Composición material de las rocas ígneas
La composición material de las rocas ígneas es la característica más básica de las rocas ígneas. No solo es la base básica para la clasificación y denominación de las rocas ígneas, sino también un medio importante para estudiar el origen, la generación y la naturaleza. evolución del magma.
1. Composición química de las rocas ígneas
Las investigaciones muestran que todos los elementos de la corteza terrestre aparecen en las rocas ígneas, pero los contenidos varían mucho. Según el contenido y el significado geoquímico de los elementos de las rocas ígneas, se dividen en elementos principales, oligoelementos e isótopos.
(1) Elementos principales
Hay muchos tipos de elementos que forman las rocas ígneas, pero O, Si, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, K, Los elementos Ti, P 12 incluidos H y H son los principales, y el elemento O tiene el mayor contenido, alcanzando más del 45%. La suma de estos 12 elementos representa más del 99% de la masa total de las rocas ígneas y se denominan principales elementos formadores de rocas. Al estudiar rocas ígneas, su composición química no se expresa en forma de elementos, sino en forma de óxidos, a saber, SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, H2O. El contenido de estos óxidos en las rocas ígneas suele ser superior al 0,1% y se denominan óxidos formadores de rocas mayores (Tabla 2-1). Según las necesidades de la investigación, también se pueden administrar CO2, Cr2O3 y otros contenidos.
Tabla 2-1 Composición química de las rocas ígneas en China (wB/%)
(1) El SiO2 es el óxido más abundante e importante en las rocas ígneas. Según el contenido de SiO2, las rocas ígneas se dividen en cuatro tipos: roca ácida (SiO2>63%), roca neutra (SiO252%~63%), roca básica (SiO245%~52%) y roca ultrabásica (SiO2<45%). tipo. La acidez o basicidad de las rocas ígneas suele denominarse por el contenido de SiO2. Cuanto mayor es el contenido, mayor es la acidez y menor la basicidad de la roca. La investigación sobre la composición química de las rocas ígneas muestra que a medida que cambia el contenido de SiO2, el contenido de otros óxidos importantes que forman las rocas cambia regularmente (Figura 2-1). A medida que aumenta el contenido de SiO2, los contenidos de Na2O y K2O aumentan gradualmente, y los contenidos de FeO y MgO continúan disminuyendo mientras que los contenidos de CaO y Al2O3 aumentan rápidamente de roca ultrabásica a roca básica a medida que aumenta el contenido de SiO2, y luego de roca básica a roca básica; roca neutra, disminuye gradualmente cuando la roca ácida cambia. Además de los minerales de silicato como el feldespato, la mica, el anfíbol y el piroxeno, el SiO2 en el magma aparece como un mineral de cuarzo independiente cuando hay exceso.
Figura 2-1 La relación entre el contenido de SiO2 y otros óxidos en rocas ígneas (Qiu Jiaxiang, 1985)
(2) La suma del contenido de Na2O y K2O se llama contenido de álcali total Tiene grandes diferencias en diferentes litologías (Tabla 2-1). Na2O y K2O son los componentes principales del feldespato alcalino. Cuando el contenido total de álcali es alto, pueden aparecer minerales alcalinos oscuros y parafeldespato. En el estudio de rocas ígneas, el índice de Rittmann (σ) se utiliza comúnmente para clasificar el grado alcalino de las rocas, σ=[w(Na2O+K2O)2]/[w(SiO2)-43%], y rocas con σ <3,3 son calco-álcalis. Para rocas alcalinas, las rocas con σ=3,3~9 son rocas alcalinas y las rocas con σ>9 son rocas peralcalinas. Sin embargo, para rocas con alto contenido de SiO2 (SiO2>70%), el índice de Rittmann es ineficaz para determinar si es alcalino o subalcalino (Deng Jinfu et al., 2004). Esto se debe a que el efecto de dilución del SiO2 provocará. el contenido de álcali está relativamente sesgado. Si es bajo, el valor σ calculado es demasiado pequeño y se determinará erróneamente como una serie de rocas calco-alcalinas. Por ejemplo, se debe prestar especial atención a algunas riolitas alcalinas con SiO2>80%.
(3) El Al2O3 es el óxido formador de rocas sólo superado por el SiO2. El contenido de Al2O3 en las rocas ígneas se sitúa principalmente entre el 10% y el 18%. Al2O3 se combina con SiO2 y CaO, Na2O, K2O para formar plagioclasa, feldespato alcalino y minerales similares al feldespato; se combina con FeO, MgO, CaO y SiO2 para formar minerales como piroxeno, hornblenda y biotita.
El Al2O3 también juega un papel importante en la clasificación y la investigación del origen de las rocas ígneas: ① Según la relación relativa entre el contenido de álcalis y el contenido de CaO y Al2O3, las rocas ígneas se dividen en rocas peralcalinas (Al2O3＜Na2O+K2O, número de moléculas, lo mismo a continuación), rocas peraluminosas (Al2O3>CaO+Na2O+K2O) y rocas metaaluminosas (Na2O+K2O
(4) MgO, FeO y SiO2 se combinan para formar minerales de silicato de hierro-magnesio, como olivino, piroxeno, etc. Debido a que el contenido de MgO, FeO y SiO2 está correlacionado negativamente (Figura 2-1), el olivino y el piroxeno aparecen sólo cuando el contenido de SiO2 es bajo. La clasificación de series de rocas ígneas, la clasificación de rocas y la investigación de la génesis basada en los elementos principales es uno de los principales métodos de investigación de rocas ígneas e implica mucho contenido. Los principiantes deben dominar y comprender las siguientes tres aplicaciones relacionadas con los elementos principales.
1. División de las series de rocas ígneas
Las rocas ígneas se pueden dividir en tres series de rocas, a saber, series de rocas alcalinas, calco-alcalinas y de basalto toleíticas, las dos últimas en conjunto se denominan Sub- serie alcalina. Primero, según el diagrama sílice-álcali (Figura 2-2), distinga la serie alcalina (A) y la serie subalcalina (S). Para rocas de la serie subalcalina, utilice el diagrama TFeO/MgO-SiO2 y el diagrama TFeO/MgO-TFeO (Figura 2-3) o el diagrama AFM (Figura 2-4) para distinguir mejor si se trata de una serie de basalto toleítico o una serie calc. -serie alcalina. Las rocas ígneas de la serie subalcalina también se pueden dividir en tipos de rocas con bajo contenido de potasio, contenido medio de potasio, alto contenido de potasio y potasa según el diagrama SiO2-K2O (Figura 2-5).
Figura 2-2 Diagrama sílice-álcali (Irvine, 1977)
Figura 2-3 Diagrama TFeO/MgO-SiO2 (a), diagrama TFeO/MgO-TFeO de roca volcánica división de series (b) (Miyashiro, 1974)
Figura 2-4 Diagrama AFM de división de series de rocas ígneas (Rollison, 1993; citado de Yang Xueming et al., 2000)
Figura 2-5 Diagrama de Asia SiO2-K2O para la clasificación de series de rocas ígneas alcalinas (LeMaitre et al., 1989; Rickwood, 1989)
Existen muchos otros diagramas para la clasificación de series de rocas ígneas. Al aplicar, se debe prestar especial atención a las condiciones de uso de cada diagrama. Aplicar mecánicamente. Por ejemplo: al aplicar el diagrama silicio-álcali para dividir series de rocas, debe tener cuidado con el granito y la riolita con alto contenido de sílice (generalmente SiO2>70%). Debido a que el alto contenido de SiO2 conduce a un bajo contenido de álcali, es lo mismo. como el índice de Rittmann Al determinar No será válido cuando sea una serie alcalina o subalcalina (Deng Jinfu et al., 2004), lo que hará que el granito alcalino y la riolita alcalina caigan en el área de la serie subalcalina, lo que obviamente es incorrecto. . En el diagrama original, el punto final superior de la línea divisoria entre ambas series termina en el contenido de SiO2 del 67% y, por este motivo, no se extiende hacia arriba. Irvine y Baragar (1971) dieron la ecuación matemática de la línea divisoria gráfica como: S=-(3.3539×10-4)A6+(1.2030×10-2)A5-0.15188A4+0.86096A3-2.1111A2+3.9492A+39 . En la fórmula, S=w(SiO2), A=w(Na2O+K2O), cuando el SiO2 en la roca es mayor que el S calculado por la fórmula, es una zona subalcalina, y viceversa, es una zona zona alcalina. Deng Jinfu et al (2004) sugirieron que la tasa de alcalinidad propuesta por Wright (1969) [AR=w(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/w(Al2O3+CaO-Na2O-K2O) debería usarse para clasificar rocas ígneas. series con SiO2>70%], y utilice el diagrama SiO2-AR para distinguirlos (Figura 2-6). Al mismo tiempo, la aparición de minerales alcalinos oscuros en las rocas es el indicador petrográfico más importante, y el índice sobrealcalino ([(Na2O+K2O)/Al2O3]>1, número de moléculas) es la forma más confiable de identificar Granito alcalino (riolita) Parámetros geoquímicos.
Figura 2-6 Ilustración de la relación SiO2-AR del método de clasificación de rocas ígneas (Wright, 1969; citado de Deng Jinfu et al., 2004)
La investigación muestra que la magma de diferentes series de rocas ígneas Hay muchas diferencias en el origen tectónico, evolución y formación. Por lo tanto, la clasificación precisa de las series de rocas es útil para determinar el origen de las rocas ígneas. El contenido relevante se presentará en capítulos posteriores.
2. Diagrama de variación de la composición química de la roca tipo Harker
Este es el diagrama más simple pero de uso frecuente. Este diagrama a menudo utiliza el contenido de SiO2 o MgO como abscisa y otro contenido de óxido principal. es un diagrama compuesto por ordenadas (Figura 2-7). Según las necesidades de la investigación, también se pueden seleccionar como variables a estudiar parámetros relevantes, como la tasa de alcalinidad (AR), el índice de diferenciación (DI=Q+Or+Ab+Ne+Lc+Kp, mineral estándar), etc. Generalmente, los datos de óxido utilizados deben ser el contenido de óxido recalculado después de eliminar el H2O, la pérdida por ignición, etc. del análisis completo de silicatos. Este diagrama muestra la tendencia cambiante de otros óxidos o parámetros a medida que cambia el contenido de SiO2 o MgO (Figura 2-7). Generalmente, si existe una fuerte correlación lineal entre las composiciones químicas de las rocas ígneas que se generan estrechamente en la misma área y espacio y tienen grandes cambios de composición en el diagrama de Harker, indica que es probable que estas rocas se formen por la evolución de magma de la misma fuente. Un grupo de rocas. Si no hay correlación significa que pueden ser producto de diferentes cristalizaciones de magma.
3. Cálculo y aplicación de minerales estándar CIPW
Cuando las rocas ígneas se forman en condiciones de condensación rápida, sus partículas minerales cristalinas son pequeñas, o están compuestas total o parcialmente por vidrio (como (como muchas rocas volcánicas), entonces no se puede conocer la composición y el contenido minerales reales de la roca, y la clasificación y denominación de las rocas basadas en la composición y el contenido minerales reales no serán válidas. Para resolver este problema, se ha propuesto un método de utilizar la composición química para calcular la composición y el contenido de minerales ideales en rocas ígneas, es decir, el método de cálculo de minerales estándar. En la actualidad, el método de cálculo más utilizado es el método propuesto conjuntamente por Cross, Iddings, Pirsson y Washington (1902) en los Estados Unidos, denominado método de cálculo de minerales estándar CIPW.
Este método se basa en los resultados de investigaciones experimentales sobre la secuencia de cristalización de minerales en magma anhidro y formula minerales estándar según fórmulas moleculares ideales. Primero, convierta el porcentaje de masa de óxido de la roca en el número de moléculas de óxido, luego siga un cierto orden y luego combine el número de moléculas en varias moléculas minerales estándar con una composición ideal de acuerdo con ciertas reglas, y finalmente convierta el número de moléculas estándar. Moléculas minerales en porcentaje de contenido mineral estándar. Para conocer los procedimientos de cálculo detallados, consulte "Petrología de rocas magmáticas" editado por Qiu Jiaxiang (1985) y "Petrología y petrología de rocas ígneas" editado por Lin Jingqian (1995). Ahora, se ha compilado el software relevante y se puede completar rápidamente a través de computadoras. Los minerales estándar del CIPW pueden reflejar aproximadamente la composición mineral de las rocas, pero no son necesariamente los minerales que realmente aparecen en las rocas. Los resultados del cálculo se utilizan en la clasificación de rocas (Figura 2-8, Figura 2-9), la determinación de las condiciones de temperatura y presión de formación o cristalización de magma (Figura 2-10) y muchos otros aspectos.
Figura 2-7 Diagrama de Harker de rocas volcánicas en la montaña Mazama, Oregón, EE. UU. (Invierno, 2001)
Figura 2-8 Ilustración de la clasificación mineral estándar del basalto (Qiu Jiaxiang , 1988)
Figura 2-9 Diagrama de clasificación An-Ab-Or de los minerales estándar de rocas graníticas (Rollison, 1993; citado de Yang Xueming et al., 2000)
Figura 2-10 Determinación de la profundidad de la fuente de magma ácido (invierno, 2001)
(2) Elementos traza
Los elementos traza se refieren a aquellos elementos cuyo contenido en las rocas es muy pequeño y su El contenido sólo se puede medir en partes por millón (10-6) indica que, en circunstancias normales, su cantidad total es <1%. El estudio de los oligoelementos se ha convertido en un componente clave de la petrología moderna y puede distinguir los procesos petrogenéticos y evolutivos de forma más eficaz que los elementos principales. Los oligoelementos que se mencionan con frecuencia son vanadio (V), cobalto (Co), níquel (Ni), cromo (Cr), rubidio (Rb), estroncio (Sr), bario (Ba), cesio (Cs), torio (Th), uranio (U), circonio (Zr), hafnio (Hf), niobio (Nb), tantalio (Ta) y elementos de tierras raras (REE), etc.
Los oligoelementos generalmente no aparecen como minerales independientes, sino que reemplazan principalmente a los elementos principales en los minerales en forma de isomorfos. Por ejemplo, Cr y Ni pueden reemplazar las posiciones de Mg y Fe en olivino y piroxeno, y Sr puede ocupar Ca en plagioclasa. la segunda es que existe en vidrio volcánico y en inclusiones de gas-líquido que se condensan rápidamente; la tercera es que se adsorbe en la superficie de los minerales.
Los oligoelementos en las rocas ígneas a menudo cambian regularmente con cambios en el contenido de los principales elementos formadores de rocas. Por ejemplo, a medida que aumenta la acidez de la roca, disminuye el contenido de elementos siderófilos (V, Cr, Co, Ni, etc.), mientras que aumentan los oligoelementos de metales alcalinos (Li, Rb, Cs). El estudio de las características de los oligoelementos puede obtener información importante sobre la división, origen y evolución de las series de rocas.
Los elementos de tierras raras incluyen elementos lantánidos con números atómicos del 57 al 71: lantano (La), cerio (Ce), praseodimio (Pr), neodimio (Nd), prometio (Pm), samario (Sm), europio (Eu), gadolinio (Gd), terbio (Tb), disprosio (Dy), holmio (Ho), cebo (Er), tulio (Tm), iterbio (Yb), lutecio (Lu), además, generalmente cuentan el elemento itrio (Y) con número atómico 39 como elemento de tierras raras. Excepto el Pm, que es un producto radiactivo artificial, el resto son elementos con propiedades geoquímicas similares, son refractarios y no migran fácilmente en procesos secundarios. La cantidad total de elementos de tierras raras, los patrones de partición curva y las anomalías del europio (Eu) contienen información importante sobre el origen y la evolución del magma y los mecanismos de formación de rocas.
Durante el proceso de cristalización del magma, algunos oligoelementos entran preferentemente en la fase mineral cristalina, o cuando la roca fuente se funde parcialmente para formar magma, tienden a permanecer en la roca fuente. Estos elementos se denominan mineral. Por el contrario, durante el proceso de cristalización del magma, no son capturados ni acomodados por los minerales que cristalizaron tempranamente, sino que se enriquecen en el fundido residual, o cuando las rocas de la zona fuente se funden parcialmente para formar magma, ingresan preferentemente al mismo. fase de fusión. , estos elementos se denominan elementos incompatibles, también llamados elementos higrófilos. Vale la pena señalar que el grado de compatibilidad e incompatibilidad elemental varía entre diferentes magmas o minerales. Por ejemplo, P es un elemento incompatible en el magma del manto, pero en el magma de granito de la corteza terrestre es un elemento compatible incluso si aparece en forma de oligoelementos, por ejemplo, los elementos Cr, Ni y Co son compatibles con el elemento olivino. , y para la plagioclasa, es un elemento incompatible.
Los elementos incompatibles se dividen a su vez en elementos de alta intensidad de campo (HFSE) y elementos de baja intensidad de campo (LFSE) en función de su intensidad de campo (relación carga/radio, es decir, potencial iónico). Los elementos con un potencial iónico superior a 2,0 se denominan elementos de alta intensidad de campo, incluidos los elementos lantánidos, Sc, Th, U, Pb, Zr, Hf, Ti, Nb, Ta, etc.; se denominan elementos de baja intensidad de campo. También se denominan elementos litófilos de iones grandes (LILE), incluidos Cs, Rb, K, Ba, Sr, Eu divalente, Pb, etc.
Precisamente debido a las diferencias petrogeoquímicas mencionadas anteriormente en los oligoelementos se produce un fuerte fenómeno de diferenciación en la sección longitudinal de la litosfera. Por ejemplo, la corteza formada a través del magma tiene una abundancia mucho mayor de elementos incompatibles que el manto. El metasomatismo local de los fluidos en el manto puede provocar el enriquecimiento de elementos incompatibles en el manto, lo que da como resultado una falta de homogeneidad en la composición del manto. El magma que se origina en diferentes áreas de origen inevitablemente retendrá rastros de oligoelementos en el área de origen. Por lo tanto, al estudiar las características de los oligoelementos de las rocas ígneas, podemos revelar información petrogenética como la naturaleza del área de origen del magma y la evolución del magma. En el estudio de la génesis de rocas ígneas, las proporciones de elementos traza y sus diagramas, así como los diagramas de araña de elementos traza (Fig. 2-11) y los diagramas de patrones de distribución de elementos de tierras raras (Fig. 2-12) se utilizan a menudo para rastrear . La Figura 2-11 es un diagrama de araña estandarizado de oligoelementos de basalto de dorsal oceánica (área de origen del manto empobrecido), basalto alcalino de isla oceánica (área de origen de manto enriquecido) y basalto calco-álcali de arco insular (área de origen de manto metasomatizado fluido). La diferencia es obvia. Los basaltos calco-álcalis del arco insular están empobrecidos en elementos incompatibles de alta intensidad de campo, especialmente Nb y Ta; los basaltos alcalinos de las islas oceánicas están fuertemente enriquecidos en Nb y Ta, los basaltos de las dorsales oceánicas están empobrecidos en grandes elementos litófilos iónicos Ba, Rb, K. Explique las diferencias en la composición material en las áreas de origen de estos tres tipos de magma basáltico.
La Figura 2-12 es la curva de distribución de elementos de tierras raras en rocas ígneas de diferentes fuentes (Xu Xisheng y Qiu Jiansheng, 2010. Basándose en los resultados de la investigación de otros académicos, Xu Xisheng y Qiu Jiansheng (2010) concluyeron que la bosonita es la). La zona del arco insular está formada por la cristalización del magma producida por la fusión directa del manto empobrecido tras ser metasomatizado por los fluidos liberados de la corteza oceánica subducida. No ha sufrido una evolución significativa. La cantidad total de elementos de tierras raras es baja, no existe. fraccionamiento obvio de elementos de tierras raras ligeros y pesados, y los elementos de tierras raras pesadas están ligeramente enriquecidos con características de curva en forma de U; la adakita (es decir, dacita de arco insular) se forma por fusión directa de la corteza oceánica subducida (y sus sedimentos). Las tierras raras pesadas están fuertemente fraccionadas. La curva de las tierras raras tiene una pendiente pronunciada hacia la derecha, y las tierras raras pesadas están fuertemente fraccionadas. Agotamiento si esta corteza oceánica derretida reacciona con la peridotita del manto, puede evolucionar hacia andesita con alto contenido de magnesio. La "andesita de arco común" en la Figura 2-12 se forma por diferenciación por cristalización de magma basáltico y tiene anomalías Eu negativas obvias. Para obtener explicaciones detalladas sobre los oligoelementos, consulte el libro de texto "Petrología de elementos traza en rocas ígneas" (Li Changnian, 1992) y el libro "Rock Geochemistry" (Rollison, 1993; traducido por Yang Xueming et al., 2000).
Figura 2-11 Diagrama de araña de oligoelementos en basaltos en diferentes entornos tectónicos (Blatte et al., 2006)
Figura 2-12 Patrones de partición de elementos de tierras raras en rocas ígneas de diferentes tipos genéticos
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(3) Isótopos
Los isótopos se han utilizado ampliamente en el estudio de las rocas ígneas. No sólo pueden determinar la edad de formación de las rocas ígneas. , pero también rastrea las propiedades del área de origen del magma y el proceso de formación y evolución de las rocas ígneas. Discute cuestiones científicas importantes como la interacción corteza-manto y el crecimiento de la corteza continental. Los isótopos se pueden dividir en dos categorías: isótopos estables e isótopos radiactivos.
◎Isótopos estables: Los isótopos más utilizados en las rocas ígneas son el O, el H y el S. Su estudio puede obtener información sobre el origen de las rocas ígneas y el origen del magma. Los datos comúnmente utilizados incluyen el δ18O. valor de los isótopos de oxígeno, el valor δD del isótopo de hidrógeno y el valor δ34S del isótopo de azufre. Tomando el oxígeno como ejemplo, los isótopos de oxígeno están compuestos de 16O, 17O y 18O. Durante los procesos geológicos y el magmatismo, el 16O y el 18O se fraccionan debido a grandes diferencias de masa, lo que resulta en diferencias en las composiciones de 16O y 18O en diferentes lugares de la litosfera. . La composición de los isótopos de oxígeno generalmente se representa por δ18O(‰), δ18O=1000×[(18O/16O) muestra-(18O/16O) estándar]/(18O/16O) estándar, (18O/16O) el valor estándar suele ser basado en el valor promedio del agua de mar. Aunque existe una pequeña falta de homogeneidad en la composición de isótopos de oxígeno del manto, el valor de δ18O es básicamente de alrededor de 5,7 ‰ ± 0,3 ‰. Las rocas ígneas de diferentes orígenes tienen diferentes isótopos de oxígeno. Por ejemplo, el granito formado por la fusión de rocas metasedimentarias tiene δ18O＞10‰; el granito formado por la diferenciación de magma derivado del manto tiene δ18O＜6‰.
◎Isótopos radiactivos: Los isótopos radiactivos en rocas ígneas incluyen K-Ar, U-Pb, Rb-Sr, 40Ar-39Ar, Sm-Nd, Re-Os, Lu-Hf, etc., y son Se utiliza principalmente para determinar la edad de formación de las rocas ígneas, el origen de las rocas trazadoras y la formación y evolución de la corteza terrestre. Los métodos de cálculo de edad más utilizados en la datación geológica isotópica son la edad isócrona, la edad del modelo, la edad de línea consistente de U-Pb y la edad de línea inconsistente. Consulte "Chen Yuelong et al. (2005). "Geocronología isotópica y geoquímica.
En términos de rastreo isotópico de la génesis de rocas ígneas, los datos comúnmente utilizados incluyen la proporción inicial de isótopos de Sr (87Sr/86Sr)i, 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, εNd(t), 187Os. /186Os, 206Pb/ 204Pb, 208Pb/206Pb, 177Hf/176Hf, εHf(t), etc. La razón por la cual la proporción de isótopos de las rocas ígneas puede rastrear las características del área de origen es porque la diferencia de masa entre estos pares de isótopos comúnmente utilizados es demasiado pequeña, lo que hace imposible que estos pares de isótopos se fraccionen bajo el control del equilibrio cristal-líquido. proceso. Posteriormente se diferencian y permanecen constantes durante la acción. Por tanto, el magma formado por fusión parcial tiene las características de la composición isotópica del área de origen. Este hecho dio lugar a dos avances importantes en la geoquímica de isótopos. Uno fue que las áreas fuente específicas podían identificarse por sus composiciones isotópicas características.
Las figuras 2-13 y 2-14 muestran las composiciones de isótopos de Pb, Sr y Nd de diferentes áreas fuente, como el manto empobrecido, el manto primitivo, el manto enriquecido, la corteza superior y la corteza inferior. Las diferencias son muy obvias. Por ejemplo, el granito formado por la fusión parcial de rocas ígneas derivadas del manto (como el gabro) tiene (87Sr/86Sr)i<0,707; el granito formado por la fusión parcial de rocas metamórficas arcillosas derivadas de la corteza (como el esquisto de mica, rico en aluminio). gneis), cuyo (87Sr/86Sr)i>0,708. En segundo lugar, se puede identificar la mezcla y contaminación de intervalos de fuentes con diferentes composiciones de isótopos. Por ejemplo, la Figura 2-15 es la composición inicial de isótopos de Pb de las rocas volcánicas del Paleógeno-Neógeno en la Isla de Skye, Escocia. El granito ácido y las rocas volcánicas básicas en esta área están dispuestas linealmente en el diagrama y están ubicadas en el. Corteza inferior y fase granulita. La composición de isótopos de Pb del manto de las Hébridas (Ocean Island) se desvía de la corteza superior (Figura 2-15a). Por tanto, se interpreta que este conjunto de lava volcánica está formado por magma derivado del manto que fue contaminado por la fase granulita de la corteza inferior.
Figura 2-13 Composiciones de isótopos de Pb en diferentes áreas de origen (Rollison, 1993; citado de Yang Xueming et al., 2000)
Figura 2-14 Isótopos de Sr-Nd en diferentes Áreas fuente del manto Composición (invierno, 2001)
Figura 2-15 Ilustración de las proporciones iniciales de isótopos de Pb de rocas volcánicas del Paleógeno-Neógeno en la Isla de Skye, Escocia (Thompson, 1982)
II. Rocas ígneas Composición mineral
(1) Clasificación de los minerales en las rocas ígneas
La composición mineral en las rocas ígneas no sólo refleja la composición química de la roca, sino que también representa la condiciones de temperatura, presión y fluido de la formación rocosa; es a la vez una roca. La base principal para la clasificación y la denominación es también un símbolo importante para juzgar las condiciones de la formación rocosa. Hay muchos tipos de minerales que se encuentran en las rocas ígneas, pero solo hay más de 20 minerales comunes. Entre ellos, los minerales más importantes que juegan un papel importante en la clasificación de las rocas son: familia del olivino, familia del piroxeno, familia de la hornblenda, familia de la mica. Feldespato alcalino, plagioclasa, cuarzo y similares al feldespato (nefelina, leucita), etc., estos minerales se denominan los principales minerales formadores de rocas. En el proceso de estudio de las rocas ígneas, la gente clasifica los minerales según su composición química, color, contenido, origen y papel en la clasificación y denominación. Existen principalmente los siguientes métodos de clasificación:
1. Clasificación por composición de los minerales
Según la composición química de los minerales, los minerales de las rocas ígneas se dividen en minerales de hierro y magnesio y minerales de silicio-aluminio.
◎Minerales de Fe-magnesio: Los minerales con alto contenido de MgO y FeO incluyen principalmente olivino (forsterita, crisolita y fayalita), ortopiroxeno (piroxeno de perilla, piroxeno de bronce, enstatita), clinopiroxeno (piroxeno ordinario, diópsido, lábil). piroxeno y piroxeno rico en titanio), anfíbol (principalmente anfíbol ordinario), biotita, etc. Aparecen en colores oscuros como negro, negro verdoso y marrón oscuro en las rocas, por lo que también se les llama minerales oscuros. Los minerales oscuros ricos en Na2O se denominan minerales oscuros alcalinos, como nite, nite, anfíbol de soda y anfíbol de soda.
◎Minerales de silicona: minerales que no contienen MgO y FeO y son ricos en SiO2 y Al2O3, principalmente cuarzo, plagioclasa, feldespato alcalino y feldespato. Aparecen en las rocas incoloros, blanco grisáceo y otros tonos claros, por lo que también se les llama minerales de colores claros.
El porcentaje en volumen de minerales oscuros en las rocas ígneas se denomina proporción de color, que es uno de los indicadores importantes para la clasificación e identificación de las rocas ígneas. Las rocas ígneas con una proporción de color de >90 son rocas ultramáficas, las rocas básicas tienen una proporción de color de 40 a 90, las rocas neutras tienen una proporción de color de 15 a 40 y las rocas ácidas tienen una proporción de color de <15.
2. Clasificación del contenido y funciones de los minerales
Según el contenido de minerales en las rocas ígneas y su papel en la clasificación y denominación de las rocas, los minerales de las rocas ígneas se dividen en minerales principales y minerales menores. Minerales y minerales accesorios.
◎Minerales principales: Minerales con alto contenido en las rocas y que juegan un papel importante en la clasificación de los tipos de rocas. Por ejemplo, el cuarzo, el feldespato alcalino y la plagioclasa en el granito son los principales minerales; el piroxeno y la plagioclasa son los principales minerales del gabro.
◎Minerales menores: Minerales que son menos abundantes en las rocas que los minerales principales y no juegan un papel importante en la clasificación de las categorías de rocas, pero sí juegan un papel decisivo en la determinación de las especies de rocas. Por ejemplo: una pequeña cantidad de cuarzo puede aparecer en el gabro. La presencia o ausencia de cuarzo no afecta la denominación del gabro como un tipo de roca grande, pero juega un papel controlador en si se le llama gabro de cuarzo o que contiene cuarzo. gabro. Entonces el cuarzo es un mineral menor en el gabro.
◎Minerales accesorios: El contenido en las rocas suele ser <1% y no afecta a la clasificación y denominación de las rocas. Los más comunes incluyen magnetita, ilmenita, esfena, circón, apatita, alanita, monacita, etc.
3. Clasificación del origen de los minerales
Según el origen de los minerales en las rocas ígneas, se dividen en minerales primarios, minerales diagenéticos y minerales secundarios.
◎Minerales primarios: Minerales formados durante el proceso de condensación y cristalización del magma. La mayoría de los minerales de las rocas ígneas pertenecen a esta categoría. Los minerales primarios se pueden dividir a su vez en minerales de alta temperatura y minerales de baja temperatura según su entorno de generación. En términos generales, debido a la alta temperatura del magma de la roca volcánica, los minerales formados son tipos de alta temperatura, como la plagioclasa de alta temperatura, el cuarzo de alta temperatura (cuarzo β) y el feldespato alcalino de alta temperatura (lucita); en rocas intrusivas plutónicas de baja temperatura, como la plagioclasa de baja temperatura, el cuarzo de baja temperatura (cuarzo α) y el feldespato alcalino de baja temperatura (ortoclasa).
◎Minerales diagenéticos: Tras la cristalización del magma, debido al continuo descenso de temperatura y presión, los minerales primarios se transforman para formar nuevos minerales, que reciben el nombre de minerales diagenéticos. Por ejemplo, el cuarzo β de alta temperatura se transforma en cuarzo α de baja temperatura; el feldespato de alta temperatura se transforma en ortoclasa de baja temperatura; un mineral formador de rocas.
◎Minerales secundarios: Son minerales postmagmáticos Son minerales nuevos formados tras la diagénesis del magma debido a la reposición y relleno de materia volátil residual y fluidos hidrotermales postmagmáticos. Son principalmente nuevos. minerales formados por metasomatismo fluido de minerales primarios y minerales diagenéticos, o minerales nuevos rellenos en espacios y poros intergranulares. ① Los nuevos minerales formados por metasomatismo de minerales primarios y minerales diagenéticos también se denominan minerales de alteración, que se basan principalmente en la hidratación y la carbonatación. Por ejemplo, la plagioclasa sufre metasomatismo para formar albita, calcita y zoisita; el clinopiroxeno se transforma en actinolita y la tremolita se transforma en clorita. ② Minerales secundarios que rellenan poros o huecos, como zeolita, grupos de cuarzo, etc., rellenan los poros de las rocas volcánicas. Los minerales secundarios también incluyen minerales formados gaseosos como la fluorita y la turmalina después del período magmático.
Algunas alteraciones y metasomatismos suelen ir acompañados de fenómenos de mineralización. Por lo tanto, estudiar el proceso de alteración y metasomatismo es de gran importancia para la prospección general de depósitos minerales después del período magmático.
(2) La relación entre la composición química de las rocas ígneas y las combinaciones minerales
Los diferentes tipos de rocas ígneas tienen diferentes composiciones minerales, y los diferentes minerales formadores de rocas forman combinaciones regulares. *Combinación Sheng. Por un lado, su combinación está relacionada con la temperatura y presión cuando se formó la roca y, por otro lado, depende principalmente de la composición química de la roca. Entre los componentes químicos, los contenidos de SiO2, K2O+Na2O y Al2O3 tienen el mayor impacto.
1. La influencia del contenido de SiO2 en la formación de combinaciones minerales.
Como se mencionó anteriormente, el SiO2 es el óxido más abundante en las rocas ígneas. Puede formar varios tipos de minerales cuando se combina. con otros óxidos similares a los silicatos. Cuando el contenido de SiO2 es excesivo (sobresaturado), se liberará del silicato fundido y cristalizará en cuarzo. Por lo tanto, la aparición de cuarzo es un signo de sobresaturación de SiO2 en rocas ígneas. Cuando el contenido de SiO2 es insuficiente (insaturado), aparecen minerales insaturados de SiO2 en la roca y no se forma cuarzo, porque después de que se forman estos minerales, si hay un exceso de SiO2 en el magma, los dos reaccionarán para formar otros minerales, como como:
Petrología
La gente está acostumbrada a llamar a los minerales de silicato que pueden presentarse con el cuarzo en rocas ígneas minerales saturados de SiO2 (o minerales saturados de ácido silícico), como piroxeno, anfíbol, plagioclasa. , feldespato alcalino, mica, etc., los minerales de silicato que no reaccionan con el cuarzo se denominan minerales insaturados de SiO2 (o minerales insaturados de silicato), como la forsterita, similar al feldespato (nefelina, leucita), feldespato amarillo, granate negro, etc. ; el cuarzo se llama mineral sobresaturado de ácido silícico;
Como se mencionó en el apartado anterior, los principales óxidos de las rocas ígneas muestran cambios regulares con cambios en el contenido de SiO2. Reflejado en la composición mineral, a medida que aumenta el contenido de SiO2, los minerales de hierro y magnesio en las rocas cambian de más a menos, y los tipos de minerales cambian de olivino y piroxeno a hornblenda y aparecen minerales de silicio y aluminio desde cero, o desde cero; De menos a más, los tipos de minerales evolucionan de ricos en Ca a ricos en Na, K y Si (Figura 2-16).
Figura 2-16 Cambios en los conjuntos minerales de rocas ígneas (Adams, 1956)
2. La influencia del contenido de álcali en los conjuntos minerales
Diferentes combinaciones de minerales. en rocas ígneas con contenido alcalino (K2O+Na2O) también varían mucho.
Como se mencionó anteriormente, según el tamaño del índice de Rittman σ, las rocas ígneas se pueden dividir en rocas calco-alcalinas, rocas alcalinas y rocas per-alcalinas. Las combinaciones minerales de diferentes tipos de rocas son obviamente diferentes. En las rocas calco-alcalinas con σ<3,3, no aparecen feldespato, granate negro y minerales alcalinos oscuros (neonita, sodalita, astelita, etc.), pero sí feldespato y cuarzo. Y piroxeno, diópsido, clinopiroxeno y hornblenda ordinarios, etc. En rocas demasiado alcalinas con σ>9, a menudo aparecen minerales oscuros alcalinos y similares al feldespato (neonita, neonita, anfíbol, hoja de estrella, mica rica en hierro, etc.). El feldespato es principalmente el feldespato alcalino. común, y no se observan ortopiroxeno ni cuarzo. En rocas alcalinas con σ = 3,3 ~ 9, el feldespato alcalino y los minerales oscuros alcalinos son comunes. Pueden aparecer cuarzo, similares al feldespato (los dos no se encuentran de forma natural) y plagioclasas distintas de la albita.
3. Influencia del contenido de Al2O3 en las combinaciones minerales
Según la relación entre Al2O3 y Na2O+K2O, contenido de CaO, las rocas ígneas se pueden dividir en peralcalinas, peraluminosas y parcialmente aluminosas. Hay tres tipos de rocas y los diferentes tipos de rocas tienen sus propias combinaciones minerales características. En las rocas peralcalinas aparecen feldespato alcalino, minerales similares al feldespato y oscuros alcalinos, además de feldespato, cuarzo y biotita, en las rocas peraluminosas aparecen moscovita, topacio, turmalina y granate de manganeso-aluminio. Minerales ricos en aluminio como piedra, corindón y andalucita; , silimanita, cordierita, etc.; en las rocas metaaluminosas, los minerales alcalinos oscuros similares al feldespato y la mayoría de los minerales ricos en aluminio en las rocas anteriores no aparecen, pero sí aparecen feldespato, cuarzo, hornblenda común, piroxeno común, diópsido y biotita. , etc.
(3) La relación entre las condiciones de formación de rocas ígneas y los conjuntos minerales
El entorno físico y químico de la formación de rocas ígneas también tiene un impacto importante en los conjuntos minerales. Cuando el magma se enfría en las partes más profundas de la corteza terrestre, es en un ambiente donde la temperatura desciende lentamente y la presión es relativamente alta, lo que le da tiempo suficiente para cristalizar. Algunos de los minerales que comienzan a cristalizar pueden ser tipos de alta temperatura (como el feldespato, el cuarzo β), pero a medida que la temperatura desciende lentamente, los minerales de alta temperatura que se formaron temprano ya no son estables y se transforman gradualmente en minerales estables que se adaptan. a ambientes de baja temperatura. Por ejemplo, el feldespato se transforma en ortoclasa y el cuarzo β se transforma en cuarzo α. Por tanto, los plutones están representados por la aparición de conjuntos minerales de baja temperatura. Cuando el magma brota de la superficie, el ambiente cambia rápidamente de alta temperatura y presión subterránea a temperatura y presión normales. El rápido enfriamiento del magma no tiene tiempo para cristalizar y formar una gran cantidad de rocas de combinación mineral vítrea o de alta temperatura con finas. partículas. Al mismo tiempo, los minerales de alta temperatura que previamente se cristalizaron bajo tierra cuando el magma surgió de la superficie no tuvieron tiempo de transformarse en minerales de menor temperatura y aún conservaron la estructura de los minerales de alta temperatura. Por lo tanto, los conjuntos minerales de las rocas volcánicas se caracterizan por minerales de alta temperatura, minerales de grano fino y minerales vítreos. Además, en el entorno de alta temperatura y alta presión en las profundidades del subsuelo, se formarán minerales primarios que contienen componentes volátiles debido a la participación de grandes cantidades de componentes volátiles en la cristalización. El magma que brota de la superficie es difícil de cristalizar minerales hidratados debido a la gran pérdida de materia volátil. Incluso los minerales hidratados como la hornblenda y la biotita cristalizados a gran profundidad por el magma son transportados a la superficie por el magma para su oxidación. y descomponerse o descomponerse parcialmente, y transformarse en otros minerales como magnetita y hematita, haciendo que los minerales originales parezcan negros o marrones en todos o en los bordes. Este fenómeno se llama oscurecimiento.