سنگ شناسي آذرين

اين سنگهاي پرورده آتش ، زماني توده‌اي داغ و مذاب را به نام ماگما تشکيل ميداده‌اند، که سرد شدن تدريجي ماگما ، آنها را به سنگ سخت و جامد تبديل کرده است. بنابراين گدازهاي که از دهانه آتشفشان فوران کرده و بر سطح زمين جاري مي‌شود، به سرعت سرد و سخت شده و سنگي آذرين را بوجود مي‌آورد.
انواع سنگهاي آذرين
با سرد شدن و انجماد ماگما - سنگ مذاب متحرکي است که دماي آن بين 700 تا 1200 درجه سانتيگراد (1300 تا 2200 فارنهايت) ميباشد- سنگهاي آذرين تشکيل ميشوند. اکثر ماگماهاي سطح زمين از نوع مذاب سیليکاتي ميباشند.
تشکيل شدن سنگهای آذرین یا در سطح زمین صورت می‌گیرد و یا در داخل پوسته زمین ، بنابراین بر حسب اینکه ماگما در کجا منجمد شود دو گروه سنگ آذرین خواهیم داشت.
سنگهای آذرین خروجی:
سنگهای آذرینی را که از انجماد ماگما در سطح زمین بوجود می‌آید سنگهای آذرین خروجی می‌نامند.
•سنگهای آذرین نفوذی:
به آن دسته از سنگهای آذرین که از انجماد ماگما در داخل پوسته زمین تشکیل می‌گردد سنگهای آذرین نفوذی گفته می‌شود. سنگهای آذرین نفوذی خود در پوسته زمین به اشکال مختلفی منجمد می‌شوند که شامل موارد زیر می‌باشند.
oلاکولیت‌ها
oسیل‌ها
oدایک‌ها
oلوپولیت‌ها
oپاتولیت‌ها
oفاکولیت‌ها
oاستوک‌ها

طبقه بندي سنگهاي آذرين
براي طبقه بندي سنگهاي آذرين روشهاي مختلفي وجود دارد. اين روشهاي طي 100 سال گذشته تحول پيدا کرده و کاملتر شده اند. هر طبقه بندي براي اهداف خاصي مورد استفاده دارد و نمايانگر يک روش خاص از مطالعه سنگهاي آذرين ميباشد.

کليه طبقه بنديهاي مورد استفاده براي سنگهاي اذرين بر دو معيار استوار هستند: محتوي کاني شناسي سنگ و بافت (اندازه دانه ها). يک طبقه بندي کامل، طبقه بندي است که هر دو مورد را شامل شود. البته در طبقه بندی سنگهاي آذرين اغلب اوقات هر دو مورد، استفاده ميشوند. به عنوان نمونه گرانيت سنگ دانه درشت با رنگ روشن است. سه طبقه بندي اصلي براي سنگهاي آذرين وجود دارد:
1.طبقه بندي رنگ/بافت
2.طبقه بندي مودال که بر اساس ترکيب کاني شناسي و بافت استوار است.
3.طبقه بندي نورماتيو که بر اساس شيمي سنگ استوار است.

1.طبقه بندي رنگ/بافت: کانيهايي که در بالاي سري واکنشي باون قرار ميگيرند، داراي رنگهاي تيره ميباشند (به عنوان مثال، پيروکسن و آمفيبول) و کانيهايي که در قسمتهاي پايين سري باون قرار گرفته اند داراي رنگهاي روشن هستند (به عنوان مثال، پلاژيوکلاز سديم دار و کوارتز). از لحاظ ترکيب شيميايي ماگما، ماگماهايي که در بالاي سري واکنشي باون قرار ميگيرند مافيک هستند، ماگماهايي که در وسط اين سري قرار ميگيرند از نوع حدواسط ميباشند و ماگماهيي که در بخشهاي پائيني آن قرار ميگيرند از نوع فلسيک ميباشند. ماگماهاي مافيک سنگهاي تيره اي که داراي کانيهاي تيره هستند، مانند بازالت توليد ميکنند، ماگماهاي حدواسط سنگهاي با رنگ حدواسط همچون ديوريت ايجاد ميکنند و ماگماهاي فلسيک سنگهاي روشني همانند گرانيت تشکيل ميدهند. اگر چه طبقه بندي براساس رنگ و بافت به نظر کامل مي آيد اما داراي خطاهاي بسيار زيادي است.

2. طبقه بندي مودال که بر اساس ترکيب شيميايي کاني و بافت استوار است. طبقه بندي مودال سنگهاي آذرين را بر اساس ميزان فراواني نسبي 5 کاني که جز کاني اصلي تشکيل دهنده آنهاميباشد، انجام ميشود. اين کاني هاي عبارت هستند از:
1. کوارتز
2. آلکالي فلدسپار ( ارتوکلاز، آلبيت (پلاژيوکلاز سديم دار) يا آنورتيت (پلاژيوکلاز کلسيم دار).
3. پلاژيکلاز
4. فلدسپاتوئيدها (کاني هاي فقير از سيليس).
5. کانيهاي مافيک (مانند پيروکسن و آمفيبول).

طبقه بندي مودال، شامل نام سنگهاست مانند گرانيت، بازالت و ديوريت. اين طبقه بندي در يک دياگرام مثلثي است که بين محدوده هاي مختلف آن مرزهاي مشخص وجود دارد. در مجموع، اسامي که در اين طبقه بندي به کار ميروند، مانند طبقه بندي رنگ/بافت است. البته در طبقه بندي مودال به جاي رنگ، بيشتر به محتواي کاني شناسي توجه ميشود. در مودال از نمودار درصد فراواني کاني ها استفاده ميشود.
براي شناسايي سنگها در اين طبقه بندي چند کار اساسي بايد صورت گيرد. اولين کار اين است که درصد کوارتز موجود در سنگ تعيين شود. به عنوان مثال اگر سنگ بيش از 20% کوارتز داشته باشد، نمونه در سه گروه آلکالي گرانيت، پلاژيوگرانيت يا گرانوديوريت قرار ميگيرد.
دومين کار اين است که درصد فلدسپارها را در سنگ تعيين نماييم. سومين مرحله اين است که مخلوط 50/50 از فلدسپارها و مافيکها در سنگ مشخص شود و در نهايت سنگها به 4 گروه وسيع تقسيم ميشوند.

3. طبقه بندي نورماتيو: اين روش طبقه بندي، به آساني دو روش قبلي يعني سيستم رنگ/بافت يا ترکيب شيميايي/بافت نميباشد. در اين طبقه بندي سنگهاي آذرين از نظر مجموعه کانيايي متفاوت هستند، اما از نظر شيميايي تقريباً يکسان ميباشند. مجموعه کانيايي و ترکيب شيميايي نشاندهنده منشا اوليه سنگها است.
از روش نورماتيو براي بررسي فرآيندهاي تکتونيک صفحه اي نيز استفاده ميشود.
در روش طبقه بندي نورماتيو سنگهاي آذرين در جايگاههاي (که نمايانگر سنگهايي است که از يک ماگما حاصل شده اند) مشخصي تعريف ميشوند و هر جايگاه داراي شيمي خاص خود ميباشد. 4 جايگاه اصلي تعريف شده است که شامل کوماتئيت، تولئيت، کالک – آلکالن و آلکالن ميباشند. با مشخص شدن يکي از آين جايگاهها ميتوان به راحتي درباره تاريخچه زمين بحث کرد.

1.شيمي
2.تفريق
3.تکتونيک

شيمي:
از نظر شيميايي سه شاخصه شيميايي وجود دارد: ميزان اشباع شدگي از سيليس، غني شدگي از آهن و شاخص آلکالي.
با استفاده از شاخصه ميزان اشباع شدگي مقدار SiO2 موجود در در ماگما يا سنگ تعيين ميشود. شرايط تحت اشباع از سيليس، شرايطي است که مقدار SiO2 آنقدر کم است که امکان تشکيل کوارتز و کانيهايي مانند فلدسپارها وجود ندارد. در نتيجه کانيهاي فقير از سيليس يعني فلدسپاتوئيدها مانند نفلين و سوداليت تشکيل ميشوند. حالت فوق اشباع از سيليس حالتي است که مقدار SiO2 به حدي است که کوارتز متبلور ميشود. اگر مقدار SiO2 قابل توجه باشد اين امکان وجود دارد که بازالت کوارتزدار تشکيل شود (ترکيبي که معمولاً متعارف نميباشد).
با استفاده از شاخص آلکالي مقدار کلسيم از قسمتهاي بالاي سري واکنشي باون با توجه به مقدار مجموع سديم و پتاسيم در بخشهاي تحتاني سري واکنشي باون محاسبه ميشود. شاخصهاي آلکالي بالاتر از 1 نشانه مقدار کلسيم بالا است. شاخصهاي کمتر از يک نشانه کلسيم پايين و سديم و پتاسيم بالا است.
بر اثر تفريق عناصر تيره ماگما از آن جدا شده و مقدار سديم و پتاسيم در ماده مذاب باقيمانده افزايش پيدا ميکند. سريهاي ماگمايي تولئيت، کالک – آلکالن و آلکالن به ترتيب دراي شاخصهاي آلکالي کمتر از يک، يک و بيشتر از يک ميباشند که نشاندهنده روند تفريق ميباشد.
با افزايش روند تفريق، مقدار آهن کاهش پيدا ميکند. در واقع با اندازه گيري مقدار آهن روند تغييرات کانيهاي فرومنيزين در سري واکنشي باون مشخص ميشود. مقدار آهن در کماتئيتها پايين است زيرا مقدار عناصري مانند منيزيم، نيکل و کرم بسيار بالا ميباشد.

تفريق:
تحول ماگمايي يا در داخل صفحات و يا در حاشيه آنها رخ ميدهد. زمانيکه تحول ماگمايي در درون صفحات اتفاق مي افتد، به عنوان مثال، در يک سري کالک – آلکالن سنگها از ديوريت به گرانيت يا در سري کماتئيتي سنگها از پريدوتيت به بازالت يا آندزيت تحول پيدا ميکنند.
اگر تحول ماگمايي در بين صفحات رخ دهد، مانند قوسهاي آتشفشاني ، در اولين مراحل فعاليت ماگمايي، ماگما حالت فوق اشباع از سيليس دارد و شاخص آلکالي آن بيشتر از يک ميباشد، سپس ماگما تحول پيدا ميکند و به يک ماگماي تحت اشباع با شاخص آلکالي کمتر از يک تبديل ميشود. به اين ترتيب ابتدا ماگماي تولئيتي، سپس کالک – آلکالن و بعد آلکالن تشکيل خواهد شد.
فرآيند تحولي ديگري که رخ ميدهد اين است که يک سنگ تفريق يافته مجدداً دچار تفريق شود. مثلاً يک ماگماي ديوريتي تفريق يافته در يک باتوليت جانشين شده و منجمد ميشود. اگر باتوليت مذکور حرارت ببيند، محصول ثانويه اي که به اين ترتيب تشکيل ميشود تفريق يافته تر و فلسيک تر خواهد بود (گرانيت) و ماده مذاب باقيمانده بيشتر بقاياي مافيک خواهد داشت. ممکن است سنگي از يک سري ماگمايي مجدداً تفريق پيدا کند و با ماده مذاب سري ديگري مخلوط شود.

تکتونيک:
يکي از مهمترين موارد سريهاي ماگمايي ارتباط آنها با رژيمهاي تکتونيکي مختلف است. اين علم براي شناسايي و شبيه سازي حوادث تکتونيکي قديمي (زماينکه بسیاري از شواهد از بين رفته اند يا در دسترس نميباشند) مفيد است. با آناليز شيمي سنگها، زمين شناسان قادر خواهند بود که فرآيندهاي تشکيل دهنده سنگها را شبيه سازي کنند.
تفريق در دو رژيم تکتونيکي اوليه اتفاق مي افتد. تفريق ممکن است در مرکز ريفت رخ دهد. سنگهاي اوليه فوق اشباع از سيليس (کماتئيتهاي آرکئن) به سطح زمين را پيدا ميکنند و دچار ذوب تفريقي ميشوند. ماده مذاب تولئيتي است و به سطح زمين ميرسد و بازالتهاي بالشي و دايکهاي ورقه اي پوسته اقيانوسي را تشکيل ميدهد. ماده ذوب نشده برجامانده معمولاً اولترامافيکهاي تحت اشباع از سيليس بوده که در گوشته به صورت 4 لايه افيوليتي باقي ميمانند.
دومين نوع تفريق در مرزهاي همگرا اتفاق مي افتد. پوسته اقيانوسي تولئيتي از مرکز ريفت دور ميشود تا اينکه عمل فرورانش را انجام دهد. پوسته مذکور طي فرورانش گرم ميشود و به صورت تفريقي ذوب ميشود. معمولاً اولين مواد مذابي که در نزديکي گودال اقيانوسي فوران ميکنند، تولئيتها هستند، با گذشت زمان مواد مذاب به ماگماي کالک – الکالن تحول پيدا ميکنند. ماگماي کالک – آلکالن سازنده قوسهاي آتشفشاني است. در نهايت ماده مذاب تحول يافته آلکالن خواهد بود. ماده مذاب آلکالن از تفريق ثانويه ماده مذاب يا سنگ کالک – آلکالن حاصل شده است. بقاياي تفريق در زون فرورانش اولترامافيکها يا پريدوتيتها هستندو به سمت گوشته پايين ميروند و در گوشته باقي مي مانند.

نمايي از سنگ شناسي آذرين

•اغلب مولفین یونانی و رومی ، آتشفشانها ، فعالیتهای آتشفشانی و زمین لرزهها را توصیف می‌کردند. استاربو جغرافیدان و مورخ یونانی (63 قبل از میلاد ـ 20 بعد از میلاد ) فعالیتهای آتشفشانی اتنا ، سوما ـ وزوو و جزایر لیپاری را توصیف کرد. او آتشفشانها را به منزله دریچه‌های اطمینان تلقی می‌نمود که از آنها مواد سیال خارج می‌شود.
•در قرن هیجدهم اولین مناظرات و مباحثات تند و شدید درباره ماهیت و منشا سنگها در گرفت. در مباحثات منشا سنگها مناظراتی بین دسته و گروههای زیر وجود داشت: در یک طرف نپتونیستها و در طرف دیگر ولکانیستها و پلوتونیستها قرار داشتند. نپتونیستها معتقد بودند که سنگهای پوسته متوالیا در یک اقیانوس اولیه تهنشین شده‌اند و به نظر آنها بازالت و گرانیت هر دو سنگهایی هستند که در این اقیانوس بزرگ را سبب شده‌اند. پلوتونیستها اعتقاد داشتند که زمین از انجماد مواد مذاب و داغ بوجود آمده است و گرانیت را یک سنگ نفوذی داغ به شمار می‌آوردند.
•در سال 1825 واژه ماگما و مفهوم منحصر به فرد ماگمای اولیه توسط اسکراپ عنوان شد.
•سرجـیـمزهال ( 1761 ـ 1832 ) به همراه ریمور ( 1726 ) و اسپالانزانی ( 1794 ) و جورج وات ( 1804 ) پیترولوژی تجربی را پایه‌گذاری کرد.
•در سال 1844 چاربز داردین ( 1882ـ 1809 ) اظهار داشت که انواع مختلف سنگهای ماگمایی ممکن است از یک ماگمای اولیه اشتقاق یافته باشند به شرط آنکه ترکیب ماگما با تبلور و جدایش یک یا چند کانی مشکل سنگها تغییر یابد.
•در سال 1850 هنری کلیفتون سوربی ( 1826ـ 1908 ) جهت مطالعه میکروسکوپی ، اولین مقطع نازک سنگها را تهیه کرد.
•اوایل سال 1861 روش طبقه بندی شیمیایی سنگها را ابداع کرد و در اواخر قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم برخی از روشهای نمایش شیمیایی و نهایتا طبقه‌بندی شیمیایی سنگها پا به عرصه ظهور نهاد ( موینسون ـ لسینگ 1899 ، کراس ، ایدینگز ، پیرسون و واشنگتن 1903 ، اوسان 1919 ، نیگلی 1920 ، فون ولف 1922 ).
•آلفرد لوتاروگز ( 1915 ) از کتابش تحت عنوان « منشا قاره‌ها و اقیانوسها » ، اصل و ریشه سوالات پزولوژیستها را به مفهوم تغییر ناپذیری قاره مربوط دانست.
•در سال 1969 موریس و ریچادر ویلژوئن اولین توصیف دقیق شیمیایی و سنگ شناسی یک سری جدید و مهم سنگهای آتشفشانی را که واجد انواع اولترامافیکها بود ، منتشر ساختند.
•از آن زمان تا به امروز سنگ شناسی آذرین همانند دیگر رشته‌های علوم فراز و نشیبهای بسیاری را پشتسر گذاشته و با کوشش پیشگامان علم پترولوژی تجربی ، بررسی شرایط تشکیل کانیها و سنگها ، بویژه سنگهای آذرین و دگرگونی رو به رونق نهاد.
ریشه لغوی
سنگهای آذرین ، Igneous rocks نام خود را از واژه Ignis گرفته‌اند که در لاتین به معنای "آتش" است

پايگاه داده هاي علوم زمين

مكان‌هاي مهم پيدايش سنگ‌هاي آذرين در جهان:
چند منطقه در جهان وجود دارند كه مكان‌هاي مهم و اصلي و وسيع پيدايش گرانيت در جهان هستند كه عبارتند از:
1ـ كوه‌هاي آند در غرب آمريكاي جنوبي و در محل فرو رفتن پوسته‌ي اقيانوسي در زير صفحه‌ي قاره‌اي كه از نوع گرانيت نوع I محسوب مي‌شود.
2ـ در كوه‌هاي هيماليا و در محل برخورد شبه قاره هند به آسيا كه باعث ضخيم شدن پوسته و تشكيل گرانيت شده است و گرانيت آن از نوع S مي‌باشد.
3ـ محل برخورد دو پوسته‌ي اقيانوسي در جنوب شرقي آسيا و در منطقه اندونزي كه گرانيت آن از نوع M مي‌باشد.
4ـ در غرب آفريقا و در نيجريه و محل بازشدگي دو صفحه كه از نوع گرانيت A است.

منشاء گرانيت‌ها:
اين موضوع يكي از پيچيده‌ترين مباحث سنگ شناسي آذرين است وتاكنون دانشمندان زيادي روي اين مبحث كار كرده‌اند كه بعضي از آن‌ها نيز منشاء خاص براي آن ذكر كرده‌اند. باون (1928) بر اساس كارهاي آزمايشگاهي پيشنهاد نمود كه تمام سنگهاي آذرين از يك ماگماي بازالتي مادر منشاء مي‌‌گيرند. براساس اين مدل اختلاف سنگ‌هاي آذرين در ميزان تبلور بخشي در ماگماي اوليه است. ولي بسياري از زمين شناسان بخصوص در اروپا، براساس اطلاعات صحرايي و آزمايشگاهي اين نظريه را رد نموده‌‌اند. اين محققين با استناد به ارتباط بين ميگماتيت‌ها و گرانيت‌ها پيشنهاد نموده‌اند كه گرانيت‌ مي‌تواند محصول يك دگرگوني درجه بالا باشد. اصولاً دو ايده كلي در اين مورد وجود دارد:
الف) گرانيت‌ها از انجماد مواد مذاب سيليكاته به وجود مي‌آيند. يعني گرانيت‌ سنگي است كه حالت مايع را پشت سر گذاشته است. اين نظريه در بر گيرنده ايده باون است كه گرانيت از تفريق يك ماگماي مادر بازالتي حاصل شده است و هم مؤيد نظر دانشمنداني چون پنكلر و فون پلاتن (1957) است كه گرانيت را حاصل ذوب بخشي رسوبات پليتي مي‌دانند.
ب) براساس اين نظريه كه به فرضيه‌ي گرانيتي‌ شدن موسوم است. گرانيت ازتبلورمجدد و تغيير و تبديل تركيبات جامد و بدون آنكه از حالت مايع عبور كرده باشد به وجود مي‌آيد. يعني باتوليت‌هاي گرانيتي براثرمتاسوماتيزم سنگ‌هاي قبلي و در حالت جامد تشكيل شده‌اند. معتقدين به اين نظريه مسئله جا را براي گرانيت‌ مورد توجه قرار داده‌اند و با توجه به اينكه فضاي خالي براي استقرار چنين حجم عظيمي از توده‌هاي گرانيتي در پوسته‌ي زمين وجود ندارد پيشنهاد مي‌نمايد كه گرانيت به صورت در جا و بدون عبور از حالت مايع و از تبلور مجدد مواد با تركيب مناسب به وجود مي‌آيد

واژه آنكلاو توسط لاكروا (1890) براي توصيف قطعات سنگي بيگانه موجود در سنگ‌هاي آذرين پيشنهاد گرديد انكلاوها در هر اندازه‌اي كه باشند (به طور چند ميكرو متر تا چند صد متر) كاملاً توسط سنگ ميزبانشان احاطه شده‌اند. اگر چه آنكلاوها از مجموعه‌اي از كاني‌هاي مختلف تشكيل شده‌اند اما در مواردي ممكن است به صورت محلي فقط از يك كاني تشكيل شده باشند. حتي بعضي انكلاوها نيز تنها از بلورهاي منفرد تشكيل شده‌اند. در حالت اخير مشكل مي‌توان ثابت كرد كه آن‌ها انكلاو هستند. در نوشته‌هاي قديمي‌تر انكلاوها را قديمي‌تر از سنگ‌هاي ميزبانشان در نظر مي‌گرفتند اما مطالعات اخير نشان مي‌دهد كه هميشه اينچنين نيست. بعضي انكلاوها از اخلاط ماگماها حاصل گرديده‌اند و با گرانيتوئيدهاي در برگيرنده‌شان همسن هستند.
بررسي‌ها نشان مي‌دهد كه اين انكلاوها در سنگ مادر حل شده‌اند چون دماي ذوب بالاتري داشته‌اند و به صورت تيره‌تر از سنگ مادر ديده مي‌شوند و به آنها ميكرو آنكلاوهاي مافيك (MME) گفته مي‌شود و از نظر كاني‌ شناختي هم تركيب مافيك داشته و شامل كاني‌هايي چون هورنبلند، بيوتيت و

پلاژيوكلاز هستند. اين انكلاوها از نظر بافت هم نسبت به سنگ‌هاي اطراف ريزترند. رنگ درانكلاوها به سمت داخل تيره‌تر شده و به سمت سنگ مادر روشن‌تر مي‌شود و اين حالت ايجاد حاشيه‌ي با رنگ و تركيب شيميايي مي‌كند
ايجاد انكلاو:
در مورد چگونگي ايجاد انكلاو ذكر اين نكته ضروري است كه ماده مذاب سنگ‌هاي اطراف خود را گرم مي‌كند ولي سقف ماده مذاب (حجره‌ي ماگمايي) انبساط حاصل مي‌كند و شكستگي در آن ايجاد مي‌شود و اين باعث ايجاد ريزش سقف ماده مذاب مي‌شود حال ماگما در اثر بازشدن سقف به سمت بالا حركت مي‌كند و در درز و شكاف‌هاي موجود در سنگ‌هاي
بالايي نفوذ مي‌كند و با فشار در آن‌ها تزريق مي‌شود.
انواع شكل‌هاي انكلاوها:
انكلاوها شكل‌هاي مختلفي دارند كه هر كدام يك علت خاص دارد. بعضي در اثر فشار زياد در يك جهت خاص بيضوي شكل‌اند. بعضي‌ها در اثر طي مسافت زياد در ماگما گرد هستند. و بعضي در اثر فاصله كم با ماگماي منشاء زاويه دارند.

nashriedoostane

ساخت های موجود در سنگهای آذرین

ساخت های موجود در سنگهای آذرین به دو بخش تقسیم می شود:



1) ساخت های اولیه سنگهای آذرین خروجی

الف ) گدازه ( مشخصات گدازه ها و ساخت گدازه ها )

ب ) آتشفشان ها ( 1. مخروط آتشفشانی 2. دهانه )



2) ساخت های اولیه سنگهای آذرین نفوذی

الف ) انواع توده های نفوذی هم شیب

ب ) انواع توده های نفوذی ناهم شیب





ساخت های اولیه سنگهای آذرین خروجی


الف ) گدازه

هنگامی که ماگما به سطح زمین راه می یابد ، در سطح زمین جریان یافته و پس از سرد شدن ، گدازه ها را بوجود می اورد .

گدازه ها ، توده های آذرین لایه شکلی هستند که ضخامتشان در مقایسه با گسترش عرضی آنها ناچیز است . حالت گدازه تابع مشخصات زمینی است که در ان جریان می یابد . مثلا در مواردی که زمین تقریبا مسطح باشد ، گدازه نیز قشر کم و بیش افقی خواهد بود ، در صورتی که در دامنه آتشفشانها ، گدازه ها به حالت شیب دار مشاهده می شود .


مشخصات گدازه ها : ضخامت گدازه ها معمولا در حدود چند متر است و گدازه های باضخامت بیش از 100 متر ، فوق العاده نادر است . گسترش عرضی گدازه ها تا حد زیادی به جنس آنها بستگی دارد . گرانروی گدازه های بازی و متوسط کم است ، بنابراین ، این دسته از گدازه ها ، به اسانی جریان افتاده و سطح وسیعی را در بر می گیرند . ضخامت این دسته از گدازه کم و بیش در سرتاسر آن یکسان است . گدازه های اسیدی ، لزج ترند و بنابراین ، گسترش چندانی ندارند و غالبا به صورت توده های عدسی شکل اند .


ساخت گدازه ها : الف) ساخت منشوری ب) ساخت بالشی ج) تغییرات داخلی قشر گدازه


ب ) آتشفشان ها

آتشفشان ها نیز اشکال دیگری از ساخت های اولیه سنگهای آذرین خروجی اند که در اثر خروج ماگما ، بوجود می آیند .مهم ترین قسمت های یک آتشفشان از نظر زمین شناسی ساختمانی ، مخروط و دهانه آتشفشان است که اینک به بررسی آنها می پردازم .



1. مخروط آتشفشانی ، مخروط آتشفشانی در اثر سرد شدن و تجمع مواد خروجی آتشفشان به وجود می آید این گونه ساختمآنها را از نظر های مختلف می توان تقسیم بندی کرد . مثلا اساس تقسیم بندی سنگ شناسی ، جنس سنگهای تشکیل دهنده مخروط و اساس طبقه بندی فیزیوگرافی ، مرحله فرسایش ان است اما در زمین شناسی ساختمانی ، مخروط ها را از نظر ساختمان داخلی طبقه بندی می کنند . در این تقسیم بندی ، می توان انواع مخروط های زیر را تشخیص داد :


الف ) مخروط گدازه ای ، این مخروط ها از گدازه های خیلی سیال تشکیل شده و به همین جهت دارای دامنه های کم شیب اند . این مخروط ها تماما از جنس گدازه اند . و در مورد آنها قسمت اعظم ماگما از درون دهانه اصلی آتشفشان ، خارج شده است .در مواردی که ماگماهنگام خروج از آتشفشان سرد و لزج باشد ، در فاصله کمی پس از خروج از دهانه ، منجمد می شود و مخروط پر شیبی را به وجود می اورد که بنام هورنیتو موسوم است .


ب ) مخروط های آذر آواری ، این مخروط ها در نتیجه تجمع مواد اذر اواری که از آتشفشان خارج می شود تشکیل شده و در بعضی موارد ممکن است دارای دامنه های پر شیب باشد .


ج ) مخروط مرکب ، این مخروط ها از قشر های متناوب گدازه و مواد اذر اواری تشکیل می شود . در این گونه مخروط ها ، قسمت اعظم ماگما از دهانه های فرعی آتشفشان خارج می شود .


2. دهانه ، قسمت بالایی مخروط آتشفشان ، بنام دهانه خوانده می شود بسته به وضعیت دهانه ، حالات زیر را می توان تشخیص داد :


الف ) کرارتر : کرارتر فرورفتگی موجود در انتهای مخروط آتشفشان است که در حالت کلی ، به صورت یک مخروط ناقص در بالای ان قرار دارد . قطر قسمت پائین کرارتر معمولا کم است و ندرتا از 300 متر تجاوز می کند اما قطر قسمت بالای ان ، در اثر ریزش دیواره ، ممکن است خیلی زیاد باشد .کرارتر معمولا در اثر انفجار در قسمت های بالایی دود کش آتشفشان ، بوجود می آید .


ب ) کالدرا : کالدرا فرورفتگی بسیار بزرگی است که در قسمت های بالایی آتشفشان به وجود می آید . مقطع این فرورفتگی ، معمولا دایره و در بعضی موارد نامنظم است . قطر کالدرا ممکن است به جندین کیلومتر برسد .کالدرا در نتیجه تخریب دیواره دهانه آتشفشان به وجود می آید .


^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^^



ساخت های اولیه سنگهای آذرین نفوذی



در زمین شناسی ساختمانی ، توده های نفوذی را بسته به وضعیت آنها نسبت به سنگهای مجاور ، به دو دسته توده های هم شیب و ناهم شیب تقسیم می کنند . هر یک از این گروه ها ، بسته به شکل و ابعاد توده خود به گروه های کوچک تر تقسیم می کنند .

معمولا در مجاورت توده نفوذی ، طبقات رسوبی یا سنگهای دگرگونی حاوی شیستوزیته وجود دارد . اگر توده نفوذی با سطح لایه بندی طبقات رسوبی یا شیستوزیته سنگهای دگرگونی مجاور موازی باشد ، ان را توده نفوذی هم شیب و در غیر این صورت ، ناهم شیب می گویند .


الف ) توده های نفوذی هم شیب


1. سیل ها ، سیل ها ، که بنام ورقه نیز خوانده می شوند ، توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که به موازات لایه بندی یا شیستوزیته طبقات مجاور ، تشکیل می شوند . گسترش سیل ها در بعضی موارد فوق العاده زیاد و ممکن است به چندین هزار کیلومتر مربع برسد . نکته جالب ان است که در بسیاری حالات ، ضخامت سیل نیز تقریبا ثابت باقی می ماند . بدیهی است سن سیل همواره از سن سنگهای درون گیر خود ، کمتر است .از نظر وضعیت ، سیل ممکن است به حالت افقی ، قائم و یا مایل دیده می شود . و بدیهی است در هر حالت ، تابع مشخصات لایه های اطراف خود باشد . ضخامت سیل از چند سانتیمتر تا چند صد متر ممکن است تغییر نمآید .


2. لاکولیت ها ، لاکولیت ها توده های نفوذی عدسی مانندی هستند که در فصل مشترک لایه ها نفوذ کرده و طبقات رویی را به صورت گنبد در می اورند . باتوجه به این تعریف ،در می یابیم که لاکولیت مشابه سیل ها هستند با این تفاوت که گسترش عرضی لاکولیت ها فقط چند برابر ضخامت آنها ست در صورتی که در مورد سیل ها ، ممکن است به چندین برابر برسد . سنگهای آذرین تشکیل دهنده لاکولیت معمولا از نوع متوسط و بازی ( مثل آندزیت نفلین سنییت) می باشد .


3. لوپولیت ها ، لوپولیت ها توده های نفوذی وسیعی اند که در نتیجه نفوذ ماگما در ساختمان های تشتکی شکل به وجود می ایند . ماگما تشکیل دهنده لوپولیت معمولا از نوع بازی می باشد .


4. فاکولیت ها ، فاکولیت ها توده های نفوذی کوچکی هستند که به شکل عدسی ، در خط الراس تاقدیس ها و یا در خط القعر ناودیس ها ، تشکیل می شوند . بایستی توجه داشت که تنها در حالاتی فاکولیت ها جزو ساختمآنهای اولیه سنگهای آذرین به شمار می ایند که سنگها ، قبلا به صورت تاقدیس یا ناودیس چین خورده باشند و در حالتی که یک توده نفوذی مثل سیل ، همراه با طبقات درون گیر خود چین بخورد ، ساختمان حاصله را بایستی در گروه ساخت های ثانوی ، طبقه بندی کرد .



ب ) توده های نفوذی ناهم شیب


1. دایک ها ، دایک ها توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که طبقات اطراف خود را قطع می کنند . دایک ها غالبا در نتیجه تزریق ماگما در داخل شکستگی سنگها به وجود می ایند . در حقیقت فرق دایک و سیل ، تنها در نحوه قرار گرفتن این توده ها نسبت به طبقات اطراف است و در مورد آنها نیز همانند سیل ها ، می توان انواع ساده مکرر ، مرکب و تفریق شده راتشخیص داد .
ضخامت دایک ها معمولا چند سانتی متر تا چند متر است ولی در بعضی موارد می توان دایکهای خیلی نازک یا خیلی ضخیم را نیز مشاهده کرد . گسترش دایک ها نیز متفاوت است و در بعضی موارد می توان تا چندین کیلومتر یک دایک راتعقیب کرد .


2. دودکش های آتشفشانی ، قسمت هایی از ماگما را که در داخل دود کش آتشفشانی منجمد می شود ، بایستی جزو توده های نفوذی نا هم شیب منظور کرد . بدیهی است این گونه توده ها را ، تنها پی از فرسایش قسمت های رویی ، می توان مشاهده کرد . فصل مشترک دود کش های آتشفشانی با سنگهای اطراف ، اغلب به حالت قائم و یا با شیب زیاد است . مقطع آنها نیز غالبا دایره ای و گاهی نیز به حالت غیر مشخص است . قطر دود کش های آتشفشانی متفاوت است و از چندین ده متر تا 1.5 کیلومتر تغییر می کنند .


3. باتولیت ها ، باتولیت ها توده های نفوذی بزرگی اند که قسمت بالایی شان به شکل گنبد است . بر اساس مطالعات انجام شده ، گسترش باتولیت ها با عمق زیاد می شود . به عبارت دیگر ، فصل مشترک این توده های نفوذی با سنگهای اطراف ، به طرف خارج توده شیب دارد . گسترش باتولیت ها زیاد و عموما بیش از 100 کلیومتر مربع است . عمق باتولیت ها دقیقا مشخص نشده است و بنابر بعضی از عقآید ، این توده های نفوذی با منبع ماگما اولیه مرتبط می باشند .


4. استوک ها ، استوک ها نیز توده های نفوذی مشابه باتولیت ها اند ولی وسعت آنها از 100 کلیومتر مربع کمتر است . شکل کلی استوک ها نامنظم است و در بعضی موارد ، به حالت کم و بیش استوانه ای دیده می شوند .ماگمای تشکیل دهنده استوک ها معمولا از نوع متوسط تا بازی است
[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

این پست آخر به زمین شناسی ساختمانی هم مربوطه .

[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

sill
[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

batholith
[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

سنگ‌هاي آذرين حجم عمده پوسته زمين را تشکيل مي دهند و معمولاً از تعداد محدودي کاني تشکيل شده است کاني هاي عمده سنگ‌هاي آذرين (حدود نيم دو جين) از عناصر اکسيژن (O2)، سيليسيوم (Si)، آلومينيم (Al)، کلسيم (Ca)، منيزيم (Mg)، آهن (Fe)، تيتانيم (Ti)، سديم (Na) و پتاسيم (K) تشکيل شده اند اين کاني ها در سنگ‌هاي پلوتونيک و ولکانيک به طور عمده وجود دارند. ساير کاني هاي سنگ‌هاي آذرين به صورت فرعي و يا کمياب با ترکيب غير معمول در سنگ‌هامي توانند وجود داشته باشند. از کاني هاي حاوي سنگ‌هاي آذرين مي توان کاني هاي زير را نام برد

گرچه سيليس فراوان ترين عنصر تقريباً کليه سنگ‌هاي آذرين بوده و يکي از اساسي ترين کاني هاي اين سنگ‌هامي باشد اما اکسيد مزبور (SiO2) به ندرت تشکيل يک فاز جداگانه در سنگ‌هاي آذرين با ترکيب شيميايي کمتر از (SiO2<60-55) مي دهد.

چند شکلي يا پلي مرفهاي سيليس عبارتند از: کوارتز، تريديميت، کرسيتوباليت، کوئزيت و استيشويت، معمولترين کاني بين آن‌هاکوارتزمي باشد کاني اخير به صورت دانه هاي بي شکل يا به طور هم رشد با فلدسپار آلکالن در سنگ‌هاي پلوتونيک فلسيک ساب آلکالن ظاهر مي شود در صورتيکه در سنگ‌هاي آتش‌فشاني سيليسي و به‌ويژه سنگ‌هاي ايگنيمبريتي بشکل درشت بلور يا فنوکريست ظاهر مي شود سيليس حرارت بالا (تريديميت)

وابسته به سنگ‌هاي آتش‌فشاني و نيم ژرف است کاني مزبور غالباً ضمن سرد شدن به کوارتز مبدل مي شود. کريستوباليت اساساً در شکستگيها و حفرات از طريق فرآيند هيدروترمال بر جاي گذاشته مي شود و يک فاز نيمه پايدار (metastable) محسوب مي گردد. کوئزيت (منوکلينيک) و استيشويت (تتراگونال) اشکال فشار بالا سيليس با چگالي (3 g/cm 35/4 و 3 g/cm 93/2) مي باشند شرايط تشکيل آن‌هادر تحت فشارهاي بسيار بالا مانند در بخشهاي عميق گوشته و يا در سنگ‌هايي که مورد اصابت شديد شهاب سنگ‌هاي عظيم قرار گرفته اند و بالاخره در سنگ‌هايي که متحمل انفجارهاي هسته اي قرار گرفته اند مي باشد.

کوئزيت به صورت ادخال در بلورهاي الماس که از اعماق حدود صد کيلومتري و يا بيشتر به سطح زمين رسيده اند ديده شده است. انجماد سريع مايعات سيليکاته و شيشه‌ها مي تواند حاوي مقادير مهمي SiO2 باشد بدون آنکه هسته گذاري و يا بر جاي گذاري کاني سيليس صورت گرفته باشد به همين علت مقدار کاني کوارتز در سنگ‌هاي آتش‌فشاني با ترکيب ميانه و فلسيک هميشه کمتر از ميزان مشابه (از نقطه نظر ترکيب معادل شيميايي) موجود در سنگ‌هاي دروني است. سيليس قابليت حل بالايي در مايعات آبکي دارد (به‌ويژه در حرارت و فشار بالا)، به همين علت سيليس به راحتي از شيشه‌هاي آتش‌فشاني توسط محلولهاي گرمابي و آبهاي جوي شسته شده و مي تواند در حفرات به شکل سيليس بي شکل يا آمورف (اوپال و کلسدوئن) ته نشست شود اين اکسيد (سيليس) همچنين در سيالات آبکي در مراحل نهايي تبلور توده سنگ‌هاي پلوتونيک تمرکز يافته و به شکل بلورهاي خود شکل در ابعاد نسبتاً بزرگ به هنگامي که سيالات مزبور بدرون شکستگي هاي باز در اطراف توده هاي نفوذي هجوم مي برند تشکيل مي شود. کوارتز و تريديميت در واقع تنها کاني هاي معمول سنگ‌هاي آذرين بوده که تشکيل سري محلول جامد نمي دهند بنابراين روابط آن‌هانسبتاً ساده مي باشد

سنگ‌هاي بسيار آلکالن ممکن است کمي سيليس داشته باشند که بتوانند فلدسپار را بعنوان تنها کاني آلومينوسيليکات بسازند بنابراين يک يا چند فلدسپاتوئيد از قبيل نفلين، لوسيت يا کاني هاي وابسته باشند آناليسم، سوداليت، نوزآن و زئوليتها ساخته مي شوند. اين کاني ها بعنوان هم ارزهاي با کمبود سيليس فلدسپات‌ها در نظر گرفته مي شوند و با کاني هاي گروه سيليس نمي توانند همزيستي داشته باند. لوسيت در فشارهاي بالا ناپايدار است بنابراين در سنگ‌هاي پلوتونيک ناشناخته است اما در لوسيت بازانيتها، و يوميگسيت و بر فراز سنگ‌هاي بسيار غني از پتاسيم (که معمولاً سنگ‌هاي غيرعادي اند) ملاحظه ميشود اين سنگ‌هابه‌ويژه در سرزمينهاي قاره‌اي ديده مي شوند. اشکال نفلين تحت شرايط گسترده تري وجود دارند و در سنگ‌هاي پلوتونيک از انواع مافيک و اولترامافيک تا نفلين سي نيتها ديده مي شوند اين کاني در سنگ‌هاي آتش‌فشاني بسيار غني از سديم مانند سنگ‌هاي مافيک بازانيتي تا فلسيک فنوليتي ديده مي شوند. هر دو فلدسپاتوئيد (نفلين و لوسيت) تمايل به ناپايداري در حرارتهاي پائين دارند. لوسيت ضمن سرد شدن بهم رشدي ارتوکلاز و نفلين بدل ميشود (پزودولوسيت) و نفلين نيز به آساني به آناليسم و سوداليت و زئوليتها دگرسان و بدل مي شود. Or Ab NaAISi3O8 -----------> KAISi3O8NaAISiO4 ------------> KAISi2O6Lu Nephملي ليت نيز معادل آنورتيت است

پيروکسن‌ها بعد از فلدسپارها فراوان ترين سنگ‌هاي پوسته اي هستند آن‌هاچندين شکل ساختماني و ترکيبات متعدد دارند (شکل 22) پيروکسن‌هاي غني از کلسيم عادي ترين تشکيل دهنده کليه سنگ‌هاي آذرين هستند اما پيروکسن‌هاي فقير از کلسيم تنها در سنگ‌هاي ساب آلکالن و برخي از انواع سنگ‌هاي اولترامافيک مي تواند تشکيل شود. پيروکسن‌هايي با ميزان متوسط کلسيم را بعنوان اوژيتهاي ساب کلسيک خوانده و اگر در تمام سنگ‌هاي آتش‌فشاني يافت نشود در اغلب آن‌هاوجود دارد اين پيروکسن‌ها به‌ويژه در زمينه سنگ‌هاي آتش‌فشاني وجود داشته و ندرتاً در سنگ‌هاي پلوتونيک ديده مي شوند. هر دو گروه پيروکسن‌هاي فقير و غني از کلسيم تشکيل سري هاي محلول جامد داده و بين اعضاي منيزيم و آهن دار ملاحظه مي گردند و به طور محدود با ديگر عضو (کلسيم دار) مشاهده مي شوند. سريهاي غني از کلسيم (انواع ديوپسيد ـ هدنبرژيت) نيز تشکيل سري محلول جامد پيوسته مانند پلاژيوکلاز و اوليوين را مي دهند پيروکسن‌هاي کلسيم دار بسيار غني از آهن بدواً در سيستم تري کلينيک به صورت ولاستونيت آهندار يا فروبوستاميت (پيروکسنوئيدها) متبلور شده و سپس در اثر سرد شدن به صورت سيستم منوکلينيک تشکيل هدنبرژيت مي دهند.

ماگماهاي محدودي ممکن است به اين درجه از غني شدگي از آهن برسند و مثالهاي طبيعي برگشتي، ناياب است. نوع غني از آلومينيم ]آکرمانيت [Ca Al(Al,Si)O6 ممکن است هم به شکل منوکلينيک و هم به صورت پيروکسن‌هاي ارتورمبيک يعني به ترتيب (Mg,Fe)Al2SiO6 , CaAl2SiO6 ظاهر شوند اما معمولاً به صورت پيروکسن‌هاي منوکلينيک غني از کلسيم بيشتر ظاهر مي شوند. به همين صورت انواع تيتانيوم دار و تا حدودي کمتر کروم دار مي توان تشکيل شود. انواع پيروکسن‌هاي سديک با مؤلفة آهن فريک (Fe +3)، آکميت (NaFe+3 Si2O6) در سنگ‌هاي غني از آلکالن فراوان بوده در حالي‌که ژادئيت (NaAlSi2O6) تشکيل دهنده مؤلفة مهم کلينوپيروکسن‌هاي سنگ‌هاي مافيک يا اولترامافيک فشار بالا است. دو علت اساسي موجب ورود آلومينيم به ساختمان پيروکسن‌ها مي شود که عبارتند از ترکيب مايع و فشاري که در آن کاني پيروکسن تبلور مي يابد. هنگاميکه پيروکسن‌ها از مايعات با ميزان سيلسيم کم متبلور مي شوند آلومينيم مي تواند جانشين سيلسيم در موقعيت تتراهدري (کور ديناسيون چهارگانه) گردد و نتيجة آن افزايش بعد طولي بلورشناسي C در واحد سلولي بلور است. اين جانشيني آلومينيم به جاي سيليسيم غالباً مترادف با جانشيني تيتان به جاي Mg و آهن براي حفظ تعادل بار يا شارژ يوني است. آلومينيمي که در فشارهاي بالا وارد پيروکسن‌ها مي گردد طريق خاصي را دنبال مي کند اين عنصر به طور همزمان هم جانشين عنصر سيليسم و هم جانشين منيزيم و آهن مي گردد و با ورود به موقعيت اکتاهدري (به جاي منيزيم و آهن) سبب کاهش ابعاد بلورشناسي b و c مي گردد اين عنصر ممکن است به صورت ملکول ژادئيت (NaAlSi2O6) ظاهر شود که در اين حالت موجب کاهش بيشتر حجم ملکولي گردد در زير بعنوان مقايسه حجم ملکولي اعضاي نهايي معرفي شده است. 3 A438 (Ca Mg Si2 O6) ------ ديوپسيد A3 7/421 (Ca Mg Si2 O6) ------- کلسيم چرماکيت A3 405 (Ca Mg Si2 O6) -------- ژادئيتبدين ترتيب جانشيني هر دو پيروکسن‌هاي آلومينيم دار موجب کاهش حجم ديوپسيد گشته و انتظار مي رود که تحت فشارهاي بالا تشکيل شود.

تبلور پيروکسن‌هاي فقير از کلسيم مشابه ساير کاني هاي محلول جامد بوده ولي به دو علت پلي مرف فقير از کلسيم موجود در طبيعت پيچيده است: يکي نوع حرارت بالا در سيستم منوکلينيک يعني کلينوانستاتيت يا پيژئونيت ديگري نوع حرارت پائين در سيستم ارتورمبيک يعني انستاتيت يا هيپرستن.

حرارت تبديل شدگي مابين اين دوگروه پيروکسن (حرارت بالا منوکلينيک، کلينوپيروکسن‌ها) و (حرارت پائين ارتورمبيک، ارتوپيروکسها) با افزايش آهن کم مي شود (همان‌گونه که سوليدوس و ليکيدوس اين سريها عمل مي کند). به طوريکه دو دسته منحني ها يکديگر را در ترکيبهاي ميانه (بين Mg دارها و Fe دارها) قطع مي کنند. يک مايع غني از منيزيم که بدواً در سيستم ارتورمبيک متبلور مي شود با سردشدن تدريجاً غني از آهن مي شود و با قطع منحني تبديل Cpx – Opx به شکل پيروکسن منوکلينيک يعني پيژئونيت تبديل مي شود. در سنگ‌هايي که به آهستگي سرد مي شوند پيژئونيت به هيپرستن تبديل مي شود اما چون بيشتر سنگ‌هاي آتش‌فشاني سريع سرد مي شوند مانع بدل يافتگي پيژئونيت مي گردد و بنابراين پيژئونيت بعنوان يک فاز نيمه پايدار (متااستيبل) باقي مي ماند. چنانچه از ساختمان متفاوت اين پيروکسن‌ها انتظار داريم ميزان و دامنه محلول جامد بين اشکال منوکلينيک و ارتورمبيک محدود است يک منحني وسيع سولوس موجب جدايش ترکيبات همزيست در ساب سوليدوس مي گردد در ضمن سرد شدن هر يک از اعضاي نهايي تمايل به خالص شدگي (ضمن جدايش از يکديگر) پيدا مي کند جدايش دو شکل پيروکسن‌ها داراي طرح بلورشناسي مشخص است هنگامي که فرم با شکل پايدار پيروکسن فقير از کلسيم ارتورمبيک است، تيغه هاي جدايش يافته در امتداد سطح (100) درون بلور ميزبان قرار دارد ولي اگر پيروکسن فقير از کلسيم منوکلينيک باشد تيغه ها در امتداد سطح (001) قرار مي گيرد.

اين ارتباطها بدون توجه ميزبان انجام مي گيرد اگر جدايش زماني آغاز شود که پيروکسن‌هاي پايدار هر دو منوکلينيک باشد تا زماني که پيروکسن‌هاي فقير از کلسيم ساختمان اورتوز بيابد اين جدايش ادامه مي يابد. جهت گيري تيغه ها ابتدا در امتداد سطح (001) و بعدا (100) بوده و در نهايت بلور داراي دو دسته تيغة قطع کننده با يکديگر خواهد بود به طوريکه مذاب انستاتيتي به طور ناجور تشکيل Oli+L مي دهد به همين دليل يک مايع با ترکيب انستاتيتي لزوماً ضمن تبلور اين کاني را مستقيما توليد نخواهد کرد در عوض ابتدا اوليوين متبلور شده و بعداً با مايع تحول يافته اوليوين واکنش نموده و تشکيل پيروکسن مي دهد. در شکل مربوطه (26) قلمرو ليکيدوس، منطقه ظهور پيروکسن و اوليوين و غيره نشان داده شده است.

تشکيل هدنبرژيت و پيژئونيت يعني نوع حرارت بالا منوکلينيک فقير از کلسيم نشان داده شده است در شکل ديگر محل منحني خطي مايعات کوتکتيک که با اشکال مختلف همزيستي دارند و در ضمن مراحل تحولي مختلف متبلور ميشوند (ضمن کاهش حرارت مايع و غني شدگي از آهن) نشان داده شده است. پيژئونيت معمولاً داراي (9%-5%) مؤلفه ترکيبي از کلسيم (CaSiO3 به صورت محلول جامد) مي باشد و اين ميزان بيش از حدي است که پيروکسن‌هاي ارتورمبيک تحت اين شرايط قرار دارند و محلول جامد وسيعتري را پيش خود دارند. بنابراين ساختمان منوکلينيک سهم خود را تفکيک مي کند به دليل همين اختلاف (در مؤلفه Caدار) منحني بدل شدگي که خطي ساده است در

سيستمهاي بدون کلسيم بدل به دسته اي از منحني ها شده که در هر کدام پيروکسن‌هايي با يکديگر همزيستي دارند بنابراين منحني هاي پله دار يا لبه داري به وجود مي آيد و نمودار تا انواع پيروکسن‌هاي غني از آهن پيش مي رود. رفتار تبلوري در دامنه اي از ترکيبات پيروکسن در مثالهاي فرضي بهتر مشخص شده است. شماي بلورين آن‌هادر شکلهاي مربوطه نشان داده شده است همچنين تفريق در 3 مرحله مشخص شده است که در مرحله اوليه اوژيت ديوپسيدي داراي جدايش اندکي به صورت تيغه ها به موازات سطح (100) در زماني که با انستانيت همزيست است مي باشد. واضح است که تبلور در زير منحني تبديل شدگي انواع منوکلينيک بين اورتورمبيک صورت گرفته است زير تمام جدايشها به موازات سطح (100) بوده و ثانياً مايع اوليه احتمالاً در سمت فقير از کلسيم موارد قرار داشته دانسته که در جهت نزول حرارتي مي باشد به طوريکه ابتدا اوليوين متبلور شده و سپس واکنش با مايع اوليه تشکيل آنستاتيت را داده است و سپس در اين سيستم ديوپسيد ملحق شده است (به صورت تيغة جدا شدة اوليه) اين موضوع از هسته خليج گونه اوليوين قابل درک است زيرا اگر مايع غير از اين بود مي بايست ابتدا ديوپسيد متبلور شود (نه اوليوين) و ترکيب به سمت غني از کلسيم متمايل شود.

مرحله بعدي تبلور در اشکال لبه دار نشان داده شده است که در آن ليکيدوس به سمت دره حرارتي مهاجرت مي کند و ترکيب غني تر از آهن مي شود. هر پيروکسن داراي دو دسته تيغه خواهد بود که يکي به موازات سطح (100) و ديگري به موازات سطح (001) است. اين ارتباط معلوم مي دارد که تبلور ابتدا بالاي منحني تبديل شدگي پيروکسن‌ها يعني جايي که هر دو پيروکسن منوکلينيک بوده صورت گرفته و سپس پس از سردشدگي، جدايش يک دسته تيغه روي سطح (100) تحقق يافته است. مرحله نهايي غني شدگي از آهن نيز در نمودار مربوطه نشان داده شده است. ماگما فقط يک پيروکسن يعني فرواوژيت را به جاي مي گذارد که حاوي دو دسته تيغه جدايي و نيز اوليوين غني از آهن و کوارتز است و اين دو بجاي پيروکسن، فقير از کلسيم ظاهر شده اند با نزديک شدن به سمت گوشه هدنبرژيت دره حرارتي به سمت (Di-Hd) مهاجرت نموده و تا اينکه در وراء محدودة سولوس قرار گرفته باشد و فقط يک نوع پيروکسن از مايع توليد شود.

در سنگ‌هاي ساب آلکالن اوليوين غالباً در ترکيبات مافيک تر از آندزيت يا ديوريت مشاهده مي شود و غالباً به شکل درشت بلور به‌ويژه در بازالت‌ها مشاهده مي شود اما در زمينه سنگ ملاحظه نمي شود در چنين حالاتي نيز داراي واکنش با زمينة سنگ مي باشد اوليوين غني از آهن (فاياليت) فاز پايداري را در سنگ‌هاي آتش‌فشاني فلسيک و نيم ژرف از قبيل ريوليت‌ها، گرانوفيرها و فروگابروها تشکيل مي دهد اما ندرتاً امکان تشکيل در سنگ‌هاي پلوتونيک فلسيک را دارد. در سنگ‌هاي آلکالن اوليوين مي تواند هم به صورت درشت بلور و هم در زمينه سنگ بدون توجه به درجة تفريق مشاهده شود. در واقع پايداري اوليوين در زمينه اين سنگ‌هاخود شاهد با اهميتي براي تشخيص سنگ‌هاي آلکالن از انواع سنگ‌هاي ساب آلکالن محسوب مي گردد.
اوليوين تشکيل محلول جامد بين فورستريت و فاياليت مي دهد (مشابه پلاژيوکلاز) اما با توجه به اينکه اين کاني ساختمان ساده تري دارد (نزوسيليکات) و به آساني تعادلي مي رسد بنابراين اوليوين کمتر حالت زونينگ دارد همچنين از لحاظ واکنش با پلاژيوکلاز متفاوت مي باشد. زيرا بلورهاي غني از منيزيم اين کاني در واکنش با مايع تشکيل پيروکسن مي دهد. ارتباطهاي واکنشي بعنوان مثالي از سيستم است که در آن ترکيبي حد واسط مانند انستاتيت ذوب ناجور دارد (ذوب آن تشکيل اوليوين + مايع و بالعکس مي دهد) اين واکنش در تمام دامنه ترکيبي اوليوين‌ها ملاحظه نمي شود و بر حسب درجه غني شدگي و حالت اکسيداسيون آهن واکنشها تفاوت دارد تبلور اوليوين را مي توان از مايعات آهن دار احيايي در سيستم سه گانه (SiO2 – Fo – Fa) نشان داد که اگر مايعاتي در حد فاصل مرز Fa – Fo و Fs - En باشند با واکنش کامل و تعادل در نهايت از چنين مايعاتي مجموعه اي از اوليوين و پيروکسن توليد خواهد شد که ترکيب نهايي بلورها هم ارز ترکيب مايعات اوليه خواهد بود. اما بر حسب ترکيب اوليه مايع ممکن است مسير متفاوتي وجود داشته باشد. مايع x در قسمت چپ شکل مربوطه (29) بدواً تشکيل بلور اوليوين (Ol) مي دهد و سپس مايع مسير منحني را طي مي کند و اوليوين در جهت غني شدگي از فاياليت (OB OA) (Fa) تحول مي يابد يا برخورد با مرز پري تکتيک پيروکسن در ترکيب A تشکيل مي شود و Oli ترکيب OA خواهد داشت (مماس از طرف مايع به نقطه A) پيروکسن با چنين ترکيب اوليوين همانا (PA) است که شروع به تبلور مي کند (همزمان با Oli: OA) و اين نتيجه واکنش مايع بر روي قسمتي از اوليوين هاي مراحل اوليه تبلوري است (آن‌هارا تبديل به پيروکسن مي کند).
ترکيب هر دو نوع بلور باقيمانده يعني PA و OA غني از آهن (فاياليت) مي باشد و با تحول بيشتر مايع به سمت B پيش مي رود که در آن حالت پيروکسن PA در جهت PB و اوليوين OA در جهت OB تغيير مي کند و در اين حالت ترکيب مايع اوليه X در امتداد خط الحاقي دو فاز بلورين OB و PB است يعني ترکيب مايع X هم ارز دو مجموعه بلورين OB و PB خواهد بود. مايع X در سمت راست نمودار که غني تر از Fa (مؤلفه فاياليتي) است که همان طريق تبلور مي يابد اما چون (Px-Oli) در زير الحاقي (Fs-En) گذر دارد حالت کوتکتيک پيدا مي کند (تبلور همزمان Px و Oli) بنابراين را به واکنشي ناپديد مي گردد و بلورهاي اوليوين و پيروکسن با هم متبلور مي شوند دليل اين تغيير را مي توان با آزمودن تأثيرات تبلوري يا واکنشي روي ترکيب مايع ملاحظه نمود. پيروکسن اوليه PD (مماس از نقطه D روي منحني با برخورد به Oli، OD) در زير مرز قرار دارد (مرز الحاقي (Fo-En بنابراين اگر واکنش صورت نمي گرفت مايع مي بايست به طرف مرز جابجا مي شد و هنگاميکه ترکيب پيروکسن با نقطه C برخورد دارد در اين حالت پيروکسن PE حضور دارد و لزومي ندارد که واکنش صورت گيرد. بدون واکنش مسير هر دو مايع x و x در جهت ترکيبات غني از Fs خواهد بود (29). مايع x بعنوان مثال مانند مرحله قبل مسير منحني را طي مي کند (در قلمرو Oli) اما با رسيدن به مرز پيروکسن اين مرز را طي نمي کند (مانند مرحله قبل) اما در امتداد يک منحني مسير منحني AB را طي مي کند (از قلمرو پيروکسن‌ها) و پيروکسن‌هاي غني از آهن تشکيل مي شود تا آنکه به مرز قلمرو سيليس مي رسد سپس در امتداد مرز کوتکتيک پيروکسن ـ سيليس پائين مي آيد و کاني سيليس را تشکيل مي دهد.
اين کاني ابتدا با پيروکسن به طور همزمان متبلور مي شود و سپس با اوليوين (با پيشرفت مراحل تبلوري) تبلور مي يابد. (Oli غني از Fe) ضمنا توجه شود که در اين تغيير و تحول تبلوري ابتدا ميزان سيليس بالا مي رود (در مايع از A به (B و سپس کاهش مي يابد (از B به C و سپس (D در مايعاتي با ترکيب بالاتر از خط الحاقي (Fo-En) مانند x شکل (29) ابتدا اوليوين متبلور مي شود اما مايع در مسير منحني با رسيدن به قلمرو پيروکسن‌ها با اوليوين‌ها واکنش داده و پيروکسن را به وجود مي آورد و در نهايت مجموعه اي از پيروکسن و سيليس تبلور خواهد يافت. (شکل 28) در واقع مايع با گذر از قلمرو اوليوين و برخورد با قلمرو پري تکتيک Px در واکنش با مايع روي اوليوين، پيروکسن به وجود مي آيد مقدار کم اوليوين بزودي تمام شده و مايع مجبور است از مسير پري تکتيک منحرف شده و از وراء قلمرو پيروکسن‌ها گذر کند و به مرکز کوتکتيک پيروکسن به سيليس برسد در اين حالت به طور همزمان پيروکسن و تريديميت (يا کوارتز) تشکيل مي شود تا اينکه بالاخره ترکيب پيروکسن به PC برسد و آخرين قطره مايع مصرف شود. لازم به تذکر است که بدون واکنش در مسير مانند مرحله قبل است. پيروکسن غني از Fe، فروسيليت (Fs) در فشارهاي پائين ناپايدار است و هرگز در سنگ‌هاي آذرين يافت نمي شود و به عوض تشکيل کاني مزبور مسير پايداري به سمت تشکيل سيليس و اوليوين غني از آهن (فاياليت) پيش مي رود بدين ترتيب مايع به طور فزاينده غني از آهن مي شود و گاه تبلور پيروکسن‌هاي فقير از Ca متوقف شده و در عوض دومين نسل اوليوين با سيليس تبلور مي يابد. اين موضوع بيانگر اين مسئله است که اوليوين نه تنها در ماگماهاي بازيک متبلور مي شود بلکه در ريوليت‌هاو گرانوفيرها (سنگ‌هاي فشار پائين که Fs ناپايدار است) مي تواند با کوارتز يا تريديميت در تعادل باشد.

کاني هاي اکسيدي آهن ـ تيتانيوم دار به طور فرعي در سنگ‌هاي آذرين مشاهده مي شوند اما تقريباً همواره در سنگ‌هاي آتش‌فشاني و پلوتونيک حضور دارند اين کاني ها ممکن است به صورت فازهاي اوليه و يا در نتيجه دگرساني ساير کاني ها مانند اوليوين، آمفيبول و بيوتيت حاصل شوند حدودا 10% از کل آهن موجود در ماگماهاي طبيعي به حالت فريک (Fe+3) است که وارد ساختمان بلوري سيليکاتهاي آهندار نمي شود در عوض در همراه با آهن دو ظرفيتي فرو (Fe+2) تشکيل مگنتيت (Fe3O4) مي دهد. TiO2 به مقدار کم در سنگ‌هاي آذرين تمرکز دارد اما در حدود 3 الي 4 درصد در برخي از بازالت‌ها و گابروها به‌ويژه بازالت‌ها و گابروهاي سنگ‌هاي آلکالن مي رسد. در تمرکزهاي کمتر از 01/0 يا حدود آن بيشتر تيتانيوم توسط مگنتيت تيتانيوم دار (تيتانومگنتيت) به شکل محلول جامد مصرف مي شود اما در تمرکزهاي مهمتر تشکيل يک فاز جداگانه يعني ايلمنيت مي دهد. فازهاي اکسيدي اصلي و دامنه ترکيبي آن‌هادر شکل مربوطه (31) نشان داده شده است. مگنتيت ممکن است تا حدود 80% مؤلفه تيتانيوم دار هم ساختمان (ايزواستراکچرال) خود را يعني اولواسپنيل (Fe2TiO4) و همچنين مقدار کمي اسپنيل منيزيم و غني از آلومينيم را شامل مي شود اسپنيل هاي غني از منيزيم تحت عنوان منيزيوفريتها يا همان اسپنيل خوانده مي شود به همين ترتيب ايلمنيت مي تواند تا حدود 15% يا چيزي در اين حدود هماتيت (Fe2O3) داشته باشد

مقدار محلول جامد مؤلفة تيتانيوم دار در مگنيتيت و هماتيت در ايلمنيت را مي توان بعنوان يک عامل تشخيص درجه حرارت و حالت اکسيداسيون دانست. . در درجه حرارت پائين آن‌هامؤلفه عبور شده نشان دهد و آن‌هابه طور وسيع براي ارزيابي اين پارامترها بکار مي روند. تعادل مجدد در حرارتهاي پائين تر سريع بوده و درجة حرارتهاي تخمين زده شده را بايد با احتياط بررسي نمود. با افزايش درجات اکسيداسيون نسبت آهن فريک به آهن فرو افزايش مي يابد و در مقادير مهمتري از آهن ماگما وارد ساختمان مگنتيت مي شود و کمتر وارد سيليکاتهاي آهن فرو مانند پيروکسن و اوليوين مي شود. اين تأثير به خوبي توسط سيستم (SiO2 – Ol) در دو حالت اکسيداسيون متفاوت نشان داده شده است در سيستمي که حالت احيايي دارد آهن فريک وجود ندارد (حالت (a و همان‌گونه که در صفحات قبل نشان داده شده در سيستم اکسيد شده فاياليت توسط مگنتيت و سيليس به صورت قوي جانشين مي شود. 3Fe2SiO4 + O2 ----------- 2Fe3 O4 + 3SiO2

شرح نمودار شکل30 : تأثير اکسيداسيون با مقايسه سيستم SiO2-fay در دو حالت اکسيداسيون:

-a تمام آهن دو ظرفيتي است.

-b شرايط آتمسفري که آهن بيشتر فريک است و مگنتيت جانشين فاياليت در ليکيدوس مي شود.

کاني هاي اصلي آهن و تيتانيوم دار:

خطوط الحاقي کاني ها معرف محلول جامد بين کاني هاست کاني هاي حد واسط بين قطبها نشان داده شده است. (توضيح شکل 31).توجه شود که ميدان وسيع Mt جدا از هر دو ميدان Ol و Px بوده و دامنه مايعات تفريق يافته را محدود به سطوح پائين تري از غني شدگي آهن مي نمايد (آهن وارد کاني Mt مي شود و در مايعات تفريق يافته غني شدگي آهن به سطوح پائين تري دارد) در ماگماهاي طبيعي حالت اکسيداسيون چيزي ما بين اين دو حالت است (حالت احيا و حالت اکسيداسيون است).

برخي از واکنشهاي اکسيداسيون و احيا که غالباً به عنوان بافر ناميده مي شود استانداري در ارتباط بين حرارت و اکسيژن است آنچه در نمودار b)32) نشان داده شده است در شرايط ماگماهاي زميني و ماه است

علائم اختصاري اين نمودار شامل:

MH = مگنتيت ـ هماتيت،

NNO = نيکل ـ اکسيد نيکل،

FMQ = کوارتز ـ مگنتيت ـ فاياليت،

WM = مگنتيت ـ و ستيت،

IW = آهن خالص ـ وستيت.

ـ شرح نمودار شکل32:

ترکيبات همزيست مگنتيت و ايلمنيت بعنوان شاخص حرارت و فشار بخشي اکسيژن (فوگاسيته اکسيژن) FO2 ] درآتمسفر مي باشند. محل برخورد منحني ها براي ترکيبها در واقع نقاطي است که مي توان درجه حرارت و فشار بخشي اکسيژن زوجي از کاني هاي اکسيدي را در حال تعادل نشان دهد.

کاني هاي هيدروکسيل يعني آمفيبول‌ها و ميکاها تقريباً در تمام سنگ‌هاي پلوتونيک و در برخي از سنگ‌هاي مافيک آلکالن مشاهده مي شود. آن‌ها همچنين در برخي از سنگ‌هاي ريوليتي و داسيتي مشاهده مي گردند اما از آنجا که در حرارتهاي بالا و فشار آتمسفري ناپايدارند معمولاً در سنگ‌هاي آتش‌فشاني نسبت به سنگ‌هاي پلوتونيک هم ارز خود کمتر معمولند. هورنبلندهاي معمولي در سنگ‌هاي آتش‌فشاني ساب آلکالن و اغلب ديوريت‌ها و توناليت‌ها جزء سري پارگازيت، هاستنگزيت است. در سنگ‌هاي آتش‌فشاني ممکن است برنگ قرمز قهوه اي پررنگ (اکسي هورنبلند) ديده شود.

آمفيبول فقير از کلسيم (کومنگتونيت) در ريوليت‌هاو داسيت‌ها ديده مي شوند و ممکن است به صورت همزيست با هورنبلند معمولي باشد. در سنگ‌هاي بيشتر آلکالن مانند تراکيت‌ها، فنوليت‌ها و هم ارزهاي ساب ولکانيک (نيم ژرف) انواع آمفيبول سديک مانند ريه‌بکيت بيشتر ملاحظه مي شود. آمفيبول‌هاي فقير از آلومينيم طبق قاعده در سنگ‌هاي فلسيک بيشتر ديده مي شوند برخي از گابروهاي آلکالن حاوي آمفيبول‌هاي تيتانيوم دار نظير کرسوتيت اند ولي بارکه‌ويسيت و آرفدسونيت عمدتاً در سنگ‌هاي پلوتونيک آلکالن ديده مي شوند و معمولاً اين سنگ‌ها کمتر تيتانيوم دارند. با توجه به دامنة ترکيبي گسترده آمفيبول‌ها چنانچه مشخص شده باشد تأثير تفکيک يا تبلور بخشي آمفيبول‌ها روي ماگماهاي تفريق يافته قابل پيش بيني خواهد بود چنانچه تبلور برخي از آمفيبول‌ها نتيجه عکس ارائه دهند به عنوان مثال در جدول 7-1 ترکيب شيميايي پارگازيت در بر گيرنده کاني نورماتيو معادل معادل 12% نفلين است در حالي‌که کومنگتونيت داراي کوارتز نوماتيو حاوي 7% است. به همين دليل اولين مايعاتي که توسط ذوب بخشي سنگ‌هاي حاوي آمفيبول پارگازيتي توليد مي شوند معمولاً نسبت به مذاب حاصله از سنگي با همان ترکيب شيميايي ولي بدون اين فاز کاني هيدروکسيل غني تر از سيليس مي باشد.

اين گروه از کاني ها فراوان ترين نوع کاني هاي تشکيل دهنده پوستة زمين بوده و از اين‌رو عمده مشکله تقريباً کليه سنگ‌هاي آذرين محسوب مي شوند و به علت اينکه آن‌هادامنه اي از محلولهاي جامد تحت شرايط گوناگون را در طبيعت تشکيل مي دهند. بنابراين داراي تنوع ترکيبي و شکل مي باشند. خصوصا اسامي آن‌هادر جدول 4-1 آمده است. پلاژيوکلاز فراوان تر از فلدسپار پتاسيک بخصوص در سنگ‌هاي ولکانيک است زيرا ميزان کلسيم و سديم (بنابراين آنورتيت و آلبيت نوماتيو) بيشتر ماگماهاي مافيک و ميانه از ميزان پتاسيم اين سنگ‌هاتجاوز مي کند (ارتوز نورماتيو) و بنابراين پلاژيوکلاز به طور معمول اولين و فراوان ترين فلدسپار است که تشکيل مي شود. بيشتر پتاسيم موجود در سنگ‌هاي آتش‌فشاني به شکل عنصر فرعي به پلاژيوکلاز اضافه شده و يا در شيشه زمينه سنگ تمرکز پيدا مي کند. در سري هاي ساب آلکالن ندرتاً تشکيل فاز جدايي در سنگ‌هاي فلسيک مانند داسيت‌ها و ريوليت‌ها مي دهد.جدول 4-1- ترکيبات و خصوصيات فلدسپارهاي معمولي فلدسپار حرارت بالا با ترکيب ميانگين آنورکلاز است و در سريهاي بيشتر آلکالن، سانيدين ـ ارتوکلاز و آنورتوکلاز ممکن است مشکله هاي مهمي حتي در سنگ‌هاي کاملاً مافيک باشد. به‌ويژه در سنگ‌هاي غني از پتاسيم مانند شوشونيتها و لامپروفيرها اين موضوع به چشم مي خورد. فلدسپار پتاسيم دار در سنگ‌هاي پلوتونيک که تحت شرايط آرامي سرد مي شوند و ميزان بالاي آب شرايط تعادلي بهتري براي جدايش فلدسپار به دو فاز جداگانه فراهم مي سازد کاني معمولي تري است.

سانيدين تنها در سنگ‌هاي آتش‌فشاني بسيار پتاسيک و با گزنوليت‌هايي که تحت تأثير حرارت قرار گرفته اند و در ترکيب اوليه آن‌هاارتوکلاز و ميکروکلين بوده است يافت مي شود. نوع حرارت پائين ميکروکلين وابسته به سنگ‌هاي دروني است که متحمل شرايط تبلور دوباره دگرگوني شده اند. اعضاي نهايي اين سيستم فلدسپاري در شکل زير آمده است.

فلسپارهاي سديم و کلسيم دار (An , Ab) تشکيل سري کامل ترکيبات پلاژيوکلازها را مي دهند و به صورت سري محلول جامد متبلور مي يابند. فلدسپارهاي سديک (Ab) و پتاسيک (Or) دامنه محدودي از سري محلول جامد داشته به طوريکه محلول جامد با کاهش درجه حرارت افزايش فشار بخار آب نقصان مي يابد و An (قطب کلسيم دار) يا Or (قطب پتاسيم دار) به طور کلي فازهاي مجزا در دامنه هاي متغير حرارتي را تشکيل مي دهند و هيچگونه محلول جامدي را ايجاد نمي کنند. ارتباطهاي فلدسپاري هنگامي پيچيده مي شوند (به ترتيب سانيدين، ارتوکلاز و ميکروکلين) و مذاب ناهمگن و يا ناجور (incongruente) مي توان تشکيل لوسيت دهد. (Lu) OrKAISi3O8 ------> KAISiO2 + 2SiO2

اغلب ماگماهاي مافيک داراي ترکيب اصلي در قلمرو پلاژيوکلازها مي باشند (نسبت به منحني کوتکتيک فلدسپارها) با تبلور پيشرونده فلدسپاري چنين مايعي مسير منحني گونه از طرف قلمرو پلاژيوکلاز در جهت غني شدگي از مؤلفة آلبيتي و در جهت کاهش حرارت طي مي کند. با رسيدن به منحني کوتکتيک مايع شروع به تبلور فلدسپار آلکالي مي کند که ترکيب آن نيز با کاهش درجه حرارت به سمت مينيمم حرارتي سيستم Or-Ab (نقطه F) تغيير مي کند (مينيمم حرارتي کمترين درجه حرارت براي ذوب يا تبلور دو فاز يا چندين فاز مي باشد). درهر نقطه از اين مسير کوتکتيک مايع در حال تعادل با دو فلدسپار (طبق آنچه روي نمودار مثلثي آمده است) اما ترکيب واقعي آن‌هارا تنها با اطلاعات بيشتر مي توان بدست آورد با واکنش کامل آخرين قطره مذاب ناپديد شده و آن هنگامي است که همزيستي دو فلدسپار در تعادل با مايع اوليه x باشد. معمولاً واکنش کامل نيست و مايع شروع به پائين آمدن تا نقطه F مي نمايد، چون پلاژيوکلاز نياز به ميزان سردشدگي مهمي براي هسته گذاري و تبلور اوليه دارد بنابراين نياز به سردشدگي آرام براي واکنش تعادلي خواهد داشت اين کاني ها حتي در بلورهاي منفرد داراي دامنه ترکيبي وسيعي مي باشند و پلاژيوکلازهاي با منطقه بندي يا زونينگ نوساني از ويژگي‌هاي کاني هاي مزبور مي باشد در سنگ‌هاي آذرين پلاژيوکلازها غالباً ارتباطهاي وسيعي هم سو با آنچه در نمودار ساده مثلثي نشان داده شده مي توانند داشته باشند مثلاً ميزان آنورتيتهاي درشت بلور بدواً متبلور شده بيش از مقدار پلاژيوکلازهاي زمينه سنگ آذرين است.

با اين حال تفاوتهايي بين سيستم طبيعي و آنچه به طور تجربي بدست آمده وجود دارد. مثلاً درجه حرارتهاي تبلوري در ماگماها کمتر بوده (نسبت به سيستم تجربي) زيرا ساير ترکيبات در مايع حضور دارند و شکلهاي مربوط به منحني هاي ليکيدوس و سوليدوس هنگاميکه ساير فازها به طور همراه تشکيل مي شوند تغيير مي نمايد. بين سيستم سادة دوتايي و سيستمهايي که داراي ترکيبات و مؤلفه هاي ترکيبي ديگري مي باشند تفاوتهايي وجود دارد مانند هنگاميکه ديوپسيد نيز به سيستم پلاژيوکلازها اضافه مي شود وضعيت تغيير مي کند. ليکيدوس و سوليدوس پلاژيوکلازها با مقدار ديوپسيد پائين مي آيد بنابراين مقدار پلاژيوکلازي که در يک فاصله حرارتي متبلور مي شود تغيير مي کند زماني که پلاژيوکلاز تنها متبلور مي شود (از X تا L) و از P1) تا P2) شيبهاي ليکيدوس و سوليدوس تندتر بوده و ديوپسيد در مايع باقيمانده افزايش مي يابد سپس منحني ها هموارتر شده (از L1 تا L2 و از P2 تا (P3 و ميزان ديوپسيد در مايع کاهش مي يابد. توجه شود که تغيير ترکيبي با تغيير کمي درجه حرارت هنگاميکه مايع روي کوتکتيک است پيش مي رود که مي توان آن را با سيستم ساده دوتايي آلبيت، آنورتيتي در همان فاصله حرارتي مقايسه نمود.

فلدسپارهاي آلکالن تشکيل يک سري پيوسته محلول جامد در درجه حرارت با F مي دهند و اگر سري ماگما سرد شود ممکن است همگني حفظ شود (با ترکيب حد واسط فلدسپار). بدين ترتيب يکي از فلدسپارهاي حرارت بالا يعني سانيدين يا آنورتوکلاز در سنگ‌هاي آتش‌فشاني غني از آلکالن يافت مي شوند در حالي که در سنگ‌هاي پلوتونيک که به آرامي سرد مي شوند چنين ترکيب ماگمايي فاقد فلدسپارهاي مزبور (آنورتوکلاز يا سانيدين) مي باشند و در عوض آن‌هاداراي دو نوع فلدسپار يعني ارتوکلاز و پلاژيوکلاز آلبيتي مي باشند که به شکل هم رشد يا فازهاي بلوري کاملاً مجزا ظاهر مي گردد

توده‌هاي نفوذي گرانيتي معمولاً بين 1 تا 4 درصد آب دارند كه همراه با ساير مواد فرار از مراحل آغازين و اصلي تبلور ماگما رانده شده و در فازهاي پاياني تبلور تجمع مي‌يابند. بخش رقيق باقيمانده ماگما كه سرشار از مواد فرار است، انباشته از عناصري است كه به دليل داشتن شعاع يوني بسيار بزرگ و يا خيلي كوچك از شبكه تبلور كاني‌هاي اصلي ماگما به فازهاي پاياني تبلور رانده شده‌اند. اين ماگماي داغ و رقيق به بخش‌هاي فوقاني توده نفوذي رانده شده و به درون شكاف‌ها و فضاهاي خالي توده نفوذي و حتي سنگ‌هاي در برگيرنده توده نفوذ مي‌كند. در اين فضاهاي خالي به دليل كاهش فشار و كاهش دما مذاب در دماهاي بين 650 تا 550 درجه سانتيگراد شروع به تبلور مي‌نمايد. به دليل رقيق بودن مذاب و در نتيجه كاهش هسته‌اي تبلور كاني‌هاي متبلور شده غالباً بسيار بزرگ هستند و مي‌توانند با سرعت زيادي آزادانه و بدون برخورد با بلورهاي مجاور رشد نمايند. محصول نهايي اين فرآيند، سنگي است درشت بلور با كاني‌هاي بسيار درشت و حاوي عناصر كمياب، بعضاً سرعت رشد برخي از بلورها تا 30 سانتيمتر در روز برآورد شده است. مواد معدني مهمي كه از پگماتيت‌ها بدست مي‌آيند عبارتند از : كاني‌هاي ليتيم‌دار، كاني‌هاي بريليوم‌دار، ميكاها، كاني‌هاي حاوي عناصر كمياب، كاني‌هاي قيمتي، كاني‌هاي تنگستن، فلدسپات‌ها، كاني‌هاي حاوي قلع، اورانيوم و نيوبيوم. از طرفي برخي از اين مواد معدني نظير كاني‌هاي بريليوم‌دار منحصراً از كانسارهاي پگماتيتي بدست مي‌آيند و منبع ديگري براي استحصال آنها در طبيعت وجود ندارد و از طرف ديگر پگماتيت‌ها بهشت كاني‌شناسان و علاقمندان جمع‌آوري بلورهاي طبيعي زينتي و بلورهاي جواهري است.
پگماتيت‌ها را بر اساس عمق تشكيل آنها به چهار گروه تقسيم مي‌كنند پگماتيتهاي كم‌عمق، با عمق متوسط، عميق و بسيار عميق.

پگماتيتهاي كم‌عمق يا پگماتيتهاي حفره‌دار

اين نوع پگماتيت‌ها در عمق 1/5 الي 3/5 كيلومتري از سطح زمين تشكيل شده‌اند و به دليل فشار كم محيط تشكيل داراي فضاهاي خالي در بين بلورها مي‌باشند. اين گروه گاهي حاوي كانيهاي قيمتي بريل و توپاز و بندرت كاني‌هاي Li ، Sn و عناصر كمياب است.

پگماتيت‌هاي عمق متوسط يا پگماتيت‌هاي حاوي عناصر كمياب

اين گروه از پگماتيت‌ها كه در عمق 3/5 الي 7 كيلومتري از سطح زمين تشكيل شده‌اند حاوي كاني‌هاي داراي عناصر كميابي نظير Li ، Rb ، Cs، Be، Nb-Ta، Hf، Zr ، Ge ، B ، F ، P مي‌باشند.ارزش اقتصادي اين پگماتيت‌ها از سه نوع ديگر بيشتر است.

پگماتيتهاي عميق يا پگماتيتهاي ساده يا پگماتيتهاي ميكادار

پگماتيت‌ها در عمق 7 تا 11 كيلومتري تشكيل شده‌اند. اكثراً واجد 2 نوع ميكا و كا‌ني‌هاي فرعي نظير گارنت، تورمالين، كيانيت، زيركن، آپاتيت و مونازيت هستند. اين گروه معمولاً به شكل پرشدگي شكستگي‌ها در سطح وسيعي توزيع شده است. پتانسيل اقتصادي اين گروه بسيار كم و بندرت براي اورانيوم و عناصر كمياب مقرون به صرفه اقتصادي است.

پگماتيت‌هاي بسيار عميق يا پگماتيت‌هاي سراميكي

اين پگماتيت‌ها كه اعماق بيش از 11 كيلومتر تشكيل شده‌اند معمولاً فاقد كاني‌سازي بوده و تنها براي توليد انواع سراميك مناسب‌اند.


كاني‌هاي ليتيم‌دار و.....

مهمترين كاني‌هاي پگماتيتي‌ ليتيم‌ عبارتند از اسپودومن (Spodumen) با فرمول LiAlSi2o6كه يك پيروكسن منوكلينيك است، لپيدوليت (Lepidolite) كه يك ميكاي Liدار است و آمبلي گونيت (Ambligonite) كه يك فسفات Li مي‌باشد. كاني‌هاي ليتيم‌دار براي تهيه فلز ليتيم كه كاربردهاي فراواني در تهيه آلياژهاي سبك، انرژي هسته‌اي، تهيه ويتامين، صنايع شيميايي و باتري دارد، استحصال مي‌شوند.
كاني‌هاي بريليوم‌دار :
پگماتيت‌ها مهمترين منبع كاني‌هاي بريليوم محسوب مي‌شوند. 90 درصد بريليوم جهت تهيه آلياژهاي مقاوم و سخت بكار برده مي‌شود. روسيه توليد‌كننده بيش از 70% بريليوم جهان است و كشورهاي برزيل و آرژانتين و زيمباوه و رواندا در مقام‌هاي بعدي قرار دارند.
مهمترين كاني‌هاي پگماتيتي بريليوم عبارتند از : بريل، بريليونيت، برترانديت و كريزوبريل.
ميكاها :
مهمترين ميكاي پگماتيتي مسكوويت يا ميكاي سفيد است. اين كاني از لحاظ مصرف در نوع صفحه اي و پولكي توليد مي‌شود. ميكاي صفحه‌اي براي مصارف الكترونيك، اپتيك و عايق‌سازي حرارت و جريان الكتريسيته بكار برده مي‌شود. اما ميكاي پولكي به عنوان پركننده در سيمان، آسفالت، رنگ، تزئين بتون، تهيه گل حفاري مي‌رود. ايالات متحده آمريكا بزرگترين توليدكننده ميكالي سفيد جهان است و پس از آن روسيه، هندوستان و كر‌ه‌جنوبي در مقام‌هاي بعدي قرار مي‌‌گيرند.
كاني‌هاي حاوي عناصر كمياب :
بيش از 300 كاني حاوي عناصر كمياب در پگماتيت‌ها شناسايي شده‌اند. مصارف مهم عناصر كمياب عبارتند است از : پالايش نفت‌خام، صنايع شيشه‌ و سراميك، صنعت توليد لامپ تصوير رنگي تلويزيون، تهيه آهنرباهاي دائمي و نيروهاي نوري و آلياژها.
مهمترين اين كاني‌ها عبارتند از : مونازيت، زينوتايم، زيركن، آلانيت و بايدليت.
فلدسپاتهاي آلكالن :
مهمترين منبع استحصال فلدسپاتهاي آلكالن پگماتيت‌هاي بسيار عميق مي‌باشند. بيش از 50 درصد آلكالي فلدسپانهاي توليد شده، در صنايع شيشه به مصرف مي‌رسند. نقش اين كاني در تهيه شيشه بالا بردن مقاومت خمشي شيشه و جلوگيري از تبلورهاست. همچنين به عنوان ماده زمينه رنگ سراميك‌ها و سفال‌ها و نيز در لاستيك‌سازي و توليد صابون نيز بكار برده مي‌شود.

[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

میشه درباره انواع روش های تشکیل کوه مطالبی بنویسین

رده بندی اشتریکایزن برای سنگ های آذرین درونی

[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

QAPF Diagram for Igneous Rocks

The QAPF diagrams for plutonic and volcanic rocks look almost the same (Fig.1.1), except that field 15 is subdivided into 3 fields in volcanic rocks, and rocks no rocks have been assigned to fields 1 and 1a of the volcanic QAPF diagram.
There are 20 "basic names", that have been marked bold in the table, and many others derived from it: for example there is:
- syenite
- quartz-bearing syenite
- foid-bearing syenite
- alkali-feldspar syenite
and so on.
That the "basic names" names have been marked bold bears no significance on the abundance of those rocks in nature, it is simply done to help memorizing the names.

Volcanic Rocks..................................Plutonic Rocks.....................Number


1 .. ........non....................................... ...Quartz-Rich Granitoid
non............................................... ......Quartzolite............1a
Alkali-Feldspar Rhyolite......................................Alka li-Feldspar Granite ...........2
Rhyolite.......................................... .............................Granite .............3
Dacite............................................ ..................Granodiorite............. 4
Plagidacite....................................... ...............Tonalite..............5
Alkali-Feldspar Trachyte.....................................Alkal i-Feldspar Syenite............6
Quartz-Bearing Alkali-Feldspar Trachyte..................Quartz-Bearing Alkali-Feldspar Syenite..........6a
Foid-Bearing Alkali-Feldspar Trachyte.....................Foid-Bearing Alkali-Feldspar Syenite..........6b
Trachyte.......................................... ............................Syenite..............7
Quartz-Trachyte...................................Quartz-Bearing Syenite..........7a
Foid-Bearing Trachyte......................................Foid-Bearing Syenite..........7b
Latite............................................ ......................Monzonite.............8
Quartz-Latite.........................................Qua rtz-Monzonite..........8a
Foid-Bearing Latite............................................ Foid-Monzonite..........8b
Andesite.....................................Monzodiorite / Monzogabbro............9
Quartz-Bearing Andesite..........Quartz-Monzodiorite / Quartz-Monzogabbro..........9a
Foid-Bearing Andesite................Foid-Monzodiorite / Foid-Monzogabbro..........9b
Basalt............................Diorite / Gabbro / Anorthosite...........10
Quartz-Bearing Basalt.........................Quartz-Diorite / Quartz-Gabbro........10a
Foid-Bearing Basalt............Foid-Bearing Diorite / Foid-Bearing Gabbro........10b
Phonolite......................................... .....Foid-Syenite (Foyaite).........11
Tephritic Phonolite......................................... Foid-Monzosyenite.........12
Phonolitic Tephrite / Phonolitic Basanite.............................Foid-Monzodiorite (Essexite).........13
Tephrite / Basanite.......................................... .....................Foid-Diorite.........14
non............................................... .......Fo.idolite.........15
Phonolitic Foidite........................................... ............. .non.........15a
Tephritic Foidite........................................... ...............non.........15b
Foidite........................................... ..................................non.........15c

نقل قول:

---

نوشته شده توسط 601 [ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

میشه درباره انواع روش های تشکیل کوه مطالبی بنویسین

---

کوهها نواحیی از سطح زمین هستند که از زمینهای مجاور خود مرتفع‌ترند. کوهها طی زمانهای قدیم تشکیل شده ، تکامل یافته و همزمان با آن تحت تاثیر فرسایش نیز قرار داشته‌اند. کوهها در مقیاس وسیعی متنوع‌اند و از نظر جنس ، ساختمان ، سن و سایر مشخصات نیز با یکدیگر تفاوت دارند.

مقدمه

با آنکه حتی دو کوه هم نمی‌توان یافت که کاملا شبیه به یکدیگر باشند. معذالک می‌توان کوهها را بر اساس بازرترین ویژگی آنها تقسیم بندی کرد. یکی از مبناهای تقسیم بندی کوهها می‌تواند مکانیزم تشکیل آنها باشد که بر این اساس می‌توان کوهها را به چهار نوع اصلی تقسیم نمود، که شامل کوههای چین خورده یا پرچیده ، کوههای آتشفشانی ، کوههای قطعه‌ای-گسلی و کوههای بالا خمیده می‌باشد. سلسله کوههایی که معمولا یک نوع بوده و در کنار یکدیگر قرار گرفته‌اند، سیستم کوهها را بوجود می‌آورند. علاوه بر انواع اصلی ذکر شده ، بعضی نواحی بدون آنکه تغییر شکل قابل ملاحظه‌ایی در پوسته زمین بوجود آورند، دارای عوارض کوهستانی می‌باشند. برای مثال فلاتها (نواحی مرتفعی که اساسا افقی هستند) ممکن است به صورت زمین‌های ناهمواری درآیند.
کوههای ناشی از چین خوردگی

کوههای موسوم به کوههای چین خورده (folded mountains) یا کوههای پیچیده (complex mountains) از بزرگترین و پیچیده ترین کوهها به شمار می‌رو ند. شکل عمومی آنها بصورت قوسهایی است که چندین صد کیلومتر عرض و هزاران کیلومتر طول دارند. کلمه چین که همراه نام آنها ذکر می‌شود، بخوبی می‌تواند طبیعت این دسته کوهها را بنمایاند. بدین معنی که چین خوردگی سنگها که غالبا بسیار در هم و پیچیده است، این کوهها را بوجود آورده است. از جمله ویژگیهایی دیگر این کوهها ضخامت فوق‌العاده زیاد طبقات چین خورده رسوبی را می‌توان نام برد بطوری که در بعضی موارد ، ضخامت آنها به 15000 متر و بیشتر نیز می‌رسد. در این کوها هر چند ، چین خوردگی بسیار واضح و آشکار است، ولی فعالیت‌های دیگری نظیر گسل خوردگی ، دگرگونی و فعالیتهای آذرین نیز ممکن است به درجات گوناگونی در آنها مشاهده شود. اکثر کمربندهای اصلی کوهها مانند کوه آلپ ، اورال ، هیمالیا و آپالاش از این نوع هستند. به علت اینکه کوههای چین خورده قسمت اعظم و اصلی کوههای جهان را تشکیل می‌دهند، عمدتا مکانیزم و فرآیند تشکیل کوهها را با این روش توضیح می‌دهند.
کوههای آتشفشانی

از تجمع مواد آتشفشانی در سطح زمین ، کوههای آتشفشانی حاصل می‌شوند. در اکثر کوههای ناشی از چین خوردگی نیز می‌توان آثار فعالیتهای آتشفشانی متعددی را مشاهده کرد، مثلا در کوههای آند طبقات ضخیمی از سنگ های آتشفشانی وجود دارد، اما مقصود از کوههای ناشی از فعالیتهای آتشفشانی ، آنهایی است که منحصرا توسط آتشفشانها بوجود آمده‌اند. قسمت اعظم کوههای ناشی از آتشفشان در زیر دریاها قرار دارند که در بعضی موارد (مثل کوههای هاوایی) قله کوه از آب بیرون آمده است، ولی در اکثر حالات، تمامی رشته کوهها در زیر آب واقع شده است.

نوع بخصوصی از کوهها آتشفشانی به نام قوسهای جزیره‌ای خوانده می‌شود. تحت این نام رشته کوههایی متشکل از آندزیت و بازلت جای می‌گیرند که طولشان گاهی به 2000 کیلومتر و بیشتر نیز می‌رسد و جزایری را تشکیل می‌دهند. کوههای آتشفشانی در خشکی نادر است. مثلا در ایالات متحده آمریکا ، تنها کوههای کاسکاد Cascade از این نوع‌اند. این رشته کوهها از آتشفشانهای متعددی تشکیل شده که جنس گدازه آنها آندزیت است و در طول بیش از 900 کیلومتر گسترش دارند. نوع فعالیتهای آتشفشانی باعث بوجود آمدن انواع مختلفی از کوههای آتشفشانی می‌شود که عبارتند از :
آتشفشانهای سپری

آتشفشانهای سپری حاصل فعالیتهای آتشفشانهای ساکت و آرام می‌باشد. به صورتی که مواد مذاب و گدازه از دهانه آتشفشان خارج شده و در سطح زمین پخش می‌شود. مخروط حاصل از این نوع آتشفشانها کم ارتفاع می‌باشد. شیب آنها نیز کم بوده و بندرت از 10 درجه بیشتر خواهد بود. ترکیب این نوع آتشفشانها بازالتی می‌باشد.
آتشفشانهای ولکانو

این نوع آتشفشانها ترکیب ریولیتی یا آندریتی داشته و از نوع انفجاری می‌باشند. در این آتشفشانها ارتفاع مخروط حاصله به دلیل بالا بودن گرانروی گدازه‌ها و همچنین انفجاری بودن آنها زیاد بوده و شیب آنها نیز تند می‌باشد. این نوع آتشفشانها از مواد پروکلاستیکی ساخته می‌شوند. دهانه آتشفشانها بدلیل بالا بودن میزان چسبندگی مواد ، مسدود شده و با بالا رفتن فشار منفجر شده و مواد پروکلاستیکی آزاد می‌شوند.
آتشفشانهای مرکب

این نوع اتشفشانها معمولا دارای شیب تند و حدود 20 الی 30 درجه بوده و با خروج متناوب گدازه‌های روان و مواد پروکلاستیک ساخته می‌شوند. ترکیب این نوع آتشفشانها ریولیتی-آندریتی بوده و بخاطر چسبندگی مواد در حین حرکت آرام خود در دامنه ها منجمد می‌گردد و باعث مسدود شدن دهانه آتشفشان می‌گردد. وقتی در حین فعالیت مجدد فشار به حد کافی می‌رسد، دهانه آتشفشان منفجر شده و مواد پروکلاستیکی را به بیرون پرتاب می‌کند و در فعالیت بعدی مجددا مواد سیال مواد آذر آواری قبلی را می‌پوشانند.
کوههای قطعه‌ای - گسلی

در بسیاری از نقاط زمین ، کوههای مجزایی که مرتفع تر از زمینهای اطرافشان هستند، دیده می‌شود. مطالعات نشان می‌دهد که در چنین مواردی ، این قسمتهای مرتفع ، بوسیله گسله‌های عادی -که لغزش عادی آنها زیاد است از نواحی مجاور بالاتر قرار گرفته‌اند. این قبیل کوهها در حقیقت قسمتهایی از پوسته‌اند که در نتیجه نیروهایی که از پایین به آنها اثر کرده ، به سمت بالا حرکت کرده و کوههای گسلی را به وجود آورده‌اند.

در بعضی موارد ، نشانه‌هایی در دست است که در محل کوههای گسلی ، قبلا کوههای ناشی از چین خوردگی وجود داشته ، و‌لی قبل از پیدایش کوههای اخیر ، فرسوده ، شده و از بین رفته‌اند.

کوههای قطعه‌ای - گسلی (fault-block mountains) هنگامی بوجود می‌آیند که واحدهای عظیم سنگی جابجا شوند. این واحدهای سنگی اغلب با گچ شدگی طبقات در امتداد گسل های عادی با شیب زیاد همواه هستند. لازم به ذکر است که گسلهای عادی و نرمال در اثر نیروهای کششی بوجود می‌آیند. در سیستم کوههای قطعه‌ای - گسلی معمولا پوسته زمین بطور عرضی به صورت صدها قطعه شکسته در آمده و سلسله کوههای تقریبا موازی را بوجود آورده است. طول متوسط هر قطعه در حدود 80 کیلومتر می‌باشد.
کوههای بالا خمیده

کوههای بالاخمیده (vpwarped mountains) به همراه بالا خمیدگی پوسته و در بعضی مواقع به علت جابجایی عمودی در امتداد گسل‌های بزرگ ، زاویه بوجود می‌آیند. برخی از این کوهها در پی سنگ آذرین قدیمی و دگرگونی تشکیل یافته‌اند، که زمانی به صورت قسمت هموار فرسایش یافته و سپس با رسوب پوشیده شده‌اند. وقتی که ناحیه ذکر شده به سمت بالا خمیده شد، فرسایش قشر طبقات رسوبی را کنار زده و هسته‌ای از سنگهای آذرین و دگرگونی در یک دشت هموار و وسیع قد علم می‌کند.

به این صفحه هم میتونید سری بزنید :

نقل قول:

---

کد:

---

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/mavara-index.php?page=%D8%AD%D8%B1%DA%A9%D8%A7%D8%AA+%DA%A9%D9%88%D9%87%D8%B2%D8%A7%DB%8C%DB%8C&SSOReturnPage=Check&Rand=0

---

---