1-12- روش­های پژوهش…. 33

 

1-13- اهداف پژوهش…. 34

 

.. 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

 

… 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

 

… 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

 

… 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

 

.. 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.