Vorlesung 1

LV 620.114 Petrologie der Magmatite und Metamorphite: Teil Metamorphite, Vorlesung 1
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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, CO2) 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)
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Verwendung von Präfixen zur Bezeichnung metamorpher Gesteine
Ortho-
magmatische Protolithe (z.B. Orthogneis)
Para-
sedimentäre Protolithe (z.B. Parargneis)
Meta-
Allgemeine Bezeichnung eines Gesteins das metamorph ist (z.B.
Metapelit, Metabasit etc.)
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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).
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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. 20-30 Vol.% Schmelzanteil). Erstschmelzen sind granititsch bzw.
tonalitisch; Solidus abhängig von Druck und H2 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):
von 1 bar an Oberfläche bis 40-45 kbar (0 bis ~120 km Krustentiefe)
Temperatur (T) :
ca. 150±50 bis ~1000°C
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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 = 105Pa; 1kbar=0.1 GPa
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Lithostatischer Druck:
Spannungsanteil der in alle Richtungen gleich ist: σ1≈ σ2 ≈ σ3
Der Überlagerungsdruck oder auch lithostatischer Druck (PL) errechnet sich aus
PL=ρ.g.z
PL [in Pa], ρ Dichte [kg/m3], g Gravitationskonstante (9.8 m/s2), z Tiefe [m]
Beispiel 1: Berechnene Sie PL an der Basis einer 35 km dicken Kruste granitischer
Zusammensetzung (=typischer stabiler Kraton).
Beispiel 2: Berechnen Sie PL 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)
3.8
264
Basalt
3.0
3.4
294
Peridotit
3.3
3.1
323
Wasser
1.0
10.2
98
Spannung und Verformung
Richtungsabhängige
Unterschiede
der
Spannungen:
Spannungsunterschieden: σ1 > σ2 > σ3
Stress (Spannung) und daraus resultierend Strain (Verformung)
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Auftreten
von
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Hydrostatischer Druck
Wassersäule die mit Oberfläche in Verbindung steht
PFl =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 PFl ist Summe der
Partialdrucke (bzw. Fugazitäten) der Fluidphasen.
PFl = PH2O + PCO2 +...
PFl kann jeden Wert zwischen hydrostatischem und lithostatischem Druck annehmen; meist
PFl ~ PL. Festigkeit von Gesteinen liegt bei ca. 10-200 bar. Wenn PFl > PL und die Festigkeit
überschritten wird kommt es durch Fluid-Überdruck zu hydraulischem Zerbrechen
(Kluftbildung, hydraulische Brekziierung). In hochmetamorphen Gesteinen auch PFl<PL
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Angleichung des hydrostatischen an den lithostatischen Gradienten mit zunehmender Tiefe
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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 H2O und CO2. Andere Gase, wie N2 , CH4 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 H2O: 375 °C, 218 bar; siehe
Abb.; CO2 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 H2O (Hydration) und es entstehen Minerale, die (OH-) Anionen oder auch H2O in ihr
Gerüst einbauen (Schichtsilikate, Amphibole, Zeolithe). Sedimentäre Ausgangsgesteine
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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.
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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
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Wärmequellen für metamorphe Prozesse
aus Yardley (1993)
Wärmefluss und Geothermen
JQ =
" Q = #k " T
"t
"z
– negatives Vorzeichen weil Wärme gegen Richtung des
Gradienten fließt
"Q
Wärmefluss [ W m-2]
"t
"T
geothermischer Gradient [K km-1]
"z
k thermischer Leitfähigkeitskoeffizient [W m-1 K-1]
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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
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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 30 – 120 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
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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?
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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 Al2SiO5 Minerale Andalusit,
Sillimanit und Kyanit gezeigt.
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