(I) Emplazamiento estructural de rocas ultramáficas
1. La ofiolita y las rocas ultramáficas que contiene
La ofiolita es un grupo de rocas más que un grupo. tipo de roca única, por lo que a menudo se le llama "conjunto de ofiolitas". La definición tradicional de ofiolita se refiere a los fragmentos de litosfera oceánica expuestos en la superficie y formados originalmente en antiguos centros de expansión (Coleman, 1977). Las rocas ofiolíticas se pueden dividir en tipo Moiré y tipo SSZ. La ofiolita MOR se forma en las dorsales oceánicas y es producto de las etapas iniciales del ciclo de Wilson (expansión del fondo marino). Las ofiolitas SSZ se formaron en el entorno tectónico de zonas de subducción (Robinson et al., 2003). El término SSZ ahora se extiende a todas las peridotitas oceánicas afectadas por zonas de subducción (Dilek & Furnes, 2009). Por lo tanto, las ofiolitas son marcadores clave para la reconstrucción de antiguas cuencas oceánicas y cinturones orogénicos. Se cree que los conjuntos ofiolíticos distribuidos a lo largo de zonas de fallas orogénicas son zonas de sutura entre placas continentales en colisión o terrenos de acreción. Por ejemplo, tomando como símbolo principal la ofiolita Yarlung Zangbo de la meseta tibetana, la meseta tibetana se divide en el terreno de Lhasa y el cinturón de magma del arco de Gangdese perteneciente a la placa euroasiática en el norte, y el cinturón orogénico del Himalaya perteneciente a la placa india. placa en el sur (Xu Zhiqin et al., 2011).
Figura 6-1 Diagrama esquemático de la secuencia de ofiolitas (citado de Lu Fengxiang y Sang Longkang, 2002)
Bajo sedimentos de aguas profundas, el perfil de ofiolita ideal es de arriba a abajo Incluyendo lava tipo almohada, complejo de diques laminares, gabro, heapita ultramáfica y peridotita deformada (Figura 6-1). Entre ellos, solo la peridotita deformada es una roca ultramáfica típica de origen no magmático. Los cristales de pila ultramáfica en la parte superior de la peridotita deformada también son rocas ultramáficas con emplazamiento estructural, pero son esencialmente causados por cristales de pila de fuego (ver a continuación). sección).
◎Lava almohada: principalmente basalto toleítico, que tiene una estructura similar a una almohada debido a la erupción en el fondo del mar. También puede tener forma de capas, masiva o lente. La lava contiene brecha volcánica, ceniza volcánica o cal rellena entre capas de basalto o almohadas de basalto. El basalto toleítico primario a menudo es alterado metasomáticamente por el agua de mar y la soda para formar basalto. La combinación mineral es albita-clorita-epidota-calcita-zeolita. En esta unidad pueden existir rocas volcánicas de acidez media-neutra formadas por la diferenciación del magma basáltico, que tras su alteración se convierten en pórfido córneo y pórfido córneo cuarcítico.
◎Complejo de pared de roca laminar: generalmente se cree que está compuesto 100% por una pared de diabasa, que se encuentra erguida debajo de la cresta que se extiende del fondo marino y es un canal para la lava superior. Debido a que la pared de roca se forma en la parte poco profunda, generalmente tiene bordes de condensación de vidrio simétricos, pero la pared de roca trasera continúa apretándose contra la pared de roca frontal, lo que hace que los bordes de condensación en ambos lados de la pared de roca frontal sean asimétricos. El número de paredes rocosas disminuye hacia arriba y la cantidad de lava aumenta, hasta la transición a formaciones rocosas eruptivas.
Gabro y cumlitas ultramáficas: Suelen ser las unidades constituyentes más gruesas de las ofiolitas. La parte superior de esta unidad está compuesta de gabro, diorita y plagiogranito. El gabro y la diorita se encuentran principalmente en forma de rocas complejas. La parte superior no tiene estructuras estratificadas de roca ígnea y con bandas, y la parte inferior suele ser gabro estratificado. El plagiogranito, por otro lado, se presenta principalmente en forma de ramas y paredes de roca, intercaladas con gabro y otras rocas. La parte inferior es roca de acumulación ultramáfica con estructura de acumulación ígnea, estructura de lecho ígneo y capa rítmica. Los tipos de rocas incluyen dunita, lherzolita y piroxenita. Los principales minerales piroxeno y olivino son en su mayoría variedades ricas en magnesio, que generalmente no muestran una tendencia a evolucionar hacia la riqueza en hierro, y pueden distinguirse de grandes masas rocosas estratificadas en forma de cuencas. A juzgar por la velocidad de la onda sísmica, las rocas de acumulación ultramáficas tienen las características de las rocas del manto, pero sólo en la parte inferior de las rocas de acumulación ultramáfica aparece el límite petrológico entre la corteza y el manto (superficie de Moho).
◎Peridotita deformada: el esquisto serpentino o serpentino es la peridotita más común con una estructura metamórfica deformada. La dunita, la harzburgita y el piroxeno a menudo se encuentran en el medio de la masa rocosa. estar en contacto estructural sin bordes de temple o zonas metamórficas de contacto también pueden estar en una relación de transición gradual, mostrando que la serpentina es producto de la alteración de la peridotita. También se forman diques de piroxenitas de grano grueso mezcladas con peridotita;
Vale la pena señalar que en la naturaleza es difícil ver varias rocas en la sección de la Figura 6-1 al mismo tiempo y, a menudo, solo aparecen una o unas pocas partes.
La ofiolita más antigua conocida en el mundo es el cinturón de ofiolita de Isua en el suroeste de Groenlandia, que tiene aproximadamente 3.800 millones de años (Furnes et al., 2007). Entre ellas, las rocas ultramáficas son principalmente peridotita en capas, y la mayoría de ellas han sido serpentinizadas o silicificadas. Investigación sobre la ofiolita de Troodos en Chipre (Figura 6-2) y la ofiolita de Antalya en Turquía más profunda. Las características geológicas de las rocas ultramáficas son las siguientes:
(1) Apariencia en el campo
Las rocas ultramáficas son un componente importante de los conjuntos de ofiolitas y a menudo se combinan con otras rocas máficas. Se distribuyen en capas. , como la sección del cinturón de ofiolita de Troodos en Chipre (Figura 6-2). La parte inferior incluye escamas de hornblenda y gabroperidotita con emplazamiento estructural. En la peridotita gabro, a menudo se encuentran diques de piroxeno y peridotitas en forma de vaina, mientras que las rocas ultramáficas en el medio son principalmente rocas de acumulación ultramáficas, y la parte superior son diques máficos o lecho de roca. En general, las rocas ultramáficas en la parte inferior del cinturón de ofiolita son principalmente harzburgita metamórfica y deformada, como los cinturones de ofiolita de Troodos y Antalya, que están dominados por harzburgita (Bagci et al., 2006). Por lo general, se presentan como lentes de roca largas y de pendiente pronunciada que están dispuestas en grupos paralelos a las líneas estructurales.
(2) Composición mineral
La mayoría de las rocas ultramáficas del cinturón de ofiolitas han experimentado una intensa serpentinización y metamorfismo, pero sus combinaciones minerales y estructuras originales aún pueden salvarse parcialmente. Tomando como ejemplo la ofiolita Qinghai Delni (Yang et al., 2009), su principal roca del manto es la harzburgita y sus minerales son olivino (75% ~ 90%) y ortopiroxeno (10% ~ 25%). La dunita se compone de olivino (93% ~ 96%), ortopiroxeno (3% ~ 6%) y una pequeña cantidad de espinela, y la mayor parte del ortopiroxeno se convierte en sericita. Una pequeña cantidad de lherzolita en el cinturón de ofiolita está compuesta de olivino (70% ~ 80%), clinopiroxeno (10% ~ 15%), clinopiroxeno (5% ~ 10%) y una pequeña cantidad de espinela.
(3) Estructura
Las rocas ultramáficas deformadas tienen principalmente estructuras direccionales y en los minerales también se pueden observar estructuras de deformación como extinción de ondas y bandas retorcidas.
(4) Composición química
Debido a que sus principales minerales son ricos en minerales máficos como olivino, piroxeno y espinela, su composición geoquímica tiene altos Mg, Fe, Características del Cr, Contenido de Co, Ni y baja relación Na/Mg, Ca/Mg. Tomemos como ejemplo la peridotita del manto en la ofiolita Xigaze en el Tíbet (Tabla 6-2). La roca es principalmente harzburgita, que contiene una pequeña cantidad de dunita, con niveles bajos de SiO _ 2 (41,6% ~ 44,6%), al2o _ 3 (0,04% ~ 0,42%) y Cao (0,3% ~ 65433). Además, la roca tiene un patrón de distribución de tierras raras tipo "V", la relación (La/Gd)N varía entre 3,2 y 64,6 y los elementos del grupo del platino están significativamente enriquecidos en Pd.
La peridotita del manto se diferencia de la peridotita ígnea en estructura, estructura y composición. Pertenece a la roca del manto original o al manto residual después de una fusión parcial. Después de que de este manto se deriva una nueva corteza oceánica, los dos juntos forman una placa oceánica, que se mueve como una unidad a medida que se extienden las dorsales en medio del océano. Recientemente, Dilek y Furnes (2011) dividieron las ofiolitas relacionadas con la subducción en dos categorías, ofiolitas independientes de la subducción. El primero incluye zonas de subducción y arcos volcánicos, cuya evolución es causada por la deshidratación de las placas y el metasomatismo y la subducción del manto que lo acompañan. Este último incluye márgenes continentales, dorsales oceánicas (cerca de la pluma del manto, pluma del manto lejano, fosa oceánica lejana) y plumas del manto (cerca de la cresta del penacho, plataforma oceánica), que evolucionaron durante el proceso de deriva del rift y expansión del fondo oceánico. En la historia geológica, la formación y emplazamiento de ofiolitas coinciden con picos de colisión de supercontinentes, ruptura continental y eventos metamagmáticos relacionados con la pluma del manto, respectivamente.
Figura 6-2 Sección de ofiolita de Troodos en Chipre
(Basado en Dilek & Fumes, 2009)
Tabla 6-2 Shigatse, Tíbet Composición química de ofiolitas típicas peridotita deformada por manto en ofiolita
Continuación
(Después de Chen y Xia, 2008)
2. Ultramagnesia en cinturones orogénicos Rocas de ironía
(1) Apariencia de campo
Este tipo de roca se refiere a rocas del manto que no tienen nada que ver con la corteza oceánica ni con la ofiolita, y representa el componente del manto de la corteza inferior.
Su principal tipo de roca es la peridotita que contiene granate, espinela o plagioclasa, como el orógeno alpino italiano, por lo que también se le llama roca ultramáfica alpina o peridotita orogénica. Este tipo de roca ultramáfica se formó por emplazamiento tectónico en el período no magmático, por lo que está en contacto estructural con las rocas circundantes. No existe una relación de contacto intrusiva causada por el magma y no hay metamorfismo de contacto en la zona de contacto. de ellos son de forma irregular, piezas estructurales de diferentes tamaños. Las rocas pueden distribuirse en bloques en rocas metasedimentarias y continuar distribuyéndose en franjas a lo largo de zonas de sutura de colisión o fallas (Bodinier y Godard, 2003). Estas rocas suelen estar estrechamente relacionadas con las zonas metamórficas de los cinturones orogénicos. Según sus principales litofacies y trayectorias P-T antes de la denudación, las rocas orogénicas ultramáficas se pueden dividir en HP/UHP, IP y LP. Las principales rocas del manto correspondientes son peridotita granate, peridotita espinela y peridotita. Además, las rocas ultramáficas en secciones de la corteza continental también son rocas ultramáficas orogénicas, representadas por la Zona Tectónica de Ivrea-Verbano (IVZ) en el norte de Italia.
(2) Composición mineral
Las rocas ultramáficas alpinas están compuestas principalmente por olivino, clinopiroxeno, clinopiroxeno, espinela y una pequeña cantidad de plagioclasa y cromo. Compuesta por mineral de hierro y granate, la cromita se caracterizado por una alta relación Cr/Fe. La dunita se compone principalmente de cristales redondeados de olivino con una pequeña cantidad de espinela de cromo. Cuando el contenido de olivino y espinela en la dunita es alto, a menudo aparecen bandas rítmicas alternas, y también aparece magnetita en algunas dunitas serpentinas fuertes. La peridotita heterozoica está compuesta principalmente de olivino (45% ~ 80%) y clinopiroxeno (20% ~ 25%), y tiene una estructura de apilamiento principalmente media. La lherzolita se compone principalmente de olivino (70% ~ 80%) y piroxeno (20% ~ 30%), incluidos clinopiroxeno (a menudo enstatita) y clinopiroxeno (a menudo enstatita), se desarrolla una estructura de acumulación simbiótica. La peridotita de gabro se compone principalmente de olivino (70% ~ 85%) y ortopiroxeno (15% ~ 25%), con una pequeña cantidad de cromita y otros minerales (5%).
(3) Estructura
La estructura de las rocas ultramáficas alpinas es compleja y diversa. Las estructuras principales son: (1) estructura de magma primario residual, caracterizada por tiras de cromita de origen de diferenciación diseminada y estructuras de flujo compuestas de espinela y sericita; (2) estructura cristalina metamórfica, como estructura cristalina granular, estructura Handover, etc. (3) Estructura rota, como recristalización y deformación plástica; (4) Estructura en mosaico, como la estructura de granate en mosaico (Figura 6-3a), lo que indica que hay ortopiroxeno y olivino intragranulares en las partículas de granate (Figura 6-3b). El ortopiroxeno tiene una orientación cristalina preferida obvia y se distribuye en el cristal de granate en forma de aguja (Figura 6-3c, d).
Figura 6-3 Estructura mosaico del granate (los granos de granate contienen granos residuales de ortopiroxeno y olivino) (según Spengler et al., 2006)
(4) Composición química
Las rocas ultramáficas en cinturones orogénicos incluyen peridotita y piroxenita. Existe una cierta correlación entre los elementos principales de las peridotitas orogénicas, como el magnesio y el aluminio, que están correlacionados negativamente, y el calcio y el aluminio, que están correlacionados positivamente. Además, las peridotitas orogénicas son ricas en elementos ligeros de tierras raras en comparación con las ofiolitas y las rocas del manto litosférico oceánico. Según sus características de composición de elementos de tierras raras, los elementos de tierras raras de las peridotitas orogénicas se pueden dividir en cuatro tipos: (1) Tipo de lherzolita fértil inexplicable (distribución de elementos de tierras raras tipo N-MORB, HREE plano, relativamente carente de elementos de tierras raras ligeras , El contenido de La es aproximadamente de 0,1 a 1 veces mayor que el de las condritas, mientras que HREE es 2 veces mayor que el de las condritas); (2) Tipo de peridotita refractaria no metasomatizada (el contenido de elementos de tierras raras es generalmente insuficiente, lo que es diferente de la lherzolita fértil no metasomatizada. En comparación, el primero tiene una mayor tasa de diferenciación de tierras raras ligeras y pesadas); (3) tipo lherzolita metasomática (tiene características obvias de enriquecimiento de tierras raras ligeras) y (4) peridotita refractaria muy enriquecida (patrón de distribución REE plano y anomalía Eu positiva). ). Lo que es particularmente digno de mención es el patrón cambiante de elementos fuertemente incompatibles (Rb, Cs, Ba, Nb, Ta, Th, U) en varias rocas, es decir, desde peridotita orogénica metasomática hasta peridotita orogénica no mesosométrica → ofiolita y peridotita marina, los contenidos de elementos fuertemente incompatibles disminuyen gradualmente.
La piroxenita en cinturones orogénicos se puede dividir en piroxenita con bajo contenido de aluminio y piroxenita con alto contenido de aluminio. La primera es principalmente roca de diópsido crómico con Al2O3 < 10%, y la segunda es principalmente roca de aluminita con Al2O3 > 10%. La composición de elementos de tierras raras de la piroxenita en los cinturones orogénicos está controlada por su tipo estructural y tipo mineral.
Por ejemplo, la piroxenita cortada por vetas de roca básica se caracteriza por el enriquecimiento de tierras raras ligeras y tierras raras medias, y el patrón de distribución de los elementos de tierras raras es de tipo convexo hacia arriba, mientras que la piroxenita en capas paralela a la foliación de peridotita tiene diferentes elementos de tierras raras. Composiciones de elementos de tierras raras totales y ligeros, entre las cuales la clinopiroxenita de espinela de aluminio tiene una composición enriquecida de elementos de tierras raras pesadas.
3. Rocas ultramáficas en ambientes de aguas profundas
(1) Apariencia en el campo
Las muestras de rocas ultramáficas en el océano no solo se pueden obtener mediante perforación en el fondo marino. Además, la mayoría de las rocas del manto oceánico son despojadas hasta el nivel del mar a través de fallas normales o fallas transformantes relacionadas con el rifting. Los ambientes de producción incluyen principalmente bordes de fragmentos de dorsales oceánicas, extremos de fallas, mares profundos, mares serpentinos o ambientes de márgenes continentales pasivos. Dado que la mejor ventana de espalación para el manto superior es la dorsal oceánica que se expande lentamente (< 3 cm/a), y las rocas ultramáficas rara vez están expuestas en el sistema de dorsales oceánicas que se expande rápidamente (> 10 cm/a), esto Este tipo de roca se desarrolla ampliamente en fallas o zonas de rift en sistemas de dorsales oceánicas que se expanden lentamente, como los océanos Atlántico e Índico. Los complejos de núcleos oceánicos son ejemplos típicos de rocas ultramáficas en ambientes de aguas profundas. Las rocas ultramáficas del complejo del núcleo oceánico son principalmente harzburgita y una pequeña cantidad de harzburgita. Una vez que el océano se cierra, se puede producir en forma de ofiolita. Además del centro de expansión de la dorsal oceánica, también se puede observar una pequeña cantidad de rocas ultramáficas de aguas profundas en zonas de subducción, como la zona continental del Tirreno en el Mediterráneo occidental, la zona del frente del arco Izu-Ogasawara-Mariana y Cuenca del arco de la isla Nansha Wanding (Bodinier y Godard, 2003).
(2) Composición mineral
La combinación mineral original de las rocas típicas del manto oceánico es olivino, espinela, clinopiroxeno, clinopiroxeno y plagioclasa, entre las que se encuentra el olivino. La roca no contiene clinopiroxeno, y también hay una pequeña cantidad de minerales recristalizados (olivino, clinopiroxeno, etc.). El olivino primario y el clinopiroxeno son partículas gruesas con un tamaño de partícula de 20 mm, y el tamaño de partícula del olivino recristalizado es más pequeño, 0,2 ~ 0,5 mm, pero el ortopiroxeno lo hará. recristalizan después de la deformación, formando cristales metamórficos de grano grande (1 ~ 5 mm) con bandas retorcidas y microfisuras.
(3) Estructura
La gran mayoría de las rocas ultramáficas de las profundidades marinas son peridotitas sin plagioclasa y, sin embargo, la mayoría de ellas tienen una estructura de grano grueso después de las altas temperaturas. recristalización, todas las rocas desarrollan una estructura fragmentada. Especialmente cuando en la roca existen fragmentos de dos tipos de olivino y clinopiroxeno, se pueden dividir en dos tipos según su relación y características (Seyler et al., 2003): un tipo tiene una forma muy irregular y tiene un amplio límite de partículas fundidas. El clinopiroxeno tiene una parte fundida en forma de bahía llena de olivino recristalizado euhédrico-semiédrico; la otra es clinopiroxeno que es semiéédrico, no deformado, con curvas suaves y partículas de olivino rugosas mate onduladas.
(4) Composición química
Es particularmente digno de mención que estas rocas ultramáficas han experimentado una intensa alteración serpentina y la composición geoquímica de las rocas ha cambiado mucho. Por lo tanto, las características geoquímicas de toda la roca no pueden reflejar su verdadera información, pero algunos minerales aún tienen la función de explorar las propiedades del área de origen. Tomando como ejemplo la dorsal suroeste del Océano Índico (Seyler et al., 2003), el valor fo del olivino es 89,28 ~ 90,73 y el contenido de NiO es 0,32% ~ 0,43%. El valor de mg # de ortopiroxeno es 89,29 ~ 92,27 y el núcleo es más rico en Al, Cr y Ca que el borde. El fenocristal de clinopiroxeno tiene una fuerte estructura en bandas, los contenidos de Al2O3 y Cr2O3 disminuyen gradualmente desde el núcleo hasta el borde, el contenido de Mg# es alto en el borde y bajo en el núcleo, mientras que el Cr# y Cao (21% ~ 24% ) los contenidos son relativamente estables. El mineral de espinela tiene una composición mineral relativamente uniforme, con Cr# y Mg# variando entre 15,1 ~ 51,1 y 62 ~ 76 respectivamente.
(2) Xenolitos del manto (xenolitos)
Los xenolitos del manto, o xenolitos ultramáficos, son fragmentos de roca del manto captados por el magma del manto (principalmente basalto, kimberlita, lamprofiro, etc.) de donde proceden el área de origen del magma del manto o el canal del manto por donde asciende el magma. Los principales tipos de rocas son gabro, lherzolita de espinela, lherzolita de olivino, lherzolita de granate y dunita. La composición mineral y la composición química de los xenolitos son heterogéneas (Menzes, 1983).
Dado que la profundidad de formación del basalto alcalino es menor que la de la kimberlita y el lamprofiro, las inclusiones del manto transportadas por el basalto alcalino reflejan las características del manto poco profundo, mientras que los xenolitos transportados por la kimberlita y el lamprofiro representan características de la composición del manto profundo. Las inclusiones suelen ser mucho más pesadas y densas que el magma huésped. Precisamente porque el magma anfitrión se eleva desde una profundidad de más de 100 kilómetros en el manto a una velocidad de hasta 0,1 ~ 4,0 m/s, superando el asentamiento gravitacional de las inclusiones en el magma y sacándolo de la superficie o cerca de ella. la superficie. Este tipo de roca se produce principalmente en ambientes extensionales o de valles del rift, y el magma huésped tiene fuentes profundas y altas temperaturas. Las características de las rocas de los xenolitos del manto son las siguientes:
1. Presencia en el sitio
La kimberlita generalmente contiene minerales de diamante y su profundidad de origen representativa es de al menos 150 km. Por tanto, las kimberlitas pueden albergar muchos tipos de xenolitos del manto. El diámetro de los xenolitos es generalmente de 10 a 30 cm, los más grandes pueden alcanzar 1 m y son angulares o redondos. El tipo de inclusión común es principalmente lherzolita que contiene granate, pero también se encuentran harzburgita, peridotita, piroxenita y mica. Los xenolitos a menudo coexisten con minerales como olivino megacristalino, gabro y granate cristalizados a alta presión en magma de kimberlita (Wilson, 1989). Los xenolitos del manto en basalto alcalino y nefelina son principalmente lherzolita de espinela, con cantidades muy pequeñas de peridotita granate y dunita. Por ejemplo, la toba basáltica alcalina de Honolulu, Hawaii, está salpicada de lherzolita y una pequeña cantidad de xenolitos de dunita (Carmichael et al., 1974).
2. Composición mineral
Hay dos combinaciones de minerales comunes en los xenolitos del manto: (1) 70% ~ 80% olivino y 20% ~ 30% piroxeno y minerales del ápice como el espato. ; (2) piroxeno 80% ~ 90%, una pequeña cantidad de olivino y espinela. Entre ellos, el granate es la principal fase rica en aluminio en las inclusiones del manto de kimberlita, y la espinela es la principal fase rica en aluminio en las inclusiones de basalto alcalino.
3. Estructura
Los xenolitos del manto son principalmente estructuras metamórficas. Muchos xenolitos tienen evidencia estructural de eventos metamórficos de múltiples etapas y algunos contienen restos de minerales magmáticos. Según la investigación de MercierNicolas (1975), la mayoría de los xenolitos del manto tienen una estructura fragmentaria granular primaria, mientras que Nielsonpike y Schwarzman (1977) creían que los xenolitos ultramáficos en su mayoría tienen estructuras de fragmentación y fragmentación. Algunos tipos estructurales principales son los siguientes:
Figura 6-4 Estructura de grano primario de la peridotita del manto (según Lu Fengxiang, 1988)
◎Estructura de grano primario: grano grueso (mineral principal tamaño de grano > 4 mm), contacto curvo entre partículas y una pequeña cantidad de bandas retorcidas en olivino. La recristalización ocurre localmente, las partículas grandes se diversifican y las partículas pequeñas tienen casi la misma orientación. En esta parte del agregado mineral afectada por la recristalización, las partículas minerales tienen bordes rectos y una estructura de mosaico (Figura 6-4).
◎ Estructura de pórfido: La roca está compuesta por fragmentos y base Los fragmentos son de mayor tamaño, de hasta 1 cm, compuestos principalmente por olivino y enstatita, que se encuentran fuertemente distorsionados debido a la dislocación de la red provocada por la tensión. La matriz rota está compuesta por nuevos cristales metamórficos con tamaños de partículas más pequeños, como olivino, enstatita, diópsido, espinela, etc. , se puede organizar en una dirección (Figura 6-5).
◎Estructura de mosaico isométrico: Las partículas minerales son casi equiáxicas y están en contacto lineal entre sí. Idealmente, los límites de los tres minerales son rectos, con un ángulo de intersección de 120°.
◎Estructura de placas de igual longitud: la olivina a veces es alargada, mientras que la enstatita es mayoritariamente plana, con límites de grano mineral rectos. La superficie de la roca está bien desarrollada y algunos olivinos tienen zonas de torsión.
◎Estructura de fusión parcial: es evidencia de que la peridotita se ha derretido parcialmente en el área de origen, que aparece como hoyos de material negro oscuro en clinopiroxeno o bordes circundantes en forma de esponja. Los bordes de la esponja están formados por diminutos piroxeno, olivino y cavidades provocadas por la fractura durante la fusión. La fusión parcial continúa y pueden formarse cápsulas fundidas dentro de la roca.
En algunas rocas se pueden formar tejidos orientados, como la foliación y la lineación. La determinación de la estructura de la roca muestra que la mayoría de las peridotitas en forma de inclusiones tienen orientaciones minerales preferidas.
Figura 6-5 Estructura de fragmentación de la peridotita del manto (según Messer & Nicholas, 1975)
Debido a que el entorno de emplazamiento de las inclusiones ultramáficas no tiene nada que ver con su entorno inicial, su estructura está controlado principalmente por la temperatura, la presión, la velocidad de deformación, la combinación de minerales, la anisotropía y la intensidad metamórfica.
Debido a que las rocas del manto han experimentado ambientes de alta temperatura y alta presión, a menudo aparecen estructuras de deformación metamórfica y estructuras metasomáticas. Por ejemplo, en inclusiones que contienen mosaico de clinopiroxeno, los piroxenos pequeños como el olivino a menudo aparecen en forma de matriz, y el mosaico de clinopiroxeno sufre deformación metamórfica bajo la acción del estrés, y a menudo aparecen estructuras como hojas disueltas, mientras que el olivino La matriz como La piedra está altamente recristalizada.
4. Composición química
Las rocas ultramáficas en forma de inclusiones son generalmente más ricas en Mg, Cr, Ni y Co que las rocas ultramáficas formadas por conjuntos de ofiolitas, siendo pobres en K2O. Na2O, Al2O3 y CaO, la abundancia de elementos incompatibles Rb, Ba, Sr, Th, U y LREE en el manto es significativamente menor. Esto es especialmente cierto para las primeras peridotitas del manto parcialmente derretidas. Por ejemplo, la abundancia de LREE en peridotitas en cinturones orogénicos como España, Marruecos, Francia y los Alpes es sólo de 0,01 a 0,6 mayor que la de las condritas (Coish et al., 1982). Aunque tienen conjuntos minerales similares a las peridotitas de origen de acumulación, las rocas ultramáficas en forma de inclusiones son más ricas en olivino y ortopiroxeno, y son más ricas en MgO, forsterita (fo > 84, fo > 95) y piroxeno ortorrómbico (en > 85, en > 93) es común. Al mismo tiempo, la plagioclasa, la espinela o el granate en los xenolitos sólo existen dentro de sus respectivos rangos de presión estable (Figura 6-6), lo cual es de gran importancia para la profundidad del área de origen de la roca.
Figura 6-6 Diagrama de fases del perfil de la peridotita del manto (según Wyllie, 1970)
De particular interés es la roca ultramáfica que existe en forma de inclusiones en rocas volcánicas de la El área de origen del manto profundo, su composición mineral, química mineral y componentes relacionados están controlados por las propiedades de su área de origen, y se pueden dividir aproximadamente en roca del manto original, roca del manto empobrecida y roca del manto enriquecida. Las rocas del manto originales eran principalmente lherzolitas y no se tuvieron en cuenta la fusión parcial ni los fluidos. Su composición química es similar a la de las rocas del manto del mundo, con Mg # de 87 ~ 89. El mineral principal es el olivino (40% ~ 90%), con contenidos similares de clinopiroxeno y ortopiroxeno, ambos superiores al 5%. Las rocas del manto agotadas son los restos del derretimiento parcial del manto. En comparación con el manto original, obviamente carece de K, Na, Ca y elementos incompatibles en el manto. Está dominado por la harzburgita y tiene un mayor número de Mg, generalmente superior a 91. Los principales minerales son el olivino y el ortopiroxeno, y el contenido de olivino es mayor que el de ortopiroxeno. En comparación con las rocas del manto originales, las rocas del manto empobrecidas incluyen olivino Fo, clinopiroxeno En y clinopiroxeno Mg #. El manto enriquecido es roca del manto que ha sido metasomatizada por fluidos o mezclada con material de la corteza terrestre. En comparación con el manto original, K, Na, Ca y los elementos incompatibles del manto están significativamente enriquecidos, el número de Mg es tan bajo como 79, principalmente lherzolita de espinela, como el xenolito de lherzolita de Hebei Yangyuan (Ma Jinlong et al., 2006). Los principales minerales son olivino (62% ~ 83%), clinopiroxeno (14% ~ 30%), clinopiroxeno (0,9% ~ 10%) y espinela (0,3% ~ 2,1%), mientras que Han. La dunita en el área de Xing está dominada por olivino.
En definitiva, las rocas ultramáficas no magmáticas incluyen principalmente la harzburgita, la harzburgita y la dunita. Son mensajeros directamente del manto y son las muestras más directas para estudiar la composición y estructura del manto. Las rocas ultramáficas no magmáticas se caracterizan por un alto contenido en magnesio y una relación magnesio-hierro (MgO/(FeO+2Fe2O3+MnO+NiO), ambos en número de moléculas) superior a 7, oscilando entre 7 y 11, y Las rocas pueden tener hasta 14. Los depósitos minerales comunes en este tipo de roca incluyen cromita, oro, grupo del platino, polimetales de cobalto, amianto, magnesita, etc. Las rocas ultramáficas producidas en forma de xenolitos del manto incluyen forsterita, granate y otros minerales gema, como forsterita-granate-piroxeno común y otras mineralizaciones de grado gema en Jilin Jiaohe, Hebei Wanquan y otros lugares. Al mismo tiempo, la mayoría de las peridotitas han sufrido una alteración serpentina, y la serpentina puede reaccionar aún más con H2O y CO2 para generar talco y magnesita. Como resultado de la alteración se forman serpentina, magnesita y magnesita. La serpentina suele ser una roca densa y oscura, mayoritariamente negra, verde oscuro, amarillo verdoso, a menudo aceitosa, con una densidad de 3,3 ~ 2,6 g/cm3. La serpentina completamente alterada se puede utilizar como materia prima para el jade.
En general, se cree que la composición de la roca del manto original es cercana a la de la lherzolita. Sin embargo, dado que la roca del manto es la zona de origen del magma de la mayoría de las rocas máficas, algunas rocas del manto se transforman en lherzolita. debido a la fusión de componentes fusibles de harzburgita o dunita.
Los estudios petrológicos experimentales también muestran que cuando aproximadamente el 45% del magma se derrite de las rocas del manto local, la roca restante es equivalente a dunita cuando se funde el 25%, es equivalente a peridotita de ortopiroxeno cuando se funde el 5%; , es equivalente a lherzolita (Carmichael et al., 1974). Como la peridotita del orógeno Arcaico de Noruega. Spengler et al. (2006) propusieron un modelo de fusión parcial al estudiar rocas del manto en el orógeno noruego. Se cree que las rocas del manto experimentaron múltiples eventos de derretimiento desde profundidades ascendentes por encima de los 350 km, formando raíces cratónicas ricas en granate. Después del magmatismo de komatiita pobre en aluminio del Arcaico, la raíz cratónica se compone principalmente de peridotita de granate residual.