Propiedades físicas del magma granítico y mecanismo dinámico de evolución del magma.
A continuación se analizan las propiedades físicas y el mecanismo de evolución del magma granítico en el área de Nolte desde una perspectiva dinámica.
2.9.1 Agua en magma (1) Solubilidad del agua en magma granítico Burnham (1979) ha estudiado sistemáticamente el comportamiento de disolución del agua en magma de aluminosilicato y ha establecido un modelo termodinámico correspondiente que supone que el mecanismo de disolución del agua en el magma es el mismo que su mecanismo de disolución en la albita se funde. El mecanismo de disolución del agua en la fusión de albita se puede describir mediante las dos fórmulas siguientes:
En aquel momento, la disolución del agua se basaba principalmente en la fórmula (i):
El magma en el área de Nolte de Xinjiang Actividades y mineralización
En ese momento, la disolución del agua solo podía ser:
Actividades magmáticas y mineralización en el área de Xinjiang Nolte
Entre ellos, m representa el metal fundido, v representa la fase fluida acuosa y es la fracción molar de agua en la masa fundida.
Se seleccionaron el cuerpo de granito de biotita de Tasbikdurgen de Caledonia tardía y el cuerpo de granito de biotita de Kuoko Yakedares en el área de Nolte, y el granito de Kuoko Yakedaras de la Varisca media. El cuerpo de pórfido, el cuerpo de granito de biotita de Geert de Varisca tardía y el cuerpo de biotita de Yanshanian Se analizan los cuerpos de monzogranito de Atish. Los parámetros de temperatura (T) y presión (p) se toman como la temperatura y la presión en el momento de la cristalización, y se calculan de acuerdo con la química física, la temperatura y la presión de cada macizo rocoso son las siguientes. : Masa rocosa de Tasbikduergen: 760 ℃, 76 MPa; Masa rocosa de Kuokoyakdalese: 720 ℃, 106 MPa; Masa rocosa de Kuokeyakdalas: 740 ℃, 88 MPa;
Al calcular primero, el peso Me de magma anhidro equivale a 1 mol de moléculas de NaAlSi3O8:
(a) Para rocas que no contienen moléculas minerales de corindón estándar en el cálculo CIPW:
Me=w/nA1
Donde, w es la suma de las fracciones de masa de los óxidos principales excepto H2O, y nAt es el número de iones de Al.
(b) Para rocas que contienen moléculas de corindón estándar en los cálculos de CIPW, el número de moléculas de NaAlSi3O8 es la suma de los números de todos los cationes intercambiables. Aquí, se considera que todos los cationes excepto Si4+, Al4+ y Ti4+. ser intercambiable, en este momento:
Me=w/∑ni
Donde, ni es el número de un determinado catión intercambiable.
(c) Si el número de iones Si4+ es >3∑ni, entonces
Me=w/[∑ni+0.19 (nSi-3∑ni)]
Todos los granitos en esta área tienen las características anteriores. Los resultados del cálculo se muestran en la Tabla 2-15.
Tras ello se calcula el peso de magma anhidro equivalente a 1 mol de moléculas de NaAlSi3O8
Actividad magmática y mineralización en la zona de Nolte de Xinjiang
Encuentre la temperatura dada y la fracción molar saturada de agua en magma bajo presión, en ese momento, donde k es una función de la temperatura y la presión, que se puede encontrar de acuerdo con el diagrama de valores de lnk de Gao Shan (1987) a diferentes temperaturas. y presiones.
El porcentaje de solubilidad en masa del agua en magma se calcula según la siguiente fórmula:
¿Cuándo
En ese momento, el porcentaje de solubilidad en exceso del agua? es
Actividad magmática y mineralización en el área de Nolte de Xinjiang
Por lo tanto, la solubilidad del agua en el magma es
Se puede ver en la cálculo de que los granitos en esta área pertenecen a La solubilidad es 3,65% ~ 4,63% (Tabla 2-15).
(2) Contenido de agua en magma granítico
Según la fórmula de cálculo del contenido de agua en silicato fundido (Nicholls, 1980; Stolper, 1982; Ma Hongwen, 1985; Burnham, 1979 ; Zhou Taofa et al., 1995) calcularon el porcentaje de masa de agua en el derretimiento granítico de cada macizo rocoso en esta área. Los resultados se muestran en la Tabla 2-16. Se puede observar que el contenido de humedad del fundido granítico en la zona está entre 2,93% y 4,90%, lo que se encuentra en un nivel medio en comparación con el contenido de agua del magma granítico general en el mundo (2,6% a 6,0%). Comparando el contenido de agua del derretimiento granítico con la solubilidad del agua, hay dos situaciones en el derretimiento granítico en el área. Una es que el agua está saturada y la otra es que el agua está insaturada.
Tabla 2-15 Tabla de cálculo de la solubilidad en agua en magma granítico en el área de Nolte
Tabla 2-16 Contenido de agua del derretimiento granítico, contenido de agua de la roca madre y cantidad de derretimiento producido
El contenido de agua del magma del macizo rocoso de Atish en el área minera de Aktishkan es del 4,90%, mientras que la solubilidad del agua es del 4,49% y el agua está sobresaturada, lo que indica que el magma cristalizó antes de una gran cantidad de el agua precipitará durante los procesos de mineralización y cristalización. Por lo tanto, es posible proporcionar fluido hidrotermal magmático y parte de los minerales formadores de mineral para el fluido hidrotermal formador de mineral durante el proceso de mineralización. Esto concuerda con las conclusiones de estudios posteriores sobre isótopos de hidrógeno y oxígeno.
En macizos rocosos como Tasbik Dürgen, Kokoyakdalas, Geert y Kokoyakdalese, el contenido de agua no alcanza el estado saturado, lo que también puede conducir a la causa de la falta de mineralización asociada a estos cuerpos graníticos.
2.9.2 Contenido de agua de la roca madre y cantidad de material fundido producido
Según los resultados del cálculo de simulación de la composición de la roca madre de granito en el área de Nolte (Tabla 2 -14), la fuente granítica La roca está compuesta por roca arcillosa y roca básica. Según Clemens et al (1987), la temperatura y la fuente del proceso de fusión al carecer de fluidos se calcularon con base en el análisis del mineral acuífero. Contenido de varias rocas, el contenido de agua de la roca y las condiciones de fusión. Para estudiar la relación entre el contenido de agua de la roca y la fracción de volumen de la masa fundida producida y las condiciones físicas y químicas del origen del granito en esta área, tomamos una presión de. 0,5 GPa y calculó el contenido de agua de la roca madre de granito en esta área a partir de la proporción de material del manto de la corteza en la roca madre y la cantidad de fusión producida (Tabla 2-16). Se puede observar que el contenido de agua de la roca madre varía entre 0,99% y 1,07%, y la cantidad de material fundido producido es entre 36% y 41%.
Para expresar el proceso de transformación de las propiedades del magma desde un comportamiento líquido a un comportamiento sólido, Arzi (1987) propuso el concepto de "porcentaje de fusión crítico reológico" (RCMP, por sus siglas en inglés) cuando la fracción de fusión es menor que la fracción de fusión. Valor CMF (cuando la fracción de fluido crítica), la viscosidad efectiva de la roca o el magma parcialmente fundido aumenta bruscamente, lo que no favorece la segregación del fundido de los cristales residuales ni la diferenciación de los cristales y el flujo de magma. Para el magma granítico, una fracción de volumen del 30% como CMF es razonable (Ma Changqian, 1994; Wickman, 1987). Por lo tanto, la formación de granito en el área debe ser un proceso de fusión parcial en condiciones de alta fracción de fusión.
2.9.3 Viscosidad y densidad del magma granítico
(1) Viscosidad
Shaw (1972) basado en resultados experimentales, en Arrhenius Una fórmula empírica para calcular La viscosidad se propone basándose en la relación viscosidad-temperatura. Este método tiene en cuenta la influencia del agua disuelta en la masa fundida sobre la viscosidad, por lo que en los cálculos reales se utiliza el contenido de agua obtenido previamente para corregir cada componente de la masa fundida. La viscosidad calculada de la masa fundida granítica a diferentes temperaturas (T=800~1300℃) se muestra en la Tabla 2-17. Además, según Spera (1982), a medida que aumenta el contenido de cristales en el magma, sus propiedades reológicas se vuelven más complicadas. Para el magma que no contiene un contenido de cristales particularmente grande, el efecto del contenido de cristales sobre la viscosidad del magma se puede considerar de acuerdo con la siguiente relación La influencia de (Ma Changqian, 1987):
μe=μ(1-Rx)-2.5
Donde, μe es la viscosidad efectiva del magma que contiene cristales, μ es la viscosidad de la masa fundida, x es la fracción de volumen del cristal y R es una constante (para cristales no esféricos, el valor es 1,67).
Para el magma granítico, si la temperatura líquida del magma es de aproximadamente 1000°C, la relación entre el contenido de cristales (x) y la temperatura (t°C) del magma granítico se puede calcular mediante la siguiente fórmula (Huppert, 1988):
x=4.33×10-3 (?t)
Tabla 2-17 Viscosidad Pa·s de fusión granítica en el área de Nolte a diferentes temperaturas
Entre ellos, ?t es la diferencia entre la temperatura de fusión inicial y la temperatura de fusión completa. Para el magma granítico en el área de Nolte, considere el sistema Q+Or+Ab+An+H2O y tome ?t=50℃. Por lo tanto, el contenido de cristales del magma es aproximadamente 0,2165.
A juzgar por la viscosidad de fusión calculada y la viscosidad efectiva del magma (Tabla 2-17), el contenido de cristales tiene un impacto obvio en la viscosidad, lo que aumentará la viscosidad del magma; con la temperatura el aumento de se reduce drásticamente, se mejora la fluidez del magma y se reduce la influencia del contenido de cristales en la viscosidad del magma.
(2) Densidad
El cálculo de la densidad del silicato fundido a cualquier temperatura debe considerar de manera integral la estructura del fundido, las condiciones de temperatura y presión, la composición química y diversas oxidaciones del silicato. factores complejos como el volumen molar parcial de la sustancia (Bottinga y Well, 1970; Bottinga, 1982; Sparks, 1984). Cuando xSiO2 está en el rango de 0,4 a 0,8, se puede considerar que el volumen molar parcial de SiO2 y otros componentes no tiene nada que ver con la composición química (el error estándar es generalmente inferior al 2%) (Sparks, 1984; Ma Changqian , 1987). Por lo tanto, la densidad del silicato magmático fundido a diferentes temperaturas se puede calcular utilizando las fórmulas de Bottinga (1970) y Mo Xuanxue (1982, 1984). Se calcula que la densidad del fundido granítico en esta área está entre 2,1 y 2,3 g/cm3 (800~1300 ℃). A medida que aumenta la temperatura, la densidad disminuye (Tabla 2-18).
Tabla 2-18 Densidad del fundido granítico a diferentes temperaturas en el área de Nolte
2.9.4 Velocidad de ascenso del magma y mecanismo de emplazamiento
(1) Tasa de ascenso
La distribución del granito en el área de Nolte está controlada por la falla de Hongshanzui. Los macizos rocosos se distribuyen a lo largo de la falla de Hongshanzui y sus fallas secundarias, como el macizo rocoso de Atish y Kuokeya. El plutón está ubicado en la intersección de la falla inversa de la capa intermedia secundaria de la falla grande de Hongshanzui, la falla NO y la falla pequeña de traslación casi este-oeste. Por lo tanto, el estado de intrusión de magma de cada cuerpo rocoso en el área puede simularse aproximadamente mediante el comportamiento del fluido unidimensional (Kushiro, 1980; Zhou Taofa et al., 1995).
La densidad de la roca circundante de cada cuerpo de roca en el área se toma como 2823 kg·m-3. Los anchos de las grietas cuando el magma penetra hacia arriba se consideran 5 m, 10 m, 20 m, 50 m y 100 m respectivamente. La temperatura de intrusión ascendente se toma como 800 ℃, 900 ℃, 1000 ℃, 1100 ℃ y 1200 ℃; los resultados del cálculo se muestran en la Tabla 2-19. A partir de los resultados del cálculo de la velocidad de intrusión del magma se puede ver que cuando la temperatura es constante, cuanto más ancha es la grieta, más rápida es la velocidad de intrusión hacia arriba; cuando el ancho de la grieta es constante, cuanto mayor es la temperatura, más rápida es la velocidad de intrusión hacia arriba; . En general, se cree que la velocidad de intrusión ascendente del magma tiene una cierta relación con la profundidad de posicionamiento. Si la velocidad de intrusión ascendente y la energía cinética son grandes, el posicionamiento será superficial. Sin embargo, a juzgar por la situación en esta área, esta relación no se refleja. El cuerpo rocoso de Kuokeyakdalas es un cuerpo de pórfido de granito intrusivo epigenético. A juzgar por la velocidad de intrusión ascendente del magma, el impacto en la profundidad de posicionamiento no es obvio. La tasa de aumento del magma está controlada principalmente por sus propias propiedades (composición, contenido de agua, viscosidad, densidad, etc.), la estructura de conducción del magma, las propiedades físicas de la roca circundante y las características del campo de tensión tectónica regional. .
(2) Mecanismo de emplazamiento
En el pasado, se creía que la razón por la que los granitos pueden ascender desde la cámara de magma y ubicarse en capas menos profundas de la corteza terrestre es porque la La densidad del magma granítico es menor que Bajo la acción de la gravedad, la inversión de densidad de la roca circundante hace que el magma se eleve y se emplace (Ramberg, 1970, 1981; Marsh, 1982). En los últimos años, estudios de campo, estudios mecánicos y simulaciones experimentales han demostrado que la compresión horizontal regional también juega un papel importante en el ascenso del magma. En algunos cinturones orogénicos y cinturones plegados de plataformas fuertemente comprimidos, la fuerte compresión horizontal hace que el magma se infle. emplazamiento (Ma Changqian, 1988; Ramsay, 1989; Hutton, 1982). En resumen, los efectos impulsores del ascenso del magma son complejos. A veces un tipo es dominante y otras dos tipos de factores actúan simultáneamente. Por ejemplo, en un entorno extensional regional, la inversión de densidad y el ajuste del equilibrio desempeñan un papel principal en la compresión regional. Durante la orogenia, la extrusión horizontal y la inversión de densidad juegan un papel importante; si la densidad del magma es mayor que la densidad de la roca circundante, la extrusión horizontal o el ajuste isostático jugarán un papel dominante. La formación de varias etapas de granito en el área de Nolte está relacionada principalmente con la orogenia. Por lo tanto, el ascenso de su magma debe ser impulsado por una combinación de extrusión horizontal e inversión de densidad. El mecanismo de emplazamiento de su magma puede ser determinado por Castro (1987). ) Descripción "sintectónica" "Obras del anhelo".
Tabla 2-19 Velocidad ascendente del magma granítico en el área de Nolte
2.9.5 Convección y duración del magma granítico
Cuándo parte Cuando el número de derretimientos La inestabilidad de la gravedad proporcionará una fuerza impulsora para que el magma se eleve y puede ocurrir convección dentro del cuerpo de magma.
La convección puede ser causada por gradientes de temperatura o gradientes de composición, y la inestabilidad causada tanto por los gradientes de temperatura como por la composición se denomina convección de doble difusión (Ma Changqian, 1987). La inestabilidad causada por la difusión térmica es generalmente mayor que la inestabilidad causada por la difusión de masa. La convección ocurrirá en cualquier fluido con un gradiente de temperatura horizontal. Si solo hay un gradiente de temperatura vertical, la convección puede ocurrir depende del número de Rayleigh adimensional (Ra). (. La convección en la zona parcialmente fundida es esencialmente un problema de fluido de medio poroso (Yoder Jr., 1990), por lo que se puede utilizar la expresión del número de Rayleigh del sistema de medio poroso.
Para la situación en esta área , la fracción de fusión producida en la roca fuente excede la "fracción de fusión crítica" y el magma contiene relativamente pocos cristales (x<0,25, Kerr et al., 1991). Por lo tanto, se utiliza la siguiente fórmula para calcular el número de Rayleigh:
Ra=g·ρ·αT·?T·L3/K·μ
Donde g es la aceleración de la gravedad, ρ es la densidad del magma y αT es la densidad térmica. coeficiente de expansión (el magma granítico es preferible 9,4×10-5K), ?T es la diferencia de temperatura dentro de la distancia L, L es la distancia entre las superficies superior e inferior del cuerpo de magma (representada por el diámetro del cuerpo de roca en este artículo), K es la difusividad térmica del magma (puede ser 10-6m2·s-1), μ es la viscosidad del magma. En este momento, el número de Rayleigh crítico es Rc=104 (Ma Changqian, 1988). , siempre que Ra>Rc, la convección puede ocurrir a temperaturas entre 800 y 1200°C. Durante el período, los resultados del cálculo del valor de Ra de cada cuerpo de roca se muestran en la Tabla 2-20. como hay una pequeña diferencia de temperatura en cada cuerpo de magma, puede satisfacer Ra>104, es decir, siempre que haya un pequeño gradiente de temperatura, el magma puede ocurrir convección. Por ejemplo, cuando ?T=1K, T=. 800 ℃, el valor Ra de cada cuerpo de magma varía de 3,6961 × 108 a 5,4783 × 1010, que es mucho mayor que 104. Por lo tanto, el efecto de convección en el magma granítico en esta área es
Tabla 2. -20 Resultados del cálculo del número de Rayleigh del magma granítico en el área de Nolte
La velocidad de convección en el cuerpo de magma se puede calcular mediante la siguiente fórmula (Marsh, 1985):
v0= 0.258K/L·Ra1/2
Donde, v0 es la velocidad de convección (cm/s), K es la difusividad térmica (cm2/s) y L es la capa límite. La distancia entre ellas ( cm). Los resultados del cálculo de la velocidad de convección del fundido granítico en el área a diferentes temperaturas (800 ~ 1200 ℃) y diferentes diferencias de temperatura (? T = 1 K, 10 K, 50 K) se muestran en la Tabla 2-21. Se puede ver que cuanto mayor es la temperatura, mayor es la diferencia de temperatura y más rápida es la velocidad de convección. Si la convección del magma tiene o no un mayor impacto en la velocidad de enfriamiento del magma, la velocidad de enfriamiento del magma convectivo es aproximadamente 24 veces. más rápido que el del magma convectivo (Marsh, 1985; Zhou Taofa et al., 1995), y cuanto más rápida sea la velocidad de convección, inevitablemente conducirá a una velocidad de enfriamiento más rápida, lo que puede reflejarse en la duración de la convección. Para la duración de la convección térmica, se puede utilizar el método de cálculo de Tait et al. (1990). La duración de la convección térmica calculada del magma granítico en el área a diferentes temperaturas y diferencias de temperatura se muestra en la Tabla 2-22. Los resultados muestran que cuanto mayor es la temperatura, mayor es la diferencia de temperatura, más rápida es la velocidad de convección y cuanto más corta es la duración de la convección, a medida que la temperatura disminuye y la diferencia de temperatura disminuye, la duración de la convección se vuelve más larga. Por ejemplo, en el macizo rocoso de Tasbikdurgen, cuando ?T=50K, T=1100C, la duración de la convección es solo 0,1a; cuando ?T=50K, T=800℃, la duración de la convección aumenta a 17,3a.
La duración de la convección térmica discutida aquí se refiere a la situación sin calentamiento continuo de una fuente de calor externa. Por lo tanto, el aumento en la tasa de transferencia de calor durante el proceso de convección acelera la condensación del magma y reduce la actividad del magma. . Si hay una fuente de calor fuera del sistema para suministrar calor continuamente, no sólo se prolongará considerablemente la duración de la convección de calor, sino que la convección también acelerará la tasa de transferencia de calor y promoverá la ampliación de la zona de fusión parcial. También puede promover la separación y el ensamblaje de los cristales residuales y la masa fundida. La difusión y el transporte de partículas, todos estos procesos, ayudan a mejorar la actividad del magma. Por lo tanto, para esta área, el calentamiento del magma derivado del manto desde abajo es de gran importancia para la segregación y ascenso del magma granítico.
Tabla 2-21 Velocidad de convección del magma granítico en el área de Nolte
Tabla 2-22 Duración de la convección del magma granítico en el área de Nolte
2.9 .6 Roca tiempo de enfriamiento de la masa
Según el cálculo de Marsh et al. (1985) del tiempo requerido para que el macizo rocoso cercano a la superficie se condense a la temperatura de solidus, el tiempo de enfriamiento de cada macizo rocoso en el área de Nolte es el siguiente : Macizo rocoso de Tasbikduergen, 3,1273×1012s (99166.8a); macizo rocoso de Kuokoyakedalese, 5,5589×1011S (17627.Oa); macizo rocoso de Kuokeyakdalasi, 4,8499×1010s (1537,9 a); 2.7a); Macizo rocoso de Atish, 1,9589×1010s (621,2a). Cuanto mayor sea el macizo rocoso en esta área, mayor será el tiempo de enfriamiento. El rango de tiempo de enfriamiento (valor teórico) de cada macizo rocoso está entre 621,2 y 99166,8a.
2.9.7 Evolución del magma granítico
El sistema de magma es esencialmente un sistema autoorganizado abierto y sin equilibrio. La misma tendencia de evolución de la composición puede ser impulsada por una variedad de magma. dinámica. Se produce el proceso de aprendizaje. Con base en el análisis integral de las características de geología, petrología, geoquímica y petrografía, lo siguiente aplica los principios de la dinámica del magma para investigar cuantitativamente las limitaciones dinámicas del proceso del magma y el mecanismo dinámico de la evolución de la composición del granito en el área de Nolte.
(1) Fusión parcial y segregación
Durante el proceso de fusión parcial, las principales formas que pueden provocar cambios en la composición del magma son la separación incompleta del cuerpo residual y la anatexia progresiva. . La separación incompleta del cuerpo residual es un proceso en el que la masa fundida formada y el residuo refractario se separan en diversos grados debido a cambios en las condiciones en el área de la fuente de magma. En condiciones de separación fuertes, magma con pocos componentes residuales y cerca de un punto de fusión bajo. Se pueden formar componentes, cuando el efecto de separación es débil, el magma contendrá más componentes refractarios, y estos magma con diferentes componentes residuales invadirán la parte poco profunda de la corteza uno tras otro, formando unidades de roca con diferentes composiciones. Estos están relacionados con los mecanismos de segregación y ascenso de la masa fundida. La anatexis progresiva se refiere al proceso de fusión parcial de la misma roca generadora. Debido al calentamiento continuo de la fuente de calor externa, la reducción continua de la presión o la introducción continua de agua libre, el grado de fusión parcial de la roca generadora. aumenta gradualmente, por lo que el proceso de producción de múltiples fundidos con cambios en la composición y propiedades físicas. Aunque la anatexis progresiva puede producir fundidos con diferentes composiciones y características, si este efecto puede registrarse en rocas consolidadas depende del proceso dinámico antes del emplazamiento del magma, incluida la segregación del fundido y la separación del magma (Trial, 1990). Las discusiones sobre la relación de covariación de oligoelementos en el granito han demostrado que el proceso diagenético del granito en el área de Nolte fue un mecanismo de fusión parcial en varias etapas, pero el proceso de fusión parcial específico no está claro. La razón de este fenómeno es probablemente que el efecto de convección durante la evolución del magma homogeneiza el magma. El efecto de convección del magma granítico en esta zona es ubicuo. Durante la fusión parcial, la segregación del material fundido y la convección del magma en el área de la fuente y durante el ascenso conducirán a la evolución de la composición del magma.
Para la fusión parcial de bajo grado, el problema de segregación de la masa fundida y el cuerpo residual generalmente se trata como un problema de flujo de dos fases. La cantidad de masa fundida producida en el área de origen de esta área ha excedido la fracción de masa fundida crítica del magma granítico. Por lo tanto, la separación de la masa fundida y los cristales residuales se puede manejar de acuerdo con el hundimiento de los cristales en fluidos viscosos de baja densidad.
Según la modificación de la ley de Stokes, se obtiene la expresión de la tasa de segregación (Arndt, 1987). La densidad de la plagioclasa es ρ=2,54×103kg/m3. Cuando T=800℃, la plagioclasa. Se calcula la densidad. La segregación de la masa fundida y del cristal cuando el radio de la partícula de feldespato es 0,0001 m, 0,0005 m, 0,005 my 0,01 m respectivamente. Los resultados del cálculo de la velocidad de segregación de magma en el área de Nolte se muestran en la Tabla 2-23.
Se puede ver en los resultados del cálculo que existe segregación en la masa fundida granítica de la zona. Cuanto más grandes son las partículas de cristal, mayor es la tasa de segregación. Aunque existe segregación, la velocidad de segregación es pequeña, entre 10-11 y 10-16 m/s, lo que refleja una segregación débil.
Por ejemplo, cuando a=0.01m, dentro de la escala de tiempo de 1 Ma (la duración del metamorfismo-anáfisis es de 1 a 10 Ma, Wickham, 1990), la distancia de separación entre la masa fundida y el cristal es de 180m; 0,001 m, la distancia de separación es de sólo 1,8 m, lo que es casi insignificante.
Tabla 2-23 Tasa de segregación del magma granítico en el área de Nolte
El efecto de segregación es obvio para la separación de remanentes de granos grandes, pero para los remanentes de granos pequeños El efecto de separación del cuerpo es muy pequeño. Por lo tanto, después de la segregación, la composición del magma ha cambiado y todavía existen cristales residuales refractarios de grano pequeño en el magma. Esta puede ser la razón por la que casi no hay xenolitos de fuente profunda o inclusiones oscuras en los cuerpos de granito en esta área. .
(2) Distribución de cristales en magma
El parámetro S (Marsh, 1985) se utiliza para medir la distribución de cristales en magma. El efecto de convección en el magma granítico en este. El área es fuerte, por lo tanto, bajo condiciones de convección, la expresión de S es:
S=0.86 (?ρ·a2) (g/ρf·μ·α·?T·L·K)1. /2
Donde, ?ρ es la diferencia de densidad entre el cristal y la masa fundida, a es el radio del cristal, g es la aceleración de la gravedad, ρf es la densidad de la masa fundida, μ es la viscosidad de la masa fundida, α es el coeficiente de expansión térmica, y K es el coeficiente de difusión térmica, ?T es la diferencia de temperatura para el espesor de capa L.
Considerando la diferencia de temperatura máxima: T=50K, calcule los cristales de diferentes radios (0,0005 m, 0,001 m, 0,005 m, 0,01 m) en el magma granítico en esta área a diferentes temperaturas (800 ~ 1200 C). ) Los parámetros de distribución se muestran en la Tabla 2-24.
Para el parámetro S, según el tamaño, se puede dividir en varias situaciones:
(i) S≈0, el cristal básicamente flota libremente y la trayectoria del movimiento del cristal es el fluido mismo. La trayectoria del movimiento se puede describir mediante la función de flujo;
(ii) S>1, la velocidad del flujo del fluido es muy baja o la velocidad de hundimiento del cristal es muy alta, y la el movimiento del fluido tiene poco efecto en la distribución del cristal;
(iii) S=1, el fluido puede simplemente sostener el cristal, pero cuando el fluido se mueve hacia los lados, el cristal se hundirá una cierta distancia;
(iv) Cuando 0 Se puede ver en los resultados del cálculo que el parámetro S se ve afectado por la temperatura y el radio del cristal. Aumenta con el aumento de la temperatura y el radio. Para el magma granítico en esta área, el rango de S es. 10-3 Entre ~10-9, debido a la existencia de segregación, puede haber muy pocas partículas mayores a 0.01m en el magma, y el parámetro S puede considerarse en la categoría cercana a 0. Por lo tanto, los cristales en el magma básicamente flotan de forma natural y el movimiento de los cristales está controlado por el movimiento del fluido. Esta es también la razón por la cual el efecto de cristalización de separación, que está controlado principalmente por la diferencia de densidad durante la evolución del magma, no es obvio. Se puede observar que en esta zona, el movimiento del fluido juega un papel importante en la distribución de los cristales. Por lo tanto, el efecto de convección en el magma puede controlar la variación de la composición durante la evolución del magma. (3) Convección y variación en la composición del magma Según investigaciones previas, la existencia de convección en el magma puede ser un factor controlador en la variación de la composición del magma. A continuación se utilizan las características estereológicas de la distribución del tamaño de partículas de plagioclasa de granito para analizar el papel de la convección en la variación de la composición del magma. La estructura del granito es el registro más directo del magmatismo. Respecto a cómo extraer información diagenética mediante el estudio de la estructura de la roca, Cashman y Marsh (1988) introdujeron en el sistema geológico los métodos estereológicos desarrollados en ingeniería química y metalografía y estudiaron el tamaño del cristal. Distribución (CSD) de plagioclasa y olivino y sus implicaciones cinéticas de cristalización. Tabla 2-24 Parámetros de distribución cristalina de diferentes radios a diferentes temperaturas del magma granítico en el área de Nolte Para cada cuerpo granítico del área se encuentran las siguientes características: ① La composición química de las muestras de diferentes partes del macizo rocoso es similar y la estructura de la roca es consistente. Los estudios de campo muestran que no hay un cambio de fase obvio. Por lo tanto, se puede considerar que el tiempo de residencia de los cristales. en diferentes partes del magma es similar; ②El halo metamórfico de contacto entre el macizo rocoso y la roca circundante no se desarrolla, lo que refleja que la actividad termodinámica del macizo rocoso no es fuerte cuando se emplaza, y También refleja que el magma contiene más cristales cuando se emplaza. Dado que la plagioclasa es un mineral de cristalización temprana, la mayoría de las partículas de plagioclasa deberían nuclearse y crecer entre emplazamientos. ③La tasa de crecimiento de la plagioclasa con bajo sobreenfriamiento La distribución del tamaño de los cristales de la plagioclasa depende principalmente del contenido de componentes formadores de cristales relacionados; en el magma. A partir de esto, el análisis estereológico de la distribución de tamaños de los cristales de plagioclasa puede utilizarse para estudiar el mecanismo de evolución del magma granítico en esta zona. La ecuación que rige la distribución del tamaño de las partículas minerales es: Actividad magmática y mineralización en el área de Xinjiang Nuoerte Donde, N es la cantidad de material por unidad de volumen de roca (magma) El número acumulado de cristales, n es el número de granos de cristal (no·cm-4) en un solo volumen de roca (lodo) por unidad de longitud (L), que se denomina densidad de tamaño de partícula. Suponiendo que el tiempo de residencia de los cristales en la masa fundida (τ) y el volumen del sistema permanecen sin cambios, el aumento o disminución en el número de cristales en el sistema obedece a la siguiente ecuación de control: n/at+?(Yn)/?L +n/τ=0 Entre ellos, t es el tiempo e Y es la tasa de crecimiento del cristal. En condiciones de estado estacionario (?n/?t=0), si la tasa de crecimiento del cristal Y no tiene nada. que ver con el tamaño del cristal, entonces: Actividad de magma y mineralización en el área de Nolte de Xinjiang Considere tres situaciones para el granito en el área: (i) El magma no ha sufrido variación composicional. En este momento, el sistema está cerrado y el tiempo de residencia τ del cristal en la masa fundida no tiene nada que ver con el tamaño del cristal. La integral de la ecuación (a) es: Actividad magmática y. mineralización en el área de Xinjiang Nolte Entre ellos, n0 es la densidad de tamaño de partícula cuando L es igual a 0, es decir, la densidad de nucleación, β1=1/Yr. (ii) El magma ha sufrido una diferenciación por cristalización controlada por diferencia de densidad. En este momento, el sistema está abierto y la velocidad de asentamiento del cristal se puede expresar como: μs=2gL2?ρ/9η Donde, L es el radio del cristal esférico, y ?ρ es la brecha entre el cristal y la diferencia de densidad de la masa fundida, eta es la viscosidad de la masa fundida y g es la aceleración de la gravedad. De esto, podemos obtener la dependencia del tiempo de residencia del cristal (τ) en la masa fundida y el tamaño del cristal (L): τ=C/L2 Donde, C es al igual que △ρ, η, g son constantes relacionadas con la distancia de movimiento del cristal. En condiciones de estado estacionario, hay: Actividad magmática y mineralización en el área de Xinjiang Nolte Entre ellos, β2=1/3CY. (iii) En condiciones de convección, separación de cristales y masas fundidas (diferenciación convectiva). En este caso, la velocidad de migración de la masa fundida en el medio poroso es uf, y la velocidad de movimiento del cristal es us, que es: us=[φL2?ρg/24πη]+uf Donde, φ es la fracción en volumen de la masa fundida en el sistema. Por lo tanto, el tiempo de contacto entre el cristal y la masa fundida es: r=A/(B+L2C) En condiciones de estado estacionario, existen: Magmatismo y mineralización de Xinjiang en el área de Nolte Entre ellos, β1=B/AY, β2=C/AY, A es una constante relacionada con η y la distancia de movimiento del cristal (24πηs), B=24πηuf ,C =φ?ρg. Se midió y contó la plagioclasa en las rodajas de granito en el área, y el tamaño de partícula de la plagioclasa se convirtió en el radio L de un círculo de igual área. Los datos de diferentes L se agruparon en. intervalos de 0,01 cm Se cuenta el número de granos y el número de granos en cada grupo se divide por el área total medida para obtener el número de granos por unidad de área de cada nivel de grano NAi. Luego según la relación de NVi = (NAi) 3/2 (Van-der Voort, 1984), el número de partículas por unidad de área (NAi) se convierte en número de partículas por unidad de volumen (NVi), y el NVi de cada grupo se divide por el intervalo de agrupación, es decir, se obtiene el valor de densidad de tamaño de partícula ni. Según las fórmulas (b), (c) y (d), los coeficientes, suma de cuadrados residual (RSS) y suma de cuadrados residual promedio (RMS) obtenidos por regresión de los datos medidos son como se muestra en la Tabla 2-25, y la calidad del ajuste se compara en función de la suma promedio de los residuos al cuadrado. Se puede observar a partir de los resultados del ajuste que las condiciones de cada macizo rocoso son similares. En primer lugar, la distribución del tamaño de las partículas de la roca plagioclasa está lejos de la fórmula (c) derivada de la ecuación de Stokes, que refleja que la variación en la composición en el magma no está controlada por la diferenciación de la cristalización controlada por las diferencias de densidad. estudio previo utilizando Las conclusiones sobre el mecanismo diagenético obtenidas a partir de la relación de covariación de oligoelementos son consistentes, es decir, durante el proceso de diagénesis, la cristalización por separación no es el principal mecanismo diagenético. La distribución del tamaño de las partículas de la plagioclasa también es diferente del modelo lineal (b) del sistema cerrado, es decir, durante la diagénesis de la fusión parcial, la composición del magma cambia y debería haber variaciones en la composición del magma original. durante su evolución. En el análisis de regresión, el mejor ajuste es el efecto de diferenciación de convección. Este resultado es consistente con las conclusiones del efecto de convección del magma y la distribución de cristales en el magma discutidas anteriormente. Esto refleja que bajo las condiciones de convección del magma, la variación en la composición del magma se logra mediante el movimiento diferencial de cristales y fundidos. Debido a la influencia del estado de flujo de la capa límite, la evolución de este componente no puede reflejarse en la relación de covariación de los oligoelementos (Ma Changqian, 1994). Tabla 2-25 Ajuste de regresión de la distribución del tamaño de partículas de plagioclasa en granito en el área de Nolte En resumen, el proceso diagenético de fusión parcial del granito en el área de Nolte experimentó cambios en su composición. y los cuerpos residuales de partículas grandes separados debido a la segregación. Debido a la existencia de convección en el magma, la distribución de los cristales está controlada principalmente por la convección. Durante el proceso de convección, se produce la diferenciación convectiva, lo que da como resultado que los cristales y la masa fundida se separen debido a. movimiento diferencial y la composición del magma cambia. La diferenciación por convección promueve la redistribución, transferencia y acumulación de materiales, haciendo posible la mineralización. Tanto el mecanismo de emplazamiento como la evolución del magma están controlados por las condiciones termodinámicas del magma. Las condiciones termodinámicas del medio provocan diferencias en las características de evolución térmica del macizo rocoso y restringen el proceso de filtración hidrotermal y mineralización.