El origen de las estructuras de rocas ígneas

1. Utiliza diagramas de fases para explicar la cristalización del magma y el origen tectónico.

1) Equilibrio de fases y ley de fases

La ley de fases expresa la relación entre las fases de una estructura física. y sistema químico La ley básica de la relación de equilibrio, que expresa la relación entre los grados de libertad (f), el número de fase (p) y la fracción del componente independiente (c) en el sistema de equilibrio. Expresado como:

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El grado de libertad se refiere al número de factores variables en el sistema, como la temperatura, la presión o la concentración, que pueden cambiarse arbitrariamente dentro de un cierto rango. sin causar cambios de fase variable; la fracción de componente independiente se refiere al número mínimo de componentes suficientes para formar cada fase en el sistema de equilibrio; la fase se refiere a la parte con propiedades físicas y químicas uniformes dentro de cualquier estado agregado que puede separarse por medios mecánicos; medio.

El "2" en la fórmula se refiere a los factores externos que afectan el equilibrio del sistema. Aquí solo se consideran la temperatura y la presión ambiente. Una vez que el magma está en su lugar, la presión ambiental se fija. Si no se agregan ni eliminan componentes del sistema (sistema cerrado), el único factor externo que afecta el equilibrio del sistema es la temperatura. En este momento, la fórmula de la ley de fases es:

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Esta fórmula se puede utilizar para determinar el número de especies (número de fase) de biominerales en equilibrio que eventualmente aparecen en la cristalización en equilibrio. del sistema de magma (f =0). El magma de silicato es un sistema multicomponente. Sin embargo, dado que SiO_2 y Al_2O_3 forman conjuntamente un tetraedro de silicio-oxígeno en la masa fundida, MnO, MgO, FeO, K2O y Na2O tienen propiedades químicas similares y a menudo ocupan espacio en forma de imágenes homogéneas. Los contenidos de TiO2_2 y P2O5 son bajos y tienen poco impacto en el equilibrio del sistema. Por tanto, sólo se pueden utilizar como componentes independientes SiO_2 Al_2O_3 y FeO MgO. Los minerales formadores de rocas comunes que se pueden formar son feldespato, plagioclasa, nefelina, leucita, olivino, clinopiroxeno, ortopiroxeno, hornblenda, biotita y moscovita. Según la fórmula de la ley de fases, en las rocas ígneas formadas por la cristalización de un mismo magma, no debe haber más de cinco fases minerales en equilibrio excepto los minerales accesorios. Por tanto, la diferencia en el contenido de distintos óxidos en el magma determina las rocas ígneas que, en última instancia, pueden formar diferentes combinaciones de minerales.

Los experimentos comúnmente utilizados para analizar el proceso de cristalización del magma son principalmente sistemas binarios o ternarios que se aproximan al proceso del magma. El grado-día utilizado en el experimento es grados Celsius (℃) y la unidad de presión se expresa en kb o GPa en la investigación petrológica. Su relación con Pa (1Pa=1N/m2) es: 1GPa=109N/m2, 1bar=105N/m2, 1kb = 65438.

2) Unión binaria * * *

La Figura 3-5 es el diagrama de fases del sistema binario * * * Di-An (diópsido-anortita). Dado que el diagrama de fases se realiza bajo presión constante (1 MPa), es necesario describir el diagrama de fases en detalle.

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Figura 3-5 Diagrama de fases Di-An

El diagrama de fases se divide en dos líneas de líquido (AE, BE) y una línea de sólido ( FG) y un nodo (E) se dividen en cuatro áreas.

Para el magma cuya composición es el punto X1, cuando la temperatura está por encima de la línea de liquidus (los puntos de temperatura y composición caen en la zona de liquidus), solo hay una única fase líquida, por lo que f=2 porque P=1, en este momento la temperatura y la concentración pueden cambiar de forma independiente dentro de un cierto rango sin provocar un cambio en el número de fases (ni la nueva fase ni la antigua desaparecerán).

Cuando la temperatura desciende hasta la línea de liquidus, la fase sólida comienza a cristalizar. En este momento, existen al mismo tiempo la fase líquida y la fase sólida cristalina (diópsido). Debido a que P=2, f=1, es decir, para mantener el equilibrio entre la fase sólida y la fase líquida en el sistema, solo se puede cambiar una variable, temperatura y concentración, de forma independiente, y la otra variable solo se puede cambiar. cambiado en consecuencia. Cuando la temperatura desciende a Tt, el contenido de diópsido en el cristal aumenta y la concentración de diópsido en la fase líquida disminuye en consecuencia. La temperatura y la concentración cambian a lo largo de la trayectoria de la línea de liquidus hasta el nodo * * *, por lo que la línea de liquidus en el diagrama de fases también se denomina línea de variable única. En este momento, la composición del magma residual se convierte en el punto S y la relación cristal-líquido =.

Cuando la temperatura continúa bajando hasta TE, la composición de la fase líquida alcanza * * * nodo e. En este momento, debido al aumento de la concentración de anortita en la fase líquida, la anortita comienza a cristalizar. y hay tres fases en el sistema. Una fase líquida Di, P = 3, f = 0. Para mantener el equilibrio de las tres fases del sistema, no se pueden cambiar la temperatura ni la concentración. En este momento, se obtiene la pérdida de calor del sistema al medio ambiente y se libera el calor latente de la cristalización del magma (cristalización).

La composición del gabro en la naturaleza es mayoritariamente equivalente a la unión * * * (X2, es decir, en el diagrama de fases anterior) Di:An es aproximadamente 58:42). Cuando el magma se enfría, la ruta de cristalización va directamente a la unión (E). El piroxeno y el feldespato cristalizan al mismo tiempo, formando una estructura de gabro en la que los dos minerales son autoestructuralmente similares. También llamada estructura de nudo * * *. La estructura Schlieren compuesta de feldespato y feldespato potásico también es una estructura * * *, y su origen es similar al de la estructura gabro. Si el punto de composición es X1, An cristaliza primero y tiene buen automorfismo. Cuando se enfría hasta el nodo * *, el piroxeno cristaliza o envuelve el feldespato euhédrico, formando una estructura de inclusión y una estructura esmeralda. O durante el rápido proceso de enfriamiento, pequeñas partículas de piroxeno llenan los huecos en el feldespato para formar una estructura intergranular.

3) Sistema binario de solución sólida

El sistema binario de solución sólida puede explicar bien la causa de la estructura de bandas. La plagioclasa es un sistema binario continuo de solución sólida de An y Ab (Figura 3-6). En condiciones de cristalización sin equilibrio, cuando la temperatura del magma compuesto de No hay tiempo para reaccionar con la masa fundida para alcanzar un nuevo equilibrio, pero la plagioclasa compuesta de D cristaliza directamente alrededor de sus cristales residuales (An es bajo), por lo que formar plagioclasa con d. La estructura de banda positiva es la más común entre la andesina, porque dentro del rango de composición de la andesina, la diferencia entre el componente de la fase líquida y el componente de la fase sólida es la mayor, lo que dificulta lograr el equilibrio. Además, la plagioclasa con estructura de bandas se forma en condiciones de rápido enfriamiento y cristalización de una fase poco profunda o de una fase volcánica, por lo que su existencia es de importancia de referencia. Algunos otros minerales en solución sólida tienen situaciones similares, como el sistema forsterita-fayalita, donde el centro del anillo es rico en magnesio y los bordes son ricos en hierro.

Figura 3-6 Sistema binario de solución sólida An-Ab

4) Sistema binario de solución sólida Or-Ab

La causa de la descomposición de las rayas puede ser el feldespato potásico. -Diagrama de fases del sistema Albita (o sistema -Ab) para explicar (Figura 3-7). El diagrama de fases se puede dividir en dos partes. La parte superior es el sistema binario continuo de solución sólida con el punto de fusión más bajo y la parte inferior es la zona de separación de solución sólida. Tomando el proceso de cristalización en equilibrio de una masa fundida que contiene A medida que la temperatura disminuye, los componentes de la fase líquida se mueven hacia Y a lo largo de la línea de liquidus y los componentes de la fase sólida continúan ajustándose, de X1 a X2 (aproximadamente 800 °C). En este momento, la composición del feldespato alcalino cristalizado es consistente con la de la masa fundida original hasta que se agota la fase fundida y termina la cristalización. La temperatura desciende aún más y entra en la región de fase sólida del feldespato. Cuando la temperatura desciende al punto C en la curva de separación de la solución sólida (ab), Or y Ab no son completamente miscibles a bajas temperaturas y comienzan a separarse en dos feldespatos ricos en potasio y sodio. Cuanto más baja sea la temperatura, más completa será la separación. Cuando la temperatura alcanza los 500°C, se forman feldespato alcalino rico en Or con un componente B' y feldespato alcalino rico en Ab con un componente A', y los dos se cruzan para formar feldespato rayado. El hecho de que el feldespato rayado eventualmente formado sea positivo o negativo depende de la proporción de feldespato alcalino dominado por Ab o con respecto a feldespato alcalino dominado por Ab. A 500 ℃, la relación de

Figura 3-7 Diagrama de fases del sistema OR-AB y la causa de las franjas de descomposición

Si puede ocurrir separación de la solución sólida o si la separación está completamente relacionada con la velocidad de caída de temperatura. En la fase media-profunda donde el macizo rocoso es grande o la profundidad de intrusión es profunda, la temperatura desciende lentamente y hay tiempo suficiente para completar la separación de la solución sólida y formar feldespato estriado. Por el contrario, en rocas intrusivas poco profundas o en algunos diques y ramas de pequeña escala, la rápida caída de temperatura no favorece la separación de la solución sólida y generalmente no hay una estructura rayada.

De manera similar a la estructura de rayas, los lóbulos exudidos en el piroxeno, como el clinopiroxeno y los minerales de hierro, se pueden ver en el gabro clinopiroxeno; los lóbulos exoludos del ortopiroxeno son visibles.

5) Sistema binario de unión cercana

La Figura 3-8 es el diagrama de fases del sistema binario de unión cercana Fo-Q, que bien puede explicar la formación del lado de reacción. estructura. El magma correspondiente a los componentes X e Y en la figura cristaliza Fo cuando la temperatura desciende al liquidus y la temperatura desciende a TR. A medida que el Fo cristaliza, la composición de la fase líquida cambia a lo largo de la línea liquidus hasta cerca del nodo r. En este momento, la fase líquida residual es rica en SiO _ 2 y reaccionará con el primer mineral insaturado de SiO _ 2 cristalizado para generar el Fo activo. mineral En. Si la composición original del magma es X, la fase líquida eventualmente se agotará y se formarán los restos de Fo y EN, y se puede formar un borde de reacción de En alrededor de Fo. Si la composición original del magma es Y, Fo eventualmente se agotará, solo habrá En fase líquida en el sistema y la temperatura seguirá bajando. A medida que En cristaliza, la composición de la fase líquida se transformará gradualmente en el * * * nodo E, y (Q) y En*** eventualmente formarán la combinación mineral de EN Q. Si la temperatura cae demasiado rápido, el líquido restante en los puntos Ol y R. Por el contrario, la reacción es incompleta y el residuo de reacción de Ol puede permanecer en En, formando una estructura lateral de reacción. Otro significado de este diagrama de fases es que es imposible que el ion y F0 se generen en equilibrio en rocas ígneas, pero reaccionarán para formar el mineral intermedio En. Por lo tanto, si hay Ol y reacción en la roca, generalmente habrá un borde de reacción de piroxeno en el borde de Ol, que es el resultado de una cristalización desequilibrada en condiciones de enfriamiento rápido. Este fenómeno generalmente sólo existe en rocas volcánicas básicas.

Figura 3-8 Diagrama de fases del sistema vecino binario Fo-Q

6) La relación entre el sobreenfriamiento y la cristalinidad y el tamaño de las partículas minerales

Minerales en el magma La temperatura donde comienza la cristalización a menudo no es la temperatura del líquido, sino un estado sobreenfriado inferior a la temperatura del líquido. Hay dos razones:

(1) Cuando los minerales cristalizan, los iones necesitan ajustarse, migrar y combinarse. Sin embargo, debido a la alta viscosidad del magma, que dificulta la difusión y combinación de iones, la cristalización no puede desarrollarse suavemente a una temperatura de cristalización normal, lo que resulta en un estado sobreenfriado.

(2) Una vez que comienza la cristalización, el calor latente de la cristalización se libera, lo que hace que los cristales recién cristalizados se fundan nuevamente. Por lo tanto, es necesario reducir la precipitación de cristales a temperaturas más bajas.

La diferencia entre la temperatura líquida (TA) del magma y la temperatura real (TB) de precipitación de cristales en el magma se llama sobreenfriamiento. El grado de sobreenfriamiento, expresado como δ t, δ t = ta-TB, afecta directamente la capacidad de cristalización del magma, es decir, la densidad de nucleación y la tasa de crecimiento de los cristales. La densidad de nucleación se refiere al número de núcleos cristalinos por unidad de volumen, expresado como "número de núcleos cristalinos/cm3". La tasa de crecimiento de los cristales se refiere al tamaño de crecimiento de las partículas de cristal por unidad de tiempo, expresado en "centímetro/segundo" o "micra/segundo". Como se mencionó anteriormente, los núcleos cristalinos del magma solo pueden convertirse en cristales de manera estable si se sobreenfrían por debajo de la temperatura del líquido. La Figura 3-9 muestra la curva ideal de densidad de nucleación de cristales y tasa de crecimiento. Cuando el grado de sobreenfriamiento es δt 1, la densidad de nucleación es baja, la tasa de crecimiento es rápida y se forman algunos cristales grandes, que pueden formar pegmatitas o cristales gigantes. Cuando el grado de sobreenfriamiento es δT2, la densidad de nucleación y la tasa de crecimiento son altas y a menudo se forman estructuras granulares semieuédricas, estructuras granulares medio-finas, etc. Si el grado de subenfriamiento es δT3, la roca tiene una estructura criptocristalina de grano fino con alta densidad de nucleación pero baja tasa de crecimiento. Swanson (1986) estudió la cristalización mineral de granito que contiene 3,5 W (H2O) y realizó experimentos sobre la relación entre la densidad de nucleación, la tasa de crecimiento y el subenfriamiento de Pl, Af y Q (Figura 3-10). Los resultados muestran que cuando δT = 120°C, la densidad de nucleación de Af es baja pero la tasa de crecimiento es alta, lo que resulta en la formación de cristales grandes. Pl y Q son medianos y el tamaño de partícula es mediano.

Al mismo tiempo también se forman algunos pequeños cristales estacionales. Toda la roca tiene una estructura de pórfido, los fenocristales son de feldespato alcalino y la matriz es de plagioclasa y feldespato.

Figura 3-9 Curva ideal de densidad de nucleación y tasa de crecimiento

En resumen, diferentes velocidades de enfriamiento, densidades de nucleación, tasas de crecimiento e historias de enfriamiento causarán diferencias en la cristalinidad y el tamaño de las partículas. Por lo general, en una muestra con diferentes tamaños de grano mineral, se pueden formar cristales grandes en condiciones de cristalización lenta y prolongada, o en condiciones de sobreenfriamiento pequeño, densidad de nucleación pequeña pero crecimiento rápido. Aunque hay dos grupos de minerales de diferentes tamaños en la estructura del pórfido, cristalizan en la misma etapa, y los cristales de pórfido y la matriz de la estructura del pórfido son productos de dos etapas de cristalización.

Figura 3-Curvas de densidad de nucleación y tasa de crecimiento de 10 granitos que contienen 3,5 tungsteno (H2O) (Swanson, 1977)