Metamorfismo

Las rocas del basamento en el área de Yunkai han experimentado múltiples etapas de metamorfismo. El metamorfismo es principalmente metamorfismo regional y migmatización regional, con superposición local de metamorfismo de contacto térmico y metamorfismo de falla de diferentes edades.

1. Metamorfismo regional

Según la intensidad del metamorfismo, el metamorfismo regional se divide a su vez en tres tipos: metamorfismo en fase granulita, fase anfibolita y fase esquisto verde.

(1) Metamorfismo en fase granulita

El metamorfismo en fase granulita ocurre en el área Yunluwei-Longxiu de Gaozhou y afecta principalmente al complejo de Gaozhou. Los minerales metamórficos característicos de la fase granulita incluyen perilita, cordierita, espinela, granate almandino, biotita, etc., y existen múltiples generaciones de conjuntos de minerales metamórficos. El metamorfismo de la fase granulita está estrechamente relacionado con el granito Perilla, y hay una gran cantidad de inclusiones de rocas en fase granulita en el granito Perilla.

Los resultados de los cálculos de conjuntos minerales metamórficos característicos y geotermómetros minerales muestran que las condiciones de temperatura y presión del metamorfismo máximo de la fase de granulita son P = 0,4 ~ 0,6 GPa, T = 700 ~ 800 ℃, y las condiciones de metamorfismo retrógrado son P=0,4GPa, T=650~710℃, y el gradiente geotérmico alcanza 5,4℃/km. La evolución del PT muestra que ha experimentado dos etapas importantes: metamorfismo máximo, enfriamiento de la residencia subterránea y enfriamiento después de la elevación (Zhou Hanwen, 1995).

En cuanto a la edad máxima del metamorfismo en fase granulita, los estudios creen que debería haber ocurrido en el período prejinningiano o antes (Qiu Yuanxi et al., 1996; Zhuang Wenming et al., 1995).

(2) Metamorfismo en fase anfibolita

Encontrado principalmente en Beiliu Liuma, Liujing y Gaozhou, y también expuesto en las áreas de Yunfu Daganshan y Guangning Shijian. La distribución regional es desigual, con migmatita y granito como centro, y el metamorfismo exterior se debilita, formando varias estructuras de domos térmicos. Los minerales metamórficos característicos son biotita, silimante, cordierita y almandino, que constituyen la zona cordierita-silmanita-feldespato potásico, zona biotita-granate almandino, almandino-cordierita-rojo Zonas de fase metamórfica compuestas por diferentes minerales metamórficos como zonas de pilares (Zhou Hanwen, 1995).

Según los resultados de los cálculos de combinaciones de minerales metamórficos característicos y geotermómetros minerales, las condiciones de temperatura y presión del metamorfismo de la fase anfibolita son: P=0,3~0,5GPa, T=550~700℃. La evolución del PT muestra que las rocas metamórficas en fase anfibolita han experimentado un proceso de evolución desde el metamorfismo de calentamiento isobárico hasta la residencia subterránea y el enfriamiento (Zhou Hanwen, 1995).

El análisis del área de Shidong-Wuhe-Shijian-Hetai en Gaoyao, provincia de Guangdong (Zhou Y.Z. et al., 1995) muestra que los estratos del Sinian experimentaron un metamorfismo regional de medio a alto. La estaurolita, la silimanita y la almandina son minerales metamórficos característicos. El antiguo gradiente geotérmico es de 30 a 50 ℃/km. El rango principal de temperatura y presión de formación de esquistos es de 500 a 670 ℃ y de 250 a 600 MPa. Fase metamórfica de presión del sistema.

El metamorfismo de la fase anfibolita se puede dividir en al menos dos fases: la fase inicial es una transición gradual del metamorfismo de la fase granulita y la fase posterior se forma durante el metamorfismo jinningiano-caledonio.

(3) Metamorfismo de fase de esquisto verde-fase de anfibolita de epidota

Involucrando a todos los estratos en el sótano de Yunkai, es el producto de un metamorfismo de múltiples etapas. Algunas rocas metamórficas también contienen Preservar el original. estructura sedimentaria. Los minerales metamórficos característicos son la mica moscovita (sérica), la biotita, la clorita, la estaurolita, la andalucita, la cianita, el granate, la epidota, la plagioclasa, etc.

Existen ciertas diferencias en el metamorfismo de la fase de esquisto verde y la fase de anfibolita epidota en diferentes áreas, formando así diferentes combinaciones de minerales metamórficos. Además de las diferencias en el flujo de calor local durante el metamorfismo regional, el Caledonian es la razón principal. es la superposición del metamorfismo de contacto térmico durante los períodos Yanshanian y Yanshanian. Los resultados de los cálculos de conjuntos minerales metamórficos característicos, geotermómetros minerales y valores b0 de moscovita muestran que la temperatura metamórfica del Grupo Yunkai es de 500 a 600 °C y pertenece a un sistema de facies de presión media a media baja ( Zhou y otros, 1995; Ling Jingsheng y otros, 1992).

2. Migmatización regional

La migmatización regional en esta zona comenzó desde el Período Jinningiano y continuó hasta el Período Caledonio.

Las migmatitas del Complejo Gaozhou se formaron principalmente durante el Período Jinning. Desde Xintong hasta Yunlu, las migmatitas del complejo de Gaozhou se pueden ver en secuencia como cinturones de migmatitas locales, cinturones de migmatitas rayadas, cinturones de migmatitas en forma de globo ocular y cinturones de migmatitas gneisicos con tendencia al noroeste.

Esta distribución regional característica de la roca mixta es causada por los diferentes grados de anatexis. Con el desarrollo de la anatexis y el aumento en la cantidad de masa fundida, la interacción entre la masa fundida y el cuerpo residual aumenta y la roca mezclada cambia de desigual a desigual. desarrollo homogéneo (Chen Bin et al., 1994).

En el Grupo Yunkai, la migmatización forma principalmente una combinación de migmatita metamórfica con bandas de roca, granito gneísico y granito de globo ocular, y existe un contacto de transición gradual entre ellos.

Las características espaciales de la migmatización de Caledonia son que un determinado cuerpo rocoso se distribuye en forma anular con el centro del macizo rocoso como centro, y la migmatización se debilita gradualmente desde el centro hacia afuera. Este centro es generalmente granito de biotita anatectica de Caledonia, que se caracteriza por policentros en el interior de las montañas Yunkai. Debido a la selectividad de la migmatización hacia las rocas originales, se pueden ver rocas con diferentes grados de migmatización alternativamente desde el centro hacia afuera (Zhou Hanwen, 1995; Qiu Yuanxi et al., 1996).

En el área de Shidong-Wuhe-Shijian, fuera del campo de oro de Hetai, en el oeste de Guangdong, se puede observar claramente una relación de contacto de transición gradual entre las migmatitas y las rocas metamórficas normales. De noroeste a sureste se desarrollan secuencialmente migmatita homogénea, migmatita rayada, migmatita rayada, gneis y esquistos migmatizados. Se forman en un sistema metamórfico abierto, principalmente mediante ajuste cuasi-situ de los principales componentes químicos, y algunos de ellos son cuerpos epigenéticos de estratos profundos (Zhou, 1993).

Debido a que la migmatización regional en esta área comenzó en el período Jinning y continuó hasta el período Caledonio, la cuestión de la propiedad de los migmatitas se ha convertido en un foco de debate. El autor cree que las migmatitas con rocas del basamento temprano como rocas generadoras pueden formarse continuamente en múltiples etapas de eventos tectónico-térmicos durante el proceso de formación del basamento posterior, y son testigos de múltiples etapas de metamorfismo. Sus características geoquímicas están determinadas por las rocas generadoras. Según sus propiedades, puede atribuirse a la capa de roca de la roca madre y estudiarse como un tipo especial de roca.

El área de Yunkai se estabilizó después del Caledonian y se depositó la sobrecarga superior. Posteriormente, se superpusieron el metamorfismo de falla y el metamorfismo de contacto.

3. Metamorfismo de fallas

El metamorfismo de fallas existió en el Caledonio y en períodos anteriores, pero es difícil distinguirlo del metamorfismo regional debido a la fuerte modificación. Durante el período hercínico-indosiniano, el metamorfismo de fallas fue bastante obvio y se concentró particularmente en los bordes este y noroeste del terreno Yunkai. Obviamente se vio afectado por la zona de falla de Wuchuan-Sihui, la zona de falla de Luoding-Guangning y la falla de Cenxi-Bobai. control de zona. Los procesos metamórficos como la migmatización, el metamorfismo térmico dinámico y el metamorfismo de corte dúctil se distribuyen linealmente a lo largo de la estructura de la falla (Mo Zhusun, 1983). Por ejemplo, en la zona de falla de Cenxi-Bobai, hay una zona metamórfica de fractura progresiva desde Huangling hasta Panlong, que se compone de un cinturón de esquisto de dimicita, un cinturón de esquisto de granate y un cinturón de esquisto de estaurolita. La zona metamórfica de la falla corta oblicuamente la tendencia estratigráfica. y el grado de metamorfismo está relacionado con La secuencia estratigráfica es irrelevante. A lo largo de las zonas de falla mencionadas anteriormente y dentro del terreno Yunkai, hay zonas de milonita, zonas milonitizadas y zonas cataclásticas. En el área de Hetai, las zonas de milonita a lo largo de la línea Fengcun-Hetai-Wucun-Guangning son depósitos de oro. encontrado en él. Durante el período Yanshaniano y más allá, el metamorfismo de fallas estuvo dominado por el metamorfismo cataclástico.

4. Metamorfismo de contacto

El metamorfismo de contacto se produjo en los bordes de masas rocosas precámbricas y paleozoicas, pero el metamorfismo de contacto del granito mesozoico de Yanshan es el más destacado. La actividad del magma del granito de Yanshan se distribuyó a lo largo de las fallas, provocando metamorfismo de contacto y asimilación y contaminación alrededor del cuerpo de granito, formando una zona metamórfica de contacto térmico compuesta por varios hornfels, skarns y mármoles.