Földrajz | Geológia » Szakmány György - Metamorf kőzettan

Segédanyag A II. éves geológusok metamorf kőzettan gyakorlat anyagához Szakmány György, 1996-2004. Metamorf folyamatok A metamorfózis szilárd fázisú átkristályosodás. A metamorf folyamatokat a két legfontosabb fizikai változóval, a hőmérséklettel (T) és a nyomással (P) jellemezhetjük. Ezek mellett a kőzetek képződésében - egyes esetekben - a kémiailag aktív fluidumok (C vagy X) is jelentős szerepet játszhatnak. A nyomás eredete háromféle lehet: - a kőzetrétegek súlyából adódó litosztatikus- vagy hidrosztatikus nyomás (átlag: 3 kbar/10 km) (Phidr), irányítatlan - a tektonikai hatásra kialakult irányított vagy stressz nyomás (Pstressz), és a - a rendszerben előforduló illók hatására kialakult gőz- vagy fluid nyomás (Pfluid) A metamorf folyamatok határai A metamorf folyamatok határait a két legfontosabb fizikai változóval, a hőmérséklettel és a nyomással határozhatjuk meg (1. ábra) A metamorfózis hőmérsékleti

tényezőjének alsó határa Az a hőmérséklet, amelyen a metamorf átalakulások elkezdődnek, erősen függ a vizsgált anyag minőségétől. Az evaporitokban, a kőzetüvegtartalmú anyagokban és a szerves anyagokat tartalmazó kőzetekben a metamorfózis kisebb hőmérsékleten kezdődik, mint a szilikátokban vagy karbonátokban. A legtöbb üledékes kőzetben a szedimentáció után nem sokkal, a betemetődés előrehaladtával megkezdődnek a fázisátalakulások. Hogy ezt az átalakulást diagenetikusnak vagy metamorfnak hívjuk, ez vitatott, és szerzőnként eltérő értelmezésű. A legtöbb szerző azonban egyetért azzal, hogy szilikátos kőzetekben a metamorfózis alsó hőmérsékleti tartománya 150±50oC (leggyakrabban a 200oC-ot tartják a legelfogadottabb értéknek, de ez függ a körülményektől). A metamorfózis kezdetét leggyakrabban a következő ásványok megjelenése mutatja: heulandit, laumontit, glaukofán, lawsonit, prehnit, pumpellyit,

stilpnomelán, (karfolit {(Fe,Mg)Al2[Si2O6](OH)4}. Miután ezeknek az ásványoknak nagy része törmelékes szemcseként üledékes kőzetekben is előfordul, vékonycsiszolatból történő szöveti vizsgálatokkal kell eldönteni, hogy ezek az ásványok üledékes eredetűek, vagy a fázisátalakulások során, újonnan képződtek. A metamorfózis hőmérsékleti tényezőjének felső határa A metamorfózis felső határát az a hőmérséklet jelenti, amelyen a kőzet hosszú ideig még szilárd fázisú marad, mielőtt megolvadása megkezdődik. Az olvadási hőmérsékletet döntően befolyásolja a nyomás, a kőzet összetétele és az illók (elsősorban a H2O) jelenléte. Száraz körülmények között az olvadás magasabb hőmérsékleten kezdődik, mint az ugyanolyan összetételű illótartalmú közegben Pl. a gránitos összetételű kőzetek mintegy 660oC hőmérsékleten kezdenek megolvadni (5 kb nyomáson), míg bazaltos összetételű kőzetek esetén ez a

hőmérséklet kb. 800oC (1 ábra) Száraz körülmények között ezek a hőmérsékleti értékek jóval magasabbak, kb. 1000oC a gránitos-, és kb 1120oC bazaltos összetételű kőzetek esetén. Kéregeredetű metamorf kőzetekre az eddig meghatározott legmagasabb hőmérséklet 1000-1100oC-nak adódott (ÉNy-Skóciai granulitok). Metamorfózis azonban nemcsak a földkéregben, hanem a köpenyben is zajlik, ahol a szilárd fázisú reakciók hőmérséklete akár az 1500oC-ot is meghaladhatja. Összefoglalva tehát a földkéregben a metamorfózis felső hőmérsékleti határa 6501100oC között mozog a kőzet összetételétől- valamint a könnyenillók minőségétől és mennyiségétől függően, míg ez a határ a földköpenyben a fenti értéknél jóval nagyobb értékeket érhet el. A metamorfózis nyomási tényezőjének alsó határa Mielőtt a magma felfelé tartó mozgása során a felszínre érne, a felszínközeli kontakt zónában a metamorfózis néhány

bar nyomáson zajlik le. A metamorfózis nyomási tényezőjének felső határa Hosszú ideig azt gondolták, hogy a metamorfózis maximálisan 10 kbar nyomáson megy végbe a kéregben, ami normális esetben megfelel a 30-40 km vastag kontinentális kéreg alján előforduló nyomásnak. A későbbiekben azonban, a kalibrációs módszerek fejlődésével egyes eklogit fáciesű ásványegyüttesekben egyre gyakrabban jegyeztek fel 15-20 kbar képződési nyomást. A legutóbbi időkben felfedezett és tanulmányozott pirop-coesit tartalmú fehérpalák (pl. Dora Maira masszívum a Nyugati-Alpokban) képződése során pedig a nyomás a 30 kbar-t is meghaladta. Ahogy azonban már korábban írtuk, a metamorfózis nem korlátozódik kizárólag a földkéregre. Sok ofiolitkomplexumból (pl az Alpokban Alpe Arami, Cima di Gagnone) vagy kimberlitből származó gránát-peridotit (vagy gránát-olivin-piroxén szirt) képződése során a nyomás meghaladja a 30-40 kbar-t is ezekben nem

ritkán gyémánt is előfordul (pl.: Kokcsetávi-masszívum észak Kazahsztánban) Legújabban pedig a norvégiai Kaledonidákban is felfedeztek gyémánttartalmú eklogitos kőzeteket. 1. ábra: A metamorf folyamatok nyomás-hőmérsékleti tartománya (Bucher és Frey, 1994 után) Megjegyzés: a diagenezis és a metamorfózis között a határ általában folyamatos. A diagram nem mutatja a metamorfózis felső P és T határát. A metamorf és magmás kőzetképződési feltételek széles tartományban átfedik egymást. A metamorfózis típusai A metamorfózis kiterjedése alapján a metamorf folyamatokat két fő csoportra oszthatjuk, amelyeken belül a geológiai helyzet alapján további csoportosítást végezhetünk: 1, Regionális metamorfózis - nagy területre kiterjedő metamorfózis 1.1 Dinamotermál (orogén) metamorfózis 1.2 Eltemetődési (burial) metamorfózis 1.3 Hidrotermális metamorfózis a, Óceánaljzati metamorfózis b, Szubdukciós övek hidrotermális

metamorfózisa c, Aktív geotermális területekhez kapcsolódó metamorfózis 2, Lokális metamorfózis - kis területre kiterjedő metamorfózis 2.1 Kontakt metamorfózis 2.2 Diszlokációs (dinamikus) metamorfózis 2.3 Impact (sokk) metamorfózis 1.1 Dinamotermál (orogén) metamorfózis A dinamotermál (orogén) metamorfózis konvergens lemezszegélyeken az orogén övekben lezajló nagy kiterjedésű (több száz vagy ezer km hosszú és több tíz vagy száz km széles területen ható) metamorfózis, ahol az átkristályosodást jelentős mértékű deformáció is kíséri. A fő hatótényezők az irányított nyomás és a hőmérséklet együttes és nagymértékű változása, növekedése. A folyamat hosszú évmilliókig vagy tízmillió évekig is eltart, az átkristályosodás és a deformáció fázisainak sorozatával, amelynek során polimetamorf kőzetek képződnek. A kőzetek palásak, gyűrtek vagy lineáltak, gyakran a korábbi deformációs irányok nyomai

valamint a korábbi ásványfázisok reliktumai még felismerhetőek. Sokszor azonban a hosszú ideig tartó folyamatok az egyensúlyi helyzet kialakulására is módot adnak. A regionális metamorfitok és a kontakt metamorfitok elsősorban a palásság megléte illetve hiánya alapján különíthetőek el egymástól, azonkívül a regionális metamorfitok általában nagyobb nyomáson képződnek, mint a kontakt kőzetek. Képződési hőmérsékletük hozzávetőlegesen azonos értéket ér el. 1.2 Betemetődési (burial) metamorfózis Az eltemetődési (burial) metamorfózis geoszinklinálisokban, süllyedő medencékben nyugodt körülmények (orogén folyamatoktól és magmás intrúzióktól mentes) között lezajló metamorf folyamat. A fő hatótényező elsősorban a fokozatosan leülepedő kőzetek súlyából adódó hidrosztatikai nyomás, valamint másodsorban a lefelé növekedő hőmérséklet, ez utóbbi értéke azonban a kisfokú metamorfózis határát nem haladja

meg (<250-300oC). Regionális elterjedésű, de viszonylag kis jelentőségű metamorf folyamat. Gyakorlatilag a mélyhelyzetű diagenezistől nagyon nehéz elkülöníteni, annak mintegy folytatása. Az átkristályosodás általában nem éri el az egyensúlyi állapotot, gyakran az eredeti kőzet szemcséinek reliktumai megmaradnak. A metamorf változások kézipéldányon gyakran nem láthatóak, csak vékonycsiszolatban észlelhetők. Újabban a megnövekedett hőáramú területeken lezajló betemetődéses metamorfózis külön névvel, diasztatermál metamorfózisként különítik el. 1.3 Hidrotermális metamorfózis 1.3a Óceánaljzati metamorfózis Az óceánaljzati metamorfózis az óceáni kéregben, az óceáni hátságok környezetében lezajló hidrotermális metamorf folyamat. A fő hatótényező elsősorban a leszivárgó és felmelegedő tengervíz okozta metaszomatózis, amihez a mélységgel fokozatosan együttjáró hőmérséklet és nyomásnövekedés

járul. Elsősorban ultrabázisos és bázisos magmás kőzetek zeolit-, zöldpala- illetve maximálisan amfibolit fáciesű átalakulása zajlik. A kőzetek nem palásak, vagyis jellegében hasonló a kontinentális burial metamorfózishoz. További jellegzetessége, hogy a kőzetek erekkel sűrűn átjártak, ami a nagy mennyiségű, cirkuláló, felforrósodott tengervíznek köszönhető. 1.3b Szubdukciós övek hidrotermális metamorfózisa A szubdukciós övekben az orogén övek magmatizmusával kapcsolatos hidrotermális tevékenység szintén okozhat metamorfózist a lebukó óceáni kéreg kőzetein. Ebben a folyamatban is a területen nagy jelentőségű illódús oldatok metaszomatózisa a fő ható tényező, a metamorfózis jellege és viszonyai az óceánfenéki metamorfóziséhoz nagyon hasonlóak. 1.3c Aktív geotermális területekhez kapcsolódó metamorfózis A hidrotermális metamorfózis egyes kiemelkedő hőáramú területeken is hat, ahol a

vulkáni-utóvulkáni tevékenységgel kapcsolódóan a fluidumok is nagy szerepet játszanak a nagy hőmérséklet (és esetleg nyomás) mellett a kőzetek átalakításában. Ezek esetenként csak lokális, helyi jelleggel kialakult folyamatok, de nagy területi elterjedésben kialakulhatnak, így globálisan inkább a regionális metamorfitok közé sorolhatjuk ezeket, mint a lokálisakhoz. Legismertebb területei: Új Zéland, Japán (szubdukcióhoz kapcsolódik), Kalifornia (transzform vetőhöz kapcsolódik) és Izland (riftesedéshez kapcsolódik). 2.1 Kontakt metamorfózis Kontakt metamorfózis magmabenyomulás következtében fellépő hőhatásra alakul ki a környező kőzetekben, illetve vastag lávafolyások alatt. A fő hatótényező tehát a magmából eredő nagy hő, de esetenként az anyagcserével járó metaszomatikus folyamatok is jelentősek lehetnek. A nyomás szerepe gyakorlatilag elhanyagolható Azt a zónát, amelyre a kontakt metamorfózis hatása kiterjed,

kontakt udvarnak (kontakt aureolának) nevezzük. Ennek szélessége változó, általában néhány métertől néhány kilométerig terjed. A kontakt udvar szélessége függ a magmás test tömegétől, természetétől és az intrúzió mélységétől, valamint a környező kőzetek sajátosságaitól, elsősorban azok illótartalmától és permabilitásától. A nagyobb tömegű magma több hőt tartalmaz mint a kisebb, hosszabb ideig hat a megnövekedett hőhatás a környező kőzetekre, így elég idő van az átkristályosodási reakciók végbemenetelére. Amíg a kis dike-ok, szillek vagy lávafolyásokkal szomszédos kőzetek alig metamorfizálódnak, addig a nagy magmás testek közelében a kontakt udvar szépen kifejlődik. A magmás test természete meghatározza a magma hőmérsékletét. Például a bázisos összetételű magmák hőmérséklete jóval meghaladhatja az 1000oC-ot, viszont a savanyú, gránitos összetételű magmák hőmérséklete általában

néhány száz fokkal alatta marad ennek az értéknek. A magmás test benyomulási mélysége meghatározza a hőmérsékleti (termális) gradienst és a hőáramlás mértékét. Jelentősebb hőmérsékleti gradiens csak a földkéreg felső 10 km-ében van, ugyanis ennél mélyebben a környező kőzetek már annyira melegek, hogy kifejezett termális aureola már nem jön létre. A kontakt metamorfózis hatása ott a legnyilvánvalóbb, ahol a nagytömegű magmás test üledékes kőzetekkel, azon belül is agyagos kőzetekkel vagy karbonátokkal érintkezik. Azokban az esetekben, amikor a magma korábban kialakult közepes- vagy nagyfokú metamorfitok közé nyomul, a kontakt metamorfózis hatása nem, vagy csak alig észrevehető, mivel a korábban kialakult ásványegyüttes stabil marad a kontakt metamorf feltételei között is. A kontakt metamorf kőzetek általában finomszemcsések és legtöbbször nem palásak. Mindemellett azonban sávos, foliált kőzetek, foltos

palák és palás kőzetek esetenként előfordulhatnak közöttük. A pirometamorfózis a kontakt metamorfózis speciális fajtája. Különösen magas hőmérsékleti hatást jelez a kőzet és a magma kontaktusán vulkáni vagy kvázi-vulkáni feltételek között, például xenolitokban. Gyakori a parciális megolvadás, és ebben a tekintetben a pirometamorfózis a magmás és metamorf folyamatok átmeneti esetének tekinthető. A pirometamorfózis során sült- vagy égetett kőzetek, buchitok jönnek létre 2.2 Diszlokációs (dinamikus) metamorfózis A metamorfózisnak ez a fajtája törések, vetők, nyírási övezetek vagy áttolódások környezetére korlátozódik. A fellépő nagy mechanikai- és nyírási feszültségek (viszonylag kis hőmérsékleten) a kőzet és a kőzetalkotó ásványok mechanikai széttöredezését, felaprózódását okozza. Az így kialakult kataklázitok (vetőbreccsák, vetőagyagok) nem foliáltak A súrlódás miatt a hőmérséklet

helyenként olyan mértékben megnövekedhet, hogy a kőzet egy kis része megolvad, majd gyorsan kihűlve üvegesen megdermed. Az így képződött sötét, bazaltos üvegre emlékeztető kőzetet-kőzetsávokat pszeudotachylitnek nevezzük. Nagyobb mélységekben már némi átkristályosodás, esetleg neoblasztézis is végbemehet és plasztikus deformáció következtében sávos-foliált szerkezet is létrejöhet (milonitosodás). 2.3 Impact (sokk) metamorfózis Meteorit becsapódások következtében kialakuló metamorfózis. A kőzet és a kőzetalkotó ásványok átalakulását a hatalmas sebességgel becsapódó meteorit és az általa keltett "sokk hullámok" okozzák. A hatás rendkívül rövid ideig tart, gyakorlatilag néhány mikromásodperc és egy másodperc között lezajlik. Ezalatt a rövid idő alatt a hőmérséklet néhány ezer Celsius fokot is elérhet, a nyomás pedig akár a 100 kbar (10 GPa) nagyságot is meghaladhatja. A sokk hullámok hatására

a pl homokkövekben előforduló kvarc erősen deformálódik sőt a SiO2 más polimorf módosulattá, coesittá és stisovittá alakul. Még erőteljesebb sokk metamorfózis hatására a kvarcszemcsék megolvadhatnak és hirtelen lehűlve nagy sűrűségű és nagy törésmutatójú, SiO2 összetételű üveggé dermedhetnek meg, amelynek neve lechatelierit. A hasonló hatásnak kitett, hirtelen megolvadt majd újrakristályosodott, vagy üvegesen megdermedt földpát neve maskelynit. Az impact metamorfózisnak elsősorban a Holdon illetve más, légkörrel nem rendelkező égitesteken van nagy jelentősége. 2. ábra: A különböző típusú metamorf folyamatok megközelítő P és T viszonyai A metamorf kőzetek szerkezete A metamorf kőzetek legnagyobb része a a kéregben a nyomás és a hőmérséklet változás következtében lezajló átkristályosodás mellett tektonikai folyamatok hatására is átalakul. A metamorfózis során kémiai reakciók mennek végbe, aminek

során az eredeti ásványok és az ásványegyüttesek más ásványokká illetve ásványegyüttesekké alakulnak át. Az újonnan képződött nem izometrikus metamorf ásványok irányítottságát és geometriai elrendeződését a tektonikai folyamatokkal kapcsolatosan fellépő irányított nyomás nagymértékben befolyásolja. Ennélfogva az egyes metamorf kőzeteknek nemcsak jellemző ásványos összetételük, hanem jól elkülöníthető metamorf szerkezetük is van. A metamorf kőzetek szerkezete a kőzetek osztályozására is használható. A kialakult szerkezet lényeges információkat nyújt számunkra arról a tektonikai helyzetről, amelyben a kőzet kialakult, és a metamorfózis természetéről is képet kapunk. A metamorf kőzetek tanulmányozásában a kémiai változások (ásványok- és ásványegyüttesek átalakulásának) nyomonkövetése és a szerkezeti bélyegek vizsgálata egyforma jelentőségű. A metamorf kőzetek leírása során szerkezetüket

le kell írni. A metamorf kőzetek legfontosabb és típusos szerkezetét az alábbiakban leírt szerkezeti szakszavakkal, kifejezésekkel definiálhatjuk. (Megjegyzés: az egyes fontosabb kifejezéseknél és a magyartól teljesen eltérő megjelenésű szavaknál zárójelben megadtuk az angol szakkifejezést is.) Szerkezet (struktúra): Egy kőzettömeg részeinek elrendeződése, tekintet nélkül azok méretére. A fogalom tartalmazza az egyes részek közötti kölcsönös kapcsolatot, a részek alakját és belső jellegzetességeit. Mikro-, mezo- és mega előtaggal használandó, amely a leírt jellegzetesség mérettartományától függ. A mikro- használatos vékonycsiszolat méretben, a mezo- kézipéldány vagy kibukkanás méretben, a mega- feltárás és annál nagyobb méretben. Szövet (fabric): A kőzettömeg részeinek kitüntetett iránya, annak fajtája és foka. A kifejezés elsősorban ásványszemcsék vagy szemcsecsoportok kristálytani és/vagy alaki

irányítottságának leírására használandó, de mezo- és mega mérettartományban is lehet használni. Sáv (band), réteg (layer): Közel párhuzamosan elhelyezkedő, táblás-oszlopos kőzettestek sorozata. A sorozatot rétegesnek (sávosnak) nevezzük Foliáció: Bármilyen, ismétlődően előforduló, az egész kőzettestet átható sík szerkezeti jelleg (3.a ábra) Típuspéldák: centiméteres vagy kisebb méretű szabályos rétegesség-sávosság; nem izometrikus ásványszemcsék kitüntetett síkokba való rendeződése; lencsés (vagy nyúlt) szemcsehalmazok kitüntetett síkokba való rendeződése. Ugyanabban a kőzetben egyszerre több irányú és többféle foliáció is jelen lehet. A foliáció gyűrtté válhat, vagy akár el is csavarodhat. Azt a felületet, amellyel a foliáció párhuzamos, sfelületnek nevezzük Ahol lehet, a foliáció típusát pontosan meg kell határozni Palásság (schistosity): A foliáció egyik típusa, amelyet olyan deformáció

és/vagy átkristályosodás hoz létre, amely a nem izometrikus szemcsék egy meghatározott irányba történő elrendeződését eredményezi. Azokban a filloszilikátban gazdag kőzetekben, amelyekben az egyes szemcsék túl kismértűek ahhoz, hogy szabad szemmel láthatóak legyenek (pl. fillit), a palássági klivázs (slaty clevage) kifejezést használjuk a palásság (schistosity) helyett. Klivázs (cleavage): A foliáció egyik típusa, amely párhuzamos vagy közel párhuzamos, sűrűn elhelyezkedő, finomszemcsés anyagból álló felületek sorozatából áll, amelyet deformáció hozott létre, és amely mentén a kőzettest rendszerint előszeretettel elválik. Ugyanabban a kőzetben több irányú klivázs is jelen lehet. Általában kis- és közepesfokú metamorfitokban fordul elő. Az egyes klivázstípusokat morfológiai megjelenésük alapján nevezték el Krenulációs klivázs (crenulation cleavage): A korábban kialakult foliáció mikrogyűrődésével

(krenulációjával) kialakult klivázstípus. Általában különböző fokú metamorf szegregációval kapcsolatos (3.b ábra) Gneiszes szerkezet (gneissose structure): Kézipéldány méretben előforduló foliáció típus, amelyet deformáció és átkristályosodás hoz létre, és az alábbiakkal definiálható: szabálytalan- vagy gyengén meghatározható rétegesség-sávosság az ásványszemcsék szemalakú és/vagy lencsés aggregátumai (szemes szerkezet, flázeres szerkezet) a vagy csak kis mennyiségben jelenlevő-, vagy csak gyenge irányítottságot mutató nem izometrikus ásványszemcsék csak gyengén kifejlődött palásságot határoznak meg. Lineáció (lineation): Bármilyen, ismétlődően előforduló, az egész kőzettestet átható lineáris szerkezeti jelleg (3.a ábra) Meghatározhatja például: nyúlt ásványszemcsék hossztengelyének sorbarendeződése (=ásvány lineáció) nyúlt ásványaggregátumok sorbarendeződése megnyúlt alakú testek

sorbarendeződése (pl erősen deformált kavicsok metakonglomerátumban) táblás ásványszemcsék átmetszetének tengelyirányai két foliáció átmetszete (metszet lineáció [intersection lineation]) kisméretű gyűrődés redőcsuklóinak párhuzamossága harnis rovátkái redőelmozdulások következtében kialakuló rovátkák Ugyanabban a kőzetben egyszerre több irányú és többféle lineáció is jelen lehet. A lineáció meghajolhat vagy elcsavarodhat. Azokat a vonalakat, amelyekkel a lineáció párhuzamos, lvonalaknak nevezzük A lineáció típusát mindig pontosan meg kell határozni Litoklázis (elválás) (joint): Egyszerű törés a kőzetben kismértékű (<1cm), táguló vagy nyírási elmozdulással vagy anélkül. (A litoklázis képződésével egyidejűleg, vagy utólag kitöltődhet.) Kataklázis: Kőzetdeformáció, amely törés, rotáció és súrlódással együttjáró csúszás kombinációjával jön létre. A folyamat során változó méretű

és általában szögletes ásványszemcsék és/vagy kőzettöredékek alakulnak ki. A folyamat következtében az ásvvnytörmelékek és a kőzettöredékek irányítatlanul helyezkednek el a kőzetben, irányítottság csak nagyon ritkán fordul elő, bár a törések maguk lehetnek irányítottak. Foliáció általában nem jön létre, kivéve azokat az eseteket, amikor az összetört szemcsék megnyúlnak, vagy új ásvány képződik a kataklázis során. Metamorf differenciáció: Metamorf folyamatok hatására az ásványszemcsék és/vagy a kémiai komponensek átrendeződése a kőzetben. A metamorf differenciáció során történő ásványi- vagy kémiai átrendeződés következtében a kőzet modális vagy kémiai anizotrópiája (különböző irányokban eltérő összetétele) nő anélkül, hogy a teljes kőzet kémiai összetétele döntően megváltozna. Lineáció iránya Foliáció iránya Nyúlt amfibolok 3.a ábra: Foliáció és lineáció (Mason, 1990

után) 3.b ábra: Krenulációs klivázs (Bard, 1986) A metamorf kőzetek osztályozása és elnevezése Nincs egységesen elfogadott alapelv a metamorf kőzetek leírása és elnevezése terén. Általánosan elfogadott azonban, hogy a metamorf kőzeteket alapvetően kézipéldány méretben (makroszkóposan) megfigyelhető tulajdonságaik alapján kell elnevezni, de a név pontosításához a petrográfiai mikroszkópos vizsgálat eredményét is figyelembe kell venni. Ezek alapján a kőzetek elnevezésében elsősorban a modális ásványos összetétel és a makroszkóposan látható szerkezet a legfontosabb tényező. Továbblépve azonban a fentieken kívül a kémiai összetétel és az eredeti kőzet (protolit) jellege is fontos tényező lehet az osztályozás során. Végezetül számos jól definiált speciális név nyújt segítséget a metamorf kőzetek részletes elnevezésében. A metamorf kőzetek neve egy alapnévből és előtagok sorozatából áll. Az

alapnév lehet ásványos összetétel alapján adott (pl. amfibolit) vagy a kőzet szerkezetének leírásából származó név (pl. gneisz) Az alapnév már gyakran utal néhány modálisan uralkodó ásványra (az amfibolit uralkodóan amfibolból és plagioklászból áll; a gneisz uralkodó elegyrészei a földpát és a kvarc). A kőzet további jellegzetességeit az alapnév elé illesztett előtagokkal részletezhetjük. Az előtag jellegzetes szerkezeti bélyegekre utalhat, vagy további ásványos összetételbeli információt ad a kőzetről (pl. epidot-tartalmú gránátamfibolit, gyűrt leukokrata gránát-hornblende gneisz). Az előtag használata nem kötelező és a név állhat csak az alapnévből is. Azoknál a metamorf kőzeteknél, amelyekben az eredeti magmás vagy üledékes kőzet (protolit) jellegzetességei (szöveti bélyegei és/vagy ásványai) még biztonsággal felismerhetőek, a kőzet neve elé meta- előtagot teszünk (pl. metagabbró, metahomokkő,

metaszediment, metavulkanit, metamagmatit, stb.) Az előtag használható egyszerűen akkor is, ha azt akarjuk kifejezni, hogy a szóban forgó kőzet metamorf (pl. metabázit) Az orto- illetve para- előtagot akkor illeszthetjük a metamorf kőzet neve elé, ha biztonsággal megállapítható, hogy a a kőzet magmás (orto) illetve üledékes (para) kőzetből származik (pl. ortogneisz, paragneisz) A modális (ásványos) összetétel alapján történő kőzetelnevezés A metamorf kőzetek ásványos elegyrészeit az alábbiak szerint osztályozzuk: Főelegyrészek: Mennyiségük a kőzetben több, mint 5 tf%. A kőzetnév kialakításában nem meghatározó, de a kőzetben előforduló fő elegyrészek ásványneveit a kőzetnév előtt tüntetjük fel (pl.: muszkovit gneisz, epidot amfibolit) Az epidot amfibolit tehát az a kőzet, amelynek lényeges elegyrészei az amfibol, a plagioklász és az epidot. A gránát-staurolit gneisz lényeges elegyrészei a kvarc és a földpát

(a gneisz névből eredően), azonkívül több staurolitot tartalmaz, mint gránátot (a két ásvány feltüntetett sorrendjéből adódóan). Kismennyiségű elegyrészek (minor constituens): Mennyiségük a kőzetben kevesebb, mint 5 tf%. Amennyiben az 5 tf% alatti mennyiségben megjelenő összetevőt fel akarjuk tüntetni a kőzetnévben, akkor az ásvány neve után a "-tartalmú" szót illesztjük (pl.: rutil-ilmenit tartalmú gránát-staurolit gneisz; a fenti sorrend még azt is kifejezi, hogy a rutil mennyisége kisebb, mint az ilmenité). Kritikus ásvány (vagy ásványegyüttes): jelenléte vagy hiánya a kőzet képződésének különböző P-T feltételeit jelzi (ritkábban jelezheti a kőzet eltérő kémiai összetételét is). A kritikus ásványok mind fő-, mind kismennyiségű elegyrészek is lehetnek. Amennyiben a metamorf kőzet több, mint 75%-át egy ásvány alkotja, akkor a kőzetet ez alapján az ásvány alapján kell elnevezni úgy, hogy az

ásvány neve után egy “-it” képzőt teszünk (pl. glaukofanit) Ha a kőzet irányított, akkor azt a kőzetnévben kifejezhetjük (pl. palás glaukofanit) Megjegyzés: Az előbbiekben leírtak alapján képzett kőzetnevek közül gyakorisága miatt a szerpentinit és a kvarcit a specifikus kőzetnevek közötti felsorolásban is szerepel, de ugyanakkor felhívjuk a figyelmet arra, hogy az amfibolitra a fent leírt kritériumok nem érvényesek. A geológustól függ, hogy a kőzetben előforduló, a kőzet típusát nem meghatározó elegyrészekből mennyit és melyiket írja előtagként a kőzetnév elé. A metamorf kőzeteket tehát vagy elsősorban a szerkezetük (és részben ásványos összetételük) vagy elsősorban jellemző ásványos összetételük (és szövetük) alapján nevezhetjük el. Szerkezet alapján meghatározott kőzetnevek A metamorf kőzetek részeinek (ásványok, aggregátumok, rétegek-sávok, stb.) korábbiakban vázolt jellemző

elrendeződése okozza az e szempontból történő elnevezést. Ezeknek a szerkezeteknek a kialakulását nagymértékben befolyásolják a mechanikai deformáció ás a kémiai szegregációs folyamatok, amelyek a metamorfózisal mindig együttjárnak. A deformáció és az átkristályosodás a metamorfózis két, egymással egyenértékű fontos tényezője. Az elnevezés során a metamorf kőzetek szerkezetét leggyakrabban egy alapnévvel fejezzük ki. Ahogy korábban említettük, a metamorf kőzetek osztályozásánál az egyik elsődleges szempont a szerkezet szerinti osztályozás a korábban leírt szerkezeti kifejezések használatával. A szerkezet alapján meghatározott legfontosabb kőzetnevek a következők: Az alább felsorolt kőzetneveket akkor alkalmazzuk, ha a metamorf kőzet szerkezete (és részben ásványos összetétele alapján) egyértelműen besorolható az alább felsorolt kőzetcsoportok valamelykébe. Gneisz: Gneiszes szerkezetű metamorf kőzet.

Használható olyan kőzetek esetén is, amelyeknél inkább a lineációs szerkezet uralkodik a gneiszes szerkezettel szemben, ilyen esetben a "lineációs gneisz" elnevezést használjuk. A gneisz elnevezést csaknem mindig olyan kőzetekre alkalmazzuk, amelyekben sok földpát (±kvarc) van (leggyakoribb ásványos összetétel: földpát, kvarc, csillám), de kivételesen olyan esetben is használhatjuk, amikor más összetevőkből áll (pl. földpát- és kvarcmentes kordierit-antofillit gneisz) Példák különböző gneisz típusokra: gránát-biotitgneisz, gránát-hornblendgneisz, gránitos gneisz, ortogneisz, migmatitos gneisz, mafikus gneisz, sávos gneisz, szemes gneisz, rudas gneisz, stb. Kristályos pala (schist): Olyan metamorf kőzet, amely kézipéldányméretben, áthatóan jól kifejlett palásságot mutat a sok, nem izometrikus ásványszemcse irányított elrendeződése következtében. A filloszilikát-gazdag kőzetekre a kristályos pala elnevezést

általában a közepes-durva szemcsés változatokra alkalmazzák (az egyes szemcsék szabad szemmel megkülönböztethetőek egymástól), míg a finomszemcsés kőzetekre a zsindelypala (agyagpala [slate]) vagy a fillit elnevezés használatos. Használható a kristályos pala elnevezés olyan esetben is, amikor a kőzet inkább lineációs szövetű-szerkezetű, mint palás, ebben az esetben a "lineációs kristályos pala" elnevezést kell alkalmaznunk. Példák különböző kristályos palákra: epidot tartalmú aktinolit-kloritpala (=zöldpala), gránát-biotitpala, csillámpala, meszes csillámpala, antigoritpala (=szerpentinit), talk-diszténpala (=fehérpala) Csillámpala: Olyan kristályos pala, amelyben a csillámok mennyisége meghaladja az 50%-ot, emellett sok kvarcot tartalmaz. (Ezenkívül lehet benne kevés földpát [maximum 20%], gránát, disztén, staurolit, stb.) Fillit: Finom (-közepes) szemcseméretű (az egyes szemcsék szabadszemmel nem, de lupéval

megkülönböztethetőek), kis metamorf fokon képződött kőzet, amely a párhuzamosan elrendeződött filloszilikátok következtében a teljes kőzeten átható tökéletes palásságot mutat. A foliációs felület általában selymesen csillogó fényű. Leggyakoribb ásványai: szericit, albit, klorit, kvarc. Zsindelypala (agyagpala) (slate): Nagyon kis metamorf fokú, erősen palás szerkezetű, nagyon finomszemcsés kőzet (az egyes szemcsék még lupéval sem különböztethetőek meg). A foliáció a szemcsék mérettartományával összevethető méretben fejlődik ki. Szirt (granofels): Olyan metamorf kőzet, amely nem palás-, nem gneiszes szerkezetű, és nincs benne ásvány lineáció, vagyis semmilyen irányítottság nem figyelhető meg benne. Erősen deformált kőzetek nevezéktana A diszlokációs (dinamikus) metamorfózis során a kőzetek nagyon erős deformációjával kialakult kőzetek tartoznak ide. A metamorf területeken helyileg az erős deformáció

olyan kőzeteket hoz létre, amelyek szerkezete erősen különbözik a többi kőzetétől. Ezeknek a kőzeteknek a széles körben használt speciális nevei a következők (lásd az 1. táblázatot is): Milonit: Nyírási, törési zónák mentén, plasztikus deformációval kialakult, teljes kőzeten átható, finom szemcseméretű foliációval jellemezhető kőzet, amelyben mechanikai hatásra szemcseméret-csökkenés alakul ki. Gyakran ásvány- és megnyúlási lineáció is kialakul A nagyméretű porfiroklasztok és kőzettörmelékek általában lekerekítettek. A szűkebb értelemben vett milonit (=mezomilonit) olyan kőzet, amelyben a finomszemcsés mátrix mennyisége 50-90% között van. Protomilonit: Olyan milonitváltozat, amelyben a kőzet kevesebb, mint 50%-a ment át szemcseméret-csökkenésen (vagyis a finomszemcsés mátrixban még 50-90% mennyiségű kőzettörmelék van). Ultramilonit: Olyan milonitváltozat, amelyből a megakristályok vagy kőzettöredékek

eltűntek vagy csaknem teljesen eltűntek (a finomszemcsés mátrix több, mint 90%). Megjegyzés: Az ultramilonit nem szükséges, hogy "ultra finom" méretű szemcsékből álljon, mivel a szemcseméret relatív a kiinduló szemcsemérethez viszonyítva. Szemes milonit (blasztomilonit, augen milonit): Olyan milonitváltozat, amelyben nagyméretű kristályokat vagy kőzettörmelékeket (ezek mennyisége általában 50%-nál kevesebb) sávos szerkezetű, finomszemcsés mátrix burkol be. Fillonit: Filloszilikátokban gazdag milonit, amelynek a foliációs felületén a fillithez hasonlóan selymesen csillogó fénye van. Kataklázit: Olyan kőzet, amely kataklázison ment keresztül. Nem, vagy csak nagyon gyengén kifejlett palásságot mutat. Általában szögletes ásvány- és/vagy kőzettöredékekből áll, amelyeket finomszemcsés mátrix vesz körül. A mátrix és a nagyméretű töredékek anyaga azonos. (A szűkebb értelemben vett kataklázit (=mezokataklázit)

olyan kőzet, amelyben a finomszemcsés mátrix mennyisége 50-90% között van.) Protokataklázit: Olyan kataklázit, amelyben a finomszemcsés mátrix mennyisége 10-50% között van. Ultrakataklázit: Olyan kataklázit, amelyben a finomszemcsés mátrix mennyisége több, mint 90%. Kialakulása során a legtöbb nagyméretű relikt törmelék eltűnt Vető breccsa: A törési zónában kialakult, breccsához hasonló szerkezetű kataklázit. Vető agyag: A törési- vagy vető zónában kialakult, nem cementált, finom-ultrafinom szemcsés, gyakran foliált kőzet. Rendszerint olyan agyagásványokban gazdag, amelyek a mellékkőzet kémiai átalakulása révén képződtek, vagy agyag- illetve csillámgazdag üledékből származnak. A kialakult agyagos testben elszórtan, változatos méretű törmelékdarabok fordulnak elő. Pszeudotachylit: Ultrafinom szemcsés, üveges vagy üvegesnek kinéző anyag, megjelenését tekintve a tűzkőre hasonlít. Vékony erekben vagy

injekciós erekben fordul elő, de kialakulhat különböző mértékben töredezett kőzetek dilatációit kitöltő pszeudo-konglomerátumok vagy pszeudo-breccsák mátrixaként is. Képződése a tektonikai mozgás hatására a súrlódás következtében helyileg (néhány cm3-nyi területen) a hőmérséklet annyira megnőhet, hogy az anyag megolvad, de mivel a környezete sokkal hidegebb, a megolvadás után szinte azonnal meg is dermed. Sávos, irányított szövetű megjelenési formája a hialomilonit I. táblázat: A diszlokációs metamorfitok osztályozása Mátrix Irányítatlan szövet Irányított szövet Vető breccsa (törmelék >30%) Laza Vető agyag (törmelék <30%) durvaszemcsés (> 5 mm) Kötött Dörzsbreccsa finomszemcsés (0,1-5 mm) mikroszemcsés (< 0,1 mm) Kötött, a finomszemcsés anyag 10-50 % Protokataklázit Protomilonit Kötött, a finomszemcsés anyag 50-90 % Kataklázit Milonit Kötött, a finomszemcsés anyag 90-100 %

Kötött, nagyméretű kristályokkal vagy kőzettörmelékkel 100 % kőzetüveg Ultrakataklázit Ultramilonit Szemes milonit (blasztomilonit) Hialomilonit Pszeudotachylit Filloszilikát Fillonit Megjegyzés: az üresen maradt helyeknek megfelelő diszlokációs metamorfit vagy nem fordul elő, vagy annyira ritka, hogy nincs külön neve. Specifikus kőzetnevek Ezeket az elnevezéseket akkor alkalmazzuk, ha a metamorf kőzet az ásványos összetétele és a szövete alapján egyértelmúen besorolható az alább felsorolt kőzettípusok valamelyikébe. Zöldpala (Greenschist): Palás megjelenésű, zöld színű, általában finomszemcsés metamorf kőzet. Zöld színét a benne előforduló klorit, aktinolit, epidot és ritkábban pumpellyit okozza Használható önálló kőzetnévként, vagy a benne előforduló ásványok megjelenése és mennyisége alapján pontosabb kőzetnév is adható (pl. epidot tartalmú aktinolit-klorit pala) Zöldkő (Greenstone): Nem palás

megjelenésű, zöld színű metamorf kőzet. Zöld színét a benne előforduló klorit, aktinolit, epidot és ritkábban pumpellyit okozza. Használható önálló kőzetnévként, vagy a benne előforduló ásványok megjelenése és mennyisége alapján pontosabb kőzetnév is adható (pl. klorit-epidot szirt) Kékpala (Blueschist): Palás megjelenésű metamorf kőzet, kékes színárnyalata a benne előforduló nagy mennyiségű Na-amfibolnak köszönhető (pl. glaukofánpala) Jellemző ásványai még a kékamfibolon (glaukofán, crossit, riebeckit) kívül: albit, epidot-zoizit, klorit, lawsonit, muszkovit vagy fengit, gránát. Amfibolit: Bázisos összetételű metamorf kőzet, lényeges elegyrészei a hornblende (>40%) és a plagioklász (anortittartalom általában >20%), ez a két ásvány együttesen több, mint 75%-ot tesz ki az ásványos összetételben azon belül az amfibol az összes ásvány több, mint 30%-át alkotja. További gyakran előforduló

ásványok: epidot csoport ásványai, gránát, kvarc, klinopiroxén, biotit, titanit. Ortopiroxént nem tartalmaz Az amfibolit mind irányított szövetű, mind szirt változatban előfordulhat. Granulit: Nagy metamorf fokú kőzet, típusosan granulit fáciesű ásványegyüttesből áll (káliföldpát+szillimanit; káliföldpát+kordierit; káliföldpát+almandin együttes). A hidroxilmentes mafikus ásványok túlsúlyban vannak a hidroxil-tartalmú mafikus ásványokkal szemben (ebből a szempontból a kordierit - megjelenése esetén - nem tartozik sem a hidroxiltartalmú-, sem a hidroxil mentes csoporthoz). Az ortopiroxén mind a mafikus, mind a felzikus kőzetekben jellegzetes elegyrész. Az elnevezés nem használható a granulitfáciesű ultrabázisos-, mész-szilikát, kvarcit, márvány és Fe-gazdag kőzetekre. Leggyakoribb ásványos összetétele: gránát, piroxén, káliföldpát és kvarc. Charnockit, Mangerit, Jotunit, Enderbyit: Magmásnak kinéző, ortopiroxén

tartalmú kőzetek, gránitos (charnockit), monzonitos (mangerit, jotunit) illetve tonalitos (enderbyit) összetétellel. (A charnockit jellemző ásványos összetétele: kvarc, alkáli földpát, ortopiroxén + kevés gránát, Fe-Ti-oxid, titanit, apatit, cirkon, korund.) Magmás vagy metamorf képződésűek. Eklogit: Uralkodóan (>75%) gránátból és omfacitból álló, plagioklászt nem tartalmazó, bázisos kémiai összetételű mafikus kőzet. További gyakorabban előforduló elegyrészei: rutil, fehércsillám (fengit vagy paragonit), kianit. Definíciója alapján káliföldpátot tartalmazhat Eklogitos kőzet (eklogit fáciesű kőzet): Bármilyen kémiai összetételű, nem retrográd metamorf kőzet, amely a típusos eklogit ásványait, az omfacitot és a gránátot tartalmazza (pl. eklogitos csillámpala, jadeit-kianit-talk szirt). Fehérpala: Fehér színű, vagy fehéres színárnyalatú, palás megjelenésű kőzet, színét a nagy mennyiségű talk és kianit

tartalomnak köszönheti. Nagy Al-tartalmú Az eklogit fáciesben, nagyon nagy nyomáson képződik. Márvány: Elsősorban kalcitból és/vagy dolomitból álló metamorf kőzet (pl. dolomit márvány), a karbonátásvány tartalom az 50%-ot meghaladja. A tiszta márvány több, mint 95% karbonátásványt tartalmaz. A szilikátos márványban a karbonátásvány-tartalom 50-95% Ofikalcit: Szerpentinásványokat (amely forszteritből vagy diopszidból képződött) tartalmazó márvány. Tágabb értelemben véve egyes szerzők más szilikátásvány tartalmú márványokat is ofikalcitnak hívnak. Cipolino: Csillám "rétegeket" tartalmazó szilikáttartatlmú márvány. Predazzit: Periklász vagy brucit tartalmú márvány. Magnézium tartalmú mészkő kontakt metamorfózisával képződik. Mész-szilikát kőzet (erlán): 0.X-50% karbonát mellett főleg Ca- és Ca-Al-szilikát ásványokból (epidot, zoizit, vezúvián, diopszid-hedenbergit, Ca-gazdag gránát

[grosszulárandradit], wollasztonit, Ca-gazdag plagioklász, szkapolit, Ca-amfibol) álló metamorf kőzet. A regionális metamorf képződés mellett kontakt, illetve metaszomatikus képződésű is lehet. Rodingit: Alkáliákban és általában karbonátban is szegény mész-szilikát kőzet. Szerpentinesedett ultrabázitba bezárt mafikus magmás kőzettest (lencse, telér, stb.) Cametaszomatózisával képződött A rodingitesedés folyamata elsősorban az óceánaljzati metamorfózishoz kapcsolódik (a peridotit szerpentinesedése, és a benne levő bázisos magmatitok [gabbroidális/bazaltos telérek] rodingitesedése). Leggyakoribb ásványai: klorit, Ca-gazdag gránát (grosszulár, andradit), diopszid, fassait, vezúvián, epidot-zoizit, titanit, amfibol. A metarodingit a rodingit progresszív metamorfózisával képződött kőzet, képződését szintén az óceánaljzati metamorfózis, vagy későbbi metamorf folyamatok okozzák. Kvarcit: Több, mint 75% kvarcból

álló metamorf kőzet. Szerpentinit: Uralkodóan (>75%) a szerpentin-csoport ásványaiból (antigorit, krizotil, lizardit) álló, ultrabázisos összetételű metamorf kőzet (pl. diopszid-forszterit-antigorit pala) Szkarn: ld. A kontakt metamorfózis kőzetei c rész Szaruszirt (Hornfels): ld. A kontakt metamorfózis kőzetei c rész Migmatit: Mind mega-, mind mezo méretben megjelenő, közepes-nagyfokú metamorf területeken (a kontinentális kéreg középső és alsó részének jellegzetes kőzete) előforduló, erősen heterogén, változatos megjelenésű szilikát kőzet. Sötét és világos részből áll A világos rész (neoszom) az eredeti kőzeten belül kialakult parciális olvadékból származik, vagy metamorf szegregáció útján képződött. A sötét rész (paleoszom) képviseli az eredeti kőzetet, illetve a parciális olvadásban részt vett kőzet maradékát, vagy szintén metamorf szegregáció útján képződött. A világos részek esetleg egy

távolabbi forrásból származó magmaintrúzióból is származhatnak. A neoszomot leukoszomnak is nevezik A mezoszom az eredeti, meg nem olvadt kőzetet (a protolitot) képviseli, a melanoszom pedig a leukoszom és a mezoszom közötti átmenet, vagyis az eredeti kőzetből eltávozott világos elegyrészek után maradt anyagot jelenti, ez utóbbi a leggazdagabb sötét színű, Fe-Mg ásványokban. A resztit: metamorf kőzetrészleg a migmatitban, amelynek protolitjából a parciális megolvadás révén az inkompatibilis elemek (vagyis amelyek elsőként lépnek az olvadékba, pl.: Rb, K, Ba, Th, Nb, Ta, RFF) jelentős része eltávozott (kiürült). Impaktit: Impakt metamorfózis során képződött metamorf kőzet. Típusai: Suevit: Impakt polimikt breccsa. Jellemzője, hogy a mátrixában a sokk metamorfózis jellemzőit mutató ásvány és kőzettörmelékek fordulnak elő, ezenkívül kőzetüveget illetve devitrifikálódott kőzetüveget is tartalmaz. Impakt breccsa: A

suevithez hasonló megjelenésű, de üveget, illetve devitrifikálódott kőzetüveget nem tartalmaz. Egyéb fogalmak, definíciók Egyensúlyi ásványegyüttes: Azoknak az ásványoknak a csoportja, amelyek egyensúlyban vannak egy kőzetben. Ásvány paragenezis: Egy adott terület metamorf fejlődése során kialakult, egymást követő és helyettesítő ásványegyüttesek sorozata. Progresszív (előrehaladó) metamorfózis: Olyan metamorfózis, amelynek során kialakuló ásványok (vagy ásványegyüttes) nagyobb metamorf fokúak, mint a metamorf kőzet vagy kőzetsorozat korábbi ásványai (ásványegyüttese). (Részletesen ld külön) Retrográd metamorfózis: Olyan metamorfózis, amelynek során kialakuló ásványok (vagy ásványegyüttes) kisebb metamorf fokúak, mint a metamorf kőzet vagy kőzetsorozat korábbi ásványai (ásványegyüttese). (Részletesen ld külön) Diaftorézis: Retrográd metamorfózis kis P-n és T-n. Polimetamorfózis: Ugyanazon kőzetet

vagy kőzetsorozatot ért többszörös metamorfózis hatására kialakult felülbélyegzés(ek). Metaszomatózis: Az a folyamat, amelynek során egy kőzet, vagy a kőzet egy részének a kémiai összetétele bizonyos fokig átalakul, valamint amely folyamat során anyag hozzáadódás vagy eltávozás történik. Mivel az illók közül a H2O és a CO2 eltávozása vagy hozzáadódása a progresszív vagy retrográd metamorfózist kísérő közönséges folyamat, ezért ezeknek a komponenseknek a mozgását a metaszomatózis definíciójából kizártuk. Szintén kizártuk az anatektikus olvadás következtében történő anyagáramlást is. A kontakt metamorfózis kőzetei A kontakt metamorfózis magmabenyomulás következtében beálló hőmérséklet emelkedés hatására lejátszódó átkristályosodás, amit esetenként jelentős mértékű metaszomatózis is kísérhet. A nyomás szerepe alárendelt Az átalakulás elsősorban annak a kőzetfajtának a típusától

függ, amelybe a magma benyomult. Agyagos összetételű kiindulási kőzet: A kontakt zóna öves felépítésű, az itt kialakult kőzetek összefoglaló neve: szaruszirt (hornfels), amely általában sávos vagy palás szerkezetű, ez elsősorban az eredeti kőzet sajátságából adódhat, másodsorban pedig a behatoló magma nyomóerejének hatására alakulhat ki. A sávosság-palásság mértéke a magmás testtől távolodva általában csökken Megjelenésük alapján a szaruszirtek különböző fajtáit különíthetjük el: szemcseméret alapján: finom- illetve durvaszemcsés szaruszirt; szerkezet alapján: foltos- illetve sávos- vagy palás szaruszirt; kémiai összetétel alapján: Al-gazdag szaruszirt, Mg-gazdag szaruszirt; ásványos összetétel alapján: Al-szilikát szaruszirt, mész-szilikát szaruszirt (ez utóbbi átmenet a szkarn felé); A szaruszirt leggyakorabban megjelenő ásványai: andaluzit, cordierit, szillimanit, turmalin, + biotit, szericit-muszkovit,

kvarc, karbonát, káliföldpát, plagioklász, korund, spinell, gránát, epidot, piroxén, amfibol. A kontaktustól távolodva a következő öveket különíthetjük el (az egyes övek vastagsága a kontaktustól távolodva nő, közöttük az átmenet folyamatos): a, Kontakt szaruszirt (cornubianit öv): Közvetlenül a kontaktus mellett, a legnagyobb T-n alakul ki, itt a legerősebb az átalakulás. Szurokfényű, tömött kőzetek keletkeznek, jellemző az Al2O3-ban gazdag kontakt ásványok kialakulása (andaluzit, cordierit, szillimanit, turmalin). b, Búzapala öv: Többé-kevésbé orientáltan elhelyezkedő, búzaszemekre hasonlító szemcsék (anyaguk elsősorban andaluzit, cordierit) jelennek meg a mátrixban. Ezek mellett jelentős mennyiségű szericitet is tartalmaz a kőzet. c, Csomóspala öv: Az erősebben átalakult részeken andaluzitból vagy cordieritből álló csomók alakulnak ki. d, Foltospala öv: Világosabb és sötétebb szabálytalan alakú foltokból

álló kőzet. A világosabb részek átalakultsági foka a nagyobb, ugyanis azokon a helyeken, ahol az eredeti agyagos kőzetből a nagy hőmérséklet hatására a szervesanyag kiég, valamint a vasásványok oxidálódnak, a kőzet színe világosabbá válik. e, Kontakt agyagpala öv: és Kontakt palás agyag öv: E két övben csak szöveti-szerkezeti változások történnek f, (palásodás), az ásványos összetétel lényegében változatlan marad. Karbonátos kiindulási kőzet: A karbonátos mellékkőzetbe történő magmabenyomulás hatására jellegzetes kőzet, a szkarn (mész-szilikát szaruszirt) keletkezik. A magmás- és a karbonátos kőzet kölcsönösen hatnak egymásra, a folyamat során jelentős mértékű metaszomatózis játszódik le. Az átalakulás helyétől függően megkülönböztetünk endoszkarn-t (a kontaktus magmás kőzet felé eső része) és exoszkarn-t (a kontaktus eredetileg karbonátos kőzet felé eső része). A szkarnok felosztása

többféle szempont szerint történhet: 1, Kémiai összetétel alapján: Ca-szkarn - Mg-szkarn Fe-szkarn Mn-szkarn és ezek kombinációi 2, Kialakulásuk P-T feltételei alapján: nagyhőmérsékletű szkarn - kishőmérsékletű szkarn Képződési mechanizmusuk alapján: 3, infiltrációs szkarn (egyirányú az anyagvándorlás) diffúziós szkarn (bimetaszomatikus szkarn) (kétirányú az anyagvándorlás) A kiindulási kőzetnek megfelelően a szkarnkőzetek elsősorban Ca- és Mg-ásványokat tartalmaznak. Alárendeltebben - az előzőeken kívül még - Fe- és Mn-ásványok is megjelenhetnek. Az ásványok gyakran zónákba-sávokba rendeződnek A leggyakoribb szkarnásványok a következők: wollasztonit, diopszid, grandit gránát (grosszulár+andradit), vezúvián, epidot (Ca-szkarnok); forszterit, spinell, fassait (augit és diopszidos augit közötti átmenet), flogopit (Mg-szkarnok); hedenbergit, andradit, lievrit (CaFe2+2Fe3+(OH.OSi2O7), magnetit (Ca-Fe szkarnok);

rodonit (MnSiO3), johannsenit (CaMnSi2O6), tefroit (Mn2SiO4) (Mn-szkarnok). Homokos kiindulási kőzet: Lényeges változás az ásványos összetételben nem történik, az átalakulási hőmérséklettől és oxidációs viszonyoktól függően égetett homokkő, olvadt homokkő vagy sült homokkő képződik. Speciális kőzetek: Buchit: Pirometamorfózis során képződött kőzet. Változatos mennyiségű kőzetüveget tartalmaz, amely az igen nagy hőmérsékletű metamorfózis alatt részlegesen megolvadt anyag gyors kihűlése során keletkezik. Típusos ásványai: kordierit, mullit, tridimit, spinell, korund, piroxén és földpát (általában szanidin) amelyek vékony, tűs kristályai az alkáliákban gazdag kőzetüvegben helyezkednek el. Gyakran tartalmaz hólyagüregeket, amelyeket legtöbbször opál vagy kalcedon tölt ki. Leggyakoribb előfordulásai vulkáni kőzetek xenolitjaiban vannak Halleflinta: Finomszemcsés, tömött hornfels változat, amely savanyú

vulkáni kőzetből (pl. riolitból) képződött. Metamorf fok, metamorf fácies A metamorf fok fogalmát Tilley vezette be 1924-ben, aki szerint ez a fogalom "a metamorfózis fokát, vagy állapotát jelzi" vagy kifejezettebben, "azt a nyomás-hőmérsékleti viszonyt, amelyen a kőzet keletkezett". Általában elfogadott, hogy a metamorfózis legfontosabb tényezője a hőmérséklet, ezért Winkler (1979) javaslatára a metamorfózis P-T mezőjét elsősorban a hőmérséklet alapján osztották fel négy részre, amelyet nagyon kisfokú-, kisfokú-, közepesfokú- és nagyfokú metamorfózisnak neveztek el (ld. később) Mindemellett a nyomásviszonyokat szintén meg kell jelölni, de a metamorf fok meghatározása során a nyomás szerepe háttérbe szorul. Ez abból is adódik, hogy a legtöbb P-T diagramot korábban 12 kbar alatti nyomásértékekre rajzolták meg. Meg kell jegyezni azonban, hogy az újabb kutatások során a P-T diagramot jóval nagyobb

nyomásértékekre is kiterjesztik. Összefoglalva tehát, amennyiben nagyon kisfokú-, kisfokú-, közepesfokú- és nagyfokú metamorfózisról beszélünk, az egyértelműen hőmérséklet alapján történő felosztást jelez. Amennyiben a nyomás szerepét akarjuk kihangsúlyozni, akkor nagyon kis-, kis-, közepes- vagy nagynyomású metamorfózis elnevezést kell alkalmaznunk, illetve ezzel kiegészítenünk azt. Index ásványok és ásványzónák. Izográd és izoreakciógrád Az ásványzónák bevezetése Barrow (1893) nevéhez fűződik, aki pélites eredetű metamorf kőzeteket térképezett a Skót Felföldön. Felismerte, hogy a metamorfózis előrehaladásával új ásványok lépnek be, és ezeket index ásványoknak nevezte el. A növekvő metamorf fokkal az indexásványok alábbi sorozatát határozta meg: klorit – biotit – almandin – staurolit – kianit – szillimanit Az egyes ásványok a terepen meghatározott, elkülönült regionális zónákban

jelentek meg, amelyek ásványzónáknak feleltek meg, vagyis a zóna az azonos metamorf fokú helyek összességét jelzi. A zóna kisfokú határát a térképen egy vonal jelölte, amely annak az ásványnak az első megjelenését jelző pontok összekapcsolásával rajzolódott ki, amely a zóna nevét adta. A zóna felső határát az előzőhöz hasonló vonal alkotta, amelyet a következő index ásvány megjelenése határozott meg. Az a vonal, amely a két szomszédos zónát elhatárolja egymástól, az ásványzóna határ (és nem az izográd!). Például a biotit zóna az a terület, amely a biotit és az almandin zóna határ között helyezkedik el. Megjegyzendő, hogy egyes indexásványok stabilak maradhatnak nagyobb fokú zónákban is, de előfordulnak olyanok is, amelyek csak egy zónára korlátoződnak (pl. kianit) (4 ábra) A fenti zónasorozatot, a kidolgozójának nevéről Barrow-zónáknak nevezzük. Nagyon sok más, elsősorban közepes nyomású

metapélites területen ismertek. Ettől eltérő sorozat fordul elő északkelet Skóciában a Buchan régióban, ahol az indexásványok sorrendben a staurolit, kordierit, andaluzit és szillimanit. Ezt Buchan-zónáknak hívjuk, és ez a Barrowsorozatnál kisebb nyomású területekre jellemző A fenti két példa, amely orogén területek metapélitjeinek zónáit mutatja be is jelzi, hogy az ásványzónák térképezhetőek, és általában a metamorfózis bármely típusára, nagyon sokféle kiinduló kőzet esetében alkalmazhatók. Az ásványzónák térképezése a metamorf zónák meghatározásában egyszerű és gyors módszer, az indexásványok esetenként már kézipéldányon szabadszemmel vagy lupéval, illetve vékonycsiszolatból könnyen meghatározhatók. Amikor egy új területen dolgozunk, a metamorf zónák szolgáltatják az első képet a metamorfózis eloszlásáról. Másrészről azonban az ásványegyüttesek több petrogenetikai információt nyújtanak

egy kőzetről, mint egy indexásvány. Előfordul, hogy egyes indexásványok kémiai összetételi változatossága eltérő metamorf körülményeket jelez. Ez utóbbiak miatt legújabban a metamorf zónák meghatározására már inkább két-három ásvány együttesét használják az indexásványok helyett. Az izográd az azonos metamorf fokú helyeket összekötő vonal. Általában egy index ásvány megjelenésének kishőmérsékletű pontja. Ha ismert az illető indexásványt létrehozó reakció is, akkor az izográdot izoreakciógrádnak nevezzük. 4. ábra: A Barrow-féle ásványzónák az egyes ásványok stabilitásával Metamorf fácies A metamorf fácies fogalmát Eskola (1915) vezette be. A definíció szerint "A metamorf fácies mindazokat a kőzeteket jelenti, amelyek azonos feltételek között metamorfizálódtak." A metamorf fácies ásványegyütteseket tartalmaz, amelyek közel azonos feltételek (elsősorban P és T, Eskola szerint) alatt

képződtek, így a rendkívül változatos kémiai összetétel következtében az ásványos összetétel is jelentősen változhat az egyazon fáciesbe tartozó kőzeteknél. Ugyanakkor viszont az azonos kémiai összetételű kőzetek eltérő ásványegyüttessel rendelkeznek a különböző fáciesekben (pl.: zöldpala, amfibolit, eklogit a metabázitok esetében). Továbbá számos ásványegyüttes széles P-T körülmények között stabil, így több metamorf fáciesben is előfordulhat, míg más ásványegyüttesek sokkal szűkebb stabilitási tartománnyal rendelkeznek, és csak egy bizonyos fáciesre jellemzőek. Vannak olyan kőzettípusok, amelyeknek egyes fáciesekben nincs jellemző ásványegyüttesük (pl. a metapélitek a zöldpala fácies alatti fáciesekben, a metakarbonátok az eklogitfácies alatti feltételek között). Ezek figyelembevételével nyílvánvaló, hogy az egyes kőzetekben keresnünk kell un. kritikus ásványegyütteseket (meghatározó-,

diagnosztikus-, típusos-, ásványegyütteseket), amelyek segítségével felismerhetjük a metamorf fáciest, és elég egyetlen ilyen együttes segítsége is ennek eldöntésére. Azokon a területeken, ahol nincs megfelelő kritikus ásványegyüttes, nem lehet metamorf fáciest megállapítani. Eskola definíciója idejében még nem álltak rendelkezésre kísérleti és termodinamikai adatok az egyes metamorf ásványok stabilitási mezejére. Ezért érthető, hogy annakidején csak a hőmérsékletnek és a litosztatikus nyomásnak a változása volt az alapja a fáciesek kijelölésének. A fluid nyomást nem vették figyelembe, és a nyomás esetében feltételezték, hogy az össznyomás a vízgőznyomásnak felel meg. Az újabb kísérletek kimutatták, hogy pl a lawsonit, a prehnit vagy a zeolitok csak nagy vízgőz tartalmú fluidumok jelenlétében stabilak, és hiányoznak akkor, ha a fluidumban a CO2 mennyisége megnő. Továbbá a fluidumok mennyiségének

változásával az ásványok P-T stabilitása változik. Az eklogit fácies alsó határa függ a metamorfózist elszenvedő kőzet H2O aktivitásától. Ezek a tények azt jelentik, hogy a metamorf fácieseket sokkal inkább a P-T-X diagramon kellene megjeleníteni a P-T diagram helyett, bár sok esetben részletes információink a fluidösszetételek hatásáról még nincsenek. Már Eskola idejében az eredetileg kijelölt öt metamorf fácies száma nyolcra emelkedett. A további kutatások és szerzők egyre több új fáciest határoztak meg, illetve egyeseket szubfáciesnek vagy zónának írtak le. Így lassan a fácies alapján történő osztályozás használhatatlanná vált. Több szerző javasolta megtartani az egyszerű felosztását, a hőmérséklet-litosztatikai nyomás diagramon. Ez még ma is jól használható a metamorf területek regionális áttekintésére vagy felderítő kutatásra, de a részletes metamorf kutatásokra már nem. A metamorf fáciesek

diagramjait az 5. és a 6 ábrán mutatjuk be Az egyszerűsített változat, amely a regionális metamorfózis legfontosabb hat fáciesét tartalmazza, közenítóleg azonos Eskola klasszikus beosztásával, míg a részletesebb, amely 13 fáciesre osztja a P-T mezőt, a ma leginkább használt beosztást mutatja. Az 5 ábrának megfelelően az egyes fáciesek kritikus (meghatározó, diagnosztikus, típusos) ásványegyütteseit a II. táblázat közli 5. ábra: A metamorf fáciesek elhelyezkedése a P-T diagramon (egyszerűsített változat) (Bucher és Frey, 1994) II. táblázat: Az egyes metamorf fáciesek meghatározó ásványai illetve ásványegyüttesei (egyszerűsített változat) Fácies Zöldpala alatti Zöldpala Amfibolit Granulit Kékpala Eklogit Meghatározó ásványok illetve ásványegyüttesek laumontit, prehnit+pumpellyit, prehnit+aktinolit, pumpellyit+aktinolit, pirofillit aktinolit+klorit+epidot+albit kloritoid hornblende+plagioklász staurolit

ortopiroxén+klinopiroxén+plagioklász megjegyzés: nincs staurolit, nincs muszkovit glaukofán, lawsonit, jadeit tartalmú piroxén, aragonit megjegyzés: nincs biotit omfacit+gránát megjegyzés: nincs plagioklász 6. ábra: A metamorf fáciesek elhelyezkedése a P-T diagramon (bővebb, általánosan használt változat) (Barker, 1990) Metamorf fácies sorozatok Miyashiro (1961) megállapította, hogy a különböző orogén övekben, a regionális metamorfózis lezajlása során egyes metamorf fáciesek kapcsolódnak egymáshoz, míg mások kizárják egymást. Az egyes területeken megjelenő, egymáshoz kapcsolódó sorozatokat metamorf fácies sorozatnak hívjuk. Ezeknek három fő típusa van: 1, kis P, nagy T (kis P/T) feltételekkel jellemezhető típus, amelyben andaluzit és szillimanit alakul ki (Buchan vagy Abukuma sorozat). Jellemző fejlődési útvonala: zeolit fácies prehnitpumpellyit fácies zöldpala fácies amfibolit fácies granulit fácies 2, közepes P,

közepes T (közepes P/T) feltételekkel jellemezhető típus, amelyben kianit és szillimanit a jellemző (Barrow-sorozat). Jellemző fejlődési útvonala: zeolit fácies prehnitpumpellyit fácies zöldpala fácies amfibolit fácies granulit fácies 3, nagy P, kis T (nagy P/T) feltételekkel jellemezhető típus, amelyben jadeit tartalmú piroxén és glaukofán jelenik meg (Sanbagawa és Franciscan sorozat). A Sanbagawa sorozat jellemző fejlődési útvonala: zeolit fácies prehnit-pumpellyit fácies kékpala fácies zöldpala fácies amfibolit fácies. A Franciscan sorozat jellemző fejlődési útvonala: zeolit fácies prehnitpumpellyit fácies kékpala fácies eklogit fácies Winkler rendszere A metamorf kőzetek legújabb, Winkler (1974, 1976) szerinti beosztása a fáciesmódszerrel ellentétben a hőmérsékleten alapul. Az egyes határok megvonása a kísérleti metamorf kőzettan eredményeinek segítségével, az ásványok vagy ásványegyüttesek izográdjai illetve

elsősorban izoreakciógrádjai alapján került megvonásra, vagyis az egyes metamorf fokok határvonala bizonyos ásványok progresszív fejlődés szerinti első megjelenésével, vagy bizonyos ásványegyüttesek pontosan meghatározott reakciók szerinti lezajlásával húzhatók meg (7. ábra) Az egyes fokozatok legfontosabb kritikus ásványaiásványegyüttesei, folyamatai a következők: nagyon kisfokú metamorfitok: - illit jelenléte, kristályossági foka a hőmérséklet emelkedésével együtt fokozatosan nő. - laumontit, pumpellyit-prehnit, glaukofán-lawsonit, jadeit-kvarc jelenléte kisfokú metamorfitok: - zoizit (klinozoizit) első megjelenése - biotit+muszkovit első megjelenése - hornblende első megjelenése - plagioklász (An17)+hornblende első megjelenése közepesfokú metamorfitok: - kordierit és/vagy staurolit megjelenése - forsterit+talk megjelenése - talk+dolomit képződése - Ca-tartalmú plagioklász+alumoszilikát képződése -

biotit+alumoszilikát képződése - disztén, szillimanit megjelenése - kloritoid, Mg-szegény klorit + muszkovit lebomlása nagyfokú metamorfitok: - muszkovit lebomlása kvarc és plagioklász jelenlétében (leggyakrabban: muszkovit + kvarc = káliföldpát + Al2SiO5) - káliföldpát+alumoszilikát képződése - káliföldpát+kordierit képződése - káliföldpát+almandin képződése - parciális olvadás gneiszeknél (PH2O>3kbar) - regionális hipersztén öv kialakulása ("száraz" körülmények között, nagy P-n és T-n granulit fácies helyett) - nagy hőmérsékletű eklogitok képződése 7. ábra: A nagyon kisfokú, kisfokú, közepesfokú és nagyfokú metamorfitok beosztása és elhelyezkedése a P-T diagramon Winkler (1976) alapján Retrográd metamorfózis A retrográd metamorfózis (más nevén retrogresszió) az a folyamat, amikor egy magasabb metamorf P-T viszonyokon stabil ásványegyüttes a csökkenő P-T hatására átalakul. Mivel a

retrogád folyamatok jelentős része hidratációval vagy karbonátosodással jár együtt, a fluid fázis jelenléte jelentősen elősegíti ezt az átalakulást. Sokszor találhatunk azonban a Föld felszínén teljesen üde, nagy metamorf fokú kőzeteket is, annak ellenére, hogy ezek ásványegyüttesének stabilitási határa messze meghaladja a felszíni P-T viszonyokat. Ennek oka részben az, hogy a fluidumok nem mindig vannak jelen a kőzetekben, és így nem segítik elő a csökkenő P-T hatására azok átalakulását, és/vagy a kiemelkedés sebessége jelentősen meghaladta a visszaalakulási reakció sebességét. A regionális metamorfitok, vagy a szubdukciós környezetben képződött metamorfitok kőzetei azonban jelentős részben késői retrográd folyamatokon mentek keresztül, és ezek nyomonkövetése segít minket a kiemelkedés történetét kideríteni. A progresszív metamorfózis során az illók eltávoznak a kőzetből, de a retrogresszió során a

fluidumok újra visszaléphetnek, elősegítve illetve megindítva a retrográd folyamatot. Habár a retrográd folyamatokat regionális méretekben is megfigyelhetjük, gyakoribb, hogy csak bizonyos elkülönült zónákra koncentrálódik lefolyásuk. Ilyen aktív zónák például a vető- illetve áttolódási zónák, amelyek mentén a fluidumok könnyebben és nagyobb mértékben tudnak vándorolni, ugyanis ezek a tektonikus hatásra fellazult zónák növelik a kőzetek permeabilitását. A fluidumok általában a kis Pf irányába migrálnak, és az extenzió valamint az oldaleltolódás hatására a szétnyíló törési zónákban koncentrálódnak. Az ilyen breccsásodott, kataklasztosodott törési zónákban a kőzetek gyakran átkovásodtak, dolomitosodtak, szericitesedtek, kloritosodtak, vagy más kémiai- illetve ásványos összetételbeli átalakuláson mentek keresztül a jelentős fluid áramlás következtében. A retrográd folyamatok szintén gyakoriak magmás

intrúziók környezetében, illetőleg a hidrotermális folyamatokkal átjárt területeken. Ezeken a területeken a fenti folyamatokkal együttjáró hőmérsékletnövekedés energiát szolgáltat a reakció gyorsabb lezajlásához. Az intrúzióval kapcsolatos fluidumok változatos ionokat vihetnek oldatba, és ez a környező kőzetek ásványaival reakcióba lépve progresszív és retrográd reakciók lefolyásához vezet. Ennek az átalakulásnak a fő befolyásoló tényezői a befogadó kőzet kémiai- és ásványos összetétele, a fluidum összetétele és a fluidum hőmérséklete. Az átitatódás mértéke a befogadó kőzet permeabilitási tulajdonságától valamint a Pf-től függ. A lehűlő magmából (különösen a gránitos-granodioritos összetételű) származó, fölfelé migráló hidrotermális eredetű fluidumok reakcióba lépnek a környező kőzetekkel, és metaszomatózist okoznak. A metaszomatózis az a folyamat, amikor a kémiai átalakulás

hatására kőzet valamilyen külső forrásból származó elemeket vesz fel. Ilyen esetekben változatos metamorf reakciók zajlanak le, habár az eredeti kőzet szerkezete-szövete legtöbb esetben megőrződik. Nagyon közönséges ilyen folyamat a kálimetaszomatózis, a szericitesedés, de gyakori a propilitesedés is, ami nagyfokú kloritosodással jár együtt, valamint az agyagásványosodás. A granitoid intrúziókkal gyakran intenzív turmalinosodási metaszomatikus folyamat jár együtt. A leggyakoribb metamorf ásványok retrográd metamorfózis során képződött átalakulási termékeit a III. táblázat foglalja össze III. táblázat: A metamorf kőzetek fő összetételi csoportjai ásványainak közönséges retrográd metamorf reakciói Kiinduló ásvány(ok) Metaultrabázitok Olivin Ensztatit Ortopiroxén és/vagy olivin Metabázitok Ca-plagioklász Retrográd reakciótermék Megjegyzés szerpentin magnezit antofillit talk±szerpentin H2O-gazdag fluidumok

esetén CO2-gazdag fluidumok esetén albit+epidot/zoizit/klinozoizit Nagyon gyakori az amfibolit fácies zöldpala fácies retrogressziója esetén (H2O fluidumok jelenlétében) Gyakori a nagyon kisfokú eltemetődési metamorfózis során és az óceánaljzati metamorfózis során A metabázitokban ez az átalakulás jelentős K+ hozzáadást követel CO2-gazdag fluidumok esetén Hidrotermális metamorfózis során; CO2-gazdag fluidumok esetén zeolitok szericit/muszkovit kalcit szkapolit Klinopiroxén Hipersztén Hornblende hornblende/aktinolit hornblende/aktinolit aktinolit klorit biotit Kékamfibol zöldamfibol/(aktinolit) (glaukofán/crossit) Gránát klorit Ilmenit vagy rutil titanit Metagranitoidok, kvarc-földpát tartalmú metaszedimentek Káliföldpát szericit/muszkovit agyagásvány (pl. kaolinit) Plagioklász szericit (± epidot csoportbeli ásványok) Biotit klorit Metakarbonátok, metamorfizálódott mész-szilikát kőzetek Forsterit szerpentin Anortit epidot

csoportbeli ásványok (±szericit) karbonát ásványok Diopszid tremolit-aktinolit Tremolit talk Periklász brucit Wollastonit kalcit Grosszulár vezúvián/zoizit/klinozoizit Metapélitek Gránát klorit és/vagy biotit Staurolit szericit szericit+klorit kloritoid Andaluzit, kianit, szillimanit szericit/fehér csillám Szillimanit+biotit staurolit+muszkovit Kordierit pinit (szericit+klorit finomszemcsés együttese) Kloritoid klorit (±szericit) Biotit klorit Ilmenit titanit Általában jelentős K+ hozzáadással kapcsolatos A retrográd folyamatok szöveti jellegzetességei A leggyakoribb és legszembetűnőbb jelenségek a korona-szerkezetek és a reakciószegélyek, amelyek jól mutatják az ásványegyüttes nem egyensúlyi voltát. Az amfibolit fáciesű és annál kisebb fokú metapélitekben és metabázitokban nagyon gyakoriak a hidroxil tartalmú ásványokból álló koronák vagy reakciószegélyek (pl.: gránát körül klorit korona). Ezek legkönnyebben

porfiroblasztok körül ismerhetők fel, és nincsenek egyensúlyban a mátrixszal, kialakulásuk kis metamorf fokú nyírási zónákban történhet, illetve kiemelkedéshez és lehűléshez kapcsolódik. A nem egyensúlyi feltételek állandó fennmaradása azt eredményezi, hogy az instabil fázis helyén a kisfokú körülmények között stabil fázis pszeudomorfózája alakul ki. Pszeudomorfóza az, amikor egy ásvány kristálya teljesen átalakul vagy helyettesítődik egy másik ásvánnyal vagy ásványokból álló aggregátummal, úgy, hogy az eredeti ásvány alakja még megmarad. Gyakori, amikor hidratációval járó átalakulás során egy ásvány egy másik, hidroxil tartalmú ásvánnyá alakul (pl.: gránát klorittá, vagy olivin szerpentinné). Ugyancsak gyakori, amikor egy ásványból két vagy több ásványfázis keletkezik (pl.: hornblende aktinolit+klorit; staurolit klorit+szericit; gránát biotit+klorit) Egyes esetekben a pszeudomorfózákat létrehozó

átalakulás mértéke egy vékonycsiszolaton belül is jelentősen változó lehet, illetve feltárás méretű léptékben is csak bizonyos zónákra koncentrálódhat. Ezek is jelzik a fluidumok változó mértékű hatását, valamint azt, hogy a fluidumok jelentősen elősegítik a reakciók lefolyását. Ahogy a fentiekből kiderül, a reakció szegélyek és a pszeudomorfózák kialakulása nyilvánvalóan nem egyensúlyi szövettípusokra jellemző megjelenési formák. Vannak azonban más olyan átalakulások is, amelyek egy ásvány magjára vagy szegélyére koncentrálódnak, mint amilyenek a zónás, eredetileg magmás földpátok esetében fordulnak elő. Ilyen esetben az átalakulás a zónás ásványnak csak bizonyos zónáiban (vagy magjában) megy végbe, ott, ahol az egyes ásványzónák sajátos kémiai össztétele következtében az a rész átalakulásra hajlamos lesz. Ilyen esetben a fluidumok mikrorepedések vagy a hasadások mentén tudnak behatolni a

kristályok belsejébe. Ilyen típusú átalakulásra elsősorban a földpátok, az amfibolok és a csillámok hajlamosak. A porfiroblasztok tanulmányozása során nem mindig könnyű eldönteni, hogy a bennük előforduló finomszemcsés ásványok átalakulási termékek vagy növekedés közben bezárt zárványok. Ilyen kétes esetekben a következő jellegzetességeket kell megfigyelni, amelyek segítenek eldönteni a kérdést. Először is a finom szemcsés átalakulási termékek esetében gyakran nehéz pontosan meghatározni (észlelni) a szemcsehatárokat mikroszkóppal, míg a finom szemcsés zárványok általában jól meghatározható szemcsehatárokkal rendelkeznek. Másodszor, az átalakulási termékek kémiai össztétele hasonló annak az ásványnak a kémiai összetételéhez, amelyikből képződött az átalakulás során (pl.: szericit képződése káliföldpátból), míg a zárványok kémiai összetétele gyakran teljesen eltérő a gazdaásványétól

(pl.: rutil zárvány gránátban) A progresszív metamorfózis során kialakuló túlnövés (ránövés, felülbélyegzés) A retrográd reakciók bizonyítékai általában megőrződnek, a progresszív reakciók bizonyítékaival viszont csak sokkal ritkábban találkozunk. Mégis számos példa van azokra a reakciószegélyekre is, amelyek progresszív metamorfózis során jöttek létre. Ilyen például, amikor a metabázitokban a kékamfibol (glaukofán) zöldamfibolt szegélyez, jelezve a nyomás növekedését, vagy metapélitekben a disztént körbevevő jól kristályos muszkovit pikkelyek (vagy muszkovit+szillimanit ásványegyüttes). Ez utóbbi az amfibolit fácies felső részén előforduló progresszív disztén szillimanit átalakulással kapcsolatos. A szillimanit megjelenése gyakoribb a kvarcszemcsék határán, esetleg biotittal történt összenövése, mint a diszténkristályokon történő közvetlen szemcsén belüli átalakulása (átnövése). Az Al2SiO5

változatok közvetlen egymásba alakulása ritkán figyelhető meg metamorf kőzetekben, bár két (ritkán három) változatuk metastabil együttes előfordulása gyakran megfigyelhető egy kőzetben. Ennek az az oka, hogy az együtt előforduló Al2SiO5 változatok Gibbs-féle szabadenergia értékei között csak kis különbségek vannak, ami a metastabil fázisok megmaradását a stabilitásuk határán túl is megengedi. Hasonlóan progresszív folyamatot jelez a jól kristályos muszkovit szegély kialakulása staurolit körül, amely a disztén kialakulásának progresszív folyamatát jelzi. Ezt a reakciószegélyt nem szabad összetéveszteni az Al2SiO5 változatok körül kialakuló finomszemcsés szericitből álló szegéllyel, ami viszont retrogresszió során alakul ki. Az epitaxiális ránövés (túlnövés) megnevezés azokban az esetekben használatos, amikor a szerkezeti hasonlóságok következtében az új ásvány kristálycsíráinak helyzetét az előző

fázis kristályai befolyásolják. Jó példa erre a különböző amfibolok egymáson való átnövekedése. Ez mind progresszív, mind retrográd folyamatok során végbemehet A metamorf kőzetek szöveti meghatározása A szövet pontos meghatározásához a következő tényezőket kell figyelembe venni: a kőzetet alkotó ásványok mérete (abszolút és relatív értelemben) az ásványok alakja (ez elsősorban ásványspecifikus tulajdonság, de sok esetben a képződési körülmények is befolyásolják) az ásványok eloszlása (relatív mennyisége) az ásványok orientációja a kőzet eredete (ha megállapítható): üledékes parametamorfit magmás ortometamorfit Szövettípusok 1, Relikt szövettípusok a, Parametamorfitok: Blasztoklasztos: Az eredeti törmelékes üledékes kőzetek szemcséi még láthatók (pl. blasztopelites, blasztopszammitos stb.) Helicites: Az üledékes kőzet rétegzettsége még felismerhető. b, Ortometamorfitok: Blasztohipidiomorf: Az

eredeti mélységi magmás kőzet hipidiomorf szemcsés szövete még felismerhető. Blasztoporfíros: Az eredeti magmás kőzet porfíros szövete még felismerhető. Blasztopoikilites: Az eredeti poikilites szövet még felismerhető. Blasztoofitos: Az eredeti bázisos magmás telérkőzet ofitos szövettípusa még felismerhető. 2, Tisztán metamorf szövettípusok (krisztalloblasztos szövetek) Granoblasztos: A kőzet uralkodóan izometrikus elegyrészekből áll (pl. kvarc, albit) Nematoblasztos: A kőzet uralkodóan oszlopos elegyrészekből áll (pl. hornblende, epidot), melyek általában közel egy síkban helyezkednek el. Fibroblasztos: Uralkodóan tűs-szálas megjelenésű ásványokból álló kőzet szövete (pl. aktinolit, krizotil). Lepidoblasztos: A kőzetben uralkodóak a bázislapjukkal orientáltan elhelyezkedő pikkelyes ásványok (pl. biotit, muszkovit, klorit) Porfiroblasztos: Nagy méretű általában idiomorf ásványok (porfiroblasztok) (pl. gránátok,

staurolit stb.) helyezkednek el a finomszemcsés mátrixban Ha a porfiroblaszt idiomorf, akkor idioblaszt, ha xenomorf, akkor xenoblaszt a neve. Poikiloblasztos: Olyan metamorf kőzetszövettípus, amelyben nagyméretű elegyrészek sok zárványt tartalmaznak (Pl. andaluzit-cordierit szaruszirtben e két ásvány gyakran sok kvarczárványt tartalmaz). Kristályosodás és deformáció viszonya A metamorfózis során a metamorf események több fázisban mehetnek végbe. Ezek közül döntő az egyes ásványok kristályosodása és a tektonikus hatásokra bekövetkező deformációk egymáshoz viszonyított helyzete. Ezek alapján egy ásvány kristályosodása háromféle lehet: - pretektonikus (prekinematikus): a kristályosodás megelőzi a deformációt - szintektonikus (szinkinematikus): a kristályosodás és a deformáció egyidőben megy végbe - poszttektonikus (posztkinematikus): a kristályosodás a deformáció után megy végbe. Egyensúlyi átkristályosodás

Nagyobb metamorf fokú átalakulások során granoblasztos-poligonális szövet alakul ki, amelyre jellemző a nagyfokú stabilitás. Az általában egyenes szemcsehatárok közel 120o-os szögben érintkezve ún. hármas pontot alkotnak Alszemcsék kialakulása (mortar structure) Nyírási zónákban előforduló kvarcitokban és kvarc-földpát kőzetekben gyakran megfigyelhető átalakulás. A nagyméretű kvarc vagy földpát porfiroklasztokat az azok anyagából átkristályosodott, finomszemcsés új szemcsékből álló aggregátum veszi körül. Ritkábban dinamikus átkristályosodást szenvedett amfibolitokban és eklogitokban is előfordul, ez esetekben az amfibol illetve a monoklin piroxén alszemcsékre történő átkristályosodása figyelhető meg. blasztoporfíros blasztoofitos blasztopszammitos 8. ábra: Relikt szövettípusok (Wallacher, 1991) után porfíroblasztos lepidoblasztos A granoblasztos lepidoblasztos (A-ra merőleges) poikiloblasztos

nematoblasztos 9. ábra: Krisztalloblasztos szövettípusok I (Turner után) fibroblasztos 10. ábra: Krisztalloblasztos szövettípusok II grano-lepidoblasztos grano-nematoblasztos pofíro-granoblasztos 11. ábra: Krisztalloblasztos szövettípusok III (Bard, 1986) 12. ábra: A diszlokációs metamorfitok típusai (Bard, 1986) 13. ábra Pretektonikus kristályok jellemzői; (a): hullámos kioltás és deformációs lamellák kvarcban, (b): repedezett, a foliáció által becsomagolt gránát, (c): nyomási szegély pirit körül, (d): kinkes biotit, (e): részekre töredezett gránit, (f): plagioklász deformált ikerlemezekkel, (g): gránát körül, a foliáció mentén kialakult kloritköpeny, (h): nagyméretű amfibolkristály kisebb méretű kristályokká esik szét (mortar struktúra) (Spry, 1969). 14. ábra Szintektonikus kristályok jellemzői; (a): örvényzárványos (hólabda) gránát, (b): a már korábban kialakult foliáció kihengerlődése közben

növekvő andaluzit porfiroblaszt, (c): a már korábban kialakult foliáció gyűrődése közben növekvő andaluzit porfiroblaszt (Spry, 1969). 15. ábra Örvényzárványos (hólabda) gránát kialakulásának mozzanatai a gránát növekedése és az azzal egyidejű forgás következtében. A zárványok S alakban történő kialakulása az óramutató járásával ellentétes irányú forgás következtében történt. A gránátkristály közelében a külső foliáció is torzul, így az elfordulás szöge a ténylegesnél nagyobbnak látszik. Az (a)-(e) rajzokon bemutatott forgást és növekedést poszttektonikusan egy statikus növekedés követte (f) (Spry, 1969). 16. ábra Poszttektonikus kristályok jellemzői; (a): helicites szerkezet albitban; a belső palásság, gyűrődés iránya (Si) megegyezik a külső palásság, gyűrődés (Se) irányával, jellegeivel, (b): a palásságra "ránövő", azt keresztező csillámok, (c): poligonális ívet alkotó

csillámok a gyűrődés tengelyében, (d): kiasztolit, a közepén helicites szerkezettel, ami körül kialakult a jellegzetes kereszt alakú szerkezet; a szemcse határai diszkordánsak a külső foliáció irányával, (e): gránát szintektonikus, örvényzárványos maggal és posztektonikus idioblasztos szegéllyel, (f): orientálatlan, kloritszemcsékből álló gránát utáni pszeudomorfóza (Spry, 1969). 17. ábra Poszttektonikus ásványok megjelenési formái; (1): a külső palásságra ránőtt nagyméretű gránát kristály, (2): gyűrt klivázsra ránőtt albit (helicites szerkezet), (3): a korábban kialakult mikrogyűrődésre orientáltan ránövekedett csillámokból álló poligonális ív (Bard 1986) 18. ábra Polimetamorf kőzetek jellemzői; (a): Helicites szerkezetű kristály, Si nem egyezik meg Sevel. (b): Durvaszemcsés csillámból álló sáv harántolja a finomszemcsés ásványokból álló foliációt. (c): Kékeszöld elszíneződés aktinolitban

a gránát szegélye körül, a gránátból kioldódott komponensek hatásának következtében. (d): Gyűrt belső palássággal rendelkező helicites kristályt egy későbbi foliáció csomagol be. (e): Örvényzárványos hólabda gránátot egy későbbi, más irányú palásság csomagol be. (f): Idősebb, gyűrt S1 foliációt fiatalabb, S2 foliáció harántol. (Spry, 1969) (a): Az S0 korábbi palásság gyűrődése és az S1 palásság kialakulása az F1 fázisban. Szintektonikus csillám, kvarc és örvényzárványos gránát (G) képződése folyik. Poszttektonikusan a korábbi palásságot magába záró albit (Ab) kristályosodik (Si konkordáns Se-vel. (b): Az F2, második fázisban erős S2 foliáció alakul ki, amely teljesen eltörli az S0 palásság mardványait, és az S1 palásságból is már csak néhány gyűrt reliktum marad meg. Az S2 palásság becsomagolja a gránátot és az albitot, eközben nyomási árnyék is kialakul (Si diszkordáns Se-vel). A

csillám és a kvarc szintektonikus (c): A harmadik, kisebb hatóerejű F3 fázis meggyűri az S2 palásságot, és egy S3 deformációs csúszóklivázst hoz létre. Ebben a fázisban ásvány-növekedés már nem történik 19. ábra Polimetamorf kristályos palák szöveti bizonyítékai (Spry, 1969)