(ممکن است هنگام انتقال از فایل اصلی به داخل سایت بعضی متون به هم بریزد یا بعضی نمادها و اشکال درج نشود ولی در فایل دانلودی همه چیز مرتب و کامل است)

چکیده

مجموعه افیولیتی فاریاب در 140 کیلومتری شمال­شرق بندرعباس در منتهی­الیه جنوب­شرق زون سنندج سیرجان در مرز با منطقه مکران قرار دارد و به صورت یک ساختار فرازمین بین دو گسل بزرگ دستگرد در شرق و رودان در غرب قرار می­گیرد. افیولیت فاریاب از نظر سنگ­شناسی به دو بخش شمالی و جنوبی تقسیم می­شود، بخش شمالی دربرگیرنده سنگ­های ماگمایی است که بزرگترین معادن کرومیت ایران را در خود جایی داده­اند، در حالی­که بخش جنوبی متشکل از سنگ­های دیرگداز باقی­مانده از ذوب­بخشی گوشته ­فوقانی است. کانه­زایی سولفیدی در افق­های مختلف سنگ­شناسی بخش شمالی صورت گرفته است. مطالعات پتروگرافی، داده­های XRD و تجزیه شیمیایی نقطه­ای با استفاده از روش EMPA بر روی کانی­های سولفیدی، اسپینل کروم­دار و سیلیکاتی سنگ­های اولترامافیک میزبان در محدوده این معدن نشان می­دهند که کانی­های سولفیدی در دو نسل کانه­زایی ایجاد شده­اند. در نسل اول، کانه‌زایی اولیه به صورت ماگمایی با بافت افشان به شکل بین­دانه­ای (اغلب آمیبی شکل) و در نسل دوم، کانه­زائی ثانویه در اثر عملکرد سیال گرمابی منجر به نهشته­شدن رگچه­ای سولفیدها در امتداد شکستگی­های سنگ­های سیلیکاتی شده­است. کانی­های سولفیدی اولیه از نوع پیروتیت، پنتلاندیت و کانی­های سولفیدی ثانویه شامل ویولاریت و پیریت می­باشند. رابطه مستقیمی بین مقدار حجمی کانی­های کلینوپیروکسن با اندازه و مقدار کانی­های سولفیدی اولیه مشاهده می شود. بیشترین کانه­زایی در اولیوین کلینوپیروکسنیت و ورلیت رخ داده است. اسپینل­های کروم­دار به دو صورت انتشاری و توده ای دیده می­شوند. میزان Cr#[100*Cr/(Cr+Al)] در کرومیتیت­ های انتشاری از 72 تا 74 و در انواع توده­ای بین 82 تا 85 در تغییر است. همچنین میزان Mg#[100*Mg/(Mg+Fe+2)] به ترتیب برای کرومیتیت انتشاری بین 29 تا 33 و برای کرومیتیت توده­ای بین 53 تا 58 در تغییر می­باشد. ترکیب شیمیایی اسپینل­های کروم­دار نشان می­دهند که نسبت FeO/MgO در مذاب اولیه بین 50/0 تا 81/1، میزان Al2O3 بین 45/9 تا 44/12 با مقادیر پایینی از TiO2 (کمتر از 24/0 درصد وزنی) است. همچنین موقعیت ترکیب شیمیایی کرومیتیت­ها در نمودارهای TiO2 در برابر  Cr#و  TiO2در برابرAl2O3  نشانگر تشکیل كرومیتیت­ها از ماگمای بونینیتی در جایگاه زمین­ساختی فوق­فرارانش است.

واژه­های کلیدی: کانه­زائی، سولفید، سنگ اولترامافیک، افیولیت، فاریاب

فهرست مطالب

عنوان                       صفحه

فصل اول: مقدمه

1-1- کلیات.. 2

1-2- افیولیت… 3

1-3- منشأ افیولیت‌ها 7

1-4- تقسیم­بندی افیولیت‌ها 8

1-5- افیولیت‎های ایران.. 11

1-6- افیولیت ملانژ و کالردملانژ. 12

1-7- دگرسانی در افیولیت ملانژهای ایران.. 13

1-8- پراكندگی جغرافیایی افیولیت‎های ایران.. 14

1-9- اهمیت اقتصادی افیولیت‌ها 16

1-10- کانه‌زایی سولفیدی در مجموعه‌های افیولیتی.. 18

1-11- مختصات، موقعیت جغرافیایی و عوامل زیربنایی.. 19

1-11-1- موقعیت جغرافیایی.. 19

1-11-2- آب و هوا و پوشش گیاهی منطقه. 21

1-11-3- توپوگرافی منطقه مورد مطالعه. 22

1-12- مطالعات پیشین.. 22

1-13- اهداف پژوهش…. 24

1-14- روش­های پژوهش…. 24

عنوان                صفحه

فصل دوم: زمین‌شناسی منطقه

2-1- مقدمه. 26

2-2- زمین‌شناسی مجموعه اولترامافیک سرخ‌بند. 28

2-3- بخش شمالی مجموعه اولترامافیک سرخ‌بند. 31

2-3-1- دونیت… 31

2-3-2- پریدوتیت‌ها 34

2-4- بخش جنوبی مجموعه اولترامافیک سرخ‌بند. 42

2-4-1- هارزبورژیت… 42

2-4-2- دونیت… 43

2-5- مجموعه­های دگرگونی منطقه. 44

2-6- مجموعه آمیزه رنگین.. 48

2-7- سن مجموعه افیولیتی فاریاب.. 52

فصل سوم: مطالعات پتروگرافی

3-1- مقدمه. 54

3-2- سنگ‌های اولترامافیک مجموعه افیولیتی فاریاب.. 55

3-3- موقعیت و مختصات نقاط نمونه­برداری در مجموعه افیولیتی فاریاب.. 56

3-4- پتروگرافی واحدهای سنگی بخش شمالی.. 57

3-4-1- دونیت… 57

3-4-2- اولیوین کلینوپیروکسنیت… 64

3-4-3- ورلیت… 70

3-4-4- کرومیتیت… 73

3-5- پتروگرافی واحدهای سنگی بخش جنوبی مجموعه افیولیتی فاریاب.. 75

3-5-1- هارزبورژیت… 76

عنوان               صفحه

3-5-2- اولیوین کلینوپیروکسنیت… 76

3-5-3- دونیت… 77

3-6- نمونه‌های حاوی سولفید معدن فطر6. 78

3-6-1- آماده سازی نمونه‌ها 79

3-7- پتروگرافی کانی‌های سولفیدی در محدوده معدن فطر 6. 80

فصل چهارم: مطالعات ژئوشیمیایی

4-1- مقدمه. 87

4-2- آماده­سازی نمونه­ها 88

4-3- کالیبراسیون.. 90

4-4- مشخصات دستگاه   CAMECA SX 100. 91

4-5- شیمی سیلیکات‌های میزبان.. 92

4-5-1- اولیوین(Olivine) 92

4-5-2- ترکیب شیمیایی اولیوین.. 94

4-5-3- کلینوپیروکسن (Cpx) و اورتوپیروکسن ( Opx) 99

4-6- ژئوشیمی کرومیتیت­ها 105

4-6-1- اسپینل‌های کروم‌دار (chromian spinel) 105

4-6-2- ترکیب شیمیایی بلورهای کرومیت… 106

4-6-3- محیط تشکیل کرومیت­ها 110

4-6-4- تعیین ترکیب شیمیایی ماگمای مادر تشکیل دهنده کرومیتیت­ها 113

4-7- شیمی کانی‌های سولفیدی.. 116

4-8- بررسی فرآیندهای کانه­زایی در ماگماهای مافیک… 120

4-8-1- انحلال­پذیریسولفید. 120

عنوان                               صفحه

4-8-2- ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات.. 121

4-8-3- فاکتورR  و تمرکز عناصر با فراوانی کم.. 122

فصل پنجم: نتیجه­گیری

5-1- مقدمه. 127

5-2- نتایج مطالعات پتروگرافی.. 127

5-3- نتایج ژئوشیمی.. 129

5-3-1- منشاء کرومیتیت­ها 129

5-3-2- ژئوشیمی کانی­های سیلیکاتی میزبان.. 130

5-3-3- ژئوشیمی سولفیدها 130

5-4- ارائه پیشنهاد برای مطالعات آینده. 132

فهرست منابع و مآخذ

منابع فارسی.. 133

منابع انگلیسی……… 134

1- مقدمه

ولفیدی ماگمایی جهان از نوع Ni+Cu و PGE با بخش‌های زیرین مجموعه‌های سنگی مافیک و اولترامافیک لایه‌ای همراه هستند. سنگ‌های اولترامافیک، خود دارای منشاء ماگمایی بوده و بصورت انواع سنگ‌های مختلف در بخش‌های زیرین پوسته و یا در سطح زمین تشکیل شده‌اند. مطالعه سنگ‌های اولترامافیک می‌تواند فرآیندهای مؤثر در تکوین سنگ‌های ماگمایی و فرآیندهایی که بعد از تشکیل سنگ سبب تغییر ترکیب آن می‌گردد، نظیر واکنش مذاب ـ پریدوتیت را به خوبی نشان دهد. توده­های افیولیتی علی­رغم اینکه در گروه مجموعه سنگ­های مافیک و اولترامافیک طبقه‌بندی می‌شوند و از نظر برخی از ذخایر معدنی نظیر کرومیت مورد توجه بوده‌اند ولی فاقد این­گونه نهشته‌­های بزرگ سولفیدی می‌باشند. عدم وجود داده‌های دقیق بر روی ترکیبات سولفیدی، روشن نبودن جایگاه سنگ‌شناسی واحدهای سنگی میزبان کانی‌های سولفیدی و پیچیدگی زیاد سنگ‌شناسی مناطق عمیق افیولیتی موجب شده است که مطالعات علمی و اکتشافی این ترکیبات به شکل هدفمند دارای عمر کمی ‌باشند. با توجه به این­که رسیدن ماگمای سیلیکاتی اولیه به حالت اشباع از سولفید، جدایش مایع سولفیدی از مذاب سیلیکاتی مادر و تجمع عناصر كالكوفیل در آن و سپس تمرکز قطرات مایع سولفیدی لازمه تشکیل كانسارهای سولفیدی ماگمایی است، احتمالاً چنین شرایطی در مجموعه‌های افیولیتی که از نظر کانسارهای سولفیدی ماگمائی فقیر می‌باشند کمتر ایجاد می‌شود (Naldrett, 2004). کانسار سولفید نیکل  اکوج[1] در افیولیت‌های زامبیل[2]  فیلیپین (Naldrett, 1989;Evans, 1993) و کانسار کلیفز[3] در افیولیت شتلند[4] اسکاتلند (Naldrett, 1989) به عنوان کانسارهای سولفیدی مرتبط با افیولیت‌ها این امید را به­وجود آورده است که تحت شرایطی در مجموعه‌های افیولیتی می­توان انتظار کانه‌زایی سولفیدی را داشت. مدل‌های زیادی بر اساس سازوکار تشکیل توده‌های افیولیتی (محیط شکافت قاره­ای، محیط تیغه­های وسط اقیانوسی، محیط جزایر قوسی و …..) ارائه شده است. ماهیت ماگمای مادر و ترتیب جای­گیری ترکیبات مختلف در سطوح متفاوت ستون چینه­شناسی دارای اهمیّت علمی و اکتشافی فراوانی است. مجموعه افیولیتی فاریاب جزئی از مجموعه‌های افیولیتی کمربند زاگرس بوده که در منتهی­الیه مرز کمربند زاگرس و منطقه مکران قرار دارد. منطقه فاریاب بزرگ‌ترین منطقه معدنی کرومیت ایران می‌باشد و با توجه به این­که کانی‌های  سولفیدی در این منطقه به ویژه در معدن فطر 6 مشاهده شده‌اند، در این رساله سعی بر آن است که با استفاده از مطالعات صحرایی، پتروگرافی، ژئوشیمی کانی‌ها و سنگ به بررسی کانه‌زایی سولفیدی ماگمایی و اسپینل‌های­کروم‌دار و سنگ‌های سیلیکاتی میزبان در این مجموعه افیولیتی پرداخته شود.

1-2- افیولیت

 افیولیت‌ها، قطعات باقی‌مانده لیتوسفر اقیانوسی هستند که در اکثر سلسله کوه­های بزرگ زمین در قاره‌ها و جزایر جای­گیری شده‌اند. سن آن­ها بسیار متفاوت است، سن قدیمی­ترین آن‌ها مربوط به پروتروزوئیک با سن در حدود 800 میلیون سال می­باشند. افیولیت­ها علاوه بر پرکامبرین (پروتروزوئیک) در فانروزوئیک نیز تشکیل شده­اند، قابل ذکر است که تمرکز اصلی افیولیت­ها در محدوده مزوزوئیک-سنوزوئیک است (Moores et al., 2000). سلسله کوه­هایی که در نتیجه تصادم و برخورد به وجود آمده‌اند مانند آپالاش، اورال یا حتی کوه­های عظیمی که به آن سلسله جبال آلپی می‌گویند غنی از توده‌های افیولیتی­اند و می­توان آن­ها را در امتداد نواری پرپیچ و خم و خطی، در طول هزاران کیلومتر تعقیب کرد. واژه افیولیت در سال 1813 توسط برونیار، برای معرفی سنگی با زمینه سرپانتینی که کانی‌های مختلفی در آن وجود داشته و غالباً با سنگ‌های آتشفشانی، گابروها و رسوبات سیلیسی یا چرت همراه بوده، به کار رفته است (Brongniart, 1813). در طی قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم، اصطلاح افیولیت، معرف تجمعی از سرپانتینیت­ها، گابروها و اسپیلیت­ها با یا بدون

 

رادیولاریت یا چرت­های وابسته بود که در لیگور آپنین[5] و در آلپ غربی داخلی رخنمون داشته­اند. این رخنمون­های افیولیتی آلپی، به شدت تکتونیزه، چین­خورده و دگرگون شده‌اند. استینمن (1927)، در یک بازنگری، که وی آن را مجموعه سه قسمتی معرفی کرد (متشکل از سرپانتینیت­ها، دیابازها و رادیولاریت­ها) همزادی انواع ماگمایی (سرپانتینیت­ها ـ گابروها، دیابازها و اسپیلیت­ها) را پیشنهاد کرد. به نظر وی، تمام این‌ها در یک لاکولیت عظیم تفریق یافته و به داخل رسوبات ژئوسنکلینال تزریق شده‌اند (Steinmann, 1927). درور (1957) در مقاله­ای از منشأ گوشته­ای پریدوتیت‌های نوع آلپی و جای­گزینی تکتونیکی به حالت جامد قطعات گوشته فوقانی آن، دفاع کرد (De Roever, 1957). در اواخر سال­های 1960، با بررسی­های دقیقی که در یونان، قبرس، ترکیه و عمان انجام شد به این نتیجه رسیدند که استقرار تکتونیکی قطعات لیتوسفر اقیانوسی شامل دو مجموعه کاملاً متفاوت است:

1 ـ تکتونیت­ها[6]: بخش گوشته پریدوتیتی قاعده­ای که با دگرشکلی­های پلاستیک دمای بالا مشخص­اند.

2 ـ کومولاها[7]: توالی ماگمایی پوسته­ای با دگرشکلی کم که یک بخش گابرویی آن از نوع انباشته­ای است.

در اوایل سال­های 1970، کولمن، برای معرفی تکتونیک خاص لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه قاره‌ها، اصلاح فرارانش را به کار برد (Coleman,1970). اختلاف نظر بین زمین شناسان اروپایی و زمین شناسان آمریکایی باعث شد که همه در تعریف اصطلاح مشترک افیولیت به توافق برسند. کنفرانس پن روز[8] در سال (1972) به همین منظور تشکیل شد و نتایج آن به شرح زیر می‌باشد (Anonymous, 1972):

واژه افیولیت جهت معرفی مجموعه‌ای خاص از سنگ‌های مافیک تا الترامافیک به کار می‌رود، بنابراین این واژه نام یک سنگ خاص نیست، طبق این تعریف، یک مجموعه افیولیتی از قاعده تا بالا شامل (شکل1-1):

1ـ مجموعه الترامافیک، شامل هارزبورژیت، لرزولیت، دونیت با مقادیر متفاوت که معمولاً فابریک­های تکتونیکی از خود نشان می‌دهند.

2ـ مجموعه گابرویی که بیشتر بافت کومولایی داشته و معمولاً واجد کومولاهای پریدوتیتی و پیروکسنیتی بوده و عموماً دگرشکلی کمتری نسبت به مجموعه الترمافیک قبلی دارند.

3ـ مجموعه دایک­های صفحه­ای که به عنوان مجاری تغذیه کننده واحدهای آتش­فشانی فوقانی عمل کرده­اند.

4ـ مجموعه آتش‌فشانی بازیک که عموماً به صورت بازالت‌های بالشی در بخش بالایی توالی افیولیتی و در زیر رسوبات فوقانی گسترش دارند.

5ـ سنگ‌های همراه افیولیت‌ها که عبارتند از:

ـ یک بخش رسوبی فوقانی که به طور مشخص از چرت‌های نواری، شیل‌های نازک بین لایه‌ای و کمی سنگ آهک تشکیل شده‌اند.

ـ توده‌های پودیفورم[9] کرومیت که معمولاً داخل دونیت‌ها یافت می‌شوند.

ـ سنگ‌های نفوذی و نیمه عمیق فلسیک سدیک (پلاژیوگرانیت).

باید ذکر کرد که محققان نکات کلی زیر را به تعریف فوق اضافه کرده‌اند:

ـ سطح تماس گسلی بین واحدهای قابل نقشه­برداری بسیار زیاد است و ممکن است، مقاطع کامل وجود نداشته باشد.

ـ یک مجموعه افیولیتی ممکن است ناکامل، قطعه قطعه و جدا از هم و دگرگون شده باشد.

ـ اگرچه معمولاً افیولیت‌ها را به عنوان نماینده پوسته اقیانوسی یا گوشته فوقانی می­دانند ولی کاربرد واژه افیولیت باید مستقل از منشأ فرضی آن باشد. در دو دهه بعد، ثابت شد که افیولیت‌ها بسیار متنوع­اند ولی تعریف افیولیت، با گذشت زمان پابرجا مانده و مورد قبول همه است.

شکل ‏1‑1- یک ستون افیولیتی، نظیر آن­چه در بیانیه کنفرانس پن روز (1972) مشخص شده است. A= پریدوتیت برجا مانده گوشته، B1= کومولای لایه لایه اولترامافیک، B2= کومولای لایه­لایه گابرویی، B3= گابرو ایزوتروپ، C= مجموعه رگه­ای (دایک دیابازی) ، D= روانه بازالتی
(گدازه بالشی) ، E= رسوبات پلاژیک، MP= موهوی پترولوژیکی، Ms= موهوی لرزه­ای
(Caron et al., 1989).

1-3- منشأ افیولیت‌ها

وضعیت ژئودینامیکی و منشاء افیولیت‌ها مسأله مهمی است، در این راستا ژئوشیمیست ژاپنی (Miyashiro, 1973) کار تحقیقی در مورد ژئوشیمی سنگ‌های خروجی و برپایه نمودارهایی که بر اساس ارتباط عناصر پایه­گذاری شده بود منتشر کرد. در این کار تحقیقی، رفتار عناصر اصلی و فرعی در گدازه­های افیولیت ترودوس[10] در قبرس را انتشار داد که تماماً مشخصات ولکانیسم نوع کمان[11] را نشان می­دادند و به هیچ وجه مشابه خصوصیات ژئوشیمی بازالت‌های نوع پشته­های میان اقیانوسی ( MORB) نبودند. ژئوشیمیست­های دیگر نیز طیف وسیعی از افیولیت‌ها با خصوصیات کمان را توصیف نمودند. مجموعه ‌این تحقیقات بنائی محکم جهت معرفی افیولیت‌های نوع فوق فرورانش[12] را فراهم کرد. امروزه مشخص شده است که تعدادی از حوضه­های اقیانوسی در موقعیت پشت قوس[13] واقع شده‌اند. از طرفی می­توان حوضه­ های اقیانوسی را در حاشیه قاره‌ها و یا درون کمان‌ها و در محل پیشانی کمآن‌ها[14] مشاهده کرد که گویای محل برخورد یا تصادم هستند. سرنوشت این حوضه­های اقیانوسی با موقعیت تکتونیکی این چنین، با سرنوشت جزایر قوسی هم­زمان، که در محل پوسته قاره­ای به