Segédanyag BSc szakosok geológus szakirány metamorf kőzettan gyakorlat anyagához. Szakmány György, Metamorf folyamatok

Átírás

1 Segédanyag BSc szakosok geológus szakirány metamorf kőzettan gyakorlat anyagához Szakmány György, Metamorf folyamatok A metamorf folyamatok jellemző paraméterei, alapfogalmak A metamorfózis kőzettani értelemben vett jelentése 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) (P lit ), irányítatlan - a tektonikai hatásra kialakult irányított vagy stressz nyomás (P stressz ), és - a rendszerben előforduló illók hatására kialakult gőz-, illó- vagy fluid nyomás (P fluid ) A metamorf folyamatok a nyomás és a hőmérséklet időbeli változásának követésével jellemezhetők. A folyamat fejlődési útvonalát leggyakrabban a P-T diagramon ábrázoljuk. Ezen progresszív és retrograde szakaszt különíthetünk el (1. ábra) (megjegyzés: egyes esetekben a folyamatok lezajlásának pontosabb értelmezéséhez a C (adott illó koncentrációjának, illetve nyomásának ábrázolása is szükséges): Progresszív (előrehaladó) metamorfózis: Olyan metamorfózis, amelynek során kialakuló ásványok (vagy ásványegyüttes) nagyobb metamorf fokúak (vagyis nagyobb hőmérsékleten képződtek - ld később), mint a metamorf kőzet vagy kőzetsorozat korábbi ásványai (ásványegyüttese) Retrográd (visszahaladó) metamorfózis: Olyan metamorfózis, amelynek során kialakuló ásványok (vagy ásványegyüttes) kisebb metamorf fokúak (vagyis kisebb hőmérsékleten képződtek), mint a metamorf kőzet vagy kőzetsorozat korábbi ásványai (ásványegyüttese). Polimetamorfózis (többszakaszú metamorfózis): Ugyanazon kőzetet vagy kőzetsorozatot ért többszörös metamorfózis hatására kialakult felülbélyegzés(ek). Felismerése: a stressz nyomás irányának megváltozása hatására történő részleges vagy teljes szerkezeti átrendeződés, és a megváltozott P-T viszonyoknak megfelelő egyre újabb ásványok képződésének egymást követő folyamatai -elsősorban mikroszkópos vizsgálatokkal - nyomon követhetők Metaszomatózis (kőzetátitatás): Az a folyamat, amelynek során egy kőzet, vagy a kőzet egy részének a kémiai összetétele bizonyos fokig átalakul, olyan folyamat révén, amelynek során anyag hozzáadódás vagy eltávozás történik. Mivel az illók közül a H 2 O és a CO 2 eltávozása vagy hozzáadódása a progresszív vagy retrográd metamorfózist kísérő közönséges folyamat, ezért ezeknek a komponenseknek a mozgását a metaszomatózis definíciójából kizárják. Szintén kizárják az anatektikus olvadás következtében történő anyagáramlást is. Egyensúlyi ásványegyüttes: Azoknak az ásványoknak a csoportja, amelyek adott P-T viszonyok között egymás mellett tartós egyensúlyban vannak egy kőzetben. Ásvány paragenezis: Egy adott terület metamorf fejlődése során kialakult, egymást követő és helyettesítő ásványegyüttesek sorozata.

2 1. ábra: Metamorf fejlődési (P-T-t) útvonal. (a) Egy kőzet betemetődése majd kiemelkedése során történő nyomás, illetve hőmérséklet változásának görbéje az idő függvényében. (Megjegyzés:a nyomás maximuma megelőzi a hőmérsékleti maximumot.) (b) P-T-t fejlődési útvonal változása (Megjegyzés: az paraméterek maximumának fent említett időbeli eltérése alapján az ábra az óramutató járásával megegyező fejlődési útvonalat mutat) (Best 2003 után, egyszerűsítve) A metamorf folyamatok határai A metamorf folyamatok határait a két legfontosabb fizikai változóval, a hőmérséklettel és a nyomással határozhatjuk meg (2. 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 lerakódás 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 kutató azonban egyetért azzal, hogy szilikátos kőzetekben a metamorfózis alsó hőmérsékleti tartománya 150±50 o C (leggyakrabban a 200 o C-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)Al 2 [Si 2 O 6 ](OH) 4 }. Miután ezeknek az ásványoknak nagy 2

3 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 olvadása megkezdődne. Az olvadási hőmérsékletet döntően befolyásolja a nyomás, a kőzet összetétele és az illók (elsősorban a H 2 O) jelenléte. Száraz körülmények között az olvadás magasabb hőmérsékleten kezdődik, mint az ugyanolyan összetételű illó tartalmú közegben Pl. a gránitos összetételű kőzetek mintegy 660 o C hőmérsékleten kezdenek megolvadni (5 kb nyomáson), míg bazaltos összetételű kőzetek esetén ez a hőmérséklet kb. 800 o C (2. ábra). Száraz körülmények között ezek a hőmérsékleti értékek jóval magasabbak, kb o C a gránitos-, és kb o C bazaltos összetételű kőzetek esetén. Kéregeredetű metamorf kőzetekre az eddig meghatározott legmagasabb hőmérséklet o C-nak adódott (ÉNy-Skóciai granulitok). Metamorfózis azonban nemcsak a földkéregben, hanem a köpenyben is zajlik, ahol a szilárd fázisú reakciók hőmérséklete akár az 1500 o C-ot is meghaladhatja. Összefoglalva tehát a földkéregben a metamorfózis felső hőmérsékleti határa o C 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 A legkisebb nyomáson lezajló metamorfózis a magma felfelé tartó mozgása során a felszínre érése előtt, a felszínközeli kontakt zónában történik, ez a metamorfózis néhány bar (néhány tized megapascal [MPa]) nyomáson zajlik le. A metamorfózis nyomási tényezőjének felső határa Hosszú ideig azt gondolták, hogy a metamorfózis maximálisan 10 kbar (1 gigapascal [GPa]) nyomáson megy végbe a kéregben, ami normál esetben megfelel a km vastag kontinentális kéreg alján előforduló nyomásnak. A későbbiekben azonban, a kalibrációs módszerek fejlődésével egyes eklogit fáciesű ásványegyüttesekben egyre gyakrabban jegyeztek fel kbar képződési nyomást. A 20. század utolsó harmadában felfedezett és tanulmányozott pirop-coesit tartalmú fehérpalák (pl. Dora Maira masszívum a Nyugati- Alpokban) képződése során - a számítások szerint - a nyomás a 30 kbar-t is meghaladta. Ahogy azonban már korábban láttuk, 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 kbar-t is ezekben a kőzetekben nem ritkán gyémánt is előfordul, (pl.: Kokcsetávi-masszívum észak Kazahsztánban). Legújabban pedig a norvégiai Kaledonidákban is felfedeztek gyémánttartalmú eklogitos kőzeteket. (Megjegyzés: impakt, becsapódásos metamorfózisnál [ld. később] a pillanatig ható nyomás több tíz GPa [több 100 kbar] értéket is elérhet.) 3

4 2. 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 (a típusok megközelítő P-T viszonyait ld. a 3. ábrán): 1, Regionális metamorfózis - nagy területre kiterjedő metamorfózis 1.1. Dinamotermál (orogén) metamorfózis 1.2. Betemetődési (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 vagy becsapódásos) metamorfózis 1.1. Dinamotermál (orogén) metamorfózis; P stressz, T 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 4

5 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 Betemetődési (rétegterheléses vagy burial) metamorfózis; P lit, T A betemetődési (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 rétegterheléses (litosztatikai) nyomás, valamint másodsorban a lefelé növekedő hőmérséklet, ez utóbbi értéke azonban a kisfokú metamorfózis határát nem haladja meg (< o C). 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 vékonycsiszolatos mikroszkópos vizsgálatok során észlelhetők. Újabban a megnövekedett hőáramú területeken lezajló betemetődéses metamorfózis külön névvel, diasztatermál metamorfózisként különítik el Hidrotermális metamorfózis; C (T, (P)) 1.3.a. 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, illetve az általa okozott 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 az átalakulás jellegében hasonló a kontinentális betemetődési metamorfózishoz. További jellegzetessége, hogy a kőzetek erekkel sűrűn átjártak, ami a nagy mennyiségű, cirkuláló, felforrósodott tengervíznek köszönhető. 1.3.b. Szubdukciós övek hidrotermális metamorfózisa A szubdukciós övekben az orogén övek magmatizmusával kapcsolatos hidrotermális tevékenység szintén okozhat metamorfózist a lebukó óceáni kéreg kőzetein. Ennek a folyamatnak a során is a területen nagy jelentőségű illódús oldatok metaszomatózisa a fő ható tényező, a metamorfózis jellege és viszonyai az óceánfenéki metamorfóziséhoz nagyon hasonlóak. 1.3.c. 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). 5

6 2.1. Kontakt metamorfózis; T, (C) 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 telérek, 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 1000 o C-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 hőmérséklete már olyan nagy, hogy kifejezett termális aureola 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 (különösen a kontaktus közelében) előfordulhatnak közöttük. A pirometamorfózis a kontakt metamorfózis speciális fajtája. Különösen magas hőmérsékleten megy végbe, 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, a buchitok jönnek létre Diszlokációs (dinamikus) metamorfózis; P, ((T)) 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 megolvadhat, majd gyorsan kihűlve üvegesen megdermed. Ezt a 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 kialakulhat (milonitosodás) Impact (sokk vagy becsapódásos) metamorfózis; P, T, (megjegyzés: t nagyon rövid) Meteorit becsapódások következtében kialakuló metamorfózis. A kőzet és a kőzetalkotó ásványok átalakulását a hatalmas sebességgel becsapódó meteorit és az általa keltett "sokk hullámok" ( ütéshullámok ) okozzák. A hatás rendkívül rövid ideig tart, 6

7 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 SiO 2 más polimorf módosulattá, coesittá és stisovittá alakul. Még erőteljesebb sokk metamorfózis hatására a kvarcszemcsék megolvadhatnak és hirtelen lehűlve nagy sűrűségű és nagy törésmutatójú, SiO 2 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, de a Földön is több helyen kimutatták már a hatását (pl. Ries kráter, Németország) 3. ábra: A különböző típusú metamorf folyamatok megközelítő P és T viszonyai A metamorf kőzetek szerkezete A metamorf kőzetek legnagyobb része 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 is le kell írni. A metamorf kőzetek legfontosabb és típusos szerkezetét az alábbiakban leírt szerkezeti szakszavakkal, kifejezésekkel definiálhatjuk. (Megjegyzés: az 7

8 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 (4.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, s- felületnek 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 (4.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. 8

9 Lineáció (vonalasság) (lineation): Bármilyen, ismétlődően előforduló, az egész kőzettestet átható, lineáris (vonalas) szerkezeti jelleg (4.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, l- vonalaknak 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 ásványtörmelékek 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. Foliáció iránya Lineáció iránya Nyúlt amfibolok 4.a ábra: Foliáció és lineáció (Mason, 1990 után) 9

10 4.b. ábra: Krenulációs klivázs (Bard, 1986) A metamorf kőzetek csoportosítása kiindulási kőzeteik összetétele alapján A metamorf kőzetek összetételük alapján nagyon változatosak, és azoknak az eredeti kőzeteknek (protolit) a változatosságát tükrözik, amelyekből képződtek. Mégis, a metamorf kőzeteket e szempont alapján is osztályozhatjuk és hat csoportra oszthatjuk. A metaüledékek durván három fő kategóriát alkotnak kiindulási kőzeteik alapján. Ezek a (1) metamorfizálódott agyagos üledékek (metapélitek), a (2) metakarbonátok és metamorfizálódott mész-szilikát kőzetek, valamint a (3) kvarc-földpát tartalmú metaszedimentek (eredetileg homokkövek-arkózák). Ezek a metamorfizálódott üledékek, mint "szélsőtagok" folyamatos összetételbeli változást mutatnak egymás között. A metamagmatitok szintén három fő csoportba sorolhatók, ezek a (4) metagranitoidok, a (5) metabázitok és a (6) metaultrabázitok. (Meg kell jegyezzük, hogy a fenti csoportok közül a kvarc-földpát tartalmú metaszedimentek és a metagranitoidok kémiai összetétele nagyon hasonlít egymásra, ami azt eredményezi, hogy e két csoportnál az erősödő metamorfózis során az eredeti ásványos összetételükből adódó különbségek fokozatosan eltűnnek.) A metaüledékek és a metamagmatitok között is előfordulhatnak átmenetek, pl. a vulkáni és üledékes kőzetek keverékéből álló tufitok vagy tufás kőzetek. A kiindulási kőzettípusok ásványos, de még inkább kémiai összetételének különbsége alapján a hasonló metamorf paraméterekkel (elsősorban P és T) jellemezhető átalakulások eltérő ásványos összetételű metamorf kőzeteket hoznak létre (ld. később, a Metamorf fáciesek fejezetben). Metamorf fok, metamorf fácies A metamorf fok fogalmát Tilley vezette be 1924-ben, aki szerint ez a fogalom "a metamorfózis fokát, vagy állapotát jelzi" vagyis "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 (5. ábra) (ld. később részletesebben). Mindemellett a nyomásviszonyokat szintén meg kell jelölni, de a metamorf fok 10

11 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. 5. ábra: A nagyon kisfokú, kisfokú, közepesfokú és nagyfokú metamorfitok beosztása és elhelyezkedése a P-T diagramon Winkler (1976) alapján 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 sillimanit 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 korlátozódnak (pl. kianit) (6. ábra). 11

12 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 cordierit andaluzit - sillimanit. Ezt Buchan-zónáknak hívjuk, és ez a Barrow-sorozatnál 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. 6. ábra: A Barrow-féle ásványzónák az egyes ásványok stabilitásával 12

13 Winkler rendszere A metamorf kőzetek, folyamatok 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 (ld. 5. 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 (An 17 )+hornblende első megjelenése közepesfokú metamorfitok: - cordierit és/vagy staurolit megjelenése - forsterit+talk megjelenése - talk+dolomit képződése - Ca-tartalmú plagioklász+alumoszilikát képződése - biotit+alumoszilikát képződése - kianit, sillimanit megjelenése - kloritoid, Mg-szegény klorit + muszkovit lebomlása nagyfokú metamorfitok: - muszkovit lebomlása kvarc és plagioklász jelenlétében (leggyakrabban: muszkovit + kvarc = káliföldpát + Al 2 SiO 5 ) - káliföldpát+alumoszilikát képződése - káliföldpát+cordierit képződése - káliföldpát+almandin képződése - parciális olvadás gneiszeknél (P H2O >3kbar) - regionális hipersztén öv kialakulása ("száraz" körülmények között, nagy P-n és T-n granulit fácies helyett) - nagy hőmérsékletű eklogitok képződése 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 (Eskola szerint elsősorban P és T, újabban az illóknal is szerepet tulajdonítanak) 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 13

14 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 ún. kritikus ásványegyütteseket (meghatározó-, diagnosztikus-, típusos-, ásványegyütteseket), amelyek segítségével felismerhetjük a metamorf fáciest, és elég egyetlen ilyen ásványegyüttes 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 CO 2 mennyisége megnő. Továbbá a fluidumok mennyiségének változásával az ásványok P-T stabilitása változik. Az eklogit fácies alsó határa függ a metamorfózist elszenvedő kőzet H 2 O 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. Ezért több szerző javasolta megtartani a korábbi, egyszerű felosztást 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 7. és a 8. ábra mutatja 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 7. ábrának megfelelően az egyes fáciesek kritikus (meghatározó, diagnosztikus, típusos) ásványegyütteseit az I. táblázat közli, míg a 8. ábrán előforduló fácieseknek megfelelő II. táblázatban feltüntetett kritikus ásványok/ásványegyüttesek már a kiindulási kőzettípusok különbözőségét is figyelembe veszi, ezek közül a két legelterjedtebbet, a bázisos magmas és az agyagos kiindulási kőzetek eltérő ásványait/ásványegyütteseit is bemutatja. 14

15 7. ábra: A metamorf fáciesek elhelyezkedése a P-T diagramon (egyszerűsített változat) (Bucher és Frey, 1994) I. 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 15

16 8. ábra: A metamorf fáciesek elhelyezkedése a P-T diagramon (bővebb, általánosan használt változat) (Barker, 1990) 16

17 II. táblázat: Az egyes metamorf fáciesek típusos ásványegyüttesei bázisos magmás és agyagos kiindulási kőzetek esetén. Fácies neve Típusos ásványegyüttes bázisos magmás kőzet esetén Típusos ásványegyüttes agyagos kiindulási kőzet esetén Regionális metamorf fáciesek zeolit prehnit-pumpellyit szmektit + zeolitok ( + relikt magmás plagioklász és piroxén) prehnit + pumpellyit ( + relikt magmás plagioklász és piroxén) illit-szmektit + klorit + kvarc illit-szmektit + stilpnomelán + klorit + kvarc prehnit-aktinolit pumpellyit-aktinolit prehnit +-aktinolit ( + relikt magmás plagioklász és piroxén) pumpellyit + aktinolit ( + relikt magmás plagioklász és piroxén) illit-szmektit + stilpnomelán + klorit + kvarc illit-szmektit + stilpnomelán + klorit + kvarc zöldpala klorit + aktinolit + albit + epidot + kvarc szericit-muszkovit + klorit + kloritoid + kvarc epidot-amfibolit hornblende + albit + epidot + gránát + kvarc muszkovit + biotit + gránát + kvarc amfibolit hornblende + andezin + gránát + kvarc biotit + muszkovit + gránát + kvarc + sillimanit/kianit + staurolit granulit labradorit + klinopiroxén + ortopiroxén + gránát (+ kvarc) gránát + cordierit + sillimanit + kvarc + káliföldpát kékpala glaukofán + lawsonit + albit(vagy jadeit) + kvarc muszkovit + klorit + spessartin gránát + kvarc eklogit pirop gránát + omfacit fengit + kianit + jadeit(omfacit) + gránát + kvarc Kontakt metamorf fáciesek amfibol szaruszirt hornblende + andezin + kvarc biotit + muszkovit + cordierit + andaluzit + kvarc piroxén szaruszirt klinopiroxén + labradorit + kvarc biotit + muszkovit + cordierit + andaluzit + kvarc szanidinit klinopiroxén + labradorit + kvarc + ortopiroxén szanidin + mullit + hipersztén + cordierit + kvarc (+ korund + spinell) 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 sorozatot 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 prehnit-pumpellyit fácies zöldpala fácies amfibolit fácies granulit fácies 2, közepes P, közepes T (közepes P/T) feltételekkel jellemezhető típus, amelyben kianit és sillimanit 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 prehnit-pumpellyit fácies kékpala fácies eklogit fácies. 17

18 A metamorf kőzetek osztályozása és elnevezése A metamorf kőzetek leírása és elnevezése terén nincs egységesen elfogadott alapelv. 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 elnevezéséhez. 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 főelegyrészek 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): Olyan ásvány/ásványegyüttes, amely egy meghatározott P-T tartományban stabil, vagyis 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). 18

19 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. Szerkezetük 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 (elkülönülési) 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. Megjegyzés: az alábbi kőzettípusok (a gneisz egyes típusainak, továbbá a szirt kivételével) agyagos kiindulási kőzetekből kristályosodtak át, bennük a rétegszilikátok általában jelentős mennyiségben fordulnak elő, amelyek a foliáció kialakítását jelentős mértékben elősegítik. Agyagpala (zsindelypala) (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. 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. 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-kianitpala (=fehérpala) 19

20 Csillámpala: Olyan kristályos pala, amelyben a csillámok mennyisége meghaladja az 50%-ot, emellett sok kvarcot tartalmaz. (Ezenkívül lehet benne kevés földpát [maximum 20%], gránát, kianit, staurolit, stb.) Gneisz: Gneiszes szerkezetű metamorf kőzet. A név 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 cordierit-antofillit gneisz). Példák különböző gneisz típusokra: gránát-biotitgneisz, gránát-hornblendgneisz, gránitos gneisz, ortogneisz, paragneisz, migmatitos gneisz, mafikus gneisz, sávos gneisz, szemes gneisz, rudas gneisz, stb. 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 lezajlása 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 a III. 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 nagyobb méretű porfiroklasztok és kőzettörmelékek általában lekerekítettek, és gyakran a finomszemcsés matrix anyagában becsomagolt helyzetűek. 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 20