فصل دوم زمین شناسی
با این توصیف ، فاز اصلی ماگماتیسم توأم با دگرگونی در بعد گسترده در این بخش از زون سنندج – سیرجان را می توان به حادثه تکتونیکی سیمیرین میانی (آقانباتی ،۱۳۷۱ و ۱۳۷۷) مربوط دانست.
۲-۷) سنگ های دگرگونی:
سنگ های دگرگونی موجود در منطقه ، شامل دو سری دگرگونی ناحیه ای درجه پایین و مجاورتی درجه پایین تا درجه بالا می باشند.مرز بین این دو دگرگونی با توجه به شواهد بافتی و تغییرات کانی شناسی صورت گرفته است ، به طوری که دگرگونی ناحیه ای شامل اسلیت ها و فیلیت ها می شود که تغییرات بافتی نمایان می شود و بیوتیت ظاهر می شود لذا پیدایش بیوتیت به عنوان آغاز دگرگونی مجاورتی در نظر گرفته شده است (حسنوندی ،۱۳۸۹). دگرگونی مجاورتی با شیست های لکه دار شروع می شود و به هورنفلس ها و میگماتیت ها ختم می شود. در این منطقه ، مجموعه دگرگونی ناحیه ای با طیفی از شرایط رخساره شیست سبز دیده می شود که در طی نفوذ توده گرانیتوئیدی در امتداد سطح شیستوزیته آن ها ،یک مجموعه دگرگونی مجاورتی دمای بالا – فشار پایین حاصل شده است (احمدی خلجی ،۱۳۷۸).
۲-۷-۱) دگرگونی ناحیه ای
سنگ های حاصل از این دگرگونی که بیشتر شامل اسلیت و فیلیت می باشند بخش وسیعی از منطقه را در بر می گیرند و در واقع بخشی از فیلیت های همدان هستند که از همدان تا گلپایگان رخنمون دارند.این سنگ ها به صورت تپه ماهوری و با رنگ های سیاه تا مایل به سبز دیده می شوند و به طور کلی تمام سنگ های دگرگونی درجه بالاتر به آن ها ختم می شوند . در بررسی های میکروسکوپی ، این سنگ ها دارای بافت لپیدوبلاستیک و لپیدوگرانوبلاستیک هستند و حاوی کانی های کوارتز ، کلریت ،میکای سفید ،فلدسپار (با منشأ تخریبی )، تورمالین ( با منشأ گرمابی )،مواد آلی و کانی های اکسیدی می باشند.
۲۸
فصل دوم زمین شناسی
این سنگ ها دانه ریز و تا حدودی لمس چرب دارند و در واقع تناوبی از لایه های نازک شیل و سیلتستون بوده اند که دگرگون شده اند (هیندمن^۱۱۹۸۵) .
۲-۷-۲) دگرگونی مجاورتی:
این سنگ ها در اطراف توده های گرانیتوئیدی دیده می شوند و حاصل تزریق این توده های عظیم درون فیلیت ها و اسلیت ها می باشند. سنگ های دگرگونی مجاورتی یک توالی کاملی از دگرگونی درجه پایین تا بالا شامل شیست لکه دار ، هورنفلس شیست ، هورنفلس و میگماتیت های تزریقی را شامل می- شوند(حسنوندی ،۱۳۸۹). شیست های لکه دار خارجی ترین بخش از هاله دگرگونی را تشکیل میدهند که به رنگ خاکستری دیده می شوند و خاصیت تورق خود را حفظ نموده اند و در حقیقت حد بین سنگ های دگرگونی ناحیه ای و مجاورتی درجه بالا (هورنفلس) هستند (احمدی خلجی ،۱۳۷۸) .
بررسی های میکروسکوپی لکه ها نشان می دهدکه این سنگ ها تغییرات مهمی را محتمل شده اند و کانی- های جدیدی در آن ها به وجود آمده یا در حال تشکیل است به طوری که بیوتیت با چند رنگی واضح در این سنگ ها ظاهر می شود و سرسیت بر اثر تبلور مجدد به مسکویت تبدیل شده است (حسنوندی ،۱۳۸۹) . این لکه ها اغلب از تجمع و تراکم کلریت ،مسکوویت و بیوتیت تشکیل شده اند و یا در حال تبدیل به آندالوزیت و یا کردیریت می باشند.به علت وجود این لکه ها بافت آن ها پرفیرو گرانوبلاستیک یا پرفیرولپیدوبلاستیک است .مجموعه کانی شناسی این سنگ ها حاکی از حرارتی بین ۴۵۰-۴۲۵ درجه سانتی گراد ( بارکر^۱۱۹۹۰) و حد دگرگونی زون بیوتیت را نشان می دهند .
با نزدیک شدن به توده گرانیتوئیدی ، در این سنگ ها لکه های سیاه رنگی از کردیریت به ابعاد ۲-۱ میلیمتر
ظاهر می شود و رنگ آن ها سیاه متمایل به قهوه ای می گردد. اما این سنگ ها در منطقه گسترش چندانی ندارند.
۱-Hyndman
۲۹
فصل دوم زمین شناسی
کانی کردیریت که پرفیروبلاست این سنگ ها را تشکیل می دهد به صورت بیضوی شکل با ادخال هایی از کوارتز دیده می شود و اغلب به مجموعه قهوه ای رنگی از مواد دیگر نظیر اکسیدهای آهن تجزیه شده است. شاید شیست های لکه داری که لکه های آن ها آندالوزیت می باشند را بتوان گسترده ترین واحد شیست ها در منطقه در نظر گرفت. این سنگ ها که به رنگ خاکستری تیره تا سیاه دیده می شوند حاوی بلورهایی از آندالوزیت با ابعاد ۱۰-۳ سانتیمتر می باشند ودارای بافت پرفیروبلاستی و پوئی کیلوبلاستی هستند.
کانی آندالوزیت در این سنگ ها اغلب به سریسیت تبدیل شده است و در بعضی از نمونه ها حاوی ادخال- های فراوان از گرافیت (کیاستولیت ) می باشد .
از نکات قابل توجه در مورد کانی های موجود در شیست ها می توان به وجود موضعی کانی گارنت اشاره کرد که گاه حاوی ادخال هایی از کوارتز و بیوتیت می باشد (قهرمانی ، ۱۳۹۰).شیست های گارنت دار در مقایسه با سایر شیست ها از گسترش کمی در منطقه برخوردار هستند . کانی گارنت در بعضی از هورنفلس شیست ها و هورنفلس ها نیز به ندرت دیده می شود(قهرمانی ، ۱۳۹۰).
کمبود کانی گارنت در سنگ های منطقه می تواند به دلیل فقیر بودن سنگ اولیه این سنگ ها از منیزیم و یا پایین بودن فشار لازم برای تشکیل آن باشد(یاردلی^۲۱۹۸۹ ،کنعانیان و همکاران،۱۳۷۲) که در حد فاصل شیست های لکه دار ،هورنفلس شیست ها و هورنفلس ها قرار دارند. تفاوت اصلی هورنفلس شیست ها با شیست لکه دار ،پیشرفت تبلور در کانی های دگرگونی مجاورتی و در نتیجه محو شدن تدریجی فولیاسیون است . اما هنوز بقایای فولیاسیون بخصوص در نمونه دستی دیده می شود و با اینکه سنگ هنوزشیستوزیته خود را حفظ کرده است ولی سخت تر شده است و تا حدودی حالت هورنفلسی پیدا کرده است .در این سنگ ها بلورهای آندالوزیت به خوبی دیده می شود و فابریک گرانوبلاستیک به سنگ می دهند. دربعضی از نمونه ها نیز که به سمت توده نزدیک تر هستند آندالوزیت ها از بخش حاشیه ای به سیلیمانیت فیبری(فیبرولیت) تبدیل شده اند(احمدی خلجی،۱۳۷۸).

( اینجا فقط تکه ای از متن فایل پایان نامه درج شده است. برای خرید متن کامل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت feko.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. )

۱-Barker
۲-Yardley
۳۰
فصل دوم زمین شناسی
با پیشرفت تأثیر دگرگونی مجاورتی ، سنگ ها فابریک گرانوبلاستیک به خود می گیرند و فولیاسیون در آن ها حذف می شود و سخت و متراکم می گردند . این سنگ ها نسبت به شیست های لکه دار گسترش کمتری دارند . ترکیب این سنگ ها در جاهای مختلف متفاوت است به طوری که در بعضی نقاط حاوی سیلیمانیت منشوری هستند در حالی که در بخش های دیگر بیشتر حاوی کردیریت و آندالوزیت می باشند که می تواند ناشی از متفاوت بودن ترکیب سنگ اولیه و شرایط لازم برای تشکیل این کانی ها باشد(حسنوندی ،۱۳۸۹). به طور کلی هورنفلس های موجود در منطقه دارای سه کانی شاخص دگرگونی یعنی کردیریت ،آندالوزیت و سیلیمانیت می باشند و به طور موضعی و خیلی جزئی گارنت نیز در آن ها دیده می شود.
در این سنگ ها کردیریت با ماکل ساعت شنی دیده می شود و فابریک پرفیروبلاستیک به سنگ می دهد و با نزدیک شدن به توده،آندالوزیت نیز ظاهر می شود . حضور آندالوزیت و کردیریت با هم در این سنگ ها می تواند به دلیل پایین بودن درجه اکسیداسیون ناشی از فراوانی مواد آلی کربنی باشد (تورنر^۱ ،۱۹۶۸) که حضور این مواد موجب تنزل مرزهای واکنشی در سنگ به درجات پایین تر می گردد (بوخر و فری^۲۱۹۹۴ ، ولی زاده و صادقیان ۱۳۷۹) و همین امر سبب عدم حضور مجموعه پاراژنزی استارولیت – آندالوزیت در این منطقه نیز شده است . بلورهای آندالوزیت به شکل اسفنجی و ساختمان اسکلتی دارند و به صورت پوئی- کیلوبلاستیک دیده می شوند به طوری که مانند شبکه ای بلورهای کوچک بی شماری از مسکویت ، بیوتیت ، کوارتز و کردیریت را فرا می گیرند که حاکی از رشد سریع این کانی می باشد . به سبب پیشرفت دگرگونی ، سیلیمانیت در حاشیه آندالوزیت ظاهر می شود و کم کم با نزدیک تر شدن به توده ، تبدیل آندالوزیت به سیلیمانیت افزایش می یابد و گاه آندالوزیت به طور کامل به سیلیمانیت تبدیل می شود.
۱-Turner
۲-Bucher and Frey
۳۱
فصل دوم زمین شناسی
وجود سیلیمانیت به صورت بلورهای سوزنی درون آندالوزیت بیانگر گذر از زون آندالوزیت به سیلیمانیت است.از طرف دیگر همراهی بیوتیت با آندالوزیت سبب تسریع در واکنش های تشکیل سیلیمانیت می گردد، زیرا این کانی به صورت یک تسریع کننده (کاتالیزور ) عمل می کند (فوستر^۱ ،۱۹۹۱). بیوتیت ،پتاسیم فلدسپار ، فیبرولیت و گارنت نیز در زمینه این سنگ دیده می شوند و تورمالین به عنوان کانی فرعی و مسکوویت به صورت ثانوی قابل مشاهده هستند.
وجود کردیریت با ماکل ساعت شنی و تبدیل آندالوزیت به سیلیمانیت منشوری در این سنگ ها حاکی از یک دگرگونی پیشرونده دمای بالا می باشد (دییر^۲ و همکاران ، ۱۹۹۱) و بر اساس روابط پاراژنتیکی طیف دمایی ۶۵۰-۶۰۰ درجه سانتی گراد برای این سنگ ها برآورد می شود ( وینکلر ،۱۹۷۶، هوشمند زاده، ۱۳۷۱).از طرف دیگر حضور آندالوزیت و نبود کیانیت در این سنگ ها حاکی از دگرگونی در فشارهای کمتر از چهار کیلوبار می باشد (وینکلر^۳،۱۹۷۶،هوشمندزاده،۱۳۷۱)
بدین ترتیب دگرگونی مجاورتی در منطقه مورد مطالعه حداکثر تا حد رخساره پیروکسن هورنفلس پیش رفته است (احمدی خلجی،۱۳۷۸).
از نکات قابل توجه در کلیه سنگ های دگرگونی منطقه،تبدیل و بازگشت کانی های شکل گرفته در حرارت بالا به کانی های شاخص درجات پایین می باشد به عنوان مثال بلورهای آندالوزیت از قسمت حاشیه به سریسیت و مسکویت یا کلریت و مسکوویت؛ بلورهای کردیریت به مجموعه کلریت و سریسیت (پنین) و بلورهای گارنت و بیوتیت به کلریت تبدیل شده اند. علت چنین پدیده ای می تواند به خاطر تراوش حجم عظیمی از سیالات حاصل از انجماد توده ها در حین سرد شدن به درون سنگ های دربرگیرنده باشد .
بررسی های به عمل آمده در منطقه نشان می دهد که عملکرد این سیالات در نقاط مختلف متفاوت بوده و بستگی به ویژگی های فیزیکی سنگ ها داشته است به طوری که سنگ های مربوط به درجات بالا ( هورنفلس ها )نسبت به درجات متوسط (شیست های لکه دار ) کمتر دچار تجزیه شده اند (حسنوندی،۱۳۸۹).
۱-Foster
۲-Deer
۳-Winkler
۳۲
فصل دوم زمین شناسی
۲-۸) گسل ها و درزه های منطقه مورد مطالعه
مهمترین ساختار های ماکروسکوپی منطقه مورد مطالعه ، گسل ها هستند . این گسل ها در ابعاد مختلف و با روند های گوناگون در منطقه دیده می شوند. برخی از این گسل ها از اهمیت ویژه ای برخوردار هستند زیرا که کنترل کننده رخساره های مختلف دگرگونی هستند به طوری که از مهمترین آن ها می توان به گسل بزرگی اشاره کرد که به موازات حاشیه جنوبی توده گرانیتوئیدی بروجرد قرار دارد و سبب متفاوت شدن رخساره های دگرگونی در دو طرف این توده شده است ( شکل ۲-۳).
گسل ها در درون توده گرانیتوئیدی بروجرد نیز به فراوانی دیده می شوند ونکته قابل توجه اینکه بعضی از آن ها با روند عمومی گسل های اصلی منطقه در خارج از توده همخوانی دارند و ممکن است با این گسل ها نیز ارتباط ژنتیکی داشته باشند و گسل های کوچکتر در این توده نیز ممکن است ناشی از فرایند های دگرشکلی و یا مرتبط با مکانیسم بالا آمدگی و سرد شدن آن باشند.
با مطالعه عکس های هوایی وتعیین کلیه خط واره ها ، سه روند اصلی برای گسل ها و درزه ها به دست می- آید. یک دسته از خط واره ها دارای روند عمومی زاگرس می باشند که رگه های معدنی و آپلیتی اساساً در این راستا (N140-N120) قرار دارند.
به عقیده فرهادیان (۱۳۷۰) این شکستگی ها در قسمت سطحی زمین دارای گسترش بوده و به طرف عمق از تعداد و ضخامت آن ها کاسته می شود. این گسل ها در سنگ های دگرگونی منطقه مورد مطالعه نیز شناسائی شده اند .