پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شمارهها | 1,828 |
| تعداد مقالات | 14,860 |
| تعداد مشاهده مقاله | 40,680,882 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 15,790,539 |
بررسی کانیشناسی و میانبارهای سیال در رخداد معدنی غارمروارید با سنگ میزبان کنگلومرا، جنوب باختری اراک، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 3، دوره 41، شماره 2 - شماره پیاپی 99، تیر 1404، صفحه 21-46 اصل مقاله (2.57 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2024.141393.1287 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسنده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| زهرا اعلمی نیا* | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| دانشیار ، گروه زمین شناسی،دانشکده علوم ، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| رخداد معدنی غارمروارید در جنوب اراک، در حوضۀ فلززایی ملایر-اصفهان به میزبانی کنگلومرای قاعدۀ کرتاسۀ زیرین است. کانهسازی شامل گالن، پیریت و مقادیر کمی کالکوپیریت و اسفالریت است. مادۀ معدنی بهصورت دانهپراکنده، جانشینی، خالدار و پرکنندۀ فضای خالی رخ داده است. باطلهها بیشتر کوارتز، آنکریت، سیدریت، فرودولومیت، کلسیت، سریسیت، بیوتیت، کلریت و کمی باریت است. یافتهها سلسلهوقایع کانیسازی را نشان میدهد: کوارتز خودشکل و سولفید دانهریز که در کربنات دیاژنزی جلوتر تشکیل شده، جای میگیرند؛ بعد از آنها گالن و دگرسانی فراگیر کربنات آهن-منیزیم-منگنز سبب تجزیه و جانشینی در مرز کوارتز میشوند و کانیهای بعدی با کوارتز درشتبلور، گالن، سریسیت، بیوتیت و کلریت مشخص میشوند. میانبارهای سیال اولیه و به دام افتاده در کوارتز و دولومیت، شوری متوسطی را در بازۀ 7/3 تا 2/16درصد وزنی معادل نمک طعام و دمای متوسط تا بالا در محدودۀ 151 تا 330 درجۀ سانتیگراد آشکار میکند. کانهزایی با ساختار چین-گسل کنترل میشود. غارمروارید شباهت زیادی با کانسارهای سرب و روی ماسهسنگی حاشیۀ کالدونیدهای اسکاندیناوی، بهویژه کانسار لیسوال سوئد دارد. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کنگلومرا؛ کانهزایی سرب؛ میکروسکوپ الکترونی روبشی؛ میانبارهای سیال؛ اراک | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه کانسارهای نوع رسوبی-بروندمی (SEDEX)، درۀ میسیسیپی (MVT) و سولفید تودهای آتشفشانزاد (VMS)، 95درصد از منابع روی، سرب، نقره، کادمیوم، ایندیوم و تالیوم دنیا را تأمین میکنند (Vikentyev 2023). کانسارهای سرب و روی با میزبان رسوبی بیشتر، با سنگهای کربناته یا سیلیسیکلاستیک (شیل، ماسهسنگ و سیلتسنگ) همراهاند و ارتباط ژنتیکی روشنی با فعالیتهای آذرین ندارند (Leach et al. 2005, 2010; He et al. 2009; Mu et al. 2021). در مقایسه با کانسارهای روی و سرب با میزبان شیل و آهک، تعداد اندکی در ماسهسنگ و کنگلومرا دیده میشود. تقاضای جهانی برای منابع معدنی نامتداول همچون میزبان کنگلومرایی، بهتدریج افزایش یافته است (Zhu et al. 2023)؛ برای نمونه به کانسار Kady در آمریکا (Werdon 1997)، Laisvall در سوئد با ذخیرۀ 64 میلیون تن و عیار 6/0درصد روی، 0/4درصد سرب و 9 گرم در تن نقره (Saintilan et al. 2015; Billström et al. 2020) و گنبد Jinding در چین با ذخیرۀ 220 میلیون تن و عیار 1/6درصد روی و 3/1درصد سرب در همراهی با مخزن کمعمق نفت و گاز اشاره میشود (Xue et al. 2014; Ma et al. 2021; Kyle and Li 2002). در سالهای اخیر کانسارUragen در چین، با میزبان ماسهسنگ و کنگلومرای کرتاسۀ زیرین و پالئوسن، یکی از کانسارهای بزرگ با سنگ میزبان آواری درشتدانه است که با عیار 61/2درصد روی و 45/0درصد سرب در سال 1950 شناسایی و در ارزیابی مجدد اکتشافی در سال 2007، ذخیرۀ 981 میلیون تن برای آن تخمین زده شده است (Gao et al. 2022). منابع کنگلومرایی در فروافتادگی حاشیۀ کمربندهای کوهزایی (همزمان یا بعد از کوهزایی) تشکیل میشود. آنها خصوصیاتی همچون نهشتگی سریع در نزدیک منبع، تغییرات در رخسارۀ رسوبی و ناهمگنی در مخزن دارند و بهسبب اندازۀ متفاوت دانهها و درجات متفاوت سیمانیشدن، نحوۀ انتشار شکستگیهای ناشی از فشار و ویسکوزیتۀ سیالها در آنها متفاوت است (Zhu et al. 2023). در ارتباط با همزاد و غیرهمزادبودن کانسارهای روی و سرب با میزبان کنگلومرا، بحثهای زیادی وجود دارد و خاستگاههای گوناگونی برای آنها پیشنهاد شده است: 1-شورابههای رسوبی؛ 2- آبهای جوی/ آبهای زیرزمینی؛ 3-آبهای دریایی (Ma et al. 2021). در میان انواع کنگلومراها، کنگلومرا با پبلهای کوارتز ([1]QPC)، میزبان کانسارهای بزرگ دیگری ازجمله طلا، اورانیوم و نفتاند (Reimer and Mossman 1990; Cronin and Kidd 1998). QPC ها بیشتر در طی فرایندهای دیاژنتیکی پدید میآیند، بهعبارتی از هم پاشیدگی و انحلال کلاست با فروپاشی تخلخل و فشار محلول در امتداد مرز دانهها، سبب چنین ترکیب و بافت QPC میشود، هرچند گاهی هوازدگی شیمیایی شدید و حمل و نقل طولانیمدت نیز، چنین نهشتههای رسوبی را پدید میآورد (Cox et al. 2002). در ایران، تمرکز چشمگیری از کانسارها و رخدادهای معدنی روی و سرب در رسوبات کرتاسۀ زیرین جنوب اراک مشاهده میشود. بخشهای هفتگانۀ توالی سنگچینهای کرتاسۀ زیرین اراک از قدیم به جدید عبارتاند از: (Thiele et al. 1968; Momenzadeh 1976): کنگلومرا (Kc1)، ماسهسنگ (Kc2)، دولومیت ماسهای همراه با سنگهای آتشفشانی حدواسط-مافیک (Kc3)، آهک متورق با لایهبندی نازک و عدسیهای دولومیتی (Km)، سنگآهک ستبرلایۀ اوربیتولیندار و آهک نازکلایه (Kl)، آهک دولومیتی همراه با میانلایۀ شیل، مارن و آهک (Ks) و در بخش بالایی آهک اوربیتولیندار فوقانی (Klu). از مهمترین کانسارهای حوضۀ معدنی اراک با سنگ میزبان کرتاسه، به عمارت (Ehya et al. 2010)، هفتسواران شرقی (Mahmoodi et al. 2018)، خانآباد، کلیشه، لکان، تکیه، آهنگران (Maanijou et al. 2020) و رباط (Niroomand et al. 2019) و رخدادهای معدنی دوخواهران و غارمروارید اشاره میشود (شکل 1-A). از دید چینهشناسی تطبیقی، افقهای کانهدار در بخشهای شیلی-کربناتۀ کرتاسۀ زیرین کانسارهای نامبرده نهشته شدهاند، بهجز در دو نشانۀ معدنی دوخواهران و غارمروارید که در کنگلومرای قاعدهایِ کرتاسه جای گرفتهاند (Momenzadeh 1976; Mahmoodi et al. 2021). با وجود بررسیهای زمینشناسی اقتصادی متنوعی که بر کانسارهای ناحیۀ معدنی اراک انجام شده است تا کنون مطالعهای بر کانسارهای سرب و روی با میزبان کنگلومرا انجام نشده است؛ از این رو در این پژوهش سعی شده است تا کانیشناسی، کانهنگاری و ریزدماسنجی میانبارهای سیال برای بررسی شرایط فیزیکوشیمیایی نهشت کانسنگ در منطقۀ غارمروارید، با سنگ میزبان کنگلومرا مطالعه شود. کانهزایی غارمروارید در شمال خاوری منطقۀ معدنی تکیه، حدفاصل جنوب باختری اراک تا شازند و در شمال باختری حوضۀ معدنی اراک (استان مرکزی) قرار دارد و نخستین بار (Momenzadeh 1976)، آن را معرفی کرده است. چهارچوب زمین شناسی سنندج-سیرجان با توجه به اینکه رخداد معدنی غارمروارید در بخش میانی پهنۀ ساختاری سنندج-سیرجان قرار دارد، با هدف مطالعۀ چینهنگاری و بازسازی محیط تهنشست کانهسازی در سازندهای مزوزوئیک، زمینشناسی دیرینۀ آن بررسی میشود. در ایران پیشروی و پسروی دریاهای تتیس در پدیدآمدن رخنمونهای متفاوت و تکامل زمینشناسی، نقش بسزایی داشته است. پژوهشهای پیشین نشان میدهد پس از بازشدن تتیس جوان در پرمین پیشین، با حرکت سرزمینهای سیمرین بهسمت شمال، فرورانش دریای تتیس کهنه از پرمین شروع و در تریاس پسین در نتیجۀ کوهزایی سیمرین بسته میشود (Stampfli et al. 1991; Alavi 1996; Horton et al. 2008; Bagheri and Stamfli 2008; Alirezaei and Hassanzadeh 2012; Zanchetta et al. 2013; Madanipour et al. 2018). دربارۀ کوهزایی سیمرین در بازههای زمانی تریاس میانی-بالایی (Aghanabati 2004)، پرمین بالایی-تریاس زیرین (Berberian 1983) و یا حتی لیاس آغازین (Boulin 1988)، اتفاق نظر وجود ندارد (Madanipour et al. 2024). حادثۀ فرورانش تتیس نو در حاشیۀ جنوبی پوستۀ قارهای ایران در زمان تریاس میانی (نورین-راتین، 216-200 میلیون سال) شروع و تا الیگوسن پسین به مدت 175 میلیون سال ادامه داشته (Vincent et al. 2005; Verdel et al. 2011) و کمان حاشیۀ فعال مزوزوئیک (ژوراسیک میانی تا کرتاسۀ زیرین، 143 تا 187 میلیون سال) سنندج-سیرجان را پدید آورده است (Arvin et al. 2007; Hassanzadeh and Wernicke 2016; Bayati et al. 2017) این در حالی است که در سالهای اخیر Azizi and Stern (2019)، این ماگماتیسم را مرتبط با ریفت قارهای دانسته و برای نمونه، آنها مجموعۀ بازالتی غرب همدان را فعالیتهای آتشفشانی زیردریایی در 144 میلیون سال پیش معرفی کردهاند (Azizi et al. 2019). تداوم فاز فشارشی ناشی از فرورانش تتیس نو، به تشکیل حوضۀ پشت کمانی در زمان تارسین-آلنین (183-170 میلیون سال) و یا تشکیل چندین حوضۀ کوچک کششی در کرتاسه (Stern et al. 2021)، در حاشیۀ اوراسیا (صفحۀ توران) منجر (Golonka 2004) و سبب رسوبگذاری نهشتههای دریایی در آن نواحی شده است. سنگهای پهنۀ سنندج-سیرجان در پی بستهشدن دریای تتیس نو در هستۀ سامانۀ کوهزایی زاگرس (قطعهای از کمربند برخوردی آلپ-هیمالیا)، با درجات مختلف دچار دگرگونی ناحیهای و باعث رخنمون مجموعهای از سنگها با خاستگاههای مختلف متشکل از اسلیت، فیلیت، کوارتزیت، میکاشیست، سنگهای پرکامبرین دگرگونی، سنگهای آتشفشانی، کوارتز و گرانیت میلونیتی، گنیس و آمفیبولیت شدهاند (Mohajjel and Fergusson 2000; Shekarardakani et al. 2015; Derikvand 2022)؛ از این رو در حال حاضر، طیف متنوعی از سنگهای آذرین، دگرگونی و رسوبی در پهنۀ ساختاری سنندج-سیرجان (به موازات تراست زاگرس) با عرض 100 تا 150 کیلومتر و درازای تقریبی (با احتساب هرمز و مکران) 2000 کیلومتر دیده میشود که وقایع گوناگون تکتونیکی از هر دو نوع کششی و فشارشی بعد از ماگماتیسم را حفظ کرده است (Monfaredi et al. 2020). زمینشناسی بعد از تریاسِ سنندج-سیرجان، از تراست و چینخوردگی زاگرس متفاوت است. پرمین و تریاس عمدتاً غیر ماگماییاند و توالی تریاس متشکل از فیلیتهای خاکستری تیره و شیستهای دارای کوارتز، فلدسپار، سریسیت، کلریت، بیوتیت و مسکویتدار با میانلایههای ماسهسنگ دگرگون است. حجم کمی از گدازههای دگرگون و دگرسان بایومدال در زیر فیلیتهای همدان بهسمت جنوب و غرب همدان یافت شده است. در فاصلۀگلپایگان و تراست اصلی زاگرس، سنگهای آتشفشانی متوسط تا بازیک درون مرمرهای ژوراسیک وجود دارد (Hassanzadeh and Wernicke 2016). بیشترین سطح رخنمون پیسنگ در سنندج-سیرجان مربوط به توالی ژوراسیک است. عمدتاً ژوراسیک زیرین با یک ناپیوستگی بر تریاس دیده میشود. توالی منتسب به ژوراسیک بیشتر از سیلتستون، شیل تیرۀ غنی از مواد آلی و ماسهسنگ نابالغ تشکیل شده است که گاهی بین لایههایی از توالی دریایی کمعمق (توالیهای دریایی-دلتایی) در آن رخ داده است. این توالی با ضخامت ساختاری 2000 متر بهطور محلی تغییر شکل داده و دگرگونی ضعیفی را متحمل شدهاند و به فیلیتهای همدان مشهورند. در این توالی، وقوع گستردۀ آتشفشان دیده میشود که از شمال باختر تا جنوب خاور در نواحی سنندج، همدان، اصفهان، آباده و سیرجان به چشم میخورد. توالی نازک از طبقات قرمزرنگ با ضخامت متغیر و سن بارمین تا آلبین مشهور به قاعدۀ کرتاسه و در ادامۀ آهکهای صخرهساز اوربیتولیندار با یک مرز فرسایشی و ناپیوستگی زاویهدار بر شیل و اسلیتهای ژوراسیک جای گرفتهاند (Braud 1990). ناپیوستگی بزرگمقیاس بوده و طی رویداد کوهزایی سیمرین پسین به وقوع پیوسته است. پیشروی دریای کرتاسه بهطور پیوسته و بدون وقفه تا زمان سنومانین ادامه داشته است. در شمال باختر سنندج-سیرجان، آتشفشانیهای فراوان با ترکیب مختلف از فلسیک تا حد واسط در توالی کرتاسه به وقوع پیوسته است (Azizi and Jahangiri 2008; Hassanzadeh and Wernicke 2016)؛ برای نمونه در سنندج، سنگهای آتشفشانی داخل توالی ضخیمی از شیل (Stöcklin 1968)، در مرز عراق، سنگهای آتشفشانی فلسیک در میان آهکهای اوربیتولیندار آلبین (Jassim and Goff 2006) و در اقلید فارس، بهصورت گدازه و پیروکلاستیک درون آهکهای بارمین سنومانین برونزد یافته است (Houshmandzadeh and Soheili 1990). گفته میشود نهشتههای کرتاسۀ پهنۀ سنندج - سیرجان حاصل رسوبگذاری بر یک پلاتفرم کربناته است که از چهار زیرحوضۀ دریای باز، سد حاشیهای، لاگون و پهنۀ جزر و مدی تشکیل شده است (Parvane-Nejad Shirazi and Shahida 2003). در کرتاسۀ زیرین، تشکیل فعالیتهای آتشفشانی و نهشتگی ولکانوکلاستیکهای سنندج-سیرجان در حاشیۀ جنوبی بلوک ایران مرکزی، ناشی از فرورانش مایل و بهسمت شمال خاور، صفحۀ لیتوسفری تتیس نو به زیرحوضۀ فروافتادۀ طویل سنندج-سیرجان بوده و تا کرتاسۀ بالایی- پالئوسن زیرین تداوم داشته است (Barrier et al. 2018; Madanipour et al. 2024). این فرورانش به برخورد و تجمع جزایر قوسی و رشتهکوههای زیردریایی (seamount) منجر میشود که جلوتر در نتیجۀ فرورانش درون اقیانوسی شکل گرفته بودند (Berberian 1983; Madanipour et al. 2024). توالی کرتاسه بهصورت ناهمشیب از سوی کنگلومرای گستردۀ غیر دریایی با سن پالئوسن پوشیده شده است. از پایان کرتاسۀ پسین تا برخورد ورقۀ عربی با اوراسیا (حدود 20 تا 30 میلیون سال)، حجم سترگی از ماگماتیسم بهویژه میان 35 تا 55 میلیون سال پیش در کمان ماگمایی ارومیه-دختر، سبب شده است پهنۀ سنندج-سیرجان در این دورۀ زمانی در منطقۀ پیشکمان قرار بگیرد (Hassanzadeh and Wernicke 2016). این پهنه در نتیجۀ برخورد ورقۀ عربی با ایران مرکزی در حدفاصل کرتاسه تا پالئوژن دچار دگرشکلی شده و کمربند راندگی-چینخورده در طول آن گسترش یافته است. شکل 1- (A) موقعیت رخداد معدنی غارمروارید در روی نقشۀ زمینشناسی سادهشده از حوضۀ معدنی اراک (اقتباس با تغییراتی از Vaezi and Kholghi 2007; Mahmoudi et al. 2018)؛ (B) میزبان یالهای تاقدیس، آهکهای خوب لایهبندیشدۀ کرتاسۀ زیرین است. محور چین با سنگهای ژوراسیک نمایش داده شده است. Fig 1- (A) The location of the Gharmorvarid ore occurrence is shown in the simplified geologic map of the Arak mining district (modified after Vaezi and Kholghi 2007; Mahmoudi et al. 2018); (B) Well-bedded Early Cretaceous limestone hosts the limbs of this anticline. Anticline axis displayed with Jurassic rocks. روش پژوهش در این پژوهش پس از بررسی نقشۀ زمینشناسی 1:100000 ورچه (Vaezi and Kholghi 2007)، برونزدهای کانیسازی در منطقۀ غارمروارید، مورد بازدیدهای میدانی و بررسیهای آزمایشگاهی قرار گرفتهاند. تمرکز اصلی نمونهبرداری، بررسی واحدهای سنگ میزبان کرتاسۀ زیرین و کانهسازی بوده است. سپس برش نازک میکروسکوپی از تعدادی از نمونهها برای مطالعه با میکروسکوپ دو منظورۀ عبوری-انعکاسی در گروه زمینشناسی دانشگاه اصفهان بر لامهای استاندارد با اندازۀ 46 در 27 میلیمتر، تهیه، عکسبرداری و مطالعه شد. پس از مطالعۀ کامل پتروگرافی، برای شناخت ترکیب کانیشناسی و مطالعۀ نیمهکمی شیمی عناصر با دستگاه SEM، نقاط بر مقاطع مشخص و نمونهها به مدت 20 دقیقه برای پوشش کربن در دستگاه قرار گرفتند و سپس 31 نقطه بهوسیلۀ میکروسکوپ الکترونی روبشی مدل JEOL JSM 7100F ساخت کشور ژاپن، با ولتاژ 15 کیلو الکترون ولت (kV) در دانشگاه مموریال کانادا مطالعه شد. پس از مطالعات دقیق پاراژنزی، تعداد 5 مقطع دوبر صیقل از کانیهای کوارتز و کربنات همراه با نمونههای کانهدار (گالن) با جهت برش مناسب برای بررسیهای میانبارهای سیال، با ضخامت 100 میکرومتر تهیه و ارزیابی شد. اندازهگیریها با دستگاه گرمایش و سرمایش Linkam THM600 مجهز به سامانۀ خنککننده LNP و کنترلگر دمایی TMS94 با دامنۀ حرارتی 100- تا 600+ درجۀ سانتیگراد، در دانشگاه اصفهان انجام شد. این دستگاه بر میکروسکوپ نوری مدل ZEISS تعبیه شده است. برای محاسبۀ شوری و چگالی از برنامۀ McFlincor (Brown 1989) استفاده شده است. زمین شناسی و چینهنگاری تاقدیس غارمروارید در 7 کیلومتری شمال خاوری روستای عمارت قرار دارد (شکلهای 1-A). این تاقدیس با راستای شمال باختری-جنوب خاوری از روند عمومی سنندج-سیرجان تبعیت میکند. پهنای این تاقدیس در بخش شمال باختری، بیش از بخش جنوب خاوری (پستی و بلندی ملایمتر) است (شکل 1-B) و افزون بر شیب زیاد در یال جنوبی غارمروارید، روی آن یال، یک چینخوردگی خرگوشی در نتیجۀ گسلهای ثانویه رشد کرده است (شکل 2-A). هندسۀ چینخورده بر تصویر ماهواره، گویای آن است که احتمالاً لایههای گسسته[2] همچون شیل و مارن که پلاستیسیتۀ بالایی دارند، در ژرفای بیشتر حضور دارند (شکل 2- B). علیپور و همکاران (Alipoor et al. 2021) نقش زمینساخت وارون را در تشکیل پهنههای گسلی منطقۀ تکیه (جنوب باختری غارمروارید، شکل 1-B) مؤثر و کانهزایی و دگرریختی واحدها را با گسلهای معکوس و پرشیب مرتبط میدانند. در منطقۀ مطالعاتی، بهسبب پوشیدهبودن سطح زمین از رسوبات پلیوسن و کواترنری، اطلاعات سطح زمین کمک چندانی نمیکند (شکل 4-A). اصلیترین سنگهای موجود در این تاقدیس، که در کنار تونل قدیمی و غار رخنمون دارند، ماسهسنگ ژوراسیک و مجموعۀ توالی سنگی کرتاسۀ زیرین است. کهنترین سنگهای رخنمونیافته، ماسهسنگهای متوسطلایۀ شیبدار خاکستری متمایل به سبز با لایهبندی موازی است که با قرارگیری در زیر کنگلومرای قاعدۀ کرتاسه، سن ژوراسیک پایینی-میانی یا قدیمیتر را نشان میدهند و در هستۀ تاقدیس قرار دارند (شکلهای 3 و 2-B). توالی ژوراسیک، خردشدگی شدیدی را نشان میدهد (شکل 4-B). کانیشناسی واحد ماسهسنگی کوارتز، فلدسپار و خردهسنگ دگرگونی است. از دیگر ذرات، کانیهای اکسی-هیدروکسیدهای آهن و مواد آلی است. قاعدۀ کرتاسه با ردیفی از کنگلومرای ضخیملایۀ خاکستری تا قهوهای مایل به زرد شروع میشود که با دگرشیبی زاویهدار (حدود 10 تا 15 درجه)، با تکیه بر نبود محلی ردیفهای دریایی ژوراسیک پسین بر ماسهسنگ قدیمی قرار گرفته است که بیانگر بالاآمدگی و خروج منطقه از آب و متعاقب آن، فاز فرسایشی ناشی از حرکات زمینساختی سیمرین میانی در دورۀ زمانی ژوراسیک تا کرتاسۀ آغازین است (Adabi and Jamalian 2008). ضخامت ردیفهای آواری کرتاسۀ زیرین در غارمروارید، به کمتر از 300 متر میرسد (Momenzadeh 1976). کنگلومرای قاعدۀ کرتاسه از قطعات 2 میلیمتر تا 25 سانتیمتر و گاهی بزرگتر، در اندازۀ گراولی تا پبلی تشکیل شده است (شکل 4-C و D). کانی کوارتز سازندۀ اصلی پبلهای کنگلومراست که بهصورت کوارتزیت، کوارتزمیکاشیست، چرت و رگۀ کوارتز دیده میشود. قلوههای کنگلومرا با تراکم متوسط و بهصورت کاملاً گردشدهاند، بافت آن بیشتر دانهپشتیبان است و جورشدگی ضعیفی دارد که نشانۀ آشفتهبودن محیط رسوبگذاری در زمان تشکیل است. در تاقدیس غارمروارید، کنگلومرا بهتدریج، پیوسته و همشیب به ماسهسنگهای درشتدانۀ کوارتزیتی، دولومیت ماسهای قهوهای زرد و سنگآهکهای نازکلایۀ خاکستری روشن تبدیل میشود و کرتاسۀ زیرین با سنگآهکهای ستبرلایه تا تودهای، دارای فسیلهای اوربیتولین خاکستری مایل به سبز تا خاکستری تیره با ضخامت واقعی 149 متر، بهصورت ستیغساز ادامه مییابد (شکل 3-A). مارن و آهک روی واحد آهکی ضخیملایۀ توالی شیل، تهنشین شده است (Vaezi and Kholghi 2007). ویژگی مجموعۀ سنگی کرتاسۀ پیشین، گویای توالی مثبت و پیشروی ممتد دریای کرتاسه است که بهتدریج از مقدار ماسهسنگ کاسته میشود و کربنات افزایش مییابد و درنهایت در کرتاسۀ بالایی به کربنات دریایی میرسد (Rezaeirouzbahani and Hamdi 2008). چینخوردگیهای توالی کرتاسۀ ناحیۀ اراک ناشی از فعالیت فازهای کوهزایی سیمرین میانی (اواسط دوگر) و لارامید (کرتاسۀ پسین) است (Adabi and Jamalian 2008). شکل 2- تاقدیس غارمروارید: (A) تصویر ماهوارهای سهبعدی (گوگل ارث)؛ (B) مقطع زمینشناسی شماتیک که موقعیت آن در شکل 1-B نمایش داده شده است (دید بهسمت باختر). برای توضیح بیشتر متن را ببینید. Fig 2- Gharmorvarid anticline (A) 3D satellite image (Google Earth), (B) Schematic geologic profile that its location is shown in Fig 1B (view to the W). See text for more details. شکل 3- ستون چینهنگاری برای توالی کانهدار در منطقۀ غارمروارید، واحد Kc1 میزبان پهنۀ کانهزایی است. Fig 3- Stratigraphic column for the ore-bearing sequence at the Gharmorvarid area, KC1 unit is host to the ore zone. شکل 4- (A) و (B) نمایی از کندهکاری قدیمی در واحد ماسهسنگ از منطقۀ غارمروارید، دید بهسمت باختر؛ (C) گالن و کوارتز در سیمان و ماتریکس کنگلومرا دانهپشتیبان (تقریباً همروند با لایهبندی)؛ (D) رخنمونی از کنگلومرای قاعدۀ کرتاسه در غار؛ (E) شبه رگۀ کوارتز شیری در دهانۀ غار؛ (F) گالن دانهپراکنده درون کنگلومرای دگرسانشده؛ (G) کانهزایی نیمهتودهای پیریتی در کنگلومرا، حروف مخفف از (Whitney and Evans 2010): Gn: گالن، Qz: کوارتز. Fig 4- (A) and (B) A view of an old quarrying operation in the sandstone unit from the Gharmorvarid area, view to the W. (C) Galena and quartz in the matrix and cements of the clast-supported conglomerate (nearly parallel to bedding). (D) An outcrop of the Cretaceous basal conglomerate in the cave, (E) The milky quartz vein-like at the cave entrance, (F) Disseminated galena within the altered conglomerate, (G) Semi-massive pyritic mineralization in the conglomerate. Abbreviations from (Whitney and Evans 2010); Gn: galena, Qz: quartz. پتروگرافی سنگ میزبان کانهزایی سرب در واحد کنگلومرای قاعدۀ کرتاسه جای گرفته است. کنگلومرا از نوع کوارتزارنایت تا ساب گریوک بوده و از ذرات کوارتز، چرت، خردهسنگ، کمتر کربنات، کانیهای کدر و فرعی (میکا، آپاتیت و تورمالین) ساخته شده است. با توجه به مطالعات پتروگرافی کوارتز، فراوانی درخور توجهی دارد و به چند گونه دیده میشود. دانههای کوارتز بهصورت تکبلور، درشتبلور (در اندازۀ چند میلیمتر) و خودشکل تا نیمهشکلدارند که خاستگاه گرمابی دارند (شکل 5-A). دانههای کوارتز تکبلوری (منوکریستالین) بیشکل، با خاموشی موجی و مستقیم (کمتر از میلیمتر) است که خاستگاه آذرین دارد و بیانگر انرژی بالای محیط رسوب و چرخۀ مجدد رسوبی است. دانههای کوارتز چند بلوری (پلی کریستالین) با مرزهای کنگرهای است که خاستگاه دگرگونی دارد و به هر سه شکل شیستوز، کشیده (stretched quartz) و تبلور مجدد مشاهده میشود (شکل 5-C). کوارتز ریز بلور به شکل چرت در خردهسنگها حضور و خاستگاه رسوبی دارد (شکل 5-B). کربنات با توجه به اندازۀ بلور به دو صورت ریز تا متوسطبلور و نیمهشکلدار و دانهدرشت گرمابی در بازۀ دولواسپارایت دیده میشود (شکل 5-D). نوع اول که به شکل پراکنده در متن ذرات خردهسنگی دیده میشود، دولومیت دیاژنتیک است و نوع دوم بافت شانهای دارد و پرکنندۀ فضای خالی قطعات کنگلومرایی است، از نوع کربناتهای اپی ژنتیک و گرمابی است و بیشتر در مجاورت شکستگیها یافت میشود. خردهسنگها به ترتیب فراوانی از نوع دگرگونی، آذرین و رسوبیاند. اینها احتمالاً با توجه به برونزد درخور ملاحظۀ واحدهای تریاس-ژوراسیک از دگرگونیهای درجه پایین تا متوسط (فیلیت و شیست) تأمین شدهاند. برخی قطعات ماسهسنگ بهصورت جهتیافته با فابریک فشرده و تماسهای بین دانهای مقعر-محدب و مضرسی مشاهده میشود (شکل 5-B). از ذرات نادر موجود در کنگلومرا، دانههای کدر پوششدار با اندازۀ کمتر از 700 میکرومتر است که بافت پیزولیتی را نشان میدهند. این دانهها بافت همگنی نداشته و از ذرات غنی از اکسید آهن، میکا، کوارتز، خردهسنگهای آغشته به اکسید آهن، بهندرت پیریت همراه با شکستگی و حفره تشکیل شدهاند. گفته میشود این ذرات محصول شرایط یکسان آب و هوای گرم و مرطوباند (Murru et al. 2011; Maciag et al. 2019). در طی دیاژنز دفنی در ژرفای کم (کمتر از 2 کیلومتر) و دمای کم (کمتر از 100 درجۀ سانتیگراد)، تبلور مجدد کوارتزها، رورشدی فلدسپار بر فلدسپارهای آواری، شکلگیری کلریت از رسها و تهنشینی سیمان از جنس کوارتز و کربنات رخ میدهد (Tucker 1994) و با افزایش توأم ژرفا و دما، آلبیتیشدن فلدسپار و دولومیتیشدن کلسیت به وقوع میپیوندد (Morad et al. 2000). بررسیهای پتروگرافی نشان میدهد پیش از فرایندهای دیاژنز و دگرسانی گرمابی، کنگلومرای قاعدۀ کرتاسه در غارمروارید بیشتر از ذرات آواری کوارتز، کمتر فلدسپار و رس ساخته شده است، در محیطهای دیاژنتیکی مختلف قرار گرفته و به یکسری تغییرات در ساخت و بافت منجر شده است. بر این اساس، طیف وسیعی از فرایندهای دیاژنز، که آثار گوناگونی بر سنگ میزبان کنگلومرایی داشته است، به ترتیب زیر بیان میشود. فشردگی یا تراکم در طی دیاژنز باعث کاهش حجم، کاهش تخلخل و سنگشدگی ردیف تخریبی شده است که بهطور گسترده مشاهده میشود. فشردگی مکانیکی پس از رسوبگذاری، سبب مرزهای محدب-مقعر و مضرس در بین دانههای کوارتز شده است (شکل 5-B). فشردگی شیمیایی و انحلال فشاری بهصورت مرز خلیجی کوارتز و رگچۀ انحلالی نمود پیدا کرده است (شکل 5-B). جانشینی به شکل کربناتهشدن، شناساییشدنی است (شکل 5-D1). در مناطقی که سیمان کربنات داریم، تراکم و فشردگی در بین دانههای کوارتز کمتر دیده میشود. سیمان اکسید آهن پیرامون دانههای آواری ازجمله کوارتز، به شکل پوشانندۀ سطح دانه و به فرم پوششی نازک و قهوهای دیده میشود که در ژرفای کم تدفین و طی بالاآمدگی پدید آمده است. شکستگیهای متقاطع چند مرحلهای، بازشدگی با اندازههای گوناگون و ترکدارشدن دانهها که با حوادث زمینساختی منطقه مرتبط است و پرشدگیهای بعدی که با کربناتهای آهندار پرشدهاند، مهمترین پدیدهای است که در غارمروارید مشاهده میشود (شکل 5-D2). انحلال بهویژه در ماتریکس، به شکل حفرهای، قالبی و شبکهای بوده و با توسعۀ آنها حفرات غاری پدیدار شده است که ممکن است ناشی از آبهای جوی حاصل از بارندگیهای فراوان در بازۀ زمانی کرتاسه باشد. شکل 5- تصاویر میکروسکوپی از انواع کانیهای کوارتز و کربنات در کنگلومرا، عکسهای میکروسکوپی B تا D در نور عبوری (پلاریزه متقاطع) هستند و A نور انعکاسی است: (A) گوتیت ثانویه در فضای بین کوارتز خودشکل گرمابی (H-type) قرار گرفته و بخشی از بلور کوارتز و سیمان گوتیتی شکسته شده است؛ (B) کوارتز با خاستگاههای آذرین و رسوبی (S-type) در واحد کنگلومرا، پیکان زردرنگ، رگچۀ اکسید آهن را نشان میدهد؛ (C) کوارتز با منشأ دگرگونی و کوارتز پلیکریستالین (P-type)، (D1) کربنات دیاژنتیکی (Cb-I) و کربنات گرمابی (Cb-II)، (D2): باریت و کربنات گرمابی در اطراف کوارتز خودشکل (پیکان زرد). حروف مخفف از (Whitney and Evans 2010)؛ Brt: باریت؛ Cb: کربنات؛ Gth: گوتیت، Gn: گالن، Qz: کوارتز، Ser: سریسیت. Fig 5- Microscopic photos of various quartz and carbonate minerals in conglomerate, Microphotographs B-D are in X-pol and A is in reflected light. (A) Secondary goethite is located between the space of the hydrothermal euhedral quartz (H-type) and a part of quartz crystal and goethite cement is broken. (B) Quartz with igneous and sedimentary (S-type) sources in conglomerate unit, yellow arrow shows iron oxide veinlet, (C) Quartz with metamorphic source and polycrystalline quartz (P-type), (D1) Diagenetic carbonate (Cb-I) and hydrothermal carbonate (Ch-II), (D2) Hydrothermal barite and carbonate around euhedral quartz (yellow narrow). Abbreviations from (Whitney and Evans 2010); Brt: barite, Cb: carbonate, Gn: galena, Qz: quartz, Ser: sericite. کانی شناسی، ساخت و بافت کانهزایی رخداد معدنی غارمروارید در یال جنوبی تاقدیس غارمروارید و در نزدیکی محور چین مشاهده میشود (شکلهای 1-A و 2-B). کارگاه قدیمی معدنکاری در فاصلۀ 90 متری شمال غار و در ماسهسنگ ژوراسیک؟ احتمالاً بهمنظور دسترسی و انتقال مواد استخراجی از افقهای بالایی کندهکاری شده است (شکل 4-A و B). مطالعات صحرایی نشان میدهد کانهزایی بهصورت چینهکران، دیرزاد و با اشکال دانهپراکنده، جانشینی، نیمهتودهای و پرکنندۀ فضاهای باز دیده میشود (شکل 4-F و G). کانهزایی بهصورت یک افق معدنی با پهنای کمتر از بیست سانتیمتر درون کنگلومرای قاعدۀ کرتاسۀ زیرین رخ داده است (شکل 3-B). کانههای معدنی اولیۀ و اصلی بیشتر گالن و پیریت و به میزان خیلی کمتر کالکوپیریت و بهندرت اسفالریت است (شکلهای 6 و 7-A و B و 8-B). پیریت در بخشهای دورتر از گالن بهصورت نیمهتودهای دیده میشود (شکل 4-G). کوارتز، کربنات، سریسیت، بیوتیت، کلریت و بندرت باریت در دستۀ کانیهای باطلۀ غارمروارید به شمار میآیند (شکل 7-D و E). کوارتز فراوانترین باطلۀ همراه کانهسازی بوده است که به دو شکل یافت میشود: کوارتزهای شانهای بهصورت ششوجهی شکلدار (متوسط 2 میلیمتر) که در برخی قسمتها بافت تاج خروسی را نشان میدهند (شکل 6)، بهندرت ادخالهای ریز سولفیدی دارند و با کربناتهای درشتبلور احاطه شدهاند. کوارتزهای نوع دوم نیمهشکلدار و درشتبلورند که با ادخالهای فراوان از کربنات یا مواد آلی همراهاند (شکل 7-D). مواد آلی از منشأ دیاژنتیکی یا دگرگونی مشتق شدهاند (Denisova and Piercey 2023). سریسیت، بیوتیت و کلریت بهصورت رگچه و دانهپراکنده مشاهده میشود (شکل 7-E1 و E2). دگرسانی سیلیسی و کربناته مهمترین دگرسانی منطقه است. در اطراف دهانۀ غار، رگههای کوارتز کربنات و سولفیددار وجود دارد (شکل 4-E). شناسایی شرایط حاکم بر شکلگیری کانهزایی، به بررسی کانهنگاری و مطالعۀ دقیق روابط پاراژنزی در مقاطع میکروسکوپی نیاز دارد؛ برای نمونه، بافتهای شبهرگهای و پرکنندۀ فضا از کانیهای دگرسانی (شکل 4-E) و حضور کانیهای سولفیدی در اطراف قطعات سنگی، به سنگیبودن بیشتر کنگلومرا در زمان کانهزایی اشاره دارد (شکل 4-C) (Schmandt et al. 2013). شواهد بافتی، کانیشناسی و کانهزایی پیشنهادکنندۀ چهار مرحلۀ دگرسانی در سنگ درونگیر مادۀ معدنی در غارمروارید است که عبارتاند از: مرحلۀ همزمان با دیاژنز، مرحلۀ پیش از کانهزایی، مرحلۀ اصلی کانهزایی سولفیدی (دگرسانی گرمابی) و مرحلۀ بالاآمدگی (اکسایش و هوازدگی). در مرحلۀ اول تجمعات بسیار ظریف و نادر از پیریت با ابعاد 10 تا 50 میکرون، در سیمان کنگلومرا مشاهده میشود و به نظر میرسد ازنظر زمانی با کلسیت و دولومیت ریز تا متوسط بلور دیاژنتیکیباط داشته باشند که در فضای بین دانههای کوارتز آواری شکل گرفتهاند. کانیهای مافیک موجود در قطعات سنگی کنگلومرا، در طی دیاژنز به مجموعۀ کلریت، بیوتیت و آنکریت دگرسان میشوند (Schmandt et al. 2013). کوارتزهای ششوجهی و خودشکلی که معمولاً ادخالهایی از پیریت و کالکوپیریت دارند، پیش از مرحلۀ اصلی شکل گرفتهاند و سپس دیوارۀ آنها با جانشینی گالن و کربنات آهن-منیزیم-منگنز، دچار کرمخوردگی شده است (شکل 6-B). گالن کانی اولیه و فراوان کانهزایی و ابعاد آن در مقاطع از 100 میکرون تا چند سانتیمتر متغیر است. گالن با بافت قلوهایشکل با کربنات آهن-منیزیم-منگنز درشتبلور و بهندرت باریت همراه شده است. در ادامه در مرحلۀ اصلی، ذرات گالن و پیریت با کوارتز درشتبلور (نوع دوم) همراهاند و در زمینۀ بین قطعات کنگلومرا، شکستگی و فضاهای خالی دیده میشوند که تبلور تأخیریتر آنها نسبتبه سنگمیزبان را نشان میدهد. کالکوپیریت و کربنات بهصورت ادخالهایی به ترتیب در درون گالن و لبههای کوارتز درشتبلور مشاهده میشود (شکل 6-C وD). پیریتهای خودشکل و با ابعاد 300 میکرون تا بیش از 3 میلیمتر و با سیمای اسفنجی و پرحفره دیده میشوند (شکلهای 4-G و 6-A) و در برخی بخشها در حال تبدیل به هماتیت و گوتیتاند، اما شکل بلوری خود را حفظ کردهاند. براساس طیف به دست آمده از میکروسکوپ الکترونی روبشی (SEM)، کربناتهای گرمابی از نوع سیدریت، آنکریت، فرودولومیت، دولومیت و کلسیتاند (شکلهای 8-G-C و 9-A و B). در ترکیب برخی از این کربناتها، مقادیر جزئی عناصر منگنز، آلومینیوم و سیلیس آشکار شده است. آنکریتهای درشتتر شکلدار بوده و هستههای آنها از دولومیت یا کلسیت تشکیل شده است که بیانگر جانشینی آنها با کانی آنکریت است (شکل 8-C). کانی سیدریت در شرایط اکسیدی در دمای کمتر از 200 درجۀ سانتیگراد پایدار است، در حالی که در شرایط احیایی در دماهای بیشتر از 300 درجۀ سانتیگراد پایدار است (McGoldrick 1998). در محدودۀ غارمروارید، حضور کانیهای سیدریت، کربناتهای آهندار و هماتیت، به شرایط اکسیدی و دمای 200 درجۀ سانتیگراد سیال اشاره میکند که در بخش بعدی با نتایج میانبارهای سیال همخوانی دارد (جدول 1). شواهد پتروگرافی بیانگر حضور شکستگیهای متعدد در پایان مرحلۀ سوم است که با رگچههای نازک و نامنظم سریسیت و دیگر میکاها (بیوتیت و مسکویت) و پیریت پر شدهاند (شکل 7-E1). برخی از سریسیت و بیوتیتها به کلریت تبدیل شدهاند. بیشتر این رگچهها با ترکیبات اکسید آهن همراه شدهاند. سریسیت در مراحل آغازین سامانههای فعال گرمابی شکل میگیرد که با آب دریا اختلاط مییابند (دمای 250 درجۀ سانتیگراد) (Denisova and Piercey 2023). تشکیل سریسیت با آبکافت یا تجزیۀ فلدسپار (از دست دادن Na+ و تثبیت K+) همراه است. در دمای بیشتر از 300 درجۀ سانتیگراد، همزمان با روند کاهشی یونهای Mg2+ و Fe2+ در آب دریا، این یونها عمدتاً در کانی کلریت یا بیشتر میکاها استقرار مییابند؛ درنتیجه pH سیال در اثر آزادسازی یون H+ کاهش مییابد و سیال قادر به حمل فلزات میشود (Lydon 1996; Pilote et al. 2020). همچنین هماتیت، ژاروسیت، گوتیت و لیمونیت بههمراه مقدار اندکی سروزیت و انگلزیت که در اطراف، امتداد سطوح رخ و شکستگیهای گالن شکل گرفتهاند، از اکسایش کربناتهای آهندار و کانیهای سولفوری اولیه پدیدار شدهاند. علاوه بر آنها، کانی بِتِختینیت در اطراف ادخالهای ریزدانۀ کالکوپیریت در گالن (شکل 8-F)، بهصورت جانشینی ثانویه به وجود آمده و با میکروسکوپ الکترونی روبشی شناسایی شده است. شکل 6- توالی پاراژنتیک نهشتگی کانیایی در رخداد معدنی غارمروارید Fig 6- Paragenetic sequence of mineral deposition of Gharmorvarid ore occurrence شکل 7- عکس نمونههای میکروسکوپی از رخداد معدنی غارمروارید: A و B نور انعکاسی و C تا E نور عبوری؛ (A) مرحلۀ اصلی کانهزایی؛ (B) گالن جانشین کوارتز خودشکل شده است؛ (C) پیریت و کالکوپیریت درون کوارتز که در بخشهایی هماتیتی شده است؛ (D) ادخال کربنات در لبههای درشتبلور کوارتز؛ (E1) رگچۀ سریسیت گالن را قطع کرده است؛ (E2) بیوتیت هیدروترمالی، حروف مخفف از (Whitney and Evans 2010)؛ Ank: آنکریت؛ Bt: بیوتیت؛ Cb: کربنات؛ Ccp: کالکوپیریت؛ Gn: گالن؛ Hem: هماتیت؛ Py: پیریت، Qz: کوارتز؛ Ser: سریسیت. Fig 7- Image of microscopic samples from Gharmorvarid ore occurrence, A-B in reflected light, and C-E in refracted light. (A) The main stage of mineralization, (B) Galena replaces euhedral quartz mineral, (C) Pyrite and chalcopyrite within quartz that is partly replaced by hematite. (D) Carbonate inclusions along the borders of coarse-grained quartz, (E1) Sericite vein cutting galena crystal, (E2) Hydrothermally biotite. Abbreviations from (Whitney and Evans 2010); Ank: ankerite, Bt: biotite, Cb: carbonate, Ccp: chalcopyrite, Gn: galena, Hem: hematite, Py: pyrite, Qz: quartz, Ser: sericite.
شکل 8- عکسهای میکروسکوپی در نور انعکاسی از کانهزایی اصلی (A و B) و تصاویر الکترونهای برگشتی از کانیهای غارمروارید (C-G)، حروف مخفف از (Whitney and Evans, 2010)؛ Ank: آنکریت؛ Bk: بتخینیت؛ Cal: کلسیت؛ Cb: کربنات؛ Ccp: کالکوپیریت؛ Cer: سروزیت؛ F-Dol: دولومیت آهندار؛ Gn: گالن؛ Qz: کوارتز؛ Ser: سریسیت؛ Sd: سیدریت و Sp: اسفالریت. Fig 8- Microscopic images in reflected light from main mineralization (A and B) and backscattered electron images from Gharmorvarid minerals (C-G), Abbreviations from Whitney and Evans, 2010; Ank: ankerite, Bk: betekhtinite, Cal: calcite, Cb: carbonate, Ccp: chalcopyrite, Cer: cerussite, F-Dol: ferroan dolomite, Gn: galena, Qz: quartz, Ser: sericite, and Sd: siderite, Sp: sphalerite. شکل 9- طیف SEM مربوط به دو نمونه کربنات همراه گالن در منطقۀ غارمروارید شامل (A) سیدریت و (B) آنکریت است. Fig 9- The SEM spectrum of two carbonate samples associated with galena from Gharmorvarid area includes (A) siderite and (B) ankerite. میانبارهای سیال بررسی میانبارهای سیال غارمروارید بر کانیهای کوارتز و دولومیت مرتبط با کانهزایی گالن انجام شده است. میانبارهای کوارتز شکلهای بیضوی، سیلندری، مدور، دوکی، مثلثی و نامنظم دارند و در دولومیت اشکال مستطیلی، مربعی، کروی و بیشکلاند. ابعاد آنها در کوارتز بین 7 تا 22 میکرومتر با درجۀ پرشدگی 15 تا 60درصد و در دولومیت بین 4 تا 12 میکرون با درجۀ پرشدگی 10 تا 15درصد در تغییرند. دمای همگونشدگی میانبارهایی با پرشدگی بیش از 50درصد که به فاز گاز همگن شدند، بالاست و در نتایج ریزدماسنجی لحاظ نشده است. در بررسیهای پتروگرافی، با در نظر گرفتن ارتباط میانبار سیال با کانی میزبان، خاستگاه و زمان به دام افتادن سیال (Pirajno 2009)، سه نوع میانبار سیال اولیه، ثانویه و ثانویه کاذب مشاهده شده است که در این پژوهش، میانبارهای سیال اولیه با ابعاد بیش از 5 میکرون اندازهگیری شده است. شش دسته میانبارهای سیال براساس ترکیب درونیشان در دمای اتاق (25 درجۀ سانتیگراد)، جدایششدنی بودند (شکل 7): 1- تکفاز مایع H2O؛ 2- دوفاز (LV) CO2؛ 3- دوفازی مایع-گاز (LV)؛ 4- دوفازی گاز-مایع (VL)؛ 5- سهفازی L+V+S و 6- سه فازی (L+V) L+ CO2. براساس نتایج ریزدماسنجی بازۀ دمای یکنواختی میانبارهای دوفازی نوع LV و نوع VL با میزبان کوارتز بین 133 تا 314 درجۀ سانتیگراد و در میانبارهای نوع LV با میزبان دولومیت بین 160 تا 232 درجۀ سانتیگراد است (جدول 1). میانبارهای دوفازی در کوارتزهای ششوجهی (Qz-I) از نوع VL و در کوارتزهای درشتبلور (Qz-II) از نوع LV است (شکل 6 و جدول 1). دمای نهایی ذوب یخ (Tm) در میانبارهای دوفازی کوارتز میان 2/2- تا 3/12- درجۀ سانتیگراد و در دولومیت میان 7/2- تا 1/6- درجۀ سانتیگراد متغیر است. شوری محاسبهشده براساس Tm در میانبارهای دوفازی کوارتز بین 71/3 تا 24/16 درصد وزنی معادل نمک طعام و در دولومیت بین 11/5 تا 41/8درصد وزنی معادل نمک طعام در تغییر است. تغییرات دمای یوتکتیک (Te) برای میانبارهای دوفازی با میزبان کوارتز بین 24- تا 27- درجۀ سانتیگراد و برای میانبارهای دوفازی با میزبان دولومیت 17- درجۀ سانتیگراد است که بیانگر ترکیب نمکی NaCl-H2O برای ترکیب سیالهای سازندۀ کوارتز است. هرچند در سیال مربوط به فاز دولومیت، نسبت بالای سدیم به کلسیم (Na+>Ca2+) مشهود بوده است (Bodnar 2003). در سه میانبار نوع LVS مطالعهشده از کوارتز، کانی دختر همراه با فازهای مایع و گاز مشاهده شد که فاز دختر هالیت است. درجۀ حرارت همگونسازی سیال برای میانبارهای سهفازی در میزبان کوارتز بین 305 تا 323 درجۀ سانتیگراد و درجۀ شوری بین 78/37 تا 51/39درصد وزنی معادل نمک طعام است. چگالی کمینه و بیشینه در میانبارهای سیال دوفازی کوارتز و دولومیت، میان 77/0 تا 97/0 گرم بر سانتیمتر مکعب محاسبه شده است. جدول 1- نتایج ریزدماسنجی میانبارهای سیال اولیه در منطقۀ غارمروارید Table 1- Microthermometric results of primary fluid inclusions in the Gharmorvarid area
شکل 10- عکسهای میکروسکوپی از میانبارهای سیال در غارمروارید: (A) پهنههای رشدی (خطچین سفید) در بلور دولومیت با میانبارهای دوفازی دروغین (مایع+گاز) قطع میشوند، میانبارهای دوفازی غنی از مایع (LV) در دولومیت (راست)؛ (B) بیشتر میانبارهای سیال در کوارتز، خوشهای یا ایزوله و بیشکلاند. میانبار سیال سهفازی با کانی دختر؛ (C) میانبار سیال دوفازی غنی از بخار درون کوارتز؛ (D) میانبارهای دوفازی غنی از مایع و دوفازی همراه با میانبار مایع-کربونیک در کوارتز. اختصاریها؛ L- فاز مایع؛ V- فاز بخار؛ S- بلور هالیت. Fig 10- Photomicrographs of fluid inclusions in the Gharmorvarid. (A) Dolomite crystal with growth zones (white dashed line) cut by pseudosecondary two-phase inclusions (liquid+vapor). Two-phase liquid-rich inclusion (LV) in dolomite (right). (B) Most fluid inclusions in quartz are isolated or clustered and have irregular shape. Three-phase inclusions with daughter crystal (left side). (C) Two-phase vapor-rich fluid inclusion within quartz, (D) Two-phase liquid-rich and single-phase gas inclusions associated with CO2-rich and aqueous fluid inclusion in quartz. Abbreviations; L- liquid phase, V- vapor phase, S-halite crystal. تحولات سیال کانهساز و الگوی رخداد کانهزایی غارمروارید با مقایسۀ شوری و دمای میانبارهای سیال با انواع کانسارهای سرب و روی با میزبان رسوبی، دادههای غارمروارید با سنگ میزبان کنگلومرا در محدودۀ سدکس از نوع نزدیک به دهانۀ بروندمی جای میگیرد (شکل 11-A). کانسارهای سدکس براساس چگالی، ماهیت سیال و کاهندگی سولفات، به دو زیر گروه نزدیک به دهانۀ اصلی بروندَم vent-proximal (نوع Selweyn) و دور از دهانۀ بروندم vent-distal (نوع McArthur) تقسیم میشوند (Cooke et al. 2000; Leach et al. 2005; Sangster 2018). سنگ میزبان معمول در کانسارهای سدکس، سنگهای سیلیسیکلاستیک دانهریزند. هرچند دیگر سنگ میزبانها هم دیده میشوند، ولی از ویژگیهای شاخص کانهزایی غارمروارید، نبود رسوبات ریزدانه بهعنوان سنگ میزبان است. بافتهای لامینه و لایهای در کانسارهای سدکس، اصلیترین بافت به شمار میآید، در حالیکه بافت مادۀ معدنی در غارمروارید، از نوع جانشینی، شبهرگه و پرکنندۀ فضای خالی، حفرات انحلالی و فضای ایجادشده با شکستگی و گسلهاست. موقعیت دادهها در شکل 11-A نشان میدهد سیال کانهدار در محدودۀ مطالعاتی، همانند شورابههای نوع درۀ میسیسیپی، چگالی بالایی ندارند و نسبتبه آب دریا (g/cm3 03/1) چگالی کمتری دارند. البته سه نمونه از میانبارهای سیال مطالعهشده (با توجه به NaCl) شوری بالاتری دارند که ممکن است از یک سیال اشباع در حوضۀ رسوبی و یا رسوبات تبخیری به دام افتاده باشند (شکل 11-A). همچنین از دید سنگ میزبان کربناته، شباهتی با این کانسارهای نوع MVT ندارد. با این اوصاف، یک مقایسه میان رخداد غارمروارید با کانسارهای نوع سدکس، نوع درۀ میسیسیپی، نوع ماسهسنگی (SST) و کانسارهای سرب و روی با میزبان ماسهسنگ رسوبی در طول حاشیۀ کالدونین اسکاندیناوی در جدول 2 ارائه شده است. این کانسار در مقایسه با دو نوع اول، تفاوتهای آشکاری نشان داده است و ویژگیهای کانهزایی در غارمروارید، همخوانی خوبی با کانسارهای سرب ماسهسنگی و کانسارهای سرب و روی رسوبی با میزبان ماسهسنگ حاشیۀ کالدونین اسکاندیناوی بهویژه کانسار لیسوال سوئد دارد (شکل 2 و جدول 2). بررسی پژوهشگران نشان میدهد تغییرات رژیم زمینساختی از فشارشی به کششی در حاشیۀ اسکاندیناوی، سبب گسترش شکستگیها و فعالیت دوبارۀ گسلهای همزمان با رسوبگذاری شده است. بازشدن چنین پهنههای سستی سبب انتقال و به جریان افتادن سیالها در مقیاس وسیع شده و کانسارهای سرب و روی را با میزبان ماسهسنگی، در حاشیۀ اسکاندیناوی به وجود آورده است (Saintilan et al. 2015; Billstrom et al. 2020). هرچند از دید خصوصیات ساختاری اشاره میشود که غارمروارید همچون کانسار سرب و روی رسوبی Maoping چین (Wu et al. 2024) و کانسارهای سرب و روی رسوبی در خاور تبت (He et al. 2009)، با ساختار چین-گسل[3] کنترل میشود. کاهش دما، رقیقشدگی (اختلاط سیال) و افزایش pH سبب نهشتگی کانهزایی سرب و روی با میزبان رسوبی میشود (Cooke et al. 2000). با مقایسۀ روندهای مختلف تحولات سیال (Wilkinson 2001)، عامل تهنشست کانهزایی در غارمروارید، آمیختگی سیالهای گرمابی با شورابههای درونحوضهای و آب سرد دریاست (شکل 11-B). بهعبارتی چرخش و اختلاط بین دو یا سه سیال با شوریهای متفاوت و کاهش تدریجی دمای سیال در نتیجۀ رقیقشدگی با آبهای دریایی، نقش بسزایی در ترسیب فلزات داشته است. Mg کلریت حاکی از اندک افزایش pH سیال است و چون کلریت گرمابی بعد از بیوتیت، مسکویت و سریسیت تشکیل شده است، به آمیختگی سیالهای گرمابی با آب دریا اشاره میکند (Schardt et al. 2001). سولفات و باریم نمیتوانند با یک سیال حمل شوند (Wilkinson at al. 2005)، پس حضور باریت هم شاهد دیگری بر اختلاط دستکم دو نوع سیال است. حضور کم CO2 در میانبارها و خاستگاه آنها، به فرایند گاززدایی ناشی از دگرسانی مواد آلی موجود در رسوبات در دمای بیش از 150 درجۀ سانتیگراد نسبت داده میشود (شکل 10-D). شواهد پتروگرافی در غارمروارید نشان میدهد پیش از دگرسانی وابسته به سیالهای گرمابی (200 تا 350 درجۀ سانتیگراد)، سنگ میزبان تحت اثر دگرسانی دیاژنتیکی (150º>) قرار گرفته است (شکل 5-D). در مرحلۀ پیش از کانهزایی اصلی، حضور کربناتهای Fe-Mg-Mn در اطراف گالن، بیانگر ترکیب اکسیدی و کمی اسیدی تا نزدیک خنثی شورابههای حوضه است، در حالی که رخداد میکا و پیریت در مراحل پایانی سامانۀ گرمابی، با ترکیب احیایی و اسیدی سیال سازگاری دارد (Hanor 1996; Large and McGoldrick 1998). در مدل پیشنهادی جدیدی که (Magnall et al. 2020) برای کانسارهای جانشینی زیردریایی بیان کرده است، سیالهای مجراهای بروندم زیردریایی، داغ (300º<) بوده است، اما بهسرعت سرد میشوند (125º>) و با سیالهای دیاژنتیکی آمیزش پیدا میکنند (Magnall et al. 2016). این سیالها فقیر از گوگردند و اسیدیتۀ کم (5/4 pH<) و شوری متوسط (%7<) دارند تا فلزات پایه را بهسبب دمای بالا و دسترسی کم به گوگرد حمل کنند. شکل 11- نمودار دوتایی دمای همگنشدگی در برابر شوری در کانیهای کوارتز و دولومیت: (A) نمودار نشان میدهد که میانبارهای سیال در غارمروارید در محدودۀ کانسارهای سدکس پروکسیمال قرار گرفتهاند (Wilkinson et al. 2010; compiled by Rajabi et al. 2015 and Yarmohammadi et al. 2016)؛ (B) نمودار محدودههای آب مختلف پیشنهادی از کسلر (Kesler 2005). Fig 11- Binary diagram of homogenization temperature versus salinity in quartz and dolomite minerals, (A) Showing that fluid inclusions in Gharmorvarid are plotted on the vent-proximal sedex (Wilkinson et al. 2010; compiled by Rajabi et al. 2015 and Yarmohammadi et al. 2016). (B) Diagram of various water fields proposed by (Kesler, 2005). توالی رسوبی غارمروارید نشان میدهد از شروع تهنشست توالی کرتاسۀ پیشین (از قاعدۀ کرتاسه تا انتهای توالی کرتاسۀ پیشین)، حوضه رسوبی میل به فرونشست داشته و عمیق شده است و مشاهدات کانیشناسی سنگمیزبان، بیانگر تهنشست توالی در یک محیط ساحلی کمژرفاست که تحت تأثیر دیاژنز قرار گرفته است، در حالی که در افقهای بالا که بهطور چیره شامل رسوبات کربناتۀ اوربیتولیندار است، نشان از ژرفشدن حوضه و فعالیت گسلهای همزمان با رسوبگذاری دارد. علیپور و همکاران (Alipoor et al. 2021) گسلهای میانبر معکوس و پرشیب منطقۀ معدنی تکیه (در نزدیکی غارمروارید) را از نوع گسلهای نرمال همزمان با رسوبگذاری میداند که در اثر فازهای فشارشی به گسلهای معکوس تبدیل شده است (شکل 1-B). نتایج این پژوهش با رخدادهای زمینساختاری ناحیۀ سنندج-سیرجان سازگاری دارد و تغییرات رژیم تکتونیکی را از کششی به فشارشی بهخوبی نشان میدهد. از این رو پیشنهاد میشود همراه با فرونشست حوضه در طی دیاژنز، شرایط برای ترسیب کانهزایی غارمروارید فراهم شود و همزمان با کوهزایی لارامید در کرتاسۀ پسین، گسلها دوباره فعال و سیالهای کانهدار ازطریق گسلهای معکوس پرشیب از ژرفای زیاد، به بخشهای کمژرفا در واحد کنگلومرا مهاجرت کنند و در نتیجۀ اختلاط با آب دریا و آبهای درون سازندی، کانهسازی اصلی در بین ذرات سنگ میزبان غارمروارید، نهشته شوند. جدول 2- مقایسۀ ویژگیهای اصلی کانهزایی غارمروارید با کانسارهای سدکس، درۀ میسیسیپی، سرب ماسهسنگی (SST) (Misra 2000; Leach et al. 2005; He et al. 2009) و کانسارهای سرب و روی با میزبان ماسهسنگ رسوبی در طول حاشیۀ کالدونین اسکاندیناوی (Billstrom et al. 2020) Table 2- Comparison of main characteristics of the Gharmorvarid, SEDEX, MVT, SST-type deposits (Misra 2000; Leach et al. 2005; He et al. 2009), and sandstone-hosted Pb-Zn deposits along the margin of the Scandinavian Caledonides (Billstrom et al. 2020)
نتیجه کنگلومرای غارمروارید شواهد مربوط به دو نوع دگرسانی دیاژنزی (دولومیت و کلسیت ناحیهای) و دگرسانی گرمابی (کربنات گرمابی، کوارتز، میکا و کلریت) را در خود حفظ کرده است. فرایندهای دیاژنزی سبب گسترش تخلخل و نفوذپذیری شده و بستر مناسبی را برای ورود و جانشینی سیال کانهدار فراهم کرده است. به کمک شواهد سنگ میزبان، کانیشناسی و مطالعات میانبارهای سیال، رخداد معدنی غارمروارید یک نمونه از کانسارهای سرب و روی دیرزاد با میزبانی کنگلومراست که در گروهبندی کانسارهای سرب-روی چینهکران جای میگیرد. مطالعات این پژوهش نشان میدهد کانیسازی اصلی غارمروارید با فعالیت سیالهای گرمابی، که از بخشهای عمیقتر حوضه بهسمت نزدیک کف دریا آمدهاند، شروع شده و کوارتزهای خودشکل درون کنگلومرا را پدید آوردهاند و در ادامه، سیالهای گرمابی توانستهاند کانیهای کربنات آهن- منیزیم-منگنز را بههمراه گالن و اسفالریت نهشته کنند. در پایان گامۀ اصلی، سیالهای گرمابی با ماهیت اسیدی-احیایی کانیهای میکا و سپس کلریت را در اختلاط با آب دریا ترکیب کردهاند. مهمترین عامل نهشت کانسنگ در غارمروارید، اختلاط سیالها بوده است که سبب کاهش دما، رقیقشدگی و افزایش pH شده است.
تشکر و سپاسگزاری نتایج SEM این پژوهش در طول فرصت مطالعاتی نویسنده و با حمایت مالی معاونت محترم پژوهشی دانشگاه اصفهان انجام شده است و از آقایان دکتر خانهباد (دانشگاه فردوسی مشهد) و دکتر فرضیپور صائین (دانشگاه اصفهان)، برای پیشنهادهای سازندهشان به ترتیب در بخشهای رسوبشناسی و تکتونیک صمیمانه قدردانی میشود. همچنین از سردبیر محترم مجله و داوران گرامی برای ارائۀ نظرهای مفید و سازندهشان سپاسگزاری میشود.
[1] Quartz-Pebble Conglomerate [2] Decollement layers [3] fault-fold structure | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Adabi M.H. and Jamalian M. 2008. Recognition of original carbonate mineralogy and determination of ore genesis in Robat mine (Khomein-Arak) carbonates, Quarterly journal of Geosciences, 17 (66): 2-23. https://doi.org/10.22071/gsj.2008.57629. Aghanabati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey of Iran Press, 586 p. Alavi M. 1996. Tectono-stratigraphic synthesis and structural style of the Alborz Mountain system in Northern Iran. Journal of Geodynamics, 21 (1): 1-33. https://doi.org/10.1016/0264-3707(95)00009-7 Alipoor R. Hajiloo S.Z. and Hosseinkhani, A. 2021. Structural analysis of the Takiyeh Zn-Pb mine in the Malayer-Esfahan metallogenic belt, west Iran. Journal of Economic Geology, 13(3): 627–643. (in Persian with English abstract) https://dx.doi.org/10.22067/econg.v13i3.86454. Alirezaei S. and Hassanzadeh J. 2012. Geochemistry and zircon geochronology of the Permian A-type Hasanrobat granite, Sanandaj-Sirjan belt: A new record of the Gondwana break-up in Iran, Lithos, 151:122–134. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.11.015. Arvin M. Pan Y. Dargahi S. Malekizadeh A and Babaei A. 2007. Petrochemistry of the Siah-Kuh granitoid stock southwest of Kerman, Iran: Implications for initiation of Neotethys subduction, Journal of Asian Earth Sciences, 30: 474–489. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2007.01.001. Azizi H. and Jahangiri A. 2008. Cretaceous subduction related volcanism in the northern. Journal of Geodynamics, 45 (4-5): 178-190. https://doi.org/10.1016/j.jog.2007.11.001. Azizi H. and Stern R.J. 2019. Jurassic igneous rocks of the central Sanandaj–Sirjan zone (Iran) mark a propagating continental rift, not a magmatic arc. Terra Nova, 31(5): 415-423. https://doi.org/10.1111/ter.12404. Azizi H. Stern R.J. Topuz G. Asahara Y. and Moghadam H.S. 2019. Late Paleocene adakitic granitoid from NW Iran and comparison with adakites in the NE Turkey: Adakitic melt generation in normal continental crust. Lithos, 346-347: 105151. https://doi. org/10.1016/j.lithos.2019.105151 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: 123-155. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.047 Barrier E. Vrielynck B. Brouillet J.F. and Brunet M.F. 2018. Paleotectonic reconstruction of the central Tethyan Realm. Tectonono-sedimentary-palinspastic maps from the Late Permian to the Pliocene. Commission for the Geological Map of the World; CCGM/CGMW. https://ccgm.org/en/ Bayati M. Esmaeily D. Maghdour-Mashhour R. Li X.H. and Stern R.J. 2017. Geochemistry and petrogenesis of Kolah-Ghazi granitoids of Iran: Insights into the Jurassic Sanandaj-Sirjan magmatic arc: Chemie der Erde-Geochemistry, 77: 281-302, https://doi.org/10.1016/j.chemer.2017.02.003. Berberian M. 1983. The southern Caspian: A compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Sciences, 20: 163-183. https://doi.org/10.1139/e83-015 Billström K. Broman C. Larsson A. Schersten A. and Schmitt M. 2020. Sandstone-hosted Pb-Zn deposits along the margin of the Scandinavian Caledonides and their possible relationship with nearby Pb-Zn vein mineralisation. Ore Geology Reviews, 127: 103839. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2020.103839 Bodnar R.J. 2003. Introduction to fluid inclusions. Mineralogical Association of Canada Short Course Series, 32: 1–8. Boulin J. 1988. Hercynian and Eo-Cimmerian events in Afghanistan and adjoining regions. Tectonophysics, 148: 253-278. https://doi.org/10.1016/0040-1951(88)90134-5 Braud J. 1990. Explanatory text of the Kermanshah quadrangle map, 1:250,000, Geological Survey of Iran, C6 Brown P.E. 1989. Flincor: A Microcomputer Program for the Reduction and Investigation of Fluid-Inclusion Data. American Mineralogist, 74(11): 1390-1393. Cooke D.R. Bull S.W. Large R.R. and McGoldrick P.J. 2000. The importance of oxidized brines for the formation of Australian Proterozoic stratiform sediment-hosted Pb-Zn (sedex) deposits: Economic Geology, 95: 1–18. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.95.1.1 Cox R. Gutmann E.D. and Hines P.G. 2002. Diagenetic origin for quartz-pebble conglomerates. Geology, 30(4): 323-326. Cronin B.T. and Kidd R.B. 1998. Heterogeneity and lithotype distribution in ancient deep-sea canyons: Point Lobos deep-sea canyon as a reservoir analogue. Sedimentary Geology, 115(1-4): 315-349. https://doi.org/10.1016/S0037-0738(97)00099-7 Denisová N. and Piercey S.J. 2023. Evolution of the hydrothermal system associated with the ABM replacement-style volcanogenic massive sulfide deposit, Finlayson Lake district, Yukon, Canada. Economic Geology, 118(5): 1055-1083. https://doi.org/10.5382/econgeo.5004 Derikvand S. 2022. Strain pattern and vorticity analysis in the transpressional Kamandan area within the Sanandaj-Sirjan Metamorphic Belt, Iran. Journal of Structural Geology, 158: 04595. https://doi.org/10.1016/j.jsg.2022.104595 Ehya F. Lotfi M. and Rasa I. 2010. Emarat carbonate–hosted Zn–Pb deposit, Markazi Province, Iran: A geological, mineralogical and isotopic (S, Pb) study, Journal of Asian Earth Sciences, 37: 186–194. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2009.08.007 Gao R. Xue C. Dai J. and Man R. 2022. Origin of the Bleaching in Lower Cretaceous Continental Red Beds in the Uragen Zn–Pb Deposit, Xinjiang, NW China, and Its Implications for Zn–Pb Mineralization. Minerals, 12(6): 740. https://doi.org/10.3390/min12060740 Golonka J. 2004. Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381(1-4): 235-273. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2002.06.004 Hanor J.S. 1996. Controls on the solubilization of lead and zinc in basinal brines. Society of Economic Geologists Special Publication, 4: 483-500. Hassanzadeh J. and Wernicke B.P. 2016. The Neotethyan Sanandaj‐Sirjan zone of Iran as an archetype for passive margin‐arc transitions. Tectonics, 35(3): 586-621. https://doi.org/10.1002/2015TC003926 He L. Song Y. Chen K. Hou Z. Yu F. Yang Z. Wei J. Li Z. and Liu Y. 2009. Thrust-controlled, sediment-hosted, Himalayan Zn–Pb–Cu–Ag deposits in the Lanping foreland fold belt, eastern margin of Tibetan Plateau. Ore Geology Reviews, 36(1-3): 106-132. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2008.11.001 Horton, B. K. J. Hassanzadeh, D. F. Stockli G. J. Axen R. J. Gillis, B. Guest, A. Amini, M. D. Fakhari S. Zamanzadeh M. and Grove M. 2008. Detrital zircon provenance of Neoproterozoic to Cenozoic deposits in Iran: Implications for chronostratigraphy and collisional tectonics, Tectonophysics, 451: 97–122. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.063 Houshmandzadeh A. and Soheili M. 1990. Explanatory text of the Eqlid quadrangle map, 1:250,000, Geological Survey of Iran, G10, 158 pp Jassim S.Z. and Goff J.C. 2006. Phanerozoic development of the northern Arabian Plate. In: Jassim, S.Z., Goff, J.C. (Eds.), Geology of Iraq. Dolin, Prague, 32–44. Kesler S.E. 2005. Ore-forming fluids. Elements, 1(1): 13-18. https://doi.org/10.2113/gselements.1.1.13 Kyle J. R. and Li N. 2002. Jinding: A giant Tertiary sandstone-hosted Zn-Pb deposit, Yunnan, China. SEG Newsletter, 50: 8-16. https://doi.org/10.5382/SEGnews.2002-50.fea Large R.R. and McGoldrick P.J. 1998. Lithogeochemical halos and geochemical vectors to stratiform sediment hosted Zn–Pb–Ag deposits, 1. Lady Loretta Deposit, Queensland. Journal of Geochemical Exploration, 63: 37–56. https://doi.org/10.1016/S0375-6742(98)00013-2 Large R.R. Bull S.W. Cooke D.R. and McGoldrick P.J. 1998. A genetic model for the HYC Deposit, Australia; based on regional sedimentology, geochemistry, and sulfide-sediment relationships. Economic Geology, 93(8): 1345-1368. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.93.8.1345 Large R.R. and McGoldrick P.J. 1998. Lithogeochemical halos and geochemical vectors to stratiform sediment hosted Zn-Pb-Ag deposits, 1. Lady Loretta Deposit. Queensland. J. Geochemical Exploration, 63: 37–56. https://doi.org/10.1016/S0375-6742(98)00013-2 Leach D.L. Bradley D.C. Huston D. Pisarevsky S.A. Taylor R.D. and Gardoll S. J. 2010. Sediment-hosted lead-zinc deposits in Earth history. Economic Geology, 105(3): 593-625. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.105.3.593 Leach D.L. Sangster D.F. Kelley K.D. Ross R.L. Garven G. and Allen C.R. 2005. Sediment-hosted Pb-Zn deposits: A global perspective. Economic Geology, 100: 561–608. Lydon J.W. 1996. Characteristics of volcanogenic massive sulphide deposits; interpretations in terms of hydrothermal convection systems and magmatic hydrothermal systems. Boletin Geologico y Minero, 107: 215–264 Ma W. Deng T. Xu D. Chi G. Li Z. Zhou Y. Dong G. Wang Z. Zou S. and Qian Q. 2021. Geological and geochemical characteristics of hydrothermal alteration in the Wangu deposit in the central Jiangnan Orogenic Belt and implications for gold mineralization. Ore Geol. Rev. 2021, 139: 104479. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2021.104479 Maanijou M. Fazel E.T. Hayati S. Mohseni H. and Vafaei M. 2020. Geology, fluid inclusions, C–O–S–Pb isotopes and genesis of the Ahangaran Pb-Ag (Zn) deposit, Malayer-Esfahan Metallogenic Province, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 195:104339. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2020.104339 Maciąg L. Rydzewska U. Skowronek A. and Salwa S. 2019. Mineralogy and Geochemistry of Fluvial-Lacustrine Pisolith Micronodules from the Roztoka Odrzańska, Odra River, NW Poland. Geosciences, 10(1): 3. https://doi.org/10.3390/geosciences10010003 Madanipour S. Yassaghi A. Ehlers T.A. and Enkelmann E. 2018. Tectonostratigraphy, structural geometry and kinematics of the NW Iranian Plateau margin: insights from the Talesh Mountains, Iran. American Journal of Science, 318(2): 208-245. https://doi.org/10.2475/02.2018.02 Madanipour S. Najafi M. Nozaem R. Vergés J. Yassaghi A. Heydari I. Khodaparast S. Soudmand Z. and Aghajari L. 2024. The Arabia–Eurasia Collision Zone in Iran: Tectonostratigraphic and Structural Synthesis. Journal of Petroleum Geology, 47(2):123-171. Magnall J.M. Gleeson S.A. and Paradis S. 2020. A new subseafloor replacement model for the Macmillan Pass clastic-dominant Zn-Pb±Ba deposits (Yukon, Canada). Economic Geology, 115(5): 953-959. https://doi.org/10.5382/econgeo.4719 Magnall J.M. Gleeson S.A. Stern R.A. Newton R.J. Poulton S.W. and Paradis S. 2016. Open system sulphate reduction in a diagenetic environment-isotopic analysis of barite (δ34S and δ18O) and pyrite (δ34S) from the Tom and Jason Late Devonian Zn-Pb-Ba deposits, Selwyn basin, Canada: Geochimica et Cosmochimica Acta, 180: 146–163. https://doi.org/10.1016/j.gca.2016.02.015 Mahmoodi P. Rastad E. Rajabi A. Alfonso P. Canet C. and Peter J.M. 2021. Genetic model for Jurassic shale-hosted Zn-Pb deposits of the Arak Mining District, Malayer-Esfahan metallogenic belt: Insight from sedimentological, textural, and stable isotope characteristics. Ore Geology Reviews, 136: 104262. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2021.104262 Mahmoodi P. Rastad E. Rajabi A. and Peter J.M. 2018. Ore facies, mineral chemical and fluid inclusion characteristics of the Hossein-Abad and Western Haft-Savaran sediment-hosted Zn-Pb deposits, Arak Mining District, Iran. Ore Geology Reviews, 95: 342-365. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2018.02.036 McGoldrick P.J. Bull S.W. Cooke D.R. and Large R.R. 1998. Northern Australian Proterozoic stratiform sediment-hosted (sedex) Zn-Pb-Ag: Hobart, Tasmania, University of Tasmania, Centre for Ore Deposit Research Special Publication, 2: 11–22. Misra K.C. 2000. Understanding Mineral Deposits. Kluwer Academic Publishers, London. 845 p. Mohajjel M. and Fergusson C.L. 2000. Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Structural Geology, 22(8): 1125-1139. https://doi.org/10.1016/S0191-8141(00)00023-7 Momenzadeh M. 1976. Stratabound lead–zinc ores in the lower Cretaceous and Jurassic sediments in the Malayer-Esfahan district (west central Iran), lithology, metal content, zonation, and genesis. Unpublished PhD thesis. University of Heidelberg, Heidelberg, 300 p. Monfaredi B. Hauzenberger C. Neubauer F. Schulz B. Genser J. Shakerardakani F. and Halama R. 2020. Deciphering the Jurassic–Cretaceous evolution of the Hamadan metamorphic complex during Neotethys subduction, western Iran. International Journal of Earth Sciences, 109: 2135-2168. https://doi.org/10.1007/s00531-020-01893-x Morad S. Ketzer J.M. and Deros L.F. 2000. Spatial and temporal distribution of diagenetic alterations in siliciclastic rocks: Implications for mass transfer in sedimentary basins. Sedimentology, 47: 95–120. https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.2000.00007.x Mu L. Hu R. Bi X. Tang Y. Lan T. Lan Q. Zhu J. Peng J. and Oyebamiji A. 2021. New insights into the origin of the world-class Jinding sediment-hosted Zn-Pb deposit, Southwestern China: Evidence from LA-ICP-MS analysis of individual fluid inclusions. Economic Geology, 116(4): 883-907. https://doi.org/10.5382/econgeo.4826 Murru M. Ferrara C. Matteucci R. De Pelo S. Sarria E. Vacca A. 2011. Pisolithic ferricretes around the Cretaceous-Palaeocene boundary in southern Sardinia (Italy) as palaeoenvironmental proxies. Geoscience, 343: 72-81. https://doi.org/10.1016/j.crte.2010.12.002 Niroomand S. Haghi A. Rajabi A. Shabani A.A.T. and Song Y.C. 2019. Geology, isotope geochemistry, and fluid inclusion investigation of the Robat Zn-Pb-Ba deposit, Malayer-Esfahan metallogenic belt, southwestern Iran. Ore Geology Reviews, 112: 103040. Parvane-Nejad Shirazi. M. and Shahida M. 2003. Stratigraphy and paleontology of Cretaceous deposits in Sanandaj-Sirjan, Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 18 (2): 75-90. Pilote J.L. Piercey S.J. and Mercier-Langevin P. 2020. Evolution of the subseafloor hydrothermal system associated with the Ming VMS deposit, Newfoundland Appalachians, and its controls on base and precious metal distribution. Mineralium Deposita, 55(5): 913-936. https://doi.org/10.1007/s00126-019-00899-z Pirajno F. and Pirajno F. 2009. Hydrothermal processes and wall rock alteration. Hydrothermal processes and mineral systems: 73-164. Rajabi A. Canet C. Rastad E. and Alfonso P. 2015. Basin evolution and stratigraphic correlation of sedimentary-exhalative Zn–Pb deposits of the Early Cambrian Zarigan Chahmir basin, Central Iran. Ore Geology Reviews, 64: 328–353. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2014.07.013 Reimer T.O. and Mossman D.J. 1990. Sulfidization of Witwatersrand black sands: from enigma to myth. Geology, 18(5): 426-429. https://doi.org/10.1130/0091-7613(1990)018<0426:SOWBSF>2.3.CO;2 Rezaeirouzbahani P. and Hamdi B. 2008. Stratigraphy of the Cretaceous deposits in Haftad Gholleh (East of Arak). Quarterly Journal of Geosciences, 17 (68): 94-107. https://doi.org/10.22071/gsj.2009.57850 Saintilan N.J. Schneider J. Stephens M.B. Chiaradia M. Kouzmanov K. Walle M. and Fontbote L. 2015. A Middle Ordovician Age for the Laisvall Sandstone-Hosted Pb-Zn Deposit, Sweden: A Response to Early Caledonian Orogenic Activity. Economic Geology, 110: 1779-1801. https://doi.org/10.2113/econgeo.110.7.1779 Sangster D.F. 2018. Toward an integrated genetic model for vent-distal SEDEX deposits: Mineralium Deposita, 53: 509–527. https://doi.org/10.1007/s00126-017-0770-4. Schardt C. Cooke D.R. Gemmell J.B. and Large R.R. 2001. Geochemical modeling of the zoned footwall alteration pipe, Hellyer volcanic-hosted massive sulfide deposit, Western Tasmania, Australia: Economic Geology, 96: 1037–1054. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.96.5.1037 Schmandt D. Broughton D. Hitzman M.W. Plink-Bjorklund P. Edwards D. and Humphrey J. 2013. The Kamoa copper deposit, Democratic Republic of Congo: Stratigraphy, diagenetic and hydrothermal alteration, and mineralization. Economic Geology, 108(6): 1301-1324. Shekarardakani F. Neubauer F. Masoudi F. Mehrabi B. Monfaredi B. and Friedl G. 2015. Tectonic history of the central Sanandaj-Sirjan zone, Iran: Potentially Permian to Mesozoic polymetamorphism and implications for tectonics of the Sanandaj-Sirjan zone. Geophysical Research Abstracts, 17, EGU2015-6474 Stampfli G. Marcoux J. and Baud A. 1991. Tethyan margins in space and time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 87(1-4): 373-409. https://doi.org/10.1016/0031-0182(91)90142-E Stern R. Shafaii Moghadam H. Pirouzi M. Mooney W. 2021. The geodynamic evolution of Iran. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 49: 9-36. https://doi.org/10.1146/annurev-earth-071620-052109 Stöcklin J. 1968. Structural history and tectonics of Iran: a review. AAPG Bull. 52: 1229-1258 Thiele O. and Alavi M. Assefi R. Hushmandzadeh A. SeyedEmami K. and Zahedi M. 1968. Explanatory text of Golpayegan Quadrangle, Geological Survey of Iran, No 37. Tucker M. E. 1994. Sedimentary petrology (an introduction to the origin of sedimentary rocks). 2Ed, Blackwell Scientific Publication, London. 252p. Vaezi M.J. and Kholghi M.H. 2007. Geological Survey of Iran Geological quadrangle map of Iran, Varcheh, Scale 1: 100,000. (Eds.) GSI, Tehran Verdel C. Wernicke B.P. Hassanzadeh J. and Guest B. 2011. A Paleogene extensional arc flare‐up in Iran. Tectonics, 30(3). https://doi.org/10.1029/2010TC002809 Vikentyev V. Damdinov B.B. Minina O.R. Spirina A.V. and Damdinova L.B. 2023. Classification of Polymetallic Ore-Forming Processes and Transitional VMS–SEDEX–MV-type: the Example of the Giant Ozernoe Deposit in Transbaikalia, Russia, Geology of Ore Deposits. 65(3):191–223. https://doi.org/10.1134/s1075701523030054 Vincent S.J. Allen M.B. Ismailzadeh A.D. Flecker R. Foland K.A. and Simmons M.D. 2005. Insights from the Talysh of Azerbaijan into the Paleogene evolution of the South Caspian region.GSA Bulletin 117 (11/12): 1513-1533. https://doi.org/10.1130/B25690.1 Werdon, 1997. Geologic setting of Mississippian vein-breccias at the Kady Zn-Pb-Cu-Ag prospect: Plumbing system for a failed sedex deposit. Geological Survey. 1614. Whitney D.L. and Evans B.W. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American mineralogist, V. 95: 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371 Wilkinson J.J. 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55(1-4): 229-272. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(00)00047-5 Wilkinson J.J. 2014. Sediment-hosted zinc-lead mineralization: processes and perspectives. Treatise on Geochemistry 2nd edition 219-249 Wilkinson J.J. Eyre S.L. and Boyce A.J. 2005. Ore-forming processes in Irish-type carbonate-hosted Zn-Pb deposits: Evidence from mineralogy, chemistry, and isotopic composition of sulfides at the Lisheen mine. Economic Geology, 100(1): 63-86. https://doi.org/10.2113/100.1.0063 Wilkinson J.J. 2010. A review of fluid inclusion constraints on mineralization in the Irish orefield and implications for the genesis of sediment-hosted Zn-Pb deposits. Economic Geology, 105: 417-442. Wu J. Han R. Zhang Y. Sun B. Li W. Li D. Cao Y. and Cen C. 2024. The fault–fold structure ore control mechanism of hydrothermal deposits: A case study of the Maoping super-large rich-Ge lead–zinc deposit in northeastern Yunnan, China. Ore Geology Reviews, 106039. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2024.106039 Xue C. Chi G. Li Z. Dong X. 2014. Geology, geochemistry, and genesis of the Cretaceous and Paleocene sandstone- and conglomerate-hosted Uragen Zn–Pb deposit, Xinjiang, China: A review. Ore Geology Reviews, 63: 328-342. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2014.06.005 Yarmohammadi A. Rastad E. Rajabi A. 2016. Geochemistry, fluid inclusion study and genesis of the sediment-hosted Zn-Pb (± Ag ± Cu) deposits of the Tiran basin, NW of Esfahan, Iran. Neues Jb. Miner. Abh 193: 183–203. DOI: 10.1127/njma/2016/0301 Zanchetta S. Berra F. Zanchi A. Bergomi M. Caridroit M. Nicorab A. and Heidarzadeh G. 2013. The record of the Late Paleozoic active margin of the Palaeotethys in NE Iran: constraints on the Cimmerian orogeny. Gondwana Res., 24 (3,4): 1237-1266. https://doi.org/10.1016/j.gr.2013.02.013 Zhu Y. Deng Y. Qin J. Zhang J. Zou Y. Zhang S. and Liu S. 2023. Fracture Propagation Mechanism of Tight Conglomerate Reservoirs in Mahu Sag. Processes, 11(7): 1958. https://doi.org/10.3390/pr11071958
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,049 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 253 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||