نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه پیام نور، تهران، ایران،
2 استادیار، گروه زمین شناسی، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران،
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The present paper describes some field characteristics of deformation in a high-strain and high temperature zone in migmatitic rocks, with several kilometers wide occurring in Hamedan and Toyserkan regions, NW of the Sanandaj- Sirjan Zone. A number of workers believe deformation and metamorphism are closely related. We tried to establish relationships between deformation evidence and rheological contrasts in different parts of migmatites during the migmatization process. In recent years, several studies have been carried out regarding the deformation and tectonic events of the various rocks of Hamedan region. However, this work is the first attempt to establish the relationship between deformation structure and partial melting in the migmatitic rocks of the study region. The obtained data can be used to interpret probable relationship between deformation and metamorphism and to determine the role of rheology of the various rocks in the region.
Regional Geology
The Sanandaj-Sirjan Zone (SSZ) comprises a metamorphic belt of low- to high-grade regional and contact metamorphic rocks intruded by mafic, intermediate and felsic plutonic bodies. Plutonic rocks of the Alvand complex in the Hamedan region, belonging to middle Jurassic (Shahbazi et al., 2010; Mahmoudi et al., 2011; Chiu et al., 2013), consisting of gabbro-diorite-tonalite association, granite-granodiorite porphyroid, and hololeucocratic granitoids (Sepahi et al., 2019).
Major metamorphic rocks events in the SSZ occurred 160-170 Ma (e.g., Sepahi et al., 2019). The metamorphic rocks of the area with different composition and metamorphic grade, are mainly pelites with small bodies of psammites, quartzites, meta-basites, calc-pelites and calc-silicates. During partial melting, some minerals such as cordierite, aluminosilicate (andalusite, sillimanite) and garnet porphyroblasts, in spite of floated, partly remained stable and when the partial melt reached its critical moving threshold, they were re-distributed in the viscous mush (Sepahi et al., 2009).
Analytical methods
Description of rock units, structural analyses, accurate measurements of parameters (i.e. lineation, boudins, folds, veins) were carried out during field observation. 44 thin sections parallel to lineation and perpendicular to foliation were prepared at the section preparation laboratory of Bu-Ali Sina University, and then their petrography and microstructures were examined and analyzed. The samples are taken from metatexite dominated migmatites as well as diatexite. Mineral abbreviations are taken from Whitney and Evans (2010).
Petrography
Following pelites the most abundant rocks of the area, slate, phyllite, pelitic schist/migmatite and hornfels are common rocks of the region under study. The migmatite rocks evolved from the hornfelses (metatexite) and schists (diatexite) of the region. The mesosome of schistic migmatites with similar mineralogy with that of the schists, crosscut by abundant granitic pegmatites, aplites, as well as quartz veins. This zone is associated with partial melting and development of granitic leucosomes in migmatites. Plagioclase-bearing leucosomes are predominant, but some contain K-feldspar as well. Melanosomes are less developed and resemble the mesosomes in their mineralogy and texture, except for greater amounts of mafic minerals (i.e. biotite), and smaller amounts of felsic minerals. Partial melting fronts were initiated around various porphyroblasts, especially Al2SiO5 minerals and cordierite, and migrated to other parts of the rocks. During diatexis, garnet and aluminosilicate (andalusite, sillimanite) porphyroblasts remained partly stable but floated and were re-distributed in the viscous mush when the partial melt reached its critical moving threshold.
Discussion and Conclusion
The essential processes of migmatites formation, are partial melting, metamorphic differentiation and injection of granitic magma. Leucosome layers appear following the peak of metamorphism and partial melting process. In the course of anatexis, with increasing melt fraction, migmatite strength progressively decreases. The boudinage of high temperature metamorphic rocks is significantly controlled by the evolving rheological contrasts between the leucosome (melt) and mesosome of migmatites. The deformation observed in migmatites, occurred on a large scale in the form of folded leucosome and Boudinage, and on a microscale in the form of intracrystalline (undulose extinction, deformation twinning) and intercrystalline deformation (grain boundary migration, protrusion...). Therefore, the folded and boudinated leucosome represent the activity of tectonic forces in the conditions of the peak transformation of the region. The simultaneous adaptation of tectonic processes with the peak of metamorphism created synmigmatites and probably occurred in the catazone segment. While the performance of tectonic processes after cooling and creating post-tectonic fabrics, possibly happened in the mesozone to epizone. Syn to post-tectonic structures have recorded the relationship between the different phases of the involved melt and deformation in the solid state in the area. Synmigmatites can be seen in different parts of Hamedan, such as Simin, Toyserkan, Cheshme Ghasaban and Morad-Beik valley. Deformation occurred following the melt crystallization in the investigated migmatites. According to the structures of boudin, folds and veins, which played an important role in development of dynamic state of migmatites, the rheological evolution of Hamedan migmatites (Simin and Toyserkan regions) can be divided into three stages: (1) deformation during melting, (2) solid state deformation immediately after crystallization, and (3) subsequent solid-state deformation.
کلیدواژهها [English]
وجود مذاب در زمینة سنگ تأثیر بسزایی بر رئولوژی آن و بهطور کلی ساختار پوسته زمین دارد. هنگامیکه ذوببخشی آغاز میشود، بخش مذاب میتواند بهسوی سطوح کمژرفای پوسته جریان یابد یا در ناحیهای که از آن خاستگاه گرفته، بهجای بماند. یک سنگ نیمهمذاب در نهایت میتواند جامد شود و به سطح زمین آید و میگماتیت را بسازد (Fedrizzi et al., 2023). ازاینرو، میگماتیت نوعی سنگ است که همزمان ویژگیهای بخشی از سنگ که ذوب نشده است (به حالت جامد بجا مانده است) و هم بخشی از سنگ که دچار ذوببخشی شده است (به حالت مذاب درآمده و سپس سرد شده است) را با هم و در یک رخنمون نشان میدهد. تغییرات رئولوژی و چگالی سنگ که بهعلت فرایند ذوببخشی روی میدهد، در تکامل پوسته نقش بنیادین دارد (Vielzeuf et al., 1990). در کل، رفتار سنگ با درجة ذوببخشی تغییر میکند، ایستایی یا پویایی مذاب (از جامد بهجامانده) در ریختشناسیِ پدیدآمده نقش مهمی دارد. چینها، رگهها و بودینها و نسلهای مختلف دگرریختی در حالت پویای مذاب در میگماتیتزایی پدید میآیند (Goswami et al., 2021).
ردهبندی میگماتیتها به متاتکسیتها[1] و دیاتکسیتها[2] (بر پایة درجة ذوب) تابعی از تفریق مذاب[3] و خواص دانههای جامد (در سنگ دارای ذوببخشی) است (Sawyer, 2008). یک ناحیة تدریجی یا انتقالی میان میگماتیت متاتکسیت و دیاتکسیت دیده میشود که بسته به تفریق مذاب شاید از 16/0 تا 6/0 (مقدار ذوب) گسترش یابد. متاتکسیتها میگماتیتهایی هستند که ساختارهای منسجم و پیش از ذوببخشی را در پالئوسوم[4] و بجامانده[5] حفظ میکنند. پالئوسوم بخشی است که دچار ذوببخشی نشده است و نئوسوم[6] شامل قطعاتی است که بهتازگی در پی ذوببخشی سنگ اولیه[7] پدید آمده یا بازسازی شدهاند و بهطور کلی به لوکوسوم و ملانوسوم دستهبندی میشوند. دیاتکسیتها زیر سلطة نئوسومهای فراگیر هستند و انسجام ساختاری خود را از دست دادهاند (Sawyer, 2008).
پژوهشگران بسیاری به بررسی میگماتیتهای پهنة سنندج- سیرجان در مناطقی مانند شهربابک (Fazlnia, 2010)، تکاب (Shafaii Moghadam et al., 2016)، گلپایگان (Hashemi et al., 2019)، بروجرد (Jafari et al., 2020)، نیریز (Fazlnia et al., 2023) و ... پرداختهاند. در منطقة همدان نیز تا کنون بررسیهای گستردهای دربارة تنوع ساختاری، کانیشناسی و پیدایش[8] روی میگماتیتها انجام شده است (Sepahi, 1999; Baharifar, 2004; Jafari, 2007; Sepahi et al., 2012, 2018; Zare Shooli et al., 2020; Saki et al., 2012, 2021). در بررسیهای پیشین ذوببخشی عامل اصلی میگماتیتزایی منطقة همدان دانسته شده است و میگماتیتهای منطقه از نوع کم فشار-دما بالا شناخته شدهاند (Sepahi et al., 2009). ایزدیکیان و همکاران (Izadi Kian et al., 2013) زمان رشد پورفیروبلاستها و ارتباط آن با دگرریختی را بررسی کردهاند. سن دگرگونی سنگهای میگماتیتی همدان را 167 میلیون سال پیش و سن دگرگونی میگماتیتهای تویسرکان را 160 تا 170 میلیون سال پیش میدانند (Sepahi et al., 2019). با اینکه پژوهشهای بسیاری در زمینة میگماتیتهای همدان انجام شده است، وابستگی میان دگرریختی و ذوببخشی بهخوبی بررسی نشده است. در این پژوهش با بررسی ساختارها و فابریکهای همزمان با مرحلة ذوب[9]، پس از تبلور[10] و حالت جامد[11] به این موضوع پرداخته میشود.
زمینشناسی منطقه
پهنة سنندج- سیرجان بخشی از کوهزاد زاگرس است (Alavi, 2004; Agard et al., 2005; Mohajjel et al., 2003) و در گسترهای به درازای 1500 کیلومتر و پهنای نزدیک به 200 کیلومتر گسترده شده است. برخی پژوهشگران مانند علوی (Alavi, 2004) پهنة سنندج- سیرجان را بخشی از زاگرس فلسمانند میدانند. محجل و همکاران (Mohajjel et al., 2003) منطقة همدان را در زیرپهنة با دگرریختی پیچیده دستهبندی میکنند.
سنگنگاری منطقه
سنگهای دگرگونی منطقة همدان گوناگون هستند و از سنگهای دگرگونی ناحیهای تا سنگهای دگرگونی همبری و میگماتیت تغییر میکنند. میگماتیتها در مناطقی مانند چشمهقصابان (Saki et al., 2020, 2021)، درة مرادبیگ (Jafari, 2020)، سیمین همدان (Sepahi, 1999; Baharifar, 2004; Jafari, 2007)، سرابی تویسرکان و درهعمر تویسرکان (Jafari, 2018) رخنمون دارند (شکل 1).
شکل 1. نقشة زمینشناسی منطقة همدان (برگرفته از نقشههای یکصدهزارم همدان، تویسرکان از جعفری (2018 Jafari, ).
Figure 1. Geological map of Hamedan region (adapted from the maps of 1:100,000 Hamedan, Toyserkan, by Jafari (2018)).
میگماتیتهای منطقة چشمهقصابان از نوع مافیک هستند و در پی ذوببخشیِ هورنبلند گابرو و گسترش کم لوکوسوم ترونجمیتی، در حد متاتکسیت دگرگون شدهاند (Saki et al., 2020, 2021). میگماتیتهای مناطق درة مرادبیگ و سیمین از نوع پلیتی هستند و در همبری با گرانیت پورفیرویید دیده میشوند. میگماتیتهای منطقة تویسرکان نیز از نوع پلیتی و در همبری با گابروها هستند. همة میگماتیتهای یادشده از متاتکسیت تا دیاتکسیت متغیر هستند. حجم میگماتیتها در منطقة سیمین همدان بیشتر از منطقة تویسرکان است و از تنوع ساختی و کانیشناسی بیشتری دارند (Jafari, 2018). مهمترین ساختهای میگماتیتهای منطقة همدان شامل انواع استروماتیک، سورئتیک، فلبتیک، نبولیتیک، دیکتیونیتیک، تیگماتیک، شولن و شلیرن هستند (Jafari, 2018) (شکل 2). در منطقة تویسرکان مهمترین فابریکها فابریکهای نبولیتیک، شبکهای، استروماتیک، شلیرن و دیاتکسیت اصلی هستند (Jafari, 2022).
شکل 2. ردهبندی سنگهای میگماتیتی (اصلاح شده از سایر (Sawyer, 2008) و ساختارهای مختلف میگماتیتها در مناطق همدان و تویسرکان.
Figure 2. Classification of migmatitic rocks (modified from Sawyer, 2008) and different structures of migmatite in Hamadan and Toyserkan region.
چگونگی پیدایش میگماتیتهای یادشده متنوع است و بهترتیب اهمیت فرایندهای ذوببخشی، تفریق دگرگونی و تزریق در میگماتیتزایی این سنگها نقش داشتهاند (Jafari, 2022). دگرگونی تا رخسارة آمفیبولیت بالایی و گاه گذر از رخسارة آمفیبولیت به گرانولیت (2007 Jafari, 2018) و حتی تا آغاز رخسارة گرانولیت (Jafari, 2018) پیش رفته است و درجة ذوببخشی میگماتیتها از متاتکسیت تا دیاتکسیت تغییر میکند. لوکوسوم میگماتیتها بافت سنگهای آذرین (گرانولار نیمهشکلدار تا گرانولار نیمهشکلدار، پرتیت و میرمکیت) را نشان میدهد (Jafari, 2007, 2018) و ترکیب سنگشناسی آن از ترونجمیتی تا آلکالیفلدسپار گرانیتی تغییر میکند. میگماتیتهای آلومینوسیلیکاتدار بیشتر لوکوسوم ترونجمیتی دارند و در میگماتیتهای کردیریتدار لوکوسوم ترونجمیتی تا آلکالیفلدسپار گرانیتی غالب است (Jafari, 2022).
سنگنگاری
بافت لوکوسوم میگماتیتها همانند بافتِ سنگهای آذرین است و بافتهای نیمهشکلدار گرانولار و بیشکل گرانولار در این بخش دیده میشوند. در بخش لوکوسوم کانیهای کوارتز، ارتوکلاز و پلاژیوکلاز یافت میشوند. لوکوسوم در میگماتیتهای سرشار از آلومینوسیلیکات از نوع ترونجمیتی و در انواع سرشار از کردیریت از نوع آلکالیفلدسپار گرانیتی است. ملانوسم گسترش کمی در این سنگها دارد؛ اما اگر حضور داشته باشد، بافت لپیدوبلاستیک و پورفیرولپیدوبلاستیک نشان میدهد. در بخش ملانوسم بیوتیت (بیوتیتهای نسل اول) و گاهی گارنت حضور دارند. پالئوسوم بافت پورفیرولپیدوبلاستیک تا لپیدوپورفیروبلاستیک دارد. در بخش پالئوسوم مجموعه کانیهای شاخص سنگهای متاپلیتی مانند آلومینوسیلیکاتها (آندالوزیت، سیلیمانیت، کیانیت، فیبرولیت)، گارنت (آلماندین)، بیوتیت (سیدروفیلیت)، کردیریت (آهندار)، استارولیت، پلاژیوکلاز (آندزین)، اسپینل (هرسینیت)، تورمالین و زیرکن دیده میشوند.
بیوتیت هم در پالئوسوم و هم در ملانوسوم حضور دارد. پیدایش بیوتیتهای نسل اول را میتوان به دگرگونی ناحیهای پیشرونده و فرایند میگماتیتزایی نسبت داد؛ اما بیوتیتهای نسل دوم در اثر دگرگونی پسروندهای که پس از میگماتیتزایی روی داده است پدید آمدهاند. بیوتیتهای نسل اول فروبیوتیت و بیوتیتهای نسل دوم مگنزیوبیوتیت هستند (Sepahi et al., 2018). دادههای تجزیة ریزکاو الکترونی برخی کانیهای پالئوسوم در جدول 1 آورده شدهاند.
جدول 1. دادههای تجزیة ریزکاو الکترونی برخی کانیهای پالئوسوم در میگماتیتهای منطقة همدان (Sepahi et al., 2018).
Table 1. Electron microprobe data of some minerals of paleosome in the migmatites of the Hamadan region (Sepahi et al., 2018).
Mineral Type |
First generation biotite |
Second generation biotite |
Muscovite
|
Garnet |
plagioclase |
|||||||
Rock Type |
Fibrolite garnet migmatite |
Staurolite garnet migmatite |
Fibrolite garnet cordierite migmatite |
Staurolite garnet migmatite |
||||||||
Sample No. |
jsim12_2-100 |
jsim12_2-101 |
Rj22-100 |
Rj22-Ms 15 |
Rj22-Ms 15 |
Rj300-Ms 3 |
jsim12-2-Gt1-56 |
jsim12-2-Gt1-56 |
Rj-22Grt12 |
Rj-22Grt12 |
RJ 22 Pl 1 |
RJ 22 Pl 2 |
|
|
|
|
|
|
|
core |
rim |
core |
rim |
|
|
SiO2 |
35.28 |
35.92 |
36.59 |
36.15 |
47.090 |
47.190 |
27.09 |
37.33 |
36.89 |
37.52 |
60.02 |
59.21 |
TiO2 |
2.92 |
2.56 |
1.53 |
1.44 |
0.36 |
0.21 |
0 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
0 |
0.01 |
Al2O3 |
18.91 |
18.66 |
19.48 |
20.07 |
37.100 |
37.290 |
32.2 |
21.63 |
21.29 |
21.86 |
25.57 |
26.55 |
FeO |
20.83 |
20.95 |
18.48 |
19.08 |
0.870 |
0.770 |
32.58 |
32.55 |
33.77 |
32.5 |
0.02 |
0.04 |
MnO |
0.07 |
0.11 |
0.05 |
0.05 |
0.000 |
0.000 |
2.72 |
3.74 |
2.57 |
4.93 |
0 |
0 |
MgO |
8.16 |
8.11 |
9.99 |
11.53 |
0.670 |
0.400 |
4.22 |
3.92 |
2.6 |
2.81 |
0.03 |
0.31 |
CaO |
0 |
0 |
0.03 |
0.16 |
0.040 |
0.000 |
0.66 |
0.84 |
1.99 |
1.24 |
7.29 |
7.29 |
Na2O |
0.09 |
0.1 |
0.23 |
0.31 |
1.390 |
1.190 |
0.06 |
0 |
0 |
0 |
7.79 |
7.3 |
K2O |
10.28 |
9.03 |
9.86 |
7.93 |
10.000 |
8.960 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0 |
0.06 |
0.05 |
Total |
96.54 |
95.44 |
96.24 |
96.72 |
97.520 |
96.010 |
99.55 |
100.04 |
99.2 |
100.89 |
100.78 |
100.76 |
Oxygen |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
8 |
8 |
Si |
5.365 |
5.479 |
5.482 |
5.350 |
6.101 |
6.153 |
2.200 |
2.985 |
2.992 |
2.990 |
2.657 |
2.620 |
Ti |
0.334 |
0.294 |
0.172 |
0.160 |
0.035 |
0.021 |
0.000 |
0.001 |
0.002 |
0.001 |
0.000 |
0.000 |
Al |
3.389 |
3.354 |
3.439 |
3.500 |
5.665 |
5.731 |
3.083 |
2.039 |
2.035 |
2.053 |
1.334 |
1.385 |
Fe+2 |
2.649 |
5.479 |
2.315 |
2.361 |
0.094 |
0.084 |
2.213 |
2.177 |
2.291 |
2.166 |
0.001 |
0.001 |
Mn |
0.009 |
0.294 |
0.006 |
0.006 |
0.000 |
0.000 |
0.187 |
0.253 |
0.177 |
0.333 |
0.000 |
0.000 |
Mg |
1.850 |
3.354 |
2.231 |
2.544 |
0.129 |
0.078 |
0.511 |
0.467 |
0.314 |
0.334 |
0.002 |
0.020 |
Ca |
0 |
0 |
0.005 |
0.025 |
0.006 |
0.000 |
0.057 |
0.072 |
0.173 |
0.106 |
0.346 |
0.346 |
Na |
0.0265 |
0.0296 |
0.067 |
0.089 |
0.349 |
0.301 |
0.009 |
0.000 |
0.000 |
0.000 |
0.669 |
0.626 |
K |
1.994 |
1.7567 |
1.884 |
1.497 |
1.653 |
1.490 |
0.001 |
0.001 |
0.002 |
0.000 |
0.003 |
0.003 |
Total |
15.617 |
15.444 |
15.602 |
15.533 |
14.032 |
13.857 |
8.263 |
7.995 |
7.988 |
7.983 |
5.011 |
5.002 |
روش انجام پژوهش
در این پژوهش نخست بازدید و بررسیهای میدانی برای توصیف واحدهای سنگی، تحلیل ساختاری، اندازهگیری دقیق پارامترهایی مانند برگوارگی و خطوارگی و نمونهبرداری جهتدار انجام شد. سپس مقاطع نازک به شمار 44 مقطع موازی خطوارگی و عمود بر برگوارگی در آزمایشگاه تهیة مقطع دانشگاه بوعلیسینا، تهیه شد. سپس سنگنگاری و ریزساختارهای آن بررسی و تجزیه و تحلیل شد. نام اختصاری کانیها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans, 2010) برگرفته شده است.
ساختارهای میگماتیتها
به باور جانسون و هادسون (Johnson et al., 2003)، میگماتیتها بهعلت درشتبودن کانیها بیشتر فابریکهای دگرریختی را در مقیاس رخنمون نشان میدهند. از میان سه بخش لوکوسم، پالئوسوم و ملانوسم در میگماتیتها، تنها لوکوسمها به استقرار در بخشهای با کرنش پایین، مانند بودینها و نواحی کششی پهنههای برشی، گرایش دارند (2003 Johnson et al.,). این وضعیت (دانهدرشتبودن و تجمع لوکوسوم در بخشهای با کرنش پایین) در میگماتیتهای پلیتی مناطق همدان و تویسرکان نیز دیده میشود. ساختارهای میگماتیتها در این پژوهش به سه گروه دستهبندی شدهاند: ساختارهای مرحله ذوب[12]، ساختارهای پس از تبلور[13] و ساختارهای حالت جامد[14]. اما سایر (Sawyer, 2008) در کتاب کار با میگماتیتها اصول متفاوتتری برای توصیف ساختارهای میگماتیتی بهکار برده است که پایة آنها ریختشناسی مرتبة نخست و دوم میگماتیتهاست. در مرتبة نخست میگماتیتها در دو دستة متاتکسیت و دیاتکسیت جای میگیرند. در مرتبة دوم ساختارهای متاتکسیت و دیاتکسیتی جداگانه بررسی میشوند. با توجه به (Sawyer, 2008) و ردهبندی ریختشناسی مرتبة نخست و دوم، برخی ساختارها در منطقة همدان، در متاتکسیتها فراوان هستند و برخی در دیاتکسیتها گسترش یافتهاند. ساختارهای هر مرحله (متاتکسیت و دیاتکسیت) شامل انواع خاصی از چینها، رگهها و بودینهاست که در ادامه به معرفی آنها پرداخته میشود.
چینها
چینهای میگماتیتها را میتوان به دو گروه ردهبندی کرد:
1- چینهای میگماتیتی[15]؛
2- میگماتیت چینخورده[16] (Goswami et al., 2021).
درون برخی متاتکسیتها، لایههای مقاوم پیدایش چینخوردگی خمشی[17] با ماهیت چین موازی را بهدنبال داشته است که بهعلت کوتاهشدگی موازی لایهبندی پدید آمدهاند (شکل 3-A). ذوب پیشرونده رخداد یک انتقال به چینخوردگی جریانی را در پی دارد و این چینها بیشتر چینهای مشابه با لولای پهن و یالهای باریک هستند (شکل 3-B). وجود لوکوسوم بیشتر در لولاهای چین در مقایسه با یالها نشاندهندة انتقال مذاب از یالها بهسوی لولاست (Collins and Sawyer, 1996). در صورت وجود تناوب لایههای ضخیم و نازک، لایههای نازک، چینهای با طولموج کوتاه را زودتر نشان میدهند و لایههای ضخیم با طولموجهای بزرگتر پس از لایة نازک (با تاخیر زمانی) آغاز به چینخوردن میکنند (شکل3-C). ازاینرو، فاز انتقال با وجود چینخوردگیهای جریان فعال و غیرفعال شناخته میشود Sawyer, 2008)). در دیاتکسیتها، چینها بیشتر از نوع ناهماهنگ یا پیچیده دیده میشود (شکل 3-D).
در میگماتیتهای منطقة همدان چینهای خمشی که از چینخوردن لوکوسومها پدید آمدهاند و در یالهای آن شکلهای Z و S شکل ناشی از دگرریختی یالها دیده میشوند (شکل 4-A). در برخی بخشها، لوکوسومها بههمراه پالئوسوم در چینخوردگی فعال شرکت کردهاند و همزمانی چینخوردگی و میگماتیتزایی را نشان میدهند (شکل 4-B). همچنین، چینهای برشی فراوانی از جنس متادیوریت (شکل4-C) و لوکوسوم (شکل 4-D) وجود دارد که نشاندهندة دگرریختی میگماتیتها پس از سردشدن و دگرریختی آنها در حالت جامد است.
شکل3. A) چین موازی که مراحل اولیه میگماتیتی شدن در متاتکسیت را نشان میدهد. اختلاف مقاومت لایهها بالا است. این چین در پی مراحل بعدی یالهایش جدا شده است (منطقة سیمین)؛ B) چین مشابه همزمان با میگماتیتیشدن که لولای ضخیم و یالهای نازک از جنس لوکوسوم دارد (منطقة درة مرادبیک)؛ C) تناوب لایههای نازک و ضخیم لوکوسومها که لایههای نازک چینهای با طول موج کوتاهتری را پدید آوردهاند (منطقة سیمین)؛ D) چینهای ناهماهنگ در دیاتکسیتهای منطقه (منطقه سیمین).
Figure 3. A) Parallel fold showing early stages of migmatitization in metatexite. The difference in the layers' resistance is high. This fold is separated from its limbs during the later stages (Simin area); B) A similar fold at the syn-migmatitization, which has thick hinges and thin limbs of leucosomes (Moradbeik Valley region); C) Alternation of thin and thick layers of leucosomes, which have created thin folds layers with shorter wavelengths (Simin area); D) Disharmonic folding in diatexite of the region (Simin region).
شکل4. A) چین همزمان با میگماتیت از نوع چینهای خمشی با لایة نازک و ضخیم (منطقة سیمین)؛ B) ملانوسوم (نقطهچینهای زرد) و لوکوسوم همزمان داخل پالئوسوم چین خوردهاند (منطقة درة مرادبیک)؛ C) چین برشی در رگه با ترکیب متادیوریتی در متاتکسیت (منطقة سیمین)؛ D) چین برشی از لایههای لوکوسوم (منطقة سیمین).
Figure 4. A) Migmatitic fold of the type of flexural folds with thin and thick layers (Simin area); B) Melanosome (yellow dotted line) and leucosome are folded inside the paleosome at the same time (Moradbeik Valley area); C) Shear folds in the vein with metadiorite composition in metatexite (Simin area); D) Shear folds of leucosome layers (Simin area).
رگهها
رگههای آپلیتی، پگماتیتی، کوارتزی و حتی دیوریتی در منطقه به فراوانی دیده میشوند (شکلهای 5-A تا 5-D). محتوای کانیشناسی رگههای آپلیتی و پگماتیتی همانند هم است و اندازة دانههای آنها با هم متفاوت است و از نوع ساده تا نواری تغییر میکنند. رگههای آپلیتی بیشتر بافت دانهشکری دارند؛ اما بافت پگماتیتها بیشتر نیمهشکلدار گرانولار است. کانیهای اصلی آنها شامل کوارتز و آلکالیفلدسپار هستند و کانیهای فرعی مانند تورمالین، گارنت و مسکوویت نیز گاه در آنها یافت میشوند. رگههای لوکوکراتیک (بیشتر با ترکیب گرانیتی) از نسلهای مختلف در منطقه بسیار رایج هستند و رگههای جوانتر که پس از رشد میگماتیت پدید میآیند، بیشتر روی رگههای قدیمیتر چینخورده که زمینة میگماتیتی دارند، تشکیل شدهاند (شکل 5-E). چینهای رودهای[18] تیگماتیک با ریختشناسی نامنظم بیشتر در میگماتیتها دیده میشوند که در آن ترکیب سازندة رگه در زمینهای با مقاومت بیشتر از سنگ میزبان میگماتیت فراگرفته شده است (شکل 5-F).
شکل 5. A) رخنمونی از یک رگة آپلیتی در منطقه؛ B) رگههای پگماتیتی که در میگماتیت متاتکسیتی نفوذ کردهاند؛ C) نفوذ رگههای کوارتزی در میگماتیتهای آلومینوسیلیکاتدار که به اندازة متاتکسیت دگرگون شدهاند؛ D) نفوذ رگههای دیوریتی در میگماتیتهای آلومینوسیلیکاتدار که به اندازة دیاتکسیت دگرگون شدهاند؛ E) رگههای همزمان با میگماتیت و رگههای جوانتر که رگههای پیشین را قطع کردهاند؛ F) چین رودهای.
Figure 5. A) An outcrop of an aplitic vein in the area; B) Pegmatite veins intruded into the metatexitic migmatite; C) Quartz veins intruded the aluminosilicate migmatites that have been altered to the extent of metatexite; D) Intrusion of diorite veins in aluminosilicate migmatites that have been metamorphosed to diatexite; E) Syn-migmatite veins and younger veins that cut previous veins; F) Ptygmatic fold.
بودینها
در مراحل آغازین ذوببخشی (متاتکسیت) با افزایش درصدحجمی مذاب مقاومت سنگ در بخش پالئوسوم کمی کاهش مییابد. در این مرحله اختلاف مقاومت لایهها بالاست و لایههای نامقاوم شامل تکهها و حوضچههای[19] لوکوسوم درجا هستند (Li et al., 2023). میزبان مقاوم (بخش پالئوسوم که لوکوسوم در آن نفوذ کرده است) شامل پالئوسوم، ملانوسوم یا دایک مافیک (شکل 6-A) است و ضخامت لایهها از میلیمتر تا سانتیمتر تغییر میکند. در این مرحله بودینهای نوع برگواره که با مذاب پر شدهاند[20] پدید میآیند (شکل 6-B). با افزایش درصدحجمی مذاب (بیشتر از 30 درصد) کاهش مرحلة دوم مقاومت سنگ رخ میدهد و اختلاف مقاومت بسیار بالاست. میزبان نامقاوم شامل مذاب لوکوسوم و لایههای نامقاوم بلوکهای ملانوسوم (شکل 6-C) یا بجامانده[21] (شکل 6-D) است. ضخامت لایهها cm-m و فاصلة لایهها dm-m است.
شکل 6. A) دایک مافیک میکرودیوریتی بودینشده در میگماتیت که انتهای قطعات بودینها حالت پر مانند و نامنظم دارد و در میان قطعات لوکوسوم تجمع یافته است و همزمانی بودینشدگی را با میگماتیتیشدن نشان میدهد (منطقة سیمین)؛ B) در میگماتیت متاتکسیتی بودینهای نوع برگواره که با مذاب لوکوسومی پر شده است (منطقة دره مرادبیک)؛ C) بودینشدگی در پالئوسوم با کشیدگی بیشتر در بخش پایین (میگماتیت متاتکسیت، منطقة سیمین)؛ D) بودینهای ملانوسم در زمینة لوکوسومِ میگماتیت دیاتکسیت (منطقة سیمین. برگرفته از سپاهی و همکاران (Sepahi et al., 2009)).
Figure 6. A) Boudinaged mafic microdiorite dyke in migmatite, where the ends of the boudin fragments have a feather-like and irregular shape and are accumulated among the leucosome fragments, showing the simultaneity of boudinage and migmatitization (Simin region); B) Melt filled foliation boudins in metatexitic migmatite (Moradbeik Valley region); C) Boudins in the mesosome in metatexite migmatite in which the extension was greater at lower part (Simin region); D) Melanosome boudins in the leucosome in diatexite migmatite (Simin region; Sepahi et al., 2009).
پس از تبلور در میگماتیتهای متاتکسیت اگر اختلاف مقاومت لایهها بسیار کم باشد و حجم مذاب از 10 درصد کمتر باشد بودینهای برگواره که با رگه پرشدهاند، پدید میآیند. در این مرحله پالئوسومهایی که لوکوسومهای درجا دارند بهصورت لایههای مقاوم رفتار میکنند. اگر اختلاف مقاومت بالا باشد و حجم مذاب برابر با 10تا30 درصد باشد لوکوسومهای تکهای یا وصلهدار بهصورت لایههای مقاوم رفتار میکنند و بودینهای عدسیشکل[22] را پدید میآورند (Li et al., 2023) (شکل 7-A). اگر درصد حجمی لوکوسوم افزایش یابد یعنی به مرحلة دیاتکسیت برسد، بودینهای نوع بادکردگی-نازکشدگی (شکل 7-B)، بلوکی و مخروطی پدید میآیند. حضور بودینهای چندلایهای[23] در منطقة همدان (شکل 7-C) نشاندهندة اختلاف مقاومت بالای لوکوسوم با سنگ میزبان در هنگام افزایش حجم لوکوسوم است. در میگماتیتهای دیاتکسیت اختلاف مقاومت لایهها کم میشود و پورفیروکلاستهای درشت از لوکوسوم [24] پدید میآیند (شکل 7-D).
شکل 7. A) بودینهای نامتقارن از جنس لوکوسوم در میگماتیت متاتکسیت؛ B) بودیناژ بادکردگی نازکشده[25] موازی لایهبندی در متاتکسیت؛ C) بودینهای چندلایهای در بخش متاتکسیت؛ D) پورفیروکلاست درشت فلسیک با حرکت برشی راستبر (همة عکسها مربوط به منطقة سیمین هستند).
Figure 7. A) Asymmetric boudins of leucosum in the metatexite migmatite; B) Pinch and swell boudinage parallel to metatexite layering; C) Multi-layered boudins in the metatexite part; D) Felsic Megaporphyroclast with dextral shear sense (All photos are from the Simin area).
در منطقه شواهدی وجود دارد که پس از تبلور و سردشدن میگماتیتها، دوباره شرایط دگرریختی شکلپذیر حاکم شده است و دگرریختی حالت جامد میگماتیتها را بهدنبال داشته است. از شواهد دگرریختی حالت جامد در میگماتیتها میتوان بودینهای چینخورده[26] (شکل 8-A)، باندهای برشی (شکل 8-B)، چینهای نیامی (شکل 8-C) و چینهای بیریشه (شکل 8-D) را نام برد. در این مرحله رگة کوارتزی مقاومت بسیار بالایی دارد. رئولوژی سنگ جامد بهعنوان تابعی از متغیرهای سازنده و محیطی، مانند کانیشناسی، محتوای سیال و شیمی، اندازة دانه کانیها، تفریق مذاب، دما، فشار و شرایط تنش تفریقی متفاوت است (2008 Bürgmann and Dresen,). در میگماتیت استروماتیکی منطقة همدان لوکوسومهای موازی با برگوارگی اولیه وجود دارند که در آغاز، کشیدگی اولیه موازی با لایه را تجربه کردهاند و به بودینهای مخروطی دگرریخت شدهاند و پس از آن، در مرحلة پس هنگام کوتاهشدن این بودینها چین خوردهاند (شکل 8-A).
شکل 8. A) لوکوسومهایی که نخست بودین شده و سپس در دگرریختی پسین چینخوردهاند (منطقة سیمین)؛ B) بودین نوع باند برشی از لوکوسومها در میگماتیت (منطقة سیمین)؛ C) چینِ غلافی با ترکیب لوکوسوم (منطقة درة مرادبیک)؛ D) چین بیریشه در دگرریختی حالت جامد (منطقة سیمین).
Figure 8. A) Leucosome that were initially boudinaged and subsequently folded during later deformation (Simin region); B) Shear-band boudinage of leucosomes in migmatite (Simin region); C) Sheath fold with leucosome composition (Moradbeik Valley region); D) Rootless fold in solid-state deformation (Simin region).
ریز ساختارهای میگماتیتها
برای بررسی ریزساختارهای میگماتیتها بخشهای لوکوسوم، ملانوسم و پالئوسوم بررسی شد. مهاجرت مرز دانهها از نوع برآمدگی[27]، ماکل دگرریختی در پلاژیوکلاز و تیغههای دگرریختی کوارتز در لوکوسومهای منطقه بهفراوانی دیده میشود که دگرریختی حالت جامد را در لوکوسومها نشان میدهد. مرزهای 120 درجة کوارتز که سازوکار بازتبلور و کاهش مساحت مرز دانه پس از پایان دگرریختی را نشان میدهد نیز در لوکوسومها دیده میشود که پس از تبلور میگماتیتها پدید آمده است (شکل 9). بخش ملانوسوم از بیوتیتهای جهتدار ساخته شده است (شکل 10). از دیدگاه چگونگی پیدایش، سپاهی و همکاران (Sepahi et al., 2018) بیوتیتهای درون میگماتیتهای همدان را از دو نسل دانستهاند. بیوتیتهای نسل نخست فراوانی بیشتر و جهتیابی دارند (Sepahi et al., 2018). گاه گارنت، استارولیت و به مقدار کمتر پلاژیوکلاز و کوارتز نیز در ملانوسوم تمرکز دارد. پلاژیوکلازها ماکل پلیسینتتیک و ماکل دگرریختی دارند. گارنتهای ملانوسوم نیز خردشدگی نشان میدهند و پس از زمینساخت پدید آمدهاند (شکل 9).
شکل 9. تصویر میکروسکوپی از A) بازتبلور با برآمدگی (BLG) در لوکوسوم میگماتیتهای منطقة سیمین؛ B) ماکل دگرریختی در پلاژیوکلاز (کوارتزها نیز خاموشی موجی دارند و دگرریختی درون بلوری نشان میدهد)؛ C) تیغههای دگرریختی در کوارتز درون لوکوسوم جهتیابی دارد و دگرریختی آن بهصورت خزش است؛ D) کاهش مساحت مرز دانه (GBAR) در تجمعات بلورهای کوارتز درون لوکوسوم.
Figure 9. Photomicrographs of A) Bulging recrystallization (BLG) in the leucosome of migmatites of the Simin area; B) Deformation twinning plagioclase (Quartzes also have a undulose extinction and internal crystalline deformation); C) Deformation lamellae in quartz in the leucosome that have prefer orientation and show creep deformation; D) Grain boundary area Reduction (GBAR) in the accumulations of quartz crystals in the leucosome.
شکل 10. A) لایههای غنی از بیوتیت (ملانوسوم) در کنار لایههای فقیر از بیوتیت و غنی از کوارتز (لوکوسوم) و جهتیابی ترجیحی؛ B) کانیهای گارنت، استارولیت پس از زمینساخت و بیوتیتهای نسل نخست در بخش ملانوسم میگماتیت متمرکز شدهاند؛ C) دگرریختی آندالوزیت در بخش پالئوسوم با حاشیة زبانهایشکل. در سمت چپ بلورهای کوارتز در جهت کشش رشد کردهاند؛ D) چینخوردگی بیوتیتهای نسل نخست در لایه ملانوسم که همزمانی دگرریختی و میگماتیتیشدن را نشان میدهد.
Figure 10. Photomicrographs of A) Biotite-rich layers (melanosomes) in the vicinity of biotite-poor and quartz-rich layers (leucosomes) and preferred orientation; B) Garnet minerals, post-tectonic staurolite and first-generation biotites in the melanosome in migmatite; C) Deformation of andalusite in the mesosome part with a tongue-shaped margin. On the left side, quartz crystals have grown in the tension direction; D) Folding of biotites of the first generation and small amount of muscovite in the melanosome layer, which shows syn-deformation migmatitization.
بحث
از متداولترین ساختارهای موجود در منطقة مورد بررسی، متاتکسیتهای نوع لکهای[28] است که بهصورت تکههای نیمهگرد تا بیضیشکل از نئوسومهای کوچک (تا 1 متر در 1 متر)، پراکنده و بی برگوارگی دیده میشود. اینها در مراحل نخستین ذوببخشی در میزبان خود پدید میآیند (Slagstad et al., 2005). با پیشرفت بیشتر در ذوببخشی، نئوسوم با ادغام بهصورت وصلههای بزرگ رشد میکند. اصطلاح تکههای نبولیتیکی [29] نیز در مکانهایی که وصلههای بزرگ نئوسوم مرزهای پراکنده را نشان میدهند شناسایی میشود. لوکوسوم و ملانوسوم در میگماتیتهای وصلهدار و نبولیتی معمولاً یکنواختی گستردهای را در توزیع حفظ میکنند. بهطور کلی، چنین میگماتیت وصلهای نشاندهندة درجه کمتری از اختلالات ساختاری در هنگام ذوببخشی است (Slagstad et al., 2005). با این حال، کرنش سینآناتکتیک[30] درباره میگماتیتهای نبولتیک کمی بیشتر است (Sawyer, 2008). با افزایش بیشتر کرنش سینآناتکتیک، نوع وصلهای میتواند با انواع دیگر جایگزین شود؛ زیرا مذاب میتواند به ساختارهای کششی حرکت کند (White et al., 2004). میگماتیتهای با ساختار اتساعی[31] با توجه به یک مکان ساختاری ترجیحی خاص نئوسوم شناسایی میشوند. این ساختارها در رخنمونهایی دیده میشوند که لایهبندیهایی با اختلاف مقاومت لایه دیده میشود و بازتابی از نقش رئولوژی لایه هستند (Cavalcante et al., 2016). در اینباره، لوکوسومها بیشتر در مکانهای ساختاری کم تنش/کششی (مانند شکستگیها، لولاهای چین خورده، سایههای فشار و/یا فضاهای میان بودینها) دیده میشوند. ناسازگاریهای کرنش در سراسر لایهها چهبسا علت اصلی توسعه میگماتیتهاست (Cavalcante et al., 2016). ترکیب سنگها در ناحیة دگرریختی میگماتیت بسیار ناهمگن است و تفریق مذاب، نسبت لوکوسوم و اندازة دانه همگی در زمینههای مختلف سنگشناسی متفاوت است (Li et al., 2023).
رئولوژی و رفتار دگرریختی سنگها در منطقه مورد بررسی در درجة نخست به ترکیب کانیشناسی سنگ مربوط میشود که آن هم بهنوبه خود تا اندازة بسیار از سنگ مادر سرچشمه گرفته است (شکل 11-A).
شکل 11. نمودار نمادین رابطة میان نوع بودیناژ و نسبت حجمی لوکوسوم میگماتیتها را نشان میدهد؛ A) تغییر در استحکام سنگ حجیم، ناهمگنی، تفریق مذاب[32] و نوع بودین در طول مرحله میگماتیتزایی؛ B) تغییر در استحکام توده سنگ، ناهمگنی، تفریق لوکوسوم، و نوع بودین در طول مرحله پس از میگماتیتزایی (Li et al., 2023).
Figure 11. The schematic diagram shows the relationship between the type of boudinage and the volume ratio of migmatites; A) Changes in bulk rock strength, heterogeneity, melt fraction, and boudinage type during the migmatization stage; B) Changes in rock mass strength, heterogeneity, leucosome fractionation, and boudin type during the post-migmatitization stage (Li et al., 2023).
در طول ذوب، تفریق مذاب بهطور چشمگیری استحکام سنگ را کنترل میکند. بهطور کلی، توزیع ناهمگن مذاب پیدایش تغییرات فضایی و تغییرات لحظهای در اختلاف مقاومت میان لایههای ملانوسوم و لوکوسوم را بهدنبال دارد. افزونبر تأثیر توزیع مذاب، درجة پیشرفت دگرگونی در میگماتیت نیز با تکامل و توزیع ترکیب کانیشناسی در مرحلة ذوببخشی کنترل میشود (Cavalcante et al., 2016). برای نمونه درجة ذوببخشی و توزیع لوکوسوم در میگماتیتهای کردیریتدار بیشتر از میگماتیتهای آلومینوسیلیکاتدار است (شکل 11-B).
در هنگام ذوببخشی، مذاب در امتداد صفحات برگوارگی حرکت میکند و در هنگام ذوب به مناطق برشی همسن مهاجرت میکند. از دستدادن مذاب باعث تقویت سنگدانههای حجیم بهجامانده میشود. در چنین شرایطی، دایکها و رگههای مافیک بهعلت با ترکیب کانی مافیکتر و دمای ذوب بالاتر، مقاومت بیشتری نسبت به بجامانده[33] دارند و بدون تغییر خاصی بهصورت رگه یا لایه مستقل در میگماتیت بهجای میمانند (Li et al., 2023). بودیناژ میگماتیتهای بودینشده نشان میدهد لوکوسوم در مرحلة دگرریختی حالت جامد که بهدنبال تبلور کامل پدید میآید، مقاومت بیشتری نسبت به ملانوسوم دارد (Li et al., 2023). بودیناژ میگماتیتهای منطقة مورد بررسی بهطور چشمگیری توسط اختلاف مقاومت میان لوکوسوم و پالئوسوم کنترل میشود (شکل 12).
منطقة همدان با توجه به جایگرفتن در پهنة کمان قارهای (Sepahi, 2008; Ahmadi-Khalaji et al., 2007; Sepahi et al., 2019) از رخدادهای دگرگونی و دگرریختی مرز قارهای متعدد متأثر شده است و یکی از پهنههای زمینشناسی پیچیده و ناآرام پهنة زمینساختی سنندج -سیرجان است. رخنمونهای میگماتیتی در یک پهنة برشی بزرگ مقیاس (Jafari et al., 2008) با برگوارگی میلونیتی و با شیب متوسط رو به شمالباختری و شمالخاوری گسترده شده است. این پهنة برشی بهصورت باندهای برشی در منطقه دیده میشود و موجب دگرریختی لوکوسوم میگماتیتها و نیز بودینشدن بلورهای آندالوزیت شده است (Izadi Kian et al., 2013). سپاهی و همکاران (Sepahi et al., 2018) دست کم سه بار گرمشدگی در دگرگونیهای همبری و ناحیهای را، برای منطقة همدان یادآور شدهاند. ایزدیکیان و همکاران (Izadi Kian et al., 2013) نیز دستکم سه مرحلة دگرریختی در این منطقه را معرفی کردهاند که با توجه به طرح تداخلی چینها در این منطقه، چینخوردگی هممحور در هر سه مرحله روی داده است. برخی کانیهای آلومینوسیلیکات (آندالوزیت) که هنگام دگرگونیهای ناحیهای و همبری پدید آمدهاند، با تنشهای کششی بودینشده و فاصلة بودینها با کوارتزهای پلیکریستالین پر شده است. آندالوزیتهای دگرگونی ناحیهای جهتدار هسستند و امتداد غالب آنها رو به جنوبخاوری است (Izadi Kian et al., 2013).
شکل 12. توسعة متفاوت درجات ذوب، ساختارهای میگماتیتی و در ظاهر سنگ در لایههای مختلف در پی اختلاف در ترکیب لایهبندی سنگ مادر (منطقة سیمین).
Figure 12. Different development of melting degrees, migmatite structures, and the rock in different layers due to the different composition of layering in the protolith (Simin region).
برداشت
تجزیه و تحلیل صحرایی و هندسی ساختارهای مختلف در منطقه، سبب میشود تا روابط میان رئولوژی، اختلاف مقاومت و دگرریختی در هنگام میگماتیتزایی شناخته شود. میگماتیتهای منطقه دگرریختی را در سه مرحلة همزمان با ذوببخشی، در حالت جامد پس از تبلور و نیز دگرریختی حالت جامد بعدی تجربه کردهاند:
در مرحلة همزمان با ذوببخشی در منطقة همدان، بودینهای نوع برگواره که با مذاب پرشدگی دارند، بودینهای پالئوسوم و بودینهای ملانوسوم پدید آمدهاند.
در مرحلة دگرریختی حالت جامد بلافاصله پس از تبلور بودین نوع بادکردگی – نازک شدگی و بودینهای چند لایهای پدید آمدهاند و همچنین، پورفیروکلاستهای درشت با ترکیب لوکوسوم در این مرحله در حضور نیروهای زمینساختی پدیدار شدهاند.
در مرحلة دگرریختی حالت جامد پس از تبلور کامل میگماتیتهای منطقه ساختارهایی مانند بودینهای چینخورده، چینهای بیریشه، بودینهای نوع باند برشی از جنس لوکوسوم، چینهای نیامی با ترکیب لوکوسوم پدید آمدهاند.
بودینشدگی سنگهای میگماتیتی منطقه، به اختلاف مقاومت مکانیکی، درصد ذوببخشی و رفتار رئولوژیک لایههای پالئوسوم و لوکوسوم بسیار وابسته هستند.
رگهها و دایکهای مافیک بیشتر بهصورت سالم در منطقه بهجای ماندهاند و گاه دچار چینخوردگی یا بودینشدگی شدهاند؛ اما بهعلت محتوای کانیشناسی مافیکتر و دمای ذوب بالاتر، مقاومت بیشتری دارند و از تغییرات ناشی از ذوب در امان بودهاند.
چینخوردگی سین-آناتکتیک یا چینخوردگی در هنگام پیدایش میگماتیت (چینهای میگماتیتی) و نیز چینخوردگی پس از پیدایش سنگ میگماتیت (میگماتیت چینخورده) در منطقه حضور دارد. چینهای میگماتیتی همزمان با ذوببخشی از نوع چین مشابه با ترکیب لوکوسوم پدید آمدهاند که در آنها، ضخامت لوکوسوم در بخش لولای چین بسیار بیشتر از یالهای آن بوده است؛ اما پیدایش میگماتیت چینخورده در مرحلة سوم (دگرریختی حالت جامد) رخ داده است.
در مرحلة ذوب، استحکام سنگ در پی ذوب بهشدت ضعیف میشود. استحکام سنگ به آرامی با افزایش تفریق مذاب کاهش مییابد، اما در مرحلة دگرریختی حالت جامد، وجود لوکوسومها و نفوذ آپلیتها تقویت مقاومت میگماتیتهای منطقه را به دنبال داشته است.
[1] Metatexite
[2] Diatexite
[3] Melt fraction
[4] Paleosome
[5] Residuum
[6] Neosome
[7] Protolith
[8] Genesis
[9] Melt stage
[10] After crystallization
[11] Solid state
[12] Melting stage
[13] After crystallization
[14] Solid state
[15] Migmatitic fold
[16] Folded migmatite
[17] Buckle folding
[18] Ptygmatic
[19] pool
[20] Melt filled foliation boudins
[21] Residuum
[22] Object boudin
[23] Multiple layer boudin
[24] felsic mega porphyroclast
[25] pinch and swell
[26] folded boudin
[27] Bulging
[28] Patch type
[29] Nebulitic patch
[30] syn-anatectic
[31] Dilation-structured migmatites
[32] melt fraction
[33] Residum