کانی‌شناسی، زمین‌شیمی و گوهرشناسی فلوریت در سنگ‌‏‌های آهکی کانسار پیناوند (پهنة ایران مرکزی)

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.

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.

جدول 4. مقدار Sc، Sr و Zr در فلوریت‌‏‌های کانسار پیناوند.

Table 4. Zr, Sr, Sc content of fluorites in Pinavand deposit.

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