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

اشتراک گذاری

آدرس مقاله


کد مقاله : 1402032542803 بازدید : 2023 صفحه: 49 - 70

20.1001.1.17357128.1402.17.65.4.6

نوع مقاله: پژوهشی

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

محورهای موضوعی :

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

تاریخ دریافت : 1402/03/25 تاریخ پذیرش : 1402/03/25 تاریخ انتشار : 1402/03/25

کلید واژه: سازند قرمز بالایی, مس رسوبی نوع Redbed, ایران مرکزی, قزلجه, زنجان,

چکیده مقاله :

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.

چکیده انگلیسی:

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.

منابع و مأخذ:

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 .
متن کامل:


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 

img0 

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.

img0 

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

img0 

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

img0 

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

img0 

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.

img0 

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. 

img0 

شکل 7. نمایی نزدیک از پهنه شسته­شده در کانسار قزلجه

img0 

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.

img0 

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). 

img0 

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.

img0 

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

 

 

 

 

 

 

 

img0 

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).

img0 

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.

img0 

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).

img0 

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 

23

 

[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


رایمگ

سامانه رایمگ تمامی فرآیندهای دریافت، ارزیابی و داوری، ویراستاری، صفحه‌آرایی و انتشار الکترونیکی نشریات علمی را به انجام می‌رساند

پیوندهای سایت

مراکز مرتبط

پشتیبانی

صفحات رسمی

حقوق این وب‌سایت متعلق به سامانه مدیریت نشریات رایمگ است.
حق نشر © 1403-1396

صفحه اصلی| عضویت/ ورود| درباره رایمگ| تماس با ما|
[English] [العربية] [en] [ar]