2-7- سن مجموعه افیولیتی فاریاب52
فصل سوم: مطالعات پتروگرافی
3-1- مقدمه54
3-2- سنگ‌های اولترامافیک مجموعه افیولیتی فاریاب55
3-3- موقعیت و مختصات نقاط نمونهبرداری در مجموعه افیولیتی فاریاب56
3-4- پتروگرافی واحدهای سنگی بخش شمالی57
3-4-1- دونیت57
3-4-2- اولیوین کلینوپیروکسنیت64
3-4-3- ورلیت70
3-4-4- کرومیتیت73
3-5- پتروگرافی واحدهای سنگی بخش جنوبی مجموعه افیولیتی فاریاب75
3-5-1- هارزبورژیت76
عنوان صفحه
3-5-2- اولیوین کلینوپیروکسنیت76
3-5-3- دونیت77
3-6- نمونه‌های حاوی سولفید معدن فطر678
3-6-1- آماده سازی نمونه‌ها79
3-7- پتروگرافی کانی‌های سولفیدی در محدوده معدن فطر 680
فصل چهارم: مطالعات ژئوشیمیایی
4-1- مقدمه87
4-2- آمادهسازی نمونهها88
4-3- کالیبراسیون90
4-4- مشخصات دستگاه CAMECA SX 10091
4-5- شیمی سیلیکات‌های میزبان92
4-5-1- اولیوین(Olivine)92
4-5-2- ترکیب شیمیایی اولیوین94
4-5-3- کلینوپیروکسن (Cpx) و اورتوپیروکسن ( Opx)99
4-6- ژئوشیمی کرومیتیتها105
4-6-1- اسپینل‌های کروم‌دار (chromian spinel)105
4-6-2- ترکیب شیمیایی بلورهای کرومیت106
4-6-3- محیط تشکیل کرومیتها110
4-6-4- تعیین ترکیب شیمیایی ماگمای مادر تشکیل دهنده کرومیتیتها113
4-7- شیمی کانی‌های سولفیدی116
4-8- بررسی فرآیندهای کانهزایی در ماگماهای مافیک120
4-8-1- انحلالپذیریسولفید120
عنوان صفحه
4-8-2- ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات121
4-8-3- فاکتورR و تمرکز عناصر با فراوانی کم122
فصل پنجم: نتیجهگیری
5-1- مقدمه127
5-2- نتایج مطالعات پتروگرافی127
5-3- نتایج ژئوشیمی129
5-3-1- منشاء کرومیتیتها129
5-3-2- ژئوشیمی کانیهای سیلیکاتی میزبان130
5-3-3- ژئوشیمی سولفیدها130
5-4- ارائه پیشنهاد برای مطالعات آینده132
فهرست منابع و مآخذ
منابع فارسی133
منابع انگلیسی134
فهرست جداول
عنوان صفحه
جدول ‏21- میزان ذخیره و بافتهای مختلف توده‌های کرومیتیتی در معادن فاریاب37
جدول ‏22-لایه‌ها و ضخامت آن‌ها در بخش زیرین توالی شمالی مجموعه افیولیتی38
جدول ‏23-توالی لایه‌ها در بخش فوقانی توالی شمالی مجموعه افیولیتی فاریاب39
جدول ‏24-واحدهای پتروگرافی مجموعه کالردملانژ50
جدول ‏31- لیست نقاط نمونه برداری و نام نمونه و مختصات اندیس
و محل نمونهبرداری56
جدول ‏32- نمونههای انتخاب شده جهت آنالیز XRD79
جدول ‏41- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی اولیوین94
جدول ‏42- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی کلینوپیروکسن‌103
جدول ‏43- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی ارتوپیروکسن104
جدول ‏44- نتایج آنالیز کرومیتیت‌های انتشاری114
جدول ‏45- نتایج آنالیز کرومیتیت‌های تودهای115
جدول ‏46- نتایج حاصل از آنالیز کانی پنتلاندیت119
جدول ‏47- نتایج حاصل از آنالیز کانی پیروتیت119
جدول ‏48- برآوردهای ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات برای فلزات پایه
و ارزشمند در ماگماهای اولترامافیک ـ مافیک122
فهرست اشکال
عنوان صفحه
شکل ‏11- یک ستون افیولیتی، نظیر آنچه در بیانیه کنفرانس پن روز (1972)
مشخص شده است..6
شکل ‏12- افیولیت‌های نوع (HOT) و افیولیت‌های نوع (LOT)9
شکل ‏13- نقشه سادهای از حوزه آلپی حاشیه مدیترانه که در آن پراکندگی
توده‌های افیولیتی نشان داده شده است.10
شکل ‏14- پراکندگی مجموعه‌های افیولیتی ایران15
شکل ‏15- راههای دسترسی به منطقه20
شکل ‏16- راه-های بین اندیسهای مختلف معدنی در مجموعه معادن فاریاب21
شکل ‏21- موقعیت زمینساختی منطقه مورد مطالعه27
شکل ‏22- نقشه زمینشناسی ساده شده مجموعه افیولیتی و مجموعه
معادن کرومیت فاریاب.28
شکل ‏23- توالی دونیت و هارزبورژیت در محدوده معدن ولی32
شکل ‏24- دونیت در مجاورت کرومیتیت در معدن دویس در بخش شمالی
مجموعه افیولیتی33
شکل ‏25- منیزیت گل کلمی در میان واحدهای دونیتی33
شکل ‏26- تناوب پیروکسنیت ضخیم لایه، دونیت و پیروکسنیت نازک لایه
در بخش شمالی مجموعه35
عنوان صفحه
شکل ‏27- پیروکسنیتهای صخره ساز در مجموعه افیولیتی مورد مطالعه.35
شکل ‏28- کرومیت با بافت انتشاری در معدن رضا پایین40

شکل ‏29- کرومیت با بافت گرهکی و افشان در معدن دویس40
شکل ‏210- مرز کرومیت پرعیار و کمعیار و گسل خوردگی در تونل مکران41
شکل ‏211- ستون چینه‌شناسی بخش شمالی مجموعه افیولیتی فاریاب.41
شکل ‏212- توپوگرافی خشن بخش جنوبی مجموعه افیولیتی.43
شکل ‏213- لایه‌بندی دونیت و هارزبورژیت در بخش جنوبی مجموعه افیولیتی44
شکل ‏214- شیستهای سبز عدسی شکل در مجموعه دگرگونی باجگان.47
شکل ‏215- شیستسبز در مجموعه دگرگونی باجگان.47
شکل ‏216- جدا شدن مجموعه کالرد ملانژ از مجموعه افیولیتی50
شکل ‏217- آهکهای قرمز در کالردملانژ51
شکل ‏218- بازالت‌های بالشی در کالرد ملانژ.51
شکل ‏31- موقعیت سنگ‌های مختلف مجموعه افیولیتی فاریاب55
شکل ‏32- کانی اولیوین (Ol) و اسپینل کرومدار (Spl) و سرپانتین (Ser) در دونیت سرپانتینیشده در نور (PPL).58
شکل ‏33- بافت ساعتشنی در سنگ مادر دونیتی60
شکل ‏34- بافت ساعتشنی در سنگ مادر دونیتی60
شکل ‏35- رسوب اکسیدهای آهن و کانی اوپاک در امتداد شکستگی
در دونیت در نور (PPL).61
شکل ‏36- تبلور مجدد کانی اولیوین در سنگ دونیت در نور( XPL).61
شکل ‏37- کانی کرومیت خود‌شکل و حاشیه سرپانتینی اطراف آن در نور (PPL).63
شکل ‏38- کانی اسپینل کروم‌دار نیمه خود‌شکل و حاشیه دگرسانی اطراف آن63
شکل ‏39- زاویه برخورد 120 درجه بین بلورهای کلینوپیروکسن و اولیوین65
شکل ‏310- یکی از مغزه‌های حفاری حاوی کانی‌های سولفیدی معدن فطر665
عنوان صفحه
شکل ‏311- تیغههای جدایشی اورتوپیروکسن در درون کانی کلینوپیروکسن
در نور (Xpl).66
شکل ‏312- کانی سولفیدی و بقایای کانی اولیوین که تحت تاثیر دگرسانی
قرار گرفته است، در نور (Xpl).67
شکل ‏313- کانی اورتوپیروکسن که از محل رخها دگرسانی باستیتیشدن شروع
شده است، در نور (XPL).68
شکل ‏314- کانی اوپاک (سولفید) بی‌شکل در نمونه کلینوپیروکسنیت در نور( XPL ).69
شکل ‏315- نمونه ورلیت از یکی از گمانه‌های حفاری در نور( XPL).71
شکل ‏316- حاشیه دگرسانی در اطراف کانی سولفیدی بی‌شکل در نور (PPL).72
شکل ‏317- ترک‌های کششی موجود در کرومیت که عمود بر جهت طویلشدگی
می‌باشند.74
شکل ‏318- کانی اسپینل کروم‌دار بی‌شکل در نور XPL وPPL76
شکل ‏319- کانی کلینوپیروکسن دگرشکل شده با خاموشی موجی در نور(XPL).77
شکل ‏320- نمونه دونیت از بخش جنوبی مجموعه در نور (XPL).78
شکل ‏321-آثار سولفیدهای دگرسانشده داخل تونل فطر 681
شکل ‏322- کانی پنتلاندیت در نور انعکاسی82
شکل ‏323- کانی های سولفیدی اولیه در کمپلکس فاریاب در نور انعکاسی.82
شکل ‏324- کانی پیروتیت در نور انعکاسی83
شکل ‏325- کانی پیروتیت در نور انعکاسی83
شکل ‏326- رسوب کانی‌های سولفیدی ثانویه در امتداد شکستگی‌ها85
شکل ‏327- الف) بافت شکافه پرکن کوکاد دروغین در سولفیدها. ب) نهشته شدن
سولفیدها در امتداد سطوح رخ اورتوپیروکسن در سنگ میزبان85
شکل ‏41- دستگاه پوششدهنده مقاطع مورد آنالیز90
شکل ‏42- تصویر دستگاه الکترون میکروپروب91
عنوان صفحه
شکل ‏43- ترکیبات اولیوین در سیستم Ca2SiO4 ـ Mg2SiO4 ـ Fe2SiO492
شکل ‏44- دیاگرام تعادلی برای تبلور مایع در سیستم اولیوین93
شکل ‏45- شعاع یونی و حالت های اکسیداسیون کاتیون‌هایی که در شبکه اولیوین وارد می‌شوند93
شکل ‏46- کاتیونهای شرکت کننده در ساختار کانی پیروکسن100
شکل ‏47- سری محلول جامد بین پیروکسن‌ها100
شکل ‏48- تقسیم بندی پیروکسن‌ها101
شکل ‏49- ترکیب پیروکسن‌های پریدوتیت‌های مجموعه افیولیت فاریاب102
شکل ‏410- نمودار تغییرات TiO2 در برابر Al2O3 در کانی کلینوپیروکسن در نمونه‌های میزبان کانی‌های سولفیدی102
شکل ‏411- تصاویر میکروسکوپ الکترونی (BSE) مربوط به کرومیتیتهای

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

تودهای آنالیز شده108
شکل ‏412- تصاویر میکروسکوپ الکترونی کرومیتیتهای انتشاری آنالیز شده108
شکل ‏413- تعیین نوع کرومیتیت‌های آنالیز شده با استفاده از نسبت های
اتمی Cr-Al-Fe+3109
شکل ‏414- موقعیت کرومیتیتهای مورد بررسی در نمودارAl2O3 نسبت به Cr2O3109
شکل ‏415- نمودار پراکنش Cr2O3 در برابر Al2O3 ،کرومیتیتهای آنالیز شده110
شکل ‏416- نمودار تغییرات TiO2 در برابر Cr# در کرومیتیت‌های مجموعه افیولیتی111
شکل ‏417- همبستگی منفی بین MgO-FeO111
شکل ‏418- تغییرات درصد وزنی TiO2 نسبت به Al2O3در کرومیتیتهای آنالیز شده112
شکل ‏419- تعیین ترکیب مذاب مادر کرومیتیتهای آنالیز شده
مجموعه افیولیتی فاریاب114
شکل ‏420- موقعیت ترکیب شیمیایی کانی‌های پنتلاندیت فاریاب در مقایسه
با انواع مشابه از منطقه افیولیتی شتلند117
عنوان صفحه
شکل ‏421- همبستگی منفی بین Fe و Ni118
شکل ‏422- تصاویر میکروسکوپ الکترونی کانیهای سولفیدی و سیلیکات میزبان118
شکل ‏423- تغییر در انحلالپذیری سولفید بصورت تابعی از تبلور پیشرونده
در یک ماگمای مافیک.121
جدول ‏48- برآوردهای ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات برای فلزات پایه و ارزشمند در ماگماهای اولترامافیک ـ مافیک122
شکل ‏424- نسبتهای بین ضرایب تفکیک (D)، فاکتور (R) و درجه غنیشدگی
(Csul/C0) عناصر در فاز سولفیدی.125
شکل ‏425- تاثیر تغییرات فاکتور R بر روی تمرکز Ni و Pt در جزء سولفیدی
غیرقابل امتزاج در تعادل با یک ماگمای بازالتی125
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 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.
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 (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 پودیفورم9 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 ‏11- 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).
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 ترودوس10 در قبرس را انتشار داد که تماماً مشخصات ولکانیسم نوع کمان11 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 فرورانش12 را فراهم کرد. امروزه مشخص شده است که تعدادی از حوضههای اقیانوسی در موقعیت پشت قوس13 واقع شده‌اند. از طرفی میتوان حوضه های اقیانوسی را در حاشیه قاره‌ها و یا درون کمان‌ها و در محل پیشانی کمآن‌ها14 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 وجود آمده‌اند، به نوعی گره خورده است. بنابراین میتوانیم فرضکنیم که در گذشته تعدادی از افیولیت‌های فرارانده بر روی حاشیه قاره‌ها از حوضههای اقیانوسی حاشیهای منشأ گرفتهاند
(درویش زاده، 1381).
تقسیمبندی افیولیت‌ها
در حال حاضر، حدود 150 مجموعه افیولیتی با سن متفاوت شناسایی شده و از بین آن‌ها حدود 40 مورد از آنها دقیقاً نقشهبرداری و توصیف شده‌اند (Nicolas, 1989). این افیولیت‌ها، شواهد با ارزشی از کف اقیانوس و امکان مطالعه دقیق ساختمان و ترکیب پوسته اقیانوسی و گوشته فوقانی وابسته به آن را در طول مقاطع زمین‌شناسی به ما عرضه می‌کنند (شکل1ـ2). افیولیت‌ها را از نظر ماهیت سنگ‌شناسی پریدوتیت‌های گوشته‌ای برجا مانده به 3 گروه بزرگ تقسیم کرده‌اند ( (Nicolas & Boudier, 2003:
الف) افیولیت‌های نوع هارزبورژیتی (HOT): در این نوع افیولیت‌ها مقطع گوشته‌ای اساساً هارزبورژیتی است و بیشتر تهی شده‌اند مثل افیولیت عمان.
ب) افیولیت‌های نوع لرزولیتی (LOT): این افیولیت‌ها انواعی را شامل می‌شوند که مقطع گوشته لرزولیتی داشته و کمتر تهی شده‌اند. نظیر افیولیت لیگوریا15 در ایتالیا.
ج) افیولیت‌های نوع حدواسط (LHOT): افیولیت‌هایی که مقطع گوشته‌ای آن‌ها از هارزبورژیت و لرزولیت است مثل افیولیت ترودوس قبرس.
این تمایز اساسی اولین بار به وسیله نیکولا و جکسون (1972)، در مورد افیولیت‌های کوههای مدیترانه پیشنهاد شد یعنی جایی که به وضوح یک ایالت شرقی با افیولیت‌های هارزبورژیتی و یک ایالت غربی با افیولیت‌های لرزولیتی مشخص شده است (شکل 1-3)، این دو نوع در حوالی دینارید، آلبانی و صربستان به هم وصل شده و در همینجا، دو نوار به موازات هم تشکیل می‌دهند. افیولیت‌های نوع هارزبورژیتی نشان دهنده درجه ذوب بخشی بالای گوشته هستند که تصور می‌شود نشانه گسترش سریع پشتههای میان اقیانوسی هستند، در حالی که افیولیت‌های نوع لرزولیتی نشاندهنده درجه پایینتری از ذوب بخشی هستند که بیانگر گسترش کند پشتههای میاناقیانوسی و یا یک محیط ریفتی می‌باشند. نوع بازالت‌هایی که همراه این دو نوع پریدوتیت تشکیل می‌شوند، دلیل دیگری بر درجه ذوب بخشی آن‌ها است زیرا در نوع هارزبورژیتی، بازالت‌ها از نوع تولئیتی و در نوع لرزولیتی به سمت آلکالن میل
میکند ((Juteau, 1999.
شکل ‏12- افیولیت‌های نوع (HOT) و افیولیت‌های نوع (LOT)
الف ـ مقطع ستونی نمونه افیولیت عمان (نوع هارزبورژیتی با پوسته ضخیم و پیوسته)
ب – مقطع ستونی نمونه افیولیت تریتینی (نوع لرزولیتی با پوسته نازک و پیوسته)
ج ـ مقطع ستونی نمونه افیولیت لیگورو-پیه مونته (نوع لرزولیتی با پوسته نازک و ناپیوسته)
1ـ پیلولاوا بازالتی 2- مجموعه رگه ای 3- گابرو فوقانی ایزوتروپ یا فولیاسیون دار 4- گابرو لایه لایه 5- پلاژیوگرانیت 6- نفوذی ورلیتی 7- سیل گابرویی 8- کرومیت پادیفورم 9- دایک گابرویی 10- دونیت بر جا مانده 11- هارزبورژیت فولیاسیوندار
برگرفته از (Boudier & Nicolas, 1985 و Nicola, 1989).
شکل ‏13- نقشه سادهای از حوزه آلپی حاشیه مدیترانه که در آن پراکندگی توده‌های افیولیتی نشان داده شده است. افیولیت‌های نوع لرزولیتی (دایرههای تو خالی) و افیولیت‌های نوع هارزبورژیتی (دایرههای توپر)(Nicolas & Jackson, 1972).
پیرس و همکاران (1984) با تاکید بر شیمی سنگ، رسوبات همراه، سن جایگیری و کانی زائی، افیولیت‌ها را به دو دسته تقسیم کرده‌اند:
1ـ افیولیت‌هایی که در پشته‌های میان اقیانوسی تشکیل شده‌اند (MOR).
2ـ افیولیت‌هایی که خصوصیات ژئوشیمیایی حدواسط پشته‌های میان اقیانوسی و جزایر قوسی دارند و وجود مؤلفههای فرورانش در این نوع افیولیت مهم است (SSZ).
مقایسه و بحث در مورد پترولوژی و ژئوشیمی افیولیت‌های نوع (MOR) و افیولیت‌های نوع (SSZ)، نمایش تفاوتهای موجود میان بازالت‌های پشته‌های میان اقیانوسی (MORBs ) و تولئیتهای جزایر قوسی (IATs) است. افیولیت‌های زون سوپراسابداکشن (SSZ) یا همان (IAT) نسبت به افیولیت‌های پشته‌های میان اقیانوسی (MOR) به طور معمول از عناصر لیتوفیل بزرگ یون (LILE) مثل U, K, Pb, Cs, Rb, Ba غنی هستند و از عناصر با پتانسیل یونی بالا (HFSE ) مثل Ta, Nb, Hf, Zr, Ti تهی هستند و در برخی موارد از عناصر REE نیز تهی هستند (Pearce et al., 1995) .پلاژیوکلاز موجود در گابروهای کومولیتی افیولیت‌های (SSZ) در مقایسه با گابروهای افیولیتی نوع (MOR) بسیار کلسیک هستند (An>92). اولیوین افیولیت‌های نوع (MOR) در مقایسه با افیولیت‌های نوع ((SSZ دارای مقدار فورستریت بالاتر هستند که این موضوع با Mg بالاتر ماگمای (MORBs) هماهنگی دارد (Yumul, 1987; Stern et al, 1989). افیولیت‌های (MOR) به طور کلی دارای لرزولیت به عنوان گوشته باقی‌مانده هستند در مقابل افیولیت‌های نوع (SSZ) دارای هارزبورژیت به عنوان گوشته باقی‌مانده است (Serri et al., 1985).
افیولیت‎های ایران
در مورد چگونگی تشکیل مجموعه‎های افیولیتی، تاکنون بحث‎ها و نظرات متفاوتی ارائه شده است که در بین آنها پدیده‎هایی همچون کافتیشدن پوسته و فرارانش وابسته به برخورد صفحه‎ها و بازماندن این مجموعه‎ها در محل زمین درزها از همه مهم‎تر است. هر یک از نظریات می‎توانند در ماهیت افیولیت‎های ایران نقش داشته باشند. نوع ماگمای بوجود آمده و یا نوع رسوبات همراه با سری‎های افیولیتی ایران، تفاوت‎ها و مغایرت‎هایی با یکدیگر نشان می‎دهند. بررسی مجموعه های افیولیتی ایران نشانگر تشکیل آنها طی دو مرحله می‌باشند:
مرحله 1ـ مرحله کششی است که با ایجاد شکاف در پوسته همراه است. این شکاف‎ها که تا سست‎کره ادامه داشته، مسیر مناسبی برای جایگیری ماگماهایی با ترکیب بازالتی می‌باشند.
مرحله 2ـ مرحله فشردگی است که باعث بسته شدن کافت اولیه و در نتیجه راندگی مجموعه افیولیتی بر روی لبه قاره‎ای است. روشن است که راندگی مورد گفته شده، محدود به زمان جایگیری اولیه نبوده، بلکه همزمان با رویدادهای زمین‎ساختی بعدی این عمل تکرار شده ‎است (Ricou, 1974).
در مورد شرایط ترمودینامیکی جایگزینی افیولیت‎ها، چهار نظریه وجود دارد:
1ـ نظریه جایگزینی، به صورت جامد و سرد
2ـ نظریه فعالیت نفوذی – آتشفشانی16
3ـ نظریهآتشفشانی
4- نظریه فعالیت نفوذی (در مورد افیولیت‎های ایران نظریه سرد و جامد پذیرفتنی‎تر است).
افیولیت ملانژ و کالردملانژ
اکثر مجموعه‌های افیولیتی ایران بشدت درهم ریخته بوده و واحدهای آن را نمیتوان از هم جدا و مشخص کرد، در این حالت به آن افیولیت ملانژ یا مخلوط افیولیتی می‌گویند و برای آن که نشان دهند این مجموعه بر اثر فرآیندهای تکتونیکی حاصل شده، اصطلاح تکتونیک ملانژ نیز در مورد آن‌ها به کار رفته است. افیولیت ملانژ معادل کالرد ملانژ است که اولین بار به وسیله گانسر17 (1955) در مورد ملانژهای ایران به علت تنوع سنگی و رنگی به کار گرفته شد. فرق افیولیت ملانژ با افیولیت‌های کلاسیک یکی همان در هم ریختگی شدید است که در بالا به آن اشاره شد و دیگری، دگرسانی و آلتراسیون بسیار شدید و پیشرفتهای است که در این مجموعه‌های در هم ریخته دیده می‌شود. این امر کاملا طبیعی است، زیرا محلولهای هیدروترمال به آسانی و سرعت بیشتری در درزها و شکافها نفوذ می‌کنند و عمل دگرسانی را انجام می‌دهند و تشکیل رگه‌های قابل استخراج نظیر آزبست، منیزیت، و غیره نیز به همین مساله ارتباط دارد. امروزه در زمین‎شناسی ایران واژه آمیزه رنگین بسیار رایج است، به گونه‎ای که حتی در نواحی افیولیتی فاقد ویژگی آمیختگی نیز از این اصطلاح به غلط استفاده می‎شود.
دگرسانی در افیولیت ملانژهای ایران
مجموعه‌های افیولیتی ایران در اکثر موارد تحت تاثیر محلولهای هیدروترمال قرار گرفتهاند، بنابراین دگرسانی شدیدی متحمل شده‌اند. حاصل این تجزیه و تخریب، پیدایش سنگ‌ها و کانی‌هایی است که در پارهای از موارد از نظر اقتصادی ارزش دارند.
دگرسانیهای متداول در مجموعه‌های افیولیتی عبارتند از:
ـ اورالیتی شدن پیروکسنها که با پیدایش اورالیت یا حتی کلریت همراه است .
ـ سرپانتینی شدن الیوین و پیروکسن که در جوار آن باید تشکیل کربناتها وآزبست را نیز خاطرنشان کرد. گاهی شدت تجزیه و دگرسانی به نحوی است که مجموعه اولترامافیک تماماً به سرپانتینیت تبدیل می‌شود.
ـ تالک که خود از دگرسانی پیشرفته سنگ‌های سرپانتینیت به وجود میآید.
ـ کربناتیشدن، که تحت فشار زیاد گاز کربینیک و بخارآب، همزمان و بعد از سرپانتینیشدن انجام می‌شود. نتیجه این دگرسانیها تشکیل سنگ‌ها و کانی‌های ثانوی نظیر رودنگیت، افی کربنات (لیستونیت)، منیزیت وآزبست است.
ـ رودنگیت: سنگی است به صورت لایههای غیر ممتد یافت می‌شود و از دگرسانی پیشرفته سنگ‌های گابروئی به وجود میآید. با توجه به ترکیب کانی‌شناسی آن (هیدروگروسولر، کلریت، ایدوکراز، پرهنیت، اسفن و آپاتیت) میتوان تصور کرد که این سنگ همزمان با پدیده سرپانتینیشدن تشکیل می‌شود.
ـ افیکربنات یا لیستوینیت: افیکربناتها ممکن است به شکل توده مانند، یا به صورت شبکه مانند در درون سرپانتینیتها قرار داشته باشند. این سنگها تحت تاثیر متاسوماتیسم شدیدی به وجود می‌آیند که مواد سیال نظیر آب و گازکربنیک درآن نقش مهمی به عهده دارند. زیرا این عمل در طول گسل‌ها و بویژه در محل تقاطع گسل‌ها شدت زیادتری دارد و علاوه بر سنگ‌های بازیک و اولترابازیک، سنگ‌های آتشفشانی مجاور نیز گاهی به کربنات تبدیل شده‌اند. بنابراین، پدیده مزبور در یک زمان و در امتداد شکستگی‌ها انجام می‌شود. رنگ افیکربناتها زردنخودی و بندرت قهوهای رنگ (به علت فراوانی سیدریت) است. در زیر میکروسکوپ علاوه بر منیزیت و گاهی سیدریت و بندرت دولومیت، سرپانتین (نوع کریزوتیل – آنتی گوریت )، سیلیس ثانوی از نوع کالسدون و گاهی تالک و کلریت نیز دیده می‌شوند.
ـ منیزیت (Mgco3): در مناطق سرپانتینی شده، سرپانتینیتها بر اثر پدیده کربناتیشدن به منیزیت تبدیل می‌شوند و در صورتی که ناخالصی نداشته باشد از نظر اقتصادی قابل استخراج است. نوع خالص آن سفید رنگ، متراکم و شکستگی صدفی دارد و گاهی به شکل توده متراکم یا گل کلمی دیده می‌شود. در بسیاری از ملانژهای افیولیتی ایران بویژه در مشرق ایران (درجنوب بیرجند و سبزوار) و مشرق گسل نهبندان دیده شده است.
ـ آزبست یا پنبه کوهی یا پنبه نسوز: این کانی که در واقع نوعی آمفیبول محسوب می‌شود از تجزیه اولیوین و سرپانتین تحت تاثیر محلول های هیدروترمال به وجود میآید. غالباً به شکل رگه‌های کوچک سانتیمتری یا کوچکتر، به صورت الیاف موازی دیده می‌شود که سنگ میزبان را به صورت شبکه درهمی فرا میگیرد. هر قدر دگرسانی شدیدتر باشد آزبست فراوانتر است. مهمترین معادن آزبست در ایران، در اولترابازیکهای مشرق ( شرق ایران و شمال مکران) وجود دارد. در کوههای بشاگرد طول رشتهها به 10 سانتیمتر هم می‌رسد.
پراکندگی جغرافیایی افیولیت‎های ایران
کشور ایران دارای موقعیت ژئوتکتونیکی ویژهای است، زیرا تشکیل پوسته واحد ایران از صفحات مجزا نتیجه حرکت نسبی دو قاره بزرگ اوراسیا در شمال و گندوانا در جنوب می‌باشد ، افیولیت‌ها و آمیزه‌های رنگین در ایران شواهد پوسته اقیانوسی می‌باشند و به همین علت مجموعه‌های اوفیولیتی نقش مهمی در شناخت پوسته ایران دارند. مولفین زیادی افیولیت‌های ایران را بر اساس موقعیت جغرافیایی آن‌ها (Takin, 1972; Stocklin, 1974)، مدل زایشی و موقعیت ساختمانی آن‌ها (Knipper et al., 1986, Desmons & Beccaluva, 1983) و سن آن‌ها (Arvin & Robinson, 1994; Weber-Die fenbach et al., 1986) تقسیمبندی کرده‌اند.
افیولیت‌های ایران از نظر موقعیت جغرافیایی به 4 گروه تقسیم می‌شوند (Torabi, 2009):
1ـ افیولیت‌های شمال ایران که در طول رشته کوههای البرز قرار گرفتهاند (افیولیت‌های رشت).
2ـ افیولیت‌های زاگرس که ظاهراً ادامه افیولیت‌های عمان هستند (افیولیت‌های نیریز و کرمانشاه).
3ـ افیولیت‌ها و آمیزه‌های رنگین ناحیه مکران که در جنوب شرق ایران واقع شده‌اند.
4ـ افیولیت‌ها و آمیزه‌های رنگین مرز مایکروپلیت ایران شرقی و مرکزی (CEIM)،(شکل 1-4) پراکندگی مجموعه‌های افیولیتی ایران را نشان داده است.
لازم به ذکر است که اگرچه با تکیه بر سن واحدهای رسوبی همراه، بیشتر مجموعه‎های افیولیتی ایران به سن کرتاسهپسین در نظر گرفته شده، ولی:
ـ در پاره‎ای از نواحی ایران افیولیت‎هایی به سن پرکامبرین (در ناحیه انارک) و یا پالئوزوییک (در شمال ایران) هم شناسایی شده است.
ـ سن کرتاسه پسین بیشتر مربوط به واحدهای رسوبی همراه است و این احتمال وجود دارد که به ویژه سنگ‎های اولترامافیکی مجموعه‎های موردنظر، سن قدیمیتر داشته‎ باشند.

شکل ‏14- پراکندگی مجموعه‌های افیولیتی ایران: بافت(BF)، بندزیارت(BZ)، اسفندقه(ES)، فاریاب(FA)، فنج-مشکوتان(FM)، فرومد(FR)، ایرانشهر(IR)، جازموریان(JZ)، خوی(KH)، کرمانشاه(KR)، میناب(MI)، مشهد(MS)، نایین(NA)، نیریز(NY)، رباط سفید(RBS)، رشت(RS)، سبزوار(SB)، شهربابک(SHB) (Yaghubpur & Hassannejad, 2006).
اهمیت اقتصادی افیولیت‌ها
در یک مجموعه افیولیتی میتوان کانسارهای اولیه و ثانویه را از یکدیگر متمایز کرد. کانسارهای اولیه مانند کرومیت، نیکل، مس سولفیدی، آهن و غیره و انواع ثانویه بوکسیت، آزبست و را نام برد.
الف – کانسارهای اولیه:
ـ کانسار کرومیت:
کانسارهای کرومیت موجود در مجموعه‌های افیولیتی معمولاً در منطقه انتقالی هارزبورژیت تکتونیتی به سنگ‌های انباشتی و معمولاً به صورت عدسیهایی که به طور ناهمشیب نسبت به هارزبورژیت تکتونیزه قرار دارند. در مجموعه‌های افیولیتی که شدیداً تغییر شکل یافتهاند، عدسیهای کرومیتی ممکن است نسبت به هارزبورژیت دربرگیرنده به طور هم شیب قرار گرفته باشند. در پایینترین بخش از انباشتیهای مربوط به توالی پوستهای نیز کانسارهای کرومیت ممکن است یافت شوند. مهمترین معادن کرومیت در مجموعه‌های افیولیتی یافت می‌شوند که از لحاظ تکتونیکی کمتر دستخوش تغییر بوده‌اند. افیولیت‌های نوع (SSZ) برای نهشته‌های اقتصادی کرومیت در مقایسه با افیولیت‌های (MOR) مناسبتر هستند (Pearce et al., 1984) که این امر می‌تواند به دلیل حضور آب در ایجاد افیولیت‌های نوع (SSZ) باشد.
ـ کانسارهای عناصر گروه پلاتین (PGE):
کانی‌های گروه پلاتین و بخصوص آلیاژهای فلزات در کرومیت‌ها، دونیت‌ها، پریدوتیت‌ها و پیروکسنیتهائی که دارای مقدار کم و بیش کرومیت است از لحاظ کانی سازی سهم دارند. کانسارهای عناصر گروه پلاتین (PGE) بیشتر همراه با سنگ‌های مافیک و اولترامافیک یافت می‌شوند. در این کانسارها عناصر گروه پلاتین همراه با کانیسازی سولفیدی نیکل و مس می‌باشند. برای اکتشاف این کانسارها بر مبنای الگوی کانسارهای کشف شده در بوشولد و استیلواتر از نسبتهای عناصر و نمودارهای نرمالیزه-کندریتی استفاده می‌شود .در اینجا نیز ماده معدنی یا به صورت انتشاری ظاهر می‌شود ویا در عدسیها و لایههای کوچکی تشکیل می‌شود.

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

ـ کانسارهای ماسیو سولفید (VMS):
نهشته‌های ماسیو سولفید، آهن و روی که به عنوان کانسارهای نوع قبرسی طبقه‌بندی شده‌اند ممکن است در پیلولاواهای افیولیت‌ها به صورت استراتاباند دیده شوند. سنگ‌های آتشفشانی کف اقیانوس در اثر عمل هیدروترمال در حد رخساره شیستسبز و زئولیت دگرگون شده و همراه آن‌ها، سولفید تودهای مشاهده می‌شود (Gas & Smewing, 1973). به عقیده Coleman (1971) سولفیدهای تودهای در قسمت بالایی سری گدازههای بالشی ترودوس و قبرس حتی تا دایکهای دیابازی گسترش داشته و بر روی آن‌ها گل اخری از آهن با مقدار کمی منگنز دیده می‌شود. افیولیت‌های فانروزوئیک ممکن است دارای نهشته‌های ماسیوسولفید باشند که حدود 95% آن از پیریت با مقدار کمی کالکوپیریت، اسفالریت، مارکازیت با مقدار خیلی کم پیروتیت، گالن، طلا و نقره بوده و کانی‌های همراه آن کوارتز، ژیپس، کلریت و انواع سولفاتها است (Coleman, 1971).
ب ـ کانسارهای ثانویه:
ـ در مناطقی که بارندگی زیاد است، بر روی سطوح آلتره شده پریدوتیت‌های افیولیتی، لاتریتها تشکیل می‌شوند و نیکل و آهن طی فرآیند لاتریتیشدن پس از عمل شستشو در سطح زمین متمرکز می‌شوند به نقل از Coleman (1971) این گونه ذخایر در عمان، اندونزی و کوبا شناخته شده‌اند.
ـ آزبست: آزبست در حین عمل سرپانتینیشدن پریدوتیت‌های مجموعه افیولیتی شکل می‌گیرند به طوری که از 8/4 میلیون تن آزبست تولیدی جهان، حدود 50% آن فقط از تشکیلات افیولیتی به دست میآید (Coleman, 1971).

کانه‌زایی سولفیدی در مجموعه‌های افیولیتی
از کانه‌زایی سولفیدی فلزاتپایه در مجموعه‌های افیولیتی (به ویژه منطقه مورد مطالعه) می‌توان به موارد زیر اشاره کرد:
کانی‌های میلریت (NiS)، پنتلاندیت 9S8(FeNi)، پیروتیت (Fe1-xS) که میتوانند حامل عناصر گروه پلاتین (PGE) باشند. مدتهای مدیدی تصور می شد که مجموعه‌های افیولیتی از عناصر گروه پلاتین (Pt, Pd, (Rh, Os, Ru, Ir و بخصوص از عناصرPt وPd که تشکیل کانسارهای قابل بهرهبرداری را در مجموعه‌های لایهبندی شده آذرین نظیر بوشولد در آفریقای جنوبی را می‌دهند عملاً فقیر می‌باشند. یکی از مهمترین دلایل این وضعیت، کمبود و یا نبود تجمعات بزرگ ترکیبات غنی از سولفید در سنگ‌های مناطق عمیق ستون افیولیتی است، که از مهمترین ترکیبات متمرکز کننده عناصر گروه پلاتین می‌باشند. اکتشاف عناصر گروه پلاتین در کرومیت‌ها و سولفیدهای همراه کرومیت‌های افیولیتی در دهههای اخیر بسیار جالب توجه بوده است (McElduff & Stumpfle 1989, Gunn 1989, Rajabzadeh 1998, Ohnenstetter 1992).
میلریت: کانی فرعی نیکل است.
پیروتیت: به دلیل داشتن نیکل، مس و پلاتین استخراج می‌شود و در سادبوری انتاریو، منبع گوگرد و کانسنگ آهن می‌باشد.
پنتلاندیت: کانی اصلی نیکل است و کاربرد عمده نیکل نیز در فولاد می‌باشد هم چنین نیکل سازنده اصلی فولاد ضدزنگ می‌باشد. نیکل در آبکاری فلزات به کار می‌رود، اما امروزه کروم به عنوان لایۀ سطحی جانشین آن شده و نیکل به عنوان لایۀ ضخیمتر زیرین به کار می‌رود.
مصارف صنعتی عناصر گروه پلاتین: کاربرد در الکترونیک، کنترل دودخودروها، جواهرسازی، صنایع شیمیائی و پلایش نفت و….. می‌باشد.
مختصات، موقعیت جغرافیایی و عوامل زیربنایی
موقعیت جغرافیایی
مجموعه افیولیتی فاریاب در شمال غرب نقشه 100000/1 میناب (نقشه شماره 7443) با وسعت تقریبی 110 کیلومتر مربع در جنوب شرق ایران، در جنوبیترین نقطه استان کرمان و در حاشیه غربی گودال جازموریان و شمال منطقه مکران رخنمون یافته است. این مجموعه در فاصله 140 کیلومتری از شمال شرق بندرعباس قرار دارد و نزدیکترین شهر به این منطقه افیولیتی شهر رودان با فاصله 30 کیلومتری می‌باشد و باید ذکر کرد روند عمومی این منطقه شمال، شمال غرب بوده و منطقهای به شکل تقریباً مثلثی است. مختصات جغرافیایی نقطه مرکزی مجموعه افیولیتی فاریاب به قرار زیر است:
طول جغرافیایی شرقی: 15ََ°57 تا 30َ °57
عرض جغرافیایی شمالی: 15َ °27 تا 30َ °27
منطقه مورد مطالعه از طریق راههای آسفالته و شوسه مختلفی قابل دسترسی می‌باشد. مجموعه معادن کرومیت فاریاب که در بخش شمالی مجموعه اولترامافیک سرخ‌بند قرار دارند از طریق یک راه آسفالته به جاده کهنوج ـ بندرعباس متصل می‌شود در ( شکل 1ـ5) راههای دسترسی به منطقه مورد مطالعه از کرمان و بندرعباس نشان داده شده است. راههای خاکی متعددی در بخش شمالی توسط شرکتهای مختلف معدنی احداث شده‌اند (شکل 1ـ6)، که دسترسی به اندیسهای معدنی را امکانپذیر میسازد باید ذکر کرد که دسترسی به بخش جنوبی این مجموعه به سهولت بخش شمالی نیست.
شکل ‏15- راههای دسترسی به منطقه
شکل ‏16- راههای بین اندیسهای مختلف معدنی در مجموعه معادن فاریاب
آب و هوا و پوشش گیاهی منطقه
به طور کلی، منطقهای که مجموعه افیولیتی فاریاب در آن قرار دارد، از مناطق گرمسیر کشور محسوب می‌شود. از نظر آب و هوا منطقه دارای آب و هوای خشک و از نوع بیابانی است. طبق اطلاعات ثبت شده در ایستگاه هواشناسی شهر میناب که نزدیکترین ایستگاه به منطقه مورد مطالعه است حداقل درجه حرارت در طول سال 13 درجه سانتیگراد و حداکثر درجه حرارت به بیش 40 درجه سانتیگراد می‌رسد، این منطقه در طول سال بطور متوسط 180 میلیمتر بارندگی دارد که در سالهای مختلف، میزان نزولات متغیر است. در منطقه مورد مطالعه، منابع آب سطحی و یا زیرزمینی قابل توجهی وجود ندارد. رودخانههای فصلی این منطقه، تنها در فصول پرباران، دارای مقادیر قابل توجهی آب می‌باشند. رودخانه اصلی منطقه، رودخانه رودان است که آبهای زهکشی شده را به سمت خلیج فارس هدایت میکند. چشمه های دائمی و غیردائمی اندکی با آبدهی پایین در منطقه وجود دارد و لازم به ذکر است که بخشی از آب شرب و بهداشتی روستاهای منطقه، از طریق حفر چاههای کمعمق تامین می‌شود. از نظر پوشش گیاهی، منطقه حاوی پوشش پراکندهای از علفها و بوتهها و درختان کوچک است و کشاورزی عمدتاً شامل درختان نخل، مرکبات و کشت غلات می‌باشد.
توپوگرافی منطقه مورد مطالعه
ارتفاعات با شیبهای تند و صعب العبور، خصوصاً در بخش جنوبی از عوارض قابل توجه در منطقه مورد مطالعه می‌باشد.این ارتفاعات عموماً بطور ناگهانی توسط گسل‌ها، به دشتهایی می رسند که عموماً از سیلت پوشیده شده‌اند. سلسله کوههای مرتفع منطقه قله زردبنه و سرخ‌بند می‌باشند، مرتفعترین نقطه در کوه سرخ‌بند در مرکز مجموعه افیولیتی با ارتفاع 1150 متر از سطح دریا واقع می‌شود و همچنین باید ذکر کرد رشته کوههای کوه پشنگ در شمال، کوه مولایی در شرق منطقه قرار دارند.
مطالعات پیشین
مطالعات قبلی که بر روی منطقه مورد مطالعه صورت گرفتهاند به شرح زیر می‌باشند:

دسته بندی : پایان نامه ها

پاسخ دهید