Hasta la fecha, la gran mayoría de los estudiosos todavía están acostumbrados a considerar la evolución de las composiciones de rocas ígneas sólo desde la perspectiva de los procesos químicos, especialmente en los campos de la geoquímica de isótopos y la geoquímica de oligoelementos. Como se mencionó anteriormente, algunos autores no se dieron cuenta de las múltiples soluciones de las anomalías de Eu, mientras aparecen anomalías de Eu en rocas ígneas, las atribuyen a la separación y cristalización de la plagioclasa. Desde un punto de vista petrológico, la premisa de la cristalización separada es que el mineral separado es un mineral casi líquido y la diferencia de densidad entre él y el magma residual es lo suficientemente grande. El primero implica la viscosidad del magma y el segundo implica. la flotabilidad y separación del cristal relacionada con la velocidad. Se puede observar que la limitación de los procesos químicos por procesos físicos es importante.
De esta manera se puede entender la importancia de los procesos físicos. Por ejemplo, un magma granítico se encuentra en la primera zona cristalina de anfíbol o plagioclasa, es decir, su mineral líquido es anfíbol o plagioclasa, los cuales tienen mayor probabilidad de sufrir separación y cristalización durante el proceso de consolidación del magma. Supongamos que la viscosidad del magma es η=107poise, la densidad ρl=2,3 g/cm3; la densidad del cristal de anfíbol ρs=3,2 g/cm3, el radio r=0,1 cm; la densidad del cristal de plagioclasa ρl=2,7 g/cm3; el radio r= 0,1 cm. Según la ley de Stoke V=2gr2(ρs-ρl)/9η, sus velocidades de sedimentación V en el magma son 6 cm/a y 2 cm/a respectivamente. Si el espesor del cuerpo de magma en forma de placa es de 5 km, el tiempo necesario para que estos dos minerales precipiten al fondo de la cámara de magma es de 83333,33 años y 250000 años respectivamente. Suponiendo que el diámetro del cuerpo de magma es de 2km, según la fórmula x=0.28t1/2 dada por Candela (1991) (donde: x es la distancia desde el frente de enfriamiento hasta el borde del macizo rocoso, en centímetros; t es el tiempo necesario para enfriarse (x, la unidad es segundos), el tiempo que tarda el cuerpo de magma en consolidarse es de 101 115, 41 años. La comparación del tiempo de solidificación del magma y el tiempo de hundimiento de los cristales muestra que la separación y cristalización de estos dos minerales es difícil. Además, la viscosidad del magma aumenta bruscamente durante el proceso de consolidación. Generalmente, el magma granítico no debe sufrir separación y cristalización a menos que intervengan otros factores, como el filtrado estructural o una gran inyección de volátiles.
Este ejemplo muestra que el proceso físico del magma restringe ciertos procesos bien conocidos, lo que puede impedir que estos procesos se desarrollen sin problemas. Es cierto que las relaciones elementales pueden sugerir la posibilidad de una cristalización fraccionada, pero esto puede ser sólo una ilusión y, al igual que la anomalía de Eu, su explicación no es única. Por tanto, conviene volver a enfatizar la importancia de los procesos físicos, que es el propósito de este apartado.
1. Proceso MASH
Los estudios químicos e isotópicos de los 15 estratovolcanes en el frente volcánico más al norte de la Zona Volcánica de los Andes Sur (ZVS) (Figura 5-2) revelaron que todos los volcanes En la zona la petroquímica muestra que la formación de rocas volcánicas tiene un aporte importante a la corteza. Hacia el norte, a lo largo del arco volcánico, la petroquímica muestra una fuerte tendencia de variabilidad hacia el norte: la corteza que contribuye a las rocas volcánicas se vuelve cada vez más grande, más profunda y más antigua, lo que se cree que está relacionado con la geología de la placa suprayacente. El gradiente está relacionado con el doble del espesor de la corteza. Esta evidencia llevó a Hildreth (2007) y Hildreth et al (1988, 1991) a proponer el modelo de fusión-asimilación-almacenamiento-homogeneización (MASH). Según este modelo, la firma geoquímica de referencia de cada gran arco volcánico se puede restablecer continuamente. El proceso de reinicio ocurre en la región donde se produce la refundición y la mezcla del magma en la corteza profunda, porque existe atrapamiento, almacenamiento y almacenamiento a largo plazo. Proceso de transformación del magma procedente del manto. Este modelo ha sido ampliamente citado, pero algunos lectores lo vieron como un proceso más pequeño que la asimilación de la corteza inferior, lo que llevó a Hildreth (2007) a reformular el proceso MASH.
Según la expresión de Hildreth (2007) y el entendimiento de algunos otros autores (Richards, 2003), el proceso MASH puede expresarse como la fusión parcial de la corteza provocada por el magma procedente del manto, y la contaminación mutua de los dos magmas (asimilación), y luego la mezcla se carga (almacenamiento) en un espacio determinado para su homogeneización (homogeneización) debido a la mezcla y difusión química. Esto puede considerarse como un proceso básico de MASH. . Por un lado, se pueden inyectar nuevos materiales y energía durante un proceso MASH básico, lo que conducirá a una nueva no homogeneización o contaminación, y el sistema deberá reiniciar el proceso de carga y homogeneización, por otro lado, subcapa del magma básico debido a; al mezclarse tiñe la corteza y pierde calor y se consolida. Se refundirá cuando se inyecte nueva energía, de modo que el magma homogeneizado se una a los componentes de la corteza continental recién formada. De esta manera, aunque la tendencia general del proceso MASH es formar un magma mixto corteza-manto uniforme, este proceso a menudo no puede desarrollarse por completo. Por lo tanto, el proceso MASH es en realidad un proceso dinámico con las siguientes características sobresalientes:
(1) Además de la fusión parcial de protolitos corticales más antiguos, el proceso MASH debe tener una intrusión máfica cortical profunda, una refundición parcial extensa y El fraccionamiento del cuerpo son efectos térmicos inducidos por la inyección repulsante y la cristalización de la intrusión basáltica.
(2) La zona MASH no es una cámara de magma, sino un grupo de intrusiones diferenciadas en forma de placas y papillas que promueven la extracción, convergencia y mezcla del magma.
(3) La ganancia y pérdida de la zona MASH responde al volumen de inyección de magma basáltico y al ascenso de la mezcla convergente.
( 4) Cada gran centro magmático tiene su propio centro de zona MASH, que suele ser impenetrable al magma basáltico primario. Sin embargo, en la periferia del centro, puede elevarse magma más primitivo (no interceptado y sin mezclar), formando volcanes monogenéticos.
(5) El espesor de la corteza puede ser importante para impartir información geoquímica del granate o anfíbol residual al magma y aumentar la longitud del camino intracortal para que el magma ascienda. Sin embargo, la edad y la composición de las rocas de la corteza heterogénea también son importantes y pueden restablecer la firma geoquímica de las rocas ígneas.
Figura 5-2 Arco volcánico de Cascadas Cuaternarias (según Hildreth, 2007)
(6) La zona MASH suministra intermitentemente magma mixto al reservorio de la corteza superior, y algunos diapiros de este tipo de actividad separa las gachas cristalinas y el magma, produciendo plutones diferenciados en la corteza media. La asimilación en diques o reservorios posteriores de la corteza media superior puede enriquecer magmas más allá del rango base de MASH, mejorando la diversidad del magma.
(7) En los arcos magmáticos maduros, mucha información geoquímica del arco se obtiene no sólo de la contribución de la losa más cercana, sino también de los cristales apilados a largo plazo, la corteza profunda y los "almacenes de rocas intrusivas del arco". (cuyo aporte de masa es mucho mayor que la producción de magma) asimilación repetida absorción.
Hildreth et al. (1988) señalaron específicamente la importancia de las contribuciones adicionales de la corteza al magma ascendente después de procesos MASH de la corteza profunda (Figura 5-3). Según esta formulación, el proceso de enfoque persistente de cada dominio MASH controla la retroalimentación térmica y mecánica entre la adquisición por parte del basalto del flujo plástico de la corteza inferior y el aumento de la fusión, y el mantenimiento de una barrera de flotabilidad. Esta concentración prolongada es particularmente fuerte debajo de grandes volcanes de arco y también ocurre debajo de grandes centros volcánicos intracontinentales y en basaltos de inundación (muchos de estos basaltos evolucionan en reservorios extendidos y bien mezclados, lo que resulta en composiciones mucho más allá de las de los basaltos normales fuera del rango) en un profundo reservorio de transporte segmentado de la corteza terrestre. Por lo tanto, la contribución de la corteza al arco de magma es difícil de cuantificar, en parte porque la proporción de contribuciones de losa/manto varía ampliamente y en parte porque la acreción evolutiva de la corteza inferior máfica joven proporciona poca influencia isotópica y química. El contraste isotópico Nd - Sr - Pb - O entre los magmas derivados del manto y la corteza del arco profundo en realidad disminuye con el tiempo porque la edad promedio de la corteza inferior es cada vez más joven, diluida por la capa inferior de los propios basaltos del arco. Por lo tanto, se requiere un gran cambio de edad o un cambio en la composición del basamento a lo largo de un arco volcánico para obtener evidencia ambigua de una gran contribución de la corteza inferior modificada (Fig. 5-3).
Figura 5-3 Ilustración de Sr-87Sr/86Sr en el centro del frente volcánico entre 33° y 37° de latitud sur (según Hildrethetal., 1988)
Si la zona MASH es un dominio discreto En lugar de ser una intrusión cortical profunda y continua, es fácil entender por qué los basaltos son raros en los grandes estratovolcanes en cascada pero abundan en sus alrededores y entre los estratovolcanes. Sin embargo, debido a que los volcanes máficos pequeños pero diversos están tan densamente poblados a lo largo del Arco en Cascada, el proceso que realmente necesita ser aclarado es el mecanismo de enfoque de la zona MASH debajo del centro del volcán principal. Más de 2.000 volcanes máficos muestran que el basalto golpea la base de la corteza debajo del Arco en Cascada en casi todas partes, pero la intensidad suficiente para desencadenar el derretimiento parcial a gran escala de las rocas de la corteza se limita a unos pocos de los 12 focos volcánicos discretos. Guffanti et al. (1996) simularon requisitos diferenciales de balance de calor y balance de masa para los centros volcánicos adyacentes y realistamente comparables de Lassen y Caribou. Según sus cálculos, el flujo de basalto primitivo inyectado debajo del centro volcánico de Lassen (donde el extenso derretimiento de la corteza contribuye significativamente al magmatismo rico en sílice y al magmatismo mixto) y cristalizado en la corteza inferior es al menos mayor que el del volcán Caribou, continuamente máfico. zona (Un derretimiento de la corteza más limitado sólo puede hacer que la producción volcánica promedio sea 5 veces mayor (hasta el rango de composición de la andesita basáltica).
Por lo tanto, la primera pregunta es si este fuerte foco local refleja procesos de placas subyacentes, patrones de convección y acumulación de magma en la cuña del manto, o si la topología de la trampa de magma de la corteza inferior puede implicar una serie de factores. procesos por lotes. Aunque la subducción de la losa y la convección de las esquinas de la cuña pueden ser en realidad continuas, los fluidos o el magma parecen elevarse en lotes desde la región de interfaz hasta el núcleo caliente de la cuña del manto. Incluso si la penetración del magma en los poros ocurre extensamente en columnas parcialmente fundidas de la cuña del manto, la convergencia, ascenso y llegada de grandes volúmenes de magma a la base de la corteza puede ser en última instancia un proceso discontinuo, ya sea por diapiro parcial o flujo de canal. La migración del magma en la corteza también debe ser un proceso por lotes, como lo ilustra la naturaleza esporádica de las erupciones y las fluctuaciones irregulares de composición de los volcanes de arco de larga vida. De hecho, la discrepancia entre la escala de tiempo típica de los ciclos eruptivos estratovolcánicos (102 a 104 años) y la vida útil registrada de dichos centros estacionarios importantes (105 a 106 años) sugiere que es poco probable que el enfoque en el dominio MASH esté completamente controlado por las propiedades o hábitos de los corteza terrestre, puede ser un proceso de generación de magma mucho más rápido del que sobrevive el sistema. Esta vida útil también es difícil de acomodar la liberación masiva de material desde la interfaz de subducción, que debería ser más frecuente y la distribución espacial debería ser más amplia que la de los estratovolcanes dispersos. Por lo tanto, Heldrith (2007) argumentó que la zona MASH está fundamentalmente controlada por el exceso de producción de magma dentro de dominios especializados en la cuña del manto, específicamente donde el afloramiento del manto u otras formas de tensión convectiva pueden mejorar la permeabilidad y la convergencia del magma. Esta explicación tiene algunas similitudes con nuestra comprensión, pero el autor enfatiza el control de las propiedades litosféricas sobre el magmatismo episódico y la mineralización.
Al considerar el sistema de soporte energético de los procesos geológicos, especialmente considerando la pérdida de componentes volátiles, se puede inferir que esta pérdida de energía y material debe tener un proceso de reposición a largo plazo. Como se mencionó anteriormente, debido a las diferencias en las propiedades físicas entre las partes superior e inferior del sistema litosfera-astenosfera, su flujo de material y su flujo de energía no pueden ser consistentes. Al igual que con la formación y el agotamiento de yacimientos de fluidos profundos, debe haber un proceso de acumulación independientemente del tiempo que dure. Por lo tanto, la actividad magmática y la mineralización son ambas episódicas (de tipo discontinuo).
2. Proceso MSAE
El proceso MASH en realidad también plantea la cuestión de la escala de tiempo y la velocidad del proceso del magma, por lo que es necesario explorar el proceso físico de la actividad del magma. Desde esta perspectiva, la generación de rocas ígneas se puede dividir en cuatro etapas (MSAE): fusión parcial de las rocas fuente, segregación del magma, ascenso y emplazamiento del magma (Petford et al., 1997).
Estas 4 etapas están relacionadas, pero cada una tiene sus propias características.
Como se mencionó anteriormente, la fusión está controlada por cuatro factores básicos: composición del material, temperatura, presión y materia volátil en el área de origen. Sin embargo, el hecho de que se produzca fusión en una roca madre determinada depende no sólo de la temperatura, la presión y las condiciones volátiles, sino también de la magnitud y la velocidad de los cambios en estos factores físicos. Tomando como ejemplo la fusión por descompresión (Figura 5-4), si el manto convectivo no puede cruzar la línea solidus de la roca original a un ritmo más rápido (Figura 5-4, a), el bloque del manto ascendente no podrá derretirse debido a A la pérdida de calor se produce una fusión parcial (Figura 5-4, b), y la peridotita del manto producida en el fondo del océano puede ilustrar completamente este punto. La investigación tradicional sobre la petrogénesis no presta mucha atención a los cambios en las condiciones de fusión, lo que da como resultado muchos fenómenos geológicos que no pueden explicarse razonablemente. En la Figura 5-4, a expresa la situación de elevación adiabática en el área de la fuente, y su pendiente es 0,3 ~ 0,5°C/km. En condiciones de gradiente adiabático, la magnitud de la reducción de presión debe alcanzar Δp para que se produzca la fusión parcial del sistema. Además, el proceso de producción de lechada fundida es un proceso endotérmico y el sistema debe seguir reponiéndose con energía para garantizar un proceso continuo de producción de lechada fundida.
La segregación de magma está controlada por la cantidad de magma y el campo de tensiones instantáneas (Vigneresse, 2008), que implica la reología de la fase sólida residual del magma. Cuando el grado de fusión parcial es muy bajo, la conectividad de los poros del sistema es muy pobre y es difícil separar la suspensión fundida de la matriz. A medida que aumenta el grado de fusión, la conectividad de los poros del sistema se vuelve cada vez mejor y la suspensión fundida se vuelve más fácil de separar de la matriz. Sin embargo, los campos de tensión pueden mejorar la conectividad de los poros. Si hay un campo de tensión transitorio, se puede lograr la separación de la suspensión fundida de la matriz incluso si el grado de fusión es muy bajo. Por lo tanto, el grado en que la roca en el área de origen se funde parcialmente para lograr la separación también es función del campo de tensiones.
Figura 5-4 Factores básicos de control del origen del magma (según Luo Zhaohua et al., 2007b)
El ascenso del magma también suele requerir estrés. La explicación básica para el ascenso del magma es la flotabilidad, lo que significa que el magma tiene una fuerza de flotabilidad positiva mayor que la roca circundante. Sin embargo, los factores que producen flotabilidad positiva incluyen la densidad, el contenido volátil y la tensión del magma. Los académicos suelen utilizar diferencias de densidad para explicar el mecanismo ascendente del magma y rara vez mencionan el papel de la materia volátil y el estrés. De hecho, el papel de la materia volátil es único: no solo reduce la densidad promedio del magma para obtener una mayor flotabilidad positiva, sino que también reduce la viscosidad del magma para mejorar la reología del magma, facilitando su ascenso. La tensión diferencial amplificará el efecto de flotabilidad del magma, permitiendo un rápido ascenso del magma. Por lo tanto, ya sea en un entorno tectónico de extensión o de compresión, el campo de tensión puede respaldar el ascenso del magma (Figura 5 - 5). Por esta razón, son importantes los conceptos de fusión multibárica y columna de fusión (Langmure, 1992).
Figura 5-5 Evolución conceptual del proceso de formación del granito: de MASH a MSAE y m (M - SAE) (según Vigneresse, 2008)
Tradicionalmente, partes de la roca madre El proceso de fusión se considera estático, por lo que estimar la profundidad del origen del magma suele ser uno de los objetivos de los petrólogos. Sin embargo, después de que se produzca un derretimiento parcial en el área de la fuente, tendrá mayor flotabilidad que las rocas circundantes y deberá tender a elevarse. A su vez, la descompresión promoverá la aceleración del proceso de fusión, por lo que el proceso de fusión parcial en realidad ocurre continuamente en una zona de fusión columnar con presión cambiante hasta que el magma se separa del residuo refractario (Langmuir et al., 1992). Según este concepto, la homogeneidad del magma dependerá del proceso de mezcla del magma producido a diferentes presiones y por tanto de la tasa de segregación y ascenso del magma. En condiciones extremas, se puede formar un magma primario con una composición muy homogénea, que mantiene el equilibrio termodinámico con la roca madre en la parte superior de la columna de fusión, o se puede formar una serie de magma con una composición compleja, cuyas unidades componentes están respectivamente relacionadas con la masa fundida; La roca madre a diferentes niveles de profundidad de la columna de fusión mantiene el equilibrio termodinámico (Liang Tao et al., 2008). Esta situación no se entendía previamente y, por lo tanto, a menudo resultaba desconcertante: por qué los magmas basálticos formados en zonas de peridotita en fase espinela tienen características geoquímicas de oligoelementos de los magmas de la zona de peridotita en fase granate. Bajo la guía de la nueva teoría de la petrogénesis, este problema puede entenderse fácilmente.
Tomando como ejemplo los elementos de tierras raras, se supone que la columna fundida que forma el magma basáltico comienza en la zona de lherzolita granate y termina en la zona de lherzolita espinela. Según el coeficiente de distribución de mineral/magma publicado, se puede ver que el pesado. elementos de tierras raras en el magma Las pérdidas están relacionadas principalmente con el granate. Por lo tanto, aunque el sistema de elementos principal está en equilibrio con la espinela lherzolita, el sistema de elementos de tierras raras lleva la huella de la lherzolita granate (Yang Zongfeng et al., 2008, 2009). Esta es la razón por la que hay un énfasis renovado en las implicaciones fundamentales de la petrogénesis, ya que los elementos traza y la geoquímica isotópica a menudo brindan información que es inconsistente con la química de los elementos principales. Si el magma asciende rápidamente, es posible obtener magma de diferentes capas de la columna fundida. Se puede observar que el estudio de las rocas ígneas debe considerar la velocidad y la escala temporal del ascenso del magma.
La ubicación del magma también está controlada por la flotabilidad, o las propiedades del magma y las fuerzas impulsoras tectónicas. La ubicación del emplazamiento del magma a menudo se expresa como una superficie de flotación media, que se refiere a la ubicación donde no hay diferencia de densidad o diferencia de tensión entre el magma y las rocas circundantes. La situación típica es el enfriamiento, la cristalización y la consolidación después del emplazamiento del magma. La mayoría de las investigaciones petrológicas se centran en los procesos posteriores al emplazamiento del magma, incluida la diferenciación, la mezcla, la asimilación y la contaminación. Combinado con el proceso MASH discutido anteriormente, se puede ver que el proceso magmático es en realidad un proceso muy complejo. Si se inyecta nuevo magma de diferentes propiedades después del emplazamiento del magma, es posible obtener nueva flotabilidad positiva, por lo que el sistema de magma mixto continuará elevándose y ubicándose en niveles más altos. En repetidas ocasiones es posible que en una zona del sistema litosférico-astenosférico se formen cámaras de magma de varios niveles y series de rocas muy complejas.
Vigneresse (2008) cree que el proceso desde el proceso MASH hasta MSAE es un proceso de evolución conceptual: Hildreth et al. (1988) propusieron el modelo MASH, enfatizando la fusión, mezcla, carga y homogeneización; al. (1997) lo reemplazó con el modelo MSAE, enfatizando fusión, segregación, ascenso y emplazamiento y Vigneresse (2008) agregó la contribución de los componentes del manto sobre esta base y separó la fusión de las siguientes tres etapas, denominadas m (. M-SAE) (Figura 5-5), enfatizando la contribución de la materia y energía del manto. En general, Hildreth et al. (1988) pone más énfasis en la esencia de los cambios químicos, mientras que Petford et al. (1997) y Vigneresse (2008) ponen más énfasis en los procesos físicos. Sin embargo, lo principal que tienen en común es que todos enfatizan la importancia de los procesos físicos. Se puede ver en la descripción de estos procesos: ① La inyección de magma derivado del manto es importante y es el desencadenante de la aparición de magma derivado de la corteza (Luo Zhaohua et al., 1999); es digno de mención, ya que determina si el producto final es único todavía son diversos ③ Debido a la brecha en el suministro de energía, el sistema geológico está en realidad lejos del equilibrio; En condiciones extremadamente desequilibradas, pueden aparecer varios magmas en los miembros finales, como combinaciones de diques post-orogénicos (Luo Zhaohua et al., 2006c). A partir de esto, se pueden imaginar dos situaciones extremas del proceso MASH: estado de equilibrio y estado de no equilibrio. En caso de equilibrio, se puede formar magma con composición homogénea y todos los registros del proceso de magma antes de la homogeneización se cambiarán o eliminarán; en caso de no equilibrio, se puede mostrar claramente la historia de la actividad magmática; En la mayoría de los casos, el sistema geológico debe estar entre un estado de equilibrio y un estado de no equilibrio, y la mineralización puede estar relativamente cerca del estado de no equilibrio.
Por lo tanto, aunque los investigadores están acostumbrados a simplificar procesos naturales complejos en procesos termodinámicos y cinemáticos simples durante la investigación, los investigadores deben ser muy conscientes de la complejidad de los procesos naturales. Debido a que los procesos físicos limitan los procesos químicos, algunos procesos que se consideran posibles pueden ser imposibles, mientras que otros procesos que se consideran imposibles son posibles. Se puede observar que descubrir registros de diferentes procesos es una tarea importante en la investigación de las ciencias de la tierra.