3-4- بافتهای موجود در کرومیتهای منطقه فرومد70
3-4-1- بافت و ساخت افشان70
3-4-2- بافت واکنشی71
3-4-3- ساخت نودولار72
3-4-4- بافت تودهای72
3-4-5- بافت کششی73
3-4-6- بافت سوپرژن73
3-4-7- بافت اسکلتی74
3-4-8- بافت جریانی74
3-4-9- بافت کاتاکلاستیک74
3-4-10- بافت لکهای75
3-4-11- بافت و ساخت میلونیتی75
3-4-12- ساخت نواری75
فصل چهارم: مطالعات ژئوشیمیایی83
4-1- مقدمه83
4-2- روش تحقیق84
4-2-1- آنالیز الکترون میکروپروب (EPMA)84
4-3- مذاب گوشتهای87
4-3-1- پریدوتیتهای اسپینلدار87
4-4- ژنز کرومیتیت فرومد88
4-4-1- محیط تکتونیکی و ترکیب مذاب بهصورت تابعی از روابط بین Ti- Al89
4-4-2- مذاب مادر (Parental melt)91
4-5- جایگاه زون سوپرا سابداکشن95
4-1- کانیهای گروه اسپینل95
4-2- فرآیندهای ساب سالیدوس موثر در توزیع عناصر98
4-3- شیمی کانیها99
4-4- اسپینلهای کرومدار99
4-4-1- عدد کروم در اسپینلها105
4-5- شیمی سیلیکاتهای میزبان107
4-5-1- اولیوین107
4-5-2- کلینوپیروکسن و اورتوپیروکسن117
فصل پنجم: بحث و نتیجهگیری125
5-1- مقدمه125
5-2- مطالعات پتروگرافی و کانیشناختی125
5-3- شیمی کانیها126
5-4- ژنز کرومیتیت فرومد127
5-5- نتیجهگیری130
5-6- پیشنهاداتی برای مطالعات آتی131
فهرست منابع و مآخذ132
فهرست شکلها

عنوان صفحه
شکل ‏1-1- سن کمپلکسهای افیولیتی و میزان پراکندگی آنها در ادوار مختلف5
شکل ‏12- کمربندهای افیولیتی در مناطق مختلف جهان6
شکل ‏13- 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 جهان9
شکل ‏14- نمایی از انواع افیولیت‌ها10
شکل ‏15- ذخایر اقتصادی تشکیل شده در افیولیت‌های فرارانده12
شکل ‏16- توزیع نهشته های معدنی در لیتوسفر اقیانوسی12
شکل ‏17- فرارانش یا تراست شدن لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه غیرفعال پوسته اقیانوسی14
شکل ‏18- مدل تشکیل افیولیت‌های نوع (SSZ) در Northland, New Zealand.15
شکل ‏19- مدل فرارانش افیولیت16
شکل ‏110- انواع سنگ‌ها و کانسارهای مربوط به کمپلکس‌های افیولیتی17
شکل ‏111- سه مکانیسم جایگیری افیولیت18
شکل ‏112- مدل تکتونیکی تشکیل و جای گیری افیولیت Oytag18
شکل ‏113- کمپلکس Tangihua در شبه جزیره Northland18
شکل ‏114- گسترش سنگهای افیولیتی در ایران28
شکل ‏115- تقسیم بندی افیولیت‌های ایران31
شکل ‏21- موقعیت منطقه مطالعه شده در استان سمنان38
شکل ‏22- راههای دسترسی به محدوده فرومد40
شکل ‏23- نقشه زمینشناسی منطقه میرمحمود47
شکل ‏24- نمایی از محدوده اندیس پهنستان50
شکل ‏25- رگچههای منیزیت در محدوده اندیس پهنستان54
شکل ‏31- موقعیت نمونههای جمعآوری شده منطقه58

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

شکل ‏32- اینکلوژن یوهدرال (شکلدار) اولیوین درون کرومیتیت60
شکل ‏33- کرومیت با زمینه سرپانتین60
شکل ‏34- اینکلوژن درون اسپینل موجود در دونیت61
شکل ‏35- اکسیدهای آهن که محصولات ناشی از دگرسانی اولیوین در دونیتها هستند64
شکل ‏36- اکسیدهای آهن که محصولات ناشی از دگرسانی اولیوین در دونیتها هستند65
شکل ‏37- بافت ساعت شنی در سنگ مادر دونیتی با هسته های اولیوین پراکنده که هنوز به سرپانتین تبدیل نشده اند (XPL).67
شکل ‏38- ترکهای کششی که با سرپانتین پر شدهاند در کرومیتیت همراه با اینکلوژنهای اولیوین (Olv) درون آن69
شکل ‏39- کانیهای اولیوین (Olv)، اسپینل کرومدار(Spl) و کلینوپیروکسن (Cpx) با زمینه سرپانتین (XPL)70
شکل ‏310- ساخت نواری77
شکل ‏311- ساخت نودولار در منطقه فرومد78
شکل ‏312- ساخت میلونیتی78
شکل ‏313- ساخت لکهای79
شکل ‏314- بافت کششی و ایجاد حالت دمبلی شکل در بلور کرومیت و همچنین بافت واکنشی در اطراف بلور79
شکل ‏315- بافت جریانی80
شکل ‏316- بافت اسکلتی و همچنین بافت واکنشی در اطراف بلور80
شکل ‏317- بافت کاتاکلاستیک79
شکل ‏318- بافت سوپرژن81
شکل ‏319- بافت تودهای80
شکل ‏320- بافت افشان81
شکل ‏41- دستگاه الکترون میکروپروب مدل SX100 ساخت شرکت Cameca87
شکل ‏42- نمودار melt Al2O3 در مقابل melt TiO2 برای کانیهای اسپینل کرومدار در منطقه فرومد91
شکل ‏43- نمودار (FeO/MgO)melt در مقابل (Al2O3)melt برای نمونههای منطقه فرومد92
شکل ‏44- نمودار سهگانه Cr- Al- Fe3+ کاتیونهای اسپینل در منطقه فرومد که مذاب بونینیتی را برای کرومیتهای تودهای و انتشاری نشان میدهد94
شکل ‏45- ترکیب شیمیایی کانیهای اسپینل در نمودار Cr# در مقابل Mg#94
شکل ‏46- ترکیب شیمیایی اسپینلهای کرومدار منطقه فرومد در پریدوتیتها و کرومیتیت بر روی نمودار Cr# اسپینل در مقابل TiO2 Wt.%95
شکل ‏47- نمودار تغییرات Fe2+/Fe3+ در مقابل Al2O3 Wt% در منطقه فرومد98
شکل ‏48- نمودار تغییرات TiO2 Wt.% در مقابل Al2O3 Wt.% کرومیت منطقه فرومد کرومیتهای تودهای و انتشاری با هم در منطقه سوپراسابداکشن و کمانی تداخل دارند، F1 (کرومیت تودهای)، F2 (دونیت)، F3 (هارزبورژیت)، F4 (هارزبورژیت) و F5 (کرومیت افشان).98
شکل ‏49- نمودار پراکنش Cr2O3 در مقابل Al2O3100
شکل ‏410- نمودار درصد وزنی Al2O3 در مقابل درصد وزنی Cr2O3102
شکل ‏411- نمودار درصد وزنی TiO2 در مقابل درصد وزنی Cr2O3102
شکل ‏412- نمودار Cr#sp در مقابل Mg#sp برای نشان دادن درجه ذوب بخشی بهصورت درصد107
شکل ‏413- ترکیبات اولیوین در سیستم Ca2SiO4 ـ Mg2SiO4 ـ Fe2SiO4109
شکل ‏414- دیاگرام تعادلی برای تبلور مایع در سیستم اولیوین110
شکل ‏415- شعاع یونی و حالتهای اکسیداسیون کاتیونهایی که در شبکه اولیوین وارد میشوند110
شکل ‏416- تغییرات ترکیبی اسپینل بهعنوان شاخص درجه ذوب بخشی Fo اولیوین در مقابل عدد کروم117
شکل ‏417- سری محلول جامد بین پیروکسنها120
شکل ‏418- تقسیم بندی پیروکسنها119
شکل ‏419- ترکیب پیروکسن های پریدوتیت های مجموعه افیولیت فرومد122
شکل ‏420- نمودار تغییرات TiO2 در برابر Al2O3 در کانی کلینوپیروکسن در نمونههای منطقه فرومد122
شکل ‏51- مدل پیشنهادی برای تکامل تکتونیکی و خاستگاه پریدوتیتها در جبه باقی مانده تهی شده و تشکیل سنگهای لرزولیتی در منطقه فرومد130
شکل ‏52- مدلی پیشنهادی برای تکامل افیولیت گوشته فوقانی سبزوار130
فهرست جدولها
عنوان صفحه
جدول ‏31- محل و موقعیت نمونههای جمعآوری شده منطقه58
جدول ‏41- نتایج آنالیز الکترون مایکروپروب کانیهای اسپینل کرومدار و کرومیتیت در منطقه فرومد102
جدول ‏42- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی اولیوین های موجود در نمونههای منطقه فرومد بر حسب درصد وزنی و فرمول ساختاری آنها110
جدول ‏43- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی کلینوپیروکسنهای موجود در نمونههای منطقه فرومد بر حسب درصد وزنی و فرمول ساختاری آنها123
جدول ‏44- میانگین نتایج آنالیز شیمیایی ارتوپیروکسنهای موجود در موجود در نمونههای منطقه فرومد بر حسب درصد وزنی و فرمول ساختاری آنها124
فصل اول
کلیات
ریشه لغوی افیولیت
اهمیت شناسایی افیولیت‌ها در، تحلیل محیط تکتونیکی، 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 تکتونیکی 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 مافیک و اولترامافیک پوسته و گوشته فوقانی هستند که در ارتباط با زون‌های فرورانش، به صورت تکتونیکی جابجا شده روی خشکی‌ها جایگیری کرده‌اند و بخشی از پوسته اقیانوسی جوان یا حوضه پشت کمانی تلقی می‌شوند (Condie,1997). به طور کلی یک توالی ایدهآل افیولیتی به ترتیب از بالا به پایین شامل: رسوبات عمیق دریا (رسوبات بخش آبیسال، پلاژیک، یا هر دو و یا رسوبات آذر آواری)، بازالت‌های بالشی، دایکهای صفحهای دیابازی، گابرو متراکم (Cumulate) لایهای و سنگ‌های اولترامافیک یا گابرو (non-cumulate) به همراه دیوریت و پلاژیوگرانیت، تکتونیت اولترامافیک (عموماً هارزبورژیت)، می‌شود و بررسی این سکانس‌های تراست شده بر روی پوسته قارهای نقش مهمی را در مدل‌های تکتونیک صفحهای ایفا میکند و یکی 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) که منشاً قیانوسی داشته و اغلب در کمربندهای تصادم صفحات اقیانوسی ایجاد می‌شوند (Kearey and Vine, 1996) ولی در اثر فرآیندهای جایگیری و گسلشهای فراوان یک 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).
سن و پراکندگی کمپلکس‌های افیولیتی در جهان
شکل ‏11- سن کمپلکسهای افیولیتی و میزان پراکندگی آنها در ادوار مختلف (اقتباس شده از Yildirim Dilek and Harald Furnes., 2011)

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

شکل ‏12- کمربندهای افیولیتی در مناطق مختلف جهان (اقتباس شده از Yildirim Dilek and Harald Furnes., 2011)
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 میکند.
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:
تکتونیت اولترامافیک: این مجموعه دگرگونی که 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 کیلومتر (Condie,1997).
2) کاهش مشخص درجه دگرگونی از بالا به پایین (Condie,1997).
3) شدیداً تغییر شکل یافته و دارای فولیاسیون تکتونیکی مشخص (Condie,1997).
4) حاوی عدسی‌های دونیت و کرومیت می‌باشد و عموماً شامل سنگ‌های اولترامافیک نظیر هارزبورژیت و لرزولیت تودهای، دایک‌های ورلیتی، اولیوین لایهای و ارتوپیروکسن گابرو، به شکل خردشده و سرپانتینیتی همراه با رسوبات دگرگونی شده است که 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 کالیفرنیا سرپانتینیتیشدن سنگ‌های قاعدهای پیش از جایگیری افیولیت بوده بنابراین تصور می‌شود که موهو قدیمه (Paleo-Moho) یک مرز سرپانتینیتی بوده است (Condie,1997).
گابرو متراکم (Cumulate) لایهای و سنگ‌های اولترامافیک: این واحد شامل گابروهای با بافت متراکم است که از نظر ترکیب حالت لایهای داشته و در اثر تبلور تفریقی شکل گرفته‌اند (Condie,1997).
گابرو (non-cumulate) به همراه دیوریت و پلاژیوگرانیت: پلاژیوگرانیتها تونالیتهای حاوی کوارتز، پلاژیوکلاز سدیک و میزان کمی سیلیکات مافیک هستند که به صورت سیل، دایک و یا تودههای کوچک جایگیری کرده‌اند و همراه دیوریتها در اثر تبلور تدریجی در محفظه ماگما تشکیل 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 کانی زیرکن که 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 ترکیبی در بازه دیوریت تا پیروکسنیت 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 کیلومتر ضخامت داشته، به صورت جریان‌های بالشی یا برش‌های هیالوکلاستیک تشکیل شده‌اند و اغلب ترکیب تولهایتی دارند (Condie,1997; Whattam et al 2006).
شکل ‏14- نمایی از انواع افیولیت‌ها (Nicols.A 1997)
ارزش اقتصادی فلزی
افیولیت‌ها در بخش‌های عمیق (حد فاصل گوشته و پوسته) دارای ذخایر اقتصادی نظیر نیکل و سولفیدهای پلاتین و کرومیت (به شکل انبانهای و ستونی در میان سنگ‌هایی چون هارزبورژیت و دونیت) هستند که احتمالاً در اثر ذوب بخشی گوشته یا تبلور بخشی در اتاق ماگمای زیر پشتههای میان اقیانوسی تشکیل شده باشند و در بخش‌های بالاتر حاوی ذخایر مس و آهن نوع قبرس است (شکل 1-5 و 1-6) (Kearey and Vine, ).
شکل ‏15- ذخایر اقتصادی تشکیل شده در افیولیت‌های فرارانده (Kearey and Vine, ).
شکل ‏16- توزیع نهشته های معدنی در لیتوسفر اقیانوسی (Kearey and Vine, ).
ساز و کارهای جایگیری افیولیت‌ها
فرایندهای جایگیری افیولیت‌ها بر روی پوسته قارهای یا اقیانوسی بسیار بحث انگیز است و نیازمند تغییر شرایط حاشیه صفحه از حالت کششی و امتداد لغزی به فشارشی هستند علاوه بر این بیشتر مدل‌های ارائه شده نیاز به فرورانش لیتوسفر اقیانوسی در شرایط ژئودینامیکی متغیر دارند (Kearey and Vine, 1996; Vaughan and Scarrow, 2003). به طور کلی سه مکانیسم اصلی را می‌توان در جایگیری افیولیت‌ها دخیل دانست (شکل 1-8).
فرارانش یا تراست شدن لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه غیرفعال قارهای یا سنگ‌های کمان
این مکانیسم تشکیل افیولیت‌ها می‌تواند بین یک پوسته اقیانوسی و قارهای اتفاق بیافتد و در مواردی بین یک پوسته اقیانوسی و پوسته اقیانوسی دیگر، به این دسته از افیولیت‌ها، افیولیت‌های بالای زون فرورانش1 نیز می‌گویند (شکل 1-9) (Whattam et al ). نمونه این مکانیسم را می‌توان در افیولیت‌های Northland (شکل 1-10) (Whattam et al ; Ali and Aitchison ) مشاهده کرد.
دو نیم شدن و سپس تراست بخش بالایی یک زبانه فرورونده بر روی کمان پیشین
این روش جایگیری افیولیت ناشی از تکتونیسم مرتبط با super plume است. در یک زون فرورانش نیروی اصلی را کشیده شدن پوسته اقیانوسی به زیر پوسته دیگر تأمین می‌کند (-70 مگاپاسکال) و میزان نیروی فشارشی حاصل از گسترش تیغه حدود 40+ مگاپاسکال است در نتیجه با فرورفتن پوسته سرد اقیانوسی تا عمق بیش از 670 کیلومتری موجب بالا آمدن super plume، افزایش دمای گوشته بالایی، افزایش ارتفاع 500 متری در توپوگرافی لیتوسفر اقیانوسی و سرانجام موجب افزایش استرس فشارشی ریج از 40 به 100 مگاپاسکال می‌شود (Vaughan and Scarrow, 2003). حال اگر در محل فرورانش یک توپوگرافی خشن نظیر صفحات بازالتی یا بخشی از رشته کوههای اقیانوسی وارد شود موجب قفل شدن ترنج و افزایش استرس در حاشیه صفحات به اندازه 170+ مگاپاسکال، تراست شدن کف اقیانوس و جایگیری افیولیت می‌گردد (شکل 1-11) (Vaughan and Scarrow, 2003).
جمع شدن پوسته اقیانوسی جوان حوضه پشت کمانی و تشکیل گوه فزاینده
گاهی ممکن است در یک زون فرورانش که کمان ماگمایی و حوضه پشت کمانی در آن تشکیل شده است به دلیل تغییر در رژیم تکتونیکی مانند تغییر در استرس تصادم، ناهمواری‌های صفحه، میزان شناوری صفحه فرورونده و تغییر فعالیت درونی گوشته در آن محل، فشار بیشتری بر زون فرورانش وارد آمده و موجب جمع شدن حوضه پشت کمانی در پوسته فرارونده شود و در نتیجه یک گوه فزاینده متشکل از قطعات پوسته اقیانوسی جوان تشکیل می‌گردد، همانند افیولیت‌های کمپلکس Oytag (شکل 1-12) (Jiang.Y.H, ) و افیولیت Tangihua در Northland (شکل 1-13) (Nicholson.K.N,)
شکل ‏17- فرارانش یا تراست شدن لیتوسفر اقیانوسی بر روی حاشیه غیرفعال پوسته اقیانوسی (Whattam et al ).
شکل ‏18- مدل تشکیل افیولیت‌های نوع (SSZ) در Northland, New Zealand (Whattam et al 2006).
شکل ‏19- مدل فرارانش افیولیت. (a) گوشته و سیستم‌های فرورانش در حالت بدون superplume، فرورانش مواد سرد پوسته اقیانوسی تا عمق 670 کیلومتر. (b) آغاز تشکیل superplume از حد فاصل هسته و گوشته و حرکت آدیاباتیک به سمت محل تیغه. (c) گسترش superplume و حرکت مواد پوسته اقیانوسی به سمت مرز گوشته و هسته (Vaughan and Scarrow, ).
شکل ‏110- انواع سنگ‌ها و کانسارهای مربوط به کمپلکس‌های افیولیتی (با تغییرات Lazincka, ).
شکل ‏112- مدل تکتونیکی تشکیل و جای گیری افیولیت Oytag. (a) تشکیل پوسته اقیانوسی بروی پوسته قاره ای (b) شکل گیری کمان ماگمایی در نتیجه فرورانش (c) تصادم دو صفحه و جای گیری افیولیت (Oytag Jiang.Y.H, ).
شکل ‏113- کمپلکس Tangihua در شبه جزیره Northland (a) کمان ماگمایی که احتمالاً در کرتاسه پیشین آغاز شده است. (b) تشکیل حوضه پشت کمانی. (c) تغییر رژیم تکتونیکی در یک فاز فشارش، فرارانش کمان و حوضه پشت کمانی و سنگ‌های رسوبی بر روی شبه جزیره Northland (Nicholson.K.N,).
شرایط تشکیل کانسارهای کرومیت
در بررسی شرایط تشکیل و ژنز کانسارهای کرومیت، شناخت خاستگاه تکتونیکی افیولیتها از اهمیت ویژهای برخوردار است. اساساً هنگامی که دو پوسته در مجاورت یکدیگر قرار میگیرند، لبه پوستهای که وزن مخصوص، سرعت بیشتر و شکل مناسبتری دارد به زیر صفحه دیگر فرو خواهد رفت. با توجه به نوع پوسته سه حالت کلی ممکن است رخ دهد:
الف- زون فرورانش حاشیه قارهها: شامل فرورفتن پوسته قارهای به زیر پوسته قارهای دیگر میباشد. زونهای فرورانش ایران، ترکیه، یوگسلاوی و رومانی، مجموعههای افیولیتی متعددی را در این کشورها شکل دادهاست.
ب- زون جزایر قوسی: شامل فرورفتن صفحه اقیانوسی به زیر صفحه اقیانوسی دیگر یا زیر پوسته قارهای جوانتر میباشد. جزایر اقیانوسی غرب اقیانوس آرام که مجموعههای مهم و بزرگ افیولیتی فیلیپین و کالدونیای جدید را شکل دادهاند از این نوع به شمار میروند.
ج- زون تصادم دو قاره: در آخرین مرحله حذف پوسته اقیانوسی، دو قاره با یکدیگر برخورد میکنند و یک قاره به زیر قاره دیگر فرو میرود. نظیر این حالت را میتوان در کوههای آلپ و هیمالیا دید که افیولیتهای آلپ مثال بارز آن میباشد. در بررسی شرایط تشکیل و ژنز کرومیت، کانسارهای کرومیت را میتوان بخشی از کانسارهای ماگمایی در نظر گرفت. این کانسارها ممکن است حاصل تبلور اولیه یا مراحل تاخیری در انجماد ماگما باشند. معمولاً کانسارهای ماگمایی درون تودههای نفوذی که خاستگاه عمیق دارند تشکیل میشوند. بهترین مثال از کانسارهای تفکیک ماگمایی، کانسارهای کرومیت میباشند و مطالعه مقاطع صیقلی نشان داده است که کرومیت غالباً در مراحل اولیه تبلور از ماگما جدا میشود و در عین حال مقدار قابل ملاحظهای از این کانه به صورت سیال باقیمانده و در محدوده وسیعی در سیال کانه دار مهاجرت میکند.
انواع کانسارهای کرومیت
ذخایر کرومیت به سه گروه ماگمایی، پلاسری و لاتریتی تقسیمبندی میشوند که مهمترین آنها کانسارهای ماگمایی میباشند.
کانسارهای ماگمایی
این کانسارها در سنگهای اولترامافیک تشکیل میشوند و به دو دسته کرومیتهای استراتیفرم و پادیفرم تقسیم میشوند.
کانسارهای کرومیت استراتیفرم یا کانسارهای تیپ لایه ای یا چینهسان
این کانسارها بیش از 98% از منابع کرومیت جهان را تشکیل داده و به لحاظ اقتصادی دارای اهمیت ویژهای هستند و از نظر لیتولوژیک شامل توده‌های آذرین نفوذی قدیمی متشکل از لایه‌های گابرویی، پیروکسینیتی، آنورتوزیتی و برونزیتی با اشکال لوپولیتی یا دایک هستند که به درون صفحات قارهای مناطق پایدار، تزریق شده‌اند. سنگ‌های میزبان بلافصل این کمپلکس‌ها، سنگ‌های اولترابازیک تفریق یافته (شامل دونیت، پریدوتیت، پیروکسنیت) از یک ماگمای گابرویی مادر می‌باشد، اکثراً به صورت لایه‌های پیوسته تا نیمه پیوسته منظم با گسترش جانبی زیاد و بافت تودهای و بدون تحمل دگرشکلی دیده می‌شوند و در بخش ضخیم دونیتی انباشتهای و با فاصله حدود 100 تا 200 متر در زیر گابروهای لایهای در زون انتقالی و در بالای ناپیوستگی موهو در سری افیولیتی قرار می‌گیرند و به صورت نهشته‌های لایهای غنی از کرومیت با ضخامت مشخص و منظم و یا به صورت لنزهای طویل دیده می‌شوند، مهم‌ترین مثال برای این دسته از کانسارها، کانسار کرومیت لایهای کمپلکس بوشولد Bushveld Complex) ) آفریقای جنوبی، دایک بزرگ (Grat Dyke) زیمبابوه و استیل واترStillwater) ) آمریکا می‌باشد، امروز در حدود 77% ذخایر اثبات شده و بیش از 90% ذخایر شناخته شده متعلق به نوع استراتیفرم می‌باشد.
نفوذی‌هایی که سنگ میزبان این نوع کانسارهای کرومیت می‌باشند در نواحی درون قاره ای یافت میشوند. این نفوذی‌ها به دو گروه تقسیم می‌شوند:
الف- نفوذی‌هایی که اساساً مسطح می‌باشند و به صورت تودههای افقی و سیل مانند جایگزین شده‌اند و در آن‌ها لایه بندی به موازات کف می‌باشد، مانند مجموعه استیل واتر.
ب- نفوذی‌هایی که قیف مانند می‌باشند و در آن‌ها لایه بندی به طور ملایم به طرف داخل شیب دارد که دارای مقطعی ناودیس شکل می‌باشند، مانند مجموعه بوشولد (بوشولد)، موسکاکس و گریت دایک. این کانسارها به صورت لایهای پهناور و نازک در بخش پایینی تودههای نفوذی قرار دارند. در این کانسارها لایه غنی از کرومیت بخشی از مجموعه آذرین را تشکیل می‌دهد و نسبت به لایههای آذرین به طور همشیب قرار دارد. ضخامت لایههای غنی از کرومیت (کرومیتیت) از یک سانتیمتر تا یک متر متغیر است.
سوکولف علاوه بر تبلور همزمان کرومیت و اولیوین در یک سیستم دوتایی با نقطه ایوتکتیک 1000 درجه سانتی‌گراد، یک محدوده عدم امتزاج را برای بخش غنی از کرومیت پیشنهاد نموده است. نحوه تشکیل لایههای کرومیت یکی از مسائل مهم مربوط به منشأ کانسارهای نوع بوشولد (لایهای شکل) است. یکی از نظریههای مطرح شده، نظریه جدایش ثقلی از جریانات همرفتی می‌باشد که با توجه به نازک و پهناور بودن لایههای کرومیت، برخی از زمین‌شناسان آن را مردود شناخته‌اند.G.A. Sokolov 1948) افزایش FO2 در شرایط مناسب PT می‌تواند باعث تشکیل لایههای تک کانی کرومیت شود. لیکن ایجاد شرایط مناسب از نقطه نظر FO2 و PT برای تشکیل لایههای نازک کرومیت در طول صدها کیلومتر، بعید به نظر می‌رسد.
نظریه تزریق‌های مکرر ماگما هر چند می‌تواند پاسخگوی دورهای بودن لایهبندی ریتمیک در این کانسار باشد، لیکن علت این تغییرات شیمیایی سیستماتیک درونی که در توالی‌های ریتمیک وجود دارد را توضیح نمی‌دهد. اکثریت پترولوژیستها در دهه 1960 معتقد به یک توده نفوذی واحد بودند و علت تغییرات منظم در ترکیب شیمیایی درونی سنگ‌ها را ورود دورهای ماگما و مخلوط شدن آن با ماگمای باقیمانده قبلی می‌دانستند. ایروین (1975) پیشنهاد نمود که آلودگی ماگما توسط مواد غنی از سیلیس و آلومینیوم از طریق هضم سنگ‌های دیوارهای اتاقک ماگمایی می‌تواند باعث تشکیل لایههای کرومیت شود و این به واسطه اضافه شدن مواد غنی از سیلیس به ماگما است. (T.N. Irvine,1975)
کانسارهای کرومیت پادیفرم (نیامی) یا انبانی
کانسارهای کرومیت تیپ نیامی در مجموعه های اولترامافیک نوع آلپی همراه توالی‌های افیولیتی که بدواً در پوسته اقیانوسی تشکیل شده‌اند، همراه با بسیاری از کانسارهای دیگر یافت می‌شوند.
ژو و همکاران (1996) تشکیل کانسارهای کرومیت نیامی را نتیجه ذوب نسبی جبه بالایی دانسته‌اند. ایشان معتقدند که کرومیتیتهای غنی از Cr از ماگماهایی به وجود آمده‌اند که این ماگماها از ذوب نسبی درجه بالای جبه بالایی حاصل شده‌اند، در حالیکه کرومیتیتهای غنی از Al در ارتباط با ماگماهایی میباشد که از ذوب نسبی درجه پایین جبه بالایی به وجود آمده‌اند. (Zhou et al 1996) در این مدل جبه بالایی در مجاورت تودههای بازالتی حاصل از ذوب جبه، ممکن است تحت تأثیر ذوب نسبی درجه بالا قرار گیرند که در این صورت پیروکسن (ارتو و کلینو) موجود در لرزولیت مربوط به جبه بالایی، ذوب می‌شود و آنچه در دیواره باقی می‌ماند، اولیوین است که به صورت پوششی در اطراف اتاق ماگمایی، تشکیل غلاف دونیتی را می‌دهد. به طرف خارج، فقط کلینوپیروکسن ذوب می‌شود آنچه باقی می‌ماند اورتوپیروکسن و اولیوین است که تشکیل منطقه هارزبورژیتی را می‌دهد که در بیرون غلاف دونیتی قرار دارد. این منطقه هارزبورژیتی به طرف خارج توسط منطقه لرزولیتی احاطه شده است. ذوب نامتجانس پیروکسن، تولید SiO2 می‌نماید و این SiO2 باعث ورود ماگما بازالتی به داخل حوزه ثبات کرومیت می‌گردد و نتیجتاً کرومیت متبلور می‌شود.
با فرض این که مجموعههای افیولیتی از پریدوتیت جبه منشأ گرفته است و ذوب نسبی پریدوتیت جبه در زیر پشتههای میان اقیانوسی در اعماق صورت گرفته است، در نتیجه ذوب نسبی پریدوتیت جبهای از یکی مذاب دیرگداز و یک مذاب بازالتی به صورت انباشتههای مافیک- اولترامافیک در بالای پریدوتیت تکتونیزه حاصل می‌شود. تفریق عمده حاصل از ماگمای بازالتی که از آن‌ها کانسارهای کرومیت نیامی حاصل می‌شود، دارای ترکیب گابرویی و حاوی مقادیری مس به صورت ناچیز می‌باشد.
سنگ‌های حد واسط تا فلسیک در سری‌های سدیمدار و اسپیلیت از محصولات نهایی فاز ماگمایی مربوط به ماگمای افیولیت می‌باشند و آن‌ها را محصولات حاصل از مرحله ماگمائی واقعی می‌دانند.
برخی از مجموعههای افیولیتی همراه ملانژ هستند که در صورت وجود کانسار کرومیت در آن‌ها، آن کانسارها کوچک بوده و با فواصل زیادی از یکدیگر قرار می‌گیرند، همانند کانسارهای کرومیت در افیولیت‌های بلا وزیرستان (پاکستان).
کانسارهای کرومیت موجود در مجموعههای افیولیتی معمولاً در منطقه انتقالی هارزبورژیت به سنگ‌های انباشتی و معمولاً به صورت عدسی‌هایی که به طور ناهمشیب نسبت به هارزبورژیت تکتونیزه قرار دارند، یافت می‌شوند ولیکن در مجموعههای افیولیتی که شدیداً تغییر شکل یافته باشند، این عدسی‌های کرومیتی ممکن است نسبت به هارزبورژیت در برگیرنده به طور هم شیب قرار گرفته باشند.
در پایین‌ترین بخش از انباشتیهای مربوط به توالی پوستهای نیز کانسارهای کرومیت ممکن است یافت شوند. این کانسارها لایهای شکل می‌باشند و به صورت نوارهای کرومیت که به طور متناوب نسبت به دونیت قرار گرفته‌اند، مشاهده می‌شوند.
البته این کانسارهای لایهای شکل را نمی‌بایست با کانسارهای لایهای شکل نوع بوشولد که در قاره‌ها یافت میشوند، اشتباه نمود.
تقسیمبندی کانسارهای کرومیت نیامی:
1- کانسارهایی که در اعماق بخش هارزبورژیتی مربوط به مجموعه افیولیتی قرار دارند و در داخل غشایی دونیتی احاطه گردیده‌اند.
2- کانسارهایی که در بخش بالایی هارزبورژیت تکتونیزه واقعاند.
3) کانسارهایی که در درون لایههای دونیتی و در منطقه انتقالی بخش تکتونیزه به سنگ‌های انباشتی قرار دارند.
4) کانسارهایی که در درون لایه دونیتی مربوط به توالی انباشتی قرار دارند.
مناطق افیولیتی را بر روی عکس‌های هوایی می‌توان از روی تپه های گرد شده و کمبود پوشش گیاهی مشخص نمود. روش‌های ثقل سنجی و مغناطیس سنجی در تشخیص تودههای واقع در زیر پوشش‌های نازک می‌توانند مؤثر باشند. این روش‌ها هم در مجموعههای افیولیتی و هم در کمربندهای گرینستون کاربرد دارند. در مجموعههای اولترامافیک نوع آلپ، کانسارهای کرومیت در هارزبورژیت یافت می‌شوند و لرزولیتها معمولاً فاقد کانسارسازی می‌باشند.
در مجموعههای اولترامافیک نوع آلپی، لایههای کرومیتیت، در بخش‌های زیرین یافت می‌شوند:
در پایین‌ترین بخش از دونیت انباشتی، در منطقه انتقالی بین هارزبورژیت و دونیت انباشتی و در حدود یک کیلومتر در زیر بخش اخیر می‌باشند.کرومیت در صورت حضور، در بخش انباشتهای بنیانی، منطقه انتقالی و یا به صورت پراکنده در هارزبورژیت باقی مانده، در غلافی دونیتی احاطه شده است. در تمامی کانسارهای افیولیتی، تودههای معدنی کرومیت در بخش کوچکی از مجموعه افیولیتی قرار دارند و مابقی بخش‌ها فاقد کانسارسازی کرومیت می‌باشد.
به این سؤال که چرا بعضی از مجموعه‌ها حاوی کانسارسازی و بعضی دیگر فاقد کانسارسازی می‌باشند، هنوز جوابی قانع کننده داده نشده است، ظاهراً سن این کانسارها حائز اهمیت است.
بهنظر می‌رسد که غالب مجموعههای بزرگ مربوط به کراتونها تا کنون کشف شده باشند، لیکن پتانسیل مجموعه دوفک در قاره قطب جنوب هنوز به خوبی مشخص نیست. مجموعه های گریت دایک (زیمبابوه)، بوشولد (آفریقای جنوبی)، ترومپس برگ (برزیل)، در طول خطواره‌ها (Lineaments) بزرگی قرار دارند.
در حدود 23 ذخایر اثبات شده و در حدود 10% ذخایر شناخته شده متعلق به کانسارهای انبانی می‌باشد، عیار این تیپ کانسارها بیشتر از عیار کانسارهای استراتیفرم کرومیت بوده و در عین حال درصد Al آن‌ها بالا می‌باشد، و نسبت Cr/Fe در آن‌ها بالاتر از کانسارهای لایهای کرومیت است.
کانسارهای کرومیت پلاسری
کرومیت به علت مقاومت در برابر هوازدگی شیمیایی و وزن مخصوص زیاد در نهشتههای ثانویه به صورت محصولات هوازدگی نیز تمرکز مییابد (Gailbert and park, 1986). کانسارهای کرومیت پلاسری در شرایط آب و هوایی گرم و نیمهگرم و در اثر آلتراسیون سیلیکاتهای منیزیمدار حاوی کرومیت در خاک لاتریتی تجمع مییابند. چنانچه لاتریتهای مذکور شسته شده و بهطور مجزا انباشته شوند میتوانند کانسارهای اقتصادی بوجود آورده و قابلیت استراج پیدا نمایند. نمونههایی از این کانسارها امروزه در ماسههای سیاه زیمباوه (در مقیاس وسیع) و در ژاپن و آمریکا (در مقیاس کوچک) برداشت میگردد.
کانسارهای لاتریت آهن- کرومیت
این دسته از کانسارهای کرومیت 1 تا 3 درصد وزنی Cr2O3 دارند. تا کنون در کشورهای گینه نو، کوبا و فیلیپین ذخایری از این نوع کشف شده است. این کانسارها حجم بسیار ناچیزی از تولید کرومیت دنیا را به خود اختصاص دادهاند.
ساخت پوستهای افیولیتها (نوع LOT و HOT)
انواع هارزبورژیتی افیولیت‌ها (HOT): بخش اولترامافیک قاعدهای شامل تناوبی از هارزبورژیت و دونیت بوده، و توسط دایک‌های پیروکسنیتی قطع می‌شود. زون تحولی شامل هارزبورژیت با رگههای دونیت که به سمت بالا به گابروهای لایهای همراه با لنزهای کرومیت و دونیت تبدیل می‌شود. سپس گابرو و ورلیت به صورت نوارهای تیره و روشن قرار دارند و به سمت بالا واجد گابروهای لایهای، دایک‌های دیابازی حاوی پلاژیوگرانیت و سپس بازالت‌های تولئیتی از نوع N-MORB است. وجود هارزبورژیت در بخش قاعده و بازالت تولیتی با سرشت N-MORB توسعه زیاد دایک‌های دیابازی نشان از حجم زیاد ماگمای تزریق شده در شکاف محوری و نرخ بالای ذوب بخشی در گوشته فوقانی است و این ویژگی‌ها در شکاف‌های با نرخ گسترش تند 2FSR دیده می‌شود شکل (1-4).
انواع لرزولیتی افیولیت‌ها (LOT): در بخش اولترامافیک قاعده ای مشخص می‌شوند. در این دسته از افیولیت‌ها حجم پلاژیوگرانیت زیاد بوده و حجم دایک‌های صفحهای کم و بازالت تولئیتی دارای سرشت غنی شده P-MORB یا E-MORB می‌باشد. ویژگی‌های اخیر نشانگر حجم اندک ماگما در شکاف‌های محوری، نرخ کم ذوب بخشی در گوشته فوقانی و در نهایت نشانگر شکاف‌های غیر فعال با نرخ گسترش اندک 3SSR می‌باشد شکل (1-4).
زمینشناسی و پراکندگی کانه در ایران
مجموعه‌های افیولیتی و افیولیت ملانژها پتانسیل بالایی از نظر اقتصادی دارند، زیرا انواعی از سنگ‌های مختلف در آن‌ها وجود دارند، کرومیت مهم‌ترین کانه‌های همراه افیولیتهاست ، افیولیت‌ها علاوه بر کرومیت می‌توانند دارای PGE (عناصر گروه پلاتین) و پنبه نسوز (از تجزیه و دگرسانی سنگ‌های اولترابازیک به صورت رگه‌های نازک بدست می‌آید) نیز باشند. در زمینشناسی ایران افیولیت به مجموعهای از سنگهای مافیک و اولترامافیک گفته میشود که ممکن است منظم و لایه لایه باشند و یا در اثر تنشهای زمینساختی با یکدیگر مخلوط شده باشند. به این مجموعهها که همراهانی از سنگهای رسوبی نواحی ژرف دارند اسامی مختلفی اطلاق شده است و بیشتر به نامهای کمپلکس افیولیتی، آمیزه افیولیتی و آمیزه رنگین معروف هستند (Falcon, 1974; Arvin and Robinson, 1994). آمیزههای رنگین ایران بیشتر به صورت نوارهای باریک و نسبتاً پیوستهای هستند که غالباً در امتداد گسلهای طولی اصلی رخنمون دارند (Stockline, 1974; Berberian, 1981). مجموعههای افیولیتی ایران در اثر فرآیند کافتیشدن شکل گرفتهاند، سپس این مجموعهها در اثر فرارانش و در اثر فرارانش و به هنگام جابجایی قارهها و خرد قارهها، در امتداد زمیندرزهای کهن بر روی پوسته قارهای ایران رانده شدهاند (Hassanipak and Ghazi, 2000; Babaie et al., 2006).
شکل ‏114- گسترش سنگهای افیولیتی در ایران (اقتباس شده از علوی تهرانی 1358)
پراکندگی جغرافیایی مجموعه‌های افیولیتی و افیولیت ملانژهای ایران در (شکل 1-14) نشان داده شدهاست. به طور کلی افیولیت‌های ایران یک مجموعه چند فازی است که شامل بخش‌های پیکره اولترامافیک مافیک، پیکره بازیک و پلاژیوگرانیت‌ها میباشد.
– افیولیت ملانژهای حاشیه روراندگی زاگرس شامل مناطق خوی، کرمانشاه و نیریز در جنوب شرقی شیراز که سن آن‌ها را اواخر کرتاسه در نظر می‌گیرند.
– افیولیت ملانژهای ایران مرکزی شامل نائین و جنوب کویر بزرگ ایران که در مجاورت بلافصل گسل نائین- بافت و گسل درونه یا گسل بزرگ کویر قرار دارند.
– افیولیت ملانژهای جنوب شرقی و شرق ایران نظیر شمال زون مکران و زون فیلیش شرق ایران که درکرتاسه پایانی- پالئوسن تشکیل شده‌اند.
مشخصات کلی و دسته بندی پترولوژیکی ملانژهای ایران شامل این موارد می‌باشد.
1- دارای سنگ‌های آتشفشانی از نوع کالک آلکالن و تولهایتی می‌باشند.
2- سنگ‌های نفوذی اسیدی در مرحله آخر تفریق ماگما به وجود می‌آیند و ضخامت چندانی هم ندارند.
3- سنگ‌های دولریتی در مجموعه‌های افیولیتی ایران حجم نسبتاً زیادی دارند.
4- گابرو در بسیاری از مجموعه‌های افیولیتی ایران فراوان بوده و دارای ساختمان لایه لایه و همچنین توده مانند می‌باشند.
5- سنگ‌های اولتربازیک، کم و بیش به سرپانتینیت تبدیل شده و عمده‌ترین واحد تشکیلدهنده مجموعه‌های افیولیتی ایران می‌باشند.
6- اغلب مجموعه‌های افیولیتی ایران به شدت خرد شده و به هم ریخته هستند و واحدهای آن به آسانی قابل جدایش و نقشه برداری نیستند (علت نام‌گذاری آن به کالردملانژ یا افیولیت ملانژ به همین دلیل است) و در عین حال تحت تأثیر محلول‌های هیدروترمال قرار گرفته و بنابراین دگرسانی شدیدی را متحمل شده‌اند، حاصل این تجزیه و تخریب پیدایش سنگ‌ها و کانی‌هایی است که در پارهای از موارد از نظر اقتصادی با ارزش هستند، که از مهم‌ترین پتانسیل‌های فلزی همراه افیولیت‌ها، ذخایر انبانی کرومیت است که این ذخایر غالباً با هارزبورژیت و پریدوتیت از نوع دونیت همراه هستند و معمولاً دارای هسته مرکزی می‌باشند که بخش اعظم آن از کرومیت تشکیل شده است.


پاسخ دهید