خلاصه دانلود تحقیق مطالعات سنگ شناسی
چکیده کانسار های 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 سنگ های 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 7 کیلومتری شمال شهر بافت و ده شیخ در120 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 1:10000 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 6 فصل جمع آوری شده است.
فصل اول : کلیات (1) -1-1 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 [3] 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.[15] افیولیت ها را از دو دیدگاه می توان بررسی کرد: منشأ افیولیت چگونگی استقرار افیولیت در پوسته قاره ای از نظر شیمیایی افیولیت ها با سنگ های ÷وسته اقیانوسی قرابت نزدیکی دارند(سمپوزیوم مسکو و پاریس 1973 و تائید مور 1975):[3] میانگین ترکیب شیمیایی سنگ های یک مجموعه افیولیتی با ترکیب متوسط پوسته اقیانوسی شباهت بسیار دارد.
نحوه پراکندگی و فراوانی عناصر خاکهای نادر در مجموعه افیولیتی و پوسته اقیانوسی از نظم آهنگ یکسانی پیروی می کند.
بررسی نسبت های ایزوتوپی استرونسیم در پوسته اقیانوسی و افیولیت ها نشان دهنده تشابه تقریباً یکسان در آنهاست.(شکل 1-1) از طرف دیگر وجود پیلولاواها در افیولیتها حاکی از تشکیل این مجموعه ها در محیط های دریایی است.
شکل 1-1: مقایسه نسبت های ایزوتروپی استرونیسم در سنگ های اقیانوسی و افیولیتی[3] لذا این گونه می توان تصور نمود که افیولیت خود پوسته اقیانوسی بوده و در کف اقیانوس و در مرحله اقیانوس زایی بوجود می آید.
[3] در این فصل ابتدا پوسته اقیانوسی و نحوه تشکیل آن را بررسی کرده و سپس به تعریف مجموعه های افیولیتی و نحوه استقرار آنها می پردازیم.
-2-1 ترکیب پوسته اقیانوسی همان گونه که در اشکال 2-1 و 3-1 نمایش داده شده است 4 لایه اصلی در پوسته اقیانوسی قابل شناسایی است.
این لایه ها به ترتیب از بالا به پایین عبارتند از: لایه اول شامل غشا و اسکلت گیاهان و جانوران دریایی و سنگ واریزه های قاره ای است که ضخامت این لایه رسوبی از چند سانتی متر تا چندین متر متغیر است.
لایه دوم شامل پیلولاواها یا گدازه های آتشفشانی بالشتی شکل می باشد که ترکیب بازالتی دارند.
ضخامت این لایه از 1 تا 2.5 کیلومتر متغیر است.
وجود این بخش در سطح فوقانی پوسته اقیانوسی نشان دهنده حالت مذاب و فوران آن در زیر آب دریا (کف اقیانوس) است.
این لایه بازالتی توسط دایکهای دیابازی قطع شده اند.
گر چه وجود دایک در مجموعه تشکیل دهنده پوسته اقیانوسی الزامی نیست، ولی مشاهده آن نشان دهنده سرد شدن توده های رگه مانندی است که حتی بعد از انجماد پیلولاواها حالت مایع داشته اند.
شکل -2-1 نمایش فرضی از پوسته اقیانوسی بر حسب تعابیر سرعت های لرزه ای [34] -3-1 نحوه شکل گیری پوسته اقیانوسی دو فرآیند اصلی ترکیب قسمت آذرین پوسته اقیانوسی را کنترل می کنند.
یکی از این فرآیندها ماگمایی است که سنگ های آذرین را بوجود می آورد و دیگری فرآیند دگرگونی سنگ های آذرین، در واکنش آنها با آب دریاست.[34] در زیر پوسته اقیانوسی یعنی در بالاترین قسمت گوشته لایه ای قرار گرفته است که جامد بوده و از خاصیت پلاستیسیته بالاتری نسبت به پوسته برخوردار است.
این لایه ممکن است 1 تا 2 درصد مذاب به همراه داشته باشد.
به این لایه استنوسفر می گویند.
به نظر برخی از محققین، ستونی از استنوسفر به پهنای حدود 10 کیلومتر و در درجه حرارت تقریباً 1350 درجه سانتیگراد به صورت دیاپیرهایی به بالا مهاجرت می کند.
این عمل بیشتر در شکافهای میان اقیانوسی، یعنی در محل های کم فشار و نازک پوسته زمین اتفاق می افتد.
ستون مزبور در هنگام بالا آمدن دچار ذوب بخشی می شود که مسلماً مقدار و درصد ذوب آن به درجه حرارت و فشار محیط بستگی دارد.
مواد حاصل از ذوب استنوسفر ترکیب بازالتی دارند و چگالی آن نسبت به محیط اطرافش کمتر می باشد و بالطبع به سطح زمین کشیده می شود.
در ضمن مهاجرت و پس از آن بخشی از این ماگمای بازالتی متبلور می شود و پس از استقرار این مایع، بلورهای حاصل به کف اتاق ماگمایی سقوط کرده و ته نشین می شوند (سری کومیولیت).
اجتماع این بلورها که بیشتر از نوع اولیوین و پیروکسن است بخشی از سنگ های الترابازیک تحتانی را بوجود می آورند (بخش دیگر یا قسمت اعظم اولترابازیک یک مجموعه افیولیتی ممکن است باقیمانده ذوب نشده استنوسفر باشد).
وقتی مایع مزبور به کف دریا می رسد و با آب تماس حاصل می کند بخش فوقانی آن به سرعت سرد می شود و پیلولاواها از آن بوجود می آید و به این ترتیب عایقی تشکیل می شود که ماگما در پناه آن به آرامی سرد می شود.
نتیجه این سرد شدن تدریجی و آرام پیدایش گابرو و دایکهای دیابازی است که در زیر بخشهای سطحی یافت می شوند.
با رسیدن مایع مذاب به کف اقیانوس قشر سطحی آن سریعاً سرد میشود ولی سرعت سرد شدن در اعماق کند و تدریجی است.
محاسبات نشان داده است که زمان سرد شدن از سطح تا 1.5 کیلومتری عمق مایع مذاب 40000 سال طول می کشد و اگر سرعت باز شدن کف اقیانوس دو سانتی متر در سال فرض شود طی 40000 سال کف اقیانوس 800 متر باز می شود و در نتیجه مواد مذاب جدیدی به این قسمت مهاجرت می کنند.
با ورود مواد تازه، عمل انجماد به دارازا می کشد که خود در تفریق ماگما و ایجاد گابرودیاباز در پوسته اقیانوسی مؤثر است.[3] با توضیحات فوق وضعیت لایه لایه در مجموعه های الترابازیک و گابرو را می توان به تزریق مکرر مواد مذاب و ورود آن به محیط تبلور مربوط دانست.
در برخی از پوسته های اقیانوسی در حد بین گابرو و دایکهای دیابازی سنگ های حد واسط تا اسید نظیر دیوریت، پلاژیوگرانیت و گرانوفیر وجود دارند که در مجموعه معرف تفکیک و تفریق کامل مذاب در حین سرد شدن و انجماد است.
بنابراین با توجه به قسمت های ذکر شده در بالا قسمت های مختلف پوسته اقیانوسی تابع سه فاکتور اصلی است که عبارتند از : فرآیند ذوب بخشی استنوسفر فرآیند ذوب بخشی استنوسفر فرآیند اطاقک ماگمایی ترکیب منشأ گوشته ای در نهایت وقتی که لایه های 2 و 3 از پوسته اقیانوسی کشیده می شوند یا به عبارت دیگر خیز لغزش ثقلی پیدا می کنند تا تبدیل به پوسته اقیانوسی شوند ، میان پوسته اقیانوسی و پوسته قاره ای، لایه اول شامل دیاتومیتهای سیلیسی، خرده های رادیولاریت، ته نشست های آبکی و سیلیسی و هیدروکسیدهای آهن و منگنز رسوب می کند.[34] در شکل 4-1 ساختار پوسته اقیانوسی به تصویر کشیده شده است.
شکل 4-1 ساختار پوسته اقیانوسی و نحوه شکل گیری آن [34] -4-1 دگرگونی در پوسته اقیانوسی دگرگونی در پوسته اقیانوسی با رخساره زئولیتی در دمای بیش از 50 درجه سانتیگراد آغاز می گردد.
مشخصه این رخساره وجود کانیهای گروه زئولیت می باشد.
در اعماق بیشتر و دمایی بیشتر ، رخساره زئولیت پایدار نبوده و با کانی های آلبیت و کلریت در دمای بین 250 تا 300 درجه سانتیگراد جایگزین می شود.
این پائین ترین حد رخساره شیست سبز است.
گاهی سنگ هایی با این درجه دگرگونی را اسپلیت می نامند.
در دمای بالاتر از 500 درجه سانتیگراد (این دما در محدوده های فرورانش ایجاد می گردد) رخساره آمفیبولیت بوجود می آید.
(شکل 2-1).[34] سرپانتین ها در دمای حدود 400 درجه سانتیگراد از واکنش آب بر روی اولیوین بوجود می آیند.
به علت وزن مخصوص کم سرپانتین نسبت به محیط اطرافش ، سرپانتین ها به صورت دیاپیرهایی در داخل پوسته اقیانوسی به سمت بالا به حرکت در می آیند و اغلب در حین بالاآمدن قطعاتی از لایه های عمیق را با خود به سمت بالا می آورند.[34] -5-1 افیولیتها و پریدوتیتهای آلپین از آنجایی که سنگ های تشکیل دهنده یک مجموعه افیولیتی اصولاً رنگ سبز دارند، نام افیولیت نیز به همین دلیل اتخاب شده است.
(افی= مار آبی که رنگ سبز خال خال دارد.)(بروگنیارت 1872) [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.[29] در اوایل 1970 بود که زمین شناسان مدارکی یافتند که توسط آن توانستند از نظری ای که افیولیت ها را قطعاتی از پوسته اقیانوسی می دانست حمایت بیشتری نمایند.
در سپتامبر 1972 ساز مان زمین شناسی آمریکا طی کنفرانسی که برگزار نمود توالی سنگ شناسی را در یک افیولیت توسعه یافته به شرح زیر اعلام کرد:[29] کمپلکس های الترابازیک که شامل بخشهای مختلف عمدتاً هارزبورژیت، لرزولیت، دونیت و بعضاً وزلیت و وبستریت می باشد که معمولاً با یک ساختار تکنونیکی دگرگون شده همراه می باشد..
این بخش کم و بیش سرپانتینیزه شده می باشد(دیاگرام تقسیم بندی سنگهای الترابازیک بر اساس سه کانی اصلی تشکیل دهنده شامل اولیوین، ارتوپیروکسن و کلینوپیروکسن در شکل -5-1 آورده شده است.) کمپلکس گابرویی با بافت کومولیتی، عوعاً شامل پریدوتست ها و پیروکسنیت های کومولیتی که معمولاً کمتر از کمپلکس الترابازیک تغییر شکل یافته اند.
کمپلکس بازیک آتشفشانی که عموماً از نوع بالشتی هستند.
همچنین اینگونه فرض شده است که این سنگ ها عموماً با سنگهای زیر همراه هستند: بخش رسوبی که در بالاترین قسمت کمپلکس افیولیتی شامل چرتهای نواری، شیل نازک میان لایه ای و سنگ آهک، قرار می گیرد..
فهرست دانلود تحقیق مطالعات سنگ شناسی
فهرست:
فصل اول : کلیات (1)
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
25
25
26
27
30
30
33
35
37
40
46
47
52
52
56
58
فصل دوم : کلیات (2)
1-2 کانسارهای کرومیت ایران
2-2 کرمیت
3-2 تجارت جهانی کرم
4-2 تیپ کانسارهای کرومیت
1-4-2 کانسارهای کرومیت لایه ای
2-4-2 کانسارهای کرومیت انبانی
5-2 مقایسه کانسارهای کرومیت انبانی و کانسارهای کرومیت لایه ای
6-2 ساخت و بافت کانه کرومیت
7-2 انکلوزیونهای موجود در کانه کرومیت
8-2 ترکیب ماگما و ته نشینی کرومیت درکانسارهای تیپ لایه ای
9-2 تأثیر روابط سنگ و مذاب در شکل گیری کانسارهای کرومیت انبانی
10-2 دو مثال از کرومیتهای تیپ انبان
1-10-2 کانسارهای کرومیتی در افیولیت های عمان
2-10-2 کانسارهای کرومیتی گلمن در ترکیه
11-2 کانسارهای کرومیت ایران
64
64
67
68
73
74
78
80
94
96
99
10
112
115
118
فصل سوم : زمین شناسی و سنگ شناسی مناطق رزکوئیه و ده شیخ
1-3 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
5-3 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
8-3 نمونه برداری از منطقه شیخ
9-3 نتایج حاصل از مطالعه مقاطع نازک منطقه ه شیخ
10-3 کانی شناسی سنگهای پریدوتیتی منطقه ده شیخ
11-3 مشخصات عمومی کانسارهای کرومیت منطقه ده شیخ
12-3 مطالعه مقاطع صیقلی منطقه ده شیخ
127
127
128
134
139
140
145
146
147
فصل چهارم : مطالعات پراش اشعه X(XRD)
1-4 مقدمه
2-4 آنالیز شیمیایی XRD سنگها یمنطقه ده شیخ
3-4 آتالیز XRD سنگهای منطقه رزکوئیه
4-4 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
منبع:
حافظ ، عبالکریم (1372) افیولیت ها و ملانژهای افیولیتی ایران ، پایان نامه دانشجویی کارشناسی ارشد ، دانشکده علوم دانشگاه تهران
خدادی ، عبدا... (1366) موارد استفاده کرومیت و تقسیم بندی کاربردی کرومیتهای ایران در صنایع مختلف ، دانشکده فنی دانشگاه تهران ، پایان نامه کارشناسی ارشد
درویش زاده ، علی (1370) زمین شناسی ایران ، نشر دانش امروز (وابسته به مؤسسه انتشارات امیر کبیر)
عرفانی ، حسین (1353) زمین شناسی اقتصادی ، کانسارها ، دانشگاه تهران
علوی تهرانی ، نورالدین (1358) مجموعه سنگهای افیولیتی در ایران ، انتشارات سازمان تحقیقات زمین شناسی و معدنی کشور
ولی زاده ، محمد (1356) مسائلی چند درباره دگرگونی (در زمین شناسی) ، انتشارات دانشگاه تهران
یعقوب پور ، عبدالمجید (1366) مبانی زمین شناسی اقتصادی ، مرکز نشر دانشگاهی
منابع خارجی
8. Auge , T(1987) Chromite deposits in the northern Oman Ophiolite;
mineralogical constraints , mineral deposita 22 : 1-10
9. Body , F.R.(1959) Hydrotermal investigation of amphiboles.
In : Abelson , P.H.(ed) Researches in geochimestry.
Widely , New York ; PP. 377-396
10. Bonavia , E.F. , Diella , V , Ferrario , A (1993)
Precambrian podiform chromitites form Kenticha Hill , Soutern
Ethiopia , Economic Geology Vol 88 , PP. 198 – 202
11. Burgath , K.P. , Mohr , H , Rammamair , D , Steiner , L (1985)
Ptrology , geochemistry and structural development of a large
number of chromitite occirences in the Oman ophiolite , in :
Metalogeny of basic and ultrabasic rocks p.199 – 214
12. Coleman , R.G.(1977) : Ophiolites , ancient oceanic lithosphere?
220p. Berlin – Heidelberg – New York : springer.
13. Dick H.J.B. , Bullen , T (1984) Chromium spinel as a petrogenetic
indicator in abyssal and Alpine type peridotites and spatially
associated lavas . Mineral petrol . 86 : SU76
14. Edwards , Richard and Atkinson , Keith (1986)
Ore deposit geology and its influence on mineral exploration
15. Guilbert , J.M. , park , C.F.(1986), The geology of oredeposits
Freeman and company.
16. Hillebrand , James (1983) Chromite deposits in the province of
Kerman , Iran . Industrial minerals P.35 – 43
17. Hock , M , etal (1986) , Refractory and Metallurgical – type
chromite ores Zambales Ophiolite Luzon , Philippines , Mineral
Deposita 21 , 120 – 199
18. Hutchison , S.Chales (1974) Laboratory handbook of Petrographic
techniques , University of Malaya , Kualaumpur Malaysia
19. Hydman , Donald ; (1972) Petrology of Igneous and metamorphic
rocks , University of Montana.
20. Irvine , T.N. (1977) Origin of chromite layers in the Muskox
intrusion and other intrusion a new Interpretation , Geol, 5.237-277
21. Irvine , T . N , Sharpe , M.P (1986) Magma a mixing and the origine
of the stratiform oxid ore zones in the Bushveld and Still water
complexes . in : Gallagher , M.J. , Ixer , R.A , Neary , C.R ,Richard
,H.M, (1986) Metallogeny of basic and ultrabasic rocks PP.183 - 198
22. Kesler , Stephen. E(1994) Mineral resources economics and the
environment, University of Michigan . P.182 – 187
23. Lorand, J.P , Ceuleueer , G(1989) Sillicate and base – metal sulfide
inclusions in chromites from the Masquad area (Oman Ophiolite ,
Gulf of Oman) a mode for entrapment . Lithos 22:173-190
24. Maurice (1991) Techninqes in sedimentology . Department of
geological science. Universityy of Daurham.
25. Mc Elduff, B and Stump , E.F.(1991) The chromite deposits of the
Troodos complex , Cyprus – Evidence for the role of a fluid phase
Accompanying chromite formation , mineral deposita 26.307-318
26. Mc Elduff, J.G. , Stumpfl , E.F.(1990) platinum group mineralsfrom
the Troodos ophiolite Cryprus . Mineral petrol 22.211 -232
27. Melcher , F,Stumpfl , E.F. , Distler , V(1994) Chromite deposits
of the kempirsai massif , southem Urals , Kazakhastan , Applied
earth science , VOL 103 , B8 107 -120
28. Michailidis , K.M.(1990) , Zoned chromites with high Mn-contents
in the Fe-Ni-Cr-Laterite ore deposits from the Eldssa area in
Northen Greece , Mineral depositea 25, 190-197.
29. Midelmost , Eric.AK(1985) An introduction to Igneous
petrology magma and magmatic rocks. P, 188-193.
30. Nicolas , A and Le pichon , X.(1980) Plastic deformation in oceanic
crust and upper mantle. Earth and Planetry science letters 46.
31. Nicolas A.Boduierf. and Bouchez ,J. (1980)
Interpretation of peridotite structures from ophiolitic and oceanic
Environment, American Journal of science.
32. Rammlmair , D. , Raschka,H. , Steiner, L.(1987)
Systemtics of chromitite occurrences in centeral Palawan
Philippines, Mineral deposita 22,120-197
33. Sabzahi, M(174) Les Melanges Ophiolitiquse de la region de
Esfundageh (Iran Meridional) – Etude petrologique et structural ,
Interpretation dansle cardre Iranian, These presesetee a I Univrsity
De Grenoble.
34. Smith, G.D.(1987) The Cambridge Encyclopedia of Earth sciences,
Cambridge University press Cambridge.
35. Stanton , R.L.(1972), Ore petrology , MC-GraHill
36. Swakins F.J(1984) Metal deposits in relation of plate tectonics,
37. Talkington R.W. , Watkinson , D.H, Whittoker , P.J,Jones,
P.C.(1984) Platinum group minerals and other soild inclusion in
chromite of ophiolitics complexes : occurrence and petrological
significance TMPM32 : 285-307
38. Tarling , D.H.(1981)Economic geology and geotectonics,
chromite depositd(Turkey) Mineral deposita 25,89-95
40. Watkinson , D.H. , Main Warning , P.R(1980) chromite
Geology and chromite zones Puddy lake –chrome lake area,
And chromite chemistry in : Geoscience research grant program,
Summary of research 1979-1980, Ontario Geol . survey M.P..93
PP220-234
41. Winkler , Helmut G.F.(1976) Petrogenesis of metamorphic Rocks.
Fourth , springer velag , New York.
42. Zhou, Mei – Fu and Bai , Wen – Ji(1992) Chromite deposits in china
and their origin, Mineral deposita 27,192-199, springer – verlag.
43. Zhou, M.F, Robinson, P.T.and Bai W.J(1991)Formation of podiform
chromitites by melt/rock, interaction in the upper mantle , Mineral
deposita 29.98-101(1994)