Vorlesung 1

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 1/17DEFINITION VON METAMORPHOSEWenn magmatische, sedimentäre oder ältere metamorphe Gesteine für längere Zeitgeänderten Stabilitätsbedingungen, die deutlich unterschiedlich sind von denBildungsbedingungen unter denen sie entstanden, ausgesetzt werden, kommt es zu einerÄnderung 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 Gesteinehervorgehen, werden als Protolithe (auch Edukte) bezeichnet.Die Umwandlung der Protolithe erfolgt mehr oder weniger unter Beibehaltung des festenZustandes bei geänderten Druck- (P), Temperatur- (T) und chemischen (X) Bedingungen inder Erdkruste und im Erdmantel. Fluide Phasen (vor allem Wasser, CO 2 ) und bei sehr hohenTemperaturen der Metamorphose Schmelze sind aber oft zusätzlich anwesend.PROTOLITHSedimentgesteinΔ P, T, XMagmatisches Gestein -----------> Metamorphes GesteinMetamorphes GesteinHydrothermales GesteinBeispiele:• Umwandlung eines feinkörnigen Kalksteins mit Fossilien in einen Marmor(grobkörniges Aggregat von Calcit)• Umwandlung eines feinkörnigen Pelites (tonreiches klastisches Sedimentgestein) ineinen grobkristallinen Glimmerschiefer mit großen Glimmern, Granat etc.• Umwandlung eines sauren Granits oder Vulkanits in einen Orthogneiss mit großendeformierten Feldspataugen• Umwandlung von Basalten in Metabasite (z.B. Amphibolit)J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 2/17Verwendung von Präfixen zur Bezeichnung metamorpher GesteineOrtho-Para-Meta-magmatische Protolithe (z.B. Orthogneis)sedimentäre Protolithe (z.B. Parargneis)Allgemeine Bezeichnung eines Gesteins das metamorph ist (z.B.Metapelit, Metabasit etc.)J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 3/17J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 4/17FAKTOREN DER METAMORPHOSE - ÜBERSICHT1. Temperatur (T): Änderungen beeinflussen Stabilität von Mineralen (z.B. bei hoher Tsind wasserfreie Minerale stabiler: Brucit -> Periklas) & Deformationsverhalten (niedrigeT: spröde Deformation; hohe T: duktile Deformation; z.B. Quarz 350 ° Grenze sprödduktil)2. Druck (P): Änderungen beeinflussen Stabilität von Mineralen und derenDeformationsverhalten (hoher P favorisiert die Bildung von Mineralphasen mit demgeringeren molaren Volumen und dichterer Packung der Atome im Gitter; Graphit ->Diamant)3. Spannung (stress, σ): Änderungen im Spannungsfeld beeinflussen das Gesteinsgefügeund Deformationsmechanismen (z.B. Bildung einer Foliation)4. Zusammensetzung (X): Kontakt mit hydrothermalen Fluiden oder mit Gesteinen andererZusammensetzung kann zu Fluid-Mineral bzw. Mineral-Mineral-Reaktionen führen,welche die Zusammensetzung eines Gesteins verändern. Im Extremfall entstehenhydrothermale (~metasomatische) Gesteine.5. Zeit (t): Änderungen der Parameter 1-4 werden nur wirksam wenn sie lange genugeinwirken, sodass es zu Reaktionen kommt (Reaktionskinetik versus thermodynamischesGleichgewicht). Hohe Temperaturen beschleunigen das Ablaufen von Reaktionen und vonDeformation. Die Anwesenheit von hydrothermalen Fluiden ebenfalls (Stofftransport inwässriger Lösung ist viel schneller als Diffusion in Feststoffen).J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 5/17KONVENTIONENTieftemperaturbegrenzung der MetamorphoseMetamorphose schließt per Definition Prozessen der Verwitterung, Zementation undDiagenese aus; Grenze zu Diagenese ist fließend; Anchimetamorphose; in Tonsteinen150±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 dannzu Muscovit (Sericit)• Zunahme der Reflektivität von kohliger Substanz; Vitrinitreflexion; Umwandlung vonVitrinit -> Graphit• Neubildung von metamorphen Mineralen: Pyrophyllit, Fe-Karpholit, Glaukophan,Lawsonit, Prehnit, Pumpellyit, StilpnomelanGesteine versuchen in thermodynamisches Gleichgewicht zu kommenHochtemperaturbegrenzung der MetamorphosePartielle Aufschmelzung (Anatexis) ist noch Teil der Metamorphose, solange Gesteinüberwiegend fest ist (bis ca. 20-30 Vol.% Schmelzanteil). Erstschmelzen sind granititsch bzw.tonalitisch; Solidus abhängig von Druck und H 2 O-Gehalt im SystemVariation über großen T-Bereich: 630 °C bis 1100 °CGesteine des Erdmantels werden klassischerweise als Teil der magmatischen Petrologiebetrachtet.Druck (P):Temperatur (T) :von 1 bar an Oberfläche bis 40-45 kbar (0 bis ~120 km Krustentiefe)ca. 150±50 bis ~1000°CJ.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 6/17Metasomatose: Prozesse bei denen Veränderung der Zusammensetzung dominiertRegionale und lokale Metamorphose: Größenmaßstab der Metamorphose im GeländeThermische und dynamothermische Metamorphose: Metamorphose ohne bzw. mitbegleitender DeformationFAKTOREN DER METAMORPHOSE IM DETAIL1. Temperatur (T)Einheit: °C oder K2. DruckEinheit:Pascal (Pa); meist angegeben in Gigapascal (GPa)bar bzw. kbar (1 kbar=1000 bar) oderzur Erinnerung: 1bar = 10 5 Pa; 1kbar=0.1 GPaJ.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 7/17Lithostatischer Druck:Spannungsanteil der in alle Richtungen gleich ist: σ1≈ σ2 ≈ σ3Der Überlagerungsdruck oder auch lithostatischer Druck (P L ) errechnet sich ausP L =ρ.g.zP 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 granitischerZusammensetzung (=typischer stabiler Kraton).Beispiel 2: Berechnen Sie P L an der Basis des Himalaya (ca. 70 km; durch Seismik bekannt)Daten zur BerechnungDichte ρ (g cm -3 ) dz/dP (km kbar -1 ) dP/dz (bar km -1 )Granit 2.7 (=2700 kg m -3 ) 3.8 264Basalt 3.0 3.4 294Peridotit 3.3 3.1 323Wasser 1.0 10.2 98Spannung und VerformungRichtungsabhängige Unterschiede der Spannungen: Auftreten vonSpannungsunterschieden: σ1 > σ2 > σ3Stress (Spannung) und daraus resultierend Strain (Verformung)J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 8/17Hydrostatischer DruckWassersäule die mit Oberfläche in Verbindung stehtP Fl=ρ.g.zEs wird die Dichte von Wasser ρ ~ 1000 kg m -3 verwendet.Fluiddruck in PorenräumenFluide Phase in Gesteinen etwa an Korngrenzen. Gesamter Fluiddruck P Fl ist Summe derPartialdrucke (bzw. Fugazitäten) der Fluidphasen.P Fl = PH 2 O + PCO 2 +...P Fl kann jeden Wert zwischen hydrostatischem und lithostatischem Druck annehmen; meistP Fl ~ P L . Festigkeit von Gesteinen liegt bei ca. 10-200 bar. Wenn P Fl > P L und die Festigkeitüberschritten wird kommt es durch Fluid-Überdruck zu hydraulischem Zerbrechen(Kluftbildung, hydraulische Brekziierung). In hochmetamorphen Gesteinen auch P Fl

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 9/17Angleichung des hydrostatischen an den lithostatischen Gradienten mit zunehmender TiefeJ.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 10/173. Rolle von Fluiden; isochemische vs. allochemische MetamorphoseAuch scheinbar "trockene" Gesteine führen geringe Mengen an Fluiden, v.a. Wasser, etwa inden intergranularen Kornzwischenräumen (Fluidfilm um Mineralkörner) oder in kleinstenMikroporen bzw. Einschlüssen in Mineralen (Flüßigkeitseinschlüsse). Die wichtigsten fluidenPhasen 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 dieseFluide im superkritischen Bereich. (z.B. kritischer Punkt von H 2 O: 375 °C, 218 bar; sieheAbb.; CO 2 31 °C, 73 bar).Obwohl bei metamorphen Mineralreaktion v.a. feste Minerale beteiligt sind, spielen fluidePhasen z.B. bei Lösungsprozessen und beim Stofftransport eine wichtige Rolle. Ändert sichdie Zusammensetzung des Gesteins nicht oder nur geringfügig, so spricht man vonisochemischer 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 ihrGerüst einbauen (Schichtsilikate, Amphibole, Zeolithe). Sedimentäre AusgangsgesteineJ.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 11/17andererseits, die viel chemisch gebundenes Wasser in den Tonmineralen aber auch vielPorenwasser enthalten können, sind durch Wasserabnahme (Dehydration) mit zunehmenderMetamorphose gekennzeichnet.Bei einigen Arten der Metamorphose ist der Stofftransport über die fluide Phase auchmengenmäßig bedeutend (allochemische Metamorphose). Bei der Metamorphose derozeanischen Kruste (Ozeanbodenmetamorphose) etwa kommt es zu bedeutenden chemischenVeränderungen im Gestein, wobei Na, K, Fe, Cu etc. gelöst und bei niedrigeren T-P wiederausgefällt werden können. Auch bei anderen lagerstättenbildenden Prozessen sindhydrothermal gebildete Gesteine oft bedeutsam. Änderungen der chemischenZusammensetzung eines Gesteins durch (metamorphe) Fluide unter zumindest teilweiserBeibehaltung der Textur des Ausgangsgesteineswurden auch als Metasomatose bezeichnet.J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 12/17WÄRMEFLUSS UND GEOTHERMENWärmefluss (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 FluideJ.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 13/17Wärmequellen für metamorphe Prozesseaus Yardley (1993)Wärmefluss und GeothermenJQ = " Q" t = #k " T" z– negatives Vorzeichen weil Wärme gegen Richtung desGradienten fließt" Q" tWärmefluss [ W m -2 ]" T" z geothermischer Gradient [K km-1 ]k thermischer Leitfähigkeitskoeffizient [W m -1 K -1 ]J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 14/17Diese Beziehung ist nur gültig für konduktiven Wärmetransport; gilt nicht für Gesteine mithoher Permeabilität bzw. Magmen; dort konvektiver bzw. advektiver Transport von Wärmedurch 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 stategeotherm“• niedrigerer geothermischer Gradient: z.B. Subduktionszone; Versenkung undÜberlagerung von Sediment in einem Sedimentbecken; ca. 10°C/km• höherer geothermischer Gradient: z.B. Intrusion von heißen Magmen in kühlereUmgebungsgesteine; bis ca. 100°C/kmStabile Geotherme (steady state geotherm)Darstellung des kontinuierlichen („steady state“) konduktiven Wärmetransports zwischendem heißen Erdkern und der kalten Oberfläche der Erde; in alten kontinentalenKrustenbereichen, die seit > 100 Ma stabil sind (keine aktive Tektonik) liegt der Wert für denWärmefluss an der Erdoberfläche bei etwa 30 mW m -2 (entspricht in etwa einemgeothermischem Gradienten von ~ 25° km -1 ); thermisches Gleichgewicht ⇒ kontinentalesteady state geothermJ.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 15/17Der „steady state“ Wärmefluss in ozeanischer Lithosphäre ist etwas geringer; wegen desgeringeren Beitrages von radioaktiver Wärme zum gesamten WärmeflussGestörte Geotherme (perturbed geotherm)An einigen Stellen an der Erdoberfläche werden ziemliche Schwankungen des Wärmeflussesfestgestellt, der von 30 – 120 mW m -2 variieren kann, vor allem in geotektonisch aktivenBereichen (aktive Plattenränder). Das heißt, die Geothermen werden durch lokaleÄnderungen des Wärmeflusses infolge tektonischer (z.B. Überschiebungen, Subduktion kalterozeanischer Lithosphäre) und magmatischer Prozesse (z.B. Intrusion von Magmen in Folgedes Auseinanderdriftens der Platten an konstruktiven Plattenrändern) thermisch „gestört“;thermisches Ungleichgewicht ⇒ perturbed geothermNach Aufhören der tektonischen/magmatischen Prozesse erfolgt thermische Relaxation unddie gestörte Geotherme gleicht sich thermisch wieder der ursprünglichen steady stateGeotherme an; dieser thermische Ausgleich dauert, bedingt durch den im Vergleich zurGeschwindigkeit tektonischer Prozesse langsamen konduktiven Wärmetransport Millionenbis Zehner Millionen Jahre (für regionalmetamorphe Prozesse) ⇒ transient geothermJ.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 16/17Beispiel einer „transient geotherm“ in einer Subduktionszone; kühle ozeanische Lithosphäre wirdrascher subduziert, als sich das thermische Gleichgewicht einstellen kann.Beispiel 3:Vereinfachte Annahme: Wir ignorieren (unzulässigerweise!) die zusätzlicheWärmeproduktion in der Kruste und Änderungen von k mit der Tiefe. Die Geothermen sinddamit keine konvexen Kurven, sondern reduzieren sich zu einfachen Geraden.a. Berechnen Sie den geothermischen Gradienten für eine stabile Geotherme (Wärmefluss 50mW 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 desWärmeflusses 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?J.G. Raith

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1 17/17Temperatur - Zeit Kurve für das diskutierte Beispiel.Tatsächlich tragen langlebige radiogene Isotope zum Wärmefluss entscheidend bei, vor allemin Gesteinen der oberen Kruste, in denen sie stark angereichert sind. Auch dieWärmeleitfähigkeit der Gesteine ist abhängig von der Tiefe. Daher sind reale Geothermennicht durch eine lineare Funktion zu beschreiben, sondern durch Polynome höherer Ordnung⇒ konvexe Form der Geothermen.Modellgeothermen, Wärmefluss an Erdoberfläche und MOHO Temperaturen (modifiziert nachBucher und Frey, 1994). Als Referenz ist der Stabilitätsbereich der Al 2 SiO 5 Minerale Andalusit,Sillimanit und Kyanit gezeigt.J.G. Raith