Escala de tiempo de la actividad magmática
1. Método de medición de la escala de tiempo del proceso del magma
En el pasado, los geólogos no podían saber el tiempo exacto y la duración de los procesos geológicos, por lo que muchos procesos preferían creerlos o no. . Por ejemplo, cuando las rocas ígneas derivadas del manto contienen una firma isotópica de la corteza terrestre, los geoquímicos no dudarían en suponer que los procesos AFC ocurrieron a medida que el magma ascendía a través de la corteza. Esto se debe a que los académicos no pueden confirmar la escala de tiempo del proceso AFC, por lo que lo simplifican a un comportamiento instantáneo. Durante la última década, la cantidad y calidad de las determinaciones de escalas temporales de procesos ígneos han mejorado significativamente, principalmente debido a avances en técnicas experimentales y analíticas (Turner et al., 2007). Las concentraciones de elementos y las proporciones de isótopos ahora se pueden medir con niveles de precisión y resolución espacial sin precedentes: ① Se pueden utilizar mediciones de alta precisión de relojes de isótopos para la determinación de isótopos in situ de pequeñas cantidades de material y cristales muy jóvenes, proporcionando edades de formación de muestras precisas; ② El uso de coeficientes de difusión más precisos y una mejor resolución espacial simula el reequilibrio de difusión de isótopos y elementos en varios minerales, aclarando la duración de los procesos geológicos. La aplicación combinada de estas dos tecnologías puede medir procesos geológicos desde unas pocas horas hasta millones de años (Figura 5-6), mejorando enormemente nuestra comprensión de los procesos magmáticos.
La Figura 5-6 es un rango de escalas de tiempo adecuadas para métodos de simulación de difusión de partición química de cristales y datación radiométrica (según Turner et al., 2007).
Con el desarrollo de la tecnología de espectrometría de masas (incluida la espectrometría de masas de iones secundarios), podemos medir cada vez con mayor precisión los nucleidos en la cadena de desintegración de la serie U de rocas y minerales completos. Puede datarse in situ de circón (principalmente) y esfalerita (por ejemplo, Bourdon et al., 2003). Normalmente, el desequilibrio de la serie U en el magma original se genera durante la fusión del manto. Los sistemas particularmente útiles son 230-238u (vida media de 75.000 años), 226ra-230t (vida media de 1.600 años) y 210Pb-226Ra (vida media de 22 años). Por lo tanto, la técnica del desequilibrio de la serie U podría, en principio, usarse para datar miles de antiguos eventos de fusión y cristalización (Hawkesworth et al., 2004). El método de datación con zircón SHRIMP U-Pb proporciona un método de investigación geocronológica estructuralmente restringido, que no solo mejora en gran medida la precisión de los métodos de datación tradicionales, sino que también permite analizar exhaustivamente los procesos geológicos a escala mineral y regional (Muller, 2003). . Por ejemplo, la cronología del circón de las rocas volcánicas cenozoicas en la cuenca de Tuoyun no sólo revela la edad de formación de las rocas volcánicas, sino que también muestra la compleja historia evolutiva de la litosfera en las montañas del suroeste de Tianshan, proporcionando una base cronológica confiable para revelar la profundas limitaciones del proceso del vulcanismo (Liang Tao et al., 2007).
Al mismo tiempo, los tipos de bandas químicas en cristales y vidrios no solo proporcionan un registro del proceso del magma, sino que también pueden combinarse con datos de alta precisión de mediciones de la tasa de difusión de elementos para simular cuantitativamente el tiempo de residencia del magma.
Debido a que estas regiones se disiparán o se desarrollarán hacia perfiles de equilibrio, sus velocidades pueden calibrarse experimentalmente en forma de coeficientes de difusión. Si conocemos el coeficiente de difusión y podemos determinar la composición cristalina con suficiente resolución espacial y precisión, podemos utilizar la segunda ley de difusión de Fick para obtener el tiempo transcurrido (Figura 5-7).
El progreso tecnológico en estas dos áreas ha mejorado enormemente la comprensión de la escala temporal de los procesos geológicos y ha proporcionado conocimientos completamente nuevos sobre muchos aspectos, como el origen y la separación del magma, el ascenso y la ubicación del magma. , y la consolidación y evolución del cuadro de magma. Esto es crucial para comprender la escala de tiempo del proceso de mineralización y profundizar nuestra comprensión del proceso de mineralización. Sin embargo, todavía existen algunas cuestiones teóricas geológicas importantes que a menudo interfieren con la aplicación de ambos métodos. Por ejemplo, la suposición de que los resultados de la datación de los minerales detríticos siempre representan la edad de la formación rocosa no tiene base científica (Harley et al., 2007), la velocidad de los procesos geológicos determina la preservación de sus registros. Las investigaciones de los últimos años han demostrado que los conjuntos de circonio en bases de granito tienden a ser relativamente simples, mientras que los conjuntos de circonio en diques y rocas volcánicas son más complejos. Este fenómeno se puede atribuir a la diferencia horaria entre las dos rocas ígneas. Se puede observar que aunque los métodos técnicos han avanzado mucho, la datación de rocas ígneas aún requiere especial cuidado. Las características petrológicas y mineralógicas de las muestras de datación deben estudiarse en detalle para garantizar que la edad de formación de la muestra sea la edad de formación. de la roca en estudio.
Figura 5-7 El principio de obtener una escala de tiempo mediante química cristalina y simulación de gradiente isotópico (según Turner et al., 2007)
Además, los datos del coeficiente de difusión medidos experimentalmente todavía son muy pocos y se limitan principalmente a los minerales formadores de rocas más importantes. Esta no es una buena noticia para los mineralogistas que esperan estudiar la duración de la mineralización a través de las tasas de difusión de los elementos.
La falta de conocimiento científico también es un obstáculo para la aplicación de tecnologías avanzadas y la promoción de teorías avanzadas. Respuestas superficiales a la contaminación por asimilación y la delaminación litosférica, como se discutió anteriormente. Muchos de nuestros eruditos a menudo enfatizan diferentes puntos de vista, lo que se permite en la etapa inicial de comprensión. Debido a que los objetos de la investigación en geociencias son inaccesibles en el tiempo y el espacio, diferentes autores pueden ver diferentes aspectos de las cuestiones científicas y, por lo tanto, tener diferentes puntos de vista. Pero si tienes toda la evidencia frente a ti pero diferentes académicos aún tienen opiniones diferentes, ya no es una cuestión de opinión. Por ejemplo, la explicación de la excepción de la UE mencionada anteriormente es demasiado simplista porque el autor no comprende que existen otras extensiones a la solución básica de la excepción de la UE. Para poner otro ejemplo, algunos autores creen que la aparición de inclusiones de granos oscuros en el granito no es evidencia de mezcla de magma, sino un testimonio de que no ocurrió mezcla de magma. Esta situación se debe principalmente a una comprensión insuficiente de los principios energéticos de los procesos magmáticos.
De manera similar, la mayoría de los autores no saben por qué las características estadísticas no pueden usarse como signos distintivos, por lo que a menudo aplican algunas reglas estadísticas derivadas de académicos extranjeros en todas partes. Por lo tanto, este libro enfatiza la importancia de buscar soluciones fundamentales a los problemas científicos. Para las ciencias de la tierra, es la búsqueda de explicaciones geológicas basadas en las matemáticas y la física.
2. Escala temporal del origen del magma
Como se mencionó anteriormente, la fusión parcial de la roca madre proviene principalmente de uno de tres procesos: calentamiento continuo, inyección de fluido (volatilización) o reducción de presión. La duración de estos procesos depende de su velocidad, por lo que la escala de tiempo del origen del magma no es fija debido a la apertura de los sistemas geológicos y la ubicación de generación y emplazamiento del magma. Por ejemplo, el proceso de fusión parcial puede ser intermitente cuando la tasa de inyección de fluido es menor que la tasa de consumo de fluido del proceso de fusión parcial.
La fusión parcial comienza en los límites de los granos. Una vez que comienza el proceso de fusión, la tasa de producción de lodo fundido está controlada por la cinética de la reacción de fusión: la tasa de difusión térmica y la tasa de suministro de calor en la roca original. Por lo tanto, una vez que la energía de activación de la reacción excede la demanda real, el proceso cinético de la reacción avanzará rápidamente. Generalmente, el estado físico de la roca original fuera de la posición solidus significa una fusión parcial (ver Figura 5-4). Debido a que la fusión parcial es una reacción endotérmica, si el suministro de energía es insuficiente, el estado físico del sistema volverá al sólido. Un gran número de experimentos de fusión de rocas naturales han demostrado que en unas pocas semanas se pueden formar lodos fundidos con la composición más baja (Harris et al., 2000).
La tasa de ocurrencia de un proceso tan rápido es una temperatura demasiado alta, demasiada inyección de fluido o demasiado ascenso adiabático de la roca original, lo que conducirá a un desequilibrio de contraste. En otras palabras, la tasa de producción de lechada fundida está controlada por la tasa de suministro de calor y la velocidad de reacción de equilibrio de la lechada fundida y el mineral. Si la velocidad de calentamiento de la roca original es lo suficientemente lenta, el proceso de fusión parcial está controlado principalmente por la velocidad de difusión térmica de la roca, y la lechada fundida formada mantendrá el equilibrio termodinámico con la combinación de minerales residuales, por el contrario, el proceso de fusión; se manifestará principalmente como el derretimiento de la roca fuente, y la lechada fundida estará en equilibrio termodinámico con la combinación de minerales residuales. El conjunto de minerales residuales en el área de la fuente mantiene una relación de reacción desequilibrada.
Figura 5-8 La relación entre la fracción de fusión y el tiempo del sistema temporal moscovita bajo diferentes grados de sobrecalentamiento (△T)
La Figura 5-8 muestra el sobrecalentamiento y la fusión relación de las piezas con la duración del proceso de fusión. Por lo tanto, la naturaleza del proceso de fusión puede juzgarse por la relación equilibrada entre la lechada fundida y la combinación de minerales residuales de la roca original, o por la falta de homogeneidad de la composición de la lechada fundida. Sin embargo, en la mayoría de los casos, es difícil para los investigadores obtener la combinación de minerales residuales parcialmente fundidos en el área de origen y, a menudo, necesitan establecer algunas suposiciones. Por ejemplo, para utilizar la termodinámica del equilibrio magma-mineral para calcular la profundidad de origen de los basaltos cenozoicos en el este de China, se puede suponer que la peridotita del manto en el basalto es un remanente del área de origen en equilibrio con el magma basáltico. Dado que la composición mineral y la composición mineral de las rocas del manto no han cambiado mucho (Fan et al., 1991), esta suposición es razonable y, por lo tanto, los resultados del cálculo se han convertido en una base importante para el concepto de "gran adelgazamiento de la litosfera en el este de China". (Deng et al., 1988). Para las rocas de la corteza terrestre, la situación es mucho más compleja y requiere muchas consideraciones. Por tanto, los cambios en la composición del magma también son uno de los métodos para estimar la velocidad de los procesos magmáticos. Por ejemplo, tres muestras de basalto de olivino de capa delgada del Jurásico en Karamay, Xinjiang, están muy cerca entre sí, lo que indica que provienen del mismo flujo de lava, pero obviamente tienen diferentes relaciones de generación de minerales (Xue Yunxing et al., 2007). . Esto muestra que la suspensión fundida se extrajo rápidamente del área de origen y no se mezcló uniformemente durante su movimiento hacia la superficie. Se puede observar que tales características petrográficas indican que la extracción y erupción de magma son procesos geológicos extremadamente rápidos. Además, dado que la tasa de escape de CO2 en el lodo fundido es mayor que la de otros volátiles, la existencia de minerales carbonatados primarios (Xue Yunxing et al., 2007) también demuestra la rapidez de los procesos geológicos.
Utilizando estas relaciones, deberíamos poder estimar aproximadamente la escala temporal del origen del magma. Ayres et al. (1997) utilizaron la relación de amortiguación entre la monacita y el circón para REE y Zr para estudiar el tiempo de formación del granito de color claro que contiene turmalina en el área de Zanskar en el noroeste de la India. el magma fundido en el área de la fuente puede tener menos de 7 ka, pero ciertamente no más de 50 ka. Harris et al (2000) creían que la monacita y el circón del granito plutónico del Himalaya tienen diferentes temperaturas de equilibrio, lo que indica que el magma está insaturado con elementos ligeros de tierras raras en al menos parte de la intrusión, lo que demuestra que el tiempo de extracción del magma puede ser mayor. ser inferior a 10 ka. Estudios experimentales han demostrado que el magma parcialmente fundido en el Himalaya tampoco está saturado con Zr, lo que indica que la separación se produjo en 100 años. Escalas de tiempo tan cortas demuestran que los mecanismos impulsados por la deformación son importantes para extraer estos fundidos de sus regiones de origen. Si el magma asciende a través de la pared de roca, la distancia de migración del magma de granito del Himalaya puede alcanzar unos 10 km en aproximadamente 1 día. A este ritmo, en teoría, incluso los granitos más grandes podrían estar colocados en unos 10 años. La cristalización del magma fundido del Himalaya lleva mucho más tiempo. Si tiene unos 100 m de ancho, tardará unos 500 años, pero una intrusión de una sola etapa en la gran capa de roca tardará unos 30 ka. Para complejos de láminas complejos, la cristalización del magma (en lugar del ascenso del magma) implica el paso de intrusión que depende de la velocidad. Por lo tanto, la escala de tiempo total del desprendimiento y emplazamiento del magma en muchos granitos orogénicos es inferior a 10 ka, y posiblemente incluso inferior a 1 ka. Por el contrario, la escala de tiempo necesaria para que el protolito se caliente es de 1 a 4 Ma (Figura 5-9).
Figura 5-9 Diagrama de flujo de la evolución del magma de la corteza terrestre (marco rectangular) y el proceso de fusión (marco elíptico)
Otro ejemplo es el magma en el terreno metamórfico Barrow de la isla de Naxos, Grecia. . CAMARÓN U-Pb cronología del circón que indica que se produjo una fusión parcial hace 20 años. 7 mA. Sin embargo, los bordes de crecimiento del circón tienen edades de integración significativamente diferentes (20.
20,7 ~ 16,8 Ma), esto se puede ver entre diferentes muestras y dentro de la misma muestra de mano. La preservación de este borde de crecimiento del circonio indica que la precipitación del circonio está relacionada con un proceso de fusión parcial que ocurre periódicamente en este rango de edad, tanto a escala local (cm) como regional (km). La datación con circonio de cuatro intrusiones de granito relacionadas muestra que la distribución de edades varía de 15,4 a 11,3 Ma, y el período principal de magmatismo ocurrió alrededor de 12 Ma, significativamente más tarde que el metamorfismo (Keay et al., 2001). Esto muestra que el tiempo de fusión parcial de las rocas metamórficas es mucho más largo que el tiempo de emplazamiento del magma. Como se mencionó anteriormente, esto puede estar relacionado con las tasas de suministro/consumo de energía.
Gracias a los avances en las técnicas de datación y los estudios cinéticos químicos, los estudios de estos granitos jóvenes y sus rocas generadoras han proporcionado buenas limitaciones en la escala temporal del origen del magma. De hecho, información genética similar se conserva en antiguas rocas metamórficas. Por ejemplo, nuevos datos geocronológicos, isotópicos y geoquímicos sobre los diques máficos del cinturón tectónico Snowbird en el norte de Saskatchewan, Canadá, proporcionan información importante sobre los diversos procesos metamórficos de alta presión y alta temperatura en la región durante el Período 1. 9 Ga (Flowers et al. 2006). La datación U-Pb con circonio de alta precisión revela la fusión profunda de los diques básicos de Chipman cuando se produjeron rocas intrusivas sintectónicas y sinmetamórficas a 65438 ± 0,896,2 ± 0,3 Ma, con condiciones de fusión parcial de 65438 ± 0,0 ~ 65438 ± 0,2 GPA > 750 ℃. . Los resultados de la datación con circón U-Pb de 1 894 ~ 1 891 Ma en pegmatitas reticuladas pueden usarse como el límite de edad inferior de la principal deformación metamórfica en el nivel de la corteza expuesto hoy. La datación de esfenas de U-Pb más jóvenes sugiere que la alta temperatura metamórfica posterior al pico duró aproximadamente 65.438 ± 0,4 Ma, lo que también se confirma con datos de isótopos Sm-Nd, ya que demuestra que las pegmatitas provienen de áreas de origen máficas parcialmente derretidas. A pesar de las altas temperaturas, solo se produjo un grado limitado de fusión del gneis félsico huésped a 1,9 Ga, lo que es consistente con evidencia de deshidratación durante el metamorfismo de la fase de granulita Arcaica. La heterogeneidad de la distribución espacial en diques máficos y gneises de anfibolita félsica se puede atribuir a la temperatura máxima lateral y a variaciones de composición (Flowers et al. 2006). La ubicación y el metamorfismo de los diques máficos en 1896 Ma en el área de Chipman están relacionados con la actividad magmática máfica a gran escala en 1896 Ma. 9 Ga en el cinturón tectónico Snowbird, que tiene al menos 65,438 ± 0,200 km de largo, lo que indica que este fue un período importante de afloramiento de la astenosfera continental, que condujo a un rifting protocontinental. Posteriormente, la extensión cesó debido a la contracción intracontinental asociada con la acreción trans-Hudson y la orogenia.
La situación anterior muestra que la escala temporal del origen del magma es difícil de estimar y depende en gran medida de la velocidad de los procesos geológicos y de la interpretación geológica de las muestras de datación. Los estudios de las regiones volcánicas modernas sugieren que el magma en las cámaras de magma debajo de los volcanes puede permanecer inactivo durante largos períodos de tiempo hasta que se inyecta nueva energía. Por ejemplo, puede haber una cámara de magma en el borde entre 6 y 8 kilómetros por debajo del volcán de la montaña Baekdu, que aún no ha provocado una erupción volcánica. Esta cámara de magma puede volver a activarse debido a la inyección de nueva energía, o puede enfriarse y solidificarse lentamente.
3. Escala de tiempo del emplazamiento del magma
La estimación de la escala de tiempo del origen del magma depende en gran medida de suposiciones sobre las propiedades originales del magma fundido y de la relación entre metamórfico y magmático. Suposiciones sobre la relación interna. Por el contrario, las estimaciones de las escalas de tiempo de emplazamiento del magma a menudo suponen que el magma extraído es homogéneo y, por lo tanto, está en equilibrio termodinámico con las rocas generadoras. La huella del desequilibrio se atribuye principalmente a diversos efectos durante el proceso de ascenso del magma, como el proceso AFC. Por ejemplo, suponiendo que el borde de descomposición por descompresión del anfíbol es el resultado de la reacción entre los cristales de anfíbol y el magma huésped durante el proceso de ascenso del magma, el espesor del borde de descomposición puede considerarse como una función de la velocidad de ascenso del magma, por lo que la tasa de aumento del magma se puede invertir en consecuencia (Rutherford et al., 1993).
Si los bordes de crecimiento de los fenocristales de plagioclasa en basaltos y los cristalitos de plagioclasa en la matriz son el resultado de la desgasificación durante el ascenso del magma hidratado, entonces también se pueden utilizar el espesor de los bordes de crecimiento y el tamaño de los cristalitos de plagioclasa. Limitar la tasa de aumento del magma. (Nicholis et al., 2004). Con base en esta suposición, Nichols et al. (2004) estimaron que la tasa de ascenso del magma de las rocas hawaianas en la zona volcánica plana del cráter de Nevada es superior a 0,04 m/s, es decir, superior a 126 km/a. un sistema no saturado de agua, entonces el magma La tasa de aumento es aún mayor.
Otra forma de estimar la velocidad de ascenso del magma es utilizar la diferencia de densidad entre el magma fundido y las inclusiones de fuentes profundas que cayeron en el magma. Por ejemplo, los xenolitos de peridotita derivados del manto que caen en magma basáltico se hundirán porque su densidad es mayor que la del magma basáltico. La tasa de hundimiento puede determinarse mediante la ley de Stoke v = [2gr2 (ρ s-ρ l)]/9 eta. para describir. Entre ellos: V es la velocidad de caída del sólido en el líquido (cm/s), G es la aceleración de la gravedad (980 cm/s2), R es el radio de las partículas sólidas esféricas (cm), ρs es la densidad del sólido esférico partículas (g/cm3), ρl es la densidad del líquido (g/cm3) y eta es la viscosidad del líquido (Poise). Suponiendo que la densidad de la peridotita es 3,3 g/cm3, el radio de la inclusión de peridotita es 5 cm, la densidad del magma basáltico es 2,65 g/cm3 y la viscosidad es 1000 poise, entonces la velocidad de sedimentación de la inclusión de peridotita en el El magma basáltico es de aproximadamente 3,5 cm/s = 305 km/d. Esta tasa de hundimiento significa que el magma basáltico debe aumentar al mismo ritmo para mantener la posición profunda de la inclusión sin cambios, por lo que el magma basáltico debe aumentar a un ritmo mayor para asegurar que las inclusiones de peridotita salieron de la superficie o de la corteza poco profunda. Suponiendo que la litosfera tenga 100 km de espesor, el magma sólo tarda unas pocas horas en capturar estas inclusiones en el fondo de la litosfera y llegar a la superficie. Se puede observar que el magma que contiene xenolitos de peridotita asciende muy rápidamente.
Para el magma granítico de alta viscosidad, la velocidad de ascenso del magma puede ser menor, pero nunca será tan larga como se pensaba tradicionalmente. Por ejemplo, el sistema de zona de corte a escala de la corteza en el cinturón orogénico convergente, la relación espacial aproximada entre las rocas metamórficas de alta ley y el granito muestra la relación de retroalimentación entre la anatexis de la corteza y la deformación por contracción, lo cual es útil para la extracción y el aumento del enfoque del granito. (Marrón, 2001). Esta relación de retroalimentación se ha utilizado para explicar el surgimiento de los granitos del Devónico temprano en el centro y oeste de Maine. Esta interpretación requiere que la deformación, el metamorfismo y el magmatismo plutónico ocurran simultáneamente (Solar et al., 1998). Se pueden utilizar edades precisas de circón U-Pb y edades de monacita para interpretar los tiempos de cristalización de granitos aislados de granitos sintectónicos y migmatitas a profundidades de m-10 my kilómetros. El valor de edad está entre 408 ~ 408 ~ 404ma y el nivel de confianza de 95 está dentro de 1Ma. Estas edades son similares al tiempo metamórfico del área sintectónica en esta área (la monacita U-Pb existente es 405~399±2ma). La concordancia entre las edades máximas de metamorfismo y cristalización del granito sugiere que el movimiento tectónico, el metamorfismo y el magmatismo ocurrieron simultáneamente, lo que respalda un modelo de retroalimentación.
El Complejo Plutónico de Géiseres de California está compuesto principalmente por tres unidades intrusivas: pórfido granítico epimicrocristalino, granito que contiene ortopiroxeno y biotita, y anfíbol-biotita joven. El pórfido micrograno constituye el montículo poco profundo de GPC (altitud 100 ~ 1500 m), de los cuales 9 muestras tienen la edad del modelo U-Pb más antigua (1,75 ± 0,01 Ma 0 Ma, corregido por el desequilibrio inicial de la serie U; error 1 σ). Se dan edades de cristalización para 12 muestras de la fase intrusiva principal (granito de biotita de clinopiroxeno) con una profundidad de aproximadamente 1,27 ± 0,01 Ma · 0 Ma. Esto es consistente con la edad de un cuerpo de granodiorita estructural y composicionalmente distinto (1,25 ± 0,01 Ma 0 Ma, 5 muestras), invadiendo un rango de profundidad similar. Dos granitos de biotita de ortopiroxeno con características petrográficas distintas dan 1,46 ± 0,03 Ma (GPC 21-6000) y 1,16 ± 0,02 Ma (ca 563674 f 21; 3 muestras) respectivamente.
La edad de circonio U-Pb del dique de arenisca del complejo metamórfico intrusivo cubre la edad del cuerpo anfitrión del GPC, incluida la muestra más joven (muestra de dique neg U2 ST 1-7700: 1.11.03ma). En términos generales, el macizo rocoso principal de GPC (aproximadamente 300 km3) está en su lugar y se solidifica formando roca en poco tiempo (0,2 Ma).
En cualquier caso, el tiempo de emplazamiento del magma ya no es los millones de años que enfatiza la petrología tradicional, sino en una escala temporal mucho más corta. Como afirmó Petford et al. (2000), "los modelos dinámicos con escalas de tiempo de meses a cientos de años están reemplazando la visión popular de la génesis de los magmas graníticos como un proceso de equilibrio lento que tarda millones de años en finalizar".
4. Tiempo de solidificación del magma
La cristalización del magma es el resultado del enfriamiento del escape (Brophy et al., 1999), o del enfriamiento y contaminación simultáneos de la corteza o de la mezcla del magma. producto de cambios en la composición química. Por el contrario, la cristalización en la cámara de magma puede detenerse o incluso revertirse debido a la reinyección o mezcla de magma máfico. Suponiendo un sistema cerrado, la tasa de disipación de energía térmica mantiene una producción geotérmica de 100 a 1000 MW (Hoch Stein, 1998). El suministro de energía térmica proviene del enfriamiento de la cristalización del magma poco profundo y del enfriamiento de intrusiones consolidadas. Suponiendo que la producción de energía térmica P es igual a la pérdida de energía térmica, la cantidad máxima de enfriamiento del magma se puede estimar dividiendo el volumen fijo de magma (V) por el tiempo de enfriamiento tcoll:
Introducción al magma penetrante mineralización fluida
Donde ρ es la densidad del magma; c es la capacidad calorífica específica; l es el calor latente de cristalización; ΔT es la amplitud de enfriamiento; φ es la fracción de masa del crecimiento del cristal en este rango de temperatura; . Sustituya los datos representativos del magma basáltico (ρ = 2600kg/m3, c = 1500J/kg k-1, L = 4×105J/kg (Spera, 2000)) en la fórmula (5-1).
Introducción a la mineralización fluida penetrante del magma
Según este modelo, para magma con V = 10 ~ 100 km3, P = 100 ~ 1000 MW, enfriando 75K y provocando cristalización de 50 It toma 260 ~ 26000 a. La escala de tiempo de esta estimación no es tan diferente de la de otros métodos. Para ilustrar mejor los hábitos esperados de enfriamiento y cristalización del magma, podemos considerar la siguiente cámara de magma exotérmica de 100 mW. En términos generales, dicha liberación de energía se puede lograr mediante diferentes combinaciones de △T-ф (consulte la fórmula (5-1) y la Figura 5-10). La Figura 5-10 muestra que, en igualdad de condiciones, cuando la fracción de cristalización llega a 50, el basalto tarda 2500 años, mientras que la riolita tarda menos de 1500 años, porque la riolita tiene intervalos de cristalización pequeños y el calor latente de cristalización es muy bajo.
Figura 5-10 El número de años de enfriamiento necesarios para que una cámara de magma de 10 km3 emita 100 mW de calor (calculado usando la fórmula (5-1)), la fracción de cristalización φ y el rango de caída de temperatura δ T ( por debajo de la línea de liquidus). El gráfico se aplica a cualquier cámara de magma con una relación volumen/energía igual a 0,1 km3/mW, y la curva muestra la fracción de cristales versus la temperatura de enfriamiento).
Otro enfoque es estimar cuánto tiempo tardaron los cristales en crecer en la cámara de magma, dependiendo de si permanecieron en el magma o se hundieron hasta el fondo de la cámara. Según los datos experimentales de Martinetal. (1988), el número de cristales con radio r disminuye exponencialmente con la escala de tiempo característica (tsettle):
Introducción a la mineralización de fluidos penetrantes del magma
Donde: h es la capa de magma convectiva altura; μ es la viscosidad del líquido; g es la aceleración de la gravedad; δρ es la diferencia de densidad entre el cristal y el líquido. Independientemente de si la evolución del magma enfriado da como resultado magma diferenciado criptocristalino o magma de pórfido, se puede obtener una relación estimada:
Introducción a la mineralización del fluido penetrante del magma
Supongamos que la altura del magma cámara H=V1/3, δ ρ = 500 kg/m3, r=10-3m, v = 10100 m3, P=100mW, que es 0,0066544 para basalto primario.
De la ecuación (5-2) a la ecuación (5-4), se puede ver que la sustitución por una mayor producción de calor aumentará la velocidad de enfriamiento y reducirá la capacidad del magma para separar cristales. Aumentar el volumen de la cámara de magma tiene un efecto positivo, lo que equivale a reducir la diferencia de densidad entre el cristal y la masa fundida. Los resultados del análisis cuantitativo intuitivo muestran que cuanto mayor es el grado de evolución del magma (es decir, la viscosidad del magma fundido), mayor es la capacidad de la cámara de magma enfriada para retener cristales. Por lo tanto, en general, el contenido de fenocristales aumenta al aumentar el contenido de silicio.
El modelo simple descrito por Hawksworth et al. (2000) es muy útil y de hecho ilustra la relación entre el tiempo de consolidación del magma y varios factores posibles, como la composición del magma, el volumen, la profundidad de emplazamiento y la erupción. Se puede ver en la fórmula (5-2) que, dado que el rango de F es muy pequeño (0 ~ 1), el tiempo de enfriamiento del magma en realidad depende principalmente del volumen de magma V, la diferencia de temperatura δT y la pérdida de calor P. y la pérdida de calor P depende de la temperatura y la conductividad térmica de la roca circundante. Por lo tanto, para el magma con el mismo intervalo de enfriamiento y tasa de pérdida de calor, cuanto mayor es el volumen, mayor es el tiempo de enfriamiento y los cristales pueden tener tiempo suficiente para hundirse o elevarse, por el contrario, la tasa de enfriamiento del magma de pequeño volumen; especialmente el magma de gran volumen, será muy rápido. Porque un volumen de magma tan pequeño garantiza que V sea lo suficientemente pequeño por un lado y P sea lo suficientemente grande por el otro, lo cual puede conducir a un tiempo de enfriamiento del magma más corto. Asimismo, también podemos ver que el tiempo que tarda un cristal en hundirse en el magma está relacionado con la diferencia de densidad. Cuando la diferencia de densidad entre el cristal y el magma fundido se acerca a cero, el tiempo para que el cristal se hunda se vuelve infinito, lo que puede significar que es difícil que el magma granítico se separe y cristalice.
5. La escala de tiempo del proceso magmático tiene implicaciones para la mineralización.
En resumen, la escala de tiempo y la velocidad de los procesos magmáticos son clave para comprender y modelar muchos procesos de rocas ígneas. Por ejemplo, la velocidad a la que el magma migra del manto a la corteza determina los tipos de procesos físicos y químicos que pueden ocurrir durante la migración del magma. Asimismo, la velocidad a la que los volátiles escapan de un magma también afecta el potencial de mineralización del magma. Por ello, es importante estimar la escala temporal de la evolución del magma. Sin embargo, es difícil estimar con precisión la escala temporal general de los procesos magmáticos debido a la gran cantidad de variables inciertas. Turner et al. (2007) dieron una lista aproximada de escalas de tiempo (Figura 5-11) basada en los resultados de estudios de datación radiactiva y simulación de difusión, que puede usarse como referencia en el trabajo de investigación.
Como se puede ver en la Figura 5-11, la mayoría de los procesos magmáticos ocurren dentro de mil años. Este concepto plantea un serio desafío a la petrología tradicional, lo que sugiere que las nuevas investigaciones científicas deben ser más cautelosas con respecto a la escala temporal de la actividad magmática. En consecuencia, es posible que sea necesario reconsiderar muchos procesos geológicos que en el pasado se consideraban de largo plazo. Especialmente en el proceso de mineralización, a los científicos de depósitos minerales a menudo les gusta usar términos como superposición y transformación repetida, de múltiples etapas y a largo plazo para describir el proceso de formación de un depósito y yacimiento, lo que a menudo oscurece el verdadero mecanismo de mineralización. Cabe señalar que esta opinión a veces parece tener una base geológica. Por ejemplo, en el depósito de pórfido de molibdeno de Tangjiaping en el condado de Shangcheng, Henan, se puede observar que la diabasa se introduce en el pórfido de granito que contiene mineral, mientras que las vetas de molibdeno cortan la diabasa. Según la visión tradicional, se puede considerar que primero se formó el pórfido de granito, luego la diabasa y finalmente las vetas de molibdenita. Esta comprensión no es errónea en sí misma. El problema es que es fácil malinterpretar la relación entre diagénesis y mineralización. De hecho, se formaron casi al mismo tiempo, pero el cambio en el grado de consolidación del pórfido con la profundidad crea la ilusión de herencia. Si la mineralización es realmente el último proceso geológico en esta área, dado que la permeabilidad del pórfido de granito es mucho menor que la del complejo metamórfico de Dabie, el fluido que contiene el mineral primero debe llenarse en la roca metamórfica, y no ocurrirá el tipo de disipación. en el pórfido.
En el proceso de mineralización relacionado con rocas altamente intrusivas, el volumen de este sistema es mucho menor que el de las rocas plutónicas, lo que indica que la duración de la mineralización es más corta. Pero la mineralización sigue pulsando, pero la duración y los intervalos de cada pulso son tan cortos que no son adecuados para ser representados por "etapas" geológicas.
Figura 5 - Escala temporal de la evolución del magma (según Turner et al., 2007).