مهندسی اکتشاف معدن دانشگاه کردستان

دگرگونی مجاورتی
دگرگونی مجاورتی در نتیجه گرادیان زمین گرمایی بالایی که در اطراف توده نفوذی تشکیل میشود ، رخ میدهد. دگرگونی مجاورتی معمولاً در اعماق نسبتاً کم (فشار کم) تشکیل میشود. چون این نوع از دگرگونی تنها در جایی رخ میدهد که اختلاف دمای شدیدی بین توده نفوذی و سنگهای میزبان اطراف وجود داشته باشد. همچنین چون با اطراف توده آذرین نفوذی استرس جهتدار قابل ملاحظه ئارد نمیشود ، سنگهای دگرگونی مجاورتی اغلب دارای فولیاسیون نیستند. در عوض اغلب سنگهای تولید شده توسط این نوع از دگرگونی به شکل بلورهای ریزی هستند که هورنفلس نامیده میشوند. محیط اطراف توده آذرین نفوذی که در نتیجه گرمای خارج شده از توده ، دگرگون شده اند را هاله دگرگونی می نامند. در این مقاله ابتدا راجع به هاله های دگرگونی و سپس راجع به رخساره های تشکیل شده توسط دگرگونی مجاورتی بحث خواهیم کرد.

هاله های دگرگونی مجاورتی
در دراخل هاله دگرگونی مجاورتی ، درجه دگرگونی به طرف  محل تماس توده نفوذی و سنگهای اطراف افزایش می یابد. نمونه ای از هاله دگرگونی مجاورتی در اطراف Onawa Pluton واقع در Maine در شکل زیر نشان داده شده است.

که در آن توده نفوذی گرانودیوریت وارد اسلیت های تشکیل شده در دگرگونی ناحیه ای (که قبلاً  رو ی منطقه اعمال شده است)شده است. و سعت هاله دگرگونی در این شکل  (فاصله انتهای هاله تا محل مجاورت توده و سنگهای اطراف) از 0.5 تا 2.5 کیلومتر متغیر است. دو زون متفاوت در شکل قابل روئیت هستند که وجود رخساره های متفاوتی را نشان میدهند.  زون خارجی حاوی متاپلیت در رخساره هورنبلند-هورنفلس و زون همجوار با توده نفوذی حاوی متاپلیت در رخساره پیروکسن-هورنفلس است. در شکل زون های نامبرده توسط ایزوگرید مشخص شده اند.ایزوگرید سطحی است که درجه دگرگونی در تمام نقاط آن یکسان است. اندازه (سایز) هاله دگرگونی به تعدادی از عواملی که سرعت انتشار گرمای توده را به سنگهای اطراف کنترل میکند بستگی دارد .                   تعدادی از این عوامل عبارتند از:
• وسعت و دمای توده نفوذی .( این مورد به مقدار گرمای موجود برای گرم کردن سنگهای اطراف اشاره دارد.)
• ضریب هدایت گرمایی سنگهای اطراف.(این مورد سرعت انتقال حرارت به سنگهای اطراف را بیان میکند.)

Q:جریان گرما (به ضریب هدایت گرمایی بستگی دارد.)
K: ضریب هدایت گرمایی
(dT/dX): گرادیان گرمایی
بنابر این هر چه ضریب هدایت گرمایی و گرادیان گرمایی بیشتر باشد ، نرخ انتقال جریان گرما بیشتر است.
• دمای اولیه سنگ میزبان. مجموع این دما و دمای توده نفوذی ، گرمای اولیه (شروع) گرادیان گرمایی و نرخ جریان گرما را تعیین میکند.
• گرمای نهان تبلور ماگما. همانطور که میدانید مقدار گرمای موجود در یک مایع فقط به دمای آن بستگی ندارد و به گرمایی که بدلیل تبلور آن بوجود می آید نیز میتواند بستگی داشته باشد. پس اگر گرمای نهان تبلور زیاد یاشد ، مقدار گرمای بیشتری تولید میشود تا سنگهای اطرلف را گرم کند.
• گرمای حاصل از واکنش های دگرگونی. برای اینکه واکنش های دگرگونی انجام شوند مقداری گرما لازم است و انجام اکثر واکنش ها هم گرمازا است. پس واکنش ها گرمای تولید شده بقیه واکنش ها را جذب کرده و این امر باعث میشود تا دمای توده نفوذی تغییر نکند.
• مقدار آب و نفوذ پذیری سنگهای میزبان. در صورتی که سنگهای میزبان نفوذ پذیر و دارای آبهای زیرزمینی باشند ، گرما قادر خواهد بود تا بوسیله جریان همرفتی حرکت کند.
پارامترهای موجود در معادله گرما (که در بالا اشاره شد) توابعی از دما ، زمان و مکان هستند. در زیر یک مورد ساده توضیح داده شده است:

 از شکل درمی یابیم که یک دایک بازالتی با دمایی حدود 1100 درجه سلسیوس وارد سنگهای میزبان شده که آنها در ابتدا خشک بوده و دمایی حدود 0 درجه سلسیوس داشته اند.پهنای دایک حدوداً 100 متر است. و گرمای نهان تبلور هم بین 800 تا 1100 درجه سلسیوس تخمین زده میشود. انجماد توده نفوذی در دمای 800 درجه سلسیوس پس از 10300 سال طول کشیده است. با توجه به شکل میتوان دریافت که دمای سنگ میزبان در نزدیکی نقطه تماس توده و سنگهای اطراف بعد از حدود 1600 سال به 600 درجه سلسیوس رسیده است. دمای سنگهای میزبان در فاصله بیشتر از 700 متر از مرکز دایک در حال افزایش است و این در حالی است که دما در محل تماس در حال کاهش است. پس به این نتیجه می رسیم که تمام حرارت موجود بوسیله رسانایی منتقل می شود.در صورتی که سنگها آب زیادی داشته و نفوذ پذیر باشند و یا توده آذرین آبدار باشد حرارت به سنگهای میزبان توسط همرفت منتقل میشود. آب در نزدیکی محل تماس گرم شده و حرارت را به به محیط بیرون منتقل می کند تا جایی که حرارت خود را کاملاً از دست میدهد سپس دوباره به محل تماس بازگشته و همین چرخه را طی می نماید.
برای نشان دادن این تاثیرات مدلی برای یک دیاباز سیل با ضخامت 700 متر و عمق جایگیری 350 متر از سطح زمین ارائه شده است که تاثیرات آن بر دو منطقه با سنگهای متفاوت (خشک و آبدار) بررسی میشود.نتایج نشان میدهد که گرادیان گرمایی در محیطی که سنگهای میزبان خشک هستند بیشتر است و گرمای واقعی رسیده به سنگ میزبان در سنگهای خشک اندکی کمتر از حالتی است که سنگها آبدار هستند.بنابراین در صورتی که گرما توسط همرفت منتقل شود ، اندازه هاله دگرگونی کوچکتر خواهد بود.

 رخساره های دگرگونی مجاورتی
رخساره های دگرگونی مجاورتی با افزایش دما در فشار نسبتاً کم عبارتند از:  "آلبیت –اپیدوت هورنفلس ، هورنبلند هورنفلس ، پیروکسن هورنفلس."  اگزنولیت هایی که (تکه سنگ هایی که در ماگما می افتند و در سنگ آذرین دیده میشوند) توشط ماگما بالا آورده می شوند ، ممکن است که دگرگون شوند (رخساره سانیدینیت) اما چنین سنگهایی نسبتاً کمیاب هستند. در این مرحله به مجموعه کانیهایی که در رخساره های دگرگونی حاصل می شوند می پردازیم.

رخساره آلبیت-اپیدوت هورنفلس

 سنگهای رسی توط مجموعه کانیهای زیر مشخص می شوند:
• کوارتز، آلبیت ،اپیدوت ، مسکویت یا آندالوزیت ،کلریت ، بیوتیت
سنگهای کواتزو فلدسپاتیک توسط مجموعه های زیر مشخص می شوند:
• میکروکلین ، کوارتز ، مسکویت ، آلبیت و اپیدوت
سنگهای بازیک شامل :
• اکتینولیت ، اپیدوت ، کلریت ، و/یا بیوتیت و امکاناً تالک و احتمالاً شامل کوارتز و آلبیت
سنگهای آهکی از کانیهای زیر تشکیل میشوند:
• کلسیت ، اپیدوت و ترمولیت ، و امکاناً کوارتز

رخساره هورنبلند-هورنفلس

سنگهای رسی توسط مجموعه کانی های زیر شناخته می شوند:
• کوارتز ، پلاژیوکلاز ، مسکویت یا آندالوزیت ، کردیریت ، یا
• کوارتز ، پلاژیوکلاز ، کردیریت ، مسکویت و بیوتیت
توجه کنید که در مجموعه کانیهای ذکر شده در بالا کلریت و اپیدوت وجود ندارند.
سنگهای کوارتز و فلدسپاتی دارای مجموعه کانیهای زیر هستند:
• میکروکلین ، کوارتز ، مسکویت ، پلاژیوکلاز و بیوتیت و احتمالاً آلماندون
سنگهای بازیک نیز حاوی کانیهای زیر هستند:
• پلاژیوکلاز ، بیوتیت و احتمالاً آلماندون و احتمالاً حاوی کوارتز ، آمفیبولیت و کردیریت
فقدان حضور اپیدوت و اکتینولیت در مجموعه های بالا قابل توجه است.
مجموعه کانیهای سنگهای آهکی در زیر آمده است:
• پلاژیوکلاز ،گروسولر و ترمولیت و احتمالاً کوارتز یا
• کلسیت ، دیوپسید و گروسولر و احتمالاً خمراه با کوارتز
در کانیهای بالا نیز اپیدوت وجود ندارد.

رخساره پیروکسن-هورنفلس

مجموعه کانیهای سنگهای آهکی عبارتند از:
• کوارتز ، پلاژیوکلاز ، کافلدسپار ، آندالوزیت یا سیلیمانیت و کردیریت (در این مجموعه مسکویت حضور ندارد.)
سنگهای کوارتز و فلدسپاتی حاوی مجموعه کانهای زیر هستند:
• کافلدسپار ، کوارتز ، پلاژیوکلاز و بیوتیت (در این مجموعه مسکویت وجود ندارد)
مجموعه کانیهای سنگهای بازیک عبارتند از :
• پلاژیوکلاز ، کردیریت و بیوتیت و احتمالاً کوارتز، یا
• پلاژیوکلاز ، هیپرستن ، بیوتیت ، دیوپسید و احتمالاًکوارتز
در مجموعه های فوق هورنبلند وجود ندارد.
سنگهای آهکی با مجموعه کانیهای زیر شناخته میشوند:
• پلاژیوکلاز ، گروسولر ، دیوپسید و احتمالاً کوارتز ، یا
• ولاستونیت ، دیوپسید ، گروسولر و احتمالاً کوارتز
در مجموعه های فوق هیچکدام از کانیهای کلسیت و ترمولیت وجود ندارند.

رخساره سانیدینیت
رخساره سانیدینیت در دگرگونی مجاورتی نسبتاً کمیاب است در حالی که در سنگهای آذرین بصورت اگزنولیت دیده میشود و بیانگر این مطلب است که شرایط دمایی بالاتری را برای بوجود آمدن لازم دارد. این رخساره توسط فقدان کانیهای آبدار (خصوصاً میکا ها) مشخص میشود.
• سنگهای رسی و کوارتزوفلدسپاتیک حاوی فازهای غیر معمول مثل سیلیکاتهای آلومینیوم (3Al2O3.2SiO2) هستند همراه با سانیدین ، کردیریت ، آنورتیت ، هیپرستن و سیلیمانیت (یا کرندوم). اغلب اوقات تری دیمیت به جای کوارتز وجود دارد.
• سنگهای بازیک رخساره های سانیدینیت ،معمول تر هستند و معمولاً در طول دیواره های مجرای دایک یافت میشوند. چندین نوع مجموعه کانی در این رخساره گزارش شده است:
اوژیت ، هیپرستن ، پلاژیوکلاز کلسیک ، بروکیت وتری دیمیت
الوین ، اوژیت ، پلاژیوکلاز ، مگنتیت و ایلمنیت (شبیه به مجموعه کانیهای سنگهای آذرین است.)
هیپرستن ، پلاژیوکلاز ، مگنتیت ، ایلمنیت ، پزودو بروکیت
کردیریت ، پلاژیوکلاز ، مگنتیت ، هماتیت ، پزودو بروکیت
تعداد زیادی از سنگهای بازیک آلومینیوم دار کمیاب همراه با کرندوم و هماتیت یافت شده اند.
کرندوم ، مولیت و هماتیت و گاهی اوقات همراه با کریستوبالیت یا تری دیمیت
کرندوم ، مولیت ،هرسیانیت (FeAl2O4) و گاهاً همراه با کردیریت و کریستوبالیت یا تری دیمیت
• سنگهای آهکی  دارای مجموعه کانیهای متنوع همراه با کانیهای کمیاب است. چند نمونه از مجموعه های مشاهده شده عبارتند از:
ولاستونیت ، آنورتیت و دیوپسید
ولاستونیت ، ملیلیت ([Ca,Na]2[Mg,Fe,Al,Si]3O7) ، و
کلسیت ، لارنیت (Ca2SiO4) ، و همراه با کانیهای کمیاب براون میلریت و ماینیت دیده میشوند.

اسکارن ها
اغلب اوقات که ماگمای سیلیسی وارد نگهای کربناته (مثل سنگ اهک و سنگ های دولومیتی) می شود ، تغییرات شیمیایی قابل توجهی  (متاسوماتیزم) مابین ماگما و سنگ کربناته صورت میگیرد. به چنین سنگی که دچار متاسوماتیزم شده اسکارن کوییم. یک مثال برجسته برای این مورد معدن روباز سنگ ساختمانی Crestmore در حوالی سن دیگو کالیفرنیا است.

در اینجا کوارتزمونزونیت وارد یک سنگ آهک غنی از منیزیم شده است. دگرگونی و متاسوماتیزم 4 زون  با 3 مقیاس در نزدیکی محل تماس تشکیل داده اند که مقیاس آنها از 3 سانتی متر تا 15 متر (از لحاظ پهنا و وسعت) متقاوت است. زون بیرونی  از مرمر کلسیتی (Calcite Marble) یا کلسیت – بروسیت[MgOH2] مرمر، تشکیل شده که  شدت کم متاسوماتیزم را بیان می کند. نزدیکتر به محل تماس زون مونتی سلیت و یک یا چند کانی کلینو هومیت ، فورستریت ، ملیلیت ، اسپوریت ، تیئلیت و مرونیت تشکیل شده است.
با دور شدن از زون مونتی سلیت به سمت داخل به زون ایدوکراز می رسیم که شامل ایدوکراز و کلسیت ، دیوپسید ، ولاستونیت ، فلوگوپیت (بیوتیت غنی از منیزیم) ، مونتی سلیت و گزانتو فیلیت است.
زون بعدی به سمت محل تماس ، زون گارنت است که شامل گارنت (گروسولر) ، دیوپسید ، ولاستونیت و مقدار جزئی کلسیت و کوارتز است.
زون نزدیک به محل تماس دلیلی بر هضم (آسیمیلاسیون) سنگ آهک توسط ماگما است.
نسبت سیلیسیم به کلسیم و غلظت آلومینیوم همگی به طرف محل تماس افزایش می یابند و همین امر نشان میدهد که سنگ آهک این مقادیر را از ماگما گرفته است.

میتوانید همین مطلب را در صورت نیاز از اینجا دانلود نمایید.

مقاله اصلی همین مطلب را با زبان انگلیسی می توانید از اینجا دانلود نمایید.