Patrones de trayectoria metamórfica PTt de varios entornos geotectónicos y su geodinámica

El entorno tectónico de una región está determinado por las formas de movimiento y propiedades de la corteza y la litosfera, como la subducción de las placas de la corteza oceánica y el substrato de magma derivado del manto, etc. También tienen características específicas. motivaciones, como la convección del manto, etc. En la actualidad, la cinemática y dinámica de la evolución tectónica de una región se denomina generalmente geodinámica. Las características metamórficas de una región están determinadas fundamentalmente por su entorno geotectónico y su geodinámica. Una de las tareas importantes de la petrología metamórfica moderna es determinar las características de los eventos tectónico-térmicos correspondientes basándose en los cambios espaciotemporales en las condiciones de temperatura y presión, los patrones de deformación y la historia del metamorfismo, y analizar el entorno tectónico y la geodinámica. La ley del metamorfismo de evolución temperatura-presión y su trayectoria PTt son la mejor manera de estudiar este aspecto, porque reflejan las características de los cambios temporalmente correlacionados en presión ( P ) y temperatura ( T ) en una región. Las características cambiantes de P (en relación con T) reflejan principalmente la tasa relativa y la amplitud del engrosamiento o adelgazamiento de la corteza, mientras que las características cambiantes de T (en relación con P) reflejan principalmente la naturaleza de la fuente de calor y la tasa y amplitud del aumento. o disminución del flujo de calor. Estas diferentes formas de coordinación deben reflejar las diferentes características cinemáticas y dinámicas de la corteza o litosfera. Por lo tanto, la trayectoria del PTt se ha convertido en una de las bases importantes para analizar el entorno tectónico y la geodinámica. Pero, por otro lado, no puede ser el único signo que restringe el ambiente tectónico, por lo que se debe realizar un análisis integral basado en la deformación tectónica regional, la construcción de la roca original y las características genéticas de la roca granítica.

1. Alto metamorfismo P/T en zonas de subducción de la corteza oceánica o continental.

El ambiente tectónico de las zonas de subducción de la corteza oceánica es equivalente a la zona de convergencia de las placas oceánicas y continentales. etapa temprana, corteza oceánica La placa de la corteza se caracteriza por una subducción y subducción relativamente rápidas, a las que debe seguir una exhumación y elevación relativamente rápidas del terreno en las etapas posteriores. La trayectoria PTt de todo este proceso de metamorfismo puede representarse por la zona de alta presión de esquisto azul en la región de las montañas Dabie de mi país (Figura 23-6). Miyashiro (1961, 1973) creía que debido a la flexión de la placa oceánica y la tracción de la subducción activa, apareció una zona deprimida de la fosa, y la corteza oceánica en la parte superior de la placa oceánica y los sedimentos de aguas profundas en la superficie se llevado a niveles más profundos durante el proceso de subducción, haciéndolo sujeto a una presión creciente. Por otro lado, debido a que la placa oceánica se subduce a gran velocidad y sus rocas conducen el calor lentamente, cuando la fría corteza oceánica y los sedimentos superficiales se llevan a mayor profundidad, la temperatura no aumenta mucho. la zona de la zanja profunda se reduce. El gradiente geotérmico disminuye temporalmente, generalmente sin exceder de 10 a 15°C/km, es decir, se produce un ambiente de P/T alto. En la Figura 23-6, la pendiente de la trayectoria del PTt en la etapa metamórfica avanzada es extremadamente pronunciada, comenzando desde la fase de turbidita de temperatura y presión extremadamente bajas - prehnita - fase de fibra verde al principio (en la parte poco profunda), y luego transformándose en la fase PTt en la parte profunda. Si la fase de esquisto azul de baja temperatura y alta presión puede continuar subduciéndose hacia capas más profundas, con mayor presión y temperatura ligeramente más alta, puede ocurrir eclogitización en la corteza oceánica en subducción. Cuando termina la subducción, las rocas de la corteza oceánica se encuentran en la posición máxima de presión de la trayectoria del PTt en la Figura 23-6. Luego, debido a la aparición de un nuevo mecanismo geodinámico, el terreno regresa rápidamente, lo que debe conducir a una descompresión casi isotérmica (. o una temperatura ligeramente más baja). Hay un proceso de ascenso), como se muestra en el segmento de línea después del período pico en la trayectoria PTt en la Figura 23-6, y desde entonces ha entrado en el rango de fase baja de esquisto verde. Este tipo de trayectoria PTt se caracteriza por picos pronunciados y patrones en el sentido de las agujas del reloj, lo que indica que todo el proceso de metamorfismo está dominado por grandes cambios de presión en un rango de temperatura más bajo. A, B y C en la Figura 23-6 representan la corteza oceánica respectivamente. Las trayectorias de PTt varían según la profundidad de subducción de las placas. En resumen, este patrón de trayectoria de PTt refleja el proceso geodinámico de subducción de placas oceánicas y su posterior exhumación rápida.

Figura 23-6 Curva de reacción de la trayectoria PTt modelada del metamorfismo de alta presión de la fase de esquisto azul (citado de Suo Shutian et al., 1993):

El metamorfismo de la fase de eclogita aparece en alta presión En entornos ambientales, especialmente en los últimos años, se ha encontrado en todo el mundo eclogita que contiene coesita o diamante, lo que indica que su presión puede ser superior a 3, 0 GPa, y se forma en el manto superior a una profundidad de más de 100 kilómetros. este tipo de Los mecanismos geodinámicos del metamorfismo de presión ultraalta aún no se comprenden completamente. En las montañas Dabie y en la región de Sulu de mi país existen zonas metamórficas típicas de presión ultraalta, y en los últimos años se han realizado muchos estudios.

Generalmente se cree que se formaron después de la colisión continente-continente en el cinturón orogénico de colisión, donde la corteza continental fue subducida a grandes profundidades y luego exhumada mediante diversos mecanismos geodinámicos. Por lo tanto, el patrón de su trayectoria metamórfica PTt es aproximadamente el mismo que el del metamorfismo de alta presión de la fase de esquisto azul, excepto que la temperatura y la presión, especialmente el cambio de presión, son mayores. La Figura 23-7 es la trayectoria PTt del metamorfismo de alta presión-ultra-alta presión de la fase eclogita en el área de las montañas Dabie de mi país. La curva con una flecha en la figura refleja que la roca epicrustal entra en la fase de anfibolita epidota (EA) a medida que aumentan la temperatura y la presión, y luego aparece eclogita ordinaria (CE) → eclogita que contiene diamantes (DCE) en secuencia con presurización isotérmica. En este momento es el período pico de PT, y luego se descomprime isotérmicamente y degenera secuencialmente en fase de anfibolita (AM) → fase de anfibolita epidota (EA) → fase de esquisto verde (GS).

Figura 23-7 Trayectoria PTt del metamorfismo de alta presión-ultra-alta presión de la fase eclogita (tomando como ejemplo el área de las montañas Dabie) (citado de Suo Shutian et al., 1993, con algunas modificaciones) y simplificaciones)

2. Metamorfismo P-T bajo-medio en orógenos de colisión de la corteza continental

Las características geodinámicas básicas de las zonas de colisión de la corteza continental son un gran engrosamiento estructural de la corteza en la etapa temprana y equilibrio con la gravedad en la etapa posterior. Los terrenos relacionados con la acción rápidamente se replegaron y se elevaron. La trayectoria PTt de su metamorfismo sigue un patrón en el sentido de las agujas del reloj, y la trayectoria PTt del cinturón orogénico alpino (Figura 23-8a) puede considerarse como su representante típico. Después de que el antiguo océano se cerrara en tales áreas, la corteza de las placas adyacentes se espesará rápida y sustancialmente o incluso se duplicará tectónicamente durante nuevas colisiones. Los mecanismos incluyen principalmente: ① Empuje a gran escala de capas de la corteza continental ② Una serie de estructuras imbricadas; el apilamiento de napas y pliegues horizontales espesa uniformemente la corteza en su conjunto ③ La litosfera general se espesa mediante subducción de tipo A; Durante este proceso, la roca de la supercorteza de baja temperatura ingresa rápidamente a la corteza inferior, por lo que la presurización es más rápida. Sin embargo, debido a que la roca conduce el calor lentamente, la temperatura aumenta relativamente lentamente, lo que provoca perturbaciones térmicas y el gradiente geotérmico. reducido. El segmento de línea AB más pronunciado en la Figura 23-8a representa la tendencia de cambio de PT en esta etapa, pero su pendiente es más suave en comparación con la zona metamórfica alta de P/T (Figura 23-6, Figura 21-7), lo que resulta en la formación de baja temperatura Se caracteriza por la combinación de facies de esquisto verde y no aparece facies de esquisto azul. Cuando la acción tectónica se detiene (punto B en la Figura 23-8a), la roca superficial alcanza la profundidad máxima y soporta la presión máxima (presión metamórfica máxima). Después de eso, suele haber un período de acción tectónica tranquila, cuando la roca superficial permanece en las profundidades o comienza a regresar lentamente, y la temperatura aumenta rápidamente debido al calentamiento del medio ambiente. Esta etapa es equivalente al segmento de línea BC de la figura 23-8a, caracterizado por un aumento de temperatura casi isobárico (o de ligera descompresión), que alcanza la temperatura metamórfica máxima en el punto C. En esta etapa, se desarrolla un metamorfismo de alta temperatura, formando una zona metamórfica progresiva. Luego, debido al efecto de equilibrio gravitacional, el terreno rápidamente regresó y se elevó, y al mismo tiempo se adelgazó debido a la rápida denudación, o al mismo tiempo la estructura se adelgazó debido a la aparición de un sistema tensional. Esto da como resultado un proceso de descompresión casi isotérmico en la roca. El segmento de línea CD casi paralelo al eje de presión en la Figura 23-8a es equivalente a esta etapa. Como resultado, aparecen conjuntos primordiales de baja presión en la roca para reemplazar los conjuntos primordiales de presión relativamente alta formados durante el período pico. El segmento de línea DE es la última etapa del proceso de exhumación. En este momento, el ascenso de la corteza y la velocidad de denudación disminuyen, el fenómeno de descompresión correspondiente se vuelve menos obvio y la temperatura comienza a descender significativamente a medida que la roca regresa a la parte menos profunda, por lo que. Se forma un proceso de enfriamiento casi isobárico, correspondiente al desarrollo de cambios minerales con propiedades de alteración de baja temperatura en las rocas. Finalmente, toda la región alcanza un nuevo estado tectónico estable, este evento metamórfico termina y la corteza entra en un nuevo gradiente geotérmico de estado estacionario. La Figura 23-8b es la trayectoria metamórfica PTt de la Serie de Rocas Kongzi en el Grupo Jining de Mongolia Interior durante el Precámbrico Temprano. También es un patrón en el sentido de las agujas del reloj y sus características básicas son similares a las de la Figura 23-8a. La etapa anterior a M1 se debió principalmente al engrosamiento de la estructura de la corteza continental, por lo que la presión aumentó rápidamente. Las etapas M1 a M2 están dominadas por el aumento de temperatura, y el aumento de presión no es obvio, lo que indica que el proceso tectónico ha tendido a detenerse, y el equilibrio térmico entre la roca y el ambiente se ha restablecido, por lo que la temperatura ha aumentado y alcanzó el período de pico térmico. La etapa de M2 ​​a M3-M4 se caracteriza por una evidente descompresión, lo que refleja el rápido retorno y adelgazamiento del terreno. Después de llegar a M5, es la etapa de enfriamiento casi isobárica. Esta trayectoria PTt refleja claramente la historia de la evolución tectónica del cinturón orogénico de colisión de la corteza continental.

Sin embargo, las formas específicas de las trayectorias PTt en diferentes regiones también están determinadas por los siguientes factores complejos: ① La velocidad y el mecanismo de los eventos de espesamiento tectónico y las capas y profundidades de la tierra involucradas; engrosamiento al intervalo de tiempo entre el inicio del retorno de la corteza; ③ la velocidad, el período de tiempo y la profundidad del adelgazamiento de la corteza debido al ascenso y la erosión (o tensión tectónica); ④ la contribución térmica del manto superior y la intensidad, el suministro y la pérdida de calor; del calor radiactivo generado dentro de la corteza, velocidad relativa, etc. Los experimentos de simulación térmica muestran que este tipo de cinturón orogénico está dominado por facies de presión media y metamorfismo zonal. Sin embargo, cuando se agrega calor adicional relacionado con magmatismo anatectico o fluidos de fuente profunda, también puede ocurrir metamorfismo de presión media-baja o incluso de alta temperatura y baja presión. Sus patrones de trayectoria PTt son básicamente los mismos, excepto que este último tiene una temperatura máxima más alta y una presión más baja, y el proceso de descompresión isotérmica después del período pico será menos obvio. En resumen, el patrón de trayectoria metamórfica PTt de este proceso geodinámico tiene las siguientes características obvias: ① el patrón en el sentido de las agujas del reloj; ② el aumento de presión durante la etapa metamórfica es más significativo que el aumento de temperatura; ③ el período máximo de presión y temperatura metamórficas; no estrictamente alcanzado al mismo tiempo; ④ Hay un proceso típico de descompresión casi isotérmica (ITD) después del período pico.

Figura 23-8 Trayectoria metamórfica PTt del cinturón orogénico de colisión de la corteza continental

3. Metamorfismo de arcos de islas y cinturones orogénicos de márgenes continentales activos relacionados con la capa subyacente de magma y la acreción vertical de la corteza. p>

En este entorno tectónico, debido a la subducción de la placa oceánica, la cuña del manto que se encuentra encima se derrite parcialmente debido a su influencia, y el magma básico resultante invade el fondo de la corteza en grandes cantidades, o se forma. por segregación del manto Una gran cantidad de magma de la serie TTG ingresa al interior de la corteza (acreción intracrustal). Durante estos procesos, el flujo de calor aportado por el magma primero calentó continuamente la corteza terrestre y luego provocó el derretimiento a gran escala de la corteza inferior, formando una gran cantidad de magma granítico. Su ascenso provocó que la corteza superior también se calentara y en general. sufren un metamorfismo progresivo. Wells (1980) se refiere a estos procesos geodinámicos como modos de acreción de magma. Bohlen (1980) creía que el metamorfismo de la fase granulita en Adirondack y otras áreas se formó en este ambiente tectónico, y su trayectoria PTt se muestra en la Figura 23-9. Se caracteriza por la adición de una gran cantidad de flujo de calor al principio, por lo que el aumento de temperatura es la fuerza principal y la presión no cambia mucho. La pendiente de esta trayectoria es relativamente suave. Luego, con la adición de magma, La acreción vertical de la corteza y la compresión tectónica lateral que la acompaña son causadas por el espesor de la delgada corteza continental, lo que hace que la presión aumente la tendencia dominante, que se muestra en la figura a medida que la trayectoria del PTt se vuelve más pronunciada y, a menudo, alcanza el pico. temperatura y presión al mismo tiempo (punto B en la Figura 23-9). Aunque la corteza continental en este tipo de áreas puede engrosarse en gran medida, las rocas máficas más densas se acumulan principalmente en el fondo y la corteza continental original es delgada, por lo que después de la acreción y el pico metamórfico, el terreno no lo hará. inmediatamente volverá a subir y adelgazarse debido al efecto de equilibrio de la gravedad. Por el contrario, básicamente permanecerá en la profundidad original o aumentará muy lentamente. Por lo tanto, la trayectoria del PTt en esta etapa muestra un proceso de enfriamiento casi isobárico (IBC), como se muestra. por el segmento de línea BC en la figura. Este tipo de trayectoria PTt generalmente es en sentido antihorario y su forma específica está determinada principalmente por factores como las propiedades del magma, la escala, la temperatura, el modo y la profundidad de acreción, y la tasa relativa de calentamiento y presurización de la corteza debido a la acreción de magma. Generalmente son más favorables para la formación de tipos de metamorfismo de bajo P/T. Estudios recientes también han demostrado que algunas áreas metamórficas de alto grado de la fase de granulita arcaica dominadas por gneis de la serie TTG también tienen trayectorias PTt en sentido antihorario similares al tipo anterior, como el área de Jidong en el borde norte del Cratón del Norte de China en mi país. Algunos investigadores creen que su trasfondo geológico también está relacionado con procesos geodinámicos como la capa subyacente de magma básica y la acreción vertical de la corteza.

Figura 23-9 Arco de islas y cinturón orogénico de margen continental activo, trayectoria PTt en sentido antihorario del metamorfismo de la fase granulita relacionado con la capa subyacente de magma (según Bohnen, 1987)

IV. proceso extensional de la corteza continental

Wickham & Qxburgh (1985) estudiaron el metamorfismo del cinturón orogénico herciniano en los Pirineos Orientales y concluyeron que su origen no fue resultado de una colisión de la corteza continental, sino que está relacionado con rifting y pertenece al fondo estructural de la extensión de la corteza continental.

El estiramiento de la corteza continental adelgaza la corteza y la litosfera, y la superficie superior de la astenosfera subyacente de alta temperatura se eleva. La conducción directa del calor y el ascenso e intrusión de una gran cantidad de magma fundido en la corteza inferior aumentan considerablemente la temperatura en la corteza terrestre. corteza superior, lo que produce un efecto de metamorfismo de baja presión. Sandiford y Powell (1986) estudiaron el patrón de metamorfismo de la trayectoria del PTt relacionado con la tensión de la corteza (Fig. 23-10). Creyeron que: ① En condiciones de cizallamiento uniforme, cuando se produce tensión axisimétrica, el efecto es el adelgazamiento de la corteza, principalmente. del manto litosférico no cambia mucho, por lo que las rocas de la corteza solo se descomprimen y no aumentan de temperatura ② Durante el corte desigual y la tensión axialmente simétrica, la tensión de tracción afecta a toda la litosfera y hace que el manto superior se adelgace a un ritmo; mayor que La velocidad de adelgazamiento de la corteza terrestre, por lo que se produce el fenómeno de calentamiento y descompresión en la corteza terrestre ③ Cuando se produce un corte simple a lo largo de la zona de desprendimiento, se produce una tensión asimétrica en la parte superior de la litosfera y una tensión casi igual en la parte superior; las partes obviamente adelgazadas del manto superior y toda la litosfera aumentan el fenómeno de presión y temperatura, y en áreas donde la corteza solo se vuelve más delgada, la reducción de la presión es el fenómeno principal y la temperatura no cambia mucho. La Figura 23-10 es una trayectoria de PTt (cualitativa) que refleja el metamorfismo de la roca durante el proceso de extensión litosférica. Su característica es que la trayectoria de PTt en el proceso de extensión inicial se descomprime principalmente mientras aumenta la temperatura y, a veces, es una descompresión isotérmica. Esta etapa después de que se detiene el tensado se caracteriza por un enfriamiento casi isobárico, que generalmente ocurre en el sentido de las agujas del reloj.

Figura 23-10 Trayectoria metamórfica PTt del proceso extensional asimétrico de la corteza continental (según Sandiford et al., 1986)

Las anteriores son sólo algunas de las geodinámicas metamórficas preliminares actuales. La comprensión está lejos de dilucidar los patrones de evolución metamórficos de P-T y los patrones genéticos de varios entornos tectónicos en todo el mundo. De hecho, el fondo geotectónico y los patrones de trayectoria PTt de diferentes eventos metamórficos en diferentes regiones no serán exactamente los mismos y deberían tener sus propias características, por lo que debe haber varias formas de transición entre los tipos anteriores. En segundo lugar, incluso dentro del mismo cinturón orogénico a gran escala o terreno metamórfico del Precámbrico temprano, los patrones de evolución metamórfica de P-T y las trayectorias de PTt de diferentes partes estructurales pueden ser diferentes. Por ejemplo, parte de la zona metamórfica paleozoica bajo las Tierras Altas de Escocia se caracteriza por un metamorfismo barlowiano de facies de presión media, mientras que la otra parte se caracteriza por un metamorfismo de tipo Butch de baja presión. La investigación de Slip (1979) et al. demostró que los patrones de evolución del metamorfismo P-T en el área compleja de elevación anticlinal y el área compleja de depresión anticlinal en la zona metamórfica del Paleozoico Inferior en New Hampshire son diferentes. Spear (1984) creía a través de la investigación que cuando un cinturón orogénico de colisión está formado por una serie de grandes láminas de roca estructural apiladas, el proceso de evolución metamórfica P - T de diferentes láminas de roca será diferente. Por ejemplo, cuando una losa caliente profunda empuja hacia adentro. Cuando está por encima de la porción de roca fría y poco profunda, la ruta de evolución metamórfica P - T del primero es enfriamiento y reducción de presión, mientras que el segundo se sobrealimenta y calienta. Además, cabe señalar que las trayectorias de PTt de forma similar también pueden ocurrir en diferentes entornos tectónicos y procesos geodinámicos. En la mayoría de las zonas metamórficas de temperatura media y alta, es difícil establecer la trayectoria PTt de la etapa metamórfica progresiva, y el entorno tectónico se analiza principalmente en función del patrón de evolución PT de esta etapa después del pico metamórfico. En la actualidad, se cree generalmente que su trayectoria PTt se puede dividir en dos tipos principales: ① Tipo de descompresión isotérmica (tipo ITD), que se considera un componente de la trayectoria PTt en el sentido de las agujas del reloj y representa el modelo dinámico de engrosamiento estructural de la corteza terrestre en el orógeno de colisión; ② el tipo de enfriamiento isobárico (enfriamiento isobárico, denominado tipo IBC) es un componente de la trayectoria PTt en sentido antihorario y representa el modo dinámico de la capa inferior de magma derivado del manto y el engrosamiento vertical de la corteza. Sin embargo, algunos estudios recientes han demostrado que la situación no es tan simple. Al contrario, ambos pueden formarse en una variedad de entornos tectónicos y procesos geodinámicos diferentes, y deben combinarse con las características de otros procesos geológicos para un análisis completo. para que sea eficaz. En definitiva, el estudio de las características del metamorfismo, especialmente la relación entre su patrón de evolución espaciotemporal P-T y el entorno tectónico y la geodinámica es uno de los contenidos protagonistas de la petrología metamórfica en la etapa actual, aunque se han realizado una serie de avances en este sentido. En este sentido, aún queda mucho por hacer. Está lejos de establecerse un sistema teórico y metodológico completo. En el futuro, la cooperación entre la inversión de minerales de roca y el modelado directo de simulación térmica de trayectorias de PTt debe fortalecerse y combinarse aún más con la investigación de geología metamórfica regional, de modo que el estudio de las causas del metamorfismo pueda realmente incorporarse al marco general de la geodinámica.

Preguntas para pensar

1. Comentar el concepto de dinámica metamórfica y su importancia en la investigación.

2.Comprender correctamente el concepto de trayectoria metamórfica del PTt y explicar su diferencia con las zonas metamórficas progresivas, fases y fases metamórficas.

3. Da un ejemplo de cómo identificar la relación de generación o transformación de equilibrio entre minerales y determina las diversas propiedades de reacción metamórfica relacionadas con ella.

4. ¿Cómo determinar las etapas de cristalización-deformación metamórfica y sus series de tiempo en un evento metamórfico?

5. de todo el evento metamórfico? ¿Cuáles son las cuestiones a las que se debe prestar atención en la discusión y aplicación?

6. Explique los principios y métodos de aplicación del estilo de trayectoria metamórfica PTt para explorar el entorno geotectónico.

7. ¿Cuáles son las características de los patrones de trayectoria metamórfica del PTt en la zona de subducción de la placa oceánica, la zona de colisión continente-continente y la zona de escisión de la corteza continental? Discutir sus mecanismos genéticos.

8. Explicar los diferentes ambientes tectónicos reflejados por los procesos de descompresión isotérmica (ITD) y de enfriamiento isobárico (IBC).