) متغیر است. تمرکز عنصر Th برابر با 1 تا 9/13ppm (میانگین: 49/7ppm ) و عنصر Nb برابر با 78/0 تا 6/31 ppm (میانگین: 57/13 ppm) است. مقدار عنصر Ta کم و از 6/0 تا 8/1 ppm (میانگین: 01/1 ppm) در تغییر است. عنصر Zr برابر با 3 تا 244 ppm (میانگین: 14/103ppm ) است. عنصر Hf از 1 تا 5/4 ppm (میانگین: 04/2 ppm) در تغییر است. نسبت La/Th برابر با 43/1 تا 78/5 (میانگین: 45/3) متغیر است. از آنجایی‌که Sr در محیط‌های رسوبی دریایی کمابیش غنی شده است، نسبت Rb/Sr می‌تواند برای شناسایی رسوبات دریایی و خشکی به‌کار برده شود (Cheng et al., 2023  و منابع آن). در نمونه‌های بندچرک، مقدار Rb/Sr از 04/0 تا 29/2 (با مقدار میانگین 92/0) متغیر است. مقدارهای کمتر از یک تا بزرگ‌تر از یک نیز دیده می‌شوند؛ اما مقدار میانگین بیشتر نمونه‌ها از یک کمتر است و نشان می‌دهد احتمالاً از یک محیط رسوبی کم‌ژرفای ساحلی خاستگاه گرفته‌اند. Sr/Ba در گسترۀ کمابیش کوچکی از 08/0 تا 10/3، با مقدار میانگین 79/0 متغیر است که نشان‌دهندة محیط رسوبی کم‌ژرفای ساحلی است (Cheng et al., 2023  و منابع آن). نمودار عنکبوتی از مقایسه عنصرهای کمیاب نسبت به مقادیر خاستگاه پوستة بالایی (Taylor and Mclennan, 1985)، غنی‌سازی نسبی LILE (مانند: Rb، Ba و K) و کاهش آشکار Sr را نشان می‌دهد (شکل 8-A). HFSE (مانند: Nb) کاهش اندکی را نشان می‌دهند؛ اما Zr، Hf، و Th کمابیش متعادل و با منحنی‌های ملایم هستند. الگوهای REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) (شکل 8-B) دارای شیب ملایم رو به راست هستند. هرچند در نمودار بهنجار‌شده به میانگین ترکیب شیل آمریکا (Haskin et al., 1968) این انحراف دیده نشد و منحنی‌های کمابیش ملایمی را نشان می‌دهند (شکل 8-C).

بحث

سنگ‌مادر شیست‌های گرافیت‌دار

در یک محیط زمین‌ساختی، چندین مرحله دگرریختی و دگرگونی زمین‌ساختی رخ می‌دهد. پس، بازآفرینی دقیق سنگ‌های اولیة دگرگونی را نمی‌توان تنها بر پایة ویژگی‌های زمین‌شناسی یا ویژگی‌های کانی‌شناسی انجام داد و به داده‌های زمین‌شیمیایی نیز نیاز است. با توجه به تکاپوی بالای اکسیدهای اصلی (مانند: SiO2)، ترکیب سنگ‌ها می‌تواند هنگام دگرگونی چندفازی تغییر کند و دقت بازآفرینی سنگ‌مادر را کاهش دهد. در برابر آن، وینچستر و همکاران (Winchester et al., 1980) و رنمین و همکاران (Renmin et al., 1986) عنصرهای کمابیش غیرفعال (Zr، Ti و Ni) را برای رسم نمودار Zr/TiO2-Ni برگزیدند. همان‌گونه‌که در شکل 9-A نشان دیده می‌شود، پیش‌سنگ‌های دگرگونی شیست‌های گرافیت‌دار بندچرک، رسوبی هستند و همچنین، سنگ‌های دگرگونی گرافیت‌دار در این منطقه، پارا دگرگونی هستند. سیمونن (Simonen, 1953) نمودار Al+fm-C+alk-Si را برای نمایش ویژگی‌های شیمیایی سنگ‌های دگرگونی گوناگون به‌کار برد و تغییرات گسترده‌ای را در Al، fm، C و آلکالی‌ها نشان داد. نمودار سیمونن می‌تواند به‌طور مؤثر اثرات تغییرات سیلیسیم را بر بازسازی سنگ‌مادر حذف کند. بر پایة داده‌های جدول 1، نمودار سیمونن برای شیست‌های گرافیت‌دار منطقه بندچرک ترسیم شد (شکل 9-B). هیچ مرز مشخصی میان پهنه‌های سنگ رسوبی آرژیلی و رسوبی ماسه‌ای وجود ندارد. همۀ نمونه‌ها در گسترۀ سنگ رسوبی آرژیلی و در مرز سنگ‌های رسوبی- آهکی جای گرفته‌اند و این نشان می‌دهد سنگ‌های دگرگونی در منطقة بندچرک نخست رسوبی و از سنگ‌های پارا دگرگونی (سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شده) بوده‌اند.

شکل 7. نمودارهای دوتایی SiO2 در برابر عنصرهای اصلی.

Figure 7. SiO2 versus major oxides binary diagrams.

شکل 8. نمودار عنکبوتی بهنجارشده به A) ترکیب پوستة بالایی (Taylor and Mclennan, 1985)؛ B) ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989)؛ C) میانگین شیل شمال آمریکا (Haskin et al., 1968).

Figure 8. Spider diagrams normalized to A) Upper Crust composition (Taylor and Mclennan, 1985); B) Chondrite composition (Sun and McDonough, 1989); C) North American Shale average composition (Haskin et al., 1968).

عنصرهای REEها ناسازگار هستند، یعنی نمی‌توانند وارد ساختارهای بلورین کانی‌های سنگ‌ساز شوند یا فازهای معدنی مستقل را پدید آورند. پس، REEها کمابیش پایدار هستند و به‌آسانی در پی دگرگونی تغییر نمی‌کنند و این ویژگی کاربرد آنها برای بازسازی پیش‌سنگ‌های دگرگونی را مناسب می‌کند. در نمودار La/Yb-ΣREE (شکل 9-C)، نمونه‌ها بیشتر در مناطق ماسه‌سنگ رسم می‌شوند که نشان می‌دهد پیش‌سنگ‌های سنگ‌های دگرگونیِ گرافیت‌دار در این پژوهش از نوع رسوبی ماسه‌سنگی بوده‌اند و سنگ‌های دگرگونی پارا دگرگونی هستند. لیک (Leake, 1969) نمودار (Al-alk)-C را برای شناسایی سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شده و آتشفشانی‌های دگرگون‌شده پیشنهاد کرد. در نمودار (Al-alk)-C (شکل 9-D)، نمونه‌های گرافیت بندچرک در گسترة سنگ رس فلدسپاتیک و پهنه‌های گری‌وک جای گرفته‌اند که نشان می‌دهد سنگ‌های اولیة دگرگونی سنگ‌های رسوبی فلدسپاتیک و گری‌وک هستند؛ اما زانچی و همکاران (Zanchi et al., 2009)، سنگ اولیة شیست‌های گرافیت‌دار ناحیۀ انارک را به دنبالة رسوبات پلاژیک (دربردارندۀ آرنایت‌های آتشفشانی، ماسه‌سنگ، کنگلومراهای مخروطه‌افکنه و تروبیدایت) پهنة رسوب‌گذاری ایران‌مرکزی نسبت داده‏اند. بالینی و همکاران (Balini et al., 2009)، نهشت این رسوبات را محیط پیش‌کمانی‌[1] مربوط به فرورانش صفحۀ عربی به زیر خرد‌قارۀ ایران‌مرکزی و در راستای حاشیۀ فعال قاره‌ای (محل فعلی کمان ماگمایی ارومیه-دختر) در نظر گرفته‌اند. ازاین‌رو، سنگ‌های اولیة سنگ‌های دگرگونی در گسترۀ دگرگونی بندچرک، سنگ‌های رسوبی بودند که بیشتر از ماسه‌سنگ فلدسپاتیک احتمالاً آرکوز و گری‌وک ساخته شده‌اند. قاسمی سیانی و همکاران (Ghasemi Siani et al., 2024)، با بهره‌گیری از تفسیر داده‌های به‌دست‌آمده از پژوهش‌های طیف‌سنجی رامان، به مقایسۀ محدودۀ دمایی پیدایش گرافیت‌های پرعیار صفحه‌ای (پولکی) که در دماهای بالاتر از 450 درجة سانتیگراد به‌ویژه در دماهای 470 تا 560 درجة سانتیگراد (در حد رخسارة آمفیبولیت) پدید می‌آیند (Al-Ani et al., 2020)، با دمای به‌دست‌آمده از راه تفسیر داده‌های طیف‌سنجی رامان روی نمونه‌های گرافیت‌دار پُرعیار محدودۀ بند‌چرک پرداختند. ایشان، نشان‌ دادند گرافیتی‌شدن در محدودۀ بند‌چرک از نوع نامنظم بوده است و در دمای کمتر از 450 درجة سانتیگراد (436 درجۀ سانتیگراد) و در شرایط دمایی مربوط به رخسارۀ دگرگونی شیست سبز رخ داده است.

تعیین محیط رسوبی دیرینه

سنگ‌های پدیدآمده در محیط‌های‌ رسوبی گوناگون از نظر ترکیب و نسبت عنصرهای خاص (مانند زیرکونیم) متفاوت هستند (Zhenhua, 1997). از آنجایی‌که سنگ‌های اولیة شیست‌های گرافیتی بندچرک بیشتر ماسه‌سنگ و گری‌وک بوده‌اند، می‌توان دریافت که محیط رسوبی مربوط به آنها یک محیط آب کم‌ژرفای خشکی بوده است (Melezhik and Predovsky, 1982). بر پایة نمودار پیشنهادیِ رنمین (Renmin et al., 1986) (شکل 10-A)، نمونه‌ها بیشتر در ناحیة رخساره‌های محیط آب کم‌ژرفا ساحلی با یک آب و هوای سرد یا کمابیش سرد جای می‌گیرند. مقدار SiO2 و K2O کمابیش بالای نمونه‌ها نیز گویای این ویژگی است و نشان می‌دهد آب و هوا سرد یا کمابیش سرد بوده است. ازاین‌رو، محیط دیرینه-رسوبی سنگ‌مادر‌های دگرگونی، آب کم‌ژرفای ساحلی در یک منطقة آب و هوایی سرد یا کمابیش سرد چه‌بسا یک محیط آب ساکن کم‌انرژی مربوط به محیط‌های تالابی بوده است. ازاین‌رو، پیش‌سازهای سنگ‌های دگرگونی محدودۀ بندچرک، احتمالاً در یک محیط رودخانه‌ای سرشار از ماده آلی، نهشت یافته‌اند.

شکل 9. بررسی سنگ‌مادر شیست‌های گرافیت‌دار در A) نمودار Zr/TiO2-Ni (Winchester et al., 1980; Renmin et al., 1986)؛ B) نمودار Si در برابر (al+fm)-(c+alk) (Simonen, 1953)؛ C) نمودار ∑REE در برابر La/Yb (Allegre and Minster, 1978)؛ D) نمودار CaO در برابر Al2O3+Na2O+K2O (Leake, 1969).

Figure 9. Protolith of graphite-bearing schist in A) Ni versus Zr/TiO2 (Winchester et al., 1980; Renmin et al., 1986); B) Si versus (al+fm)-(c+alk) (Simonen, 1953); C) ∑REE versus La/Yb (Allegre and Minster, 1978); D) CaO versus Al2O3+Na2O+K2O diagrams (Leake, 1969).

تعیین خاستگاه بر پایة خواص زمین‌شیمیایی

تجزیه و تحلیل خاستگاه مکان و ویژگی‌های منابع رسوب، مسیرهای انتقال رسوب، و ویژگی‌های رسوب‌گذاری و تکامل زمین‌ساختی پهنه را نشان می‌دهد. اجزای آواری و ساختار سنگ‌های آواری نیز مستقیماً بازتابی از جایگاه زمین‌ساختی منطقة خاستگاه و پهنة رسوبی هستند (BaoJun et al., 2006). نمودار Ni-TiO2 پیشنهاد‌یِ فلوید و همکاران (Floyd et al., 1989) در تفکیک خاستگاه پیش سنگ‌های دگرگونی بسیار دقیق است. در نمودار سه‌تایی Th-Hf-Co پیشنهادیِ تیلور و مک‌لنان (Taylor and McLennan, 1985) (شکل 10-B)، بیشتر نمونه‌های بندچرک در ناحیة پوستة بالایی رسم شده‌اند. ازاین‌رو، شیست‌های گرافیت‌دار منطقة بندچرک از پوستة بالایی سرچشمه می‌گیرند که اجزای اصلی آن سنگ‌های آرژیلی و ماسه‌سنگ از یک منطقه منبع فلسیک-حدواسط خاستگاه گرفته‌اند.

شکل 10. ترکیب سنگ‌های رسوبی-دگرگونی منطقة بندچرک در A) نمودار سه‌تاییِ (Fe2O3+MgO)-(Al2O3+TiO2)-(SiO2+K2O) (Renmin et al., 1986) (1: ترکیبات رسی رخساره‌های خشکی در مناطق اقلیمی مرطوب و گرم؛ 2: ترکیبات رسی رخساره‌های دریایی، دریاچه‌ای و لاگونی به‌صورت خشک مناطق آب و هوایی؛ 3: ترکیبات رسی رخساره‌های خشکی در مناطق اقلیمی سرد یا کمابیش سرد)؛ B) نمودار سه‌تایی Hf-Th-Co (Taylor and McLennan, 1985).

Figure 10. Composition of sedimentary-metamorphic rocks of Band-e-Cherk in A) (Fe2O3+MgO)-(Al2O3+TiO2)-(SiO2+K2O) ternary diagram (Renmin et al., 1986) (1: Terrestrial facies clay compositions in humid and hot climatic zones; 2: Marine facies, lacustrine and lagoon facies clay compositions in dry climatic zones; 3: Terrestrial facies clay compositions in cold or moderately cold climatic zones); B) Hf-Th-Co ternary diagram (Taylor and McLennan, 1985) which shows that most of the studied samples plotted in the upper crust medium composition.

برداشت

شیست‌های پدیدآمده در محیط‌های دگرگونی می‌توانند پتانسیل خوبی برای پیدایش گرافیت باشد و شیست‌های پدیدآمده در محدودة بندچرک در کنار مجموعة ماگمایی کوه‌دم از مناطق خوب برای بررسی شیست‌های گرافیتی است. تجزیه و تحلیل سنگ‌زمین‌شیمیایی این شیست‌ها نشان می‌دهد سنگ‌مادر این سنگ‌های دگرگونی، سنگ‌های رسوبی هستند که از نوع ماسه‌سنگ فلدسپاتی و رسی تا گری‌وکی هستند که در یک محیط رسوب‌گذاری دیرینۀ با آب و هوای سرد یا کمابیش سرد پدید آمده‌اند. پیش‌سنگ‌های سازندة سنگ‌های دگرگونی در منطقة بندچرک، احتمالاً در یک محیط رودخانه‌ای-تالابی سرشار از ماده آلی نهشته شده‌اند. ماسه‌سنگ فلدسپاتی (احتمالاً آرکوز)، خاک رس و گری‌وک سرشار از ماده آلی در بازة یک دورة درازمدت نهشته شده‌اند و سپس در هنگام دگرگونی ناحیه‌ای جای گرفته‌اند که در این هنگام کربن آلی دوباره به گرافیت تبدیل شد.

سپاس‌گزاری

این پژوهش بخشی از نتایج طرح پژوهشی با شمارة قرارداد 40248565110001 با حمایت مجتمع فولاد مبارکه اصفهان است. نگارندگان مقاله از مدیریت محترم ارزیابی و پی‌جویی معادن جناب آقای رضایی برای در اختیاردادن داده‌ها و پشتیبانی مالی برای انجام این پژوهش سپاس‌گزاری می‌کنند.

 

References

Ahmadi, M., Sharifi, M., and Torabi, G. (2020) Paleotethys-related water-rocks interactions in gabbros of the Anarak ophiolite (Central Iran): constraints from mineralogy and geochemistry. Periodico di Mineralogia, 89(2), 147-169.‏ https://doi.org/10.2451/2020PM16607
Ahmadian, J., Emami, M. H., Ghorbani, M. R., and Murata, M. (2007) Mineralogical-Geochemical characteristics of Potassic Granitoid in regard with other Granitoid in Kal-e Kafi complex (NE. Anarak). Geosciences (Olum-e Zamin), 16(63), 154-163.‏ https://doi.org/10.22071/gsj.2008.58534
Ahmadian, J., Sarjoughian, F., Lentz, D., Esna-Ashari, A., Murata, M., and Ozawa, H. (2016) Eocene K-rich adakitic rocks in the Central Iran: implications for evaluating its Cu–Au–Mo metallogenic potential. Ore Geology Reviews, 72, 323-342.‏ https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2015.07.017
Al-Ani, T., Ahtola, T., Cutts, K., and Torppa, A. (2022) Metamorphic evolution of graphite in the Paleoproterozoic Savo Schist Belt (SSB), Central Finland: Constraints from geothermetric modeling. Ore Geology Reviews, 141, 104672. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2021.104672
Al-Ani, T., Leinonen, S., Ahtola, T., and Salvador, D. (2020) High-grade flake graphite deposits in metamorphic Schist Belt, Central Finland—Mineralogy and beneficiation of graphite for lithium-ion battery applications. Minerals, 10(8), 680.‏ https://doi.org/10.3390/min10080680
Al-Ani, T., Sarapää, O., and Lintinen, P. (2016) Mineralogy, petrography and geochemistry of Venejärvi, Tervola, Rytijänkä and Jaurujoki graphite schists and gneisses in Northern Finland. Signature, 50402, 20048.
Allegre, C. J., and Minster, J. F. (1978) Quantitative models of trace element behavior in magmatic processes. Earth and Planetary Science Letters, 38(1), 1-25.‏ https://doi.org/10.1016/0012-821X(78)90123-1
Aoya, M., Kouketsu, Y., Endo, S., Shimizu, H., Mizukami, T., Nakamura, D., and Wallis, S. (2010) Extending the applicability of the Raman carbonaceous‐material geothermometer using data from contact metamorphic rocks. Journal of Metamorphic Geology, 28(9), 895-914. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2010.00896.x
Bagheri, S., and Stampfli, G. M. (2008) The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: new geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451(1-4), 123-155.‏ https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.047
Balini, M., Nicora, A., Berra, F., Garzanti, E., Levera, M., Mattei, M., and Mossavvari, F. (2009) The Triassic stratigraphic succession of Nakhlak (Central Iran), a record from an active margin. Geological Society, London, Special Publications, 312(1), 287-321.‏ https://doi.org/10.1144/SP312.14
BaoJun, L., ZuoZhen, H., and RenChao, Y. (2006) Progress prediction and consideration of the research of modern sedimentology. Special Oil and Gas Reservoirs, 13, 1−9.
Beyssac, O., Goffé, B., Chopin, C., and Rouzaud, J. N. (2002) Raman spectra of carbonaceous material in metasediments: a new geothermometer. Journal of metamorphic Geology, 20(9), 859-871.‏ https://doi.org/10.1046/j.1525-1314.2002.00408.x
Buchs, D. M., Bagheri, S., Martin, L., Hermann, J., and Arculus, R. (2013) Paleozoic to Triassic ocean opening and closure preserved in Central Iran: constraints from the geochemistry of meta-igneous rocks of the Anarak area. Lithos, 172, 267-287. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.02.009‏
Cheng, W., Yu, H., Wang, X., Kong, D, Long, B. (2023). Geochemical characterisation and protolith restoration of metamorphic rocks at Lazishao graphite mine, Sichuan. EGUsphere. https://doi.org/10.5194/egusphere-2023-1528
Chim, L. K., Yen, J. Y., Huang, S. Y., Liou, Y. S., and Tsai, L. L. Y. (2018) Using Raman spectroscopy of carbonaceous materials to track exhumation of an active orogenic belt: an example from eastern Taiwan. Journal of Asian Earth Sciences, 164, 248-259. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2018.06.030
Davoudzadeh, M., Emami, S. (1972) Stratigraphy of the Triassic Nakhlak Group, Anarak Region, Central Iran, Report no. 28, 68 p.‏ Geological Surbey of Iran, Tehran.
Emami, M. H., Khalatbari Jafari, M., and Vossoughi Abdini, M. (1992) The Tertiary plutonism of Ardestan region, Central Iran. Quarterly Journal of Geosciences, 4, 2-14.
European Commission (2020) Critical Raw Materials Resilience: Charting a Path towards greater Security and Sustainability. https://eur-lex.europa.eu/legal-content/EN/TXT/?uri=CELEX:52020DC0474
Floyd, P.A., and Leveridge, B.E. (1987) Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones. Journal of the Geological Society, 144(4), 531−542. https://doi.org/10.1144/gsjgs.144.4.0531
Floyd, P.A., Winchester, J.A., and Park, R.G. (1989) Geochemistry and tectonic setting of Lewisian clastic metasediments from the Early Proterozoic Loch Maree Group of Gairloch, NW Scotland. Precambrian Research, 45, 203−214. https://doi.org/10.1016/0301-9268(89)90040-5
Fralick, P.W., and Kronberg, B.I. (1997) Geochemical discrimination of clastic sedimentary rock sources. Sedimentary Geology, 113, 111−124. https://doi.org/10.1016/S0037-0738(97)00049-3
Gautneb, H., Rønning, J. S., Engvik, A. K., Henderson, I. H., Larsen, B. E., Solberg, J. K., Ofstad, F., Gellein, J., and Davidsen, B. (2020) The graphite occurrences of northern Norway, a review of geology, geophysics, and resources. Minerals, 10(7), 626. https://doi.org/10.3390/min10070626
Ghasemi Siani, M., Ebrahimi Fard, H., Heidari, A. H., Karimi Shahraki, B., and Mahmoudi, S. (2024) Mineralogy of graphite-bearing schists and calculation of graphitization temperature in the Band-e-Cherk district, Anarak metallogenic zone. Kharazmi Journal of Earth Sciences, 9(2), 133-162.‏ http://dx.doi.org/10.22034/KJES.2024.9.2.106632
Ghorbani, M. (2007) The Economic Geology of Iran, 572 p. Springer Dordrecht, Berlin. https://doi.org/10.1007/978-94-007-5625-0
Haskin, L.A., Haskin, M.A., and Frey, F.A. (1968) Relative and absolute terrestrial abundances of the rare earths Relative and absolute terrestrial abundances of the rare earths, Origin and Distribution of the Elements//Ahrens, L. H (Ed.), Origin and Distribution of the Elements. Oxford: Pergamon, 889−911. https://doi.org/10.1016/B978-0-08-012835-1.50074-X
Henry, D.J., Guidotti, C.V., and Thomson, J.A. (2005) The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotites: Implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms. American mineralogist, 90(2-3), 316-328. https://doi.org/10.2138/am.2005.1498
International Energy Agency (2021) The Role of Critical World Energy Outlook Special Report Minerals in Clean Energy Transitions. Website: www.iea.org.
Jewell, P.W., and Stallard, R.F. (1991) Geochemistry and paleoceanographic setting of central Nevadabedded barites. The Journal of Geology, 99, 151−170. https://doi.org/10.1086/629482
Kalyoncu, R.S. (1998) Graphite Minerals Yearbook, U.S. Geological Survey, 34, 1−34.‏
Kananian, A., Ahmadian, J., and Sarjoughian, F. (2008) Mineral chemistry and thermobarometry of Kuh e-Dom granitoid, NE Ardestan. http://ijcm.ir/article-1-649-fa.html
Kananian, A., Sarjoughian, F., Nadimi, A., Ahmadian, J., and Ling, W. (2014) Geochemical characteristics of the Kuh-e Dom intrusion, Urumieh–Dokhtar Magmatic Arc (Iran): Implications for source regions and magmatic evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 90, 137-148.‏ https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.04.026
Keeling, J. (2017) Graphite: properties, uses and South Australian resources. MESA Journal, 84(3), 28-41. https://minedocs.com/17/Siviour_Deposit_2017.pdf
Landis, C.A. (1971) Graphitization of dispersed carbonaceous material in metamorphic rocks. Contributions to mineralogy and petrology, 30, 34-45. https://doi.org/10.1007/BF00373366
Leake, B.E. (1969) The discrimination of ortho and paracharnockitic rocks, anotthosites and amphibolites. The Indian Mineralogist, 10, 89−104. https://orca.cardiff.ac.uk/id/eprint/75233
McLennan, S.M., Hemming, S., McDaniel, D.K., and Hansen, G.N. (1993) Geochemical approaches to sedimentation, provenance, and tectonics. In: Johnsson, M.J. and Basu, A. (eds.), Processes Controlling the Composition of Clastic Sediments. Geological Society of America Special Paper, 284, 21−40. https://doi.org/10.1130/SPE284-p21
Mehrabi, B., Tale Fazel, E., and Tabbakh Shabani, A. (2014) Whole Rock Geochemical Techniques for Discrimination of Hydrothermal Alteration of the Kuh-e Dom Fe− Cu (±Au) prospect, Central Iran. Advanced Applied Geology, 4(1), 58-74. https://aag.scu.ac.ir/article_10884_en.html?lang=fa
Melezhik, V.A., and Predovsky, A.A. (1982) Geochemistry of Early Proterozoic Lithogenesis (On the Example of the Northern-Eastern Part of the Baltic Shield), 208 p. Nauka, Leningrad (in Russian).
Mitchell, C.J. (1992) Flake Graphite. Industrial Minerals Laboratory Manual. https://nora.nerc.ac.uk/id/eprint/9015/1/Flake_graphite_lab_manual.pdf
Moghadam, H.S., and Stern, R.J. (2015) Ophiolites of Iran: Keys to understanding the tectonic evolution of SW Asia:(II) Mesozoic ophiolites. Journal of Asian Earth Sciences, 100, 31-59.‏ https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.12.016
Nabavi, M.H., and Hushmandzadeh, A. (1983) 1:100.000 Geological map of Kuh-e-Dom. Geological Survey of Iran, Tehran, Sheet No. 6557.
Nazari, G. H., Torabi, G., Arai, S., and Morishita, T. (2019) Lower Oligocene calc-alkaline spessartitic lamprophyres from Central Iran (East of Anarak area); an evidence from the eastern branch of Neotethys subduction-related mantle enrichment. Geotectonics, 53, 786-805. https://doi.org/10.1134/S0016852119060098
Nogole-Sadat, M.A.A., and Almasian, M. (1993) Tectonic Map of Iran, Scale 1:1,000,000. Geological Survey of Iran, Tehran.
Pirnia, T., Saccani, E., Torabi, G., Chiari, M., Goričan, Š., and Barbero, E. (2020) Cretaceous tectonic evolution of the Neo-Tethys in Central Iran: Evidence from petrology and age of the Nain-Ashin ophiolitic basalts. Geoscience Frontiers, 11(1), 57-81.‏ https://doi.org/10.1016/j.gsf.2019.02.008
Rabiei, M. (2006) Geochemical explorations of Kuh-e-Dom area and investigation of the genesis of its gold index, 130 p. M.Sc. thesis, Tarbiat Moalem University, Tehran, Iran (in Persian).
Rahl, J.M., Anderson, K.M., Brandon, M.T., and Fassoulas, C. (2005) Raman spectroscopic carbonaceous material thermometry of low-grade metamorphic rocks: Calibration and application to tectonic exhumation in Crete, Greece. Earth and Planetary Science Letters, 240(2), 339-354.‏‏ https://doi.org/10.1016/j.epsl.2005.09.055
Ray, J. S. (2009) Carbon isotopic variations in fluid‐deposited graphite: evidence for multicomponent Rayleigh isotopic fractionation. International Geology Review, 51(1): 45-57. https://doi.org/10.1080/00206810802625057
Renmin, W., Gaopin, H., and Zhenzhen, Ch. (1986) Graphical discriminant method for protolith of metamorphic rocks. 354p. Geological Publishing House, Beijing.
Roser, B.P., and Korsch, R.J. (1986) Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio. Journal of Geology, 94, 635−650. https://doi.org/10.1086/629071
Rosing-Schow, N., Bagas, L., Kolb, J., Balić-Žunić, T., Korte, C., and Fiorentini, M.L. (2017) Hydrothermal flake graphite mineralisation in Paleoproterozoic rocks of south-east Greenland. Mineralium Deposita, 52, 769−789. https://doi.org/10.1007/s00126-016-0701-9
Saccani, E., Azimzadeh, Z., Dilek, Y., and Jahangiri, A., (2013) Geochronology and petrology of the Early Carboniferous Misho Mafic Complex (NW Iran), and implications for the melt evolution of Paleo-Tethyan rifting in Western Cimmeria. Lithos, 162, 264-278.‏ https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.01.008
Sarjoughian, F. (2012) The nature of plutonism of Kuh-e-Dom (northeast of Ardestan), its geological history and magmatic evolutions, 230p. Ph.D. thesis, University of Tehran, Tehran, Iran(in Persian).
Sarjoughian, F., Kananian, A., Haschke, M., Ahmadian, J., Ling, W., and Zong, K. (2012) Magma mingling and hybridization in the Kuh-e Dom pluton, Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 54, 49-63. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2012.03.013
Shahin, M., Alaminia, Z., Nasr-Esfahani, A. K., and Sadeghisorkhani, H. (2023) Mineralogical, geochemical, and geophysical studies in the Band-e-Cherk iron-manganese prospect area, Anarak zone, Central Iran. Advanced Applied Geology, 13(3), 714-743.‏ https://doi.org/10.22055/AAG.2022.41738.2313
Sharkovski, M., Filichev, E., and Selivanov, E. (1981) Geological map of Kuh-e-Dom, scale 1:100000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran, sheet No. 6557.
Sharma, V., Hossain, A. K., Ahmed, A., and Rezk, A. (2022) Study on using graphene and graphite nanoparticles as fuel additives in waste cooking oil biodiesel. Fuel, 328, 125270. https://doi.org/10.1016/j.fuel.2022.125270
Shirdashtzadeh, N., Furnes, H., Miller, N. R., Dantas, E. L., Torabi, G., and Meisel, T. C. (2022) Subduction initiation of the Neo-Tethys Ocean in Central Iran based on U-Pb geochronology, geochemical and Nd isotope data of the Ashin ophiolite. Ofioliti, 47(2).‏ https://doi.org/10.4454/ofioliti.v47i2.557
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., and Morishita, T. (2020) Evolution of lithospheric mantle in the north of Nain‐Baft oceanic crust (Neo‐Tethyan ophiolite of Ashin, Central Iran). Island Arc, 29(1), 12342.‏ https://doi.org/10.1111/iar.12342
Shirdashtzadeh, N., Torabi, G., Meisel, T., Arai, S., Bokhari, S. N. H., Samadi, R. and Gazel, E. (2014) Origin and evolution of metamorphosed mantle peridotites of Darreh Deh (Nain Ophiolite, Central Iran): implications for the Eastern Neo-Tethys evolution. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie-Abhandlungen, 273(1), 89-120.‏ https://doi.org/10.1127/0077-7749/2014/0418
Simandl, G. J., Paradis, S., and Akam, C. (2015) Graphite deposit types, their origin, and economic significance. British Columbia Ministry of Energy and Mines and British Columbia Geological Survey, 3, 163-171.‏
Simonen, A. (1953) Stratigraphy and Sedimentation of the Sveco fennidic, early Archean Supracrustal Rocks in Southwestern Finland. Bulletin of the Geological Society of Finland, 160, 1−64.
Sun, S.S., and McDonough, W.F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts. Implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications 42, 313–345. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Sunkari, E.D., and Zango, M.S. (2018) Preliminary investigation of the geologic controls of graphite mineralization and exploration potential of the Wa-Lawra Belt: Implications for Kambale graphite deposit. J. Environ. Earth Science, 8(3), 77-89.‏
Taylor, S.R., and Mc Lennan, E. (1985) The Continental Crust: Its Composition and Blackwell. Geological Magazine, 122(6):673-674. https://doi.org/10.1017/S0016756800032167
Technoexport. (1981) Detail geology prospecting in the Anarak Area Central Iran, Report No. 9, 1-154. Geological Survey of Iran, Tehran.
Technoexport. (1984) Geological map of Kabudan: Geological survey of Iran, 1:100000 series, sheet 6856.
TengFei, Z. (2015) The geochemical characteristics and deposit genesis analysis of Xiao chagou graphite depositin Zhenping County of Henan Province. China University of Geosciences (Beijing).
Tichy, L., and Turnovec, I. (1978) On possible geochemical identification of graphite in south Bohemia [in Czech], Geologicky Pruzkum, 20.
Torabi, G. (2011) Late Permian blueschist from Anarak ophiolite (Central Iran, Isfahan province), a mark of multi-suture closure of the Paleo-Tethys ocean. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 28(3), 544-554. ‏https://www.scielo.org.mx/scielo.php?pid=S1026-87742011000300015&script=sci_arttext&tlng=en
Torabi, G. (2012) Late Permian post‐ophiolitic trondhjemites from Central Iran: a mark of subduction role in growth of Paleozoic continental crust. Island Arc, 21(3), 215-229.‏ https://doi.org/10.1111/j.1440-1738.2012.00817.x
Torabi, G., Shirdashtzadeh, N., Arai, S., and Koepke, J. (2011) Paleozoic and Mesozoic ophiolites of Central Iran: amphibolites from Jandaq, Posht-e-Badam, Nain and Ashin ophiolites. Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaontologie-Abhandlungen, 262(2), 227.‏ https://doi.org/10.1127/0077-7749/2011/0194
Wada, H., Tomita, T., Matsuura, K., Tuchi, K., Ito, M., and Morikiyo, T. (1994) Graphitization of carbonaceous matter during metamorphism with references to carbonate and pelitic rocks of contact and regional metamorphisms, Japan. Contributions to Mineralogy and Petrology, 118, 217−228. https://doi.org/10.1007/BF00306643
Wang Li, JunLei, F., Yangwei, F. (2017) Graphite resources status quo and distribution of graphite deposits in China. Coal Geology of Cina, 29(07), 5−9.
Whitney, D. L., Evans, B. W. )2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist, 95(1), 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371
Winchester, J.A., Park, R.G., and Holland, J.G. (1980) The geochemistry of Lewisian semipelitic schists from the Gairloch District, wester Ross. Scottish Journal of Geology, 16(2),165−179. https://doi.org/10.1144/sjg16020165
Wopenka, B., and Pasteris, J. D. (1993) Structural characterization of kerogens to granulite-facies graphite: applicability of Raman microprobe spectroscopy. American mineralogist, 78(5-6), 533-557. https://pubs.geoscienceworld.org/msa/ammin/article-abstract/78/5-6/533/42779/Structural-characterization-of-kerogens-to
Zanchi, A., Malaspina, N., Zanchetta, S., Berra, F., Benciolini, L., Bergomi, M., and Kouhpeyma, M. (2015) The Cimmerian accretionary wedge of Anarak, Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 102, 45-72.‏ https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.08.030
Zanchi, A., Zanchetta, S., Garzanti, E., Balini, M., Berra, F., Mattei, M., and Muttoni, G. (2009) The Cimmerian evolution of the Nakhlak–Anarak area, Central Iran, and its bearing for the reconstruction of the history of the Eurasian margin. Geological Society, London, Special Publications, 312(1), 261−286.‏ https://doi.org/10.1144/SP312.13
Zhenhua, Z. (1997) Principle of Trace Elements Geochemistry, 179p. Science Press, Beijing.
Petrological Journal
Volume 15, Issue 4 - Serial Number 60
Petrological Journal, 15th Year, No. 60, Winter 2025
December 2025
Pages 1-28

Files

History

  • Receive Date: 05 January 2024
  • Revise Date: 05 May 2024
  • Accept Date: 05 June 2024

Share

How to cite

Statistics