3-4-8- بافت جرياني74
3-4-9- بافت کاتاکلاستيک74
3-4-10- بافت لکهاي75
3-4-11- بافت و ساخت ميلونيتي75
3-4-12- ساخت نواري75
فصل چهارم: مطالعات ژئوشيميايي83
4-1- مقدمه83
4-2- روش تحقيق84
4-2-1- آناليز الکترون ميکروپروب (EPMA)84
4-3- مذاب گوشتهاي87
4-3-1- پريدوتيتهاي اسپينلدار87
4-4- ژنز کروميتيت فرومد88
4-4-1- محيط تکتونيکي و ترکيب مذاب بهصورت تابعي از روابط بين Ti- Al89
4-4-2- مذاب مادر (Parental melt)91
4-5- جايگاه زون سوپرا سابداکشن95
4-1- کانيهاي گروه اسپينل95
4-2- فرآيندهاي ساب ساليدوس موثر در توزيع عناصر98
4-3- شيمي کانيها99
4-4- اسپينلهاي کرومدار99
4-4-1- عدد کروم در اسپينلها105
4-5- شيمي سيليکاتهاي ميزبان107
4-5-1- اوليوين107
4-5-2- کلينوپيروکسن و اورتوپيروکسن117
فصل پنجم: بحث و نتيجهگيري125
5-1- مقدمه125
5-2- مطالعات پتروگرافي و کانيشناختي125
5-3- شيمي کانيها126
5-4- ژنز کروميتيت فرومد127
5-5- نتيجهگيري130
5-6- پيشنهاداتي براي مطالعات آتي131
فهرست منابع و مآخذ132
فهرست شکلها
عنوان صفحه
شکل ‏1-1- سن کمپلکسهاي افيوليتي و ميزان پراکندگي آنها در ادوار مختلف5
شکل ‏1-2- کمربندهاي افيوليتي در مناطق مختلف جهان6
شکل ‏1-3- a- نمايي از قسمت بالايي گوشته و پوسته اقيانوسي b- نمايي ايده آل از يک سکانس کمپلکس افيوليتي و مقايسه کامل بودن اين سکانس در افيوليت‌هاي مناطق مختلف جهان9
شکل ‏1-4- نمايي از انواع افيوليت‌ها10
شکل ‏1-5- ذخاير اقتصادي تشكيل شده در افيوليت‌هاي فرارانده12
شکل ‏1-6- توزيع نهشته هاي معدني در ليتوسفر اقيانوسي12
شکل ‏1-7- فرارانش يا تراست شدن ليتوسفر اقيانوسي بر روي حاشيه غيرفعال پوسته اقيانوسي14
شکل ‏1-8- مدل تشكيل افيوليت‌هاي نوع (SSZ) در Northland, New Zealand.15
شکل ‏1-9- مدل فرارانش افيوليت16
شکل ‏1-10- انواع سنگ‌ها و کانسارهاي مربوط به کمپلکس‌هاي افيوليتي17
شکل ‏1-11- سه مكانيسم جايگيري افيوليت18
شکل ‏1-12- مدل تكتونيكي تشكيل و جاي گيري افيوليت Oytag18
شکل ‏1-13- كمپلكس Tangihua در شبه جزيره Northland18
شکل ‏1-14- گسترش سنگهاي افيوليتي در ايران28
شکل ‏1-15- تقسيم بندي افيوليت‌هاي ايران31
شکل ‏2-1- موقعيت منطقه مطالعه شده در استان سمنان38
شکل ‏2-2- راههاي دسترسي به محدوده فرومد40
شکل ‏2-3- نقشه زمينشناسي منطقه ميرمحمود47
شکل ‏2-4- نمايي از محدوده انديس پهنستان50
شکل ‏2-5- رگچههاي منيزيت در محدوده انديس پهنستان54
شکل ‏3-1- موقعيت نمونههاي جمعآوري شده منطقه58
شکل ‏3-2- اينکلوژن يوهدرال (شکلدار) اوليوين درون کروميتيت60
شکل ‏3-3- کروميت با زمينه سرپانتين60
شکل ‏3-4- اينکلوژن درون اسپينل موجود در دونيت61
شکل ‏3-5- اکسيدهاي آهن که محصولات ناشي از دگرساني اوليوين در دونيتها هستند64
شکل ‏3-6- اکسيدهاي آهن که محصولات ناشي از دگرساني اوليوين در دونيتها هستند65
شکل ‏3-7- بافت ساعت شني در سنگ مادر دونيتي با هسته هاي اوليوين پراکنده که هنوز به سرپانتين تبديل نشده اند (XPL).67
شکل ‏3-8- ترکهاي کششي که با سرپانتين پر شدهاند در کروميتيت همراه با اينکلوژنهاي اوليوين (Olv) درون آن69
شکل ‏3-9- کانيهاي اوليوين (Olv)، اسپينل کرومدار(Spl) و کلينوپيروکسن (Cpx) با زمينه سرپانتين (XPL)70
شکل ‏3-10- ساخت نواري77
شکل ‏3-11- ساخت نودولار در منطقه فرومد78
شکل ‏3-12- ساخت ميلونيتي78
شکل ‏3-13- ساخت لکهاي79
شکل ‏3-14- بافت کششي و ايجاد حالت دمبلي شکل در بلور کروميت و همچنين بافت واکنشي در اطراف بلور79
شکل ‏3-15- بافت جرياني80
شکل ‏3-16- بافت اسکلتي و همچنين بافت واکنشي در اطراف بلور80
شکل ‏3-17- بافت کاتاکلاستيک79
شکل ‏3-18- بافت سوپرژن81
شکل ‏3-19- بافت تودهاي80
شکل ‏3-20- بافت افشان81
شکل ‏4-1- دستگاه الکترون ميکروپروب مدل SX100 ساخت شرکت Cameca87
شکل ‏4-2- نمودار melt Al2O3 در مقابل melt TiO2 براي کانيهاي اسپينل کرومدار در منطقه فرومد91
شکل ‏4-3- نمودار (FeO/MgO)melt در مقابل (Al2O3)melt براي نمونههاي منطقه فرومد92
شکل ‏4-4- نمودار سهگانه Cr- Al- Fe3+ کاتيونهاي اسپينل در منطقه فرومد که مذاب بونينيتي را براي کروميتهاي تودهاي و انتشاري نشان ميدهد94
شکل ‏4-5- ترکيب شيميايي کانيهاي اسپينل در نمودار Cr# در مقابل Mg#94
شکل ‏4-6- ترکيب شيميايي اسپينلهاي کرومدار منطقه فرومد در پريدوتيتها و کروميتيت بر روي نمودار Cr# اسپينل در مقابل TiO2 Wt.%95
شکل ‏4-7- نمودار تغييرات Fe2+/Fe3+ در مقابل Al2O3 Wt% در منطقه فرومد98
شکل ‏4-8- نمودار تغييرات TiO2 Wt.% در مقابل Al2O3 Wt.% کروميت منطقه فرومد کروميتهاي تودهاي و انتشاري با هم در منطقه سوپراسابداکشن و کماني تداخل دارند، F1 (کروميت تودهاي)، F2 (دونيت)، F3 (هارزبورژيت)، F4 (هارزبورژيت) و F5 (کروميت افشان).98
شکل ‏4-9- نمودار پراکنش Cr2O3 در مقابل Al2O3100
شکل ‏4-10- نمودار درصد وزني Al2O3 در مقابل درصد وزني Cr2O3102
شکل ‏4-11- نمودار درصد وزني TiO2 در مقابل درصد وزني Cr2O3102
شکل ‏4-12- نمودار Cr#sp در مقابل Mg#sp براي نشان دادن درجه ذوب بخشي بهصورت درصد107
شکل ‏4-13- ترکيبات اوليوين در سيستم Ca2SiO4 ـ Mg2SiO4 ـ Fe2SiO4109
شکل ‏4-14- دياگرام تعادلي براي تبلور مايع در سيستم اوليوين110
شکل ‏4-15- شعاع يوني و حالتهاي اکسيداسيون کاتيونهايي که در شبکه اوليوين وارد ميشوند110
شکل ‏4-16- تغييرات ترکيبي اسپينل بهعنوان شاخص درجه ذوب بخشي Fo اوليوين در مقابل عدد کروم117
شکل ‏4-17- سري محلول جامد بين پيروکسنها120
شکل ‏4-18- تقسيم بندي پيروکسنها119
شکل ‏4-19- ترکيب پيروکسن هاي پريدوتيت هاي مجموعه افيوليت فرومد122
شکل ‏4-20- نمودار تغييرات TiO2 در برابر Al2O3 در کاني کلينوپيروکسن در نمونههاي منطقه فرومد122
شکل ‏5-1- مدل پيشنهادي براي تکامل تکتونيکي و خاستگاه پريدوتيتها در جبه باقي مانده تهي شده و تشکيل سنگهاي لرزوليتي در منطقه فرومد130
شکل ‏5-2- مدلي پيشنهادي براي تکامل افيوليت گوشته فوقاني سبزوار130
فهرست جدولها
عنوان صفحه
جدول ‏3-1- محل و موقعيت نمونههاي جمعآوري شده منطقه58
جدول ‏4-1- نتايج آناليز الکترون مايکروپروب کانيهاي اسپينل کرومدار و کروميتيت در منطقه فرومد102
جدول ‏4-2- ميانگين نتايج آناليز شيميايي اوليوين هاي موجود در نمونههاي منطقه فرومد بر حسب درصد وزني و فرمول ساختاري آنها110
جدول ‏4-3- ميانگين نتايج آناليز شيميايي کلينوپيروکسنهاي موجود در نمونههاي منطقه فرومد بر حسب درصد وزني و فرمول ساختاري آنها123
جدول ‏4-4- ميانگين نتايج آناليز شيميايي ارتوپيروکسنهاي موجود در موجود در نمونههاي منطقه فرومد بر حسب درصد وزني و فرمول ساختاري آنها124
فصل اول
کليات
ريشه لغوي افيوليت
اهميت شناسايي افيوليت‌ها در، تحليل محيط تكتونيكي، مطالعه پوسته اقيانوسي، شناسايي ذخاير اقتصادي موجود در آن‌ها، مطالعات ديرينه شناسي و غيره است. بدين منظور بايد مطالعات سنگشناسي، ديرينه شناسي، سن سنجي و مطالعات ساختاري و تكتونيكي صورت گرفته و سپس به تحليل و اثبات مکانيسم‌هاي مرتبط با جايگيري افيوليتها پرداخته شود. نام افيوليت توسط “برونيار (1827) براي توصيف سرپانتينيت‌ها ابداع شد. وي اين نام را از لغت يوناني قديمي افي به معني مار و ليت هم که به معني سنگ است، گرفت. پس از نام‌گذاري افيوليت‌ها توسط (برونيار، استينمن 1906) مفهوم مجموعه يا سري سنگي افيوليت را بکار برد. اين مجموعه سنگي اصولاً حاوي سنگ‌هاي اولترامافيک (مثل کاني سرپانتينيت و پريدوتيت)، گابرو، اسپيليت و سنگ‌هاي وابسته است. او همچنين مشاهده کرد که اين سنگ‌ها اصولاً در چرت‌ها و رسوبات پلاژيک مستقر شده‌اند يا با آن‌ها وابستگي دارند. در سپتامبر 1972 سازمان زمين شناسي آمريکا در مورد افيوليت کنفرانس بزرگي برگزار نمود. در همين کنفرانس قرار شد که نام افيوليت به يک مجموعه مشخص از سنگ‌هاي مافيک تا اولترامافيک اطلاق گردد.”
افيوليت‌ها توالي‌هايي از سنگ‌هاي مافيك و اولترامافيك پوسته و گوشته فوقاني هستند که در ارتباط با زون‌هاي فرورانش، به صورت تكتونيكي جابجا شده روي خشکي‌ها جايگيري کرده‌اند و بخشي از پوسته اقيانوسي جوان يا حوضه پشت كماني تلقي مي‌شوند (Condie,1997). به طور كلي يك توالي ايدهآل افيوليتي به ترتيب از بالا به پايين شامل: رسوبات عميق دريا (رسوبات بخش آبيسال، پلاژيك، يا هر دو و يا رسوبات آذر آواري)، بازالت‌هاي بالشي، دايكهاي صفحهاي ديابازي، گابرو متراكم (Cumulate) لايهاي و سنگ‌هاي اولترامافيك يا گابرو (non-cumulate) به همراه ديوريت و پلاژيوگرانيت، تكتونيت اولترامافيك (عموماً هارزبورژيت)، مي‌شود و بررسي اين سکانس‌هاي تراست شده بر روي پوسته قارهاي نقش مهمي را در مدل‌هاي تكتونيك صفحهاي ايفا ميکند و يكي از راههاي مطالعه ليتوسفر اقيانوسي به ويژه پوسته اقيانوسي قديمي است (Condie,1997; Kearey and Vine, 1996).
افيوليت‌ها صفحاتي با واحدهاي سنگي مشخصي هستند (Nicholson.K.N,2000) كه منشاً قيانوسي داشته و اغلب در كمربندهاي تصادم صفحات اقيانوسي ايجاد مي‌شوند (Kearey and Vine, 1996) ولي در اثر فرآيندهاي جايگيري و گسلشهاي فراوان يك توالي افيوليتي ايده آل را ندرتاً مي‌توان يافت و اغلب، يا برخي از واحدها در آن‌ها ديده نمي‌شود و يا به صورت افيوليت ملانژ (واحدهاي افيوليتي به هم ريخته و همراه با ميان لايه هاي رسوبي) ديده مي‌شوند (Condie,1997) نظير مجموعه افيوليت ملانژ Tangihua در نيوزلند (Nicholson.K.N,2000).
سن و پراکندگي کمپلکس‌هاي افيوليتي در جهان
شکل ‏1-1- سن کمپلکسهاي افيوليتي و ميزان پراکندگي آنها در ادوار مختلف (اقتباس شده از Yildirim Dilek and Harald Furnes., 2011)

شکل ‏1-2- کمربندهاي افيوليتي در مناطق مختلف جهان (اقتباس شده از Yildirim Dilek and Harald Furnes., 2011)
نحوه تشکيل افيوليت‌ها
وجود افيوليت‌ها و پراکندگي آن‌ها در اغلب قاره‌هاي دنيا نشان مي‌دهد که در جايگيري بخش اعظم آن‌ها پديده تصادم قاره- قاره دخيل بوده و اقيانوس مابين دو قاره در اثر فرآيند فرو رانش از بين رفته و در حين تصادم بخش‌هايي از پوسته اقيانوسي بر روي حاشيه غير فعال رانده شده‌اند. عدم وجود دگرگوني حرارتي قابل توجه در مرز تماس آن‌ها با رسوبات بيانگر فرورانش آن‌ها در حالت سرد مي‌باشد.
در اثر تغييرات مکرر تکتونيکي و يا در زونهاي فرورانش پر شيب، افيوليت‌ها به ملانژهاي تکتونيکي تبديل مي‌شوند و به دليل سرپانتينيشدن بخش اولترامافيک قاعده‌اي، واجد خاصيت پلاستيکي شده و به راحتي تغيير شکل مي‌يابند. سرپانتينيشدن به تحرک افيوليت ملانژ کمک کرده و ورود قطعات سنگ‌هاي درونگير و بيگانه به داخل سکانس افيوليتي را تسهيل ميکند.
سکانس افيوليتي
امروزه افيوليت‌ها و يا کمپلکس‌هاي افيوليتي به مجموعه شماتيکي اطلاق مي‌گردد که روند پيدايش و تکوين آن از پايين به بالا داراي ويژگيهاي زير است:

1- پريدوتيت‌هاي متورق که متحمل تغيير شکلهاي تکتونيکي در حالت جامد در درجه حرارت بالا و فشار بالا را شده‌اند. (HP-HT)
2- گابروها و پريدوتيت‌هاي لايه لايه با ساختمانهاي متراکم و تودهاي (متبلور شدن مجزا و نهشتههاي متوالي، چگالي مواد سازنده، بلورهاي موجود در اتاق ماگما)
3- بازالت‌هاي بالشي يا پيلولاواها ( Pillow- lavas) يا مواد خروجي زير دريايي، سن گدازه‌ها معمولاً قابل تشخيص است (در لابلاي رسوبات دريايي).
اما سطوح مواد متراکم و تودهاي و پريدوتيت‌هاي متورق قابل تشخيص نمي‌باشد، براي اين منظور مي‌بايست سن متبلور شدن مواد ماگمايي و زمان تحولات تکتونيکي منطقه را مورد بررسي قرار داد.
به طور کلي سکانس افيوليتي يا پوسته اقيانوسي به ترتيب از پايين به بالا شامل همه يا بخشي از واحدهاي ذيل مي‌شوند:
تكتونيت اولترامافيك: اين مجموعه دگرگوني كه در قاعده افيوليت قرار دارد و نقش اساسي را در جايگيري آن ايفا مي‌کند داراي ويژگي‌هاي ذيل است:
1) ضخامت 100 تا 500 متري و توسعه جانبي ده‌ها تا صدها كيلومتر (Condie,1997).
2) كاهش مشخص درجه دگرگوني از بالا به پايين (Condie,1997).
3) شديداً تغيير شكل يافته و داراي فولياسيون تكتونيكي مشخص (Condie,1997).
4) حاوي عدسي‌هاي دونيت و كروميت مي‌باشد و عموماً شامل سنگ‌هاي اولترامافيك نظير هارزبورژيت و لرزوليت تودهاي، دايک‌هاي ورليتي، اوليوين لايهاي و ارتوپيروكسن گابرو، به شكل خردشده و سرپانتينيتي همراه با رسوبات دگرگوني شده است كه منشأ دگرگوني آن‌ها دماي گوشته در زير افيوليت و دماي جايگيري افيوليت است (Dewandel,2003; Whattam et al 2006)، در برخي موارد نظير افيوليت Josephine در شمال غرب كاليفرنيا سرپانتينيتيشدن سنگ‌هاي قاعدهاي پيش از جايگيري افيوليت بوده بنابراين تصور مي‌شود كه موهو قديمه (Paleo-Moho) يك مرز سرپانتينيتي بوده است (Condie,1997).
گابرو متراكم (Cumulate) لايهاي و سنگ‌هاي اولترامافيك: اين واحد شامل گابروهاي با بافت متراكم است كه از نظر تركيب حالت لايهاي داشته و در اثر تبلور تفريقي شكل گرفته‌اند (Condie,1997).
گابرو (non-cumulate) به همراه ديوريت و پلاژيوگرانيت: پلاژيوگرانيتها توناليتهاي حاوي كوارتز، پلاژيوكلاز سديك و ميزان كمي سيليكات مافيك هستند كه به صورت سيل، دايك و يا تودههاي كوچك جايگيري کرده‌اند و همراه ديوريتها در اثر تبلور تدريجي در محفظه ماگما تشكيل شده‌اند (Condie,1997; Whattam et al 2006). پلاژيوگرانيت در اغلب افيوليت‌ها، به خصوص افيوليت‌هاي با منشأ تيغه ميان اقيانوسي، وجود داشته و به دليل داشتن كاني زيركن كه حاوي عناصر اصلي U-Pb است و در تعيين سن دقيق زمان جايگيري افيوليت استفاده مي‌شود، نقش اساسي را در بررسي افيوليت‌ها داراست.
دايک‌هاي صفحهاي ديابازي و بازالت‌هاي بالشي: ضخامت صفحات بين 1 تا?3 متر بوده و تركيبي در بازه ديوريت تا پيروكسنيت دارند، مرز پايين اين صفحات با بخش زيرين مشخص يا تدريجي و با بخش بالايي تدريجي است (Condie,1997).
بازالت‌هاي بالشي از چند متر تا 2 كيلومتر ضخامت داشته، به صورت جريان‌هاي بالشي يا برش‌هاي هيالوكلاستيك تشكيل شده‌اند و اغلب تركيب تولهايتي دارند (Condie,1997; Whattam et al 2006).
شکل ‏1-4- نمايي از انواع افيوليت‌ها (Nicols.A 1997)
ارزش اقتصادي فلزي
افيوليت‌ها در بخش‌هاي عميق (حد فاصل گوشته و پوسته) داراي ذخاير اقتصادي نظير نيكل و سولفيدهاي پلاتين و كروميت (به شكل انبانهاي و ستوني در ميان سنگ‌هايي چون هارزبورژيت و دونيت) هستند كه احتمالاً در اثر ذوب بخشي گوشته يا تبلور بخشي در اتاق ماگماي زير پشتههاي ميان اقيانوسي تشكيل شده باشند و در بخش‌هاي بالاتر حاوي ذخاير مس و آهن نوع قبرس است (شکل 1-5 و 1-6) (Kearey and Vine, ????).
شکل ‏1-5- ذخاير اقتصادي تشكيل شده در افيوليت‌هاي فرارانده (Kearey and Vine, ????).
شکل ‏1-6- توزيع نهشته هاي معدني در ليتوسفر اقيانوسي (Kearey and Vine, ????).
ساز و كارهاي جايگيري افيوليت‌ها
فرايندهاي جايگيري افيوليت‌ها بر روي پوسته قارهاي يا اقيانوسي بسيار بحث انگيز است و نيازمند تغيير شرايط حاشيه صفحه از حالت كششي و امتداد لغزي به فشارشي هستند علاوه بر اين بيشتر مدل‌هاي ارائه شده نياز به فرورانش ليتوسفر اقيانوسي در شرايط ژئوديناميكي متغير دارند (Kearey and Vine, 1996; Vaughan and Scarrow, 2003). به طور كلي سه مكانيسم اصلي را مي‌توان در جايگيري افيوليت‌ها دخيل دانست (شکل 1-8).

در این سایت فقط تکه هایی از این مطلب با شماره بندی انتهای صفحه درج می شود که ممکن است هنگام انتقال از فایل ورد به داخل سایت کلمات به هم بریزد یا شکل ها درج نشود

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

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

اینجا کلیک کنید

فرارانش يا تراست شدن ليتوسفر اقيانوسي بر روي حاشيه غيرفعال قارهاي يا سنگ‌هاي كمان
اين مكانيسم تشكيل افيوليت‌ها مي‌تواند بين يك پوسته اقيانوسي و قارهاي اتفاق بيافتد و در مواردي بين يك پوسته اقيانوسي و پوسته اقيانوسي ديگر، به اين دسته از افيوليت‌ها، افيوليت‌هاي بالاي زون فرورانش1 نيز مي‌گويند (شکل 1-9) (Whattam et al ????). نمونه اين مكانيسم را مي‌توان در افيوليت‌هاي Northland (شکل 1-10) (Whattam et al ????; Ali and Aitchison ????) مشاهده كرد.
دو نيم شدن و سپس تراست بخش بالايي يك زبانه فرورونده بر روي كمان پيشين
اين روش جايگيري افيوليت ناشي از تكتونيسم مرتبط با super plume است. در يك زون فرورانش نيروي اصلي را كشيده شدن پوسته اقيانوسي به زير پوسته ديگر تأمين مي‌کند (-70 مگاپاسكال) و ميزان نيروي فشارشي حاصل از گسترش تيغه حدود 40+ مگاپاسكال است در نتيجه با فرورفتن پوسته سرد اقيانوسي تا عمق بيش از 670 كيلومتري موجب بالا آمدن super plume، افزايش دماي گوشته بالايي، افزايش ارتفاع 500 متري در توپوگرافي ليتوسفر اقيانوسي و سرانجام موجب افزايش استرس فشارشي ريج از 40 به 100 مگاپاسكال مي‌شود (Vaughan and Scarrow, 2003). حال اگر در محل فرورانش يك توپوگرافي خشن نظير صفحات بازالتي يا بخشي از رشته كوههاي اقيانوسي وارد شود موجب قفل شدن ترنج و افزايش استرس در حاشيه صفحات به اندازه 170+ مگاپاسكال، تراست شدن كف اقيانوس و جايگيري افيوليت مي‌گردد (شکل 1-11) (Vaughan and Scarrow, 2003).
جمع شدن پوسته اقيانوسي جوان حوضه پشت كماني و تشكيل گوه فزاينده
گاهي ممكن است در يك زون فرورانش كه كمان ماگمايي و حوضه پشت كماني در آن تشكيل شده است به دليل تغيير در رژيم تكتونيكي مانند تغيير در استرس تصادم، ناهمواري‌هاي صفحه، ميزان شناوري صفحه فرورونده و تغيير فعاليت دروني گوشته در آن محل، فشار بيشتري بر زون فرورانش وارد آمده و موجب جمع شدن حوضه پشت كماني در پوسته فرارونده شود و در نتيجه يك گوه فزاينده متشكل از قطعات پوسته اقيانوسي جوان تشكيل مي‌گردد، همانند افيوليت‌هاي كمپلكس Oytag (شکل 1-12) (Jiang.Y.H, ????) و افيوليت Tangihua در Northland (شکل 1-13) (Nicholson.K.N,????)
شکل ‏1-7- فرارانش يا تراست شدن ليتوسفر اقيانوسي بر روي حاشيه غيرفعال پوسته اقيانوسي (Whattam et al ????).
شکل ‏1-8- مدل تشكيل افيوليت‌هاي نوع (SSZ) در Northland, New Zealand (Whattam et al 2006).
شکل ‏1-9- مدل فرارانش افيوليت. (a) گوشته و سيستم‌هاي فرورانش در حالت بدون superplume، فرورانش مواد سرد پوسته اقيانوسي تا عمق 670 كيلومتر. (b) آغاز تشكيل superplume از حد فاصل هسته و گوشته و حركت آدياباتيك به سمت محل تيغه. (c) گسترش superplume و حركت مواد پوسته اقيانوسي به سمت مرز گوشته و هسته (Vaughan and Scarrow, ????).
شکل ‏1-10- انواع سنگ‌ها و کانسارهاي مربوط به کمپلکس‌هاي افيوليتي (با تغييرات Lazincka, ????).
شکل ‏1-12- مدل تكتونيكي تشكيل و جاي گيري افيوليت Oytag. (a) تشكيل پوسته اقيانوسي بروي پوسته قاره اي (b) شكل گيري كمان ماگمايي در نتيجه فرورانش (c) تصادم دو صفحه و جاي گيري افيوليت (Oytag Jiang.Y.H, ????).
شکل ‏1-13- كمپلكس Tangihua در شبه جزيره Northland (a) كمان ماگمايي كه احتمالاً در كرتاسه پيشين آغاز شده است. (b) تشكيل حوضه پشت كماني. (c) تغيير رژيم تكتونيكي در يك فاز فشارش، فرارانش كمان و حوضه پشت كماني و سنگ‌هاي رسوبي بر روي شبه جزيره Northland (Nicholson.K.N,????).
شرايط تشکيل کانسارهاي کروميت
در بررسي شرايط تشکيل و ژنز کانسارهاي کروميت، شناخت خاستگاه تکتونيکي افيوليتها از اهميت ويژهاي برخوردار است. اساساً هنگامي که دو پوسته در مجاورت يکديگر قرار ميگيرند، لبه پوستهاي که وزن مخصوص، سرعت بيشتر و شکل مناسبتري دارد به زير صفحه ديگر فرو خواهد رفت. با توجه به نوع پوسته سه حالت کلي ممکن است رخ دهد:
الف- زون فرورانش حاشيه قارهها: شامل فرورفتن پوسته قارهاي به زير پوسته قارهاي ديگر ميباشد. زونهاي فرورانش ايران، ترکيه، يوگسلاوي و روماني، مجموعههاي افيوليتي متعددي را در اين کشورها شکل دادهاست.
ب- زون جزاير قوسي: شامل فرورفتن صفحه اقيانوسي به زير صفحه اقيانوسي ديگر يا زير پوسته قارهاي جوانتر ميباشد. جزاير اقيانوسي غرب اقيانوس آرام که مجموعههاي مهم و بزرگ افيوليتي فيليپين و کالدونياي جديد را شکل دادهاند از اين نوع به شمار ميروند.
ج- زون تصادم دو قاره: در آخرين مرحله حذف پوسته اقيانوسي، دو قاره با يکديگر برخورد ميکنند و يک قاره به زير قاره ديگر فرو ميرود. نظير اين حالت را ميتوان در کوههاي آلپ و هيماليا ديد که افيوليتهاي آلپ مثال بارز آن ميباشد. در بررسي شرايط تشکيل و ژنز کروميت، کانسارهاي کروميت را ميتوان بخشي از کانسارهاي ماگمايي در نظر گرفت. اين کانسارها ممکن است حاصل تبلور اوليه يا مراحل تاخيري در انجماد ماگما باشند. معمولاً کانسارهاي ماگمايي درون تودههاي نفوذي که خاستگاه عميق دارند تشکيل ميشوند. بهترين مثال از کانسارهاي تفکيک ماگمايي، کانسارهاي کروميت ميباشند و مطالعه مقاطع صيقلي نشان داده است که کروميت غالباً در مراحل اوليه تبلور از ماگما جدا ميشود و در عين حال مقدار قابل ملاحظهاي از اين کانه به صورت سيال باقيمانده و در محدوده وسيعي در سيال کانه دار مهاجرت ميکند.
انواع كانسارهاي كروميت
ذخاير کروميت به سه گروه ماگمايي، پلاسري و لاتريتي تقسيمبندي ميشوند که مهمترين آنها کانسارهاي ماگمايي ميباشند.
کانسارهاي ماگمايي
اين کانسارها در سنگهاي اولترامافيک تشکيل ميشوند و به دو دسته کروميتهاي استراتيفرم و پاديفرم تقسيم ميشوند.
?کانسارهاي کروميت استراتيفرم يا كانسارهاي تيپ لايه اي يا چينهسان
اين کانسارها بيش از 98% از منابع کروميت جهان را تشکيل داده و به لحاظ اقتصادي داراي اهميت ويژهاي هستند و از نظر ليتولوژيك شامل توده‌هاي آذرين نفوذي قديمي متشكل از لايه‌هاي گابرويي، پيروكسينيتي، آنورتوزيتي و برونزيتي با اشكال لوپوليتي يا دايك هستند كه به درون صفحات قارهاي مناطق پايدار، تزريق شده‌اند. سنگ‌هاي ميزبان بلافصل اين كمپلكس‌ها، سنگ‌هاي اولترابازيك تفريق يافته (شامل دونيت، پريدوتيت، پيروكسنيت) از يك ماگماي گابرويي مادر مي‌باشد، اكثراً به صورت لايه‌هاي پيوسته تا نيمه پيوسته منظم با گسترش جانبي زياد و بافت تودهاي و بدون تحمل دگرشكلي ديده مي‌شوند و در بخش ضخيم دونيتي انباشتهاي و با فاصله حدود 100 تا 200 متر در زير گابروهاي لايهاي در زون انتقالي و در بالاي ناپيوستگي موهو در سري افيوليتي قرار مي‌گيرند و به صورت نهشته‌هاي لايهاي غني از كروميت با ضخامت مشخص و منظم و يا به صورت لنزهاي طويل ديده مي‌شوند، مهم‌ترين مثال براي اين دسته از کانسارها، كانسار كروميت لايهاي كمپلكس بوشولد Bushveld Complex) ) آفريقاي جنوبي، دايك بزرگ (Grat Dyke) زيمبابوه و استيل واترStillwater) ) آمريكا مي‌باشد، امروز در حدود 77% ذخاير اثبات شده و بيش از 90% ذخاير شناخته شده متعلق به نوع استراتيفرم مي‌باشد.
نفوذي‌هايي که سنگ ميزبان اين نوع کانسارهاي کروميت مي‌باشند در نواحي درون قاره اي يافت ميشوند. اين نفوذي‌ها به دو گروه تقسيم مي‌شوند:
الف- نفوذي‌هايي که اساساً مسطح مي‌باشند و به صورت تودههاي افقي و سيل مانند جايگزين شده‌اند و در آن‌ها لايه بندي به موازات کف مي‌باشد، مانند مجموعه استيل واتر.
ب- نفوذي‌هايي که قيف مانند مي‌باشند و در آن‌ها لايه بندي به طور ملايم به طرف داخل شيب دارد که داراي مقطعي ناوديس شکل مي‌باشند، مانند مجموعه بوشولد (بوشولد)، موسکاکس و گريت دايک. اين کانسارها به صورت لايهاي پهناور و نازک در بخش پاييني تودههاي نفوذي قرار دارند. در اين کانسارها لايه غني از کروميت بخشي از مجموعه آذرين را تشکيل مي‌دهد و نسبت به لايههاي آذرين به طور همشيب قرار دارد. ضخامت لايههاي غني از کروميت (کروميتيت) از يک سانتيمتر تا يک متر متغير است.
سوکولف علاوه بر تبلور همزمان کروميت و اوليوين در يک سيستم دوتايي با نقطه ايوتکتيک 1000 درجه سانتي‌گراد، يک محدوده عدم امتزاج را براي بخش غني از کروميت پيشنهاد نموده است. نحوه تشکيل لايههاي کروميت يکي از مسائل مهم مربوط به منشأ کانسارهاي نوع بوشولد (لايهاي شکل) است. يکي از نظريههاي مطرح شده، نظريه جدايش ثقلي از جريانات همرفتي مي‌باشد که با توجه به نازک و پهناور بودن لايههاي کروميت، برخي از زمين‌شناسان آن را مردود شناخته‌اند.G.A. Sokolov 1948) افزايش FO2 در شرايط مناسب PT مي‌تواند باعث تشکيل لايههاي تک کاني کروميت شود. ليکن ايجاد شرايط مناسب از نقطه نظر FO2 و PT براي تشکيل لايههاي نازک کروميت در طول صدها کيلومتر، بعيد به نظر مي‌رسد.
نظريه تزريق‌هاي مکرر ماگما هر چند مي‌تواند پاسخگوي دورهاي بودن لايهبندي ريتميک در اين کانسار باشد، ليکن علت اين تغييرات شيميايي سيستماتيک دروني که در توالي‌هاي ريتميک وجود دارد را توضيح نمي‌دهد. اکثريت پترولوژيستها در دهه 1960 معتقد به يک توده نفوذي واحد بودند و علت تغييرات منظم در ترکيب شيميايي دروني سنگ‌ها را ورود دورهاي ماگما و مخلوط شدن آن با ماگماي باقيمانده قبلي مي‌دانستند. ايروين (1975) پيشنهاد نمود که آلودگي ماگما توسط مواد غني از سيليس و آلومينيوم از طريق هضم سنگ‌هاي ديوارهاي اتاقک ماگمايي مي‌تواند باعث تشکيل لايههاي کروميت شود و اين به واسطه اضافه شدن مواد غني از سيليس به ماگما است. (T.N. Irvine,1975)
کانسارهاي کروميت پاديفرم (نيامي) يا انباني
کانسارهاي کروميت تيپ نيامي در مجموعه هاي اولترامافيک نوع آلپي همراه توالي‌هاي افيوليتي که بدواً در پوسته اقيانوسي تشکيل شده‌اند، همراه با بسياري از کانسارهاي ديگر يافت مي‌شوند.
ژو و همکاران (1996) تشکيل کانسارهاي کروميت نيامي را نتيجه ذوب نسبي جبه بالايي دانسته‌اند. ايشان معتقدند که کروميتيتهاي غني از Cr از ماگماهايي به وجود آمده‌اند که اين ماگماها از ذوب نسبي درجه بالاي جبه بالايي حاصل شده‌اند، در حاليکه کروميتيتهاي غني از Al در ارتباط با ماگماهايي ميباشد که از ذوب نسبي درجه پايين جبه بالايي به وجود آمده‌اند. (Zhou et al 1996) در اين مدل جبه بالايي در مجاورت تودههاي بازالتي حاصل از ذوب جبه، ممکن است تحت تأثير ذوب نسبي درجه بالا قرار گيرند که در اين صورت پيروکسن (ارتو و کلينو) موجود در لرزوليت مربوط به جبه بالايي، ذوب مي‌شود و آنچه در ديواره باقي مي‌ماند، اوليوين است که به صورت پوششي در اطراف اتاق ماگمايي، تشکيل غلاف دونيتي را مي‌دهد. به طرف خارج، فقط کلينوپيروکسن ذوب مي‌شود آنچه باقي مي‌ماند اورتوپيروکسن و اوليوين است که تشکيل منطقه هارزبورژيتي را مي‌دهد که در بيرون غلاف دونيتي قرار دارد. اين منطقه هارزبورژيتي به طرف خارج توسط منطقه لرزوليتي احاطه شده است. ذوب نامتجانس پيروکسن، توليد SiO2 مي‌نمايد و اين SiO2 باعث ورود ماگما بازالتي به داخل حوزه ثبات کروميت مي‌گردد و نتيجتاً کروميت متبلور مي‌شود.
با فرض اين که مجموعههاي افيوليتي از پريدوتيت جبه منشأ گرفته است و ذوب نسبي پريدوتيت جبه در زير پشتههاي ميان اقيانوسي در اعماق صورت گرفته است، در نتيجه ذوب نسبي پريدوتيت جبهاي از يکي مذاب ديرگداز و يک مذاب بازالتي به صورت انباشتههاي مافيک- اولترامافيک در بالاي پريدوتيت تکتونيزه حاصل مي‌شود. تفريق عمده حاصل از ماگماي بازالتي که از آن‌ها کانسارهاي کروميت نيامي حاصل مي‌شود، داراي ترکيب گابرويي و حاوي مقاديري مس به صورت ناچيز مي‌باشد.
سنگ‌هاي حد واسط تا فلسيک در سري‌هاي سديمدار و اسپيليت از محصولات نهايي فاز ماگمايي مربوط به ماگماي افيوليت مي‌باشند و آن‌ها را محصولات حاصل از مرحله ماگمائي واقعي مي‌دانند.
برخي از مجموعههاي افيوليتي همراه ملانژ هستند که در صورت وجود کانسار کروميت در آن‌ها، آن کانسارها کوچک بوده و با فواصل زيادي از يکديگر قرار مي‌گيرند، همانند کانسارهاي کروميت در افيوليت‌هاي بلا وزيرستان (پاکستان).
کانسارهاي کروميت موجود در مجموعههاي افيوليتي معمولاً در منطقه انتقالي هارزبورژيت به سنگ‌هاي انباشتي و معمولاً به صورت عدسي‌هايي که به طور ناهمشيب نسبت به هارزبورژيت تکتونيزه قرار دارند، يافت مي‌شوند وليکن در مجموعههاي افيوليتي که شديداً تغيير شکل يافته باشند، اين عدسي‌هاي کروميتي ممکن است نسبت به هارزبورژيت در برگيرنده به طور هم شيب قرار گرفته باشند.
در پايين‌ترين بخش از انباشتيهاي مربوط به توالي پوستهاي نيز کانسارهاي کروميت ممکن است يافت شوند. اين کانسارها لايهاي شکل مي‌باشند و به صورت نوارهاي کروميت که به طور متناوب نسبت به دونيت قرار گرفته‌اند، مشاهده مي‌شوند.
البته اين کانسارهاي لايهاي شکل را نمي‌بايست با کانسارهاي لايهاي شکل نوع بوشولد که در قاره‌ها يافت ميشوند، اشتباه نمود.
تقسيمبندي کانسارهاي کروميت نيامي:
1- کانسارهايي که در اعماق بخش هارزبورژيتي مربوط به مجموعه افيوليتي قرار دارند و در داخل غشايي دونيتي احاطه گرديده‌اند.
2- کانسارهايي که در بخش بالايي هارزبورژيت تکتونيزه واقعاند.
3) کانسارهايي که در درون لايههاي دونيتي و در منطقه انتقالي بخش تکتونيزه به سنگ‌هاي انباشتي قرار دارند.
4) کانسارهايي که در درون لايه دونيتي مربوط به توالي انباشتي قرار دارند.
مناطق افيوليتي را بر روي عکس‌هاي هوايي مي‌توان از روي تپه هاي گرد شده و کمبود پوشش گياهي مشخص نمود. روش‌هاي ثقل سنجي و مغناطيس سنجي در تشخيص تودههاي واقع در زير پوشش‌هاي نازک مي‌توانند مؤثر باشند. اين روش‌ها هم در مجموعههاي افيوليتي و هم در کمربندهاي گرينستون کاربرد دارند. در مجموعههاي اولترامافيک نوع آلپ، کانسارهاي کروميت در هارزبورژيت يافت مي‌شوند و لرزوليتها معمولاً فاقد کانسارسازي مي‌باشند.
در مجموعههاي اولترامافيک نوع آلپي، لايههاي کروميتيت، در بخش‌هاي زيرين يافت مي‌شوند:
در پايين‌ترين بخش از دونيت انباشتي، در منطقه انتقالي بين هارزبورژيت و دونيت انباشتي و در حدود يک کيلومتر در زير بخش اخير مي‌باشند.کروميت در صورت حضور، در بخش انباشتهاي بنياني، منطقه انتقالي و يا به صورت پراکنده در هارزبورژيت باقي مانده، در غلافي دونيتي احاطه شده است. در تمامي کانسارهاي افيوليتي، تودههاي معدني کروميت در بخش کوچکي از مجموعه افيوليتي قرار دارند و مابقي بخش‌ها فاقد کانسارسازي کروميت مي‌باشد.
به اين سؤال که چرا بعضي از مجموعه‌ها حاوي کانسارسازي و بعضي ديگر فاقد کانسارسازي مي‌باشند، هنوز جوابي قانع کننده داده نشده است، ظاهراً سن اين کانسارها حائز اهميت است.
بهنظر مي‌رسد که غالب مجموعههاي بزرگ مربوط به کراتونها تا کنون کشف شده باشند، ليکن پتانسيل مجموعه دوفک در قاره قطب جنوب هنوز به خوبي مشخص نيست. مجموعه هاي گريت دايک (زيمبابوه)، بوشولد (آفريقاي جنوبي)، ترومپس برگ (برزيل)، در طول خطواره‌ها (Lineaments) بزرگي قرار دارند.
در حدود 23?? ذخاير اثبات شده و در حدود 10% ذخاير شناخته شده متعلق به کانسارهاي انباني مي‌باشد، عيار اين تيپ کانسارها بيشتر از عيار کانسارهاي استراتيفرم کروميت بوده و در عين حال درصد Al آن‌ها بالا مي‌باشد، و نسبت Cr/Fe در آن‌ها بالاتر از کانسارهاي لايهاي کروميت است.
کانسارهاي کروميت پلاسري
کروميت به علت مقاومت در برابر هوازدگي شيميايي و وزن مخصوص زياد در نهشتههاي ثانويه به صورت محصولات هوازدگي نيز تمرکز مييابد (Gailbert and park, 1986). کانسارهاي کروميت پلاسري در شرايط آب و هوايي گرم و نيمهگرم و در اثر آلتراسيون سيليکاتهاي منيزيمدار حاوي کروميت در خاک لاتريتي تجمع مييابند. چنانچه لاتريتهاي مذکور شسته شده و بهطور مجزا انباشته شوند ميتوانند کانسارهاي اقتصادي بوجود آورده و قابليت استراج پيدا نمايند. نمونههايي از اين کانسارها امروزه در ماسههاي سياه زيمباوه (در مقياس وسيع) و در ژاپن و آمريکا (در مقياس کوچک) برداشت ميگردد.
کانسارهاي لاتريت آهن- کروميت
اين دسته از کانسارهاي کروميت 1 تا 3 درصد وزني Cr2O3 دارند. تا کنون در کشورهاي گينه نو، کوبا و فيليپين ذخايري از اين نوع کشف شده است. اين کانسارها حجم بسيار ناچيزي از توليد کروميت دنيا را به خود اختصاص دادهاند.
ساخت پوستهاي افيوليتها (نوع LOT و HOT)
انواع هارزبورژيتي افيوليت‌ها (HOT): بخش اولترامافيک قاعدهاي شامل تناوبي از هارزبورژيت و دونيت بوده، و توسط دايک‌هاي پيروکسنيتي قطع مي‌شود. زون تحولي شامل هارزبورژيت با رگههاي دونيت که به سمت بالا به گابروهاي لايهاي همراه با لنزهاي کروميت و دونيت تبديل مي‌شود. سپس گابرو و ورليت به صورت نوارهاي تيره و روشن قرار دارند و به سمت بالا واجد گابروهاي لايهاي، دايک‌هاي ديابازي حاوي پلاژيوگرانيت و سپس بازالت‌هاي تولئيتي از نوع N-MORB است. وجود هارزبورژيت در بخش قاعده و بازالت توليتي با سرشت N-MORB توسعه زياد دايک‌هاي ديابازي نشان از حجم زياد ماگماي تزريق شده در شکاف محوري و نرخ بالاي ذوب بخشي در گوشته فوقاني است و اين ويژگي‌ها در شکاف‌هاي با نرخ گسترش تند 2FSR ديده مي‌شود شکل (1-4).
انواع لرزوليتي افيوليت‌ها (LOT): در بخش اولترامافيک قاعده اي مشخص مي‌شوند. در اين دسته از افيوليت‌ها حجم پلاژيوگرانيت زياد بوده و حجم دايک‌هاي صفحهاي کم و بازالت تولئيتي داراي سرشت غني شده P-MORB يا E-MORB مي‌باشد. ويژگي‌هاي اخير نشانگر حجم اندک ماگما در شکاف‌هاي محوري، نرخ کم ذوب بخشي در گوشته فوقاني و در نهايت نشانگر شکاف‌هاي غير فعال با نرخ گسترش اندک 3SSR مي‌باشد شکل (1-4).
زمينشناسي و پراکندگي کانه در ايران
مجموعه‌هاي افيوليتي و افيوليت ملانژها پتانسيل بالايي از نظر اقتصادي دارند، زيرا انواعي از سنگ‌هاي مختلف در آن‌ها وجود دارند، كروميت مهم‌ترين كانه‌هاي همراه افيوليتهاست ، افيوليت‌ها علاوه بر كروميت مي‌توانند داراي PGE (عناصر گروه پلاتين) و پنبه نسوز (از تجزيه و دگرساني سنگ‌هاي اولترابازيك به صورت رگه‌هاي نازك بدست مي‌آيد) نيز باشند. در زمينشناسي ايران افيوليت به مجموعهاي از سنگهاي مافيک و اولترامافيک گفته ميشود که ممکن است منظم و لايه لايه باشند و يا در اثر تنشهاي زمينساختي با يکديگر مخلوط شده باشند. به اين مجموعهها که همراهاني از سنگهاي رسوبي نواحي ژرف دارند اسامي مختلفي اطلاق شده است و بيشتر به نامهاي کمپلکس افيوليتي، آميزه افيوليتي و آميزه رنگين معروف هستند (Falcon, 1974; Arvin and Robinson, 1994). آميزههاي رنگين ايران بيشتر به صورت نوارهاي باريک و نسبتاً پيوستهاي هستند که غالباً در امتداد گسلهاي طولي اصلي رخنمون دارند (Stockline, 1974; Berberian, 1981). مجموعههاي افيوليتي ايران در اثر فرآيند کافتيشدن شکل گرفتهاند، سپس اين مجموعهها در اثر فرارانش و در اثر فرارانش و به هنگام جابجايي قارهها و خرد قارهها، در امتداد زميندرزهاي کهن بر روي پوسته قارهاي ايران رانده شدهاند (Hassanipak and Ghazi, 2000; Babaie et al., 2006).
شکل ‏1-14- گسترش سنگهاي افيوليتي در ايران (اقتباس شده از علوي تهراني 1358)
پراكندگي جغرافيايي مجموعه‌هاي افيوليتي و افيوليت ملانژهاي ايران در (شكل 1-14) نشان داده شدهاست. به طور کلي افيوليت‌هاي ايران يك مجموعه چند فازي است كه شامل بخش‌هاي پيكره اولترامافيك مافيك، پيكره بازيك و پلاژيوگرانيت‌ها ميباشد.
– افيوليت ملانژهاي حاشيه روراندگي زاگرس شامل مناطق خوي، كرمانشاه و نيريز در جنوب شرقي شيراز كه سن آن‌ها را اواخر كرتاسه در نظر مي‌گيرند.
– افيوليت ملانژهاي ايران مركزي شامل نائين و جنوب كوير بزرگ ايران كه در مجاورت بلافصل گسل نائين- بافت و گسل درونه يا گسل بزرگ كوير قرار دارند.
– افيوليت ملانژهاي جنوب شرقي و شرق ايران نظير شمال زون مكران و زون فيليش شرق ايران كه دركرتاسه پاياني- پالئوسن تشكيل شده‌اند.
مشخصات كلي و دسته بندي پترولوژيكي ملانژهاي ايران شامل اين موارد مي‌باشد.
1- داراي سنگ‌هاي آتشفشاني از نوع كالك آلكالن و تولهايتي مي‌باشند.
2- سنگ‌هاي نفوذي اسيدي در مرحله آخر تفريق ماگما به وجود مي‌آيند و ضخامت چنداني هم ندارند.
3- سنگ‌هاي دولريتي در مجموعه‌هاي افيوليتي ايران حجم نسبتاً زيادي دارند.


پاسخ دهید