برگشتن به زمین شناسی

توضیحات

دانلود پایان نامه زمین شناسی : مطالعات سنگ شناسی

157ص

 

 

فهرست مطالب

 فصل اول : کلیات (1)                                                                               

     1-1       مقدمه

2-1     ترکیب پوسته اقیانوسی

3-1       نحوه شکل گیری پوسته اقیانوسی

4-1       دگرگونی در پوسته اقیانوسی

5-1       افیولیت ها و پریدوتیت های آلپین

6-1       فرق افیولیت ملانژ با افیولیت کلاسیک

7-1       منشأ افیولیت ها

8-1       نیروی محرک صفحات

9-1       دگرگونی در مجموعه افیولیتی

10-1     افیولیت های ایران

11-1      مشخصات افیولیت ملانژهای ایران

12-1      دگرسانی در افیولیت ملانژهای ایران

13-1      سن افیولیت ملانژهای ایران


فصل دوم : کلیات (2)                                                           
                                                                                             

1-2          کانسارهای کرومیت ایران                                                              

2-2       کرمیت

3-2       تجارت جهانی کرم

4-2        تیپ کانسارهای کرومیت

1-4-2    کانسارهای کرومیت لایه ای

2-4-2                 کانسارهای کرومیت انبانی

5-2           مقایسه کانسارهای کرومیت انبانی و کانسارهای کرومیت لایه ای

6-2          ساخت و بافت کانه کرومیت

7-2           انکلوزیونهای موجود در کانه کرومیت

8-2          ترکیب ماگما و ته نشینی کرومیت درکانسارهای تیپ لایه ای

9-2           تأثیر روابط سنگ و مذاب در شکل گیری کانسارهای کرومیت انبانی

10-2         دو مثال از کرومیتهای تیپ انبان

1-10-2    کانسارهای کرومیتی در افیولیت های عمان

2-10-2    کانسارهای کرومیتی گلمن در ترکیه

11-2        کانسارهای کرومیت ایران


فصل سوم : زمین شناسی و سنگ شناسی مناطق رزکوئیه و ده شیخ
            

1-3             زمین شناسی عمومی منطقه اسفندقه

2-3       موقعیت جغرافیایی مناطق رزکوئیه و ده شیخ

3-3       زمین شناسی منطقه رزکوئیه

4-3        نمونه برداری از منطقه رزکوئیه

5-3            مطالعات میکروسکپی بر روی مقاطع نازک منطقه رزکوئیه

1-5-3 سرپانتینیت های منطقه رزکوئیه

2-5-3  رخساره های دگرگونی در منطقه رزکوئیه

6-3          مطالعه مقاطع صیقلی منطقه رزکوئیه

7-3          زمین شناسی منطقه ده شیخ

8-3           نمونه برداری از منطقه شیخ

9-3           نتایج حاصل از مطالعه مقاطع نازک منطقه ه شیخ

10-3       کانی شناسی سنگهای پریدوتیتی منطقه ده شیخ

11-3        مشخصات عمومی کانسارهای کرومیت منطقه ده شیخ

12-3         مطالعه مقاطع صیقلی منطقه ده شیخ


فصل چهارم : مطالعات پراش اشعه
X(XRD)                                                

1-4     مقدمه

2-4     آنالیز شیمیایی XRD سنگها یمنطقه ده شیخ

3-4     آتالیز XRD سنگهای منطقه رزکوئیه

4-4     تعیین ترکیب شیمیایی کانه کرومیت از طریق نمودار XRD

1-4-4    مطالعه XRD کالسنگ کرومیتی منطق رزکوئیه و ده شیخ

نتیجه گیری

پیشنهادات

منابع

 

 

 

– چكيده

كانسارهاي كروميت در جهان به دو صورت كروميت هاي تيپ لايه اي كه غالباً در كمپلكس هاي بزرگ لايه اي باسن پروتوزوئيك در دنيا يافت مي شود. (مانند كمپلكس بوشولد در آفريقاي جنوبي) و ديگري ذخاير تيپ آلپيني كه در آن كانسار كروميت به صورت عدسي شكل است و در سنگهاي سرپانتيني شده بسياري از افيوليتي آلپي مشاهده مي شود، يافت مي شود.

در ايران سنگهاي افيوليتي كمربند آلپي مشاهده مي شوند يافت مي گردد.

در ايران سنگهاي افيوليتي از گسترش و توسعه فراواني برخوردار بوده و كانسارهاي كروميتي مهمترين پتانسيل معدني در سنگهاي افيوليتي هستند. ناحيه اسفندقه در جنوب كرمان از جمله مناطق افيوليتي در ايران است كه از لحاظ ذخاير اقتصادي بسيار با اهميت است. در اين ناحيه كانسارهاي كروميت به صورت توده هاي عدسي شكل ونا منظم و پراكنده مي باشند كه در داخل سنگهاي آذرين بازيك تا فوق بازيك قرار دارد.

بعلت پيچيدگي ساختار زمين شناسي مجموعه هاي افيوليتي هنوز روش مشخص و دقيقي براي اكتشاف كانسارهاي كروميت تيپ آلپي شناخته نشده است و اكتشاف كانسارهاي كروميت در مناطق افيوليتي معمولاً از طريق روشهاي اكتشاف انجام پذيرفته است.

اصولاً در اكتشاف كانسارهاي كروميت آلپيني مشخص كردن تركيب سنگ شناسي و بافتهاي سنگ مطالعات ژئوشيميايي سنگ ميزبان و كانه كروميت و همچنين مطالعات زمين ساختي در مقياس ميكروسكپي (فوليشن ها و لينيشن ها و لايه بندي ها) و ماكروسكپي اهميت زيادي دارند.

با در نظر گرفتن اين موضوع مطالعاتي در مناطق رزكوئيه در 7 كيلومتري شمال شهر بافت و ده شيخ در120 كيلومتري جنوب شهر بافت از ناحيه معدني اسفنديه انجام شده است.

در گام اول برداشت هاي صحرايي و عمليات نمونه برداري در اين مناطق انجام و سپس از نمونه هاي برداشت شده مقاطع ميكروسكپي تهيه شد. با مطالعه نمونه ها تركيب سنگ شناسي مناطق و وضعيت كانه كروميت در كانسنگ هاي كروميتي مشخص شده است.

به منظور تائيد مطالعات سنگ شناسي بسياري از نمونه ها مورد آناليزXRD قرار گرفتند. هم جنين توسط روشهاي تجربي تركيب كانه كروميت از طريق آناليز XRD تعيين گرديد.

در ادامه مطالعات انجام شده تركيب شيميايي تعدادي از نمونه هاي سنگي منطقه شامل سنگهاي ميزبان و سنگ دربرگيرنده كانسارهاي كروميتي توسط روش آناليز XRF مشخص گرديد و از اين طريق نتايج بسيار با ارزشي در رابطه با روند تفريق ماگمايي و مكان تشكيل سنگهاي افيوليتي در منطقه بدست آمد.

به منظور مشخص نمودن تيپ كانسارهاي كروميتي منطقه و هم چنين مكان تشكيل آنها در كمپلكس افيوليتي توسط آناليز ميكروسكپ الكتروني تركيب شيميايي كانه كروميت تعيين گرديد.

در نهايت نيز نقشه زمين شناسي به مقياس 1:10000 از منطقه ده شيخ تهيه شده است.

مجموعه اي كه در اين جا گردآوري شده است، نتايج تمام مطالعات ذكر شده در بالاست كه در 6 فصل جمع آوري شده است.

 

 

فصل اول : كليات (1)

 

-1-1 مقدمه

 

وقتي از افيوليت صحبت مي شود منظور سنگ خاصي نيست بلكه توالي لايه هاي متشكل از سنگ هاي مختلف را در نظر مجسم مي كند و به همين دليل از مجموعه هاي افيوليتي (كمپلكس افيوليتي) يا سري هاي افيوليتي سخن به ميان مي شود‌‌‌‌‍‌ة[3]

افيوليتها و پريدوتيتها بخشهايي از گوشته بالايي و پوسته اقيانوسي هستند ( سنگهاي بازيك و الترا بازيك كه در مراكز گسترش اقيانوسي شكل گرفته اند) كه در ميان يا بر روي پوسته قاره اي استقرار تكنونيكي يافته اند. سنگهاي پوسته اقيانوسي در طي اين فرآيند مي توانند تغيير شكل پيدا كنند ولي ممكن است هيچ گونه تغيير شكلي در آنها ايجاد نگردد.[15]

افيوليت ها را از دو ديدگاه مي توان بررسي كرد:

  • منشأ افیولیت
  • چگونگی استقرار افیولیت در پوسته قاره ای

از نظر شیمیایی افیولیت ها با سنگ های ÷وسته اقیانوسی قرابت نزدیکی دارند(سمپوزیوم مسکو و پاریس 1973 و تائید مور 1975):[3]

  • میانگین ترکیب شیمیایی سنگ های یک مجموعه افیولیتی با ترکیب متوسط پوسته اقیانوسی شباهت بسیار دارد.
  • نحوه پراکندگی و فراوانی عناصر خاکهای نادر در مجموعه افیولیتی و پوسته اقیانوسی از نظم آهنگ یکسانی پیروی می کند.
  • بررسی نسبت های ایزوتوپی استرونسیم در پوسته اقیانوسی و افیولیت ها نشان دهنده تشابه تقریباً یکسان در آنهاست.(شکل 1-1)

از طرف دیگر وجود پیلولاواها در افیولیتها حاکی از تشکیل این مجموعه ها در محیط های دریایی است.

 

 

 

شکل 1-1: مقایسه نسبت های ایزوتروپی استرونیسم در سنگ های اقیانوسی و افیولیتی[3]

 

لذا این گونه می توان تصور نمود که افیولیت خود پوسته اقیانوسی بوده و در کف اقیانوس و در مرحله اقیانوس زایی بوجود می آید. [3]

در این فصل ابتدا پوسته اقیانوسی و نحوه تشکیل آن را بررسی کرده و سپس به تعریف مجموعه های افیولیتی و نحوه استقرار آنها می پردازیم.

-2-1 ترکیب پوسته اقیانوسی

 

همان گونه که در اشکال 2-1 و 3-1 نمایش داده شده  است 4 لایه اصلی در پوسته اقیانوسی قابل شناسایی است. این لایه ها به ترتیب از بالا به پایین عبارتند از:

لایه اول شامل غشا و اسکلت گیاهان و جانوران دریایی و سنگ واریزه های قاره ای است که ضخامت این لایه رسوبی از چند سانتی متر تا چندین متر متغیر است.

لایه دوم شامل پیلولاواها یا گدازه های آتشفشانی بالشتی شکل می باشد که ترکیب بازالتی دارند.

ضخامت این لایه از 1 تا 2.5 کیلومتر متغیر است. وجود این بخش در سطح فوقانی پوسته اقیانوسی نشان دهنده حالت مذاب و فوران آن در زیر آب دریا (کف اقیانوس) است. این لایه بازالتی توسط دایکهای دیابازی قطع شده اند. گر چه وجود دایک در مجموعه تشکیل دهنده پوسته اقیانوسی الزامی نیست، ولی مشاهده آن نشان دهنده سرد شدن توده های رگه مانندی است که حتی بعد از انجماد پیلولاواها حالت مایع داشته اند.

 

 

 

 

شکل -2-1 نمایش فرضی از پوسته اقیانوسی بر حسب تعابیر سرعت های لرزه ای [34]

 

-3-1 نحوه شکل گیری پوسته اقیانوسی

 

دو فرآیند اصلی ترکیب قسمت آذرین پوسته اقیانوسی را کنترل می کنند. یکی از این فرآیندها ماگمایی است که سنگ های آذرین را بوجود می آورد و دیگری فرآیند دگرگونی سنگ های آذرین، در واکنش آنها با آب دریاست.[34]

در زیر پوسته اقیانوسی یعنی در بالاترین قسمت گوشته لایه ای قرار گرفته است که جامد بوده و از خاصیت پلاستیسیته بالاتری نسبت به پوسته برخوردار است. این لایه ممکن است 1 تا 2 درصد مذاب به همراه داشته باشد. به این لایه استنوسفر می گویند. به نظر برخی از محققین، ستونی از استنوسفر به پهنای حدود 10 کیلومتر و در درجه حرارت تقریباً 1350 درجه سانتیگراد به صورت دیاپیرهایی به بالا مهاجرت می کند. این عمل بیشتر  در شکافهای میان اقیانوسی، یعنی در محل های کم فشار و نازک پوسته زمین اتفاق می افتد. ستون مزبور در هنگام بالا آمدن دچار ذوب بخشی می شود که مسلماً مقدار و درصد ذوب آن به درجه حرارت و فشار محیط بستگی دارد. مواد حاصل از ذوب استنوسفر ترکیب بازالتی دارند و چگالی آن نسبت به محیط اطرافش کمتر می باشد و بالطبع به سطح زمین کشیده می شود. در ضمن مهاجرت و پس از آن بخشی از این ماگمای بازالتی متبلور می شود و پس از استقرار این مایع، بلورهای حاصل به کف اتاق ماگمایی سقوط کرده و ته نشین می شوند (سری کومیولیت). اجتماع این بلورها که بیشتر از نوع اولیوین و پیروکسن است بخشی از سنگ های الترابازیک تحتانی را بوجود می آورند (بخش دیگر یا قسمت اعظم اولترابازیک یک مجموعه افیولیتی ممکن است باقیمانده ذوب نشده استنوسفر باشد). وقتی مایع مزبور به کف دریا می رسد و با آب تماس حاصل می کند بخش فوقانی آن به سرعت سرد می شود و پیلولاواها از آن بوجود می آید و به این ترتیب عایقی تشکیل می شود که ماگما در پناه آن به آرامی سرد می شود. نتیجه این سرد شدن تدریجی و آرام پیدایش گابرو و دایکهای دیابازی است که در زیر بخشهای سطحی یافت می شوند. با رسیدن مایع مذاب به کف اقیانوس قشر سطحی آن سریعاً سرد میشود ولی سرعت سرد شدن در اعماق کند و تدریجی است. محاسبات نشان داده است که زمان سرد شدن از سطح تا 1.5 کیلومتری عمق مایع مذاب 40000 سال طول می کشد و اگر سرعت باز شدن کف اقیانوس دو سانتی

متر در سال فرض شود طی 40000 سال کف اقیانوس 800 متر باز می شود و در نتیجه مواد مذاب جدیدی به این قسمت مهاجرت می کنند. با ورود مواد تازه، عمل انجماد به دارازا می کشد که خود در تفریق ماگما و ایجاد گابرودیاباز در پوسته اقیانوسی مؤثر است.[3]

با توضیحات فوق وضعیت لایه لایه در مجموعه های الترابازیک و گابرو را می توان به تزریق مکرر مواد مذاب و ورود آن به محیط تبلور مربوط دانست. در برخی از پوسته های اقیانوسی در حد بین گابرو و دایکهای دیابازی سنگ های حد واسط تا اسید نظیر دیوریت، پلاژیوگرانیت و گرانوفیر وجود دارند که در مجموعه معرف تفکیک و تفریق کامل مذاب در حین سرد شدن و انجماد است. بنابراین با توجه به قسمت های ذکر شده در بالا قسمت های مختلف پوسته اقیانوسی تابع سه فاکتور اصلی است که عبارتند از :

  • فرآیند ذوب بخشی استنوسفر
  • فرآیند اطاقک ماگمایی
  • ترکیب منشأ گوشته ای

در نهایت وقتی که لایه های 2 و 3 از پوسته اقیانوسی کشیده می شوند یا به عبارت دیگر خیز لغزش ثقلی پیدا می کنند تا تبدیل به پوسته اقیانوسی شوند ، میان پوسته اقیانوسی و پوسته قاره ای، لایه اول شامل دیاتومیتهای سیلیسی، خرده های رادیولاریت، ته نشست های آبکی و سیلیسی و هیدروکسیدهای آهن و منگنز رسوب می کند.[34]

در شکل 4-1 ساختار پوسته اقیانوسی به تصویر کشیده شده است.

 

 

شکل 4-1 ساختار پوسته اقیانوسی و نحوه شکل گیری آن [34]

-4-1 دگرگونی در پوسته اقیانوسی

 

دگرگونی در پوسته اقیانوسی با رخساره زئولیتی در دمای بیش از 50 درجه سانتیگراد آغاز می گردد. مشخصه این رخساره وجود کانیهای گروه زئولیت می باشد. در اعماق بیشتر و دمایی بیشتر ، رخساره زئولیت پایدار نبوده و با کانی های آلبیت و کلریت در دمای بین 250 تا 300 درجه سانتیگراد جایگزین می شود. این پائین ترین حد رخساره شیست سبز است. گاهی سنگ هایی با این درجه دگرگونی را اسپلیت می نامند. در دمای بالاتر از 500 درجه سانتیگراد (این دما در محدوده های فرورانش ایجاد می گردد) رخساره آمفیبولیت بوجود می آید. (شکل 2-1).[34]

سرپانتین ها در دمای حدود 400 درجه سانتیگراد از واکنش آب بر روی اولیوین بوجود می آیند. به علت وزن مخصوص کم سرپانتین نسبت به محیط اطرافش ، سرپانتین ها به صورت دیاپیرهایی در داخل پوسته اقیانوسی به سمت بالا به حرکت در می آیند و اغلب در حین بالاآمدن قطعاتی از لایه های عمیق را با خود به سمت بالا می آورند.[34]

 

-5-1 افیولیتها و پریدوتیتهای آلپین

 

از آنجایی که سنگ های تشکیل دهنده یک مجموعه افیولیتی اصولاً رنگ سبز دارند، نام افیولیت نیز به همین دلیل اتخاب شده است. (افی[1]= مار آبی که رنگ سبز خال خال دارد.)(بروگنیارت 1872)[2]  [29]

استیمن[3]  (1906 , 1927) به جای افیولیت واژه جایگاه افیولیتی[4] را معرفی نمود، که بیان کننده تجمع سنگی شامل سنگهای الترابازیک( برای مثال سرپانتینیت و پریدوتیت) ، گابرو، اسپلیت می باشد که یا در داخل رسوبات پلاژیک و چرتها استقرار یافته اند و یا به همراه آنها تجمع پیدا کرده اند.[29]

 

در اوایل 1970 بود که زمین شناسان مدارکی یافتند که توسط آن توانستند از نظری ای که افیولیت ها را قطعاتی از پوسته اقیانوسی می دانست حمایت بیشتری نمایند. در سپتامبر 1972 ساز مان زمین شناسی آمریکا[5] طی کنفرانسی که برگزار نمود توالی سنگ شناسی را در یک افیولیت توسعه یافته به شرح زیر اعلام کرد:[29]

  • کمپلکس های الترابازیک که شامل بخشهای مختلف عمدتاً هارزبورژیت، لرزولیت، دونیت و بعضاً وزلیت و وبستریت می باشد که معمولاً با یک ساختار تکنونیکی دگرگون شده همراه می باشد.. این بخش کم و بیش سرپانتینیزه شده می باشد(دیاگرام تقسیم بندی سنگهای الترابازیک بر اساس سه کانی اصلی تشکیل دهنده شامل اولیوین، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن در شکل -5-1 آورده شده است.)
  • کمپلکس گابرویی با بافت کومولیتی، عوعاً شامل پریدوتست ها و پیروکسنیت های کومولیتی که معمولاً کمتر از کمپلکس الترابازیک تغییر شکل یافته اند.
  • کمپلکس بازیک آتشفشانی که عموماً از نوع بالشتی هستند.

همچنین اینگونه فرض شده است که این سنگ ها عموماً با سنگهای زیر همراه هستند:

  • بخش رسوبی که در بالاترین قسمت کمپلکس افیولیتی شامل چرتهای نواری، شیل نازک میان لایه ای و سنگ آهک، قرار می گیرد..
  • کرومیتهای انباری به همراه دونیت
  • سنگهای نفوذی فلدسپات سدیم دار و سنگ های خروجی

در سال 1997 کلمن [6] توالی مجموعه افیولیتی را ، از پایین به سمت بالا این گونه توصیف نمود:[12]

الف) پریدوتیت های متامرفیک

ب) سنگ های الترابازیک کومولیتی که در بالا به گابرو تبدیل می شوند.

پ) گروه دایکهای ورقه ای با ترکیب بازیک تا حد واسط

ت) گدازه های بالشتی بین لایه ای در بالا همراه با رسوبات دریایی و ته نشین های فلزدار.

در سال 1926 بنسون [7] گابروها و سنگهای الترابازیک شامل سنگهای سبز و سنگهای افیولیتی را در مناطقی که تحت تأثیر روراندگی و کوهزایی آلپی شدیداً در هم ریخته شده بودند، به عنوان سنگهای آذرین تیپ آلپین معرفی نمود. در سال 1957 دی رور [8] پیشنهاد کرد که برخی از پیکره های پریدوتیتی تیپ آلپین قطعات حمل شده تکنوتیکی از گوشته بالایی می باشند.[29]

 

شکل -5-1 تقسیم بندی سنگهای اترابازیک (پریدوتیتها) بر اساس سه کانی تشکیل دهنده اصلی شامل اولیون، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن.

بسیاری از افیولیتها تحت تأثیر تغییر شکل و دگرگونی قرار می گیرند که در این صورت لایه بندی منظم و تناوب مشخص آنها بهم خورده و تکتونیک ملانژها یا آمیزه های تکنونیکی را پدید می آورند. در این افیولیتها بخش های الترابازیک اغلب سرپانتینی می شوند که هم چگالتر از سنگهای اولیه بوده و هم می توانند به آسانی تغییر شکل دهند.

 

-6-1 فرق افیولیت ملانژها با افیولیت کلاسیک

 

  • در هم ریختگی شدید در افیولیت ملانژها نسبت به افیولیتهای کلاسیک.
  • آلتراسیون شدید و پیش رفته در افیولیت ملانژها. این امر کاملاً طبیعی است زیرا محلولهای هیدروترمال به آسانی و سرعت بیشتری در درزها و شکافها نفوذ می کنند و عمل دگرسانی را انجام می دهند. تشکیل رگه های قابل استخراج آزبست، منیزیت و غیره در افیولیت ملانژها به همین مسئله ارتباط دارد.[3]

-7-1 منشأ افیولیت ها

برای منشأ افیولیت ها و ملانژهای افیولیتی محققینی چون اشتوب [9] (1922) ، استینمن(1927) و … فرضیه و مدل ائوژئوسنکنیالی را رائه نمودند و این فرضیه بخصوص در سالهای 1930 تا 1950 از رونق خاصی برخوردار بود. بر اساس این مدل ، افیولیتها مجموعه ضخیمی از توده های آذرین زیر دریایی هستند که در مراحل اولیه توسعه و نشکیل ائوژئوسنکینالی شکل گرفته اند. به نظر ماکسول [10] (1973) افیولیتهای آلپی در نتیجه بالا آمدگی مواد مذاب گوشته در مراحل اولیه فاز کوهزایی آلپی تشکیل شده اند. (شکل 6-1)

 

 

 

شکل 6-1 مقطع فرضی از چگونگی تشکیل افیولیت در اثر عمل دیاپیریسم گوشته که توسط ماکسول (1973) ارائه گردید.[12]

 

بر اساس تکنیکهای صفحه ای، افیولیتها در محل پشته های میان اقیانوسی (حواشی صفحات سازنده ) همزمان با گسترش کف اقیانوس ها تشکیل شده و به آرامی به سمت حواشی قاره ها رانده می شوند و در محل برخورد با پوسته قاره ای فرورانش [11] یافته و مجدداً به داخل گوشته کشیده می شوند و از بین می روند. اما تحت شرایط خاصی در مرز صفحات تکتونیکی قطعاتی از این پوسته اقیانوسی (شاید 0.001 درصد) به آرامی فرورانش نمی یابد بلکه به صورت تکه سنگهایی در حاشیه های قاره ای جای می گیرند.[12] [12]

 

 

-8-1 نیروی محرک صفحات

دو فرضیه در ارتباط با این نیروها مطرح می شود: [34]

  • در نظر تول اعتقاد بر این است که نیروی محرک اصلی برای به حرکت درآوردن صفحات در منطقه فرورانش ایجاد می گردد. بر طبق این نظر زمانی که پوسته اقیانوسی سرد می شود دانسیته آن به شکل قابل ملاحظه ای بزرگتر از استنوسفر زیر آن می گردد و از این رو احتمالاً در درون گوشته فرو خواهد رفت و همین امر سبب جریان گوشته می گردد(به عنوان عکس العمل گوشته در مقابل حرکت صفحات ) (شکل a-7-1).
  • نظریه دیگر به جریان همرفتی در گوشته معتقد است و آن را مسبب به حرکت درآمدن صفحات می داند، نه اینکه حرکت صفحات جریان داخل گوشته را ایجاد کند.(شکل b-7-1)

نظریه جریان همرفت گوشته ای در سال 1972 توسط هولمز[13]  مطرح گردیده است و از عمومیت بیشتری در سطح جهان برخوردار است.پ

 

-9-1 دگرگونی در مجموعه افیولیتی

مراحل مختلف دگرگونی در مجموعه های افیولیتی شامل موارد زیر است :[12]

  • مرحله ای که هنوز افیولیتها از محل تشکیل (پوسته اقیانوسی) جدا نشده اند.
  • مرحله بعد از بالاآمدگی افیولیتها و جدایش آنها از سنگ های محل تشکیل.

شکل 7-1 نیروهای محرک صفحات (a) جریان ماگما در واکنش به فرورفتن پوسته اقیانوسی در درون استنوسفر (b) جریان همرفتی در گوشته مسبب حرکت صفحات است.[34]

 

جدول 1-1 نشان می دهد که وقتی واحدهای مختلف سنگی در مجموعه افیولیتی تحت شرایط دگرگونی قرار می گیرند به سنگهای دگرگونی خاصی تبدیل می شوند. دگرگونی در پوسته اقیانوسی قبلاً شرح داده شده است. عامل دگرگونی در پوسته اقیانوسی حرارت ماگمای زیرین است. سنگهای دگرگونی حاصل در مرحله جایگزینی یا بعد از جدایش افیولیت ها از پوسته اقیانوسی نیز هر کدام دارای مشخصه ویژه ای هستند که در جدول 1-1 ذکر شده است.

 

 

جدول 1-1 سنگهای دگرگونی در مجموعه افیولیتی تحت شرایط دگرگونی [12]

 

سنگ های افیولیتیهیردوترمال اقیانوسیسابداکشنآبداکشنمحلی
بازالت

دیاباز

گابرو

زئولیت(اسپیلیت)

شیست سبز

آمفیبولیت

زئولیت

پرهینت-پمپلی ایت

شیست آبی

(تیپ اکلوژیت)

زئولیت(اسپیلیت)

پرهینت-پمپلی ایت

آمفیبولیت

پریدوتیت

 

 

 

محلی

سرپانتینیزاسیون

رودنگیت

گل ترانسفورم

میلونیت و کاتاکلاستیک

 

سرپانتی نیزاسیون

شیست آبی

زئولیت

آنتی گوریت

لیزاردیت

کریزوتیل

رودنگیت

لغزش گرم:

هاله دیناموترمال

آمفیبولیت

میلونیت در قاعده

لغزش سرد:

ملانژ

سرپانتی نیزاسیون

فشار تکتونیکی

رودنگیت

درجات متنوع

سرپانتی نیزاسیون

کریزوتیل

رودنگیت-آنتی گوریت

آنتی گوریت+اولیوین

تالک+اولیوین

انستانیت+اولیوین

 

 

 

 

به طور کلی در داخل مجموعه های افیولیتی سه گروه عمده از سنگ های دگرگونی وجود دارند که عبارتند از:[3]

الف) گروهی از سنگهای دگرگونی که از نظر منشأ و رخساره هیچگونه ارتباطی با مجموعه افیولیتی نداشته و به عنوان قطعات بیگانه [14] در هنگام جابجایی تکتونیکی مجموعه های افیولیتی به آنها پیوسته اند. مانند میکاشیست ها، گنایس ها، آمفیبولیت ها و مرمرها.

ب) سنگهای دگرگونی که پس از جایگزینی و انجماد افیولیت ها در اثر عوامل متامرفیسم در پوسته اقیانوسی پدید می آیند. مانند سرپانتینیت ها، کانسارهای تالک، منیزیت و آزبست.

ج) گروهی که وابستگی و ارتباط زمین شناسی، سنگ شناسی و ژئوشیمی آنها با افیولیت ها محرز بوده و در اثر تغییر شکل دینامیکی بوجود آمده اند. این دگرگونی غالباً به صورت کانی های فشار بالا و حرارت کم و متوسط ظاهر می شود و در سنگهای الترابازیک کانی هایی را بوجود می آورند که غالباً کانی های حاصل از دگرسانی را قطع می کنند. در پاره ای موارد سنگ های آهکی و آتشفشانی مجموعه های افیولیتی به مرمر و آمفیبولیت تبدیل شده اند. این نوع از دگرگونی را همزمان با فرورانش پوسته اقیانوسی می دانند. [5]

 

-10-1 افیولیت های ایران

افیولیت های ایران در دو گروه عمده تقسیم می شوند:[3]

  • نوار افیولیت – رادیو لاریت زاگرس- عمان
  • نوار حلقوی ایران مرکزی

افیولیت عمان- زاگرس قطعه ای از پوسته اقیانوسی نئوتتیس است که در کرتاسه فوقانی بر روی پلاتفرم عربستان رورانش شده است.

 

دیدگاهها

هیچ دیدگاهی برای این محصول نوشته نشده است.

اولین نفری باشید که دیدگاهی را ارسال می کنید برای “دانلود پایان نامه زمین شناسی : مطالعات سنگ شناسی”

نشانی ایمیل شما منتشر نخواهد شد. بخش‌های موردنیاز علامت‌گذاری شده‌اند *