Geology, mineralogy, geochemistry, and fluid inclusion study of the West of Golestanabad iron oxide-apatite deposit, northeast of Zanjan
Subject Areas :D. Arab Zozani 1 , Hossein Ali Tajeddin 2 * , Majid Ghaderi 3
1 -
2 -
3 - Tarbiat Modares University
Keywords: Fluid inclusions, Geochemistry, Magnetite-apatite mineralization, West of Golestanabad, Zanjan.,
Abstract :
The West of Golestanabad deposit is located 13 km northwest of Zanjan, within the Tarom subzone of the Western Alborz-Azerbaijan structural zone. The rocks in the deposit area predominantly consist of an Eocene volcano-pyroclastic sequence of tuff and lava ranging from andesite to trachyandesite in composition intruded by a monzodiorite-monzogabbro subvolcanic intrusive of Upper Eocene-Oligocene age. The intrusive rocks have calc-alkaline affinity and are classified as metaluminous-prealuminous I-type magmas. Magmatism of the area is synorogenic to post-orogenic and related to active continental margin environments. Mineralization at the West of Golestanabad occurs as vein-veinlets, brecciated, massive, and disseminated iron oxide-apatite within the monzodiorite-monzogabbro intrusions. Mineral assemblages of the deposit consist of magnetite, hematite, pyrite, chalcopyrite, chalcocite, covellite, iron hydroxide minerals, apatite, actinolite, tremolite, quartz, epidote, chlorite and sericite. The main alteration minerals are actinolite, quartz, sericite, epidote, and minor sulfide minerals, which are associated with the iron oxide-apatite ores. Similar REE patterns of apatite and magnetite with host rock samples demonstrate a genetic link between the iron oxide-apatite mineralization and monzodiorite-monzogabbro intrusions. Fluid inclusion studies on the apatite indicate homogenization temperatures between 347 and 547°C and salinity from 5.86 to 21.68 wt.% NaCl eq. for the two-phase (LV) inclusions. The study indicates that the main characteristics of the geology and mineralization of the West of Golestanabad deposit are similar to those of the iron oxide- apatite (IOA) deposits.
آقانباتی، س.ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586.
امینی، ب. و امینی چهرق، م.ر.، 1379. نقشه زمین‌شناسی طارم با مقیاس 1:100.000، بازنگری و استاندارد از نقشه هیرایاما و همكاران، سازمان زمین‌شناسی كشور.
خان‌محمدی، ن.، 1387. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار ذاکر (شمال‌شرق زنجان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، 244.
داودی، ت.، 1398. زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آهن آراسو، شمال‌غرب قزوین. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 211.
سالاروند، م.، 1398. مطالعات ایزوتوپهای پایدار گوگرد و میانبارهای سیال آپاتیت به‌منظور تعیین نحوه تشکیل کانسار آهن- آپاتیت سرخه‌دیزج، جنوبخاوری زنجان، پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، 92.
شرکت خدمات اکتشافی کشور، 1396. گزارش اکتشاف تفصیلی محدوده آهن گلستانآباد، 76.
صحتی قرامکی، س.، 1402. ژئوشیمی، دگرسانی و میانبارهای سیال در کانسار آهن گلستانآباد، شرق زنجان. پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 218.
عرب زوزنی، د.، 1399. زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آهن گلستانآباد، شمال‌شرق زنجان، دانشگاه تربیت مدرس، 185.
کردیان، ش.، 1399. زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ساخت و بافت، زمین‌شیمی و منشأ کانسار اکسید آهن- آپاتیت گلستانآباد (خاور زنجان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه زنجان، 122.
گراوندی، ا.، 1400. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار اکسید آهن زرنان- شمال‌شرق زنجان، پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، 221.
مظهری، م.، 1398. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آهن- آپاتیتدار علی‌آباد- مروارید، جنوب‌شرق زنجان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 183.
نباتیان، ق.، 1387. كانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز كانسار اكسید آهن آپاتیتدار سرخه‌دیزج، جنوب‌شرق زنجان. پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 207.
نباتیان، ق.، 1391. زمین‌شناسی، ژئوشیمی و تكامل كانسارهای اكسید آهن آپاتیتدار در كمربند آتشفشانی- نفوذی طارم، البرز باختری، رساله دكتری، دانشگاه تربیت مدرس، 326.
واقفی، س.ز.، 1402. ارتباط رخسارههای دگرسانی با کانه‌زایی در کانسارهای آهن ذاکر و اسکند، شرق زنجان. پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 196.
- Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M. and Mitchell, J.G., 2000. Petrogenetic evolution late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67–95.
- Asiabanha, A. and Foden, J., 2012. Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98–111.
- Azizi, H., Mehrabi, B., Akbarpour, A., 2009. Genesis of tertiary magnetite–apatite deposits, southeast of Zanjan, Iran. Resource Geology 59(4), 330–341.
- Berberian, M. and King, G.C.P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2), 210–265.
- Bonyadi, Z., Davidson, G.J., Mehrabi, B., Meffre, S. and Ghazban, F., 2011. Significance of apatite REE depletion and monazite inclusions in the brecciated Se–Chahun iron oxide– apatite deposit, Bafq district, Iran: Insights from paragenesis and geochemistry. Chemical Geology, 281(3-4), 253–269.
- Boynton, W.V., 1984. Geochemistry of Rare Earth Elements: Meteorite Studies. In: Henderson, P., Ed., Rare Earth Element Geochemistry, Elsevier, New York, 63–114.
- Cox, K., Bell, J. and Pankhurst, R., 1979. The Interpretation of Igneous Rocks, George Allen and Unwin. London.
- Daliran, F., Stosch, H.-G. and Williams, P., 2010. Lower Cambrian iron oxide apatite-REE (U) deposits of the Bafq district, east-central Iran, in Corriveau, L., Mumin, A.H., eds., Exploring for iron oxide-copper-gold deposits: Canada and global analogues: Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division Short Course Volume X, 143–155.
- Frietsch, R. and Perdahl, J.A., 1995. Rare earth elements in apatite and magnetite in Kiruna-type iron ores and some other iron ore types. Ore Geology Reviews 9, 489–510.
- Gandhi, S.S. and Bell, R.T., 1996. Kiruna/Olympic Dam-type iron, copper, uranium, gold, silver; in geology of Canadian mineral deposit types, (ed.) O.R. Eckstrand, W.D. Sinclair, and R.I. Thorpe; Geological Survey of Canada, Geology of Canada, no. 8, p. 513–522 (also Geological Survey of America, The Geology of North America, v. 1).
- Guo, F., Fan, W. and Li, C., 2006. Geochemistry of late Mesozoic adakites from the Sulu belt, eastern China: Magma genesis and implications for crustal recycling beneath continental collisional orogens. Geological Magazine 143, 1–13.
- Hall, D.L., Sterner, S.M. and Bodnar, R.J., 1988. Freezing point depression of NaCl-KCl-H2O solutions. Economic Geology 83, 197–202.
- Hassanzadeh, J., Stockli, D.F., Horton, B.K., Axen, G.J., Stockli, L.D., Grove, M., Schmitt, A.K.. and Walker, J.D., 2008. U-Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic– Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451(1), 71–96.
- Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A. and Mitchell, S.F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: Development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48, 2341–2357.
- Hirayama, K., Samimi, M., Zahedi, M. and Hushmandzadeh, A., 1966. Geology of the Tarom district, western part (Zanjan area, northwest Iran), with 1:100,000 map. Geological Survey of Iran, Tehran.
- Hofmann, A.W., Jochum, K.P., Seufert, M. and White, W.M., 1986. Nb and Pb in oceanic basalts: New constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79, 33–45.
- Irvine, T. and Baragar, W., 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8(5), 523–548.
- Jami, M., Dunlop, A.C. and Cohen, D.R., 2007. Fluid inclusion and stable isotope study of the Esfordi apatite-magnetite deposit, Central Iran. Economic Geology 102, 1111–1128.
- Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C. and McDonald, G.D., 2002. Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144, 38–56.
- Majidi, S.A., Omrani, J., Troll, V.R., Weis, F.A., Houshmandzadeh, A., Ashouri, E., Nezafati, N. and Chung, S.-L., 2021. Employing geochemistry and geochronology to unravel genesis and tectonic setting of iron oxide-apatite deposits of the Bafq-Saghand metallogenic belt, Central Iran. International Journal of Earth Sciences 110, 127–164.
- McDonough, W.F. and Sun, S.S., 1995. Composition of the Earth. Chemical Geology 120, 223–253.
- Middlemost, E.A., 1994. Magmas and Magmatic Rocks: An Introduction to Igneous Petrology. Longman, London.
- Mirnejad, H., Hassanzadeh, J., Cousens, B. and Taylor, B., 2010. Geochemical evidence for deep mantle melting and lithospheric delamination as the origin of the inland Damavand volcanic rocks of northern Iran. Journal of Volcanology and Geothermal Research 198(3), 288–296.
- Mokhtari, M.A.A., Sadeghi, M. and Nabatian, G., 2017. Geochemistry and potential resource of rare earth element in the IOA deposits of Tarom area, NW Iran. Ore Geology Reviews 92, 529–541.
- Mücke, A. and Younessi, R., 1994. Magnetite-apatite deposits (Kiruna-type) along the Sanandaj-Sirjan zone and in the Bafq area, Iran, associated with ultramafic and calc-alkaline rocks and carbonatites. Mineralogy and Petrology 50(4), 219–244.
- Nabatian, G. and Ghaderi, M., 2013. Oxygen isotope and fluid inclusion study of the Sorkhe-Dizaj iron oxide-apatite deposit, NW Iran. International Geology Review 55(4), 397–410.
- Nabatian, G., Ghaderi, M., Daliran, F. and Rashidnejad Omran, N., 2012. Sorkhe‐Dizaj iron oxide–apatite ore deposit in the Cenozoic Alborz Azarbaijan magmatic belt, NW Iran. Resource Geology 63(1), 42–56.
- Nabatian, G., Rastad, E., Neubauer, F., Honarmand, M. and Ghaderi, M., 2015. Iron and Fe-Mn mineralisation in Iran: Implications for Tethyan metallogeny. Australian Journal of Earth Sciences 62(2), 211–241.
- Pearce, J.A., 2008. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100, 14–48.
- Rahimi, E., Maghsoudi, A. and Hezarkhani, A., 2016. Geochemical investigation and statistical analysis on rare earth elements in Lakehsiyah deposit, Bafq district. Journal of African Earth Sciences, 124, 139-150.
- Roedder, E., 1984. Fluid inclusions. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy 12, 644 .
- Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data, evaluation, presentation, interpretation" Longman Scientific and Technical, 352 .
- Shepherd, T.J., Rankin, A.H. and Alderton, D.H.M., 1985. A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. Blackie, Glasgow, 239 .
- Sterner, S.M., Hall, D.L. and Bodnar, R.J., 1988. Synthetic fluid inclusions V: solubility relations in the system NaCl-KCl-H2O under vaporsaturated conditions. Geochemica et Cosmochemica Acta 52(5), 989–1005.
- Stöcklin, J. and Eftekhrnezhad, J., 1969. Geological map of Zanjan, scale 1:250,000. Geological Survey of Iran.
- Thompson, R.N., 1982. Magmatism of the British Tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18(1), 49–107.
- Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1), 185–187.
- Wilkinson, J.J., 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos 55, 229–272.
- Williams, P. J., Barton, M. D., Johnson, D. A., Fontboté, L., De Haller, A., Mark, G., Oliver N, H, S. and Marschik, R., 2005. Iron oxide coppergold deposits: Geology, space-time distribution, and possible modes of origin. Economic Geology, 371-405
زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ژئوشیمی و مطالعه میانبارهای سیال در کانسار اکسید آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد، شمال‌شرق زنجان
داریوش عرب زوزنی1، حسینعلی تاج‌الدین (2و1)و مجید قادری3
1 دانشآموخته کارشناسی ارشد، گروه زمین‌شناسی اقتصادی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران
2 استادیار، گروه زمین‌شناسی اقتصادی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران
3 استاد، گروه زمین‌شناسی اقتصادی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، تهران
تاریخ دریافت: 28/06/1403
تاریخ پذیرش: 20/09/1403
چکیده
کانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد در 13 کیلومتری شمال‌شرق زنجان و در زیرپهنه طارم از پهنه البرز- آذربایجان قرار دارد. واحدهای سنگی رخنمون یافته در گستره کانسار شامل یک توالی از سنگ‌های آتشفشانی ائوسن متشکل از توف و گدازه‌های با ترکیب حدواسط (آندزیت تا تراکی‌آندزیت) میباشند و توسط توده‌های نفوذی نیمه‌عمیق مونزودیوریت- مونزوگابرویی با سن ائوسن پایانی- الیگوسن میباشند قطع شده‌اند. توده‌های نفوذی میزبان کانسنگ‌های آهن- آپاتیت در کانسار غرب گلستانآباد دارای سرشت کالک‌آلکالن هستند و از نوع توده‌های متاآلومین- پرآلومین و تیپ I هستند و در محیط تکتونوماگمایی حاشیه فعال قارهای تا پـس از برخـورد تشـکیل شده‌اند. کانی‌سازی در کانسار غرب گلستانآباد به‌صورت کانسنگ‌های مگنتیت- آپاتیت و با ساخت و بافت‌های رگه- رگچه‌ای، برشی، توده‌ای و دانهپراکنده در توده مونزودیوریت- مونزوگابرویی رخ داده است. کانسنگ از کانی‌های فلزی مگنتیت، هماتیت، پیریت، کالکوپیریت، کالکوسیت، کوولیت و ترکیبات هیدروکسیدی آهن و کانی‌های غیرفلزی آپاتیت، اکتینولیت، ترمولیت، کوارتز، اپیدوت، کلریت و سریسیت تشکیل یافته است. دگرسانیهای گرمابی همراه با کانسنگ‌های آهن- آپاتیت از انواع اکتینــولیتی شــدن، سیلیســی شدن، سریسیتی شدن، پروپیلیتی شدن و سولفیدی شدن هستند. الگوهای فراوانی و تغییرات عناصر نادر خاکی در کانی‌های مگنتیت، آپاتیت و سنگ میزبان کانی‌سازی به نسبت مشابه میباشد و یک ارتباط زایشی میان کانسنگ‌های آهن- آپاتیت با توده نفوذی مونزودیوریت- مونزوگابرویی را نشان می‌دهند. مطالعه ریزدماسنجی بر روی میانبارهای دوفازی غنی از مایع به‌دام افتاده در بلورهای آپاتیت، بیانگر دمای همگن‌شدگی سیالات کانه‌ساز در بازه 347 تا 547 درجه سانتی‌گراد و شوری 5.86 تا 21.68 درصد وزنی معادل نمک طعام است. این کانسار از نظر ویژگیهای زمین‌شناختی و کانی‌سازی، بیشترین شباهت را با ذخایر تیپ اکسید آهن- آپاتیت (IOA) نشان می‌دهد.
واژه‌های کلیدی: زنجان، ژئوشیمی، غرب گلستانآباد، کانه‌زایی اکسید آهن- آپاتیت، میانبارهای سیال.
Geology, mineralogy, geochemistry, and fluid inclusion study of the West of Golestanabad iron oxide-apatite deposit, northeast of Zanjan
Dariush Arab Zozani1, Hossein-Ali Tajeddin2*, Majid Ghaderi3
1 M.Sc.gratuated, Department of Economic Geology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran
2 Assistant Professor, Department of Economic Geology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran
3 Professor, Department of Economic Geology, Faculty of Basic Sciences, Tarbiat Modares University, Tehran
Abstract
The West of Golestanabad deposit is located 13 km northwest of Zanjan, within the Tarom subzone of the Western Alborz-Azerbaijan structural zone. The rocks in the deposit area predominantly consist of an Eocene volcano-pyroclastic sequence of tuff and lava ranging from andesite to trachyandesite in composition intruded by a monzodiorite-monzogabbro subvolcanic intrusive of Upper Eocene-Oligocene age. The intrusive rocks have calc-alkaline affinity and are classified as metaluminous-prealuminous I-type magmas. Magmatism of the area is synorogenic to post-orogenic and related to active continental margin environments. Mineralization at the West of Golestanabad occurs as vein-veinlets, brecciated, massive, and disseminated iron oxide-apatite within the monzodiorite-monzogabbro intrusions. Mineral assemblages of the deposit consist of magnetite, hematite, pyrite, chalcopyrite, chalcocite, covellite, iron hydroxide minerals, apatite, actinolite, tremolite, quartz, epidote, chlorite and sericite. The main alteration minerals are actinolite, quartz, sericite, epidote, and minor sulfide minerals, which are associated with the iron oxide-apatite ores. Similar REE patterns of apatite and magnetite with host rock samples demonstrate a genetic link between the iron oxide-apatite mineralization and monzodiorite-monzogabbro intrusions. Fluid inclusion studies on the apatite indicate homogenization temperatures between 347 and 547°C and salinity from 5.86 to 21.68 wt.% NaCl eq. for the two-phase (LV) inclusions. The study indicates that the main characteristics of the geology and mineralization of the West of Golestanabad deposit are similar to those of the iron oxide- apatite (IOA) deposits.
Keywords: Fluid inclusions, Geochemistry, Magnetite-apatite mineralization, West of Golestanabad, Zanjan.
مقدمه
عمده کانسارهای آهن- آپاتیت شناسایی شده ایران، در دو ناحیه بافق (Mücke and Yousefi, 1994; Majidi et al., 2021; Rahimi et al., 2016) در ایران مرکزی و طارم (Nabatian et al., 2013; Mokhtari et al., 2017) در شمال‌غرب کشور رخداد دارند و به‌عنوان مهمترین ذخایر تیپ IOA مطالعه و معرفی شده‌اند (Nabatian et al., 2015). البته در چند سال اخیر تعدادی ذخیره IOA در ارتباط با ماگماتیسم کمان ماگمایی ارومیه- دختر نیز شناسایی و معرفی شده‌اند. رخداد کانسنگ‌های آهن- آپاتیت در سنگ‌های آتشفشانی- ماگمایی گستره یولاق (شمال‌غرب ساوه) مهمترین نمونه آن است (گروه معدنی و بازرگانی زرمش، www.Zarmesh.com/nproject/).
ایالت فلززایی طارم که در پهنه البرز غربی- آذربایجان قرار دارد (شکل 1- الف)، میزبان مجموعه‌ای از ذخایر اکسید آهن- آپاتیت در شرق شهر زنجان میباشد (نباتیان، 1391). از مهمترین نمونه‌های این تیپ از ذخایر می‌توان به کانسارهای سرخه‌دیزج (نباتیان، 1387؛ سالاروند، 1398؛ Nabatian and Ghaderi, 2013)، زرنان (گراوندی، 1400)، گلستانآباد (عرب زوزنی، 1399؛ کردیان، 1399؛ صحتی، 1402)، ذاکر (خان‌محمدی، 1387؛ واقفی، 1402)، اسکند (واقفی، 1402)، آراسو (داودی، 1398)، علی‌آباد- مروارید (مظهری، 1389) اشاره کرد (شکل 1- ب).
کانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد در فاصله 10 کیلومتری شمال‌شرق زنجان و 5/2 کیلومتری شمال‌شرق روستای زرنان واقع شده است. لازم به ذکر است در فاصله شش کیلومتری شرق روستای زرنان، کانسار دیگری با نام "معدن آهن گلستانآباد" مشغول به فعالیت و استخراج کانسنگ آهن است و در سال‌های اخیر توسط کردیان (1399) و صحتی (1402) مورد مطالعه قرار گرفتند. لازم به ذکر است کانسار موضوع پژوهش حاضر، که با نام "کانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد" مورد مطالعه قرار دارد، در فاصله هوایی چهار کیلومتری شمال‌غرب معدن (کانسار) گلستانآباد (کردیان، 1399؛ صحتی، 1402) واقع شده و به لحاظ ویژگیهای زمین‌شناسی و کانی‌سازی، شباهت‌ها و تفاوت‌های قابل توجهی با یکدیگر دارند. فعالیت‌های اکتشافی در گستره کانسار غرب گلستانآباد، که در سال‌های 1394 تا 1396 توسط شرکت خدمات اکتشافی کشور انجام شده، شامل تهیه نقشه زمین‌شناسی- معدنی با مقیاس‌های 1:5000 و 1:1000، مطالعات ژئوفیریکی (مغناطیسسنجی)، حفر ترانشه، گمانه‌های مغزه‌گیری و آنالیز شیمیایی نمونه‌های کانسنگی میباشد. در پژوهش حاضر، ویژگیهای زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ژئوشیمی و میانبارهای سیال در کانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد مورد مطالعه قرار گرفت و با توجه به ویژگیهای مذکور، تیپ کانی‌سازی و چگونگی نهشت کانسنگ تعیین شده است. بدیهی است نتایج مطالعه این کانسار میتواند برای اکتشاف این تیپ از ذخایر، در بخش‌هایی از زیرپهنه طارم که شرایط زمین‌شناسی مشابهی دارند، مورد استفاده قرار گیرد.
روش مطالعه
این پژوهش شامل دو بخش مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی است. مطالعات صحرایی، تهیه نقشه زمین‌شناسی با مقیاس 1:1000، مطالعه پهنه‌های کانی‌سازی و ساخت و بافت کانسنگ‌ها را شامل می‌شود. در این مرحله، همزمان با تهیه نقشه زمین‌شناسی، بالغ بر 50 نمونه سنگی از رخنمون‌ها، ترانشه‌ها و مغزه‌های حفاری برداشت و به آزمایشگاههای مربوطه ارسال شد. در مرحله مطالعات آزمایشگاهی، پس از بررسی‌های مقدماتی، از میان نمونه‌های برداشت شده، تعداد 12 مقطع نازک، 25 مقطع نازک- صیقلی و سه مقطع دوبرصیقلی تهیه و به‌منظور مطالعات سنگ‌شناسی، کانه‌نگاری، ساخت، بافت و میانبارهای سیال مطالعه شدند. پس از مطالعه نمونه‌ها در مقیاس‌های نمونه دستی و زیر میكروسكوپ، 12 نمونه معرف، به‌منظور تعیین فراوانی اکسیدهای اصلی و عناصر فرعی و كمیاب با روش‌های XRF و ICP-MS انتخاب و آماده‌سازی شدند. نمونه‌ها از تـوده مونزودیوریت- مونزوگابرویی میزبان كانهزایی (چهار نمونه)، کانی‌های مگنتیت (سه نمونه) و آپاتیت (پنج نمونه) انتخاب شدند. جهت آماده‌سازی، تمامی نمونه‌ها توسط سنگ‌شكن فكی در اندازه‌های کوچکتر از 5 میلی‌متر خرد و سپس به آزمایشگاههای مربوطه ارسال شدند. آنالیز اكسـیدهای اصلی به روش XRF در آزمایشگاه بخش زمین‌شناسی دانشگاه تربیت مدرس و آنالیز عناصر فرعی و كمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما به انجام رسید. بـرای پردازش و تحلیل داده‌های حاصل از آنالیز ژئوشیمیایی اکسیدهای اصلی، عناصر اصلی، فرعی و كمیاب و رسم نمودارها، از نرم‌افزارهای Excel، Minpet و GCDkit استفاده شده است.
مطالعات میانبارهای سیال بر روی پنج نمونه از کانی‌های آپاتیت انجام شد. اندازه‌گیری‌های ریزدماسنجی با استفاده از دستگاه میانبار سیال مدل Linkam THMSG600 متصل به میکروسکوپ Zeiss و مجهز به كنترل‌كننده حرارتی TMS94 و سردکننده LNP در مركز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران انجام شده است. دامنه حرارتی دستگاه، 196- تا 600+ درجه سانتی‌گراد است. کالیبراسیون دستگاه در مرحله گرمایش با دقت 6/0± درجه صورت گرفت و با نیترات سزیم با نقطه ذوب 414 درجه سانتی‌گراد و در مرحله سرمایش با دقت 2/0± درجه سانتی‌گراد و با ماده استاندارد ان- هگزان1 با نقطه ذوب 3/94- درجه سانتی‌گراد انجام شد. میزان شوری به‌صورت معادل درصد وزنی نمک طعام2 و از طریق دمای ذوب آخرین قطعه یخ3 با استفاده از فرمول ارائه شده توسط هال و همکاران (Hall et al., 1988) و مقایسه با روش استرنر و همکاران (Sterner et al., 1988) محاسبه شده است.
زمین‌شناسی
1. n-Hexane
2. wt.% NaCl equiv.
3. Tm-ice
کانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد در پهنه البرز غربی- آذربایجان (آقانباتی، 1383) و در زیرپهنه طارم (Nabatian and Ghaderi, 2013) واقع شده است (شکل 1- الف). این گستره در نقشه‌های زمین‌شناسی 1:250.000 چهارگوش زنجان (Stöcklin and Eftekhrnezhad, 1969) و 1:100.000 ورقه طارم (امینی و امینی چهرق، 1379) قرار دارد. براساس نقشه و گزارش زمین‌شناسی 1:100.000 ورقه طارم، روند عمومی ساختارهای زمین‌شناسی، همسان با دیگر مناطق البرز غربی، شمال‌غرب- جنوب‌شرق میباشد. پی‌سنگ قدیمی این ناحیه از سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی دگرگون شده منسوب به پرکامبرین تشکیل شده است. در ائوسن بر اثر فازهای کششی، حجم زیادی از گدازه‌های آتشفشانی و مواد آذرآواری به‌همراه نهشته‌های رسوبی نهشته شده است. بیشتر سنگ‌های گدازه‌ای و پیروکلاستیکی در این زیرپهنه، که از آندزیت، الیوین بازالت، ماسه‌سنگ و توف تشکیل شده‌اند، متعلق به سازند کرج هستند (Hirayama et al., 1966) و پس از این در اثر تزریق سنگ‌های نفوذی بعد از ائوسن قرار دارند. این سازند در البرز غربی و مرکزی، قسمتی از مجموعه ماگمایی البرز به سن ائوسن است که در محیط تکتونیکی کمان و پشت‌کمانی و رژیم کششی بعد از برخورد نهشته شده است (Berberian and King, 1981; Hassanzadeh et al., 2008; Mirnejad et al., 2010; Asiabanha and Foden, 2012).
واحدهای سنگی رخنمون یافته در نقشه زمین‌شناسی گستره کانسار غرب گلستانآباد با مقیاس 1:1000، شامل یک توالی از سنگ‌های آتشفشانی متعلق به سازند کرج (ائوسن) متشکل از توف و گدازه‌های با ترکیب حدواسط (آندزیت تا تراکی‌آندزیت) میباشد و توسط توده‌های نفوذی نیمه‌عمیق مونزودیوریت- مونزوگابرویی با سن ائوسن پایانی- الیگوسن قطع شده است (شكل 2). بهطور خلاصه، زمین‌شناسی واحدهای سنگی در گستره کانسار غرب گلستانآباد به شرح زیر است:
شکل 1. الف) نقشه پهنه‌های رسوبی- ساختاری ایران (آقانباتی، 1383)، ب) نقشه زمین‌شناسی ساده شده ذخایر آهن زنجان، با کمی تغییرات از نباتیان و قادری (Nabatian and Ghaderi, 2013)، موقعیت کانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد با چهارگوش سیاه رنگ بر روی نقشه مشخص شده است
شکل 2. نقشه زمین‌شناسی با مقیاس 1:5000 محدوده اکتشافی غرب گلستانآباد
واحد Et1: این واحد با رنگ رخنمون خاکستری روشن نزدیک به نیمی از گستره محدوده را پوشش داده و بلندترین ارتفاعات گستره را شامل شده است. واحد Et1 از تناوب ویتریک‌توف و کریستال‌توف همراه با میان‌لایه‌هایی از ایگنمبریت تشکیل شده است. براساس مطالعات میکروسـکوپی، توف‌های بلـورین (کریستال‌توف) دارای بافــت پورفیروکلاســتیک هستند و متشــکل از درشت‌بلورهــای پلاژیوکلاز و مقادیر فرعی کوارتز، آلکالی‌فلدسپار، کانی‌های مافیک و کانی‌های کدر هستند. بلورهای پلاژیوکلاز به‌صورت کانی‌های نیمه‌شکل‌دار تا خودشکل و در اندازه‌های 3/0 تا دو میلی‌متر فراوان‌ترین میباشند و اغلب بهطور جزئی توسط سریسیت، کلسیت و کانی‌های رسی جانشین شده‌اند. کانی‌های مافیک، که بهطور معمول کمتر از 10 درصد از سطح مقطع را تشکیل داده‌اند، اغلب بهطور کامل توسط کلریت، کلسیت، سریسیت و اکسیدهای آهن جانشین شده‌اند. توف‌های شیشه‌ای (ویتریک‌توف) دارای بافــت ویتروکلاســتیک هستند و بیشتر از خاکستر (شیشه) همراه با بلورهای پراکنده پلاژیوکلاز، کوارتز، آلکالی‌فلدسپار و کانی‌های کدر تشکیل شده‌اند (شکل 3- الف). کانی‌های مذکور پنج تا 20 درصد از سطح مقطع را تشکیل داده و در خمیره‌ای از شیشه، که کم‌وبیش دچار شیشه‌زدایی (دویتریفیکاسیون) شده‌اند، پراکنده هستند. این واحد گاه واجد ساخت و بافت‌های نواری- جریانی (ایگنمبریتی) هستند و از نوارهای جریانی ناپیوسته با ضخامت‌های کمتر از یک سانتی‌متر تشکیل شده است. ترکیب سنگ‌شناسی این میان‌لایه‌ها ریولیتی میباشد و از بلورهای کوارتز، پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار در خمیره‌ای از خاکستر (شیشه) تشکیل شده است. خمیره، کم و بیش متحمل دگرسانی و شیشه‌زدایی (دویتریفیکاسیون) شده است.
واحد Ean: این واحد با رنگ رخنمون قهوه‌ای تیره تا سیاه (جلای ورنی) و رنگ سطح شکسته سبز تا خاکستری تیره، رخنمون کوچکی در جنوب‌غرب گستره را دارا است. براساس مطالعات میکروسـکوپی، نمونه‌های برداشت شده از واحد Ean متعلق به یک واحد گدازه‌ای با ترکیب آندزیت- تراکی‌آندزیتی است و واجد بافت پورفیری با خمیره‌ای شیشه‌ای میباشند و در آن پورفیروبلاست‌ها متشــکل از درشت‌بلورهــای پلاژیوکلاز و مقادیر فرعی آلکالی‌فلدسپار، کانی‌های مافیک، کوارتز و کانی‌های کدر هستند (شکلهای 3- ب و ج). در قسمت‌هایی از مقطع، به‌واسطه هم رشدی کانی‌های فنوکریست، بافت گلومروپورفیریک قابل مشاهده است. بلورهای پلاژیوکلاز که گاه دارای بافت غربالی هستند، به‌صورت کانی‌های نیمه‌شکل‌دار تا خودشکل و در اندازه‌های 3/0 تا سه میلی‌متر فراوان‌ترین میباشند و اغلب مقادیر جزئی توسط کلسیت و سریسیت جانشین شده‌اند. شدت دگرسانی در مرکز بلورها بیشتر از حاشیه آنها میباشد و نشانه کلسیک‌تر بودن مرکز بلورها و منطقهبندی عادی در پلاژیوکلازها است. وجود هسته کلسیك در پلاژیوکلازها، نشانه تبلور زودهنگام این کانی‌ها از مذاب اولیه میباشد. کانی‌های مافیک، که پنج تا 10 درصد از سطح مقطع را تشکیل داده‌اند، اغلب بهطور کامل توسط کلریت، اپیدوت، کلسیت و اکسیدهای آهن جانشین شده‌اند. خمیره شیشه‌ای سنگ، کم‌وبیش دچار شیشه‌زدایی (دویتریفیکاسیون) شده است.
واحد Et2: این واحد که با رنگ خاکستری روشن، گستره قابل توجهی در شمال و غرب گستره را پوشش داده است، از قطعات سنگی با ابعاد یک میلی‌متر تا پنج سانتی‌متر (و به‌ندرت تا ۱۰ سانتی‌متر) و اجزای بلورین در خمیره‌ای از خاکستر آتشفشانی تشکیل شده است. قطعات سنگی اغلب از جنس گدازه آندزیتی تا تراکی‌آندزیتی با بافت پورفیری هستند و اغلب با اشکال گوشه‌دار مشاهده می‌شوند (شکل 3- د). فنوکریست‌های موجود در قطعات سنگی اغلب شامل درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز و کمتر کانی‌های مافیک دگرسان شده (به کلریت، کلسیت، اپیدوت و اکسیدهای آهن) هستند. اجزای بلورین قابل تشخیص در سنگ، بیشتر پلاژیوکلازها در همراهی با مقادیر فرعی کانی‌های مافیک (بیشتر هورنبلند و گاه بیوتیت) را شامل می‌شوند. پلاژیوکلازها کم‌وبیش به سریسیت و کلسیت دگرسان شده‌اند. کانی‌های مافیک نیز اغلب بهطور کامل توسط کلریت، اپیدوت، کلسیت، کانی‌های رسی و اکسیدهای آهن جانشین شده‌اند. با توجه به شکل کانی دگرسان شده و نوع محصولات جانشینی، شاید کانی‌های مافیک از نوع بیوتیت و آمفیبول باشند. خمیره سنگ، کریپتوکریستالین تا شیشه‌ای هستند و از شیشه آتشفشانی دگرسان شده، میکرولیت‌های پلاژیوکلاز، کوارتز، کانی‌های کدر و کانی‌های دگرسانی تشکیل شده است.
مونزودیوریت- مونزوگابرو (md)
توده‌های نیمه‌عمیق با ترکیب مونزودیوریت- مونزوگابرویی و با رنگ رخنمون خاکستری تا سبز تیره سطح قابل توجهی از بخش‌های میانی گستره را پوشش داده است. توده‌های مذکور میزبان اصلی کانسنگ‌های آهن- آپاتیت هستند و حجم قابل توجهی از آنها در همبری واحدهای آتشفشانی Et1 و Et2 تزریق شده‌اند (شکلهای 2 و 4). براساس مطالعات میکروسکوپی، توده‌های مونزودیوریت- مونزوگابرویی واجد بافت پورفیروئیدی میباشند و از پورفیروبلاست‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و آلکالی‌فلدسپار همراه با کانی‌های فرعی کوارتز، آپاتیت، کانی‌های کدر و زیرکن در خمیره‌ای ریزبلور (میکروگرانولار) تشکیل شده‌اند (شکل 3- ه). پلاژیوکلازها به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا خودشکل و در اندازه‌های 200 میکرون تا سه میلی‌متر، حدود 40 درصد از سطح مقطع را تشکیل داده‌اند. پلاژیوکلازها اغلب بهطور جزئی توسط سریسیت و کمتر توسط کلسیت جانشین شده‌اند. پیروکسن‌ها در اندازه‌های کوچکتر از 5/1 میلی‌متر، پنج تا 10 درصد از سطح مقطع را پوشش داده‌اند. پیروکسن‌ها بهطور جزئی تا قابل توجه توسط کلریت و کمتر توسط کانی‌های کربنات (کلسیت)، اپیدوت و اکسیدهای آهن جانشین شده‌اند. آلکالی‌فلدسپارها به‌صورت بلورهای بی‌شکل در اندازه‌های 4/0 تا دو میلی‌متر، پنج تا 10 درصد از سطح مقطع را تشکیل داده‌اند. کانی‌های مذکور اغلب بهطور جزئی توسط کلسیت و سریسیت جانشین شده‌اند. در یکی از مقاطع مطالعه شده، تعداد انگشت‌شماری از فنوکریست‌های نیمه‌شکل‌دار کوارتز با اندازه‌های 3/0 تا 5/1 میلی‌متر مشاهده شده است. کانی‌های نیمه‌شکل‌دار تا خودشکل کدر (اغلب مگنتیت) در اندازه‌های 50 تا 600 میکرون و با فراوانی سه تا پنج درصد در سطح مقاطع مورد مطالعه پراکنده‌اند.
شکل 3. الف) تصویر میکروسکوپی از سنگ‌های ویتریک‌توف در همراهی با واحد Et1، ب و ج) تصاویر میکروسکوپی از واحد گدازه آندزیت و تراکی‌آندزیتی (Ean)، د) تصویر واحد لیتیک‌توف (Et2)، ه) تصویر میکروسکوپی از توده مونزودیوریتی (md) در محدوده غرب گلستانآباد. تصاویر میکروسکوپی در نور عبوری با نیکول‌های متقاطع (XPL) برداشت شدند. Afs: آلکالی‌فلدسپار، Hbl: هورنبلند، Opq: کانی کدر، Pl: پلاژیوکلاز، Px: پیروکسن. نشانههای اختصاری کانی‌ها از ویتنـی و اوانـز (Whitney and Evans, 2010) اقتباس شده‌اند
ساخت، بافت و کانی‌شناسی کانسنگ
کانی‌سازی اکسید آهن- آپاتیت در کانسار غرب گلستانآباد، در دو سینه‌کار استخراجی شرقی و غربی، که حدود 300 متر از هم فاصله دارند، برونزد دارند (شکل 4). کانسنگ‌های معدنی در هر دو موقعیت با ساخت و بافت‌های رگه- رگچه‌ای، توده‌ای و دانهپراکنده در توده مونزودیوریت- مونزوگابرویی مشاهده می‌شوند (شکل 5). کانی‌سازی اغلب به‌صورت رگه‌های مگنتیت- آپاتیت (و اکتینولیت) در راستای عمومی شرقی- غربی تا شمال‌شرق- جنوب‌غربی با طول‌های پنج تا چند ده متر و ضخامت‌های 1/0 تا دو متر برونزد دارند. ضخامت رگه‌ها در داخل ترانشه‌ها گاه به پنج متر نیز بالغ می‌شود.
کانه اصلی در کانسنگ‌ها مگنتیت است و با مقــادیر فرعی از کانی‌های آپاتیت، اکتینولیت و کانی‌های سولفیدی (پیریت± کالکوپیریت) همراهی می‌شود. بیشینه فراوانی اکسیدهای آهن (Fe2O3+ FeO) و اکسید فسفر (P2O5) در کانسنگ‌های معدنی به‌ترتیب 3/70 و 9/16 درصد اندازه‌گیری شده است (شرکت خدمات اکتشافی کشور، 1396).
شکل 4. تصویری از گسترش زون‌های کانی‌سازی در سنگ میزبان مونزودیوریت- مونزوگابرو (md) که در واحدهای آتشفشانی ائوسن (واحدهای Et1 و Et2) تزریق شده‌اند، دید به‌سوی شمال
جایگیری توده مونزودیوریت- مونزوگابرویی (md) در سنگ‌های آتشفشانی ائوسن (واحدهای Et1 و Et2) و متعاقب آن، صعود سیالات گرمابی نشأت گرفته از توده مذکور، به رخداد دگرسانی و كانی‌سازی در توده نفوذی میزبان کانسار منجر شده است. مهمترین دگرسانیهای گرمابی رخ داده در گستره شامل اکتینــولیتی شــدن، سیلیســی شدن، سریسیتی شدن، پروپیلیتی شدن و سولفیدی شدن هستند. دگرسانی اكتینولیتی (± ترمولیت)، پروپیلیتی و سولفیدی اغلب در همراهی و نیز در اطراف کانسنگ‌های آهن- آپاتیت قابل مشاهده هستند.
در مقیاس‌های رخنمون و نمونه دستی، کانسنگ‌ها اغلب به‌صورت رگه- رگچه‌ای، برشی و کمتر توده‌ای و دانهپراکنده مشاهده می‌شوند. براساس مطالعه و بررسی میکروسکوپی مقاطع نازک- صیقلی، کانسنگ‌ها از کانی‌های فلزی مگنتیت، هماتیت، پیریت، کالکوپیریت، کالکوسیت، کوولیت و ترکیبات هیدروکسیدی آهن و کانی‌های غیرفلزی اکتینولیت، ترمولیت، آپاتیت، کوارتز، کلریت، اپیدوت و سریسیت تشکیل شده‌اند (شکلهای 6 و 7).
مگنتیت به‌صورت بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و گاه خودشکل در اندازه‌های 100 میکرون تا پنج میلی‌متر، بهطور معمول 20 تا 90 درصد از حجم کانسنگ را تشکیل داده است. مگنتیت‌ها بهطور معمول واجد بافت‌های توده‌ای، رگچه‌ای و دانهپراکنده هستند، ولی در قسمت‌هایی از کانسنگ ممکن است توسط کانی‌های دگرسانی تأخیری قطع شده و بافت خرد و برشی شده (کاتاکلاستیک) نشان دهند. در مقیاس‌های نمونه دستی و میکروسکوپی، مگنتیت‌ها در دو نسل رخداد داشته‌اند: الف) مگنتیت‌های نسل اول که فراوان‌ترین نوع مگنتیت‌ها را شامل می‌شوند، اغلـب به‌صورت همرشد با بلورهای آپاتیت و اکتینولیت (± ترمولیت) مشاهده می‌شوند و ب) مگنتیت‌های نسل دوم، که به‌صورت رگچه‌های تأخیری مجموعه مگنتیت- آپاتیت- ترمولیت‌های نسل اول را قطع کرده‌اند. برخی بلورهای مگنتیت از حاشیه‌ها و مرز شکستگی‌ها، مارتیتی شده و بــه هماتیــت تبدیل شده‌اند.
شکل 5. الف) تصویری از رخنمون کانسنگ آهن (مگنتیت) و آپاتیت با ساخت رگه‌ای در توده مونزودیوریت- مونزوگابرو (md) که در اطراف با دگرسانیهای گرمابی همراه است، ب) تصویر دیگری از رخنمون کانسنگ آهن با ساخت توده‌ای، ج و د) کانی‌سازی آهن (مگنتیت) با ساخت رگه- رگچه‌ای (استوک‌ورک) در توده مونزودیوریت- مونزوگابرو، در قسمت‌هایی از تصویر "د" ساخت برشی نیز مشهود است
شکل 6. تصاویری از ساخت، بافت و کانی‌شناسی کانسنگ‌های آهن و آپاتیت در کانسار غرب گلستانآباد در مقیاس نمونه دستی، الف و ب) همرشدی مگنتیت و آپاتیت‌های شکل‌دار، ج) رخداد پیریت در همراهی با مگنتیت، د) رگچه‌های آپاتیت، کانسنگ مگنتیتی را قطع کرده‌اند، ه و و) همرشدی آپاتیت، مگنتیت و اکتینولیت، ز) دگرسانی اپیدوت که بر روی کانسنگ مگنتیتی رونقش شده است، ح) رگچه‌های انباشته از کلریت، کانسنگ مگنتیتی را قطع کرده‌اند. Act: اکتینولیت، Ap: آپاتیت، Chl: کلریت، Ep: اپیدوت، Mag: مگنتیت. نشانههای اختصاری کانی‌ها از ویتنـی و اوانـز (Whitney and Evans, 2010) اقتباس شده‌اند
شکل 7. تصاویر میکروسکوپی، (الف و ب در نور عبوری با نیکول‌های متقاطع، XPL، بقیه تصاویر در نور انعکاسی) از کانی‌های فلزی و روابط بافتی در کانسنگ‌های آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد، الف و ب) همرشدی آپاتیت، مگنتیت و اکتینولیت، ج) رگچه پیریت، مگنتیت‌ها را قطع کرده است، د) رگچه انباشته از ترکیبات هیدروکسیدی آهن، که احتمالاً از اکسایش کانه‌های سولفیدی حاصل شده‌اند، بلورهای مگنتیت را قطع کرده است، ه) بلورهای مگنتیت از حاشیه توسط هماتیت جانشین شده‌اند، و) همرشدی مگنتیت و کالکوپیریت، ز) همرشدی پیریت، کالکوپیریت و مگنتیت، ح) رگچه کالکوپیریت، بلورهای پیریت و مگنتیت را قطع کرده و کالکوپیریت نیز به‌صورت بخشی توسط کالکوسیت جانشین شده است، ط) همرشدی پیریت و هماتیت. Act: اکتینولیت، Apt: آپاتیت،Cc : کالکوسیت، Ccp: کالکوپیریت، Fe-ox: ترکیبات هیدروکسیدی آهن، Hem: هماتیت و py: پیریت. نشانههای اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) اقتباس شده است
پیریت‌ها به‌صورت بلورهــای بی‌شکل تا خودشکل و در اندازه‌های 50 میکرون تا 1.5 میلی‌متر، بهطور معمول کمتر از یک درصد سطح مقطع را پوشش داده‌اند. پیریت به عنوان فراوان‌ترین کانه سولفیدی، در همراهی با مجموعه‌های مگنتیت- آپاتیت و اکتینولیت‌های نسل‌های اول و دوم قابل مشاهده است. در نمونه‌های سطحی، پیریت‌ها کم‌وبیش اکسایش یافته و توسط ترکیبات هیدروکسیدی آهن جانشین شده‌اند.
کالکوپیریت‌ها به‌صورت بلورهای بی‌شکل در اندازه‌های کوچکتر از یک میلی‌متر و با فراوانی ناچیز در سطح مقطع پراکنده‌اند. کالکوپیریت‌ها نیز در همراهی با هر دو نسل از مجموعه‌های کانیایی مگنتیت- آپاتیت و اکتینولیت مشاهده شده‌اند. کالکوپیریت‌ها گاه از حاشــیه بلور و مرز شکستگی‌ها توسط کالکوسیت، کوولیت و ترکیبات هیدروکسیدی آهن جانشین شده‌اند.
آپاتیت به عنوان شاخص‌ترین کانی همراه با مگنتیت‌ها و به‌صورت بلورهای متوسط تا درشت‌بلور در اندازه‌های 0.1 تا پنج سانتی‌متر در بیشتر کانسنگ‌ها قابل مشاهده است. در نمونه‌های دستی اغلب، بلورهای آپاتیت به رنگ‌های سفید تا خاکستری روشن و گاه صورتی دیده می‌شوند. در مقیاس‌های نمونه دستی و میکروسکوپی، آپاتیت‌ها در همراهی با مگنتیت و اکتینولیت در دو نسل تشکیل شده‌اند، فراوان‌ترین رخداد آپاتیت‌ها در همراهی با مگنتیت و اکتینولیت‌های نسل اول قابل مشاهده است.
اکتینولیـت، دیگـر کـانی شاخص همراه با کانه‌زایی اکسـید آهـن- آپاتیـت در ایـن کانسار است و به‌صورت بلورهای کشیده منشوری و سوزنی‌شکل در دو نسل و به‌صورت مجموعه کانیایی الف) مگنتیت- آپاتیت- اکتینولیت (نسل اول) و ب) مگنتیت- آپاتیت- اکتینولیت (نسل دوم) مشاهده می‌شوند. تیغه‌های اکتینولیت گاه به‌صورت میانبار در داخل آپاتیت‌های نسل اول دیده شده است. اندازه بلورهای اکتینولیت به‌طورمعمول از یک میلی‌متر تا دو سانتی‌متر در تغییر است و بهطور معمول در مقادیر جزئی تا قابل توجه توسط کربنات (کلسیت) جانشین شده‌اند.
اپیدوت و با فراوانی کمتر کلریت از دیگر کانی‌های دگرسانی مشاهده شده در نمونه‌های کانسنگی هستند که بهطور معمول در مرحله پایانی تکامل کانسنگ تشکیل شده و مجموعه کانی‌های مگنتیت- آپاتیت و اکتینولیت (نسل اول) را قطع کرده‌اند.
با توجه به روابط بافتی و کانی‌شناسی نمونه‌های کانسنگی مطالعه شده در مقیاس‌های نمونه دستی و میکروسکوپی، توالی پاراژنزی کانی‌ها در کانسار اکسید آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد در شکل 8 رسم شده است.
شکل 8. نمودار توالی پاراژنزی در کانسنگ‌های آهن- آپاتیت کانسار غرب گلستانآباد
رده‌بندی شیمیایی، سری ماگمایی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های میزبان کانی‌سازی
به‌منظور تعیین فراوانی اکسیدهای اصلی، عناصر فرعی و كمیاب، چهار نمونه از توده مونزودیوریت- مونزوگابرویی میزبان کانی‌سازی در کانسار غرب گلستانآباد برداشت و با استفاده از روش‌های XRF و ICP-MS به‌ترتیب در آزمایشگاههای بخش زمین‌شناسی دانشگاه تربیت مدرس و شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما آنالیز شدند (جدول 1). نمودارهای متعددی برای نامگذاری سنگ‌های آتشفشانی براساس ترکیب شیمیایی آنها ارائه شده است. از مهمترین آنها می‌توان به نمودارهای کاکس و همکاران (Cox et al., 1979) و میدل‌موست (Middlemost, 1994) اشاره کرد. بر طبق این دو نمودار، که براساس تغییرات میزان سیلیس (SiO2) در مقابل مجموعه آلكالی (Na2O+K2O) رسم می‌شوند، سنگ‌های نفوذی گستره غرب گلستانآباد در قلمرو مونزودیوریت و مونزوگابرو قرار می‌گیرند (شکل 9).
جدول 1. داده‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی (بر پایه درصد وزنی یا wt.%) و عنصرهای کمیاب (بر پایه گرم در تن یا ppm)، الف) سنگ میزبان نفوذی با ترکیب مونزودیوریت- مونزوگابرو (md)، ب) بلورهای مگنتیت (Mag) ، ج) بلورهای آپاتیت (Ap) در گستره کانسار آهن غرب گلستانآباد
Sample Type | G-1 Ap | G-33 Ap | G-18 Ap | G-41 Ap | G-65 Ap | G-28 Mag | G-31A Mag | G-31B Mag | G-27 md | G-49 md | G-50 md | G-3 Md |
Al2O3 | 0.124 | 0.084 | 0.18 | 0.027 | 0.102 | 0.57 | 1.06 | 1.03 | 14.75 | 16.46 | 16.74 | 14.55 |
CaO | 49.82 | 48.232 | 46.188 | 49.99 | 0.539 | 0.46 | 3.02 | 2.67 | 2.25 | 1.35 | 2.94 | 0.04 |
Fe2O3 | 0.854 | 2.447 | 2.248 | 1.123 | 3.522 | 83.22 | 76.09 | 78.01 | 15.58 | 12.97 | 13.14 | 15.08 |
K2O | 0.010 | 0.005 | 0.018 | 0.012 | 0.006 | 0.07 | 0.08 | 0.08 | 4.04 | 4.86 | 3.64 | 3.91 |
MgO | 0.63 | 0.745 | 0.152 | 0.907 | 1.389 | 0.90 | 1.34 | 1.66 | 9.4 | 8.43 | 8.29 | 9.12 |
MnO | 0.068 | 0.092 | 0.09 | 0.105 | 0.061 | 0.11 | 0.12 | 0.13 | 0.07 | 0.09 | 0.09 | 0.07 |
Na2O | 0.073 | 0.012 | 0.116 | 0.052 | 3.47 | 0.32 | 0.33 | 0.34 | 2.80 | 2.60 | 3.18 | 4.04 |
P2O5 | 42.17 | 40.33 | 39.60 | 41.77 | 40.366 | 0.50 | 3.45 | 3.04 | 0.48 | 0.29 | 0.33 | 0.24 |
SiO2 | 2.95 | 4.772 | 7.943 | 2.22 | 3.268 | 12.42 | 13.03 | 11.44 | 47.82 | 48.50 | 49.07 | 48.90 |
SO3 | 0.059 | 0.056 | 0.049 | 0.187 | 0.054 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.02 | 0.02 |
TiO2 | 0.024 | 0.06 | 0.038 | 0.017 | 0.008 | 1.13 | 1.25 | 1.28 | 0.94 | 1.25 | 0.87 | 0.89 |
LOI | 3.10 | 2.97 | 3.24 | 4.09 | 2.74 | 0.32 | 0.17 | 0.47 | 1.85 | 3.45 | 1.67 | 2.85 |
Total | 99.90 | 99.87 | 99.86 | 99.94 | 100.14 | 100.04 | 99.96 | 100.07 | 99.86 | 100.27 | 99.97 | 99.81 |
Ag | 0.08 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.2 | 0.3 | 0.3 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 |
As | 100 | 100 | 100 | 100 | 100 | 0.8 | 11.9 | 9.1 | 4.3 | 4.8 | 4 | 4.8 |
Ba | 5 | 6 | 5 | 8 | 4 | 8 | 9 | 9 | 196 | 575 | 334 | 213 |
Be | 0.4 | 0.4 | 0.5 | 0.4 | 0.4 | 0.7 | 1.3 | 1.1 | 1.3 | 1.8 | 2.3 | 1.4 |
Bi | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 |
Cd | 1.6 | 1.7 | 1.6 | 1.5 | 2.3 | 0.2 | 0.1 | 0.2 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.2 |
Co | 1 | 1 | 1.5 | 1 | 2.6 | 11.9 | 28.4 | 30.8 | 16.9 | 15.8 | 15.4 | 18.1 |
Cr | 8 | 8 | 7 | 8 | 7 | 15 | 119 | 97 | 76 | 56 | 84 | 73 |
Cs | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 4 | 5 | 4.1 | 4.3 |
Cu | 0.75 | 1 | 1 | 1 | 2 | 1 | 1 | 1 | 50 | 7 | 7 | 11 |
Hf | 0.99 | 0.9 | 0.78 | 1.12 | 0.94 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.7 | 0.5 | 0.83 | 0.59 |
In | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 |
Li | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 27 | 26 | 12 | 27 |
Mo | 0.5 | 0.5 | 0.2 | 0.6 | 1.2 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 |
Nb | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 9.8 | 16.7 | 9.3 | 10.3 |
Ni | 3 | 3 | 8 | 3 | 6 | 47 | 40 | 41 | 26 | 13 | 17 | 17 |
Pb | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 4 | 6 | 20 | 54 | 13 |
Rb | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 169 | 187 | 177 | 145 |
Sb | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 |
Sc | 0.9 | 0.9 | 2 | 1.1 | 2.1 | 1.5 | 23 | 2.3 | 27.6 | 31.6 | 26 | 30.2 |
Se | 46.89 | 49.15 | 42.63 | 57.7 | 49.42 | 0.5 | 1.86 | 1.51 | 0.5 | 0.5 | 0.5 | 0.5 |
Sn | 0.3 | 0.4 | 0.4 | 0.3 | 0.4 | 2.4 | 2.5 | 2.5 | 1.5 | 1.5 | 1.2 | 1.4 |
Sr | 123 | 127 | 114 | 142 | 138 | 3.7 | 8.3 | 7.1 | 185 | 172 | 207 | 187 |
Ta | 0.37 | 0.31 | 0.32 | 0.32 | 0.34 | 0.22 | 0.2 | 0.23 | 0.59 | 0.77 | 0.59 | 0.68 |
Te | 0.29 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 |
Th | 32.23 | 38.95 | 32.39 | 43.17 | 53.93 | 8.25 | 14.06 | 11.8 | 4.99 | 5.38 | 1.91 | 7.05 |
Tl | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.1 | 0.33 | 0.54 | 0.51 | 0.33 |
U | 5.3 | 5.9 | 3.8 | 6.7 | 14.59 | 1.8 | 3 | 2.81 | 1.5 | 1.7 | 1.1 | 1.7 |
V | 51 | 100 | 103 | 61 | 120 | 2796 | 2197 | 2315 | 430 | 372 | 337 | 385 |
W | 12.1 | 5.1 | 3.8 | 1.8 | 1.6 | 2.2 | 1.9 | 2.1 | 2.8 | 1.6 | 1.3 | 7.9 |
Y | 1124 | 1059 | 977 | 1211 | 1100 | 32.3 | 93.1 | 82.6 | 13.2 | 21.9 | 8.7 | 15.4 |
Zn | 1 | 1 | 1 | 1 | 1 | 31 | 29 | 35 | 17 | 31 | 67 | 24 |
Zr | 5 | 5 | 5 | 5 | 5 | 18 | 16 | 17 | 34 | 39 | 43 | 41 |
Ce | 1687 | 1632 | 1409 | 2521 | 2135 | 68 | 177 | 144 | 26 | 26 | 41 | 22 |
Dy | 213 | 197 | 184 | 240 | 210 | 7.8 | 18.78 | 16.76 | 3.08 | 4.13 | 2.46 | 3.46 |
Er | 113 | 106 | 96.27 | 125 | 113 | 3.6 | 10.08 | 8.88 | 1.7 | 2.26 | 1.31 | 1.91 |
Eu | 13.58 | 12.74 | 11.31 | 17.36 | 15.83 | 0.6 | 1.32 | 1.11 | 0.73 | 0.75 | 0.77 | 0.69 |
Gd | 281 | 258 | 243 | 330 | 289 | 9.49 | 22.38 | 20.36 | 3.43 | 4.18 | 2.77 | 3.88 |
La | 601 | 546 | 494 | 934 | 821 | 35 | 76 | 61 | 18 | 15 | 25 | 16 |
Lu | 10.7 | 10.03 | 9.03 | 11.87 | 10.91 | 0.37 | 1.01 | 0.87 | 0.18 | 0.25 | 0.18 | 0.24 |
Nd | 1159 | 1106 | 1012 | 1580 | 1361 | 49.1 | 108 | 91.7 | 17.7 | 19.7 | 19.8 | 8.9 |
Pr | 261 | 244 | 226 | 370 | 317 | 11 | 25.09 | 20.36 | 4.37 | 4.47 | 5.09 | 4.54 |
Sm | 264 | 246 | 229 | 325 | 284 | 10.12 | 22.83 | 20.22 | 3.73 | 4.14 | 3.39 | 4.13 |
Tb | 33.39 | 30.76 | 28.88 | 38.25 | 33.46 | 1.2 | 2.8 | 2.6 | 0.51 | 0.64 | 0.42 | 0.57 |
Tm | 13.04 | 12.32 | 11.1 | 14.37 | 13.14 | 0.53 | 1.31 | 1.15 | 0.25 | 0.33 | 0.23 | 0.31 |
Yb | 74.9 | 70.6 | 63.5 | 84.6 | 77.3 | 2.7 | 7.3 | 6.5 | 1.2 | 1.6 | 1 | 1.5 |
∑REE | 4579 | 4335 | 9797 | 6425 | 5530 | 114 | 361 | 205 | 42 | 41 | 67 | 38 |
شکل 9. طبقه‌بندی ژئوشیمیایی و نامگذاری توده نفوذی نیمه‌عمیق در محدوده غرب گلستانآباد با استفاده از، الف) نمودار SiO2 در مقابل K2O+Na2O (Middlemost, 1994) ، ب) نمودار Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Cox et al., 1979)
برای تعیین سری‌های ماگمایی تـوده میزبان کانی‌سازی در کانسار غرب گلستانآباد، از دو نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) و Th در مقابل Co (Hastie et al., 2007) استفاده شده است. براساس نمودارهای ذکر شده، تمامی نمونه‌ها در قلمرو سری کالک‌آلکالن قــرار می‌گیرند (شکلهای 10- الف و ب). همچنین با استفاده از نمودار سه‌تایی Al2O3-Na2O-K2O که براساس نسبت مولکولی اکسیدهای مذکور بیان شده و برای تعیین میزان آلومین کاربرد دارد، نمونه‌های مورد بررسی در محدوده‌های متاآلومین و پرآلومین قرار می‌گیرند (شکل 10- ج).
بر پایه نمودار Th/Yb در مقابل Nb/Yb (Pearce, 2008) که برای تعیین ویژگیهای منشأ ماگما طراحی شده است، نمونه‌های مورد مطالعه دارای نسبت بالایی از Th/Yb میباشند و در قلمرو محیط‌های مرتبط با فرورانش در حاشیه فعال قارهای قرار می‌گیرند (شکل 10- د).
زمین‌شیمی عناصر نادر خاکی
به‌منظور مطالعه و بررسی روند و الگوی فراوانی عناصر کمیاب و نادر خاکی (REE) در کانسار غرب گلستانآباد، از نتایج آنالیز ژئوشیمیایی 12 نمونـه برداشت شده از توده‌های نفوذی میزبان کانی‌سازی (چهار نمونه)، کانسنگ مگنتیتی (سه نمونه) و بلورهای آپاتیت (پنج نمونه) استفاده شده است (جدول 1). در شکل 11- الف، الگوی عناصر نادر خاکی (REE) و عناصر کمیاب نسبت به گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) و در شکل 11- ب الگـوی رفتاری عناصر نادر خاکی (REE) نسبت به کندریت (Boynton, 1984) به‌هنجار شده‌اند.
شکل 10. الف) تعیین سری ماگمایی سنگ‌های نفوذی میزبان کانی‌سازی گستره غرب گلستانآباد براساس نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)، ب) تعیین سری ماگمایی سنگ‌های نفوذی براساس نمودار Co در مقابـل Th (Hastie et al., 2007)، ج) تعیین سری ماگمایی سنگ‌های نفوذی با استفاده از نمودار سه‌تایی Al2O3-Na2O-K2O ، د) جایگاه تکتونیکی سنگ‌های نفوذی میزبان کانی‌سازی با استفاده از نمودار پیرس (Pearce, 2008)
شکل 11. الف) نمودار عناصر کمیاب به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)، ب) نمودار فراوانی عناصر کمیاب خاکی به‌هنجارشده نسبت به کندریت (McDonough and Sun, 1995) برای نمونه‌های مگنتیت (Mag)، آپاتیت (Ap) و توده نفوذی میزبان کانی‌سازی (md) در کانسار غرب گلستانآباد
تهی‌شدگی Ti و Nb (شکل 11- الف) از ویژگیهای ماگماهای کالک‌آلکالن مرتبط با کمان‌های آتشفشانی در مقایسه با ماگماهای داخل صفحات لیتوسفری میباشد. آنومالی منفی Nb در بیشتر نمونه‌های مورد مطالعه مشاهده می‌شود و نشان‌دهنده ماگماهای مرتبط به محیط‌های حاشیه فعال قارهای است و نیز میتواند نشان‌دهنده آلودگی پوسته و سیالات آزاد شده از لیتوسفر فرورونده باشد (Aldanmaz et al., 2000). آنومالی مثبت Pb در نمونه‌های مورد مطالعه میتواند به متاسوماتیسم گوه گوشته‌ای توسط سیالات ناشی از پوسته اقیانوسی فرورونده و یا آلایش ماگما با سنگ‌های پوسته قارهای مرتبط باشد (Kamber et al., 2002). همراه بودن آنومالی مثبت Pb و آنومالی منفی Nb، نشانه ماگماهای کمان‌های حاشیه قارهای و ماگماهای متأثر از پوسته قارهای است (Hofmann, 1986). بررسی الگوی به‌هنجار شده عناصر نادر خاکی نشان می‌دهد همه نمونه‌ها بهطور نسبی از عناصر نادر خاکی سبک (LREE) غنی و از عناصر نادر خاکی سنگین (HREE) تهی شده‌اند. یکی از ویژگیهای مهم نمونه‌های مورد مطالعه، روند تدریجی تهی‌شدگی از سمت عناصر کمیاب خاکی سبک به انواع سنگین و نبود تغییرات ناگهانی در شیب نمودارها است و از ویژگی شاخص ماگماهای مرزهای صفحات همگرا (Guo et al., 2006) و سنگ‌های کالک‌آلکالن کمان حاشیه قاره‌ها است. یوروپیوم (Eu) مهمترین عنصر در گروه عناصر نادر خاکی است و بیشترین تغییرات را در این گروه نشان می‌دهد. این تغییر در فراوانی عنصر به‌دلیل شباهت و نزدیکی ظرفیت و شعاع یونی این عنصر به کلسیم است و جانشینی Eu به‌جای Ca را تسهیل می‌کند (Rollinson, 1993). به نظر فریتش و پردال (Frietsch and Perdahl, 1995)، تهی‌شدگی Eu در کانسارهای تیپ کایرونا در اثر اکسیده بودن محیط (به‌دلیل وجود مگنتیت و هماتیت) و یا جانشینی Eu به‌جای Ca و Sr به‌دلیل تشابه شعاع یونی میباشد. همچنین کاهش یوروپیوم میتواند نشانگر تغییر ترکیب کانی‌شناسی از پلاژیوکلاز به سمت کانی‌های دگرسان شده‌ای همچون سریسیت باشد (Rollinson, 1993).
همان‌گونه که در شکل 11- ب مشاهده می‌شود، الگوی فراوانی و تغییرات عناصر نادر خاکی در سنگ میزبان کانی‌سازی (توده مونزودیوریت- مونزوگابرو) و نمونه‌های مگنتیت و آپاتیت استخراج شده از کانسنگ‌ها، به نسبت مشابه هستند؛ با این تفاوت كه مقادیر REE در توده مونزودیوریت- مونزوگابرویی به مراتب كمتر از فراوانی عناصر مورد اشاره در کانی‌های مگنتیت و آپاتیت هستند. بهنظر فریتش و پردال (Frietsch and Perdahl, 1995) شباهت قابل توجه میان الگوی عناصر نادر خاکی موجود در مگنتیت با سنگ‌های دربرگیرنده آنها بیانگر منشأ مشترك آنها است. به‌طوری‌که در جدول 1 مشاهده می‌شود، مجمـوع فراوانی عناصـر کمیاب خاکی در نمونه‌های آنالیز شـده از کانی‌های آپاتیت بالا است و در محدوده 0.38 تا 0.64 درصد اندازه‌گیری شده است. فراوانی عناصر بیان شده در نمونه‌های مگنتیتی نیز در گستره 114 تا 361 گرم در تن اندازه‌گیری شده است، که دو تا پنج برابر بالاتر از مجموع عناصر نادر خاکی در توده نفوذی میزبان میباشد.
لازم به ذکر است الگـوی عناصـر کمیـاب خاکی کانسار غرب گلستانآباد و دیگـر کانسـارهای منطقـه زنجـان، مشابه الگوی عناصـر کمیـاب خـاکی کانسـارهای آهـن ایـران مرکزی اسـت؛ از طـرف دیگـر، مقایسـه الگـوی توزیع عناصر کمیاب خاکی کانسـارهـای اکسـید آهـن- آپاتیـت منطقه زنجان (کردیان، 1399؛Nabatian et al., 2012; Mokhtari et al., 2017) و غرب گلستانآباد با الگوی کانسارهای آهن نوع کایرونـا در دیگر نقاط جهـان نظیـر کانسـارهای کایرونـا، رکتـورن و هنـری (Frietsch and Perdahl, 1995) شباهت بـین آنهـا را نشـان می‌دهد.
میانبارهای سیال
نوع و ویژگی میانبارهای سیال
به‌منظور شناخت ماهیت فیزیکوشیمیایی و روند تحول سیال (سیالات) کانه‌ساز، از کانسنگ‌های آپاتیتدار کانسار غرب گلستانآباد، سه مقطع دوبرصیقلی تهیه و مطالعه شدند. مطالعات میانبارهای سیال بر روی کانی‌های آپاتیت، که به لحاظ روابط بافتی در همرشدی و همزمان با کانه‌های مگنتیت و اکتینولیت تشکیل شده‌اند، انجام پذیرفت. از لحاظ شکل ظاهری و با توجه به پارامترهای رودر (Roedder, 1984) و شپرد و همکاران (Shepherd et al., 1985)، میانبارهای سیال در نمونه‌های مورد مطالعه را می‌توان به‌ترتیب فراوانی به اشکال نامنظم، کروی و کشیده تقسیم‌بندی کرد. میانبارهای سیال در انواع دوفازی غنی از مایع (LV)، دوفازی غنی از گاز (VL)، تک‌فازی مایع (L) و تک‌فازی بخار (V) مشاهده شدند (شکل 12). همچنین دو میانبار چهارفازی در اندازه‌های شش و هفت میکرون، متشکل از حباب بخار+ مایع آبگین+ هالیت+ فاز جامد کدر (V+L+Ha+S) مشاهده شدند. فاز جامد تیره‌رنگ شناسایی شده در این میانبارها، شاید مگنتیت میباشد. در این مطالعه، تنها میانبارهای سیال دوفازی غنی از مایع (LV)، به لحاظ اولیه و درشتتر بودن مطالعه شدند. میانبارهای سیال دوفازی مورد مطالعه، ریز تا متوسط است و در اندازه‌های چهار تا 35 میکرون مشاهده شدند. در این نوع از میانبارها، فاز مایع 60 تا 90 درصد و فاز بخار 10 تا 40 درصد حجم کل سیال را تشکیل داده است. این نوع میانبارها، اغلب با اشکال نامنظم و کمتر کروی‌شکل و کشیده در آپاتیت‌های میزبان پراکنده‌اند (شکل 12).
ریزدماسنجی میانبارهای سیال
گستره دمای همگن‌شدگی برای میانبارهای سیال اولیه دوفازی مورد مطالعه از 347 تا 547 (میانگین 425) درجه سانتی‌گراد اندازه‌گیری شده است (جدول 2). در تمامی نمونه‌ها، همگن‌شدگی به فاز مایع صورت گرفت. گستره اولین نقطه ذوب یخ یا اوتکتیک (Te) در نمونه‌های دوفازی در محدوده منفی چهار تا 30- درجه سانتی‌گراد اندازه‌گیری شد که نشان می‌دهد سیال کانه‌ساز، به‌صورت یک شورابه ساده تشکیل شده از NaCl نبوده، بلکه ممکن است علاوه بر سدیم، حاوی نمک‌های منیزیم، پتاسیم، کلسیم، آهن و منگنز نیز باشد. محدوده آخرین نقطه ذوب یخ (Tmice) در نمونه‌های مذکور، از 3.6- تا 19- درجه سانتی‌گراد ثبت شد و به‌ترتیب معادل شوری‌های 5.86 تا 21.68 معادل درصد وزنی NaCl هستند (جدول 2 و شکل 13).
در شکل 14 روند تحول سیال کانه‌ساز در کانسار اکسید آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد براساس نمودار تغییرات دمای همگن‌شدگی در برابر شوری آمده است. نتایج حاصل از مطالعات میانبارهای سیال در کانسار غرب گلستانآباد، نشان می‌دهد مگنتیت و آپاتیت از نهشت سیالات کم‌شور تا شوری متوسط (5.86 تا 21.68 درصد وزنی معادل نمک طعام) با دمای 347 تا 547 درجه سانتی‌گراد ناشی شده‌اند. نمودار شوری در مقابل درجه همگن‌شدگی (شکل 14) نشان می‌دهد کانی‌سازی از نهشت یک سیال گرمابی با دمای 547 درجه سانتی‌گراد، که بتدریج سرد شده، حاصل شده است. این نمودار روندی از اختلاط یک سیال گرمابی (با منشأ ماگمایی) را با سیال دیگر با شوری و دمای پائین‌تر نشان می‌دهد و میتواند با ترکیبی از فرآیندهای رقیق‌شدگی و اختلاط سازگار باشد (Wilkinson, 2001). با مقایسه نتایج حاصل از مطالعه میانبارهای سیال در کانسار غرب گلستانآباد با انواع ذخایر معدنی، ویژگیهای دمایی و شوری سیالات کانه‌ساز در این رخداد بیشترین شباهت را با سیالات مسئول کانی‌سازی در کانسارهای آهن- آپاتیت تیپ IOA (مشابه با کانسار کایرونا) نشان می‌دهند.
جمی و همکاران (Jami et al., 2007)، دلیران و همکاران (Daliran et al., 2010) و بنیادی و همکاران (Bonyadi et al., 2011) ذخایر اکسید آهن- آپاتیت ناحیه بافق را گرمابی معرفی کرده‌اند. جمی و همکاران (Jami et al., 2007)، با مطالعه میانبارهای سیال در انواع مختلف آپاتیت و نیز کوارتز در کانسار اسفوردی، مقدار دمای محلول را در مراحل اولیه بین 375 تا 425 درجه سانتی‌گراد با شوری 14 تا 18 درصد به‌دست آوردند و به دمای 145 تا 155 درجه سانتی‌گراد و شوری کمتر از 13 درصد در فازهای نهایی و تأخیری کاهش یافت. همچنین عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2009) دمای محلول کانی‌ساز در ذخایر اکسید آهن- آپاتیت تشکیل شده در زون آذربایجان- البرز را بین 200 تا 430 درجه سانتی‌گراد با شوری کمتر از 20 درصد تعیین کردند. براساس نباتیان و قادری (Nabatian and Ghaderi, 2013)، در کانسار سرخه‌دیزج نیز کانسنگ‌های اکسید آهن- آپاتیت از نهشت محلول‌های ماگمایی- گرمابی با دمای 290 تا 320 درجه سانتی‌گراد و شوری کمتر از 22 درصد تشکیل شده‌اند.
جدول 2. خلاصه داده‌های مطالعات ریزدماسنجی میانبارهای سیال اولیه دوفازی (L+V) و سه‌فازی (L+V+S) در کانی آپاتیت (در غرب گلستانآباد)
Incl. type | Size (µm) | Te (°C) | Tm-ice (°C) | Th (°C) | Salinity (wt.% NaCl equiv.) | Mineral | |||
L+V (n=72) | 4 تا 35 | 21- تا 620- | 3-.19- تا 6.3- | 347تا 547 | 68.21–86.5 | Apatite | |||
|
|
|
|
|
|
| |||
L+V+S (n=2) | 6 و 7 | 0.58- و 5.67- | 28- و 5.30- | 372 و 405 | 42.32 و 47.38 | Apatite | |||
اعداد داخل پرانتز مبین بیشترین فراوانی است. Te = دمای اولین نقطه ذوب یخ، Tm-ice = دمای ذوب آخرین قطعه یخ و Th= دمای همگن‌شدگی
شکل 12. تصاویر میکروسکوپی (در دمای اتاق و نور عبوری با نیکول‌های موازی) از میانبارهای سیال مشاهده شده در بلورهای آپاتیت، الف، ب، ج) میانبارهای سیال اولیه دوفازی غنی از مایع (LV)، در تصاویر بیان شده، علاوه بر میانبارهای دوفازی، میانبارهای تک‌فازی مایع (L) و بخار (V) نیز قابل مشاهده هستند و د) رخداد میانبارهای تک‌فازی مایع (L) و غنی از بخار (V) و نیز میانبارهای ثانویه غنی از مایع (SF) در بلورهای آپاتیت
شکل 13. الف) نمودار دماهای همگن‌شدگی به فراوانی میانبارهای سیال، ب) نمودار درجه شوری به فراوانی میانبارهای سیال در کانی آپاتیت موجود در کانسار غرب گلستانآباد
شکل 14. نمودار دوتایی دمای همگن‌شدگی نهایی در مقابل شوری برای داده‌های میانبارهای سیال در کانسار غرب گلستانآباد، روندها نشان‌دهنده فرآیند سردشدگی و اختلاط با آبهای سطحی است. نمودار شماتیک داخلی، بیانگر روندهای معمول میانبارهای سیال در فضای شوری- دمای همگن‌شدگی ناشی از فرآیندهای مختلف تحول سیال (Wilkinson, 2001) میباشد
بحث
مقایسه مهمترین ویژگیهای كانسار اكسید آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد (از جمله محیط تكتونیكی، ماهیت سنگ میزبان، دگرسانیهای گرمابی، ژئوشیمی کانسنگ، كانی‌شناسی و میانبارهای سیال) با ویژگیهای شاخص انواع تیپ‌های کانی‌سازی آهن در دنیا، حاکی از آن است، كانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد، بیشترین مشابهت را با كانسارهای اكسید آهن- آپاتیتدار تیپ كایرونا نشان می‌دهد و براساس رده‌بندی ویلیامز (Williams et al., 2005) در رده كانسارهای مگنتیت غنی از آپاتیت (IOA) قرار میگیرد. فرآیند تشكیل این گروه از ذخایر براساس تفریق ماگمایی و فعالیت‌های گرمابی و مشارکت سیالات جوی در مراحل پایانی تشكیل كانسار است (Gandhi and Bell, 1996). کانی‌سازی در این تیپ كانسار، درون سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی روی می‌دهد و اغلب فلزات موجود در این كانسارها منشأ ماگمایی دارند و سیالات غنی از مگنتیت نیز از سیالات ماگمایی غنی از اكسید آهن و آپاتیت با دمای بالا و در محیط‌های نیمه‌عمیق تشكیل می‌شوند (Gandhi and Bell, 1996). آپاتیت و اكتینولیت در این نوع از كانسارها از جمله کانی‌های همراه با مگنتیت هستند. فسفر در این كانسارها باعث پائین آمدن دمای انجماد مگنتیت در ماگما می‌شود و در این صورت، آهن در دمای پائین نیز توسط سیالات قابل حمل خواهد بود. هنگامی‌که سیالات کانه‌دار وارد محیط مناسب شوند، تركیبات حمل‌شده را نهشت داده و کانسنگ‌ها را تشکیل می‌دهند (Gandhi and Bell, 1996). انتقال سیالات غنی از آهن به سطوح بالاتر در این تیپ از كانسارها، همزمان با تبلور توده نفوذی نیمه‌عمیق صورت گرفت.
در مورد ژنز كانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد می‌توان اینگونه بیان کرد كه توده نفوذی نیمه‌عمیق غنی از آهن، فسفر و عناصر نادر خاكی از طریق سامانه‌های گسلی موجود در گستره در بخش‌های نزدیك به سطح زمین، در اعماق كم جایگزین می‌شود. با تبلور کانی‌های سنگ‌ساز توده، ماگمای گرانیتوئیدی باقی‌مانده غنی از سیالات و مواد فرار حاوی آهن و فسفر می‌شود، سیالات غنی از آپاتیت و مگنتیت به علت مقادیر بالای مواد فرار، فوگاسیته بالای اكسیژن و مقادیر بالای P2O5 به سمت مناطق كم‌فشار حركت كرده و در امتداد گسل‌ها و شکستگی‌های توده‌های نفوذی نیمه‌عمیق، با فراهم آمدن شرایط ته‌نشین می‌شوند. این فرایند به‌صورت کانسنگ‌های مگنتیت- آپاتیت و با ساخت و بافت‌های رگه- رگچه‌ای، توده‌ای و دانهپراکنده در توده مونزودیوریت- مونزوگابرویی غرب گلستانآباد رخ داده است. عملكرد سیالات کانه‌ساز باعث دگرسانی کانی‌های تشكیل شده در مرحله قبل شده و بخشی از پیروکسن‌ها تبدیل به اكتینولیت شده‌اند. در مقاطع میكروسكوپی مطالعه شده، همراهی مگنتیت، آپاتیت و پیروكسن اكتینولیتی شده مشاهده شده است. با افزایش مقدار سولفور طی فاز تأخیری، کانه‌زایی سولفیدی صورت میگیرد و رگه- رگچه‌های پیریت و مقدار جزئی كالكوپیریت در این مرحله تشكیل شده‌اند. مرحله آخر مربوط به پدیده سوپرژن است. در این مرحله، سولفیدهای اولیه اكسید شده‌اند و اثر چندانی از آنها باقی نمانده است. پدیده سوپرژن با تشكیل کالکوسیت، گوتیت و لیمونیت همراه است. در نهایت از مراحل مختلف تشکیل کانسار یک مدل شماتیک ارائه شده است (شکل 15).
شکل 15. مدل شماتیک از نحوه تشکیل کانسار غرب گلستانآباد
نتیجه‌گیری
با توجه به مطالعات صحرایی، سنگ‌شناسی، سنگ‌نگاری، کانه‌نگاری و شواهد ژئوشیمیایی، كانسار آهن- آپاتیت غرب گلستانآباد، شباهت نزدیكی با كانسارهای مگنتیت غنی از آپاتیت (IOA) دارد. سیالات غنی از مگنتیت، از سیالات ماگمایی غنی از اكسید آهن آپاتیتدار (تیپ كایرونا) با دمای بالا و در محیط‌های نیمه‌عمیق تشكیل می‌شوند. آپاتیت و اكتینولیت در این نوع از كانسارها از جمله کانی‌هایی هستند كه همراه مگنتیت میباشند. در كانسار آهن- آپاتیت گلستانآباد، توده مونزودیوریت- مونزوگابرویی غنی از آهن، فسفر و عناصر نادر خاكی، در بخش‌های نزدیك به سطح زمین و در اعماق كم جایگزین می‌شود. با تبلور کانی‌های سنگ‌ساز توده، ماگمای باقی‌مانده، غنی از سیالات و مواد فرار حاوی آهن و فسفر می‌شود. سیالات غنی از آپاتیت و مگنتیت به علت مقادیر بالای مواد فرار، فوگاسیته بالای اكسیژن و مقادیر بالای P2O5 به‌سمت مناطق كم‌فشار حركت كرده و در امتداد گسل‌ها و شکستگی‌های توده‌های نفوذی نیمه‌عمیق، با فراهم آمدن شرایط ته‌نشین می‌شوند. در این مرحله، کانی‌سازی آهن- آپاتیت و اکتینولیت با ساخت و بافت‌های رگه‌ای- رگچه‌ای، برشی، توده‌ای و دانهپراکنده تشکیل می‌شود. عملكرد سیالات گرمابی باعث دگرسانی کانی‌های تشكیل‌شده در مرحله قبل شده و بخشی از پیروکسن‌ها تبدیل به اكتینولیت شده‌اند. براساس مطالعات میانبارهای سیال، دمای همگن‌شدگی سیالات مطالعه شده که بهطور عمده از نوع دوفازی غنی از مایع است، در محدوده 347 تا 547 (با میانگین 425) درجه سانتی‌گراد و شوری در محدوده 5.86 تا 21.68 معادل درصد وزنی NaCl اندازه‌گیری شده است. در مقاطع میكروسكوپی مطالعه شده، همراهی مگنتیت، آپاتیت و پیروكسن اكتینولیتی‌شده مشاهده شده است. با افزایش مقدار سولفور، طی فاز تأخیری، کانه‌زایی سولفیدی صورت میگیرد و رگه- رگچه‌های پیریت و مقدار جزئی کالکوپیریت در این مرحله تشکیل شده‌اند. پدیده سوپرژن با تشکیل کالکوسیت، گوتیت و لیمونیت همراه است.
منابع
آقانباتی، س.ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586. ##امینی، ب. و امینی چهرق، م.ر.، 1379. نقشه زمین‌شناسی طارم با مقیاس 1:100.000، بازنگری و استاندارد از نقشه هیرایاما و همكاران، سازمان زمین‌شناسی كشور. ##خان‌محمدی، ن.، 1387. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار ذاکر (شمال‌شرق زنجان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، 244. ##داودی، ت.، 1398. زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آهن آراسو، شمال‌غرب قزوین. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 211. ##سالاروند، م.، 1398. مطالعات ایزوتوپهای پایدار گوگرد و میانبارهای سیال آپاتیت به‌منظور تعیین نحوه تشکیل کانسار آهن- آپاتیت سرخه‌دیزج، جنوبخاوری زنجان، پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، 92. ##شرکت خدمات اکتشافی کشور، 1396. گزارش اکتشاف تفصیلی محدوده آهن گلستانآباد، 76. ##صحتی قرامکی، س.، 1402. ژئوشیمی، دگرسانی و میانبارهای سیال در کانسار آهن گلستانآباد، شرق زنجان. پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 218. ##عرب زوزنی، د.، 1399. زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آهن گلستانآباد، شمال‌شرق زنجان، دانشگاه تربیت مدرس، 185. ##کردیان، ش.، 1399. زمین‌شناسی، کانی‌شناسی، ساخت و بافت، زمین‌شیمی و منشأ کانسار اکسید آهن- آپاتیت گلستانآباد (خاور زنجان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه زنجان، 122. ##گراوندی، ا.، 1400. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار اکسید آهن زرنان- شمال‌شرق زنجان، پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، 221. ##مظهری، م.، 1398. کانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار آهن- آپاتیتدار علی‌آباد- مروارید، جنوب‌شرق زنجان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 183. ##نباتیان، ق.، 1387. كانی‌شناسی، ژئوشیمی و ژنز كانسار اكسید آهن آپاتیتدار سرخه‌دیزج، جنوب‌شرق زنجان. پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 207. ##نباتیان، ق.، 1391. زمین‌شناسی، ژئوشیمی و تكامل كانسارهای اكسید آهن آپاتیتدار در كمربند آتشفشانی- نفوذی طارم، البرز باختری، رساله دكتری، دانشگاه تربیت مدرس، 326. ##واقفی، س.ز.، 1402. ارتباط رخسارههای دگرسانی با کانه‌زایی در کانسارهای آهن ذاکر و اسکند، شرق زنجان. پایان‌نامه كارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 196. ##- Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M. and Mitchell, J.G., 2000. Petrogenetic evolution late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67–95. ##- Asiabanha, A. and Foden, J., 2012. Post-collisional transition from an extensional volcano-sedimentary basin to a continental arc in the Alborz Ranges, N-Iran. Lithos, 148, 98–111. ##- Azizi, H., Mehrabi, B., Akbarpour, A., 2009. Genesis of tertiary magnetite–apatite deposits, southeast of Zanjan, Iran. Resource Geology 59(4), 330–341. ##- Berberian, M. and King, G.C.P., 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2), 210–265. ##- Bonyadi, Z., Davidson, G.J., Mehrabi, B., Meffre, S. and Ghazban, F., 2011. Significance of apatite REE depletion and monazite inclusions in the brecciated Se–Chahun iron oxide– apatite deposit, Bafq district, Iran: Insights from paragenesis and geochemistry. Chemical Geology, 281(3-4), 253–269. ##- Boynton, W.V., 1984. Geochemistry of Rare Earth Elements: Meteorite Studies. In: Henderson, P., Ed., Rare Earth Element Geochemistry, Elsevier, New York, 63–114. ##- Cox, K., Bell, J. and Pankhurst, R., 1979. The Interpretation of Igneous Rocks, George Allen and Unwin. London. ##- Daliran, F., Stosch, H.-G. and Williams, P., 2010. Lower Cambrian iron oxide apatite-REE (U) deposits of the Bafq district, east-central Iran, in Corriveau, L., Mumin, A.H., eds., Exploring for iron oxide-copper-gold deposits: Canada and global analogues: Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division Short Course Volume X, 143–155. ##- Frietsch, R. and Perdahl, J.A., 1995. Rare earth elements in apatite and magnetite in Kiruna-type iron ores and some other iron ore types. Ore Geology Reviews 9, 489–510. ##- Gandhi, S.S. and Bell, R.T., 1996. Kiruna/Olympic Dam-type iron, copper, uranium, gold, silver; in geology of Canadian mineral deposit types, (ed.) O.R. Eckstrand, W.D. Sinclair, and R.I. Thorpe; Geological Survey of Canada, Geology of Canada, no. 8, p. 513–522 (also Geological Survey of America, The Geology of North America, v. 1). ##- Guo, F., Fan, W. and Li, C., 2006. Geochemistry of late Mesozoic adakites from the Sulu belt, eastern China: Magma genesis and implications for crustal recycling beneath continental collisional orogens. Geological Magazine 143, 1–13. ##- Hall, D.L., Sterner, S.M. and Bodnar, R.J., 1988. Freezing point depression of NaCl-KCl-H2O solutions. Economic Geology 83, 197–202. ##- Hassanzadeh, J., Stockli, D.F., Horton, B.K., Axen, G.J., Stockli, L.D., Grove, M., Schmitt, A.K.. and Walker, J.D., 2008. U-Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic– Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451(1), 71–96. ##- Hastie, A.R., Kerr, A.C., Pearce, J.A. and Mitchell, S.F., 2007. Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: Development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48, 2341–2357. ##- Hirayama, K., Samimi, M., Zahedi, M. and Hushmandzadeh, A., 1966. Geology of the Tarom district, western part (Zanjan area, northwest Iran), with 1:100,000 map. Geological Survey of Iran, Tehran. ##- Hofmann, A.W., Jochum, K.P., Seufert, M. and White, W.M., 1986. Nb and Pb in oceanic basalts: New constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79, 33–45. ##- Irvine, T. and Baragar, W., 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8(5), 523–548. ##- Jami, M., Dunlop, A.C. and Cohen, D.R., 2007. Fluid inclusion and stable isotope study of the Esfordi apatite-magnetite deposit, Central Iran. Economic Geology 102, 1111–1128. ##- Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C. and McDonald, G.D., 2002. Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology 144, 38–56. ##- Majidi, S.A., Omrani, J., Troll, V.R., Weis, F.A., Houshmandzadeh, A., Ashouri, E., Nezafati, N. and Chung, S.-L., 2021. Employing geochemistry and geochronology to unravel genesis and tectonic setting of iron oxide-apatite deposits of the Bafq-Saghand metallogenic belt, Central Iran. International Journal of Earth Sciences 110, 127–164. ##- McDonough, W.F. and Sun, S.S., 1995. Composition of the Earth. Chemical Geology 120, 223–253. ##- Middlemost, E.A., 1994. Magmas and Magmatic Rocks: An Introduction to Igneous Petrology. Longman, London. ##- Mirnejad, H., Hassanzadeh, J., Cousens, B. and Taylor, B., 2010. Geochemical evidence for deep mantle melting and lithospheric delamination as the origin of the inland Damavand volcanic rocks of northern Iran. Journal of Volcanology and Geothermal Research 198(3), 288–296. ##- Mokhtari, M.A.A., Sadeghi, M. and Nabatian, G., 2017. Geochemistry and potential resource of rare earth element in the IOA deposits of Tarom area, NW Iran. Ore Geology Reviews 92, 529–541. ##- Mücke, A. and Younessi, R., 1994. Magnetite-apatite deposits (Kiruna-type) along the Sanandaj-Sirjan zone and in the Bafq area, Iran, associated with ultramafic and calc-alkaline rocks and carbonatites. Mineralogy and Petrology 50(4), 219–244. ## - Nabatian, G. and Ghaderi, M., 2013. Oxygen isotope and fluid inclusion study of the Sorkhe-Dizaj iron oxide-apatite deposit, NW Iran. International Geology Review 55(4), 397–410. ##- Nabatian, G., Ghaderi, M., Daliran, F. and Rashidnejad Omran, N., 2012. Sorkhe‐Dizaj iron oxide–apatite ore deposit in the Cenozoic Alborz Azarbaijan magmatic belt, NW Iran. Resource Geology 63(1), 42–56. ##- Nabatian, G., Rastad, E., Neubauer, F., Honarmand, M. and Ghaderi, M., 2015. Iron and Fe-Mn mineralisation in Iran: Implications for Tethyan metallogeny. Australian Journal of Earth Sciences 62(2), 211–241. ##- Pearce, J.A., 2008. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100, 14–48. ##- Rahimi, E., Maghsoudi, A. and Hezarkhani, A., 2016. Geochemical investigation and statistical analysis on rare earth elements in Lakehsiyah deposit, Bafq district. Journal of African Earth Sciences, 124, 139-150. ##- Roedder, E., 1984. Fluid inclusions. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy 12, 644 . ##- Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data, evaluation, presentation, interpretation" Longman Scientific and Technical, 352 . ##- Shepherd, T.J., Rankin, A.H. and Alderton, D.H.M., 1985. A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. Blackie, Glasgow, 239 . ##- Sterner, S.M., Hall, D.L. and Bodnar, R.J., 1988. Synthetic fluid inclusions V: solubility relations in the system NaCl-KCl-H2O under vaporsaturated conditions. Geochemica et Cosmochemica Acta 52(5), 989–1005. ##- Stöcklin, J. and Eftekhrnezhad, J., 1969. Geological map of Zanjan, scale 1:250,000. Geological Survey of Iran. ##- Thompson, R.N., 1982. Magmatism of the British Tertiary volcanic province. Scottish Journal of Geology 18(1), 49–107. ##- Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1), 185–187. ##- Wilkinson, J.J., 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos 55, 229–272. ##- Williams, P. J., Barton, M. D., Johnson, D. A., Fontboté, L., De Haller, A., Mark, G., Oliver N, H, S. and Marschik, R., 2005. Iron oxide coppergold deposits: Geology, space-time distribution, and possible modes of origin. Economic Geology, 371-405.##
[1] * نویسنده مرتبط: h.tajeddin@modares.ac.ir