Series de magma y combinaciones de rocas
1. Series de magma y combinaciones rocosas de cuerpos rocosos mineralizados relacionados con la ruptura de continentes antiguos (márgenes).
(1) Composición petroquímica y combinación de rocas en el área rocosa de Longshoushan
El macizo rocoso de Jinchuan es el macizo rocoso más grande en el área rocosa de Longshoushan, con una longitud de 6500 m y un ancho de 527 m La forma del macizo rocoso de la zona es principalmente veteada, veteada, lente y una pequeña parte tiene forma de lenteja. La combinación de rocas del cuerpo rocoso más grande es: dunita-lherzolita-olivino lherzolita; la roca más pequeña es peridotita-piroxenita o peridotita-piroxenita olivina, peridotita-piroxenita olivina. Rocas de piedra: gabro, peridotita, piroxenita, gabro y metadiabasa. Entre estos tipos de rocas, predominan la peridotita, la piroxenita de olivino y la piroxenita, mientras que el gabro y la diabasa se encuentran en sólo tres plutones. En la Figura 4-2-1, la mayoría de las muestras en el área de roca de Longshoushan se proyectan en la zona subalcalina. En la Figura 4-2-2, todas las muestras subalcalinas se proyectan en el área de la serie de basalto toleítico. Por lo tanto, las rocas máficas-ultramáficas en el área rocosa de Longshoushan deberían pertenecer a la serie de basalto toleítico. En el análisis completo de silicatos de 187 rocas ultramáficas, se tomaron 180 muestras m/? Las proporciones varían de 6,5 a 2,0, y la mayoría de 5,87 a 3,15, lo que indica que las rocas ultramáficas en esta área deberían ser rocas ultrabásicas de hierro. ¿Hay cuatro tipos de m/? Es 1,31 ~ 1,99, que pertenece a rocas ultrabásicas ricas en hierro. Estas cuatro muestras y otro 1 m/? Muestra = 2,1 se proyecta en el lado izquierdo de la línea divisoria entre alcalinidad y alcalinidad en la zona superior de Ol' en la Figura 4-2-1, que pertenece a la serie alcalina. Esto puede deberse a la adición de exceso de hierro y pequeñas cantidades de metales alcalinos durante el proceso de serpentina fuerte. METRO/? = 8,70 ~ 10,84, mientras que su mg # = 0,9 ~ 0,92. Estas tres muestras pueden ser peridotita del manto, o pueden ser todas dunitas formadas por la acumulación de olivino cristalizado temprano.
Figura 4-2-1 Diagrama de roca ultramáfica Ol'-Ne'-Q' Jinchuan
Ol′= Ol+3/4 Hy Q′= Q+ 2/5 Ab; +1/4 Hy; Ne′= Ne+3/5 Ab
Figura 4-2-2 Imagen AFM de rocas ultramáficas de Jinchuan
La mayoría del mg # de rocas ultrabásicas de hierro es entre 0,86 y 0,76, y el número de mg de algunas muestras está entre 0,73 y 0,74. Según Green (1985), el número de Mg del magma primario en equilibrio con la peridotita del manto es 0,63 ~ 0,73. En vista de esto, todas las rocas ferroultrabásicas en el área rocosa de Longshoushan contienen cantidades variables de fases de acumulación. Rocas ultrabásicas ricas en hierro y 1 m/? La roca ultrabásica de hierro Mg # = 2.1 es 0.55 ~ 0.67, de las cuales dos muestras son 0.66 y 0.67, que pertenecen al rango de magma primario, y las otras tres muestras pertenecen al rango de magma de evolución media. Sin embargo, estos datos pueden ser el resultado de una alteración y no son representativos de la composición química de las rocas antes de la alteración.
M/? Los valores son 1,86, 1,99 y 2,61, que siguen siendo rocas a base de hierro.
Sus valores de Mg# son 0,66, 0,67 y 0,73 respectivamente, todos dentro del rango del magma primario. Si estos datos de silicato de gabro pueden representar con precisión la composición química de la roca antes de la alteración, y si pueden representar el magma original en el área rocosa de Longshoushan, es un tema digno de estudio.
(2) Composición petroquímica y ensamblaje rocoso del cinturón de rocas máfico-ultramáfico en el borde occidental de la Placa del Yangtsé.
Los cuerpos rocosos de níquel, cobre y platino en esta área se encuentran principalmente en forma de cepas de roca, cuencas de roca, lechos de roca, paredes de roca y vetas de roca. En términos generales, estos cuerpos rocosos se producen en la zona S-N en el borde occidental de la Placa del Yangtze y aparecen en grupos en cada sección. La relación de aspecto del macizo rocoso es inferior a 5:1 y el área máxima expuesta es de 58 km2. Los macizos rocosos en forma de cuenca, veta y dique tienen las características de ácido en la capa superior y álcali en la capa inferior, y se desarrolla un lecho de acumulación. El macizo rocoso en forma de cepas rocosas es un macizo rocoso compuesto que es ácido dentro y fuera de la matriz. Los diferentes tipos de rocas son productos de la pulsación del magma en diferentes cuerpos intrusivos.
Estas rocas están formadas por dunita, peridotita monoclínica (y lherzolita), piroxenita, gabro, gabro y gabro. El macizo rocoso, especialmente el macizo rocoso que contiene minerales, sufre una alteración intensa. Los tipos de alteración comunes incluyen serpentina, anfibolita, cloritización, epidota, roca de asentamiento y carbonatización. Se pueden dividir ocho combinaciones de rocas: ① Dunite-peridotita-gabbro-gabbro-gabbro; tipo gabro; ⑦ tipo subdiabasa; ⑧ tipo gabro-diabasa. Entre ellos, los macizos rocosos con platino como mineral principal a menudo contienen poca o ninguna roca máfica, como el macizo rocoso de Jinbaoshan y el macizo rocoso de Yangliuping. Los cuerpos rocosos con mineral de níquel como mineral principal a menudo contienen una cierta cantidad de rocas máficas, como el macizo rocoso de Baimazhai y el macizo rocoso del río Lima. Esta diferencia en la especificidad de la mineralización refleja diferencias en la alcalinidad del magma que contiene mineral. El magma del macizo rocoso dominado por mineral de platino tiene mayor alcalinidad, mientras que el magma del macizo rocoso dominado por mineral de níquel tiene menor alcalinidad.
Figura 4-2-3 Rocas máficas-ultramáficas en el borde occidental de la placa del Yangtsé
Diagrama ol′-ne′-q′, ol′= ol+3 /4hy , q′= q+2/5ab+1/4hy, ne′= ne+3/5ab.
Figura 4-2-4 Imagen AFM de rocas máficas-ultramáficas en el borde occidental de la Placa Yangtze
En la Figura 4-2-3, solo se proyectan unas pocas muestras sobre En la zona alcalina, la mayoría de las muestras caen en la zona subalcalina. En la Figura 4-2-4, la mayoría de las rocas subalcalinas se proyectan en el área de la serie de basalto toleítico. Se puede ver que las rocas que contienen níquel, cobre y platino en el borde occidental de la placa del Yangtze pertenecen principalmente a la serie de basalto toleítico. Algunas muestras de series alcalinas pueden estar relacionadas con alteración del metasomatismo. En particular, la petrificación por deslizamiento fuerte puede cambiar significativamente la composición química de las rocas. Hay 10 muestras en el macizo rocoso de Baimazhai, que pertenecen a la serie calco-alcalina, que pueden estar relacionadas con asimilación y contaminación. La datación con circonio U-Pb muestra que hay circones del Proterozoico y del Paleozoico temprano en el macizo rocoso de Baimazhai. Dado que el cinturón de rocas intrusivas que contiene minerales de níquel, cobre y platino en el borde occidental de la placa Yangtze se formó desde el Carbonífero hasta el Pérmico temprano, estos circones del Proterozoico y Paleozoico temprano solo pueden provenir de las rocas del país. ¿Las rocas ultramáficas de M/? Las proporciones están en su mayoría entre 2,32 y 4,95, la muestra 1 es 5,72 y las otras 1 muestra son 2,65, 438+08, todas pertenecientes a rocas ultrabásicas de hierro. ¿Rocas máficas? La mayoría de los ratios están entre 0,56 y 1,86; los otros dos son 2,06 y 2,27, que son ligeramente superiores. La mayoría de estas rocas máficas pertenecen a rocas máficas básicas. La mayoría de las rocas ultramáficas en esta área tienen mg # que oscilan entre 0,70 y 0,83. Dos muestras adicionales tenían números de mg entre 0,85 y 0,86, y cuatro muestras tenían números de mg entre 0,60 y 0,69. Se puede observar que la mayoría de las rocas ultramáficas contienen cierta cantidad de fase de acumulación. Las muestras con Mg # entre 0,70 y 0,83 son principalmente piroxenita. Si estas muestras pueden aproximarse a la composición del magma nativo es una cuestión digna de mención. Unas pocas muestras con un # de Mg obviamente bajo son rocas fuertemente alteradas, que muestran principalmente serpentina y cloritización. La disminución del Mg# debe estar relacionada con la introducción de hierro durante el proceso de alteración. El número de Mg de las rocas máficas oscila entre 0,37 y 0,68, con una gran envergadura. El número de Mg del gabro que contiene mineral individual excede 0,70 y no debe considerarse como el valor original de Mg del gabro. El número de Mg de la mayoría de los gabros es inferior a 0,63, que es un magma de evolución media. El número de Mg de algunos gabros está entre 0,66 y 0,68. Merece más estudio si esta parte del gabro representa el magma primario de la zona.
(3) Composición petroquímica y combinación de rocas del macizo rocoso de Xingdi ⅱ
El plano del macizo rocoso de Xingdi ⅱ tiene forma de cuña asimétrica, de 5 km de largo de este a oeste y de 2 a 3 km de ancho de norte a sur, la superficie expuesta es de unos 16 km2. La sección transversal puede tener forma de embudo. El macizo rocoso está compuesto por peridotita, piroxenita y gabro.
M/? La mayoría de ellas tienen entre 3,66 y 5,71, que son rocas ultrabásicas de hierro. METRO/? Son 6,8, 7,39 y 7,44 respectivamente, que son rocas ultrabásicas magnésicas. El contenido de olivino en estas tres muestras de peridotita supera el 75% y el piroxeno pertenece al ortopiroxeno. La mayoría de las rocas máficas tienen M/1,68 ~ 3,61 y, obviamente, son ricas en magnesio en su conjunto. METRO/? ¿Otra muestra de gabro? Al llegar a 7,39, muestra que el contenido de MgO está anormalmente enriquecido. En la Figura 4-2-5, excepto 1 muestra, todas las demás muestras se proyectan en la región subalcalina. En la Figura 4-2-6, todas las muestras subalcalinas están proyectadas en el área de la serie de basalto toleítico. En base a esto, se puede juzgar que el magma de este macizo rocoso pertenece a la serie de basalto toleítico. El valor de Mg # de las rocas ultramáficas de hierro es 0,79 ~ 0,86 y todas contienen una gran cantidad de fase de acumulación. Los # de Mg de las tres rocas ultramáficas magnésicas son 0,88 y 0,89 respectivamente, y están compuestas básicamente por olivino y clinopiroxeno. El número de Mg de las rocas máficas oscila entre 0,78 y 0,63, que es obviamente mayor. Entre ellos, el número de Mg del gabro es mayor que el del gabro. Esto puede significar que la perilita del gabro también es un cuerpo de acumulación.
Figura 4-2-5 Ol'-Ne'-Q' del macizo rocoso Xingdi II
Figura 4-2-6 Imagen AFM del macizo rocoso Xingdi II
p>
2. Series de magma y combinaciones de rocas relacionadas con la extensión post-orogénica del cinturón plegado.
(1) Composición petroquímica y combinación de rocas intrusivas en el cinturón metalogénico de Karatonke.
En el cinturón metalogénico de Karatonke, los cuerpos rocosos número 1 y 2 son de gran escala, y los cuerpos rocosos tienen forma de lente, son irregulares y tienen forma de vena. La forma de la superficie del macizo rocoso número 1 es una forma de huso irregular, la forma profunda tiene forma de cuña y el eje largo se extiende a lo largo de la dirección de 330°. La superficie tiene 700 metros de largo, 250 metros de ancho y cubre un área de aproximadamente 0,1 kilómetros cuadrados. El macizo rocoso número 2 está oculto entre 120 y 200 m por debajo de la superficie. Es aproximadamente una veta larga y plana que se hunde abruptamente hacia el noreste y el este, con una vena ramificada hacia el oeste. Los principales tipos de rocas son: flogopita hornblenda olivina sienita, sienita de hornblenda Jinyun, gabro, gabro diorita, diorita y diorita de cuarzo. La principal diferencia petrológica entre este cinturón de mineralización y otros cinturones de mineralización importantes es que no hay rocas ultramáficas, pero sí un cierto número de rocas intermedias.
En el diagrama OL′-Ne′-Q′ (Figura 4-2-7), el análisis completo de 6 muestras de silicato se proyecta en el área de roca alcalina, y las 55 muestras restantes se proyectan en la zona sexual subalcalina. Este último tiene 16 muestras proyectadas en el mapa AFM en el área de rocas calco-alcalinas (Figura 4-2-8), y 39 muestras en el área de la serie de basalto toleítico (Figura 4-2-8). Se puede observar que el macizo rocoso de Kalatongke está dominado por series de basalto toleítico, complementadas con series calco-alcalinas. Las pocas muestras proyectadas en la zona de rocas alcalinas deberían estar relacionadas con metasomatismo de alteración. El depósito Kalatongke se encuentra en el cinturón plegado del Irtysh y se formó durante la etapa de extensión post-orogénica. Antes del emplazamiento de estas rocas mineralizadas, en esta zona se producía una subducción de tipo B. Algunas de estas rocas mineralizadas pertenecen a la serie calco-alcalina, lo que puede indicar que su área de origen está relacionada con la parte superior de la placa que corta la cuña del manto, o que el magma fue afectado por ella cuando atravesó el manto. cuña desde lo profundo. El límite M/de la mayoría de las muestras está entre 1,11 y 2,80, y las otras dos muestras son 0,99 y 0,62. La mayoría de ellas son rocas a base de hierro. El número de Mg de varias rocas oscila entre 0,39 y 0,75, entre los cuales el número de Mg de la sienita es generalmente mayor y el número de Mg de otros tipos de rocas es generalmente menor que el de la sienita. A juzgar por el grado de evolución del magma reflejado por el Mg #, algunas sienitas pueden contener una pequeña cantidad de cuerpos de acumulación, y el cuerpo de acumulación más probable es el piroxeno de perilla. El número de Mg de la sienita y el gabro se encuentra en su mayoría dentro del rango del magma primario, mientras que la diorita pertenece al magma de evolución intermedia.
Figura 4-2-7 Cinturón metalogénico Ol'-Ne'-Q' Kalatongke
Figura 4-2-8 Imagen AFM del cinturón metalogénico Kalatongke
p>
(2) Composición petroquímica y combinación de rocas intrusivas en el cinturón rocoso de Huangshan.
El macizo rocoso en el Cinturón de Rocas de Huangshan tiene varias formas, como franja larga, forma de lente, forma de calabaza, forma de herradura, forma de antorcha, etc., lo que indica que el macizo rocoso se vio afectado por un corte dúctil durante la proceso de formación y posterior consolidación. El contorno tiene forma de embudo o de tubo de roca.
Los principales tipos de rocas son plagioclasa, mica, peridotita de hornblenda, piroxeno de hornblenda, gabro de olivino, gabro, diorita de piroxeno, diorita y una pequeña cantidad de peridotita, de las cuales las rocas máficas son el huésped. Las rocas suelen estar sujetas a una intensa compresión y la deformación y fragmentación de los minerales son comunes.
M/? Los valores oscilan entre 4,07 y 6,01, todos pertenecientes a rocas ultrabásicas de hierro. El valor M/ de la mayoría de las rocas máficas está entre 4,91 y 2,15, que es significativamente más alto que el de rocas similares. METRO/? El valor está entre 0,68 y 1,52, que pertenece al rango de rocas a base de hierro. M/Diorita? El valor está entre 0,71 y 1,66, que pertenece al rango de valores de las rocas a base de hierro. En la Figura 4-2-9, se predice un solo dato en el área de roca alcalina. En la Figura 4-2-10, se proyectan 17 muestras subalcalinas en la serie calco-alcalina, y la mayoría de las muestras se proyectan en la serie de basalto toleítico. Se puede observar que el cinturón de rocas intrusivas está dominado por series de basalto toleítico, seguidas por series calco-alcalinas. El fondo estructural del cinturón de rocas intrusivas de Huangshan es el mismo que el de Kalatongke, y la causa de la formación de magma calco-alcalino puede ser la misma que la de Kalatongke, que no se describirá nuevamente aquí. Las muestras individuales proyectadas en áreas alcalinas pueden estar relacionadas con alteración del metasomatismo. El valor de Mg# de las rocas ultramáficas está entre 0,85 y 0,80, y está compuesto principalmente por minerales máficos en fase de acumulación. La mayoría de las muestras de rocas máficas tienen Mg # = 0,69 ~ 0,84, y también hay un cierto número de acumulaciones. Las cuatro muestras restantes tienen Mg# = 0,41 ~ 0,66, las cuales pertenecen a magma de media evolución. El número de Mg de diorita = 0,38 ~ 0,66, que pertenece principalmente al magma evolucionado, pero el grado de evolución es obviamente diferente.
Figura 4-2-9 Ol'-Ne'-Q 'Diagrama esquemático del cinturón rocoso de Huangshan
Figura 4-2-10 Imagen AFM del cinturón rocoso de Huangshan
(3) La composición petroquímica y la combinación de rocas del cinturón de rocas intrusivas de Hongqiling.
Las formas del macizo rocoso del cinturón de rocas intrusivas de Hongqiling son principalmente cuencas, lechos y paredes de roca. Los principales tipos de rocas son peridotita, olivino piroxeno, piroxeno, gabro, gabro y gabro. En términos de volumen, las rocas ultramáficas son dominantes, complementadas con rocas máficas. Las combinaciones de rocas de diferentes cuerpos rocosos se pueden dividir en tipo plagioclasa piroxenita, tipo gabro piroxenita-peridotita, tipo anfibolita anfibolita piroxenita, tipo piroxeno-peridotita y tipo gabro piroxenita.
En los datos de análisis completos de silicato en la zona de roca intrusiva de Hongqiling, solo unas pocas muestras pertenecen a la serie alcalina (Figura 4-2-11, en la serie subalcalina, solo 1 muestra pertenece); a la serie calco-álcali, y el resto pertenecen a la serie de basalto toleítico (Fig. 4-2-12). Se puede ver que el cinturón de rocas intrusivas de Hongqiling pertenece básicamente a la serie de basalto toleítico. ¿Las rocas ultramáficas de M/? = 5,93 ~ 2,02, que pertenece a la roca ultrabásica de hierro. ¿Sienita y gabro? = 3,92 ~ 1,72, significativamente más alto que rocas similares. Los valores de Mg# de las rocas ultramáficas están en su mayoría entre 0,71 y 0,86; las otras dos muestras son 0,64 y 0,67, de las cuales 1 se denomina claramente como piroxenita alterada portadora de minerales, y la reducción de Mg# debería estar relacionada con la mineralización. Dependiendo del rango numérico de Mg#, se puede observar que las rocas ultramáficas contienen diferentes cantidades de fases de acumulación. La sienita tiene números de Mg de 0,80 y 0,81 y también contiene una cantidad considerable de fase de acumulación, probablemente principalmente perilita. El mg # de gabro es 0,64 y 0,72, que está en el borde del rango de mg # del magma primario y muestra características de diferenciación débiles.
Figura 4-2-11 Ol'-Ne'-Q ' Diagrama esquemático del cinturón de rocas de Hongqiling
Figura 4-2-12 Imagen AFM del cinturón de rocas de Hongqiling
Serie de magma y combinaciones de rocas intrusivas en forma de láminas relacionadas con basalto de desbordamiento continental
Este tipo de cinturón de rocas intrusivas tiene dos orígenes. Uno es la roca intrusiva máfica-ultramáfica de Baos en el norte de Guangxi. La segunda zona es el cuerpo intrusivo coetáneo del basalto de Emeishan, representado por el área de Binchuan-Yongsheng en Yunnan. Dado que esta última región se analiza en detalle en el Capítulo 6, aquí sólo se analizará el norte de Guangxi.
El complejo máfico-ultramáfico de Baosi, en el norte de Guangxi, se divide en el cinturón rocoso de Baotan en el sur y el cinturón rocoso de Lindong en el norte. Los macizos rocosos en estos dos cinturones rocosos son en su mayoría lechos de roca o en forma de lámina, y algunos tienen forma de cuenca o de casquete. Según la combinación de rocas, la masa rocosa de Lindong Rock Belt se puede dividir en cuatro tipos: piroxenita-anfibolita-piroxenita, piroxenita-anfibolita, anfibolita-piroxenita-piroxenita y peridotita. Roca - piroxenita - gabro, las rocas ultramáficas son absolutamente dominantes.
Los principales tipos de macizos rocosos en el cinturón de rocas de Baotan son el tipo peridotita metamórfica o piroxenita-gabro y el tipo piroxenita-gabro-diorita metamórfica. Entre ellos, el gabro y la piroxenita (piroxenita de olivina) representan aproximadamente la mitad. No hay datos completos de análisis de silicatos para el cinturón de rocas de Lindong, por lo que solo se analiza la composición petroquímica del cinturón de rocas de Baotan.
Figura 4-2-13 Diagrama esquemático Ol'-Ne'-Q' del cinturón de Baotanita
Fig. 4-2-14 Imagen AFM del cinturón de Baotanita
Entre los datos totales de análisis de 14 muestras de silicato, solo 4 muestras pertenecen a la serie subalcalina y las 10 muestras restantes pertenecen a la serie de basalto alcalino (Figura 4-2-13 y Figura 4-2-14). Se puede ver que el cinturón de rocas de Baotan está dominado por la serie de basalto alcalino, seguida por la serie de basalto toleítico. ¿Las rocas ultramáficas de M/? = 4,88 ~ 2,97, m/roca máfica? = 2,02 ~ 1,13, pertenecientes a roca ultrabásica de hierro y roca básica de hierro respectivamente. El número de Mg de las rocas ultramáficas está en su mayoría entre 0,84 y 0,72, y las otras 1 muestras son 0,66. Esto indica que la mayoría de las muestras contienen cantidades variables de fases cristalinas empaquetadas. El número de Mg de las rocas máficas es 0,68 ~ 0,55, y el número de Mg de 4 muestras es 0,68 ~ 0,66. Están en magma primario estándar y muy probablemente representan la composición petroquímica del magma primario. El gabro bajo en Mg# representa la composición química del magma moderadamente evolucionado.
4. Series de magma y combinaciones de rocas portadoras de minerales relacionadas con la ofiolita.
(1) Composición petroquímica y combinación rocosa del macizo rocoso de Jianchaling.
El macizo rocoso de Jianchaling es un macizo rocoso monoclínico. Las rocas han sufrido una intensa alteración y los minerales originales que las formaban han sido completamente reemplazados. Las rocas alteradas incluyen crisotilo, crisotilo, magnesita, magnesita estacional, esquisto de magnesita y una pequeña cantidad de esquisto de diópsido y talco. Entre los datos de análisis completos de las nueve muestras de silicato del macizo rocoso de Jianchaling, excepto una muestra que es una serie de basalto alcalino, las otras ocho muestras son todas series de basalto toleítico (Figura 4-2-15, Figura 4-2-16 ), indicando que este macizo rocoso pertenece básicamente a la serie basáltica toleítica. metro/? Este valor se puede dividir en dos grupos. Un grupo es 9,55 ~ 17,09, que pertenece a la roca ultrabásica de magnesio. El otro grupo es 5,41 ~ 2,61, que pertenece a la roca ultrabásica de hierro. Desde la perspectiva de los minerales de alteración, las muestras pertenecientes a rocas ultrabásicas de magnesio están dominadas por la serpentina, mientras que las muestras pertenecientes a rocas ultrabásicas de hierro tienen una fuerte petrificación por deslizamiento. En consecuencia, las rocas ultrabásicas de magnesio generalmente representan las características de composición petroquímica de la roca original, mientras que las rocas ultrabásicas de hierro son causadas por alteraciones específicas y metasomatismo. El número de Mg de las rocas ultrabásicas de magnesio es 0,91 ~ 0,95, lo que demuestra que la roca original está compuesta principalmente de forsterita y clinopiroxeno con alto contenido de magnesio.
Figura 4-2-15 Diagrama OL′-NE′-Q′ de los cuerpos rocosos de Delni y Jianchaling
Figura 4-2-16 Imagen AFM de los cuerpos rocosos de Delni y Jianchaling
(2) Composición petroquímica y combinación de rocas del cinturón rocoso de Delni.
El macizo rocoso de Delni es un macizo rocoso monoclínico largo y estrecho. El macizo rocoso está poco diferenciado y presenta una única litofacies, principalmente harzburgita, con una pequeña cantidad de peridotita brecha carbonatada, piroxenita y serpentina.
Todos los datos del análisis de silicatos del plutón de Delni pertenecen a la serie de basalto toleítico (Figura 4-2-16). metro/? = 7,52 ~ 11,24, la muestra 1 es 21,76, ambas pertenecen a rocas ultrabásicas magnésicas. Mg # = 0,90 ~ 0,92, compuesto principalmente de forsterita y ortopiroxeno.
Verbo (abreviatura de verbo) Comparación de zonas (áreas) rocosas con diferentes orígenes estructurales
En términos de morfología del macizo rocoso, las intrusiones relacionadas con el basalto desbordado no solo se encuentran en el norte de Guangxi , y entre los macizos rocosos descubiertos en el área de Binchuan-Yongsheng en Yunnan, todos tienen forma de lecho de roca, lámina, cuenca o casquete. Sus características morfológicas son evidentemente diferentes a las de los otros tres ambientes tectónicos. Los cuerpos rocosos que contienen minerales de tipo ofiolita son esencialmente rocas estructurales intercaladas en cinturones estructurales y en contacto estructural con las rocas circundantes. El macizo rocoso de Delni y el macizo rocoso de Jianchaling son placas gruesas monoclínicas. Esto está relacionado en parte con la aparición de zonas estructurales. Las intrusiones asociadas con desintegraciones continentales y cinturones orogénicos varían en forma e incluyen diques, diques, cuencas, rocas y dolinas. Además, no existe una diferencia obvia en la forma de los macizos rocosos formados en estos dos entornos tectónicos.
En lo que respecta a las combinaciones de rocas, existen diferencias obvias en las combinaciones de rocas formadas en diferentes entornos tectónicos. Después de excluir la influencia de la alteración y el metasomatismo, los cuerpos rocosos de tipo ofiolita son todos rocas ultrabásicas de magnesio.
Entre los cuatro ambientes tectónicos, el macizo rocoso de ofiolita tiene el mayor contenido de MgO y el mayor grado de basicidad. El macizo rocoso con menor alcalinidad debería pertenecer al cinturón orogénico. En el cinturón de rocas de Caratongke, se limita básicamente a rocas básicas; en el cinturón de rocas de Huangshan, está dominado por rocas básicas en el cinturón de rocas de Hongqiling, y las rocas básicas también ocupan una cierta proporción; La alcalinidad de las intrusiones asociadas con la ruptura continental y las asociadas con inundaciones de basaltos generalmente se encuentra en algún punto intermedio. Sin embargo, en diferentes áreas y zonas rocosas, el grado básico será obviamente diferente y no se puede generalizar (Tabla 4-2-1).
Tabla 4-2-1 Mg # y m/? Tablas relacionadas
M/? y mg # son los más altos. Entre ellos, algunas muestras de Jianchaling obviamente han perdido parte de su MgO debido a la alteración, por lo que su m/?. y Mg# son ligeramente inferiores a los de Delney. A juzgar por su fuerte deformación plástica y abundante magnesio, estas dos rocas deberían ser peridotita del manto o peridotita metamórfica, en lugar de rocas intrusivas en estado magmático. Además, según m/? y Mg # de mayor a menor son el macizo rocoso Xingdi II, Huangshan, Jinchuan, Hongqiling, el borde occidental de la placa Yangtze y Baotan. El nivel de base del cinturón rocoso de Huangshan no es alto, pero en comparación con rocas similares, el contenido de MgO es significativamente mayor. El cinturón rocoso de Hongqiling también tiene una situación similar y es digno de estudio. A excepción de unas pocas muestras, las rocas de los otros tres entornos tectónicos son básicamente rocas a base de hierro y rocas ultrabásicas. A excepción de algunas muestras en los cinturones rocosos de Baimazhai, Kalatongke y Huangshan que pertenecen a la serie calco-alcalina, y algunas muestras en algunos macizos rocosos que pertenecen a la serie de basalto alcalino, la mayoría de las muestras pertenecen a la serie de basalto toleítico. Se puede observar que las rocas a base de hierro y ultrabásicas de la serie de basalto toleítico son los tipos de rocas mineralizadas más importantes en los depósitos de níquel, cobre y platino.
El εNd(t) de toda la roca, olivino y piroxeno en la intrusión de Jinchuan oscila entre -2,60 y -3,78, con un pequeño rango de variación. Los valores de εSr(t) de la mayoría de las muestras están entre 17,0 y 128,8, y las otras dos muestras son -2,3 y -2,1, con un rango más amplio. El cambio en el valor de εSr(t) debería estar relacionado con la alteración hidrotermal. Se sabe que Rb y Sr son muy activos químicamente y abundantes en muchos fluidos hidrotermales. Por lo tanto, la alteración hidrotermal cambiará el valor εSr(t) de las rocas en diversos grados. No obstante, se puede ver que el plutón de Jinchuan debería tener un valor positivo alto de εSr(t). El valor negativo de εNd(t) de este plutón no debe considerarse como resultado de la asimilación de material de la corteza continental. En primer lugar, la asimilación de las rocas circundantes después de que el magma invada la corteza terrestre conducirá a la falta de homogeneidad de los valores de εNd(t) en diferentes partes del macizo rocoso. Este tipo de macizo rocoso se caracteriza por la uniformidad de εNd(. t) valores. En segundo lugar, el olivino se encuentra principalmente en la fase de pila y cristaliza principalmente en cámaras de magma profundas y canales ascendentes. Por lo tanto, el valor εNd(t) del olivino no debería verse afectado por los materiales de la corteza continental. La consistencia de los valores de εNd(t) del olivino, el piroxeno y la roca entera refleja objetivamente el valor de εNd(t) del magma. Casualmente, según la investigación de Li (1998), entre las cinco muestras de roca completas de Xingdi II, 4 muestras tienen εNd(t) entre -3,20 y -3,51, lo que es completamente consistente con el macizo rocoso de Jinchuan. Otra muestra es +16,12, el motivo aún no se ha investigado. El εSr(t) del macizo rocoso está entre +61,3 y +70,0, que también es un valor positivo relativamente alto. La combinación de valores negativos de εNd(t) y valores positivos altos de εSr(t) es un signo de enriquecimiento del manto. El manto litosférico en casi todas las áreas de distribución de cratones del mundo es un manto enriquecido, mientras que el manto astenosférico y el manto litosférico oceánico son mantos empobrecidos. Por lo tanto, el magma del plutón Jinchuan y del plutón Xingdi II se originó en el manto litosférico continental del Cámbrico Inferior.
Según la investigación de Li et al. (1998), el valor de εSr(t) de toda la roca y el mineral de cobre-níquel en el área minera de Kalatongke está entre -5,3 ~ -8,9; t) = +5,07 ~ +5,30. El ε Sr (t) de toda la roca y el mineral de cobre y níquel en el área minera de Huangshan es -3,20 ~ -12,20, y las otras dos muestras son +0,1 y +1,20. εNd(t)=+6,63~+7,84 El autor cree que la pequeña dispersión de εSr(t) en el área minera de Huangshan puede estar contaminada por menos del 5% de los materiales de la corteza continental. Las rocas enteras y los minerales de cobre y níquel de Kalatongke y Huangshan tienen las características de εNd(t) positivo y εSr(t) negativo, lo que indica que se originan en el manto empobrecido (Figura 4-2-17). Esta es también la característica de la mayoría de las rocas magmáticas del norte de Xinjiang. Dado que el εNd(t) en ambos lugares es generalmente menor que el valor de εNd(t) del basalto de las dorsales oceánicas (+8 ~ +12), existen dos posibilidades. Una posibilidad es que estos magmas se originaron en la astenosfera y asimilaron algo de material de la corteza continental durante y después de su emplazamiento.
Otra posibilidad es que su fuente de magma sea una mezcla de astenosfera y manto litosférico más joven, o que provenga de un manto litosférico más joven que haya sido modificado por la astenosfera. Aún no es suficiente para llegar a una conclusión final qué situaciones requieren la cooperación de varios métodos isotópicos.
Figura 4-2-17 Diagrama de correlación εNd(t)-εSr(t) de algunas rocas y minerales
Chen Yuchuan y Mao Jingwen (1995) utilizaron isócronas Sm-Nd. El método estudió la edad de emplazamiento de rocas máficas-ultramáficas en el norte de Guangxi. Dado que Wang Hongzhen et al (1990) definieron la etapa Bowesiana entre 1,05 y 1,70 Ga, tomamos 1,4 Ga como la edad promedio de estos invasores y calculamos el valor de εNd(t) en consecuencia. El εSr(t) de las rocas máficas-ultramáficas en el norte de Guangxi se concentra en dos intervalos, uno es +2,60 ~ +7,27 y el otro rango es -0,28 ~ -1,96. Esto lleva a dos posibilidades. Una posibilidad es que estos magmas provengan de un manto empobrecido y un manto enriquecido respectivamente. Otra posibilidad es que todos se hayan originado en el manto empobrecido, y el valor negativo de εNd(t) sea el resultado de la asimilación de material de la corteza continental. Actualmente no hay ninguna conclusión sobre en qué circunstancias se requiere la cooperación de múltiples métodos isotópicos. Pero en cualquier caso, 7 de cada 10 muestras son positivas, lo que indica que estas rocas derivan principalmente de un manto moderadamente empobrecido.
El Instituto Yichang de Geología y Recursos Minerales (1994) y Liu, el equipo del proyecto, llevaron a cabo un estudio exhaustivo de isótopos en el macizo rocoso de Jianchaling. Sus hallazgos se resumen a continuación. Se midieron 34 tipos de sulfuros de mineral, δ34s =+6,1‰~+11,57‰, con un promedio de 8,95‰. Los δ 34 de las 43 muestras minerales medidas por Liu oscilaron entre +6,1 ‰ y +12,9 ‰, con un valor medio de +9,3 ‰. 15 El δ 34s de la pirita en rocas ultramáficas alteradas oscila entre +7,8 ‰ y +15,3 ‰, con un valor medio de +11,8 ‰. A partir de estos datos se puede ver que la composición de isótopos de S de los sulfuros en la intrusión de Jianchaling se ha desviado obviamente del rango de composición de S en el manto y tiene las características de composición del S de la corteza terrestre. El δ18O de siete muestras de antigorita es 8,01‰~ 9,95‰ El δ18O de 8 muestras de serpentina viscosa = 6,04‰~8,18‰, y la muestra de gneis δ1. A partir de estos datos se puede ver que solo unas pocas serpentinitas de celofán tienen valores de δ18O dentro del rango de composición de isótopos de O de la peridotita del manto, mientras que los valores de δ18O de la mayoría de las muestras son comparables a los del granito de la corteza terrestre y algunas rocas sedimentarias. 10 piezas de mineral de níquel 206 Pb/204 Pb = 16.7075 ~ 19.696, 207 Pb/204 Pb = 15.379 ~ 15.720, 208 Pb/204 Pb = 36.831 ~ 39.9970 serpentina 206 Pb/204 Pb = 206 Estas composiciones de isótopos de plomo muestran que procesando el La evolución del plomo post-mineral es inconsistente con la del plomo en roca. Una vez que se forma el plomo en el mineral, sus isótopos de plomo son estables y cambian lentamente. La historia de la evolución de los isótopos de plomo en las rocas es compleja y pertenece a plomo anormal o a una mezcla de dos o más fuentes de plomo, lo que indica que se mezcló plomo extraño durante el proceso de diagénesis o que se acumuló plomo radiactivo después de la diagénesis. Usamos λRb = 1.42×10-11, 87Sr/86SrUR(O)=0.7045, 87Rb/86SrUR(O)=0.0827 para calcular el Rb de los nueve macizos rocosos fabricados por Chen Haoshou et al. 11 muestras son +2,8, 3 muestras son -45,7 ~ -194,2 y 1 muestra es -7835. Es raro que εSr(t) cambie drásticamente en un rango tan grande, por lo que sólo podemos suponer que estos datos de isótopos de Sr no pueden representar la composición isotópica original del macizo rocoso. Usamos 143 Nd/144 ndchur(O)= 0,512638 para calcular los siete datos de isótopos Sm-Nd elaborados por Chen Haoshou et al., εNd(t)=-22,11 ~-24,64. A juzgar por estos datos, la composición de isótopos de neodimio es relativamente estable. Sin embargo, dado que las composiciones isotópicas de S, O, Pb y Sr del plutón Jianchaling no pueden reflejar la composición isotópica de las rocas del manto, todavía nos resulta difícil juzgar si sus isótopos nd pueden representar su composición isotópica original. Si se hace un juicio positivo, el plutón Jianchaling debería provenir del manto litosférico continental enriquecido a principios del Precámbrico. Esto es contrario a la opinión de que el cuerpo rocoso pertenece al conjunto de ofiolitas, porque el manto litosférico oceánico está agotado.
Si se hace un juicio negativo, sólo puede significar que el fluido hidrotermal en el macizo rocoso proviene de la corteza continental y es consistente con otros sistemas isotópicos.
En resumen, el plutón Jinchuan y el plutón Xingdi II se caracterizan por valores negativos de εNd(t) y valores positivos de εSr(t), lo que indica claramente que se derivan del Precámbrico temprano continental enriquecido. manto litosférico, mientras que las composiciones isotópicas de Nd y Sr de rocas y minerales en las áreas mineras de Kalatongke y Huangshan son opuestas, lo que indica que se derivan de un manto moderadamente agotado. Una mayor exploración del origen de este manto moderadamente agotado ayudará a comprender con mayor precisión la fuente original de materia mineral. Las rocas ultramáficas-máficas en el norte de Guangxi provienen principalmente de áreas de origen del manto moderadamente empobrecidas. Aún no está claro si algunas rocas provienen de áreas de origen del manto enriquecidas. Investigaciones adicionales sobre la fuente de magma en esta área ayudarán a comprender mejor el fondo dinámico del manto y la fuente de minerales durante la formación de magma. El sistema isotópico del macizo rocoso de Jianchaling es extremadamente complejo. Además de la determinación final de si el sistema isotópico Sm-Nd puede representar la composición isotópica original, los sistemas isotópicos S, O, Pb y Sr han cambiado completamente y no pueden representar su composición isotópica original. Si se va a estudiar más a fondo, se deberían utilizar métodos isotópicos que sean más resistentes a los efectos de la alteración hidrotermal.