منبع پایان نامه درباره افیولیتی، کانی، سولفیدی، آنالیز

دانلود پایان نامه

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

فهرست جداول

عنوان صفحه

جدول ‏2-1- میزان ذخیره و بافتهای مختلف توده‌های کرومیتیتی در معادن فاریاب 37
جدول ‏2-2-لایه‌ها و ضخامت آن‌ها در بخش زیرین توالی شمالی مجموعه افیولیتی 38
جدول ‏2-3-توالی لایه‌ها در بخش فوقانی توالی شمالی مجموعه افیولیتی فاریاب 39
جدول ‏2-4-واحدهای پتروگرافی مجموعه کالردملانژ 50
جدول ‏3-1- لیست نقاط نمونه برداری و نام نمونه و مختصات اندیس
و محل نمونهبرداری 56
جدول ‏3-2- نمونههای انتخاب شده جهت آنالیز XRD 79
جدول ‏4-1- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی اولیوین 94
جدول ‏4-2- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی کلینوپیروکسن‌ 103
جدول ‏4-3- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی ارتوپیروکسن 104
جدول ‏4-4- نتایج آنالیز کرومیتیت‌های انتشاری 114
جدول ‏4-5- نتایج آنالیز کرومیتیت‌های تودهای 115
جدول ‏4-6- نتایج حاصل از آنالیز کانی پنتلاندیت 119
جدول ‏4-7- نتایج حاصل از آنالیز کانی پیروتیت 119
جدول ‏4-8- برآوردهای ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات برای فلزات پایه
و ارزشمند در ماگماهای اولترامافیک ـ مافیک 122

فهرست اشکال

عنوان صفحه

شکل ‏1-1- یک ستون افیولیتی، نظیر آنچه در بیانیه کنفرانس پن روز (1972)
مشخص شده است.. 6
شکل ‏1-2- افیولیت‌های نوع (HOT) و افیولیت‌های نوع (LOT) 9
شکل ‏1-3- نقشه سادهای از حوزه آلپی حاشیه مدیترانه که در آن پراکندگی
توده‌های افیولیتی نشان داده شده است. 10
شکل ‏1-4- پراکندگی مجموعه‌های افیولیتی ایران 15
شکل ‏1-5- راههای دسترسی به منطقه 20
شکل ‏1-6- راه-های بین اندیسهای مختلف معدنی در مجموعه معادن فاریاب 21
شکل ‏2-1- موقعیت زمینساختی منطقه مورد مطالعه 27
شکل ‏2-2- نقشه زمینشناسی ساده شده مجموعه افیولیتی و مجموعه
معادن کرومیت فاریاب. 28
شکل ‏2-3- توالی دونیت و هارزبورژیت در محدوده معدن ولی 32
شکل ‏2-4- دونیت در مجاورت کرومیتیت در معدن دویس در بخش شمالی
مجموعه افیولیتی 33
شکل ‏2-5- منیزیت گل کلمی در میان واحدهای دونیتی 33
شکل ‏2-6- تناوب پیروکسنیت ضخیم لایه، دونیت و پیروکسنیت نازک لایه
در بخش شمالی مجموعه 35
عنوان صفحه

شکل ‏2-7- پیروکسنیتهای صخره ساز در مجموعه افیولیتی مورد مطالعه. 35
شکل ‏2-8- کرومیت با بافت انتشاری در معدن رضا پایین 40
شکل ‏2-9- کرومیت با بافت گرهکی و افشان در معدن دویس 40
شکل ‏2-10- مرز کرومیت پرعیار و کمعیار و گسل خوردگی در تونل مکران 41
شکل ‏2-11- ستون چینه‌شناسی بخش شمالی مجموعه افیولیتی فاریاب. 41
شکل ‏2-12- توپوگرافی خشن بخش جنوبی مجموعه افیولیتی. 43
شکل ‏2-13- لایه‌بندی دونیت و هارزبورژیت در بخش جنوبی مجموعه افیولیتی 44
شکل ‏2-14- شیستهای سبز عدسی شکل در مجموعه دگرگونی باجگان. 47
شکل ‏2-15- شیستسبز در مجموعه دگرگونی باجگان. 47
شکل ‏2-16- جدا شدن مجموعه کالرد ملانژ از مجموعه افیولیتی 50
شکل ‏2-17- آهکهای قرمز در کالردملانژ 51
شکل ‏2-18- بازالت‌های بالشی در کالرد ملانژ. 51
شکل ‏3-1- موقعیت سنگ‌های مختلف مجموعه افیولیتی فاریاب 55
شکل ‏3-2- کانی اولیوین (Ol) و اسپینل کرومدار (Spl) و سرپانتین (Ser) در دونیت سرپانتینیشده در نور (PPL). 58
شکل ‏3-3- بافت ساعتشنی در سنگ مادر دونیتی 60
شکل ‏3-4- بافت ساعتشنی در سنگ مادر دونیتی 60
شکل ‏3-5- رسوب اکسیدهای آهن و کانی اوپاک در امتداد شکستگی
در دونیت در نور (PPL). 61
شکل ‏3-6- تبلور مجدد کانی اولیوین در سنگ دونیت در نور( XPL). 61
شکل ‏3-7- کانی کرومیت خود‌شکل و حاشیه سرپانتینی اطراف آن در نور (PPL). 63
شکل ‏3-8- کانی اسپینل کروم‌دار نیمه خود‌شکل و حاشیه دگرسانی اطراف آن 63
شکل ‏3-9- زاویه برخورد 120 درجه بین بلورهای کلینوپیروکسن و اولیوین 65
شکل ‏3-10- یکی از مغزه‌های حفاری حاوی کانی‌های سولفیدی معدن فطر6 65
عنوان صفحه

شکل ‏3-11- تیغههای جدایشی اورتوپیروکسن در درون کانی کلینوپیروکسن
در نور (Xpl). 66
شکل ‏3-12- کانی سولفیدی و بقایای کانی اولیوین که تحت تاثیر دگرسانی
قرار گرفته است، در نور (Xpl). 67
شکل ‏3-13- کانی اورتوپیروکسن که از محل رخها دگرسانی باستیتیشدن شروع
شده است، در نور (XPL). 68
شکل ‏3-14- کانی اوپاک (سولفید) بی‌شکل در نمونه کلینوپیروکسنیت در نور( XPL ). 69
شکل ‏3-15- نمونه ورلیت از یکی از گمانه‌های حفاری در نور( XPL). 71
شکل ‏3-16- حاشیه دگرسا
نی در اطراف کانی سولفیدی بی‌شکل در نور (PPL). 72
شکل ‏3-17- ترک‌های کششی موجود در کرومیت که عمود بر جهت طویلشدگی
می‌باشند. 74
شکل ‏3-18- کانی اسپینل کروم‌دار بی‌شکل در نور XPL وPPL 76
شکل ‏3-19- کانی کلینوپیروکسن دگرشکل شده با خاموشی موجی در نور(XPL). 77
شکل ‏3-20- نمونه دونیت از بخش جنوبی مجموعه در نور (XPL). 78
شکل ‏3-21-آثار سولفیدهای دگرسانشده داخل تونل فطر 6 81
شکل ‏3-22- کانی پنتلاندیت در نور انعکاسی 82
شکل ‏3-23- کانی های سولفیدی اولیه در کمپلکس فاریاب در نور انعکاسی. 82
شکل ‏3-24- کانی پیروتیت در نور انعکاسی 83
شکل ‏3-25- کانی پیروتیت در نور انعکاسی 83
شکل ‏3-26- رسوب کانی‌های سولفیدی ثانویه در امتداد شکستگی‌ها 85
شکل ‏3-27- الف) بافت شکافه پرکن کوکاد دروغین در سولفیدها. ب) نهشته شدن
سولفیدها در امتداد سطوح رخ اورتوپیروکسن در سنگ میزبان 85
شکل ‏4-1- دستگاه پوششدهنده مقاطع مورد آنالیز 90
شکل ‏4-2- تصویر دستگاه الکترون میکروپروب 91
عنوان صفحه

شکل ‏4-3- ترکیبات اولیوین در سیستم Ca2SiO4 ـ Mg2SiO4 ـ Fe2SiO4 92
شکل ‏4-4- دیاگرام تعادلی برای تبلور مایع در سیستم اولیوین 93
شکل ‏4-5- شعاع یونی و حالت های اکسیداسیون کاتیون‌هایی که در شبکه اولیوین وارد می‌شوند 93
شکل ‏4-6- کاتیونهای شرکت کننده در ساختار کانی پیروکسن 100
شکل ‏4-7- سری محلول جامد بین پیروکسن‌ها 100
شکل ‏4-8- تقسیم بندی پیروکسن‌ها 101
شکل ‏4-9- ترکیب پیروکسن‌های پریدوتیت‌های مجموعه افیولیت فاریاب 102
شکل ‏4-10- نمودار تغییرات TiO2 در برابر Al2O3 در کانی کلینوپیروکسن در نمونه‌های میزبان کانی‌های سولفیدی 102
شکل ‏4-11- تصاویر میکروسکوپ الکترونی (BSE) مربوط به کرومیتیتهای
تودهای آنالیز شده 108
شکل ‏4-12- تصاویر میکروسکوپ الکترونی کرومیتیتهای انتشاری آنالیز شده 108
شکل ‏4-13- تعیین نوع کرومیتیت‌های آنالیز شده با استفاده از نسبت های
اتمی Cr-Al-Fe+3 109
شکل ‏4-14- موقعیت کرومیتیتهای مورد بررسی در نمودارAl2O3 نسبت به Cr2O3 109
شکل ‏4-15- نمودار پراکنش Cr2O3 در برابر Al2O3 ،کرومیتیتهای آنالیز شده 110
شکل ‏4-16- نمودار تغییرات TiO2 در برابر Cr# در کرومیتیت‌های مجموعه افیولیتی 111
شکل ‏4-17- همبستگی منفی بین MgO-FeO 111
شکل ‏4-18- تغییرات درصد وزنی TiO2 نسبت به Al2O3در کرومیتیتهای آنالیز شده 112
شکل ‏4-19- تعیین ترکیب مذاب مادر کرومیتیتهای آنالیز شده
مجموعه افیولیتی فاریاب 114
شکل ‏4-20- موقعیت ترکیب شیمیایی کانی‌های پنتلاندیت فاریاب در مقایسه
با انواع مشابه از منطقه افیولیتی شتلند 117
عنوان صفحه

شکل ‏4-21- همبستگی منفی بین Fe و Ni 118
شکل ‏4-22- تصاویر میکروسکوپ الکترونی کانیهای سولفیدی و سیلیکات میزبان 118
شکل ‏4-23- تغییر در انحلالپذیری سولفید بصورت تابعی از تبلور پیشرونده
در یک ماگمای مافیک. 121
جدول ‏4-8- برآوردهای ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات برای فلزات پایه و ارزشمند در ماگماهای اولترامافیک ـ مافیک 122
شکل ‏4-24- نسبتهای بین ضرایب تفکیک (D)، فاکتور (R) و درجه غنیشدگی
(Csul/C0) عناصر در فاز سولفیدی. 125
شکل ‏4-25- تاثیر تغییرات فاکتور R بر روی تمرکز Ni و Pt در جزء سولفیدی
غیرقابل امتزاج در تعادل با یک ماگمای بازالتی 125

فصل اول

مقدمه

کلیات

اغلب ذخایر بزرگ سولفیدی 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 کالکوفیل در آن و سپس تمرکز قطرات مایع سولفیدی لازمه تشکیل کانسارهای 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 اکوج1 در افیولیت‌های زامبیل2 فیلیپین (Naldrett, 1989;Evans, 1993) و کانسار کلیفز3 در افیولیت شتلند4 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 ت
رتیب 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.

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 آپنین5 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 تکتونیتها6: بخش گوشته پریدوتیتی قاعدهای که با دگرشکلیهای پلاستیک دمای بالا مشخصاند.
2 ـ کومولاها7: 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 روز8 در سال

دیدگاهتان را بنویسید