Metamorfismo de Ultra alta presión

El metamorfismo de ultra alta presión (abreviado como UHP) se aplica a aquellas rocas metamórficas de corteza extremadamente raras que evolucionaron en un entorno de colisión continente - continente, con temperaturas bajas a moderadas y presiones iguales o superiores a 3 GPa, correspondientes a profundidades de más de 100 km. Su definición se basa en el reconocimiento de minerales o asociaciones de minerales que, según datos experimentales, son indicativos de presiones extremadamente altas.

La presencia del polimorfo coesita SIO 2 en rocas continentales metamorfoseadas fue descubierta por primera vez en 1984 por Chopin G. en Martiniana Po en el complejo metamórfico alpino Dora - Maira, en Piamonte. Aunque extremadamente rara, proporcionó el prerrequisito para definir una nueva facies de metamorfismo, la de la presión ultra alta. Estas rocas se han equilibrado en el campo de estabilidad de este mineral, que a 800°C requiere una presión mínima de 2,9 GPa. Aún más rara en las rocas continentales es la presencia de diamante, que requiere una presión de equilibrio de al menos 3.8 GPA (unos 140 km de profundidad) a 800°C, correspondiente a la transición grafito/diamante. Estos minerales se observaron en rocas con metamorfismo en facies de esquisto azul y eclogítico, como inclusiones en granate, clinopiroxeno, cianita, dolomita y circón, que funcionaban como "células de presión" , preservando la coesita y el diamante de la sobrepresión generalizada posterior del metamorfismo de presión inferior. Otras asociaciones de minerales UHP wrecks escaparon a la sobrepresión son consistentes con su origen ultra profundo. Estas fases y asociaciones de UHP incluyen granate piropo puro, fengita rica en si, ellenbergerita, clinopiroxeno rico en K - Al, talco + cianita y granate rico en grossularia + rutilo. En la fig. 1 se indican algunas reacciones que identifican el ambiente P-T de metamorfismo de ultra alta presión. El metamorfismo UHP comienza con la transición del campo de estabilidad del cuarzo al de la coesita. Las líneas discontinuas en forma de esquina indican los campos de estabilidad de ellenbergerite (Ell) y Mg - carfolite (Mg - Car). Las líneas de puntos rojas indican como referencia los gradientes geotérmicos de 5 ° C / km y 10°C / km. Las líneas punteadas negras indican la variación en el contenido de silicio de la mica de fengita, utilizada como geobarómetro. La estrecha trayectoria P - T en el sentido de las agujas del reloj del metamorfismo en el macizo de Dora - Maira está indicada por la línea roja con flechas. Las áreas sombreadas indican las condiciones del pico metamórfico alcanzado por las rocas del Macizo de Kokchetav (Kazajstán) y los metasedimentos de Dabie–Sulu (China). En ambas áreas, el campo de estabilidad del grafito se superó con la formación de microdiamantes.

Hasta los años 80 del siglo pasado se creía que subducción se limita esencialmente a la litosfera oceánica. Esto se debe a que se creía que la corteza continental menos densa, y debido a esto como una "flotación" en el manto litosférico, no podía hundirse en la misma. En el ejemplo más impresionante de una colisión de Continente A continente-la cordillera del Himalaya-la placa continental India se hundió en un ángulo bajo por debajo de la placa Euroasiática y, sin embargo, los datos sísmicos indican que la parte más profunda del Moho se encuentra a "solo" 70-80km, lo que significa que el continente indio no ha penetrado profundamente en el manto. En el caso del metamorfismo UHP hablamos de rocas continentales que se han hundido hasta 120 - 160km en las zonas de sutura continente - continente. Los protolitos siguieron un camino de P - T relativamente refrigerado durante el entierro y la posterior exhumación. En el caso de las rocas ya mencionadas del Dora-Maira, después del entierro inicial a lo largo de una trayectoria de aproximadamente 10°C/km hasta 55 - 60km y 560°C, y estas fueron posteriormente transferidas a 130km y 800°C a lo largo de una trayectoria de un poco más de 3°C/km (fig. 1). La descompresión tuvo lugar a lo largo de una trayectoria similar hasta 30 km de profundidad. Tal camino no recibe suficiente calor para crear un derretimiento parcial, por lo que carece del magmatismo siálico coetáneo, como en el caso de los granitos del Himalaya. Y también carece de un magmatismo máfico calcalcalino como el de los Andes, porque no hay corteza oceánica subductora que libere agua en la cuña superior del manto para bajar su punto de fusión. Debe argumentarse que ha habido una rápida subducción y una exhumación igualmente rápida de la litosfera continental fría. Qué tan rápido se indica por la datación radiométrica U-Th-Pb de gránulos de titanita: la presión máxima en el Dora - Maira se alcanzó hace 35.1 ± 0.9 Ma. La titanita retrógrada equilibrada a unos 35 km de profundidad da una edad de 32,9 ± 0,9 Ma; Esto indica una asombrosa tasa de exhumación de unos pocos centímetros por año (Rubatto y Hermann, 2001; imposible de ser más preciso para el grado de incertidumbre de los análisis cronológicos y barométricos). Esto fue seguido por una desaceleración a 0,5 cm / año hasta aproximadamente 10 km de profundidad. La interpretación dada por O''brien et al. (2001) es que la corteza continental fue forzada a hundirse arrastrada por la litosfera oceánica más pesada a la que fue soldada al comienzo de la subducción. Más tarde, este último se separaría, continuando hundiéndose, mientras que la corteza continental, liberada de esta parte más pesada, regresaría rápidamente a flotar sobre el manto, como cuando un globo es presionado a la fuerza bajo el agua y luego liberado. Las tasas posteriores de exhumación más lentas se produjeron cuando se restableció el rebote isostático normal en la pila de cubierta del edificio de la montaña.

La coesita en las rocas metamórficas fue descubierta más tarde en otra localidad del Macizo de Dora-Maira: en el Valle de Gilba (Brossasco), en Val Varaita. Fue encontrado por Smith (1984) en eclogitas de la región de gneis occidental de Noruega y más tarde en China en la región de Dabie - Sulu, en el complejo de Kokchetav en el norte de Kazajistán y en unos diez otros orógenos esparcidos por todo el mundo (Best M. G. , 2003). Recientemente se ha encontrado coesita en el lago Cignana en Valtournenche (AO) en metabasites y metasedimenti en eclogitica facies.

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