دانلود تحقیق دولومیت

-1- تاریخچه :
دولومیت نخستین بار توسط زمین شناس فرانسوی به نام دولومیه در سال 1799 میلادی به صورت یک کانه مجزا معرفی گردید که به افتخار وی منطقه کوههای تیرول جنوبی را که شامل مقادیر زیادی از این نوع کانی بود ، دولومیت نامیده شد .

1-2- مشخصات عمومی :
-ترکیب شیمیایی
دولومیت کربنات مضاعف کلسیم و منزیم با فرمول شیمیایی CaMg(Co3)2 بوده که ترکیب شیمیایی آن عبارتند از :
7/21 % Mog=
30 % Cao=
9/47 % CO2=
- سیستم تبلور : این کانی در سیستم های هگزاگونال و تری گونال ( کلاسه رومبوندریک ) دیده شده است .
- اگر گات : شکری ، دانه ای ، کلیه ای ، گلوله ای و گاهی متخلخل
- شکستگی : صدفی
- رنگ : نیمه شفاف ، سفید مایل به خاکستری ، زرد قهوه ای و گاهی سبز و یا سیاه
- خطر اثر ( رنگ خاکه ) : سفید
- جلا : شیشه ای پاک
- سختی : 4-5/3 درجه در مقیاس موس
- وزن مخصوص : gr/cm3 2/8-3/0
- کاتی های همراه : کلیست ، پیرت ، کالکوپیریت ، اسفالریت ، مارکاسیت ، گالن ، فلوریت ، سلستین ، ژیپس ، باریت ، سیدریت و کوارتز
- سایر خصوصیات : در مقابل فوتک ذوب نمی گردد ، شعله را نارنجی می کند .

اسید کلریدریک سرد بر آن بی اثر است .

اندازه بلورها تا حدود 2 میلیمتر می رسد و خاصیت خرد شوندگی دارد .

ناخالصی به صورت ایزو مورف آهن ، منگنز ، روی ، نیکل ، کبالت ، مواد نفتی و ...

وجود دارد .

- دولومیتها تقریباً در شرایط زمین شناسی و فیزیوگرافی تشکیل سنگ آهک ها به وجود می آیند .

رنگ آمیزی یکی از روشهای رایج برای تشخیص دولومیت از کلسیت در مقاطع نازک است .

جدول زیر رنگ آمیزی و تغییرات رنگ کانیهای کربناته توسط محلولهای آلیزارین در – اس و فروسیانید پتاسیم را نشان می دهد .

معیارهای دیگری که می تواند مورد استفاده واقع شود عبارتند از ، شکل بلوری منتظم ، ساختمان منطقه ای و ماکل ، جانشینی کانی کلسیت توسط دولومیت و رسوب آن ممکن است همزمان با رسوبگذاری و در طی مراحل اولیه دیاژنز رخ دهد که به دولومیت و رسوب آن ممکن است همزمان با رسوبگذاری و در طی مراحل اولیه دیاژنز رخ دهد که به دولومیتی شدن سن ژنتیک معروف است و یا در طی زمان بعد از رسوبگذاری ، معمولاً بعد از مرحله سیمانی شدن ، رخ می دهد و به آن دولومیتی شدن اپی ژنتیک می گویند .

اصطلاح دولومیت اولیه اغلب برای رسوب مستقیم دولومیت از آب دریا و دریاچه به کار برده می شود ولی در حقیقت بلوغ دولومیت توسط جانشینی کربنات های اولیه رخ می دهد .

دولومیتی که جانشین کلسیت می شود باعث از بین رفتن بافت اولیه به صورت انتخابی یا فراگیرنده می شود فرآیند دولومیتی شدن به تبلور مجدد در مقیاس وسیع نیاز دارد .

محصول نهایی این فرآیند یک بافت گرانوبلاستیک است .

تبلور مجدد موجب تشکیل دولومیت بلورین دانه متوسط تا دانه درشت موزاییکی می شود به طوریکه بسیاری از بلورهای دولومیتی شده ممکن است شکل بوهدرالی داشته باشند .

1-2-1- مختصری از ژئوشیمی کربنات ها :
1-2-1-1- موازنه ( تعادل ) کربنات ها :
بین اسید کربنیک و کانی های کربناته روابط نزدیکی وجود دارد که این روابط شرایطی را که سنگ های کربناته تحت آن تشکیل یا حل می شوند و بالعکس ، نشان می دهد .

کربنات کلسیم که فراوانترین نوع کربنات است براحتی در اسیدهای قوی تحت فعل و انفعال ساده زیر حل می گردد :
Caco3+2H+  C+++H2o+Co2
اگر غلظت اسید پایین باشد فعل و انفعال احتمالاً بصورت زیر خواهد بود :
Caco3+H+  Ca+++Hco-3
از این حالت ، اسید ضعیف Hco-3 در محیط حاصل می شود .

این فعل و انفعال در طبیعت بخصوص در نواحی که محلول های اسیدی از تخریب بعضی از کانی ها مانند پیریت حاصل می شوند ، اتفاق می افتد و اگر مجدداً بازی در محیط قرار بگیرد ، کربنات کلسیم دوباره رسوب یا فعل و انفعال دوباره برعکس خواهد گردید :
Ca+++Hco-3+ OH-  Caco3+H+  Caco3+H2o
حلالیت کربنات کلسیم بطور عمده از PH محیط تأثیر
Caco3+H2co3  Ca+++2Hco3
PH
PH'
الف- فشار Co2 :
مقدار حلالیت کربنات کلسیم به مقدار فشار Co2 در خارج از محلول بستگی دارد ، چون مقدار Co2 غلظت اسید کربنیک در محیط را تنظیم می کند.

هر عاملی که سبب افزایش Co2 در محلول شود ، سبب حل کربنات کلسیم بیشتر و برعکس هر عامل کاهش دهنده Co2 سبب می شود که کربنات بیشتر و سریعتر رسوب نماید.

ب – تغییرات درجه حرارت :
حلالیت کربنات کلسیم در آب خالص با افزایش درجه حرارت کاهش میابد.

این عمل بر خلاف رفتار تمام نمک ها و نتیجه ی افزایش حلالیت با افزایش حرارت می باشد.

عده ای از کربنات ها و سولفات ها از این قانون مستثنی میباشند و این مسئله بخاطر کاهش حلالیت Co2 مانند هر گاز دیگری در آب گرم می باشد.

توجه به این مسئله نتیجه گیری میشود که مقدارCo2 در نواحی همین دریا که سردتر می باشد بیشتر و در نتیجه حلالیت کربنات کلسیم در آب سرد بیشتر می باشد.

لذا سنگ آهک در نواحی عمیق در آب اقیانوس ها حل و در نواحی کم عمق و گرم که گاز کربنیک کمتری دارند ، رسوب می نماید.

با احتساب این پدیده اگر یک فسیل آهکی در آب اقیانوس با عمق زیاد رها شود ، بتدریج که پائین می رود بعلت افزایش Co2 و در نتیجه افزایش حلالیت کربنات کلسیم این فسیل قبل از رسیدن به کف ، در آب حل خواهد گردید.

ج – تغییرات فشار : افزایش فشار مستقل از اثر آن روی Co2 سبب افزایش حلالیت کربنات کلسیم بمقدار کمی می گردد.

اگر فشار بسیار زیاد گردد ، اثر آن بسیار مهمتر و یک عامل اساسی در حلالیت می شود.

مثلاً در نواحی عمیق اقیانوس ها فشار به تنهائی سبب افزایش حلالیت به دو برابر مقدار آن در سطح می گردد و دلیل اصلی تأثیر فشار در سطح بعلت تأثیر در مقدار Co2 حل شده در آب می باشد که روی مقدار کربنات حل شده مستقیماً اثر می گذارد.

هوا در هر حال برای Co2 بصورت یک عامل تنظیم کننده بوده و زیادی آنرا در آب ها حل و در مواقع کاهش مقدار آن ، Co2 از آب وارد هوا می گردد.

د- فعالیت ارگانیکی : تعداد بیشماری از جانوران از کربنات کلسیم آب برای ساختن پوسته ( صدف ) خود استفاده می نمایند.

اگر چه چگونگی انجام این عمل خود بطور قطع مشخص نیست ، اما بهر حال این جانوران در آب های نزدیک به اشباع از کربنات کلسیم که یک تغییر جزئی در PH این آب سبب رسوب شدن آهک خواهد گردید سریعاً توسعه می یابند.

گیاهان سبز نیز ممکن است با جذب Co2 آب ، سبب رسوب شدن سنگ آهک بطور غیر مستقیم گردند.

در سواحل جزایر باهاما وجود الگ های سبز در آب های گرم این سواحل سبب رسوب شدن گل های آهکی و ماسه میگردند که همه ی این سواحل را پوشانده است.

هـ - تجزیه مواد ارگانیکی : تجزیه مواد ارگانیکی در حضور هوا و یا آب های گازدار سبب افزایش مقدارCo2 بمقدار زیاد و سبب حل شدن بیشترCaco3 سبب زیادی اسیدها و حل شدن بیشتر کربنات کلسیم میشود از طرف دیگر ترکیبات آمونیم که از تجزیه ی مواد ارگانیکی حاصل می شود ، بر عکس Co2 , H2S عمل می کند.

آزمایش نشان می دهد PH آب هائی که کربنات کلسیم در آنها بحالت معلق باقی می ماند ، حدود 8 می باشد.

اکثر آبهای زیرزمینی و سطحی از کربنات کلسیم نزدیک به اشباع می باشند و این آبها می توانند با کوچکترین تغییر در شرایط داخلی خود کربنات کلسیم را رسوب یا مقدار بیشتری را حل نمایند.

در آب های سطحی در حرارت 25 درجه سانتیگراد حلالیت کلسیم 10 × 7/4-3/1 یا 05/1-01/0 گرم بر لیتر می باشد که ممکن است در آب های سرد کمی بیشتر باشد.

1-2-1-2- مشکل و مسئله دولومیت : بین سوالات متعدد از ژئوشیمی خانواده کربنات ها از همه مشکل تر ژنر کربنات مضاعف کلسیم و منیزیم ( دولومیت ) میباشد.

مسئله دولومیت را ممکن است به این صورت مطرح کرد که مشخص کند تشکیل دولومیت در شرایط غیر طبیعی فشار یا حرارت صورت گرفته ، وجود ندارد.

اما تا کنون تمام فعالیتها برای تهیه دولومیت در آزمایشگاهها تحت تمام شرایط رسوبی ناموفق بوده است.

همچنین هیچ علامتی نیز از تشکیل دولومیت در شرایط طبیعی محیط های رسوبگذاری مشاهده نگردیده است.

اگرچه درPH بالاتر از 5/9 در حضور یون های No-3 , So=4 و درجه حرارت پائین در آزمایشگاه رسوب دولومیت گزارش شده و همچنین مقدار کمی دولومیت بعنوان رسوب اولیه در بعضی از چشمه های آب گرم فعلی ، دریاچه های شور و در گلهای لاگون ها تحت تبخیر شدید تشکیل می شود.

اما در مقایسه شرایط سخت آزمایشگاهی و سرزمینی با محیطهای رسوبی معمولی ، فراوانی دولومیت را در طبیعت بصورت یک انومالی اسرار آمیز جلوه می دهد.

برای پاسخ به سوالات فوق ابتدا نظر کوتاهی به کریستالو گرافی دولومیت انداخته می شود.

دولومیت یک کربنات مضاعف از کلسیم و منزیم می باشد که در ساختمان بلوری آن یون های منفی co3=بوده و یون های مثبت آن بطور یک در میان و منظم از Mg++, Ca++ تشکیل شده اند.

منظم بودن آرایش در میان Mg, Ca بسیار مهم می باشد.

این ساختمان یک ساختمان بلوری بسیار دقیق و منظم بوده و مدت زمان طولانی را برای رشد خود لازم دارد.

کوشش های آزمایشگاهی برای تهیه دولومیت نیز منجر به تشکیل مخلوطی از کلیست و منیزیم می گردد که می توانند از محلولها بسرعت تشکیل گردند و همچنین کربنات کلسیم غنی از منیزیم در جهات مختلفی در ساختمان آنها پراکنده اند و میتوانند سریعاً ساخته شوند.

اما دولومیت بطور مصنوعی در حرارت های بالای 100 درجه سانتیگراد تهیه شده که ممکن است نقش حرارت اینجا ، تسریع حرکت یون های کلسیم و منیزیم باشد که در مدت زمان کمتری بتوانند جای خود را در ساختار کانی در مدت زمان معقولی پیدا نمایند.

تهیه دولومیت در حرارت های پائین ، رسوبی تولید مینماید که آزمایش X-ray الگوئی بسیار مبهم اما در چهارچوب الگوی دولومیت تیپیک را از خود نشان می دهد.

یک نتیجه معقول از حقیقت ممکن است گرفته شود که دولومیت در درجه حرارت معمولی با کندی بسیار تشکیل می شود که ما قادر به مشاهده آن و یا تقلید و تکرار این جریان در آزمایشگاه نیستیم.

کندی این جریان تشکیل دولومیت بخاطر دست یابی به ساختمان کامل آن بهرحال ممکن است جواب نسبتاً توجیه کننده ای برای معمای دولومیت باشد.

از طرف دیگر از حلالیت دولومیت در آب نیز بر خلاف سایر کربنات ها نمی توان اطلاعاتی از ژنز آن بدست آورد زیرا یون های حاصل از حل شدن دولومیت مجدداً قادر نیستند که با هم ترکیب شده و دولومیت را حاصل نمایند که بتوان از این اندازه گیری اطلاعاتی کسب نمود و همچنین مقدار حلالیت تن بهر حال چنان به حلالیت سایر ترکیبات و مخلوط های کلسیم و منیزیم نزدیک است که تشخیص آنها ممکن نیست.

مشکل دیگر اندازه گیری حلالیت نمک های مضاعف این است که معلوم نیست آیا هر نسبت مساوی از دو نمک مخلوط در آب حل میشوند یا ممکن است یکی از نمک ها بیشتر و دیگری کمتر حل گردند.

از نظر زمین شناسی نیز اطلاعاتی مستندی در دست نیست که نشان دهد دولومیت بعنوان یک رسوب اولیه در طبقات قدیمی تشکیل شده باشد ، جز دولومیت هائی که با رسوبات تبخیری ممکن است همراه باشند.

خیلی از دولومیت ها دارای ساختار و یا فسیلهایی هستند که باید در ابتدا کربنات کلسیم بوده باشند ، این دولومیت ها بطور قطع با واکنش بین Mg++ و رسوب کربنات کلسیم تشکیل شده اند.

خصوصیاتی مانند نگهداری و حفظ فسیل ها بطور ضعیف ، درشتی دانه بندی ، حفرات خیلی معمول ، و فضاهای خالی دولومیت ها علاماتی هستند که نشان می دهند دولومیت ممکن است از حالتی شبیه واکنشهای زیر تشکیل شده باشند : Caco3+Mg+++2Hco2 CaMg(co3)2+H2Co3 2Caco3+Mg++ CaMg(co3)2+ Ca++ منیزیم مورد لزوم ممکن است از آب دریاهای در تماس با آهک حاصل و یا همزمان با رسوب آهک مخلوط با آن رسوب کرده و نیز احتمالاً توسط محلولهای حاوی منیزیم در مجاورت آهک قرار گرفته باشد.

شروع دولومتییز آسیون ممکن است بلافاصله بعد از رسوب شدن سنگ آهک شروع شده باشد.

شروع دولومتیز آسیون قسمتی از سنگ آهک ها در رگه ها و شکستگیها ، بیانگر عمل محلولهای بعدی ، روی سنگ آهک جامد می باشد.

بنابراین جزئیات تشکیل دولومیت همچنان مبهم باقی میباشد اما آزمایشهای تجربی و اطلاعات زمین شناسی این توجیه قانع کننده را تقویت نموده اند که اکثر دولومیت ها محصول واکنشهای بسیار آهسته ای هستند که از دگرسانی کربنات کلسیم اولیه حاصل شده اند.

1-3- مشخصات کانی شناسی دولومیت : دولومیت به انواعی از سنگ های آهکی اطلاق می شود که حاوی بیش از 50 درصد کربنات بوده و بیش از نیمی از آن از دولومیت تشکیل شده است.

به دلیل اینکه واژه دولومیت به عنوان نام کانی نیز مورد استفاده قرار می گیرد ، پیشنهاد شده است که از این واژه برای نام سنگ استفاده نگردد و به جای آن از واژه دولوستون استفاده شود.

در واقع دولومیت به سنگ رسوبی اطلاق می شود که حاوی بیشتر از 50 درصد کانی کلسیت و دولومیت باشد و کانی دولومیت آن بیشتر از کلسیت باشد و تقسیم بندیهای فرعی با درصدهای مختلف بین این دو وجود دارد.

سنگهایی که از نظر ترکیب ، حد واسط بین آهک و دولومیت می باشند به اشکال مختلفی نامگذاری شده اند ( جدول 2 ) .

به طور کلی ، سنگهایی که در آنها مقدار کلسیت بیشتر از دولومیت است ، سنگ آهک دولومیتی ، و سنگهایی که در آنها دولومیت بیشتر از کلسیت است ، دولومیتهای آهکی ، دولومیتهای کلسیم دار یا کالک دولومیت نامیده می شوند.

جدول 2 : نامگذاری سنگ هایی که از نظر ترکیب ، حد واسط بین آهک و دولومیت هستند درصد کلسیت درصد دولومیت جدول 3 : نامگذاری کربنات های کلسیتی و دولومیتی رسوبی 1-3-1 بافت های دولومیت : آقایان گرگ و سیبلی در سال 1984 میلادی بافت های دولومیتی را مجموعاً به دو دسته دولومیت های ایدیوتوپیک ( بلورهای ساب هدرال تا یوهدرال رومبوئدری ) و دولومیتهای گزنوتوپیک ( بلورهای انهدرال ) تقسیم بندی کردند.

بر اساس تقسیم بندی یاد شده بافت دولومیت های مختلف عبارتند از : الف ) Idiotopic – E ( یوهدرال ) ، تقریباً همه بلورهای دولومیتی لوزی شکل هستند.

فضای بین بلورها یا به صورت خالی و متخلخل بوده یا ممکن است توسط سایر کانیها پر شده باشد.

ب ) Idiotopic-S ( ساب هدرال ) ، بلورهای دولومیت ساب هدرال تا یوهدرال توسط فریدمن ( 1965 ) Hypidotopic منظور شده است.

در این نوع بافت دولومیت ها عمدتاً با تخلخل کم و با سطوح کریستالی بعضا مسطح میباشند.

ج ) Idiotopic-C ، بافتی است که در آن بلورهای دولومیت یوهدرال در حفرات بزرگ قرار دارند.

گاهی اوقات رشد بلورها به نحوی است که حفره را کاملاً پر می کند.

در اثر تبلور بلورهای لوزی شکل دولومیت ، ساب هدرال می گردد.

د ) Idiotopic-P ( پورفیروتوپیک ) ، در این بافت بلورهای لوزی شکل دولومیت که بعضا بافت منطقه ای دارند در یک زمینه میکریتی قرار می گیرند ، مانند آهکهای میکریتی دولومیت دار.

هـ ) Xenotopic-A ، شامل بلورهای دولومیت انهدرال با حاشیه منحنی شکل ، فضای خالی بین بلورها معمولاً وجود ندارد.

و ) Xenotopic-C ، دولومیتهای پر کننده فضای خالی شامل Boroque یا دولومیتهای زین اسبی هستند.

این نوع دولومیت بلورهای درشت دانه خمیده با خاموشی موجی شکل را تشکیل می دهند.

زنگر ( 1981 ) خاطر نشان کرد این دولومیتها در اثر تبلور دوباره و یا توسط فرآیند جانشینی دولومیتها در دمای بالاتر از 90 درجه سانتیگراد تشکیل می شوند.

این نوع کانی دولومیت معمولاً معرف ورود سیالات کانه دار یا نفتی به داخل حوزه کربناته می باشد.

ز ) Xenotopic- p ، شامل کانی های منفرد دولومیتی انهدرال در زمینه میکریتی می باشد.

دولومیتهای نوع P و E از نوع دولومیتی شدن ناقص می باشد.

دولومیتی شدن ناقص موجب تشکیل یک سنگ خال دار سنگ می شود که به توسط توزیع تکه های پراکنده ای از دولومیت در سنگ مشخص می گردد.

ظاهر خال دار سنگ در سطح هوازده یا خرد شده به خوبی نمایان است.

نواحی دولومیتی شده در این گونه سنگها شکل بسیار نامنظمی داشته و در بعضی موارد یک شبکه به هم پیوسته ای را تشکیل می دهد.

اشکال خال دار را نتیجه دولومیتی شدن بر اثر مهاجرت محلولهای منیزیم دار در داخل سنگ می دانند.

خال دار شدن سنگ در حقیقت نشانی از دولومیتی شدن ناقص است.

بنابراین اشکال آن ممکن است بازتاب کنترل بعضی از ساختمانهای قبلی موجود در سنگ آهک باشد.

1-3-2- مدلهای دولومیتی شدن : دولومیت در سنگهای همه دوره های زمین شناسی یافت می شود ، اما این دسته از سنگها در دوران اول یا پیش از آن فراوانترند.

لایه های دولومیتی به ضخامت یک فوت یا چندین متر ممکن است با لایه های سنگ آهک به صورت بین لایه ای قرار گیرد.

در برخی موارد ، مرز بین کلسیت و دلومیت را سطوح چینه ای قطع می کنند.

گاهی اوقات توزیع دولومیتها ظاهراً توسط ساختمانهایی نظیر گسلها و یا چین ها کنترل می شود.

دولومیت اغلب به طور جانبی تدریجاً به سنگ آهک تبدیل می شود.

این نوع تغییرات رخساره ای نیز ممکن است کاملاً مشخص باشد.

امروزه دولومیت به مقیاس وسیعی تشکیل نمی شود.

بعضی از محققان این مساله را به عنوان دلیلی بر اینکه دولومیت یک رخساره اپی ژنتیکی است ، در نظر گرفته اند.

دولومیتهای عهد حاضر در پهنه های بالای جزر و مدی در خلیج فلوریدا ، باهاما و سبخاهای خلیج فارس یافت می شود.

هر چند که گسترش دولومیتهای عهد حاضر حجم ناچیزی دارند ، لیکن اطلاعات به دست آمده از دولومیتهای دانه ریز و لامینه ای دوره های گذشته زمین شناسی مبین تشکیل آنها در نواحی گرمسیری ، محیطهای خشک و نیمه خشک و معمولاً در مردابهای جزر و مدی می باشند.

اما نحوه تشکیل دولومیتهای توده ای با ضخامت زیاد ، گسترش وسیع و فرم بلورین هنوز ناشناخته است.

بنابراین ارائه مدل و مدلهایی که بیانگر تمام شرایط تشکیل این کانی و سنگهای حاصله باشد اهمیت فراوانی در اکتشاف و ردیابی دیاژنزی محیطهای رسوبی کربناته دارد.

منشاء دولومیت بحث های فراوانی به همراه داشته است و نوشته های متعددی در این باره وجود دارد.

یکی از علل مبهم بودن مسائل مربوط به دولومیت عدم تشکیل آن در محیطهای حال حاضر ( به غیر از محیطهای سطحی تبخیری و نیز سنتز آزمایشگاهی ) در شرایط درجه حرارت پایین است.

نسبت مولکولی Mg به Ca در آب دریا برابر 5 به 2 است و دولومیت نه تنها در این محیط پایدار است بلکه آب دریا نسبت به این کانی اشباع است.

با این حال رسوبات دریایی جدید مقادیری بسیار کم رسوبات دولومیتی دارند.

در حالیکه این کانی قسمت اعظم کربنات های دوران اول را تشکیل میدهد ، با وجود اشباع شدگی آب دریا نسبت به دولومیت عدم تشکیل این کانی به طور وسیع به عوامل Kinetic بستگی دارد ( فاکتورهای نظیر کاتالیزورها ، درجه حرارت و تمرکز یونی که در سرعت واکنش تأثیر دارند مجموعا به اثرات Kinetic موسومند ) .

عوامل بازدارنده تشکیل دولومیت در آب دریا ، قدرت یونی بالای آب دریا ، رسوبگذاری سریع CaCo3و هیدراته شدن Mg می باشند.

به دلیل اینکه Mg قابلیت هیدراسیون بالایی نسبت به Ca دارد و در محیطهای دریایی به میزان کم برای دولومیتی کردن کربنات ها وجود دارد ، هیدراته شدن یون Mg در حرارت های کمتر اتفاق افتاده و در نتیجه ورود یون Mg به ساختمان کربنات در حال تشکیل آسانتر است( Machel & Mountjoy , 1986 ) ) .

یون Mg با اتصال به یون Co3 در محیط هایی که یون Co3 بیشتر از Hco3 است موجب تشکیل دولومیت می گردد.

بنابراین در محیطهای دریایی این فرآیند عملی نیست و کمبود Co3 باعث حفظ یونهای هیدراته Mg می شود.

در اثر اختلاط آبهای سطحی با آب دریا فعالیت یونی در آب دریا کاهش یافته و شرایط مطلوب رسوبگذاری دولومیت مهیا می باشد.

این اختلاط باعث تغییر تمرکز یون So4 که علل بازدارنده تشکیل دولومیت است ، می گردد ( kastner , 1981 ) .

احیا So4 توسط باکتریها نیز موجب تشکیل شرایط مناسب جهت شکل گیری دولومیت می شود.

به نظر می رسد که جانشین کانی کلسیت توسط دولومیت مستلزم کاهش حجمی به نسبت 100 به 88 بوده که این عامل با افزایش تخلخل همراه است.

در زیر مدلهای مهم دولومیتی شدن شرح داده می شود.

1-3-2-1- محیط های تبخیری یا سبخا : بیشتر دولومیتهایی که در عهد حاضر تشکیل می شوند در محیطهای تبخیری قرار دارند ( مانند رسوبات جزر و مدی باهاما ، فلوریدا و خلیج فارس ).

این دولومیتها غنی از کلسیم بوده و از نظر ساختمان کریستال نامنظم هستند.

این دولومیتها دانه ریز بوده ( 1 میکرون ) ولی اندازه آنها دور از ساحل به 2 تا 3 میکرون می رسد.

درجه حرارت تشکیل برای آنها بر اساس داده های ایزوتوپی بین 34 تا 49 درجه سانتیگراد است ( Me kenzie , 1989 ) ، نسبت Mg/Ca در سیالات بین دانه ای با افزایش رسوب آراگونیت ، ژیپس و انیدریب بالا می رودProtodolomit رسوب می کند.

در رخداد زمین شناسی بسیاری از دولومیتهای ریزدانه شاهدی برای رسوب Pertidal هستند و احتمالاً در اثر تبخیر و رسوب مستقیم دولومیت تشکیل شده اند.

این گونه دولومیت ها ساخت های رسوبی را به خوبی نشان می دهند.

1-3-2-2- محیطهای دریاچه ای فوق اشباع : دولومیت در این گونه محیط ها به نظر می رسد به صورت مستقیم دراثر بالا بودن نسبت Mg/Ca و نیز قلیایی بودن محیط رسوب می کند.

تبخیر در این محیط ها فوق العاده بالا می باشد.

نمونه اینگونه دولومیتی شدن دریاچه ویکتوریا در استرالیا می باشد.

الف- دولومیتی شدن Seepage-Reflux : در اثر تبخیر آل دریا در محیطهای لاگونی و یا جزر و مدی و سبخاها نسبت Mg/Ca افزایش می یابد و با پایین رفتن آب و گذشتن آن از رسوبات فرآیند دولومیتی شده صورت می گیرد.

متأسفانه مثالهای با مقیاس بزرگ برای این مدل موجود نیست ، اما این مدل برای تشکیل دولومیتهای نزدیک سکانسهای تبخیری کاربرد دارد ( مثل حوضه زخشتاین پرمین بالایی در شمال غرب اروپا ) .

دولومیتی شدن در این محیط بستگی به غنی بودن محلولهایی از Mg و نیز اشباع شدگی در حد رسوبگذاری ژیپس دارد.

این قبیل دولومیتها دارای نسبت بالای عناصر و ایزوتوپهای سنگین بوده و در محیطی شبیه سبخا تشکیل می شوند.

دولومیتی شدن رخساره های داخل جزر و مدی در زیر این محیط ها با حرکت محلولهای غنی از Mg به طرف پایین صورت می گیرد.

1-3-2-3- محیط اختلاط آب دریا و آب سطحی ( Mixing ) یا دور رگ : این یکی از مدلهایی است که برای تشکیل دولومیت بیشتر از آن استفاده شده و برای دولومیتی شدن نزدیک به سطح ، آهک هایی که ارتباطی باتبخیرها ندارند ، مورد استفاده قرار می گیرد.

همان طور که قبلاً اشاره شد آب دریا نسبت به دولومیت اشباع است ، اما به خاطر عوامل بازدارنده دولومیت تشکیل نمی گردد.

این مدل بر اساس جایگزینی کلسیت توسط دولومیت در آبهایی است که نسبت به کلسیت حالت غیر اشباعی و نسبت به دولومیت حالت اشباع دارند.

در این مدل از اختلاط آب دریا که نسبت Mg/Ca برابر 2/5 داشته با آبهای سطحی استفاده شده است.

قدرت یونی آب دریا در اینجا کاهش یافته در حالیکه نسبت Mg/Ca ثابت می ماند و بنابراین موانع ترمودینامیکی تشکیل دولومیت از بین می رود.

تدیع الزمانی ( 1973 ) طبق داده ها ترمودینامیکی به این نتیجه رسید که آب دریا و آبهای سطحی مستقلاً قادر به ایجاد دولومیت نبوده ولی اختلاط این دو به نسبتهای معین قادر به تغییر کلسیت به فاز دولومیت است.

اشباع نبودن این اختلاط نسبت به کلسیت اساس مدل دورگ می باشد.

در این مدل یون Mg از آب دریا مشتق شده و نسبت Mg/Caبالای یک است.

علت اینکه فرضیه دولومیتی شدن توسط مکانیسم دورگ عمومی شده این است که دولومیتی شدن توسط این مکانیسم با رسوب گذاری تبخیرها همراه نیست.

به نظر می رسد که رخساره های زیر جزر و مدی تحت تأثیر این مکانیسم دولومیتی شده باشند.

ضمناً بیشتر ویژگیهای ژئوشیمیایی این دسته از رسوبات نظیر تمرکز پایین Na , Sr و نیز ایزوتوپ های سبک با این مدل قابل توجیه هستند.

یکی از مسائل عمده در تشکیل دولومیتهای مکانیسم دورگ فقدان معادل های جدید می باشد.

بدین معنی که در محیط های اختلاط امروزی دولومیت تشکیل نشده است.

-دولومیت زایی آب دریایی در بیشتر محیط هایی که بحث شد ، منبع یون Mg آب دریا بوده و عوامل بازدارنده تشکیل دولومیت توسط تغییر شرایط یونی آب دریا و نی با تبخیر آن از بین می رفت.

در این مدلها مکانیسم حرکت محلولها را برای دولومیتی شدن ضروری می دانند.

لندن ( 1985 ) پیشنهاد کرد آب دریا به تنهایی یا کمی تغییر در صورتی که عامل حمل Mg در این محیط موجود باشد ، قادر به تشکیل دولومیت است.

کاستنر ( 1981 ) پیشنهاد نمود ، اگر میزان یون So4 پایین برود دولومیتی شدن توسط آب دریا امکان پذیر است.

یون So4 توسط فعالیت میکرو ارگانیسم ها احیا می شود.

مکانیسم دیگری که آب دریا را بداخل رسوبات حرکت می دهد ، تغییرات سطوح آب دریاست.

حرکت سیال بداخل زون اختلاط آب دریا و آب جوی از چرخش آب بین ذره ای و مناطق Phreatic دریایی مجاور سرچشمه می گیرد.

Lumsden ( 1988 ) اشاره می کند که این دولومیتها در زمان دیاژنز اولیه از آب دریا تشکیل می شوند و منشاء الی دارند.

تشکیل دولومیتهای ارگانوژنیک به ناحیه ای که دارای میزان بالای مواد الی است ( رسوبات حاشیه قاره ها و همی پلاژیک در سکانس های عمیق ) نسبت داده می شوند.

( 1971 ) برای این قبیل دولومیتها واژه ارگانوژنیک را بکار برد و این دلیل وجود کربن وارد شده به ساختمان دولومت ( حاصل تخمیر مواد الی توسط باکتری ها ) می باشد.

این دولومیتها معمولاً غنی از آهن هستند.

1-3-2-4- دولومیتی شدن در محیط تدفینی : شواهد زیادی برای دولومیتی شدن و تشکیل دولومیت در محیط های تدفینی وجود دارد.

اینکه تمام دولومیتی شدن در عمق تدفین صورت میگیرد یا نه مسئله مورد سوال است.

مکانیسم اصلی مؤثر در دولومیتی شدن در محیط تدفینی ، خروج آب حاصله از تراکم رسوبات و خروج Mg توسط این مکانیسم است.

سیالات غنی از Mg سپس به داخل آهکهای مجاور وارد می شوند.

یون Mg می تواند از کانیهای رسی و آب بین ذره ای تأمین گردد.

اما محاسبات نشان می دهد که این مقدار یون Mg برای تشکیل دولومیت با مقیاس بزرگ کافی نیست که احتمالاً Mg می تواند ار کلسیتهای منیزیم دار نیز تأمین گردد.

اما محاسبات نشان می دهد که این مقدار یون Mg برای تشکیل دولومیت با مقیاس بزرگ کافی نیست که احتمالاً Mg می تواند از کلسیتهای منیزیم دار نیز تأمین گردد.

از امتیازات این مکانیسم دومولیتی شدن در محیط های تدفینی ، این است که در اثر درجه حرارت بالا بسیاری از عوامل بازدارنده دولومیتی شدن از بین می روند.

میزان Mg به صورت هیدراته کم و سرعت واکنش افزایش می یابد.

همچنین از نظر زمانی رسوبات مدت زیادی را در محیط تدفین طی می کند.

دولومیتهای فنی عموماً درشت دانه بوده و فابریک خرد شده دارند.

دولومیت زین اسبی یکی از اشکال این مکانیسم تشکیل دولومیتها می باشد.

تا به حال سه نوع دولومیت تدفینی گزارش شده است.

- پراکنده و به صورت رومبوئدرهای درشت که اغلب دارای نوعی لومینسانس می باشند.

دارای ساخت منطقه ای بوده و معمولاً همراه با استیلولیتها و پدیده های فشار – انحلال دیده می شوند.

- فراگیرنده ( دولومیت نوع Xenotopic-C ) - دولومیت زین اسبی سیالات هیدروترمال نیز می تواند باعث دولومیتی شدن تشکیلات آهکی گردد.

Mg مورد نیاز علاوه بر شیلها می تواند از سکانسهای کربناته و از تبدیل کلسیت های با منیزیم بالا ( آراگونیت ) به کلسیت کم منیزیم به دست آید .

در این مدل به جای اینکه تدفین حرارت لازم جهت شکستن سدهای دولومیتی و ایجاد تیپ های دولومیت های دفنی را فراهم کند ، حرکت سیالات گرم باعث دومولیتی کردن سکانس کربناته شده است.

دولومیتهای با منشاء هیدروترمال و نیز با منشاء تدفینی معمول به عنوان سنگ درونگیر سرب ، مس ، فلوریت و ...

و یا به عنوان سنگ مخزن نفت شناخته می شوند.

1-4- زمین شناسی و کانی سازی ذخایر دولومیت ایران : دولومیت یکی از سنگ های کربناتی است.

سنگ های کربناتی از رسوبات عادی دریایی به شمار می رود.

زمانی که نیاز به دولومیت می شود در مرحله نخست ، چنین به نظر می رسد که دستیابی به ذخایر دولومیتی آنچنان است که در هر زمان و هر مکان که کربنات ها تشکیل شوند ، دولومیت نیز امکان تشکیل دارد.

چون چنین تصور می شود که دولومیتی شدن هم یک پدیده عادی مانند کربنات است ، اما هنگامی که در صنعت نیاز به ذخایر دولومیت باشد ، دیده می شود که تهیه آن در هر کجا که کربنات هست ، ممکن نیست و یا اینکه هنگام بررسی دولومیتی شدن سنگ های کربناتی در زمان های زمین شناسی ، دیده می شود که سنگ های دولومیتی ، مانند دیگر ذخایر معدنی جهان تابع نظم و قانون است و در زمان و مکانهای خاص نمود بارزی دارند ، به طوریکه در زمان و مکان های دیگر اثری از آنها نیست.

برای مثال در بیشتر نقاط جهان ، در اشکوب وندین تریاس سنگ های کربناتی نمود بارزی دارند.

اولین خدمت و قدم اول زمین شناسی این خواهد بود که با استفاده از اطلاعات موجود درباره سنگها در نوشته ها و اطلاعات شخصی حاصل از تحقیق صحرائی و عملی خود تعیین نماید که آیا سنگ آهک و دولومیت مورد نظر در منطقه خواسته شده وجود دارد یا خیر.

در صورتیکه جواب مثبت باشد باید با کمک مهندسین دیگر یک برنامه برداشت زمین شناسی Mapping سطحی ، حفر ترانشه ، حفاری کر گیری را تکمیل نموده و تجزیه ی شیمیایی و در صورت امکان انجام آزمایش مقدماتی را پیاده نماید.

این مطالعات زمین شناسی ضخامت ، نوع باطله روی سنگ اصلی ( کانه ) ، خلوص سنگ ، ساختمان زمین شناسی وسعت سنگ آهک یا دولومیت و دیگر خصوصیات سنگ را بدست خواهد داد.

عملیات مشابهی روی شیل ها ، رسلها و دیگر مواد سنگی که نیاز به استخراج داشته باشند باید انجام گیرد.

همچنین نتیجه ی این مطالعات باید تخمینی از ذخیره ی قابل حصول و هزینه لازم برای استخراج را برآورده نماید.

در عملیات وسیع ، کارهای زمین شناسی فوق الذکر کافی نبوده بلکه توأم با توسعه ی کارگاههای استخراجی به پیش برده می شود در این صورت دقت عمل خیلی زیادتر از کار زمین شناسی معمولی مورد نیاز خواهد بود.