PETROLOGIA

WYBRANE MINERAŁY 

SKAŁOTWÓRCZE SKAŁ 

METAMORFICZNYCH 

Granaty 

(Mg,Fe

2+

,Mn,Ca)

3

Al

2

[SiO

4

]

3

Epidot 

Ca

2

(Fe,Al)Al

2

[O|OH|SiO

4

|Si

2

O

7

]

Sillimanit, Andaluzyt, Dysten   Al

2

O

3

·SiO

2

 lub AlAl[O|SiO

4

]

Staurolit 

2FeO·AlOOH·Al

2

[O|SiO

4

]

Chlorytoid  Fe

2+2

Al

4

[(OH)

4

|O

2

|(SiO

4

)

2

]

Lawsonit

CaAl

2

[(OH)

2

|(Si

2

O

7

)]·H

2

O  

Wezuwian          

Ca

10

(Mg,Fe)

2

Al

4

[(OH)

4

|(SiO

4

)

5

|(Si

2

O

7

)

2

]

Kordieryt

Mg

2

Al

3

[AlSi

5

O

18

]

Serpentyny Mg

6

[Si

4

O

10

](OH)

8

Chloryty

(Mg,Fe)

6

[(Si,Al)

4

O

10

](OH)

8

Talk  Mg

3

[Si

4

O

10

](OH)

2

METAMORFIZM

Metamorfizm to zespół procesów fizyko-

chemicznych, prowadzących do zmian składu 

mineralnego, niekiedy również chemicznego, 

oraz strukturalno-teksturalnych przeobrażeń 

skał, pod wpływem temperatur i ciśnień 

znacznie wyższych niż na powierzchni Ziemi, 

a zarazem istotnie różnych od tych, w 

których te skały (osadowe, magmowe bądź 

metamorficzne) pierwotnie powstały. 
Przemiany te zasadniczo zachodzą w stanie 

stałym; bez istotnego ilościowo udziału fazy 

ciekłej, aczkolwiek niewielkie ilości fluidów 

(głównie H

2

O i CO

2

) mogą być obecne 

pomiędzy ziarnami (kryształami, blastami) 

minerałów. 

METAMORFIZM

W trakcie metamorfizmu skały ulegają dwóm 

podstawowym typom przemian: 

strukturalno-teksturalnym i mineralogicznym. 
Przemiany strukturalno-teksturalne, prowadząca do 

powstania nowych struktur i tekstur to kataklaza i 
rekrystalizacja. 

Kataklaza to kruszenie kryształów i ziaren skały. 
Rekrystalizacja to przebudowa sieci krystalicznej, 

najczęściej związana ze wzrostem kryształów. Najlepiej 
widoczna jest w skałach monomineralnych takich jak 
marmury lub kwarcyty. 

Przemiany mineralogiczne (przemiany fazowe 

związane z reakcjami chemicznymi) to zastępowanie 
pierwotnych minerałów przez nowe  minerały 
metamorficzne, nie istniejące w metamorfizowanym  
protolicie.

CZYNNIKI 

METAMORFIZMU

Za główne czynniki metamorfizmu uważa się 
temperaturę i ciśnienie litostatyczne, a w 
dalszej kolejności ciśnienie kierunkowe 
(stress), oddziaływanie fluidów, wędrówkę 
substancji i czas. 
Metamorfizm ma miejsce gdy skała jest 
poddana oddziaływaniu czynników nowego 
środowiska chemicznego lub fizycznego, na 
tyle różniącego się od warunków jej 
powstania, że jej dotychczasowy zespół 
minerałów (parageneza) już nie jest 
termodynamicznie stabilny. 

Czynniki metamorfizmu

Ponieważ zainicjowanie i realizacja tych przemian 
wymaga pewnej energii, która wzrasta wraz ze 
wzrostem temperatury, ta ostatnia jest jednym z 
kluczowych czynników metamorfizmu. 
Drugim podstawowym czynnikiem metamorfizmu jest 
ciśnienie; wyższe ciśnienia są niezbędne dla reakcji 
mineralnych i przemian fazowych, zaś niejednolity 
stress prowadzi do deformacji i rekrystalizacji skały, co 
przejawia się w postaci nowych tekstur 
metamorficznych. 
Nowe warunki chemiczne mogą ponadto powodować 
infiltrację  fluidów, które wchodzą w reakcje ze skałami. 
Przemiany fazowe i reakcje mineralne w stanie stałym 
zachodzą bardzo wolno, dlatego za istotny czynnik 
metamorfizmu należy również uznać czas.

Temperatura (T)

Skały ulegają oddziaływaniu wysokich temperatur 
w miarę przemieszczania się w głębsze strefy 
skorupy ziemskiej, w sąsiedztwie intruzji gorących 
ciał magmowych, ewentualnie (sporadycznie) w 
trakcie krótkotrwałych, acz bardzo gwałtownych 
procesów dynamicznych, charakterystycznych dla 
metamorfizmu uderzeniowego.
Temperatura wzrasta w głąb Ziemi, a prędkość 
tego wzrostu jest określana jako gradient 
geotermiczny (ang. geothermal gradient). 
Gradienty geotermiczne są zwykle rzędu 15-
30C/km, ale zdarzają się ekstremalne gradienty 

rzędu 5-10 lub 50-60C/km. 

Temperatura (T)

Generalnie strumień ciepła w skorupie kontynentalnej jest 
wyższy niż w starszych basenach oceanicznych, ale młoda 
skorupa oceaniczna generuje wyższy strumień ciepła, gdyż 
wciąż jeszcze stygnie od czasu jej utworzenia się w 
temperaturach magmowych. Trzy główne składowe strumienia 
ciepła to: 
a) ciepło dopływające do skorupy ziemskiej z płaszcza; 
b) ciepło pochodzące z rozpadu radioaktywnych pierwiastków 
w skorupie ziemskiej - wyższe dla skorupy kontynentalnej niż 
oceanicznej; 
c) ciepło dostarczane do skorupy przez wznoszące się ciała 
magmowe. 
Ponadto młode łańcuchy górskie odznaczają się wyższymi 
wartościami strumienia ciepła, ponieważ ich wypiętrzanie i 
erozja stosunkowo szybko, bez większych strat ciepła, 
wynoszą ciepłe skały na powierzchnię Ziemi. 

Temperatura (T)

Metamorfizm przebiega w zakresie 
temperatur 200-800C. Dolny  limit to 

granica z diagenezą i powstanie 
pierwszych zespołów minerałów 
metamorficznych. Górny zakres 
temperatur, zależny od składu 
chemicznego i mineralnego skał oraz 
obecności H

2

O w systemie, to granica 

topienia skał. Procesy metamorficzne 
przebiegające przy częściowym wytopieniu 
skał są określane jako ultrametamorfizm. 

Ciśnienie (P)

Ciśnienie jest miara siły na jednostkę powierzchni 
której podlega skała i zależy od masy nadległych 
skał, a zatem od głębokości. W geologii najczęściej 
stosowana jednostką ciśnienia jest bar lub kilobar 
(kbar).
1 bar = 0.987 atm = 10

5

 Pa

1 kbar = 10

8

 Pa = 0.1 GPa

Całkowite ciśnienie wywierane w danym punkcie 
skorupy ziemskiej powodowane przez nadkład skał 
jest znane jako ciśnienie litostatyczne i jest równe 
iloczynowi dgh, gdzie d jest średnią gęstością skał 
nadkładu, h to głębokość, a g jest przyspieszeniem 
ziemskim. 

Ciśnienie (P)

W większości środowisk metamorficznych zakładamy, że 
ciśnienie oddziaływujące w danym punkcie jest raczej 
jednorodne we wszystkich kierunkach i jest równe 
ciśnieniu litostatycznemu. Dlatego dla oszacowania 
całkowitego ciśnienia jakiemu podlega skała 
posługujemy się wartościami ciśnienia litostatycznego i 
te wartości są krytyczne przy ocenie efektu ciśnienia na 
stabilność minerałów metamorficznych. 
Można przyjąć, że ciśnienie wywierane przez nadkład 
skał o miąższości 10 km jest rzędu 2.6 do 3.2 kbar, w 
zależności od składu mineralnego, a zatem i gęstości 
skał. Ciśnienia rzędu 10 kbar panują na głębokościach 
około 35 km. Bardzo ważną zmienną ciśnienia w 
metamorfiźmie jest ciśnienie fluidów, czyli ciśnienie 
wywierane przez fluidy w przestrzeni porowej i wzdłuż 
granic ziaren. 

Fluidy metamorficzne

Ciekła woda podlega przemianie fazowej w parę wodną 
przez wrzenie w 100C pod ciśnieniem atmosferycznym, a 

temperatura wrzenia wzrasta ze wzrostem ciśnienia. Im 
wyższa temperatura przy której woda wrze, tym mniejsza 
zmiana objętości towarzysząca konwersji cieczy w gaz. 
Przy ciśnieniu 220 bar i temperaturze 374C nie ma już 

żadnej różnicy objętości między wodą i parą. Na 
diagramie fazowym krzywa wrzenia, oddzielająca te dwie 
fazy po prostu kończy się w tym punkcie, określanym 
jako punkt krytyczny. Woda w warunkach ciśnień 
wyższych niż 220 bar i temperaturze wyższej niż 375C 

jest określana raczej jako ponadkrytyczny fluid (ang. 
supercritical fluid) niż jako gaz. Należy zauważyć, że 
krytyczne ciśnienie H

2

O (220 bar) jest stosunkowo niskie 

w porównaniu do ciśnień metamorficznych.

Czas

Skały są stosunkowo dobrymi izolatorami, 
wolno przewodzącymi ciepło. Rozległe 
kompleksy skalne, o znacznych 
objętościach, a takie podlegają 
metamorfizmowi regionalnemu, zwykle 
wymagają dziesiątek milionów lat aby 
doznać znaczących zmian temperatury. 
Analogicznie rozległe aureole kontaktowe 
wokół znacznych rozmiarów intruzji (o 
dużej pojemności cieplnej) tworzą się 
przez setki tysięcy lub nawet miliony lat. 

Typy metamorfizmu, kryteria 

klasyfikacji

Typy i rodzaje metamorfizmu można wydzielić na podstawie szeregu 

różnych kryteriów: 
objętość skał ulegających przeobrażeniom; 
metamorfizm regionalny i lokalny
lokalizacja geologiczna; 
metamorfizm orogeniczny, dna oceanicznego,
z pogrzebania, dyslokacyjny, kontaktowy itp. 
dominujący czynnik; 
np. metamorfizm termiczny
szczególna przyczyna specyficznego rodzaju metamorfizmu; 
np. metamorfizm uderzeniowy, hydrotermalny
czy metamorfizm jest efektem pojedynczego czy złożonego procesu; 
monometamorfizm, polimetamorfizm
kierunek zmian temperatury i/lub ciśnienia w trakcie procesu; 
metamorfizm progresywny i retrogresywny. 

 

Współczesne podręczniki oraz propozycje SCMR IUGS przyjmują 
pierwszy, zasadniczy podział metamorfizmu na regionalny i lokalny oraz 
dalsze wydzielenia.

Metamorfizm regionalny 

i lokalny

Metamorfizm regionalny zachodzi w strefach 
globalnych procesów geotektonicznych 
(subdukcja    i kolizja płyt litosfery, 
spreading dna oceanicznego), obejmując 
swoim zasięgiem tysiące kilometrów 
sześciennych skał. 

  Metamorfizm lokalny zachodzi pod wpływem 

czynnika o ograniczonym zasięgu (intruzja 
magmowa, dyslokacja, upadek meteorytu) i 
obejmuje stosunkowo niewielkie objętości 
skał (zazwyczaj do 100 km

3

). 

burial metamorphism

Metamorfizm z pogrzebania (ang. burial 
metamorphism) jest odmianą 
metamorfizmu regionalnego, która 
zachodzi gdy miąższa sukcesja skał 
osadowych lub wulkanicznych i 
osadowych rozwija się w basenie 
ulegającym subsydencji, tak że u jej 
podstawy osiągnięte sa warunki 
metamorfizmu niskiego stopnia (ang. low 
grade metamorphic conditions) bez 
jakichkolwiek deformacji lub fałdowania. 

Metamorfizm dna 

oceanicznego

Metamorfizm dna oceanicznego 
zachodzi w pobliżu stref 
spreadingu skorupy 
oceanicznej. 
Są to strefy wysokich 
gradientów geotermicznych, a 
metamorficzna rekrystalizacja 
zachodzi w szerokim zakresie 
temperatur. 

Metamorfizm 

hydrotermalny

Metamorfizm hydrotermalny obejmuje 
przemiany chemiczne (metasomatoza) jako 
integralną część procesu i jest efektem 
cyrkulacji gorących wód w górotworze wzdłuż 
szczelin i pęknięć. Ten rodzaj metamorfizmu jest 
często związany z aktywnością magmową, 
ponieważ konwekcja fluidów wymaga wysokich 
wartości gradientu temperatury, takich jak 
obecne wokół intruzji. Zapewne najbardziej 
rozpowszechnionym typem metamorfizmu 
hydrotermalnego jest metamorfizm dna 
oceanicznego, zachodzący w grzbietach 
śródoceanicznych.

Metamorfizm 

orogeniczny

Metamorfizm orogeniczny prowadzi do 
powstania rozległych kompleksów skał 
metamorficznych w wielu łańcuchach 
orogenicznych. Wzrost temperatury zachodzi 
bez bezpośredniego wpływu okreslonych ciał 
magmowych, chociaż intruzje moga mieć 
miejsce i przyczyniać się do ogólnego wzrostu 
temperatury. Metamorfizm orogeniczny jest 
prawie zawsze związany z deformacjami  i 
fałdowaniem. Dalszy podział metamorfizmu 
orogenicznego pozwala wyróżnić metamorfizm 
stref subdukcji oraz metamorfizm stref kolizji. 

Pierwszy podział metamorfizmu 

regionalnego

U. Grubenmann -  Die kristallinen Schiefern 
(1906-08) 

trzy strefy głębokościowe metamorfizmu 

regionalnego:
epizona
mezozona
katazona

 

Grubenmann przypisał im warunki wzrastającego 

ciśnienia i temperatury, przy pewnym zróżnicowaniu 
dominujących czynników metamorfizmu. Krytycy tego 
systemu zwracali uwagę na autorytarne wydzielenie 
trzech stref oraz brak kryteriów ilościowych. 

Alternatywna propozycja:

System facji metamorfizmu regionalnego i 
termicznego

Pentti E. Eskola (1883-1964)

Termin facja jest jednym z tych trudnych 

terminów geologii, który jest szeroko 
stosowany, a zarazem bardzo różnie 
pojmowany. W petrografii i petrologii pod tym 
terminem zazwyczaj rozumie się zespół różnych 
cech skały, będących odbiciem warunków w 
jakich się tworzyła, a zatem środowiska 
formowania się i powstania danej skały. 

Eskola (1915, 1939) zaproponował termin facji 

mineralnej, z ideą próby klasyfikacji skał 
metamorficznych na podstawie warunków ich powstania. 
Ponieważ w tamtych latach rola fluidów (H

2

O, CO

2

) nie 

była ilościowo znana, Eskola rozważał jako decydujące 
zewnętrzne czynniki warunków metamorfizmu jedynie P i 
T. 

Według jego pierwszej, a obecnie uważanej za 

najbardziej precyzyjną (Miysahiro 1994) definicji (Eskola 
1915) jedna facja metamorficzna obejmuje te skały, 
które można uważać za przeobrażane w jednakowych 
warunkach P-T. 

Jako należące do tych samych facji uważamy takie 

skały, które jeśli mają taki sam skład chemiczny 
utworzone są z takich samych minerałów. Każda facja 
może z kolei obejmować różne odmiany chemiczne i 
genetyczne skał. 

Pierwsze studium Eskoli (1915) zawiera pięć 

facji metamorficznych : zieleńcową, amfibilitową, 
piroksenowo-hornfelsową, sanidynitową i 
eklogitową, późniejsza klasyczna synteza Die 
Entstehung der Gestaine (1939) dodatkowo 
wyróżnia facje: epidotowo-amfibilitową, łupków 
glaukofanowych (łupków niebieskich) i 
granulitową. 

Powyższe facje metamorfizmu zostały 

zdefiniowane głównie na podstawie zmianu składu 
mineralnego zmetamorfizowanych skał 
zasadowych (metabazytów), bez uwzględnienia 
specyficznych często paragenez mineralnych skał 
metapelitowych oraz innych skał metamorficznych. 

Metamorfizm termiczny

Metamorfizm termiczny (kontaktowy) to 
metamorfizm wynikający ze wzrostu 
temperatury w skałach otaczających 
intruzje magmową. Zwykle skały aureoli 
kontaktowej nie są deformowane podczas 
rekrystalizacji metamorficznej, tak że 
ziarna wzrastaja razem tworząc masywna 
skałę - hornfels. Hornfelsy mogą niekiedy 
zawierać relikty kierunkowych struktur 
powstałych w trakcie wcześniejszych 
procesów np. metamorfizmu regionalnego. 

Metamorfizm 

dynamiczny

Metamorfizm dynamiczny lub 
kataklastyczny jest zwykle jeszcze 
bardziej lokalny niż metamorfizm 
kontaktowy. Zachodzi on zwykle wzdłuż 
płaszczyzn uskoków lub stref ścinania 
jako rezultat intensywnych deformacji 
skał w bezpośrednim sąsiedztwie ruchu. 
Często mechaniczne roztarcie jest 
związane z rekrystalizacją lub wzrostem 
minerałów uwodnionych, dzięki fluidom 
penetrującym strefy deformacji. 

Metamorfizm 

uderzeniowy

Metamorfizm uderzeniowy jest wynikiem 
upadku znacznych rozmiarów meteorytu, 
o dużej prędkości, na powierzchnię 
planety. Wytworzona fala uderzeniowa 
przechodzi przez otaczające skały i na ten 
ułamek sekundy poddaje je ekstremalnie 
wysokim ciśnieniom. Następujące 
odprężenie (relaksacja) sieci krystalicznej 
minerałów prowadzi do gwałtownego 
wzrostu temperatury, co z kolei skutkuje 
topnieniem lub nawet parowaniem skał.

Metasomatoza

Metasomatoza to procesy rozpuszczania 

pierwotnych minerałów i zastępowania ich 
nowymi, przy czym przez cały czas trwania 
przeobrażeń skała znajduje się w stanie stałym. 

Metasomatoza odbywa się za 

pośrednictwem cieczy i gazów migrujących 
przez kapilary z roztworami porowymi. W 
zależności od mechanizmu transportu 
substancji metasomatoza może być dyfuzyjna, 
infiltracyjna lub jonowo-dyfuzyjna. Skały 
metasomatyczne tworzą się w szerokim 
zakresie temperatur i ciśnień. 

Ultrametamorfizm

Ultrametamorfizm to zespół przeobrażeń 

wskutek działania wysokich ciśnień, a przede 
wszystkim temperatury, która w warunkach 
wysokiego ciśnienia powoduje częściowe wytopienie 
produktów intensywnego metamorfizmu 
regionalnego przy ograniczonym dopływie 
składników z zewnątrz. W efekcie dochodzi do 
powstania stopu magmowego przez wytopienie 
składników o niskiej temperaturze topnienia i 
pojawienia się krzemianowej fazy ciekłej. 

Do skał ultrametamorficznych zalicza się 

również utwory powstałe w wyniku injekcji magmy 
w skały wcześniej zestalone. 

Ultrametamorfizm

 Ultrametamorfizm oznacza intensywne 

przeobrażenia skał na znacznych głębokościach, poniżej 
granicy topnienia skał granitowych. Najbardziej podatne 
na tego typu przeobrażenia są skały kwaśne i alkaliczne, 
bogate w minerały jasne i nasycone H

2

O, co ułatwia 

częściowe wytapianie składników. 

Jest to proces 

selektywny, określany jako anateksis. Częściowe 
wytapianie obejmuje składniki jasne,  

np. ortoklaz + albit + kwarc w zespole 

eutektycznym, 
a powstała magma anatektyczna ma charakter 
alaskitowy. 

Skała niewytopiona zostaje wzbogacona 

w składniki ciemne, które wprawdzie nie ulegają 
wytopieniu, ale w warunkach P-T ultrametamorfizmu 
miękną, stają się plastyczne i podatne na deformacje. 

Ultrametamorfizm

 Ruch takich skał określa się jako 

reomorfizm, a intruzje jako intruzje 
reomorficzne. Magma anatektyczna może być 
wyciskana ze skał macierzystych, 
przemieszczana na znaczne odległości i 
akumulowana. To ostatnie zjawisko nazywane 
jest palingenezą. 

Magmy palingenetyczne mogą tworzyć 

intruzje analogicznie jak magmy juwenilne, lub 
też niewielkimi injekcjami wnikać w skały 
otaczające tworząc migmatyty. Najczęściej 
powstają one przez wnikanie jasnej migmy w 
skały złupkowane, jak gnejsy lub łupki 
krystaliczne. 

Diaftoreza

 Wyżej przedstawione rodzaje 

metamorfizmu można zaliczyć do metamorfizmu 
progresywnego; motorem przemian jest 
dostosowanie materii do temperatur i ciśnień 
wyższych niż w warunkach powstania faz 
(minerałów) wyjściowych. 

Jego przeciwieństwem jest metamorfizm 

retrogresywny, polegający na przebudowie 
mineralogicznej i strukturalno-teksturalnej skał 
metamorficznych w kolejnych fazach 
metamorfizmu regionalnego, w warunkach 
niższych ciśnień i temperatur niż skały 
wyjściowe. Zachodzi zazwyczaj przy 
wydźwiganiu kompleksów skalnych. 

Diaftoreza

 Takie wsteczne przeobrażenia fazowe 

zachodzą opornie w warunkach statycznych, 
dzięki czemu na powierzchni Ziemi możemy 
obserwować bogactwo asocjacji minerałów 
właściwych dla metamorficznych P-T. 

W warunkach dynamicznych, silnych 

deformacji, dochodzi do diaftorezy. 
Zazwyczaj nie ma wtedy równowagi 
termodynamicznej, diaftoryty zawierają 
liczne pseudomorfozy i relikty, dzięki czemu 
mogą być wdzięcznymi obiektami dla studiów 
nad historią metamorfizmu.