۲۰
فصل دوم زمین شناسی
شکل۲-۳ : نقشه ساده شده ای از زمین شناسی منطقه مورد مطالعه (احمدی خلجی،۱۳۸۵)
۲۱
فصل دوم زمین شناسی
۲-۳-۲) واحد کوارتز دیوریت:
واحد کوارتز دیوریت درون واحد گرانودیوریتی برونزد دارد. این واحد به دلیل بالا بودن مقدار بیوتیت و دارا بودن آمفیبول نسبت به واحد گرانودیوریتی، رنگ تیره ای دارد و ارتفاعات منطقه را تشکیل می دهد. واحد مذکور به رنگ خاکستری تیره و از نظر درجه رنگین مزوکرات است و نسبت به واحد گرانودیوریتی ،رگه های آپلیتی کمتری دارد. اندازه کانی ها در این سنگ ها خیلی متغیر نبوده و به طور متوسط ۲ میلیمتر است. این سنگ ها دارای بافت گرانولار و گاه پرفیروئید با درشت بلورهایی از پلاژیوکلاز بوده و کانی های اصلی آن ها شامل پلاژیوکلاز ،بیوتیت،آمفیبول،کوارتز و به مقدار کمتر آلکالی فلدسپار می باشد.
زیرکن ،اسفن و آپاتیت عمده کانی های فرعی سازنده این سنگ ها می باشند که به صورت ادخال در کانی های بیوتیت ،آمفیبول و پلاژیوکلاز وجود دارند.لازم به ذکر است که در این واحد نیز همانند واحد گرانودیوریت در بخش شمالی و در محل مجاورت با سنگ های دگرگونی ،بلورهای آندالوزیت دیده می شود.
۲-۳-۳) واحد مونزوگرانیت:
واحد مونزوگرانیت به صورت توده های کوچک و مجزا و کم و بیش به شکل مدور در بخش جنوبی توده اصلی بروجرد ( حوالی روستاهای بیچون و کریم آباد ) برونزد دارند. اما با این حال ، واحدهای مجزای آن ها همانند توده اصلی ، دارای امتداد شمال غربی – جنوب شرقی هستند. سنگ های این واحد در حوالی روستای پیچون و کریم آباد جهت یافتگی ضعیفی از خود نشان می دهند. این امر نیز تأیید می کند که این توده های کوچک و مجزا همانند کل مجموعه در یک رژیم فشارشی قرار داشته اند. کانی های اصلی تشکیل دهنده آن ها شامل بیوتیت، پلاژیوکلاز ،کوارتز و آلکالی- فلدسپار است.آپاتیت ،زیرکن و آلانیت عمده کانی های فرعی این سنگ ها را می سازند که به صورت ادخال در بیوتیت و پلاژیوکلاز دیده می شوند.
۲۲
فصل دوم زمین شناسی
۲-۳-۴) دایک های اسیدی (آپلیت ها و پگماتیت ها ):
سنگ های گرانیتوئیدی و سنگ های درونگیر منطقه بروجرد توسط تعدادی از دایک های فلسیک با ترکیب آپلیتی و پگماتیتی به طول ده ها متر و پهنای چندمتر قطع گردیده اند. این سنگ ها محصول مرحله نهایی فعالیت ماگمایی در ارتباط با جایگیری توده گرانیتوئیدی می باشند.مسعودی (۱۹۹۷)این سنگ ها را به دو گروه پگماتیت های جدید و قدیم تقسیم نموده است :گروه اول با سن ۷۰-۵۲ میلیون سال در درون توده گرانیتوئیدی دیده می شوند و آن ها را محصول مرحله نهایی فعالیت ماگمایی می داند.
در مورد گروه دوم با سن ۱۲۰ میلیون سال که در هورنفلس ها دیده می شود چنین اظهار می دارد که ماگمایی گرانیتی در حالیکه توده آذرین را به وجود آورده است حرارت لازم برای ذوب سنگ هایااطراف خود و همچنینO₂H ، Fو Bلازم برای تشکیل پگماتیت ها را نیز فراهم نموده است و سپس این پگماتیت ها در فاصله کمی از منشأ در هورنفلس ها جایگزین شده اند.

برتیه و همکاران (۱۹۷۴) و همچنین ولی زاده (۱۳۷۱) با توجه به اینکه تشکیل توده گرانیتوئیدی بروجرد را ناشی از یک گنبد حرارتی می دانند ، منشأ این گروه از پگماتیت ها را به ذوب بخشی سنگ های دگرگونی نسبت می دهند. ترکیان (۱۳۷۴) ; ولی زاده و ترکیان (۱۳۷۸) ضمن معرفی انواع مختلف پگماتیت های موجود در منطقه همدان ، برای پگماتیت های خارج از توده گرانیتوئیدی همدان نیزچنین ایده ای را مطرح نموده اند. آپلیت ها در واحد های مختلف دیده می شوند ولی در واحد گرانودیوریتی دارای فراوانی بیشتری هستند و به صورت چند نسل با روند های مختلف همدیگر را قطع می نمایند . این سنگ ها دارای بافت گرانولار بوده و حاوی کوارتز ، آلکالی فلدسپار ،مسکوویت ،تورمالین و کانی های اپاک هستند. آپاتیت و زیرکن عمده کانی های فرعی این سنگ ها را می سازند. پگماتیت ها بیشتر در واحد گرانودیوریتی و هاله آن دیده می شوند. این سنگ ها بر اساس موقعیت و ترکیب کانی شناسی به دو گروه تقسیم می شوند: گروه اول در هورنفلس ها دیده می شوند و دارای روند شمال غربی – جنوب شرقی هستند در حالی که گروه دیگر درون سنگ های گرانودیوریتی وجود دارند .
۲۳
فصل دوم زمین شناسی
این سنگ ها کانی شناسی ساده ای را نشان می دهند و عمدتاً حاوی کوارتز ، آلکالی فلدسپار(پرتیت)، مسکوویت ، تورمالین، آپاتیت و زیرکن هستند.گارنت و آندالوزیت نیز بطور عموم در گروه اول دیده می- شوند. پگماتیت ها دارای بافت گرافیکی می باشند که در نمونه دستی به وضوح دیده میشود به طوری که بلور های کوارتز در درون فلدسپار زمینه دیده می شود. این می تواند محصول تبلور ساب سولووس در سیستم Qz-Ab در فشار بالا باشد.شلی ^۱(۱۹۹۳) حضور این بافت ها را به فراوان بودن سیالات در حین تبلور نسبت می دهد.
۲-۳-۵) رگه های کوارتز – تورمالین:
رگه های کوارتز – تورمالین که دارای روند شمال غربی –جنوب شرقی هستند در حوالی روستاهای نظام آباد، حسن آباد ،روشت و فیزانه در واحد کوارتز دیوریت رخنمون دارند (میرسپهوند ، ۱۳۸۹).ضخامت این رگه ها متغییر است و به طور متوسط به حدود ۳ متر می رسد و حاوی آثاری از کانه زایی مس به صورت مالاکیت و آزوریت هستند.
همچنین کانه زایی مس در میان شیست ها نیز دیده می شود.کانسنگ این مناطق دارای شئلیت ، کالکوپیریت، آرسنوپیریت ،بیسموتینیت، بیسموت خالص ، پیریت ،پیروتیت ،اسفالریت و کاسیتریت است (فرهادیان ،۱۳۷۰) و تنگستن به صورت شئلیت همراه با کوارتز و به مقدار کمتر با تورمالین دیده می شود که از نظر اقتصادی دارای اهمیت می باشد.
۱-Shelly
۲۴
فصل دوم زمین شناسی
۲-۴) توده گرانیتوئیدی گوشه:
توده گرانیتوئیدی گوشه به صورت توده های کوچک و مجزا و کم و بیش به شکل مدور در بخش جنوبی توده اصلی بروجرد (حوالی روستاهای گوشه ، دواریان وتوان دشت ) برونزد دارد. این سنگ ها در روستاهای دواریان و گوشه برای سنگ نما استخراج می شوند. بر اساس مطالعات میکروسکوپی انجام شده در منطقه مورد مطالعه (بهزاد ،۱۳۹۰)، ترکیب این سنگ ها از گرانودیوریت تا گرانیت تغییر می کند ولی تفکیک دقیق این دو امکان پذیر نیست و توسط رگه های اسیدی قطع می شوند. گرانودیوریت ها ،دارای بافت گرانولار تا پرفیروئید بوده ودر نمونه دستی عموماً دانه متوسط تا دانه درشت هستند و غالباً به رنگ خاکستری دیده می شوند. از ویژگی های صحرایی دیگر گرانودیوریت ها می توان به فرسایش پوست پیازی آن ها اشاره نمود که سبب شده است این سنگ ها به صورت قلوه ای دیده شوند.ترکیب کانی شناختی ساده و همگنی از کانی های کوارتز ،پلاژیوکلاز،بیوتیت و آلکالی فلدسپار دارند.کانی های فرعی این ها شامل آپاتیت ، زیرکن ،آلانیت و اپاک می باشند و یک جهت یافتگی ضعیف ناشی از جهت یافتگی کانی ها (بویژه بیوتیت) در آن ها ملاحظه می گردد.مونزوگرانیت ها درون گرانودیوریت ها برونزد دارد و با این سنگ ها مرز تدریجی نشان می دهند. این سنگ ها در نمونه دستی روشن تر از گرانودیوریت ها بوده و مقدار بیوتیت در این سنگ ها کمتر است.
سنگ های مذکور در حوالی روستاهای گوشه ، دواریان و توان دشت فاقد جهت یافتگی هستند و به صورت دانه ریز (در حاشیه ) تا دانه درشت (در مرکز) دیده می شوند و دارای بافت پرفیروئید با بلورهای درشت فلدسپار (در مرکز ) تا گرانولار ( در حاشیه ) هستند و کانی های اصلی تشکیل دهنده آن ها شامل بیوتیت ، پلاژیوکلاز، کوارتز و آلکالی فلدسپار است.از مشخصات بارز این سنگ ها وجود پرتیت می باشد که ترکیب سنگ را به سمت مونزو گرانیت سوق می دهد .
۲۵
دوم زمین شناسی
حضور گسترده پرتیت در این سنگ ها می تواند مبین بالا بودن فشار بخار آب در ماگمای تشکیل دهنده این
سنگ ها باشد و این پدیده بیشتر در گرانیت های ساب سالووس دیده می شود (مک بیرنی^۱۱۹۹۳).
وجود بافت گرانوفیر در این سنگ ها نیز حاکی از تشکیل این سنگ ها در شرایط وجود مواد فرار زیاد و دمای پایین تر از سولیدوس است.
۲-۵) اشکال ساختاری توده ی گرانیتوئیدی بروجرد:
بسیاری از توده های گرانیتی بزرگ نوعی فولیاسیون به موازات حاشیه های خود نشان می دهند که به درون توده از شدت آن کاسته می شود . در منطقه مورد مطالعه نیز توده ی گرانیتوئیدی بروجرد به صورت کشیده و طویل به موازات شیستوزیته غالب سنگ های دگرگونی تزریق شده است و دارای فولیاسیون مشخص می- باشد که در صحرا براحتی قابل مشاهده است . فولیاسیون مزبور ناشی از جهت یافتگی کانی ها بویژه بیوتیت و کوارتز می باشد و هر جا سنگ حاوی بیوتیت بیشتری می باشد واضح تر دیده می شود . دراین جا سنگ های گرانیتوئیدی،میلونیتی شده اندو دو نوع فولیاسیون را نشان می دهند که در طی یک دگرشکلی منفرد توسعه یافته اند (لیستر^۲ و اسنوک ^۳،۱۹۸۴) .
۲-۶)نتایج تعیین سن:
(مسعودی ۱۹۹۷؛مسعودی و همکاران ۲۰۰۲ )تعیین سن به روش Rb -Sr بر روی کانی های بیوتیت و مسکویت موجود در گرانیتوئید های منطقه انجام داده اند که نتایج آن ها به شرح زیر می باشد:
تعیین سن Rb –Srتشکیل کمپلکس بروجرد را در دو دوره مهم بارمین – آپتین و ماستریشتین قرار می دهد، در صورتی که برای توده نفوذی آستانه سن آلبین بالایی به دست آمده است .
۱-Macbirney
۲-Lister
۳-Snoke
۲۶
فصل دوم زمین شناسی
پگماتیت ها نیز به دو دوره مهم بارمین – آپتین و پالئوسن زیرین نسبت داده شده اند. همچنین مسعودی ۱۹۹۷؛ مسعودی و همکاران ۲۰۰۲بر اساس نتایج به دست آمده ،معتقدند که اولین فعالیت نفوذی بعد از دگرگونی ناحیه ای و در طی حرکات تکتونیکی اولیه آلپ در زمان کرتاسه زیرین (حدود Ma۱۲۰ ) رخ داده است . به اعتقاد مسعودی توده نفوذی آستانه در زمان آلبین ،در طی فعالیت نفوذی همزمان تکتونیک (که ادامه حرکات آلپ می باشد ) جایگزین گردیده است .در ادامه آن ، گرانیت ها و پگماتیت ها جوانتر به عنوان مجموعه نفوذی های پس از تکتونیک و سپس رگه ها در کرتاسه پایانی – پالئوسن آغازین
(Ma۵۲-۷۰) تشکیل گردیده اند. نمونه های تعیین سن شده به روش U-Pb بر روی کانی زیرکن واحد های مختلف توده گرانیتوئیدی بروجرد،آستانه و یک مونزو گرانیت از توده گرانیتوئیدی گوشه انجام شده توسط احمدی خلجی (۱۳۸۵) و قادری و همکاران (۱۳۸۳) سن حدود ۱۷۰ میلیون سال برای توده های گرانیتوئیدی بروجرد ،آستانه و ۳۵ میلیون سال برای توده گرانیتوئیدی گوشه را نشان می دهند. دادهای سنی زیرکن از کمپلکس بروجردحاکی از جایگزینی نسبتاً سریع این توده در ژوراسیک میانی می باشند . همچنین برخلاف نمونه های اندازه گیری شده برای توده های گرانیتوئیدی بروجرد و آستانه آنالیز بلورهای زیرکن از نمونه مربوط به توده گرانیتوئیدی گوشه سن بسیار جوانتر معادل Ma ۰/۱۲±۷۰/۳۴(ائوسن پایانی ) را نشان می دهدکه حاکی از بسیار جوان تر و منحصر به فرد بودن این توده نسبت به تودۀ اصلی بروجرد می باشد که در طی حادثه تکتونیکی پیرنئن بوجود آمده است.نتایج به دست آمده حداکثر محدوده سنی ۱۷۵-۱۷۱ میلیون سال پیش را برای جایگزینی توده گرانیتوئیدی بروجرد تعیین می نماید . بدین ترتیب ، تشکیل توده از ابتدا تا زمان جایگیری آخرین فاز های ماگمایی آن ، در طول مدت نسبتاً کوتاهی (کمتر از ۴ میلیون سال) در ژوراسیک میانی (باژوسین) رخ داده است .بر اساس داده های صحرایی و پترو گرافی ، این واقعه در جریان و یا اندکی دیرتر از دگرگونی ناحیه ای منجر به تولید فیلیت ها همدان، رخ داده است.اگر چه جایگزینی توده آستانه قدری دیرتر از توده گرانیتوئیدی بروجرد به نظر می آید ، اما سن آن با سن توده های همجوار در محدوده خطای اندازه گیری انطباق پیدا می کند.
۲۷