پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,706 |
| تعداد مقالات | 13,972 |
| تعداد مشاهده مقاله | 33,587,892 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 13,318,565 |
مطالعه ایزوتوپی و زمین‌دماسنجی کانسار سرب کهرویه (جنوب‌غرب شهرضا) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پترولوژی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 4، دوره 1، شماره 4، اسفند 1389، صفحه 35-44 اصل مقاله (1.31 M) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| رضا شمسیپور دهکردی* 1؛ نسیم کرمانی2؛ هاشم باقری1 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2گروه زمینشناسی، دانشکده علوم‌پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد خوراسگان، اصفهان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کانسار سرب و روی کهرویه در 25 کیلومتری جنوب‌غرب شهرضا قرار دارد. این کانسار متعلق به کمربند متالوژنی اصفهان- ملایر است. کانهزایی بین سنگ‌های ژوراسیک (شامل شیل، سیلتستون و ماسه‌سنگ با سنگ‌های آهکی کرتاسه) به‌صورت رگه و رگچه است که حاوی گالن و مقادیر اندک اسفالریت همراه با باطله کلسیت و کوارتز است. باترسیم نقشه‌های ژئوشیمیایی، آنومالی، محل کانهزایی و تمرکز عناصر سرب و روی دراین منطقه مشخص شد. مطالعه ایزوتوپی عناصر کربن، اکسیژن و گوگرد درکانی‌های کلسیت و گالن، ﻣﻨﺸﺄ غیر دریایی و غیر رسوبی را برای تشکیل کانسار نشان می‌دهد. این ترکیب ایزوتوپی، ﺗﺄثیر آب‌های جوی را در ژنز آن بیان می‌کند. شواهد صحرایی بر رابطه تنگاتنگ بین پیدایش رگه‌های کانه‌دار با گسله‌ها و فرآیندهای دگرشکلی دلالت دارد. علاوه براین، دمای تشکیل رگه‌ها و ماده معدنی طبق وضعیت ماکل‌های دگرشکلی کلسیت، بیش از C°250 تخمین زده شده است. تشکیل کانسار سرب و روی کهرویه را می‌توان به‌صورت اپیژنتیک پیشنهاد کرد که تیپ آن از نوع دره می‌سی سی پی مشابه کانسار جنوب‌شرق میسوری است. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اپیژنتیک؛ ایزوتوپی؛ زمین‌دماسنجی؛ کانسار؛ کهرویه | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه کانسار کهرویه در 25 کیلومتری جنوب‌غرب شهرضا واقع شده و از نظر ذخایر معدنی سرب و روی دارای اهمیت است و مختصات با طول جغرافیایی شرقی ˚51 "5 ´47 الی"10 ´49 ˚51 و عرض جغرافیایی ˚31 "35 ´45 الی"5 ´47 ˚31 دارد. این منطقه به کمربند متالوژنی اصفهان- ملایر متعلق است. واحد سنگ‌های کربناته این کمربند با سن کرتاسه زیرین دارای کانسارهای فلزی با ارزشی هستند که از این محدوده، بیش از 240 کانسار فلزی و غیر فلزی گزارش شده است. این کمربند با طول بیش از 500 و عرض 30 کیلومتر، در زون ساختاری سنندج- سیرجان قرار دارد. کانسار سرب و روی کهرویه شهرضا از معادن قدیمی است که ماده معدنی در کنتاکت گسله سنگ‌های آهکی کرتاسه با ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های ژوراسیک تمرکز دارد. محیط رسوبی این منطقه بر اساس روش Flugel (2004) یک رمپ کربناته است. کانهزایی در این محدوده با گسل‌های معکوس و گاه امتداد لغز با روند شمال‌غرب- جنوب‌شرق همراه است. مطالعات صحرایی و میکروسکوپی نشان می‌دهد که منطقه به شدت تکتونیزه بوده، گسل‌های زیادی با روند‌های مختلف در این محدوده ثبت شده است (شکل 1)، شمسیپور دهکردی و همکاران (1382) با بررسی رابطة دگرشکلی و کانیزایی در این کانسار، سنگ میزبان آن را رسوبی دانسته و ﻣﻨﺸﺄ تشکیل را اپیژنتیک ذکر کرده‌اند. عباسیان (1384) نیز این کانسار سرب و روی را مورد مطالعه کرده است.
روش انجام پژوهش در این تحقیق، پس از جمع‌آوری اطلاعات قبلی و انجام مطالعات صحرایی، نمونه‌برداری به‌صورت سیستماتیک انجام گرفت. 110 مقطع نازک - صیقلی تهیه و با میکروسکوپ نور عبوری- انعکاسی مطالعه شد. نمونه‌ها بر اساس سنگ‌شناسی رسوبی و طبقه‌بندی Folk (1962)، Dunham (1962) و Wright (1992) نامگذاری شدند. درصد آلوکم‌ها، با چارت‌های مقایسه‌ای Flugel (1982) تعیین شد و با استفاده از طبقه‌بندی Dunham (1962) نامگذاری صورت گرفت. پس از دسته‌بندی نمونه‌ها، با استفاده از روش Lasemi (1980) و Carrozi (1989) رخساره‌ها و ریز رخساره‌ها شناسایی شدند. از روش رنگ‌آمیزی با محلول آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم (Dickson, 1966) برای تشخیص کلسیت از دولومیت استفاده شد. علاوه بر این، تعداد 35 نمونه، به‌طور تصادفی انتخاب شدند و مورد آزمایش کلسی‌متری قرار گرفتند. سیالات درگیرکانی کلسیت نیز با دستگاه Linkham 600 مطالعه شدند. همچنین، ایزوتوپ‌های پایدار عناصر گوگرد، کربن و اکسیژن از نمونه‌های کانسار سرب کهرویه با روش اسپکترومتری جرمی در دانشگاه واترلو کشور کانادا اندازه‌گیری شد. تعداد 12 نمونه نیز با روشXRF آنالیز شدند و با کمک نرم‌افزار Excel و Surfer8، نقشه ژئوشیمیایی توزیع عناصر سرب و روی برای تعیین آنومالی و محل کانهزایی تهیه و هیستوگرام آنها نیز ترسیم شد.
بحث در این کانسار کانی اصلی سنگ‌های کربناته کلسیت است که بلورهای آن غالباً درشت و بعضاًَ متوسط هستند و آثاری از تحمل فشار را نشان می‌دهند؛ به‌گونه‌ای که ماکل‌های دگرشکلی بلور کلسیت، کاملاً شاخص‌اند. ماکل‌های تیپ I کلسیت دارای باریکه‌های مستقیم بوده، درجه حرارت زیر C°200 را نشان می‌دهند؛ ماکل‌های تیپ II عریض‌تر بوده، حداکثر درجه حرارت C°300 را مشخص می‌کنند (Passchier and Trouw, 1998)؛ ماکل‌های متقاطع تیپ III در درجه حرارت بالای C°200 حضور دارند که خمیدگی آنها ناشی از فعالیت لغزش روی سطوح f و r است (Burkhard, 1993) و ماکل‌های با مرز دندانه‌دار تیپ IV در دمای بیش از C°250 و در نتیجه مهاجرت، ایجاد می‌شوند (Burkhard, 1993). کانی‌های کلسیت درشت بلور موجود در رگه‌ها، بیشتر ماکل دگرشکلی از تیپ II دارند. برخی دیگر از بلورهای کلسیت رگ‌های نیز در ماکل‌های دگرشکلی خود دارای خمیدگی هستند که جزء ماکل‌های دگرشکلی تیپ III با درجه حرارت بالاتر از °C200 محسوب می‌شوند. همچنین، برخی از بلورهای کلسیت در رگه‌ها نیز ماکل‌های دگرشکلی تیپ IV را نشان می‌دهند که در این ماکل لبة آن دندانه‌دار و دمای تشکیل آن بیش از °C250 است (شکل 3).
شکل 1- راه‌های دسترسی به کانسار کهرویه و نقشه زمینشناسی کانسارسرب و روی کهرویه شهرضا (با اقتباس از فراپارس قشم، 1379)
شکل 3- ماکل‌های دگرشکلی تیپ IV در بلور درشت کلسیت
بیشتر بلورهای ریز کوارتز که در رگه‌ها حضور می‌یابند، بر اثر دگرشکلی خاموشی موجی را نشان می‌دهند. ماده معدنی نیز بیشتر به‌صورت گالن دیده می‌شود که دارای رخ مثلثی کشیده و جهت‌دار است که حالت سر نیزه‌ای و کشیدگی رخ‌های مثلثی در این کانه‌ها، دلیلی بر ﺗﺄثیر زیاد دگرشکلی بر کانهزایی در این منطقه است (شکل 4). به‌طور کلی، تشکیل این کانسار می‌تواند با فرایند کششی در یک محیط تکتونیکی فشاری مرتبط باشد (Fernondez et al., 2000). بر اساس مطالعات صحرایی و کانی‌شناسی، تشکیل ماده معدنی در ارتباط مستقیم با گسل‌های منطقه، به‌ویژه گسل‌های با امتداد شمالی ـ جنوبی و همچنین، شمال‌شرق – جنوب‌غرب است که ماده معدنی از طریق درزه‌ها و شکستگی‌ها، سنگ میزبان کربناته را قطع کرده و به‌صورت رگه تمرکز یافته است. با توجه به حضور ماکل‌های دگرشکلی تیپ III و IV در بلورهای کلسیت، دمای تشکیل بلور کلسیت و ماده معدنی همراه آن بین 250 تا 200 درجه سانتی‌گراد تخمین زده می‌شود. از آنجایی که صرفاً کانی‌های موجود در رگه‌ها؛ یعنی بلورهای کلسیت و کوارتز آثار دگرشکلی شدید نشان می‌دهند، همچنین، ماده معدنی گالن نیز دارای رخ‌های مثلثی کشیده است، استنباط می‌شود که رگه‌ها در دمای پایین با فشار زیاد و پمپاژ گسله پدید آمده‌اند؛ خصوصاً که هیچ‌گونه آثار مشخص و بارزی از دگرشکلی را نمی‌توان در کانی‌های میکریتی سنگ میزبان ملاحظه نمود. پس به احتمال قوی دمای سیال سازنده به پیدایش ماکل‌های دگرشکلی تیپ‌های II، III و IV در بلورهای کلسیت منجر شده است. پاراژنز کانه‌های کانسار کهرویه ساده بوده، با توجه به مطالعه کانسنگ، به روش XRD، گالن به‌عنوان کانه غالب گزارش شده است. همچنین، در مقاطع صیقلی، اسفالریت به مقدار ناچیزی به‌صورت جانشینی در اطراف گالن مشاهده می‌شود. با فرآیند سوپرژن کانی‌های سولفاتی و کربناتی انگلزیت (PbSO4)، سروزیت (PbCO3) و ژیپس (CaSO4,2H2O) نیز تشکیل شده‌اند. گالن بر اثر حرکات تکتونیکی پس از رسوب‌گذاری متحمل دگرشکلی (Deformation) شده، به‌طوری که چاله‌های مثلثی (Pits) گالن به فرم سرنیزه‌ای درآمده‌اند (شکل 4). همچنین، باتوجه به آزمایش کلسی‌متری که نتیجه آن در شکل 5 نشان داده شده است، مقدار دولومیت در منطقه ناچیز بوده، 91 درصد از نمونه‌ها را کلسیت شامل می‌شود.
مطالعه سیالات درگیر برای مطالعه سیالات درگیر از مقاطع نازک دوبر صیقل به ضخامت حدود 50 تا 250 میکرون، استفاده شد. اصلی‌ترین بخش بررسی، مطالعه دقیق پتروگرافی این مقاطع است. در این مرحله، سیالات درگیر از نظر رابطه بافتی با یکدیگر و کانی میزبان، ترکیب فازی، ریخت‌شناسی و پراکندگی مطالعه شدند. در مرحله بعد، مطالعات دماسنجی به‌صورت کنترل شده در شرایط گرمایش (Heating) و سرمایش (Freezing) با دستگاه Linkham600 انجام شد. از نظر زایشی، سیالات در گیر کانی باطله کلسیت در این معدن را به سه دسته اولیه، ثانویه کاذب و ثانویه می‌توان تقسیم کرد. از نظر اندازه، ابعاد سیالات در گیر از 5 میکرون تا بیش از 20 میکرون تغییر می‌کنند. سیالات در گیر از نظر شکل به انواع، میله‌ای، صفحه‌ای، بیضوی و بلور منفی (Negative Crystal) تقسیم پذیرند. به‌صورت فضایی، داخل بلورها پراکنده هستند و نسبت به آنهایی که گسترش دو بعدی دارند، منظم‌تر هستند. از نظر پراکندگی، سیالات در گیر درون کانی میزبان به‌صورت مجزا، خوشه‌ای، ردیف شده در امتداد سطوح شکستگی‌های ریز، و ردیف شده در امتداد زون‌های رشد قابل تقسیم هستند.
شکل 4- تغییر شکل چاله‌های مثلثی گالن به سر نیزه‌ای بر اثر تنش‌های تکتو نیکی (ppl)
شکل 5- نسبت کلسیت به دولومیت در منطقه بر اساس آزمایش کلسی‌متری
مطالعات حاکی از آن است که عمده سیالات در گیر کانی کلسیت از نوع دوفازی (مایع + بخار) و سه فازی (مایع+بخار+جامد) و فقط معدودی از آنها از نوع تک فازی (مایع) هستند. در ادامه این مطالعه، تعداد 35 نمونه از سیال درگیر تحت بررسی گرمایش قرار گرفتند. سیالات مذکور دارای دو دامنه دمای همگن‌شدگی نشان می‌دهند که برای گروه اول این تعداد سیالات درگیر دما بین 135 تا °C253 و برای گروه دوم حدود 250 تا °C325 در تغییر است. میانگین دمای همگن‌شدگی سیالات درگیر °C250 است (شکل 6).
شکل 6- هیستوگرام دمای همگن‌شدگی میان‌بارهای سیال مختلف
مطالعه ایزوتوپ‌های پایدار نتایج تجزیه 10 نمونه گالن با روش اسپکترومتری جرمی برای بررسی تغییرات ایزوتوپی گوگرد و نیز 10 نمونه کلسیت به‌منظور بررسی تغییرات ایزوتوپ‌های اکسیژن و کربن در جدول 1 و شکل‌های 6 و 7 آورده شده است. SO2 از نمونه‌های گالن برای آنالیز ایزوتوپی گوگرد بر مبنای روش ارایه شده توسط Robinson et al. (1975) آماده شد. CO2 از نمونه‌های کلسیت برای آنالیز ایزوتوپی کربن و اکسیژن توسط واکنش کربنات با اسید فسفریک در 25 درجه سانتی‌گراد توسط یک روش اصلاح‌شده توسط McCrea (1950) تهیه شد. مقادیر CO2 و SO2 در یک دستگاه اسپکترومتری جرمی Micromass IsoChrom آنالیز شده‌اند. همان‌گونه که در جدول 1 و شکل 7 ملاحظه می‌شود، ترکیب ایزوتوپی گوگرد در گالن‌های این منطقه شباهت زیادی با نمونه‌های مربوط به معدن ایران‌کوه دارد.مطالعات مفصل ایزوتوپی بر روی نمونه‌های معدن ایران‌کوه توسط Ghazban و همکاران (1994) انجام شده است. این محققان کانسار ایران‌کوه را، حاصل به گردش درآمدن شورابه‌های حوضه‌ای و ته‌نشست کانه‌ها در حاشیه حوضه می‌دانند. به عقیده آنها، ﻣﻨﺸﺄ سولفور، احیای باکتریایی سولفات رسوبی بوده است. با توجه به عدم فعالیت‌های آذرین در نزدیکی این ناحیه، می‌توان چنین فرایندی را برای معدن کهرویه نیز در نظر گرفت. برای تعیین ترکیب ایزوتوپی اکسیژن در سیال کانه زا، ابتدا باید تصحیحات دما بر روی نتایج به‌دست آمده از تجزیه کانی کلسیت صورت پذیرد، زیرا تبادل ایزوتوپی اکسیژن بین سیال و کانی کلسیت هنگام تشکیل، به دمای محیط بستگی دارد. بنابراین، ابتدا دمای تشکیل کانی‌ها با استفاده از مطالعه سیالات درگیر تعیین شد و پس از آن، بر اساس معادله پیشنهادی Bottinga و Javoy (1973) ترکیب ایزوتوپی واقعی سیال کانه زا محاسبه شد که نتایج آن در جدول 1 و شکل 8 نشان داده شده است. Calcite – water (Bottinga and Javoy, 1973): 1000 lnα =2.78 х (10 6/T2) – 2.89
جدول 1- مقادیر تغییرات ایزوتوپ گوگرد، کربن و اکسیژن در نمونه‌های گالن و کلسیت کانسار کهرویه
شکل 7- موقعیت ترکیب ایزوتوپی گوگرد گالن کانسار کهرویه نسبت به محدوده‌های ایزوتوپی گوگرد در سیستم‌های زمینشناسی (Hofes, 1980)
شکل 8- موقعیت ترکیب ایزوتوپی کربن کانی کلسیت کانسار کهرویه با اقتباس از Rollinson (1993)
شکل 9- موقعیت ترکیب ایزوتوپی اکسیژن کانی کلسیت کانسار کهرویه با اقتباس از Rollinson (1993)
کانی کلسیت موجود در رگه‌ها که همراه با کانسار سرب تشکیل شده‌است، مقادیر d13C بین 92/4- و 60/6- در هزار را نشان می‌دهد. مقادیر d18O کانی کلسیت نیز از 24/9- تا 47/11- در هزار در تغییر است. البته، نکته مهم، در ارتباط با مقادیر d18O این است که تبادل ایزوتوپی بین کانی و محلول به دما ارتباط دارد. به‌همین علت برای تخمین مقادیر ایزوتوپی سیال کانه‌زا لازم است که دمای تشکیل کانی مورد نظر نیز محاسبه شود.
توزیع عناصر سرب و روی با استفاده از نتایج حاصل از آنالیز نمونه‌های سنگی که مختصات جغرافیایی محل برداشت آنها مشخص است (جدول 2) و با کمک نرم افزار Excel و Surfer8 نمودار هیستوگرام و نقشه‌های ژئوشیمیایی برای تعیین آنومالی و محل کانهزایی سرب و روی در این منطقه جداگانه ترسیم شده است. همان‌طور که نقشه‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهند، بیشترین تمرکز عناصر سرب و روی مربوط به مناطق مشابهی است که نتیجه آن به‌صورت هیستوگرام در شکل 10 نیز ترسیم شده است.
جدول 2- نتایج حاصل از آنالیز نمونه‌های سنگی
شکل 10- چگونگی توزیع عنصر روی (Zn%) و سرب (Pb%) در این کانسار، روش لیتوژئوشیمیایی برای کشف هاله‌های اولیه، به خصوص برای انواع مرتبط با کانی‌سازی پنهان و تشخیص آنومالی بسیار سودمند است. در این مورد، تجربه نشان داده است که برداشت نمونه‌های خرده سنگی، در کشف کانسار پنهان (Blind ore deposit) تیپ دره می‌سی‌سی‌پی مثل کهرویه و موارد مشابه می‌تواند مفید واقع شود. بدیهی است از طریق آنالیز شیمیایی نیز می‌توان هاله‌های اولیه این تیپ کانسارها را مشخص و مناسب‌ترین محل‌ها را برای بررسی بعدی چاه‌پیمایی و حفاری تفصیلی انتخاب نمود. در شرایط فعلی محل کانهزایی، زیر مناطقی است که روی نقشه‌های ژئوشیمیایی آنومالی نشان می‌دهند و برای گسترش اکتشافات در مناطق مجاور می‌توان از آن استفاده کرد.
نقش کنترل‌کننده‌های ساختمانی در تشکیل کانسار: به‌طور کلی، در محدودة کانسار، گسل‌ها از تراکم بیشتری برخوردار بوده، با توجه به شرایط زمینشناسی و تکتونیکی منطقه، گسل‌های معکوس نقش مؤثری در تمرکز مادة معدنی دارند. شیب زیاد رگه‌ها و همراهی آنها با گسل‌های معکوس و شاخه‌های فرعی آنها و محدود شدن کانسار به مرز سنگ‌های آهکی کرتاسه با شیل‌های ژوراسیک، گویای نقش فرایند سوپاپ گسلی چرخه سیبیون (Sibson, 1975) در شکل‌گیری کانسار است. طی فرایند مذکور، سیالات تحت فشار، بین لایه‌های ماسه سنگی یا آهکی زیر شیل‌های ژوراسیک، پس از افزایش فشار سیال بر فشار ستون سنگی (δf>δ3) به سمت خارج راه یافته، با کاهش ناگهانی فشار و دما، کانهزایی بین شیل‌های ژوراسیک (لایه نفوذ ناپذیر) و آهک‌های کرتاسه رخ می‌دهد (شکل 11).
شکل 11- نقشه ژئوشیمیایی عناصر سرب و روی
بنابراین، می‌توان گفت که در اینجا وجود لایه‌های شیلی به‌عنوان یک تله ساختمانی بسیار با اهمیت است. این فرایند در رژیم‌های فشارشی یا ترا‌فشارشی رخ می‌دهد. وجود گسل‌های معکوس یا امتداد لغز با مولفه معکوس با شیب زیاد در این منطقه و ارتباط تنگاتنگ کانهزایی با آنها تایید کننده وجود چنین شرایطی در هنگام کانهزایی است (شکل 12).
شکل 12- موقعیت و نحوه شکل‌گیری کانسار کهرویه
نتیجه‌گیری بر اساس مطالعات و شواهد صحرایی، زمینشناسی ساختاری و دگرشکلی، مینرالوگرافی، ژئوشیمیایی، سیالات درگیر و بررسی ایزوتوپ‌های پایدار، می‌توان اکتشافات معدنی را در مناطق مجاور و مشابه این منطقه مثل قصر چم گسترش داد. در این مناطق تمرکز ماده معدنی در ارتباط با گسل‌های معکوس و گاه امتداد لغز با روند شمال‌غرب- جنوب‌شرق است. ازنظر کانی‌شناسی، گالن کانی اصلی بوده، ولی اسفالریت نیز به‌طور فرعی در این کانسار دیده می‌شود. البته، احتمال مقادیر متغیری از پیریت و گاهی مارکاسیت، باریت، فلوئوریت، ژیپس و انیدریت وجود دارد. حوضه‌های رسوبی وسیع که به‌وسیله گسل‌ها کنترل می‌شوند، و تله مورفولوژیک درون حوضه‌های کوچک‌تر این گسل‌ها که همزمان با رسوب‌گذاری فعال هستند به‌عنوان مناطق مناسب برای تغذیه کانسار عمل می‌کنند. از مهم‌ترین عوامل کنترل‌کننده کانی‌سازی در این تیپ ذخایر، می‌توان به حاشیه واحد شیلی، منطقه انتقالی از آهک به دولومیت و گسل‌های موجود اشاره کرد. هر یک از آنها در مناطق مجاور می‌توانند نقش کنترل‌کننده اصلی و بقیه نقش کنترل‌کننده فرعی داشته باشند. ویژگی‌های بارز این تیپ کانسار عبارتند از: - سنگ درونگیر کربناتی است؛ – عدم ارتباط کانسار با فعالیت‌های ماگمایی منطقه؛ - وجود رسوبات کم‌عمق و سکانس کربناتی پلاتفرمی که نسبتا تغییر شکل نیافته است؛ - دمای تشکیل کانهزایی بین 200 تا 250 درجه سانتی‌گراد؛ - محل تمرکز کانهزایی در شمال‌شرق منطقه کانسار کهرویه است. علاوه بر موارد فوق، شواهد ساختاری و دمای تشکیل ماده معدنی بر اساس ماکل‌های دگرشکلی بلورهای کلسیت و رخ‌های مثلثی کشیده در گالن نشان می‌دهدکه ژنز کانسار سرب و روی کهرویه به‌صورت اپیژنتیک است و این تیپ کانسار، با میسوری در جنوب‌شرق آمریکا مشابه است. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
شمسیپور دهکردی، ر. و داودیان‌دهکردی، ع. ر. (1382) بررسی رابطة دگرشکلی و کانهزایی در کانسار سرب و روی کهرویه شهرضا. مجموعه مقالات هفتمین همایش انجمن زمینشناسی ایران، دانشگاه اصفهان، 123-130. عباسیان، م. ع. (1384) بررسی زمینشناسی اقتصادی کانی‌های سرب وروی در منطقه کهرویه شهرضا (اصفهان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تبریز. فرا پارس قشم (1379) گزارش اکتشافی کانسار سرب و روی کهرویه. Burkhard, M. (1993)Calcite twins, their geometry, appearance and significance as stress-strain marks and indicators of tectonic regime: A review. Journal of Structural Geology 15: 351-368. Buttinga, Y. and Javoy, M. (1973)Comments of oxygen isotope geothermometry. Earth and Planetary Science Letters 20: 250-256. Carrozi, A. V. (1989)Carbonate Rocks Depositional Model. Prentice Hall, New Jersey. Dickson, J. A. D. (1966) Carbonate identification and genesis revealed by staining. Journal of Sedimentary Petrology 36: 441-505. Dunham, R. J. (1962)Classification of Carbonate Rocks According to Depositional Texture. In: W. E., Ham (Ed.): Classification of Carbonate Rocks. A Symposium AAPG 108-121. Flugel, E. (1982) Micro Facies Analysis of the Limestone. Springer – Verlag, Berlin. Flugel, E. (2004)Microfacies of carbonate Rock. Springer – Verlag, Berlin. Folk, R. L. (1962)Spectral Subdivision of Limestone Types In: Classification of carbonate rocks. Journal of American Association. Petroleum Geology 1: 62-84. Ghazban, F. and Hajikazemi, E. (1994) Geological evidence on the genesis of carbonate-hosted Zn-Pb-Ba in Irankuh district, West Central Iran. Economic Geology 89: 1262-1272. Gómez-Fernández F., Both R. A., Mangas J. and Arribas A. (2000) Metallogenesis of Zn-Pb Carbonate-Hosted Mineralization in the Southeastern Region of the Picos de Europa (Central Northern Spain) Province: Geologic, Fluid Inclusion, and Stable Isotope Studies. Economic Geology 95(1) 19-40. Lasemi, Y. (1980)Carbonate Microfacies and Depositional Environment of the Kinkaid Formation (Upper Mississipian) of the Illinios Basin: Ph.D. Thesis University of Illinios, U.S.A. McCrea, J. M. (1950)On the isotopic chemistry of carbonates and paleotemperature scale. Journal of Chemical Physics 18: 849-857. Passchier, C. W. and Trouw, R. A. J. (1998) Microtectonics. Springer, Berlin, Germany. Robinson, B. W. and Kusakabe, M. (1975) Quantitative preparation of sulphur dioxide for 32S/34S analysis by combustion with cuprous oxide. Analitical Chemistry 47: 1179-1181. Rollinson, H. R. (1993)Using geochemical data: evaluation presentation, interpretation. Longman, UK. Sibson, R. H., Moore, J. M. and Rankin, A. H. (1975)Seismic pumping, a hydrothermal fluid transport mechanism, Journal of Geological Society of London. Stephen, E., Martin Reach, K. and Jean M. (2007) Geochemistry of fluid inclusion brines from Earth’s oldest Mississippi Valley- type (MVT) deposits. Chemical geology 237: 274-288. Wright, V. and Burchette, T. (1992) Shallow water carbonate environment. In: H. G., Reading (Ed.): Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy. Blackwell Science, Oxford. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,160 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,277 |
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||