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Ruta presión-temperatura-tiempo

Una ruta PTt esquemática en el sentido de las agujas del reloj. Los minerales metamórficos se alteran con la condición cambiante del PT con el tiempo sin alcanzar el equilibrio de fase completo , lo que hace posible el seguimiento de la trayectoria del PT. Desde 1910 Ma (es decir, hace 1910 millones de años) hasta 1840 Ma, la roca experimentó un aumento en las condiciones de PT y formó granate mineral , lo que se atribuye al entierro y al calentamiento. Después de eso, la roca se calentó continuamente hasta la temperatura máxima y se formó cordierita mineral . Mientras tanto, experimentó una gran disminución de presión alrededor de 1840 Ma debido a un evento de elevación. Finalmente, la caída continua de presión y temperatura en 1800 Ma fue el resultado de una mayor erosión y exhumación . Se encuentra que la presión máxima se alcanza antes que la temperatura máxima, debido a la conductividad térmica relativamente pobre de la roca al aumentar la condición de PT, mientras que la roca experimentó instantáneamente los cambios de presión. El granate y la cordierita no alcanzan el equilibrio completo cuando se descubren en la superficie, dejando una huella de los entornos PT pasados.

La ruta Presión-Temperatura-tiempo (ruta PTt) es un registro de las condiciones de presión y temperatura (PT) que experimentó una roca en un ciclo metamórfico desde el entierro y el calentamiento hasta la elevación y exhumación a la superficie. [1] El metamorfismo es un proceso dinámico que involucra los cambios en minerales y texturas de las rocas preexistentes ( protolitos ) bajo diferentes condiciones de PT en estado sólido . [2] Los cambios de presión y temperatura con el tiempo que experimentan las rocas metamórficas a menudo se investigan mediante métodos petrológicos , técnicas de datación radiométrica y modelización termodinámica . [1] [2]

Los minerales metamórficos son inestables al cambiar las condiciones de PT. [1] [3] Los minerales originales comúnmente se destruyen durante el metamorfismo en estado sólido y reaccionan para convertirse en nuevos minerales que son relativamente estables. [1] [3] El agua generalmente participa en la reacción , ya sea del entorno o generada por la reacción misma. [3] Normalmente, una gran cantidad de fluidos (por ejemplo, vapor de agua , gas , etc.) se escapan en condiciones de PT cada vez mayores, por ejemplo, entierro. [1] Cuando la roca se levanta posteriormente, debido al escape de fluidos en una etapa anterior, no hay suficientes fluidos para permitir que todos los nuevos minerales reaccionen nuevamente y se conviertan en los minerales originales. [1] Por lo tanto, los minerales no están completamente en equilibrio cuando se descubren en la superficie. [1] Por lo tanto, los conjuntos minerales en rocas metamórficas registran implícitamente las condiciones PT pasadas que la roca ha experimentado, y la investigación de estos minerales puede proporcionar información sobre la historia metamórfica y tectónica pasada . [1]

Los trayectos de PTt se clasifican generalmente en dos tipos: trayectos de PTt en el sentido de las agujas del reloj , que están relacionados con el origen de la colisión e implican altas presiones seguidas de altas temperaturas; [4] y trayectorias de PTt en sentido antihorario , que suelen ser de origen de intrusión e implican altas temperaturas antes de altas presiones. [4] (Los nombres "en el sentido de las agujas del reloj" y "en el sentido contrario a las agujas del reloj" se refieren a la dirección aparente de las trayectorias en el espacio cartesiano , donde el eje x es la temperatura y el eje y es la presión. [3] )

Etapas en caminos PTt

Las trayectorias del PTT a menudo reflejan varias etapas del ciclo metamórfico . [3] Un ciclo metamórfico implica la serie de procesos que experimentó una roca desde el entierro, el calentamiento hasta el levantamiento y la erosión . [3] Las condiciones PT que experimenta una roca a lo largo de estos procesos se pueden clasificar en tres etapas principales según los cambios de temperatura: [3]

  1. Metamorfismo progrado (pre-pico) : el proceso cuando la roca se entierra y se calienta en ambientes como cuencas o zonas de subducción . [3] Las reacciones de desvolatilización (liberación de gases, por ejemplo , CO 2 , H 2 O) son comunes. [3]
  2. Metamorfismo máximo : la temperatura máxima alcanzada a lo largo de la historia metamórfica. [3]
  3. Metamorfismo retrógrado (post-pico) : el metamorfismo ocurrió durante el levantamiento y enfriamiento de la roca. [3]

Sin embargo, es posible que no siempre se observe metamorfismo retrógrado en rocas metamórficas. [3] Esto se debe a la pérdida de fluidos (por ejemplo, CO 2 , H 2 O) debido al metamorfismo progrado, después del cual no hay suficiente líquido para permitir la reacción inversa de los conjuntos minerales. [1] [3] Otra razón es que las rocas tienen una composición inadecuada para generar todos los minerales que registran sus eventos metamórficos completos. [1] En promedio, sólo una de cada veinte muestras de rocas metamórficas muestra las tres etapas del metamorfismo. [1]

Trayectorias de ruta Ptt

Las rutas PTt generalmente se pueden clasificar en dos tipos: rutas PTt en el sentido de las agujas del reloj y rutas PTt en el sentido contrario a las agujas del reloj . [4]

Rutas PTT en el sentido de las agujas del reloj

Las rocas metamórficas con trayectorias de PTt en el sentido de las agujas del reloj se asocian comúnmente con una trayectoria de PT descompresiva casi isotérmica . [5] [6]

La ruta PTt en el sentido de las agujas del reloj normalmente consta de tres partes: [2]

  1. Calentamiento inicial y compresión hasta llegar a un pico, a menudo se observa un pico de alta presión-baja temperatura. (Metamorfismo progresivo hasta el pico) [2]
  2. Descompresión casi isotérmica después del pico (etamorfismo retrógrado de etapa 1) [2]
  3. Mayor descompresión y enfriamiento a un ritmo lento (metamorfismo retrógrado de etapa 2) [2]

Se podría esperar que la roca alcance su metamorfismo máximo a la temperatura y presión máximas en un tiempo similar, y se observa una trayectoria de PTt de descompresión casi isotérmica en su metamorfismo de etapa 1. [2] Sin embargo, en realidad, las rocas comúnmente experimentan la presión máxima antes de la temperatura máxima. [2] Esto se debe a la relativa insensibilidad de las rocas a los eventos térmicos, es decir, la mala conductividad de la roca ante los cambios térmicos externos, mientras que las rocas experimentan instantáneamente cambios de presión. [1]

Se pueden encontrar ejemplos de rocas metamórficas que consisten en trayectorias PTt en el sentido de las agujas del reloj en:

Rutas PTT en sentido antihorario

Un camino común de PTt en sentido antihorario.

Las rocas metamórficas con trayectorias de PTt en sentido antihorario se asocian comúnmente con una trayectoria de PT de enfriamiento casi isobárica . [11]

La trayectoria del PTt en sentido antihorario normalmente consta de dos partes: [2]

  1. Calentamiento inicial y compresión hasta alcanzar un pico, a menudo se observa un pico de baja presión-alta temperatura. (Metamorfismo progresivo hasta el pico) [2]
  2. Enfriamiento casi isobárico después del pico (metamorfismo retrógrado) [2]

Se observa comúnmente que la temperatura máxima se alcanza antes que la presión máxima en trayectorias de PTt en sentido antihorario, ya que las rocas generalmente experimentan el calor de la fuente de calor antes de ser presurizadas extensamente. [12]

Se pueden encontrar ejemplos de rocas metamórficas que consisten en caminos PTt en sentido antihorario en:

Reconstrucción de caminos PTt.

La reconstrucción de trayectorias PTt incluye dos tipos de enfoques: [1]

  1. Enfoque inverso : el método de inferir inversamente los eventos metamórficos a partir de muestras de rocas mediante métodos de investigación petrológica tradicionales (por ejemplo, microscopía óptica , geotermobarometría , etc.). [1]
  2. Enfoque directo: utiliza técnicas de modelado térmico para trabajar en el modelo geológico evolutivo de rocas, y se suele utilizar para validar los resultados obtenidos en el enfoque hacia atrás. [1]

Enfoque hacia atrás (reconstrucción petrológica del PTt)

La reconstrucción petrológica es un enfoque inverso que utiliza composiciones minerales de muestras de rocas para deducir las posibles condiciones de PT. [1] Las técnicas comunes incluyen microscopía óptica , geotermobarometría , pseudosecciones y geocronología . [1]

Microscopia óptica

En la reconstrucción cualitativa de las condiciones del PT, los geólogos examinan secciones delgadas bajo un microscopio de luz polarizada para determinar la secuencia de formación de los minerales. [16] Debido al reemplazo incompleto de los minerales formados anteriormente bajo condiciones cambiantes de PT, [16] los minerales formados en diversos ambientes de PT se pueden encontrar en el mismo espécimen de roca. [16] [1] Como los diferentes minerales tienen diferentes características ópticas y texturas, es posible determinar las composiciones minerales en rocas metamórficas. [dieciséis]

Texturas comunes en diferentes etapas del metamorfismo:

No todas las muestras de roca exhiben todas las condiciones de PT que experimentaron a lo largo de la evolución geológica. [1] Esto se atribuye a la complejidad de los procesos geológicos, que las muestras pueden haber pasado por complicadas historias termodinámicas , o a composiciones minerales inadecuadas para producir minerales que registren sus eventos metamórficos. [1]

Geotermobarometria

Una ilustración de geotermobarometría . En el diagrama PT se trazan una línea de equilibrio de temperatura (naranja) y una línea de equilibrio de presión (azul) de conjuntos minerales seleccionados que se encuentran en la muestra. La intersección representa la probable condición PT experimentada por la roca en su historia metamórfica.

La geotermobarometría es una medición cuantitativa de las condiciones de PT, que se usa ampliamente para analizar las condiciones de PT de rocas ígneas metamórficas e intrusivas . [20]

El principio subyacente de la geotermobarometría consiste en utilizar las constantes de equilibrio de los conjuntos minerales en una roca para inferir las condiciones metamórficas de PT. [1] [20] Una microsonda electrónica se utiliza generalmente en geotermobarometría para medir la distribución de los componentes en los minerales y dar una determinación precisa del equilibrio químico dentro de la muestra. [20]

La geotermobarometría es una combinación de:

Los geotermómetros suelen estar representados por reacciones de intercambio, que son sensibles a la temperatura pero con poco efecto bajo cambios de presión, como el intercambio de Fe 2+ y Mg 2+ entre la reacción granate - biotita : [1]

Los geobarómetros suelen ocurrir como reacciones de transferencia neta, que son sensibles a la presión pero tienen pocos cambios con la temperatura, como la reacción granate - plagioclasa - moscovita - biotita que implica una reducción significativa del volumen a alta presión: [1]

Dado que los conjuntos minerales en equilibrio dependen de las presiones y temperaturas, midiendo la composición de los minerales coexistentes, junto con el uso de modelos de actividad adecuados, se pueden determinar las condiciones PT experimentadas por la roca. [1]

Después de encontrar una constante de equilibrio , se trazaría una línea en el diagrama PT. [20] Como diferentes constantes de equilibrio de conjuntos minerales ocurrirían como líneas con diferentes pendientes en el diagrama PT, al encontrar la intersección de al menos dos líneas en el diagrama PT, se puede obtener la condición PT de la muestra. [1]

A pesar de la utilidad de la geotermobarometría, se debe prestar especial atención a si los conjuntos minerales representan un equilibrio, cualquier ocurrencia de equilibrio retrógrado en la roca y la idoneidad de la calibración de los resultados. [1]

Zonificación del crecimiento del granate

La zonificación del crecimiento del granate es un tipo especial de geotermobarometría que se centra en las variaciones de composición del granate. [21]

La zonificación es una textura en minerales en solución sólida en la que los minerales forman anillos concéntricos desde el núcleo hasta el borde al cambiar las condiciones de PT. [21] En un entorno cambiante, los minerales serían inestables y se alterarían para reducir su energía libre de Gibbs para alcanzar estados estables. [21] Sin embargo, a veces el núcleo mineral no ha alcanzado el equilibrio tras el cambio ambiental y se produce la zonificación. [21] La zonificación también se encuentra en otros minerales como la plagioclasa y la fluorita . [1]

En la práctica, el granate se utiliza habitualmente en el estudio de rocas metamórficas debido a su naturaleza refractaria . [22] En estudios anteriores, se descubrió que el granate es un mineral estable en una amplia gama de condiciones de PT, mientras que químicamente muestra respuestas (por ejemplo, intercambio de iones ) a las variaciones de PT a lo largo de su historia metamórfica sin alcanzar el equilibrio completo. [22] El granate no equilibrado formado previamente a menudo está dividido en zonas por granate más joven. [1] Por lo tanto, muchas características pasadas del PT se conservan en las áreas zonificadas. Se utilizan microsondas electrónicas para medir la composición de las zonas de granate. [22]

Sin embargo, a veces se produce fusión dentro del granate o la velocidad de difusión es demasiado rápida a altas temperaturas, algunas zonas de granate se fusionan y no pueden proporcionar suficiente información sobre la historia metamórfica completa de las rocas. [1]

método de gibbs

El formalismo del método de Gibbs es un método utilizado para analizar presiones y temperaturas de minerales zonados y cambios texturales en rocas metamórficas mediante la aplicación de ecuaciones termodinámicas diferenciales basadas en el teorema de Duhem . [23] Intenta simular numéricamente la zona de crecimiento del granate resolviendo un conjunto de ecuaciones diferenciales que involucran variables presión (P), temperatura (T), potencial químico (μ), composición mineral (X). [23] Posteriormente se agregó la abundancia modal de fases minerales (M) como una variable extensiva en el método de Gibbs con el balance de masa agregado como restricción. [1] [23] El objetivo de este análisis es buscar la condición de PT absoluta durante diferentes crecimientos zonales y que coincida con la composición observada de zonas en la muestra. [24] El programa informático GIBBS se utiliza habitualmente para el cálculo de las ecuaciones. [24]

pseudosección

Un ejemplo de pseudosección. Lo anterior muestra las áreas de conjuntos minerales estables en diferentes rangos de PT para una sola composición de roca en masa (punto rojo) del diagrama ternario de composición de roca CaO-SiO 2 -Al 2 O 3 (triángulo blanco).

La pseudosección es un diagrama de fases de equilibrio que muestra todos los conjuntos minerales estables de una roca en diferentes rangos de PT para una única composición química de toda la roca (composición de roca en bruto). [25] Los conjuntos minerales estables están marcados como áreas diferentes en el gráfico PT. [25]

A diferencia de la geotermobarometría , que se centra únicamente en ecuaciones de equilibrio químico únicas , las pseudosecciones utilizan múltiples ecuaciones de equilibrio para buscar las condiciones pasadas de PT. [1] [25] Se utiliza ampliamente en el análisis de rocas metamórficas debido a su consideración de múltiples reacciones que en realidad se asemejan a los procesos metamórficos de múltiples minerales. [25]

(La pseudosección es diferente de la cuadrícula petrogenética. La pseudosección muestra diferentes fases minerales para una composición química de una sola roca, [25] mientras que la cuadrícula petrogenética muestra un conjunto de reacciones bajo diferentes condiciones PT que ocurrirían para un diagrama de fases. [1] )

En la construcción de pseudosecciones, la composición de la roca en bruto se determina primero mediante técnicas geoquímicas y luego se inserta en programas informáticos para realizar cálculos basados ​​en ecuaciones termodinámicas para generar diagramas de pseudosecciones. [25]

Existen dos métodos geoquímicos para determinar la composición de la roca en bruto:

  1. Análisis de fluorescencia de rayos X (XRF), que determina directamente la composición química de toda la roca. [25]
  2. Composición de conteo de puntos mediante una microsonda electrónica , que implica el cálculo ponderado de minerales en rocas observadas desde secciones delgadas . [25]

Ambos métodos tienen sus ventajas y limitaciones. El método XRF proporciona una estimación no sesgada, pero puede ignorar la proporción de minerales existentes en la roca. [25] Mientras tanto, el método de conteo de puntos tiene en cuenta las proporciones minerales, pero se basa en el juicio humano y puede estar sesgado. [25]

Programas informáticos habituales para calcular pseudosecciones:

Los resultados de una sola pseudosección no son completamente confiables, ya que en realidad la muestra de roca no siempre está en equilibrio. [27] Sin embargo, el análisis se puede realizar en fracciones de la trayectoria del PTt, por ejemplo, en los límites de las inclusiones minerales, o en un análisis local de la composición masiva que mejoraría la precisión y exactitud de la trayectoria del PTt. [27]

Geocronología

Para determinar la edad de los eventos metamórficos se utilizan técnicas geocronológicas . [28] Utiliza la idea de la desintegración radiactiva de isótopos inestables de larga vida en minerales para buscar la edad de los eventos. [28]

Geocronología de monacita
Los cristales de monacita (puntos blancos) a menudo se incluyen en un granate dividido en zonas concéntricas (cada anillo de color representa una zona). Por tanto, la datación de las inclusiones de monacita puede permitir estimar la edad de cada zona de granate.

En el estudio de la petrología metamórfica, la datación de monacita con uranio, torio y plomo ( geocronología de monacita ) es un método eficaz para determinar la historia del PT. [29] [30] La monacita es un mineral de fosfato que contiene elementos ligeros de tierras raras (LREE) que se encuentran en una amplia gama de tipos de rocas. [31] Suele incorporar torio radiactivo (Th) durante la formación de sus cristales, lo que hace posible la determinación de la edad. [31]

La monacita tiene características de alta temperatura de cierre (>1000 °C), composición variable y robustez en un amplio rango de temperaturas, lo que ayuda en el registro de la historia geológica de las rocas metamórficas. [32] Generalmente se utiliza una microsonda electrónica para medir la composición de monacita. [33]

Inclusiones de monacita

La monacita suele aparecer como inclusiones en los porfiroblastos de las rocas metamórficas. [34]

Por ejemplo, durante el crecimiento de las zonas de granate en procesos metamórficos, los granos de monacita se incluyen en las zonas de granate. [34] [35] Dado que los granates son bastante estables al cambiar la temperatura, los granos de monacita incluidos están bien conservados y se evita que se restablezca el sistema de descomposición y la edad. [34] Por lo tanto, se puede estimar la edad de los eventos metamórficos en cada zona. [34]

Zonificación de crecimiento de monacita

Además de aparecer como inclusión en granates, la monacita también muestra un patrón de crecimiento zonal al cambiar las condiciones de PT. [32]

La monacita tiende a capturar Th cuando se forma. [31] Cuando el cristal de monacita está creciendo, las monacitas formadas anteriormente incorporan muchos Th y dejan un entorno circundante empobrecido en Th. [31] Por lo tanto, la monacita formada más antigua tiene una mayor concentración de Th que la monacita más joven. [31] Por lo tanto, la datación de monacitas de matriz zonal (es decir, monacitas que no se forman como inclusiones en otros minerales) de la roca metamórfica puede obtener información sobre la edad y su secuencia de formación. [31] [32] El método de datación generalmente se realiza utilizando una microsonda electrónica para observar las zonas de composición de la monacita y luego analizando la edad U-Th-Pb de cada zona para reconstruir el tiempo de las condiciones PT relevantes. [30] [32] Los datos obtenidos de las monacitas matriciales a menudo se comparan con los obtenidos de las inclusiones de monacita para la interpretación de la historia metamórfica. [31]

Geocronología del circón

El circonio es otro mineral adecuado para datar rocas metamórficas. [36] Se presenta como mineral accesorio en las rocas y contiene trazas de uranio (U). [37]

Como el circón es resistente a la intemperie y a las altas temperaturas, es un mineral útil para registrar procesos geológicos. [36] Al igual que la monacita, el circón también muestra patrones por zonas en condiciones de PT variables, y cada zona registra información del entorno pasado cambiante. [36] La datación U-Pb se usa comúnmente para datar edades de circón. [36] La geocronología del circón proporciona un buen registro de las edades en los procesos de enfriamiento y exhumación . [36] Sin embargo, es menos reactivo que la monacita en eventos metamórficos y funciona mejor en la datación de rocas ígneas . [38]

Aproximación directa (modelado térmico)

Un ejemplo del uso de modelado térmico en la reconstrucción de trayectorias PTt. El diagrama anterior muestra los gradientes geotérmicos calculados tras el engrosamiento de la corteza terrestre hace 0 millones de años (ma), seguido de un evento de levantamiento inmediato a un ritmo de 1 mm por año. La evolución del PTT de una roca originalmente situada a 40 km bajo tierra está marcada con puntos rojos en el diagrama. También se infiere la trayectoria del camino PTt correspondiente (línea de puntos azul). Editado de Peacock (1989). [1]

A diferencia del uso de métodos de investigación petrológica tradicionales (por ejemplo, microscopía óptica , geotermobarometría ) para inferir inversamente los eventos metamórficos a partir de muestras de rocas, el modelado térmico es un método avanzado que intenta trabajar en la evolución geológica de las rocas. [1]

La modelización térmica aplica técnicas de modelización numérica basadas en ecuaciones de transferencia de calor , diferentes modelos tectónicos y reacciones de minerales metamórficos en la simulación de los posibles eventos metamórficos. [1] [39] Funciona sobre la variación de temperatura de la corteza terrestre a lo largo del tiempo basándose en la tasa de transferencia y difusión de calor a lo largo del gradiente geotérmico perturbado (distribución normal del calor en el suelo). [1] [2]

El modelado térmico no proporciona la hora geológica real. [1] Sin embargo, proporciona una estimación precisa de la duración de los eventos térmicos. [1] [2] Una ventaja del modelado térmico es que proporciona una estimación holística de la duración de las diferentes etapas del metamorfismo, que de alguna manera es difícil de extraer completamente de los métodos geocronológicos. [1]

La simulación del modelo implica resolver la ecuación diferencial continua de transferencia de calor dependiente del tiempo mediante su forma discreta aproximada en diferencias finitas utilizando programas informáticos como FORTRAN . [1] [26]

Una vez establecidas las ecuaciones, se genera una cuadrícula de nodos para el cálculo de cada punto. [1] [40] Las condiciones de los límites (normalmente la temperatura de los gradientes geotérmicos) se ingresan en las ecuaciones para calcular la temperatura en los límites. [1] Los resultados se comparan con resultados experimentales petrológicos para su validación. [1]

Combinando métodos petrológicos y técnicas de modelado térmico se facilita la comprensión de los procesos metamórficos debidos a eventos tectónicos. [1] [39] Los resultados petrológicos proporcionan variables realistas que se pueden incluir en una simulación de modelo, mientras que las técnicas de modelado numérico a menudo imponen restricciones a los posibles entornos tectónicos. [1] [2] Los dos métodos complementan las limitaciones de cada uno y formulan una historia evolutiva integral de los eventos metamórficos y tectónicos. [1]

Implicaciones tectónicas

Configuración de colisión

Las áreas con eventos tectónicos relacionados con colisiones o bajo zonas de subducción comúnmente producen rocas metamórficas con trayectorias de PTt en el sentido de las agujas del reloj con trayectorias de PT descompresivas casi isotérmicas, [5] [6] y la razón es la siguiente:

  1. Durante el metamorfismo progrado hasta el pico, se muestra calentamiento y compresión inicial hasta llegar a un pico de alta presión-baja temperatura (HPLT), lo que sugiere una fase temprana de entierro progresivo debido al engrosamiento de la corteza sin recibir mucho calor. [dieciséis]
  2. En la etapa 1, metamorfismo retrógrado, descompresión casi isotérmica después del pico, que indica levantamiento y exhumación de la roca comprimida en el cinturón orogénico o antearco . [dieciséis]
  3. En la etapa 2 del metamorfismo retrógrado, se produce una mayor descompresión y enfriamiento a un ritmo lento, lo que implica una mayor erosión después del evento tectónico. [dieciséis]

Además, estudios recientes basados ​​en análisis mecánicos revelan que la presión máxima registrada en los trayectos de PT en el sentido de las agujas del reloj no necesariamente representa la profundidad máxima del entierro, sino que también puede representar un cambio en el patrón tectónico. [41]

Intrusión

Las intrusiones como puntos calientes o fisuras en las dorsales oceánicas comúnmente producen rocas metamórficas que muestran patrones de trayectorias PTt en sentido antihorario con trayectorias PT de enfriamiento casi isobáricas, [11] y la razón es la siguiente:

  1. Durante el metamorfismo progrado hasta el pico, se muestra el calentamiento inicial y la compresión hasta alcanzar un pico de baja presión-alta temperatura (LPHT), lo que implica un evento de calentamiento generado desde abajo y la corteza se espesa ligeramente. [12] [16] Esto refleja la acción de la intrusión de magma y estalló como una capa laminar intrusiva, como los alféizares , lo que resultó en un ligero aumento de la presión pero un gran aumento de la temperatura. [dieciséis]
  2. Durante el metamorfismo retrógrado, se produjo un enfriamiento casi isobárico después del pico, lo que indica que la roca permanece en la misma posición mientras el magma se enfría. [dieciséis]

Cinturones metamórficos emparejados

Límites de placas convergentes con zonas de subducción y arcos volcánicos , donde se encuentran cinturones metamórficos emparejados con conjuntos minerales metamórficos contrastantes. Los caminos de PTt en el sentido de las agujas del reloj se encuentran comúnmente en el antearco , mientras que los caminos de PTt en el sentido contrario a las agujas del reloj se encuentran en el arco volcánico o en la cuenca del arco posterior .

Tanto las trayectorias metamórficas de PTt en sentido horario como antihorario se encuentran en cinturones metamórficos emparejados en límites de placas convergentes . [42] Los cinturones metamórficos emparejados muestran dos conjuntos de conjuntos minerales contrastantes: [42] [43]

El cinturón metamórfico HPLT está ubicado a lo largo de zonas de subducción y comúnmente está asociado con una trayectoria PTt en el sentido de las agujas del reloj. [42] [44] La condición HPLT es el resultado del engrosamiento de la corteza terrestre debido a la convergencia mientras tanto sin ser calentada por el magma . [42]

El cinturón metamórfico LPHT se observa en arcos volcánicos o cuencas de retroarco , [45] lo que se atribuye a la intrusión de magma derivada de la fusión parcial de la losa en subducción , y el derretimiento se eleva hacia la corteza . [42] Esta área está asociada con una trayectoria PTt en sentido antihorario. [42]

Los caminos PTt proporcionan investigaciones en profundidad e implicaciones de los mecanismos en la litosfera, y respaldan aún más la teoría de las placas tectónicas [42] [46] y la formación de supercontinentes . [47] [46] [48]

Tectónica de penacho

Un diagrama de la tectónica de penachos. Una pluma del manto se eleva desde el núcleo hasta la superficie.

Las trayectorias de PTt desempeñan un papel importante en el desarrollo de la tectónica de penachos, respaldadas por trayectorias de PT en sentido antihorario. [11] [49]

La tectónica de plumas se considera el proceso dominante que forma la corteza Arcaica con evidencia del estudio de los bloques cratónicos Arcaicos en el Cratón del Norte de China . [11] [49] En las rocas Arcaicas normalmente se encuentran trayectorias PT en sentido antihorario con enfriamiento casi isobárico después del pico, lo que sugiere un origen de intrusión. [11]

La falta de un cinturón metamórfico emparejado , así como de un camino PT emparejado en el sentido de las agujas del reloj en las rocas Arcaicas, elimina la posibilidad de formación de arco volcánico. [11] [50] Evidenciado en conjunto por una gran estructura de cúpula , extendida por komatiitas y vulcanismo bimodal , se propone que la tectónica de penachos es el principal proceso de formación de corteza en el Arcaico. [11] Esto ha llevado a más investigaciones sobre el comienzo de la tectónica de placas y el modelado numérico de la condición primitiva de la Tierra. [50] [51]

Deformación estructural

Las trayectorias de PTt se pueden utilizar para estimar posibles estructuras en el campo, ya que el calor se transferiría en un flujo de calor advectivo a pequeña escala durante el empuje y plegamiento de rocas metamórficas. [1] [3]

Por ejemplo, durante la formación de un pliegue de falla , las rocas en el segmento inferior (pared de pie) se calientan debido al contacto con la lámina de empuje superior más caliente (pared colgante), mientras que la lámina de empuje superior se enfría debido a la pérdida de calor en una dirección descendente. [52] [53] Por lo tanto, el segmento inferior y la lámina de empuje superior están experimentando metamorfismo progrado y metamorfismo retrógrado respectivamente. [53]

Sin embargo, se debe prestar especial atención al efecto de empujes múltiples, como los dúplex, donde la placa inferior inicial en un empuje anterior se convertiría en la placa superior en un evento de empuje posterior. [52] Dependiendo de la ubicación de la roca, se puede encontrar una variedad de trayectorias PT complejas, lo que puede dificultar la interpretación de un terreno. [52]

Desarrollo histórico de las rutas PTt.

Las diferentes facies metamórficas bajo diversas condiciones de PT.

Facies metamórficas

Facies metamórficas es un sistema de clasificación introducido por primera vez por Pentti Eskola en 1920 para clasificar conjuntos minerales metamórficos particulares que son estables bajo una variedad de condiciones de PT. [54] [55] [1] Antes de mediados de la década de 1970, los geólogos utilizaban la clasificación de facies metamórficas para investigar rocas metamórficas y determinar sus características PT. [1] Sin embargo, se sabía poco sobre los procesos evolutivos de estas condiciones de PT y cómo las rocas metamórficas alcanzan la superficie en ese momento. [1]

Camino metamórfico

La relación entre metamorfismo y configuración tectónica no fue bien investigada hasta 1974, cuando Oxburgh y Turcotte sugirieron que el origen del cinturón metamórfico es el resultado de los efectos térmicos provocados por la colisión continental . [1] La idea fue retomada por England y Richardson y se realizaron más investigaciones en 1977, y Richardson y Thompson desarrollaron completamente el concepto de ruta PTt en 1984. [3]

Recomendaciones

El modelado térmico de Richardson y Thompson (1984) revela que en cada caso de relajación térmica después del evento tectónico, hay una gran porción de equilibrio de calor antes de ser influenciado significativamente por la erosión, es decir, se encuentra que la tasa de metamorfismo es mucho más lenta que la Duración del evento térmico. [2] [3] Esto infiere que la roca es un mal conductor del calor , y que la temperatura máxima experimentada por la roca, así como su cambio de temperatura, son insensibles a la tasa de erosión. [2] Por lo tanto, tanto la evidencia de las presiones máximas como las temperaturas experimentadas por las capas enterradas pueden quedar impresas en las rocas metamórficas subyacentes. [2] De aquí se puede deducir la profundidad del enterramiento así como posibles configuraciones tectónicas. [2] Junto con las técnicas de datación, los geólogos pueden incluso determinar la escala temporal de los eventos tectónicos con respecto a los eventos metamórficos. [2] [3]

Desarrollo futuro

Los caminos metamórficos de PTt han sido ampliamente reconocidos como una herramienta útil para determinar la historia metamórfica y la evolución tectónica de una región. Es probable que en el futuro se desarrollen posibles líneas de investigación para trayectorias PTt en las siguientes áreas:

Referencias

  1. ^ abcdefghijklmnopqrstu vwxyz aa ab ac ad ae af ag ah ai aj ak al am an ao ap aq ar como en au av aw ax ay az ba S., Spear, Frank (1989). Trayectos metamórficos presión-temperatura-tiempo . Peacock, Simon Muir, 1960-, Congreso Geológico Internacional (28º: 1989: Washington, DC). Washington, DC: Unión Geofísica Estadounidense. ISBN 978-0-87590-704-8. OCLC  19815434.{{cite book}}: Mantenimiento CS1: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  2. ^ abcdefghijklmnopqrs INGLATERRA, PC; THOMPSON, AB (1 de noviembre de 1984). "Presión - Temperatura - Trayectorias temporales del metamorfismo regional I. Transferencia de calor durante la evolución de regiones de corteza continental engrosada". Revista de Petrología . 25 (4): 894–928. Código Bib : 1984JPet...25..894E. doi :10.1093/petrología/25.4.894. hdl : 20.500.11850/422845 . ISSN  0022-3530. S2CID  39101545.
  3. ^ abcdefghijklmnopq Thompson, AB; Inglaterra, PC (1 de noviembre de 1984). "Presión-temperatura-trayectorias temporales del metamorfismo regional II. Su inferencia e interpretación utilizando conjuntos minerales en rocas metamórficas". Revista de Petrología . 25 (4): 929–955. Código Bib : 1984JPet...25..929T. doi : 10.1093/petrología/25.4.929. hdl : 20.500.11850/422850 . ISSN  0022-3530.
  4. ^ abcStüwe , Kurt; Sandiford, Mike (1995). "Una descripción de las rutas metamórficas de PTt con implicaciones para el metamorfismo de baja P y alta T". Física de la Tierra e Interiores Planetarios . 3–4 (88): 211. Código Bib :1995PEPI...88..211S. doi :10.1016/0031-9201(94)02985-K. ISSN  0031-9201.
  5. ^ abc Liu, Pinghua; Liu, Fulai; Liu, Chaohui; Wang, colmillo; Liu, Jianhui; Yang, Hong; Cai, Jia; Shi, Jianrong (2013). "Petrogénesis, trayectoria P – T – t e importancia tectónica de las granulitas máficas de alta presión del terreno Jiaobei, Cratón del norte de China". Investigación precámbrica . 233 : 237–258. Código Bib : 2013PreR..233..237L. doi : 10.1016/j.precamres.2013.05.003 .
  6. ^ abc CARSWELL, DA; O'BRIEN, PJ (1 de junio de 1993). "Termobarometría y importancia geotectónica de las granulitas de alta presión: ejemplos de la zona moldanubia del macizo de Bohemia en la Baja Austria". Revista de Petrología . 34 (3): 427–459. Código Bib : 1993JPet...34..427C. doi : 10.1093/petrología/34.3.427. ISSN  0022-3530.
  7. ^ ab Zhao, Guochun; Cawood, Peter A. (2012). "Geología precámbrica de China". Investigación precámbrica . 222–223: 13–54. Código Bib : 2012PreR..222...13Z. doi :10.1016/j.precamres.2012.09.017.
  8. ^ Jones, KA; Marrón, Michael (1 de septiembre de 1990). "Rutas de PT de alta temperatura en el sentido de las agujas del reloj y fusión en el desarrollo de migmatitas regionales: un ejemplo del sur de Bretaña, Francia". Revista de geología metamórfica . 8 (5): 551–578. Código Bib : 1990JMetG...8..551J. doi : 10.1111/j.1525-1314.1990.tb00486.x . ISSN  1525-1314.
  9. ^ Mogk, DW (1 de mayo de 1992). "Cizallamiento dúctil y migmatización en niveles de la corteza media en un cinturón de gneis de alto grado arcaico, norte de Gallatin Range, Montana, EE. UU.". Revista de geología metamórfica . 10 (3): 427–438. Código Bib : 1992JMetG..10..427M. doi : 10.1111/j.1525-1314.1992.tb00094.x . ISSN  1525-1314.
  10. ^ Boger, S. (sin fecha). L. 2005. Acortamiento de la corteza del Cámbrico temprano y trayectoria PTt en el sentido de las agujas del reloj desde las montañas del sur del Príncipe Carlos, Antártida Oriental: Implicaciones para la formación de Gondwana. Revista de geología metamórfica., 23 , 603.
  11. ^ abcdefg ZHAO, Guochun (2003). "Principales unidades tectónicas del Cratón del Norte de China y su conjunto Paleoproterozoico". Ciencia en China Serie D: Ciencias de la Tierra . 46 (1): 23. doi :10.1360/03yd9003. hdl : 10722/73087 .
  12. ^ ab Condie, Kent C. (1 de diciembre de 2015). La Tierra como sistema planetario en evolución. vol. 86. Prensa académica. pag. 182. Código Bib : 2005EOSTr..86..182M. doi :10.1029/2005EO180006. ISBN 9780128037096. {{cite book}}: |journal=ignorado ( ayuda )
  13. ^ Collins, WJ; Vernon, RH (1 de agosto de 1991). "Orogenia asociada con trayectorias PTt en sentido antihorario: evidencia de terrenos metamórficos de baja P y alta T en el interior de Arunta, Australia central". Geología . 19 (8): 835–838. doi :10.1130/0091-7613(1991)019<0835:OAWAPT>2.3.CO;2.
  14. ^ Aguirre, L.; Levi, B.; Nystrom, JO (1989). "El vínculo entre metamorfismo, vulcanismo y entorno geotectónico durante la evolución de los Andes". Sociedad Geológica, Londres, Publicaciones especiales . 43 (1): 223–232. Código bibliográfico : 1989GSLSP..43..223A. doi :10.1144/gsl.sp.1989.043.01.15. S2CID  128890409.
  15. ^ Willner, A (2004). "Un camino PTt en sentido antihorario de rocas de alta presión y baja temperatura del complejo de acreción de la Cordillera Costera del centro-sur de Chile: limitaciones para la etapa más temprana del flujo de masa de subducción". Litos . 75 (3–4): 283–310. Código Bib : 2004 Litho..75..283W. doi :10.1016/j.lithos.2004.03.002.
  16. ^ abcdefghijkl Barker, AJ (19 de diciembre de 2013). Introducción a las Texturas y Microestructuras Metamórficas. Rutledge. ISBN 978-1-317-85642-9.
  17. ↑ Aspectos de la evolución tectónica de China . Malpas, J., Sociedad Geológica de Londres. Londres: Sociedad Geológica. 2004.ISBN​ 978-1-86239-156-7. OCLC  56877747.{{cite book}}: Mantenimiento CS1: otros ( enlace )
  18. ^ Zhao, Guochun; Yin, Changqing; Guo, Jinghui; Sol, Min; Li, Sanzhong; Li, Xuping; Wu, Chunming; Liu, Chaohui (1 de diciembre de 2010). "Metamorfismo de la anfibolita de Lüliang: implicaciones para la evolución tectónica del cratón del norte de China". Revista Estadounidense de Ciencias . 310 (10): 1480-1502. Código Bib : 2010AmJS..310.1480Z. doi : 10.2475/10.2010.10 . ISSN  0002-9599. S2CID  140202942.
  19. ^ Wu, Kam Kuen; Zhao, Guochun; Sol, Min; Yin, Changqing; Él, Yanhong; Tam, Pui Yuk (2013). "Metamorfismo del complejo de Liaoning del norte: implicaciones para la evolución tectónica del basamento neoarqueano del bloque oriental, cratón del norte de China". Fronteras de la geociencia . 4 (3): 305–320. doi : 10.1016/j.gsf.2012.11.005 .
  20. ^ abcd Bucher, K.; Frey, M. (9 de marzo de 2013). Petrogénesis de rocas metamórficas. Medios de ciencia y negocios de Springer. ISBN 978-3-662-04914-3.
  21. ^ abcd Tracy, RJ; Robinson, P.; Thompson, AB (1 de agosto de 1976). "Composición y zonificación del granate en la determinación de la temperatura y presión del metamorfismo, centro de Massachusetts". Mineralogista estadounidense . 61 (7–8): 762–775. ISSN  0003-004X.
  22. ^ abc Tirone, Massimiliano; Ganguly, Jibamitra (2010). "Composiciones de granate como registradores de la historia P – T – t de las rocas metamórficas". Investigación de Gondwana . 18 (1): 138-146. Código Bib : 2010GondR..18..138T. doi :10.1016/j.gr.2009.12.010.
  23. ^ abc Lanza, Frank S. (1 de junio de 1988). "El método de Gibbs y el teorema de Duhem: las relaciones cuantitativas entre P, T, potencial químico, composición de fases y progreso de la reacción en sistemas ígneos y metamórficos". Aportes a la Mineralogía y la Petrología . 99 (2): 249–256. Código Bib : 1988CoMP...99..249S. doi :10.1007/BF00371465. ISSN  0010-7999. S2CID  129169528.
  24. ^ ab Harris, CR; Hoisch, TD; Wells, ML (1 de octubre de 2007). "Construcción de un camino compuesto de presión-temperatura: revelando la historia de exhumación y entierro sinorogénico del interior de Sevier, EE. UU.". Revista de geología metamórfica . 25 (8): 915–934. Código Bib : 2007JMetG..25..915H. doi :10.1111/j.1525-1314.2007.00733.x. ISSN  1525-1314. S2CID  106403034.
  25. ^ abcdefghij Palin, Richard M.; Weller, Owen M.; Aguas, David J.; Dyck, Brendan (1 de julio de 2016). "Cuantificación de la incertidumbre geológica en la modelización de equilibrios de fases metamórficas; una evaluación de Monte Carlo e implicaciones para las interpretaciones tectónicas". Fronteras de la geociencia . 7 (4): 591–607. doi : 10.1016/j.gsf.2015.08.005 .
  26. ^ abcdef Jowhar, TN "Programas informáticos para la historia PT de rocas metamórficas utilizando un enfoque de pseudosección". Revista Internacional de Aplicaciones Informáticas 41.8 (2012).
  27. ^ ab O'BRIEN, PJ "Desentrañando las rutas PTt: pseudosecciones versus petrología de fase clásica". Mineral. Revista 75 (2011): 1555.
  28. ^ ab Dickin, AP 1995. Geología de isótopos radiogénicos . Cambridge, Prensa de la Universidad de Cambridge. ISBN 0-521-59891-5 
  29. ^ Johnson, Tim E.; Clark, Chris; Taylor, Richard JM; Santosh, M.; Collins, Alan S. (2015). "Crecimiento progrado y retrógrado de monacita en migmatitas: un ejemplo del bloque Nagercoil, sur de la India". Fronteras de la geociencia . 6 (3): 373–387. doi : 10.1016/j.gsf.2014.12.003 . hdl : 2440/106627 .
  30. ^ ab Štípská, P.; Hacker, BR; Racek, M.; Titular, R.; Kylander-Clark, ARC; Schulmann, K.; Hasalová, P. (1 de mayo de 2015). "Monazita Datación de caminos P – T – d progrados y retrógrados en el terreno barroviano de la ventana Thaya, Macizo de Bohemia". Revista de Petrología . 56 (5): 1007–1035. Código Bib : 2015JPet...56.1007S. doi : 10.1093/petrología/egv026 . ISSN  0022-3530.
  31. ^ abcdefg Martín, Aaron J.; Gehrels, George E.; DeCelles, Peter G. (2007). "La importancia tectónica de las edades (U, Th) / Pb de inclusiones de monacita en granate del Himalaya del Nepal central". Geología Química . 244 (1–2): 1–24. Código Bib :2007ChGeo.244....1M. doi :10.1016/j.chemgeo.2007.05.003.
  32. ^ abcd Williams, Michael L.; Jercinovic, Michael J.; Hetherington, Callum J. (30 de abril de 2007). "Geocronología de microsonda de monacita: comprensión de los procesos geológicos mediante la integración de la composición y la cronología". Revista Anual de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 35 (1): 137-175. Código Bib : 2007AREPS..35..137W. doi : 10.1146/annurev.earth.35.031306.140228. ISSN  0084-6597. S2CID  36999300.
  33. ^ Bhowmik, Santanu Kumar; Wilde, Simón Alejandro; Bhandari, Anubha; Basu Sarbadhikari, Amit (1 de marzo de 2014). "Monacita y circón zonificados como monitores de la historia térmica de los terrenos de granulita: un ejemplo de la zona tectónica de la India central". Revista de Petrología . 55 (3): 585–621. Código Bib : 2014JPet...55..585B. doi : 10.1093/petrología/egt078 . ISSN  0022-3530.
  34. ^ abcd Montel, JM, Kornprobst, J. y Vielzeuf, D. (2000). Preservación de antiguas edades U-Th-Pb en monacita protegida: ejemplo de las kinzigitas hercínicas de Beni Bousera (Marruecos). Revista de geología metamórfica, 18(3), 335-342.
  35. ^ Hoisch, Thomas D.; Wells, Michael L.; Grove, Marty (2008). "Tendencias de edad en inclusiones de monacita alojadas en granate de esquistos de facies de anfibolita superiores en el norte de las montañas Grouse Creek, Utah". Geochimica et Cosmochimica Acta . 72 (22): 5505–5520. Código Bib : 2008GeCoA..72.5505H. doi :10.1016/j.gca.2008.08.012.
  36. ^ abcde Kohn, Matthew J., Stacey L. Corrie y Christopher Markley. "La caída y el ascenso del circón metamórfico". Mineralogista americano 100.4 (2015): 897-908.
  37. ^ Manual de mineralogía . Anthony, John W. (John Williams), 1920-. Tucson, Arizona: Publicación de datos minerales. 2003.ISBN​ 978-0-9622097-1-0. OCLC  20759166.{{cite book}}: Mantenimiento CS1: otros ( enlace )
  38. ^ Rubatto, Daniela; Chakraborty, Sumit; Dasgupta, Somnath (1 de febrero de 2013). "Las escalas de tiempo de fusión de la corteza terrestre en los cristalinos superiores del Himalaya (Sikkim, Himalaya oriental) se infieren a partir de la cronología de circón y monacita limitada por oligoelementos". Aportes a la Mineralogía y la Petrología . 165 (2): 349–372. Código Bib : 2013CoMP..165..349R. doi :10.1007/s00410-012-0812-y. ISSN  0010-7999. S2CID  128591724.
  39. ^ abc Casini, Leonardo; Puccini, Antonio; Cuccuru, Stefano; Maino, Mateo; Oggiano, Giacomo (2013). "GEOTHERM: un código de diferencias finitas para probar caminos metamórficos P – T – t y modelos tectónicos". Computadoras y geociencias . 59 : 171–180. Código Bib : 2013CG.....59..171C. doi :10.1016/j.cageo.2013.05.017.
  40. ^ Kunick, Matthias, Hans-Joachim Kretzschmar y Uwe Gampe. "Cálculo rápido de las propiedades termodinámicas del agua y el vapor en el modelado de procesos mediante interpolación spline". Actas de la 15h Conferencia Internacional sobre las Propiedades del Agua y el Vapor . 2008.
  41. ^ ab Yamato, P.; Brun, JP (2016). "Registro metamórfico de caídas de presión catastróficas en zonas de subducción". Geociencia de la naturaleza . 10 (1): 46–50. Código Bib : 2017NatGe..10...46Y. doi : 10.1038/ngeo2852.
  42. ^ abcdefghi Bohlen, Steven R. (1 de septiembre de 1987). "Trayectorias presión-temperatura-tiempo y un modelo tectónico para la evolución de granulitas". La Revista de Geología . 95 (5): 617–632. Código bibliográfico : 1987JG.....95..617B. doi :10.1086/629159. ISSN  0022-1376. S2CID  140170881.
  43. ^ abc Frisch, Wolfgang (2014). "Cinturón metamórfico emparejado". En Harff, enero; Meschede, Martín; Petersen, Sven; Thiede, Jörn (eds.). Enciclopedia de Geociencias Marinas . Springer Países Bajos. págs. 1–4. doi :10.1007/978-94-007-6644-0_111-1. ISBN 9789400766440.
  44. ^ Patricio, B. (1 de enero de 1995). "Metamorfismo de alta presión y baja temperatura de ortogneis graníticos en Brooks Range, norte de Alaska". Revista de geología metamórfica . 13 (1): 111-124. Código bibliográfico : 1995JMetG..13..111P. doi :10.1111/j.1525-1314.1995.tb00208.x. ISSN  1525-1314.
  45. ^ De Yoreo, JJ; Lux, DR; Guidotti, CV (1991). "Modelado térmico en cinturones metamórficos de baja presión y alta temperatura". Tectonofísica . 188 (3–4): 209–238. Código Bib : 1991Tectp.188..209D. doi :10.1016/0040-1951(91)90457-4.
  46. ^ ab Condie, Kent C.; Por favor, Victoria (1 de enero de 2008). ¿Cuándo comenzó la tectónica de placas en el planeta Tierra? Sociedad Geológica de América. ISBN 978-0-8137-2440-9.
  47. ^ Xuchang, Xiao; Liu, Hefu (septiembre de 1997). Formación y eliminación de supercontinentes de zonas tectónicas globales: Actas del 30º Congreso Geológico Internacional, Beijing, China, 4 al 14 de agosto de 1996. VSP. ISBN 978-9067642620.
  48. ^ Rogers, John JW; Santosh, M. (16 de septiembre de 2004). Continentes y supercontinentes. Prensa de la Universidad de Oxford, Estados Unidos. ISBN 978-0-19-516589-0.
  49. ^ ab Wan, Yu-Sheng; Liu, Dun-Yi; Dong, Chun-Yan; Xie, Hang-Qian; Kröner, Alfred; Ma, Ming-Zhu; Liu, Shou-Jie; Xie, Shi-Wen; Ren, Peng (2015). "Formación y evolución de la corteza continental arcaica del cratón del norte de China". Geología precámbrica de China . Geología Springer. Springer, Berlín, Heidelberg. págs. 59-136. doi :10.1007/978-3-662-47885-1_2. ISBN 978-3-662-47884-4.
  50. ^ ab Stern, Robert J. (2008). "La tectónica de placas de estilo moderno comenzó en la época neoproterozoica: una interpretación alternativa de la historia tectónica de la Tierra". Documento especial 440: ¿Cuándo comenzó la tectónica de placas en el planeta Tierra? . vol. 440, págs. 265–280. doi :10.1130/2008.2440(13). ISBN 978-0-8137-2440-9.
  51. ^ Fischer, R.; Gerya, T. (2016). "Tectónica de la tapa de la pluma de la Tierra primitiva: un enfoque de modelado numérico 3D de alta resolución". Revista de Geodinámica . 100 : 198–214. Código Bib : 2016JGeo..100..198F. doi :10.1016/j.jog.2016.03.004.
  52. ^ abc Chamberlain, C. Página; Karabinos, Paul (1 de enero de 1987). "Influencia de la deformación en las trayectorias del metamorfismo presión-temperatura". Geología . 15 (1): 42. Bibcode : 1987Geo....15...42P. doi :10.1130/0091-7613(1987)15<42:IODOPP>2.0.CO;2. ISSN  0091-7613.
  53. ^ ab Shi, Yaolin; Wang, Chi-Yuen (1 de noviembre de 1987). "Modelado bidimensional de las rutas PTt de metamorfismo regional en terrenos de desplome simple". Geología . 15 (11): 1048. Código bibliográfico : 1987Geo....15.1048S. doi :10.1130/0091-7613(1987)15<1048:TMOTPP>2.0.CO;2. ISSN  0091-7613.
  54. ^ Eskola, Pentti Eelis. "Las facies minerales de las rocas". (1920).
  55. ^ Documento profesional del Servicio Geológico. Imprenta del gobierno de EE. UU. 1963.
  56. ^ Kelsey, David E.; Mano, Martín (2015). "Sobre el metamorfismo de la corteza terrestre a temperaturas ultraaltas: equilibrios de fases, termometría de oligoelementos, composición aparente, fuentes de calor, escalas de tiempo y entornos tectónicos". Fronteras de la geociencia . 6 (3): 311–356. doi : 10.1016/j.gsf.2014.09.006 . hdl : 2440/91616 .
  57. ^ Lyubetskaya, T.; Ague, JJ (1 de agosto de 2009). "Modelado de las magnitudes y direcciones del flujo de fluido metamórfico regional en orógenos de colisión". Revista de Petrología . 50 (8): 1505-1531. Código Bib : 2009JPet...50.1505L. doi : 10.1093/petrología/egp039 . ISSN  0022-3530.
  58. ^ Ashley, Kyle T.; Querido, Robert S.; Bodnar, Robert J.; Ley, Richard D. (2015). "Importancia de las inclusiones minerales" estiradas "para reconstruir la historia de la exhumación de P – T". Aportes a la Mineralogía y la Petrología . 169 (6): 55. Código Bib : 2015CoMP..169...55A. doi :10.1007/s00410-015-1149-0. S2CID  127565257.
  59. ^ Kohn, Mateo J.; Mazzucchelli, Mattia L.; Álvaro, Matteo (31 de mayo de 2023). "Termobarometría elástica". Revista Anual de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 51 (1): 331–366. doi : 10.1146/annurev-earth-031621-112720. ISSN  0084-6597.
  60. ^ Álvaro, M.; Mazzucchelli, ML; Ángel, RJ; Murri, M.; Campomenosi, N.; Scambelluri, M.; Nestola, F.; Korsakov, A.; Tomilenko, AA; Marone, F.; Moraña, M. (2020). "Subducción de fósiles registrada por cuarzo del campo de estabilidad de coesita". Geología . 48 : 24–28. doi : 10.1130/g46617.1 . hdl : 2158/1284757 .
  61. ^ Nicoli, Gautier; Moyen, Jean-François; Stevens, Gary (24 de mayo de 2016). "La diversidad de las tasas de entierro en entornos convergentes disminuyó a medida que la Tierra envejecía". Informes científicos . 6 (1): 26359. Código bibliográfico : 2016NatSR...626359N. doi :10.1038/srep26359. ISSN  2045-2322. PMC 4877656 . PMID  27216133. 
  62. ^ Suave, Pensilvania; Collins, GS; Davison, TM; Abreu, Nuevo México; Ciesla, FJ; Muxworthy, AR; Moore, J. (3 de diciembre de 2014). "Evolución de presión-temperatura de los sólidos primordiales del sistema solar durante la compactación inducida por impacto". Comunicaciones de la naturaleza . 5 : ncomms6451. Código Bib : 2014NatCo...5.5451B. doi : 10.1038/ncomms6451. PMC 4268713 . PMID  25465283. 
  63. ^ Schwinger, Sabrina; Dohmen, Ralf; Schertl, Hans-Peter (2016). "Un enfoque combinado de modelado térmico y de difusión para determinar las temperaturas máximas del metamorfismo térmico experimentado por los meteoritos". Geochimica et Cosmochimica Acta . 191 : 255–276. Código Bib : 2016GeCoA.191..255S. doi :10.1016/j.gca.2016.06.015.