رقم المقالة : 1402032542803 زيارة : 2014 الصفحة: 49 - 70

نوع المخطوط: المحکّمة

زمین¬شناسی، کانه¬زایی، کانی¬شناسی و ساخت و بافت کانسار مس، سرب- روی قزلجه، شمال¬غرب زنجان

الموضوعات :

سیده عالیه میرحسینی ¹ , قاسم نباتیان ² , افشین زهدی ³ , آرمین سلسانی ⁴

1 - دانشگاه زنجان
2 - دانشگاه زنجان
3 - دانشگاه زنجان
4 - دانشگاه آزاد اسلامی

تاريخ الإرسال : 26 الخميس , ذو القعدة, 1444 تاريخ التأكيد : 26 الخميس , ذو القعدة, 1444 تاريخ الإصدار : 26 الخميس , ذو القعدة, 1444

الکلمات المفتاحية: سازند قرمز بالایی, مس رسوبی نوع Redbed, ایران مرکزی, قزلجه, زنجان,

ملخص المقالة :

کانسار مس، سرب- روی قزلجه، در پهنه ایران مرکزی، در استان زنجان و در شمال شرق شهرستان ماه نشان واقع شده است. واحدهای سنگی موجود در این گستره متعلق به الیگومیوسن بوده که شامل سازندهای قرمز زیرین، قم و قرمز بالایی هستند. سازند قرمز بالایی که میزبان کانه زایی در این ناحیه است، شامل تناوبی از مارن، سیلت‌سنگ، ماسه سنگ قرمز و خاکستری می باشد که کانه زایی مس، سرب- روی درون واحدهای ماسه-سنگی خاکستری رنگ رخ داده است. کانسار قزلجه شامل دو افق کانه زایی مس و سرب - روی است که افق مس در بخش زیرین افق کانه زایی سرب- روی قرار دارد. براساس مطالعات صحرایی و میکروسکوپی، کانی های اصلی شامل پیریت، کالکوسیت، کالکوپیریت، بورنیت، گالن، اسفالریت و کانی های ثانویه شامل سروزیت، مالاکیت، آزوریت، کوولیت، اسمیت زونیت و گوتیت می باشند. بافت ماده معدنی از نوع دانه پراکنده، پیریت فرامبوئیدال، شبه لامینه ای و سیمان بین دانه ای جانشینی، بازماندی، است. مطالعات صحرایی بیانگر آن است که وجود آثار و بقایای گیاهی و پیریت های دیاژنتیکی، از عوامل اصلی احیاکننده محیط و ته نشست سولفیدها در افق های کانه زایی هستند. قابل ذکر است که عیار سرب، روی و مس در این کانسار به ترتیب شش، سه و یک درصد است. نتایج مطالعات انجام شده بیانگر آن است که کانه زایی مس، سرب - روی کانسار قزلجه از نوع کانسارهای مس رسوبی تیپ Redbed می باشد.

المصادر:

آقانباتي، ع.، 1383. زمين¬شناسي ايران، سازمان زمين¬شناسي و اكتشافات معدني كشور.
- حقیقی، آ.، 1395. زمین¬شناسی، کانی¬شناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار سرب- روی اورتاسو، شمال¬غرب زنجان، پایان¬نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم زمین، دانشگاه زنجان، 140.
- رجب¬زاده، ع.، کوهستانی، ح.، مختاری، م.ع.ا. و زهدی، ا.، 1395. سنگ¬شناسی و کانی¬شناسی سنگ میزبان کانسار سرب- روی و مس چهرآباد، شمال باختر زنجان، بیست و چهارمین همایش بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، دانشگاه صنعتی شاهرود.
- شکوری نکو، ن.، 1397. زمین¬شناسی، ژئوشیمی و خاستگاه کانسارسرب و روی ساری-کند، شمال¬غرب زنجان، پایان‌نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم زمین، دانشگاه زنجان، 147.
- لطفی، م.، 1380. نقشه زمين¬شناسی ماهنشان با مقياس، 1:100000، سازمان زمين¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
- میرحسینی، ع.، نباتیان، ق.، زهدی، ا. و سلسانی، آ.، 1399. چینه¬نگاری سنگی، پتروگرافی و ژئوشیمی ماسه¬سنگ¬های بخش میانی سازند قرمز بالایی منطقه قزلجه، شمال غرب زنجان، مجله پژوهش¬های چینه¬نگاری و رسوب¬شناسی 108-87: (4) 36.
- نخجوانی، ب.، علوی،س.غ. و نظری، ب.، 1398. بررسی زمین‌شناسی، کانه¬زایی مس، رفتار زمین‌شیمی عناصر و ارتباط آن با سنگ میزبان ماسه‌سنگی در منطقه توپچی، استان آذربایجان شرقی، فصلنامه زمین¬شناسی ایران، 51، 13 ، 47-63.
- نوری، م.، کوهستانی، ح.، نباتیان، ق.، مختاری، م.ع.ا. و زهدی، ا.، 1400. زمین‌شناسی، کانه‌زایی و ژنز کانسار سلستین مادآباد، جنوب زنجان، فصلنامه زمین¬شناسی ایران، 60، 15، 59-75.
- نوری، م.، زهدی، ا.، کوهستانی، ح.، نباتیان، ق. و مختاری، م.ع.ا.، 1398. مطالعه کانی‌شناسی اولیه کربنات‌های سازند قم با استفاده از مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمیایی در بُرش کانسار سلستین مادآباد (جنوب زنجان)، فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 13، 51، 15-1.
Aghanabati, A., 2005. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, 538.
- Aghanabati A., 1998. Major sedimentary and structural units of Iran (map). Geosciences 7: 29-30.‏
- Alavi, M., 1991. Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 103(8): 983-992. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1991)103<0983:SASCOT>2.3.CO;2.
- Armstrong-Altrin, J. S., Lee, Y. I., Verma, S. P. and Ramasamy, S., 2004. Geochemistry of sandstones from the Upper Miocene Kudankulam Formation, southern India: Implications for provenance, weathering and tectonic setting. Journal of Sedimentary Research, 74(2), 285-297.‏
- Avila-Salinas, W., 1990. Origin of the copper ores at Corocoro, Bolivia. In: L. Fontboté, G.C. Amstutz, M. Cardozo, E. Cedillo and J. Frutos (Editors), Stratabound Ore Deposits in the Andes. Special Publication 8 of the Society for Geology Applied to Mineral Deposits, 8. Springer, Berlin, Heidelberg, 1-52.
- Azizi, H., Hosseinzadeh, M. R., Moayyed, M. and Siahcheshm, K., 2018. Geology and geochemistryof the sediment-hosted stratabound red bed-type Cu-Pb (Zn-Ag) mineralization in the Dozkand-Moshampa Area, NW Zanjan, Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie - Abhandlungen, 195(2): 123-143. DOI: 10.1127/njma/2018/0101.
- Ballato, P., Cifelli, F., Heidarzadeh, Gh., Ghassemi, M. R., Wickert, A. D., Hassanzadeh, J., Dupont-Nivet, G., Balling, P., Sudo, M., Zeilinger, G., Schmitt, A.K., Mattei, M. and Strecker, M.R., 2016. Tectono-sedimentary evolution of the northern Iranian Plateau: Insights from middle-late Miocene foreland-basin deposits. Basin Research, 29(4): 417-446. https://doi.org/10.1111/bre.12180.
- Bauluz, B., Mayayo, M. J., Fernandez-Nieto, C. and Lopez, J. M. G., 2000. Geochemistry of Precambrian and Paleozoic siliciclastic rocks from the Iberian Range (NE Spain): Implications for source-area weathering, sorting, provenance, and tectonic setting. Chemical Geology, 168(1-2): 135-150.‏
- Bhatia, M. R., 1983. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones. The Journal of Geology, 91(6): 611-627.‏
- Brown, M., 2006. Duality of thermal regimes is the distinctive characteristic of plate tectonics since the Neoarchean. Geology, 34(11): 961-964.‏ https://doi.org/10.1130/G22853A.1.
- Brown, A. C., 2003. Redbeds: Source of metals for sediment-hosted stratiform copper, sandstone copper, sandstone lead and sandstone uranium-vanadium deposits. Geochemistry of sediments and sedimentary rocks: Evolutionary considerations to mineral deposit-forming environments. Geological Association of Canada, Geotext, 4: 121-133.‏
- Cardenas, A. A., Girty, G. H., Hanson, A. D., Lahren, M. M., Knaack, C. and Johnson, D., 1996. Assessing differences in composition between low metamorphic grade mudstones and high-grade schists using logratio techniques. The Journal of Geology, 104(3): 279-293.‏
- Cox D. P., Lindsey D. A., Singer D. A. and Diggles M. F., 2007. Sediment-hosted copper deposits of the world- deposit models and database. U.S. Geological Survey, Open-file report 03-107, 50 p. https://doi.org/10.3133/ofr2003107.
- Dabard, M. P., 1990. Lower Brioverian formations (Upper Proterozoic) of the Armorican Massif (France): Geodynamic evolution of source areas revealed by sandstone petrography and geochemistry. Sedimentary Geology, 69(1-2): 45-58.‏
- Das, B. K., Al-Mikhlafi, A. S. and Kaur, P., 2006. Geochemistry of Mansar Lake sediments, Jammu, India: Implication for source-area weathering, provenance, and tectonic setting. Journal of Asian Earth Sciences, 26(6): 649-668.‏ Taylor, S. R. and McLennan, S. M., 1985. The continental crust: Its composition and evolution.
- Dickinson, W. R. and Suczek, C. A., 1979. Plate tectonics and sandstone compositions. Aapg Bulletin, 63(12): 2164-2182.
- Dickinson, W. R., Beard, L. S., Brakenridge, G. R., Erjavec, J. L., Ferguson, R. C., Inman, K. F. and Ryberg, P. T., 1983. Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. Geological Society of America Bulletin, 94(2): 222-235.‏
- Durieux, C. G. and Brown, A. C., 2007. Geological context, mineralization, and timing of the Juramento sediment-hosted stratiform copper-silver deposit, Salta district, northwestern Argentina. Mineralium Deposita 42(8): 879-899. https://doi.org/10.1007/s00126-007-0138-2.
- Flint, S. S., 1989. Sediment-hosted stratabound copper deposits of the Central Andes. Geological Association of Canada Special Paper 36: 371-398.
https://www.research.manchester.ac.uk/portal/en/publications/sedimenthosted-stratabound-copper-deposits-of-the-central-andes (290b89f5-8f57-400a-b3a0-e8979b8dedfa)/export.html#export.
- Garzanti, E., Doglioni, C., Vezzoli, G. and Ando, S., 2007. Orogenic belts and orogenic sediment provenance. The Journal of Geology, 115(3): 315-334.‏
- Garzanti, E. and Vezzoli, G., 2003. A classification of metamorphic grains in sands based on their composition and grade. Journal of Sedimentary Research, 73(5): 830-837.‏
- Hitzman, M.W., Selley, D. and Bull, S., 2010. Formation of sedimentary rock-hosted stratiform copper deposits through Earth history. Economic Geology, 105(3): 627-639.‏
https://doi.org/10.2113/gsecongeo.105.3.627 .
- Hitzman, M., Kirkham, R., Broughton, D., Thorson, J. and Selley, D., 2005. The sediment-hosted stratiform copper ore system. In: J. F. H. Thompson, R. J. Goldfarb and J.P. Richards (Editors), 100th Anniversary volume. Society of Economic Geologists, Littleton, 609-642.
- Kirkham, R. V., Eckstrand, O. R., Sinclair, W. D. and Thorpe, R. I., 1996. Sediment-hosted copper. Geology of Canadian Mineral Deposit Types, 223-240.
- Love, L. G. and Brockley, H., 1973. Peripheral radial texture in framboids of poly-framboidal pyrite. Fortschr. Miner, 50(3): 264-269. https://doi.org/10.1007/BF00563277.
- MacIntyre, T. J., 2005. Fault-controlled hydrocarbon-related bleaching and sediment-hosted copper mineralization of the Jurassic Wingate sandstone at the Cashin Mine, Montrose county, Colorado. M.Sc. thesis, Colorado School of Mines, Colorado, United State, 360 .
- Maghfouri, S., Rastad, E., Borg, G., Hosseinzadeh, M. R., Movahednia, M., Mahdavi, A. and Mousivand, F., 2020. Temporal–spatial distribution of sediment-hosted stratabound copper deposits in Iran; Implications for future exploration. Ore Geology Reviews 127(1): 1-30. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2020.103834.
- Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1989. Formation and diagenesis of weathering profiles. The Journal of Geology, 97(2): 129-147.
- Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1984. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48(7): 1523-1534.‏
- Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1982. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature, 299(5885): 715.‏
- Paikaray, S., Banerjee, S. and Mukherji, S., 2008. Geochemistry of shales from the Paleoproterozoic to Neoproterozoic Vindhyan Supergroup: Implications on provenance, tectonics and paleoweathering. Journal of Asian Earth Sciences, 32(1): 34-48.‏
- Pettijohn F. J., Potter P. E. and Siever R., 1972. Sand and sandstones. Springer-Verlog, NewYork.
- Roser, B. P. and Korsch, R. J., 1986. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio. The Journal of Geology, 94(5): 635-650.‏
- Roser, B. P. and Korsch, R. J., 1988. Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data. Chemical geology, 67(1-2): 119-139.‏ https://doi.org/10.1016/0009-2541(88)90010-1.
- Suttner, L. J. and Dutta, P. K., 1986. Alluvial sandstone composition and paleoclimate; I, Framework mineralogy. Journal of Sedimentary Research, 56(3): 329-345.‏ https://doi.org/10.1306/212F8909-2B24-11D7-8648000102C1865D
- Taylor, S. R. and McLennan, S. M., 1985. The continental crust: Its composition and evolution.‏
- Thorson, J.P., 2005. Lisbon valley sediment-hosted copper deposits and Paradox basin fluids trip. Society of Economic Geologists, USA, guidebook series 37, 43pp. https://doi.org/10.5382/GB.37.
- Tucker, M. E., 2009. Sedimentary petrology: An introduction to the origin of sedimentary rocks. John Wiley and Sons, London, 272 .‏
- Walker, T. R., 1989. Application of diagenetic alterations in redbeds to the origin of copper in stratiform copper deposits. In: R. W. Boyle, A. C. Brown, W. Jefferson, E. C. Jowett and R. V. Kirkham (Editors), sediment-hosted stratiformcopper deposite. Geological Association of Canada, Canada, 36: 85-96.‏
- Whitney, D. L., and Evans, B. W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187. DOI: 10.2138/am.2010.3371.
- Woodward, L. A., Kaufman, W. H., Schumacher, O. L., and Talbott, L. W., 1974. Strata-bound copper deposits in Triassic sandstone of Sierra Nacimiento, New Mexico. Economic Geology 69(1): 108-120. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.69.1.108 .

نص كامل:

زمینشناسی، کانهزایی، کانیشناسی و ساخت و بافت کانسار مس، سرب- روی قزلجه، شمالغرب زنجان

سیده عالیه میرحسینی1، قاسم نباتیان,2و¹، افشین زهدی2 و آرمین سلسانی3

1. دانشجوی کارشناسی ارشد زمینشناسی اقتصادی، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

2. دانشیار گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

3. مدیرعامل شرکت سیمین معدن البرز، زنجان، ایران

چکیده

کانسار مس، سرب- روی قزلجه، در پهنه ایران مرکزی، در استان زنجان و در شمالشرق شهرستان ماهنشان واقع شده است. واحدهای سنگی موجود در این گستره متعلق به الیگومیوسن بوده که شامل سازندهای قرمز زیرین، قم و قرمز بالایی هستند. سازند قرمز بالایی که میزبان کانهزایی در این ناحیه است، شامل تناوبی از مارن، سیلت‌سنگ، ماسهسنگ قرمز و خاکستری میباشد که کانهزایی مس، سرب- روی درون واحدهای ماسهسنگی خاکستری رنگ رخ داده است. کانسار قزلجه شامل دو افق کانهزایی مس و سرب - روی است که افق مس در بخش زیرین افق کانهزایی سرب- روی قرار دارد. براساس مطالعات صحرایی و میکروسکوپی، کانیهای اصلی شامل پیریت، کالکوسیت، کالکوپیریت، بورنیت، گالن، اسفالریت و کانیهای ثانویه شامل سروزیت، مالاکیت، آزوریت، کوولیت، اسمیتزونیت و گوتیت میباشند. بافت ماده معدنی از نوع دانهپراکنده، پیریت فرامبوئیدال، شبهلامینهای و سیمان بیندانهای جانشینی، بازماندی، است. مطالعات صحرایی بیانگر آن است که وجود آثار و بقایای گیاهی و پیریتهای دیاژنتیکی، از عوامل اصلی احیاکننده محیط و تهنشست سولفیدها در افقهای کانهزایی هستند. قابل ذکر است که عیار سرب، روی و مس در این کانسار به ترتیب شش، سه و یک درصد است. نتایج مطالعات انجام شده بیانگر آن است که کانهزایی مس، سرب- روی کانسار قزلجه از نوع کانسارهای مس رسوبی تیپ Redbed میباشد.

واژههای کلیدی: سازند قرمز بالایی، مس رسوبی نوع Redbed، ایران مرکزی، قزلجه، زنجان

Geology, mineralization, mineralogy, structure and texture in the Ghezeljeh Cu, Pb-Zn deposit, NW Zanjan

Seyedeh Aliyeh Mir Hosseini1, Ghasem Nabatian2*, Afshin Zohdi2 and Armin Salsani3

1. M.Sc. student in economic geology, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Zanjan, Iran

2. Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Zanjan, Iran

3. Director of the Simin Madan-e-Alborz Company, Zanjan, Iran

*Email: gh.nabatian@gmail.com

Abstract

Ghezeljeh deposit is located in the Central Iranian zone, in the Zanjan province and northeast of the Mahneshan city. The rock units in this area belongs to the Oligo-Miocene, which contain Lower Red, Qom and Upper Red formations. The Upper Red Formation in Ghezeljeh region has about 750 m thickness and mainly consists of brown to green marl intercalations with sandstones. In this area, the alternation of marl and sandstone sequences contain sandstone layers with thickness about 2 to 8 meters, which in two horizons, the copper-lead and zinc mineralization has occurred. Copper mineralization, in addition to being observed inside the sandstone unit. In the Ghezeljeh deposit, the host rocks of the copper ores, are gray sandstones and conglomerates which are intercalated with red and gray marl units. According to field and microscopic studies, the main ore mineral consist of pyrite, chalcocite, chalcopyrite, bornite, galena and sphalerite which associated with the secondary minerals such as serosite, malachite, azurite, covellite, smithzonite and goethite. The ore mineral textures consist of disseminate, framboidal pyrite, solution seams, interparticle cement, replacement and relict. Preliminary fieldwork studies in the Ghezeljeh region also show that organic matter including plant remains and diagenetic pyrite are the effective factors to concentrate and mineralization. It is considerable that the grade of lead, zinc and copper, in Ghezeljeh deposit are 6%, 3% and 1%, respectively. Generally, host rock, tectonic setting, sedimentary environment, mineralogy, texture, mineralization control factors all confirm that the studied mineralization has more similarities with Redbed type copper deposits.

Keywords: Upper Red Formation, Redbed type copper deposits, Central Iran, Ghezeljeh, Zanjan

مقدمه

کانسارهای مس با میزبان رسوبی به‌صورت استراتی باند ² هستند و این به معنی آن است که کانسارهای مس محدود به تعدادی از لایهها یا یک توالی رسوبی هستند، اما این الزاماً به معنی تبعیت از لایهبندی رسوبی نیست (Cox et al., 2007). کانسارهای مس با میزبان رسوبی از نوع دیاژنتیکی بوده و بعد از نهشته شدن رسوبات میزبان و قبل از مرحله سنگشدگی تشکیل می‌شوند. این نوع کانسارها مستقل از فرآیندهای ماگمایی هستند. سنگهای میزبان این کانسارها به دو نوع تقسیم میشوند: 1- نوع کم انرژی شامل سیلت‌سنگهای دولومیتی و آهکی، سنگهای شیلی و کربناتی دریایی یا دریاچهای، 2- نوع پرانرژی شامل انواع ماسهسنگها و کنگلومراها با منشا قارهای. کانسارهای مس با میزبان رسوبی توسط اختلاط سیالات در سنگهای رسوبی نفوذپذیر و به‌ندرت در سنگهای آتشفشانی شکل میگیرند (Cox et al., 2007).

کانسارهای مس رسوبی ایران در بلوک طبس، پهنه زاگرس، پهنه ایران مرکزی، پهنه سبزوار و پهنه کپهداغ گسترش دارند (نخجوانی و همکاران، (1398)؛ Maghfouri et al., 2020). این کانسارها در زمانهای مختلف از جمله 1- کامبرین زیرین- اردویسین (کانسار دهمعدن و خونگاه در زاگرس)، 2- پرمین (قرهتپه در ایران مرکزی)، 3- ژوراسیک بالایی (در ناحیه راور-طبس-عشقآباد در سازند گردو)، 4- ژوراسیک بالایی- کرتاسه زیرین (در سازند شوریجه در پهنه کپهداغ)، 5- الیگوسن- میوسن (در ناحیه بستان‌آباد- تبریز- تسوج) و 6- پلیوسن (قرهآغاج در پهنه ایران مرکزی) تشکیل شده‏اند (Maghfouri et al., 2020). کانسار مس، سرب- روی قزلجه در 70 کیلومتری شمال‏غرب شهر زنجان و در شمالغرب نقشه زمینشناسی 1:100000 ماهنشان (لطفی، 1380) میان طولهای جغرافیایی "42 '41° 47 تا 45" '44 ° 47 شرقی و عرضهای جغرافیایی "2 '53 °36 تا "47 '56 °36 شمالی قرار گرفته است. این کانسار در پهنه زمینشناسی- ساختاری ایران مرکزی قرار گرفته است (شکل 1- الف). از کانسارها و نشانههای معدنی مس و سرب- روی در این ناحیه میتوان به کانسارهای اورتاسو (حقیقی و همکاران، 1395)، چهرآباد (رجب‌زاده و همکاران، 1395)، ساریکند (شکوری، 1397) اشاره کرد (Azizi et al., 2018; Maghfouri et al., 2020) (شکل 2- الف). کانسار قزلجه یکی از کانسارهای مهم در این ناحیه از استان زنجان است که در حال حاضر استخراج میشود. با توجه به اهمیت این موضوع برای انجام مطالعات دقیق پژوهشی، این کانسار برای مطالعه پژوهشی حاضر انتخاب شده است. در این پژوهش، ویژگیهای زمینشناسی، کانهزایی، کانیشناسی، ساخت و بافت کانسار قزلجه و همچنین ژئوشیمی سنگ میزبان ماده معدنی مورد بررسی قرار گرفته است. امید است که نتایج حاصل از پژوهش حاضر به همراه دیگر مطالعاتی که بر روی این ماسه‌‌سنگها در طی چند سال اخیر صورت گرفته است، در اکتشاف هر چه بهتر این نوع از کانسارها و همچنین در بازسازی دقیق زمینشناسی، جغرافیای دیرین و شرایط آب و هوایی زمان میوسن مورد استفاده قرار گیرد.

روش مطالعه

برای انجام این پژوهش، علاوه بر مطالعات صحرایی و تهیه نقشه زمینشناسی، از نمونههای برداشت شده در بازدیدهای صحرایی، تعداد 30 مقطع نازک و نازک صیقلی به‌منظور مطالعات سنگنگاری، بافتی، کانیشناسی و رسم توالی پاراژنزی تهیه شده است. همچنین بر پایه مطالعات صحرایی نقشه زمینشناسی ناحیه و پروفیل آن رسم گردید. برای انجام مطالعات ژئوشیمیایی در کانسار قزلجه، نمونههای برداشت شده از این کانسار مورد مطالعه به آزمایشگاه زرآزما ارسال شد. در این آزمایشگاه، نمونهها به روش XRF، برای تعیین میزان اکسیدهای اصلی و همچنین به روش ICP-MS، برای مشخص شدن مقدار دقیق عناصر کمیاب و کمیاب خاکی مورد آنالیز قرار گرفتند.

بحث

زمینشناسی و سنگشناسی کانسار مورد مطالعه

براساس تقسیمات پهنههای زمینساختاری ایران زمین (آقانباتی، 1383)، ناحیه مورد مطالعه در بخش شمالغرب ایران مرکزی (شکل 1- الف) واقع شده و بخشی از نقشه زمینشناسی 1:100000 ماهنشان (لطفی، 1380) را در برمی‌گیرد (شکل 2- ب). راه دسترسی به کانسار مورد مطالعه، از طریق جاده آسفالته زنجان ماهنشان و همچنین جاده آسفالته زنجان– مشمپا امکانپذیر است. از نظر زمینشناسی واحدهای سنگی رخنمون یافته در این ناحیه شامل سازندهای قم و قرمز بالایی هستند (شکلهای 1 و 2). سازند قرمز بالایی در این گستره شامل تناوبی از مارنهای قهوهای- خاکستری میباشد که در زیر مجموعهای از آهکهای ریفی متوسط‌لایه، مارن و ماسهسنگهای مارنی سازند قم قرار گرفته است. لازم به ذکر است که سازند قم در ناحیه زنجان دارای کانیسازی سلستین است (نوری و همکاران، 1398 و 1400). سازند قرمز بالایی در این ناحیه دارای گسترش قابل توجهی بوده و به‌طورکلی شامل سه بخش اصلی: الف) تناوب واحدهای تبخیری و مارن در بخش زیرین، ب) تناوب مارنهای قرمز با میانلایههای ماسهسنگ قرمز و سبز رنگ در بخش میانی، و پ) افقهای مربوط به مارنهای سبز رنگ با میانلایههای ژیپس در بخش بالایی توالی است (لطفی، 1380). ستون چینهشناسی رسم شده از سازند قرمز بالایی در کانسار قزلجه دارای ضخامتی در حدود 750 متر بوده و شامل تناوبی از واحدهای سنگی از جنس شیل و مارن به رنگ قهوهای همراه با میان‌لایههایی از ماسهسنگهای خاکستری میباشد (شکل 1- ج و د) (میرحسینی و همکاران، 1399). در کانسار قزلجه، بخش دارای تناوب مارن و ماسهسنگ متشکل از لایههای ماسهسنگی با ضخامتهای دو

شکل1. الف) موقعیت کانسار مورد مطالعه بر روی پهنههای ساختاری ایران (Aghanabati 2005; 1998; Alavi 1991)

اختصارات: Zagros: پهنه زاگرس؛ :KRSZزون رادیولاریتی کرمانشاه؛ SSZ: پهنه دگرگونی- ماگمایی سنندج- سیرجان ؛ UD: قوس ماگمایی ارومیه-دختر ؛ CIM : خرده‌قاره ایران مرکزی (شامل بلوک‌های یزد ، پشت‌بادام (PB)، طبس و بلوک لوت) ، Alborz: رشته کوههای البرز ؛ Makran: پهنه مکران؛ :KD دامنههای کپهداغ؛ Zabole: پهنه زابل؛ و CMR: سنگ‌های ماگمایی سنوزوئیک، ب) موقعیت کانهزاییهای مس و سرب- روی در ناحیه زنجان- ماهنشان، ج) پروفیل کلی از کانسار مورد مطالعه (محدوده کانهزایی با مستطیل مشکی مشخص شده است)، د) پروفیل محدوده معدنی قزلجه (موقعیت پروفیل در شکل 2- ج نشان داده شده است).

تا هشت متر است که در دو افق از آنها کانهزایی مس- سرب و روی رخ داده است. این ماسهسنگها بیشتر از کانیهای کوارتز، فلدسپات و خردهسنگهای رسوبی و دگرگونی و به میزان کمتر آتشفشانی تشکیل شده‌اند. کانهزایی مس در این کانسار، علاوه بر اینکه در داخل واحدهای ماسهسنگی روی داده است در داخل یک افق کنگلومرایی نیز رخ داده است که این افق بلافاصله در بخش زیرین افق ماسهسنگی دارای کانهزایی مس بوده و دارای ضخامت 20 سانتیمتر است. براساس مطالعات سنگشناسی، این ماسهسنگها از نوع لیتآرنایت و فلدسپاتیک لیتآرنایت میباشند (میرحسینی و همکاران، 1399). همان‌طور که در بخشهای قبلی ذکر شد، در افقهای زیرین سازند قرمز بالایی، لایههای تبخیری وجود دارند. علاوه بر آن، یکسری گنبدهای نمکی از جمله گنبد نمکی چهرآباد، ساریکند و ایلجاق نیز در این ناحیه وجود دارند که این گنبدهای نمکی و لایههای تبخیری در کانهزاییهای ناحیه نقش بسزایی داشتهاند. نتایج حاصل از مطالعات صورت گرفته بیانگر آن است که محیط تشکیل كانسار مس و سرب- روی قزلجه شاید محیط رودخانهای مئاندری نزدیک به خطوط ساحلی و جزر و مدی بوده است (میرحسینی، 1399).

کانهزایی

کانهزایی مس و سرب- روی در کانسار قزلجه در دو افق ماسهسنگی در مجموعه واحدهای رسوبی- تخریبی سازند قرمز بالایی رخ داده است (شکلهای 2 و 3). سازند قرمز بالایی در این ناحیه شامل تناوبی از مارنهای قرمز و خاکستری با میان‌لایههایی از ماسهسنگ، کنگلومرا و سایر رسوبات تخریبی است (شکلهای 2، 3 و 4) که کانهزایی مس و سرب- روی در این کانسار در داخل ماسهسنگهای خاکستری رنگ آن روی داده است. بخشهای خاکستری که کانهزایی در آنها رخ داده است، در برخی بخشها غنی از قطعات فسیل گیاهی هستند.

در ناحیه مورد مطالعه، کانهزایی مس بخش زیرین افقهای کانهزایی را تشکیل میدهد که ضخامت آن در حدود شش تا هفت متر بوده و شیب آن در حدود 70 الی 80 درجه به سمت شمال است (شکلهای 3 و 4). در کانسار قزلجه، سنگ میزبان کانهزایی مس، ماسهسنگهای خاکستری رنگ و سنگ‌های کنگلومرایی هستند که به‌صورت میانلایه با واحدهای مارنی قرمز و خاکستری رنگ قرار دارند (شکل 4). ماسهسنگهای میزبان کانهزایی در این بخش از نوع لیتآرنایتی و فلدسپات لیتآرنایت بوده و بافت ماده معدنی در این افق به‌صورت بافت‌های جانشینی، شبهلامینهای، لنزیشکل، سیمان بینبلوری، بازماندی، پیریت فرامبوئیدال و دانهپراکنده هستند (شکل 5- الف و ب). کالکوسیت، کوولیت، کالکوپیریت، پیریت، مالاکیت و آزوریت مهم‌ترین کانیهای موجود در این بخش از کانسار هستند. بررسیهای صحرایی اولیه از کانسار قزلجه نشان میدهد که مواد ارگانیکی از جمله بقایای گیاهی ناحیه یکی از عوامل موثر در تمرکز و شکلدهی کانهزایی است (شکل 5- ج). براساس مطالعات هیتزمن (Hitzman et al., 2005) و براون (Brown, 2006)، وجود آثار و بقایای گیاهی یکی از عوامل موثر و مهم در تشکیل این نوع کانهزایی میباشد. قابل ذکر است که عیار سرب در این کانسار شش درصد، روی سه درصد و مس برابر با یک درصد بوده و در مجموع، تناژ ماده معدنی برابر با 190 هزار تن میباشد. ماده معدنی در این کانسار دارای طول حدود 250 متر و ضخامت میانگین 70 سانتیمتر میباشد که تا عمق 200 متر گسترش دارد.

شکل 2. رخنمونی از سازندهای موجود در کانسار قزلجه (دید به سمت جنوبغرب)

شکل 3. نمایی دور از کانهزایی مس و سرب- روی در کانسار قزلجه (دید به سمت شمالشرق)

شکل 4. رخنمونهایی از افق کانهزایی مس در کانسار قزلجه، الف) دید به سمت جنوب، ب) دید به سمت غرب

شکل 5. بافتهای موجود از افق کانهزایی مس در کانسار قزلجه. الف) بافت شبهلامینهای، ب) بافت لنزی شکل، ج) نمونه حاوی فسیل گیاهی (شبیه به تنه درخت) که اطراف آن کانهزایی مس رخ داده است. علائم اختصاری کانیها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) اقتباس شده است

کانهزایی سرب- روی در این کانسار در بخش بالایی افق کانهزایی مس روی داده و این افق نیز به‌صورت همروند با لایهبندی سنگ‌ها تشکیل شده است. در این افق، کانهزایی دارای امتداد شمالشرقی- جنوبغربی است و شیبی حدود 70 تا 80 درجه به سمت شمال دارد (شکل 6- الف و ب). کانههای اصلی تشکیل شده در این بخش شامل گالن، اسفالریت و پیریت هستند و بافتهای غالب موجود در این بخش شامل دانهپراکنده، لنزی، شبهلامینهای و جانشینی می‌باشند (شکل 6- ب). در مقاطع میکروسکوپی گالن، اسفالریت و پیریت کانیشناسی اولیه را تشکیل میدهند و کانیهای ثانویه تشکیل شده در این بخش شامل سروزیت، اسمیتزونیت و اکسیدهای آهن هستند.

شکل 6. الف) نمایی نزدیک از افق کانهزایی سرب- روی در کانسار قزلجه (دید به سمت غرب)، ب) نمونه دستی از کانهزایی سرب- روی در ماسهسنگهای ناحیه مورد مطالعه

پهنههای موجود در افقهای کانهزایی

به‌طورکلی افقهای کانهزایی در کانسار قزلجه شامل دو پهنه قرمز اکسیدان و شسته شده است که براساس ویژگیهای آنها از جمله کانیشناسی، رنگ ظاهری و نوع ماده معدنی از همدیگر تفکیک شدهاند. در ادامه این پهنهها توضیح داده شدهاند.

پهنه قرمز اکسیدان³

پهنه قرمز اکسیدان در اطراف افقهای خاکستری رنگ قرار دارد که شامل لایههای مارن قرمز رنگ و ماسهسنگ میباشد (شکل 4- الف). این بخشها حاوی مقادیر زیادی اکسیدهای آهن هستند که دلیل قرمز رنگ بودن این بخش وجود همین کانیهای اکسیدی آهن است. ماسهسنگهای موجود در این بخشها از نوع لیتآرنایت تا فلدسپات لیتآرنایت بوده و بیشتر از کوارتز، فلدسپات، خردهسنگ و کانیهای رسی تشکیل شده‌اند (میرحسینی و همکاران، 1399). رنگ این بخش از قهوهای تیره تا نارنجی روشن تغییر میکند.

پهنه شسته شده⁴

قسمت‌هایی از ماسهسنگها به دلیل فرآیند دگرسانی، دچار تغییر رنگ شدهاند، این قسمت‌ها در واقع همان پهنه‌های شسته شده میباشند که تحت تاثیر سیال احیایی، رنگ ماسهسنگها به رنگ خاکستری متمایل به سبز در آمده است (شکل 7). به عقیده مکینتیر (MacIntyre, 2005) مرز بین پهنه شستهشده و بخش قرمز اکسیدان به نحوی است که تغییر رنگ سنگها از قرمز به خاکستری در کمتر از یک سانتیمتر رخ میدهد. وجود فسیل گیاهی که کانهزایی در ارتباط با آنها میباشد، در این بخشها قابل مشاهده است. مواد ارگانیکی و پیریتهای دیاژنیتیکی از عوامل مهم در احیایی کردن سیالات در این افقها به شمار میروند. براساس وودوارد و همکاران (Woodward et al., 1974)، آب بین سازندی در بخشهای نفوذپذیر، وقتی که در مجاورت مواد آلی و پیریتهای دیاژنتیکی قرار میگیرد، احیا میشود و در نتیجه باعث شسته شدن رسوبات قرمز اطراف خود میشود. مواد آلی و پیریتهای دیاژنتیک موجود، باعث احیایی شدن سیالات در این افقها شده‌اند. سیالات احیایی تشکیل شده نیز باعث تغییر رنگ این لایهها از قرمز- نارنجی به سفید و یا خاکستری مایل به سبز شدهاند. در این پهنهها، اکسید آهن به دلیل شسته شدن توسط سیالات احیایی دیده نمیشود (شکل 8- الف). از شواهد موجود برای این پهنهها میتوان به شسته شدن اکسیدهای آهن از اطراف دانهها، تشکیل پیریتهای دانه‌پراکنده اشاره کرد (شکل 8). قابل ذکر است که این پهنه دارای زیرپهنه کانهزایی است که در ادامه توضیح داده شده است.

زیر پهنه کانهدار⁵

مهم‌ترین عامل در تشکیل این زیرپهنه، فراوانی قطعات فسیل گیاهی و مواد آلی، وجود پیریتهای فرامبوئیدال و در نتیجه ایجاد شرایط احیا، همراه با نفوذپذیری سنگها در پهنه شستهشده میباشد (شکل 3). در این زیرپهنهها (زیرپهنه مس و زیرپهنه سرب و روی)، همراه با مواد آلی و پیریتهای فرامبوئیدال، کانهزایی مس، سرب و روی تشکیل شده است. بافتهایی که در این زیرپهنهها تشکیل شدهاند شامل سیمان بینبلوری، جانشینی، شبهلامینهای، بازماندی و دانهپراکنده هستند. مهم‌ترین کانیهایی که در این بخش دیده میشوند عبارتند از: گالن، اسفالریت، کالکوسیت، کالکوپیریت بورنیت و پیریت.

شکل 7. نمایی نزدیک از پهنه شستهشده در کانسار قزلجه

شکل 8. الف) تصویر میکروسکوپی از ماسهسنگ شسته شده در کانسار قزلجه، همان‌طور که در این تصویر مشاهده میشود، اکسیدهای آهن از اطراف دانههای آواری شسته شده‌اند، ب) تصویر میکروسکوپی از بلورهای ریز پراکنده پیریت (Py) در متن ماسهسنگ شسته شده در کانسار قزلجه

کانیشناسی، ساخت و بافت

مطالعه مقاطع نازک- صیقلی تهیه شده از بخشهای کانهدار نشان میدهد که کانههای اصلی موجود در افق مس شامل پیریت (نسل اول و دوم)، کالکوپیریت، کالکوسیت (نسل اول و دوم) و بورنیت هستند (شکل 9). در افق کانهزایی سرب و روی کانههایی از جمله پیریت (نسل دوم)، اسفالریت و گالن قابل مشاهده‌اند (شکل 9). از کانیهای ثانویه که در اثر فرایندهای سوپرژن و هوازدگی در کانسار قزلجه تشکیل شدهاند میتوان به کالکوسیت ثانویه (کالکوسیت نسل دوم)، مالاکیت، آزوریت، کوولیت، سروزیت، اسمیتزونیت و گوتیت اشاره کرد. پیریت یکی از معمولترین کانیهای موجود در کانسار قزلجه میباشد که در هر دو افق کانهزایی (مس و سرب- روی) تشکیل شده است. براساس روابط بافتی، پیریتهای موجود در کانسار قزلجه را میتوان به دو نسل تقسیم کرد: (1) پیریتهای فرامبوئیدال که پیریتهای نسل اول را تشکیل میدهند (شکل 9- الف و ب) و (2) پیریتهای نسل دوم که اغلب بیشکل بوده و به‌صورت دانهپراکنده همراه کالکوسیت، کالکوپیریت، بورنیت، اسفالریت و گالن تشکیل شدهاند (شکل 9- ج و چ). پیریتهای نسل اول و دوم در اثر فرایندهای هوازدگی و سوپرژن، از حاشیه بلورها در حال تبدیل شدن به گوتیت هستند. کالکوپیریت در افق کانهزایی مس و در داخل ماسهسنگهایی که کانهزایی در آنها روی داده است، به‌صورت دانه‌پراکنده، سیمان بین‌دانه‌ای، جانشینی و بازماندی مشاهده میشود. کالکوپیریت همواره از حاشیهها به کالکوسیت، کوولیت، مالاکیت، آزوریت و اکسیدهای آهن دگرسان شده و بقایایی از آن به‌صورت بافت بازماندی، باقی مانده‌اند (شکل 9- چ). براساس روابط بافتی، کالکوسیتهای موجود را میتوان به دو نسل تقسیم کرد. نسل اولیه که دارای بافت دانهپراکنده و سیمان بینبلوری بوده و در حال تبدیل شدن به کوولیت میباشد. این نسل از کالکوسیتها، در طی کانهزایی مس در این ناحیه تشکیل شده است. نسل دوم کالکوسیت ثانویه بوده و در اثر فرایندهای هوازدگی و سوپرژن جایگزین کالکوپیریت شدهاند (شکل 9- ح و خ). بورنیت همراه با سایر کانیهای سولفیدی در افق مسدار تشکیل شده و در طی فرآیندهای سوپرژن و هوازدگی به کالکوسیت ثانویه، کوولیت و گوتیت تبدیل شده است (شکل 9- چ). اسفالریت یکی دیگر از کانیهای موجود در افق ماسهسنگی سرب و رویدار است که به همراه پیریت و گالن مشاهده میشود. اسفالریت نسبت به گالن فراوانی کمتری دارد و بیشتر به‌صورت سیمان بین‌دانه‌ای و یا به‌صورت دانهپراکنده قابل مشاهده است. قابل ذکر است که اسفالریت از حاشیه به اسمیتزونیت تبدیل شده است (شکل 9- ذ). گالن اغلب به‌صورت بلورهای ریز بیشکل تا شکلدار دیده میشود و بیشتر به‌صورت دانهپراکنده، سیمان بین‌ دانهای ، جانشینی و شبهلامینهای مشاهده میشود (شکل 9- د و خ). گالنها همواره از حاشیه به سروزیت تبدیل میشوند (شکل 9- د). کانی مالاکیت به همراه کانی آزوریت در این کانسار تشکیل شده‏اند و در رخنمونهای ناحیه بیشتر به صورت هالهای سبز و آبی رنگ دیده میشوند (شکل 9- ذ).

بافت دانهپراکنده

این بافت بیشتر در عدسیهای غنی از مواد آلی و یا درون بخشهای نفوذپذیر حاوی مواد آلی و فسیل گیاهی مشاهده میشود. در کانسار مس و سرب- روی قزلجه، سولفیدهای مس، پیریت، اکسیدهای آهن و همچنین اسفالریت و گالن موجود در این کانسار دارای این بافت میباشند (شکل 9- ج، د، ذ).

بافت سیمان بین‌دانه‌ای

بافت سیمان بین‌دانه‌ای حالت خاصی از بافت دانهپراکنده است، که فضای میان دانههای سنگ میزبان توسط کانیهای سولفیدی پر میشود (MacIntyre, 2005). این بافت در هر دو افق کانهزایی مس و سرب- روی قابل مشاهده است (شکل 9- ج).

پیریت با بافت فرامبوئیدال

بافت فرامبوئیدال همگی در پیریتهایی که به‌صورت خوشهای کنار یکدیگر قرار گرفتهاند، دیده میشود (شکل 9- الف، ب). براساس نظریه لاو و بروکلی (Love and Brockley, 1973)، پیریت فرامبوئیدال در شرایطی که سولفیدهای آهن با سرعت بالایی متبلور میشوند، پس از تهنشست ژل سولفیدی از تبدیل ژل FeS به پیریت و در مراحل اولیه دیاژنز تشکیل میشود.

شکل 9. الف) تصویر میکروسکوپی از پیریتهای فرامبوئیدال (PyI) در کانسار قزلجه که در برخی بخشها به گوتیت (Gth) تبدیل شدهاند، ب) پیریتهای فرامبوئیدال (PyI) که در داخل کالکوسیت (Cct) قرار دارند، ج) هم‌رشدی پیریتهای نسل دوم (Py II) و کالکوسیت اولیه (Cct) با بافت دانهپراکنده و سیمان بین‌ دانهای، چ) همراهی پیریت نسل دوم (PyII) با کالکوپیریت (Ccp) و بورنیت (Bn) در افق کانهزایی مس که به کانیهای ثانویه از جمله کالکوسیت (Cct)، کوولیت (Cv) و گوتیت (Gth) تبدیل شدهاند، ح) کالکوسیت ثانویه (Cct)، کوولیت (Cv) و گوتیت (Gth) که جانشین بورنیت (Bn) شدهاند، خ) کانی گالن (Gn) به همراه اسفالریت (Sph) با بافت دانهپراکنده و سیمان بین‌ دانهای در کانسار قزلجه، د) کانی گالن با بافت سیمان بین‌ دانهای که در اثر فرایندهای هوازدگی و سوپرژن به سروزیت (Cer) تبدیل شده است، ذ) کانی آزوریت. علائم اختصاری کانیها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010) اقتباس شده‌اند

بافت شبهلامینهای

یکی از بافتهایی که میتواند شرایط رسوبی- دیاژنز اولیه را نشان دهد، بافت شبهلامینهای است. این بافت در ماسهسنگهای میزبان کانهزایی به‌صورت نوارهای موازی با لایهبندی سنگ میزبان در کانسار قزلجه تشکیل شده است (شکل 10).

شکل 10. الف) تصویر میکروسکوپی از بافت شبهلامینهای کالکوسیت (Cct) در نور یک بار پلاریزه، ب) تصویر میکروسکوپی بافت شبه‎لامینه‎ای گالن (Gn)

بافت جانشینی و بازماندی

بافت جانشینی یکی دیگر از بافتهای موجود در کانسار قزلجه است. این بافت در کانیهای سولفیدی مس و سرب و روی مشاهده میشود. این بافت بهصورت اولیه از جانشینی کانیهای سولفیدی به‌جای مواد آلی و همچنین پیریت فرامبوئیدال تشکیل شده است (شکل 9- الف). همچنین این بافت در طی فرایندهای هوازدگی و سوپرژن تشکیل شده است که در طی آن، کانیهای ثانویه از جمله مالاکیت، کالکوسیت ثانویه، سروزیت، اسمیتزونیت و اکسیدهای آهن جانشین کانیهای اولیه شده‌اند. این جانشینی در برخی بخشها به حدی بوده که بقایایی از کانیهای اولیه باقی مانده و بافت بازماندی را تشکیل دادهاند (شکل 9- چ، ح).

توالی پاراژنزی و مراحل کانهزایی

براساس ویژگیهای کانیایی و بافتی، توالی پاراژنتیکی به‌صورت نمودارهای خطی در ارتباط زمانی مواد معدنی و باطلهها، فراوانی نسبی کانیها ترسیم میشود. براساس مطالعات صحرایی و میکروسکوپی میتوان اظهار داشت که توالی پاراژنزی در کانسار مس و سرب- روی قزلجه، به ترتیب در طی سه مرحله به‌صورت زیر تشکیل شده است:

1) مرحله قبل از تشکیل ماده معدنی⁶ یا هم‌زمان با رسوب‌گذاری

2) کانهزایی اصلی یا مرحله تشکیل ماده معدنی⁷ در طی فرایند دیاژنز

3) مرحله بعد از تشکیل ماده معدنی⁸ که مرتبط با فرایندهای هوازدگی و سوپرژن است.

مرحله قبل از تشکیل ماده معدنی

این مرحله از کانهزایی کمی پس از تهنشست رسوبات روی داده است (Durieux and Brown, 2007) و شامل مراحل همزمان با دیاژنز⁹ و دیاژنز اولیه¹⁰ در فرآیند تشکیل ماسهسنگهای میزبان کانهزایی میباشد.

در مرحله دیاژنز اولیه کلسیت بیشتر به‌صورت سیمان کلسیتی در فضای بین ذرات تجمع پیدا کرده و تشکیل آن تا اواخر دیاژنز پایانی ادامه داشته است. بلورهای ریزتر سیمان کلسیتی در مراحل ابتدایی و بلورهای درشتتر با خاموشی موجی مربوط به مراحل پایانی دیاژنز هستند. منشا کربنات کلسیم میتواند از آبهای درون حفرهای باشد (Tucker, 2009). در اواخر مرحله دیاژنز اولیه، در اثر اکسیداسیون ترکیبات آلی که باعث اسیدیتر شدن محیط میشود، Ph محیط کاهش پیدا میکند و باعث انحلال سیمان کربناته بین دانهها و افزایش تخلخل و نفوذپذیری میشود (Walker, 1989). در طی فرآیند تجزیه کانیهای سیلیکاته آهندار از جمله بیوتیت، آهن موجود در ساختمان آنها به‌صورت آهن فروکسید آزاد شده و باعث قرمز شدن رسوبات میشود. همچنین با گذشت زمان بیشتر، رنگ رسوبات تیرهتر میشود (Walker, 1989). طی این مرحله، پیریتهای فرامبوئیدال (PyI) تشکیل شده‌اند. این نوع از پیریتها در زمان تهنشست، از یک ژل سولفیدی که هم‌زمان با ذرات آواری رسوب کرده است، در مراحل اولیه دیاژنز جدا میشود (Love and Brockly, 1973).

کانهزایی اصلی یا مرحله تشکیل ماده معدنی

در ادامه فرآیند دیاژنز و در مرحله کانهزایی، با توجه به نفوذپذیری ایجاد شده، فضای لازم برای عبور سیال بین سازندی ایجاد میشود. در نتیجه سیالات بین سازندی هنگام عبور از بین رسوبات، عناصر سرب- روی و مس را شسته و همراه خود به افقهای احیایی منتقل میکنند. در نتیجه این فرآیند، افقهای شسته شده به وجود میآیند (Brown, 2003). سیال احیایی تولید شده، اکسیدهای آهن اطراف دانهها را شسته و در مجاورت H2S باعث تولید پیریتهای ریز و دانهپراکنده میشود. در این مرحله و در اثر احیای محیط شرایط لازم برای کانهزایی و تشکیل کانیهای سولفیدی مانند گالن، اسفالریت، بورنیت، پیریت نسل دوم، کالکوسیت نسل اول و کالکوپیریت فراهم میگردد. این کانیها بیشتر به‌صورت سیمان بین‌بلوری در بین ذرات قرار میگیرد. بافتهای اصلی موجود در این مرحله شامل بافت جانشینی، دانهپراکنده، شبهلامینهای و سیمان بین‌دانه‌ای است.

کانهزایی بعد از تشکیل ماده معدنی (Post- mineralization)

در مرحله بعد از تشکیل ماده معدنی فرآیند تراکم باعث فشرده شدن سنگها میشود. این فرآیند در مناطق عمیقتر و موقع بالاآمدگی رسوبات اتفاق میافتد. در این مرحله رسوبات و سنگ‌ها تحت تاثیر فرایندهای هوازدگی و سوپرژن قرار گرفته و پهنه اکسیدان گسترش فراهم مییابد. در طی این مرحله، کانیهای سولفیدی تحت تاثیر سیالات جوی قرار میگیرند و باعث تشکیل کانیهای ثانویهای از جمله اسمیتزونیت، سروزیت، کالکوسیت ثانویه، مالاکیت، آزوریت و گوتیت میشوند. از جمله بافتهایی که در این مرحله تشکیل شدهاند میتوان به بافت‌های جانشینی و بازماندی اشاره کرد.

توالی پاراژنتیکی و مراحل تشکیل کانیها در کانسار قزلجه در شکل (11) نشان داده شده‌اند.

شکل 11. توالی پاراژنتیکی کانسار مس و سرب- روی قزلجه

ژئوشیمی عناصر اصلی

مطالعه عناصر اصلی اغلب به 10 عنصری محدود میشود که به‌طور مرسوم در تجزیهی شیمیایی به‌صورت اکسید بیان میشوند (جدول 1). توزیع عناصر اصلی، منعکس‌کننده کانیشناسی نمونههای مورد مطالعه است. در میان این اکسیدها، MgO, CaO, Na2O متحرک و اکسیدهای Al2O3 و TiO2 غیرمتحرک هستند (Bauluz et al., 2000). به دلیل اینکه Al2O3 در طی هوازدگی، دیاژنز و متامورفیسم، به نسبت بدون تغییر است، همواره به‌عنوان فاکتوری جهت مقایسه بین لیتولوژیهای مختلف به کار میرود (Cardenas et al., 1996). نمودار تغییرات عناصر اصلی نسبت به Al2O3 در نمونههای مورد مطالعه نشان میدهد که پراکندگی SiO2 با Al2O3 همخوانی مثبت دارد که نشاندهنده وجود فلدسپارها، میکا و کانیهای رسی در ماسهسنگها است (Dabard, 1990). در این نمودارها، P2O5, TiO2 و MnO روند بخصوصی را نشان نمیدهند، Na2O, K2O, MgO و Fe2O3 روند مثبت و CaO روند منفی را با Al2O3 نشان میدهند. تبعیت اکسیدها از روند Al2O3 نشاندهنده فراوانی کانیهای رسی در این ماسهسنگها است، چراکه این عنصر به‌طور خاص در آلومینوسیلیکاتها حضور دارد. همچنین حضور ماتریکس در فضای بین ذرات اصلی تشکیل‌دهنده ماسه‏سنگ‏ها، می‏تواند دلیلی دیگری بر حضور کانی‏های رسی در توالی مورد مطالعه باشد. مقدار بالای CaO، MgO و Fe2O3 میتواند به علت وجود اکسیدهای آهن، خردههای آهکی و سیمان کلسیتی موجود در نمونهها باشد (Das et al., 2006). انطباق مثبت بین K2O و Al2O3 نشاندهنده تمرکز کانیهای پتاسیمدار در نمونههای مورد بررسی است (شکل 12).

جدول 1. نتایج آنالیز شیمیایی عناصر اصلی برای کانسار مس و سرب- روی قزلجه (مقادیر به درصد هستند)

Am-6	Am-35	Am-34	Am-32	Am-31	Am-17	Am-11	Am-B1	Sample No
42.62	49.79	50.22	50.12	48/.28	46.35	52.33	44.25	SiO2
-	9.25	9.50	9.56	9.06	7.42	10.05	8.63	Al2O3
0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	BaO
13.51	18.38	18.03	16.72	20.42	21.29	17.31	22.80	CaO
1.51	3.71	3.36	3.14	2.11	1.88	2.17	2.74	Fe2O3
1.46	1.47	1.56	1.51	1.49	1.20	1.81	1.35	K2O
1.16	1.76	1.87	1.50	1.47	1.28	1.56	1.56	MgO
0.09	0.09	0.09	0.08	0.13	0.23	0.09	0.15	MnO
-	1.69	1.72	1.74	1.63	1.34	1.87	1.50	Na2O
0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	0.05	P2O5
1.60	0.11	0.05	0.05	0.05	1.11	0.05	0.05	SO3
0.38	0.71	0.70	0.79	0.56	0.54	0.45	0.73	TiO2
16.82	13.14	12.91	12.40	14.86	16.08	12.30	16.06	LOl

شکل 12. بررسی تغییرات اکسیدهای اصلی نسبت به Al2O3، دادههای UCC (+)، مربوط به پوسته قارهای بالایی میباشد (Taylor and Maclennan, 1985)

نام‌گذاری ماسهسنگها براساس دادههای ژئوشیمیایی

براساس نتایج مطالعات میکروسکوپی به‌دست‌آمده از سنگ میزبان این کانسار، مشخص شد که بیشتر نمونههای مورد مطالعه در کانسار قزلجه، ماسهسنگ نوع لیتارنایت هستند و تعدادی از نمونهها نیز در محدوده لیتارنایت فلدسپاتدار قرار میگیرند (میرحسینی و همکاران، 1399). علاوه بر مطالعات پتروگرافی برای نامگذاری ماسهسنگها در محدوده کانهزایی قزلجه، از نسبت اکسیدهای اصلی برای پی بردن به نوع ماسهسنگ میزبان کانسنگ استفاده شد. ابتدا از طبقهبندی پتیجان (Pettijohn et al., 1972)، و ترسیم نمودارهای دو متغیره Log(SiO2/Al2O3)- Log(Na2O/K2O) استفاده شد و همان‌طور که در شکل 13 نشان داده شده است، ماسهسنگهای مورد مطالعه در بخش لیتارنایت قرار گرفتهاند. نتایج حاصل از این طبقهبندی با نتایج مطالعات میکروسکوپی هماهنگ میباشند.

$D:\uniiii\payan nameh\11111\پتی جان و همکاران\petiijhon.jpg$

شکل 13. طبقهبندی ماسهسنگهای کانسار قزلجه: طبقهبندی ماسهسنگها در نمودار Log(SiO2/Al2O3) در مقابل Log(Na2O/K2O) (براساس Pettijohn et al., 1972)

تعیین منشا با استفاده از عناصر اصلی

روسر و کورش (Roser and Korsch, 1988) نمودار تفکیکی را براساس نسبت اکسیدهای عناصر اصلی با توابع ترکیبی زیر معرفی کردند.

Discrimination function 1= 17.33 TiO2 + 0.607 Al2O3 + 0.76 Fe2O3 (t) – 1.5 MgO + 0.616 CaO + 0.509 Na2O – 1.224 K2O – 9/09

Discrimination function 2= 0.445 TiO2 + 0.07 Al2O3 – 0.25 Fe2O3 (t) – 1.142 MgO + 0.438 CaO + 1.475 Na2O + 1.426 K2O – 6.861

این نمودار برای مشخص شدن چهار منشاء رسوبات 1) خاستگاه آذرین فلسیک، 2) خاستگاه آذرین حدواسط، 3) خاستگاه رسوبی- کواترنری و 4) خاستگاه آذرین مافیک به کار میرود. بر اساس شکل (14- الف)، اکثر نمونههای آنالیز شده از سازند قرمز بالایی در ناحیه در بخش خاستگاه آذرین حدواسط قرار میگیرند. نسبت Al2O3 به TiO2 در سنگهای آواری نشانگر خوبی برای تفسیر سنگ منشأ این سنگها در مقایسه با دیگر عناصر میباشد (Paikaray et al., 2008). موقعیت نمونههای مورد مطالعه بر روی نمودار نسبت Al2O3 به TiO2 نشان میدهد که سنگ منشأ ماسهسنگهای مورد مطالعه در بخش بازالت- گرانیت قرار میگیرند (شکل 14- ب).

شکل 14. تعیین منشاء ماسهسنگهای کانسار مورد مطالعه براساس عناصر اصلی. الف) دیاگرام تفکیکی براساس عناصر اصلی (Rosser and Korsch, 1988)، ب) نمودار نسبت Al2O3 به TiO2 (Paikaray et al., 2008)

تعیین محیط تکتونیکی براساس دادههای ژئوشیمیایی

جایگاه تکتونیکی، دو ویژگی بررسی نواحی خاستگاهی (شامل بلوک قارهای، سیستم کمانهای آتشفشانی و کمربندهای تصادمی) و بررسی نوع مرز بین صفحات (شامل حاشیه قارهای غیرفعال یا ریفتی، حاشیه قارهای فعال یا کوهزایی و حاشیه گسلی امتدادلغز) را شامل میشود (Garzanti et al., 2007; Garzanti and Vezzoli, 2003; Dickinson et al., 1983; Dickinson and Suczek., 1979). مفید بودن بررسی ژئوشیمی عناصر اصلی و کمیاب سنگهای رسوبی با استفاده از نمودارهای تفکیکی برای پی بردن به جایگاه زمینساختی توسط محققی مختلفی شرح داده شده است (به‌عنوان مثال: Bhatia, 1983; Roser and Korsch, 1986). با این وجود، مشکلاتی در استفاده از ژئوشیمی سنگهای رسوبی برای تعیین محیط تکتونیکی وجود دارد، اما آرمسترانگ و ورما (Armstrong et al., 2004) به دلیل این ابهام در نمودارهای تفکیکی استفاده از ژئوشیمی در تفسیر جایگاههای زمینساختی را با احتیاط پیشنهاد کردهاند.

نمودارهای دو متغیرهای برای تعیین محیط تکتونیکی و جایگاه زمینساختی توسط روسر و کورش (Rosser and Korsch, 1986) ارائه شدند. براساس نمودار (شکل 15) و رسم نسبتهای K2O/Na2O- SiO2/Na2O نمونههای مورد مطالعه در حاشیه فعال قارهای قرار گرفتهاند.

شکل 15. نمودار موقعیت نمونههای مورد مطالعه در کانسار قزلجه (Rosser and Korsch, 1986)، (A1= Arc setting, basaltic and andesitic detritus; A2= Evolved arc setting, felsitic- plutonic detritus; ACM= Active Continental Margin; PM= Passive Margin)

تعیین هوازدگی و آب‌وهوای سنگ منشاء ماسهسنگها براساس آنالیز ژئوشیمیایی

میزان هوازدگی در ناحیه سنگ منشاء یکی از عواملی است که باعث تغییر در ترکیب شیمیایی ماسه‏سنگ‏ها میشود. لذا با استفاده از دادههای ژئوشیمیایی و وجود ارتباط بین عناصر قلیایی و قلیایی خاکی میتوان میزان هوازدگی در سنگهای رسوبی را تعیین کرد (Nesbitt and Young, 1982). تاریخچه هوازدگی سنگهای آواری را اغلب توسط محاسبه نسبت اکسیدهای متحرک K2O, Na2O و CaO نسبت به اکسید غیرمتحرک Al2O3 تخمین میزنند (Nesbitt and Young, 1989; 1984). از اندیسهای معمول هوازدگی میتوان به اندیس هوازدگی نسبیت و یانگ (Nesbitt and Young, 1982)، CIA:[Al2O3/Al2O3+CaO+Na2O+K2O].100 اشاره کرد. نکته قابل توجه در محاسبه اندیس هوازدگی، قرارگیری تنها مقادیر CaO موجود در کانیهای سیلیکاتی در این فرمولها است. مقدار CaO در آنالیزهای ژئوشیمیایی مربوط به اجزای سیلیکاته و سیمانهای دیاژنتیکی است، لذا این مقدار باید تصحیح گردد. میزان بالای CIA بیانگر حذف کاتیونهای ناپایدار (Ca2+, Na+, K+) نسبت به اجزای باقیمانده پایدار (Ti4+ و Al3+) در طی هوازدگی و میزان کم CIA نشاندهنده نبود دگرسانی شیمیایی و منعکس‌کننده شرایط سرد یا خشک میباشد (Nesbitt and Young, 1982). میزان هوازدگی را میتوان با استفاده از دیاگرام سهتایی Al2O3- CaO+Na2O- K2O به دست آورد. در این دیاگرام هوازدگی دارای روند موازی ضلع A- CN است. زیرا در مراحل اولیه هوازدگی میزان یونهای سدیم و پتاسیم با تخریب و از بین رفتن میزان فلدسپاتها کم میشود و با ادامهی این روند و تخریب فلدسپاتهای پتاسیمدار، یون پتاسیم نیز کاهش یافته و روند هوازدگی به سمت Al2O3 تغییر مکان میدهد (Paikaray et al., 2008). براساس این دیاگرام، ماسهسنگهای مورد مطالعه تحت تاثیر هوازدگی شیمیایی پایین قرار گرفته و در شرایط مشابه آب و هوای گرم و خشک قرار داشتهاند (شکل 16- الف). حضور کانی‏های تبخیری در بخش‏هایی از سازند قرمز بالایی، می‏تواند تاییدی بر این شرایط آب و هوایی در زمان تشکیل ماسه‏سنگ‏های مورد مطالعه باشد.

در نمودار SiO2 در برابر Al2O3 +K2O+Na2O (Suttner and Dutta, 1986)، ماسهسنگهای مورد مطالعه دارای آب و هوای خشک و بلوغ شیمیایی پایین میباشند (شکل 16- ب).

شکل 16. الف) نمودار روند هوازدگی توسط مثلث A- CN- K (Nesbitt and Young, 1982)، ب) دیاگرام تعیین‌کننده آب و هوایی (Suttner and Dutta, 1986)

نوع کانهزایی کانسار مس و سرب- روی قزلجه

کانسارهای سرب و روی با میزبان ماسهسنگی در گستره وسیعی از سنگهای کربناته تا سیلیسی آواری تشکیل میشوند. ردهبندیهای مختلفی برای کانسارهای مس با میزبان رسوبی ارائه شده‌اند؛ که میتوان به ردهبندی هیتزمن و همکاران (Hitzman et al., 2010) اشاره کرد. هیتزمن و همکاران (Hitzman et al., 2010) کانسارهای مس رسوبی را براساس نوع سنگ میزبان، همچنین نوع و میزان عامل احیا در محیط رسوب‌گذاری به سه دسته Redbed، Reduced facies و Revett تقسیمبندی کردهاند. با توجه به شواهد موجود در کانسار قزلجه، مانند سنگ میزبان ماسهسنگی، موقعیت تکتونیکی، محیط تشکیل، بافت و ساخت، ژئومتری ماده معدنی، دگرسانی غالب، فراوانی عامل احیا و عناصر همراه و عوامل کنترل‌کننده کانهزایی میتوان گفت که کانسار مس و سرب- روی قزلجه از نوع کانسارهای مس رسوبی تیپ Redbed میباشد (جدول 2). کانسارهای تیپ Redbed در توالیهای رسوبی- تخریبی Redbed شامل ماسهسنگ، کنگلومرا و کمی شیل تشکیل میشوند. محیطهای ریفتی و کششی، نواحی دارای گنبدهای نمکی و همچنین حوضههای فورلندی، برای تشکیل این کانسارها مناسب میباشند. همان‌طور که در بخشهای قبلی مقاله نیز ذکر شد، سازند قرمز بالایی که میزبان کانهزایی کانسارهای مس در این ناحیه از زنجان میباشد، به همراه سازندهای قرمز زیرین و قم در یک حوضه فورلندی (Ballato et al., 2016) و یا حوضه بین کوهی (Maghfouri et al., 2020) تشکیل شده است. محیط تشکیل این کانسارها، محیطهای ساحلی و نواحی کمعمق است (Kirkham el al., 1996; Hitzman et al. 2005). از عوامل احیاکننده در این تیپ از کانسارها میتوان به واریزههای ارگانیکی که در ماسهسنگهای میزبان وجود دارد و همچنین مقدار کمتری پیریت اشاره کرد. از نمونههای این کانسارها میتوان به کانسار Nacimiento در آمریکا (Woodward et al., 1974)، Coroco در بولیوی (Avila-Salinas, 1990) و Lisbon Valley در آمریکا (Thorson et al., 2005) اشاره کرد.

نحوه تشکیل کانسار قزلجه

کانسارهای مس رسوبی در ماسهسنگهای میزبان کانهزایی در طی فرآیند دیاژنز تشکیل میشوند (Walker, 1989; Hitzman, 2005). با توجه به ویژگیهای بیان شده و مدلهای ارائه شده توسط کاکس و همکاران (Cox et al., 2007) و هیتزمن و همکاران (Hitzman et al., 2005) برای تشکیل کانسارهای مس رسوبی تیپ Redbed و تشابه کانیشناسی، سنگ میزبان و عامل احیا کانسار قزلجه، نحوه تشکیل این کانسار را میتوان به‌صورت زیر بیان کرد:

در این نوع کانسارها در مرحله هم‌زمان با رسوب‌گذاری پیریتهای فرامبوئیدال از ژل سولفیدی به همراه رسوبات تهنشست شده و متبلور میشوند (Love and Brockley, 1973). بعد از این مرحله، در مرحله دیاژنز اولیه طی فرآیند هیدرولیز، کانیهای سیلیکاته و اکسیدی در توالی Redbed (مانند پیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و مگنتیت) ناپایدار میشوند و باعث آزاد شدن آهن موجود در آنها شده و به‌صورت آهن فریک در میآید. این هیدروکسیدها اطراف دانههای آواری تجمع پیدا کرده و باعث قرمز شدن رسوبات در حین دیاژنز اولیه میشوند (Walker, 1989). همچنین عناصر دیگری مثل سرب- روی، مس و نقره از درون شبکه کانیهایی از جمله فلدسپاتها، پیروکسن، آمفیبول، بیوتیت و مگنتیت، هم‌زمان با آهن آزاد میشوند و وارد سیال اکسیدی میشوند. عناصر آزاد شده حین این مرحله توسط هیدروکسیدهای آهن جذب میشوند (Brown, 2003).

جدول 2. مقایسه کانسار قزلجه با کانسارهای مس رسوبی تیپ Redbed

Ghezeljeh deposit	Redbed Cu deposits	Deposite
Forland basin or intera-mountain basins which contain evaporative layers and salt domes	Rift and in general the extensional setting which contains salt domes, foreland basins	Tectonic setting
Probably coastal and tidal environment	Coastal environments and shallow areas	Deposition environment
Sandstone and siltestone	Redbed clastic sequence contains conglomerate, sandstone and marl	Host rock
Miocene	Neoproterozoic- Late Mesozoic- Early Cenozoic	Age
Stratabound with bedding of lenzoid horizon	Stratabound with bedding of lenzoid horizon	Geometry
Disseminate, replacement, solution seams, framboidal pyrite, cloform relict	Disseminate, replacement, solution seams, cloform, relict	Texture and structure
Chalcopyrite, chalcocite, bornite, pyrite, galena, sphalerite, covellite, cerussite, smithsonite, malachite, azurite	Chalcopyrite, chalcocite, covellite, bornite, pyrite, galena, sphalerite, native copper and silver,	Mineralogy
Bleaching	Bleaching	Dominant altration
sequence Redbed	Redbed sequence	Copper source
Ag-Pb-Zn	Ag-Pb-Zn-U±Co	Accompanying elements
Presence of a reducing agent such as framboidal pyrite and plant fossils, the permeability of the host rock, evaporate layers and salt domes, faults and fractures	Permeability of sandstone layers and the presence of plant fossil debris	Ore controlling factor
Mirhosseini et al. (2020) and the present study	Woodward et al. (1974), Cox et al. (2007), Thorson (2005), Avila-Salinas (1990), Flint (1989)	Reference

در کانسار قزلجه، در اثر بالاآمدگی گنبدهای نمکی از جمله چهرآباد و ایلجاق، سیالات موجود در لایهها به چرخش درمی‌آیند که در اثر آبزدایی و انحلال کانیهای تبخیری در توالیهای سازند قرمز بالایی، باعث ایجاد سیالات غنی از کلرید با شوری متوسط تا بالا میشوند. این سیالات که حالت اکسیدان دارند باعث حمل فلزاتی مثل سرب و روی، مس و نقره میشوند که منشاء این فلزات شاید رسوبات قرمز قارهای میباشد. براساس عزیزی و همکاران (Azizi et al., 2018)، سیالات غنی از کلر که از واحدهای تبخیری موجود در بخشهای زیرین سازند قرمز بالایی منشا گرفتهاند، عامل (کمپلکس) اصلی در حمل فلزات در کانسارهای این ناحیه به شمار میرود. در اثر فشار لایههای بالایی، آب بین سازندی خارج شده و تمرکز بالای مواد آلی در قسمتهای مختلف رسوبات لایههای احیا باعث احیایی شدن این سیال میشود. باکتریهای بیهوازی، سولفات موجود در آب بین سازندی را احیا کرده و باعث تشکیل دگرسانی در افق و قسمتهای غنی از فسیل گیاهی و گوگرد میشود.

در این حالت، آهن موجود در بخشهای احیایی به‌صورت پیریت دیاژنتیک رسوب پیدا میکنند. سیال اکسیدی در مسیر چرخش (از طریق گسلها و شکستگیها) خود با رسیدن به افق احیایی غنی از مواد آلی و در اثر برخورد سیال احیایی، باعث تشکیل کانیهای سولفیدی سرب- روی و مس شده و درنتیجه، کانیهای پیریت، کالکوپیریت، کالکوسیت، بورنیت، گالن و اسفالریت تهنشست پیدا میکنند. در کانسارهای مس با میزبان رسوبی، پیریتها و سولفیدهای سرب و روی (گالن و اسفالریت) نسبت به سولفیدهای مس از جمله کالکوسیت در محیطهای احیاییتر و دور از منشاء تشکیل میگردند و منطقهبندی فلزی را به‌وجود میآورند (Cox et al., 2007). از ویژگیهای مهم کانسارهای مس رسوبی، منطقهبندی کانیایی و فلزی آنها است. کانهزایی در کانسار قزلجه دارای منطقهبندی بوده و در افق زیرین کانهزایی مس رخ داده و در افق بالاتر و به فاصله 50 متر از کانهزایی مس، کانهزایی سرب و روی تشکیل شده است که از منطقهبندی تشکیل شده در کانسارهای نوع Redbed تبعیت میکنند. بعد از کانهزایی و در اثر بالاآمدگی، آبهای جوی بر روی کانسار تاثیر گذاشته و کانیهای ثانویه از جمله سروزیت، کوولیت، کالکوسیت، مالاکیت، آزوریت و اکسیدهای آهن از تجزیه و دگرسانی کانی‌های اولیه حاصل شده‌اند.

نتیجهگیری

براساس مطالعات صحرایی انجام شده در این پژوهش، واحدهای سنگی رخنمون یافته در کانسار قزلجه شامل سازندهای قرمز زیرین، قم و قرمز بالایی هستند. کانهزایی مس و سرب- روی در کانسار قزلجه درون واحدهای ماسهسنگی سازند قرمز بالایی با سن میوسن رخ داده است. پژوهشهای انجام شده در این ناحیه بیانگر آن است که سازند قرمز بالایی به همراه سازندهای قم و قرمز زیرین در یک یک حوضه فورلندی و حوضههای میان کوهی¹¹ تشکیل شدهاند.

از عوامل مهم کانهزایی در این‌گونه کانسارها میتوان به وجود عامل احیا، نفوذپذیری سنگ میزبان، لایههای تبخیری، گسلها و شکستگیها اشاره کرد. کانهزایی مس و سرب- روی در دو افق ماسهسنگی به‌صورت همروند با لایهبندی رخ داده و دارای بافتهای دانهپراکنده، شبهلامینهای، جانشینی، سیمان بین بلوری، بازماندی است. گالن، اسفالریت، پیریت، کالکوسیت، کالکوپیریت و بورنیت کانیهای اصلی این کانسار را نشان میدهند که در اثر فرآیندهای برونزاد به سروزیت، مالاکیت، آزرویت، کوولیت و گوتیت دگرسان شدهاند. وجود آثار و بقایای گیاهی در افق کانهزایی مس یکی از عوامل کنترلکننده و احیاکننده محیط و عامل اصلی تهنشست سولفیدها در این کانسار میباشد که در بسیاری از کانسارهای مس و سرب- روی با میزبان ماسهسنگی نیز گزارش شده است. همچنین کانهزایی مس در لایههای ماسهسنگی در نزدیکی آثار و بقایای گیاهی رخ داده که معرف شرایط احیایی برای تهنشست مواد معدنی میباشد. این کانسار از دید سنگشناسی (سنگ میزبان ماسهسنگی)، موقعیت تکتونیکی، محیط تشکیل، کانیشناسی ماده معدنی، ساخت و بافت، چینهشناسی و عوامل کنترل‌کننده کانهزایی مشابه کانسارهای رسوبی تیپ Redbed است. مطالعات انجام گرفته بر روی کانسارهای اورتاسو و چرلانقوش و چهرآباد و قزلجه نتایج حاصل از این مطالعات را تایید میکنند که محیط تشکیل این کانسارها در سازند قرمز بالایی محیطهای رودخانهای و جزرومدی بوده است. مطالعه کانسار مس و سرب- روی قزلجه میتواند الگویی برای بررسی و اکتشاف این نوع کانسارها و بررسی عوامل کنترل‌کننده تشکیل و تمرکز آنها باشد.

سپاسگزاری

نویسندگان مقاله از حمایتهای مادی و معنوی دانشگاه زنجان در انجام این پژوهش سپاسگزاری میکنند. همچنین نویسندگان از داورهای محترم نیز به دلیل ارائه نظرات سازنده آنها که موجب غنای مقاله شد، سپاسگزارند.

منابع

آقانباتي، ع.، 1383. زمينشناسي ايران، سازمان زمينشناسي و اكتشافات معدني كشور.##- حقیقی، آ.، 1395. زمینشناسی، کانیشناسی، ژئوشیمی و ژنز کانسار سرب- روی اورتاسو، شمالغرب زنجان، پایاننامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم زمین، دانشگاه زنجان، 140. ##- رجبزاده، ع.، کوهستانی، ح.، مختاری، م.ع.ا. و زهدی، ا.، 1395. سنگشناسی و کانیشناسی سنگ میزبان کانسار سرب- روی و مس چهرآباد، شمال باختر زنجان، بیست و چهارمین همایش بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، دانشگاه صنعتی شاهرود. ##- شکوری نکو، ن.، 1397. زمینشناسی، ژئوشیمی و خاستگاه کانسارسرب و روی ساریکند، شمالغرب زنجان، پایان‌نامه کارشناسی ارشد دانشکده علوم زمین، دانشگاه زنجان، 147. ##- لطفی، م.، 1380. نقشه زمينشناسی ماهنشان با مقياس، 1:100000، سازمان زمينشناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##- میرحسینی، ع.، نباتیان، ق.، زهدی، ا. و سلسانی، آ.، 1399. چینهنگاری سنگی، پتروگرافی و ژئوشیمی ماسهسنگهای بخش میانی سازند قرمز بالایی منطقه قزلجه، شمال غرب زنجان، مجله پژوهشهای چینهنگاری و رسوبشناسی 108-87: (4) 36. ##- نخجوانی، ب.، علوی،س.غ. و نظری، ب.، 1398. بررسی زمین‌شناسی، کانهزایی مس، رفتار زمین‌شیمی عناصر و ارتباط آن با سنگ میزبان ماسه‌سنگی در منطقه توپچی، استان آذربایجان شرقی، فصلنامه زمینشناسی ایران، 51، 13 ، 47-63. ##- نوری، م.، کوهستانی، ح.، نباتیان، ق.، مختاری، م.ع.ا. و زهدی، ا.، 1400. زمین‌شناسی، کانه‌زایی و ژنز کانسار سلستین مادآباد، جنوب زنجان، فصلنامه زمینشناسی ایران، 60، 15، 59-75. ##- نوری، م.، زهدی، ا.، کوهستانی، ح.، نباتیان، ق. و مختاری، م.ع.ا.، 1398. مطالعه کانی‌شناسی اولیه کربنات‌های سازند قم با استفاده از مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمیایی در بُرش کانسار سلستین مادآباد (جنوب زنجان)، فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 13، 51، 15-1. ##

References

- Aghanabati, A., 2005. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, 538.

- Aghanabati A., 1998. Major sedimentary and structural units of Iran (map). Geosciences 7: 29-30.‏

- Alavi, M., 1991. Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 103(8): 983-992. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1991)103<0983:SASCOT>2.3.CO;2

- Armstrong-Altrin, J. S., Lee, Y. I., Verma, S. P. and Ramasamy, S., 2004. Geochemistry of sandstones from the Upper Miocene Kudankulam Formation, southern India: Implications for provenance, weathering and tectonic setting. Journal of Sedimentary Research, 74(2), 285-297.‏

- Avila-Salinas, W., 1990. Origin of the copper ores at Corocoro, Bolivia. In: L. Fontboté, G.C. Amstutz, M. Cardozo, E. Cedillo and J. Frutos (Editors), Stratabound Ore Deposits in the Andes. Special Publication 8 of the Society for Geology Applied to Mineral Deposits, 8. Springer, Berlin, Heidelberg, 1-52.

- Azizi, H., Hosseinzadeh, M. R., Moayyed, M. and Siahcheshm, K., 2018. Geology and geochemistry
of the sediment-hosted stratabound red bed-type Cu-Pb (Zn-Ag) mineralization in the Dozkand-Moshampa Area, NW Zanjan, Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie - Abhandlungen, 195(2): 123-143. DOI: 10.1127/njma/2018/0101

- Ballato, P., Cifelli, F., Heidarzadeh, Gh., Ghassemi, M. R., Wickert, A. D., Hassanzadeh, J., Dupont-Nivet, G., Balling, P., Sudo, M., Zeilinger, G., Schmitt, A.K., Mattei, M. and Strecker, M.R., 2016. Tectono-sedimentary evolution of the northern Iranian Plateau: Insights from middle-late Miocene foreland-basin deposits. Basin Research, 29(4): 417-446. https://doi.org/10.1111/bre.12180

- Bauluz, B., Mayayo, M. J., Fernandez-Nieto, C. and Lopez, J. M. G., 2000. Geochemistry of Precambrian and Paleozoic siliciclastic rocks from the Iberian Range (NE Spain): Implications for source-area weathering, sorting, provenance, and tectonic setting. Chemical Geology, 168(1-2): 135-150.‏

- Bhatia, M. R., 1983. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones. The Journal of Geology, 91(6): 611-627.‏

- Brown, M., 2006. Duality of thermal regimes is the distinctive characteristic of plate tectonics since the Neoarchean. Geology, 34(11): 961-964.‏ https://doi.org/10.1130/G22853A.1

- Brown, A. C., 2003. Redbeds: Source of metals for sediment-hosted stratiform copper, sandstone copper, sandstone lead and sandstone uranium-vanadium deposits. Geochemistry of sediments and sedimentary rocks: Evolutionary considerations to mineral deposit-forming environments. Geological Association of Canada, Geotext, 4: 121-133.‏

- Cardenas, A. A., Girty, G. H., Hanson, A. D., Lahren, M. M., Knaack, C. and Johnson, D., 1996. Assessing differences in composition between low metamorphic grade mudstones and high-grade schists using logratio techniques. The Journal of Geology, 104(3): 279-293.‏

- Cox D. P., Lindsey D. A., Singer D. A. and Diggles M. F., 2007. Sediment-hosted copper deposits of the world- deposit models and database. U.S. Geological Survey, Open-file report 03-107, 50 p. https://doi.org/10.3133/ofr2003107

- Dabard, M. P., 1990. Lower Brioverian formations (Upper Proterozoic) of the Armorican Massif (France): Geodynamic evolution of source areas revealed by sandstone petrography and geochemistry. Sedimentary Geology, 69(1-2): 45-58.‏

- Das, B. K., Al-Mikhlafi, A. S. and Kaur, P., 2006. Geochemistry of Mansar Lake sediments, Jammu, India: Implication for source-area weathering, provenance, and tectonic setting. Journal of Asian Earth Sciences, 26(6): 649-668.‏ Taylor, S. R. and McLennan, S. M., 1985. The continental crust: Its composition and evolution.

- Dickinson, W. R. and Suczek, C. A., 1979. Plate tectonics and sandstone compositions. Aapg Bulletin, 63(12): 2164-2182.

- Dickinson, W. R., Beard, L. S., Brakenridge, G. R., Erjavec, J. L., Ferguson, R. C., Inman, K. F. and Ryberg, P. T., 1983. Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. Geological Society of America Bulletin, 94(2): 222-235.‏

- Durieux, C. G. and Brown, A. C., 2007. Geological context, mineralization, and timing of the Juramento sediment-hosted stratiform copper-silver deposit, Salta district, northwestern Argentina. Mineralium Deposita 42(8): 879-899. https://doi.org/10.1007/s00126-007-0138-2

- Flint, S. S., 1989. Sediment-hosted stratabound copper deposits of the Central Andes. Geological Association of Canada Special Paper 36: 371-398. https://www.research.manchester.ac.uk/portal/en/publications/sedimenthosted-stratabound-copper-deposits-of-the-central-andes (290b89f5-8f57-400a-b3a0-e8979b8dedfa)/export.html#export

- Garzanti, E., Doglioni, C., Vezzoli, G. and Ando, S., 2007. Orogenic belts and orogenic sediment provenance. The Journal of Geology, 115(3): 315-334.‏

- Garzanti, E. and Vezzoli, G., 2003. A classification of metamorphic grains in sands based on their composition and grade. Journal of Sedimentary Research, 73(5): 830-837.‏

- Hitzman, M.W., Selley, D. and Bull, S., 2010. Formation of sedimentary rock-hosted stratiform copper deposits through Earth history. Economic Geology, 105(3): 627-639.‏ https://doi.org/10.2113/gsecongeo.105.3.627

- Hitzman, M., Kirkham, R., Broughton, D., Thorson, J. and Selley, D., 2005. The sediment-hosted stratiform copper ore system. In: J. F. H. Thompson, R. J. Goldfarb and J.P. Richards (Editors), 100th Anniversary volume. Society of Economic Geologists, Littleton, 609-642.

- Kirkham, R. V., Eckstrand, O. R., Sinclair, W. D. and Thorpe, R. I., 1996. Sediment-hosted copper. Geology of Canadian Mineral Deposit Types, 223-240.

- Love, L. G. and Brockley, H., 1973. Peripheral radial texture in framboids of poly-framboidal pyrite. Fortschr. Miner, 50(3): 264-269. https://doi.org/10.1007/BF00563277

- MacIntyre, T. J., 2005. Fault-controlled hydrocarbon-related bleaching and sediment-hosted copper mineralization of the Jurassic Wingate sandstone at the Cashin Mine, Montrose county, Colorado. M.Sc. thesis, Colorado School of Mines, Colorado, United State, 360 pp.

- Maghfouri, S., Rastad, E., Borg, G., Hosseinzadeh, M. R., Movahednia, M., Mahdavi, A. and Mousivand, F., 2020. Temporal–spatial distribution of sediment-hosted stratabound copper deposits in Iran; Implications for future exploration. Ore Geology Reviews 127(1): 1-30. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2020.103834

- Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1989. Formation and diagenesis of weathering profiles. The Journal of Geology, 97(2): 129-147.

- Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1984. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48(7): 1523-1534.‏

- Nesbitt, H. W. and Young, G. M., 1982. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature, 299(5885): 715.‏

- Paikaray, S., Banerjee, S. and Mukherji, S., 2008. Geochemistry of shales from the Paleoproterozoic to Neoproterozoic Vindhyan Supergroup: Implications on provenance, tectonics and paleoweathering. Journal of Asian Earth Sciences, 32(1): 34-48.‏

- Pettijohn F. J., Potter P. E. and Siever R., 1972. Sand and sandstones. Springer-Verlog, New
York.

- Roser, B. P. and Korsch, R. J., 1986. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio. The Journal of Geology, 94(5): 635-650.‏

- Roser, B. P. and Korsch, R. J., 1988. Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data. Chemical geology, 67(1-2): 119-139.‏ https://doi.org/10.1016/0009-2541(88)90010-1

- Suttner, L. J. and Dutta, P. K., 1986. Alluvial sandstone composition and paleoclimate; I, Framework mineralogy. Journal of Sedimentary Research, 56(3): 329-345.‏ https://doi.org/10.1306/212F8909-2B24-11D7-8648000102C1865D

- Taylor, S. R. and McLennan, S. M., 1985. The continental crust: Its composition and evolution.‏

- Thorson, J.P., 2005. Lisbon valley sediment-hosted copper deposits and Paradox basin fluids trip. Society of Economic Geologists, USA, guidebook series 37, 43pp. https://doi.org/10.5382/GB.37

- Tucker, M. E., 2009. Sedimentary petrology: An introduction to the origin of sedimentary rocks. John Wiley and Sons, London, 272 pp.‏

- Walker, T. R., 1989. Application of diagenetic alterations in redbeds to the origin of copper in stratiform copper deposits. In: R. W. Boyle, A. C. Brown, W. Jefferson, E. C. Jowett and R. V. Kirkham (Editors), sediment-hosted stratiformcopper deposite. Geological Association of Canada, Canada, 36: 85-96.‏

- Whitney, D. L., and Evans, B. W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187. DOI: 10.2138/am.2010.3371

- Woodward, L. A., Kaufman, W. H., Schumacher, O. L., and Talbott, L. W., 1974. Strata-bound copper deposits in Triassic sandstone of Sierra Nacimiento, New Mexico. Economic Geology 69(1): 108-120. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.69.1.108

[1] * نویسنده مرتبط: gh.nabatian@znu.ac.ir

[2] . Strata band

[3] 1 Red oxidized zone

[4] 2 Bleached zone

[5] Mineralized subzone

[6] Pre- mineralization

[7] Mineralization

[8] Post- mineralization

[9] Syn-diagenesis

[10] Early-diagenesis

[11] Intre-Mountain Basin

شارک

عنوان URL للمقالة

زمین¬شناسی، کانه¬زایی، کانی¬شناسی و ساخت و بافت کانسار مس، سرب- روی قزلجه، شمال¬غرب زنجان

رایمگ

الروابط

المراكز ذات الصلة

دعامة

الصفحات الرسمية