Please enter banners and links.
جدول 21- میزان ذخیره و بافتهای مختلف تودههای کرومیتیتی در معادن فاریاب37جدول 22-لایهها و ضخامت آنها در بخش زیرین توالی شمالی مجموعه افیولیتی38جدول 23-توالی لایهها در بخش فوقانی توالی شمالی مجموعه افیولیتی فاریاب39جدول 24-واحدهای پتروگرافی مجموعه کالردملانژ50جدول 31- لیست نقاط نمونه برداری و نام نمونه و مختصات اندیس و محل نمونهبرداری56جدول 32- نمونههای انتخاب شده جهت آنالیز XRD79جدول 41- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی اولیوین94جدول 42- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی کلینوپیروکسن103جدول 43- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی ارتوپیروکسن104جدول 44- نتایج آنالیز کرومیتیتهای انتشاری114جدول 45- نتایج آنالیز کرومیتیتهای تودهای115جدول 46- نتایج حاصل از آنالیز کانی پنتلاندیت119جدول 47- نتایج حاصل از آنالیز کانی پیروتیت119جدول 48- برآوردهای ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات برای فلزات پایه و ارزشمند در ماگماهای اولترامافیک ـ مافیک122فهرست اشکالعنوان صفحه
شکل 11- یک ستون افیولیتی، نظیر آنچه در بیانیه کنفرانس پن روز (1972) مشخص شده است..6شکل 12- افیولیتهای نوع (HOT) و افیولیتهای نوع (LOT)9شکل 13- نقشه سادهای از حوزه آلپی حاشیه مدیترانه که در آن پراکندگی تودههای افیولیتی نشان داده شده است.10شکل 14- پراکندگی مجموعههای افیولیتی ایران15شکل 15- راههای دسترسی به منطقه20شکل 16- راه-های بین اندیسهای مختلف معدنی در مجموعه معادن فاریاب21شکل 21- موقعیت زمینساختی منطقه مورد مطالعه27شکل 22- نقشه زمینشناسی ساده شده مجموعه افیولیتی و مجموعه معادن کرومیت فاریاب.28شکل 23- توالی دونیت و هارزبورژیت در محدوده معدن ولی32شکل 24- دونیت در مجاورت کرومیتیت در معدن دویس در بخش شمالیمجموعه افیولیتی33شکل 25- منیزیت گل کلمی در میان واحدهای دونیتی33شکل 26- تناوب پیروکسنیت ضخیم لایه، دونیت و پیروکسنیت نازک لایه در بخش شمالی مجموعه35عنوان صفحه
شکل 27- پیروکسنیتهای صخره ساز در مجموعه افیولیتی مورد مطالعه.35شکل 28- کرومیت با بافت انتشاری در معدن رضا پایین40شکل 29- کرومیت با بافت گرهکی و افشان در معدن دویس40شکل 210- مرز کرومیت پرعیار و کمعیار و گسل خوردگی در تونل مکران41شکل 211- ستون چینهشناسی بخش شمالی مجموعه افیولیتی فاریاب.41شکل 212- توپوگرافی خشن بخش جنوبی مجموعه افیولیتی.43شکل 213- لایهبندی دونیت و هارزبورژیت در بخش جنوبی مجموعه افیولیتی44شکل 214- شیستهای سبز عدسی شکل در مجموعه دگرگونی باجگان.47شکل 215- شیستسبز در مجموعه دگرگونی باجگان.47شکل 216- جدا شدن مجموعه کالرد ملانژ از مجموعه افیولیتی50شکل 217- آهکهای قرمز در کالردملانژ51شکل 218- بازالتهای بالشی در کالرد ملانژ.51شکل 31- موقعیت سنگهای مختلف مجموعه افیولیتی فاریاب55شکل 32- کانی اولیوین (Ol) و اسپینل کرومدار (Spl) و سرپانتین (Ser) در دونیت سرپانتینیشده در نور (PPL).58شکل 33- بافت ساعتشنی در سنگ مادر دونیتی60شکل 34- بافت ساعتشنی در سنگ مادر دونیتی60شکل 35- رسوب اکسیدهای آهن و کانی اوپاک در امتداد شکستگی در دونیت در نور (PPL).61شکل 36- تبلور مجدد کانی اولیوین در سنگ دونیت در نور( XPL).61شکل 37- کانی کرومیت خودشکل و حاشیه سرپانتینی اطراف آن در نور (PPL).63شکل 38- کانی اسپینل کرومدار نیمه خودشکل و حاشیه دگرسانی اطراف آن63شکل 39- زاویه برخورد 120 درجه بین بلورهای کلینوپیروکسن و اولیوین65شکل 310- یکی از مغزههای حفاری حاوی کانیهای سولفیدی معدن فطر665عنوان صفحه
شکل 311- تیغههای جدایشی اورتوپیروکسن در درون کانی کلینوپیروکسن در نور (Xpl).66شکل 312- کانی سولفیدی و بقایای کانی اولیوین که تحت تاثیر دگرسانی قرار گرفته است، در نور (Xpl).67شکل 313- کانی اورتوپیروکسن که از محل رخها دگرسانی باستیتیشدن شروع شده است، در نور (XPL).68شکل 314- کانی اوپاک (سولفید) بیشکل در نمونه کلینوپیروکسنیت در نور( XPL ).69شکل 315- نمونه ورلیت از یکی از گمانههای حفاری در نور( XPL).71شکل 316- حاشیه دگرسانی در اطراف کانی سولفیدی بیشکل در نور (PPL).72شکل 317- ترکهای کششی موجود در کرومیت که عمود بر جهت طویلشدگی میباشند.74شکل 318- کانی اسپینل کرومدار بیشکل در نور XPL وPPL76شکل 319- کانی کلینوپیروکسن دگرشکل شده با خاموشی موجی در نور(XPL).77شکل 320- نمونه دونیت از بخش جنوبی مجموعه در نور (XPL).78شکل 321-آثار سولفیدهای دگرسانشده داخل تونل فطر 681شکل 322- کانی پنتلاندیت در نور انعکاسی82شکل 323- کانی های سولفیدی اولیه در کمپلکس فاریاب در نور انعکاسی.82شکل 324- کانی پیروتیت در نور انعکاسی83شکل 325- کانی پیروتیت در نور انعکاسی83شکل 326- رسوب کانیهای سولفیدی ثانویه در امتداد شکستگیها85شکل 327- الف) بافت شکافه پرکن کوکاد دروغین در سولفیدها. ب) نهشته شدن سولفیدها در امتداد سطوح رخ اورتوپیروکسن در سنگ میزبان85شکل 41- دستگاه پوششدهنده مقاطع مورد آنالیز90شکل 42- تصویر دستگاه الکترون میکروپروب91عنوان صفحه
شکل 43- ترکیبات اولیوین در سیستم Ca2SiO4 ـ Mg2SiO4 ـ Fe2SiO492شکل 44- دیاگرام تعادلی برای تبلور مایع در سیستم اولیوین93شکل 45- شعاع یونی و حالت های اکسیداسیون کاتیونهایی که در شبکه اولیوین وارد میشوند93شکل 46- کاتیونهای شرکت کننده در ساختار کانی پیروکسن100شکل 47- سری محلول جامد بین پیروکسنها100شکل 48- تقسیم بندی پیروکسنها101شکل 49- ترکیب پیروکسنهای پریدوتیتهای مجموعه افیولیت فاریاب102شکل 410- نمودار تغییرات TiO2 در برابر Al2O3 در کانی کلینوپیروکسن در نمونههای میزبان کانیهای سولفیدی102شکل 411- تصاویر میکروسکوپ الکترونی (BSE) مربوط به کرومیتیتهای تودهای آنالیز شده108شکل 412- تصاویر میکروسکوپ الکترونی کرومیتیتهای انتشاری آنالیز شده108شکل 413- تعیین نوع کرومیتیتهای آنالیز شده با استفاده از نسبت های اتمی Cr-Al-Fe+3109شکل 414- موقعیت کرومیتیتهای مورد بررسی در نمودارAl2O3 نسبت به Cr2O3109شکل 415- نمودار پراکنش Cr2O3 در برابر Al2O3 ،کرومیتیتهای آنالیز شده110شکل 416- نمودار تغییرات TiO2 در برابر Cr# در کرومیتیتهای مجموعه افیولیتی111شکل 417- همبستگی منفی بین MgO-FeO111شکل 418- تغییرات درصد وزنی TiO2 نسبت به Al2O3در کرومیتیتهای آنالیز شده112شکل 419- تعیین ترکیب مذاب مادر کرومیتیتهای آنالیز شده مجموعه افیولیتی فاریاب114شکل 420- موقعیت ترکیب شیمیایی کانیهای پنتلاندیت فاریاب در مقایسه با انواع مشابه از منطقه افیولیتی شتلند117عنوان صفحه
شکل 421- همبستگی منفی بین Fe و Ni118شکل 422- تصاویر میکروسکوپ الکترونی کانیهای سولفیدی و سیلیکات میزبان118شکل 423- تغییر در انحلالپذیری سولفید بصورت تابعی از تبلور پیشرونده در یک ماگمای مافیک.121جدول 48- برآوردهای ضرایب تفکیک سولفید ـ سیلیکات برای فلزات پایه و ارزشمند در ماگماهای اولترامافیک ـ مافیک122شکل 424- نسبتهای بین ضرایب تفکیک (D)، فاکتور (R) و درجه غنیشدگی (Csul/C0) عناصر در فاز سولفیدی.125شکل 425- تاثیر تغییرات فاکتور R بر روی تمرکز Ni و Pt در جزء سولفیدی غیرقابل امتزاج در تعادل با یک ماگمای بازالتی125فصل اول
121539031496000
مقدمهکلیاتاغلب 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 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.
افیولیتافیولیتها، 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 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 افیولیتهاوضعیت 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 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 افیولیتهادر 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 لیگوریا[15] 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 ایراندر 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 مرحلة میباشند:
مرحلة 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.
مرحلة 2ـ مرحلة فشردگی است که باعث بسته شدن کافت اولیه و در نتیجه راندگی مجموعه افیولیتی بر روی لبة 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 نظریة وجود دارد:
1ـ نظریة جایگزینی، به صورت جامد و سرد
2ـ نظریة فعالیت نفوذی – آتشفشانی[16]
3ـ نظریةآتشفشانی
4- نظریة فعالیت نفوذی (در مورد افیولیتهای ایران نظریة سرد و جامد پذیرفتنیتر است).
افیولیت ملانژ و کالردملانژاکثر 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 گانسر[17] (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 واژة آمیزة 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 ایرانمجموعههای 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 ایرانکشور 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 کرتاسةپسین در نظر گرفته شده، ولی:
ـ در پارهای از نواحی ایران افیولیتهایی به سن پرکامبرین (در ناحیة انارک) و یا پالئوزوییک (در شمال ایران) هم شناسایی شده است.
ـ سن کرتاسة 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 افیولیتهادر 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.
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 افیولیتیاز 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 زیربناییموقعیت جغرافیاییمجموعه 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: 15ََ57 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 فاریابآب و هوا و پوشش گیاهی منطقهبه 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 مطالعهارتفاعات 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 پیشینمطالعات قبلی که بر روی منطقه مورد مطالعه صورت گرفتهاند به شرح زیر میباشند:
ـ یکی از مهمترین منابعی که در خصوص مطالعات زمینشناسی بر روی مجموعه اولترامافیک سرخبند و مناطق اطراف آن، گزارش مربوط به شرح نقشه زمینشناسی چهارگوش میناب است (مک کال، a 1985 ) که توسط شرکت مهندسین مشاور استرالیائی پاراگون (شرکت مهندسی کانتک ) نوشته شده است.
ـ گزارش سبزهای و گزارش مهندسین مشاور هیدرومین که در دهه 1350 شمسی صورت گرفته است و شامل یک سری اطلاعات مختصر راجع به وضعیت ساختمانی محدوده و خصوصیات محلی منطقه به همراه مقداری مطالعات پتروگرافی در خصوص گونههای سنگی منطقه است .
ـ بزرگنیا و دشتی (1972) از کل منطقه عمومی میناب نقشهای تهیه کردند و از گزارشهای شرکت ملی نفت ایران بوده است .
ـ هوشمندزاده (1978) به افیولیتهای ایران نگرشی داشته و اشاره مختصری به افیولیتهای این منطقه کرده است، هم چنین مطالعاتی توسط شرمن (Sherman,1976) و ملاکپور و ادوارد (1971) صورت گرفته است.
ـ اشتوکلین (1977) مروری بر تاریخچه شکلگیری تکتونیک صفحهای این بخش از آسیا داشته است.
ـ دیفنباخ (1988) ضمن بررسی کلی کرومیتها، به کرومیتهای موجود در سنگهای مجموعه اولترامافیک سرخبند نیز اشاره کرده است.
ـ رجبزاده (1988) در قسمتی از پایاننامه دکترای خود، به بررسی کانیهای گروه پلاتین در کرومیتیت های معادن فاریاب پرداخته است.
ـ نجفزاده (1386) نیز در قالب پایاننامه دکترا، پترولوژی و ژئوشیمی و زمینشناسی مجموعه اولترامافیک سرخبند را مورد بررسی قرار داده است.
ـ پلنگسوار (1388) در قالب پایاننامه کارشناسی ارشد، به بررسی پتروگرافی و ژئوشیمی کانسار کرومیت فاریاب و سنگهای مرتبط با آن پرداخته است.
ـ صفائی (1374) در قالب پایاننامه کارشناسی ارشد، کانسار کرومیت فاریاب را از لحاظ زمینشناسی و ژئوشیمیائی بررسی کرده است.
ـ عابدینزاده (1376) نیز در قالب پایاننامه کارشناسی ارشد، به بررسی ادخالهای جامد موجود در کرومیتهای منطقه فاریاب پرداخته است.
اهداف پژوهشاهداف کلی از انجام مطالعات در مجموعه افیولیتی فاریاب در قالب رساله حاضر را میتوان به صورت زیر خلاصه کرد:
با توجه به مطالعات پیشین وجود فازهای سولفیدی در منطقه و کانهزایی سولفیدی مشخص شده است. هدف از این پژوهش بررسی دقیقتر فازهای سولفیدی در منطقه و بررسی سنگهای میزبان فازهای سولفیدی و نحوه کانه زائی، ترکیب کانیشناسی و ارتباط سولفیدهای ماگمائی با سنگهای کرومیتیتی و سنگهای سیلیکاتی میزبان است. نتایج این پژوهش میتواند راهگشایی برای مطالعات اکتشافی در منطقه فاریاب و مناطق مشابه باشد.
روشهای پژوهش1ـ مطالعات کتابخانهای شامل جستجوهای اینترنتی، گردآوری و مطالعات مقالات فارسی و لاتین، گزارشات و پایاننامههای انتشار یافته.
2ـ مطالعات صحرائی به منظور برداشت دادههای صحرایی جهت درک ماهیت سنگشناختی مجموعه افیولیتی فاریاب و تعیین ارتباط بین واحدهای سنگی موجود در منطقه و نمونه برداری هدفمند در امتداد چندین پروفیل زمینشناسی و همچنین نمونهگیری از مغزههایی که از حفر گمانههای مختلف در منطقه بهدست آمدهاند.
3ـ مطالعات میکروسکوپی جهت تعیین خصوصیات سنگشناسی نمونههای حاوی کانیهای سولفیدی شامل تعیین نام سنگها، بافتها و ریز ساختارهای موجود.
4- مطالعات کانیشناسی دستگاهی با استفاده از روش پراش پرتو ایکس XRD.
5- آنالیز الکترون میکروپروب (EMPA) به منظور پیبردن به ترکیب دقیق شیمیایی کانیهای سولفیدی، سیلیکاتی و کرومیتی در مجموعه افیولیتی فاریاب.
6-تجزیه و تحلیل دادههای بخشهای مختلف جهت ارائه یک مدل زایشی از نحوه و جایگاه سنگشناختی کانهزایی سولفیدی در مجموعه افیولیتی فاریاب.
فصل دوم
1367790162877500
زمینشناسی منطقهمقدمهمنطقه مورد مطالعه در شمال غرب نقشه 100000/ 1 میناب (به شماره7443) به صورت مثلثی واقع شده است. منطقه مورد مطالعه در منتهیالیه جنوب شرق زون سنندج ـ سیرجان و همچنین در منتهیالیه مرز کمربند زاگرس و منطقه مکران قرار دارد (شکل 2ـ1). این مثلث تقریباً متساوی الساقین دارای گسلی عرضی است که بخشی از آن را از نزدیک رأس قطع کرده و باعث جابجایی نسبی آن شده است. امتداد عمومی منطقه به موازات زاگرس بوده و ساقین این مثلث را دو گسل متقاطع تشکیل میدهند که هر دو گسل معکوس میباشند. گسل بخش شمالی منطقه بنام گسل دستگرد مرز مشخصی را بین مجموعه دگرگونی باجگان (در شمال شرق منطقه) و منطقه مورد مطالعه ایجاد کرده است و باعث روراندگی مجموعه مذکور بر روی اولترابازیکهای بخش مورد نظر شده است. گسل بخش جنوبی، گسل رودان است که اولترابازیکها را روی آمیزهرنگین قرار داده است. بنابراین در طول ساقین منطقه مورد مطالعه دو مجموعه دگرگونی (شمال و شمال شرق) و آمیزه رنگین (جنوب وجنوب غرب) قرار گرفتهاند و در بخشهایی از شمال و انتهای جنوبی منطقه نیز رسوبات کواترنری دشتها را میپوشاند. تودههای سنگی افیولیتی به شکل ساختار هورست[18] در نتیجه عملکرد دو گسل معکوس رودان و دستگرد ظاهر گشتهاند و باید ذکر کرد تودههای افیولیتی به همراه آمیزههای رنگین که در منطقه دارای گسترش فراوانی میباشند توسط رسوبات جوان پوشیده شدهاند (شکل2ـ2). منطقه فاریاب بزرگترین منطقه معدنی کرومیت ایران میباشد. مرز بین واحدهای سنگی افیولیتی با سنگهای دربرگیرنده تکتونیکی بوده و با گسلها مشخص میشوند. منطقه مورد مطالعه از لحاظ ادوار فلززایی در ایران در محدوده کرتاسه پسین ـ پالئوژن میباشد.
2853055357314500
شکل 21- موقعیت زمینساختی منطقه مورد مطالعه.(Jannessary et al., 2012)
شکل 22- نقشه زمینشناسی ساده شده مجموعه افیولیتی و مجموعه معادن کرومیت فاریاب و موقعیت آن در کمربندهای افیولیتی ایران(برگرفته از Rajabzadeh & Moosavinasab, 2013).زمینشناسی مجموعه اولترامافیک سرخبندمجموعه اولترامافیک سرخبند به شکل گوهای به طول 17 کیلومتر و عرض بیش از 6 کیلومتر و با مساحت بیش از 100 کیلومتر مربع و به سن قبل از اردویسین (McCall, 1980)، در جهت شمال غرب ـ جنوب شرق طویل شده است. این مجموعه، بزرگترین توده فوقبازی واقع در چهارگوش میناب را در مقایسه با تودههای فوق بازی رودان، گلکهان و تودههای فوق بازی جنوب غرب کهنوج (سلیمانی) تشکیل میدهد. این مجموعه محدوده اصلی مورد مطالعه را تشکیل میدهد که در حقیقت، شامل لیتولوژیهای موجود در محدوده مثلثی شکل است که شاید بتوان به آن نام «منطقه عمومی فاریاب» را اطلاق کرد چرا که اکثر معادن و ذخائر کرومیتی که توسط شرکت معادن کرومیت فاریاب استخراج میشود در این بخش واقع شده است. در توالیهای آذرین، تشخیص تقدم و تأخر واحدهای سنگی، همیشه با مشکلات عدیدهای روبرو است و این امر به دلیل نبود لایهبندی مشخص در این سنگها است. سنگهای مختلف مجموعه اولترامافیک سرخبند نیز از این قاعده مستثنی نیستند و عدم وجود لایهبندی، خصوصاً در دونیتها و هارزبورژیتها، تشخیص تقدم و تأخر آنها را نسبت به یکدیگر با مشکل مواجه کرده است، اما وجود یک سری لایهبندی در کرومیتهای نواری تا حدی به رفع این مشکل کمک کرده است، مجموعه افیولیتی فاریاب در منطقه فاریاب مجموعههای کاملی نمیباشند. رابطه ساختمانی بین واحدهای مختلف سنگی بخصوص شکستگیهای تاخیری مطالعه چینهشناسی منطقه را بسیار پیچیده کردهاند. در بسیاری از مناطق آن ساختارهای فلسی و مضاعف شدن واحدها در اثر رانش و برگشتیهای فراوان لایهها هنوز ناشناخته باقیماندهاند. سنگهای اولترامافیکی بیشترین بخش مجموعه را تشکیل دادهاند. عدم وجود سریهای گابرویی وسیع و واحدهای سنگی فوقانیتر یک مجموعه افیولیتی در منطقه مورد مطالعه نشانگر حذف تکتونیکی بخش مهمی از واحدهای سنگی در هنگام فرارانش تکتونیکی است. بر اساس ستون چینهشناسی سه واحد سنگی عمده در منطقه قابل تشخیص میباشند:
1ـ واحد زیرین که قسمت پایه ستون افیولیتی را تشکیل میدهد. این واحد سنگشناسی اساساً از سنگهای هارزبورژیتی همگن باقیمانده از ذوب بخشی جبّه فوقانی تشکیل شده است. حجم زیاد این منطقه از افیولیت (حدود 50 در صد) به همراه ساختها و بافتهای تغییر شکل یافته به طریق دگردیسی پلاستیک سنگهای تشکیلدهنده که نشانگر حرارت و فشار بالا است، نظریه دیگر دیرگداز بودن آنها را از ذوب بخشی تائید میکند. مقادیر بسیار ناچیزی از سنگهای دونیتی نیز به صورت عدسیهای کوچک در قسمت فوقانی آن مشاهده میشوند. هیچ گونه اثری از کانه زائی اکسیدی ـ سولفیدی در سنگهای این منطقه از مجموعه افیولیت دیده نشده است. در واقع ترکیبات اکسیدی و سولفیدی در فرآیند ذوببخشی از سنگهای این منطقه خارج شده و وارد مذاب حاصله میشوند، در منطقه فاریاب سنگهای بخش فوقانی این واحد بر روی سنگهای واحد فوقانیتر خود (واحد میانی) رورانده شدهاند.
2ـ واحد میانی که میتوان آن را واحد هارزبورژیتی انتقالی نامید بین هارزبورژیتهای همگن در زیر و انباشت سنگها در قسمت فوقانی قرار میگیرد، در این واحد سنگهای هارزبورژیتی باقیمانده از ذوب بخشی بصورت بین لایهای همراه با سنگهای ماگمایی دونیتی، ورلیتی، پیروکسنیتی و کرومیتیتی قرار میگیرند. نسبت سنگشناسی در این واحد بصورتی است که در قسمتهای زیرین نسبت سنگهای هارزبورژیتی بسیار بیشتر از سنگهای حاصل از تبلور ماگما میباشند ولی این نسبت به سمتهای فوقانی به تدریج کاهش یافته، این تغییرات سیار منظم و پیوسته است بطوریکه که در قسمت فوقانی این منطقه از افیولیت سنگهای هارزبورژیت به صورت قطعات باقیمانده کوچک (آنکلاو) در بین لایههای دونیتی قرار دارند. درصد سنگهای دونیتی و ورلیتی به سمت قسمتهای فوقانی واحد هارزبورژیت انتقالی افزایش یافته بطوریکه سنگهای دونیتی یک منطقه مشخص را در توده افیولیتی تشکیل میدهند. کانسارهای بزرگ کرومیت به همراه هالهها و لایههای دونیتی در این واحد قرار میگیرند و این منطقه بزرگترین معادن کروم ایران را در خود جای داده است. اساساً لایه های دونیتی بزرگ بصورت ابزار سنتی صحرایی در اکتشاف کروم منطقه مدت طولانی است که استفاده شده است. این منطقه از افیولیت، تحت تأثیر سیستم پیچیدهای از فرآیندهای تکتونیک شکننده قرار گرفته است بطوریکه لایهها به مقدار زیادی حذف، مضاعف و جابجا شدهاند و عملیات اکتشاف نیز با توجه به این تغییرات بسیار دشوار گشته است.
3ـ واحد فوقانی سنگهای انباشتهای که بر روی منطقه هارزبورژیتی انتقالی قرار میگیرند در واقع مرز این واحد با واحد زیرین خود با عدم حضور سنگهای هارزبورژیتی باقیمانده از ذوب بخشی مشخص میگردد. مرز بین این دو واحد کاملاً تدریجی بوده و مقدار کانسارهای کرومیت نیز در این واحد کاهش مییابد. سنگهای این منطقه عمدتاً دونیت و پیروکسنیت با مقادیر کمی سنگهای ورلیتی و کانسارهای کرومیت است. دگردیسی پلاستیک در سنگهای این واحد بسیار کاهش یافته و میتوان از روی ساخت سنگها، این واحد را از واحدهای زیرین تفکیک نمود.
کل این توده به صورت یک مجموعه که نام آن از کوه سرخبند در بخش جنوبی این منطقه اقتباس شده است از نظر ماهیت سنگشناسی شامل دو بخش اصلی است: یک قسمت شمالی با پیچیدگی نسبتاً زیاد که اساساً از دونیت به همراه مقادیر کمی اولیوین کلینوپیروکسنیت، ورلیت و اولیوین وبستریت و لرزولیت که برای آنها یک منشأ ماگمایی در نظر گرفته میشود و تودههای زیادی از کرومیت با اهمیت اقتصادی تشکیل شده است و بخش جنوبی نسبتاً ساده که ترکیب نسبتاً یکنواختتری داشته و عمدتاً از هارزبورژیت به همراه مقادیر اندکی از دایکهای دونیتی، اولیوین کلینوپیروکسنیت و اورتوپیروکسنیت تشکیل شده است. برای سنگهای این بخش منشا باقیمانده دیرگداز سنگهای گوشته فوقانی ذکر شده است (مراجعه شود به نقشه و گزارش McCall, 1980).
بخش شمالی مجموعه اولترامافیک سرخبنددونیتبیش از 70% حجم کل این بخش از دونیت تشکیل شده است. واحدهای سنگی دونیتی با رنگ روشنتر، بر روی عکسهای هوایی و ماهوارهای، از سنگهای هارزبورژیتی کاملاً مشخص میباشند (شکل2ـ3). رنگ سطح هوازده این سنگها، زرد قهوهای و رنگ سطح تازه شکسته شده آنها، سبز تیره است. اما در مناطقی که سنگهای کرومیتیت قرار دارند، رنگ دونیتها به دلیل دگرسانی بسیار شدید و تبدیل به سرپانتین، به رنگ سبز زیتونی در آمده و از مقاومت بسیار پائینی نیز برخوردار بوده و بسیار شکنندهاند (شکل2ـ4). وجود درزهها، گسل خوردگیها و چینخوردگی ها، از مشخصههای بارز دونیتها به شمار میرود. در موارد بسیاری در امتداد گسلهای کوچک و بزرگ، رگههای منیزیتی از چند سانتیمتر تا حداکثر یک متر از نوع تودهای، گل کلمی و متبلور ریز به رنگ سفید تا بیرنگ (هیدرومنیزیت) تشکیل شدهاند (شکل2ـ5) و در صورت گسترش طول و عرض زیاد، حتی بر روی عکسهای هوایی و ماهوارهای نیز قابل ردیابی میباشند. بنابراین منیزیتها به تشخیص زونهای گسله موجود در منطقه کمک میکنند. از آنجایی که گسل خوردگیها و چین خوردگیها باعث خمیده شدن لایهها، قطع شدن و یا تکرار آنها و حتی در مواردی سبب حذف شدن آنها شدهاند. با توجه به اینکه واحد دونیتی بخش شمالی دارای لایهبندی مشخصی نمیباشند از این رو در صورت بروز هر یک از موارد فوق (خمیده شدن، قطع شدن، تکرار یا حذف) تشخیص موقعیت سنگ شناختی آنها بسیار مشکل و حتی غیر ممکن میشود. وجود رگههایی چند از پیروکسنیت و ورلیت درون این واحد، تا حدودی عملکرد گسلها و چین خوردگیها را در مناطقی که این واحدها حضور دارند مشخص میکند. با توجه به مطالعات قبلی انجام شده (McCall, 1980) ضخامت واحد دونیتی را حدود 1000 متر تخمین زدهاند. اما این مقدار، ضخامت واقعی دونیتها نیست؛ زیرا حد زیرین آنها نامشخص بوده و نمیتوان نوع واحد سنگی زیر آن را مشخص نمود.
شکل 23- توالی دونیت و هارزبورژیت در محدوده معدن ولی، رنگ دونیتها روشنتر از هارزبورژیت است.
شکل 24- دونیت در مجاورت کرومیتیت در معدن دویس در بخش شمالی مجموعه افیولیتی.
شکل 25- منیزیت گل کلمی در میان واحدهای دونیتیپریدوتیتهاپریدوتیتهای بخش شمالی مجموعه اولترامافیک سرخبند عمدتاً از نوع ورلیت و هارزبورژیت و لرزولیت هستند که در آنها الیوین بین 40ـ60% حجم آنها را تشکیل میدهد. اسپینلها به طور تقریباً ثابت در این پریدوتیتها دیده میشوند.
پیروکسنیتها
پیروکسنیتهای موجود در بخش شمالی مجموعه اولترامافیک سرخبند، سنگهایی تیره و سختی میباشند که به دلیل ماهیت کانیشناسی خود تحت تأثیر کمترین دگرسانی قرار گرفتهاند و از همین رو سختی بالایی نسبت به دونیتهای اطراف خود دارند (شکل2ـ6). تشخیص این سنگها به دلیل رنگ تیرهتری که نسبت به دونیتها دارند در بعضی موارد به راحتی امکانپذیر است؛ اما در موارد بسیاری نیز به سختی میتوان این دو را از فاصله دور از یکدیگر تشخیص داد. پیروکسنیتهای موجود در این بخش شامل اولیوین کلینوپیروکسنیت و کلینوپیروکسنیت با مقادیر کمتری از اولیوین وبستریت میباشند. باید ذکر کرد که در صحرا، تشخیص انواع پیروکسنیت های نامبرده به دلیل شباهت ظاهری، مشکل است (شکل2ـ7).
شکل 26- تناوب پیروکسنیت ضخیم لایه، دونیت و پیروکسنیت نازک لایه در بخش شمالی مجموعه، به رنگ تیره پیروکسنیت ها نسبت به دونیتها توجه شود.
شکل 27- پیروکسنیتهای صخره ساز در مجموعه افیولیتی مورد مطالعه.کانسارهای کرومیت در بخش شمالی مجموعه
دونیتهای بخش شمالی میزبان ذخایر کرومیتیتی بسیاری هستند که از این ذخایر تحت عنوان معادن کرومیت فاریاب (آسمینون) نام برده شده است. این معادن شامل معادن متروکه قدیمی، معادن فعال و در حال استخراج و تودههای کرومیتیتی اکتشاف شده که هنوز مورد استخراج قرار نگرفتهاند، میباشد. از آنها میتوان به تودههای معدنی تونل فطر 6، نعمت، رضا، امیر، عزت، شهریار، نازآفرین، دویس، تونل مداح اشاره کرد. براساس میزان کرومیت موجود در سنگهای واجد کرومیت، تقسیمبندی زیر که توسط (1977)Greenbaum و (Roberts and Neary 1993) ارائه شده است به منظور تشریح تغییرات ترکیب مودال این سنگها مورد استفاده قرار می گیرد:
ـ دونیت (با کرومیت پراکنده) : کمتر از 5% کرومیت
ـ دونیت کرومیت دار: 5 تا 50% کرومیت
ـ اولیوین کرومیتیت: 51 تا 90% کرومیت
ـ کرومیتیت (تودهای) : بیش از 90% کرومیت
ذخایر شناخته شده موجود در این منطقه، عمدتاً در سطح زمین رخنمون داشته و بصورت سطحی استخراج میشوند؛ اما در مواردی که ماده معدنی تا عمق نیز ادامه داشته باشد تا حد امکان با روش پلکانی (مثل معدن نعمت) و در غیر این صورت با حفر تونل ( نظیر معدن فطر6، امیر و تونل مداح) ماده معدنی استخرج میشود. اغلب این ذخایر، قبلاً استخراج شده و بخش اعظم ماده معدنی آنها استحصال شده است و به همین علت، ارتباط صحرایی اولیه در بسیاری از آنها از بین رفته است که این امر باعث بروز مشکل در تشخیص نوع ارتباط بین ماده معدنی و سنگ دربرگیرنده میشود. کرومیتهای موجود در این معادن به اشکال لایهای، عدسی و افشان میباشد و بافت آنها بصورت گرهکی، نواری و افشان میباشد (اشکال2-8 و 2-9و 2ـ10). استخراج کرومیت از معادن فاریاب، از سال 1340 آغاز شده است و عملیات استخراج در این منطقه توسط شرکت معادن فاریاب صورت میگیرد. در (جدول 2-1) خصوصیات معادن کرومیت فاریاب به طور خلاصه آورده شده است:
جدول 21- میزان ذخیره و بافتهای مختلف تودههای کرومیتیتی در معادن فاریاب (Rajabzadeh, 1998).نام معدن ذخیره(تن) بافت
فطر6 6000000 تودهای، افشان
نعمت >>1000000 تودهای، افشان، نواری
امیر >1000000 تودهای، افشان، نواری
رضا 600000 تودهای، افشان، نودولار
نازآفرین 200000 تودهای، نواری
شهریار 500000 تودهای، افشان
عزت 600000 تودهای، افشان، نودولار
دوویس 600000 تودهای، افشان، نواری
سهراب 100000 تودهای
کرامت 350000 تودهایف افشان،نودولار
در مجموع در خصوص توالی لایهها، تکرار آنها، ضخامت و سایر خصوصیات چینهشناسی میتوان شکل (2ـ11 ) و جدول (2ـ2) زیر را ارائه کرد که نشان دهنده لیتولوژیهای بخش شمالی مجموعه اولترامافیک سرخبند میباشد:
قسمت اول: سکانس لایهای تحتانی
جدول 22-لایهها و ضخامت آنها در بخش زیرین توالی شمالی مجموعه افیولیتی(.(McCall, 1980شماره نام سنگ خصوصیات ضخامت بر حسب متر
1 دونیت و کرومیتیت لایهای این لایه به سرپانتین زرد مایل به سبز آلتره شده است 6.5
2 کرومیت تودهای – 2
3 دونیت 80% فورستریتها سرپانتینیزه شده و 20% آنها تازه هستند، کرومیتهای شکلدار هم بصورت فاز فرعی حضور دارند 1
4 کرومیتیتها و دونیتهای لایهای – 1.5
5 دونیت 70% فورستریتها سرپانتینیزه شدهاند و 25% الیوین ها تازه هستند و 5% دانه های کرومیت شکلدار تا نیمه شکلدار وجود دارد. 4
بخش فوقانیجدول 23-توالی لایهها در بخش فوقانی توالی شمالی مجموعه افیولیتی فاریاباقتباس از(McCall, 1980).شماره نام سنگ خصوصیات ضخامت
6 دونیت الیوینها 40% سرپانتینیزه شدهاند و60% تازه هستند و حاوی در صد کمی کلینوپیروکسن و کرومیتهای گردشده هستند، در دانههای کرومیت فولیاسوسنی موازی لایهبندی وجود دارد. در داخل دونیتها سایر لیتولوژی ها عبارتند از: ورلیت (به صورت لایههای ناپیوسته) والیوین وبستریت (لایهای). 18
7 الیوین کلینوپیروکسنت 15% الیوین، 85% کلینوپیروکسن و کرومیت بصورت فاز فرعی وجود دارد. 5
8 دونیت الیوین 60% سرپانتینیزه شده و 40% تازه هستند و 1% دانه های کرومیت گرد شده هم وجود دارد. 40
9 دونیت الیوین 70% سرپانتینیزه شده و 30% تازه هستند و به همراه 2% دانه های کرومیت گرد شده 20
10 لایههای تکراری با ضخامت 1/. تا 2 متر ـ ورلیت: 60% کلینوپیروکسن و40% الیوین
ـ الیوین وبستریت: 25% برونزیت و60% کلینوپیروکسن و 15% الیوین
ـ دونیت: 40% الیوین سرپانتینیزه و 55% الیوین تازه و 5% دانه های کرومیت گرد شده 30
11 کلینوپیروکسنت الیوین به صورت کانی فرعی گاهی اوقات حضور دارد و کانی اوپاک دیده نمیشود. 16
12 ورلیت 8
13 کلینوپیروکسنت 1
14 دونیت 2
15 کلینوپیروکسنت 5
ستون چینهشناسی مربوطه در (شکل 2-11) آورده شده است.
شکل 28- کرومیت با بافت انتشاری در معدن رضا پایین
شکل 29- کرومیت با بافت گرهکی و افشان در معدن دویس
شکل 210- مرز کرومیت پرعیار و کمعیار و گسل خوردگی در تونل مکران
شکل 211- ستون چینهشناسی بخش شمالی مجموعه افیولیتی فاریاب (اقتباس از گزارش سازمان زمینشناسی 1980).بخش جنوبی مجموعه اولترامافیک سرخبندطبق مطالعات انجام شده بخش جنوبی مجموعه افیولیتی فاریاب از نظر سنگشناسی شامل هارزبورژیت، دونیت، اولیوین کلینوپیروکسنیت و لرزولیت میباشد. محدوده جنوبی دارای ماهیت تکتونیتی (دیرگداز) بوده و فاقد کانسار کرومیت میباشد.
هارزبورژیتبیش از 90% سنگهای بخش جنوبی مجموعه اولترامافیک سرخبند را سنگهای هارزبورژیت به خود اختصاص دادهاند. سنگهای این بخش، با رنگ کاملاً تیره و تقریباً یک دست و یکنواخت بر روی عکسهای هوایی و ماهوارهای قابل تشخیص است. به دلیل مقاومت نسبتاً بالای این سنگها نسبت به دونیتهای بخش شمالی، عمدتاً ستیغهای مرتفع با شیب دامنه زیاد و درههای پرپیچ و خم با توپوگرافی خشن تشکیل میدهند که به همین علت دسترسی به بخشهای مختلف آن مشکل است (شکل 2ـ12)، این سنگها معمولاً عاری از خاک و پوشش گیاهی هستند. لازم به ذکر است که میزان کرومیت هارزبورژیت در حد بسیار کم بوده و مقدار آن هرگز به حدی نمیرسد که لایههای کرومیت اقتصادی تشکیل شود.
شکل 212- توپوگرافی خشن بخش جنوبی مجموعه افیولیتی.دونیتدر بخش جنوبی مجموعه اولترامافیک سرخبند دونیتها سرپانتینی شده هستند و بطور ثابت حاوی اسپینل بعنوان کانی فرعی میباشند و دونیتها بصورت عدسیهای کوچک و بزرگ (با قطر چند متر تا حداکثر 200 متر) و دایکهای طویل (به طول چندین متر و عرض 1 تا 0.2 متر) و دسته دایکهای کوچک موازی (با طول چندمتر و عرض چند سانتیمتر) درون هارزبورژیتها دیده میشوند (شکل 2-13) و این سنگها اکثراً سرپانتینیشده و امکان برداشت نمونههای سالم مسیر نیست و رنگ این سنگها در سطح هوازده زرد قهوهای و در سطح تازه شکسته با توجه به میزان دگرسانی از کرم تا سبز تغییر میکند و در مواردی که عدسیهای دونیتی گسترده باشند با توجه به تن روشنی که دارند از هارزبورژیتها قابل تشخیص میباشند.
شکل 213- لایهبندی دونیت و هارزبورژیت در بخش جنوبی مجموعه افیولیتیمجموعههای دگرگونی منطقهدر نقشه 250000/1 میناب سه مجموعه سنگ دگرگونی دیده میشود که به قرار زیر هستند:
ـ دگرگونیهای مجموعه دورکان
ـ دگرگونیهای مجموعه کالرد ملانژ
ـ مجموعه باجگان (McCall et al,1985).
باتوجه به اینکه مجموعه باجگان از مناطق مجاور مجموعه افیولیتی فاریاب بوده و توسط گسل دستگرد از این منطق جدا میشود و باید ذکر کرد که این مجموعه یکی از بزرگترین مجموعههای دگرگونی در منطقه عمومی میناب است، در زیر به شرح این مجموعه می پردازیم.
2- 5- 1- مجموعه دگرگونی باجگان
مجموعه باجگان شامل توالی گستردهای از سنگهای دگرگونی با منشأ رسوبی و آذرین میباشد که در رخساره آمفیبولیت و شیست سبز دگرگون شدهاند و مساحتی بیش 2500 کیلومتر مربع دارد. این سلسله ارتفاعات در غرب رشته کوههای بندزیارت قرار گرفته و به سمت شمال امتداد مییابد. وضعیت عمومی آن به شکل یک مجموعه دگرگونی بی قاعده است که نام آن از روستای باجگان در نزدیکی مجموعه گرفته شده است. ضخامت این مجموعه دگرگونی سبز رنگ به علت درهم ریختگی و آشفتگی ساختمانی منطقه مشخص نیست و به سادگی نیز قابل اندازهگیری نمیباشد ولی بر اساس یک تقریب، ضخامتی در حدود 10 کیلومتر برای آن در نظر میگیرند (Mc Call et a l ., 1980). از نظر سنگشناسی این مجموعه شامل: شیستهای بازی(60%)، شیستهای پلیتی و پسامیتی(30%)، سنگ آهک (5%) و سنگهایی نظیر آمفیبولیت، متادیاباز، متادیوریت، متاگابرو، پلاژیوگرانیت و تودههایی از دونیت، ورلیت و سرپانتینیت (جمعاً حدود 5% ) میباشد. آلومینوسیلیکاتها، کمیاب بوده و فقط یک رخداد سیلیمانیت از این منطقه گزارش شده است (Huber, 1978). سنگهای کالک سیلیکاته و سنگهای آهکی و کریستالیزه نسبتاً فراوانند و افقهای شاخصی را در منطقه تشکیل دادهاند، اگر چه بخاطر در هم ریختگی شدید تکتونیکی در منطقه نمیتوان این افقها را در کل منطقه با هم تطبیق داد و سکانس چینهشناسی منطقه را تهیه کرد. واحدهای تفکیک شده مجموعه دگرگونی باجگان شامل بخشهای زیر است:
1ـ شیست بازی، شیستهای پلیتی (به مقدار کمتر) و سنگهای کالک سیلیکاته
2ـ آهک رکریستالیزه، مرمر و شیست های پلیتی (بمقدار کمتر)
3ـآهک رکریستالیزه ضخیم و مرمر
4ـ سنگهای کالک سیلیکاته همراه با شیست پلیتی و بازی (به مقدار کمتر)
5ـ شیست پسامیتی حاوی کوارتز، مسکویت و شیست فوشسیتی
6ـ آمفیبولیت، لوکوگابرو دگرگون شده فاقد شیستوزیته (به مقدار کم) و شیست بازی
7ـ لوکوگابرو دگرگون شده فاقد شیستوزیته
8ـ سنگهای دگرگونی منیزیم دار
9ـ متاگابرو همراه باشیست (به مقدار کمتر)
10ـ متادیاباز
11ـ کوارتز، پلاژیوکلاز، مسکویت شیست
12ـ سنگهای حاوی کوارتز و پلاژیوکلاز
در محدوده مجموعه از جنوب به سمت شمال یک روند عمومی افزایش درجه دگرگونی مشاهده میشود. در بخش جنوبی، سنگهای درجه دگرگونی پائین بیشتر دیده میشوند. این شیستها بیشتر از رخساره گرینشیست بوده و از مشخصات بارز آنها وجود کلریت همراه با مسکویت و عدم حضور بیوتیت میباشد. بیشتر سنگهای این ناحیه شیستهای پسامیتی تا پلیتی که از ماسه سنگهای والد کوارتز فلدسپاتی ایجاد شدهاند (شکل2ـ14 و2-15). در این منطقه دگرگونی درجه پائین سنگهای کالک سیلیکاته مشتق شده از آهک های لایهای ناخالص نیز وجود دارند. متاولکانیک های بازی، رسوبات دگرگون شده آهندار و سنگهای منیزیمدار نیز به مقدار کمتر در منطقه دیده میشود. گسترههای کوچکی از گلوکوفان در ماسه سنگهای دگرگونی همراه با بعضی از عدسیهای سرپانتینیتی واقع در جوار گسل رودان که این مجموعه را از اولترابازیکهای جنوبی جدا میکند، گزارش شده است. رخدادهای دیگری از گلوکوفان را در فواصل کوتاهی از این منطقه میتوان دید (Huber, 1978). به سمت شمال درجه دگرگونی افزایش یافته و آمفیبولیتها و سنگهای آذرین بازیک دگرگون شده ترکیب عمومی منطقه را تشکیل میدهند. سن سنگهای مجموعه باجگان پالئوزوئیک بوده و فاز دگرگونی اصلی، قبل از ژوراسیک (احتمالاً کیمیرین) رخ داده است، اما سن رادیومتریک بدست آمده، سنونین میباشد، تنها دلیل آن این است که یک پلیمتامورفیسم وجود داشته است (McCall, 1985a).
شکل 214- شیستهای سبز عدسی شکل در مجموعه دگرگونی باجگان.
شکل 215- شیستسبز در مجموعه دگرگونی باجگان.مجموعه آمیزه رنگینمجموعه آمیزه رنگین بصورت یک کمربند با روند شمال غرب ـ جنوب شرق در جنوب غرب چهارگوش میناب قرار دارد. این واحد توسط گسل معکوس رودان از مجموعه اولترامافیک سرخبند جدا میشود (شکل2ـ16). این بخش یک اجتماع لیتواستراتیگرافی از رسوبات و ولکانیکهای کرتاسه بالایی است که با هم در ارتباطند. در بعضی از قسمتهای این منطقه رسوبات خارجی نیز دیده میشود. در این مجموعه یک ماتریکس واقعی نمیتوان برای مجموعه آمیزه رنگین ارائه کرد، البته باید عنوان کرد که عدهای در یک دید کلی سرپانتینیت را بعنوان ماتریکس این اجتماع در نظر میگیرند. در توصیف این مجموعه باید گفت وقتی صحبت از آمیزه رنگین می کنیم منظور همان مفهوم واقعی آن یعنی تجمع به هم ریختهای از رسوبات دریائی و گدازههای بالشی است که مشخصه اصلی آنها وجود آهکهای گلوبوترونکانادار[19] صورتی رنگ (شکل2-17)، رادیولاریتها و سرپانتینیتها و قطعات بیگانه آهکهای ریفی است که سن کرتاسه بالائی تا پالئوسن را برای آنها در نظر میگیرند. این منطقه، یک مجموعهای از سنگهاست که در حاشیه گودالهای فروانش در مناطق فرورانش پلیتها ایجاد شدهاند. مجموعههای سنگ شناختی مشابه این مورد در بسیاری از نقاط دنیا شناخته شده که امروزه معتقدند که اینها نشان دهنده اجتماعات ولکانیکی ـ رسوبی هستند که در لبه گودال های عمیق که نشان دهنده مناطق فرورانش در شرایط حاشیههای مخرب صفحات است، تشکیل شدهاند. ضخامت این مجموعه در حدود 10 کیلومتر بوده و از نظر لیتولوژیکی، مجموعهای از رسوبات پلاژیک و ولکانیکهای همراه است، که ظاهراً هر دو هم منشأ بوده و سن کرتاسه و ژوراسیک بالائی دارند (گزارش شرح نقشه زمینشناسی چهارگوش میناب، نقشه j-13 1364، سازمان زمینشناسی کشور). باید ذکر کرد این مجموعه حاوی قطعاتی از سنگهای بیگانه نیز هست.
این مجموعه از نظر لیتولوژیکی به دو بخش اصلی تقسیم میشود:
1 ـ تشکیلات رسوبی
2 ـ تشکیلات آتشفشانی ـ رسوبی
الف ـ تشکیلات رسوبی
تشکیلات رسوبی شامل ماسه سنگهایی با سن تورونین ـ ماستریشتین میباشند. ماسه سنگهای ریز دانه با لایهبندی نازک، چرتهای رادیولاریتی، سنگهای کربناته گلوبوترونکانادار، آهکهای دارای تبلور مجدد و شیستهای آهکی تشکیل دهندههای اصلی این تشکیلات بوده و همراه با این سنگها، سنگهای فیلیتی، کنگلومرا و بازالت بصورت لاواهای بالشتی دیده میشوند.
ب ـ تشکیلات آتشفشانی ـ رسوبی
این تشکیلات شامل بازالتهای بالشی (شکل2-18) همراه با چرتهای رادیولاریتی و کمی سنگهای کربناته میباشند. بازالتها در رخساره زئولیتی دگرسانشده (کلسیت، رس، هماتیت، کلریت، زئولیتها و کوارتز) و در آنها سنگهای دونیتی سرپانتینیتی، آمفیبولیت و گابرو بصورت بلوکهایی مشاهده میشوند. تشکیلات رسوبی بسیار جوانتر با سن ترشیر که دارای گسترش فراوانی میباشد آمیزههای رنگی را پوشانده و بخصوص در غرب مجموعه افیولیتی جوان دیده میشوند، در بسیاری از نقاط دیگر، آمیزههای رنگی توسط رسوبات دشتی و کواترنر پوشیده میشوند. این دو اجتماع (الف و ب) هیچ رابطه مشخص استراتیگرافی نسبت به هم ندارند. از لحاظ پتروگرافی این مجموعه شامل سنگهای زیر است (جدول 2ـ4):
جدول 24-واحدهای پتروگرافی مجموعه کالردملانژ(.(Mc Call, 1980سنگهای آذرین سنگهای رسوبی سنگهای دگرگونی
لاواهای بازیک
لاواهای اسیدی
گابرو
پریدوتیت
سرپانتینیت
ترونجمیت چرت
سنگ آهک
ماسه سنگ آمفیبولیت
متاگابرو
متادیاباز
شیست و فیلیت
سنگهای کالک سیلیکاته
شکل 216- جدا شدن مجموعه کالرد ملانژ از مجموعه افیولیتی (گسل رودان در امتداد جاده و تیرهای برق)
شکل 217- آهکهای قرمز در کالردملانژ
شکل 218- بازالتهای بالشی در کالرد ملانژ.سن مجموعه افیولیتی فاریاباز دادههای حاصل از سنسنجی بهروش های پرتوسنجی بر روی سنگهای افیولیت فاریاب و نواحی مجاور، تاکنون پاسخ درستی به دست نیامده است. در زیر نتایج حاصل از سن سنجی به روش پرتوسنجی بر روی سنگهای این مجموعه به دست آمد هاست:
1 ـ از سنسنجی یک سنگ اولیوین کلینوپیروکسنیت به روش پتاسیم- آرگون، توسط زمینشناسان پاراگون، سنی معادل ( 35±)106×476 سال (حدود اردوویسین) به دست آمده است.
2 ـ از سنسنجی هورنبلندهای یک آمفیبولیت وابسته به اولترامافیکهای افیولیت مکران باختری با روش پتاسیم-آرگون، سنی حدود سال (5-+)106×170 سال (ژوراسیک میانی) حاصل شده است، این مطالعه توسط هانسین و دیگران (1359) صورت گرفته است.
3 ـ مطالعات سنسنجی که به تازگی بر روی بیش از 20 نمونه از سنگهای مربوط به افیولیتهای منطقه فاریاب انجام گرفته، همگی سن پیش از کامبرین را نشان دادهاند.
با فرض اعتماد و درستی این آزمایشها، مشاهده میگردد که افیولیت زایی و تشکیل پوسته اقیانوسی در دامنه وسیعی از زمان صورت گرفته است.
فصل سوم
152019093916500
مطالعات پتروگرافیمقدمهجهت مطالعات پتروگرافی، تعداد 77 نمونه از بخش شمالی و جنوبی و 11 نمونه از مجموعه آمیزه رنگین و تعداد زیادی نمونه از مغزههای حفاری گمانههای 6 و 2 به صورت هدفمند برداشت گردید. پس از بررسی نمونههای دستی تعداد 50 نمونه از نمونههای بخش شمالی و جنوبی و مجموعه آمیزه رنگین و مغزههای حفاری که حاوی کانیهای سولفیدی بوده و به راحتی و با چشم غیرمسلح دیده میشدند، جهت تهیه مقاطع نازک و صیقلی انتخاب گردیدند. سپس مقاطع تهیه شده با استفاده از میکروسکوپهای نور انکساری و انعکاسی مورد مطالعه قرار گرفتند. در راستای مطالعات کانیشناسی تعداد 10 نمونه از نمونههای مغزههای حفاری و نمونههای معدن فطر 6 به روش آنالیز XRD مورد مطالعه قرار گرفتند. لازم به ذکر است که سنگهای اصلی موجود در منطقه شامل: دونیت، پریدوتیت (هارزبورژیت، لرزولیت، ورلیت)، پیروکسنیت (اولیوین وبستریت، اولیوین کلینوپیروکسنیت) و کرومیتیت میباشند.