LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 1/17

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1 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 1/17 DEFINITION VON METAMORPHOSE Wenn magmatische, sedimentäre oder ältere metamorphe Gesteine für längere Zeit geänderten Stabilitätsbedingungen, die deutlich unterschiedlich sind von den Bildungsbedingungen unter denen sie entstanden, ausgesetzt werden, kommt es zu einer Änderung der Mineralogie, des Gefüges und auch der Zusammensetzung eines Gesteines. Diese Prozesse werden als Metamorphose, die Produkte als metamorphe Gesteine (Metamorphite) bezeichnet. Die Ausgangsgesteine aus denen metamorphe Gesteine hervorgehen, werden als Protolithe (auch Edukte) bezeichnet. Die Umwandlung der Protolithe erfolgt mehr oder weniger unter Beibehaltung des festen Zustandes bei geänderten Druck- (P), Temperatur- (T) und chemischen (X) Bedingungen in der Erdkruste und im Erdmantel. Fluide Phasen (vor allem Wasser, CO 2 ) und bei sehr hohen Temperaturen der Metamorphose Schmelze sind aber oft zusätzlich anwesend. PROTOLITH Sedimentgestein Δ P, T, X Magmatisches Gestein > Metamorphes Gestein Metamorphes Gestein Hydrothermales Gestein Beispiele: Umwandlung eines feinkörnigen Kalksteins mit Fossilien in einen Marmor (grobkörniges Aggregat von Calcit) Umwandlung eines feinkörnigen Pelites (tonreiches klastisches Sedimentgestein) in einen grobkristallinen Glimmerschiefer mit großen Glimmern, Granat etc. Umwandlung eines sauren Granits oder Vulkanits in einen Orthogneiss mit großen deformierten Feldspataugen Umwandlung von Basalten in Metabasite (z.b. Amphibolit)

2 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 2/17 Verwendung von Präfixen zur Bezeichnung metamorpher Gesteine Ortho- Para- Meta- magmatische Protolithe (z.b. Orthogneis) sedimentäre Protolithe (z.b. Parargneis) Allgemeine Bezeichnung eines Gesteins das metamorph ist (z.b. Metapelit, Metabasit etc.)

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4 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 4/17 FAKTOREN DER METAMORPHOSE - ÜBERSICHT 1. Temperatur (T): Änderungen beeinflussen Stabilität von Mineralen (z.b. bei hoher T sind wasserfreie Minerale stabiler: Brucit -> Periklas) & Deformationsverhalten (niedrige T: spröde Deformation; hohe T: duktile Deformation; z.b. Quarz 350 Grenze sprödduktil) 2. Druck (P): Änderungen beeinflussen Stabilität von Mineralen und deren Deformationsverhalten (hoher P favorisiert die Bildung von Mineralphasen mit dem geringeren molaren Volumen und dichterer Packung der Atome im Gitter; Graphit -> Diamant) 3. Spannung (stress, σ): Änderungen im Spannungsfeld beeinflussen das Gesteinsgefüge und Deformationsmechanismen (z.b. Bildung einer Foliation) 4. Zusammensetzung (X): Kontakt mit hydrothermalen Fluiden oder mit Gesteinen anderer Zusammensetzung kann zu Fluid-Mineral bzw. Mineral-Mineral-Reaktionen führen, welche die Zusammensetzung eines Gesteins verändern. Im Extremfall entstehen hydrothermale (~metasomatische) Gesteine. 5. Zeit (t): Änderungen der Parameter 1-4 werden nur wirksam wenn sie lange genug einwirken, sodass es zu Reaktionen kommt (Reaktionskinetik versus thermodynamisches Gleichgewicht). Hohe Temperaturen beschleunigen das Ablaufen von Reaktionen und von Deformation. Die Anwesenheit von hydrothermalen Fluiden ebenfalls (Stofftransport in wässriger Lösung ist viel schneller als Diffusion in Feststoffen).

5 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 5/17 KONVENTIONEN Tieftemperaturbegrenzung der Metamorphose Metamorphose schließt per Definition Prozessen der Verwitterung, Zementation und Diagenese aus; Grenze zu Diagenese ist fließend; Anchimetamorphose; in Tonsteinen 150±50 C als Untergrenze für Metamorphosebeginn Drastische Reduzierung der Porosität Bildung einer durchgreifenden Schieferung Zunahme der Illit-Kristallinität (Peakbreite bei halber Peakhöhe des 10Å Peaks); Umwandlung von schlecht geordnetem Illit 1Md zu gut kristallisiertem Illit 2M1 und dann zu Muscovit (Sericit) Zunahme der Reflektivität von kohliger Substanz; Vitrinitreflexion; Umwandlung von Vitrinit -> Graphit Neubildung von metamorphen Mineralen: Pyrophyllit, Fe-Karpholit, Glaukophan, Lawsonit, Prehnit, Pumpellyit, Stilpnomelan Gesteine versuchen in thermodynamisches Gleichgewicht zu kommen Hochtemperaturbegrenzung der Metamorphose Partielle Aufschmelzung (Anatexis) ist noch Teil der Metamorphose, solange Gestein überwiegend fest ist (bis ca Vol.% Schmelzanteil). Erstschmelzen sind granititsch bzw. tonalitisch; Solidus abhängig von Druck und H 2 O-Gehalt im System Variation über großen T-Bereich: 630 C bis 1100 C Gesteine des Erdmantels werden klassischerweise als Teil der magmatischen Petrologie betrachtet. Druck (P): Temperatur (T) : von 1 bar an Oberfläche bis kbar (0 bis ~120 km Krustentiefe) ca. 150±50 bis ~1000 C

6 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 6/17 Metasomatose: Prozesse bei denen Veränderung der Zusammensetzung dominiert Regionale und lokale Metamorphose: Größenmaßstab der Metamorphose im Gelände Thermische und dynamothermische Metamorphose: Metamorphose ohne bzw. mit begleitender Deformation FAKTOREN DER METAMORPHOSE IM DETAIL 1. Temperatur (T) Einheit: C oder K 2. Druck Einheit: Pascal (Pa); meist angegeben in Gigapascal (GPa) bar bzw. kbar (1 kbar=1000 bar) oder zur Erinnerung: 1bar = 10 5 Pa; 1kbar=0.1 GPa

7 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 7/17 Lithostatischer Druck: Spannungsanteil der in alle Richtungen gleich ist: σ1 σ2 σ3 Der Überlagerungsdruck oder auch lithostatischer Druck (P L ) errechnet sich aus P L =ρ.g.z P L [in Pa], ρ Dichte [kg/m 3 ], g Gravitationskonstante (9.8 m/s 2 ), z Tiefe [m] Beispiel 1: Berechnene Sie P L an der Basis einer 35 km dicken Kruste granitischer Zusammensetzung (=typischer stabiler Kraton). Beispiel 2: Berechnen Sie P L an der Basis des Himalaya (ca. 70 km; durch Seismik bekannt) Daten zur Berechnung Dichte ρ (g cm -3 ) dz/dp (km kbar -1 ) dp/dz (bar km -1 ) Granit 2.7 (=2700 kg m -3 ) Basalt Peridotit Wasser Spannung und Verformung Richtungsabhängige Unterschiede der Spannungen: Auftreten von Spannungsunterschieden: σ1 > σ2 > σ3 Stress (Spannung) und daraus resultierend Strain (Verformung)

8 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 8/17 Hydrostatischer Druck Wassersäule die mit Oberfläche in Verbindung steht P Fl =ρ.g.z Es wird die Dichte von Wasser ρ ~ 1000 kg m -3 verwendet. Fluiddruck in Porenräumen Fluide Phase in Gesteinen etwa an Korngrenzen. Gesamter Fluiddruck P Fl ist Summe der Partialdrucke (bzw. Fugazitäten) der Fluidphasen. P Fl = PH 2 O + PCO P Fl kann jeden Wert zwischen hydrostatischem und lithostatischem Druck annehmen; meist P Fl ~ P L. Festigkeit von Gesteinen liegt bei ca bar. Wenn P Fl > P L und die Festigkeit überschritten wird kommt es durch Fluid-Überdruck zu hydraulischem Zerbrechen (Kluftbildung, hydraulische Brekziierung). In hochmetamorphen Gesteinen auch P Fl <P L

9 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 9/17 Angleichung des hydrostatischen an den lithostatischen Gradienten mit zunehmender Tiefe

10 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 10/17 3. Rolle von Fluiden; isochemische vs. allochemische Metamorphose Auch scheinbar "trockene" Gesteine führen geringe Mengen an Fluiden, v.a. Wasser, etwa in den intergranularen Kornzwischenräumen (Fluidfilm um Mineralkörner) oder in kleinsten Mikroporen bzw. Einschlüssen in Mineralen (Flüßigkeitseinschlüsse). Die wichtigsten fluiden Phasen sind H 2 O und CO 2. Andere Gase, wie N 2, CH 4 und im Wasser gelöste Salze (NaCl, KCl etc.) können bedeutend sein. Für weite P-T Bereiche der Metamorphose liegen diese Fluide im superkritischen Bereich. (z.b. kritischer Punkt von H 2 O: 375 C, 218 bar; siehe Abb.; CO 2 31 C, 73 bar). Obwohl bei metamorphen Mineralreaktion v.a. feste Minerale beteiligt sind, spielen fluide Phasen z.b. bei Lösungsprozessen und beim Stofftransport eine wichtige Rolle. Ändert sich die Zusammensetzung des Gesteins nicht oder nur geringfügig, so spricht man von isochemischer Metamorphose. In den Frühstadien der Metamorphose reagieren wasserarme Gesteine (z.b. Basalte) mit H 2 O (Hydration) und es entstehen Minerale, die (OH - ) Anionen oder auch H 2 O in ihr Gerüst einbauen (Schichtsilikate, Amphibole, Zeolithe). Sedimentäre Ausgangsgesteine

11 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 11/17 andererseits, die viel chemisch gebundenes Wasser in den Tonmineralen aber auch viel Porenwasser enthalten können, sind durch Wasserabnahme (Dehydration) mit zunehmender Metamorphose gekennzeichnet. Bei einigen Arten der Metamorphose ist der Stofftransport über die fluide Phase auch mengenmäßig bedeutend (allochemische Metamorphose). Bei der Metamorphose der ozeanischen Kruste (Ozeanbodenmetamorphose) etwa kommt es zu bedeutenden chemischen Veränderungen im Gestein, wobei Na, K, Fe, Cu etc. gelöst und bei niedrigeren T-P wieder ausgefällt werden können. Auch bei anderen lagerstättenbildenden Prozessen sind hydrothermal gebildete Gesteine oft bedeutsam. Änderungen der chemischen Zusammensetzung eines Gesteins durch (metamorphe) Fluide unter zumindest teilweiser Beibehaltung der Textur des Ausgangsgesteineswurden auch als Metasomatose bezeichnet.

12 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 12/17 WÄRMEFLUSS UND GEOTHERMEN Wärmefluss (engl. heat flow): [Wm -2 ; auch HFU heat flow unit wobei 1HFU = 42 mwm -2 ] direkt an der Erdoberfläche meßbar; regional unterschiedlich (Fig. 1.5 Yardley, 1993) Er wird kontrolliert durch: Wärmeabgabe aus dem Mantel und Kern (Wärme von Bildung der Erde) Wärmeproduktion durch radioaktive Zerfallsprozesse (Zefrall von U, Th, K) lokale Änderungen des Wärmeflusses durch tektonische und magmatische Prozesse; vor allem Wärmezufuhr durch Magmen und Fluide

13 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 13/17 Wärmequellen für metamorphe Prozesse aus Yardley (1993) Wärmefluss und Geothermen JQ = " Q " t = #k " T " z negatives Vorzeichen weil Wärme gegen Richtung des Gradienten fließt " Q " t Wärmefluss [ W m -2 ] " T " z geothermischer Gradient [K km-1 ] k thermischer Leitfähigkeitskoeffizient [W m -1 K -1 ]

14 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 14/17 Diese Beziehung ist nur gültig für konduktiven Wärmetransport; gilt nicht für Gesteine mit hoher Permeabilität bzw. Magmen; dort konvektiver bzw. advektiver Transport von Wärme durch Fluide. Geothermischer Gradient (engl. geothermal gradient) P-T-z Funktion. Zunahme der Temperatur mit der Tiefe (z) in stabilen kontinentalen Krustenbereichen normalerweise ~30 C/km; steady state geotherm niedrigerer geothermischer Gradient: z.b. Subduktionszone; Versenkung und Überlagerung von Sediment in einem Sedimentbecken; ca. 10 C/km höherer geothermischer Gradient: z.b. Intrusion von heißen Magmen in kühlere Umgebungsgesteine; bis ca. 100 C/km Stabile Geotherme (steady state geotherm) Darstellung des kontinuierlichen ( steady state ) konduktiven Wärmetransports zwischen dem heißen Erdkern und der kalten Oberfläche der Erde; in alten kontinentalen Krustenbereichen, die seit > 100 Ma stabil sind (keine aktive Tektonik) liegt der Wert für den Wärmefluss an der Erdoberfläche bei etwa 30 mw m -2 (entspricht in etwa einem geothermischem Gradienten von ~ 25 km -1 ); thermisches Gleichgewicht kontinentale steady state geotherm

15 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 15/17 Der steady state Wärmefluss in ozeanischer Lithosphäre ist etwas geringer; wegen des geringeren Beitrages von radioaktiver Wärme zum gesamten Wärmefluss Gestörte Geotherme (perturbed geotherm) An einigen Stellen an der Erdoberfläche werden ziemliche Schwankungen des Wärmeflusses festgestellt, der von mw m -2 variieren kann, vor allem in geotektonisch aktiven Bereichen (aktive Plattenränder). Das heißt, die Geothermen werden durch lokale Änderungen des Wärmeflusses infolge tektonischer (z.b. Überschiebungen, Subduktion kalter ozeanischer Lithosphäre) und magmatischer Prozesse (z.b. Intrusion von Magmen in Folge des Auseinanderdriftens der Platten an konstruktiven Plattenrändern) thermisch gestört ; thermisches Ungleichgewicht perturbed geotherm Nach Aufhören der tektonischen/magmatischen Prozesse erfolgt thermische Relaxation und die gestörte Geotherme gleicht sich thermisch wieder der ursprünglichen steady state Geotherme an; dieser thermische Ausgleich dauert, bedingt durch den im Vergleich zur Geschwindigkeit tektonischer Prozesse langsamen konduktiven Wärmetransport Millionen bis Zehner Millionen Jahre (für regionalmetamorphe Prozesse) transient geotherm

16 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 16/17 Beispiel einer transient geotherm in einer Subduktionszone; kühle ozeanische Lithosphäre wird rascher subduziert, als sich das thermische Gleichgewicht einstellen kann. Beispiel 3: Vereinfachte Annahme: Wir ignorieren (unzulässigerweise!) die zusätzliche Wärmeproduktion in der Kruste und Änderungen von k mit der Tiefe. Die Geothermen sind damit keine konvexen Kurven, sondern reduzieren sich zu einfachen Geraden. a. Berechnen Sie den geothermischen Gradienten für eine stabile Geotherme (Wärmefluss 50 mw m -2 ). Die thermische Leitfähigkeit nehmen Sie mit 1.5 W m -1 C -1 an. b. Berechnen Sie die Lage einer gestörten Geotherme, die aus einer Verdoppelung des Wärmeflusses resultiert? c. Zeichnen Sie die Geothermen in ein Temperatur -Tiefen (T-z) Diagramm ein. d. Wie groß ist die jeweilige Temperaturdifferenz der Gesteine in 2 bzw. 6 km Tiefe?

17 LV Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 17/17 Temperatur - Zeit Kurve für das diskutierte Beispiel. Tatsächlich tragen langlebige radiogene Isotope zum Wärmefluss entscheidend bei, vor allem in Gesteinen der oberen Kruste, in denen sie stark angereichert sind. Auch die Wärmeleitfähigkeit der Gesteine ist abhängig von der Tiefe. Daher sind reale Geothermen nicht durch eine lineare Funktion zu beschreiben, sondern durch Polynome höherer Ordnung konvexe Form der Geothermen. Modellgeothermen, Wärmefluss an Erdoberfläche und MOHO Temperaturen (modifiziert nach Bucher und Frey, 1994). Als Referenz ist der Stabilitätsbereich der Al 2 SiO 5 Minerale Andalusit, Sillimanit und Kyanit gezeigt.