دانلود متن کامل پایان نامه مقطع کارشناسی ارشد رشته زمین شناسی 

گرایش :اقتصادی 

عنوان :  بررسی ژئوشیمیایی و سنگ ­شناسی واحدهای سنگی میزبان کانسارهای کرومیت منطقه فرومد 

دانشکده علوم

پایان نامه ­ی کارشناسی ارشد در رشته­ ی زمین­شناسی – اقتصادی

بررسی ژئوشیمیایی و سنگ­ شناسی واحدهای سنگی میزبان کانسارهای کرومیت منطقه فرومد با هدف تعیین مدل تشکیل نهشته­های معدنی در مجموعه افیولیتی سبزوار- شاهرود

استاد راهنما

دکتر محمد علی رجب زاده

برای رعایت حریم خصوصی نام نگارنده پایان نامه درج نمی شود

(در فایل دانلودی نام نویسنده موجود است)

تکه هایی از متن پایان نامه به عنوان نمونه :

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

چکیده

منطقه فرومد در منتهی­الیه شرق استان سمنان واقع شده است. ورقه زمین شناسى فرومد با مختصات ´30 ˚56-´00 ˚57 طول های خاوری و´30 ˚36-´00˚37  عرض­هاى شمالی در باختر شهرستان سبزوار جاى دارد. نتایج مطالعات کانی­شناسی با بهره گرفتن از روش آنالیز الکترون میکروپروب (EPMA) بر روی کانی­های اسپینل­کروم­دار و سیلیکات­های میزبان توده اولترامافیکی فرومد نشان می­ دهند که اولیوین با منیزیم بالا (Fo66-99) اورتوپیروکسن با منیزیم بالا و آلومینیوم پایین (En ~81, Al2O3 ~0.25 Wt.%) و کرومیت توده­ای و بین توده­ای با کروم بالا (Cr# 72-83) می­باشند. با توجه به این نتایج و مطالعات سنگ­شناسی این مجموعه افیولیتی، افیولیت سبزوار- شاهرود حاصل از مذاب بونینیتی در محیط­های منطقه فرورانش می­باشد.

کلید واژگان: افیولیت، کرومیت، فرومد، سبزوار، شاهرود، الکترون میکروپروب

فهرست مطالب

عنوان                                               صفحه

فصل اول: کلیات… 2

1-1- ریشه لغوی افیولیت… 2

1-2- سن و پراکندگی کمپلکس‌های افیولیتی در جهان.. 4

1-3- نحوه تشکیل افیولیت‌ها 5

1-4- سکانس افیولیتی.. 6

1-5- ارزش اقتصادی فلزی.. 10

1-6- ساز و كارهای جایگیری افیولیت‌ها 12

1-6-1- فرارانش لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه غیرفعال قارهای یا سنگ‌های كمان.. 12

1-6-2- دو نیم شدن و تراست بخش بالایی یك زبانه فرورونده بر روی كمان پیشین.. 13

1-6-3- جمع شدن پوسته اقیانوسی جوان حوضه پشت كمانی و تشكیل گوه فزاینده. 13

1-7- شرایط تشکیل کانسارهای کرومیت… 18

1-8- انواع كانسارهای كرومیت… 19

1-8-1- کانسارهای ماگمایی.. 20

1-8-2- کانسارهای کرومیت پلاسری.. 25

1-8-3- کانسارهای لاتریت آهن- کرومیت… 25

1-9- ساخت پوسته­ای افیولیت­ها (نوع LOT و HOT) 25

1-10- زمین­شناسی و پراکندگی کانه در ایران.. 26

1-11- مطالعات پیشین.. 32

1-12- روش­های پژوهش…. 33

1-13- اهداف پژوهش…. 34

فصل دوم: زمین­شناسی عمومی منطقه.. 36

2-1- موقعیت جغرافیایی منطقه موردمطالعه. 36

2-2- راه های دسترسی به منطقه. 38

2-3- زمین­شناسی عمومی استان سمنان.. 39

2-4- زمین‌شناسى عمومى  فرومد. 43

2-4-1- زمین­شناسی منطقه میرمحمود. 46

فصل سوم: مطالعات پتروگرافی و کانی­شناختی… 56

3-1- مقدمه. 56

3-2- بررسی­های صحرایی.. 56

3-3- پتروگرافی کرومیتیت­ها و پریدوتیتهای میزبان.. 58

3-3-1- دونیت… 60

3-3-2- ورلیت… 64

3-3-3- کرومیتیت… 66

3-3-4- هارزبورژیت… 68

3-4- بافت­های موجود در کرومیت­های منطقه فرومد. 70

3-4-1- بافت و ساخت افشان.. 70

3-4-2- بافت واکنشی.. 71

3-4-3- ساخت نودولار. 72

3-4-4- بافت تودهای.. 72

3-4-5- بافت کششی.. 73

3-4-6- بافت سوپرژن.. 73

3-4-7- بافت اسکلتی.. 74

3-4-8- بافت جریانی.. 74

3-4-9- بافت کاتاکلاستیک… 74

3-4-10- بافت لکه­ای.. 75

3-4-11- بافت و ساخت میلونیتی.. 75

3-4-12- ساخت نواری.. 75

فصل چهارم: مطالعات ژئوشیمیایی… 83

4-1- مقدمه. 83

4-2- روش تحقیق.. 84

4-2-1- آنالیز الکترون میکروپروب (EPMA). 84

4-3- مذاب گوشته­ای.. 87

4-3-1- پریدوتیت­های اسپینل­دار. 87

4-4- ژنز کرومیتیت فرومد. 88

4-4-1- محیط تکتونیکی و ترکیب مذاب به­صورت تابعی از روابط بین Ti- Al 89

4-4-2- مذاب مادر (Parental melt). 91

4-5- جایگاه زون سوپرا سابداکشن.. 95

4-1- کانی­های گروه اسپینل.. 95

4-2- فرآیندهای ساب سالیدوس موثر در توزیع عناصر. 98

4-3- شیمی کانی­ها 99

4-4- اسپینل­های کروم­دار. 99

4-4-1- عدد کروم در اسپینل­ها 105

4-5- شیمی سیلیکات­های میزبان.. 107

4-5-1- اولیوین.. 107

4-5-2- کلینوپیروکسن و اورتوپیروکسن.. 117

فصل پنجم: بحث و نتیجه­گیری… 125

5-1- مقدمه. 125

5-2- مطالعات پتروگرافی و کانی­شناختی.. 125

5-3- شیمی کانی­ها 126

5-4- ژنز کرومیتیت فرومد. 127

5-5- نتیجه­گیری.. 130

5-6- پیشنهاداتی برای مطالعات آتی.. 131

 فهرست منابع و مآخذ.. 132

1-1- ریشه لغوی افیولیت

اهمیت شناسایی افیولیت‌ها در، تحلیل محیط تكتونیكی، مطالعه پوسته اقیانوسی، شناسایی ذخایر اقتصادی موجود در آن‌ها، مطالعات دیرینه شناسی و غیره است. بدین منظور باید مطالعات سنگ­شناسی، دیرینه شناسی، سن سنجی و مطالعات ساختاری و تكتونیكی صورت گرفته و سپس به تحلیل و اثبات مکانیسم‌های مرتبط با جای­گیری افیولیت­ها پرداخته شود. نام افیولیت توسط «برونیار (1827) برای توصیف سرپانتینیت‌ها ابداع شد. وی این نام را از لغت یونانی قدیمی افی به معنی مار و لیت هم که به معنی سنگ است، گرفت. پس از نام‌گذاری افیولیت‌ها توسط (برونیار، استینمن 1906) مفهوم مجموعه یا سری سنگی افیولیت را بکار برد. این مجموعه سنگی اصولاً حاوی سنگ‌های اولترامافیک (مثل کانی سرپانتینیت و پریدوتیت)، گابرو، اسپیلیت و سنگ‌های وابسته است. او همچنین مشاهده کرد که این سنگ‌ها اصولاً در چرت‌ها و رسوبات پلاژیک مستقر شده‌اند یا با آن‌ها وابستگی دارند. در سپتامبر 1972 سازمان زمین شناسی آمریکا در مورد افیولیت کنفرانس بزرگی برگزار نمود. در همین کنفرانس قرار شد که نام افیولیت به یک مجموعه مشخص از سنگ‌های مافیک تا اولترامافیک اطلاق گردد.»

افیولیت‌ها توالی‌هایی از سنگ‌های مافیك و اولترامافیك پوسته و گوشته فوقانی هستند که در ارتباط با زون‌های فرورانش، به صورت تكتونیكی جابجا شده روی خشکی‌ها جای­گیری کرده‌اند و بخشی از پوسته اقیانوسی جوان یا حوضه پشت كمانی تلقی می‌شوند (Condie,1997). به طور كلی یك توالی ایده­آل افیولیتی به ترتیب از بالا به پایین شامل: رسوبات عمیق دریا (رسوبات بخش آبیسال، پلاژیك، یا هر دو و یا رسوبات آذر آواری)، بازالت‌های بالشی، دایك­های صفحه­ای دیابازی، گابرو متراكم (Cumulate) لایه­ای و سنگ‌های اولترامافیك یا گابرو (non-cumulate) به همراه دیوریت و پلاژیوگرانیت، تكتونیت اولترامافیك (عموماً هارزبورژیت)، می‌شود و بررسی این سکانس‌های تراست شده بر روی پوسته قاره­ای نقش مهمی را در مدل‌های تكتونیك صفحه­ای ایفا می­ کند و یكی از راه­های مطالعه لیتوسفر اقیانوسی به ویژه پوسته اقیانوسی قدیمی است (Condie,1997; Kearey and Vine, 1996).

افیولیت‌ها صفحاتی با واحدهای سنگی مشخصی هستند (Nicholson.K.N,2000) كه منشاً قیانوسی داشته و اغلب در كمربندهای تصادم صفحات اقیانوسی ایجاد می‌شوند (Kearey and Vine, 1996) ولی در اثر فرآیندهای جای­گیری و گسلش­های فراوان یك توالی افیولیتی ایده آل را ندرتاً می‌توان یافت و اغلب، یا برخی از واحدها در آن‌ها دیده نمی‌شود و یا به صورت افیولیت ملانژ (واحدهای افیولیتی به هم ریخته و همراه با میان لایه های رسوبی) دیده می‌شوند (Condie,1997) نظیر مجموعه افیولیت ملانژ Tangihua در نیوزلند (Nicholson.K.N,2000).

1-2- سن و پراکندگی کمپلکس‌های افیولیتی در جهان

شکل ‏1‑1- سن کمپلکس­های افیولیتی و میزان پراکندگی آن­ها در ادوار مختلف (اقتباس شده از Yildirim Dilek and Harald Furnes., 2011)

شکل ‏1‑2- کمربندهای افیولیتی در مناطق مختلف جهان (اقتباس شده از Yildirim Dilek and Harald Furnes., 2011

1-3- نحوه تشکیل افیولیت‌ها

وجود افیولیت‌ها و پراکندگی آن‌ها در اغلب قاره‌های دنیا نشان می‌دهد که در جای­گیری بخش اعظم آن‌ها پدیده تصادم قاره- قاره دخیل بوده و اقیانوس مابین دو قاره در اثر فرآیند فرو رانش از بین رفته و در حین تصادم بخش‌هایی از پوسته اقیانوسی بر روی حاشیه غیر فعال رانده شده‌اند. عدم وجود دگرگونی حرارتی قابل توجه در مرز تماس آن‌ها با رسوبات بیانگر فرورانش آن‌ها در حالت سرد می‌باشد.

در اثر تغییرات مکرر تکتونیکی و یا در زون­­­­­­­های فرورانش پر شیب، افیولیت‌ها به ملانژهای تکتونیکی تبدیل می‌شوند و به دلیل سرپانتینی­شدن بخش اولترامافیک قاعده‌ای، واجد خاصیت پلاستیکی شده و به راحتی تغییر شکل می‌یابند. سرپانتینی­شدن به تحرک افیولیت ملانژ کمک کرده و ورود قطعات سنگ‌های درون­گیر و بیگانه به داخل سکانس افیولیتی را تسهیل می­ کند.

4- سکانس افیولیتی

امروزه افیولیت‌ها و یا کمپلکس‌های افیولیتی به مجموعه شماتیکی اطلاق می‌گردد که روند پیدایش و تکوین آن از پایین به بالا دارای ویژگی­های زیر است:

 1- پریدوتیت‌های متورق که متحمل تغییر شکل­های تکتونیکی در حالت جامد در درجه حرارت بالا و فشار بالا را شده‌اند. (HP-HT)

2- گابروها و پریدوتیت‌های لایه لایه با ساختمان­های متراکم و توده­ای (متبلور شدن مجزا و نهشته­های متوالی، چگالی مواد سازنده، بلورهای موجود در اتاق ماگما)

3- بازالت‌های بالشی یا پیلولاواها ( Pillow- lavas) یا مواد خروجی زیر دریایی، سن گدازه‌ها معمولاً قابل تشخیص است (در لابلای رسوبات دریایی).

اما سطوح مواد متراکم و توده­ای و پریدوتیت‌های متورق قابل تشخیص نمی‌باشد، برای این منظور می‌بایست سن متبلور شدن مواد ماگمایی و زمان تحولات تکتونیکی منطقه را مورد بررسی قرار داد.

به طور کلی سکانس افیولیتی یا پوسته اقیانوسی به ترتیب از پایین به بالا شامل همه یا بخشی از واحدهای ذیل می‌شوند:

تكتونیت اولترامافیك: این مجموعه دگرگونی كه در قاعده افیولیت قرار دارد و نقش اساسی را در جای­گیری آن ایفا می‌کند دارای ویژگی‌های ذیل است:

1) ضخامت 100 تا 500 متری و توسعه جانبی ده‌ها تا صدها كیلومتر (Condie,1997).

2) كاهش مشخص درجه دگرگونی از بالا به پایین (Condie,1997).

3) شدیداً تغییر شكل یافته و دارای فولیاسیون تكتونیكی مشخص (Condie,1997).

4) حاوی عدسی‌های دونیت و كرومیت می‌باشد و عموماً شامل سنگ‌های اولترامافیك نظیر هارزبورژیت و لرزولیت توده­ای، دایک‌های ورلیتی، اولیوین لایه­ای و ارتوپیروكسن گابرو، به شكل خردشده و سرپانتینیتی همراه با رسوبات دگرگونی شده است كه منشأ دگرگونی آن‌ها دمای گوشته در زیر افیولیت و دمای جای­گیری افیولیت است (Dewandel,2003; Whattam et al 2006)، در برخی موارد نظیر افیولیت Josephine در شمال غرب كالیفرنیا سرپانتینیتی­شدن سنگ‌های قاعده­ای پیش از جای­گیری افیولیت بوده بنابراین تصور می‌شود كه موهو قدیمه (Paleo-Moho) یك مرز سرپانتینیتی بوده است (Condie,1997).

گابرو متراكم (Cumulate) لایه­ای و سنگ‌های اولترامافیك: این واحد شامل گابروهای با بافت متراكم است كه از نظر تركیب حالت لایه­ای داشته و در اثر تبلور تفریقی شكل گرفته‌اند (Condie,1997).

گابرو (non-cumulate) به همراه دیوریت و پلاژیوگرانیت: پلاژیوگرانیت­ها تونالیت­های حاوی كوارتز، پلاژیوكلاز سدیك و میزان كمی سیلیكات مافیك هستند كه به صورت سیل، دایك و یا توده­های كوچك جای­گیری کرده‌اند و همراه دیوریت­ها در اثر تبلور تدریجی در محفظه ماگما تشكیل شده‌اند (Condie,1997; Whattam et al 2006). پلاژیوگرانیت در اغلب افیولیت‌ها، به خصوص افیولیت‌های با منشأ تیغه میان اقیانوسی، وجود داشته و به دلیل داشتن كانی زیركن كه حاوی عناصر اصلی U-Pb است و در تعیین سن دقیق زمان جای­گیری افیولیت استفاده می‌شود، نقش اساسی را در بررسی افیولیت‌ها داراست.

دایک‌های صفحه­ای دیابازی و بازالت‌های بالشی: ضخامت صفحات بین 1 تا 3 متر بوده و تركیبی در بازه دیوریت تا پیروكسنیت دارند، مرز پایین این صفحات با بخش زیرین مشخص یا تدریجی و با بخش بالایی تدریجی است (Condie,1997).

بازالت‌های بالشی از چند متر تا 2 كیلومتر ضخامت داشته، به صورت جریان‌های بالشی یا برش‌های هیالوكلاستیك تشكیل شده‌اند و اغلب تركیب توله­ایتی دارند (Condie,1997; Whattam et al 2006).

شکل ‏1‑3- a- نمایی از قسمت بالایی گوشته و پوسته اقیانوسی b- نمایی ایده آل از یک سکانس کمپلکس افیولیتی و مقایسه کامل بودن این سکانس در افیولیت‌های مناطق مختلف جهان (بودیه و نیکلاس 1985)

1-1- ارزش اقتصادی فلزی

    افیولیت‌ها در بخش‌های عمیق (حد فاصل گوشته و پوسته) دارای ذخایر اقتصادی نظیر نیكل و سولفیدهای پلاتین و كرومیت (به شكل انبانه­ای و ستونی در میان سنگ‌هایی چون هارزبورژیت و دونیت) هستند كه احتمالاً در اثر ذوب بخشی گوشته یا تبلور بخشی در اتاق ماگمای زیر پشته­های میان اقیانوسی تشكیل شده باشند و در بخش‌های بالاتر حاوی ذخایر مس و آهن نوع قبرس است (شکل 1-5 و 1-6) (Kearey and Vine, ).

شکل ‏1‑5- ذخایر اقتصادی تشكیل شده در افیولیت‌های فرارانده (Kearey and Vine, ).

شکل ‏1‑6- توزیع نهشته های معدنی در لیتوسفر اقیانوسی (Kearey and Vine, ).

1-2- ساز و كارهای جای­گیری افیولیت‌ها

   فرایندهای جای­گیری افیولیت‌ها بر روی پوسته قاره­ای یا اقیانوسی بسیار بحث انگیز است و نیازمند تغییر شرایط حاشیه صفحه از حالت كششی و امتداد لغزی به فشارشی هستند علاوه بر این بیشتر مدل‌های ارائه شده نیاز به فرورانش لیتوسفر اقیانوسی در شرایط ژئودینامیكی متغیر دارند (Kearey and Vine, 1996; Vaughan and Scarrow, 2003). به طور كلی سه مكانیسم اصلی را می‌توان در جای­گیری افیولیت‌ها دخیل دانست (شکل 1-8).

1-2-1- فرارانش یا تراست شدن لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه غیرفعال قاره­ای یا سنگ‌های كمان

این مكانیسم تشكیل افیولیت‌ها می‌تواند بین یك پوسته اقیانوسی و قاره­ای اتفاق بیافتد و در مواردی بین یك پوسته اقیانوسی و پوسته اقیانوسی دیگر، به این دسته از افیولیت‌ها، افیولیت‌های بالای زون فرورانش[1] نیز می‌گویند (شکل 1-9) (Whattam et al ). نمونه این مكانیسم را می‌توان در افیولیت‌های Northland (شکل 1-10) (Whattam et al ; Ali and Aitchison ) مشاهده كرد.

تعداد صفحه :164

قیمت :14700 تومان

بلافاصله پس از پرداخت لینک دانلود فایل در اختیار شما قرار می گیرد

و در ضمن فایل خریداری شده به ایمیل شما ارسال می شود.

پشتیبانی سایت :        *       serderehi@gmail.com

در صورتی که مشکلی با پرداخت آنلاین دارید می توانید مبلغ مورد نظر برای هر فایل را کارت به کارت کرده و فایل درخواستی و اطلاعات واریز را به ایمیل ما ارسال کنید تا فایل را از طریق ایمیل دریافت کنید.