3-4-3- ورليت70
3-4-4- کروميتيت73
3-5- پتروگرافي واحدهاي سنگي بخش جنوبي مجموعه افيوليتي فارياب75
3-5-1- هارزبورژيت76
عنوان صفحه
3-5-2- اوليوين کلينوپيروکسنيت76
3-5-3- دونيت77
3-6- نمونه‌هاي حاوي سولفيد معدن فطر678
3-6-1- آماده سازي نمونه‌ها79
3-7- پتروگرافي کاني‌هاي سولفيدي در محدوده معدن فطر 680
فصل چهارم: مطالعات ژئوشيميايي
4-1- مقدمه87
4-2- آمادهسازي نمونهها88
4-3- کاليبراسيون90
4-4- مشخصات دستگاه CAMECA SX 10091
4-5- شيمي سيليکات‌هاي ميزبان92
4-5-1- اوليوين(Olivine)92
4-5-2- ترکيب شيميايي اوليوين94
4-5-3- کلينوپيروکسن (Cpx) و اورتوپيروکسن ( Opx)99
4-6- ژئوشيمي کروميتيتها105
4-6-1- اسپينل‌هاي کروم‌دار (chromian spinel)105
4-6-2- ترکيب شيميايي بلورهاي کروميت106
4-6-3- محيط تشکيل کروميتها110
4-6-4- تعيين ترکيب شيميايي ماگماي مادر تشکيل دهنده کروميتيتها113
4-7- شيمي کاني‌هاي سولفيدي116
4-8- بررسي فرآيندهاي کانهزايي در ماگماهاي مافيک120
4-8-1- انحلالپذيريسولفيد120
عنوان صفحه
4-8-2- ضرايب تفکيک سولفيد ـ سيليکات121
4-8-3- فاکتورR و تمرکز عناصر با فراواني کم122
فصل پنجم: نتيجهگيري
5-1- مقدمه127
5-2- نتايج مطالعات پتروگرافي127
5-3- نتايج ژئوشيمي129
5-3-1- منشاء کروميتيتها129
5-3-2- ژئوشيمي کانيهاي سيليکاتي ميزبان130
5-3-3- ژئوشيمي سولفيدها130
5-4- ارائه پيشنهاد براي مطالعات آينده132
فهرست منابع و مآخذ
منابع فارسي133
منابع انگليسي134
فهرست جداول
عنوان صفحه
جدول ‏2-1- ميزان ذخيره و بافتهاي مختلف توده‌هاي کروميتيتي در معادن فارياب37
جدول ‏2-2-لايه‌ها و ضخامت آن‌ها در بخش زيرين توالي شمالي مجموعه افيوليتي38
جدول ‏2-3-توالي لايه‌ها در بخش فوقاني توالي شمالي مجموعه افيوليتي فارياب39
جدول ‏2-4-واحدهاي پتروگرافي مجموعه کالردملانژ50
جدول ‏3-1- ليست نقاط نمونه برداري و نام نمونه و مختصات انديس
و محل نمونهبرداري56
جدول ‏3-2- نمونههاي انتخاب شده جهت آناليز XRD79
جدول ‏4-1- ميانگين نتايج آناليز شيميايي اوليوين94
جدول ‏4-2- ميانگين نتايج آناليز شيميايي کلينوپيروکسن‌103
جدول ‏4-3- ميانگين نتايج آناليز شيميايي ارتوپيروکسن104
جدول ‏4-4- نتايج آناليز کروميتيت‌هاي انتشاري114
جدول ‏4-5- نتايج آناليز کروميتيت‌هاي تودهاي115
جدول ‏4-6- نتايج حاصل از آناليز کاني پنتلانديت119
جدول ‏4-7- نتايج حاصل از آناليز کاني پيروتيت119
جدول ‏4-8- برآوردهاي ضرايب تفکيک سولفيد ـ سيليکات براي فلزات پايه
و ارزشمند در ماگماهاي اولترامافيک ـ مافيک122
فهرست اشکال
عنوان صفحه
شکل ‏1-1- يک ستون افيوليتي، نظير آنچه در بيانيه کنفرانس پن روز (1972)
مشخص شده است..6
شکل ‏1-2- افيوليت‌هاي نوع (HOT) و افيوليت‌هاي نوع (LOT)9
شکل ‏1-3- نقشه سادهاي از حوزه آلپي حاشيه مديترانه که در آن پراکندگي
توده‌هاي افيوليتي نشان داده شده است.10
شکل ‏1-4- پراکندگي مجموعه‌هاي افيوليتي ايران15
شکل ‏1-5- راههاي دسترسي به منطقه20
شکل ‏1-6- راه-هاي بين انديسهاي مختلف معدني در مجموعه معادن فارياب21
شکل ‏2-1- موقعيت زمينساختي منطقه مورد مطالعه27
شکل ‏2-2- نقشه زمينشناسي ساده شده مجموعه افيوليتي و مجموعه
معادن كروميت فارياب.28
شکل ‏2-3- توالي دونيت و هارزبورژيت در محدوده معدن ولي32
شکل ‏2-4- دونيت در مجاورت کروميتيت در معدن دويس در بخش شمالي
مجموعه افيوليتي33
شکل ‏2-5- منيزيت گل کلمي در ميان واحدهاي دونيتي33
شکل ‏2-6- تناوب پيروکسنيت ضخيم لايه، دونيت و پيروکسنيت نازک لايه
در بخش شمالي مجموعه35
عنوان صفحه
شکل ‏2-7- پيروکسنيتهاي صخره ساز در مجموعه افيوليتي مورد مطالعه.35
شکل ‏2-8- کروميت با بافت انتشاري در معدن رضا پايين40
شکل ‏2-9- کروميت با بافت گرهکي و افشان در معدن دويس40
شکل ‏2-10- مرز کروميت پرعيار و کمعيار و گسل خوردگي در تونل مکران41
شکل ‏2-11- ستون چينه‌شناسي بخش شمالي مجموعه افيوليتي فارياب.41
شکل ‏2-12- توپوگرافي خشن بخش جنوبي مجموعه افيوليتي.43
شکل ‏2-13- لايه‌بندي دونيت و هارزبورژيت در بخش جنوبي مجموعه افيوليتي44
شکل ‏2-14- شيستهاي سبز عدسي شکل در مجموعه دگرگوني باجگان.47
شکل ‏2-15- شيستسبز در مجموعه دگرگوني باجگان.47
شکل ‏2-16- جدا شدن مجموعه کالرد ملانژ از مجموعه افيوليتي50
شکل ‏2-17- آهکهاي قرمز در کالردملانژ51
شکل ‏2-18- بازالت‌هاي بالشي در کالرد ملانژ.51
شکل ‏3-1- موقعيت سنگ‌هاي مختلف مجموعه افيوليتي فارياب55
شکل ‏3-2- کاني اوليوين (Ol) و اسپينل کرومدار (Spl) و سرپانتين (Ser) در دونيت سرپانتينيشده در نور (PPL).58
شکل ‏3-3- بافت ساعتشني در سنگ مادر دونيتي60
شکل ‏3-4- بافت ساعتشني در سنگ مادر دونيتي60
شکل ‏3-5- رسوب اکسيدهاي آهن و کاني اوپاک در امتداد شکستگي
در دونيت در نور (PPL).61
شکل ‏3-6- تبلور مجدد کاني اوليوين در سنگ دونيت در نور( XPL).61
شکل ‏3-7- کاني کروميت خود‌شکل و حاشيه سرپانتيني اطراف آن در نور (PPL).63
شکل ‏3-8- کاني اسپينل کروم‌دار نيمه خود‌شکل و حاشيه دگرساني اطراف آن63
شکل ‏3-9- زاويه برخورد 120 درجه بين بلورهاي کلينوپيروکسن و اوليوين65
شکل ‏3-10- يکي از مغزه‌هاي حفاري حاوي کاني‌هاي سولفيدي معدن فطر665
عنوان صفحه
شکل ‏3-11- تيغههاي جدايشي اورتوپيروکسن در درون کاني کلينوپيروکسن
در نور (Xpl).66
شکل ‏3-12- کاني سولفيدي و بقاياي کاني اوليوين که تحت تاثير دگرساني
قرار گرفته است، در نور (Xpl).67
شکل ‏3-13- کاني اورتوپيروکسن که از محل رخها دگرساني باستيتيشدن شروع
شده است، در نور (XPL).68
شکل ‏3-14- کاني اوپاک (سولفيد) بي‌شکل در نمونه کلينوپيروکسنيت در نور( XPL ).69
شکل ‏3-15- نمونه ورليت از يکي از گمانه‌هاي حفاري در نور( XPL).71
شکل ‏3-16- حاشيه دگرساني در اطراف کاني سولفيدي بي‌شکل در نور (PPL).72
شکل ‏3-17- ترک‌هاي کششي موجود در کروميت که عمود بر جهت طويلشدگي
مي‌باشند.74
شکل ‏3-18- کاني اسپينل کروم‌دار بي‌شکل در نور XPL وPPL76
شکل ‏3-19- کاني کلينوپيروکسن دگرشکل شده با خاموشي موجي در نور(XPL).77
شکل ‏3-20- نمونه دونيت از بخش جنوبي مجموعه در نور (XPL).78
شکل ‏3-21-آثار سولفيدهاي دگرسانشده داخل تونل فطر 681
شکل ‏3-22- کاني پنتلانديت در نور انعکاسي82
شکل ‏3-23- كاني هاي سولفيدي اوليه در کمپلکس فارياب در نور انعكاسي.82
شکل ‏3-24- کاني پيروتيت در نور انعکاسي83
شکل ‏3-25- کاني پيروتيت در نور انعکاسي83
شکل ‏3-26- رسوب کاني‌هاي سولفيدي ثانويه در امتداد شکستگي‌ها85
شکل ‏3-27- الف) بافت شكافه پركن کوکاد دروغين در سولفيدها. ب) نهشته شدن
سولفيدها در امتداد سطوح رخ اورتوپيروکسن در سنگ ميزبان85
شکل ‏4-1- دستگاه پوششدهنده مقاطع مورد آناليز90
شکل ‏4-2- تصوير دستگاه الکترون ميکروپروب91
عنوان صفحه
شکل ‏4-3- ترکيبات اوليوين در سيستم Ca2SiO4 ـ Mg2SiO4 ـ Fe2SiO492
شکل ‏4-4- دياگرام تعادلي براي تبلور مايع در سيستم اوليوين93
شکل ‏4-5- شعاع يوني و حالت هاي اکسيداسيون کاتيون‌هايي که در شبکه اوليوين وارد مي‌شوند93
شکل ‏4-6- کاتيونهاي شرکت کننده در ساختار کاني پيروکسن100
شکل ‏4-7- سري محلول جامد بين پيروکسن‌ها100
شکل ‏4-8- تقسيم بندي پيروکسن‌ها101
شکل ‏4-9- ترکيب پيروکسن‌هاي پريدوتيت‌هاي مجموعه افيوليت فارياب102
شکل ‏4-10- نمودار تغييرات TiO2 در برابر Al2O3 در کاني کلينوپيروکسن در نمونه‌هاي ميزبان کاني‌هاي سولفيدي102
شکل ‏4-11- تصاوير ميکروسکوپ الکتروني (BSE) مربوط به کروميتيتهاي
تودهاي آناليز شده108
شکل ‏4-12- تصاوير ميکروسکوپ الکتروني کروميتيتهاي انتشاري آناليز شده108
شکل ‏4-13- تعيين نوع کروميتيت‌هاي آناليز شده با استفاده از نسبت هاي
اتمي Cr-Al-Fe+3109
شکل ‏4-14- موقعيت کروميتيتهاي مورد بررسي در نمودارAl2O3 نسبت به Cr2O3109
شکل ‏4-15- نمودار پراکنش Cr2O3 در برابر Al2O3 ،کروميتيتهاي آناليز شده110
شکل ‏4-16- نمودار تغييرات TiO2 در برابر Cr# در کروميتيت‌هاي مجموعه افيوليتي111
شکل ‏4-17- همبستگي منفي بين MgO-FeO111
شکل ‏4-18- تغييرات درصد وزني TiO2 نسبت به Al2O3در کروميتيتهاي آناليز شده112
شکل ‏4-19- تعيين ترکيب مذاب مادر کروميتيتهاي آناليز شده
مجموعه افيوليتي فارياب114
شکل ‏4-20- موقعيت ترکيب شيميايي کاني‌هاي پنتلانديت فارياب در مقايسه
با انواع مشابه از منطقه افيوليتي شتلند117
عنوان صفحه
شکل ‏4-21- همبستگي منفي بين Fe و Ni118
شکل ‏4-22- تصاوير ميکروسکوپ الکتروني کانيهاي سولفيدي و سيليکات ميزبان118
شکل ‏4-23- تغيير در انحلالپذيري سولفيد بصورت تابعي از تبلور پيشرونده
در يک ماگماي مافيک.121
جدول ‏4-8- برآوردهاي ضرايب تفکيک سولفيد ـ سيليکات براي فلزات پايه و ارزشمند در ماگماهاي اولترامافيک ـ مافيک122
شکل ‏4-24- نسبتهاي بين ضرايب تفکيک (D)، فاکتور (R) و درجه غنيشدگي
(Csul/C0) عناصر در فاز سولفيدي.125
شکل ‏4-25- تاثير تغييرات فاکتور R بر روي تمرکز Ni و Pt در جزء سولفيدي
غيرقابل امتزاج در تعادل با يک ماگماي بازالتي125
فصل اول
مقدمه
کليات
اغلب ذخاير بزرگ سولفيدي ماگمايي جهان از نوع Ni+Cu و PGE با بخش‌هاي زيرين مجموعه‌هاي سنگي مافيک و اولترامافيک لايه‌اي همراه هستند. سنگ‌هاي اولترامافيک، خود داراي منشاء ماگمايي بوده و بصورت انواع سنگ‌هاي مختلف در بخش‌هاي زيرين پوسته و يا در سطح زمين تشکيل شده‌اند. مطالعه سنگ‌هاي اولترامافيک مي‌تواند فرآيندهاي مؤثر در تکوين سنگ‌هاي ماگمايي و فرآيندهايي که بعد از تشکيل سنگ سبب تغيير ترکيب آن مي‌گردد، نظير واکنش مذاب ـ پريدوتيت را به خوبي نشان دهد. تودههاي افيوليتي عليرغم اينکه در گروه مجموعه سنگهاي مافيک و اولترامافيک طبقه‌بندي مي‌شوند و از نظر برخي از ذخاير معدني نظير کروميت مورد توجه بوده‌اند ولي فاقد اينگونه نهشته‌هاي بزرگ سولفيدي مي‌باشند. عدم وجود داده‌هاي دقيق بر روي ترکيبات سولفيدي، روشن نبودن جايگاه سنگ‌شناسي واحدهاي سنگي ميزبان کاني‌هاي سولفيدي و پيچيدگي زياد سنگ‌شناسي مناطق عميق افيوليتي موجب شده است که مطالعات علمي و اکتشافي اين ترکيبات به شکل هدفمند داراي عمر کمي ‌باشند. با توجه به اينکه رسيدن ماگماي سيليکاتي اوليه به حالت اشباع از سولفيد، جدايش مايع سولفيدي از مذاب سيليکاتي مادر و تجمع عناصر كالكوفيل در آن و سپس تمرکز قطرات مايع سولفيدي لازمه تشکيل كانسارهاي سولفيدي ماگمايي است، احتمالاً چنين شرايطي در مجموعه‌هاي افيوليتي که از نظر کانسارهاي سولفيدي ماگمائي فقير مي‌باشند کمتر ايجاد مي‌شود (Naldrett, 2004). کانسار سولفيد نيکل اکوج1 در افيوليت‌هاي زامبيل2 فيليپين (Naldrett, 1989;Evans, 1993) و کانسار کليفز3 در افيوليت شتلند4 اسکاتلند (Naldrett, 1989) به عنوان کانسارهاي سولفيدي مرتبط با افيوليت‌ها اين اميد را بهوجود آورده است که تحت شرايطي در مجموعه‌هاي افيوليتي ميتوان انتظار کانه‌زايي سولفيدي را داشت. مدل‌هاي زيادي بر اساس سازوکار تشکيل توده‌هاي افيوليتي (محيط شکافت قارهاي، محيط تيغههاي وسط اقيانوسي، محيط جزاير قوسي و …..) ارائه شده است. ماهيت ماگماي مادر و ترتيب جايگيري ترکيبات مختلف در سطوح متفاوت ستون چينهشناسي داراي اهميّت علمي و اکتشافي فراواني است. مجموعه افيوليتي فارياب جزئي از مجموعه‌هاي افيوليتي کمربند زاگرس بوده که در منتهياليه مرز کمربند زاگرس و منطقه مکران قرار دارد. منطقه فارياب بزرگ‌ترين منطقه معدني کروميت ايران مي‌باشد و با توجه به اينکه کاني‌هاي سولفيدي در اين منطقه به ويژه در معدن فطر 6 مشاهده شده‌اند، در اين رساله سعي بر آن است که با استفاده از مطالعات صحرايي، پتروگرافي، ژئوشيمي کاني‌ها و سنگ به بررسي کانه‌زايي سولفيدي ماگمايي و اسپينل‌هايکروم‌دار و سنگ‌هاي سيليکاتي ميزبان در اين مجموعه افيوليتي پرداخته شود.
افيوليت
افيوليت‌ها، قطعات باقي‌مانده ليتوسفر اقيانوسي هستند که در اکثر سلسله کوههاي بزرگ زمين در قاره‌ها و جزاير جايگيري شده‌اند. سن آنها بسيار متفاوت است، سن قديميترين آن‌ها مربوط به پروتروزوئيک با سن در حدود 800 ميليون سال ميباشند. افيوليتها علاوه بر پرکامبرين (پروتروزوئيک) در فانروزوئيک نيز تشکيل شدهاند، قابل ذکر است که تمرکز اصلي افيوليتها در محدوده مزوزوئيک-سنوزوئيک است (Moores et al., 2000). سلسله کوههايي که در نتيجه تصادم و برخورد به وجود آمده‌اند مانند آپالاش، اورال يا حتي کوههاي عظيمي که به آن سلسله جبال آلپي مي‌گويند غني از توده‌هاي افيوليتياند و ميتوان آنها را در امتداد نواري پرپيچ و خم و خطي، در طول هزاران کيلومتر تعقيب کرد. واژه افيوليت در سال 1813 توسط برونيار، براي معرفي سنگي با زمينه سرپانتيني که کاني‌هاي مختلفي در آن وجود داشته و غالباً با سنگ‌هاي آتشفشاني، گابروها و رسوبات سيليسي يا چرت همراه بوده، به کار رفته است (Brongniart, 1813). در طي قرن نوزدهم و اوايل قرن بيستم، اصطلاح افيوليت، معرف تجمعي از سرپانتينيتها، گابروها و اسپيليتها با يا بدون راديولاريت يا چرتهاي وابسته بود که در ليگور آپنين5 و در آلپ غربي داخلي رخنمون داشتهاند. اين رخنمونهاي افيوليتي آلپي، به شدت تکتونيزه، چينخورده و دگرگون شده‌اند. استينمن (1927)، در يک بازنگري، که وي آن را مجموعه سه قسمتي معرفي کرد (متشکل از سرپانتينيتها، ديابازها و راديولاريتها) همزادي انواع ماگمايي (سرپانتينيتها ـ گابروها، ديابازها و اسپيليتها) را پيشنهاد کرد. به نظر وي، تمام اين‌ها در يک لاکوليت عظيم تفريق يافته و به داخل رسوبات ژئوسنکلينال تزريق شده‌اند (Steinmann, 1927). درور (1957) در مقالهاي از منشأ گوشتهاي پريدوتيت‌هاي نوع آلپي و جايگزيني تکتونيکي به حالت جامد قطعات گوشته فوقاني آن، دفاع کرد (De Roever, 1957). در اواخر سالهاي 1960، با بررسيهاي دقيقي که در يونان، قبرس، ترکيه و عمان انجام شد به اين نتيجه رسيدند که استقرار تکتونيکي قطعات ليتوسفر اقيانوسي شامل دو مجموعه کاملاً متفاوت است:
1 ـ تکتونيتها6: بخش گوشته پريدوتيتي قاعدهاي که با دگرشکليهاي پلاستيک دماي بالا مشخصاند.
2 ـ کومولاها7: توالي ماگمايي پوستهاي با دگرشکلي کم که يک بخش گابرويي آن از نوع انباشتهاي است.
در اوايل سالهاي 1970، کولمن، براي معرفي تکتونيک خاص ليتوسفر اقيانوسي بر روي حاشيه قاره‌ها، اصلاح فرارانش را به کار برد (Coleman,1970). اختلاف نظر بين زمين شناسان اروپايي و زمين شناسان آمريکايي باعث شد که همه در تعريف اصطلاح مشترک افيوليت به توافق برسند. کنفرانس پن روز8 در سال (1972) به همين منظور تشکيل شد و نتايج آن به شرح زير مي‌باشد (Anonymous, 1972):
واژه افيوليت جهت معرفي مجموعه‌اي خاص از سنگ‌هاي مافيک تا الترامافيک به کار مي‌رود، بنابراين اين واژه نام يک سنگ خاص نيست، طبق اين تعريف، يک مجموعه افيوليتي از قاعده تا بالا شامل (شکل1-1):
1ـ مجموعه الترامافيک، شامل هارزبورژيت، لرزوليت، دونيت با مقادير متفاوت که معمولاً فابريکهاي تکتونيکي از خود نشان مي‌دهند.
2ـ مجموعه گابرويي که بيشتر بافت کومولايي داشته و معمولاً واجد کومولاهاي پريدوتيتي و پيروکسنيتي بوده و عموماً دگرشکلي کمتري نسبت به مجموعه الترمافيک قبلي دارند.
3ـ مجموعه دايکهاي صفحهاي که به عنوان مجاري تغذيه کننده واحدهاي آتشفشاني فوقاني عمل کردهاند.
4ـ مجموعه آتش‌فشاني بازيک که عموماً به صورت بازالت‌هاي بالشي در بخش بالايي توالي افيوليتي و در زير رسوبات فوقاني گسترش دارند.
5ـ سنگ‌هاي همراه افيوليت‌ها که عبارتند از:
ـ يک بخش رسوبي فوقاني که به طور مشخص از چرت‌هاي نواري، شيل‌هاي نازک بين لايه‌اي و کمي سنگ آهک تشکيل شده‌اند.
ـ توده‌هاي پوديفورم9 کروميت که معمولاً داخل دونيت‌ها يافت مي‌شوند.
ـ سنگ‌هاي نفوذي و نيمه عميق فلسيک سديک (پلاژيوگرانيت).
بايد ذکر کرد که محققان نکات کلي زير را به تعريف فوق اضافه کرده‌اند:
ـ سطح تماس گسلي بين واحدهاي قابل نقشهبرداري بسيار زياد است و ممکن است، مقاطع کامل وجود نداشته باشد.
ـ يک مجموعه افيوليتي ممکن است ناکامل، قطعه قطعه و جدا از هم و دگرگون شده باشد.
ـ اگرچه معمولاً افيوليت‌ها را به عنوان نماينده پوسته اقيانوسي يا گوشته فوقاني ميدانند ولي کاربرد واژه افيوليت بايد مستقل از منشأ فرضي آن باشد. در دو دهه بعد، ثابت شد که افيوليت‌ها بسيار متنوعاند ولي تعريف افيوليت، با گذشت زمان پابرجا مانده و مورد قبول همه است.

شکل ‏1-1- يک ستون افيوليتي، نظير آنچه در بيانيه کنفرانس پن روز (1972) مشخص شده است. A= پريدوتيت برجا مانده گوشته، B1= کومولاي لايه لايه اولترامافيک، B2= کومولاي لايهلايه گابرويي، B3= گابرو ايزوتروپ، C= مجموعه رگهاي (دايک ديابازي) ، D= روانه بازالتي
(گدازه بالشي) ، E= رسوبات پلاژيک، MP= موهوي پترولوژيکي، Ms= موهوي لرزهاي
(Caron et al., 1989).
منشأ افيوليت‌ها
وضعيت ژئوديناميکي و منشاء افيوليت‌ها مسأله مهمي است، در اين راستا ژئوشيميست ژاپني (Miyashiro, 1973) کار تحقيقي در مورد ژئوشيمي سنگ‌هاي خروجي و برپايه نمودارهايي که بر اساس ارتباط عناصر پايهگذاري شده بود منتشر کرد. در اين کار تحقيقي، رفتار عناصر اصلي و فرعي در گدازههاي افيوليت ترودوس10 در قبرس را انتشار داد که تماماً مشخصات ولکانيسم نوع کمان11 را نشان ميدادند و به هيچ وجه مشابه خصوصيات ژئوشيمي بازالت‌هاي نوع پشتههاي ميان اقيانوسي ( MORB) نبودند. ژئوشيميستهاي ديگر نيز طيف وسيعي از افيوليت‌ها با خصوصيات کمان را توصيف نمودند. مجموعه ‌اين تحقيقات بنائي محکم جهت معرفي افيوليت‌هاي نوع فوق فرورانش12 را فراهم کرد. امروزه مشخص شده است که تعدادي از حوضههاي اقيانوسي در موقعيت پشت قوس13 واقع شده‌اند. از طرفي ميتوان حوضه هاي اقيانوسي را در حاشيه قاره‌ها و يا درون کمان‌ها و در محل پيشاني کمآن‌ها14 مشاهده کرد که گوياي محل برخورد يا تصادم هستند. سرنوشت اين حوضههاي اقيانوسي با موقعيت تکتونيکي اين چنين، با سرنوشت جزاير قوسي همزمان، که در محل پوسته قارهاي به وجود آمده‌اند، به نوعي گره خورده است. بنابراين ميتوانيم فرضکنيم که در گذشته تعدادي از افيوليت‌هاي فرارانده بر روي حاشيه قاره‌ها از حوضههاي اقيانوسي حاشيهاي منشأ گرفتهاند
(درويش زاده، 1381).
تقسيمبندي افيوليت‌ها
در حال حاضر، حدود 150 مجموعه افيوليتي با سن متفاوت شناسايي شده و از بين آن‌ها حدود 40 مورد از آنها دقيقاً نقشهبرداري و توصيف شده‌اند (Nicolas, 1989). اين افيوليت‌ها، شواهد با ارزشي از کف اقيانوس و امکان مطالعه دقيق ساختمان و ترکيب پوسته اقيانوسي و گوشته فوقاني وابسته به آن را در طول مقاطع زمين‌شناسي به ما عرضه مي‌کنند (شکل1ـ2). افيوليت‌ها را از نظر ماهيت سنگ‌شناسي پريدوتيت‌هاي گوشته‌اي برجا مانده به 3 گروه بزرگ تقسيم کرده‌اند ( (Nicolas & Boudier, 2003:
الف) افيوليت‌هاي نوع هارزبورژيتي (HOT): در اين نوع افيوليت‌ها مقطع گوشته‌اي اساساً هارزبورژيتي است و بيشتر تهي شده‌اند مثل افيوليت عمان.
ب) افيوليت‌هاي نوع لرزوليتي (LOT): اين افيوليت‌ها انواعي را شامل مي‌شوند که مقطع گوشته لرزوليتي داشته و کمتر تهي شده‌اند. نظير افيوليت ليگوريا15 در ايتاليا.
ج) افيوليت‌هاي نوع حدواسط (LHOT): افيوليت‌هايي که مقطع گوشته‌اي آن‌ها از هارزبورژيت و لرزوليت است مثل افيوليت ترودوس قبرس.
اين تمايز اساسي اولين بار به وسيله نيکولا و جکسون (1972)، در مورد افيوليت‌هاي کوههاي مديترانه پيشنهاد شد يعني جايي که به وضوح يک ايالت شرقي با افيوليت‌هاي هارزبورژيتي و يک ايالت غربي با افيوليت‌هاي لرزوليتي مشخص شده است (شکل 1-3)، اين دو نوع در حوالي ديناريد، آلباني و صربستان به هم وصل شده و در همينجا، دو نوار به موازات هم تشکيل مي‌دهند. افيوليت‌هاي نوع هارزبورژيتي نشان دهنده درجه ذوب بخشي بالاي گوشته هستند که تصور مي‌شود نشانه گسترش سريع پشتههاي ميان اقيانوسي هستند، در حالي که افيوليت‌هاي نوع لرزوليتي نشاندهنده درجه پايينتري از ذوب بخشي هستند که بيانگر گسترش کند پشتههاي مياناقيانوسي و يا يک محيط ريفتي مي‌باشند. نوع بازالت‌هايي که همراه اين دو نوع پريدوتيت تشکيل مي‌شوند، دليل ديگري بر درجه ذوب بخشي آن‌ها است زيرا در نوع هارزبورژيتي، بازالت‌ها از نوع تولئيتي و در نوع لرزوليتي به سمت آلکالن ميل
ميکند ((Juteau, 1999.
شکل ‏1-2- افيوليت‌هاي نوع (HOT) و افيوليت‌هاي نوع (LOT)
الف ـ مقطع ستوني نمونه افيوليت عمان (نوع هارزبورژيتي با پوسته ضخيم و پيوسته)
ب – مقطع ستوني نمونه افيوليت تريتيني (نوع لرزوليتي با پوسته نازک و پيوسته)
ج ـ مقطع ستوني نمونه افيوليت ليگورو-پيه مونته (نوع لرزوليتي با پوسته نازک و ناپيوسته)
1ـ پيلولاوا بازالتي 2- مجموعه رگه اي 3- گابرو فوقاني ايزوتروپ يا فولياسيون دار 4- گابرو لايه لايه 5- پلاژيوگرانيت 6- نفوذي ورليتي 7- سيل گابرويي 8- کروميت پاديفورم 9- دايک گابرويي 10- دونيت بر جا مانده 11- هارزبورژيت فولياسيوندار
برگرفته از (Boudier & Nicolas, 1985 و Nicola, 1989).
شکل ‏1-3- نقشه سادهاي از حوزه آلپي حاشيه مديترانه که در آن پراکندگي توده‌هاي افيوليتي نشان داده شده است. افيوليت‌هاي نوع لرزوليتي (دايرههاي تو خالي) و افيوليت‌هاي نوع هارزبورژيتي (دايرههاي توپر)(Nicolas & Jackson, 1972).
پيرس و همکاران (1984) با تاکيد بر شيمي سنگ، رسوبات همراه، سن جايگيري و کاني زائي، افيوليت‌ها را به دو دسته تقسيم کرده‌اند:
1ـ افيوليت‌هايي که در پشته‌هاي ميان اقيانوسي تشکيل شده‌اند (MOR).
2ـ افيوليت‌هايي که خصوصيات ژئوشيميايي حدواسط پشته‌هاي ميان اقيانوسي و جزاير قوسي دارند و وجود مؤلفههاي فرورانش در اين نوع افيوليت مهم است (SSZ).
مقايسه و بحث در مورد پترولوژي و ژئوشيمي افيوليت‌هاي نوع (MOR) و افيوليت‌هاي نوع (SSZ)، نمايش تفاوتهاي موجود ميان بازالت‌هاي پشته‌هاي ميان اقيانوسي (MORBs ) و تولئيتهاي جزاير قوسي (IATs) است. افيوليت‌هاي زون سوپراسابداکشن (SSZ) يا همان (IAT) نسبت به افيوليت‌هاي پشته‌هاي ميان اقيانوسي (MOR) به طور معمول از عناصر ليتوفيل بزرگ يون (LILE) مثل U, K, Pb, Cs, Rb, Ba غني هستند و از عناصر با پتانسيل يوني بالا (HFSE ) مثل Ta, Nb, Hf, Zr, Ti تهي هستند و در برخي موارد از عناصر REE نيز تهي هستند (Pearce et al., 1995) .پلاژيوکلاز موجود در گابروهاي کوموليتي افيوليت‌هاي (SSZ) در مقايسه با گابروهاي افيوليتي نوع (MOR) بسيار کلسيک هستند (An>92). اوليوين افيوليت‌هاي نوع (MOR) در مقايسه با افيوليت‌هاي نوع ((SSZ داراي مقدار فورستريت بالاتر هستند که اين موضوع با Mg بالاتر ماگماي (MORBs) هماهنگي دارد (Yumul, 1987; Stern et al, 1989). افيوليت‌هاي (MOR) به طور کلي داراي لرزوليت به عنوان گوشته باقي‌مانده هستند در مقابل افيوليت‌هاي نوع (SSZ) داراي هارزبورژيت به عنوان گوشته باقي‌مانده است (Serri et al., 1985).
افيوليت‎هاي ايران
در مورد چگونگي تشكيل مجموعه‎هاي افيوليتي، تاكنون بحث‎ها و نظرات متفاوتي ارائه شده است كه در بين آنها پديده‎هايي همچون كافتيشدن پوسته و فرارانش وابسته به برخورد صفحه‎ها و بازماندن اين مجموعه‎ها در محل زمين درزها از همه مهم‎تر است. هر يك از نظريات مي‎توانند در ماهيت افيوليت‎هاي ايران نقش داشته باشند. نوع ماگماي بوجود آمده و يا نوع رسوبات همراه با سري‎هاي افيوليتي ايران، تفاوت‎ها و مغايرت‎هايي با يکديگر نشان مي‎دهند. بررسي مجموعه هاي افيوليتي ايران نشانگر تشكيل آنها طي دو مرحلة مي‌باشند:
مرحلة 1ـ مرحله كششي است كه با ايجاد شكاف در پوسته همراه است. اين شكاف‎ها كه تا سست‎كره ادامه داشته، مسير مناسبي براي جايگيري ماگماهايي با تركيب بازالتي مي‌باشند.
مرحلة 2ـ مرحلة فشردگي است كه باعث بسته شدن كافت اوليه و در نتيجه راندگي مجموعه افيوليتي بر روي لبة قاره‎اي است. روشن است كه راندگي مورد گفته شده، محدود به زمان جايگيري اوليه نبوده، بلكه همزمان با رويدادهاي زمين‎ساختي بعدي اين عمل تكرار شده ‎است (Ricou, 1974).
در مورد شرايط ترموديناميكي جايگزيني افيوليت‎ها، چهار نظرية وجود دارد:
1ـ نظرية جايگزيني، به صورت جامد و سرد
2ـ نظرية فعاليت نفوذي – آتشفشاني16
3ـ نظريةآتشفشاني
4- نظرية فعاليت نفوذي (در مورد افيوليت‎هاي ايران نظرية سرد و جامد پذيرفتني‎تر است).

در این سایت فقط تکه هایی از این مطلب 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

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

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

اینجا کلیک کنید

افيوليت ملانژ و کالردملانژ
اکثر مجموعه‌هاي افيوليتي ايران بشدت درهم ريخته بوده و واحدهاي آن را نميتوان از هم جدا و مشخص کرد، در اين حالت به آن افيوليت ملانژ يا مخلوط افيوليتي مي‌گويند و براي آن که نشان دهند اين مجموعه بر اثر فرآيندهاي تکتونيکي حاصل شده، اصطلاح تکتونيک ملانژ نيز در مورد آن‌ها به کار رفته است. افيوليت ملانژ معادل کالرد ملانژ است که اولين بار به وسيله گانسر17 (1955) در مورد ملانژهاي ايران به علت تنوع سنگي و رنگي به کار گرفته شد. فرق افيوليت ملانژ با افيوليت‌هاي کلاسيک يکي همان در هم ريختگي شديد است که در بالا به آن اشاره شد و ديگري، دگرساني و آلتراسيون بسيار شديد و پيشرفتهاي است که در اين مجموعه‌هاي در هم ريخته ديده مي‌شود. اين امر کاملا طبيعي است، زيرا محلولهاي هيدروترمال به آساني و سرعت بيشتري در درزها و شکافها نفوذ مي‌کنند و عمل دگرساني را انجام مي‌دهند و تشکيل رگه‌هاي قابل استخراج نظير آزبست، منيزيت، و غيره نيز به همين مساله ارتباط دارد. امروزه در زمين‎شناسي ايران واژة آميزة رنگين بسيار رايج است، به گونه‎اي كه حتي در نواحي افيوليتي فاقد ويژگي آميختگي نيز از اين اصطلاح به غلط استفاده مي‎شود.
دگرساني در افيوليت ملانژهاي ايران
مجموعه‌هاي افيوليتي ايران در اکثر موارد تحت تاثير محلولهاي هيدروترمال قرار گرفتهاند، بنابراين دگرساني شديدي متحمل شده‌اند. حاصل اين تجزيه و تخريب، پيدايش سنگ‌ها و کاني‌هايي است که در پارهاي از موارد از نظر اقتصادي ارزش دارند.
دگرسانيهاي متداول در مجموعه‌هاي افيوليتي عبارتند از:
ـ اوراليتي شدن پيروکسنها که با پيدايش اوراليت يا حتي کلريت همراه است .
ـ سرپانتيني شدن اليوين و پيروکسن که در جوار آن بايد تشکيل کربناتها وآزبست را نيز خاطرنشان کرد. گاهي شدت تجزيه و دگرساني به نحوي است که مجموعه اولترامافيک تماماً به سرپانتينيت تبديل مي‌شود.

ـ تالک که خود از دگرساني پيشرفته سنگ‌هاي سرپانتينيت به وجود ميآيد.
ـ کربناتيشدن، که تحت فشار زياد گاز کربينيک و بخارآب، همزمان و بعد از سرپانتينيشدن انجام مي‌شود. نتيجه اين دگرسانيها تشکيل سنگ‌ها و کاني‌هاي ثانوي نظير رودنگيت، افي کربنات (ليستونيت)، منيزيت وآزبست است.
ـ رودنگيت: سنگي است به صورت لايههاي غير ممتد يافت مي‌شود و از دگرساني پيشرفته سنگ‌هاي گابروئي به وجود ميآيد. با توجه به ترکيب کاني‌شناسي آن (هيدروگروسولر، کلريت، ايدوکراز، پرهنيت، اسفن و آپاتيت) ميتوان تصور کرد که اين سنگ همزمان با پديده سرپانتينيشدن تشکيل مي‌شود.
ـ افيکربنات يا ليستوينيت: افيکربناتها ممکن است به شکل توده مانند، يا به صورت شبکه مانند در درون سرپانتينيتها قرار داشته باشند. اين سنگها تحت تاثير متاسوماتيسم شديدي به وجود مي‌آيند که مواد سيال نظير آب و گازکربنيک درآن نقش مهمي به عهده دارند. زيرا اين عمل در طول گسل‌ها و بويژه در محل تقاطع گسل‌ها شدت زيادتري دارد و علاوه بر سنگ‌هاي بازيک و اولترابازيک، سنگ‌هاي آتشفشاني مجاور نيز گاهي به کربنات تبديل شده‌اند. بنابراين، پديده مزبور در يک زمان و در امتداد شکستگي‌ها انجام مي‌شود. رنگ افيکربناتها زردنخودي و بندرت قهوهاي رنگ (به علت فراواني سيدريت) است. در زير ميکروسکوپ علاوه بر منيزيت و گاهي سيدريت و بندرت دولوميت، سرپانتين (نوع کريزوتيل – آنتي گوريت )، سيليس ثانوي از نوع کالسدون و گاهي تالک و کلريت نيز ديده مي‌شوند.
ـ منيزيت (Mgco3): در مناطق سرپانتيني شده، سرپانتينيتها بر اثر پديده کربناتيشدن به منيزيت تبديل مي‌شوند و در صورتي که ناخالصي نداشته باشد از نظر اقتصادي قابل استخراج است. نوع خالص آن سفيد رنگ، متراکم و شکستگي صدفي دارد و گاهي به شکل توده متراکم يا گل کلمي ديده مي‌شود. در بسياري از ملانژهاي افيوليتي ايران بويژه در مشرق ايران (درجنوب بيرجند و سبزوار) و مشرق گسل نهبندان ديده شده است.
ـ آزبست يا پنبه کوهي يا پنبه نسوز: اين کاني که در واقع نوعي آمفيبول محسوب مي‌شود از تجزيه اوليوين و سرپانتين تحت تاثير محلول هاي هيدروترمال به وجود ميآيد. غالباً به شکل رگه‌هاي کوچک سانتيمتري يا کوچکتر، به صورت الياف موازي ديده مي‌شود که سنگ ميزبان را به صورت شبکه درهمي فرا ميگيرد. هر قدر دگرساني شديدتر باشد آزبست فراوانتر است. مهمترين معادن آزبست در ايران، در اولترابازيکهاي مشرق ( شرق ايران و شمال مکران) وجود دارد. در کوههاي بشاگرد طول رشتهها به 10 سانتيمتر هم مي‌رسد.
پراكندگي جغرافيايي افيوليت‎هاي ايران
کشور ايران داراي موقعيت ژئوتکتونيکي ويژهاي است، زيرا تشکيل پوسته واحد ايران از صفحات مجزا نتيجه حرکت نسبي دو قاره بزرگ اوراسيا در شمال و گندوانا در جنوب مي‌باشد ، افيوليت‌ها و آميزه‌هاي رنگين در ايران شواهد پوسته اقيانوسي مي‌باشند و به همين علت مجموعه‌هاي اوفيوليتي نقش مهمي در شناخت پوسته ايران دارند. مولفين زيادي افيوليت‌هاي ايران را بر اساس موقعيت جغرافيايي آن‌ها (Takin, 1972; Stocklin, 1974)، مدل زايشي و موقعيت ساختماني آن‌ها (Knipper et al., 1986, Desmons & Beccaluva, 1983) و سن آن‌ها (Arvin & Robinson, 1994; Weber-Die fenbach et al., 1986) تقسيمبندي کرده‌اند.
افيوليت‌هاي ايران از نظر موقعيت جغرافيايي به 4 گروه تقسيم مي‌شوند (Torabi, 2009):
1ـ افيوليت‌هاي شمال ايران که در طول رشته کوههاي البرز قرار گرفتهاند (افيوليت‌هاي رشت).
2ـ افيوليت‌هاي زاگرس که ظاهراً ادامه افيوليت‌هاي عمان هستند (افيوليت‌هاي نيريز و کرمانشاه).
3ـ افيوليت‌ها و آميزه‌هاي رنگين ناحيه مکران که در جنوب شرق ايران واقع شده‌اند.
4ـ افيوليت‌ها و آميزه‌هاي رنگين مرز مايکروپليت ايران شرقي و مرکزي (CEIM)،(شکل 1-4) پراکندگي مجموعه‌هاي افيوليتي ايران را نشان داده است.
لازم به ذکر است كه اگرچه با تكيه بر سن واحدهاي رسوبي همراه، بيشتر مجموعه‎هاي افيوليتي ايران به سن كرتاسةپسين در نظر گرفته شده، ولي:
ـ در پاره‎اي از نواحي ايران افيوليت‎هايي به سن پركامبرين (در ناحية انارك) و يا پالئوزوييك (در شمال ايران) هم شناسايي شده است.
ـ سن كرتاسة پسين بيشتر مربوط به واحدهاي رسوبي همراه است و اين احتمال وجود دارد كه به ويژه سنگ‎هاي اولترامافيكي مجموعه‎هاي موردنظر، سن قديميتر داشته‎ باشند.

شکل ‏1-4- پراکندگي مجموعه‌هاي افيوليتي ايران: بافت(BF)، بندزيارت(BZ)، اسفندقه(ES)، فارياب(FA)، فنج-مشکوتان(FM)، فرومد(FR)، ايرانشهر(IR)، جازموريان(JZ)، خوي(KH)، کرمانشاه(KR)، ميناب(MI)، مشهد(MS)، نايين(NA)، نيريز(NY)، رباط سفيد(RBS)، رشت(RS)، سبزوار(SB)، شهربابک(SHB) (Yaghubpur & Hassannejad, 2006).
اهميت اقتصادي افيوليت‌ها
در يک مجموعه افيوليتي ميتوان کانسارهاي اوليه و ثانويه را از يکديگر متمايز کرد. کانسارهاي اوليه مانند کروميت، نيکل، مس سولفيدي، آهن و غيره و انواع ثانويه بوکسيت، آزبست و را نام برد.
الف – کانسارهاي اوليه:
ـ کانسار کروميت:
کانسارهاي کروميت موجود در مجموعه‌هاي افيوليتي معمولاً در منطقه انتقالي هارزبورژيت تکتونيتي به سنگ‌هاي انباشتي و معمولاً به صورت عدسيهايي که به طور ناهمشيب نسبت به هارزبورژيت تکتونيزه قرار دارند. در مجموعه‌هاي افيوليتي که شديداً تغيير شکل يافتهاند، عدسيهاي کروميتي ممکن است نسبت به هارزبورژيت دربرگيرنده به طور هم شيب قرار گرفته باشند. در پايينترين بخش از انباشتيهاي مربوط به توالي پوستهاي نيز کانسارهاي کروميت ممکن است يافت شوند. مهمترين معادن کروميت در مجموعه‌هاي افيوليتي يافت مي‌شوند که از لحاظ تکتونيکي کمتر دستخوش تغيير بوده‌اند. افيوليت‌هاي نوع (SSZ) براي نهشته‌هاي اقتصادي کروميت در مقايسه با افيوليت‌هاي (MOR) مناسبتر هستند (Pearce et al., 1984) که اين امر مي‌تواند به دليل حضور آب در ايجاد افيوليت‌هاي نوع (SSZ) باشد.
ـ کانسارهاي عناصر گروه پلاتين (PGE):
کاني‌هاي گروه پلاتين و بخصوص آلياژهاي فلزات در کروميت‌ها، دونيت‌ها، پريدوتيت‌ها و پيروکسنيتهائي که داراي مقدار کم و بيش کروميت است از لحاظ کاني سازي سهم دارند. کانسارهاي عناصر گروه پلاتين (PGE) بيشتر همراه با سنگ‌هاي مافيک و اولترامافيک يافت مي‌شوند. در اين کانسارها عناصر گروه پلاتين همراه با کانيسازي سولفيدي نيکل و مس مي‌باشند. براي اکتشاف اين کانسارها بر مبناي الگوي کانسارهاي کشف شده در بوشولد و استيلواتر از نسبتهاي عناصر و نمودارهاي نرماليزه-کندريتي استفاده مي‌شود .در اينجا نيز ماده معدني يا به صورت انتشاري ظاهر مي‌شود ويا در عدسيها و لايههاي کوچکي تشکيل مي‌شود.
ـ کانسارهاي ماسيو سولفيد (VMS):
نهشته‌هاي ماسيو سولفيد، آهن و روي که به عنوان کانسارهاي نوع قبرسي طبقه‌بندي شده‌اند ممکن است در پيلولاواهاي افيوليت‌ها به صورت استراتاباند ديده شوند. سنگ‌هاي آتشفشاني کف اقيانوس در اثر عمل هيدروترمال در حد رخساره شيستسبز و زئوليت دگرگون شده و همراه آن‌ها، سولفيد تودهاي مشاهده مي‌شود (Gas & Smewing, 1973). به عقيده Coleman (1971) سولفيدهاي تودهاي در قسمت بالايي سري گدازههاي بالشي ترودوس و قبرس حتي تا دايکهاي ديابازي گسترش داشته و بر روي آن‌ها گل اخري از آهن با مقدار کمي منگنز ديده مي‌شود. افيوليت‌هاي فانروزوئيک ممکن است داراي نهشته‌هاي ماسيوسولفيد باشند که حدود 95% آن از پيريت با مقدار کمي کالکوپيريت، اسفالريت، مارکازيت با مقدار خيلي کم پيروتيت، گالن، طلا و نقره بوده و کاني‌هاي همراه آن کوارتز، ژيپس، کلريت و انواع سولفاتها است (Coleman, 1971).
ب ـ کانسارهاي ثانويه:
ـ در مناطقي که بارندگي زياد است، بر روي سطوح آلتره شده پريدوتيت‌هاي افيوليتي، لاتريتها تشکيل مي‌شوند و نيکل و آهن طي فرآيند لاتريتيشدن پس از عمل شستشو در سطح زمين متمرکز مي‌شوند به نقل از Coleman (1971) اين گونه ذخاير در عمان، اندونزي و کوبا شناخته شده‌اند.
ـ آزبست: آزبست در حين عمل سرپانتينيشدن پريدوتيت‌هاي مجموعه افيوليتي شکل مي‌گيرند به طوري که از 8/4 ميليون تن آزبست توليدي جهان، حدود 50% آن فقط از تشکيلات افيوليتي به دست ميآيد (Coleman, 1971).

کانه‌زايي سولفيدي در مجموعه‌هاي افيوليتي
از کانه‌زايي سولفيدي فلزاتپايه در مجموعه‌هاي افيوليتي (به ويژه منطقه مورد مطالعه) مي‌توان به موارد زير اشاره کرد:
کاني‌هاي ميلريت (NiS)، پنتلانديت 9S8(FeNi)، پيروتيت (Fe1-xS) که ميتوانند حامل عناصر گروه پلاتين (PGE) باشند. مدتهاي مديدي تصور مي شد که مجموعه‌هاي افيوليتي از عناصر گروه پلاتين (Pt, Pd, (Rh, Os, Ru, Ir و بخصوص از عناصرPt وPd که تشکيل کانسارهاي قابل بهرهبرداري را در مجموعه‌هاي لايهبندي شده آذرين نظير بوشولد در آفريقاي جنوبي را مي‌دهند عملاً فقير مي‌باشند. يکي از مهمترين دلايل اين وضعيت، کمبود و يا نبود تجمعات بزرگ ترکيبات غني از سولفيد در سنگ‌هاي مناطق عميق ستون افيوليتي است، که از مهمترين ترکيبات متمرکز کننده عناصر گروه پلاتين مي‌باشند. اکتشاف عناصر گروه پلاتين در کروميت‌ها و سولفيدهاي همراه کروميت‌هاي افيوليتي در دهههاي اخير بسيار جالب توجه بوده است (McElduff & Stumpfle 1989, Gunn 1989, Rajabzadeh 1998, Ohnenstetter 1992).
ميلريت: کاني فرعي نيکل است.
پيروتيت: به دليل داشتن نيکل، مس و پلاتين استخراج مي‌شود و در سادبوري انتاريو، منبع گوگرد و کانسنگ آهن مي‌باشد.
پنتلانديت: کاني اصلي نيکل است و کاربرد عمده نيکل نيز در فولاد مي‌باشد هم چنين نيکل سازنده اصلي فولاد ضدزنگ مي‌باشد. نيکل در آبکاري فلزات به کار مي‌رود، اما امروزه کروم به عنوان لاي? سطحي جانشين آن شده و نيکل به عنوان لاي? ضخيمتر زيرين به کار مي‌رود.
مصارف صنعتي عناصر گروه پلاتين: کاربرد در الکترونيک، کنترل دودخودروها، جواهرسازي، صنايع شيميائي و پلايش نفت و….. مي‌باشد.
مختصات، موقعيت جغرافيايي و عوامل زيربنايي
موقعيت جغرافيايي
مجموعه افيوليتي فارياب در شمال غرب نقشه 100000/1 ميناب (نقشه شماره 7443) با وسعت تقريبي 110 کيلومتر مربع در جنوب شرق ايران، در جنوبيترين نقطه استان کرمان و در حاشيه غربي گودال جازموريان و شمال منطقه مکران رخنمون يافته است. اين مجموعه در فاصله 140 کيلومتري از شمال شرق بندرعباس قرار دارد و نزديکترين شهر به اين منطقه افيوليتي شهر رودان با فاصله 30 کيلومتري مي‌باشد و بايد ذکر کرد روند عمومي اين منطقه شمال، شمال غرب بوده و منطقهاي به شکل تقريباً مثلثي است. مختصات جغرافيايي نقطه مرکزي مجموعه افيوليتي فارياب به قرار زير است:
طول جغرافيايي شرقي: 15ََ°57 تا 30َ °57
عرض جغرافيايي شمالي: 15َ °27 تا 30َ °27
منطقه مورد مطالعه از طريق راههاي آسفالته و شوسه مختلفي قابل دسترسي مي‌باشد. مجموعه معادن کروميت فارياب که در بخش شمالي مجموعه اولترامافيک سرخ‌بند قرار دارند از طريق يک راه آسفالته به جاده کهنوج ـ بندرعباس متصل مي‌شود در ( شکل 1ـ5) راههاي دسترسي به منطقه مورد مطالعه از کرمان و بندرعباس نشان داده شده است. راههاي خاکي متعددي در بخش شمالي توسط شرکتهاي مختلف معدني احداث شده‌اند (شکل 1ـ6)، که دسترسي به انديسهاي معدني را امکانپذير ميسازد بايد ذکر کرد که دسترسي به بخش جنوبي اين مجموعه به سهولت بخش شمالي نيست.


دیدگاهتان را بنویسید