فایل ورد کامل کانی‌شناسی و اصول بنیادی آن

فهرست مطالب

فصل اول : کلیات (۱)                                                                              
     1-1       مقدمه                                                                                                         
       2-1     ترکیب پوسته اقیانوسی                                                                               
      3-1       نحوه شکل گیری پوسته اقیانوسی                                                            
      4-1       دگرگونی در پوسته اقیانوسی                                                                   
      5-1       افیولیت ها و پریدوتیت های آلپین                                                              
      6-1       فرق افیولیت ملانژ با افیولیت کلاسیک                                                        
      7-1       منشأ افیولیت ها                                                                                          
      8-1       نیروی محرک صفحات                                                                            
      9-1       دگرگونی در مجموعه افیولیتی                                                                  
      10-1     افیولیت های ایران                                                                                    
      11-1      مشخصات افیولیت ملانژهای ایران                                                            
      12-1      دگرسانی در افیولیت ملانژهای ایران                                                         
      13-1      سن افیولیت ملانژهای ایران                                                                      
فصل دوم کلیات (۲
۱-۲          کانسارهای کرومیت ایران                                                             
   2-2       کرمیت                                                                                                          
    3-2       تجارت جهانی کرم                                                                                            
   4-2        تیپ کانسارهای کرومیت                                                                               
             1-4-2    کانسارهای کرومیت لایه ای                                                                             
۲-۴-۲                 کانسارهای کرومیت انبانی                                                                   
۵-۲           مقایسه کانسارهای کرومیت انبانی و کانسارهای کرومیت لایه ای                                           
 6-2          ساخت و بافت کانه کرومیت                                                                          
۷-۲           انکلوزیونهای موجود در کانه کرومیت                                                            
 8-2          ترکیب ماگما و ته نشینی کرومیت درکانسارهای تیپ لایه ای                         
۹-۲           تأثیر روابط سنگ و مذاب در شکل گیری کانسارهای کرومیت انبانی             
۱۰-۲         دو مثال از کرومیتهای تیپ انبان                                                                    
            1-10-2    کانسارهای کرومیتی در افیولیت های عمان                                           
           2-10-2    کانسارهای کرومیتی گلمن در ترکیه                                                     
۱۱-۲        کانسارهای کرومیت ایران                                                                               
فصل سوم : زمین شناسی و سنگ شناسی مناطق رزکوئیه و ده شیخ            
۱-۳             زمین شناسی عمومی منطقه اسفندقه                                                          
   2-3       موقعیت جغرافیایی مناطق رزکوئیه و ده شیخ                                                  
   3-3       زمین شناسی منطقه رزکوئیه                                                                          
   4-3        نمونه برداری از منطقه رزکوئیه                                                                    
۵-۳            مطالعات میکروسکپی بر روی مقاطع نازک منطقه رزکوئیه                           
             1-5-3 سرپانتینیت های منطقه رزکوئیه                                                             
            2-5-3  رخساره های دگرگونی در منطقه رزکوئیه                                              
 6-3          مطالعه مقاطع صیقلی منطقه رزکوئیه                                                            
 7-3          زمین شناسی منطقه ده شیخ                                                                           
۸-۳           نمونه برداری از منطقه شیخ                                                                          
۹-۳           نتایج حاصل از مطالعه مقاطع نازک منطقه ه شیخ                                           
 10-3       کانی شناسی سنگهای پریدوتیتی منطقه ده شیخ                                              
۱۱-۳        مشخصات عمومی کانسارهای کرومیت منطقه ده شیخ                                    
۱۲-۳         مطالعه مقاطع صیقلی منطقه ده شیخ                                                               
فصل چهارم : مطالعات پراش اشعه X(XRD)                                               
۱-۴     مقدمه                                                                                                         
۲-۴     آنالیز شیمیایی XRD سنگها یمنطقه ده شیخ                                                
۳-۴     آتالیز XRD سنگهای منطقه رزکوئیه                                                           
۴-۴     تعیین ترکیب شیمیایی کانه کرومیت از طریق نمودار XRD                           
     1-4-4    مطالعه XRD کالسنگ کرومیتی منطق رزکوئیه و ده شیخ                       
نتیجه گیری                                                                                                                
پیشنهادات                                                                                                                     
منابع

– چکیده
کانسارهای 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 سنگهای 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 ۷ کیلومتری شمال شهر بافت و ده شیخ در۱۲۰ 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 ۱:۱۰۰۰۰ 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 ۶ فصل جمع آوری شده است.
فصل اول : کلیات (۱)

-۱-۱ 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[۳]
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.[۱۵]
افیولیت ها را از دو دیدگاه می توان بررسی کرد:
۱)    منشأ افیولیت
۲)    چگونگی استقرار افیولیت در پوسته قاره ای
از نظر شیمیایی افیولیت ها با سنگ های ÷وسته اقیانوسی قرابت نزدیکی دارند(سمپوزیوم مسکو و پاریس ۱۹۷۳ و تائید مور ۱۹۷۵):[۳]
۱)    میانگین ترکیب شیمیایی سنگ های یک مجموعه افیولیتی با ترکیب متوسط پوسته اقیانوسی شباهت بسیار دارد.
۲)    نحوه پراکندگی و فراوانی عناصر خاکهای نادر در مجموعه افیولیتی و پوسته اقیانوسی از نظم آهنگ یکسانی پیروی می کند.
۳)    بررسی نسبت های ایزوتوپی استرونسیم   در پوسته اقیانوسی و افیولیت ها نشان دهنده تشابه تقریباً یکسان در آنهاست.(شکل ۱-۱)
از طرف دیگر وجود پیلولاواها در افیولیتها حاکی از تشکیل این مجموعه ها در محیط های دریایی است.
شکل ۱-۱: مقایسه نسبت های ایزوتروپی استرونیسم در سنگ های اقیانوسی و افیولیتی[۳
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. [۳]
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.
-۲-۱ ترکیب پوسته اقیانوسی
همان گونه که در اشکال ۲-۱ و ۳-۱ نمایش داده شده  است ۴ 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 ۱ تا ۲.۵ 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 -۲-۱ نمایش فرضی از پوسته اقیانوسی بر حسب تعابیر سرعت های لرزه ای [۳۴]
-۳-۱ 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.[۳۴]
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 ۱ تا ۲ درصد مذاب به همراه داشته باشد. به این لایه استنوسفر می گویند. به نظر برخی از محققین، ستونی از استنوسفر به پهنای حدود ۱۰ کیلومتر و در درجه حرارت تقریباً ۱۳۵۰ 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 ۱.۵ کیلومتری عمق مایع مذاب ۴۰۰۰۰ سال طول می کشد و اگر سرعت باز شدن کف اقیانوس دو سانتی
متر در سال فرض شود طی ۴۰۰۰۰ سال کف اقیانوس ۸۰۰ 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.[۳]
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 :
۱)    فرآیند ذوب بخشی استنوسفر
۲)    فرآیند اطاقک ماگمایی
۳)    ترکیب منشأ گوشته ای
در نهایت وقتی که لایه های ۲ و ۳ 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.[۳۴]
در شکل ۴-۱ ساختار پوسته اقیانوسی به تصویر کشیده شده است.
شکل ۴-۱ ساختار پوسته اقیانوسی و نحوه شکل گیری آن [۳۴]
-۴-۱ دگرگونی در پوسته اقیانوسی
دگرگونی در پوسته اقیانوسی با رخساره زئولیتی در دمای بیش از ۵۰ 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 ۲۵۰ تا ۳۰۰ 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 ۵۰۰ درجه سانتیگراد (این دما در محدوده های فرورانش ایجاد می گردد) رخساره آمفیبولیت بوجود می آید. (شکل ۲-۱).[۳۴]
سرپانتین ها در دمای حدود ۴۰۰ 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.[۳۴]
-۵-۱ 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 ۱۸۷۲)   [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.[۲۹] 

در اوایل ۱۹۷۰ 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 ۱۹۷۲ ساز مان زمین شناسی آمریکا  طی کنفرانسی که برگزار نمود توالی سنگ شناسی را در یک افیولیت توسعه یافته به شرح زیر اعلام کرد:[۲۹]
۱)    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 -۵-۱ آورده شده است.)
۲)    کمپلکس گابرویی با بافت کومولیتی، عوعاً شامل پریدوتست ها و پیروکسنیت های کومولیتی که معمولاً کمتر از کمپلکس الترابازیک تغییر شکل یافته اند.
۳)    کمپلکس بازیک آتشفشانی که عموماً از نوع بالشتی هستند.
همچنین اینگونه فرض شده است که این سنگ ها عموماً با سنگهای زیر همراه هستند:
۱)    بخش رسوبی که در بالاترین قسمت کمپلکس افیولیتی شامل چرتهای نواری، شیل نازک میان لایه ای و سنگ آهک، قرار می گیرد..
۲)    کرومیتهای انباری به همراه دونیت
۳)    سنگهای نفوذی فلدسپات سدیم دار و سنگ های خروجی
در سال ۱۹۹۷ کلمن   توالی مجموعه افیولیتی را ، از پایین به سمت بالا این گونه توصیف نمود:[۱۲]
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 ۱۹۲۶ 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 ۱۹۵۷ دی رور   پیشنهاد کرد که برخی از پیکره های پریدوتیتی تیپ آلپین قطعات حمل شده تکنوتیکی از گوشته بالایی می باشند.[۲۹]
شکل -۵-۱ 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.
-۶-۱ فرق افیولیت ملانژها با افیولیت کلاسیک
۱)    در هم ریختگی شدید در افیولیت ملانژها نسبت به افیولیتهای کلاسیک.
۲)    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.[۳]
-۷-۱ منشأ افیولیت ها
برای منشأ افیولیت ها و ملانژهای افیولیتی محققینی چون اشتوب   (1922) ، استینمن(۱۹۲۷) و … فرضیه و مدل ائوژئوسنکنیالی را رائه نمودند و این فرضیه بخصوص در سالهای ۱۹۳۰ تا ۱۹۵۰ 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 ۶-۱) [۱۲]

شکل ۶-۱ مقطع فرضی از چگونگی تشکیل افیولیت در اثر عمل دیاپیریسم گوشته که توسط ماکسول (۱۹۷۳) ارائه گردید.[۱۲]
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 ۰.۰۰۱ درصد) به آرامی فرورانش نمی یابد بلکه به صورت تکه سنگهایی در حاشیه های قاره ای جای می گیرند.  [12]
-۸-۱ نیروی محرک صفحات
دو فرضیه در ارتباط با این نیروها مطرح می شود: [۳۴]
۱)    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).
۲)    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 ۱۹۷۲ توسط هولمز   مطرح گردیده است و از عمومیت بیشتری در سطح جهان برخوردار است.پ
-۹-۱ دگرگونی در مجموعه افیولیتی
مراحل مختلف دگرگونی در مجموعه های افیولیتی شامل موارد زیر است :[۱۲]
۱)    مرحله ای که هنوز افیولیتها از محل تشکیل (پوسته اقیانوسی) جدا نشده اند.
۲)    مرحله بعد از بالاآمدگی افیولیتها و جدایش آنها از سنگ های محل تشکیل.
شکل ۷-۱ نیروهای محرک صفحات (a) جریان ماگما در واکنش به فرورفتن پوسته اقیانوسی در درون استنوسفر (b) جریان همرفتی در گوشته مسبب حرکت صفحات است.[۳۴]
جدول ۱-۱ 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 ۱-۱ ذکر شده است.
جدول ۱-۱ سنگهای دگرگونی در مجموعه افیولیتی تحت شرایط دگرگونی [۱۲]
سنگ های افیولیتی    هیردوترمال اقیانوسی    سابداکشن    آبداکشن    محلی
بازالت
دیاباز
گابرو    زئولیت(اسپیلیت)
شیست سبز
آمفیبولیت    زئولیت
پرهینت-پمپلی ایت
شیست آبی
(تیپ اکلوژیت)        زئولیت(اسپیلیت)
پرهینت-پمپلی ایت
آمفیبولیت
پریدوتیت
    محلی
سرپانتینیزاسیون
رودنگیت
گل ترانسفورم
میلونیت و کاتاکلاستیک
    سرپانتی نیزاسیون
شیست آبی
زئولیت
آنتی گوریت
لیزاردیت
کریزوتیل
رودنگیت    لغزش گرم:
هاله دیناموترمال
آمفیبولیت
میلونیت در قاعده
لغزش سرد:
ملانژ
سرپانتی نیزاسیون
فشار تکتونیکی
رودنگیت    درجات متنوع
سرپانتی نیزاسیون
کریزوتیل
رودنگیت-آنتی گوریت
آنتی گوریت+اولیوین
تالک+اولیوین
انستانیت+اولیوین
به طور کلی در داخل مجموعه های افیولیتی سه گروه عمده از سنگ های دگرگونی وجود دارند که عبارتند از:[۳]
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. [۵]

-۱۰-۱ افیولیت های ایران
افیولیت های ایران در دو گروه عمده تقسیم می شوند:[۳]
۱)    نوار افیولیت – رادیو لاریت زاگرس- عمان
۲)    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(۱۹۷۴) 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(۱۹۷۲) 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 ۵۰۰ تا ۸۰۰ 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 ۸-۱).[۳]

شکل ۸-۱ مدل فرضی از صفحه ایران – افغانستان پس از بسته شدن ریفت های کرتاسه و انقباض و جمع شدگی حاصل از کوهزایی آلپی(اشتامپلی،۱۹۷۸، با تغییر).[۳]
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:
۱) ارمنستان                         2) سنندج- سیرجان                     3) البرز-خزر جنوبی
۴) شمال ایران مرکزی            5) طبس- کرمان                         6) لوت
۷)هرات                              8) هلمند                                     9) پاکستان جنوب غربی
به عقیده اشتوکلین (۱۹۷۴) 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:
۱)    افیولیت ملانژهای ناحیه سبزوار
۲)    افیولیت ملانژهای شمال تربت حیدریه
۳)    افیولیت ملانژهای جنوب بیرجند
۴)    ملانژهای شرق ایران
۵)    افیولیت ملانژهای شمال مکران
۶)    نوار افیولیت ملانژ جنوب و جنوب غرب کرمان
۷)    افیولیت ملانژهای نائین
۸)    ملانژهای ماکو- خوی
شکل ۹-۱ پراکندگی افیولیت ها را در ایران نشان می دهد.
-۱۱-۱ 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 ۱۰-۱ 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. [۳]
-۱۲-۱ دگرسانی در افیولیت ملانژهای ایرا
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:
۱)    سریسیتی شدن و اپیدوتی شدن پلاژیوکلازها.
۲)    اورالیتی شدن پیروکسن ها که با پیدایش اورالیت یا حتی کلریت همراه است.
۳)    سرپانتینی شدن اولیوین و پیروکسن.
۴)    تالک که خود از دگرسانی پیشرفته سنگهای سرپانتینیت بوجود می آید.
۵)    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. [۳]
-۱۳-۱ سن افیولیت ملانژهای ایران
هنگامی که از سن افیولیت ملانژها سخن به میان می آید دو مو