دانلود تحقیق مطالعات سنگ شناسی

چکیده کانسار های کرومیت در جهان به دو صورت کرومیت های تیپ لایه ای که غالباً در کمپلکس های بزرگ لایه ای باسن پروتوزوئیک در دنیا یافت می شود.

(مانند کمپلکس بوشولد در آفریقای جنوبی) و دیگری ذخایر تیپ آلپینی که در آن کانسار کرومیت به صورت عدسی شکل است و در سنگهای سرپانتینی شده بسیاری از افیولیتی آلپی مشاهده می شود، یافت می شود.

در ایران سنگهای افیولیتی کمربند آلپی مشاهده می شوند یافت می گردد.

در ایران سنگ های افیولیتی از گسترش و توسعه فراوانی برخوردار بوده و کانسارهای کرومیتی مهمترین پتانسیل معدنی در سنگهای افیولیتی هستند.

ناحیه اسفندقه در جنوب کرمان از جمله مناطق افیولیتی در ایران است که از لحاظ ذخایر اقتصادی بسیار با اهمیت است.

در این ناحیه کانسارهای کرومیت به صورت توده های عدسی شکل ونا منظم و پراکنده می باشند که در داخل سنگهای آذرین بازیک تا فوق بازیک قرار دارد.

بعلت پیچیدگی ساختار زمین شناسی مجموعه های افیولیتی هنوز روش مشخص و دقیقی برای اکتشاف کانسارهای کرومیت تیپ آلپی شناخته نشده است و اکتشاف کانسارهای کرومیت در مناطق افیولیتی معمولاً از طریق روشهای اکتشاف انجام پذیرفته است.

اصولاً در اکتشاف کانسارهای کرومیت آلپینی مشخص کردن ترکیب سنگ شناسی و بافتهای سنگ مطالعات ژئوشیمیایی سنگ میزبان و کانه کرومیت و همچنین مطالعات زمین ساختی در مقیاس میکروسکپی (فولیشن ها و لینیشن ها و لایه بندی ها) و ماکروسکپی اهمیت زیادی دارند.

با در نظر گرفتن این موضوع مطالعاتی در مناطق رزکوئیه در 7 کیلومتری شمال شهر بافت و ده شیخ در120 کیلومتری جنوب شهر بافت از ناحیه معدنی اسفندیه انجام شده است.

در گام اول برداشت های صحرایی و عملیات نمونه برداری در این مناطق انجام و سپس از نمونه های برداشت شده مقاطع میکروسکپی تهیه شد.

با مطالعه نمونه ها ترکیب سنگ شناسی مناطق و وضعیت کانه کرومیت در کانسنگ های کرومیتی مشخص شده است.

به منظور تائید مطالعات سنگ شناسی بسیاری از نمونه ها مورد آنالیزXRD قرار گرفتند.

هم جنین توسط روشهای تجربی ترکیب کانه کرومیت از طریق آنالیز XRD تعیین گردید.

در ادامه مطالعات انجام شده ترکیب شیمیایی تعدادی از نمونه های سنگی منطقه شامل سنگهای میزبان و سنگ دربرگیرنده کانسارهای کرومیتی توسط روش آنالیز XRF مشخص گردید و از این طریق نتایج بسیار با ارزشی در رابطه با روند تفریق ماگمایی و مکان تشکیل سنگهای افیولیتی در منطقه بدست آمد.

به منظور مشخص نمودن تیپ کانسارهای کرومیتی منطقه و هم چنین مکان تشکیل آنها در کمپلکس افیولیتی توسط آنالیز میکروسکپ الکترونی ترکیب شیمیایی کانه کرومیت تعیین گردید.

در نهایت نیز نقشه زمین شناسی به مقیاس 1:10000 از منطقه ده شیخ تهیه شده است.

مجموعه ای که در این جا گردآوری شده است، نتایج تمام مطالعات ذکر شده در بالاست که در 6 فصل جمع آوری شده است.

فصل اول : کلیات (1) -1-1 مقدمه وقتی از افیولیت صحبت می شود منظور سنگ خاصی نیست بلکه توالی لایه های متشکل از سنگ های مختلف را در نظر مجسم می کند و به همین دلیل از مجموعه های افیولیتی (کمپلکس افیولیتی) یا سری های افیولیتی سخن به میان می شود‌‌‌‌‍‌ه [3] افیولیتها و پریدوتیتها بخشهایی از گوشته بالایی و پوسته اقیانوسی هستند ( سنگهای بازیک و الترا بازیک که در مراکز گسترش اقیانوسی شکل گرفته اند) که در میان یا بر روی پوسته قاره ای استقرار تکنونیکی یافته اند.

سنگهای پوسته اقیانوسی در طی این فرآیند می توانند تغییر شکل پیدا کنند ولی ممکن است هیچ گونه تغییر شکلی در آنها ایجاد نگردد.[15] افیولیت ها را از دو دیدگاه می توان بررسی کرد: 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 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= مار آبی که رنگ سبز خال خال دارد.)(بروگنیارت 1872) [29] استیمن (1906 , 1927) به جای افیولیت واژه جایگاه افیولیتی 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 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 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 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 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 (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 (1973) افیولیتهای آلپی در نتیجه بالا آمدگی مواد مذاب گوشته در مراحل اولیه فاز کوهزایی آلپی تشکیل شده اند.

(شکل 6-1) [12] 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 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] -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 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] 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 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.

اشتوکلین(1974) کلیه افیولیتهای احاطه کننده ایران مرکزی را به نام نوارهای حلقوی ذکر می کندکه خرده قاره مرکز و مشرق ایران را فرا گرفته اند.

این همان قاره ای است که تکین(1972) آن را صفحه قاره ایران نامید و امروزه حد آن بوسیله گسل ها و افیولیت های نواری شکل مشخص شده است.

ابعاد این خرده قاره حدود 500 تا 800 کیلومتر بوده و بوسیله گسل نای بند به دو منطقه ساختمانی نسبتاً متفاوت به نام طبس و بلوک لوت تقسیم می شود.

این خرده قاره طی کرتاسه بوسیله اقیانوس باریکی احاطه شده است.

(شکل 8-1).[3] شکل 8-1 مدل فرضی از صفحه ایران – افغانستان پس از بسته شدن ریفت های کرتاسه و انقباض و جمع شدگی حاصل از کوهزایی آلپی(اشتامپلی،1978، با تغییر).[3] الف) پلاتفرم توران ب) مناطقی که تحت تأثیر کوهزایی سیمرین قرار داشته است.

پ) پلاتفرم عربستان ت) پلاتفرم هندوستان(چین های حاشیه ای آن) ث) پوسته اقیانوسی عمان که به صورت زون مکران نشان داده شده است.

شماره ها به ترتیب نشان دهنده قطعات قاره ای مختلفی است که در کرتاسه به صورت محزا از هم وجود داشته اند: 1) ارمنستان 2) سنندج- سیرجان 3) البرز-خزر جنوبی 4) شمال ایران مرکزی 5) طبس- کرمان 6) لوت 7)هرات 8) هلمند 9) پاکستان جنوب غربی به عقیده اشتوکلین (1974) مقدمه تشکیل اقیانوس باریک در اطراف خرده قاره ایران مرکزی در ژوراسیک پسین شروع شد.

وی این اقیانوس را شاخه ای از گودال اقیانوس زاگرس- عمان تصور می کند که به تدریج از جنوب به سمت شمال بازتر می شده و حداکثر گسترش آن در کرتاسه پایانی بوده است.

فرآیند تشکیل ملانژ احنمالاً در کرتاسه پایانی و در اوایل پالئوسن و همزمان با کوهزایی آلپی انجام شد که در شمال و مرکز ایران با چین خوردگی و کوهزایی همراه بوده است.

مهمترین افیولیت ملانژهایی که در تشکیل نوار حلقوی ایران شرکت دارند، عبارتند از: افیولیت ملانژهای ناحیه سبزوار افیولیت ملانژهای شمال تربت حیدریه افیولیت ملانژهای جنوب بیرجند ملانژهای شرق ایران افیولیت ملانژهای شمال مکران نوار افیولیت ملانژ جنوب و جنوب غرب کرمان افیولیت ملانژهای نائین ملانژهای ماکو- خوی شکل 9-1 پراکندگی افیولیت ها را در ایران نشان می دهد.

-11-1 مشخصات کلی افیولیت ملانژهای ایران از نظر شیمیایی سنگهای آتشفشانی و دیابازها از نوع کالکوآلکالن و تولئیتی اند.

سنگهای نفوذی اسید که در مرحله آخر تفریق ماگمت بوجود می آیند(نظیر دیوریت کوارتزدار، ترونجمیت و تونالیت ها) ضخامت و اهمیت چندانی ندارند و غالباً به صورت دایک یا رگه و یا زواید جیب مانند ظاهر می شوند.

گابرو در بسیاری از مجموعه های افیولیتی ایران فراوان بوده غاباً از نوع تروکتولیت و نوریت است، گاه ساختمان لایه لایه و گاه حالت توده مانند دارند.

شکل 10-1 پراکندگی افیولیت در ایران سنگهای الترابازیک عمده ترین واحد تشکیل دهنده در مجموعه افیولیتی ایران بوده و در بین آنها هارزبورژیت بیش از سایر انواع است.

این سنگ ها کم و بیش به سرپانتین تبدیل شده اند.

کرومیت ها عموماً در دونیت ها و به ندرت در داخل هارزبوژیت ها دیده می شود.

غالب مجموعه های افیولیتی ایران به شدت در هم ریخته بوده و واحدهای آنها به آسانی قابل جدایش و نقشه برداری نیست و علت نامگذاری افیولیت ملانژ به همین دلیل است.

[3] -12-1 دگرسانی در افیولیت ملانژهای ایران از آنجائیکه مجموعه های افیولیتی در ایران در اکثر موارد به شدت خرد شده و به هم ریخته می باشند لذا تحت تأثیر محلولهای هیدروترمال دگرسانی شدیدی را متحمل شده اند.

حاصل این دگرسانی پیدایش سنگها و کانی هایی است که در پاره ای از موارد از نظر اقتصادی با ارزش اند.

دگرسانی های متداول در این مجموعه عبارتند از: سریسیتی شدن و اپیدوتی شدن پلاژیوکلازها.

اورالیتی شدن پیروکسن ها که با پیدایش اورالیت یا حتی کلریت همراه است.

سرپانتینی شدن اولیوین و پیروکسن.

تالک که خود از دگرسانی پیشرفته سنگهای سرپانتینیت بوجود می آید.

کربناتی شدن که تحت فشار زیاد گاز کربنیک و بخار آب همزمان و بعد از سرپانتینی شدن انجام می شود که نتیجه این دگرسانی تشکیل سنگها و کانی های ثانویه نظیر منیزیت، آزبست، و رودنجیت است.

[3] -13-1 سن افیولیت ملانژهای ایران هنگامی که از سن افیولیت ملانژها سخن به میان می آید دو موضوع باید از هم تفکیک شوند: الف) سن تشکیل دهنده های اصلی افیولیت.

ب) سن مخلوط شدن که مسلماً جوان تر از تمام واحدهای تشکیل دهنده ملانژها است.

در مورد اول داده های رادیومتری تا کنون جواب قانع کننده ای به دست نداده اند ملی وجود گدازه های بازالتی زیر دریایی فراوان که در بین رسوبات کرتاسه زیرین در اطراف خرده قاره ایران مرکزی دیده می شود ممکن است نشانه ای از باز شدن پوسته قاره ای و در نتیجه مقدمه افیولیت زایی در کشور ما می باشد.

البته بشنک و همکاران(1989) نوار افیولیت – رادیولاریت عمان – زاگرس را متعلق به پرمین و تریاس تحتانی می دانند.[3] سن مخلوط شدن را بطور نسبی می توان تعیین کرد و اصولاً سن قدیمی ترین رسوبات یا تشکیلاتی که در مخلوط افیولیتی دیده می شود را می توان به عنوان زمان مخلوط شدن حساب کرد.

این زمان را در ایران به کرتاسه پایانی – پالئوسن نسبت می دهند.[3] - فصل دوم : کلیات (2) -1-2 کرم و مصارف آن کرم در طبیعت تقریباً همیشه به صورت سه ظرفیتی ظاهر می شود.

شعاع یونی آن 0.64 آنگسترم است و از این نظر مشابه یون وانادیوم(0.65 آنگسترم) ، آهن سه ظرفیتی (0.67 آنگستروم) و آلومینیوم (0.57 آنگستروم) می باشد.

عدد کلارک عنصر کرم 0.0083 درصد است که بیشترین مقدار آن در سنگهای فوق بازیک (0.2 درصد) و بازیک (0.02 درصد) می باشد.

کرم عنصری است با ظرفیتهای 3و 6 کرم سه ظرفیتی در طبیعت فراوان بوده و به علت تمایل زیادی که به جذب اکسیژن دارد به صورت اکسید در می آید.

عدد اتمی کرم 24 و وزن اتمی آن 52 می باشد.[4] کرم اصلی ترین عنصر فلزی در تولید فولادهای ضد زنگ بوده و ارزانترین فلز مقاوم در برابر خوردگی است.

فولاد ضد زنگ در ظروف خانگی، ظروف نگه داری غذا و مواد شیمیایی و در بخش های مختلف اتومبیل مورد استفاده قرار می گیرد.

فولاد ضد زنگ مهمترین آلیاژ فلزی است که در صنعت فولاد تولید می گردد و تخمین زدی می شود که 1 تا 2 درصد از تولید جهانی فولاد را شامل شود.

فولاد ضد زنگ که حاوی 12 تا 36 درصد کرم می باشد در حدود 80 درصد مصرف جهانی کرم را در بر می گیرد.

اگر چه دیگر فلزات سنگین تر می توانند جایگزین فولاد ضد زنگ شوند اما هیچکدام نمی توانند کاربردی با ارزش مشابه فولاد ضد زنگ داشته باشند.

20 درصد باقیمانده از تولید جهانی کرم در آلیاژهای بسیار با ارزش، گروهی از مواد شیمیایی شامل رنگهای سبز، زرد و آبی همچنین در صنعت آبکاری (جایی که یک لایه نازک از کرم سطح جذابی را ایجاد می کند، که در برابر خوردگی شدیداً مقاوم است) مصرف می گردد.[22] -2-2 کرومیت کرومیت اصلی ترین کانی کرم است.

کرومیت یک عضو از گروه کانیهای اسپینل است که فرمول شیمیایی آن به صورت مشخص می گردد.

به گونه ایکه در این فرمول A عبارت از هر ترکیبی از و و B هر ترکیبی از و و می باشند.

به علت این جانشینی وسیع مقدار کرم در کرومیت حدوداً بین 30 تا 60 درصد ( که 68.42 درصد کرم دارد.) متغیر است.

کرومیت های با درصد بالای کرم که شامل حداقل 46 درصد هستند منابع غنی فلز کرم به شمار می آیند.

کرومیتهای با درصد بالای آهن که بین 40 تا 46 درصد دارا هستند، به منظور بازدهی فلز کرم و فروکرم فرآوری می شوند.

کرومیتهای با درصد کمتر از 40 که به عنوان کرومیتهای با درصد آلومینیوم بالا شناسایی شده اند، در حرارتهای بالا ذوب می گردند و بنابراین تولید فلز کرم از این گونه کرومیت ها به انرژی زیادی نیاز دارد.

لذا به علت دیر گداز بودن، اینگونه از کرومیتها در مواد دیرگداز ، آجرهای نسوز مسیر خط جریان هوای کوره ها و همچنین دیگر محفظه های داغ مصرف می گردند.

[22] بیشتر منابع کرومیت جهان بوسیله متدهای زیر زمینی استخراج می شوند.

به علت ضخامت کم بعضی رگه های کرومیتی ( از 1 متر تا کمی بیشتر) و هم چنین بی قاعده بودن سطح زیرین آنها، استخراج رگه های کرومیتی پیچیده است.[22] شکل 1-2 تقسیم بندی کرومیت ها را بر اساس درصد نشان می دهد.

این تقسیم بندی بر روی کرومیتهای آفریقای جنوبی انجام گرفته است.

-3-2 تجارت جهانی کرم استخراج حدوداً 13 میلیون تن کرومیت در سال ارزشی معتدل 700 میلیون دلار دارد.

فروکرم (محصول کرم –آهن) که به منظور تولید فولاد مورد استفاده قرار می گیرد مهمترین شکلی است که کرم بفروش می رسد.

ارزش کرم موجود در فروکرم، 0.5 دلار برای هر پوند است.

در این بها ارزش تولید کرم در جهان سالانه 5 میلیون دلار است.

[22] کرومیت مصرفی برای تولید فلز کرم یا فروکرم از 22 کشور دنیا استخراج می گردد.

%66 از تولید جهانی کرومیت در سال ، از دو کشور آفریقای جنوبی و قزاقستان بدست می آید.

دیگر صادر کنندگان اصلی کرومیت در جهان کشورهای ترکیه، روسیه و آلبانی هستند.

زیمباوه یک تولید کننده اصلی کرومیت در جهان محسوب می شود اما صادر کننده اصلی آن نیست.

بعد از آفریقای جنوبی زیمباوه دومین صادر کننده فروکرم جهان است.

تولید کنندگان اصلی فولاد جهان، ژاپن ، آلمان، آمریکا و انگلستان وارد کننده کروکیت و فرو کرم هستند اما چین تنها کانه کرومیت را وارد می کند.

شکل 2-2 پراکندگی کانسارهای کرومیت را در جهان نشان می دهد.

منابع آفریقای جنوبی نسبت به منابع قزاقستان از کرم کمتری برخوردارند، در حالیکه معادن زیمباوه هم دارای منابعی با درصد بالای کرم و هم دارای منابعی با درصد پایین کرم- درصد بالای آهن می باشند.

[22] تاریخچه صدور کرومیت و فقدان منابع بزرگ به غیر از معادن آفریقای جنوبی و قزاقستان، همواره یک نگرانی را برای مصرف کنندگان اروپایی و امریکایی ایجاد کرده ایت.

وقایعی هم چون قطع صادرات کرومیت اتحاد جماهیر شوروی در سالهای 1950 تا 1963 ، تحریم واردات کرومیت از کشور رودزیای سابق (زیمباوه) از طرف کشورهای غربی به علت حکومت نژاد پرستی در این کشور طی سالهای 1966 تا 1973، یعنی دقیقاً زمانی که فلز کرم به عنوان فلز استراتژیک معرفی شد، از جمله عواملی بودند که در زمانهایی باعث رکورد در تجارت جهانی کرم گشتند.

از سال 1972 تا سال 1977 رکورد تجارت کرم به وضع سابق خود بازگشت اما تا سال 1980 که رژیم ضدنژادی رودزیا (زیمباوه) سقوط کرد، رشدی در آن ایجاد نشد.

با توجه به معادن غنی آفریقای جنوبی و قزاقستان استخراج و صدور کرومیت در قرن آینده کاملاً وابسته به این دو کشور خواهد بود.[22] کشور ما ایران نیز به عنوان یکی از تولید کنندگان فرعی تولید کرومیت در جهان به حساب می آید.

در حدود سالهای 1940 تا 1942 در نزدیکی ده فرومد عباس آباد در راه تهران- مشهد (12 کیلومتری شمال غرب سبزوار) کرومیت شناسایی شده است.

در حدود سالهای 1955 معادن مختلف کرومیت در جنوب شرق ایران (اسفندقه-فاریاب) شناسایی شده و به سبب نزدیکی معادن فوق به بندر صادراتی جنوب، استخراج به منظور صدور به خارج از کشور توسعه یافته است.

بدین لحاظ معادنی که دورتر از بنادر صادراتی بوده اند در اولویت بعدی قرار گرفته اند و اکثراً مدت زیادی تعطیل و فراموش شده اند.

-4-2 تیپ کانسارهای کرومیت کانسارهای اصلی کرومیت در جهان در دو گروه تقسیم بندی می شوند(استانتون 1972):[35] کانسارهای کرومیت لایه ای یا استراتی فرم کانسارهای انبانی یا پودیفرم شکل 2-2 توزیع جهانی هر دو نوع اصلی کرومیت را نشان می دهد.

-1-4-2 کانسارهای کرومیت لایه ای کانسارهای لایه ای کرومیت در کمپلکس های آذرین لایه ای (LICS) یافت می شود.

از معادن شاخص برای این نوع از کانسار کرومیت می توان به کمپلکس بوشلد آفریقای جنوبی و دایک بزرگ زیمباوه اشاره می کند.

این کمپلکس های آذرین لایه ای، سنگهای نفوذی بازیکی هستند که لایه هایی با مواد معدنی با ارزش را بوجود آورده اند.

بعضی از این لایه ها را که از مقدار زیادی کرومیت تشکیل شده اند، کرومیتیت می نامند.

کمپلکس بوشلد بزرگترین کمپلکس آذرین لایه ای در جهان است که لایه هایی با بیش از 9 کیلومتر ضخامت از سنگهای بازیک و یک توالی ضخیم از سنگهای فلدسپاتیک را که از لحاظ ژنتیکی در ارتباط با سنگ های بازیک می باشند، در بر می گیرد.(شکل 3-2) .

اگر چه تصور بر این است که بیشتر کمپلکس بوشلد فرسایش یافته است، اما هنوز منطقه ای به وسعت 66000 کیلومتر مربع را شامل می گردد.

این کمپلکس از سه بخش اصلی قاعده ای، میانی و فوقانی تشکیل شده است.

در بین زونهای میانی و قاعده ای یک منطقه به نام منطقه بحرانی وجود دارد که از چندین رگه کرومیتی تشکیل شده است یکی از این رگه ها بع نام استیل پورت 1.06 تا 1.8 متر