Manuscript ID : 1400122134500 Visit : 2438 Page: 15 - 41

Article Type: Original Research

Subject Areas :

مدینه ساعد ¹ , Alireza Zarasvandi ^{2
*} , اکبر حیدری ³

1 -
2 - Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran.
3 -

Received: 2022-03-12 Accepted : 2022-03-12 Published : 2022-03-12

Keywords:

Abstract :

References:

آقانباتی، ع.، 1385. زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور، 586.
احیاء، ف.، 1380. زمین‌شناسی و منشاء رخداد سلستیت مخدان استان بوشهر. طرح پژوهشی دانشگاه آزاد بهبهان، 46.
بازرگانی گيلاني، ك. و رباني، م. ص.، 1384. نهشت سلسستيت استراتيفرم منطقه افتر، باختر سمنان. مجله علوم زمين، 57 ، 41-30.
رستمی پایدار، ق. ا.، طاهرزاده، ا. و عادل پور، م.، 1395. زمین‌شناسی و ژنز ذخایر سلستیت بابامحمد در مرز سازندهای گچساران و میشان، استان کهکیلویه و بویراحمد. یافته‌های نوین زمین‌شناسی کاربردی،20، 75-62.
سبزه‌ای، م.، 1369. پی‌جوئی سلستيت در بخش شمال غرب تاقديس بنگستان. وزارت معادن و فلزات، اداره كل معادن و فلزات استان كهگيلويه و بوير احمد، 67.
طباخ شعبانی، ا. ع.، اسدی مهماندوستی، ا. و ملکی، ز.، 1393. رخداد سلستیت در عضو تبخیری سازند آسماری، ارتفاعات گره چغا، صالح‌آباد مهران، ایلام. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 32، 96-85.
نژاد حداد، م. و آفتابی، ع.، 1389. الگوی ذخایرسازی ذخایر سلستیت با استفاده از شواهد زمین‌شناسی، ساختی، بافتی و ژئوشیمیایی در تاقدیس بنگستان، بهبهان، اهواز. مجله علوم دانشگاه تهران، 1، 176-157.
ولی پور، م.، 1394. مطالعه ژئوشیمی، میانبارهای سیال و نحوه تشکیل نهشته‌های سلستیت مزرعه قم. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه پیام نور، 159.
Abidi, R., Slim-Shimi, N., Gasquet, D., Hatira, N. and Somarin, A., 2011. Genesis of celestite–bearing cap rock formation from the Ain Allega ore deposit (northern Tunisia): contributions from microthermometric studies. Bulletin de la Société Géologique de France, 182, 427-435.
Alavi, M., 1994. Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211-238.
Alavi, M., 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307, 1064-1095.
Alavi, M., 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304, 1–20.
Amirshahkarami, M., Vaziri-Moghaddam, H. and Taheri, A., 2007. Sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Asmari Formation at Chaman-Bolbol, Zagros Basin, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29, 947–959.
Aqrawi, A.A.M., Keramati, M., Ehrenberg, S.N., Pickard, N., Moallemi, A., Svånå, T., Darke, G., Dickson, J.A.D. and Oxtoby, N.H., 2006. The origin of dolomite in the Asmari Formation (Oligocene–Lower Miocene), Dezful Embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 29, 381–402.
Baker, P.A. and Bloomer, S.H., 1988. The origin of celestite in deep sea sediments. Geochimica et Cosmochemica Acta, 52, 335-339.
Bazargani-Guilani, K. and Nekouvaght Tak, M.A., 2008. Celestite ore deposit and occurrences of the Qom Formation, Oligo-Miocene, Central Iran. 2nd IASME/WSEAS international conference on geology and seismology, Cambridge, UK, 48–54.
Bodnar, R.J., 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochemica Acta, 57, 683–684.
Brodtkorb, M.D., Schalamuk, I.B.A. and Ametrano, S., 1989. Barite and celestite Stratabound ore field in Argentina. Nonmetalliferous stratabound ore fields, Ed. Brodtkorb, MK de, Van Nostrand Reinhold, New York, 41-68.
Brodtkorb, M.K.de., Ramos, V., Barbieri, M. and Ametrano, S., 1982. The evaporitic Celestite-Barite deposits of Neuquen, Argentina. Mineralium Deposita, 17, 423– 436.
Brown, P.E. and Lamb, W.M., 1989. P-V-T properties of fluids in the system H2O-CO2- NaCl: New graphical presentations and implications for fluid inclusion studies. Geochimica et Cosmochemica Acta, 53, 1209–1221.
Buchanan, L.J., de Vivo, B., Kramer, A.K. and Lima, A., 1981. Fluid inclusion study of Fiumarella barite deposit (Catanzaro south of Italy). Mineralium Deposita, 16, 215- 226.
Ehrenberg, S.N., Pickard, N.A.H., Laursen, G.V., Monibi, S., Mossadegh, Z.K., Svana, T.A., Aqrawi, A.A.M., McArthur, J.M. and Thirlwall, M.F., 2007. Strontium isotope stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene-Lower Miocene), SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 30, 107-128.
Ehya, F., Shakouri, B. and Rafi, M., 2013. Geology, mineralogy, and isotope (Sr, S) geochemistry of the Likak celestite deposit, SW Iran. Carbonates Evaporites, 28, 419-431.
Fontbote, L., 1981. Strata-bound Zn-Pb-F-Ba- deposits in carbonate rocks: new aspects of paleogeographic location, facies factors and diagenetic evolution. Ph.D. Thesis, Universitat Heidelberg, 192.
Ghorbani, M., 2013. The Economic Geology of Iran: Mineral Deposits and Natural Resources. Springer, 567.
Goldstein, R.H. and Reynolds, T.J., 1994. Systematics of fluid inclusions in diagenetic materials. Society for Sedimentary Geology. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Short Course 31, 199.
Haas, J.L., 1971. The effect of salinity on the maximum thermal gradient of a hydrothermal system at hydrostatic pressure. Economic Geology, 66, 940–946.
Hanor, J.S., 2004. A model for the origin of large carbonate – and evaporate – hosted Celestine deposit. Journal of Sedimentary Research, 74, 168-175.
Kesler, S.E., 2005. Ore-Forming Fluids. Elements, 1, 13-18.
Kinsland, G.L., 1977. Formation temperature of fluorite in the Lockport dolomite in Upper New York State as indicated by fluid inclusion studies–with a discussion of heat sources. Economic Geology, 72, 849-854.
Macleod, J.H. and Akbari, Y., 1970. Geological quadrangle map of the Behbehan area. No: 25479W: 1:100000, Iranian oil operating companies, Tehran, Iran.
MacMillan, J.P., Park, J.W., Gerstenberg, R., Wagner, H., Kohler, K. and Wallbrecht, P., 1994. Strontium compounds and chemicals. In: Ullman's Encyclopedia of Industrial Chemistry, fifth ed.vol A 25. VCH Verlagsgesellschaft m.b.H., Weinheim, Germany, 321-327.
Mohajjel, M., Fergusson, C.L. and Sahandi, M.R., 2003. Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21, 397–412.
Moore, F. and Jami, M., 1997. Syngenetic strontium ore deposition at the base of Asmari formation, Bangestan anticline, Behbahan. Iranian Journal of Science, 8, 178-188.
Mossadegh, Z.K., Haig, D.W., Allan, T., Adabi, M.H. and Sadeghi, A., 2009. Salinity changes during Late Oligocene to Early Miocene Asmari Formation deposition, Zagros Mountains, Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 272, 17–36.
Pourkaseb, H., Zarasvandi, A., Rezaei, M., Mahdavi, R. and Ghanavati, F., 2017. The occurrence and origin of celestite in the Abolfares region, Iran: Implications for Sr-mineralization in Zagros fold belt (ZFB). Journal of African Earth Sciences, 134, 352-364.
Roedder, E., 1990. Fluid inclusion analysis—prologue and epilogue. Geochimica et Cosmochemica Acta, 54, 495-507.
Roedder, E., 1984. Fluid Inclusions. Reviews in Mineralogy, 12, 664.
Romanko, E., Kokorin, Y.U., Krivyakin, B., Susov, M., Morozov, L. and Sharkovski, M., 1984. Outline of metallogeny of Anarak area (Central Iran): v/o Technoexport. Report. 19, 143.
Sahraeyan, M., Bahrami, M. and Arzaghi, S., 2014. Facies analysis and depositional environments of the Oligocene- Miocene Asmari Formation, Zagros Basin, Iran. Geoscience Frontiers, 5, 103-112.
Scholle, P.A., Stemmerik, L. and Harpote, O., 1990. Origin of major karst-associated celestite mineralzation in Karstryggen, Centeral East Greenland. Journal of Sedimentary Petrology, 60, 397-410.
Sepeher, M. and Cosgrove, J.W., 2004. Structural framework of the Zagros Fold–Thrust Belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21, 829–843.
Setudehnia, A. and Perry, J.T., 1966. Geological quadrangle map of the Gachsaran area. No: 25481E: 1:100000, Iranian oil operating companies, Tehran, Iran.
Setudehnia, A., and Perry, J.T., 1996. Geological quadrangle map of the Haft Kel area. No: 25476E: 1:100000, Iranian oil operating companies, Tehran, Iran.
Shepherd, T.J., Rankin, A.H. and Alderton, D.H.M., 1985. A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. Blackie and Son, 239.
Souissi, F., Sassi, R., Dandurand, J.L., Bouhelel, S. and Hamda, S.B., 2007. Fluid inclusion microthermometry and rare earth element distribution in the celestites of the Jebel Doghra ore deposit (Dome Zone, northern Tunisia): towards a new genetic model. Bulletin Society of Geology of France, 6, 459-471.
Tekin, E., Varol, B., Ayan, Z. and Satir, M., 2002. Epigenetic origin of celestite deposits in the Tertiary Sivas Basin: new mineralogical and geochemical evidence. – N. Jb. Miner. Mh, 7, 289–318.
Tekin, E. and Fridemen, G.M., 2001. A preliminary study, celestite-bearing gypsum in the Tertiary Sivas Basin, central eastern Turkey. Carbonates and Evaporites, 16, 93–101.
Valenza, K., Moritz, R., Mouttaqi, A., Fontignie, D. and Sharp, Z., 2000. Vein and karst barite deposits in the western Jebilet of Morocco: fluid inclusion and isotope (S, O, Sr) evidence for regional fluid mixing related to central Atlantic Rifting. Economic Geology, 95, 587-606.
Van Den Kerkhof, A.M. and Hein, U.F., 2001. Fluid inclusion petrography. In: Andersen, T., Frezzotti, M. L., Burke, E.A.J. (Eds.): Fluid inclusions: phase relationships – methods applications (special issue). Lithos, 55, 1- 4.
Vinogradov, A.P., 1956. Strontium. In Handbook of Geochemistry. II, 4, ed. K. H. Wedpohl, 1159.
Vlasov, K.H, 1960. Geochemistry and mineralogy of rare earth elements genetic of their deposits, 1, 688, Translated From Russia by: Lerman Israel Program for scientific translation, Jerusalem, 1966.
Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185- 187.
Wiesheu, R. and Hein, U.F., 1998. The history of fluid inclusion studies. In: Fritscher, B., Henderson, F., (eds.) Toward a history of mineralogy, petrology and geochemistry. Heft 23, Munchen, Institut fur Geschichte der Naturwissenschaften, 309-326.
Wilkinson, J.J., 2001. Fluid inclusion in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55, 229- 272.
Zarasvandi, A., Charchi, A., Carranza, E.J.M. and Alizadeh, B., 2008. Karst bauxite deposits in the Zagros Mountain Belt, Iran. Ore Geology Reviews, 34, 521-532.
Zarasvandi, A., Liaght, S. and Zentilli, M., 2005. Porphyry Copper Deposits of the Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc, Iran, Super Porphyry Copper and Gold deposits: A global perspective. PGC publishing Adelaide, 2, 441-452.

Full-Text:

بررسی خصوصیات فیزیکی و شیمیایی سیال کانهدار در رخدادهای سلستیت کمربند چین خورده-تراستی زاگرس؛ با استفاده از مطالعات ریزدماسنجی

مدینه ساعد1، علیرضا زراسوندی(¹و2) و اکبر حیدری3

1. دانشجوی دکتری گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران

2. استاد گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران

3. استادیارگروه زمین‌شناسی نفت و حوضه‌های رسوبی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران

چکیده

رخدادهای سلستیت با گستره زمانی به سن الیگوسن- میوسن، در سازندهای کربناتی - تبخیری آسماری و گچساران، کمربند چین خورده–تراستی زاگرس گسترش یافتهاند. هدف از این پژوهش مطالعهی سیالات درگیر در چهار مورد از ذخایر سلستیت (ترتاب، تارک، لیکک و بابا محمد)، به‌منظور بررسی ماهیت سیال کانهساز در این ذخایر میباشد. ساختهای ژئودی و رگهای، به‌صورت پرکننده فضای خالی و بافتهای جانشینی، موزاییکی و رگهای در زمینهی کربناتی در این رخدادها به‌وفور مشاهده شد. همچنین کانیهای سلستیت، کلسیت، ژیپس، انیدریت کانیهای اصلی این ذخایر را تشکیل میدهند. براساس مطالعات پتروگرافی، پنج گروه سیال درگیر شناسایی شد که عبارتند از: تک فازی مایع (L)، تک فازی بخار (V)، دو فازی غنی از مایع (LV)، دو فازی غنی از بخار (VL) و سیالات درگیر چند فازی (LVS). دادههای ریزدماسنجی دمای همگن شدن 8/291-3/134 درجه سانتی‌گراد، و شوری 17/18-5/2 درصد وزنی نمک طعام را برای شکلگیری این سلستیتها نشان میدهد. طبق دادههای حاصل از ریزدماسنجی میتوان چنین بیان کرد که شکلگیری سلستیت در نتیجهی واکنشهای سنگهای گستره میباشد. همچنین عملکرد فعالیتهای تکتونیکی در این مناطق همچون بالاآمدگی که موجب تغییرات حوضه رسوب‌گذاری شده و دیاژنز لایهها، سبب انحلال کانیهای موجود در این حوضه، از جمله مواردی است که منجر به آزاد شدن عنصر استرانسیوم در سیال مسئول کانهزایی شده است. این فرآیند به‌طورکلی توسط دو سیال با منشاء جوی و شورابهای در مراحل مختلف کانهزایی صورت میگیرد و موجب جانشینی آن به‌جای انیدریت در درجه حرارت به نسبت بالا و بخصوص در طی مراحل دیاژنز تاخیری و اپیژنتیک گردیده است.

واژه‌های کلیدی: اپیژنتیک، ریز دماسنجی، سلستیت، سیال درگیر، کمربند چین‌خورده - تراستی زاگرس.

مقدمه

عنصر استرانسیوم پانزدهمین عنصر در پوسته‌ی زمین میباشد و کانیهایی همانند استرونسیانیت(SrCO3) و سلستیت (SrSO4) از مهم‌ترین منابع حاوی این عنصر در جهان محسوب میشوند(Ehya et al., 2013; Souissi et al., 2007; MacMillan et al., 1994). در این بین ذخایر سلستیت از منظر جایگاه زمین‌شناسی در محیطهای متنوعی از جمله آذرین، گرمابی و نهشتههای رسوبی یافت میشود. براساس مطالعات صورت گرفته بیشتر ذخایر این عنصر در محیطهای رسوبی گزارش شدهاند(Hanor, 2004). همچنین با بررسی و مطالعهی رسوبات سلستیت در سرتاسر جهان مشخص شد. بیشترین میزان استرانسیوم محیط‌های رسوبی، اغلب در سنگ‌های سولفاتی - تبخیری، سنگ‌های کربناتی و انیدریت‌ها یافت میشود(Brodtkorb et al., 1982). منبع اصلی تامین استرانسیوم در این حوضه‌های رسوب‌گذاری را میتوان از وفور این عنصر در آب دریاهای آزاد، که طی دوران‌ طولانی زمین‌شناسی در آن متمرکز شده، دانست. نکته‌ی قابل توجه آن است که با وجود این‌که استرانسیوم آب دریاها بسیار بیشتر از آب رودخانه‌هاست ولی مقدار آن از سطح اشباع خیلی پائین تر است. ته نشست این عنصر در این حوضه‌ها براثر فرآیندهایی مهمی همچون رسوب‌گذاری شیمیایی، بیوژنیک و جذب سطحی صورت میگیرد(Hanor, 2004; Brodtkorb et al., 1989). در حال حاضر نظرات متعددی مبنی بر نحوه و منشاء شکلگیری سلستیت مطرح شده است، ولی تاکنون نظریه قطعی و دقیقی در این زمینه ارائه نشده است. همچنین برخی از پژوهشگرها بر این باورند که کانه زایی سلستیت را نمی‌توان در نتیجهی یک ته‌نشست ساده و اولیه دانست، بلکه این فرآیند هم‌زمان با فرآیندهایی همچون دیاژنز سنگهای رسوبی(دیاژنتیک) یا به‌صورت اپی‌ژنتیک و به شکل‌های لایه‌ای، عدسی یا کنکرسیونی جایگزین شده است(Hanor, 2004; Vlasov, 1960). براساس مطالعات انجام شده در ذخایری اپيژنتيك بعد از فرآیند سنگشدگي رسوبات، استرانسيوم موجود در سازندها توسط آبهاي زيرزميني شسته شده و در جاي ديگر رسوب می‌کند. استرانسیوم در این ذخایر علاوه بر سنگ میزبان در لايههاي بالاتر و پايينتر نيز رسوب می‌کند(Baker and Bloomer, 1988). همچنین مقدار استرانسيوم در آبهاي جوي نیز متفاوت است و مقدار متوسط این عنصر به یون کلر وابسته می‌باشد. به‌این‌ترتیب که با افزايش مقدار يون كلر محلول، میزان استرانسیوم نیز افزايش مييابد. در مناطق نفتخيز این مسئله بسیار مشهود و حائز اهمیت میباشد. در این مناطق آبها در ضمن عبور از سازندهاي سولفاتي(ژيپسي يا انيدريتي) استرانسيوم خود را به‌صورت سلستيت ته‌نشین ميكنند.(Vinogradov, 1956) موارد ذکر شده نشان میدهد، این عنصر در تفسیر، چگونگی تکامل حوضههای رسوبی و نقش سیالات در شکلگیری این ذخایر بسیار مفید میباشد. کشور ایران نیز از جمله مناطق دارای ذخایر سلستیت میباشد. بیشتر این ذخایر در سنگ‌های کربناتی-تبخیری سنوزوئیک و در کمربندهای ساختاری ایران مرکزی به سن الیگوسن، البرز مرکزی به سن ائوسن و زاگرس الیگوسن-میوسن به‌وفور قابل مشاهده است. مناطق مورد مطالعه در این پژوهش نیز در کمربند چین خورده-تراستی زاگرس و در سازندهای آسماری و گچساران واقع در جنوب غرب ایران قرار دارند. در این کمربند، سازندهای آسماری به سن الیگوسن-میوسن و گچساران با سن اوایل میوسن به‌عنوان میزبان اصلی برای کانه زایی سلستیت در نظر میگیرند(Pourkaseb et al., 2017). از جمله رخدادهای سلستیت مورد بررسی در این مطالعه شامل: ذخایر ترتاب، تارک، لیکک و بابامحمد میباشد(جدول 1). هدف از مطالعه حاضر بررسی منشاء و ماهیت سیال کانسنگساز، شناسایی فازهای مهم و عوامل موثر در آن از طریق مطالعات کانیشناسی، بافت، ساخت و پتروگرافی سیالات درگیر و در نهایت استفاده از دادههای ریزدماسنجی برای بررسی نحوه شکلگیری ذخایر سلستیت میباشد.

جدول 1. ویژگی‌های مهم ذخایر سلستیت مورد مطالعه در کمربند چین خورده-تراستی زاگرس

References	Mineralogy	Formation/Age	Lithology	Deposit
Pourkaseb et al., 2017; This Study	Celestite- Calcite Dolomite	Asmari/ Oligocene– Miocene	Limestone with anhydrite in some parts, marl	Tortab
This Study	Celestite- Calcite Dolomite and Iron oxides	Asmari/ Oligocene– Miocene	Limestone with anhydrite in some parts, marl	Tarak
Ehya et al., 2013; This Study	Celestite, gypsum, Calcite	Gachsaran/ Early Miocene	Limestone, marl, and anhydrite	Likak
رستمی پایدار و همکاران، 1395	Celestite, Calcite, gypsum, Aragonite and Iron oxides	Contact Gachsaran and Mishan / Early Miocene	Limestone, marl, and anhydrite	Baba - Mohamad
احیاء، 1380	Celestite, Calcite, gypsum, Dolomite	Mishan / Early-Middle Miocene	Red Marl	Mokhdan

زمین‌شناسی

رخدادهای سلستیت از بارزترین و مهم‌ترین ذخایر استرانسیوم در جهان به شمار میآیند که بیشتر این نهشته‌ها دارای تشابهات زمینشناسی بسیاری میباشند. براساس مطالعات (Hanor, 2004) این ذخایر در رخسارههای مشخصی از توالیهای تبخیری همراه با آهک و ژیپس در بازهی زمانی سیلورین تا کواترنری قابل رویت میباشد. از طرفی بسیاری از ذخایر شناخته شده سلستیت در ارتباط نزدیک با حوضههای شکلگرفته در اثر فرآیندهای کوهزایی میباشند و این امر گویای ارتباط بین توسعه و شکلگیری حوضههای رسوب‌گذاری سلستیت و خواستگاه تکتونیکی میباشد (Brodtkorb, 1989, 1982). در ایران کمربند کوهزایی زاگرس که بخشی از سیستم کو‌هزایی آلپ-هیمالیا را شکل میدهد خواستگاه این نوع از ذخایر میباشد. اين كمربند كوهزاد، دارای طول تقریبی 2000 کیلومتر(Alavi, 1994) و در نتيجه برخورد بين صفحه عربي (قطعاتی از گندوانا) و ايران (ایران مرکزی) به وجود آمده است (Mohajjel et al., 2003). واحد ساختاری زاگرس ترکیبی از سه کمربند تکتونیکی با روند شمالغرب-جنوبشرق است که شامل: کمربند چین‌خورده-‌تراستی زاگرس در سمت جنوبغرب، کمربند سنندج-‌سیرجان در بخش میانی و کمربند ماگمایی ارومیه-‌دختر در شمالغرب می‌باشد(Alavi, 2007). شاخص‌ترین ویژگی این کمربند وجود چین‌ها و روراندگی‌هایی با روند شمالغرب-جنوبشرق می‌باشد (Sepeher and Cosgrove, 2004). کمربند چین خورده-تراستی زاگرس توسط رسوباتی با ضخامت چهار تا هفت کیلومتر به سن پالئوزوئیک و مزوزوئیک و سه تا پنج کیلومتر از سنگهای کربناتی و سیلیسی آواری سنوزوئیک، سنگ‌های تراستی، چین‌خورده و گسل خورده قرار میگیرد برروی پی‌سنگ دگرگونی پان آفریقا قرار میگیرد (Alavi, 2004). رسوبات این کمربند شامل مجموعهی پهناوری از رسوبات کم‌عمق تا عميق دريايي است. این حوضه رسوبی دارای رسوبات متنوع دريايي، دریاچه‌ای، ساحلي و تبخيري است و درون حوضهی گستردهاي به پهناي چند هزار متر رسوب كرده است (آقانباتی، 1385). با توجه به وجود واحدهای سنگشناسی متنوع و عملکرد فعالیتهای ساختاری، چندین افق چینهشناسی در ارتباط با کانهزایی این نوع از ذخایر در کمربند چین خورده-تراستی زاگرس در گسترهای همچون ایلام، لرستان، بهبهان، رامهرمز، یاسوج، بوشهر و نیز گنبدهای نمکی گزارش شده است. از طرفی در کمربند زاگرس افقهای سلستیت علاوه بر گنبدهای نمکی در بخشهای مختلفی همچون سازندهای آسماری، گچساران و میشان قابل پیجویی میباشند(Ehya, 2013 Pourkaseb et al., 2017;). بدین ترتیب و با وجود پراکندگی وسیع این رخدادها و افقهای شاخص سلستیتدار در کمربند چین خورده-تراستی زاگرس، این کمربند ساختاری برای این پژوهش انتخاب شد. با بررسی زمینشناسی و شناسایی ماده معدنی در پهنهی این کمربند، در نهایت چهار مورد از ذخایر از جمله: تارک و ترتاب در سازند آسماری و لیکک و بابا محمد در سازند گچساران انتخاب و مورد بررسی قرار گرفت. موقعیت ذخایر مورد مطالعه در کمربند چین خورده-تراستی زاگرس در شکل 1 نشان داده شده است. در ادامه نقشههای زمینشناسی(شکل 2-الف، ب و پ)، ستون چینهشناسی (شکل 3) و شرح مختصری از زمینشناسی مناطق مورد نظر در این پژوهش، آورده شده است.

$C:\Users\Sib.Coffe\Desktop\map total celestiteOK .jpg$

شکل 1. تقسیم‌بندی واحدهای اصلی کوهزایی زاگرس )با اعمال تغییرات از(Zarasvandi et al., 2008, 2005; Alavi, 2004 و موقعیت ذخایر مورد مطالعه در کمربند چین‌خورده - تراستی زاگرس

سلستیت ترتاب و تارک

از نظر موقعیت جغرافیایی ذخایر سلستیت ترتاب و تارک در نزدیکی روستاهای ترتاب و کلاحمدی پهنه ابوالفارس، جنوبشرق شهرستان رامهرمز، استان خوزستان واقع شدهاند. مناطق مورد مطالعه در ورقه 100000/1 هفتگل قرار دارند(Setudehnia and Perry, 1996)(شکل 2-الف). این دو ذخایر به فاصلهی سه کیلومتر و از منظر واحدهای سنگشناسی و ساختاری با همدیگر به‌طور کامل مطابقت دارند. گستره مورد نظر بخشی از تاقدیس بنگستان میباشد و جهت محور آن شمالغرب-جنوبشرق است. بیشترین رخنمونهای کانی سازی سلستیت در این منطقه در یال غربی تاقدیس گسترش یافته است. در این تاقدیس رخنمونهایی از سازندهای کرتاسه زیرین تا پلیوسن دیده میشود. ماده معدنی سلستیت بر روی بالاترین بخش سازند مارنی پابده و در بخش بالایی انیدریت پایه آسماری و در بخش آسماری میانی قرار میگیرد(شکل 3 و شکل 4-الف). این انیدریت در مرکز حوضه پابده گسترش یافته و به‌صورت لایه‌های هم‌شیب بر روی سازند پابده و در زیر کربنات‌های ریزدانه سازند آسماری قرار دارد(Ehrenberg et al., 2007). رخداد کانه زایی سلستیت در این ذخایر به‌صورت روند خطی و به‌صورت لایه‌نازک با ضخامت متغير و با شیب متوسط 60 درجه به سمت جنوبغرب، قابل مشاهده است. نکته‌ی قابل ذکر این است که رخدادهای سلستیت آسماری به دو شکل لنزهای عدسی شکل و رگه‌ای رخنمون دارند(Pourkaseb et al., 2017)(شکل 4-ب و پ). رخنمون سلستیت این ذخایر در کربنات‌های تبخیری اوایل میوسن (بخش میانی سازند آسماری) و بين آهك توده‌ای زيرين و آهك شيلي متعلق به سازند آسماري قرار دارد(شکل4- ت، ث و ج). از طرفی این ذخایر تحت تأثیر کربنات دولومیتی بوردیگالیان قرار دارد. رخداد کانه زایی سلستیت در امتداد سازند آسماری که بیش از 60 کیلومتر وسعت دارد، گسترش یافته است (نژاد حداد و آفتابی، 1389). از ویژگی‌های بارز این ذخایر، حضور سنگ میزبان کربناتی در یک حوضه رسوبی بسته با میزان شوری بالا می‌باشد. این مورد با سایر نهشته‌های سلستیت موجود در کمربند چین‌خورده زاگرس مطابقت دارد. نکته قابل توجه شکلگیری سلستیت در سازند آسماری میباشد. این سازند خواستگاه اصلی شکلگیری این ماده معدنی در کمربند کوهزایی زاگرس می‌باشد. از طرفی با توجه به اینکه این سازند میزبان مخازن نفتی عظیم و مجموعههای مواد آلی مهمی می‌باشد مورد توجه بسیاری از پژوهشگران قرار دارد(Sahraeyan et al., 2014; Mossadegh et al., 2009; Amirshahkarami et al., 2007).

سلستیت بابامحمد

سلستیت بابا محمد در فاصله 20 کیلومتری جنوب شهرستان گچساران و مجاورت روستای بی‌بی جان، استان کهگیلویه و بویر احمد و در نقشه 100000/1 گچساران واقع شده است (Setudehnia and Perry, 1966)(شکل 2- ب). گستره مورد مطالعه بخشی از تاقدیس گچساران میباشد و جهت محور آن شمالغرب-جنوبشرق است. در یال شمالی و جنوبی آن گسلهایی به‌موازات محور چین مشاهده میشود. این گسلها از نوع رورانده با زاویه شیب کم تا زیاد میباشند. برای گسلهای رانده و محور چینها بیانگر عملکرد نیروها در جهت شمالشرق-جنوبغرب میباشد. بیشتر سازندهای رخنمون یافته در پهنه مورد مطالعه، متعلق به زمان سنوزوئیک میباشند و شامل گچساران، میشان و آغاجاری (لهبری) میباشند (شکل 3). از مهم‌ترین واحدهای سنگی رخنمون یافته در پهنه، میتوان به واحدهای سازند گچساران (ژپیس، انیدریت و سنگ‌آهک) و میشان (مارنهای خاکستری) اشاره کرد (شکل 5-الف). کانهزایی سلستیت در منطقه بابامحمد در واحدهای رسوبی سازند گچساران (آهک ضخیم و ژیپس) رخنمون یافته است (شکل 5-ب). سازند تبخیری گچساران به سن میوسن زیرین و به‌عنوان واحد دربرگیرنده ماده معدنی به‌صورت هم‌شیب بر روی سازند آسماری با سن الیگوسن بالایی تا میوسن زیرین قرار دارد و توسط سازند میشان با سن میوسن پوشیده شده است. بخش تبخیری سازند گچساران از نظر سنگ‌شناختی از پایین به بالا به‌اختصار شامل بخش ژیپسی که زیر توالی سلستیت دار قرار دارد و بخش بالایی آن لایه آهکی متشکل از بیومیکریت تا بیومیکرواسپارایت است (شکل 5-پ و ت). این ذخایر دارای فسیلهای فراوان دوکفهایها، گاستروپوداها، جلبک و فرامینفر در زمینه سنگ می‌باشد. با توجه به ترکیب سنگ‌شناسی اعتقاد بر این است، سازند گچساران در محیطهای کولاب خیلی کم‌عمق و سبخا در شرایط خشک نهشته شده است (Ehya et al., 2013). از دیگر سازندهای رخنمون یافته میتوان به سازند میشان که شامل مارنهای خاکستری است اشاره کرد. این سازند در فاصلهی بینابینی لایههای آن آهکهای رسی متراکم‌تر و صدفدار دیده میشود. از نظر چینه‌شناسی این سازند بر روی سازند گچساران قرار دارد و سازند آواری آغاجاری روی آن واقع شده است.

سلستیت ليکک

سلستیت لیکک در مجاورت روستای قبر قیصر از توابع شهرستان بهبهان استان خوزستان قرار دارد. گستره مورد مطالعه در ورقه 100000/1 بهبهان (Macleod and Akbari, 1970) و در لایه‌های چین‌خورده سازند گچساران به سن میوسن زیرین، در یک تاقدیس مایل رخنمون شده است (شکل 2-پ). کانهزایی سلستیت به‌صورت افقهایی با روند شمالغرب-جنوبشرق (شکل 3) و ضخامت متغیر با شیب متوسط 55-50 درجه به سمت شمالشرق تشکیل شده است. براساس مشاهدات صحرایی سازند گچساران در این گستره به دلیل فرسایش و نبود سازندهای دیگر توسط رسوبات عهد حاضر پوشیده است (شکل 6-الف). سلستیت ليکک در طبقات چین‌خورده بخش‌هاى انتهايى سازند گچساران، درون لايه‌هاى ژيپس به‌صورت عدسى‌هايى که امتداد آن‌ها موازى لايه‌هاى آهکى است، تشکيل شده است (شکل 6-ب). در منطقه لیکک سازند گچساران به روى سازند بختيارى رواندگى داشته و کل سازند گچساران به‌صورت يک ناوديس برگشته رخنمون دارد. سن آن ميوسن زيرين است و آخرين افق سازند گچساران يک افق تبخيرى میباشد و طبقاتى با ضخامت‌هاى گوناگون از مارن‌هاى رنگی و سنگ‌هاى آهکى با فسيل دريايى و نيز افق هاليت دارد. اين سازند بر روى سازند هیدروکربندار آسمارى قرار دارد و آن را مى‌پوشاند (شکل 6-ب). ماده معدنی به‌صورت توده لايه‌اى شکل با گسترش يک و نيم کيلومتر و ضخامت متوسط يک و نيم متر ديده مى‌شود. همچنین سنگ‌هاى همبر عبارتند از ژيپس-انيدريت، مارن، سنگ‌هاى آهکى لايه‌اى فرامينفردار با ضخامت متغیر در منطقه تشکیل شده‌اند. در بیرون‌زدگی لايه‌ها مى‌توان جانشينى آهک، انيدريت و ژيپس را با سلستيت مشاهده نمود، به عبارتی رگه‌هاى سلستيت طی فرآیندهای اپى ژنتيک تشکيل شده‌اند (Romanko et al., 1984)(شکل 6-پ و ت).

$C:\Users\Sib.Coffe\Desktop\789642.jpg$

شکل 2. نقشههای زمینشناسی مناطق مورد مطالعه در کمربند چین خورده–تراستی زاگرس، الف) سلستیت ترتاب و تارک (اقتباس ازPourkaseb et al., 2017)، ب) سلستیت بابا محمد(رستمی پایدار و همکاران، 1395)، پ) سلستیت لیکک(نقشه ساده شده از Ehya et al., 2013).

$C:\Users\Sib.Coffe\Desktop\2100.jpg$

شکل 3. نیمرخ زمینشناسی و مقطع چینهشناسی عمومی مناطق مورد مطالعه (ذخایر سلستیت ترتاب و تارک (ستون شماره 1)، بابا محمد (ستون شماره 2) و لیکک (ستون شماره 3))، همچنین موقعیت نمونهبرداری بر روی ستون چینهشناسی را نشان میدهد(ستون چینه‌شناسی اقتباس شده از Ehrenberg et al., 2007 Mossadegh et al., 2009;). موقعیت مقطع AA’ برای هر یک در شکل شماره 2 مشخص شده است

شکل 4. تصاویر صحرایی، الف) نمایی دور و کلی از واحدها و سازندهای سلستیت تارک که با خط‌چین نشان داده شده (دید به سمت جنوبغرب)، ب و پ) نمایی از سینه کار همراه با افق سلستیتدار و محل نمونهبرداری، ت) نمایی کلی از واحدها و سازندهای موجود در سلستیت ترتاب(دید به سمت شمال)، ث و ج) نمایی از سینه کار همراه با افق سلستیت دار و محل نمونهبرداری سلستیت ترتاب

شکل 5. تصاویر صحرایی، الف) نمایی از منطقهی مورد بررسی در گستره بابا محمد (دید به سمت جنوبغرب)، ب و پ) نمایی از سازندهای گستره سلستیت بابا محمد همراه با افق سلستیت و محل نمونه‌برداری، ت) نمایی از سینه کار و رخنمون سلستیت در گستره بابا محمد(دید به سمت جنوبغرب)

شکل 6. تصاویر صحرایی در گستره لیکک را نشان میدهد، الف) نمایی از سینه کار حفر شده هم‌راستا با ماده معدنی در سلستیت لیکک و محل نمونه‌برداری(دید عکس به سمت شمالغرب)، ب و پ) نمایی از سلستیت لیکک همراه بخشهای تشکیل‌دهنده و محل نمونه‌برداری، ت) نمایی از تاثیر محلول کانه دار در سلستیت لیکک

روش‌ مطالعه

پژوهش حاضر بر مبنای دو بخش مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی ارائه شده است. مطالعات صحرایی براساس شناسایی واحدهای مختلف و ارتباط آن با سنگ میزبان، بررسی کنترل‌کننده‌های ساختاری و تاثیر آنها در فرآیند کانهزایی و در ادامه نمونهبرداری از هر بخش برای مطالعات آزمایشگاهی انجام شده است. در راستای دستیابی به اهداف مدنظر این پژوهش، پس از انجام بررسی‌های صحرایی، نمونههایی از ذخایر ترتاب، تارک، لیکک و بابا محمد برای مطالعه سیالات درگیر برداشت شد. طی بررسی خصوصیات ظاهری نمونهها، تعداد 22 نمونه برای آمادهسازی مقاطع نازک صیقلی و نه نمونه برای تهیه مقاطع دوبر صیقل با ضخامت 200 تا 300 میکرومتر انتخاب گردید. پس از آمادهسازی مقاطع، مطالعات پتروگرافی اولیه، به‌منظور بررسی وجود و یا نبود رخداد سیالات درگیر، پراکندگی و نوع رخداد سیالات درگیر توسط میکروسکوپ پلاریزان در دانشگاه شهید چمران اهواز صورت پذیرفت. همچنین برای انجام مطالعات سیالات درگیر نمونهها به آزمایشگاه سیالات درگیر دانشگاه لرستان ارسال شدند. دادههای ریز دماسنجی با استفاده از روش سرمایش و گرمایش سیالات درگیر توسط صفحه گرم‌کننده و منجمدکننده مدل Linkam THMSG 600 که بر روی میکروسکوپ، Nikon مدل Ep200 قرار دارد، صورت گرفت. در خلال اندازه‌گیری بیشترین افزایش دما 400 درجه سانتی گراد و کمترین دما 60- درجه سانتی گراد میباشد. همچنین این دستگاه مجهز به دو کنترلگر، گرمایش (TP94) و سرمایش (LNP)؛ مخزن ازت (جهت پمپ نیتروژن برای انجماد) و مخزن آب (جهت خنک کردن دستگاه در دمای بالا) است. علاوه بر این برای کالیبراسیون استیج از سیالات سنتز شده استفاده شد. کالیبراسیون در گرمایش با دقت6/0± درجه بوده که با نیترات سزیم² و با نقطه ذوب 414 درجه سانتیگراد و در انجماد با دقت 2/0± درجه و با ماده استاندارد ان- هگزان³ با نقطه ذوب 3/94- درجه سانتیگراد انجام گرفت. برای تعیین درصد شوری از معادله (Bodnar, 1993) و مقدار چگالی بر طبق معادله (Brown and Lamb, 1989) و با بهره‌گیری از نرم‌افزارهای Flincor و⁴PVTX طراحي شده توسط شركت Linkam محاسبه شده است. همچنین برای رسم نمودارهای مورد نظر از نرم‌افزارهای Excel،Corel DRAW استفاده‌ شده است. نتایج حاصل از داده‌های ریزدماسنجی در ادامه ارائه ‌شده است.

پتروگرافی ماده معدنی

بررسی دقیق ویژگیهای کانیشناسی، ساختی و بافتی، تعیین دقیق پاراژنز و توالی پاراژنتیک کانیها، نوع کانیسازی و الگوی کانهزایی و در نتیجه تفسیر فرآیندهای اعمال شده بر روی ذخایر در طول زمان (تکوین ذخایر) از اهمیت ویژه‌ای برخوردار است. موارد اشاره شده سادهترین و اولین راه برای تعیین ژنز ذخایر مختلف به‌خصوص ذخایر رسوبی به شمار میروند (Scholle et al., 1990). در این پژوهش مطالعات کانیشناسی، ساخت و بافت بر روی مقاطع میکروسکوپی نازک صیقلی، تهیه شده از نمونههای برداشت شده از ذخایر سلستیت، حاکی از این دارد که شباهت‌ها و تفاوتهایی در بخشهای مختلف این ذخایر دیده میشود. نمونههای دستی از انواع سلستیتهای مناطق مورد بررسی در (شکل 7 الف-ج) نشان داده شده است. به‌طورکلی ذخایر سلستیت اغلب دارای ساخت‌های لایه‌ای و نواری، رگه‌ای، پرکننده فضای خالی(ژئودی)، توده‌ای، شعاعی، کم‌وبیش شعاعی و شانه‌ای می‌باشند. در این پژوهش ساختهایی همچون رگه‌ای (شکل 7-الف)، پرکننده شکستگیها و فضای خالی(شکل 7 - ب) درصد قابل توجهی از ساخت‌های سلستیتها را شامل می‌شود. بلورهای درشت ماده معدنی به‌صورت رگهای و پرکننده فضای خالی در اندازه و ضخامت مختلف شکستگیها، درون حفرات و گسلها را به‌طور ناقص پر کرده‌اند، که منظره ژئود مانندی به سلستیتها می‌دهد (شکل 6 – ب و پ). براساس نظر (Fontbote, 1981) وجود حفرات پر شده از ماده معدنی که به‌صورت ژئود نمود دارد به‌عنوان بافت متاثر از دیاژنز محسوب میشود. در مناطق مورد بررسی این بافت در اندازهها و شکلهای متنوع مشاهده میشود. در سلستیت لیکک این ژئودها به فراوانی دیده می-شود. این بافت به وسیلهی سنگ درون‌گیر که اغلب ترکیب کربناتی دارد، محصور میباشد. فضای درونی ژئودها به‌وسیله بلورهای شکلدار با زاویهی رشد متفاوت پر شده است. همچنین بر اساس این مطالعات، کانه-زایی سلستیت در بعضی موارد به شکل رخنمونهای لایهای (شکل 7-پ) که اندازه آنها از 20 تا30 سانتی‌متر به 120 سانتی‌متر در قسمتهای مختلف افزایش یافته، دیده میشود. همچنین رنگ رخنمون-ها در بعضی نقاط مناطق مورد مطالعه به‌جز سلستیت لیکک تغییر کرده و در بعضی نقاط به قهوه‌ای تیره متمایل میشود. این امر به دلیل وجود ترکیباتی همچون هیدروکسیدها و اکسیدهای آهن قابل توجیه میباشد (شکل 7-ت). از طرفی براساس مشاهدات صحرایی بخشی از ماده معدنی به شکل بافت نواری مشاهده میشود که گاهی مهم‌ترین ساخت ماده معدني را تشکیل میدهد. در برخی موارد به دو صورت مشاهده میشود. لایههایی که در نتیجه تناوب بلورهای ریز و درشت میگیرد، به ساخت مخطط (زبرا) نام‌گذاری شده است و آن را با عنوان ریتمیت های تبلور دیاژنتیکی معرفی میکنند (Moore and Jami, 1997)( شکل 7-ث). این بافت حاصل تناوبی از میکرایت، سلستیت، اسپاریت و ژیپس میباشد و به‌طور ناقص توسط سلستیت جانشین شده است. پژوهشگران این بافت را نشانگر منشاء رسوبی–دیاژنژی این ماده معدنی و مبین تحت تاثیر قرار گرفتن متناوب محیط رسوب‌گذاری طی فرآیندهای دیاژنتیک در نظر میگیرند. در ذخایر سلستیت ترتاب و تارک در پایین‌ترین قسمت ماده معدنی، لایههایی شبیه آهک جلبکی هستند و در نتیجه جانشینی سلستیت به‌جای آهک جلبکی ایجاد شده‌اند، مشاهده میشود (شکل 7-ج). این ساخت در سلستیتهای حوضه نئوکئون آرژانتین و حوضه سیواس ترکیه نیز گزارش شده استFrideman, 2001; Brodtkorb et al., 1989) (Tekin and. در این مناطق حضور ناخالصی‌هایی از دولومیت، ژیپس و انیدریت به‌صورت تناوبی از سلستیت و آهک دیده می‌شود.

شکل7. تصاویر نمونههای دستی انواع ساختها در ذخایر سلستیت مورد بررسی، الف) نمونهی دستی کانی سلستیت به‌صورت رگهای در زمینهی کربناتی، ب)نمونه دارای بلورهای درشت و خود شکل سلستیت، پ) تشکیل کانی سلستیت به‌صورت لایهای، ت) بلورهای شکلدار سلستیت به رنگ قهوه‌ای، ث) تناوب سلستیتهای درشت و ریز دانه (بافت زبرا)، ج) جانشینی سلستیت در آهک جلبکی

بافت‌شناسی سلستیت

با توجه به بررسیهای میکروسکوپی انجام شده بر روی مقاطع نازک صیقلی، که براساس تنوع سلستیتها برداشت شد، بافتهای متنوعی تشخیص داده شد. در ادامه به بررسی این بافتها و ویژگی آنها پرداخته شده است.

الف: بافت جانشینی

در مشاهدات صحرایی و مطالعات پتروگرافی به‌وضوح شواهدی از اولیه نبودن بخشی از بلورهای سلستیت مشاهده شد. براساس مشاهدات میکروسکوپی در تمامی ذخایر مورد مطالعه بخشی از بلورهای سلستیت، جایگزین کانیهای اولیه شده‌اند. این مورد معرف وجود بافت جانشینی در این مناطق میباشد و در بلورهای سلستیت فراوان دیده شد. بافت جانشینی در اثر واکنش سیال غنی از استرانسیوم با کانیهای حاضر در واحدهای سنگشناسی بخصوص کانیهای ژیپس و انیدریت شکل میگیرد. اغلب بلورهای سلستیت شکلگرفته در این نوع بافت، بیشکل و فاقد نظم هندسی مشخصی میباشند. همچنین بخشی از بلورهای سلستیت حاوی ادخالهایی از کانی ژیپس (انیدریت) که به شکل سوزنی نمایان هستند. حضور این بافت، دلیل واضحی بر جانشینی سلستیت به‌جای انیدریت و نشانگر به دام افتادن و تبلور ادخالهای ژیپس، از محلولهای بازماندی، در بلورهای سلستیت می-باشد. بلورهای به نسبت درشت سلستیت در این حالت به‌طورکلی، به شکل منفرد یا تجمع چندین بلور در زمینهای از کلسیت اسپاری مشاهده میشوند (شکل 8-الف).

ب: بافت دانه ای–موزاییکی

بلورهای سلستیت در این نوع بافت از شکل دار با دو طرف شکل کامل و منظم تا نیمه شکل دار و گاهی بی‌شکل قابل رویت میباشد. اندازه‌ی این بلورها از 20میکرون تا سه میلی‌متر متغیر میباشد. مرز بین بلورها، اغلب صاف و با کمترین انحنا و در اغلب موارد زاویه 120 درجه در بین بلورها به وجود آمده است. این نوع بافت اغلب در نمونه-های با ساخت ژئودی که در نتیجه فرآیندهای ثانویه و اپیژنتیک تشکیل میشود، دیده میشود (شکل 8-ب).

پ: بافت رگهای یا متقاطع

در مقاطع مورد بررسی، این نوع بافت اغلب در نمونههای آهک میکریتی حاوی فسیل (فرامینیفرا) در اندازه و قطرهای متغیر مشاهده شد. رگهها در این نوع از بافت اغلب توسط کانیهای سلستیت و کلسیت پر شده‌اند. بلورهای سلستیت با اندازه ریز تا متوسط و بدون جهت یافتگی از دیوارهی رگهها به درون رشد کردهاند. این نوع از بافت که اغلب در واحدهای بالای کانهزایی و به‌صورت پرکننده درزهها عمل کرده، مبین فرآیند تحرک مجدد استرانسیوم و کانهزایی سلستیت در رگهها و به شکل پرکننده شکستگی عمل کرده و میتواند نشانگر مراحل پایانی فرآیندهای اپیژنتیک باشد Fontbote, 1981))(شکل 8-پ).

ث: بافت پرکننده فضای خالی

بلورهای سلستیت با اندازهی متوسط تا درشت و بدون جهت یافتگی خاص از مشخصهی اصلی این نوع بافت میباشد و فضای خالی بین دانههای تشکیل‌دهنده واحدهای سنگی را پر میکند. این بافت در زمینهای از سلستیتهای ریزدانه به شکل پرکننده حفرات عمل میکند (شکل 8- ت).

ج: بافت دانه پراکنده

بلورهای سلستیت در این نوع بافت بسیار ریز و بیشکل و در زمینهای از کلسیت میکریتی فاقد فسیل، به شکل پراکنده وجود دارند. دلیل مشخص و واضحی درباره منشاء این‌گونه از بافتها وجود ندارد ولی میتوان بیان کرد، این نوع از بافت در ارتباط با شکستگی، درز و شکافها و یا در اثر جانشینی ثانویه نمیباشد.

چ: بافت شعاعی

یکی از بافتهای مشاهده شده در مقاطع میکروسکوپی بخصوص در سلستیت بابامحمد بافت شعاعی میباشد. این نوع بافت در بعضی نمونههای دستی نیز دیده شد. تجمعهای شعاعی سلستیت در این بافت نشانگر مراحل دیاژنزی میباشد. اندازه این نوع از بلورهای سلستیت که در تعدادی از مقاطع به شکل تیغه‌ای نیز دیده شد تا سه میلی‌متر رشد را نشان میدهند. از طرفی اطراف این بلورها ترکیب حاوی مواد کربناتی و بلورهای ریز و بی‌شکل سلستیت احاطه کردهاند. این بافت بیان‌کننده محیط و زمان تشکیل این کانی باشد به‌گونه‌ای که رشد بلورها در یک محیط اشباع همانند سبخا یا کولاب و هم‌زمان با رسوب‌گذاری و دیاژنز میباشد (شکل 8-ث).

کانیشناسی

پاراژنز کانیها یکی از پارامترهای مهمی است که بیشتر به‌منظور بیان چگونگی پیدایش ذخایر و مراحل مختلف تکوین آن ارائه می‌شود. پاراژنز کانیایی در رخدادهای سلستیت‌ها کمربند چین خورده-تراستی زاگرس نیز همانند بسیاری دیگر از سلستیت‌ها در حوضه‌های رسوبی دنیا شامل: سلستیت، کلسیت (اسپایت، میکریت)، ژیپس، انیدریت، آراگونیت و دولومیت است. بر طبق مطالعات بافتی و کانیشناسی انجام شده در مناطق مورد مطالعه، میتوان توالی پاراژنزی زیر را برای کانهزایی تعیین کرد. سلستیت، کلسیت، ژیپس و انیدریت کانی‌های اصلی این ذخایر را تشکیل می‌دهند و مقادیر آنها در نمونه‌هایی از واحدهای متنوع سنگشناسی متغیر است. در این ذخایر کانیهای کلسیت(میکریتی)،آراگونیت، ژیپس و انیدریت در بیشتر موارد به‌عنوان کانی اولیه مشاهده میشوند و بیشتر توسط سلستیت جانشین شده‌اند. کانی سلستیت به‌طور معمول بیشتر در بافتهای دانهای و به‌صورت پراکنده در متن سنگ و یا پرکننده فضاهای خالی موجود در سنگهای با ترکیب کربناتی و رسوبات(درون فسیلها، پرکننده رگهها و سطوح در اثر انحلال) حضور دارد. این مطلب با توجه به مطالعات میکروسکوپی سلستیت، حضور ادخال‌هایی از کانی‌های ژیپس، انیدریت و کلسیت درون سلستیت‌ها و روابط بین بلورها به‌طور آشکارا مشخص است. در بعضی از مقاطع می‌توان دید که سلستیت‌های ریزبلور توسط رگه‌هایی از کلسیت(اسپاری) و گاهی نیز توسط رگه‌هایی از سلستیت قطع شده‌اند و فضاهای خالی را پر کرده‌اند. همچنین سلستیت های درشت‌بلور در زمینه‌ای از سلستیتهای ریزبلور و بلورهای درشت سلستیت که در تناوب با بلورهای ریز (ساخت زبرا) دیده می‌شوند. این سلستیتهای درشت‌بلور دارای ادخال‌هایی از سلستیتهای ریزبلور و خودشکل هستند و نشان‌دهنده دو نسل کانه‌زایی است (شکل8-ج). همچنین کانی ژیپس در افق ماده معدنی ذخایر سلستیت اغلب به‌صورت ادخالهایی در بلورهای سلستیت حضور دارد. بلورهای انیدریت و گاهی بلورهای ژیپس به‌صورت کشیده، سوزنی و ریزبلور در زمینه ماده معدنی به‌صورت ادخالهایی دیده می‌شود. این بلورها را میتوان به‌عنوان کانی‌های اولیه و نشانگر مرحله‌ی سین ژنتیک دانست. کانی کلسیت از تبدیل کانی آراگونیت به وجود میآید و در ذخایر سلستیت گاهی به‌صورت میکریت و سازنده اجزاء جانوران، ته‌نشست یافته و درحین دیاژنز نیز در نقش سیمان به‌صورت پر کننده حجرات میکروفسیلها و رگهها عمل کرده است. حضور این کانی در سنگ‌آهک میکریتی می‌تواند مبین محیط رسوبی آرام باشد و طی فرآیندهای دیاژنتیکی به‌صورت رگهای نمایان می‌شود. سنگ‌آهک میکریتی در این ذخایر حاوی فسیل فرامینیفر میباشد (شکل 8-چ). همچنین در بعضی مقاطع پوسته گاستروپودها و دوکفه‌ای‌ها اسپاریتی شده و گاهی به‌صورت تو خالی است. بلورهای اسپاریتی کلسیت در فضای پوسته‌ی از دیواره به سمت داخل رشد میکند. همچنین در بعضی از مقاطع، پوسته و فضای داخلی فسیلها توسط سلستیت پر شده است (شکل 8-ح). وجود لایههای آهکی حاوی فسیل در ذخایر سلستیت کمربند چین‌خورده– تراستی زاگرس نشانگر تغییرات حوضهی رسوب‌گذاری میباشد. بدین ترتیب که در ادوار مختلف عمق حوضه به دلیل افزایش سطح آب دستخوش تغییراتی شده است، به‌طور مثال افزایش عمق حوضه سبب تغییرات شوری و دمای آب شده و به‌تبع آن محیط رشد را برای زیست گونههای خاص مساعد کرده است. در ادامه نیز توالی پاراژنتیکی کانیشناسی(شکل 9) ذخایر سلستیت مورد مطالعه، ارائه شده است. با توجه به بررسیهای انجام شده چنین به نظر میرسد که توالی پاراژنتیک ذخایر سلستیت در کمربند چین خورده-تراستی زاگرس، رسوبی–دیاژنتیکی و تا مرحلهی اپی ژنتیک نیز قابل تفسیر و مشاهده میباشد.

شکل8. تصاویر میکروسکوپی انواع بافت و کانیهای سازنده ذخایر سلستیت مورد بررسی، الف) ادخال کربناتها در سلستیت و حضور سلستیت در زمینه کربناتی، نشان‌دهنده جایگزینی کلسیت توسط سلستیت است، ب) کانی سلستیت با بافت موزاییکی، پ) شکلگیری کانی سلستیت به‌صورت بافت رگهای در زمینهی کربناتی، ت) بافت پرکننده فضای خالی، ث) بافت شعاعی، ج) تناوب سلستیتهای درشت و ریزدانه (بافت زبرا)، چ) سنگ کربناتی حاوی فسیل فرامینیفر، ح) پوستهی فسیل که توسط سلستیت پر شده است. نشانههای اختصاری کانیها از (Whitney and Evans, 2010) اقتباس شده است(سلستیت= Clt، کلسیت = Cal)

$C:\Users\Sib.Coffe\Desktop\FIG9.JPG$

شکل 9. توالی پاراژنتیکی کانی‌شناسی در ذخایر سلستیت مورد مطالعه در کمربند چین خورده–تراستی زاگرس

پتروگرافی سیالات درگیر

پتروگرافی سیالات درگیر برای شناخت و آگاهی از روابط میان فرآیندهای کانهزایی و کانیهای میزبان بسیار ارزشمند میباشد (Van den Kerkhof and Hein, 2001; Goldstein and Reynolds, 1994). براساس مطالعات انجام شده بر روی سلستیتها، سیالات درگیر از منظر مشخصات نوری از قبیل شکل، ابعاد، فازهای اصلی تشکیل دهنده (جامد، مایع و بخار)، نوع سیال درگیر (اولیه و ثانویه) و فراوانی مورد توجه هستند. همچنین با توجه به تعداد بسیار زیاد سیالات درگیر و نبود امکان بررسی همهی آنها، سیالاتی با ابعاد بزرگتر برای مطالعه انتخاب شد، زیرا ابعاد سیالات درگیر فاکتور اساسی برای مطالعه میباشد. هم‌چنین از جهت منشاء، سیالات درگیر اولیه، مناسب‌ترین سیالات هستند و چنانچه دارای فازهای متعدد باشند، برای مطالعه بسیار مفید میباشند. بر اساس بررسیهای انجام شده، سیالات، محدود به بافت و ساخت خاصی نبودند و انواع سیالات درگیر در تمامی نمونههای سلستیت یافت شدند. از طرفی سیالات درگیر، به تعداد فراوان و با توزیع و ترکیبهای به نسبت یکنواختی در کانی سلستیت این ذخایر وجود دارند. براساس ویژگیهای پتروگرافی در دمای اتاق (25 درجه سانتیگراد) و با توجه به معیارهای ارائه شده توسط (Roedder, 1984) سیالات درگیر موجود در کانی سلستیت در ذخایر مورد مطالعه به شکل اولیه، ثانویه و ثانویه کاذب تشخیص داده شد. در بین سیالات بررسی شده، سیالات اولیه بیشتر از دو سیال دیگر در مقاطع مشاهده شد. این قبیل سیالات در مشاهدات میکروسکوپی بیشتر به‌صورت درشتتر از انواع ثانویه کاذب، منفرد، پراکنده در مقاطع و دارای ابعاد متفاوتی میباشند. در مقابل سیالات درگیر ثانویه اغلب ریز و به صورت ردیفی در یک امتداد (راستای صفحات شکستگی سلستیت) و در طول سطوح رشد بلورها قرار دارند. تعداد اندکی هم به‌صورت ثانویه کاذب میباشد. این مطالعات نشان میدهد که سیالات درگیر دارای ابعادی از پنج میکرون تا بیش از 45 میکرون، گاهی نیز تا 80 میکرون را هم نشان دادهاند. شکل سیالات درگیر در برخی موارد به‌وسیله‌ی خواص بلورشناسی کانی میزبان کنترل میشود. متداولترین شکلهای سیالات درگیر در نمونهها پس از شکل بی‌نظم و کروی، شکلهای بیضوی، کشیده، مستطیلی و در بعضی از مقاطع دوکی شکل، سوزنی و شکل منفی بلور دیده شدهاند. شکلهای کشیده در برخی از نمونههای مورد مطالعه میتواند از عملکرد فشارش بر گستره در طی فرآیندهای دیاژنز و عملکرد فعالیتهای تکتونیکی، به تشکیل سیالات درگیر نوع ثانویه منجر شده است. علاوه بر موارد گفته شده برخی سیالات درگیر دارای باریک شدگی، به هم‌پیوستگی و تراوش هستند. این قبیل سیالات درگیر ارزش مطالعاتی ندارند، ازاین‌رو، قبل از عمل حرارت سنجی بر روی سیالات درگیر، مطالعه و بررسی خصوصیات آنها از قبیل شکل، ابعاد، فازهای درونی سیالات درگیر، درجهی پرشدگی، وجود CO2 یا هیدروکربن مایع، نوع سیالات درگیر از نظر شناخت فرآیندهای تکامل زمانی، مکانی و زایش ماده معدنی دارای اهمیت است. بخش اساسی مطالعات پتروگرافی سیالات درگیر را بررسی فازهای موجود تشکیل میدهد. از جهت نوع فازهای تشکیل‌دهنده، تعداد فاز، نسبت جامدات، مایعات، بخار و فراوانی سیالات درگیر ذخایر سلستیت مورد نظر به پنج گروه تقسیم میشوند و عبارتند از: (1) سیال درگیر تک فازی مایع(L) ، (2) سیال درگیر تک فازی بخار(V) ، (3) سیال درگیر دو فازی غنی از مایع (LV)، (4) سیال درگیر دو فازی غنی از بخار(VL) ، و (5) سیال درگیر چند فازی (LVS) میباشند. در ادامه ویژگیهای آنها شرح داده میشوند.

الف: سیالات درگیر تک فازی مایع(L)

سیالات تک فازی از نوع مایع در حدود 30 درصد از تعداد سیالات درگیر در مقاطع را دارا میباشند. این سیالات تنها از فاز مایع تشکیل شدهاند. این نوع از سیالات علاوه بر اولیه بودن که به‌صورت منفرد در مقاطع دیده میشود، گاهی در امتداد شکستگیها و رخها به شکل ثانویه و اجتماعی از این نوع سیالات تشکیل شدهاند. سیالات درگیر تک فازی مایع اغلب به شکلهای نامنظم، بیضوی و کروی دیده میشوند و اندازهی آنها از سه تا 15 میکرون در تغییر است (شکل 10-الف).

ب: سیالات درگیر تک فازی بخار(V)

از نظر فراوانی در حدود 20 تا 25 درصد سیالات درگیر تشکیل شده در سلستیتها تک فازی از نوع بخار میباشند. این سیالات فقط از فاز بخار تشکیل شدهاند. این گروه از سیالات علاوه بر منفرد و اولیه بودن همانند تک فازی مایع در بعضی موارد در امتداد شکستگیها و رخها در قالب سیالات درگیر ثانویه و به شکل مجموعهای از این سیالات دیده میشوند. این سیالات دارای شکلهای بیضوی و کروی میباشند و اندازهی آنها از پنج تا 20 میکرون در تغییر است (شکل 10-ب).

پ: سیالات درگیر دو فازی غنی از مایع(LV)

بیشترین حجم سیالات درگیر را این گروه به خود اختصاص دادهاند و کم‌وبیش 50 تا 65 درصد را شامل میشوند. فاز مایع در این سیالات 60 تا 70 درصد میباشد. این گروه از سیالات درگیر در تمامی انواع سلستیتها قابل مشاهدهاند، اما مقدار فاز مایع آنها در ذخایر لیکک و بابا محمد که در ارتباط با سازند گچساران میباشند، بیشتر از ذخایر سازند آسماری است. از طرفی حبابهای بخار موجود در این سیالات درگیر به لحاظ اندازه متغیرند و به لحاظ حجمی 15 تا 30 درصد سیالات درگیر را شامل میشوند. طبیعت آنها بیشتر حالت اولیه دارد و تعداد اندکی هم ثانویه کاذب هستند. اندازهی آنها از پنج تا 40 میکرون در تغییر است و دارای شکلهای نامنظم، کروی، کشیده و بیضی هستند. چگالی آنها از g/cm309/1 - 760/0 متغیر است (شکل 10-الف).

ت: سیالات درگیر دو فازی غنی از بخار(VL)

این سیالات شامل دو فاز بخار و مایع میباشند و فاز بخار موجود در این سیالات بین 30 تا 40 درصد میباشد و فاز مایع10 تا 25 درصد حجم را شامل میشود. این نوع از سیالات درگیر در تمامی انواع سلستیتها دیده میشوند، اما اغلب فراوانی کمتری دارند. حجم این سیالات در مقایسه با سیالات درگیر دو فازی غنی از مایع به‌مراتب کمتر است و 10 تا 25 درصد را شامل میشوند. طبیعت این سیالات درگیر اولیه است. اندازهی آنها شش تا 28 میکرون در تغییر است و دارای شکلهای نامنظم، کروی و بیضوی میباشند. چگالی آن‌ها ازg/cm3 9/0 - 7/0 متغیر است (شکل 10-پ).

ث: سیالات درگیر چند فازی(LVS)

این نوع از سیالات درگیر دارای فازهای مایع و بخار و جامد (هالیت/ سلستیت/ انیدریت) میباشند. درصد حجمی فاز مایع در این سیالات نسبت به دو فاز دیگر بیشتر میباشد. این گروه از سیالات درگیر در اغلب نمونههای سلستیت قابل مشاهدهاند، اما این سیالات از فراوانی کمتری نسبت به سیالات دو فازی برخوردارند و به شکلهای کروی، کشیده، بیضوی تا نامنظم دیده میشوند. این نوع از سیالات درگیر طبیعت اولیه دارند. در این سیالات فازهای جامد (هالیت و انیدریت) در کنار فاز بخار و مایع وجود دارد. اندازهی آنها از هفت تا 18 میکرون و گاهی تا 50 میکرون در تغییر است و چگالی آنها از g/cm3 3/1 - 1/1 متغیر است. در این گروه از سیالات درگیر هالیت بیشتر شکل کوبیک دارد (شکل 10-ت).

همچنین در بعضی از نمونهها و مقاطع، سیالات درگیر دچار پدیده باریک شدگی و نشت شده است. شکلگیری این رخداد بیشتر در سیالات درگیر با ابعاد بزرگ و با شکلهای نامنظم رخ میدهد. از طرفی تعادل دوباره سبب تقسیمبندی این سیالات به ابعاد کوچک‌تر و در راستای مشخصی شده است. تشخیص و توجه به این مورد در انتخاب نمونه برای ریز دماسنجی دارای اهمیت میباشد زیرا این مورد سبب کاهش خطا در حین اندازهگیری دمای همگن شدن میشود و این‌گونه از سیالات درگیر بازگو کننده شرایط اولیه نبوده و ماهیت آن دچار تغییر شده است. این پدیده در نمونههای لیکک و بابا محمد به وفور مشاهده شد(شکل 10-ث).

شکل 10. تصاویر میکروسکوپی(در دمای اتاق و نور عبوری صفحهای) سیالات درگیر موجود در ذخایر سلستیت، الف) اجتماع سیالات درگیر اولیه تک فازی مایع(L) و سیالات درگیر اولیه دو فازی غنی از مایع(LV)، ب) سیالات درگیر اولیه تک فازی بخار(V)، پ) سیالات درگیر دو فازی غنی از بخار (VL)، ت و ث) سیالات درگیر سه فازی (LVS)، ج) پدیده نشست و باریک شدگی (V: بخار،L : مایع، :S جامد(فاز نوزاد)، Clt: سلستیت، Hl: هالیت، Anh: انیدریت)

ریزدماسنجی سیالات درگیر

سیالات درگیر نقش کلیدی در بررسی روند کانهزایی دارند، به‌گونه‌ای که از آن به‌عنوان شاخصی به‌منظور تعیین منشاء و خصوصیات فیزیکی و شیمیایی سیال کانهدار استفاده میشود (Wiesheu and Hein, 1998). دادههای ریزدماسنجی براساس مشاهدات دقیق و تشخیص تغییرات فازی سیالات درگیر در طی انجام عمل گرمایش و سرمایش در کانی سلستیت انجام شده است. این روش مهم‌ترین ابزار برای تعیین و تشخیص چگونگی شکلگیری ذخایر، مورد استفاده قرار میگیرد. با اندازهگیری پارامتری همچون درجه حرارت که باعث رخداد این تغییرات میشود، می‌توان به فاکتورهای مهم‌تری مانند فشار، دما، ترکیب شیمیایی و چگالی(حجم) سیالات در زمان به دام افتادن پیبرد (Shepherd et al., 1985; Roedder, 1984). در این پژوهش از بررسی سیالات ثانویه و همچنین سیالاتی که دچار نشت و دم بریدگی شده، صرف‌نظر شده است. برای حصول اطمینان از درست بودن نتایج به دست آمده، تمامی اندازه‌گیری‌ها بر روی سیالات درگیر که دارای معیارهای لازم برای میانبارهای اولیه بودند صورت گرفت (Roedder, 1984). به‌منظور بررسی ریزدماسنجی سیالات درگیر موجود در کانی سلستیت، از سیالات درگیر اولیه دو فازی غنی از مایع (LV) با درجه پرشدگی 9/ 0و با میزان فراوانی بیش از 70 درصد بیشترین نوع را از کل سیالات درگیر موجود در کانی سلستیت دارا میباشد، به همین علت بررسی نمونهها شامل سرمایش و گرمایش، بر روی سیالات درگیر اولیه از این نوع و بدون پدیدههای نشت و دم بریدگی انجام گرفت. در تمامی نمونهها همگن شدن به فاز مایع انجام شد. همگن شدن به فاز مایع مبین سیالی که سیالات درگیری که از آن به دام افتاده، شاید به‌صورت مایع بوده است (Kinsland, 1977). طی مرحله سرمایش، در هیچ‌یک از میانبارهای سیال بررسی شده کلاتریت مشاهده نشد. این مورد بیانگر نبود فاز کربنیک (CO2) در سیال است. از طرفی سیالات درگیر دو فازی در دمای اتاق سرشار از مایع و به‌ندرت دارای فاز جامد (کانیهای نوزاد) هستند. سیالات درگیر تک فازی به تعداد زیادی در نمونههای مورد بررسی دیده میشود. گرچه سیالات درگیر تک فازی مایع نسبت به تک فازی گاز از فراوانی بیشتری برخوردار بودند. اما به‌منظور بررسی‌های ریزدماسنجی مناسب نبوده و از مطالعهی آنها چشم پوشی شد. در سیالات درگیر دو فازی، مقادیر دمای همگن شدن⁵، دمای یوتکتیک⁶ و دمای ذوب نهایی یخ⁷ اندازه‌گیری شد. شایان ذکر است، دماسنجی به‌منظور پی بردن به درجه حرارت همگن شدن سیالات و تعیین ترکیب شیمیایی به‌ویژه شوری سیالات صورت میگیرد. با توجه به دمای شروع ذوب یخ یا دمای یوتکتیک اندازه‌گیری شده که نشانگر ترکیب شیمیایی و به‌خصوص نمک محلول در سیال میباشد، میزان شوری فاز سیال محاسبه شده است. گستره اولین نقطه ذوب یخ در نمونههای سلستیت، 5/5- تا 52- درجه سانتی گراد اندازهگیری شد که این میزان نشان میدهد سیال کانه ساز، به‌صورت یک شورابه ساده متشکل از ترکیب NaCl نباشد، بلکه ممکن است علاوه بر سدیم، حاوی نمکهای دیگری از قبیل منیزیم (MgCl2) و کلسیم (CaCl2) نیز باشد (Valenza et al., 2000). حضور نمکهای منیزیم و کلسیم در ترکیب سیال درگیر که در اصل در ارتباط با واحدهای سنگشناسی دارای ترکیب کربناتی میباشد، غیرعادی نیستند و قابل توجیه میباشد. دادههای ریزدماسنجی سیالات درگیر بررسی شده در ذخایر مورد مطالعه در جدول 2 ارائه شده است. بیشتر سیالات درگیر دو فازی دارای درجه پرشدگی کم و بیش یکنواختی هستند. این موضوع مبین همگن بودن سیال اولیه در زمان شکلگیری ماده معدنی میباشد (Buchanan et al., 1981). براساس دادههای مطالعات سیالات درگیر، دمای همگنشدن به فاز مایع در سلستیت تارک در گستره دمایی 1/155 تا 65/264 درجه سانتیگراد و با بیشترین فراوانی در گستره دمایی 200 الی 250 درجه سانتیگراد ثبت شد. همچنین دمای میانگین همگن شدگی 6/208 درجه سانتیگراد به دست آمد (شکل 11-الف). آخرین بلورهای یخ در محدوده دمایی 1/0- الی 4/9- درجه سانتی گراد ذوب و به فاز مایع تغییر یافته‌اند(شکل 11-ب). از طرفی بیشترین فراوانی درجه شوری بین صفر تا پنج درصد وزنی معادل نمک طعام(میانگین 77/4 ) ثبت شد (جدول 2 و شکل 11-پ). دمای همگن شدن در سلستیت ترتاب در گستره دمایی 166 تا 8/291 درجه سانتیگراد و با بیشترین فراوانی در گستره دمایی 200 الی 250 درجه سانتیگراد ثبت شد. همچنین دمای میانگین همگن شدگی 4/219 درجه سانتیگراد به دست آمد (شکل 11-الف). آخرین بلورهای یخ در محدوده دمایی 1/0- الی 3/2- درجه سانتیگراد ذوب و به فاز مایع تغییر یافته‌اند(شکل 11-ب). همچنین بیشترین فراوانی درجه شوری بین صفر تا پنج درصد وزنی معادل نمک طعام (میانگین 77/1) ثبت شد (جدول 3 و شکل 11-پ). از طرفی در ذخایر لیکک و بابا محمد این پارامترها نیز محاسبه شد. به این ترتیب که در سلستیت لیکک دمای همگن شدن بین 3/165 تا 7/279 درجه سانتیگراد و میانگین 1/ 218 درجه سانتیگراد میباشد. دمای ذوب آخرین بلورهای یخ بین 6/2- تا 9/20- میباشد. بر این اساس بیشترین فراوانی میزان شوری در گستره 10 تا 15 درصد وزنی معادل نمک طعام و با میانگین 16/12به دست آمد. در سلستیت بابا محمد دمای همگن شدن بین 3/134 تا 6/274 درجه سانتیگراد و میانگین 6/ 185 درجه سانتیگراد میباشد. دمای ذوب آخرین بلورهای یخ بین 9- تا 19- میباشد. بر این اساس بیشترین فراوانی میزان شوری در گستره 15 تا 20 درصد وزنی معادل نمک طعام و با میانگین 34/16 به دست آمد (جدول 2 و شکل 11 - پ). به‌طورکلی میتوان چنین بیان کرد، از بررسی تعداد 69 سیال درگیر در ذخایر سلستیت کمربند چین خورده–تراستی زاگرس، دمای همگن شدن در محدوده 3/134 تا 8/291درجه سانتیگراد ( با میانگین 13/219 درجه سانتیگراد) و میزان درجه شوری 16/0 تا 17/18 درصد وزنی نمک طعام (به‌طور میانگین 5/10 درصد وزنی نمک طعام) اندازه‌گیری شده است (جدول 2). شایان ذکر است طی مطالعات ریزدماسنجی، بیشتر سیالات درگیر دو فازی بین 30- و 50- درجه سانتی گراد منجمد شدند. به‌منظور تخمین چگالی سیال، با استفاده از شوری سیالات درگیر و دمای همگن شدن میتوان اعداد دقیقی به دست آورد. در این روش با استفاده از دو فاکتور شوری و دمای همگن شدن میتوان چگالی سیال را به دست آورد. طبق (جدول 2) دو محدوده چگالی مشاهده میشود، محدوده اول شوری و دمای پایین که دارای چگالی 7/0 تا 9/0 گرم بر سانتی‌متر مکعب و محدوده دوم با شوری و دمای بالا با چگالی 8/0 تا 10/1 گرم بر سانتیمتر مکعب تغییر میکند. تغییرات چگالی نشان‌دهنده اختلاط سیال با آب‌های با منشاء متفاوت و رقیق‌شدگی سیال در حین کانهزایی می‌باشد. همچنین با توجه به حضور سیالات درگیر و همچنین بافت پر کننده فضای خالی در ذخایر مورد بحث، میزان تصحیح فشار بسیار ناچیز و در پژوهش حاضر انجام نشده است.

جدول 2. اطلاعات ریزدماسنجی سیالات درگیر در ذخایر سلستیت کمربند چین خورده-تراستی زاگرس (Tmice: دمای ذوب آخرین قطعه یخ، Te: دمای یوتکتیک، Th: دمای همگن شدن)(Tr : ترتاب، Tk: تارک، Lk: لیکک، Bm: بابا محمد)

Density (g/cm3)	Tmice (°C)	Te (°C)	Salinity (wt.% NaCl equiv)	Th (°C)	Phase	Size (μm)	Sample no.		NO.
0.760 – 0.900	-2.3 / -0.1	-25 / -14	0.16-3.75	166-291.8	L+V	7.1-30	Tr-8	1
0.810 - 0.950	-1.3 / -5.6	-22.6 / -35.5	2.10-8.62	168-247.9	L+V	7.5-38.9	Tk-3	2
0.750 – 1.050	-9.4 / -0.1	-31 / -17	0.16-13.29	105- 281.4	L+V	6.3-43.8	Tk-20	3
0.880-1.050	-18.1/-2.6	-52/-32.4	4.23 - 21.02	83.9 - 276.6	L+V	6.4-73.8	Lk-1	4
0.830-1.102	-20.9/-4.7	-42/-31.4	7.39-22.95	133.9-281.9	L+V	5.3-28.3	Lk-9	5
0.800-0.870	-9.5/-5.2	-41.7/-31.1	8.09-13.40	265-298	L+V	15-30.5	LK-10	6
0.900-1.090	-16.9/-9	-43.8/-34.7	12.85-20.11	87.1-274.6	L+V	8.7-17.1	Bm-9	7
0.900-0.970	-14.6/-10.8	-48.8/-45.4	14.77-18.28	238.2-273.1	L+V	12.5-27.1	Bm-10	8
1.060-1.080	-19/-13.4	-41.8/-34.8	17.24-21.60	122.2-154.8	L+V	6.5-14.2	Bm-6	9
0.830	-12.3	-28	10.5	291.13	-	6.3	Averag

شکل 11. نمودارهای ستونی، الف) فراوانی دمای همگن شدن (Th)، ب) فراوانی دمای ذوب آخرین بلورهای یخ(Tmice)، پ) فراوانی شوری سیالات درگیر، ت) فراوانی دمای یوتکتیک(Te)

تخمین فشار و عمق کانهزایی

به‌منظور تعیین فشار توجه به فاکتورهایی همچون لیتوستایتک و هیدروستاتیک سبب تخمین گستره تشکیل بسیاری از ذخایر میشود. تخمین فشار و عمق تشکیل سیال کانهدار ابزاری مناسب در راستای اهداف اکتشافی میباشد. به‌طورکلی میتوان چنین بیان کرد که توجه به عمق و فشار سیال در بازسازی شرایط دخیل در تشکیل ذخایر و روند تکامل سیال بسیار موثر و ضروری میباشند. برای برآورد و تخمین عمق کانیزایی در زیر سطح ایستابی دیرینه، از منحنیهای ایستابی هیدروستاتیک و لیتوستاتیک و با استفاده از نمودار دمای همگن شدن نسبت به عمق استفاده شده است (Haas, 1971). در این نمودار منحنی صفر ایستابی مبین آب خالص بوده و منحنیهای رسم شده نسبت به فشار و با توجه به درصد شوری سیال (تا 25 درصد وزنی نمک طعام) را نشان میدهد (شکل 12). با استفاده از نمودار عمق–دما ارائه شده و براساس دادههای ریزدماسنجی دمای همگن شدن سیالات درگیر، عمق کانهزایی در ذخایر سلستیت محاسبه شد. گستره عمق و فشار برای سیالات درگیر دو فازی غنی از مایع در سلستیت تارک بین 55 تا 470 متر و فشاری معادل شش تا 8/43 بار تخمین زده شد. این سیالات درگیر بیشتر در دمای بین 1/155 تا 6/264 درجه سانتیگراد همگن شدند. بر پایهی این دمای همگنی و شوری 61/2 تا 27/8 درصد وزنی نمک طعام، حداقل فشار 5/18 بار تخمین زده میشود. این تخمین با عمق کانهزایی 350 متر در منطقه سازگار است. همچنین محدوده عمق و فشار برای سیالات درگیر مطالعه شده در سلستیت ترتاب بین 74 تا 894 متر و فشاری معادل 8/7 تا 6/73 بار تخمین زده شد. دمای همگن شدن این سیالات بین 166 تا 8/291 به دست آمد. بر پایهی این میزان دمای همگنی و شوری 77/1 تا 275/3 درصد وزنی نمک طعام، حداقل فشار 9/22 تخمین زده میشود. این تخمین عمق کانهزایی را 248 متر در گستره نشان میدهد. گستره عمق و فشار برای سیالات درگیر دو فازی غنی از مایع در ذخایر لیکک و بابا محمد نیز محاسبه شد. عمق و فشار تشکیل سلستیت لیکک بین 5/48 تا 6/660 متر و فشاری معادل 8/5 تا 9/59 بار تخمین زده شد. این سیالات درگیر بیشتر در دمای بین 3/165 تا 7/279 همگن شدند. بر پایهی این دمای همگنی و شوری 35/8 تا 65/15، حداقل فشار 7/20 تخمین زده میشود. این تخمین با عمق کانهزایی 1/201 متر در منطقه سازگار است. گستره عمق و فشار برای سیالات درگیر دو فازی غنی از مایع در سلستیت بابا محمد بین 3/44 تا 463 متر و فشاری معادل 5/5 تا 6/46 بار تخمین زده شد. این سیالات درگیر بیشتر در دمای بین 3/134 تا 6/274 همگن شدند. برپایهی این دمای همگنی و شوری 62/13 تا 17/18، حداقل فشار نه بار تخمین زده میشود. این تخمین با عمق کانهزایی بین 79 متر در پهنه سازگار است. با توجه به تحول سیال میتوان تشکیل ماده معدنی را این‌گونه بیان کرد. گستره عمق و فشار برای سیالات درگیر دو فازی غنی از مایع در ذخایر سلستیت در کمربند چین خورده–تراستی زاگرس بین 3/20 تا 639 متر و فشاری معادل 5/5 تا 9/62 بار تخمین زده شد. این سیالات درگیر در دمای بین 3/134 تا 8/291 همگن شدند. بر پایهی این دمای همگنی و شوری 3/1 تا 17/18، حداقل فشار 8/17 بار تخمین زده میشود. با توجه به موارد فوق میتوان نتیجه گرفت، تغییرات فشار و عمق به‌طور مشخص با کاهش توام همراه هستند و باعث رقیق‌شدگی سیال و صعود آن به سطوح بالاتر شده است. برآیند عوامل عنوان شده و تاثیر فعالیتهای تکتونیکی و بالاآمدگی این حوضه با توجه به فرآیندهای کوهزایی در طول زمان سبب فراهم شدن شرایط به برای تشکیل ذخایر سلستیت در عمق کمتر شده است.

شکل 12. رسم دمای همگن شدن در نمودار (Haas, 1971) برای تخمین عمق سیال به دام افتاده در ذخایر سلستیت

روند تحول سیال کانسنگ ساز

بررسی روند سیال در ذخایر سلستیت به‌عنوان فاکتور مهم در شکلگیری این ذخایر براساس نمودار تغییرات دمای همگن شدن در برابر میزان شوری در (شکل 13-الف) نشان داده شده است. بررسی نتایج حاصل از ریزدماسنجی بر روی این نمودار بیانگر وجود دو گروه از سیالات در منطقه میباشد. 1) سیالات با شوری کم، پنج درصد وزنی معادل نمک طعام و دمای همگن شدن متوسط 168 درجه سانتی گراد و 2) سیالات با دمای همگن شدن 200 درجه سانتی گراد و شوری بالا 18 درصد وزنی معادل نمک طعام میباشد. طبق نظر (Wilkinson, 2001) تفاوت در میزان محتوای شوری سیالات را می‌توان مرتبط با رخدادی همچون جوشش مرتبط دانست و این مورد در این ذخایر به دلیل نبود CO2به‌طور کامل رد میشود. از طرفی عوامل دیگری نظیر اختلاط سیالات و منشاء های چندگانه سیالات را میتوان برای این مورد توضیح داد. ازاین‌رو، وجود دو نوع سیال با میزان شوری متفاوت را میتوان با فرآیند اختلاط سیالات مرتبط دانست. هر دو سیال ذکر شده، گستره دمای همگن شدن به نسبت مشابهی دارند و میتواند مبین اختلاط هم‌دمای آنها باشد. براساس مطالعات (Brodtkorb et al., 1982) شکل‌گیری دو نوع سیال در رخداد اختلاط دارای دو ویژگی بارز میباشد و عبارتند از، 1- سیالاتی که بیشتر ماهیت شورابهای داشته، در نتیجهی دیاژنز لایهها و عملکرد فرآیندهای تکتونیکی در منطقه شکل میگیرند و 2- سیالاتی که در نتیجهی نفوذ آبهای جوی یا زیرزمینی در رخداد کانهزایی پهنه نقش ایفا کردهاند. به‌طورکلی چنین به نظر میرسد، شکلگیری سلستیت در ذخایر بیان شده در نتیجهی شورابه های درون سازندی و در نتیجهی فرآیندهای دیاژنز و از طرفی نفوذ آبهای جوی تشکیل شده‌اند. بنابراین میتوان چنین نتیجه گرفت که سیال اولیهی دخیل در امر کانهزایی، یک سیال شورابه درون سازندی میباشد. در نتیجهی خروج از واحدهای حاوی عنصر استرانسیوم از این عنصر غنی و در دمای بالاتر و از یک سیال درگیر نوع دو فازی با شوری بالاتر تشکیل شده است. براساس (شکل 13-الف) که نمودار دمای همگن شدن در مقابل شوری سیالات درگیر را نشان میدهد، در بعضی نمونه‌ها بخصوص در ذخایر سلستیت لیکک و بابامحمد در حین فرآیند گرمایش سیالات دچار نشت شده اند. همچنین در بعضی موارد اختلاط شورابههای سازندی با آبهای جوی باعث رقیق شدن سیال و به‌موجب آن تشکیل سیالی با دما و شوری کمتر میشود. از طرفی وجود شکستگیها در واحدهای مختلف سبب ایجاد مجرایی برای چرخش سیال اخیر و انجام تبادلهای سیال-سنگ شده، که تمامی این فرآیندها بسترهای مناسبی برای کانهزایی در پهنه ایجاد کردهاند. در بعضی از ذخایر سلستیت جهان این مکانیسم برای توصیف چگونگی رخداد این ماده معدنی پیشنهاد شده است. به‌طور مثال براساس مطالعات Ehrenberg et al., 2007)) سازند آسماری در شرایط متنوعی شکل گرفت، به این ترتیب که آسماری پایینی در محیط با میزان شوری نرمال، دریای باز با انرژی بالا نهشته شده است، برخلاف این موضوع در آسماری میانی و بالایی در حوضههای بسته با میزان تبخیر و در نتیجه شوری بالا شکل میگیرد. این مطلب با حضور انیدریت و دولومیت به‌وضوح مشخص میباشد (Aqrawi et al., 2006). وجود بلور نوزاد مکعبی هالیت در سیالات درگیر سه فازی غنی از مایع، مبین شوری بالای این نوع از سیالات میباشد. همچنین با توجه به نمودار میزان شوری در برخی از سیالات با افزایش دما ثابت باقی میماند. البته گاهی تغییرات میزان شوری نسبت به افزایش دما چندان چشمگیر نمیباشد و این مورد میتواند نشانگر اختلاط سیال موثر در کانهزایی با منشاء جوی باشد. برای تعیین منشاء سیال از نمودار میزان شوری در برابر دمای همگن شدن که توسط Kesler (2005) ارائه شد میتوان در صورت نبود دسترسی به ایزوتوپهای پایدار استفاده کرد. طبق (شکل 13-ب) سیالات درگیر ذخایر سلستیت تارک و ترتاب در گستره آبهای جوی و ذخایر سلستیت لیکک و بابامحمد در گستره شورابههای حوضهای تجمع بیشتری را نشان میدهند. این شورابهها به‌طورکلی از تبخیر دریا مشتق شدهاند. این شورابهها اغلب در اثر انباشتگی رسوبات و یا عملکرد فرآیندهای کوهزایی در امتداد شکستگی ها حرکت کرده و در بخش‌های بالایی در اثر اختلاط با سیالات جوی در شکستگی‌ها ته نشت شده‌اند. براساس نمودار ارائه شده که بر مبنای شوری و دمای همگن شدن رسم و تنظیم شده و در آن انواع سیال در کانهزایی به تفکیک مشخص شده، نمونههای بررسی شده از لحاظ شوری و دمایی در گستره منشاء آبهای جوی و شورابه ای قرار میگیرد. در نهایت میتوان نتیجه گرفت براساس دماهای محاسبه شده به نظر میرسد که سیالات با شوری 5/10 درصد وزنی معادل نمک طعام و دمای همگن شدن میانگین 200 درجه سانتیگراد را مسئول کانهزایی در پهنه‌های مورد مطالعه دانست. دامنه دمای همگن شدن و درجه شوری حاکی از این است که منشاء سیالات تشکیل‌دهنده ذخایر سلستیت کمربند چین خورده–تراستی زاگرس شورابه ای و نیز جوی و بیشتر مبین مراحل دیاژنز تاخیری و اپی ژنتیک میباشند.

شکل13. الف) نمودار شوری در برابر دمای همگن شدن که بیانگر اختلاط هم دما برای سیال کانه دار و رقیق شدن سیال کانهدار با آبهای جوی(Wilkinson, 2001)، ب) نمودار شوری - دمای همگن شدن سیالات درگیر با گستره آبهای مختلف (Kesler, 2005) در ذخایر سلستیت مورد مطالعه

ذخایر سلستیت زاگرس در مقایسه با ذخایر جهان و ایران

مهم‌ترین منبع تامين كننده استرانسيوم در سطح جهان ذخایر سلستيت همراه با تواليهاي رسوبي كربناتي – سولفاتي و يا در سازندهاي رسي، مارني و تشكيلات قرمز ژيپسي قارهاي هستند. رخدادهای سلستیت با پراکندگی زمانی و مکانی وسیع در سرتاسر دنیا قابل گزارش میباشند(Hanor, 2004). همچنین بسیاری از ذخایر سلستیت دنیا در ارتباط نزدیک با فرآیندهای کوهزایی میباشند و این موضوع شکلگیری حوضههای رسوب‌گذاری سلستیت با عملکردهای تکتونیکی را اثبات میکند(Brodtkorb et al., 1989). در ایران نیز این ذخایر گستردگی مکانی و زمانی وسیعی دارند. براساس مطالعات (بازرگانی گیلانی و ربانی، 1384) در البرز مرکزی سلستیت در سازند کند به سن ائوسن رخنمون دارد. همچنین در ایران مرکزی در سازند قم با سن الیگوسن گزارش شده است (Bazargani-Guilani and Nekouvaght Tak, 2008). ذخایر سلستیت در زاگرس چین خورده-تراستی در سازند آسماری با سن الیگوسن در تاقدیس بنگستان (نژاد حداد و آفتابی، 1389Pourkaseb et al., 2017; ) و همچنین با سن میوسن زیرین در بخش تبخیری کلهر در استان ایلام (طباخ شعبانی و همکاران، 1393) رخنمون دارد. از طرفی این ذخایر در زاگرس محدود به سازند آسماری نبوده و دارای تنوع سازندی چشمگیری می‌باشد. به‌گونه‌ای که در سازند گچساران با سن میوسن(سبزه‌ای، 1369; Ehya et al., 2013) و در مخدان و تنگ دون استان بوشهر در سازند میشان (احیاء، 1380) شکل میگیرد. از میان پهنهها و کمربندهای ساختاری ذکر شده کمربندهای ایران مرکزی و زاگرس به‌عنوان پهنههای اصلی برای میزبانی استرانسیوم در ایران محسوب میشوند (Ghorbani, 2013). همان‌طور که در (جدول 3) مشاهده میشود ذخایرسلستیت تارک و ترتاب با محدودهی دمای همگن شدن و شوری که از جمله ذخایر سازند آسماری کمربند چین خورده-تراستی زاگرس میباشند از نظر زمان و نوع سنگ دربرگیرنده و دادههای ریزدماسنجی بیشترین شباهت را به سلستیت مزرعه در سازند قم در زون ایران مرکزی نشان میدهند. ذخایر لیکک و بابا محمد سازند گچساران نیز از لحاظ دمای همگن شدن نحوه شکلگیری بیشترین نزدیکی را به سلستیت مزرعه (ولی پور، 1394) و ذخایر حوضه سیواس ترکیه (Tekin et al., 2002) نشان میدهند. همچنین از نظر شوری با دو ذخایر Jebel Doghra (Souissi et al., 2007)، Ain Allega (Abidi et al., 2011) در کشور تونس و ذخایر حوضه سیواس ترکیه همخوانی دارند. با توجه به شواهد صحرایی، ساخت و بافت و مجموعهی کانهزایی و خصوصیات سیالات درگیر تشکیل‌دهنده‌ی این ذخایر، میتوان نتیجه گرفت که مکانیسم شکلگیری ذخایر سلستیت در کمربند چین خورده–تراستی زاگرس متاثر از سیالات جوی و اغلب در اثر فرآیندهای تکتونیکی است و مشابه ذخایر رسوبی سلستیت در بعضی مناطق ایران میباشد. هم‌چنین با ذخایر حوضه سیواس در ترکیه نیز از لحاظ گستره شوری و دما شباهت دارد.

جدول 3. مقایسهی گستره دمای همگن‌شدگی و شوری در ذخایر سلستیت مورد مطالعه با ذخایر دیگر

References	Salinity (wt.% NaCl equiv)	Th (°C)	Formation/Age	Type	Deposit
This Study	0-5	166-291.8	Asmari/ Oligocene– Miocene	Sedimentry	Tortab
This Study	0-5	155.1-264.65	Asmari/ Oligocene– Miocene	Sedimentry	Tarak
This Study	10-15	165.3-279.7	Gachsaran/ Early Miocene	Sedimentry	likak
This Study	15-20	134.3-274.6	Contact Gachsaran and Mishan / Early Miocene	Sedimentry	Baba - Mohamad
طباخ شعبانی و همکاران، 1393	8.5-9.5	164-184	Asmari(Kalhur)/ Oligocene– Miocene	Sedimentry	Garah Chegha
ولی پور، 1394	1.57-8.78	140-290	Qom/ Oligocene– Miocene	sedimentay – diagenetic	Mazraeh
Souissi et al., 2007	20.7	174	Triassic	MVT	Jebel Doghra
Abidi et al., 2011	11.34-24.38	136-208	Triassic	MVT	Ain Allega
Tekin et al., 2002	11-23	210-390	Bozbel Formation (Middle- Late Eocene), Selimiye Formation (Oligocene), Haciali Formation (Early Miocene)	sedimentay – (diagenetic-epigenetic)	Ulas-Sivas basin

نتیجه‌گیری

نتایج حاصل از این پژوهش به شرح ذیل است:

1-براساس مطالعات و مشاهدات صحرایی ساختهایی همچون پرکننده فضای خالی به‌صورت رگهای و ژئودی و بافت‌های جانشینی، موزاییکی و رگه‌ای درزمینه‌ی کربناتی به‌وفور در گستره مورد بحث مشاهده میشود. رخنمون ماده معدنی بیشتر هم‌راستای واحدهای سنگشناسی گستره میباشند. سلستیت، کلسیت، ژیپس و انیدریت کانی‌های اصلی این ذخایر را تشکیل می‌دهد. کانیهای کلسیت، ژیپس و انیدریت اغلب کانیهای اولیه میباشند و در اکثر موارد توسط سلستیت جانشین شدهاند.

2-کانی سلستیت در این مناطق به دو صورت ریز و درشت بلور دیده می‌شود. بلورهای ریز اغلب نسل اول کانه زایی و بندرت در مقاطع دیده شد از طرفی بلورهای درشت‌تر به‌عنوان پرکننده فضاهای خالی به فراوانی مشاهده شد که نمایانگر نسل دوم کانهزایی و اغلب نشانگر مرحله اپی ژنتیک میباشند.

3-براساس مشاهدات پتروگرافی سیالات درگیر ذخایر سلستیت کمربند چین خورده–تراستی زاگرس اغلب از نوع اولیه و ثانویه و در موارد معدودی نیز سیالات ثانویه کاذب نیز دیده میشوند. از نظر شکلهای این سیالات اغلب بی شکل، بیضوی، کروی و کشیده با ابعاد پنج تا 40 میکرون و به‌صورت منفرد یا اجتماع چند نوع سیال درگیر میباشند.

4-مطالعهی پتروگرافی سیالات درگیر این ذخایر نشان‌دهنده‌ی تشکیل پنج گروه سیال درگیر شامل: تک فازی مایع (L)، تک فازی بخار(V)، سیال درگیر دو فازی غنی از مایع(LV)، سیال درگیر دو فازی غنی از بخار(VL)، سیال درگیر چند فازی(LVS) میباشد.

5-نتایج حاصل از مطالعات ریزدماسنجی سیالات درگیر حاکی از تشکیل سیال در دمای 3/134 تا 8/291 درجه سانتیگراد و شوری 5/2 تا 17/18 می‌باشد. با توجه به میانگین دمای همگن شدن و شوری که به ترتیب 219 درجه سانتیگراد و 10 درصد وزنی نمک طعام میباشد، فشار شکلگیری سلستیت 7/21 بار اندازهگیری شد. این میزان از فشار با عمق 219 متر برابر است.

6-بر طبق تغییرات دمای همگن شدن و شوری میتواند نشانه و تایید کننده نقش شورابههای دیاژنزی در مراحل اولیه و سپس نقش‌آفرینی آبهای جوی در مراحل نهایی در کانهزایی باشد. به‌طورکلی چنین به نظر میرسد مکانیسم شکلگیری سلستیت پهنههای مورد بحث، در ارتباط با کمربند کوهزایی و واحدهای کربناتی میباشند، در نتیجهی واکنشهای سیال و سنگهای گستره میباشد. از طرفی انحلال کانیهای موجود از جمله کلسیت، انیدریت، ژیپس موجود در سازندهای آسماری و گچساران منجر به آزاد شدن عنصر استرانسیوم در سیال مسئول کانهزایی و جانشینی آن به‌جای انیدریت که بیشتر به‌صورت ادخالهای ریز در کانی سلستیت دیده میشود، در درجه حرارت به نسبت بالا (300 درجه سانتی گراد) در مراحل دیاژنز تاخیری و مراحل اپی ژنتیک باشد.

منابع

آقانباتی، ع.، 1385. زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور، 586. ##احیاء، ف.، 1380. زمین‌شناسی و منشاء رخداد سلستیت مخدان استان بوشهر. طرح پژوهشی دانشگاه آزاد بهبهان، 46. ##بازرگانی گيلاني، ك. و رباني، م. ص.، 1384. نهشت سلسستيت استراتيفرم منطقه افتر، باختر سمنان. مجله علوم زمين، 57 ، 41-30. ##رستمی پایدار، ق. ا.، طاهرزاده، ا. و عادل پور، م.، 1395. زمین‌شناسی و ژنز ذخایر سلستیت بابامحمد در مرز سازندهای گچساران و میشان، استان کهکیلویه و بویراحمد. یافته‌های نوین زمین‌شناسی کاربردی،20، 75-62. ##سبزه‌ای، م.، 1369. پی‌جوئی سلستيت در بخش شمال غرب تاقديس بنگستان. وزارت معادن و فلزات، اداره كل معادن و فلزات استان كهگيلويه و بوير احمد، 67. ##طباخ شعبانی، ا. ع.، اسدی مهماندوستی، ا. و ملکی، ز.، 1393. رخداد سلستیت در عضو تبخیری سازند آسماری، ارتفاعات گره چغا، صالح‌آباد مهران، ایلام. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 32، 96-85. ##نژاد حداد، م. و آفتابی، ع.، 1389. الگوی ذخایرسازی ذخایر سلستیت با استفاده از شواهد زمین‌شناسی، ساختی، بافتی و ژئوشیمیایی در تاقدیس بنگستان، بهبهان، اهواز. مجله علوم دانشگاه تهران، 1، 176-157. ##ولی پور، م.، 1394. مطالعه ژئوشیمی، میانبارهای سیال و نحوه تشکیل نهشته‌های سلستیت مزرعه قم. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه پیام نور، 159. ##Abidi, R., Slim-Shimi, N., Gasquet, D., Hatira, N. and Somarin, A., 2011. Genesis of celestite–bearing cap rock formation from the Ain Allega ore deposit (northern Tunisia): contributions from microthermometric studies. Bulletin de la Société Géologique de France, 182, 427-435. ##Alavi, M., 1994. Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations. Tectonophysics, 229, 211-238. ##Alavi, M., 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307, 1064-1095. ##Alavi, M., 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304, 1–20. ##Amirshahkarami, M., Vaziri-Moghaddam, H. and Taheri, A., 2007. Sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Asmari Formation at Chaman-Bolbol, Zagros Basin, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29, 947–959. ##Aqrawi, A.A.M., Keramati, M., Ehrenberg, S.N., Pickard, N., Moallemi, A., Svånå, T., Darke, G., Dickson, J.A.D. and Oxtoby, N.H., 2006. The origin of dolomite in the Asmari Formation (Oligocene–Lower Miocene), Dezful Embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 29, 381–402. ##Baker, P.A. and Bloomer, S.H., 1988. The origin of celestite in deep sea sediments. Geochimica et Cosmochemica Acta, 52, 335-339. ##Bazargani-Guilani, K. and Nekouvaght Tak, M.A., 2008. Celestite ore deposit and occurrences of the Qom Formation, Oligo-Miocene, Central Iran. 2nd IASME/WSEAS international conference on geology and seismology, Cambridge, UK, 48–54. ##Bodnar, R.J., 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochemica Acta, 57, 683–684. ##Brodtkorb, M.D., Schalamuk, I.B.A. and Ametrano, S., 1989. Barite and celestite Stratabound ore field in Argentina. Nonmetalliferous stratabound ore fields, Ed. Brodtkorb, MK de, Van Nostrand Reinhold, New York, 41-68. ##Brodtkorb, M.K.de., Ramos, V., Barbieri, M. and Ametrano, S., 1982. The evaporitic Celestite-Barite deposits of Neuquen, Argentina. Mineralium Deposita, 17, 423– 436. ##Brown, P.E. and Lamb, W.M., 1989. P-V-T properties of fluids in the system H2O-CO2- NaCl: New graphical presentations and implications for fluid inclusion studies. Geochimica et Cosmochemica Acta, 53, 1209–1221. ##Buchanan, L.J., de Vivo, B., Kramer, A.K. and Lima, A., 1981. Fluid inclusion study of Fiumarella barite deposit (Catanzaro south of Italy). Mineralium Deposita, 16, 215- 226. ##Ehrenberg, S.N., Pickard, N.A.H., Laursen, G.V., Monibi, S., Mossadegh, Z.K., Svana, T.A., Aqrawi, A.A.M., McArthur, J.M. and Thirlwall, M.F., 2007. Strontium isotope stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene-Lower Miocene), SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 30, 107-128. ##Ehya, F., Shakouri, B. and Rafi, M., 2013. Geology, mineralogy, and isotope (Sr, S) geochemistry of the Likak celestite deposit, SW Iran. Carbonates Evaporites, 28, 419-431. ##Fontbote, L., 1981. Strata-bound Zn-Pb-F-Ba- deposits in carbonate rocks: new aspects of paleogeographic location, facies factors and diagenetic evolution. Ph.D. Thesis, Universitat Heidelberg, 192. ##Ghorbani, M., 2013. The Economic Geology of Iran: Mineral Deposits and Natural Resources. Springer, 567. ##Goldstein, R.H. and Reynolds, T.J., 1994. Systematics of fluid inclusions in diagenetic materials. Society for Sedimentary Geology. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Short Course 31, 199. ##Haas, J.L., 1971. The effect of salinity on the maximum thermal gradient of a hydrothermal system at hydrostatic pressure. Economic Geology, 66, 940–946. ##Hanor, J.S., 2004. A model for the origin of large carbonate – and evaporate – hosted Celestine deposit. Journal of Sedimentary Research, 74, 168-175. ##Kesler, S.E., 2005. Ore-Forming Fluids. Elements, 1, 13-18. ##Kinsland, G.L., 1977. Formation temperature of fluorite in the Lockport dolomite in Upper New York State as indicated by fluid inclusion studies–with a discussion of heat sources. Economic Geology, 72, 849-854. ##Macleod, J.H. and Akbari, Y., 1970. Geological quadrangle map of the Behbehan area. No: 25479W: 1:100000, Iranian oil operating companies, Tehran, Iran. ##MacMillan, J.P., Park, J.W., Gerstenberg, R., Wagner, H., Kohler, K. and Wallbrecht, P., 1994. Strontium compounds and chemicals. In: Ullman's Encyclopedia of Industrial Chemistry, fifth ed.vol A 25. VCH Verlagsgesellschaft m.b.H., Weinheim, Germany, 321-327. ##Mohajjel, M., Fergusson, C.L. and Sahandi, M.R., 2003. Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21, 397–412. ##Moore, F. and Jami, M., 1997. Syngenetic strontium ore deposition at the base of Asmari formation, Bangestan anticline, Behbahan. Iranian Journal of Science, 8, 178-188. ##Mossadegh, Z.K., Haig, D.W., Allan, T., Adabi, M.H. and Sadeghi, A., 2009. Salinity changes during Late Oligocene to Early Miocene Asmari Formation deposition, Zagros Mountains, Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 272, 17–36. ##Pourkaseb, H., Zarasvandi, A., Rezaei, M., Mahdavi, R. and Ghanavati, F., 2017. The occurrence and origin of celestite in the Abolfares region, Iran: Implications for Sr-mineralization in Zagros fold belt (ZFB). Journal of African Earth Sciences, 134, 352-364. ##Roedder, E., 1990. Fluid inclusion analysis—prologue and epilogue. Geochimica et Cosmochemica Acta, 54, 495-507. ##Roedder, E., 1984. Fluid Inclusions. Reviews in Mineralogy, 12, 664. ##Romanko, E., Kokorin, Y.U., Krivyakin, B., Susov, M., Morozov, L. and Sharkovski, M., 1984. Outline of metallogeny of Anarak area (Central Iran): v/o Technoexport. Report. 19, 143. ##Sahraeyan, M., Bahrami, M. and Arzaghi, S., 2014. Facies analysis and depositional environments of the Oligocene- Miocene Asmari Formation, Zagros Basin, Iran. Geoscience Frontiers, 5, 103-112. ##Scholle, P.A., Stemmerik, L. and Harpote, O., 1990. Origin of major karst-associated celestite mineralzation in Karstryggen, Centeral East Greenland. Journal of Sedimentary Petrology, 60, 397-410. ##Sepeher, M. and Cosgrove, J.W., 2004. Structural framework of the Zagros Fold–Thrust Belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21, 829–843. ##Setudehnia, A. and Perry, J.T., 1966. Geological quadrangle map of the Gachsaran area. No: 25481E: 1:100000, Iranian oil operating companies, Tehran, Iran. ##Setudehnia, A., and Perry, J.T., 1996. Geological quadrangle map of the Haft Kel area. No: 25476E: 1:100000, Iranian oil operating companies, Tehran, Iran. ##Shepherd, T.J., Rankin, A.H. and Alderton, D.H.M., 1985. A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. Blackie and Son, 239. ##Souissi, F., Sassi, R., Dandurand, J.L., Bouhelel, S. and Hamda, S.B., 2007. Fluid inclusion microthermometry and rare earth element distribution in the celestites of the Jebel Doghra ore deposit (Dome Zone, northern Tunisia): towards a new genetic model. Bulletin Society of Geology of France, 6, 459-471. ##Tekin, E., Varol, B., Ayan, Z. and Satir, M., 2002. Epigenetic origin of celestite deposits in the Tertiary Sivas Basin: new mineralogical and geochemical evidence. – N. Jb. Miner. Mh, 7, 289–318. ##Tekin, E. and Fridemen, G.M., 2001. A preliminary study, celestite-bearing gypsum in the Tertiary Sivas Basin, central eastern Turkey. Carbonates and Evaporites, 16, 93–101. ##Valenza, K., Moritz, R., Mouttaqi, A., Fontignie, D. and Sharp, Z., 2000. Vein and karst barite deposits in the western Jebilet of Morocco: fluid inclusion and isotope (S, O, Sr) evidence for regional fluid mixing related to central Atlantic Rifting. Economic Geology, 95, 587-606. ##Van Den Kerkhof, A.M. and Hein, U.F., 2001. Fluid inclusion petrography. In: Andersen, T., Frezzotti, M. L., Burke, E.A.J. (Eds.): Fluid inclusions: phase relationships – methods applications (special issue). Lithos, 55, 1- 4. ##Vinogradov, A.P., 1956. Strontium. In Handbook of Geochemistry. II, 4, ed. K. H. Wedpohl, 1159. ##Vlasov, K.H, 1960. Geochemistry and mineralogy of rare earth elements genetic of their deposits, 1, 688, Translated From Russia by: Lerman Israel Program for scientific translation, Jerusalem, 1966. ##Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185- 187. ##Wiesheu, R. and Hein, U.F., 1998. The history of fluid inclusion studies. In: Fritscher, B., Henderson, F., (eds.) Toward a history of mineralogy, petrology and geochemistry. Heft 23, Munchen, Institut fur Geschichte der Naturwissenschaften, 309-326. ##Wilkinson, J.J., 2001. Fluid inclusion in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55, 229- 272. ##Zarasvandi, A., Charchi, A., Carranza, E.J.M. and Alizadeh, B., 2008. Karst bauxite deposits in the Zagros Mountain Belt, Iran. Ore Geology Reviews, 34, 521-532. ##Zarasvandi, A., Liaght, S. and Zentilli, M., 2005. Porphyry Copper Deposits of the Urumieh-Dokhtar Magmatic Arc, Iran, Super Porphyry Copper and Gold deposits: A global perspective. PGC publishing Adelaide, 2, 441-452.##

The Investigation of Physiochemical Characteristics of Ore-bearing Fluids in Celestite Occurrence of the Zagros fold-thrust belt: Using Microthermometry Studies

Saed, M.1, Zarasvandi, A.2 and Heidari, A.3

1. Ph. D. Student, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran

2. Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran

3. Assistant Professor, Department of Petroleum Geology and Sedimentary Basins, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran

Abstract

Oilgocene-Miocene celestite occurrences of have occurred across the carbonate-evaporite formations of Asmari and Gachsaran in the Zagros fold - thrust belt. The aim of this work is the study of fluid inclusions in the four celestites deposits (Tortab, Tarak, Likak and Babamohamad) to reveal the nature of ore-forming fluids. Geodic and vein-like structures as open-space filling along with replacement textures like mosaic and vein-like in a carbonate matrix, are all abundant throughout the occurrence. Moreover, celestite, calcite, gypsum and anhydrite are known as the major minerals of the deposits. Based on petrographic studies, some 5 groups fluid inclusions were recognised, which are categorized as: Liquid mono phase(L), vapour mono phase(V), liquid-rich two phase (LV), vapor-rich two phase (VL) and multi-phase fluids (LVS). The Results obtained from the study of microthermometry data show 134.3 to 291.8°C as homogenisation temperatures and salinities of 2.5-18.17 wt%, NaCl equ, all involved in forming celestite. Results of microthermometry data, it can be deducted that formation mechanism of celestite is a resultant of reaction between fluid and rocks of the area. Moreover, tectonic activities such as uplift and diagenesis of beds along with dissolution of minerals have effectuated liberation of strontium in the fluid responsible for ore-forming. This has generally undertaken by two fluids of meteoric and brine origins over different stages of ore-formation, replacing anhydrite with strontium at high temperatures during late- diagenetic and epigenetic processes.

Keywords: Fluid inclusions, Celestite, Microthermometry, Zagros fold - thrust Belt, Epigenetic.

[1] * نویسنده مرتبط: zarasvandi_a@scu.ac.ir

[2] Cesium nitrate

[3] n-Hexane

[4] Software modeling for Fluid inclusion V

[5] Temperature of Hemogenization )Th)

[6] Temperature of Eutectic (Te)

[7] Temperature of last Melting Ice (Tmice)

Share To

Article Url