Metamorfované horniny vzniky přeměnou (metamorfózou) starších hornin magmatických, sedimentárních nebo již dříve metamorfovaných.
Metamorfóza je proces, kterým se horniny v zemské kůře pod úrovní zóny zvětrávání přizpůsobují svojí stavbou a minerálním složením odlišným fyzikálně chemickým podmínkám, do nichž se dostávají během geologických procesů (obrázek 1). V průběhu metamorfózy nedochází v převážné většině případů k tavení hornin. K metamorfním přeměnám nepatří pochody probíhající v zóně zvětrávání. Za hranici mezi metamorfózou a diagenezí je považována teplota ~ 200 ºC, při teplotě 650-1100 ºC již dochází k tavení (obrázek 2).
Hlavními činiteli při metamorfóze jsou teplota, tlak (všesměrný – hydrostatický a orientovaný – stress), čas, mechanické vlastnosti výchozích hornin a chemická aktivita plynů, par a roztoků. Při metamorfních procesech se všechny uvedené faktory nemusí vždy nutně uplatňovat a nemusí také působit vždy se stejnou intenzitou. Z tohoto důvodu nacházíme mezi metamorfity celou řadu přechodů, a to od silně metamorfovaných typů až po horniny, které se svým petrografickým charakterem prakticky blíží horninám výchozím.
Zvýšená teplota má při metamorfóze zpravidla rozhodující význam. K jejím hlavním zdrojům patří tepelná energie, která je do zemské kůry přiváděna z vnitřních částí Země (zemského pláště) prostřednictvím magmat a magmatických fluid. Podíl tohoto druhu energie na celkovém tepelné bilanci zemského tělesa je relativně značný a odhaduje se asi na 40 – 60 %. Druhým základním zdrojem tepla je tepelná energie, která se v zemské kůře uvolňuje rozpadem radioaktivních prvků, především U a Th. O jeho uplatnění svědčí skutečnost, že metamorfity již obsahují podstatně menší množství přirozených radionuklidů než jejich nemetamorfované ekvivalenty. Podíl tohoto zdroje se odhaduje asi na 50 %, podle některých teorií však může dosahovat až 95 %.
K sekundárním tepelným zdrojům patří slapové tření, teplo vznikající v zemské kůře přeměnou energie, exotermické reakce a vliv sluneční energie. Slapové tření vzniká při deformacích Země přitažlivými silami okolních planet sluneční soustavy, zejména pak Slunce a Měsíce. K přeměně mechanické energie v tepelnou dochází v důsledku tření hmot v souvislosti s pohyby v zemské kůře. Jde např. o tření na plochách diskontinuity, tření vyvolané pohybem kontinentálních ker nebo tření, k němuž dochází při deformaci hornin. Podle některých teoretických výpočtů může toto teplo vyvolat celkové prohřátí 3 km mocné vrstvy o 30-80 ºC. Exotermické reakce hrají důležitou úlohu v nízkých stupních metamorfózy a při retrográdní metamorfóze. Představa o metamorfním uplatnění sluneční energie se opírala o chybné hodnocení termického efektu při reakci přeměny kaolinitu na sillimanit. Podle současných poznatků se převážná část sluneční energie od zemského povrchu odráží a vrací se zpět do vesmíru.
Při kontaktní metamorfóze je teplota závislá na teplotě magmatu, velikosti intruze a vlastní teplotě horniny před intruzí.
Teplota se při metamorfóze uplatňuje mnohostranným způsobem. Teplotní faktor určuje v prvé řadě stupeň metamorfózy (obrázek 3). Teplota způsobuje vznik teplotních gradientů a ovlivňuje tak migraci látek. Ovlivňuje jak pevnou, tak i fluidní fázi, způsobuje rekrystalizaci a vznik nových, za daných podmínek stabilnějších minerálů a vyvolává fázové přeměny minerálů již existujících.
Teplotní interval, v jehož hranicích probíhají typické metamorfní procesy, se pohybuje mezi 300-400 ºC a 700-900 ºC. Pod hranicí 300ºC metamorfóza neprobíhá buď vůbec, nebo jen velice pomalu. Spodní i horní hranici metamorfózy ovlivňuje především chemické složení hornin a tlak. V případě spodní hranice se navíc uplatňuje i časový faktor, tj. doba trvání metamorfního procesu.
Teplota jako jeden z hlavních faktorů metamorfózy se podílí především na procesech, vedoucích ke vzniku novotvořených minerálů. Zvyšuje rychlost chemických reakcí, zvyšuje schopnost rekrystalizace horniny a působí jako faktor, který řídí a ovlivňuje vznik příslušných minerálních asociací. V podmínkách stoupající teploty probíhají významné endotermické reakce, doprovázené procesy dehydratace a dekarbonatizace minerálů.
Celkový tlak, který na horninu při metamorfóze působí, představuje souhrn různých tlaků, případně jejich složek. K nejvýznamnějším z nich patří tlak nadloží (tlak hydrostatický, litostatický), tlak orientovaný (směrný, stress) a tlak fluid. Tlakové účinky obecně směřují proti působení teploty. Jestliže stoupající teplota brání slučování vody a CO2, rostoucí tlak naopak znemožňuje rozklad minerálů na vodu a CO2. Růst teploty podporuje podobně krystalizaci minerálů s méně kompaktní strukturou, při zvýšeném tlaku se tvoří minerály se strukturami kompaktními.
Tlak nadloží vzniká jako důsledek zatížení horniny při metamorfóze sloupcem hornin v jejím nadloží. Při průměrné hustotě hornin kontinentální kry (2,7-2,8 g/cm3) narůstá od povrchu zhruba lineárně o 25-30 MPa na 1 km hloubky. V hloubce 10 km tak působí tlak kolem 260 MPa, ve 35 km asi 1000 MPa a v 50 km 1500 MPa. Experimentálně bylo stanoveno, že tlak nadloží může při metamorfóze dosahovat hodnot kolem 2800-2900 MPa. Ukazuje se tak, že velikost tohoto tlaku není limitována pouze hmotností nadloží, ale závisí rovněž na velikosti parciálních tlaků vodních par a CO2, souvisejících s dehydratací a dekarbonatizací minerálů.
Orientovaný tlak souvisí s tektonickými pochody. Na rozdíl od tlaku nadloží jeho účinek směrem do podloží klesá, takže v hloubkách nad 10 km se jeho vliv již prakticky neprojevuje. Orientovaný tlak se skládá ze složky střihové, způsobující střižné pohyby a složky litostatické, vyvolávající stlačování hornin. Orientovaný tlak zvyšuje rozpustnost minerálů a vyvolává kataklázu hornin, což usnadňuje cirkulaci roztoků v horninovém systému a následnou rekrystalizaci jeho horninotvorných minerálů.
Orientovaný tlak neovlivňuje fázové rovnováhy, může bezprostředně řídit charakter vznikajících minerálních asociací. V zónách, které jsou zasaženy orientovaným tlakem, vznikají ve stejných horninách odlišné druhy minerálů s vyšší hustotou, než v zónách tímto tlakem nepostižených.
Orientovaný tlak má zásadní význam při formování strukturních a texturních znaků metamorfovaných hornin. V podmínkách nižších stupňů metamorfózy (facie zelených břidlic) vznikají za spolupůsobení orientovaného tlaku a teplotního faktoru textury s charakteristickou zákonitou orientací minerálů, označované jako foliace (obrázek 4, obrázek 5, obrázek 6, obrázek 7) a lineace (obrázek 8, obrázek 9). Hlavní příčinou vedoucí k jejich vzniku je zvýšení rozpustnosti ve směru působícího orientovaného tlaku (tlakové rozpouštění) a následný přednostní růst ve směru na tlak kolmém.
Tlak fluid představuje souhrn tlaků jednotlivých složek fluidní fáze:
Pf = PH2O + PCO2 + PH + PO + P(S,B,F… aj.)
Původně se předpokládalo, že tento tlak je shodný s tlakem nadloží a nebyl tak samostatně odlišován. Experimentálně bylo potvrzeno, že jeho velikost však nemusí na celkovém tlaku záviset a může tak představovat jeden ze základních faktorů metamorfózy.
Při regionální metamorfóze je tlak fluid roven tlaku nadložního sloupce fluid a má tak hydrostatický charakter. Vzhledem k hustotě je poněkud nižší než tlak nadložních hornin. U horninových systémů otevřených pro fluidní fázi ovlivňuje teplotu reakcí. V sušších horninách tak vznikají minerální asociace odpovídající vyšším stupňům metamorfózy dříve než v horninách vodou bohatších. Při stoupající metamorfóze zvyšuje tlak fluid celkový tlak.
Celkový tlak má společně s teplotou zásadní význam pro celkový charakter metamorfních pochodů. Určuje oblast stability typických metamorfogenních minerálů, ovlivňuje rozpustnost, aktivitu složek fluidní fáze a objemové změny pevné fáze při její rekrystalizaci. S rostoucím celkovým tlakem dochází ke zmenšování objemu hornin a tím i ke zmenšování možnosti látkové migrace.
Doba trvání metamorfních podmínek umožňuje jednu ze základních charakteristik hlavních druhů metamorfózy.
Šoková metamorfóza trvá jen krátce. Ve většině případů jde o setiny vteřiny (atomový výbuch, seismická činnost, dopad kosmických těles), dny nebo několik málo let (kontaktní působení efuzív).
Při kontaktní metamorfóze závisí doba působení na velikosti magmatického tělesa, na tepelné vodivosti hornin a jejich výchozí teplotě. S ohledem na vzdálenost magmatické taveniny se tak doba potřebná pro kontaktní metamorfózu může pohybovat v řádu dnů až desítek tisíc let.
V případě regionální metamorfózy se celková doba trvání metamorfního procesu uvádí na 20 až 30 miliónů let, u starších orogénů pak kolem 100 miliónů let.
Mechanické vlastnosti ovlivňují průběh metamorfních přeměn do nejvyšších metamorfních stupňů.
Stavba hornin ovlivňuje vznik foliace nebo hornin strukturně celistvých. Z hornin původně blízkých se tak mohou vytvářet druhy s odlišnou geologickou pozicí.
Velikost zrna mívá při metamorfóze obvykle inverzní vliv. Jemnozrnné výchozí horniny se tak po rekrystalizaci stávají hrubozrnnější. Velikost zrna bývá při metamorfóze negativně ovlivňována přítomností příměsí.
Pórovitost hornin usnadňuje látkovou migraci a zvyšuje možnost zachování pórových fluid do vyšších metamorfních stupňů.
Hustota hornin při metamorfóze závisí na nově vznikajících minerálech a je odrazem působení celkového tlaku. Postupně se zvyšuje do středních metamorfních stupňů a poté opět klesá.
Metamorfní přeměny se uskutečňují vzájemnými reakcemi mezi pevnými fázemi (minerály) nebo reakcemi mezi pevnou a fluidní fází. Při těchto pochodech hrají rozhodující úlohu aktivity složek fluidní fáze, oxidačně redukční potenciály a možnosti migrace látek v horninovém systému. Jejich působením dochází k vyrovnávání chemických potenciálů, které se v hornině vytvořily a ovlivňují vznik gradientů.
Chemické potenciály vznikají v horninách při změně fyzikálních podmínek. Vytvářejí se mezi minerály a fluidní fází, na hranicích hornin různého složení nebo mezi zónami s rozdílnými metamorfními podmínkami. K jejich vyrovnávání dochází chemickými reakcemi nebo metasomatickou látkovou migrací. Přítomnost chemických potenciálů naznačuje existence hornin s nerovnovážným minerálním složením, poloh s různým stupněm dehydratace nebo oxidace a zonálnost krystalů, které nebyly při metamorfóze homogenizovány (granáty, plagioklasy).
Chemické reakce při metamorfóze.
Při metamorfních přeměnách mohou probíhat tyto chemické reakce:
Do této kategorie spadají nejdůležitější metamorfní přeměny, jako je např. dehydratace nebo dekarbonatizace.
K reakcím uvedeného typu patří především polymorfní přeměny, vznik sekundárních dvojčatných lamel a reakce pevných látek.
Jde o většinu reakcí vyjadřovaných v metamorfní petrologii idealizovanými rovnicemi.
Část chemických metamorfních přeměn může probíhat i skrytou formou při zachování paragenetické asociace minerálů nebo změnou termodynamických parametrů systému (změny modifikací, uspořádanosti apod.).
Fluidní fáze ovlivňuje při metamorfóze fázové rovnováhy, umožňuje přenos teploty a tlaku, má zásadní význam při migraci látek a zprostředkování chemických reakcí. Její přítomnost může měnit izotopické a chemické složení horniny. Fluidní fázi reprezentuje řada prvků a sloučenin, jako jsou např. H2O, CO2, O2, H2, F2, N2, CH4 a S. K nejdůležitějším z nich patří voda a CO2.
Zdrojem vody při metamorfóze může být voda vázaná v pórech nemetamorfovaných hornin nebo v inkluzích, voda vázaná v hydratovaných minerálech, voda pocházející z hlubších metamorfních zón a vystupující juvenilní voda související s chladnoucími magmatickými roztoky. Vodní pára zvyšuje v průběhu metamorfózy tlak a zesiluje její průběh. Voda současně působí jako chladící médium, takže minerální asociace typické pro vyšší metamorfní stupně mohou vznikat již za relativně nižších teplot. Voda zvyšuje rekrystalizační schopnost minerálů v metamorfním procesu, vystupuje jako aktivní rozpouštědlo chemických sloučenin, které se podílejí na chemických reakcích a zajišťuje vynášení a přenos mobilnějších látek.
Parciální tlak CO2 se uplatňuje zvláště při metamorfóze hornin obsahujících karbonáty a vzrůstá směrem do hloubky úměrně s jejich stoupající dekarbonatizací.
Z hlediska výsledných produktů může být každá metamorfóza do určité míry analogická metamorfóze v jiné oblasti. Kombinací a uplatněním faktorů, za nichž vzniká, je však vždy unikátní. Z uvedeného důvodu se tak dnes jednotlivé metamorfózy srovnávají výhradně na základě rozdílů v jejich podmínkách.
Podle podílu hlavních faktorů na metamorfním procesu je metamorfóza klasifikována takto:
termální metamorfóza – vyznačuje se vyšším podílem teplotních faktoru, tlak má jen vedlejší vliv. Může nabývat různých dimenzí.
dynamická metamorfóza – rozhodující je uplatnění orientovaného tlaku, teplota má jen vedlejší vliv. Tento druh metamorfózy má spíše lokální charakter a vyvolává zásadní změny texturních znaků horniny.
dynamicko-termální metamorfóza – je způsobena teplotou i tlakem.
Podle geologické pozice se rozlišuje:
metamorfóza regionální
metamorfóza lokální
Regionální metamorfóza postihuje velmi různorodé horninové komplexy v mimořádně rozsáhlých oblastech. Při jejím průběhu se mohou uplatňovat všechny z hlavních faktorů. Se vzrůstající intenzitou regionální metamorfózy vzrůstá podíl teploty a hydrostatického tlaku a klesá podíl tlaku orientovaného. Podle geologického postavení se v rámci regionální metamorfózy rozlišuje několik druhů:
Orogenní metamorfóza je nejčastějším typem regionální metamorfózy. Probíhá v orogenních pásmech, tj. v místech, kde dochází ke kolizi litosférických desek a následným horotvorným procesům. Při tomto typu metamorfózy se výrazně se uplatňuje tlak i teplota. V případě, že hornina byla při různých a různě starých etapách metamorfózy postižena dvěma nebo více metamorfními pochody (např. kontaktní metamorfózou po metamorfóze regionální, dvěma různě silnými regionálně metamorfními pochody apod.), může mít orogenní metamorfóza i polyfázový charakter a bývá někdy nazývána jako polymetamorfóza. Ta může být buď retrográdní (za nízkých teplot též označovaná jako diaforéza) nebo prográdní. Při retrográdní metamorfóze vyvolal poslední metamorfní pochod přeměnu nižšího stupně než metamorfní pochod předchozí. V horninách postižených tímto druhem přeměny tak vznikají minerální asociace odpovídající oproti původním horninám nižšímu stupni metamorfózy. V případě prográdní metamorfózy vyvolává polymetamorfóza zesílení metamorfních účinků, které se projevuje tvorbou minerálů typických pro vyšší metamorfní stupně.
Metamorfóza pohřbením je vázána na sedimentační pánve, v nichž dochází k postupnému pohřbívání podložních sedimentů. Pro tento druh metamorfózy jsou charakteristické plynulé přechody od diageneze po metamorfózu. Z hlavních faktorů se zde uplatňuje pouze všesměrný tlak vyvolaný hmotností nadloží, orientovaný tlak se neprojevuje. Teploty jsou nízké a pohybují se v intervalu 200 - 350°C.
Metamorfóza oceánského dna nastává na středooceánských hřbetech, kde dochází ke vzniku nové zemské kůry oceánského typu. V souvislosti s těmito procesy probíhá neustálé rozpínání dna doprovázené deformacemi bazaltických hornin. Po takto vzniklých zlomech dochází za relativně vysokých teplot k cirkulaci mořské vody a horkých hydrotermálních fluid. Následné metasomatické procesy vyvolávají změny minerálního složení hornin, související s hlubinným přínosem Mg, Na, Mn, Fe, Zn a Pb a snižováním obsahu Ca a Si.
Regionální metamorfóza má ze všech druhů metamorfózy největší význam, protože jsou při ní metamorfními procesy postihovány obrovské oblasti. V nich se výše popisovanými mechanismy tvoří regionálně metamorfované horniny, dříve nazývané jako krystalické břidlice, patřící k nejrozšířenějším metamorfním produktům. Horniny, které vznikly regionální metamorfózou sedimentů, bývají označovány jako parabřidlice, horniny geneticky související s regionální metamorfózou magmatitů představují ortobřidlice.
Lokální metamorfóza je způsobena anomálními změnami podmínek v určitých, prostorově omezených místech zemské kůry. K procesům lokální metamorfózy patří:
Kontaktní metamorfóza – představuje souhrn mineralogických a strukturních změn hornin, vyvolaný účinkem teplotních gradientů s menším uplatněním tlaku nadloží. Vzniká v blízkosti intruzivních těles jako důsledek tepelného působení tuhnoucího magmatu a magmatických fluid na starší horniny v bezprostředním okolí magmatické intruze (obrázek 10). K typickým znakům kontaktní metamorfózy patří rychlý pokles jejích účinků s rostoucí vzdáleností od magmatického tělesa (obrázek 11). Na rozdíl od regionální metamorfózy postihuje relativně uniformní horninové soubory v oblasti tzv. kontaktního dvora (kontaktní aureoly) (obrázek 12, obrázek 13). V případě mnohočetných intruzí může nabývat až charakteru regionální kontaktní metamorfózy.
Kataklastická (dislokační) metamorfóza má převážně mechanický charakter. Projevuje se drcením hornin (katakláza, mylonitizace) na zlomech a tektonických poruchách. Metamorfóza se vyznačuje vysokou rychlostí deformace související s působením orientovaného tlaku. V horninách vyvolává jen texturní změny, které však nejsou doprovázeny změnami v chemickém složení. Za nižších teplot dochází většinou k porušení soudržnosti horniny, drcení jejích minerálů a vzniku tzv. kataklazitů. Za vyšších teplot se minerály chovají plasticky a rekrystalizují za zmenšení velikosti minerálních zrn a vzniku plošně paralelní stavby. Takové horniny bývají zpravidla označovány jako mylonity.
Šoková metamorfóza představuje změny v horninách, k nimž dochází nárazovou změnou podmínek. Vyvolána může být prudkým zvýšením tlaku (např. při seismické činnosti nebo impaktu velkých kosmických těles) nebo teploty na kontaktech láv (pyrometamorfóza). Šoková metamorfóza se projevuje částečným až úplným tavením vedoucím ke vzniku hornin sklovitého charakteru.
Hydrotermální metamorfóza je vyvolána tepelnými účinky horkých fluid souvisejících s magmatickou činností. Probíhá za relativně nízké teploty a tlaku. Často doprovází vznik rudních ložisek a projevuje se přeměnou hornin v okolí rudních žil.
Podle chemického složení se rozlišují dva základní typy metamorfózy:
Izochemická metamorfóza představuje proces, kdy chemické složení horniny zůstává metamorfními pochody nezměněno. Za izochemickou není ve skutečnosti možné považovat žádnou metamorfózu. Ve většině případů jde spíše jen o teoretickou možnost, neboť při každé přeměně dochází k látkovému přínosu nebo odnosu. Jako pravděpodobnou lze izochemickou metamorfózu předpokládat u hornin metamorfovaných kausticky (vypálením). U ostatních druhů metamorfitů je jediným bezpečným kritériem shoda jejich chemismu s chemismem nemetamorfovaných hornin, do nichž metamorfována hornina ubýváním metamorfózy plynule přechází.
V případě alochemické metamorfózy je chemické složení výchozí a metamorfované horniny zásadně odlišné.
Jestliže při izochemické metamorfóze dojde pouze k rekrystalizaci horniny a nenastane přitom změna jejího minerálního složení, označuje se tato metamorfóza jako izofázová. Uplatňuje se hlavně v některých karbonátových horninách, v křemencích bez jílovitého pojiva a v některých ortorulách. Přeměna doprovázená změnou minerálního složení horniny bývá naproti tomu nazývána jako metamorfóza alofázová. V podmínkách tohoto typu metamorfózy dochází ke vzniku všech typomorfních minerálů metamorfovaných hornin.
Metamorfní stupeň závisí na maximální teplotě, jíž byla hornina v průběhu metamorfózy vystavena. Podle vzrůstající teploty lze rozlišit čtyři metamorfní stupně: velmi nízký stupeň (200 - 350°C), nízký stupeň (350 - 550°C), střední stupeň (550 - 650°C) a vysoký stupeň (nad 650°C). Uváděné teplotní hranice jsou však pouze relativní, protože jejich výše i rozmezí jsou významně ovlivňovány působícím tlakem.
Metamorfní zóna. Základem teorie metamorfních zón je představa, že rozložení metamorfní intenzity bylo v každém terénu nerovnoměrné a lze je rekonstruovat na základě dnešního minerálního složení hornin. Metamorfní zóna je tak definována prvním výskytem tzv. indexového minerálu, vzniklého při metamorfóze po dosažení určitých teplotních a tlakových podmínek na úkor dříve stabilních minerálních asociací.
Metamorfní facie je definována na základě přítomnosti stabilní, prostorově omezené minerální asociace a s ní spojených typických hornin, na jejichž základě lze odhadovat teplotní a tlakové podmínky, za kterých došlo k metamorfóze a následně rekonstruovat jak výchozí chemické složení hornin, tak i stupeň jejich přeměny.
Z hlediska metamorfního stupně můžeme obvykle metamorfózu klasifikovat jako slabou, střední a silnou (obrázek 14). U regionálně metamorfovaných hornin použil toto dělení jako jeden z prvních švýcarský petrograf U. Grubenmann (1850-1924), který pro označení uvedených metamorfních stupňů použil pojmy epizonální, mezozonální a katazonální. V souvislosti s nimi vyčlenil Grubenmann tři metamorfní zóny: epizónu (zóna nejslabší přeměny), mezozónu (zóna střední intenzity přeměny) a katazónu (zóna nejsilnější přeměny). V původní Grubenmannově koncepci (1904) byly tyto zóny spojovány s hloubkou metamorfního prostředí vyjadřovanou v délkových jednotkách. V současném pojetí jsou již Grubenmannovy zóny definovány výhradně na základě termodynamických podmínek.
Epizóna je charakteristická velmi nízkou teplotou a slabým tlakem nadloží, který může i chybět, působí zde však velmi silný tlak orientovaný. V této metamorfní zóně vznikají minerály, z nichž za daných termodynamických podmínek jsou stabilní zejména hydratované silikáty, jako je muskovit, mastek, chlorit, epidot a aktinolit. Horní teplotní hranicí jejich vzniku se pohybuje přibližně kolem 500°C. Z hornin jsou pro podmínky epizóny charakteristické fylity, kvarcity, chloritové, mastkové, sericitové a zelené břidlice.
Pro metamorfní podmínky mezozóny je typická stoupající teplota a tlak nadloží. Horní teplotní hranice leží kolem 650°C. Orientovaný tlak může být stále ještě vysoký nebo již klesá zhruba do středních hodnot. Z minerálů se zde běžně vyskytují biotit, muskovit, staurolit, kyanit, antofylit, obecný amfibol, almandin a kyselé plagioklasy. Nejtypičtější horninou vznikající v podmínkách mezozóny je svor a epidotový amfibolit, za specifických podmínek se mohou vytvářet i dvojslídné nebo granátové ruly. Při kontaktní metamorfóze odpovídají mezozóně střední části kontaktního dvora.
Katazóna se vyznačuje vysokou teplotou a při regionální metamorfóze i velmi vysokým tlakem nadloží. Při kontaktní metamorfóze může být tlak i slabý. Z typických minerálů se tvoří ortoklas, bazické plagioklasy, andalusit, sillimanit, cordierit, granáty a pyroxeny. Metamorfním podmínkám katazóny odpovídají biotitové, sillinanitové a cordieritové ruly, granulity, eklogity, krystalické vápence a kontaktní rohovce.
Grubenmannovo dělení bylo celosvětově rozšířené zejména v období mezi oběma světovými válkami. V současnosti již bylo postupně nahrazeno dalšími klasifikacemi, založenými např. na indexových minerálech nebo principu metamorfních facií.
Jednou z prvních klasifikací metamorfovaných hornin vycházející z principu indexových minerálů je dělení G. Barrowa (1893, 1912), které následně upřesnil C. E. Tilley (1925). Vzniklo na základě geologických a petrografických studií hornin v oblasti Dallardian ve Skotsku (obrázek 15). Barrow zjistil, že v závislosti na stoupajícím stupni metamorfózy se v metapelitech začínají objevovat nové nerosty metamorfního původu, které označil jako tzv. indexové minerály. Jejich přítomnost vždy charakterizuje určitou metamorfní zónu (metamorfní podmínky). Každá zóna je příslušným indexovým minerálem určována do doby, pokud se v ní neobjeví indexový minerál ze zóny následující. Indexové minerály se mohou chovat jako stabilní i v zónách metamorfně vyšších, nikdy však nejsou přítomny v zónách nižších metamorfních stupňů.
Ve směru rostoucí intenzity metamorfózy jsou rozlišovány následující metamorfní zóny (obrázek 16):
Barrow-Tilleyho zónografie je platná pro oblast skotské vysočiny. Jak bylo zjištěno pozdějšími výzkumy v oblasti Buchan ve Skotsku, mohou při odlišném složení výchozích hornin nebo při jiném termodynamickém režimu vznikat i odlišné indexové minerály a rovněž sled metamorfních zón může být zčásti rozdílný.
Princip metamorfní facie zavedl do literatury na základě pozorování metabazitů finský petrograf P. Eskola a v 70. letech 20. století jej upravil novozélandský geolog F. J. Turner. Eskolova koncepce vychází z teze, kterou formuloval již ve své práci v roce 1915:
Jestliže hornina určité metamorfní formace dosáhla při metamorfóze za konstantních teplotních a tlakových podmínek chemické rovnováhy, pak je její minerální složení určováno pouze jejím složením chemickým.
Horniny, které se vytvořily za stejných fyzikálních podmínek je tak možné považovat za určitou charakteristickou skupinu, která je dobře odlišitelná od skupin, vzniklých za podmínek zcela odlišných. Pro tyto geneticky samostatné skupiny metamorfovaných hornin zvolil Eskola označení „metamorfní facie“. K téže metamorfní facii patří všechny horniny, které vznikly za stejných teplotních a tlakových podmínek, a to bez ohledu na jejich chemické složení.
Pro regionální metamorfózu rozlišil Eskola v závislosti na zvyšující se teplotě a tlaku sedm metamorfních facií (obrázek 17) s typickými minerálními asociacemi:
Nedílnou součástí principu metamorfní facie je grafické znázorňování jednotlivých facií nebo určitých minerálních asociací. Tímto způsobem je možné vyjádřit vztah mezi chemickým a minerálním složením hornin. Grafické znázorňování se provádí formou rovnostranných trojúhelníků s vrcholy označovanými hodnotami ACF a AKF (obrázek 18).
Hodnoty ACF se vypočítávají z chemické analýzy horniny.
Provede se korekce na akcesorie (titanit, ilmenit, magnetit), s nimiž se v diagramech nepočítá, avšak připadá na ně určité množství CaO, FeO a Fe2O3, tj. oxidů, z nichž se hodnoty ACF počítají.
Hmotnostní % jednotlivých oxidů stanovená chemickou analýzou se přepočtou na molekulární hodnoty, znásobené 104 nebo alespoň 103. Provede se korekce na apatit a kalcit.
Po všech uvedených úpravách lze vypočítat hodnoty ACF takto:
A = Al2O3 + Fe2O3 - (Na2O + K2O)
C = CaO
F = FeO + MnO + MgO
Provede se přepočet na 100 %, který umožní lépe najít průmětný bod v trojúhelníkovém diagramu, jehož strana je rozdělena na 100 dílků.
Hodnoty AKF se počítají pro horniny s přebytkem hliníku a větším podílem vápníku. Podíl Al2O3 v molekulárních hodnotách a po všech korekcích musí být větší než CaO + Na2O + K2O.
A = Al2O3 - (CaO + Na2O + K2O)
K = K2O
F = FeO + MnO + MgO
Kontaktní metamorfózu charakterizují v Eskolově pojetí čtyři metamorfní facie: