چکیده

توده گرانیتوئیدي بوئین- میاندشت بخشی از توده هاي نفوذي موجود در زون سنندج – سیرجان را تشکیل داده و به صورت کوچک و بزرگ در داخل مجموعه هاي متامورفیک منطقه نفوذ کرده است. ترکیب سنگ شناسی این تودهعمدتاً متشکل از گرانیت پورفیري(مونزوگرانیت- سینوگرانیت)، گرانودیوریت، گابرو- دیوریت تا دیوریت می باشد. فعالیت هاي تکتونیکی پس از جایگیري توده باعث میلونیتی شدن این توده گردیده و شواهدي از جمله حالت شیستوزیته برخی از گرانیت ها، خرد شدن کوارتز(ساب گرین) با خاموشی موجی، حالت خمیدگی در پلاژیوکلاز و خمیدگی و کینک باند در بیوتیت ها دلالت بر این موضوع دارد. مطالعات صحرایی، کانی شناسی، سنگ شناسی و ژئوشیمیایی نشان می دهد که ماگماي سازنده واحدهاي اصلی این توده از نوع I، کالکوآلکالن و غنی از پتاسیم(پتاسیک) بوده و از نظر درجه اشباع از آلومینیم((ASI، متاآلومین تا اندکی پرآلومین می باشد.
واژه کلیدي: بوئین- میاندشت، گرانیتوئید، نوع I، متاآلومین، کالکوآلکالن، زون سنندج- سیرجان

مقدمه

منطقه مورد مطالعه در جنوب شرقی الیگودرز و در محل بلافصل تراست زاگرس رخنمون دارد و بین عرض هاي جغرافیایی ۶′ ۳۳˚ تا ۳۳˚ ۱۰′ شمالی و
طول هاي جغرافیایی ۷′ ۵۰˚ تا’ ۵۰˚ ۱۲ خاوري واقع شده است. این محدوده از نظر موقعیت قسمتورقهکوچکی از ۱/۱۰۰۰۰۰ نقشه زمین شناسی گلپایگان را
که توسط محجل و افتخارنژاد((۱۳۷۱، تهیه شده است، شامل می شود. با بررسی توده هاي گرانیتوئیدي حسن رباط و موته(اترودي،۱۳۶۶،)
الیگودرز(صدیقی،(۱۳۷۳، بوئین– میاندشت(قاسمی، (۱۳۷۱، بروجرد(احمدي خلجی،(۱۳۸۵ و گلپایگان(شریفی،(۱۳۷۵ می توان اظهار داشت که قرابت هاي پتروگرافی و ژئوشیمیایی و محیط تکتونیکی این توده ها نشان از منشاء مشترك و هم زمان آنها دارد. لذا سن جایگزینی کرتاسه فوقانی- پالئوسن زیرین را که پس از فاز کوهزایی لارامید تزریق شده اند، می توان براي آنها در نظر گرفت. ترکیب سنگ شناسی این مجموعه درحد گرانیت پورفیري(مونزوگرانیت- سینوگرانیت،)

گرانودیوریت و گابرو- دیوریت تا دیوریت بوده و از لحاظ پتروگرافی واجد بافت هاي گرانوفیري، پرتیت و گرانولار می باشند. این توده داراي انکلاوهاي متعدد با اندازه متفاوت بوده و توسط دایک هاي اسیدي(آپلیتی و پگماتیتی)، متعددي قطع شده است. آثار دگرسانی و تنش هاي تکتونیکی در کانی هایی نظیر کوارتز، پلاژیوکلاز و بیوتیت مشاهده می گردد.
بحث

توده گرانیتوئیدي بوئین- میاندشت بخشی از توده هاي نفوذي موجود در زون سنندج- سیرجان را تشکیل می دهد(شکل.(۱ بخش اعظم این توده ترکیب گرانیتی دارد. درون این توده عظیم گرانیتی توده هاي نفوذي کوچکی وجود دارند کهعمدتاً داراي ترکیب گابرودیوریتی- دیوریتی می باشند. واحدهاي مختلف سنگ شناختی توده گرانیتوئیدي مورد مطالعه توسط دایک هاي اسیدي متعدد(آپلیت ها و پگماتیت ها)، قطع شده است. در اینجا به اختصار تنوع سنگی این توده را شرح می دهیم(شکل.(۲

(۱ واحد گرانیتی(مونزو گرانیت- سینوگرانیت): این توده گرانیتی واحد اصلی منطقه مورد مطالعه را تشکیل می دهد. کانی هاي اصلی آنها شامل کوارتز، بیوتیت، پلاژیوکلاز و آلکالی فلدسپار است. پلاژیوکلازهااکثراً به سریسیت و کانی هاي رسی و بیوتیت ها در امتداد رخ ها به کلریت دگرسان شده اند و در اکثر قسمت ها در اثر آزاد کردن تیتان به اسفن و روتیل تبدیل شده اند و آثار تنش هاي تکتونیکی در آنها مشاهده می گردد(شکل۳و.(۴ کانی هاي فرعی این واحد نفوذي شامل آپاتیت، زیرکن، آلانیت، مونازیت، اپیدوت، اسفن، روتیل و اکسیدهاي آهن(منیتیت)، است. آپاتیت ها و زیرکنمعمولاً به صورت ادخال هایی در داخل بیوتیت ها و پلاژیوکلازها مشاهده می گردند.

١

شکل۱- نمایی از توده گرانیتوئیدی منطقه بوئین- میاندشت

شکل۲- طبقه بندی شیمیایی سنگ ها((Cox, 1979

(۲ واحد گرانودیوریتی: این واحد داراي شکل بیضوي و با روند شمال باختر- جنوب خاور بوده و با توجه به تعیین سن هـاي انجـام شـده گرانودیوریـت هـاي تجزیه شده اولین فعالیت نفوذي بعد از دگرگونی ناحیه اي هستند که در زمان کرتاسه زیرین به وجود آمده اند و سنی قدیمی تر از گرانیت هاي پورفیري منطقه دارند. این سنگ ها داراي بافت گرانولار بوده و کانی هاي اصلی این واحد شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، بیوتیت و آلکالی فلدسـپار و کـانی هـاي فرعـی عبارت از آپاتیت، زیرکن، اکسیدهاي آهن و اپاك می باشند.

(۳ واحد گابرو- دیوریتی: این توده نفوذي به صورت یک بخش جدا از سنگ هاي گرانیتی بوده و آنها را قطع نموده است و به همین جهت سن قـدیمی تـري نسبت به توده گرانیتوئیدي منطقه دارد. رگه هاي پگماتیتی در داخل این توده ها نیز نفوذ کرده اند. کانی هاي اصلی این توده شامل پلاژیوکلاز، بیوتیـت، آمفیبول(ترمولیت- اکتینولیت)، پیروکسن(کلینوپیروکسن) می باشند. پلاژیوکلازها در برخی قسمت ها از حاشـیه بـه آلکـالی فلدسـپار تبـدیل شـده انـد

(شکل(۵ کانی هاي فرعی این سنگ ها شامل زیرکن، اسفن، روتیل، آپاتیت بوده که به صورت ادخال در پلاژیوکلازها و بیوتیت ها قـرار گرفتـه انـد. کـانی هاي ثانویه ناشی از فرآیندهاي دگرسانی شامل کلریت، اپیدوت(زوئیزیت- کلینوزوئیزیت و پیستاسیت)، سریست و کلسیت هستند.

٢

شکل۳- خمش ناشی از استرین در کانی پلاﮊیوکلاز

شکل٤- خمش در بیوتیت در اثر فشارهای تکتونیکی

شکل۵- تبدیل پلاﮊیوکلاز از حاشیه به آلکالی فلدسپار در اثر ورود آب به محیط

٣

۴) انکلاوها: توده گرانیتوئیدي موجود در منطقه مورد مطالعه داراي انکلاوهاي متنوعی می باشند. اندازه آنها از چند سانتی متر تا حدود ۱ متر متغیر اسـت و شکل آنها از حالت تقرباًی زاویه دار کاملاًتا بیضوي و گرد شده، تغییر می کند. به طور کلی انکلاوهاي موجود در این توده را می توان بـه دو گـروه تقسـیم نمود:
الف) انکلاوهایی از سنگ هاي دگرگونه(زینولیت ها): این آنکلاو ها از جنس هورنفلس و سنگ هاي دگرگونی مجاورتی اسـت کـه توسـط واحـد گرانیتـی دربـر گرفته شده اند.

ب) انکلاوهاي میکروگرانولار مافیک(:(MME این انکلاوهاصرفاً درون واحد گرانیتی دیده می شـوند و داراي همـان کـانی هـاي میزبـان خـود مـی باشـند و در نمودارهاي ژئوشیمیایی نیز از سنگ میزبان خود تبعیت می کنند(شکل.(۶

شکل۶- انکلاو میکروگرانولار مافیک در توده گرانیتی منطقه

(۵ دایک هاي اسیدي(آپلیت ها و پگماتیت ها): توده گرانیتوئیدي منطقه توسط دایک هاي بزرگی از آپلیت ها و پگماتیت ها با رونـد شـمال بـاختر- جنـوب قطعخاور شده اند. آپلیت ها حاوي کوارتز، آلکالی فلدسپار، مسکویت و کاناپاكیهاي می باشند. پگماتیت ها بیشتر در واحـد دیـوریتی و گرانودیـوریتی مشاهده می شوند و از نظر ترکیب کانی شناسی داراي پلاژیوکلاز، کوارتز و اکسیدهاي آهن(منیتیت)، هستند. این سنگ ها محصول مرحله نهایی فعالیـت
ماگمایی در ارتباط با جایگیري توده گرانیتوئیدي می باشند.
به منظور تعیین نوع ماگماي تشکیل دهنده تودهنمودارگرانیتوئیدي از (Irvine & Baragar,1971)AFM استفاده شده است(شکل.(۶ بر طبق این نمـودار تمـام نمونه هاي گرانیتوئیدي در محدوده کالکوآلکالن قرار گرفته اند.

شکل۶- نمودار سه تایی (Irvine & Baragar1971) AFM

علائم مشابه شکل ۲ می باشند.

٤

با توجه به نمودار K2O+Na2O در برابر (Irvine & Baragar,1971)SiO2، سنگ هاي گرانیتوئیدي منطقه مورد مطالعه در محدوده ساب آلکالن و سنگ هاي دیـوریتی متمایل به محدوده آلکالن می باشند(شکل.(۷

شکل۷- نمودار K2O+Na2O در مقابل(Irvine & Baragar1971) SiO2

نموداربرابر K2O در Taylor, 1976)SiO2کالکوآلکالن(Peccerillo &، سري پتاسیم بالا را براي توده اصلی منطقه نشان می دهد(شکل.(۸

٥

شکل۸- نمودار تغییرات K2O در مقابل(Taylor & Peccerillo, 1976) SiO2

علائم مشابه شکل ۲ می باشند.

(Pitcher 1993, Maniar & Piccoli 1989, Shand 1927) A/NK، توده گرانیتوئیدي در محدوده متاآلومین قـرار مـی گیـرد و از
مطابق نمودار A/CNK در برابر

نوع I می باشد()(Chappell & Whith, 1974شکل.(۹

Line I & S

۱٫۱

شکل۹ – نمودار Al/CNK در برابر Al/NK (Shand,1927, Maniar & Piccoli,1989, Oicher,1993)

علائم مشابه شکل ۲ می باشند.

با توجه به نمودارهاي هارکر((۱۹۰۹، واحد دیوریتی مستقل از واحد گرانیتی(چه از نظر زمانی و چه از نظر ژئوشیمیایی)، می باشد، لذا تحـول عنصـري در هـر کـدام تابع روند تفریق ماگمایی(افزایش یا کاهش)، یا احاناًی در مواردي تمرکز هاي بلورین(فنوکریست هاي مافیک و…)، است. در مجموع دیوریت ها کم سیلیس تر پرمایـه از عناصر Mg, Ti, Al و Fe مـی باشـد کـه امـري عـادي اسـت. ولـی در خـانواده گرانیتـی تفریـق موجـب کـاهش عناصـر Ti, Fe, Mgو… و افـزایش K و Na شـده است(شکل.(۱۰

٦

در نمودار عناصر کمیاب در برابر SiO2 با افزایش SiO2 ، مقادیر Ba ,Sr و Hf کاهش می یابد. در نمودارZr در برابرSiO2 نمونه هاي گرانیتـی دو دسـته شـده انـد کـه

علت آن فراوانی کانی زیرکن در آنها است(شکل.(۱۱

شکل۱۱- نمودار SiO2 در مقابل عناصر کمیاب

علائم مشابه شکل ۲ می باشند.

٧

در شکل۱۲تغییرات عناصر کمیاب که نسبت به فراوانی آنها در کندریت عادي شده اند، نشان داده شده است. روند دیوریت ها افزایش LILE و عناصر ناسازگار نسبت به عناصر سازگار HREE را نشان می دهد و در آنها افت و خیزها محدود تر است. در گرانیت ها افت و خیز و قله آنومالی هاي مثبت و منفی در مورد برخـی عناصـر ملاحظه می گرددمثلاً. آنومالی مثبت Th مربوط به کانی زیرکن است. در نمونه پگماتیتی که سدیک است آنومالی منفی K مشاهده می شود که با ترکیب شیمیایی آن همخوانی دارد. علت تهعنصریشدگی Sr به خاطر فلدسپارها،جانشباینیآن Ca و K در Ba به علت جانشینیبا K در بیوتیت و آلکالی فلدسـپار و Ti بـه علـت وجود کانی هاي تیتان دار نظیر اسفن و روتیل می باشد. آنومالی منفی Nb نیز نشانگر نقش پوسته در تولید ماگما است و یا شاخص مناطق مرتبط با فرورانش اسـت.

افت شدید Nd در پگماتیت هاي منطقهاحتمالاً به علت وجود کانی هاي زیرکن و آلانیت در توده گرانیتی مورد مطالعه است، زیـرا ایـن سـنگ هـا محصـول مرحلـه نهایی فعالیت ماگمایی در ارتباط با جایگیري توده گرانیتوئیدي می باشند و پگماتیت ها فاقد این کانی ها هستند.

شکل۲۱- نمودار عنکبوتی فراوانی عناصر کمیاب عادی شده نسبت به گوشته اولیه((Thompson, 1982

بــا توجــه بــه نمودارهــاي محــیط هــاي تکتــونیکی((Maniar & Piccolli, 1989، گرانیتوئیــدهاي منطقــه مــورد مطالعــه گرانیتوئیــدهاي پــس از کــوهزایی (POG)هستند(شکل(۱۳ و در محدوده بین درون صفحه اي ( WPG ) و قوس آتشفشانی(Pearce et al, 1984)(VAGقرار) گرفته اند. قرار گیـري نمونـه هـا در نمـودار پیرس و همکاران (Pearce et al, 1984) ، در محدوده درون صفحه اي(WPGاحتمالاً)، به علت تعلق این توده ها، طبق نمودار مانیـار و پیکـولی( Maniar & Piccolli, (1989، به مرحله پس از کوهزایی(((Post- Orogenic(POG، می باشد(شکل۱۴و) احتمالاً پس از کوهزایی لارامید تزریق شده اند و بـا سـایر گرانیتوئیـدهاي منـاطق مجاور(همدان، بروجرد، شازند، الیگودرز، موته، حسن رباط و…) همسن می باشند.