Relationship between deformation structure  and partial melting in pelitic migmatites of  Hamaden region, Sanandaj-Sirjan Zone

Jafari, Seyedeh Razieh; Izadi Kian, Leyli

doi:10.22108/ijp.2024.140789.1323

Number of Journals	44
Number of Issues	1,877
Number of Articles	15,278
Article View	43,731,779
PDF Download	17,564,045

Relationship between deformation structure and partial melting in pelitic migmatites of Hamaden region, Sanandaj-Sirjan Zone

پترولوژی

Article 5, Volume 15, Issue 1 - Serial Number 57, May 2024, Pages 117-138 PDF (3.36 M)

Document Type: Original Article

DOI: 10.22108/ijp.2024.140789.1323

Authors

Seyedeh Razieh Jafari^* ¹; Leyli Izadi Kian^* ²

¹Assistant Professor, Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Payam Noor University, Tehran, Iran,

²Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Bu-Ali Sina University, Hamadan, Iran,

Abstract

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.

Keywords

Boudin; Fold; Metamorphism; Synmigmatite; Diatexite; Metatexite; Rheology

Full Text

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

References

Agard, P., Omrani, J., Jolivet, L., and Mouthereau, F. (2005) Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. International Journal of Earth Sciences, 94(3), 401-419. https://doi.org/10.1007/s00531-005-0481-4

Ahmadi Khalaji, A., Esmaeily, D., Valizadeh, M., and Rahimpour-Bonab, H. (2007) Petrology and geochemistry of the granitoid complex of Boroujerd, Sanandaj-Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29, 859-877. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.06.005

Alavi, M. (2004) Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust-belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304, 1-20. https://doi.org/10.2475/ajs.304.1.1

Baharifar, A. (2004) Petrology of metamorphic rocks in the Hamedan area, 218 p. Ph.D. thesis, Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Bürgmann, R., and Dresen, G. (2008) Rheology of the lower crust and upper mantle: Evidence from rock mechanics, geodesy, and field observations. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 36, 531–567. https://doi.org/10.1146/annurev.earth.36.031207.124326

Cavalcante, G.C.G., Viegas, G., Archanjo, C.J., and da Silva, M.E.) 2016) The influence of partial melting and melt migration on the rheology of the continental crust. Journal of Geodynamics, 101, 186–199. https://doi.org/10.1016/j.jog.2016.06.002

Chiu, H-Y., Chung, S-L., Zarrinkoub, M.H., Mohammadi, S.S., Khatib, M.M. and Iizuka, Y. (2013) Zircon U–Pb age constraints from Iran on the magmatic evolution related to Neotethyan subduction and Zagros orogeny. Lithos162: 70-87. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2013.01.006

Collins, W.J., and Sawyer, E.W. (1996) Pervasive magma transfer through the lower-middle crust during non-coaxial compressional deformation: An alternative to diking. Journal of Metamorphic Geology, 14, 565–579. https://doi.org/10.1046/j.1525-1314.1996.00442.x.

Fazlnia, A. (2010) Geochemical modeling of partial melting on the Tall-e-Pahlevani migmatitic xenoliths, Shahr-e-Babak. Petrological Journal, 1(1), 11-26.

Fazlnia, A., Miri, M., and Saki, A. (2023) Determining the conditions and factors affected partial melting in the Chah-Bazargan migmatitic xenoliths (NE Neyriz) using thermodynamic phase diagrams. Researches in Earth Sciences, 14(1), 18-31. https://doi.org/10.48308/esrj.2023.103056

Fedrizzi, G., Piazolo, S., Koehn, D., and Pegler, S. (2023) The use of leucosome patterns in migmatites to decipher rates of melt production, melt percolation and external deformation: Insights from numerical modelling. European Geosciences Union General Assembly, EGU23-16256. https://doi.org/10.5194/egusphere-egu23-16256

Goswami, S., Bhattacharjee, P., Swain, S., Sarbajna, C., Muralidharan, R., Choudhury, D.K., Pande, D., and Sinha, D.K. (2021) Migmatite rheology of crustal catazone: an example from the SSE part of T. Sundupalle granite-greenstone terrain, Eastern Dharwar Craton, India. Geology Journal, 56, 4, 10. https://doi.org/10.1002/gj.4159

Hashemi, M., Davoudian, D.A., Shabanian, B.N., and Azizi, H. (2019) Petrographical study of paragneises in Northeast of Golpayegan: migmatization and evidences of retrograde metamorphism. The Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy, 27(1), 179-190. https://doi.org/10.29252/ijcm.27.1.179

Izadi Kian, L., Mohajjel Kafshdouz, M., Alavi, S., Sepahi Garoo, A., and Hoseini Dust, S. (2013) Timing of porphyroblasts growth and their relation to deformation stages in metamorphic rocks of the Hamedan area. Petrological Journal, 4(13), 1-18 (in Persian).

Jafari, S.R. (2007) Petrology of Migmatites and Plutonic Rocks of South Simin Area, Hamadan, 153 p. MSc thesis, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran (in Persian).

Jafari, S.R. (2018) Petrology of High-grade metamorphic rocks of the Hamadan and the adjacent areas in the Sanandaj-Sirjan Zone, 192 p. Ph.D. thesis, Bu Ali Sina University, Hamedan, Iran (in Persian).

Jafari, S.R. (2022) Study of structure and morphology of zircons in pelitic migmatites in Hamedan, Touyserkan and Boroujerd regions, Sanandaj-Sirjan zone. Petrological Journal, 12(48), 51-76 (in Persian with English Abstract). https://doi.10.22108/IJP.2022.131054.1255

Jafari, S.R., Izadi-Kian, L., Sepahi, A.A., Mohajjel, M., and Aliyani, F. (2008) Evidence of shear zone and its introduction in the Simin migmatites (Southeast of Hamedan). The 26^th symposium of Geological Survey of Iran (in Persian).

Jafari, S.R., Sepahi, A., and Osanai, Y. (2020) LA-ICP-MS zircon U-Pb geochronology on migmatites from the Boroujerd region, Sanandaj-Sirjan zone, Zagros Orogen, Iran: provenance analysis and metamorphic age. Geopersia, 10(2), 367-380. https://doi.org/10.22059/geope.2020.288587.648501

Johnson, T.E., Hudson, N.F.C., Droop, G.T.R. (2003) Evidence for a genetic- granite-migmatite link in the Dalradian of NE Scotland. Journal of the Geological Society London, 160, 447-457. https://doi.org/10.1144/0016-764902-069

Li, Z., Zeng, Z., and Liu Y. (2023) Boudinage and the rheology of syntectonic migmatites in the high-strain Taili deformation zone, NE China. Geosphere, 19(1), 75–99. https://doi.org/10.1130/GES02523.1

Mahmoudi, S., Corfu, F., Masoudi, F., Mehrabi, B. and Mohajjel, M. (2011) U–Pb datingand emplacement history of granitoid plutons in the northern Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Journal of Asian Earth Sciences 41: 238-249. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2011.03.006

Mohajjel, M., Fergusson, C.L., and Sahandi, M.R. (2003) Cretaceous–Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21, 397–412. https://doi.org/10.1016/S1367-9120(02)00035-4

Saki, A., Lucci, F., Miri M., and White, J. C. (2021) Trondhjemite leucosomes generated by partial melting of a hornblende-gabbro (Alvand plutonic complex, Hamedan, NW Iran). International Geology Review, 63, 1-34. https://orcid.org/0000-0001-5107-6847

Saki, A., Miri, M., and Oberhansli, R. (2020) High temperature Low pressure metamorphism during subduction of Neotethys beneath the Iranian plate: Evidence for mafic migmatite formation in the Alvand complex (western Iran). Mineralogy and Petrology, 6, 539-557. https://doi.org/10.1007/s00710-020-00721-z

Sawyer, E.W. (2008) Working with migmatite, Mineralogical Association of Canada Short Course., Quebec City, Quebec, 38, 1-168.

Sepahi A.A., Jafari, S. R., Osanai, Y., Shahbazi, H., and Moazzen, M. (2019) Age, petrologic significance and provenance analysis of the Hamedan low-pressure migmatites; Sanandaj-Sirjan zone, West Iran. International Geology Review 61(12), 1446–1461. http://www.doi.org/10.1080/00206814.2018.1517392

Sepahi, A. (1999) Petrology of the Alvand plutonic complex with special reference on granitoids, 326 p. Ph.D. thesis, Tarbiat-Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Sepahi, A.A. (2008) Typology and petrogenesis of granitic rocks in the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, Iran: With emphasis on the Alvand plutonic complex. Neues Jahrbuch Für Geologie Und Paläontologie-Abhandlungen, 247, 295–312. https://doi.org/10.1127/0077-7749/2008/0247-0295

Sepahi, A.A., Borzoei, K., and Salami, S. (2012). The study of minerals chemistry, thermobarometry and tectonic setting of plutonic rocks from Sarabi Tueyserkan area (Hamedan province). Petrological Journal, 3, 11, 39-58 (in Persian).

Sepahi, A.A., Jafari, S. R., and Mani-Kashani, S. (2009). Low pressure migmatites from the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt in the Hamedan region (Iran). Geologica Carpathica, 60, 107–119. https://doi.org/10.2478/v10096-009-0007-2

Sepahi, A.A., Jafari, S. R., Moazzen, M., and Shahbazi, H. (2018) Study of mineral chemistry, thermobarometry and petrogenesis of migmatitic rocks of Hamedan area. Petrological Journal, 99, 3, 164-190 (in Persian). https://doi.org/10.22108/IJP.2017.103130.1026

Shafaii Moghadam, H., Li, X.H., Stern, R., Ghorbani, G., and Bakhshizad, F. (2016) Zircon U–Pb ages and Hf–O isotopic composition of migmatites from the Zanjan–Takab complex, NW Iran: Constraints on partial melting of metasediments. Lithos, 240–243, 34-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2015.11.004

Shahbazi, H., Siebel, W., Pourmoafee, M., Ghorbani, M., Sepahi, A., Shang, C. and Abedini, M.V. (2010) Geochemistry and U–Pb zircon geochronology of the Alvand plutonic complex in Sanandaj–Sirjan Zone (Iran): New evidence for Jurassic magmatism. Journal of Asian Earth Sciences 39: 668-683. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2010.04.014

Slagstad, T., Jamieson, R. A., and Culshaw, N. G. (2005) Formation, crystallization, and migration of melt in the mid-orogenic crust: Muskoka Domain Migmatites, Grenville Province, Ontario. Journal of Petrology, 46, 5, 893–919. https://doi.org/10.1093/petrology/egi004

Vielzeuf, D., Clemens, J. D., Pin, C., and Moinet, E. (1990) Granites, granulites and crustal differentiation. In D. Vielzeuf and P. Vidal (Eds.) Granulites and crustal evolution, 59–85p. Dordrecht, Kluwer.

White, R.W., Powell, R., and Halpin, J.A. (2004) Spatially-focussed melt formation in aluminous metapelites from Broken Hill, Australia. Journal of Metamorphic Geology, 22, 825–845. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.2004.00553.x

Whitney D.L., and Evans B.V. (2010) Abbreviations for names of rock-formingminerals. american Mineralogist, 95, 1, 185-187. https://doi.org/10.2138/am.2010.3371

Zare Shooli, M., Ahmadi Khalaji, A., Zhang, H., and Saki, A. (2020) The genetic link between migmatites and granites in Tuyserkan area (Sanandaj-Sirjan metamorphic belt, western Iran): constraints by mineralogy, geochemistry and thermobarometry. Periodico di Mineralogia, 89, 37-59. https://doi.org/10.2451/2020PM875

Statistics

Article View: 1,111

PDF Download: 405

Journal management system. designed by sinaweb

Related Links

News

Statistics

Relationship between deformation structure and partial melting in pelitic migmatites of Hamaden region, Sanandaj-Sirjan Zone