Alp tipi (ofiyolitik) ultramafik komplekslerin (e.g., Küba, Filipinler, Türkiye ve Amerika’nın sahil kısımları) ultramafik tektonitlerinde yer alan podiform kromitler, pod benzeri, mercek veya iğ şeklinde yapılar halinde çok düzensiz şekilli, süreksiz ve sınırlı miktarda yayılım sunarlar (e.g., Thayer, 1964; Jackson, 1969; Arai, 1997). Boyut, şekil ve dokularına bağlı olmaksızın, hepsi bir dünitik bir zarf ile çevrili olarak bulunur (Thayer, 1964; Gervilla ve Leblanc, 1990; Arai, 1997) ve dünitik zarfın kalınlığı kromitit podunun hacmine bağlı değildir (Arai, 1997).
Bu pod veya mercek şekilli yapılar içinde bulundukları konak peridotitin (e.g. spinel harzburjit) bileşimsel bandlaşma (S0), foliasyon (S1) ve lineasyon (L1) gibi yapısal ögeleri ile ilişkileri dikkate alınarak (Nicolas, Bouchez, Boudier ve Mercier, 1971; Nicolas, Bouchez ve Boudier, 1972; Nicolas ve Poirier, 1976 ve Cassard ve diğer., 1981) üç temel yapısal sınıfta tanımlanmaktadır: (i) konkordant (uyumlu) kromititler, (ii) subkonkordant (yarı-uyumlu) kromititler, (iii) diskordant (uyumsuz) kromititler. Konkordant kromititler genelde tablamsı, nadiren kalem şekilli yapılar sunar. Bu yataklarda krom-spinelli seviyelerinin iç foliasyon ve lineasyonları çevre peridotitinki ile uyumludur. Subkonkordant kromititlerde cevher gövdesi ve iç yapıları dünit zarf ve konak peridotit ile düşük bir açı yapar (≤ 25º). Genelde tablamsı şekillidirler. Diskordant kromititler ise bu iki tipin aksine çevre kayaçın foliasyonunu net olarak keser şekilde çok değişken yapısal ilişkiler sunar.
İlginç olan bir nokta, bazı uyumsuz kromitit podlarının magmatik dokularının iyi korunmuş olması ve bu podların deformasyon izleri taşımaması, uyumlu podların ise genelde göreceli olarak daha deforme olmasıdır (Cassard ve diğer., 1981; Nicolas, 1989; Arai, 1997). Bu nedenle podiform kromitit kütlelerinin genel olarak diskordant
olarak oluştukları, ve daha sonra subkonkordant ve konkordant hale geldikleri belirtilmektedir (Cassard ve diğer., 1981; Lago ve diğer. 1982).
Peridotit çevre kaya içinde kromitit ve dünitik zarfın oluşumu ergiyik/peridotit etkileşimi ve bununla ilişkili ergiyik karışım işlevlerine bağlanmakta (Zhou, Robinson ve Bai, 1994; Arai ve Yurimoto, 1994; Arai, 1997), dünitik zarf bir çok yazar tarafından ornatım (replacive) kökenli olarak tanımlanmaktadır (Zhou ve diğer., 1994; Arai ve Yurimoto, 1992, 1994; Arai, 1997). Kromitit ve dünitik zarf spinellerinin benzer kimyaları ve çevre kayaç spinellerinden farklılıkları kromitit- dünit çiftlerinin oluşumuna peridotit yan kayaç içinde yükselen egzotik (yabancı) bir ergiyiğin (veya kısmi bir ergiyiğin) neden olduğu kanısını sonuçlamaktadır (Arai, 1997).
Arai (1997) tarafından özetlenen ergiyik-kayaç etkileşim modelinde üst manto kayacı (e.g., harzburjit) içinde türeyen akışkan yolları (kırıklar/çatlaklar) boyunca yükselen bir ergiyik (A), çevre kayaç ile etkileşim sonucu yan kayacın ortopiroksenlerini çözmekte ve olivin çökelimine neden olmaktadır (Kelemen, 1990; Arai, 1997; Şekil 6.1). Bu şekilde ergiyik kütlesini çevreleyen dünitik bir zarf oluşturmaktadır. Bu replasif (veya reaktif) dünitik zarfın oluşumu, ergiyiğin SiO2, Cr, uyumsuz element içeriğine etki eder. Çözünen ortopiroksenler ergiyiğin krom içeriğini arttırırken (Arai ve Abe, 1995), kristallenen olivinler nedeni ile ergiyiğin SiO2 içeriği göreceli olarak artar. Ergiyik aynı zamanda etkileşim sırasında gelişen bir çeşit “zonlu saflaşma (zone refining-purification) etkisi” nedeni ile uyumsuz bileşenler (Na, Ti, ve H2O) açısından da zenginleşir (e.g., Arai ve Matsukage, 1996; Arai, Matsukage, Isobe ve Vysotskiy, 1997; Arai, 1997). Bu değişikliklere uğrayan ergiyik (B), hemen ardından, ilkel bileşimini koruyan magma ile takviye olursa spinel bileşenleri açısından aşırı derecede doygun bir karışım (C) oluşturacaktır (Arai, 1997). Bu şekilde krom-spinel çökelimi gerçekleşecektir. Benzer mekanizma, Irvine (1975, 1977) tarafından tabakalı kromititlerin kökeni üzerine yaptığı çalışmalarda da tartışılmıştır (Noller ve Carter, 1986; Arai ve Yurimoto, 1992, 1994; Zhou ve diğer., 1994; Arai, 1997). Bu nedenle, podiform kromititler, magma odalarını besleyen dik/dike yakın konumlu akışkan yolları boyunca yukarı doğru
süzülen kısmi (veya tamamen egzotik) ergiyiklerin çevre kaya ile etkileşimi ile bu akışkan yolları boyunca çökelen kümülatlar olarak tanımlanabilir. Bu yollarda, kristallenen krom-spinel taneleri yapının cep oluşturan kesimlerinde çökelirler (Lago ve diğer., 1982; Arai, 1997). Çökelimin sonrası devam eden primitif ergiyik takviyesi, türbülanslı bir akım oluşturarak yeni magma ile durgun eski magmanın etkili biçimde karışmasını ve ceplerde daha fazla krom-spinel çökelimini sağlayacaktır (Arai ve diğer., 1997; Arai, 1997). Bu işlevlerin sonucunda ilksel olarak diskordant bir podiform kromitit oluşacaktır.
Şekil 6.1 Podiform kromitit oluşum mekanizması modeli (Lago ve diğer., 1982 ve Arai, 1997’den birleştirilerek).
Mantoda yükselen ergiyiğin yükselme hızı üst kesimlere doğru giderek azalmakta ve kendi itici gücü ile parçalayıp yükselebileceği yolu açamamaktadır. Bu kesim çoğunlukla manto-kabuk geçiş sınırına denk gelmektedir (Nicolas, 1989). Bu durum, podiform kromitlerin kümülat – tektonik sınırından (MTZ-Moho Transition Zone) itibaren ilk 1000 m’lik kısımda tektonit harzburjitler içersinde bulundukları gözlemleri ile uyumludur (Thayer, 1967; Moutte, 1982; Stowe; 1987). Dik ve dike yakın şekilde oluşan diskordant kromititler oluşumlarından itibaren üst manto diapirizmi ile yukarı doğru hareketleri sırasında giderek çıkış kanallarından
uzaklaşırlar ve dikten yatay konuma geçerler. Bu şekilde çevre peridotitin foliasyonu ile uyumlu bir yapı kazanırlar ve konkordant veya subkonkordant podiform kromititleri oluştururlar.
Podiform kromititlerin bu şekilde oluşabileceği, belirli bir hızla yükselen bazaltik bir ergiyik ve etkileşimde bulunabileceği bir çevre manto kayacının bulunduğu, ortamlar, okyanus ortası sırtlarında, yay-altı yitim kuşaklarında veya plaka içi bazaltik sokulumların olduğu yerlerdir. Bu üç farklı tektonik ortamda oluşan krom- spineller farklı kimyasal karakteristikler sunarlar. Örneğin okyanus ortası sırtlarda kristallenen krom-spineller daha düşük Cr-numaraları (Cr#<0,6) ile karakterize olmaktadır (e.g., Dick ve Bullen, 1984; Arai, 1994a, b; Arai ve Yurimoto, 1994; Arai ve Abe, 1994; Arai ve Matsukage, 1998). Yay ve ilişkili magmaların gelişebileceği yitim kuşaklarında kristallenen krom-spineller ise yüksek Cr-numaraları (Cr#>0,7) ile karakterizedir (e.g., Dick ve Bullen, 1984; Arai, 1994b; Arai ve Yurimoto, 1995; Arai ve Matsukage, 1998) ve TiO2 içeriği açısından fakirdirler (TiO2 <1 wt. %). Levha içi toleyitik sokulumlarda yine yüksek Cr# spinel kristallendirirler, ancak bunların spinellerinde TiO2 miktarı da yüksektir (>1 wt. %) (Arai, 1992).
Yüksek Cr-numaralı (0,7-0,8) ve düşük TiO2 içerikli krom-spinel içeren podiform kromititler daha yaygın olarak bulunurlar. Nadir olarak da daha düşük Cr-numaralı (Cr#<0,6) krom-spineller içeren podiform kromititlere rastlanır. Bu nedenle podiform kromititlerin genelde oluşum ortamı yay ve ilişkili magmaların baskın olduğu yitim kuşakları olarak yorumlanmaktadır. Daha nadir olarak okyanus ortası sırtlarda da (hızlı açılma sırtları-fast spreading ridges) podiform kromititler oluşabilmektedir.
Üst mantoda podiform bir kromitit podunun oluşumu ve boyutları aynı zamanda, kuvvetli bir şekilde çevre peridotitin kimyasına da bağlıdır (eg., Nicolas ve Al Azri, 1991; Roberts, 1992; Arai, 1997). Alpin tipi perdotitlerde büyük kromitit yataklarını çevreleyen harzburjitler tipik olarak Cr#=0,4-0,6 (ort. 0,5) arasında değerler sunar (Arai, 1997) ve ortaç derecede refrakterdir. Daha rafrakter olan çevre kayaçlarda ise (Cr#>0,7) genelde küçük kromitit podları ve daha kalın dünitik zarflar sözkonusudur
(Arai, 1997) ve bu durumun istisnaları nadiren görülür. Arai (1997), manto peridotitlerinin spinellerinin Cr#’ları ile ortopiroksenlerinin Al+Cr miktarının ters orantılı olduğunu göstermiştir. Kayacın refrakterliği (spinelin Cr#) arttıkça, ortopiroksenlerinin Cr#’ları artar ve Al2O3+Cr2O3 (wt. %) içerikleri azalır. Ayrıca, yüksek derecede refrakter olan kayaçta zaten piroksen miktarı da az olacaktır. Manto kayacının ergiyik ile etkileşimi sırasında çözülerek kromititin ana bileşenlerini besleyen az sayıda ortopiroksende Al ve Cr miktarınında az olması, ergiyik karışımında yeterli doygunluğun sağlanamamasına neden olacaktır. Bu nedenle ancak küçük kromitit podları oluşabilecektir. Bunun tam zıttı bir protolitin bulunduğu durumda, yani düşük Cr#’lı (genelde ~Cr#<0,3) olan fertil lerzolitik çevre kayaçlarda, kromitit bulunmaması ise ortopiroksen kimyasının farklı olması ve Al’ca zengin olan bu sistemde olivin-spinel faz sınırının geometrik kısıtlamaları nedeni ile ergiyik karışımında spinel doygunluğunun yeterince sağlanamamasına bağlanmaktadır (Arai, 1997).