مرجع دانلود مقاله , تحقیق و جزوه های دانشگاهی
دسته بندی محصولات

دانلود مقاله كاني شناسي

دانلود مقاله كاني شناسي

 

 

 

 

دانلود مقاله كاني شناسي 157 ص

 

فصل اول : 

-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) [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 [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.

 

تعداد صفحات:157

متن کامل را می توانید دانلود نمائید چون فقط تکه هایی از متن در این صفحه درج شده (به طور نمونه) و ممکن است به دلیل انتقال به صفحه وب بعضی کلمات و جداول و اشکال پراکنده شده یا در صفحه قرار نگرفته باشد که در فایل دانلودی متن کامل و بدون پراکندگی با فرمت ورد wordکه قابل ویرایش و کپی کردن می باشند موجود است.

 


اشتراک بگذارید:


پرداخت اینترنتی - دانلود سریع - اطمینان از خرید

پرداخت هزینه و دریافت فایل

مبلغ قابل پرداخت 4,300 تومان

درصورتیکه برای خرید اینترنتی نیاز به راهنمایی دارید اینجا کلیک کنید


فایل هایی که پس از پرداخت می توانید دانلود کنید

نام فایلحجم فایل
file3_1756579_2452.zip21 MB





دانلود مقاله معدن دولوميت شهرضا

دانلود مقاله معدن دولوميت شهرضا         دانلود مقاله معدن دولوميت شهرضا  فصل اول شناخت دولوميت     در كتابهاي علمي هر جا كه صحبت از سنگ آهك مي شود دولوميت نيز در كنار آن مي باشد كه اين دو ارتباط تنگاتنگي با يكديگر دارند. بطور كلي واژه سنگ آهك فقط در مورد آن دسته از سنگهايي به كار مي رود كه ذرات كربناته آن نسبت به اجزاي تشكيل دهنده غير كربناته بيشتر باشد (ذرات كربناته آنها بيشت ...

توضیحات بیشتر - دانلود 4,900 تومان