Evidencia de la geoquímica de las rocas
Los estudios litogeoquímicos han confirmado que los cuerpos de alta y baja velocidad no sólo coexisten dentro de un cierto rango de profundidad, sino que también dan lugar a interacciones entre ellos en condiciones apropiadas, es decir, afloramiento de astenosfera o interacción de fluido blando con la litosfera remanente. no sólo es posible sino inevitable. El magmatismo y sus características son sondas favorables para reflejar su área de origen. Según los datos sobre el origen del magma fanerozoico en el área de Qinling en los últimos 10 años, casi ninguno de ellos pertenece a un solo miembro final del manto ni a un origen de la corteza, sino que provienen de múltiples fuentes. El área de origen ha experimentado un complejo proceso de interacción de la estratosfera, lo que indica que la interacción de la estratosfera jugó un papel clave en el origen del magma. Por el contrario, la inversión del magmatismo y los xenolitos en él es el medio más ventajoso para revelar la interacción entre capas. Este capítulo se basa principalmente en los datos del cinturón orogénico de Qinling, obtiene las características del área de origen a través de inversión geoquímica y comprende mejor la interacción estratosférica en el área de origen, que inicialmente se divide en los siguientes tipos:
8.2.2.1 Astenósfera e interacciones entre fluidos y derretimientos litosféricos
Es común que los fluidos y derretidos en la astenosfera interactúen con la litosfera. Estos derretimientos no formaron cámaras de magma independientes que ascendieron y se ubicaron profundamente en la corteza, sino que permanecieron en el manto. Después de la acción, la litosfera del manto metasomático se puede fundir para formar kimberlita, lamprofiro de potasa-magnesio, lamprofiro alcalino, etc. , debido a que los magmas alcalinos con elementos altamente incompatibles no pueden explicarse por la fusión parcial de la lherzolita de granate normal, un modelo razonable es la fusión parcial del manto metasomático. La kimberlita tipo I en Sudáfrica está cerca de OIB en el mapa de isótopos Sr-Nd y se considera que es causada principalmente por el derretimiento astenosférico. La kimberlita tipo II se encuentra en la línea de evolución del manto del cuarto cuadrante y se cree que se forma por fusión parcial de la litosfera después de ser reemplazada por carbonato/silicato fundido de la astenosfera. Sin embargo, estudios recientes sobre xenolitos complejos en kimberlitas tipo I en Sudáfrica han demostrado que el manto en esta área tiene una heterogeneidad obvia y una historia evolutiva compleja (Zhang, 1998). Múltiples metasomatismos del manto han llevado a la formación de una serie de minerales hidratados y minerales opacos que contienen Ti, así como a la formación de bordes metasomáticos ricos en hierro de olivino y ortopiroxeno. Los estudios de isótopos de oxígeno han confirmado además que la principal causa del desequilibrio compositivo entre los minerales es el metasomatismo, y estos fundidos/fluidos metasomáticos provienen de la astenosfera (Zhang, 1998). Se puede observar que la zona fuente de kimberlita tipo I también es producto de la interacción entre la astenosfera y la litosfera.
Hay dos tipos de kimberlitas que contienen diamantes en mi país, una pertenece al tipo ⅱ (Fuxian) y la otra es la transición entre el tipo ⅰ y ⅱ (Mengyin) (Zheng Jianping y Lu Fengxiang, 1996). La composición de la litosfera juega un papel importante en las regiones fuente de estas dos kimberlitas, y el magma no es una simple región fuente de astenosfera.
Para el grupo de lamprofiros de Shaanxi descrito en el Capítulo 6, el autor original propuso que el magma se originó a partir del manto anormal del tipo flogopita piroxenita. El manto anormal está compuesto de un manto profundo rico en álcali, titanio y hierro y volátiles Se forma por metasomatismo fundido/fluido (Xu, 1999). Su mecanismo de formación es similar al de la kimberlita, pero su profundidad de formación es inferior a 65439. Se especula que tanto el manto de Qinling como el cratón del norte de China tenían las características de actividad de fluido/derretimiento del manto litosférico durante el Paleozoico.
8.2.2.2 Interacción entre la astenosfera y la paleolitosfera del Mesozoico tardío-Cenozoico
Desde el Cretácico Superior, se ha producido una extensión litosférica y astenosfera a gran escala en el este de China. El afloramiento de la litosfera causó adelgazamiento significativo de la litosfera. Paralelamente, con la formación de cuencas energéticas y la extensa actividad del magma basáltico procedente de la astenosfera, existen diferentes explicaciones para el mecanismo de adelgazamiento de la litosfera, que se pueden resumir en:
(1) Oriental El adelgazamiento de la litosfera en China está estrechamente relacionado con el hundimiento en la zona costera del Pacífico, incluidas las raíces litosféricas continentales (Deng et al., 1996).
(2) El adelgazamiento de la litosfera orogénica está relacionado con el desprendimiento de la eclogita de la corteza inferior y la litosfera (Gao Shan et al., 1999; Li Shuguang et al., 2001).
(3) El adelgazamiento y estiramiento de la litosfera a gran escala en el este de China están estrechamente relacionados con el afloramiento astenosférico. Diferentes personas elaboraron y enfatizaron diferentes aspectos. Xu Yigang y otros enfatizaron que el material astenosférico que afloraba no solo tenía erosión térmica y mecánica de la antigua litosfera, sino que también tenía gran importancia en la erosión química.
El mecanismo y la connotación del nuevo material del manto que reemplaza al antiguo material del manto propuesto por Zheng Jianping y el modelo de "nube en forma de hongo" propuesto por Lu Fengxiang no son obviamente contradictorios.
(4) Este libro cree que la segunda visión está respaldada por una gran cantidad de resultados de investigación sobre geoquímica de rocas orogénicas y ha sido ampliamente reconocida. En los cratones continentales, debido a la baja densidad, las raíces litosféricas antiguas extremadamente gruesas son difíciles de hundir debido a la gravedad (Lv Fengxiang et al., 2000). De esta manera, debido a la extensión a pequeña escala de la corteza desde la banda JBOY3-K1, la extensión a gran escala de la litosfera después de K2 y la influencia de los eventos térmicos globales del manto, el afloramiento térmico astenosférico y el consiguiente hundimiento de Los restos litosféricos antiguos, son equilibrados, complementarios, pasivos. Parte de la antigua litosfera restante aún se conserva en el manto astenosférico. Esta es la zona de interacción L/A propuesta en este capítulo, y también causó el patrón de yuxtaposición vertical o intercalada de alta y baja velocidad en el este de China. El reemplazo, el reemplazo y la mezcla de la astenosfera (cuerpo) recién aflorante con la litosfera antigua son componentes de la interacción L/A. Hace tres años, proporcionamos evidencia sólo de los elementos principales de la interacción L/A. Recientemente, se utilizaron oligoelementos e isótopos Re-Os para rastrear la litosfera antigua residual y el manto recién formado, y se llegó a conclusiones similares (Zheng et al., 2001; Gao Shan et al., 2003; Wu et al., 2003). .
La interacción entre el manto astenosférico ascendente y la litosfera antigua (interacción L/A) que destacamos es muy obvia durante este período. Esto se refleja no sólo en las características de las muestras del manto, sino también en la composición del magma derivado del manto. Un ejemplo típico del este de China es el origen de las rocas volcánicas potásicas en Wudalianchi. En 1992, Zhou Xinhua propuso que las rocas volcánicas con alto contenido de potasio en el extremo norte del noreste tienen miembros terminales LOMU de tipo EMI, y que EMI tiene una afinidad obvia con antiguos bloques continentales. Zhang et al. (1998) propusieron a través de un trabajo petrogeoquímico detallado que el área de origen de las rocas volcánicas potásicas en el noreste de China es principalmente peridotita granate que contiene flogopita arcaica-proterozoica, y que el manto litosférico ha sufrido un paleometasomatismo para formar un manto. miembro final con características EMI, y luego el manto astenosférico ascendente que contenía anomalías Dupal causó la denudación térmica de la gruesa litosfera a finales del Mesozoico y la derritió para formar magma. Esta visión explica el origen de las rocas volcánicas potásicas distribuidas en muchas áreas del este de China y también puede tener cierta importancia de referencia para los procesos profundos de las áreas de origen de basalto con componentes EMI.
Los predecesores han trabajado mucho en los basaltos cenozoicos en el área de Nushan (Chen Daogong, 1992; Chung, 1999) y proporcionaron datos isotópicos más completos, que también reflejaron que el área de origen contiene componentes EMI. Seleccionamos datos representativos de isótopos Sr-Nd para su interpretación. Según el rango ocupado por el punto de eyección de basalto de Nushan en la Figura 8-5, los componentes necesarios del área de origen del magma del manto son DMM (manto de cresta empobrecido) y EMI (manto enriquecido I). La mayoría cree que la interferencia electromagnética en los basaltos cenozoicos del este de China la proporciona el manto litosférico continental. Estos basaltos distribuidos en el Cratón sino-coreano (base arcaico-proterozoico) generalmente muestran que el área de origen contiene características isotópicas EMI, con niveles más bajos de 206Pb/204Pb (Chung, 1999), que es diferente de los basaltos del sur de China. La imagen también muestra que el basalto en el área de Nushan ha evolucionado con los tiempos. Desde el final del Paleógeno (36,2 Ma) hasta el final del Neógeno (5,9 Ma), el componente EMI disminuye gradualmente, mientras que el componente Dmm aumenta gradualmente, lo que significa que el componente que representa la litosfera antigua disminuye, mientras que el componente que representa la la astenosfera aumenta. El área de la fuente de basalto que hizo erupción durante el período de 5,9 Ma está cerca de la astenosfera típica, lo que indica que la interacción entre la astenosfera y la litosfera antigua sí existe. El mapa de isótopos de Pb publicado por Chung (1999) también muestra que el área de la fuente de basalto del Cenozoico incluye. La zona de falla de Tanlu se compone de diferentes proporciones de DMM y EMI, por lo que se puede considerar que los datos del isótopo de Pb también respaldan la conclusión anterior.
Figura 8-5 Mapa de isótopos de estroncio y neodimio del basalto cenozoico en Nushan, provincia de Anhui
Los números en la imagen representan la edad de formación del basalto en este momento.
8.2.2.3 Interacción corteza-manto
La interacción corteza-manto tiene un amplio rango, pero los efectos relacionados con el magma máfico máfico-intermedio implican principalmente la participación de componentes de la corteza inferior. La parte del manto incluye tanto el manto astenosférico como el manto litosférico, por lo que puede ser la interacción de la corteza inferior, el manto litosférico y el manto astenosférico, o el efecto de los dos primeros. Debido a que la litosfera también incluye la corteza, todavía cae en la categoría de interacción L/A.
Ejemplos típicos son:
Tabla 8-2 Isótopos representativos de estroncio y neodimio de basaltos en el área de Nushan
(1) Kuang, 2000, tesis doctoral, Universidad de Geociencias de China (Wuhan) .
Se cree que las áreas de origen de rocas máficas-ultramáficas posteriores a la colisión en el cinturón orogénico de Dabie, como Tongjiachong, Zhujiabao, Qingshan y Qingshuihe, son la * * * interacción de DMM, EMI y EMI. El enriquecimiento del manto está relacionado con la adición y reciclaje de placas subductoras. Huang Fang, Li Shuguang et al. (2002) señalaron claramente que el área de origen de roca máfica-ultramáfica mesozoica de Zhujiapu después de la colisión de las montañas Dabie tiene tres tipos: manto de astenosfera empobrecido, manto litosférico antiguo enriquecido y material de la corteza inferior. -Características de mezcla de componentes del miembro, el tiempo de intrusión del macizo rocoso es de aproximadamente 130 Ma. El proceso dinámico propuesto por el autor original es que la litosfera engrosada del cinturón orogénico se desprende después de la colisión, lo que lleva al afloramiento de la astenosfera empobrecida, y ambas cosas ocurren.
(2) Otra posibilidad es que la astenosfera esté parcialmente derretida. Debido a que la litosfera se encuentra en un estado transitorio de compresión o extensión débil, el derretimiento no llega directamente a la superficie cuando asciende, sino que permanece parcialmente en la zona de transición corteza-manto, mientras calienta la corteza inferior para promover su fusión. La fuente de este magma se caracteriza por una mezcla de corteza continental y manto astenosférico. Las dos situaciones anteriores a veces son difíciles de distinguir y requieren un juicio exhaustivo.
(3) En el Cinturón Orogénico de Qinling, el Cratón del Yangtze fue profundamente subducido bajo el Cratón del Norte de China a principios de la Era Mesozoica, lo que resultó en una colisión continente-continente y un metamorfismo de presión ultraalta. Como se mencionó en el Capítulo 6, los límites entre los dos bloques son complejos, con características de intersección, superposición y desprendimiento. Debido a la adición de EMII en la corteza media y superior, la composición del área básica de la fuente de magma puede ser más compleja. . Los basaltos del Cretácico Tardío como Xinzhou y Huangpi que se muestran en la Figura 6-10 contienen componentes EMII.
Según este libro, basándose en los datos actuales, el cinturón orogénico de Qinling comenzó a estar dominado por la interacción corteza-manto a una profundidad de 140 ~ 152 Ma. El signo más importante es la actividad magmática durante este período. período, especialmente Son los oligoelementos de las rocas volcánicas básicas-intermedias las que muestran anomalías negativas obvias en el diagrama de araña, que es diferente de las vastas áreas del este de China. Se puede ver en el diagrama de isótopos Sr-Nd (Figura 8-6) que los puntos típicos del gabro Zhujiabao de 127 Ma en este período están muy lejos de la suave erupción de 81,3 Ma de Gaolan, Shaanxi, Hubei Dahongshan, Huangpi y Yangxin. en el Paleozoico, el material del manto y los puntos de magma inducido dominados por la interacción hemosférica-litosfera, así como el Cenozoico Nushan, muestran las áreas fuente y las áreas fuente que controlaron la aparición del magmatismo en el Mesozoico. La Figura 8-7 muestra las posiciones de los isótopos ε (Sr-Nd) de rocas máficas e intermedias en el área de Qinling de 127 Ma a 26 Ma. Ubicaciones de gabro-piroxenita como Zhujiabao y Qingshuihe están ampliamente distribuidas, y la zona I es un gabro con alta diferenciación de magma. Zhujiabao y otras gabropiroxenitas tienen un valor atípico (ε (Nd) es el más alto y ε (Nd) es el más bajo). Se distribuye principalmente en la zona gris, consistente con el área de distribución de otras rocas volcánicas básicas y básicas intermedias del Jurásico Tardío al Cretácico Temprano. Parece que aunque el efecto AFC experimentado por los plutones durante su emplazamiento es más complejo y el efecto de inversión de la fuente de las rocas volcánicas es mejor que el de las rocas intrusivas, se pueden obtener mejores resultados si se determinan razonablemente los principales componentes del magma de las rocas intrusivas. La figura muestra que la composición del área de origen se encuentra entre el DMM y la corteza inferior del norte de China, lo que implica que la generación de magma está controlada por la interacción corteza-manto, y el modelo genético es como se describe en esta sección. Pero no importa a qué posibilidad pertenezca, es decir, el manto participa directamente en la fusión o el manto juega un papel en el suministro de energía térmica, la clave es que la composición de la corteza es lo primero, de lo contrario no habrá pérdida de alto- elementos de campo y valores de isótopos bajos nd.
Figura 8-6 Mapa de isótopos Sr-Nd de rocas ígneas básicas representativas del Fanerozoico en el cinturón orogénico de Qinling.
1 - El valor promedio de los xenolitos de peridotita de basalto y espinela del Cenozoico en Nushan, Anhui (arriba a la izquierda); 2 - El valor promedio de los xenolitos de peridotita de granate y lamprófiro magnético de potasio del Paleozoico en Dahongshan, Hubei; xenolitos (abajo a la izquierda); 3: valor promedio de lamprofiro paleozoico y xenolitos de piroxenita en Gaolan, provincia de Shaanxi (I); Huangpi y Yangxin, basaltos de 4-81,3 Ma; 5, representa piroxeno-piroxenita de Zhujiabao 127 Ma; Figura 8-7 Mapa de isótopos Sr-Nd después de la colisión de rocas ígneas básicas en el cinturón orogénico de Qinling.
1—Gabbropiroxenita en Zhujiabao y otros lugares, 2—Basaltos de Huangpi y Xinzhou, 3—Basaltos de Ruyang y Yichuan, 4—Basaltos del Mesozoico tardío del norte de Huaiyang, 5—Andesita gruesa del Mesozoico tardío del norte en Huaiyang. NCLC es la corteza inferior del norte de China y DMM es el área de origen del manto de cresta agotado. Vea la I y el texto en el área gris.
8.2.2.4 En el Cretácico Superior (81 Ma), la interacción entre las capas en las áreas de fuente de basalto de Huangpi y Xinzhou fue compleja e involucró múltiples componentes.
(1) Tiene componentes de astenosfera, lo que indica que las características de los elementos principales del magma son similares a las del basalto alcalino cenozoico del este de China. En la Figura 7-10, se muestra el conjunto del miembro final con el DMM, que constituye la mayor parte del área fuente.
(2) Hay un componente EMII en el manto en el área de Qinling (Figura 7-10), pero la fuente del componente EMII aún no está clara.
(3) Existen componentes corticales, pero la cantidad es pequeña o se limita a unas pocas zonas. La Figura 7-8 muestra que algunos basaltos K2 en la ladera sur de Dabie también tienen anomalías negativas de elementos de alta intensidad de campo.
(4) La Figura 9-9 del Capítulo 9 de este libro muestra que el basalto del Cretácico Superior puede ser una mezcla de eclogita y manto empobrecido.
Se puede observar que los procesos profundos en el área de Qinling durante este período tenían características de transición, que eran diferentes de los procesos profundos en el Cenozoico que estaban dominados por interacciones astenosférica-litosfera.
8.2.2.5 La transición astenosfera-litosfera del Mesozoico al Cenozoico temprano.
Como se explicó al principio de este capítulo, "El manto litosférico es el remanente del manto original o la fusión parcial del manto débilmente agotado. Parte del manto litosférico actual debería ser del Cretácico Superior". hasta el Terciario Temprano La astenosfera aflorante después de la extracción de basalto se transformó en una nueva litosfera durante la etapa de cese del magma del Oligoceno-Mioceno temprano. La evidencia es que en los xenolitos del manto contenidos en basaltos alcalinos del Neógeno (Mioceno tardío)-Cuaternario, hay muestras con elementos principales más débiles, oligoelementos y agotamiento de isótopos, y la temperatura de equilibrio de algunas muestras es más baja, lo que demuestra que la especulación anterior es realista. En otras palabras, la litosfera actual incluye tanto la litosfera cenozoica causada por la transformación de la astenosfera ascendente como los restos de la litosfera antigua; Según datos reales del este de China, la transformación astenosfera/litosfera no lleva mucho tiempo, sino que puede completarse en unos pocos millones de años.