Ein kurze Einführung:
Metamorphe Gesteine
(© Priv.-Doz. Dr. Jörg A. Pfänder)



Die Inhalte dieses Skripts könnt ihr als zwingend Prüfungs- und Testat-relevant betrachten, was auch für die meisten verlinkten Zusatzinformationen gilt. Ist dies nicht der Fall, weise ich gesondert mit dem Vermerk 'Nice to know...' darauf hin.
Bitte beachtet, dass ein Teil der Abbildungen durch ANKLICKEN vergrössert werden kann! Und bitte beachtet auch das GLOSSAR am Ende des Skripts!
Begleitend zu diesem Skript empfiehlt sich dieser und dieser Link.

Metamorphe Gesteine

  Allgemeines

Metamorphe Gesteine sind solche, die sich durch Umwandlungsprozesse aus anderen Gesteinen bilden. Diese 'anderen' Gesteine (das Ausgangsmaterial, wir nennen es 'Edukt') sind dabei selbst wieder metamorphe Gesteine, oder aber magmatische Gesteine oder Sedimentgesteine. Ihr wisst, dass es im Prinzip nur diese drei grossen Gesteinsgruppen gibt!

Ein bestehendes Gestein wandelt sich nicht einfach um, dazu müssen sich (aus energetischen, aber insbesondere auch aus reaktionskinetischen Gründen) bestimmte physikalische Zustandsgrössen ändern. Solche Zustandsgrössen sind z.B. der umgebende Druck (p), und, ganz wichtig, die Temperatur (T). Überhaupt spielen Druck und Temperatur bei der Metamorphose eine ganz wichtige Rolle. Erhöht man also die Temperatur und den Druck eines Gesteins, z.B. durch die 'Versenkung' dieses Gesteins in tiefere Bereiche der Erdkruste durch Gebirgsbildungsprozesse oder Subduktion, führt dies in der Regel dazu, dass die ursprüngliche Mineralparagenese des Gesteins metastabil wird, sich also in eine andere Mineralparagenese und damit in ein anderes Gestein umwandeln möchte. Sofern die chemischen Reaktionsgeschwindigkeiten und die Zeit ausreichen, findet diese Umwandlung auch statt, entweder ganz oder eben nur teilweise.

Ein metamorphes Gestein erkennt man fast immer an seiner Textur (seinem Gefüge), weil der Druck bei der Metamorphose selten gleichförmig ist (so wie beispielsweise unter Wasser, wo der hydrostatische Druck von allen Seiten gleich stark wirkt), sondern meist aus einer Richtung stärker wirkt als aus einer anderen (man stelle sich vor, man drückt von oben auf eine Kugel aus Teig, der Teig wird dann geplättet, weil der Druck nur 'von oben' wirkt, und der Teig diesem Druck ausweicht). Diese ungleiche Einwirkung des Druckes auf ein Gesteinspaket führt zu Scherkräften, und damit zu Scherbewegungen im Gestein, wodurch sich eine Schieferungsfläche (=Foliation) entwickelt. Abhängig von der Geometrie des Druckfeldes (der Druck im dreidimensionalen Raum ist ein Tensor) kann sich auch eine Lineation ausbilden, also eine Vorzugsorientierung von säulig-langgestreckten Mineralen (das ist nichts anderes als dass die Mehrzahl der langgestreckten, säulig-nadeligen Minerale auf der Schieferungsfläche in eine bestimmte Richtung zeigt). Bei dem obigen Beispiel mit dem Teig würde sich allerdings keine solche Lineation ausbilden (wohl aber eine Schieferung), weil sich die Teilchen des Teiges radialförmig nach aussen bewegen würden, in der Strukturgeologie spricht von 'pure shear' - das meint eine reine Plättung).


  Metamorphe Faziesbereiche und Metamorphose-Typen

Welches metamorphe Gestein also bei der Metamorphose entsteht, hängt (1) vom Ausgangsgestein, und (2) vom herrschenden Druck und der herrschenden Temperatur ab (den sog. pT-Bedingungen). Ist eine bestehende Mineralparagenese also nicht mehr stabil weil sich p und T geändert haben, finden zwischen den Mineralen chemische Reaktionen statt, bei denen neue Mineralparagenesen entstehen. Wichtig zu wissen ist, dass diese Mineralreaktionen fest-fest Reaktionen sind, dass also nicht erst etwas aufschmilzt, bevor etwas Neues entsteht! Das ist nicht der Fall! Allerdings muss bei chemischen Reaktionen ein Stofftransport im mm bis sub-mm Bereich stattfinden, weshalb sog. fluide Phasen als Transport- und Reaktionsmedium bei der Metamorphose eine ganz wichtige Rolle spielen. Wir unterscheiden deshalb auch 'trockene' Systeme von 'fluidhaltigen' Systemen.

Bestimmte Druck-Temperaturbereiche (Felder) werden mit einem Namen versehen und als metamorphe Fazies(bereiche) bezeichnet. Dies ist auf der Abbildung zu sehen, ein Diagramm der metamorphen Faziesbereiche. So bezeichnet beispielsweise eine Temperatur zwischen ca. 300-500°C und einen Druck zwischen ca. 1-8 kbar als Grünschieferfazies. Man spricht bei metamorphen Gesteinen, die in diesem Druck-Temperaturbereich entstehen, von grünschieferfaziellen Gesteinen. Die grünschieferfazielle Metamorphose ist eine eher niedriggradige Metamorphose, wenn man sie z.B. mit der amphibolit- oder eklogitfaziellen Metamorphose vergleicht. Eklogit- und granulitfazielle Metamorphose sind jeweils eine hochgradige Metamorphose, allerdings ist bei der eklogitfaziellen M. die Temperatur im Verhältnis zum Druck relativ gering. Und genau das ist ein wichtiger Parameter, das Verhältnis von Druck zu Temperatur.

Grundsätzlich kann man drei Typen der Metamorphose unterscheiden, abhängig davon, wo sie vorwiegend auftreten:
  • Die Kontaktmetamorphose. Bei der Kontaktmetamorphose ist die Temperatur im Verhältnis zum Druck sehr hoch, d.h. sie findet in relativ geringer Tiefe (z.B. 2-5 km) innerhalb der Erdkruste im Kontaktbereich magmatischer Intrusionen statt. Kontaktmetamorphite entstehen also in der Hornfelsfazies.

  • Die Hochdruck- und Ultrahochdruckmetamorphose. Wie der Name schon sagt, finde dieser Metamorphosetyp dann statt, wenn der Druck im Verhältnis zur Temperatur hoch bzw. sehr hoch ist, wir uns also im Feld der Blauschiefer- oder Eklogitfazies befinden. In der Natur bilden sich blauschiefer- und eklogitfazielle Gesteine primär bei der Subduktion von ozeanischer Kruste, und zwar in der Subduktionszone selbst, d.h. das (basaltische) Gestein der subduzierten ozeanischen Kruste wird erst in Grünschiefer, dann in Blauschiefer oder in Amphibolit, und schliesslich in Eklogit umgewandelt. Von genau diesen Gesteinen haben diese vier Faziesbereiche ihre Namen! Es gibt also nicht nur die Blauschieferfazies, es gibt auch ein Gestein Namens Blauschiefer! Dasselbe gilt für Eklogit, Grünschiefer, Amphibolit und Granulit!

  • Die Regionalmetamorphose. Die Regionalmetamorphose findet bei Drücken und Temperaturen statt, die zwischen den beiden Extremen Hochdruckmetamorphose und Kontaktmetamorphose liegen. Also 'ausgeglichene' Druck- zu Temperaturverhältnisse, und in der Natur ist das bei Gebirgsbildungsprozessen (=Orogenesen) verwirklicht. Bei solchen orogenen Prozessen werden Krusteneinheiten 'gestapelt', d.h. durch die Konvergenz und Kollision zweier Kontinentalplatten wird die kontinentale Kruste verdickt, vorhandene Gesteine werden also quasi 'versenkt' und dabei steigendem Druck und steigender Temperatur ausgesetzt, was zur Regionalmetamorphose führt. Je nach Art und Geschwindigkeit mit der ein Gebirgsbildungsprozess stattfindet, werden unterschiedliche Druck-Temperaturbereiche durchlaufen, weshalb man die Regionalmetamorphose selbst auch wieder unterteilt, und zwar in druckbetonte Regionalmetamorphose und temperaturbetonte Regionalmetamorphose.
Im Prinzip könnte man noch einen vierten Metamorphosetyp definieren, nämlich die hydrothermale Umwandlung von Gesteinen der ozeanischen Kruste, und zwar während bzw. kurz nach ihrer Enstehung an den Mittelozeanischen Rücken. Man könnte diesen Metamorphosetyp als Ozeanbodenmetamorphose bezeichnen. Dabei findet i.W. eine intensive Hydratisation (=Wasseraufnahme) der Gesteine der noch heissen ozeanischen Lithosphäre statt. Dabei wandeln sich primäre magmatische Minerale wie Olivin, Pyroxene (Ortho- und Klinopyroxen) und Plagioklas durch Wasseraufnahme teilweise in sekundäre, sog. wasserhaltige Minerale, um: Chlorit, Lawsonit, Epidot, Zoisit, Talk, Serpentin. Solche Minerale haben Hydroxylgruppen (OH-) in ihrem Gitter, weshalb man sie als 'wasserhaltige Minerale' bezeichnet. Aus primärem Basalt entsteht dabei (man bezeichnet es mitunter als 'Vergrünung'... weil ein Teil der Sekundärminerale dem Gestein eine grünliche Farbe gibt) ein Diabas (=Dolerit=Grünstein; so in etwa...), aus primärem Peridotit entsteht Serpentinit.


  Prograde und retrograde Metamorphose

Eine Metamorphose nennt sich prograd, wenn mit der Zeit Druck und Temperatur zunehmen. Das ist z.B. bei der Subduktion der Fall, oder wenn Gesteinspakete durch eine Gebirgsbildung und Krustenstapelung immer tiefer versenkt werden. Solche Prozesse können aber durch die Dynamik unseres Planeten irgendwann auch zum Erliegen kommen, bzw. sich sogar umkehren. Man spricht dann von Exhumierung. Dabei werden Gesteine aus tiefen Bereichen der Erdkruste wieder 'nach oben' gebracht, was nichts anderes bedeutet, als dass Druck und Temperatur wieder abnehmen, die Metamorphose also quasi rückläufig ist. Man spricht dann von 'retrograder Metamorphose'. Wenn man einen kompletten Metamorphosezyklus in ein Druck-Temperatur Diagramm einträgt, wie rechts gezeigt, dann erhält man einen sog. pTt-Pfad, eine 'Schleife', in der das kleine t für die Zeit steht. Der Pfeil in Form einer Schleife gibt also den zeitlichen Verlauf der Metamorphose an, und man unterscheidet einen prograden und einen retrograden Ast. In den Abbildungen kann man verschiedene pTt-Pfade erkennen. Diese entsprechen verschiedenen Metamorphosetypen: UHP und HP stehen für Ultrahochdruck- und Hochdruckmetamorphose, druckbetont und temperaturbetont bezeichnen jeweils eine druck- bzw. eine temperaturbetonte Regionalmetamorphose (siehe oben: Metamorphe Faziesbereiche).

Nun bilden sich bei der prograden Metamorphose bestimme Mineralparagenesen, je nachdem, welche pT-Bedingungen gerade herrschen. Man spricht von prograden Mineralparagenesen. Bei der retrograden Metamorphose können diesselben, oder neue Mineralparagenesen entstehen, je nachdem, welcher pTt-Verlauf vorliegt. Man spricht dann von retrograden Mineralparagenesen. In Gesteinen kann man solche typischen Mineralparagenesen oft gut erkennen, wenn beispielsweise der Glaukophan in einem Blauschiefer von Chlorit und Epidot umwachsen ist, dann spricht man von einer retrograden Mineralparagenese, weil unter den Bedingungen, unter denen Glaukophan stabil ist, Chlorit und Epidot nicht stabil sind. Sie müssen also retrograd gebildet worden sein. Alternativ könnten Chlorit und Epidot bei der prograden Metamorphose nicht komplett in Glaukophan und andere Minerale umgewandelt worden sein. Dann aber würde der Glaukophan Chlorit und Epidot umwachsen, und nicht umgekehrt. Man kann also häufig schon aus dem Gefüge und der Textur eines Gesteins, entweder makroskopisch oder mikroskopisch im Gesteins-Dünnschliff, etwas zu seiner Entstehungsgeschichte sagen.


  Regionalmetamorphose von Peliten

Bei der Regionalmetamorphose von Peliten kann man, ganz prinzipiell, zwischen druckbetont und temperaturbetont unterscheiden. Je nachdem, ob eher der Druck oder die Temperatur überwiegt. In der Abbildung links ist dargestellt, welche Metapelite (das sind metamorphe Gesteine, die aus Peliten gebildet werden) bei der druckbetonten Regionalmetamorphose entstehen. Typische Mineralparagenesen sind ebenfalls angegeben. Man kann erkennen, dass bei der niedriggradigen Metamorphose aus einem Tonstein erst ein Phyllit entsteht. Dabei rekristallisieren die Tonminerale im Pelit und bilden Serizit und ggf. Chlorit. Geringe Anteile Quarz und Feldspat im Tonstein bleiben unverändert, beginnen aber zu wachsen ('die Grossen wachsen auf Kosten der Kleinen...'). Gleichzeitig bildet sich in der Regel schon eine schwache Schieferung (Foliation) aus (nicht verwechseln mit der Schichtung!!!). Aus dem Phyllit wird dann bei fortschreitender (prograder) Metamorphose ein Chlorit-Schiefer mit den Mineralen Chlorit und Muskovit, vorhandener Alkalifeldspat wird durch Kalium-Abgabe zu Albit. Quarz bleibt Quarz. Beim Übergang in die mittlere Grünschieferfazies reagieren Chlorit und Muskovit zu Biotit, Muskovit, Quarz und Wasser. Somit zeigt die Paragenese Biotit, Muskovit, Quarz und Albit mit ggf. Resten Chlorit die mittlere Grünschieferfazies an. Die obere Grünschieferfazies wird durch das Vorhandensein von Granat neben Biotit und Muskovit (sowie Albit und Quarz) angezeigt. Das Gestein ist jetzt ein Granat-Schiefer, oder Granat-Glimmerschiefer, wie rechts auf der Abbildung gezeigt. Im Bild erkennt man deutlich die grossen, dunkelroten, 'kugeligen' Granate, den metallisch hell glänzenden Muskovit und den grünlich gefärbten feinkristallinen Chlorit. Erreicht das Gestein die Amphibolitfazies, entsteht ab ~500-520°C Staurolith. Dieser ist ein wichtiges Indexmineral, d.h. ein Mineral, das nur in einem eng begrenzten pT-Bereich vorkommt und daher anzeigt, dass das Gestein genau bei diesen Bedingungen gebildet wurde. In der oberen Amphibolitfazies verschwindet der Staurolith wieder, es bildet sich Disthen, der eine typische Paragenese mit Biotit, Quarz, Albit und ggf. Plagioklas bildet. Der Übergang in die Granulitfazies wird durch das Auftreten von Sillimanit markiert. Erhöht man den Druck und die Temperatur weiter, beginnt das hochgradig metamorphe Gestein irgendwann aufzuschmelzen. Diesen Aufschmelzungsprozess, der nur teilweise aber niemals vollständig erfolgt, nennt man Anatexis, das Gestein das dabei entsteht ist kein metamorphes Gestein mehr, sondern ein Migmatit. Aber dazu später noch etwas mehr.

Bei der temperaturbetonten Regionalmetamorphose von Peliten sind die prograden Paragenesen diesselben wie bei der druckbetonten Regionalmetamorphose. Allerdings entsteht jetzt weder Staurolith noch Disthen, sondern der Beginn der Amphibolitfazies wird durch das (frühere) Vorkommen von Sillimanit (typischerweise neben Biotit, Kalifeldspat, Quarz und ggf. Plagioklas) markiert. Schreitet die Metamorphose weiter fort, entsteht durch Biotit-Abbau (Biotit reagiert mit Sillimanit und Quarz zu Cordierit, Kalifeldspat und ggf. Wasser) ein Cordierit-Schiefer. Dieser ist dann bis >650°C stabil, bevor dann bei weiterer Temperaturerhöhung irgendwann wieder die Anatexis einsetzt. In der Abbildung auf der linken Seite sind unten links die pTt-Pfade einmal für die druckbetonte- und einmal für die temperaturbetonte Regionalmetamorphose gezeigt.

Um es noch einmal klar zu machen. Findet man im Gelände einen Sillimanit-Schiefer, dann kann man nicht entscheiden, ob es die untere Amphibolitfazies der temperaturbetonten Regionalmetamorphose war, oder die obere Amphibolitfazies der druckbetonten Regionalmetamorphose (es sei denn man findet reliktischen Disthen). Das kann man nur, wenn man einen grösseren Bereich auskartiert, und die metamorphen Gesteine miteinander vergleicht. Findet man weit und breit keine Staurolith- und/oder Disthen-haltige Paragenese, aber zusätzlich zum Sillimanit-Schiefer noch Cordierit-Schiefer oder Cordierit-Fels (letzterer hat keine typische Schieferung!), dann kann man von temperaturbetonter Regionalmetamorphose ausgehen. Kartiert man metamorphe Komplexe, kann man im Idealfall sog. metamorphe Isograde kartieren, d.h. die Übergangsbereiche von einer in eine andere metamorphe Fazies. Das ist in der Abbildung rechts oben gezeigt, am Beispiel des Damara Orogens in Namibia. Die Ziffern bedeuten dabei folgendes: (1) Biotit IN (das bedeutet, ab hier tritt Biotit erstmalig im metamorphen Gestein auf, (2) Granat IN, (3) Staurolith IN, (4) Disthen IN, (5) Cordierit IN, (6) Übergang Sillimanit <-> Andalusit, (7) Sillimanit IN aus Staurolith Abbau, (8) Partielle Aufschmelzung (Anatexis), (9) Kalifeldspat und Cordierit in, (10) Partielle Aufschmelzung. Mehr Infos: Nice to know...


  Weitere Gesteine der Regionalmetamorphose

Neben den oben beschriebenen Gesteinen der Regionalmetamorphose, die aus Peliten (Tonsteinen) entstehen, gibt es noch eine Reihe weiterer Regionalmetamorphite die aus anderen Edukten bei denselben Bedingungen entstehen. Die Vielfalt jedoch, die Metapelite aufweisen, ist bei anderen Edukten bei weitem nicht so gross. So entsteht aus Mergel, das ist ein Tonstein mit hohem Karbonatanteil, erst ein Kalkphyllit, dann ein Kalkschiefer, dann ein Kalk-Glimmerschiefer, und schliesslich ein Kalksilikatschiefer (mit Schieferung) oder ein Kalksilikatfels (ohne Schieferung, granoblastisches Gefüge). Man kann diese Gesteine als Kalksilikatgesteine zusammenfassen (der Mineralbestand ist variabel, generell sind aber neben Calcit und Dolomit natürlich Ca-reiche Silikatminerale typisch, siehe Link). Aus Sandsteinen, oder genauer, aus Quarz-Sandsteinen, entsteht Quarzit. Ein hartes, kompaktes, im Anschlag sehr sprödes Gestein aus mehr oder weniger reinem Quarz (natürlich sind Verunreinigungen enthalten, die Natur ist kein Reinraumlabor). Durch Beimengungen von verschiedenen chemischen Elementen, z.B. von FeII und/oder FeIII in Form von Fe-Oxiden (Hämatit, Goethit, Magnetit), kann ein Quarzit verschiedene Farben, z.B. rötlich oder bräunlich, annehmen. Aus Arkosen, das sind Feldspat-haltige Quarz-Sandsteine, sowie aus Grauwacken entsteht schon in der Grünschieferfazies Paragneis, der sich bis in die Granulitfazies hinauf nicht mehr wesentlich ändert (ggf. findet mit prograder Metamorphose Kristallwachstum statt). Aus Kalk- und Dolomitgestein entsteht Marmor, der von blütenweiss bis zu schwarzgrau alle möglichen Farben annehmen kann, je nach Art und Menge der chemisch-mineralogischen Verunreinigung. So hat z.B. der berühmte Carrara Marmor schwarze Schlieren, bei denen es sich i.W. um elementaren Kohlenstoff und Tonmineralverunreinigungen handelt. Aus Granit (oder eben aus Rhyolith) entsteht etwa aber der Amphibolitfazies ein Orthogneis der im Prinzip diesselbe mineralogische Zusammensetzung hat wie der Granit selbst (aber natürlich eine deutliche Foliation!). Gneis ist das Gestein, welches in und um Freiberg herum 'ansteht' (der Freiberger Gneiss).


  Granulitfazies & Anatexis

Haben metamorphe Gesteine die Amphibolitfazies durchlaufen, und findet weiterhin Druck- und Temperaturzunahme statt, dann erreichen sie die Granulitfazies. Diese beginnt, grob, ab etwa 750°C und 3-4 kbar (0.3-0.4 GPa, entsprechend einer Tiefe von etwa 10-13 km innerhalb der Erdkruste - den Zusammenhang zwischen Tiefe und Druck könnt ihr hier nachlesen: Nice to know...). Haben wir nun 'trockene' Gesteine, das heisst, die fluide Phase hat das System zwischenzeitlich verlassen, dann finden weitere Mineralumwandlungen bzw. Mineralreaktionen statt, bei denen im Wesentlichen wasserhaltige zu wasserfreie Phasen umgewandelt werden, so dass (weitgehend) wasserfreie Paragenesen entstehen, nämlich Granulite. Wie in der Abbildung dargestellt, wandelt sich beispielsweise Amphibol in Clinopyroxen und Wasser um, oder Biotit in Kalifeldspat, Granat und Orthopyroxen, ebenfalls unter der Abspaltung von Wasser. Felsische, also helle Granulite sind z.B. Charnokite, mit Kalifeldspat, Quarz, Plagioklas, Orthopyroxen und ggf. Granat, aber auch Disthen kann in Granuliten stabil sein, ebenso wie Sillimanit und Cordierit. Mafische, also dunkle Granulite sind z.B. Enderbite, mit höherem Anteil mafischer Minerale, v.a. Orthopyroxen (Hypersthen). Granulite entstehen typischerweise auf dem Maximum eines pTt-Pfades und haben deshalb häufig keine typische und deutliche Foliation (Schieferung) mehr, sondern ein granoblastisches Gefüge, weil sie durch 'statische Rekristallisation' gebildet wurden (kein gerichteter Druck mehr, keine Scherkräfte und damit keine Scherbewegungen mehr). Dieser Rekristallisationsprozess ('Blastese') eliminiert gleichsam die zuvor vorhandene Foliation. Daher hat man Charnokite lange Zeit für Plutonite gehalten!

Durchlaufen Gesteine die Amphibolitfazies ohne dass die fluide Phase entweicht, wird die Granulitfazies oft gar nicht mehr erreicht, weil das im System vorhandene 'Wasser' den Schmelzpunkt des Gesteins herabsetzt, und es damit ab etwa 680-700°C zur Bildung von Gesteinsschmelze (Silikatschmelze) kommt. Man nennt diesen Prozess Anatexis. Dabei wird nicht das gesamte Gestein aufgeschmolzen, sondern nur einzelne Partien davon, es findet also nur eine Teilaufschmelzung statt, man spricht von partieller Schmelzbildung. Die Schmelze durchzieht das Gestein dabei schlierenartig, geschmolzene und feste Partien wwechseln sich ab. Kühlt ein partiell geschmolzenes Gestein ab, infolge von Hebung bzw. Exhumierung, ohne dass die Schmelze entweicht, erstarrt diese wieder und das Gestein das daraus entsteht ist ein Migmatit (Foto rechts oben, Quelle: FU Berlin). Die dunklen Biotit- und/oder Amphibol-reichen Partien eines Migmatits nennt man Melanosom, das ist der Teil der nicht aufgeschmolzen war, weshalb man ihn häufig auch als Restit bezeichnet, der helle Teil ist die ehemalige Schmelze, die wieder kristallisiert ist, das Leukosom, welches i.W. aus Quarz und Plagioklas besteht.


  Hochdruck- und Ultra-Hochdruckmetamorphose von Basalten

Warum geht es jetzt um Basalte, und nicht mehr um Pelite? Weil es auf unserem Planeten insbesondere Basalte sind, die diesen Metamorphosetyp durchlaufen, der nur dann stattfindet, wenn Gesteinspakete schnell oder sehr schnell in grosse Tiefen versenkt werden. Eine solche schnelle Versenkung führt zu sehr hohen p/T Gradienten, d.h. der Druck steigt sehr schnell an, während die Temperatur, bedingt durch die geringe Wärmeleitfähigkeit der Gesteine, weit hinterher hinkt. Und so etwas ist nur in Subduktionszonen möglich (Impaktereignisse bleiben hier unberücksichtigt; zum 2D-Temperaturfeld in Subduktionszonen: nice to know).
Zwar ist es auch möglich, kontinentale Kruste bzw. Lithosphäre zu subduzieren, aber dies erfordert spezielle geodynamische Rahmenbedingungen im Zuge einer Gebirgsbildung (=Orogenese). Dagegen ist die Subduktion von ozeanischer Lithosphäre sozusagen ein absoluter Standardprozess, der Prozess schlechthin, denn die globalen Subduktionszonen unserer Erde zusammen mit der thermisch getriebenen Konvektion im Erdmantel treiben unseren Planeten an, sind also der Motor aller geodynamischen Prozesse (im Zusammenspiel mit klimaabhängigen Oberflächenprozessen, also durch Erosion und Relief verursachten Massenverlagerungen).

Ozeanische Lithosphäre entsteht an den mittelozeanischen Rücken, und besteht aus basaltischer ozeanischer Kruste (Tiefengesteinsäquivalent von Basalt?) und peridotitischem lithosphärischen Mantel (Peridotit = Gestein, aus dem der Erdmantel besteht). Nach ihrer Entstehung wird die ozeanische Lithosphäre, angetrieben durch Gravitationskräfte ('ridge push'), konvektive basale Scherkräfte ('basal drag') und durch Zugkräfte der schon abtauchenden Platte ('slab pull'), axialsymmetrisch von den Rückenachsen weg transportiert (wie bei einem Förderband), und nach einem gewissen 'Alterungsprozess' an Subduktionszonen subduziert. Während des Transports findet eine intensive hydrothermale Umwandlung der ozeanischen Lithosphäre statt (siehe oben: Ozeanbodenmetamorphose!). Diese hydratisierte ozeanische Lithosphäre wird nun subduziert, d.h. Druck und Temperatur nehmen zu, es beginnt die prograde Metamorphose von basaltischen Gesteinen (die Serpentinite lassen wir hier aussen vor, da passiert nicht viel, erstmal...). Die dabei entstehenden Gesteine und ihre typischen Mineralparagenesen könnt ihr der Abbildung links entnehmen. Aus alteriertem Basalt entsteht in der Grünschieferfazies Grünschiefer, mit den typischen Mineralen Chlorit, Albit, Epidot, Aktinolith (=grüne Hornblende) und Zoisit/Klinozoisit. Aus Grünschiefer (der in Al-reichen Edukten auch Granat enthalten kann!), entsteht in der Amphibolitfazies Amphibolit mit den typischen Mineralen Amphibol und Plagioklas. Bei der Hochdruckmetamorphose (HP=high pressure) entsteht dann aus Amphibolit in der Eklogitfazies ein Eklogit mit den Mineralen Omphacit und Granat, neben Phengit und ggf. Quarz. Bei der Ultra-Hochdruckmetamorphose (UHP) entsteht aus Grünschiefer kein Amphibolit, sondern in der Blauschieferfazies ein Blauschiefer (=Glaukophanschiefer) mit den typischen Mineralen Glaukophan (ein 'blauer' Amphibol), Lawsonit, Jadeit und ggf. Phengit. Schreitet die Metamorphose weiter fort, kann sich ein Blauschiefer ganz oder teilweise in Eklogit umwandeln (die Abbildung rechts zeigt die Verteilung von HP- und UHP-Metamorphiten in den Westalpen zwischen Genf, der Cote Azur & Turin in Italien; aus: Clarke et al., 2021, Geochemical Perspective Letters, 16, 25-29). Wenn man sich die Formeln unten rechts auf der Abbildung oben links betrachtet, fällt auf, dass sowohl Glaukophan als auch Jadeit und Omphacit als Hauptelement Natrium in ihrem Kristallgitter haben. Woher könnte dieses Natrium stammen?


  Kontaktmetamorphose

Die Kontaktmetamorphose findet dort statt, wo bei relativ geringem Druck hohe bis sehr hohe Temperaturen herrschen, und das ist im Kontaktbereich von Intrusionen der Fall. Eine Intrusion ist eine grosse 'Schmelzblase', die ein Volumen von mehreren km3 haben kann, die Schmelze ist meist silikatisch (aber es gibt auch karbonatitische Schmelzen aus dem Ermantel, das sind Magmen mit hohem Karbonatanteil, z.B. ist der Ol Doinyo Lengai in Tansania ein Karbonatitvulkan). Silikatschmelzen sind entweder felsisch (granitisch), mafisch (basaltisch) oder irgend etwas dazwischen. Felsische Magmen sind relativ 'kühl', sie haben je nach Zusammensetzung Temperaturen von etwa 680-750°C, während mafische Magmen sehr heiss sind, 1100°C oder mehr. In jedem Fall sind Intrusionen, die in geringer Tiefe intrudieren, immer sehr viel heisser als das umgebende Gestein. So herrschen beispielsweise, bei normalem geothermischem Gradienten, in 3-5 km Tiefe innerhalb der Erdkruste Temperaturen um die 90-150°C, d.h. im Kontaktbereich der Intrusion herrscht ein enormes Temperaturgefälle (Temperaturgradient). Die Folge davon ist ein intensiver Wärmefluss aus der Intrusion heraus in das Nebengestein, die Intrusion kühlt ab, das Nebengestein wird erhitzt. Es kommt zur Kontaktmetamorphose. Wichtig zu wissen ist noch, dass die meisten Intrusionen innerhalb der kontinentalen Kruste eher felsisch bis intermediär sind, während basaltische Intrusionen im kontinentalen Bereich eher selten sind (diese spielen im Gegensatz dazu bei der Entstehung der ozeanischen Kruste eine wichtige Rolle - zum Thema Viskosität von Silikatschmelzen: hier). Wichtig ist auch, dass insbesondere felsische, also granitische Magmen (=Schmelzen), einen erheblichen Anteil (3-7%) fluide Phasen mitbringen, die sich bei der fraktionierten Kristallisation einer Intrusion im Dachbereich (Auftrieb!) sammelt, und von dort unter sehr hohem Druck und unter sehr hoher Temperatur in das Nebengstein eindringt, bzw. ein System von Spalten und Gängen erzeugt (man könnte es natürliches Fracking nennen). In den Spalten und Gängen bilden sich eine Reihe von Mineralisationen, die von Pegmatiten bis zu lagerstättenrelevanten Fluorit oder Baryt Mineralisationen reichen (sog. hydrothermale Gangmineralisationen). Ihr seht also, auch hopfenfreie Fluide sind eine wichtige Sache!

Zurück zum heissen Kontakbereich ('Kontakthof') unserer Intrusion, zur sog. Kontaktaureole, die natürlich auch von heissen, überkritischen Fluiden infiltriert wird, je nachdem, wie kompakt das Gestein ist. Auf jeden Fall führt die hohe Temperatur in der Kontaktaureole zur Rekristallisationsprozessen. Insbesondere in pelitischen Nebengesteinen entstehen bei der Kontaktmetamorphose Al-reiche Minerale wie Andalusit oder Cordierit, bei Mergeln auch Diopsid, Grossular (Granat) oder Wollastonit, neben Hornblenden und Glimmern wie Muskovit und ggf. Biotit (siehe Abbildung links). Im inneren Kontaktbereich kommt es zur kompletten Rekristallisation, es entstehen kompakte, harte Gesteine, sog. Hornfels, im äusseren Kontaktbereich findet nur eine partielle Rekristallisation statt, es bilden sich grosse Einzelminerale oder Mineralaggregate in einer feinkörnigen tonigen 'gefritteten' (=verbackenen, harten) Matrix, sog. Knoten-, Frucht- oder Garbenschiefer, je nach Ausprägung und Form der neu gewachsenen Minerale oder Mineralaggregate (Knoten = kleine kompakte Einzelminerale; 'Frucht' = grosse Einzelminerale; Garben = 'Mineralbüschel', d.h. Aggregate von faserigen Mineralen wie z.B. Andalusit oder Sillimanit).




G L O S S A R
Ihr solltet wissen, was sich hinter diesen Begriffen verbirgt... isso...

Wichtige metamorphe Minerale

Granat, Amphibol, Kalifeldpat, Plagioklas
Chlorit, Muskovit, Biotit (Schichtsilikate)
Disthen-Andalusit-Sillimanit (trimorphe Gruppe mit der Zusammensetzung Al2SiO5)
Staurolith, Cordierit

Wichtige Begriffe (lernen bitte!)

Indexminerale
Peritektischer Granat


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