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- راههای 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 میکند 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 میکند.
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