Geology, mineralization and genesis of the Madabad celestite deposit, south Zanjan
Subject Areas :مهسا نوری 1 , Hossein Kouhestani 2 , قاسم نباتیان 3 , میرعلی اصغر مختاری 4 , افشین زهدی 5
1 -
2 -
3 -
4 -
5 -
Keywords: Epigenetic, Zanjan, Qom Formation, Celestite mineralization, Madabad. ,
Abstract :
Rock units in the Madabad celestite deposit are composed of medium to thick-bedded and massive limestone interlayered with marly limestone and marl units of the Qom Formation (lower Miocene). Mineralization occurs as lens-shaped orebody, hosted by limestone units of member of the Qom Formation usually crosscutting bedding of the host rocks. Three stages of mineralization occurred in the Madabad deposit. The first stage is characterized by calcite formation during syn-depositional to syn-diagenesis processes. The second stage is related to hydrothermal processes that are distinguished by formation of fine-grained and sugary crystals of massive stage-1 celestite, vein-veinlets of coarse-grained stage-2 celestite along with minor strontianite and barite, coarse-grained euhedral crystals of stage-3 celestite with vug infilling texture, and finally late-stage quartz and calcite vein-veinlets. Stage three includes supergene processes. Hydrothermal alteration includes dolomitization, calcitization and silicification. Celestite along with minor strontianite and barite are ore minerals, and calcite, dolomite, quartz and iron oxides-hydroxides are gangue minerals at Madabad. The ore minerals show vein-veinlets, vug infilling, brecciated and cataclastic textures. Microthermometric measurements of two-phase liquid-rich fluid inclusions hosted in celestite II indicate that salinities values range from 6 to 18 wt.% NaCl equiv. (avg. 10.6 wt.% NaCl equiv.). These inclusions have homogenization temperatures range from 248 to 365 °C, with an average of 278 °C. These data indicate a minimum trapping depth of 510 m for the Madabad deposit. Sr was originated from evaporate units within the marly parts of the Qom Formation and volcanic units of the Karaj Formation. Characteristics of the Madabad deposit are similar to epigenetic replacement celestite deposits.
بازرگاني گيلاني، ك. و رباني، م.ص.، 1384. نهشت سلستيت استراتيفورم منطقه افتر، باختر سمنان. فصلنامه علوم زمین، 55، 41-30.
جمی، م.، 1370. زمین‌شناسی، ژئوشیمی و منشاء افق سلستیت‌دار منطقه بهمئی (سازند آسماري)، استان کهگیلویه و بویراحمد .پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شیراز، 186.
دانشیان، ج.، اسدی مهماندوستی، ا. و رمضانی دانا، ل.، 1396. ریزرخساره، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند قم در برش ده‌نمک، شمال‌شرق گرمسار. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 11، 41، 43-23.
رستمی پایدار، ق.، طاهرزاده، ا. و عادل‌پور، م.، 1395. زمین‌شناسی و ژنز کانسار سلستیت بابامحمد در مرز گچساران و میشان، استان کهگلویه بویراحمد. یافته‌های نوین زمین‌شناسی کاربردی، 20، 75-62.
شرکت فارس جم ستون، 1392. گزارش پایان اکتشاف کانسار سلستین مادآباد. سازمان صنعت، معدن و تجارت استان زنجان، 185.
شهیدی، ع. و بهار فیروزی، خ.، 1380. نقشه زمین‌شناسی حلب، مقیاس 1:100،000. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
علوی نائینی، م.، 1372. نقشه زمین‌شناسی خدابنده- سلطانیه، مقیاس 1:100،000. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور.
کریمی، ع. و راستاد، ا.، 1378. رخساره‌های کانه‌دار کانسار سلستیت نخجیرکوه ورامین؛ تحول دیاژنزی و محیط رسوب‌گذاری. فصلنامه علوم زمین، 33، 33-20.
نوری، م.، زهدی، ا.، کوهستانی، ح.، نباتیان، ق. و مختاری، م.ع.ا.، 1397. چینهشناسی سنگی، ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی سازند قم در بُرش کانسار سلستین مادآباد، جنوب زنجان. مجله رخساره‌های رسوبی، 11، 2، 303-288.
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.
Alavi, M., 1991. Tectonic map of the Middle East, scale 1:5000000. Geological Survey of Iran.
Bazargani-Guilani, K. and Nekouvaght Tak, M.A., 2008. Celestite ore deposit and occurrences of the Qom Formation, Oligo-Miocene, Central Iran. 2nd IASME/WSEAS international conference on geology and seismology, Cambridge, UK, 48–54.
Beane R.E. 1983. The magmatic–meteoric transition. Geothermal Resources Council, Special Report, 13, 245–253.
Bodnar, R.J., 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O–NaCl solution. Geochimical et Cosmochimca Acta, 57(3), 683–684.
Brodtkorb, M.K. de., Ramos, V., Barbieri, M. and Ametrano, S., 1982. The evaporitic celestine–barite deposits of Neuqen, Argentina. Mineralium Deposita, 17(3), 423–436.
Carlson, E.H., 1983. The occurrence of Misissippi Valley-type mineralization in northwestern Ohio. In: Kisvarsanyi G.S. Grant K. Pratt W.P. and Koeing J.W. (Eds.). International conference on Mississippi valey-type lead-zinc deposits. Procceding, University of Missouri Rollamo, 242–435.
Ceyhan, V., Cinemre, H.A. and Bozoglu, M., 1996. An analysis of supply and demand of hazelnut in Turkey. Proc. of the Nuts Symposium Samsun, Turkey, 12–46 (in Turkish).
Dill, H.G., 2010. The chessboard classification scheme of mineral deposits: mineralogy and geology from aluminum to zirconium. Earth Science Reviews, 100(1–4), 1–20.
Dove, P.M. and Czank, C.A., 1995. Crystal chemical controls on the dissolution kinetics of the isostructural sulfates–celestite, anglesite, and barite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(10), 1907–1915.
Ehya, F., Shakouri, B. and Rafi, M., 2013. Geology, mineralogy, and isotope (Sr, S) geochemistry of the Likak celestite deposit, SW Iran. Carbonates and Evaporites, 28(4), 419–431.
Forjanes, P., Astilleros, J.M. and Fernández-Díaz, L., 2020a. The formation of barite and celestite through the replacement of gypsum. Minerals, 10, 189.
Forjanes, P., Gómez-Barreiro, J., Morales, J., Astilleros, J.M. and Fernández-Díaz, L., 2020b. Epitactic growth of celestite on anhydrite: substrate induced twinning and morphological evolution of aggregates. CrystEngComm, 22(35), 5743–5759.
Furrer, M.A. and Soder, P.A., 1955. The Oligo-Miocene Formation in the Qom region (Iran). Processing of 4th World Petroleum Congress, 6-15 June, Roma, Italy, 267-277.
González-Sánchez, F., Camprubí, A., González-Partida, E., Puente-Solís, R., Canet, C., Centeno-García, E. and Atudorei, V., 2009. Regional stratigraphy and distribution of epigenetic stratabound celestine, fluorite, barite and Pb–Zn deposits in the MVT province of northeastern Mexico. Mineralium Deposita, 44, 343–361.
Hanor, J.S., 2004. A model for the origin of large carbonate- and evaporite-hosted celestine deposits. Journal of Sedimentary Research, 74(2), 168–175.
Hitzman, M.W., Redmon, P.B. and Beaty, D.W., 2002. The carbonte-hosted Lisheen Zn–Pb–Ag deposit, County Tipperary, Ireland. Economic Geology, 97(8), 1627–1655.
Karamanderesi, I.H., Kiliçdaği, R. and Kiliç, N., 1992. Relationship between Sýcakçermik (Sivas) geothermal system and celestine formation. Türkiye Jeo. Kurult. Bildi. Özleri, 65 (in Turkish).
Kesler, S.E., 2005. Ore-forming fluids. Elements, 1, 13–18.
Kinsman, D.J.J., 1969. Modes of formation, sedimentary associations, and diagenetic features of shallow-water supratidal evaporites. Amemican Association Petrolium Geology Bulletin, 53(4), 830–840.
Kushnir, S.V., 1986. The epigenetic celestiting formation mechanism for rock containing CaSO4. Geochemistry, 23, 1–9.
Markhand, A.H., Agheem, M.H., Shaikh, S.A., Khokhar, Q.D., Sahit, A.G. and Jamali, M.A., 2020. Mineralogical and Geochemical investigations of Celestite and Gypsum from GanjoTakkar area, Hyderabad, Sindh, Pakistan. Sindh University Research Journal (Science Series), 52(3), 263–272.
Martin, J.M., Ortega-Huertas, M. and Torres-Ruiz, J., 1984. Genesis and evolution of strontium deposits of the Granada basin (Southestern Spain): evidence of diagenetic replacement of a stromatolite belt. Sedimentary Geology, 39(3–4), 281–298.
Nickless, E.F.P., Booth, S.J. and Mosley, P.N., 1975. Celestite deposits of the Bristol area. Transaction Institute of Mining and Metallurgy, Section B., 84, B62–B63.
Pourkaseb, H., Zarasvandi, A., Rezaei, M., Mahdavi, R. and Ghanavati, F., 2017. The occurrence and origin of celestite in the Abolfares region, Iran: Implications for Sr-mineralization in Zagros fold belt (ZFB). Journal of African Earth Sciences, 134, 352–364.
Ramos, V.A. and Brodtkorb, M.K. de., 1990. Thr barit and celestite metallotects of the Neuquén retroarc basin, centeral Argentina. In: Stratabound ore deposits in the Andes, Springer Verlag, Heidelberg. 47, 599–613.
Ranjbaran, M., Moghaddasi, S.J. and Sotohian, F., 2014. Texture study of the Mazraeh celestite deposit from North Central Iran. Journal of Tethys, 2(1), 20–28.
Roedder, E., 1984. Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy. Mineralogical Society of America, Washington, 12, 644.
Ruiz, J., Kesler, S.E., Jones, L.M. and Sutter, J.F., 1980. Geology and geochemistry of the Las Cuevas fluorite deposit, San Luis Potosi, Mexico. Economic Geology, 75, 1200–1209.
Scholle, P.A., Stemmerik, L. and Harpoth, O., 1990. Origin of major karst-associated celestine mineralization in Karstrynggen, Central East Greenland. Journal of Sedimentary Research, 60(3), 397–410.
Tekin, E., 2001. Stratigraphy, geochemistry and depositional environment of the celestine-bearing gypsiferous Formations of the Tertiary Ulaş-Sivas Basin, East-Central Anatolia (Turkey). Turkish Journal of Earth Sciences, 10, 35–49.
Tekin, E., Varol, B., Ayan, Z. and Satir, M., 2002. Epigenetic origin of celestite deposits in the Tertiary Sivas Basin: New mineralogical and geochemical evidence. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen (Journal of Mineralogy and Geochemistry), 7, 289–318.
Warren, J.K., 2006. Evaporites: Sediments, Resources and Hydrocarbons. Springer Science and Business Media, Berlin, Germany.
Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. Amican Mineralogist, 95(1), 185–187.
Wilkinson, J.J., Eyre, S. and Boyce, A., 2005. Ore-forming processes in Irish-type carbonate-hosted Zn–Pb deposits: Evidence from mineralogy, chemistry, and isotopic composition of sulfides at the Lisheen mine. Economic Geology, 100(1), 63–86.
Wood, M.W. and Shaw, H.F., 1976. The geochemistry of celestites from the Yate area near Bristol (UK). Chemical Geology, 17, 179–193.
زمین‌شناسی، کانه‌زایی و ژنز کانسار سلستین مادآباد، جنوب زنجان
مهسا نوری1، حسین کوهستانی21، قاسم نباتیان2، میرعلی اصغر مختاری2، افشین زهدی3
1کارشناس ارشد زمین‌شناسی اقتصادی، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران
2دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران
3استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران
چکیده
واحدهای سنگی در کانسار سلستین مادآباد شامل سنگ‌های آهکی متوسط تا ضخیم‌لایه و توده‌ای با میان‌لایه‌های سنگ آهک مارنی و مارن سازند قم به سن میوسن پیشین هستند. کانه‌زایی در کانسار مادآباد به‌صورت عدسی‌شکل درون واحدهای کربناته عضو f سازند قم رخ داده و لایه‌بندی آنها را قطع کرده است. کانه‌زایی در کانسار مادآباد شامل سه مرحله است. مرحله اول با تشکیل کلسیت طی فرایندهای هم‌زمان با رسوب‌گذاری تا هم‌زمان با دیاژنز مشخص میشود. مرحله دوم مربوط به فعالیت‌های گرمابی است که به‌ترتیب با تشکیل سلستین‌های توده‌ای ریزبلور و دانه‌شکری نسل اول، رگه و رگچه‌های سلستین درشت‌بلور نسل دوم همراه با اندکی استرانسیانیت و باریت، سلستین‌های درشت‌بلور شکل‌دار نسل سوم با بافت پُرکننده فضاهای خالی و در نهایت تشکیل رگه و رگچه‌های تأخیری کوارتز- کلسیتی همراه می‌باشد. مرحله سوم مربوط به فرایندهای برونزاد است. دگرسانی‌ها شامل دولومیتی، کلسیتی و سیلیسی هستند. سلستین همراه با اندکی استرانسیانیت و باریت، کانه‌های معدنی و کلسیت، دولومیت، کوارتز و اکسیدها- هیدروکسیدهای آهن، کانی‌های باطله در مادآباد هستند. بافت ماده معدنی از نوع رگه- رگچه‌ای، پُرکننده فضاهای خالی، دروزی، بِرشی و کاتاکلاستیک است. براساس نتایج مطالعات ریزدماسنجی، درجه شوری میانبارهای سیال دو فازی غنی از مایع در سلستین‌های نسل دوم بین شش تا 16 (میانگین 6/10) درصد وزنی معادل نمک طعام و دمای همگن‌شدن آنها از 248 تا 365 درجه سانتیگراد (میانگین 278) متغیر است. این مطالعات بیانگر حداقل عمق تشکیل حدود 510 متر برای کانسار مادآباد است. استرانسیم از واحدهای تبخیری موجود در بخش‌های مارنی سازند قم و واحدهای آتشفشانی سازند کرج منشاء گرفته است. ويژگی‌های کانسار مادآباد با کانسارهای سلستین جانشینی اپی‌ژنتیک شباهت دارد.
واژههای کلیدی: اپی‌ژنتیک، زنجان، سازند قم، کانه‌زایی سلستین، مادآباد
Geology, mineralization and genesis of the Madabad celestite deposit, south Zanjan
Noori M.1, Kouhestani H.2*, Nabatian G.2, Mokhtari M.A.A.2 and Zohdi A.3
1M.Sc. in Economic Geology, Department of Geology, University of Zanjan, Zanjan, Iran
2Associated Professor, Department of Geology, University of Zanjan, Zanjan, Iran
3Assistant Professor, Department of Geology, University of Zanjan, Zanjan, Iran
Abstract
Rock units in the Madabad celestite deposit composed of medium to thick-bedded and massive limestone interlayered with marly limestone and marl units of the Qom Formation (lower Miocene). Mineralization occurs as lens-shaped orebody, hosted by limestone units of f member of Qom Formation that usually crosscutting bedding of the host rocks. Three stages of mineralization occurred in the Madabad deposit. The first stage is characterized by calcite formation during syn-depositional to syn-diagenesis processes. The second stage is related to hydrothermal processes that distinguished by formation of fine-grained and sugary crystals of massive stage-1 celestite, vein-veinlets of coarse-grained stage-2 celestite along with minor strontianite and barite, coarse-grained euhedral crystals of stage-3 celestite with vug infill texture, and finally late-stage quartz and calcite vein-veinlets. Stage three is supergene processes. Hydrothermal alteration includes dolomitization, calcitization and silicification. Celestite along with minor strontianite and barite are ore minerals, and calcite, dolomite, quartz and iron oxides-hydroxides are gangue minerals at Madabad. The ore minerals show vein-veinlets, vug infill, brecciated and cataclastic textures. Microthermometric measurements of two-phase liquid-rich fluid inclusions hosted in celestite II indicate that salinities values are 6 to 18 wt.% NaCl equiv. (avg. 10.6 wt.% NaCl equiv.). These inclusions have homogenization temperatures range from 248 to 365 °C, with an average of 278 °C. These data indicate a minimum trapping depth of 510 m for the Madabad deposit. Sr was originated from evaporate units within the marl parts of the Qom Formation and volcanic units of the Karaj Formation. Characteristics of the Madabad deposit are similar to epigenetic replacement celestite deposits.
Keywords: Celestite mineralization, Epigenetic, Madabad, Qom Formation, Zanjan
مقدمه
کانه‌زایی‌های سلستین همگی با سنگ‌های رسوبی آهکی و مارنی و گاه در ارتباط با ژیپس و دیگر رسوبات تبخیری تشکیل می‌شوند (González-Sánchez et al., 2009; Markhand et al., 2020). این کانه‌زایی‌ها اغلب کوچک بوده و کانسارهای بزرگ با ذخیره میلیون تنی بیشتر همراه با توالی‌های کربناتی- تبخیری در محیط‌های ساحلی دریایی تشکیل می‌شوند (Hanor, 2004; Warren, 2006; Forjanes et al., 2020a, b). اغلب ذخاير سلستين در ایران همراه با توالی‌های تبخیری سازند کند با سن ائوسن در البرز مرکزی (بازرگاني گيلاني و رباني، 1384)، سازند قم با سن الیگومیوسن در ایران مرکزی (کریمی و راستاد، 1378؛ Bazargani-Guilani and Nekouvaght Tak, 2008) و سازند آسماری به سن الیگومیوسن در زاگرس چین‌خورده (رستمی پایدار و همکاران، 1395؛ Ehya et al., 2013; Pourkaseb et al., 2017) تشکیل شده‌اند. سلستین در این کانسارها از مرحله هم‌زمان با رسوب‌گذاری تا دیاژنز تشکیل شده و تیپ آن از نوع رسوبی دیاژنتیک معرفی شده است.
کانسار سلستین مادآباد اولین گزارش از وجود ذخایر سلستین در استان زنجان با سنگ میزبان کربناته (سازند قم) است که در فاصله حدود ۱۰۰ کیلومتری جنوب زنجان قرار دارد. علی‌رغم فعالیت‌های اکتشافی و استخراجی در این کانسار (شرکت فارس جم ستون، 1392)، تاکنون مطالعه علمی دقیقی بر روی آن انجام نشده است. در این پژوهش، ویژگی‌های زمین‌شناسی و کانه‌زایی در کانسار مادآباد بررسی شده و تیپ و خاستگاه آن با توجه به داده‌های فعلی تعیین شده است. با توجه به گسترش زیاد واحدهای آهکی سازند قم در کشور، نتایج حاصل از این پژوهش می‌تواند اطلاعات سودمندی برای درك منشاء و شناخت عوامل کنترل‌کننده این نوع از کانه‌زایی‌های سلستین ارائه داده و برای اکتشاف ذخایر جدید سودمند باشد.
روش مطالعه
ابتدا طی مطالعات صحرایی، نقشه زمین‌شناسی با مقیاس 1:5000 از منطقه تهیه شد. طی این مطالعات، امتداد، شیب، ضخامت، رنگ، سنگ‌شناسی، مرز بین لایه‌ها و اندازه ذرات لایه‌های کربناته، اندازه‌گیری و وجود و یا نبود کانه‌زایی سلستین در آنها بررسی شد. سپس، تعداد 30 مقطع نازک و 20 مقطع نازک- صيقلي براي مطالعات سنگ‌شناسي و کانه‌نگاري تهيه شد. در ادامه، برای تعیین ویژگی‌های دما، فشار و شوری سیالات مسئول کانه‌زایی و دگرسانی، تعداد سه مقطع دوبرصیقل به ضخامت 150 میکرون از سلستین‌های شفاف نسل‌های اول و دوم تهیه و در آزمایشگاه میانبارهای سیال مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران در کرج مطالعه شد. مطالعات ریزدماسنجی با استفاده از دستگاه Linkam THMS600 متصل به میکروسکوپZEISS و مجهز به كنترل‌كننده حرارتي TM94 و سردکنندهLNP با دامنه حرارتی 196- تا 600+ درجه سانتیگراد انجام شد. کالیبراسیون دستگاه در مرحله گرمایش با دقت 6/0± درجه با نیترات سزیم با نقطه ذوب 414 درجه سانتیگراد و در مرحله سرمایش با دقت 2/0± درجه سانتیگراد با ماده استاندارد ان‌هگزان با نقطه ذوب 3/94- درجه سانتیگراد انجام شد. میزان شوری میانبارها به‌صورت معادل درصد وزنی نمک طعام و از طریق دمای ذوب آخرین قطعه یخ با استفاده از فرمول ارائه‌شده توسط بودنار (Bodnar 1993) محاسبه شده است.
زمين‌شناسي منطقه مادآباد
در تقسیمات پهنه‌های رسوبی- ساختاری ایران (Alavi, 1991)، کانسار مادآباد در پهنه ایران مرکزی واقع شده است (شکل 1-الف). در مقیاس ناحیه‌ای و براساس نقشه‌های زمین‌شناسی با مقیاس 1:100000 خدابنده- سلطانیه (علوی نائینی، 1372) و حلب (شهیدی و بهارفیروزی، 1380)، واحدهای سنگی رخنمون‌یافته در منطقه مادآباد به‌ترتیب از قدیم به جدید شامل واحدهای شیلی و آهکی کرتاسه، واحدهای توفی و گدازهای ائوسن (معادل سازند کرج)، واحدهای آواری سازند قرمز زیرین، سنگ آهک‌های فسیل‌دار سازند قم و واحدهای ماسه‌سنگی و مارنی سازند قرمز بالایی است. در مقیاس محلی، واحدهای سنگی موجود در گستره کانسار مادآباد به بخش f سازند قم (Furrer and Soder, 1955) به سن میوسن پیشین تعلق داشته و از قدیم به جدید شامل واحدهای OMm، OMl,m و OMl می‌باشد (شکلهای 1-ب و 2-الف تا ث). روند عمومی لایه‌بندی در این واحدها، شمال تا شمال‌غرب- جنوب تا جنوب‌شرق با شیب به سمت غرب- جنوب‌غرب بوده و به‌صورت هم‌شیب یکدیگر را می‌پوشانند (شکل 1-ب). واحد OMm شامل مارن‌های ژیپس‌دار به رنگ قرمز تا قهوه‌ای است که اغلب در بخش‌های مرکزی، جنوب و جنوب‌غربی گستره گسترش دارند (شکلهای 1-ب و 2-الف). مارن‌ها، نازک تا متوسط‌لایه بوده و در میان‌لایه‌های آن، ژیپس به‌صورت محلی مشاهده میشود. این واحد در منطقه مادآباد توسط مزارع و کشت‌زارها پوشیده شده است. واحد OMl,m به‌طور عمده در بخش‌های شرقی منطقه گسترش دارد. این واحد از آهک‌های نازک تا متوسط‌لایه کرم‌رنگ با میان‌لایه‌های مارنی تشکیل شده است (شکل 2-الف و ب). سنگ آهک‌ها بیشتر متوسط‌لایه بوده و لایه‌های مارنی از نظر طبقه‌بندی نازک‌لایه هستند. فرامینیفرهای بنتیک درشت مانند لپیدوسیکلینده‌های کشیده (یولپیدینا) در بخش‌های آهکی این واحد به وفور یافت میشود. اندازه این فسیل‌ها گاه تا هشت سانتی‌متر نیز رسیده و با چشم غیرمسلح نیز قابل رؤیت هستند (شکل 2-ت). واحد OMl بالاترین بخش توالی سنگی موجود در کانسار مادآباد می‌باشد. این واحد از آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای خاکستری رنگ دارای قطعات فسیلی فراوان مرجان (شکل 2-ث) با میان‌لایه‌های آهک مارنی تشکیل شده است (شکل 2-الف تا پ). واحد OMl بیشتر در بخش‌های شمال‌شرق و شمال‌غرب تا غرب منطقه گسترش داشته و میزبان کانه‌زایی سلستین منطقه است. به‌دلیل پوشش بخش زیاد منطقه مادآباد توسط زمین‌های کشاورزی، شناسایی ساختارهای گسلی در این گستره مشکل است. با این وجود، تعدادی گسل نرمال با راستای شمال‌شرق- جنوب‌غرب، توالی رسوبی سازند قم را قطع کرده‌اند (شکل 1-ب). شاخص‌ترین گسل در این منطقه، گسل نرمال موجود در منطقه کانه‌زایی سلستین با روند N40E و شیب حدود 35 درجه به سمت شمال‌غرب می‌باشد. کانه‌زایی سلستین مادآباد در امتداد این گسل متمرکز شده است. دگرسانی دولومیتی همراه با آغشتگی به هیدروکسیدهای آهن در سنگ‌های آهکی اطراف کانه‌زایی و مسیر این گسل قابل مشاهده است.
شکل 1. الف) موقعیت منطقه مورد مطالعه (مربع قرمز) بر روی نقشه پهنه‌های رسوبی- ساختاری ایران (با تغییرات از Alavi, 1991)، ب) نقشه زمین‌شناسی مقیاس 1:5000 تهیه‌شده از منطقه مادآباد
شکل 2. الف) نمایی کلی از تناوب لایه‌های سنگ آهک، آهک مارنی و مارن سازند قم در منطقه مادآباد (دید به سمت شمال‌غرب)، ب) نمایی از سنگ آهک‌های نازک تا متوسط‌لایه کرم‌رنگ با میان‌لایه‌های مارنی واحد OMl,m که به‌صورت هم‌شیب توسط سنگ آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای واحد OMl پوشیده شده‌اند (دید به سمت شمال)، پ) نمایی از سنگ آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای واحد OMl (دید به سمت شمال)، ت) نمایی نزدیک از فسیل‌های لپیدوسیکلینده‌های کشیده (یولپیدینا) در سنگ آهک‌های متوسط‌لایه واحد OMl,m، ث) نمایی نزدیک از قطعات فسیلی مرجان در آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای واحد OMl
کانه‌زایی سلستین در کانسار مادآباد به‌صورت عدسی‌شکل درون واحدهای کربناته سازند قم رخ داده است (شکل 3). عدسی سلستین حدود 360 متر درازا و 60 متر پهنا داشته و روند عمومی آن N40E با شیب حدود 25 درجه به سمت شمال‌غرب است. این عدسی، روند عمومی لایه‌بندی (شمال‌غرب- جنوب‌شرق) واحدهای کربناته میزبان را قطع کرده است (شکل 3). با توجه به پیمایش‌های عرضی عمود بر روند توالی کربناته سازند قم، کانه‌زایی سلستین در کانسار مادآباد از نوع چینه‌کران بوده و از نظر چینهشناسی به سنگ آهک‌های ضخیم‌لایه واحد OMl محدود میشود. ذخیره کانسار مادآباد حدود 85000 تن با عیار متوسط 88 درصد SrO تعیین شده است (شرکت پارس جم ستون، 1392).
شکل 3. نمایی از رخنمون کانه‌زایی سلستین به‌صورت عدسی‌شکل درون واحدهای سنگ آهکی سازند قم (دید به سمت شمال‌غرب)
براساس مطالعات صحرایی و میکروسکوپی انجام‌شده، سه مرحله کانه‌زایی در کانسار مادآباد قابل تفکیک است (شکل 4). مرحله اول با تشکیل کلسیت طی فرایندهای هم‌زمان با رسوب‌گذاری تا هم‌زمان با دیاژنز مشخص میشود. هیچگونه شاهد صحرایی و میکروسکوپی دال بر تشکیل ماده معدنی در این مرحله وجود ندارد. مرحله دوم (مرحله گرمابی) اصلی‌ترین مرحله کانه‌زایی در کانسار مادآباد است. با توجه به ترکیب کانیشناسی، ساخت و بافت و ارتباط قطع‌کنندگی، کانه‌زایی گرمابی را می‌توان به چهار فاز تقسیم‌بندی کرد. فاز اول کانه‌زایی گرمابی شامل بلورهای ریز (تا چند ده میکرون) و دانه شکری سلستین بی‌رنگ تا سفید نسل اول با بافت توده‌ای و بِرشی است (شکل 5-الف). تشکیل سلستين‌هاي دانه‌ريز این فاز می‌تواند نتيجه تبلور از سيالات فوق اشباع (داراي صدها ميلي‌گرم در ليتر) استرانسيم باشد (Kushnir, 1986). در بخش‌های دارای بافت بِرشی، قطعاتی از سنگ‌های کربناته میزبان درون سلستین‌های توده‌ای این فاز قابل مشاهده است. این قطعات بِرشی همواره به موازات عدسی سلستین دیده شده و در آنها، قطعات بِرشی‌شده آهک دولومیتی با بلورهای سلستین جانشین شده‌اند (شکل 5-ب). فاز دوم کانه‌زایی گرمابی با فراوانی سلستین‌های درشت‌بلور (تا چند میلی‌متر) نسل دوم همراه با مقادیر کمی استرانسیانیت و باریت با بافت‌های رگه- رگچه‌ای، کاتاکلاستیک و بادبزنی مشخص میشود که فاز اول کانه‌زایی گرمابی را قطع کرده است (شکل 5-پ). ستبرای رگه- رگچه‌های سلستین این فاز از یک تا 10 سانتی‌متر متغیر است. باریت همواره به‌صورت ادخال‌های ریز درون سلستین دیده میشود. فاز سوم کانه‌زایی گرمابی با تشکیل سلستین‌های درشت و شکل‌دار نسل سوم با بافت‌های پُرکننده فضاهای خالی، شعاعی یا دروزی و کاکلی در حفرات ژئودمانند و درون شکستگی‌های فازهای قبلی کانه‌زایی گرمابی مشخص میشود (شکل 5-ت تا ج). ژئودها اندازه‌ای از چند میلی‌متر تا چندین سانتی‌متر داشته و همواره توسط بلورهای سلستین بی‌رنگ تا سفید شیری و گاهی آبی خاکستری پُر شده‌اند. رشد شعاعی بلورهای درشت سلستین در این ژئودها منجر به تشکیل ساختارهای دروزی (تجمعات بلوری ستاره‌ای یا گل‌برگی) شده است (شکل 5-ث). در بخش‌های دارای بافت کاکلی و دروزی، برخی بلورهای درشت سلستین نسل سوم، دارای هسته‌ای از بلورهای سلستین نسل اول و یا دوم هستند که گاهی دارای بقایایی از سنگ کربناته میزبان نیز می‌باشند (شکل 5-ث و ج). فاز چهارم کانه‌زایی گرمابی با تشکیل رگه و رگچه‌های تأخیری کوارتز و کلسیت همراه می‌باشد. مرحله سوم کانه‌زایی در کانسار مادآباد مربوط به فرایندهای برونزاد است که با تشکیل رگه و رگچه‌های اکسیدی و هیدروکسیدی آهن ثانویه مشخص میشود که منجر به تشکیل بافت شبه ریتمیک در ماده معدنی شده است.
شکل 4. توالی پاراژنتیک کانی‌ها در کانسار مادآباد
شکل 5. شکلهای صحرایی و نمونه دستی از انواع سلستین در کانسار مادآباد، الف) سلستین‌های ریزبلور و دانه شکری نسل اول با بافت توده‌ای، ب) سلستین نسل اول با بافت بِرشی، پ) سلستین‌های درشت نسل دوم با بافت رگه‌ای که سلستین‌های توده‌ای نسل اول را قطع کرده‌اند، ت و ث) رشد سلستین‌های درشت با بافت شعاعی در حفرات سنگ میزبان و سلستین‌های نسل اول، ج) رشد سلستین‌های درشت نسل سوم با بافت کاکلی بر روی سلستین‌های ریزبلور نسل اول. نشانه‌های اختصاری کانی‌ها از Whitney and Evans (2010) اقتباس شده است (Cal: کلسیت، Clt: سلستین، Dol: دولومیت)
براساس مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی، دگرسانی‌های گرمابی در کانسار مادآباد شامل دگرسانی‌های دولومیتی، کلسیتی و سیلیسی هستند. دولومیتی‌شدن، اصلی‌ترین دگرسانی در کانسار مادآباد است که ارتباط مستقیمی با کانه‌زایی سلستین دارد. این دگرسانی سبب گسترش فضای خالی و افزایش تخلخل شده و در نتیجه بستر مناسبی را برای ورود و جانشینی سیال‌های گرمابی کانه‌دار بعدی فراهم می‌کند (Hitzman et al., 2002; Wilkinson et al., 2005). گسترش اين دگرساني در کانسار مادآباد محدود به بخش‌هاي کانه‌دار بوده و با دور شدن از عدسی سلستین، از شدت دگرسانی دولومیتی کاسته میشود. دگرسانی دولومیتی به‌صورت تشکیل بلورهای ریز، نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار دولومیت مشخص شده و با رنگ هوازده قرمز تا قهوه‌ای و رنگ سطح تازه خاکستری روشن قابل شناسایی است (شکل 6-الف و ب). دگرسانی کلسیتی به‌صورت رگچه‌های کلسیتی تأخیری با ستبراهای مختلف از میلی‌متر تا چندین سانتی‌متر دیده می‌شوند (شکل 6-پ و ت). در مقاطع میکروسکوپی، بلورهای کلسیت به‌صورت خودشكل تا بي‌شكل و در ابعاد یک میلی‌متر تا حدود سه میلی‌متر دیده می‌شوند. دگرسانی سیلیسی به‌صورت محدود و با تشکیل رگه- رگچه‌های سیلیسی تأخیری و یا سیلیسی‌شدن بخش‌هایی از سنگ دیواره (میزبان کانه‌زایی) قابل مشاهده است (شکل 6-ث). در مقاطع میکروسکوپی، کوارتزها به‌صورت بلورهای بی‌شکل و ریزبلور قابل مشاهده هستند.
شکل 6. شکلهای میکروسکوپی (نور عبوری پلاریزه متقاطع، XPL) از انواع دگرسانی گرمابی در کانسار مادآباد، الف و ب) دگرسانی دولومیتی که در نتیجه آن بخشی از بافت اولیه سنگ از بین رفته است، پ و ت) دگرسانی کلسیتی به‌صورت رگچه‌های کلسیتی تأخیری قطع‌کننده کانه‌زایی سلستین، ث) دگرسانی سیلیسی به‌صورت رگچه‌های کوارتزی تأخیری قطع‌کننده کانه‌زایی سلستین. نشانه‌های اختصاری کانی‌ها از Whitney and Evans (2010) اقتباس شده است (Cal: کلسیت، Clt: سلستین، Dol: دولومیت، Qz: کوارتز)
کانیشناسی و ساخت و بافت کانسنگ
براساس مطالعات میکروسکوپی انجام‌شده، سلستین کانی اصلی ماده معدنی در کانسار مادآباد است که با اندکی استرانسیانیت و باریت همراهی میشود. کلسیت، دولومیت، کوارتز و اکسیدها- هیدروکسیدهای آهن، کانی‌های باطله در این کانسار هستند. براساس این مطالعات، ساخت و بافت کانسنگ در کانسار مادآباد متنوع بوده و شامل توده‌ای، عدسی، رگه- رگچه‌ای، پُرکننده فضاهای خالی، دانه شکری، بادبزنی، کاکلی، شعاعی یا دروزی، شبه ریتمیک، بِرشی و کاتاکلاستیک هستند.
براساس مطالعات ساختی و بافتی، سلستین‌های موجود در بخش‌های کانه‌دار را می‌توان به سه نسل تفکیک کرد. سلستين‌های نسل اول به‌صورت بلورهای ريز و دانه شکری بي‌شكل تا نیمه‌شکل‌دار با اندازه يك تا چند ميلي‌متر دیده می‌شوند. سلستین‌های این نسل در زير ميكروسكوپ به‌صورت مجموعه‌هايي از بلورهاي دانه‌ای و موزاييكي در هم قفل‌شده ديده مي‌شوند (شکل 7-الف). مرزهای بین بلوری سلستین، بیشتر صاف تا کمی انحنادار و بدون جهت‌یافتگی ترجیحی در متن کانسنگ است. این دانه‌ها اغلب به‌صورت مجموعه‌ای از بلورهای هم‌اندازه و متراکم در کنار یکدیگر هستند. در برخی از مقاطع، حالت جریانی ناشی از فشارهای تکتونیکی در بلورهای سلستین نسل اول قابل مشاهده است (شکل 7-ب). سلستین‌های نسل دوم به‌صورت بلورهای درشت بي‌شكل تا نیمه‌شکل‌دار و گاه شکل‌دار با اندازه تا یک سانتی‌متر در رگه‌ها و رگچه‌های سلستین حضور دارند (شکل 7-پ). بلورهای شکل‌دار سلستین به‌صورت سوزنی همراه با بلورهای کلسیت یا دولومیت، تجمعات شعاعی را به نمایش می‌گذارند. در زیر میکروسکوپ، تجمع بلورهاي شعاعی منجر به تشكيل سلستین دسته جارويي شده است و دارای ادخال‌های فراوانی از باریت هستند (شکل 7-ت). برخی از بلورهای درشت سلستین نسل دوم دارای بقایایی از بلورهای کلسیت به‌صورت ادخال هستند (شکل 7-ث). در برخی از نمونه‌ها، در اثر فشارهای تکتونیکی، بلورهای درشت سلستین نسل دوم از حاشیه‌ها خُرد شده و بافت کاتاکلاستیک نشان می‌دهند (شکل 7-ج). خاموشی موجی مشاهده‌شده در برخی از بلورهای سلستین این نسل نیز می‌تواند حاکی از این تنش تکتونیکی باشد (شکل 7-چ). سلستین‌های نسل سوم به‌صورت بلورهای درشت شکل‌دار، تخت و منشورى هم‌بعد در ابعاد تا چند سانتی‌متر در حفرات ژئودمانند ديده می‌شوند (شکل 7-ح و خ).
استرانسیانیت بیشتر به‌صورت بلورهای ریز شعاعی‌شکل در ارتباط با سلستین‌های درشت نسل دوم دیده میشود. این کانی به‌صورت پراکنده با رنگ و بی‌رفرنژانس متفاوت و برجستگی بالاتر نسبت به سلستین قابل تشخیص است (شکل 7-د). استرانسیانیت بیشتر در حواشی عدسی کانی‌زایی و در تماس با سنگ‌های کربناتی حضور دارد. باریت بیشتر به‌صورت ادخال‌های ریز درون سلستین‌های درشت نسل دوم قابل مشاهده است (شکل 7-ت). ادخال‌هاي باریت بیشتر توزيع پراكنده و نامنظم داشته و گاهي به‌صورت شعاعي يا جهت‌يافته دیده می‌شوند.
کلسیت باطله اصلی در کانسار مادآباد می‌باشد. براساس مطالعات میکروسکوپی، کلسیت به‌صورت ادخال درون سلستین و یا رگچه‌های کلسیتی تأخیری قطع‌کننده کانه‌زایی در کانسار مادآباد حضور دارد (شکلهای 6-ت و 7-ب). همچنین، کلسیت به‌صورت باقیمانده‌هایی در اطراف برخی از بلورهای درشت سلستین دیده میشود و این موضوع احتمال جانشینی کلسیت توسط سلستین را تأیید می‌کند. دولومیت اغلب به‌صورت بلورهای ریز تا متوسط، نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار دیده میشود و در اثر دگرسانی دولومیتی‌شدن جانشین کلسیت شده است (شکل 6-الف و ب). این کانی‌ها با رنگ هوازده قرمز تا قهوه‌ای قابل مشاهده هستند. کوارتز با گسترش محدود و به‌صورت رگچه‌ای در کانسار مادآباد حضور دارد (شکل 6-ث). در مقاطع نازک، کوارتز به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بي‌شكل با اندازه‌های مختلف دیده میشود. اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن به‌صورت رگچه‌ای دیده شده و همواره ماده معدنی را قطع کرده‌اند. در بخش شمال‌غربی عدسی کانه‌زایی، حضور رگچه‌های فراوان اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن سبب تشکیل ساخت شبه ریتمیک در ماده معدنی شده است (شکل 7-ذ و ر).
شکل 7. کانیشناسی و ساخت و بافت کانهها در کانسار مادآباد، الف) بلورهای ریز سلستین نسل اول، ب) بلورهای ریز سلستین نسل اول با حالت جریانی. کلسیت‌های باقیمانده از سنگ اولیه در بین سلستین‌ها قابل مشاهده است، پ) بلورهای درشت سلستین نسل دوم با یافت رگچه‌ای که بلورهای ریز سلستین نسل اول را قطع کرده است، ت) بلورهای درشت سلستین نسل دوم با بافت شعاعی حاوی ادخال‌های فراوان باریت، ث) سلستین‌های درشت‌بلور و بی‌شکل نسل دوم با ادخال‌هایی از کلسیت، ج) بلورهای درشت سلستین نسل دوم با بافت کاتاکلاستیک، چ) بلورهای درشت سلستین نسل دوم دارای خاموشی موجی، ح و خ) بلورهای درشت و سوزنی سلستین نسل سوم، د) استرانسیانیت در کنار سلستین‌های درشت‌بلور نسل دوم، ذ و ر) به‌ترتیب تصویر نمونه دستی و میکروسکوپی از رگچه‌های اکسیدی- هیدروکسیدی آهن و تشکیل ساخت شبه ریتمیک ماده معدنی. تصاویر میکروسکوپی در نور عبوری پلاریزه متقاطع (XPL) تهیه شده‌اند. نشانه‌های اختصاری کانی‌ها از Whitney and Evans (2010) اقتباس شده است (Brt: باریت، Cal: کلسیت، Clt: سلستین، Dol: دولومیت، Qz: کوارتز، Str: استرانسیانیت)
مطالعات میانبارهای سیال
پتروگرافی
براساس مطالعات میکروسکوپی، میانبارهای سیال در کانسار مادآباد از نوع اولیه، ثانویه و ثانویه کاذب هستند. میانبارهای سیال اولیه موازی با خطوط رشد بلوری و همچنین پراکنده در متن سلستین‌های نسل اول و دوم دیده می‌شوند. این میانبارها براساس تعداد فاز به انواع دو فازی غنی از مایع (LV)، تک فازی غنی از مایع (L) و تک فازی غنی از گاز (V) قابل تفکیک هستند (شکل 8). در این بین، میانبارهای نوع LV، فراوان‌ترین میانبارهای سیال هستند. پدیده باریک‌شدگی در برخی از میانبارهای سیال دیده میشود. مطالعات ریزدماسنجی بر روی میانبارهایی انجام شد که شواهد باریک‌شدگی نداشته و دارای معیارهای لازم به‌عنوان میانبار اولیه (Roedder, 1984) بودند. این میانبارها اغلب اندازه‌ای بین شش تا 18 میکرون داشته و به شکلهای چندوجهی نامنظم، کشیده و گاهی کروی مشاهده می‌شوند.
شکل 8. شکلهای میکروسکوپی (در دمای اتاق و نور عبوری پلاریزه، PPL) از انواع میانبارهای سیال در کانسار مادآباد، الف) اجتماع میانبارهای سیال دو فازی غنی از مایع (LV) و تک فازی‌های غنی از مایع (L) و غنی از گاز (V) در کنار یکدیگر در سلستین نسل دوم، ب) میانبارهای سیال ثانویه کاذب در سلستین نسل اول، پ و ت) میانبارهای سیال اولیه دو فازی غنی از مایع در سلستین نسل دوم (L: مایع، V: گاز، PS: ثانویه کاذب)
در این پژوهش، تعداد 22 میانبار سیال اولیه نوع LV مورد مطالعه ریزدماسنجی قرار گرفت (جدول 1). با توجه به ریزبودن میانبارهای سیال موجود در سلستین‌های نسل اول و عدم مشاهده تغییرات ریزدماسنجی در آنها، مطالعات ریزدماسنجی تنها بر روی میانبارهای سیال موجود در سلستین‌های درشت‌بلور نسل دوم انجام شد. براساس مطالعات انجام‌شده، دمای یوتکتیک (Te) در هیچ یک از میانبارهای سیال قابل اندازه‌گیری نبود. دمای ذوب آخرین قطعه یخ (Tm-ice) در میانبارهای سیال مطالعه‌شده بین 12- تا 7/3- درجه سانتیگراد به‌دست آمد. بر مبنای رابطه Bodnar (1993)، درجه شوری این میانبارها بین شش تا 16 (میانگین 6/10) درصد وزنی معادل نمک طعام می‌باشد (جدول 1). از نظر آماری، درجات شوری نه تا 12 درصد وزنی معادل نمک طعام دارای بیشترین فراوانی هستند (شکل 9-الف). تغییرات حرارتی دمای همگن‌شدن میانبارهای سیال از 248 تا 365 درجه سانتیگراد (میانگین 278 درجه سانتیگراد) به‌دست آمد (جدول 1). بیشترین فراوانی همگن‌شدگی دمایی مربوط به گستره دمایی 260 تا 270 درجه سانتیگراد است (شکل 9-ب). چگالی محاسبه‌شده برای میانبارهای سیال در گستره بین 8/0 تا 9/0 گرم بر سانتی‌متر مکعب می‌باشد. به‌علت مشخص نبودن عمق تشکیل عدسی کانه‌دار، تصحیح دمایی بر روی مقادیر دمای همگن‌شدن میانبارهای سیال اعمال نشد. با توجه به میانگین دمای همگن‌شدن (278 درجه سانتیگراد)، حداقل عمق تشکیل کانسار مادآباد حدود 510 متر زیر سطح ایستابی آب‌های قدیمی و فشار کمتر از 5/0 کیلوبار تخمین زده میشود.
جدول 1. خلاصه نتایج مطالعات ریزدماسنجی بر روی میانبارهای سیال اولیه موجود در کانی سلستین نسل دوم در کانسار مادآباد
Type | Tm-ice (°C) | Salinity | Th(v-l) (°C) | Degree of fill | Density (g/cm3) | |
6–18 | LV | –3.7 to –12 | 248–365 (278) | 0.6–0.8 | 0.8–0.9 |
The digit in the parenthesis is the mean value.
Tm-ice = final ice-melting temperature, Th(v-l) = total homogenization temperature.
شکل 9. نمودارهای فراوانی الف) درجه شوری، ب) دمای همگن‌شدن میانبارهای سیال اولیه در سلستین‌های نسل دوم در کانسار مادآباد
تیپ کانه‌زایی
با توجه به ويژگی انواع کانسارهای سلستین و با عنایت به شواهد زمین‌شناسی و کانه‌زایی، می‌توان اظهار داشت ويژگی‌های کانسار مادآباد تشابه زیادی با کانسارهای سلستین جانشینی اپی‌ژنتیک در سنگ آهک‌های ریفی (Dill, 2010) دارد. شواهد این مقایسه به شرح زیر است:
1- کانی‌زایی سلستین در کانسار مادآباد از نوع چینه‌کران و عدسی‌شکل بوده و از نظر چینهشناسی به سنگ آهک‌های ضخیم‌لایه سازند قم محدود میشود. امتداد عدسی کانه‌دار (شمال‌شرقی- جنوب‌غربی) روند عمومی لایه‌بندی (شمال‌غربی- جنوب‌شرقی) واحدهای کربناته میزبان را قطع کرده است. 2- ساخت و بافت ماده معدنی در کانسار مادآباد به‌صورت توده‌ای، دروزی و پُرکننده فضای خالی در پهنه‌های بِرشی و گسلی در سنگ آهک میزبان است. این شواهد ساخت و بافتی از ویژگی‌های کانسارهای جانشینی اپی‌ژنتیک می‌باشد. 3- ساخت و بافت‌هاي لايه‌اي و لامینه‌ای مهم‌ترين ساخت و بافت ماده معدني در کانسارهای سلستین رسوبی دیاژنتیک هستند. این ساخت و بافت‌ها به شکلهای زیر در این دسته از ذخایر سلستین قابل مشاهده هستند: الف- لايه‌هايي كه نتيجه تناوب بلورهای ريز و درشت سلستین هستند و به عنوان ساخت ریتمیک یا متناوب نام‌گذاری شده‌اند. این ساخت توسط Brodtkorb و همکاران (1982) در سلستين‌هاي رسوبی- دیاژنتیکی حوضه نیوگیوئن آرژانتین گزارش شده است. جمي (1370) این ساخت را برای کانسارهای سلستین رسوبی حوضه زاگرس به عنوان ريتميک‌هاي تبلور دياژنتيكي معرفي کرده است. در کانسار مادآباد، ساخت و بافت ریتمیک مشاهده نمی‌شود. تنها در بخشی از کانسار، وجود رگه و رگچه‌های تأخیری اکسید آهنی که کانه‌زایی سلستین را قطع کرده‌اند، سبب ایجاد ساخت شبه ریتمیک شده است. ب- لايه‌هاي مشابه آهك جلبكي که در نتيجه جانشيني سلستين به‌جاي آهك جلبكي ايجاد شده و شرايط رسوب‌گذاري اوليه را نشان مي‌دهند. هم‌زمان با رشد این جلبک‌ها، ژیپس و انیدریت به‌عنوان کانی معمول این محیط تشکیل شده (Kinsman, 1969) و سلستین جانشین ژیپس، انیدریت و آهک جلبکی (Warren, 2006; Ehya et al., 2013; Forjanes et al., 2020a, b) میشود. براساس مطالعات میکروسکوپی، شواهدی از حضور آهک جلبکی، کانی‌های ژیپس و انیدریت و جانشینی آنها توسط سلستین در کانسار مادآباد، مشاهده نشده است. 4- در بخش‌های دارای بافت بِرشی، قطعاتی از سنگ‌های کربناته میزبان درون سلستین قابل مشاهده است و در آن، قطعات بِرشی‌شده آهک دولومیتی به موازات عدسی کانه‌دار هستند و توسط بلورهای سلستین جانشین شده‌اند. علاوه بر این، بقایایی از کلسیت در اطراف برخی از بلورهای درشت سلستین دیده میشود و این موضوع نیز تأییدی بر جانشینی کلسیت توسط سلستین است. این شواهد از ویژگی‌های کانسارهای جانشینی اپی‌ژنتیک است. 5- مرحله دوم کانه‌زایی در کانسار مادآباد با فراوانی سلستین‌های درشت‌بلور نسل دوم همراه با مقادیر کمی استرانسیانیت با بافت رگه- رگچه‌ای مشخص میشود. استرانسیانیت در این کانسار بیشتر در حواشی عدسی کانه‌زایی و در تماس با سنگ‌های کربناتی حضور دارد. استرانسیانیت از کانی‌های شاخص در کانسارهای سلستین با منشاء گرمابی می‌باشد (Dill, 2010). 6- به‌طور معمول در کانسارهای سلستین با منشاء گرمابی، فرایند دولومیتی‌شدن سبب افزایش تخلخل و فراهم شدن بستری مناسب برای ورود و جانشینی سیال‌های گرمابی کانه‌دار میشود. گسترش اين دگرساني در کانسار مادآباد نیز محدود به بخش‌هاي کانه‌دار است به‌طوریکه بیشترین شدت دگرسانی دولومیتی در مجاورت عدسی سلستین دیده شده و با دور شدن از عدسی کانه‌زایی، این دگرسانی وجود ندارد. 7- نتایج مطالعات ریزدماسنجی بیانگر درجه شوری بین شش تا 16 (میانگین 6/10) درصد وزنی معادل نمک طعام و دمای همگن‌شدن 248 تا 365 (میانگین 278) درجه سانتیگراد برای سلستین‌های نسل دوم در کانسار مادآباد است. این گستره درجه شوری و دمای همگن‌شدن مشابه با محلول‌های ماگمایی- گرمابی (Roedder, 1984) است و از ویژگی‌های کانسارهای سلستین تیپ جانشینی اپی‌ژنتیک می‌باشد (Dill, 2010). در جدول 2، ویژگی‌های کانسار مادآباد با برخی از کانسارهای سلستین تیپ جانشینی اپی‌ژنتیک مقایسه شده است.
جدول 2. مقایسه ویژگی‌های اصلی کانسار مادآباد با برخی از کانسارهای سلستین تیپ جانشینی اپی‌ژنتیک در ایران و ترکیه
| مادآباد | ملک‌آباد، سیاه‌کوه و دوازده امام | حوضه سیواس ترکیه |
سنگ میزبان | واحدهای کربناته سازند قم | واحدهای کربناته سازند قم | واحدهای کربناته و تبخیری |
کانیشناسی | سلستین، استرانسیانیت، باریت | سلستین | سلستین، پیریت، مارکاسیت |
ساخت و بافت | رگه- رگچه‌ای، پُرکننده فضاهای خالی، دروزی، بِرشی، کاتاکلاستیک | ریتمیک، عدسی، جانشینی، رگه- رگچه‌ای، پُرکننده فضاهای خالی | عدسی، پُرکننده فضاهای خالی |
ویژگی سیالات درگیر | دما: 365-248 درجه سانتیگراد، شوری: 16-6 درصد وزنی معادل نمک طعام | - | دما: 390-210 درجه سانتیگراد، شوری: 11-23 درصد وزنی معادل نمک طعام |
دگرسانی | دولومیتی، کلسیتی، سیلیسی | دولومیتی، سیلیسی | دولومیتی، سیلیسی |
منشاء استرانسیم | واحدهای تبخیری سازند قم و واحدهای آتشفشانی سازند کرج | واحدهای آتشفشانی سازند کرج | واحدهای تبخیری |
منبع | نتایج حاصل از این پژوهش | Bazargani-Guilani and Nekouvaght Tak, 2008 | Tekin, 2001; Tekin et al., 2002 |
الگوهای اصلی برای منشاء استرانسیم و تشکیل کانسارهای سلستین شامل: 1- ته‌نشست سلستین از آب دریا هم‌زمان با رسوب‌گذاری و 2- جانشینی اپی‌ژنتیک ژیپس، انیدریت، کلسیت و دولومیت توسط سلستین می‌باشد (Brodtkorb et al., 1982; Forjanes et al., 2020a, b). در بسیاری از کانسارهای سلستین مانند گراندا، نیوگیوئن، همٌیت، سالینا، کانسارهای آند (Brodtkorb et al., 1982; Martin et al., 1984; Ramos and Brodtkorb, 1990) و کانسارهای قاعده سازند آسماری در زاگرس (جمی، 1370؛ Ehya et al., 2013) که در الگوی رسوب‌گذاری سلستین از آب دریا مدل شده‌اند، منشاء استرانسیم آب دریا مورد توجه است. در کانسارهای سین‌ژنتیک، به‌طور واضح شواهدی از جانشینی اپی‌ژنتیک کانی‌های کلسیت، دولومیت، ژیپس و انیدریت توسط سلستین وجود دارد (Scholle et al., 1990). برای کانسارهای سلستین با خاستگاه اپی‌ژنتیک، منابع استرانسیم لازم برای کانی‌سازی از: 1- تبدیل آراگونیت به کلسیت، 2- دولومیتی‌شدن سنگ آهک و 3- انحلال ژیپس به‌عنوان سیمان سنگ‌های کربناته طی دیاژنز، فراهم شده است (Nickless et al., 1975; Wood and Shaw, 1976 ). اعتقاد بر این است که این استرانسیم مواضع کلسیم را اشغال کرده و با غنای تا ده برابر محتوا در دولومیت‌ها محصور شده است (Carlson, 1983). برای کانسارهای سلستین حوضه سیواس در آناتولی ترکیه، منشاء استرانسیم محلول‌های گرمابی بیان شده است (Karamanderesi et al., 1992; Tekin, 2001; Tekin et al., 2002). در این کانسارها، محلول‌های ماگمایی- گرمابی غنی از استرانسیم از طریق گسل‌ها و شکستگی‌ها به بخش‌های سطحی راه پیدا کرده و در اثر اختلاط با آب‌های سطحی سبب ته‌نشست سلستین شده‌اند (شکل 10).
سلستین می‌تواند طی فرایندهای دیاژنز از تبدیل آراگونیت دارای استرانسیم بالا یا کلسیت زیستی به کلسیت دارای استرانسیم پایین یا دولومیت تشکیل شود (Hanor, 2004; Warren, 2006). با توجه به مطالعات سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی، کربنات‌های میزبان کانه‌زایی در کانسار مادآباد دارای ترکیب کانیشناسی اولیه کلسیتی هستند (نوری و همکاران، 1398). لذا منشاء استرانسیم در این کانسار مرتبط با فرایندهای دیاژنزی تبدیل آراگونیت به کلسیت نبوده و می‌تواند مرتبط با واحدهای تبخیری موجود در بخش‌های مارنی سازند قم و واحدهای آتشفشانی سازند کرج در منطقه باشد. Bazargani-Guilani and Nekouvaght Tak (2008) و Ranjbaran و همکاران (2014) نیز بخشی از منشاء استرانسیم در کانسارهای سلستین ملک‌آباد، سیاه‌کوه، دوازده امام و سلستین مزرعه (ایران مرکزی) را واحدهای آتشفشانی سازند کرج در نظر دارند. این پژوهشگرها، بالا بودن نسبی غلظت استرانسيم در سازند کرج را دلیلی بر تأمين آن برای این کانسارها قلمداد کرده‌اند. در چنین مکانیسمی، محلول‌های غنی از استرانسیم با آب‌های سطحی مخلوط و سبب ته‌نشست سلستین در سنگ‌های میزبان مناسب می‌شوند (Dove and Czank, 1995; Ceyhan et al., 1996; Tekin, 2001; Tekin et al., 2002).
شکل 10. تعیین منشاء سیال کانه‌ساز در کانسار مادآباد با استفاده از نمودارهای شوری- دمای همگن‌شدن: الف) نمودار Beane (1983)، ب) نمودار Kesler (2005).
الگوی تشکیل کانسار مادآباد
براساس نتایج به‌دست آمده از مشاهدات صحرایی، مطالعات سنگ‌شناسی، کانه‌نگاری، ساخت و بافت و روابط پاراژنتیک کانی‌ها در کانسار مادآباد، مراحل تکوین و تکامل این کانسار را می‌توان به‌صورت یک توالی سه مرحله‌ای خلاصه کرد (شکل 11). مرحله نخست با ته‌نشست توالی‌های آتشفشانی- رسوبی سازند کرج و واحدهای رسوبی سازندهای قرمز زیرین، قم و قرمز بالایی مشخص میشود (شکل 11-الف). رسوبات کربناته سازند قم در منطقه مورد مطالعه در محیط دریای باز متعلق به کربنات‌های مناطق معتدله طی زمان میوسن پیشین تشکیل شده‌اند (نوری و همکاران، 1397). مانند چنین محیطی توسط دانشیان و همکاران (1396) برای نهشته‌های کربناته سازند قم در بُرش ده‌نمک در شمال‌شرق گرمسار نیز پیشنهاد شده است. در مرحله دوم، واحدهای سنگی منطقه طی فاز کوهزایی ساوین (میوسن میانی) چین خورده و گسل‌ها و شکستگی‌های فراوانی در آنها ایجاد شده است. ورود آب‌های جوی به بخش‌های عمیق حوضه رسوبی از طریق گسل‌ها و شکستگی‌ها، گرم شدن و چرخش آنها در افق‌های زیرین سنگ بستر سبب شسته‌شدن استرانسیم از واحدهای تبخیری و آتشفشانی منطقه و ته‌نشست آن در فضاهای خالی و زون‌های بِرشی موجود در واحدهای کربناته سازند قم شده است (شکل 11-ب). چنین مکانیسمی برای کانه‌زایی‌های سلستین در کانسارهای سلستین ملک‌آباد، سیاه‌کوه، دوازده امام و مزرعه نیز پیشنهاد شده است (Bazargani-Guilani and Nekouvaght Tak, 2008; Ranjbaran et al., 2014). مرحله سوم با بالاآمدگی ناحيه‌ای و توسعه فرايندهای هوازدگی و فرسايش همراه بوده و ریخت‌شناسی امروزی منطقه حاصل شده است (شکل 11-پ).
نتیجهگیری
نتایج حاصل از این پژوهش را می‌توان به‌صورت زیر خلاصه کرد:
1- کانه‌زایی سلستین در کانسار مادآباد به‌صورت چینه‌کران و عدسی‌شکل درون واحدهای کربناته عضو f سازند قم به سن میوسن زیرین رخ داده و لایه‌بندی آنها را قطع کرده است. کانه‌زایی در این کانسار توسط پهنه‌های بِرشی و گسلی کنترل شده و دارای دگرسانی‌های دولومیتی، کلسیتی و سیلیسی همراه با بافت‌های رگه- رگچه‌ای، پُرکننده فضاهای خالی، دروزی، بِرشی و کاتاکلاستیک است.
2- نتایج مطالعات ریزدماسنجی، درجه شوری میانبارهای سیال را بین شش تا 16 (میانگین 6/10) درصد وزنی معادل نمک طعام و دمای همگن‌شدن آنها را 248 تا 365 درجه سانتیگراد (میانگین 278) نشان داده است. این گستره درجه شوری و دمای همگن‌شدن مشابه با محلول‌های ماگمایی- گرمابی می‌باشد. فشار به دام افتادن سیالات در کانسار مادآباد کمتر از 5/0 کیلوبار و حداقل عمق کانه‌زایی حدود 510 متر زیر سطح ایستابی آب‌های قدیمی بوده است.
3- استرانسیم در کانسار مادآباد از واحدهای تبخیری موجود در بخش‌های مارنی سازند قم و واحدهای آتشفشانی سازند کرج منشاء گرفته و در فضاهای خالی و زون‌های بِرشی موجود در واحدهای کربناته سازند قم ته‌نشست یافته است.
4- کانسار مادآباد از نوع کانسارهای سلستین جانشینی اپی‌ژنتیک است. کانه‌زایی و دگرسانی در این کانسار محدود به ساختارهای بِرشی و گسلی در واحدهای آهکی سازند قم است. از این رو، بررسی این پهنه‌ها در واحدهای آهکی سازند قم به‌ویژه در مناطقی که دگرسانی دولومیتی به خوبی توسعه یافته است، می‌تواند به اکتشاف ذخایر دیگری از سلستین در این منطقه و دیگر نقاط ایران منجر شود.
سپاسگزاری
نويسندگان از حمايت‌هاي مالي دانشگاه زنجان براي انجام اين پژوهش تشکر مي‌نمايند. همچنين نويسندگان از سردبیر و داوران محترم فصلنامه زمین‌شناسی ایران به‌خاطر راهنمايي‌هاي علمي ارزنده که منجر به غناي بيشتر مقاله حاضر شده است، کمال تشکر را دارند.
منابع
بازرگاني گيلاني، ك. و رباني، م.ص.، 1384. نهشت سلستيت استراتيفورم منطقه افتر، باختر سمنان. فصلنامه علوم زمین، 55، 41-30. ##جمی، م.، 1370. زمین‌شناسی، ژئوشیمی و منشاء افق سلستیت‌دار منطقه بهمئی (سازند آسماري)، استان کهگیلویه و بویراحمد .پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شیراز، 186. ##دانشیان، ج.، اسدی مهماندوستی، ا. و رمضانی دانا، ل.، 1396. ریزرخساره، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند قم در برش ده‌نمک، شمال‌شرق گرمسار. فصلنامه زمین‌شناسی ایران، 11، 41، 43-23. ##رستمی پایدار، ق.، طاهرزاده، ا. و عادل‌پور، م.، 1395. زمین‌شناسی و ژنز کانسار سلستیت بابامحمد در مرز گچساران و میشان، استان کهگلویه بویراحمد. یافته‌های نوین زمین‌شناسی کاربردی، 20، 75-62. ##شرکت فارس جم ستون، 1392. گزارش پایان اکتشاف کانسار سلستین مادآباد. سازمان صنعت، معدن و تجارت استان زنجان، 185. ##شهیدی، ع. و بهار فیروزی، خ.، 1380. نقشه زمین‌شناسی حلب، مقیاس 1:100،000. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##علوی نائینی، م.، 1372. نقشه زمین‌شناسی خدابنده- سلطانیه، مقیاس 1:100،000. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور. ##کریمی، ع. و راستاد، ا.، 1378. رخساره‌های کانه‌دار کانسار سلستیت نخجیرکوه ورامین؛ تحول دیاژنزی و محیط رسوب‌گذاری. فصلنامه علوم زمین، 33، 33-20. ##نوری، م.، زهدی، ا.، کوهستانی، ح.، نباتیان، ق. و مختاری، م.ع.ا.، 1397. چینهشناسی سنگی، ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی سازند قم در بُرش کانسار سلستین مادآباد، جنوب زنجان. مجله رخساره‌های رسوبی، 11، 2، 303-288. ##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. ##Alavi, M., 1991. Tectonic map of the Middle East, scale 1:5000000. Geological Survey of Iran. ##Bazargani-Guilani, K. and Nekouvaght Tak, M.A., 2008. Celestite ore deposit and occurrences of the Qom Formation, Oligo-Miocene, Central Iran. 2nd IASME/WSEAS international conference on geology and seismology, Cambridge, UK, 48–54. ##Beane R.E. 1983. The magmatic–meteoric transition. Geothermal Resources Council, Special Report, 13, 245–253. ##Bodnar, R.J., 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O–NaCl solution. Geochimical et Cosmochimca Acta, 57(3), 683–684. ##Brodtkorb, M.K. de., Ramos, V., Barbieri, M. and Ametrano, S., 1982. The evaporitic celestine–barite deposits of Neuqen, Argentina. Mineralium Deposita, 17(3), 423–436. ##Carlson, E.H., 1983. The occurrence of Misissippi Valley-type mineralization in northwestern Ohio. In: Kisvarsanyi G.S. Grant K. Pratt W.P. and Koeing J.W. (Eds.). International conference on Mississippi valey-type lead-zinc deposits. Procceding, University of Missouri Rollamo, 242–435. ##Ceyhan, V., Cinemre, H.A. and Bozoglu, M., 1996. An analysis of supply and demand of hazelnut in Turkey. Proc. of the Nuts Symposium Samsun, Turkey, 12–46 (in Turkish). ##Dill, H.G., 2010. The chessboard classification scheme of mineral deposits: mineralogy and geology from aluminum to zirconium. Earth Science Reviews, 100(1–4), 1–20. ##Dove, P.M. and Czank, C.A., 1995. Crystal chemical controls on the dissolution kinetics of the isostructural sulfates–celestite, anglesite, and barite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(10), 1907–1915. ##Ehya, F., Shakouri, B. and Rafi, M., 2013. Geology, mineralogy, and isotope (Sr, S) geochemistry of the Likak celestite deposit, SW Iran. Carbonates and Evaporites, 28(4), 419–431. ##Forjanes, P., Astilleros, J.M. and Fernández-Díaz, L., 2020a. The formation of barite and celestite through the replacement of gypsum. Minerals, 10, 189. ##Forjanes, P., Gómez-Barreiro, J., Morales, J., Astilleros, J.M. and Fernández-Díaz, L., 2020b. Epitactic growth of celestite on anhydrite: substrate induced twinning and morphological evolution of aggregates. CrystEngComm, 22(35), 5743–5759. ##Furrer, M.A. and Soder, P.A., 1955. The Oligo-Miocene Formation in the Qom region (Iran). Processing of 4th World Petroleum Congress, 6-15 June, Roma, Italy, 267-277. ##González-Sánchez, F., Camprubí, A., González-Partida, E., Puente-Solís, R., Canet, C., Centeno-García, E. and Atudorei, V., 2009. Regional stratigraphy and distribution of epigenetic stratabound celestine, fluorite, barite and Pb–Zn deposits in the MVT province of northeastern Mexico. Mineralium Deposita, 44, 343–361. ##Hanor, J.S., 2004. A model for the origin of large carbonate- and evaporite-hosted celestine deposits. Journal of Sedimentary Research, 74(2), 168–175. ##Hitzman, M.W., Redmon, P.B. and Beaty, D.W., 2002. The carbonte-hosted Lisheen Zn–Pb–Ag deposit, County Tipperary, Ireland. Economic Geology, 97(8), 1627–1655. ##Karamanderesi, I.H., Kiliçdaği, R. and Kiliç, N., 1992. Relationship between Sýcakçermik (Sivas) geothermal system and celestine formation. Türkiye Jeo. Kurult. Bildi. Özleri, 65 (in Turkish). ##Kesler, S.E., 2005. Ore-forming fluids. Elements, 1, 13–18. ##Kinsman, D.J.J., 1969. Modes of formation, sedimentary associations, and diagenetic features of shallow-water supratidal evaporites. Amemican Association Petrolium Geology Bulletin, 53(4), 830–840. ##Kushnir, S.V., 1986. The epigenetic celestiting formation mechanism for rock containing CaSO4. Geochemistry, 23, 1–9. ##Markhand, A.H., Agheem, M.H., Shaikh, S.A., Khokhar, Q.D., Sahit, A.G. and Jamali, M.A., 2020. Mineralogical and Geochemical investigations of Celestite and Gypsum from GanjoTakkar area, Hyderabad, Sindh, Pakistan. Sindh University Research Journal (Science Series), 52(3), 263–272. ##Martin, J.M., Ortega-Huertas, M. and Torres-Ruiz, J., 1984. Genesis and evolution of strontium deposits of the Granada basin (Southestern Spain): evidence of diagenetic replacement of a stromatolite belt. Sedimentary Geology, 39(3–4), 281–298. ##Nickless, E.F.P., Booth, S.J. and Mosley, P.N., 1975. Celestite deposits of the Bristol area. Transaction Institute of Mining and Metallurgy, Section B., 84, B62–B63. ##Pourkaseb, H., Zarasvandi, A., Rezaei, M., Mahdavi, R. and Ghanavati, F., 2017. The occurrence and origin of celestite in the Abolfares region, Iran: Implications for Sr-mineralization in Zagros fold belt (ZFB). Journal of African Earth Sciences, 134, 352–364. ##Ramos, V.A. and Brodtkorb, M.K. de., 1990. Thr barit and celestite metallotects of the Neuquén retroarc basin, centeral Argentina. In: Stratabound ore deposits in the Andes, Springer Verlag, Heidelberg. 47, 599–613. ##Ranjbaran, M., Moghaddasi, S.J. and Sotohian, F., 2014. Texture study of the Mazraeh celestite deposit from North Central Iran. Journal of Tethys, 2(1), 20–28. ##Roedder, E., 1984. Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy. Mineralogical Society of America, Washington, 12, 644. ##Ruiz, J., Kesler, S.E., Jones, L.M. and Sutter, J.F., 1980. Geology and geochemistry of the Las Cuevas fluorite deposit, San Luis Potosi, Mexico. Economic Geology, 75, 1200–1209. ##Scholle, P.A., Stemmerik, L. and Harpoth, O., 1990. Origin of major karst-associated celestine mineralization in Karstrynggen, Central East Greenland. Journal of Sedimentary Research, 60(3), 397–410. ##Tekin, E., 2001. Stratigraphy, geochemistry and depositional environment of the celestine-bearing gypsiferous Formations of the Tertiary Ulaş-Sivas Basin, East-Central Anatolia (Turkey). Turkish Journal of Earth Sciences, 10, 35–49. ##Tekin, E., Varol, B., Ayan, Z. and Satir, M., 2002. Epigenetic origin of celestite deposits in the Tertiary Sivas Basin: New mineralogical and geochemical evidence. Neues Jahrbuch für Mineralogie-Abhandlungen (Journal of Mineralogy and Geochemistry), 7, 289–318. ##Warren, J.K., 2006. Evaporites: Sediments, Resources and Hydrocarbons. Springer Science and Business Media, Berlin, Germany. ##Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. Amican Mineralogist, 95(1), 185–187. ##Wilkinson, J.J., Eyre, S. and Boyce, A., 2005. Ore-forming processes in Irish-type carbonate-hosted Zn–Pb deposits: Evidence from mineralogy, chemistry, and isotopic composition of sulfides at the Lisheen mine. Economic Geology, 100(1), 63–86. ##Wood, M.W. and Shaw, H.F., 1976. The geochemistry of celestites from the Yate area near Bristol (UK). Chemical Geology, 17, 179–193.##
[1] نویسنده مرتبط: kouhestani@znu.ac.ir
