Ścieżka ciśnienie-temperatura-czas
Ścieżka ciśnienie-temperatura-czas (ścieżka PTt) jest zapisem warunków ciśnienia i temperatury (PT), jakich doświadcza skała w cyklu metamorficznym , od zakopania i nagrzania do wypiętrzenia i ekshumacji na powierzchnię. Metamorfizm to dynamiczny proces obejmujący zmiany w minerałach i teksturze wcześniej istniejących skał ( protolitów ) w różnych warunkach PT w stanie stałym . Zmiany ciśnienia i temperatury w skałach metamorficznych w czasie są często badane metodami petrologicznymi , technikami datowania radiometrycznego i modelowaniem termodynamicznym .
Minerały metamorficzne są niestabilne pod wpływem zmieniających się warunków PT. Oryginalne minerały są zwykle niszczone podczas w stanie stałym i reagują, tworząc nowe minerały, które są stosunkowo stabilne. W reakcji na ogół bierze udział woda , pochodząca z otoczenia lub powstająca w samej reakcji. Zwykle duża ilość płynów (np. para wodna , gaz itp.) ucieczka w rosnących warunkach PT, np. zakopanie. Kiedy skała zostanie później wypiętrzona, w wyniku ucieczki płynów na wcześniejszym etapie, nie ma wystarczającej ilości płynów, aby wszystkie nowe minerały mogły z powrotem przereagować w minerały pierwotne. Dlatego minerały nie są w pełni w równowadze , gdy zostaną odkryte na powierzchni. Dlatego zbiorowiska minerałów w skałach metamorficznych pośrednio rejestrują przeszłe warunki PT, jakich doświadczyła skała, a badanie tych minerałów może dostarczyć informacji na temat przeszłej historii metamorficznej i tektonicznej .
Ścieżki PTt są ogólnie podzielone na dwa typy: ścieżki PTt zgodne z ruchem wskazówek zegara , które są związane z początkiem kolizji i obejmują wysokie ciśnienia, po których następują wysokie temperatury; i przeciwnie do ruchu wskazówek zegara ścieżki PTt , które zwykle mają pochodzenie wtargnięcia i obejmują wysokie temperatury przed wysokimi ciśnieniami. (Nazwy „zgodnie z ruchem wskazówek zegara” i „przeciwnie do ruchu wskazówek zegara” odnoszą się do pozornego kierunku ścieżek w przestrzeni kartezjańskiej , gdzie oś x to temperatura, a oś y to ciśnienie.)
Etapy ścieżek PTt
Ścieżki PTt często odzwierciedlają różne etapy cyklu metamorficznego . Cykl metamorficzny oznacza szereg procesów, którym podlega skała, począwszy od zakopania, nagrzania, wypiętrzenia i erozji . Warunki PT doświadczane przez skałę podczas tych procesów można podzielić na trzy główne etapy w zależności od zmian temperatury:
- Metamorfizm Prograde (przed szczytem) : proces, w którym skała jest zakopywana i podgrzewana w środowiskach takich jak baseny lub strefy subdukcji . Reakcje odgazowania (uwalnianie gazów, np . CO 2 , H 2 O) są powszechne.
- Szczytowy metamorfizm : maksymalna temperatura osiągnięta w historii metamorfizmu.
- Metamorfizm wsteczny (po szczycie) : metamorfizm nastąpił podczas wypiętrzenia i ochłodzenia skały.
Jednak metamorfizm wsteczny nie zawsze można zaobserwować w skałach metamorficznych. Dzieje się tak na skutek utraty płynów (np. CO 2 , H 2 O) w wyniku metamorfizmu stopniowego, po którym nie ma wystarczającej ilości płynu, aby umożliwić odwrotną reakcję zbiorowisk minerałów. Innym powodem jest to, że skały mają niewłaściwy skład, aby wytworzyć wszystkie minerały, które rejestrują ich pełne zdarzenia metamorficzne. Średnio tylko jedna na dwadzieścia próbek skał metamorficznych wykazuje wszystkie trzy etapy metamorfizmu.
Trajektorie ścieżki PTt
Ścieżki PTt można ogólnie podzielić na dwa typy: ścieżki PTt zgodne z ruchem wskazówek zegara i ścieżki PTt przeciwne do ruchu wskazówek zegara .
Ścieżki PTt zgodne z ruchem wskazówek zegara
Skały metamorficzne o ścieżkach PTt zgodnych z ruchem wskazówek zegara są powszechnie kojarzone z niemal izotermiczną trajektorią dekompresyjną PT .
Ścieżka PTt zgodna z ruchem wskazówek zegara zwykle składa się z trzech części:
- Początkowe ogrzewanie i sprężanie aż do osiągnięcia wartości szczytowej, często obserwuje się szczyt wysokiego ciśnienia i niskiej temperatury. (Postępuj metamorfizm aż do szczytu)
- Dekompresja prawie izotermiczna po szczycie (metamorfizm wsteczny etapu 1)
- Dalsza dekompresja i chłodzenie w wolnym tempie (metamorfizm wsteczny etapu 2)
Można się spodziewać, że skała osiągnie swój szczytowy metamorfizm w szczytowej temperaturze i ciśnieniu w podobnym czasie, a na pierwszym etapie metamorfizmu obserwuje się prawie izotermiczną ścieżkę dekompresji PTt. Jednak w rzeczywistości skały zwykle doświadczają szczytowego ciśnienia przed szczytową temperaturą. Dzieje się tak ze względu na względną niewrażliwość skał na zdarzenia termiczne, tj. słabą przewodność skał pod wpływem zewnętrznych zmian termicznych, podczas gdy skały natychmiastowo doświadczają zmian ciśnienia.
Przykłady skał metamorficznych składających się ze ścieżek PTt zgodnych z ruchem wskazówek zegara można znaleźć pod adresem:
- Orogen transpółnocnochiński, kraton północnochiński
- Masyw Czeski , Austria
- Południowa Bretania , Francja
- Północne pasmo Gallatin , południowo-zachodnia Montana , USA
- Południowe Góry Księcia Karola , Antarktyda Wschodnia
Ścieżki PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara
Skały metamorficzne o ścieżkach PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara są powszechnie kojarzone z niemal izobaryczną trajektorią chłodzenia PT.
Ścieżka PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara zwykle składa się z dwóch części:
- Początkowe ogrzewanie i sprężanie aż do osiągnięcia wartości szczytowej, często obserwuje się szczytową temperaturę przy niskim ciśnieniu i wysokiej temperaturze. (Postępuj metamorfizm aż do szczytu)
- Chłodzenie prawie izobaryczne po piku (metamorfizm wsteczny)
Powszechnie obserwuje się, że szczytowa temperatura jest osiągana przed szczytowym ciśnieniem na ścieżkach PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, ponieważ skały zwykle poddawane były działaniu ciepła ze źródła ciepła, zanim zostały poddane intensywnemu ciśnieniu.
Przykłady skał metamorficznych składających się ze ścieżek PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara można znaleźć pod adresem:
- Blok Arunta w środkowej Australii
- Andy , Ameryka Południowa
- Blok Yinshan, kraton w północnych Chinach
- Kordyliera przybrzeżna , południowo-środkowe Chile
Rekonstrukcja ścieżek PTt
Rekonstrukcja ścieżek PTt obejmuje dwa rodzaje podejść:
- Podejście wsteczne : metoda odwrotnego wnioskowania o zdarzeniach metamorficznych na podstawie próbek skał za pomocą tradycyjnych metod badań petrologicznych (np. mikroskopii optycznej , geotermobarometrii itp.).
- Podejście przyszłościowe: wykorzystanie technik modelowania termicznego do pracy nad ewolucyjnym modelem geologicznym skał i jest zwykle stosowane do walidacji wyników uzyskanych w podejściu wstecznym.
Podejście wsteczne (rekonstrukcja petrologiczna PTt)
Rekonstrukcja petrologiczna to podejście wsteczne, które wykorzystuje skład mineralny próbek skał w celu wywnioskowania możliwych warunków PT. Typowe techniki obejmują mikroskopię optyczną , geotermobarometrię , pseudosekcje i geochronologię .
Mikroskopia optyczna
Podczas jakościowej rekonstrukcji warunków PT geolodzy badają cienkie przekroje pod mikroskopem w świetle spolaryzowanym , aby określić kolejność powstawania minerałów. Ze względu na niepełne zastąpienie wcześniej utworzonych minerałów w zmieniających się warunkach PT, w tej samej próbce skały można znaleźć minerały utworzone w różnych środowiskach PT. Ponieważ różne minerały mają różne właściwości optyczne i teksturę, możliwe jest określenie składu mineralnego w skałach metamorficznych.
Typowe tekstury na różnych etapach metamorfizmu:
-
Metamorfizm progresywny (przed szczytem)
- Wtrącenia mineralne ( tekstura poikiloblastyczna ): minerał powstający w warunkach niższej PT jest zawarty w innym minerale, który powstaje w warunkach wyższej PT. Na przykład podczas badania cienkich przekrojów biotytu jest zawarty w ziarnie granatu , dlatego uważa się, że biotyt powstał wcześniej.
-
Szczytowy metamorfizm
- Porfiroblastyczna - tekstura matrycy : duże kryształy euedryczne wewnątrz drobnej masy gruntowej . Zarówno kryształy euedryczne, jak i macierzy porfiroblastów powstają w szczytowym okresie metamorfizmu.
-
Metamorfizm wsteczny (po szczycie).
- minerału wyższej jakości
- Symplektyt (konsystencja palca): przerost minerałów wstecznych (powstających w warunkach niższego PT) i minerałów powstałych w fazie szczytowej (warunki wyższego PT)
- Minerały przekrojowe: minerały wsteczne, minerały przekrojowe, które powstają w fazie szczytowej
| Tekstury na różnych etapach metamorfizmu obserwowane pod mikroskopem | ||
|---|---|---|
| Etapy metamorfizmu | Typowa tekstura | Przykład tekstury |
| Prograde (przed szczytem) | inkluzje mineralne |
Mikroklin ( bliźniacze kreskowane ) zawarty w magnetycie (czarny, nieprzezroczysty ) w plagioklazie ( bliźniactwo polisyntetyczne ). Dlatego kolejność powstawania jest następująca: mikroklin → magnetyt → plagioklaz .
|
| Szczyt | porfiroblasty |
|
| Retrogradacja (po szczycie) | obręcze reakcyjne | |
| symplektyty |
Przerost fajalitu - symplektytu piroksenu (szary) z apatytem (biały) wykazuje po prawej stronie teksturę symplektytyczną.
|
|
| przekrojowy |
Jasne żyły serpentynowe przecinają ciemne minerały mafijne , dlatego żyły serpentynowe powinny powstać później niż ciemne minerały.
|
|
Nie wszystkie próbki skał wykazują wszystkie warunki PT, jakich doświadczyli w trakcie ewolucji geologicznej. Przypisuje się to złożoności procesów geologicznych, w przypadku których próbki mogły przejść skomplikowaną historię termodynamiczną , lub nieodpowiedniemu składowi minerałów w celu wytworzenia minerałów, które rejestrują ich zdarzenia metamorficzne.
Geotermobarometria
Geotermobarometria to ilościowy pomiar warunków PT, który jest szeroko stosowany w analizie warunków PT metamorficznych i natrętnych skał magmowych .
Podstawową zasadą geotermobarometrii jest wykorzystanie stałych równowagi zbiorowisk minerałów w skale do wywnioskowania metamorficznych warunków PT. Mikrosonda elektronowa jest zwykle stosowana w geotermobarometrii do pomiaru rozkładu składników w minerałach i dokładnego określenia równowagi chemicznej w próbce.
Geotermobarometria jest kombinacją:
- Geotermometria : pomiar zmian temperatury przy użyciu równowagi minerałów, które są niewrażliwe na zmiany ciśnienia, oraz
- Geobarometria: wyznaczanie zmian ciśnienia na podstawie równowagi minerałów, które są mało zależne od zmian temperatury.
Geotermometry są zwykle reprezentowane przez reakcje wymiany, które są wrażliwe na temperaturę, ale mają niewielki wpływ pod zmieniającym się ciśnieniem, takie jak wymiana Fe 2+ i Mg 2+ pomiędzy reakcją granatu - biotytu :
Geobarometry zwykle występują jako reakcje przeniesienia netto, które są wrażliwe na ciśnienie, ale wykazują niewielkie zmiany w zależności od temperatury, takie jak reakcja granatu - plagioklaz - muskowit - biotyt , która obejmuje znaczną redukcję objętości pod wysokim ciśnieniem:
Ponieważ zbiorowiska minerałów w stanie równowagi zależą od ciśnień i temperatur, mierząc skład współistniejących minerałów i stosując odpowiednie modele aktywności, można określić warunki PT, jakim podlega skała.
znalezieniu jednej stałej równowagi na wykresie PT zostanie wykreślona linia. Ponieważ różne stałe równowagi zbiorowisk minerałów występowałyby jako linie o różnym nachyleniu na wykresie PT, dlatego też, znajdując przecięcie co najmniej dwóch linii na wykresie PT, można uzyskać stan PT próbki.
Pomimo przydatności geotermobarometrii, szczególną uwagę należy zwrócić na to, czy zbiorowiska minerałów reprezentują równowagę, czy występuje w skale równowaga wsteczna, a także na prawidłowość kalibracji wyników .
Strefa wzrostu granatu
granatów to specjalny rodzaj geotermobarometrii, który koncentruje się na zmianach składu granatu.
Podział na strefy to tekstura minerałów w roztworze stałym , które tworzą koncentryczne pierścienie od rdzenia do krawędzi pod wpływem zmieniających się warunków PT. W zmieniającym się środowisku minerały byłyby niestabilne i zmieniałyby się, redukując energię swobodną Gibbsa , aby osiągnąć stany stabilne. Czasami jednak rdzeń mineralny nie osiągnął równowagi po zmianie środowiska i następuje podział na strefy. Podział na strefy występuje także w innych minerałach, takich jak plagioklaz i fluoryt .
W praktyce granat jest powszechnie stosowany w badaniach skał metamorficznych ze względu na jego ogniotrwały charakter. W poprzednich badaniach stwierdzono, że granat jest minerałem stabilnym w szerokim zakresie warunków PT, tymczasem pod względem chemicznym wykazuje reakcje (np. wymianę jonową ) na zmiany PT w całej swojej historii metamorficznej, nie osiągając całkowitej równowagi. Powstały wcześniej niezrównoważony granat jest często strefowany przez młodszy granat. Dlatego na obszarach strefowych zachowało się wiele dawnych cech PT. Mikrosondy elektronowe służą do pomiaru składu stref granatu.
Jednakże czasami dochodzi do topnienia granatu lub szybkość dyfuzji jest zbyt duża w wysokiej temperaturze, niektóre strefy granatu łączą się i nie mogą dostarczyć wystarczających informacji o pełnej historii metamorficznej skał.
Metoda Gibbsa
Formalizm metody Gibbsa to metoda stosowana do analizy ciśnień i temperatur minerałów strefowych oraz zmian tekstury w skałach metamorficznych poprzez zastosowanie różniczkowych równań termodynamicznych opartych na twierdzeniu Duhema . Próbuje symulować numerycznie strefę wzrostu granatu, rozwiązując zestaw równań różniczkowych obejmujących zmienne ciśnienie (P), temperaturę (T), potencjał chemiczny (μ), skład mineralny (X). Modalna obfitość faz mineralnych (M) została później dodana jako zmienna obszerna w metodzie Gibbsa z dodanym bilansem masowym jako ograniczenie. Celem tej analizy jest poszukiwanie bezwzględnego warunku PT podczas różnych wzrostów strefowych i dopasowanie obserwowanego składu stref w próbce. Do obliczania równań powszechnie stosuje się program komputerowy GIBBS .
Pseudosekcja
Pseudosekcja to diagram fazowy równowagi , który pokazuje wszystkie stabilne zbiorowiska minerałów w skale w różnych zakresach PT dla pojedynczego składu chemicznego całej skały (skład skały objętościowej). Stabilne zbiorowiska minerałów zaznaczono na wykresie PT jako różne obszary.
W przeciwieństwie do geotermobarometrii , która koncentruje się tylko na pojedynczych równaniach równowagi chemicznej , pseudoprzekroje wykorzystują wiele równań równowagi do wyszukiwania przeszłych warunków PT. Jest szeroko stosowana w analizie skał metamorficznych ze względu na uwzględnienie wielu reakcji, które w rzeczywistości przypominają procesy metamorficzne wielu minerałów.
(Pseudosekcja różni się od siatki petrogenetycznej. Pseudosekcja pokazuje różne fazy mineralne dla składu chemicznego pojedynczej skały, podczas gdy siatka petrogenetyczna przedstawia zestaw reakcji w różnych warunkach PT, które wystąpiłyby w przypadku diagramu fazowego.)
Przy budowie pseudoprzekrojów skład masywnej skały jest najpierw określany za pomocą technik geochemicznych , a następnie wprowadzany do programów komputerowych w celu obliczeń opartych na równaniach termodynamiki w celu wygenerowania diagramów pseudoprzekrojów.
Istnieją dwie metody geochemiczne określania składu skał objętościowych:
- fluorescencji rentgenowskiej (XRF), która bezpośrednio określa skład chemiczny całej skały.
- Punktowe zliczanie kompozycji za pomocą mikrosondy elektronowej , które polega na ważonym obliczeniu zawartości minerałów w skałach obserwowanych z cienkich przekrojów .
Obie metody mają swoje zalety i ograniczenia. Metoda XRF zapewnia bezstronne oszacowanie, ale może pominąć proporcję istniejących minerałów w skale. Tymczasem metoda liczenia punktowego uwzględnia proporcje minerałów, ale opiera się na ocenie człowieka i może być stronnicza.
Popularne programy komputerowe do obliczania pseudosekcji:
- TERMOKALC
- GIBBS
- TWQ
- THERIAK-DOMINO
- POGMATWAĆ
Wyniki pojedynczego pseudosekcji nie są w pełni wiarygodne, gdyż w rzeczywistości okaz skały nie zawsze znajduje się w równowadze. Jednakże analizę można przeprowadzić na fragmentach ścieżki PTt, np. na granicach wtrąceń mineralnych, lub na lokalnej analizie składu objętościowego, co poprawiłoby precyzję i dokładność ścieżki PTt.
Geochronologia
Aby określić wiek wydarzeń metamorficznych, stosuje się techniki geochronologiczne . Wykorzystuje ideę rozpadu radioaktywnego długożyciowych niestabilnych izotopów w minerałach do poszukiwania wieku zdarzeń .
Geochronologia monacytu
W badaniach petrologii metamorficznej skuteczną metodą określenia historii PT jest datowanie uranowo-torowo-ołowiowe monacytu ( geochronologia monacytu ). Monacyt to minerał fosforanowy zawierający lekkie pierwiastki ziem rzadkich (LREE) , który występuje w wielu rodzajach skał. Zwykle zawiera radioaktywny tor (Th) podczas tworzenia się kryształów, co umożliwia określenie wieku.
Monacyt charakteryzuje się wysoką temperaturą zamknięcia (> 1000 ° C), zmiennym składem i wytrzymałością w dużym zakresie temperatur, co pomaga w zapisie historii geologicznej skał metamorficznych. Do pomiaru składu monacytu zwykle stosuje się mikrosondę elektronową .
Inkluzje monacytu
Monacyt zwykle występuje w postaci inkluzji w porfiroblastach skał metamorficznych.
Na przykład podczas wzrostu stref granatów w procesach metamorficznych ziarna monacytu włączają się do stref granatów. Ponieważ granaty są dość stabilne przy zmianie temperatury, zawarte w nich ziarna monazytu są dobrze zachowane i zabezpieczone przed ponownym ustawieniem się systemu rozkładu i wieku. Dlatego można oszacować wiek zdarzeń metamorficznych w każdej strefie.
Strefy wzrostu monacytu
Oprócz tego, że występuje jako dodatek do granatów, monacyt wykazuje również strefowy wzór wzrostu pod wpływem zmieniających się warunków PT.
Monacyt ma tendencję do wychwytywania Th, gdy się tworzy. Kiedy kryształ monacytu rośnie, wcześniej utworzone monazyty zawierają wiele Th i pozostawiają otaczające środowisko zubożone w Th. Dlatego starszy uformowany monacyt ma wyższe stężenie Th niż młodszy monacyt. Dlatego datowanie monazytów matrycowych strefowych (tj. monacytów, które nie tworzą się jako inkluzje w innych minerałach) skał metamorficznych można uzyskać informację o wieku i kolejności ich powstawania. Metodę datowania zwykle przeprowadza się przy użyciu mikrosondy elektronowej w celu obserwacji stref składu monacytu, a następnie analizując wiek U-Th-Pb każdej strefy w celu zrekonstruowania czasu odpowiednich warunków PT. Dane uzyskane z monacytów matrycowych są często porównywane z danymi uzyskanymi z inkluzji monacytowych w celu interpretacji historii metamorficznej.
Geochronologia cyrkonu
Cyrkon to kolejny minerał odpowiedni do datowania skał metamorficznych. Występuje jako minerał dodatkowy w skałach i zawiera śladowe ilości uranu (U).
Ponieważ cyrkon jest odporny na warunki atmosferyczne i wysoką temperaturę, jest minerałem przydatnym w rejestracji procesów geologicznych. Podobnie jak monacyt, cyrkon również wyświetla wzory strefowe w różnych warunkach PT, przy czym każda strefa rejestruje informacje o zmieniającym się środowisku w przeszłości. Datowanie U-Pb jest powszechnie stosowane w datowaniu epok cyrkonu. Geochronologia cyrkonu daje dobry zapis wieku procesów chłodzenia i ekshumacji . Jednak jest mniej reaktywny niż monacyt w warunkach metamorficznych i lepiej radzi sobie z datowaniem skał magmowych .
Podejście naprzód (modelowanie termiczne)
W przeciwieństwie do tradycyjnych metod badań petrologicznych (np. mikroskopii optycznej , geotermobarometrii ) w celu odwrotnego wnioskowania o zdarzeniach metamorficznych na podstawie próbek skał, modelowanie termiczne jest postępową metodą, która próbuje zbadać ewolucję geologiczną skał.
Modelowanie termiczne wykorzystuje techniki modelowania numerycznego oparte na równaniach wymiany ciepła , różnych modelach tektoniki i reakcjach minerałów metamorficznych w symulacji możliwych zdarzeń metamorficznych. Opiera się na zmianach temperatury skorupy ziemskiej w czasie w oparciu o szybkość wymiany i dyfuzji ciepła wzdłuż zakłóconego gradientu geotermalnego (normalny rozkład ciepła w gruncie).
Modelowanie termiczne nie podaje rzeczywistego czasu geologicznego. Pozwala jednak na dokładne oszacowanie czasu trwania zdarzeń termicznych. Zaletą modelowania termicznego jest to, że zapewnia całościowe oszacowanie czasu trwania różnych etapów metamorfizmu, co jest trudne do całkowitego wydobycia z metod geochronologicznych.
Symulacja modelu polega na rozwiązywaniu ciągłego, zależnego od czasu równania różnicowego wymiany ciepła w jego przybliżonej postaci dyskretnej różnicy skończonej, przy użyciu programów komputerowych, takich jak FORTRAN .
Po ustawieniu równań generowana jest siatka węzłów do obliczenia każdego punktu. Warunki brzegowe (zwykle temperatura gradientów geotermalnych) są wprowadzane do równań w celu obliczenia temperatury na granicach. Wyniki porównuje się z wynikami eksperymentów petrologicznych w celu walidacji.
Łącząc metody petrologiczne i techniki modelowania termicznego, ułatwia się zrozumienie procesów metamorficznych wynikających ze zdarzeń tektonicznych. Wyniki petrologiczne dostarczają realistycznych zmiennych, które można włączyć do symulacji modelu, podczas gdy techniki modelowania numerycznego często nakładają ograniczenia na możliwe środowiska tektoniczne. Obie metody uzupełniają się nawzajem i formułują obszerną ewolucyjną historię wydarzeń metamorficznych i tektonicznych.
Implikacje tektoniczne
Ustawienie kolizji
Obszary, na których występują zdarzenia tektoniczne związane z kolizjami lub strefy subdukcji , zwykle wytwarzają skały metamorficzne o ścieżkach PTt zgodnych z ruchem wskazówek zegara i prawie izotermicznych trajektoriach dekompresyjnych PT, a powód jest następujący:
- Podczas stopniowego metamorfizmu aż do szczytu, wstępnego nagrzewania i kompresji aż do osiągnięcia szczytu wysokiego ciśnienia i niskiej temperatury (HPLT), sugeruje wczesną fazę postępującego zakopywania z powodu pogrubienia skorupy ziemskiej bez otrzymywania dużej ilości ciepła.
- W pierwszym etapie metamorfizmu wstecznego następuje prawie izotermiczna dekompresja po szczycie, która wskazuje na wypiętrzenie i ekshumację sprasowanej skały w pasie orogenicznym lub przedłuku .
- Na etapie 2 metamorfizmu wstecznego dalsza dekompresja i ochłodzenie zachodzą w wolnym tempie, co oznacza dalszą erozję po zdarzeniu tektonicznym.
Ponadto ostatnie badania oparte na analizie mechanicznej ujawniają, że szczytowe ciśnienie zarejestrowane na ścieżkach PT zgodnych z ruchem wskazówek zegara niekoniecznie odzwierciedla maksymalną głębokość zakopania, ale może również oznaczać zmianę układu tektonicznego.
Wtargnięcie
Intruzje, takie jak gorące punkty lub szczeliny na grzbietach śródoceanicznych, zwykle tworzą skały metamorficzne wykazujące wzory ścieżek PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara z niemal izobaricznymi trajektoriami chłodzenia PT, a powód jest następujący:
- Podczas stopniowego metamorfizmu aż do szczytu, widoczne jest wstępne nagrzewanie i kompresja aż do osiągnięcia szczytu przy niskim ciśnieniu i wysokiej temperaturze (LPHT), co sugeruje zdarzenie ogrzewania generowanego od dołu, a skorupa jest lekko pogrubiona. Odzwierciedla to działanie intruzji magmy , która wybuchła w postaci natrętnej warstwy, takiej jak parapety , powodując niewielki wzrost ciśnienia, ale duży wzrost temperatury.
- Podczas metamorfizmu wstecznego po szczycie miało miejsce niemal izobaryczne chłodzenie, co wskazuje, że skała pozostaje w tym samym położeniu podczas ochładzania się magmy.
Intruzja magmy powoduje duży wzrost temperatury i niewielki wzrost ciśnienia odczuwanego przez leżące pod nią skały, co powoduje postępujący metamorfizm. Ochłodzenie wyrzuconej magmy powoduje niemal izobaryczny spadek temperatury i prowadzi do wstecznego metamorfizmu leżących pod nią skał.
Typowa ścieżka PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara reprezentująca początek wtargnięcia. Duży wzrost temperatury podczas metamorfizmu postępowego z powodu leżącej nad nim gorącej magmy, po którym następuje niemal izobaryczne chłodzenie w metamorfizmie wstecznym, gdy magma ochładza się.
Sparowane pasy metamorficzne
Zarówno zgodne z ruchem wskazówek zegara, jak i przeciwne do ruchu wskazówek zegara metamorficzne ścieżki PTt znajdują się w sparowanych pasach metamorficznych na zbieżnych granicach płyt . Sparowane pasy metamorficzne przedstawiają dwa kontrastujące zestawy zespołów mineralnych:
- Pas wysokociśnieniowy i niskotemperaturowy (HPLT).
- Pas niskociśnieniowy i wysokotemperaturowy (LPHT).
Pas metamorficzny HPLT jest zlokalizowany wzdłuż stref subdukcji i jest powszechnie powiązany ze ścieżką PTt zgodną z ruchem wskazówek zegara. Stan HPLT wynika z pogrubienia skorupy ziemskiej w wyniku zbieżności, w międzyczasie bez podgrzewania przez magmę .
Pas metamorficzny LPHT obserwuje się na łukach wulkanicznych lub w basenach łuku tylnego , co przypisuje się intruzji magmy powstałej w wyniku częściowego stopienia płyty subdukcyjnej , a stopiony materiał unosi się do skorupy . Obszar ten jest powiązany ze ścieżką PTt w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara.
Ścieżki PTt zapewniają dogłębne badania i implikacje mechanizmów zachodzących w litosferze, a także dodatkowo wspierają teorię tektoniki płyt i powstawania superkontynentów .
Tektonika pióropuszów
Ścieżki PTt odgrywają ważną rolę w rozwoju tektoniki smug, wspierane przez ścieżki PT skierowane w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara.
Uważa się, że tektonika pióropuszów jest dominującym procesem tworzącym skorupę archaiku, co potwierdzają badania archaikowych bloków kratonicznych w kratonie północnochińskim . W skałach archaiku zwykle spotyka się przeciwne do ruchu wskazówek zegara ścieżki PT z niemal izobarycznym chłodzeniem po szczycie, co sugeruje pochodzenie intruzji.
Brak sparowanego pasa metamorficznego oraz sparowanej ścieżki PT zgodnej z ruchem wskazówek zegara w skałach archaiku eliminuje możliwość powstania łuku wulkanicznego. Dowodem na to jest duża kopułowata struktura , powszechna z komatytów i bimodalnego wulkanizmu , sugeruje się, że tektonika pióropuszów jest głównym procesem tworzenia skorupy w Archaiku. Doprowadziło to do dalszych badań nad początkami tektoniki płyt i modelowaniem numerycznym wczesnego stanu Ziemi.
Deformacja strukturalna
Ścieżki PTt można wykorzystać do oszacowania możliwych struktur w polu, w których ciepło byłoby przenoszone w adwekcyjnym przepływie ciepła na małą skalę podczas wpychania i fałdowania skał metamorficznych.
Przykładowo, podczas tworzenia się fałdu uskokowego , skały w dolnym segmencie (ścianie) nagrzewają się w wyniku kontaktu z cieplejszą górną ścianą oporową (wiszącą ścianą), natomiast górna płyta oporowa ochładza się na skutek utraty ciepła w kierunek w dół. Zatem dolny segment i górna płyta oporowa przechodzą odpowiednio metamorfizm postępowy i metamorfizm wsteczny.
Niemniej jednak należy zwrócić szczególną uwagę na wpływ wielokrotnych pchnięć, takich jak dupleksy, gdzie początkowa dolna płyta we wcześniejszym pchnięciu stanie się górną płytą w późniejszym przypadku pchnięcia. W zależności od położenia skały można znaleźć wiele złożonych trajektorii PT, co może utrudniać interpretację terenu.
Historyczny rozwój ścieżek PTt
Facje metamorficzne
Facje metamorficzne to system klasyfikacji wprowadzony po raz pierwszy przez Penttiego Eskolę w 1920 roku w celu klasyfikowania określonych zespołów minerałów metamorficznych, które są stabilne w pewnym zakresie warunków PT. Przed połową lat siedemdziesiątych XX wieku geolodzy stosowali klasyfikację facji metamorficznych do badania skał metamorficznych i określania ich charakterystyki PT. Niewiele jednak wiadomo było o procesach ewolucyjnych tych warunków PT i o tym, jak skały metamorficzne docierają w tamtym czasie na powierzchnię.
Ścieżka metamorficzna
Związek między metamorfizmem a położeniem tektonicznym nie został dobrze zbadany aż do 1974 r., kiedy Oxburgh i Turcotte zasugerowali, że pochodzenie pasa metamorficznego jest wynikiem efektów termicznych wywołanych zderzeniem kontynentów . Pomysł podchwycili Anglia i Richardson, dalsze badania przeprowadzono w 1977 r., a koncepcja ścieżki PTt została w pełni rozwinięta przez Richardsona i Thompsona w 1984 r.
Wyniki
Modelowanie termiczne Richardsona i Thompsona (1984) ujawnia, że w każdym przypadku relaksacji termicznej po zdarzeniu tektonicznym, istnieje duża część równowagi cieplnej, zanim erozja znacząco na nią wpłynie, tj. tempo metamorfizmu jest znacznie wolniejsze niż czas trwania zjawiska termicznego. Oznacza to, że skała jest słabym przewodnikiem ciepła , których maksymalna temperatura doświadczana przez skałę oraz jej zmiany temperatury są niewrażliwe na szybkość erozji. Dlatego też w leżących pod spodem skałach metamorficznych można odcisnąć zarówno ślady maksymalnych ciśnień, jak i temperatur panujących w zakopanych warstwach. W związku z tym można wydedukować głębokość zakopania, a także prawdopodobne ustawienia tektoniczne. Dzięki technikom datowania geolodzy mogą nawet określić skalę czasową wydarzeń tektonicznych w odniesieniu do wydarzeń metamorficznych.
Przyszły rozwój
Metamorficzne ścieżki PTt zostały powszechnie uznane za przydatne narzędzie do określania historii metamorficznej i ewolucji tektonicznej regionu. Potencjalne przyszłe kierunki badań nad ścieżkami PTt będą prawdopodobnie rozwijane w następujących obszarach:
- Udoskonalanie metod i technik datowania , np. włączenie innych pierwiastków, takich jak Fe 3+ , do obliczeń termodynamicznych minerałów metamorficznych o ultrawysokiej temperaturze (UHT)
- Udoskonalanie modeli geodynamicznych , np. badanie wpływu pękania płyty na metamorficzne ścieżki PTt, dalsze badania ścieżek PTt i odpowiadających im modeli geodynamicznych
- Przepuszczalność przestrzenna skał pod wpływem metamorfizmu i deformacji
- minerałów metamorficznych w odpornych minerałach metamorficznych gospodarzy
- Ujednolicona teoria ewolucji i powstawania litosfery wykorzystująca mechanizmy ewolucji skał metamorficznych i ich wiek
- Zmiany PTt skał pod wpływem metamorfizmu szokowego przy użyciu połączenia mikroskopii elektronowej , technik obrazowania i symulacji modelu
- Ewolucja termiczna meteorytów i ich macierzystych asteroid przy użyciu kombinacji modelowania termicznego i stref dyfuzyjnych minerałów w chondrytach