1-13- ریخت شناسی38
1-14- مطالعات پیشین39
1-15- روش پژوهش40
1-16- اهداف پژوهش40
1-17- روش مطالعاتی41
فصل دوم: زمین‌شناسی منطقه مطالعاتی
2-1- مقدمه44
2-2- زون‌های ساختاری ایران44
2-3- زون سنندج – سیرجان45
2-4- چینه‌شناسی49
2-4-1- سیلورین49
2-4-2- پالئوزوئیک بالایی50
2-4-3- تریاس50
2-4-4- ژوراسیک52
2-4-5- کرتاسه52
2-4-6- سنوزوئیک53
2-4-6-1- پالئوسن…………………………………………………………………………………………………….53
2-4-6-2- ائوسن………………………………………………………………………………………………………..54
2-4-6-3- الیگوسن……………………………………………………………………………………………………54
2-4-6-4- پلیوسن……………………………………………………………………………………………………..55
2-4-6-5- کواترنری…………………………………………………………………………………………………..55
2-5- پتانسیل اقتصادی زون سنندج – سیرجان55
2-6- کمپلکس‌های کوه سفید56

شما می توانید تکه های دیگری از این مطلب را با جستجو در همین سایت بخوانید

2-7- کمپلکس توتک60
2-7-1- ارتوگنایس60
2-7-2- شیست سیاه رنگ61
2-7-3- مرمر62
2-8- اندیس کان‌گوهر65
2-9- تشریح واحدهای سنگی اندیس کان‌گوهر67

در این سایت فقط تکه هایی از این مطلب(به صورت کاملا تصادفی و به صورت نمونه) با شماره بندی انتهای صفحه درج می شود که ممکن است هنگام انتقال از فایل ورد به داخل سایت کلمات به هم بریزد یا شکل ها درج نشود-این مطالب صرفا برای دمو می باشد

ولی برای دانلود فایل اصلی با فرمت ورد حاوی تمامی قسمت ها با منابع کامل

اینجا کلیک کنید

2-10- گسل‌های اندیس کان‌گوهر77
فصل سوم: کانی شناسی و کانه زایی
3-1- مقدمه82
3-2- پتروگرافی واحدهای سنگی اندیس کان‌گوهر83
3-2-1- گرانیت – گنایس83
3-2-2- شیست86
3-2-3- واحد کربناتی89
3-2-4- اسکارن واکنشی91
3-3- کانه نگاری98
3-4- نتایج حاصل از آنالیز XRD104
فصل چهارم: زمین شیمی توده نفوذی و سنگ میزبان کربناته
4-1- مقدمه108
4-2- زمین‌شیمی توده‌نفوذی109
4-3- سری ماگمایی گرانیت های توتک112
4-4- شاخص اشباع از آلومین114
4-5- منشا و نوع ماگمای گرانیتی115
4-6- جایگاه زمین‌ساختی119
4-6-1- جایگاه زمین‌ساختی بر اساس عناصر اصلی119
4-6-2- جایگاه زمین‌ساختی بر اساس عناصر کمیاب121
4-7- آزمایش طیف‌سنجی جذب اتمی122
4-8- زمین‌شیمی سنگ‌های کربناتی123
4-9- دماسنجی کلسیت127
فصل پنجم: زمین شیمی گارنت
5-1- مقدمه130
5-2- شیمی گارنت132
5-3- محل پیدایش گارنت در ایران133
5-4- عناصر نادر خاکی در گارنت136
5-4-1- بی‌هنجاری Eu, Ce145
5-5- زونینگ در گارنت148
5-5-1- منطقه‌بندی آشکار (فیزیکی)148
5-5-2- منطقه بندی پنهان (شیمیایی)149
5-5-2-1- ساختار منطقه‌ای رشدی……………………………………………………………………….149
5-5-2-1-1- ساختار منطقه‌ای رشدی نوسانی……………………………………………………150
5-5-2-2- ساختار منطقه‌ای نشری………………………………………………………………………..152
5-5-2-3- ساختار منطقه‌ای تراوشی……………………………………………………………………..152
5-5-3- زونینگ در گارنت کان‌گوهر153
5-6- مطالعات ایزوتوپ پایدار158
5-6-1- بررسی تغییرات ایزوتوپی در اسکارن‌ها159
5-6-2- ایزوتوپ پایدار اکسیژن161
5-6-2-1- ایزوتوپ پایدار اکسیژن در سنگ‌های دگرگونی و اسکارن………………….161
5-6-2-2- ایزوتوپ اکسیژن در اسکارن واکنشی کان گوهر………………………………….165
5-7- شرایط فیزیکو‌شیمیایی تشکیل اسکارن واکنشی کان‌گوهر168
فصل ششم: بحث، نتیجه گیری، پیشنهادات
6-1- مقدمه172
6-2- نتایج مطالعات پتروگرافی و XRD173

6-3- نتایج مطالعات زمین شیمی177
6-4- مراحل تشکیل اسکارن واکنشی کان‌گوهر181
6-5- پیشنهادات183
منابع ……………………………………………………………………………………………………………………………………….184
پیوست…………………………………………………………………………………………………………………………………….200
فهرست جدول‌ها
عنوان صفحه
جدول ‏11 مقایسه اسکارن‌های واکنشی و متاسوماتیک- آذرین9
جدول ‏12 رایج‌ترین کانی‌های اسکارنی18
جدول ‏13 فرمول کلی رایج‌ترین کانی‌های اسکارنی18
جدول ‏14 برخی از ذخایر اسکارنی ایران36
جدول ‏21گروه بندی گسل‌های اصلی منطقه کوه سفید79
جدول ‏31روابط پاراژنزی و توالی تشکیل کانی‌ها در منطقه کان‌گوهر106
جدول ‏41نتایج تجزیه عناصر شیمیایی گرانیت‌های اندیس معدنی کان‌گوهر109
جدول ‏42 خصوصیات گرانیت‌های نوع S و I117
جدول ‏43نتایج تجزیه عناصر اصلی و فرعی در سنگ‌های کربناته اندیس معدنی کان‌گوهر122
جدول ‏51 شعاع یونی و شعاع بلور گارنت134
جدول ‏52عناصر فرعی و کمیاب شرکت کننده در جایگاه های ساختاری گارنت135
جدول ‏53 انواع گارنت‌ها وخصوصیات آن‌ها135
جدول ‏54 نتایج تجزیه عناصر کمیاب خاکی در گارنت‌های اندیس معدنی کان‌گوهر137
جدول ‏55 ماتریس ضریب همبستگی عناصر نادر خاکی گارنت(1) با ترکیب محلول جامد گروسولار-آندرادیت با Al, Ca, Fe, Mg, Y139
جدول ‏57نتایج تجزیه عناصر کمیاب خاکی در گرانیت، شیست و کانسنگ اندیس معدنی کان‌گوهر143
جدول ‏58 مقادیر محاسبه شده ΣREE، Eu/Eu*، Ce/Ce*، ((La/Lu)N)، ((La/Sm)N)، ((Gd/Lu)N) برای گارنت‌های کان گوهر147
جدول ‏59 مقادیر محاسبه شده ΣREE، Eu/Eu*، Ce/Ce*، ((La/Lu)N)، ((La/Sm)N)، ((Gd/Lu)N) برای گرانیت، شیست و کانسنگ کان‌گوهر147
جدول ‏510 نتایج حاصل از آنالیز EDX در گارنت کان گوهر154
جدول ‏511داده‌های ایزتوپی اکسیژن در گارنت و کانسنگ اندیس معدنی کان‌گوهر (براساس استانداردSMOW)165
جدول ‏512 مقایسه O18δ گارنت و مگنتیت کانسار کان‌گوهر با برخی از ذخایر اسکارنی دنیا166

فهرست شکل‌ها

عنوان صفحه
شکل ‏11 نمایش تشکیل انواع اسکارن.8
شکل ‏12 مدل‌هایی از جایگاه زمین ساختی ایده ال برای تشکیل ذخایر اسکارنی..13
شکل ‏13 الف) موقعیت نسبی انواع گوناگون اسکارن به عنوان تابعی از ترکیب سنگهای آذرین و میزان کانی سولفیدی. ب)میانگین ترکیب توده‌های نفوذی که همراه با انواع کانسارهای اسکارن یافت می‌شوند.15
شکل ‏14 مقایسه ترکیب شیمیایی گارنت و پیروکسن انواع اسکارن‌ها 19
شکل ‏15 مراحل تکاملی کانسار اسکارنی.22
شکل ‏16 نقشه راه‌های دسترسی به منطقه مطالعاتی37
شکل ‏21- جایگاه زون سنندج- سیرجان، اصلاح شده توسط نظافتی (Nezafati, 2006) و موقعیت منطقه مورد مطالعه.48
شکل ‏22- ستون چینه‌شناسی مجموعه توتک، سوریان، کولی‌کش59
شکل ‏23- ستون چینه‌شناسی مجموعه توتک64
شکل ‏24- نقشه ساده شده زمین‌شناسی کمپلکس توتک برگرفته از نقشه‌های 1:100000 سوریان65
شکل ‏25- نمای شماتیک از برش عرضی اندیس کان‌گوهر66
شکل ‏26- گرانیت-گنایس با بلورهای درشت پلاژیوکلاز و بیوتیت‌های قهوه‌ای تیره68
شکل ‏27- شیست‌سبز همراه با پیریت‌های خودشکل اکسید شده.69
شکل ‏28- نمونه دستی اکتینولیت‌شیست که شیستوزیته را نشان می‌دهد.69
شکل ‏29- گارنت میکاشیست‌هایی که به حالت توده‌ای می‌باشند.69
شکل ‏210- همبری شیست و اسکارن70
شکل ‏211- نمایی از واحد کربناته در اندیس کان‌گوهر71
شکل ‏212- تناوب مرمرهای کوه سفید با شیست سبز و آمفیبولیت71
شکل ‏213- گارنت‌های پینه ای در اندازه‌های ریز و درشت در سنگ میزبان کربناته72
شکل ‏214- گارنت‌های قرمز مایل به قهوه‌ای در سنگ‌میزبان کربناته73
شکل ‏215- گارنت‌های کوبیک درشت بلور در زمینه کربنات74
شکل ‏216- همراهی گارنت و ترمولیت- اکتینولیت در زون اسکارن واکنشی74
شکل ‏217- زون اپیدوتیت در واحد کربناته75
شکل ‏218- تشکیل ماده معدنی در زون اسکارن و همبری این دو واحد75
شکل ‏219- همبری ماده معدنی با سنگ‌میزبان کربناته76
شکل ‏220- باقی ماندن اثر لایه بندی سنگ آهک اولیه معرف برون اسکارن بودن اسکارن کان‌گوهر76
شکل ‏221- لایه بندی متناوب اسکارن و سنگ‌کربناته77
شکل ‏222- آئینه گسل کان‌گوهر79
شکل ‏223- نمایی کلی از گسل معکوس کان‌گوهر80
شکل ‏224- درز و شکستگی در واحد کربناته80
شکل ‏31- الف) گرانیت-گنایس با بافت پورفیروکلاستیک و لپیدوبلاستیک، شامل کانی‌های بیوتیت، مسکویت، کوارتز و فلدسپار (XPL) ب) گرانیت-گنایس با بافت میر مکیتی (XPL) پ) گرانیت-گنایس با بافت میکروگرافیک (XPL)83
شکل ‏32- الف) دگرسانی کائولینیتی در آلکالی فلدسپار (XPL) ب) دگرسانی سریسیتی در پلاژیوکلاز و در امتداد رخ‌های آن (XPL) پ) پرتیتی شدن کانی‌های پلاژیوکلاز و آلکالی فلدسپار (XPL) ت) قطع پلاژیوکلاز توسط رگه‌های سیلیسی تاخیری و ثانویه (XPL).85
شکل ‏33- الف) کلریتی شدن بیوتیت و حضور بقایایی از بیوتیت (PPL) ب) میکرکلین، ناشی از میلونیتی شدن و تبدیل گرانیت به گنایس (XPL)86
شکل ‏34- الف) شیست سبز شامل میکا، کلریت، آمفیبول (PPL) ب) اکتینولیت شیست با بافت لیپیدوبلاستیک (PPL)87
شکل ‏35- الف) بیوتیت در حال تجزیه به اپیدوت، کلریت (XPL) ب) اکتینولیت های سوزنی در اکتینولیت شیست (PPL) پ) حضور رگه گرافیت در میکاشیست (PPL) ت) گارنت میلونیتی موجود در گارنت میکاشیست (PPL).88
شکل ‏36- الف) واحد مرمری ریز بلور دور از اندیس با بافت موزاییکی و همسان دانه (XPL ) ب) واحد مرمری درشت بلور نزدیک اندیس معدنی با بافت همسان دانه همراه با دانههای کلسیت با رخ رمبوئدری، زاویه 120 درجه، ماکل پلی سنتتیک (XPL ) پ) کلسیت‌های واحد مرمری بصورت دوقلویی (XPL ) ت) قطع واحد مرمری توسط رگه کلسیت ثانویه (XPL )90
شکل ‏37- الف، ب، پ) انواع گارنت‌های موجود در اسکارن واکنشی کان‌گوهر (PPL) الف- گارنت توده ای خودشکل تا نیمه شکل دار بدون جهت یافتگی همراه با ترمولیت- اکتینولیت ب، پ- کانه‌زایی آهن در شکستگی‌های گارنت رخ داده است ت) گارنت‌ها طی دگرسانی کربناتی به کلسیت تبدیل شده‌اند (XPL).92
شکل ‏38- الف) آمفیبول رشته ای وکشیده با حاشیه خورده شده(Resorbed margines) و اکسیدهای آهن آزاد شده در امتداد رخ ها (XPL) ب) آمفیبول (ترمولیت) احاطه شده توسط گارنت‌ها که بافت غربالی را نشان می دهد (PPL) پ) تشکیل همزمان کوارتز و اکتینولیت به صورت بافت بین بلوری ((PPL ت) پرشدگی گارنت توسط کلسیت و اکسیدآهن و تشکیل گارنت با شکل دروغین (PPL).94
شکل ‏39- الف) زون گارنتیت اسکارن، فراوانی گارنت در زمینه کربناته به حدی است که این واحد سنگی گارنتیت نامیده می‌شود ب) همراهی گارنت و کوارتز در زمینه کربناته در زون گارنتیت اسکارن95
شکل ‏310- الف) زون اکتینولیت اسکارن، همراهی ترمولیت-اکتینولیت و گارنت ب) زون اپیدوت اسکارن، تشکیل زون اپیدوتیت در واحد کربناته را نشان می‌دهد.96
شکل ‏311- الف) مدل شماتیکی از فرایند متاسوماتیک انشاری و تشکیل اسکارن واکنشی ب) زون بندی متاسوماتیکی انتشاری در مرز بین مرمر و شیست در اسکارن واکنشی کان‌گوهر (شیست در سمت چپ و کالک سیلیکات در راست) (ppl).97
شکل ‏312- الف) مگنتیت خودشکل تانیمه شکل دار (XPL) ب) مگنتیت توده‌ای که مرزها در هم فرو و ازبین رفته (XPL) پ) مگنتیت با پیوستگاه سه گانه (XPL) ت) بافت شبکه‌ای در امتداد سطوح رخ واحد کربناتی(XPL)99
شکل ‏313- الف، ب) جانشین شدن هماتیت در امتداد رخ های اکتائدری مگنتیت (بافت مارتیتی) (XPL)100
شکل ‏314- الف، ب، پ) انواع بافت کلوفرم در هماتیت (XPL) ت) بافت حاصل از دگرگونی دینامیکی و اثرات تکتونیکی در هماتیت (XPL) ث) هماتیت با بافت برشی (XPL)101
شکل ‏315- بقایای پیریت در مگنتیت بصورت بافت جزیره ای (XPL)102
شکل ‏316- تشکیل هیدروکسیدها و اکسیدهای آهن و منگنز بصورت بلورهای فیبری شعاعی در شکستگی‌ها (XPL)103
شکل ‏41- موقعیت توده‌نفوذی کمپلکس توتک در نموار QAP110
شکل ‏42- محدوده توده‌نفوذی کمپلکس توتک در نمودار An-Ab-Or 111
شکل ‏43- قلمرو توده‌نفوذی توتک در نمودار قلیایی کل- سیلیس (TAS).111
شکل ‏44- الف) نمودار Log(Zr/TiO2)-SiO2 ب) نموادر Log(Zr/TiO2)-Nb/Y قرار گیری نمونه‌ها در محدوده گرانیت و گرانودیوریت.112
شکل ‏45- ماهیت توده‌نفوذی توتک در نمودار AFM، که بیانگر ترکیب کلسیمی- قلیایی آن است.113
شکل ‏46- تفکیک سری قلیایی از نیمه قلیایی در نمودار و موقعیت سنگ‌ها در محدوده نیمه قلیایی.113
شکل ‏47- تعیین درجه اشباع از آلومینیوم توده‌نفوذی توتک در نمودار A/CNK در برابر A/NK114
شکل ‏48- نمودار جدایش گرانیت‌های نوع I و S و قرار گرفتن نمونه‌ها در گستره گرانیت نوع .S118
شکل ‏49- نمودار تمایز انواع گرانیت‌های پرآلومینوس از یکدیگر و ترکیب نمونه‌های منطقه مورد مطالعه شده118
شکل ‏410- نمودار Al2O3/Cao+Na2O+K2O در مقابل SiO2 به منظور جدایش گرانیتهای نوع S و I، و موقعیت گرانیت های توتک در محدوده نوع S119
شکل ‏411- نمودار تعیین جایگاه زمین‌ساختی بر اساس درصد وزنی SiO2 در مقابل K2O و موقعیت توده‌نفوذی توتک120
شکل ‏412- نمودار جهت تعیین جایگاه زمین‌ساختی گرانیتوئیدهای منطقه120
شکل ‏413- موقعیت نمونه های مورد مطالعه بر روی نمودار تفکیک کننده محیط های زمین‌ساختی121
شکل ‏414- ارتباط سنگ‌های منطقه با کمربندهای زون فرورانش و همزمان با برخورد121
شکل ‏415- الف) همبستگی منفی منیزیم در برابر کلسیم، ب) همبستگی مثبت منیزیم و Mg/Ca124
شکل ‏416- نمودار همبستگی مثبت منگنز در برابر آهن125
شکل ‏417- نمودار همبستگی منفی منیزیم مقابل سدیم125
شکل ‏418- نمودار همبستگی مثبت منیزیم در برابر استرانسیم126
شکل ‏419- طرح شماتیکی از تاثیر دما بر مورفولوژی دوقلوهای دگرشکلی در کلسیت128
شکل ‏420- دوقلویی های کلسیت منطقه کان‌گوهر128
شکل ‏51- گارنت‌های دانه درشت تا دانه ریز در زمینه کربناته و همراه با آمفیبول (ترمولیت- اکتینولیت) در اسکارن واکنشی کان‌گوهر131
شکل ‏52- الگوی عناصر نادر خاکی در گارنت‌های اسکارن واکنشی کان‌گوهر، که دو الگوی متفاوت را نشان می‌دهد.137
شکل ‏53- الگوی عناصر نادر خاکی گارنت (1) با ترکیب محلول جامد گروسولار-آندرادیت منطقه مورد مطالعه139
شکل ‏54- الگوی رفتاری عناصر کمیاب خاکی گارنت(2) با ترکیب محلول جامد پیرالسپیت کان‌گوهر141
شکل ‏55- مقایسه الگوی توزیع عناصر نادر خاکی گارنت(1) گروسولار-آندرادیت، با الف) کانسنگ، ب) شیست‌ها و توده نفوذی منطقه144
شکل ‏56- مقایسه الگوی توزیع عناصر کمیاب خاکی گارنت (2) با ترکیب محلول جامد پیرالسپیت با الف) کانسنگ، ب) شیست‌ها و توده‌نفوذی منطقه144
شکل ‏57- ترکیب گارنت اسکارن واکنش کان‌گوهر در نمودار سه تایی اسپسارتین+ آلماندین، گروسولار و آندرادیت156
شکل ‏58- محدوده محلول جامد گارنت‌های پیرالسپیت، گارنت‌های اسکارن واکنشی کان‌گوهر نیز در محدوده محلول جامد پیرالسپیت قرار می‌گیرند.156
شکل ‏59- نمایش منطقه بندی اکسیدهای SiO2,Al2O3,MnO,MgO,CaO,Fe2O3 از مرکز به حاشیه بلور گارنت منطقه مورد مطالعه.157
شکل ‏510- نمایش تغییرات میزان آلماندین، پیروپ، اسپسارتین و گروسولار در بلور گارنت منطقه.158
شکل ‏511- مقایسه O 18δ سیلیکات‌های مراحل اول اسکارن زایی و O 18δ مجاور توده نفوذی (O 18δ پلاژیوکلاز یا Whole rock)164
شکل ‏512- تغییرات مقادیر O18δ در مراحل مختلف اسکارن زایی انواع اسکارن‌ها 164
شکل ‏513- مقادیر O18δ سنگ‌ها و مخزن‌های مهم زمین شناسی مهم و آب‌های با منشا های متفاوت.167
شکل ‏514- مقادیر O18δ سنگ‌ها و مخزن‌های مهم زمین‌شناسی مهم و آب‌های با منشاهای متفاوت.167
شکل ‏515- روابط فازی T-LogfO2 در XCO2 و فشار 500 بار برای سامانه Ca-Fe-Si-C-O-H169
شکل ‏516- نمودارT-XCO2 در 500 بار در سیستم (H2O-CO2)CAS محاسبه شده در Geo-Calc169
شکل ‏517- نمودار فازی T-XCO2 در سامانه Ca-Al-Fe-Si-C-O170

1- فصل اول

مقدمه

1-1- کلیات
اسکارن به دلیل جذابیت‌های علمی، همچنین به واسطهی ارزش تجاری و اقتصادی مواد معدنی همیشه مورد توجه محققین و پژوهشگران زمین‌شناسی و معدن بوده است. کانسارهای اسکارنی در سراسر جهان با توجه به مواد معدنی همراه همواره مورد توجه میباشند. از جمله فلزات و کانیهای صنعتی با ارزشی که امکان دستیابی اقتصادی به آن‌ها در کانسارهای اسکارنی فراهم است شامل: طلا، آهن، مس، سرب و روی، تنگستن، قلع، گارنت، ولاستونیت، گرافیت، آزبست و منیزیت میباشد. در ذیل به توصیف این گونه کانسارها پرداخته میشود:
هنگامی که تغییرات کانیایی و شیمیایی سنگها در اثر برهم کنش با سیالات بیرونی رخ میدهد، این فرایند را متاسوماتیسم میگویند. فعالیت متاسوماتیک از جمله سازوکارهایی است که به تشکیل نوعی از ذخایر به نام اسکارن میانجامد (Edwards et al.,1986). اسکارنها شامل سنگهای آهکی و سیلیکاته آهن و منیزیم داری (فرومینزیم) هستند که به طریق جانشینی در محل برخورد تودههای نفوذی با کربناتها و به مقدار اندک با سیلیکاتها به وجود میآیند (بابازاده،1383).
اگرچه اکثر اسکارنها در سنگ آهک یافت میشوند، آن‌ها میتوانند تقریبا در هر نوع سنگی، طی دگرگونی ناحیهای یا تماسی، بر اثر نوعی فرایند جانشینی منشا گرفته از سیالات ماگمایی و دگرگونی، سیالات جوی یا سیالات دریایی پدید آیند. سنگ میزبان توده‌نفوذی در نزدیکی همبری به طور معمول تحت تاثیر تبلور دوباره، دگرسانی و جانشینی قرار میگیرد و در شماری از آن‌ها هم کانی سازی رخ میدهد. این تغییرات تحت تاثیر حرارت و نفوذ سیالات ناشی، از تودههای نفوذی یا دیگر سیالاتی است که توده‌نفوذی در پویایی آن نقش داشته است. اگر چه اسکارنها اغلب نزدیک تودههای نفوذی یافت میشوند؛ مناطق نزدیک یا همجوار تودههای نفوذی، امتداد گسلهها و مناطق اصلی برشی، سیستمهای کمژرفای زمینگرمایی، بستر دریا و مناطق ژرف پوسته زیرین یعنی نواحی دگرگونی انباشتی یا تدفینی از مناطق معمول حضور اسکارنهاست. بنابراین الزاما، نیازی به یک توده‌نفوذی یا سنگآهک برای تشکیل اسکارن نیست (Meinert, 2005).
معمولا اسکارنهای حاوی تودههای معدنی در کنتاکت تودههای نفوذی حدواسط (گرانودیوریت، کوارتزدیوریت، مونزونیت) با سنگهای کربناته گسترش مییابند. در اسکارنهای اطراف تودههای اسیدی (گرانیتها) به ویژه تودههای نفوذی بازیک، کانسارهای کمی مشاهده میشوند. تودههای نفوذی اسکارن زا در اعماق متوسط و یا نزدیک سطح زمین جای میگیرد. به علت متاسوماتیکی بودن پدیده اسکارنزایی، تودههای معدنی اسکارنی به صورت اشکال مختلف (لایه، عدسی، استوک، رگهای) مشاهده میشوند (بابازاده،1383).

1-2- تاریخچه
استخراج از ذخایر اسکارن حداقل به 4000 سال قبل برمیگردد؛ شواهدی از استخراج اسکارن در قدیم در چین، یونان و روم یافت شده است (Nicolescu et al., 1989; Zhao et al., 1990; Gilg,1993). اگرچه تعاریف ابتدایی از فرایندهای تشکیل اسکارن وجود دارد (به عنوان مثال Peter,1861; von Cotta,1864) با این حال اولین کاربرد منتشر شده از اسکارن به زمان تورنبورم (Törnebohm,1875) برمیگردد. این زمینشناس واژهی اسکارن را برای سنگهای پیروکسن-گارنت دار کانسار پرسبرگ (Persberg) سوئد و به صورت کلی “سنگ اسکارن” (Skarnsteins) به کار برد. تورنبورم سنگهای غنی از پیروکسن را اسکارن سبز و سنگهای غنی از گارنت را اسکارن قهوهای نامید ( Meinert, 2005).
دوبری (Daubree,1841) یکی از نخستین پژوهشگران اسکارن است؛ او اولین گزارش را از تاثیر و نقش پیدایش ماگماتیک فلزات فلوئور، بور، فسفر و ارتباط آن‌ها را با کانی سازی قلع منتشر نمود و حضور کانی های کلسیمدار مانند فلوئورین، اکسینیت و آپاتیت در کانسارهای قلع را مرتبط با سیالات ماگمایی دانست. اصطلاح کانسارهای همبری (contact deposits) را که از اواسط قرن گذشته متداول شد، نخست فوشه (Fuches) به کار برد و سپس فیشر (Fischer) در سال 1961 آن را ترویج نمود. بک (Beck,1900) هم اسکارن را برای سنگی خاص به کار برد. این نام آن زمان به طور کلی به سنگهای حاوی گارنت، پیروکسن و اپیدوت همراه با کانسارهای مگنتیت و کالکوپیریت سوئد اختصاص داشت. سنگهای مزبور را در آن هنگام مرتبط با سنگهای آذرین نفوذی نمیدانستند، چرا که هیچ نشانی از چنین ارتباطی در کانسارهای مزبور یافت نکردند. تعریف بک از اسکارن برای بسیاری از محققین هنوز کاربرد دارد، ولی با این شرایط که سری های منیزیمدار هم در آن‌ها امکان حضور داشته باشند، و دیگر آنکه بیشتر کانسارهای اسکارنی را حاصل جایگزینی و جانشینی در کربناتهای همجوار تودههای نفوذی و همیافت با آن‌ها بدانند.
شمار زیادی از پژوهشگران از زمان دوبری به اسکارن و کانسارهای اسکارنی توجه نمودند. برت (Burt) کتاب شناسی تاریخی کامل و جامعی در این مورد ارائه نموده است. تیلی (1961)، زاریکوف (Zharikov, 1968) و برتولم (1970) از جمله پژوهشگرانی هستند که در دهههای اخیر در اسکارن و کانسارهای اسکارنی مطالعاتی نموده‌اند. اینودی و همکاران (Einaudi et al., 1981) تحقیق به نسبت کاملی در مورد کانسارهای اسکارنی، مجموعه اصطلاحات (terminology) و واژگان مربوطه و طبقه‌بندی آن‌ها انجام داده‌اند.
در دهه‌ی 1990 ماری کوس، ایلیک، اینودی، لبوتکا، کریک و سرانجام مینرت درمورد دگرگونی همبری، متاسوماتیسم و شرایط فیزیکوشیمیایی و به طور کلی کانسارهای اسکارنی پژوهش و تحقیق نموده‌اند. اسکارن و کانسارهای اسکارنی را بیش از صد سال است که به صورت علمی و به عنوان گروهی از ذخایر کانیایی (mineral deposits) مورد توجه قرار داده‌اند، اما به نظر می رسد بحث و بررسی فرایند های تکوین و پیدایش یا حتی تعاریف اصطلاحات خاص آن‌ها پایان یافتنی نباشد.
1-3- تعاریف
توصیف ذخایر اسکارنی در نوشتههای علمی قرن 19 گزارش شده است (e.g., Cotta,1864). واژه اسکارن، اولین بار توسط معدن چیان سوئدی برای کانیهای باطله کلسیمی- سیلیکاته دانه درشت همراه با ذخایر مگنتیتی و سولفیدی پرکامبرین مورد استفاده قرار گرفت (Burt,1977). گلدشمیت در سال 1911 واژه اسکارن را به طور علمی تعریف کرد. امروزه اسکارن به سنگهای دگرگونی گفته میشود که بیشتر از راه متاسوماتیسم تشکیل شده و حاوی سیلیکاتهای کلسیم، آهن، منیزیم و آلومینیم میباشند این سنگها در اثر جانشینی سنگهای غنی از کربنات در شرایط دمایی نسبتا بالا تشکیل میشوند (Ray & Webster, 1991). کانسارهای اسکارن را با نامهای دیگری مانند کانسارهای همبری (Shakov, 1947)، دگرگونی همبری (Hess and Larsen.1921)، دگرگونی آذرین، تاکتیت (Hess.1919)، متاسوماتیک همبری (Tatarinov,1963)، پنوماتولیتیک همبری (Schneiderhon,1955) و پیرومتاسوماتیک (Knopf, 1933) نیز میخوانند. اخیرا واژههای دگرگونی آذرین (Park, & MacDiarmid, 1975) یا متاسوماتیک همبری (jensen & Bateman, 1979) پذیرفته شده است، گرچه اوانز (Evans, 1987)، بکارگیری واژه پیرومتاسوماتیک را دوباره مطرح کرد. از آنجا که این نوع ذخایر در محیطهای کاملا دگرگونی یا متاسوماتیک و هر محیط بین آن‌ها وجود داشته و همبری آذرین نیز ضرورتا همیشه وجود ندارد، به نظر می رسد که هیچکدام از واژههای قبلی کامل و مناسب نیست. به همین دلیل اینودی (Einaudi,1981) واژه توصیفی و غیر زایشی اسکارن را پیشنهاد نمود، واژهای که در مفهوم ژنتیکی خود از محدودیت کمتری برخوردار بوده و برای بیشتر زمینشناسان اقتصادی قابل درک است.
1-3-1- هورنفلس، اسکارن واکنشی، شبه اسکارن، اسکارن
سنگهای کلسیمی- سیلیکاته مرتبط با ذخایر اسکارن بدین دلیل که این ذخایر معمولا در مجموعهای از سنگمیزبآن‌های مختلف شامل کربنات، شیل، سنگهای آتشفشانی و درونی تشکیل میشوند؛ طیف وسیعی از بافت، ترکیب و منشا را نشان میدهند (Einaudi & Burt,1982). همانطور که در ابتدا اسکارن توسط عدهای از محققان به رسمیت شناخته شد (به عنوان مثالLindgren,1902; Barrell,1907; Fukuchi,1907; Goldischmidt,1911; Umpleby,1913; Knopf,1918)، تشکیل ذخیره اسکارنی فرایندی پویا است. در اکثر ذخایر اسکارنی یک گذار از دگرگونی اولیه/انتهایی وجود دارد که در نتیجه آن هورنفلس، اسکارن واکنشی، اسکارنوئید (شبه اسکارن) و اسکارن، به وجود میآید. با توجه به تغییرات شدید دمایی و گردش سیالات ناشی از نفوذ ماگما (Salemink & Schuiling, 1987)، دگرگونی مجاورتی میتواند به طور قابل توجهی پیچیده تر از مدل ساده تبلور مجدد همشیمیایی باشد که به طور معمول برای دگرگونی ناحیهای مورد استناد قرار میگیرد ( Meinert, 2005). در نتیجه دگرگونی همشیمیایی سنگهای آهکی ناخالص، سنگی به نام هورنفلس کالکسیلیکاتی حاصل میشود که سنگی دانه ریز و یکنواخت است (شکل1-1-A)(Evans, 1993). اما چنان که سنگهای آهکی خالص تحت تاثیر فرایندهای تراوش (infiltration) یا نشری (diffusion) سیالات متاسوماتیک حاوی سازههای بیرونی قرارگیرند، به سنگ کالک‌سیلیکاته درشتی به نام اسکارن تبدیل میشوند که آن را اسکارن ثانویه (secondary skarn)، اسکارن جانشینی (replacement skarn)، اسکارن واقعی (proper skarn)، اسکارن کانهای (ore skarn) و نیز تاکیت نامیدهاند (شکل1-1-D) (Einaudi & Burt,1982). تشخیص هورنفلس کالک‌سیلیکاته و اسکارن از یکدیگر براساس خصوصیاتی از قبیل موقعیت زمین‌شناسی، ریخت شناسی، اندازه دانه، ترکیب شیمیایی و همچنین منطقهبندی متاسوماتیک که خاص اسکارنها میباشد؛ صورت میگیرد. سنگهای حدواسط هورنفلس کالک‌سیلیکاته دانه ریز و به نسبت همگن و اسکارنهای واقعی کالک‌سیلیکاته دانه درشت را اسکارن واکنشی (reaction skarn) میگویند که اسکارنهای با تبادل محلی (local exchange)، اسکارن با نشر بیمتاسوماتیک (bimetasomatic diffusion) و نوارهای کالک- سیلیکاته (calc-silicate bonds) هم نامیده میشوند (شکل1-1-B) (Einaudi & Burt,1982).
اینودی و همکاران (Einaudi et al., 1981) بر مبنای چگونگی پیدایش، اسکارنها را به دو گروه اسکارن‌های واکنشی و شبه اسکارن (skarnoid) تقسیم نموده‌اند. در نتیجه واکنش محلولهای ماگمایی یا گرمابی با سنگهای کربناته و در دماهای بالا، اسکارن واقعی پدیدار میشود.
شبه اسکارنها به هورنفلسهای کالک‌سیلیکاته هم معروفند، طبق تعریف زاریکوف (Zharikov, 1970) شبه اسکارن اصطلاحی توصیفی برای سنگهای کالک‌سیلیکاته کم مایه از آهن و به نسبت دانه ریز است که دست کم در بخشی، ترکیب سنگ مادر را نمایان سازد. اینودی و همکاران (Einaudi et al., 1981) واژهی شبه اسکارن را برای سنگهای پرمایه از گارنت به کار میبرند که خاستگاه آن‌ها به طور دقیق مشخص نباشد. از نظر تکوینی و پیدایشی شبه اسکارن حدواسط هورنفلس صرفا دگرگونی و اسکارن دانه درشت صرفا متاسوماتیک است. این سنگها بیشتر وابسته به تغییرات متاسوماتیک کربناتهای ناخالص هستند (شکل1-1-C ).
اسکارنهای واکنشی بر اثر دگرگونی ایزوشیمیایی و در لایههای نازک شیل، واحدهای کربناته و در جایی یافت میشود که انتقال متاسوماتیک اجزاء و سازهها در بین لیتولوژیهای مجاور در مقیاسی کوچک (در حد سانتی متر) رخ دهد .( Vidale, 1969; Zarayskiy et al., 1987)در این سنگهای دگرگونی نیز مانند هورنفلسها، نیازی به ورود سازههای بیرونی مقطع رسوبی نیست. اسکارنهای واکنشی همچون اسکارنهای واقعی، منطقه‌بندی متاسوماتیک دارند. تنها با بررسیهای دقیق ترکیب شیمیایی کانی ها و مشخص ساختن روابط صحرایی از هم تفکیک پذیرند. امکان پیدایش انواع حدواسط اسکارنهای واکنشی و اسکارنهای واقعی هم وجود دارد. به عبارتی دیگر اسکارن واکنشی در محدود مناطق دگرگونی درجه متوسط تا بالاست و اجزای شیمیایی مورد نیاز واکنش از سنگ‌های دیواره و پیرامون حاصل شده است و به طور معمول کانسار سازی ندارند. در جدول1-1 مقایسه اسکارن واکنشی و متاسوماتیک آذرین آمده است (Einaudi et al., 1981).
تبلور دوبارهی دگرگونی (metamorphic recrystallization) در سنگهای آهکی ناخالص، واکنش بیمتاسوماتیک (bimetasomatic reaction) بین سنگهای گوناگون و متاسوماتیسم تراوشی (infiltration metasomatism) توسط سیالات گرمابی با منشا ماگمایی سه فرایند مهم است که در اسکارن رخ میدهد.

شکل ‏11 نمایش تشکیل انواع اسکارن. A) دگرگونی همشیمیایی شامل بازبلورش و تغییر در پایداری کانی بدون جا به جایی قابل توجه بین اجزا B) تشکیل اسکارن واکنشی در نتیجه دگرگونی واحدهای سنگ‌شناسی میان لایهای مانند شیل و سنگ آهک با انتقال ماده در مقیاسی کوچک (بی متاسوماتیسم). C) تشکیل شبه اسکارن (اسکارنوئید) در نتیجه دگرگونی واحدهای سنگ‌شناسی ناخالص به همراه ‌اندکی انتقال جرم و جریان سیال D) تشکیل اسکارن متاسوماتیزمی درنتیجه پخش و نفوذ سیالات حاوی سازاهای خارجی در سنگهای کربناتی و توده‌نفوذی (Meinert,2005).

جدول ‏11 مقایسه اسکارنهای واکنشی و متاسوماتیک- آذرین (Einaudi et al., 1981)

1-4- توزیع زمانی، مکانی و اهمیت اقتصادی
با آنکه اسکارنها در تمامی قارهها‌ یافت شدهاند ولی هم از نظر سنی و هم ‌سنگشناسی سنگ میزبان محدودند. به طور کلی گسترش جهانی ذخایر اسکارنی در کمربندهای کوهزایی میباشد. کانسارهای اسکارنی در محدوده وسیعی از محیطهای زمین‌شناسی پرکامبرین تا ترشیری یافت شده‌اند و بیشتر ذخایر مهم اقتصادی به نسبت جوان هستند (Burt,1977). سن تعداد اندکی از اسکارنهای تنگستن و قلع مهم مانند ذخیرههای کینگ آیلند پالئوزوئیک است. سن ذخایر مس و سرب- روی، غالبا ترشیری است ((Edwards et,al,1986. اسکارنها در اطراف تودههای نفوذی متقاطع کوچک تا متوسط گرانودیوریتی یا مونزونیتی گسترش بیشتری دارند. در اطراف تودههای سیلیسی یا مافیک نیز آثار متاسوماتیک کمتری دیده می‌شود .بررسی‌های اخیر (Titley, 1973; Einaudi,1982) نشان داده که تمامی اسکارنها در دماهای بالا شکل نمیگیرند. واکنشهای منطقه همبری تابع ماهیت سنگ میزبان، مواد نشئت گرفته از توده‌نفوذی، پویایی سیالهای موجود و میزان فشار و دماست (Guilbert & Lowel,1974).
بیشتر کانسارهای اسکارنی کوچکند و به ندرت تا ده میلیون تن ذخیره دارند. شماری از کانسارهای بسیار بزرگ تا شصت میلیون تن ذخیره دارند ولی تناژ آن‌ها در مقایسه با ذخایر و سیستمهای پورفیری که به طور معمول در همجواری آن‌هاست، کم و ناچیز مینماید. با آنکه بعضی از کانسارهای اسکارنی یافت شده در ماسه سنگها و شیلها هم تناژ خوبی دارند، اما بیشتر کانسارهای اسکارنی قابل بهره برداری به‌ این دلیل که سنگهای کربناته به آسانی دگرگون یا جایگزین میشوند در سنگهای کربناته جای دارند. مجموعههای کانیایی جدید پدید آمده در فرایند متاسوماتیک نشان از افزایش منیزیم، آهن، کلسیم، منگنز و سیلیس دارند. اسکارنهای طلا، مس، آهن، مولیبدن، قلع، تنگستن، سرب و روی از عمده ترین کانسارهای اسکارنی هستند و در سراسر جهان به دقت بررسی و مطالعه شدهاند. اسکارنهای فلوئور، کربن، باریم، پلاتین، اورانیوم و عناصر کمیاب از اسکارنهایی هستند که به طور محلی اهمیت مییابند. شماری از اسکارنها هم به لحاظ داشتن کانیهای صنعتی گارنت، ولاستونیت، آزبست، مگنزیت و تالک مورد بهره برداری قرار میگیرند (Burt, 1977). اسکارنهای تالکدار و سنگهای کربناتی دگرسان شده و دیگر سنگهای رسوبی دگرگون شده، در حدود 70 درصد تولید تالک جهان را تامین میکنند، نمونههای مهمی از این ذخایر در فرانسه و اتریش یافت میشود (Moine et al.,1989). همچنین برخی اسکارنها رادیو اکتیو میباشند و در اورانیوم، توریوم و عناصر نادر خاکی غنی هستند (Ray and Webster, 1991).
اسکارنها تولید کنندگان اصلی مس و آهن در آغاز قرن بیستم بودند. اهمیت اسکارنها از نظر این فلزات، در طول سدهی اخیر کاهش یافت. دلیل این امر، توجه به منابع مس موجود در ذخایر پورفیری، سولفید های چینه‌سان با منشا آتشفشانی و همچنین آهن موجود در سازندهای آهن دار است. اسکارنها هنوز نیز از نظر تامین تنگستن جایگاه مهمی داشته و به تازگی اهمیت آن‌ها در مناطق مس پورفیری مانند جنوب غرب ایالات متحده آشکار شده است (Atkinson & Einaudi, 1978). اتحاد جماهیر شوروی پیشین، ژاپن و چین، مانند ایالات متحده امریکا، کانادا و تاسمانی، ذخایر اسکارن عمده‌ای دارند. گرچه تناژ ذخایر اسکارن عموما کمتر از سولفیدهای آتشفشانی یا ذخایر سولفیدی با سنگ میزبان رسوبی است، اما این ذخایر تامین کننده مهم برخی فلزات است. تقریبا 58% تولید تنگستن دنیای غرب از شئلیت اسکارنها تامین شده و این نسبت ممکن است در آینده افزایش یابد (Bender et al., 1979). اسکارن قلع عیاری بین 1/0تا 7/0 درصد و تناژی تا 30 میلیون تن دارد، اما تمام قلع موجود را نمیتوان به طور اقتصادی بازیافت کرد. دلیل این امر عمدتا رخداد مقدار شایان توجهی قلع به شکل عنصر اصلی در مالایائیت، و یا عنصری غیر اصلی در گارنت آندرادیت است. تناژ اسکارنهای آهن بین 2 تا 300 میلیون تن بوده است. عیار روی در اسکارنها ممکن است به 12 درصد رسیده و احتمال دارد عیار سرب آن‌ها پایینتر باشد. برخی از سیستم‌های مس پورفیری اصلی دنیا، همراه خود ذخایر اسکارن مس دارند (برای مثال بینگهام و توئین بوتز). عیار متوسط این ذخایر 1 درصد بوده و تناژ آن‌ها بین 50 تا 500 میلیون است ((Edwards et al.,1986.
در ایران اسکارنهای بیشماری یافت شده است اما بیشتر آن‌ها از لحاظ اقتصادی حائز اهمیت نیستند. شمار اندکی از اسکارنهای ایران از لحاظ میزان آهن، مس، کانیهای صنعتی ولاستونیت، گارنت و ذخایر غیرفلزی مانند سنگ‌های مرمر ارزش اقتصادی دارند.

1-5- جایگاه زمینساختی
در گذشته تعدادی از پژوهشگران (به ویژه روسی) توزیع کانسارهای اسکارنی را در ارتباط با مراحلی از تکامل ژئوسنکلینال میدانستند، ولی در حال حاضر توزیع زمانی و مکانی این کانسارها را وابسته به زمین ساخت صفحهای میدانند ( Einoaudi et al., 1981). زاریکوف (Zharikov, 1991) هم اسکارنها و کانسارهای اسکارنی را در ارتباط با موقعیتهای مختلف زمینشناسی میداند. بنظر مینرت (Meinert, 2005) ردهبندی زمینساختی مناسب برای ذخایر اسکارنی باید براساس گروهبندی انواع اسکارن که معمولا با هم رخ میدهند و تشخیص آن‌هایی که معمولا در موقعیت زمین ساختی خاصی روی میدهند صورت گیرد (e.g., Kuscu et al., 2002). برای مثال کانسارهای اسکارن آهکی آهن و مسدار در واقع تنها نوع اسکارن موجود در جزایر قوسی اقیانوسی میباشد. علاوه براین، بنظر میرسد که برخی اسکارنهای طلای اقتصادی در حوضه ‌های پشت قوسی همراه با قوس های آتشفشانی اقیانوسی تشکیل میشوند (Ray et al., 1996). انواع مختلف اسکارن بیشتر در محیطهای فرورانش جزایر قوسی، حواشی قارهها، مناطق برخوردی و سرانجام محیطهای کافتی یا ریفتی یافت شدهاند. بیشتر اسکارنها در مرزهای صفحات همگرا (convergent plates) و محدوده‌ای از قوسهای جزایر اقیانوسی ( oceanic island arcs) به طرف حاشیهی قاره تشکیل شده‌اند.
مینرت (Meinert et al., 2005) چهار جایگاه زمین ساختی اصلی را محل رخداد اسکارنها و کانسارهای اسکارنی میداند (شکل1-2): 1- فرورانش با زوایه تند اقیانوسی 2- فرورانش کم زاویه گذری 3- فرورانش قاره‌ای 4- کافتش قاره‌ای.
بر اساس این تقسیم‌بندی در محیطهای فرورانش با زاویه تند اقیانوسی، اسکارنهای آهن، مس و طلا همراه با توده‌نفوذی دیوریتی و گرانودیوریتی توسعه مییابند. اسکارنهای مولیبدن، تنگستن- مولیبدن همراه با توده‌نفوذی مونزونیتی و گرانیتی در محیطهای فرورانش با زوایه کم گذری تشکیل میشوند. اسکارنهای تنگستن، آهن، مس، سرب-روی، طلا و نقره مهمترین کانسارهایی هستند که همراه با توده‌نفوذی گرانودیوریتی و گرانیتی در زون فرورانش حاشیه قارهها کشف شدهاند. در مناطق ریفتهای درون قاره‌ای انواع اسکارنهای نوع مولیبدن و قلع تشکیل میشود.
برخی از ذخایر اسکارن به ویژه اسکارنهای آهن، طلا، مس و مولیبدن معمولا در مناطقی که حاوی دیگر انواع کانهزایی مانند ذخایر مس پورفیری، رگههای مزوترمال و سامانههای اپیترمال هستند، توسعه مییابند (Ray & Webster, 1991). کانسارهای اسکارن آهن هم در محیط جزایر قوسی، همراه با سنگهای دیوریتی، هم در حاشیه قاره‌ای نوع آند همراه با سنگهای کوارتز مونزونیتی یافت میشوند. این کانسارها در نواحی بعد از کوهزایی همراه با کوارتز مونزونیت، گرانیت و در حاشیه قاره‌ای گسیخته همراه با دیاباز تشکیل میگردند (شهاب پور، 1384). اسکارن آهن جزایر قوسی اغلب دارای مقدار قابل توجهی از Cu, Co و Au میباشد، این اسکارنها هم چنین ممکن است حاوی مقادیر بالا و غیر عادی نیکل و روی و بدون قلع، تنگستن و سرب باشد. به طور کلی این اسکارنها غنی از آهن و فقیر از منیزیم بوده که نشانگر پوسته اقیانوسی اولیه، سنگهای دیواره و تودههای عمقی همراه با اسکارن است Edwards et al.,1986)). اسکارن آهن منیزیمی در سراسر جهان در کمربندهای کوهزایی حاشیه قاره‌ای در نواحی که ذخایر سولفیدی فلزات پایه گسترش دارند توزیع شدهاند.
در طول مرحله گذر از فرورانش پوسته قاره‌ای به زمینساخت پس فرورانشی، کمان ماگمایی ممکن است عریضتر شده یا بیشتر به سمت خشکی مهاجرت کند. این امر به تشکیل تودههای نفوذی منجر میشود که برهم کنش بیشتری را با پوسته اقیانوسی نسبت به تودههای عمقی نشان میدهد ( Takahashi et al., 1980). ماگماهای تشکیل شده از نوع کوارتز مونزونیت تا گرانیت است و از اسکارنهای همراه آن‌ها فلزات متنوعی استخراج میشود. تنگستن و مولیبدن عموما غالب است، مقدار شایان توجهی مس و روی همراه با مقدار اندکی بیسموت، سرب، نقره و طلا نیز وجود دارد. بسیاری از این اسکارنها بهتر است که به عنوان اسکارن چند فلزی (polymetalic skarn) با اهمیت محلی طلا و ارسنیک توصیف شوند (Meinert, 2005).

شکل ‏12 مدلهایی از جایگاه زمین ساختی ایده ال برای تشکیل ذخایر اسکارنی. A) فرورانش اقیانوسی با شیب تند، جزایر کمانی اقیانوسی و حوضه پشت کمانی (کربناتهای نهشته شده در حوضه پشت کمانی میزبان ذخایر اسکارن هستند) B) فرورانش حاشیه قاره‌ای توام با سرزمین برافزوده (نهشتههای کربناتی بر روی حاشیههای کراتونی میزبان ذخایر اسکارن هستند) C) فرورانش با زاویه کم (اسکارنها در سنگهای کربناتی واقع در سکوی کراتونی تشکیل میشوند D) محیط کافتی قاره‌ای یا پس از فرورانش (Meinert et al., 2005).

1-6- ارتباط ذخایر اسکارنی با توده‌نفوذی همراه
بین کانسارهای اسکارن و توده‌نفوذی همراه رابطه‌ای قوی حاکم است (Newberry, 1990). اکثر کانسارهای اصلی اسکارن به طور مستقیم به فعالیت آذرین وابستهاند و پژوهشگران زیادی از جملهZarikov, 1970; Shimazaki,1975;Einaudi et al,1981; Kwak & White, 1982; Meinert, 1983; Newberry & Swanson, 1986, Newberry, 1987, 1990 ، ارتباطهای کلی میان ترکیب سنگهای آذرین و نوع اسکارن را بررسی کردهاند و به رابطهی مشخص آن‌ها پی برده‌اند. در شکل1-3 (الف) موقعیتهای نسبی انواع اسکارن با توجه به ترکیب توده‌نفوذی و میزان کانیهای سولفیدی دیده میشود؛ اسکارنهای قلع در تودههای نفوذی با بیش از 70% سیلیس میتواند پدید آید، کانیهای سولفیدی هم در این کانسارها به نسبت دیگر کانسارها کمتر است (Meinert, 1983). میانگین ترکیب تودههای نفوذی در انواع اسکارن هم در شکل 1-3 (ب) نشان داده شده است، در یک سوی طیف اسکارنهای آهن با توده‌نفوذی فقیر از سیلیس، غنی از آهن و تودههای نفوذی اولیه و در سوی دیگر اسکارنهای قلع و مولیبدن در توده‌های نفوذی غنی از سیلیس و فقیر از آهن واقع میشوند؛ لیکن باید توجه داشت که یک کانسار اسکارن ممکن است در تودههای نفوذی با ترکیبهای گوناگون یافت شود (Meinert,1993; Meinert, et al 1990). به منظور نشان دادن تفاوتهای گروههای اسکارنی بخشی از مفروضات هر نوع اسکارن را میتوان در نمودارهای ترکیبی یا شیمیایی مختلف آورد. خاطر نشان میشود که به دلیل طیف گسترده ترکیب سنگ‌های آذرین، احتمال وجود کانساری خاص، دشواری تفکیک نتایج و اثرات متاسوماتیسم (metasomatism effects) و دگرسانی پسرو، چنین نمودارهایی برای بررسیهای دقیق چندان مفید و راهگشا نیست.


پاسخ دهید