23.09.2020
https://www.sandatlas.org/rock-types/
Metamorfní petrologie
Metamorfované horniny (též přeměněné horniny či metamorfity) vznikají přeměnou (metamorfózou) magmatických, sedimentárních i již dříve metamorfovaných hornin. Při metamorfóze se hornina přizpůsobuje svou stavbou a složením změnám teplotně-tlakových podmínek a aktivitě plynů, par a roztoků (fluid). Dochází k rekrystalizaci stávajících minerálů nebo ke krystalizaci nových, v daných podmínkách stabilnějších minerálů. Pokud nedojde k roztavení horniny nebo k retrográdním přeměnám, lze podle zastoupených minerálů, které jsou stabilní v určitých těplotně-tlakových podmínkách, zjistit, jakým nejvyšším teplotám a tlakům byla hornina vystavena. S horninami, které byly vystaveny maximálním možným teplotám a tlakům (aniž by došlo k roztavení horniny), se můžeme setkat i na Českém masivu. V subdukčních zónách tak vznikaly eklogity, jejichž minerální složení odpovídá teplotám v rozsahu 1000 až 1200 °C a tlakům více než 4 GPa. Při vyšších teplotách se již horniny v zemském plášti taví.
Nicméně, k metamorfóze hornin za tak extrémních podmínek nedochází jen v hloubce. Při dopadu meteoritu na povrch Země jsou horniny těsně na pokraji tavení vystaveny srovnatelným teplotám asi 1000 °C a až desetinásobně vyšším tlakům kolem 50 GPa! Ještě vyšším podmínkám byly vystaveny horniny, které byly zcela roztaveny, a ze kterých vznikly například naše nejznámější přírodní skla - vltavíny. Tyto tektity vznikly před asi 15 miliony lety (miocén) při dopadu meteoritu o velikosti asi 500 - 1500 metrů do oblasti dnešního kráteru Ries v Německu. Horniny byly roztaveny a vymrštěny do atmosféry, kde většina z nich utuhla ještě před dopadem na naše území. Během tuhnutí vznikalo přírodní sklo tvořené převážně oxidem křemičitým, který nemá pravidelnou vnitřní stavbu (nejedná se tedy o minerál). Vltavíny obsahují plynové bublinky, ve kterých je stejný tlak jako ve stratosféře, ve výšce 50 km nad zemí.
Stavební znaky metamorfitů
Strukturní znaky metamorfitů
Podobně jako u magmatických a sedimentárních hornin, také u metamorfitů rozlišujeme strukturu a texturu. Strukturní znaky lze nejlépe studovat pod mikroskopem. Jedná se především o velikost a tvar krystalů minerálů. Při popisu staveb metamorfovaných hornin používáme specifické termíny, které lze do určité míry chápat jako ekvivalenty termínů používaných při popisu magmatických hornin. Pro krystaly s dokonale omezenými krystalovými plochami používáme termín idioblast (ekvivalent k euhedrálnímu/idiomorfnímu stupni omezení u magmatitů), pro částečně omezené termín holoblast (ekvivalent k subhedrálnímu/hypautomorfnímu stupni u magmatitů) a pro krystaly se zcela napravidelným tvarem omezení termín xenoblast (ekvivalent k anhedrálnímu/xenomorfnímu stupni u magmatitů).
Dokonale omezené idioblasty granátů (nalevo), částečně omezené holoblasty amfibolů (uprostřed) a nepravidelně omezený xenoblast kyanitu (napravo) - ten je zároveň příkladem holoblastu, viz odstavec níže.
Krystaly minerálů v metamorfitech se obecně označují jako krystaloblasty. Jako holoblasty můžeme označovat takové krystaloblasty, které vznikly až během metamorfózy - jako nové krystaly. Pokud mají všechny krystaly v hornině zhruba stejnou velikost má hornina homeoblastickou strukturu. Pokud jsou zastoupeny i krystaly, které. jsou výrazně větší než ostatní, má hornina porfyroblastickou strukturu. Výrazně větší krystal se nazývá porfyroblast (případně migmatoblast, pokud se vyskytuje v migmatitech). Glomeroblast je označení pro shluky krystalů stejného minerálu a kumuloblast pro shluky krystalů různých minerálů. Místo základní hmoty se při popisu metamorfitů používá termínu základní tkáň nebo osnova. Tou jsou myšleny všechny krystaloblasty obklopující všechny porfyroblasty, glomeroblasty či kumuloblasty. Termín porfyroklast je používán v souvislosti s relikty krystalů, které byly součástí horniny ještě před metamorfózou.
Charakteristická usměrněná stavba metamorfitů na příkladu ruly (nalevo), granoblastická struktura s amfiboly ve tvaru nepravidelných zrn (uprostřed) a lepidoblastická struktura s tabulkovitým až lištovitým biotitem (napravo).
Podle tvaru krystalů minerálů rozlišujeme pět základních typů struktur metamorfovaných hornin. V případě struktury granoblastické mají minerály v hornině tvar nepravidelných zrn. Lepidoblastická struktura je typická pro horniny, ve kterých utvářejí minerály krystaly tvaru tabulek či destiček (typicky slídy a chlority). V základní tkáni hornin s nematoblastickou strukturou najdeme zejména sloupcovité krystaly (například amfibol). V hornině s fibroblastickou strukturou dominují vláknité agregáty krystalů minerálů, například sillimanitu. A kelyfitická struktura označuje minerální zrna, která jsou obklopena reakčním kelyfitickým lemem (například granát).
Nematoblastická struktura na příkladu sloupcovitých krystalů amfibolitu (nalevo), fibroblastická struktura vláknitého sillimanitu (uprostřed) a kelyfitická struktura granátů amfibolovým reakčním lemem (napravo).
poikiloblastická struktura - větší krystaloblast uzavírá drobné krystaloblasty jiných minerálů
cedníkovitá struktura - velký krystaloblast uzavírá spoustu drobných izometrických krystaloblastů jiného minerálu
diablastická struktura - krystaloblasty různých minerálů se vzájemně prorůstají
daktylitická struktura - prorůstání dvou krystaloblastů má podobnou kresbu jako otisk prstu
helicitická struktura - krystaloblasty obsahují uzavřeniny seřazené do souběžných linií
kokardová struktura - větší krystaloblast je lemován zrny menších krystaloblastů
korosní struktura - některé krystaloblasty reagují s jinými
atolová struktura - centra minerálů jsou tvořena jiným minerálem než okrajové části
mřížovitá struktura je typická pro serpentinity
smyčkovitá struktura je charakteristická pro hadce - krystaly olivínu jsou rozděleny nepravidelnými pruhy serpentinitu.
Texturní znaky metamorfitů
Textury metamorfitů lze snadno pozorovat i pouhým okem. Jedná se především o způsob, jakým jsou jednotlivá zrna v hornině uspořádána. Podle uspořádanosti (usměrněnosti, přednostní orientace) rozlišujeme texturu všesměrnou (masivní, bez usměrnění minerálů, hornina vypadá ze všech stran stejně) a texturu paralelní (minerály jsou jasně usměrněny v určitém směru), jejíž stavbu lze dále upřesnit s pomocí termínů lineace a foliace. Lineace je uspořádání minerálů do paralelních linií. Pokud se hornina rozpadá na sloupečky nebo stébla, má stébelnatou texturu. Foliace (břidličnatost) je uspořádání destiček či tabulek minerálů, typicky slíd a chloritů, do paralelních ploch (rovin), podél kterých lze horninu snadno štípat. V případě, že je foliace nebo plocha odlučnosti zcela potažena tabulkami minerálů (nejčastěji slíd), mluvíme o plástevnaté textuře. V některých horninách se setkáme s foliací i lineací.
Mezi další textury metamorfovaných hornin patří textura pórovitá (kavernózní), kdy hornina není kompaktní, ale naopak obsahuje póry nebo dutinky, které vznikají především při zvětrávacích procesech. Horniny, ve kterých pozorujeme nápadné barevné či zrnitostní odlišnosti, mají skvrnitou texturu. V případě, že krystaly minerálů nebo jiné útvary v hornině mají tvar čoček, má hornina čočkovitou texturu. Okaté textury se vyznačují přítomností oválných porfyroblastů, glomeroblastů nebo kumuloblastů minerálů, které jsou izolované - vzájemně oddělené jemnozrnnou základní tkání. A pokud jsou vedle základní tkáně zastoupeny ostrohranné úlomky, má hornina texturu brekciovitou.
Podle toho, zda je hornina homogenní (jednolitá) nebo je rozdělena na více odlišných složek rozpoznáváme poměrně monotónní texturu monoschematickou a pestřejší texturu polyschematickou, kdy lze rozlišit dvě nebo i více rozdílných složek. Typickým příkladem horniny se dvěma složkami jsou migmatity. Jsou to horniny, u nichž docházelo k anatexi (částečnému tavení). V takových podmínkách vzniká světlý leukosom a tmavý melanosom. Polyschematickou stavbu můžeme dále upřesnit jako texturu stromatitickou (páskovanou), texturu nebulitickou (neostře ohraničené páskování, obě složky do sebe vzájemně přecházejí), texturu flebitickou (jedna složka horniny se větví v další složky), texturu merismitickou (jedna ze složek má podobu úlomků různého tvaru rozmístěných v základní tkáni) a texturu ptygmatitickou (jedna složka je výrazně provrásněna).
Typy metamorfózy
Při metamorfóze většinou dochází k nevratným změnám stavby původní horniny (protolitu), především ke změnám textury, struktury, ale i ke změnám minerálního i chemického složení. Platí, že slabě metamorfované horniny si v některých případech zachovávají stavební znaky původních hornin a můžeme je tak poměrně snadno identifikovat například jako metasedimenty, metapelity, metakonglomeráty, metagranitoidy nebo metabazalty. Zjistit jaká hornina byla protolitem některých středně až vysoce metamorfovaných hornin může být velmi obtížné až nemožné. V případech, kdy vůbec neznáme protolit, můžeme k popisu horniny použít alespoň typu metamorfózy, kterým hornina prošla. Hlavním typem metamorfózy je metamorfóza regionální, které je věnován text na této stránce. S některými dalšími typy metamorfózy se můžete seznámit v článcích níže.
Kontaktní metamorfóza a metasomatóza zasahuje především horniny, které jsou v kontaktu s magmatem. Účinky tohoto typu metamorfózy slábnou směrem od magmatického tělesa. Kataklastická (dislokační) metamorfóza se zase projevuje pouze na zlomech a tektonických poruchách. Projevuje se deformacemi, změnou texturních znaků i změnami chemického složení. Při vyšších teplotách se minerály chovají plasticky a rekrystalizují. Často vznikají porfyroblasty živce. Hornina se nazývá mylonit. Zvláštním typem je hydrotermální metamorfóza, při které působí na horninu horká fluida související s magmatickou činností. Často je spojována se vznikem rudních ložisek.
Metamorfózu můžeme dělit také podle doby trvání. Lokální metamorfóza obvykle trvá poměrně krátce. Při dopadech kosmických těles dochází k šokové metamorfóze, která trvá jen setiny vteřin. Kontaktní metamorfóza trvá obvykle několik dnů až desítek tisíc let. Nejdéle trvají procesy jsou spojené s regionální metamorfózou, která je řízena deskovou tektonikou, a která postihuje různé typy hornin v poměrně rozsáhlé oblasti. Trvá asi 20 až 100 milionů let.
Metamorfní stupně
Podle přibližného teplotního rozsahu můžeme rozlišovat čtyři stupně metamorfózy: velmi nízký stupeň (200 - 350 °C), nízký stupeň (350 - 550 °C), střední stupeň (550 - 650 °C) a vysoký stupeň (> 650 °C). Teplotní hranice uvedené v závorkách jsou spíše orientační, protože vždy závisí také na tlakových podmínkách. Za různých teplotních a tlakových podmínek jsou stabilní různé minerály, proto se minerální složení hornin během metamorfózy mění. Hranice mezi těmito čtyřmi metamorfními stupni jsou definovány podle vzniku (respektive zániku) minerálů. Při velmi nízkém stupni metamorfózy pozorujeme vznik laumontitu nebo lawsonitu. Při nízkém stupni vzniká chlorit a pyrofylit. Při středním stupni kyanit, cordierit nebo biotit a při vysokém stupni vznikají pyroxeny a zanikají slídy.
Břidlice jsou přeměňovány nejprve ve fylity, svory a následně v ruly a případně v migmatity.
Metamorfní zóny
Protože různé oblasti jsou postiženy různým stupněm metamorfózy, bylo nezbytné vytvořit nějaký systém, pomocí kterého by bylo možné tento stupeň metamorfózy odhadnout. K tomu lze využít minerální složení metamorfovaných hornin. Metamorfní zóny si můžeme představit jako jednotky na geologické mapě. Hranice mezi metamorfními zónami jsou definovány prvním výskytem indexového minerálu, který je stabilní za vyšších teplotně-tlakových podmínek. Tyto minerály mohou být zastoupeny i v horninách intenzivněji metamorfovaných. S rostoucí teplotou a s rostoucím tlakem se v metamorfovaných horninách postupně objevují minerály chlorit, biotit, almandin, staurolit/kyanit a sillimanit.
Metamorfní zóny lze dobře ilustrovat na příkladu metamorfózy jílovců. Při nejslabším stupni metamorfózy vzniknou z jílovců fylity složené z chloritu, muskovitu, křemene a albitu. Při intenzivnější metamorfóze se ve fylitu objeví také biotit. Dále vznikají svory, které obsahují granáty, spolu s plagioklasem. Při dosažený staurolitové zóny se svory mohou měnit na ruly a obsahují staurolit a ostatní minerály, přičemž chloritu již začne ubývat. Později se ve svoru či v rule utváří kyanit a po dosažení sillimanitové zóny také sillimanit, přičemž mohou být zastoupeny také relikty staurolitu a kyanitu.
- Zóna chloritová. Jako vůdčí minerál se zde objevuje novotvořený chlorit, vytvářející v hornině větší zrna nebo drobné čočkovité shluky. Mimo něj se může vyskytovat křemen a již makroskopicky identifikovatelné porfyroblasty albitu. Hlavními horninami chloritové zóny jsou chlorit-sericitové břidlice s variabilním poměrem chloritu, sericitu a dalších minerálů. Svým celkovým charakterem odpovídají tyto horniny našim fylitickým břidlicím až fylitům.
- Zóna biotitová začíná tam, kde se v původních pelitických horninách začíná objevovat biotit. Vzniká složitými reakcemi na úkor chloritu, sericitu a rudního pigmentu. Se stoupajícím stupněm metamorfózy narůstá jeho kvantitativní zastoupení a zvětšují se jeho rozměry. Místy může v hornině vytvářet i větší porfyroblasty. Kromě biotitu je stále stabilní chlorit a sericit, opět se vyskytuje křemen a albit. V závěru biotitové zóny se může v horninách objevovat granát s významným podílem spessartinové komponenty, odlišný od granátu následující metamorfní zóny. Hlavními horninami biotitové zóny jsou fylity.
- Zóna almandinová začíná prvním výskytem granátu, jehož složení je blízké almandinu s určitým podílem spessartinové složky. Tvoří se na úkor chloritu, biotitu a zčásti i magnetitu. Mimo granátu jsou součástí hornin almandinové zóny muskovit, biotit, křemen a albit, oproti biotitové zóně dosahují s postupující rekrystalizací pouze větších rozměrů. Chlorit v almandinové zóně postupně mizí. Horniny mají na počátku almandinové zóny charakter fylitů, postupně však přecházejí do svorů.
- Zóna staurolit-kyanitová. V metapelitech skotské vysočiny byl staurolit zaznamenán dříve než kyanit. Jeho přítomnost souvisí nejen s fyzikálně chemickými faktory metamorfózy, ale závisí i na chemickém složení protolitu. Se staurolitem bývá spojen výskyt granátu, muskovitu, biotitu, křemene a kyselého plagioklasu (albit až kyselý oligoklas). S ohledem na úzké pole stability se místo staurolitu může tvořit kyanit + almandin. Horninami charakteristickými pro staurolit-kyanitovou zónu jsou svory.
- Zóna silimanitová představuje nejvyšší stupeň regionální metamorfózy pelitických sedimentů. Sillimanit tvořící shluky drobných jehliček se vyskytuje v asociaci s biotitem, draselným živcem, plagioklasem, křemenem, popř. i s granátem a cordieritem. Kromě sillimanitových až biotit-sillimanitových rul vznikají v této nejvyšší metamorfní zóně také ruly cordieritové.
Metamorfní facie
Metamorfní facie nám pomáhají popsat teplotní a tlakové podmínky, při kterých byly horniny metamorfovány a také nám pomáhají zjistit původní chemické složení horniny ještě před její metamorfózou. Metamorfní facie mají podobu polí zakreslených v grafu teplotně-tlakových podmínek. Představují tedy teplotně-tlakové podmínky, ve kterých byly horniny metamorfovány nezávisle na jejich chemickém složení. Rozlišujeme celkem sedm metamorfních facií, které byly definovány na příkladu metamorfózy bazických vyvřelin (metabazitů). Často je takto vzniklý minerální obsah srovnáván s minerály vznikajícími metamorfózou kyselejších hornin (metapelitů). Každá facie je charakterizována minerálním složením - je zastoupena skupina minerálů (minerální asociace), které jsou při daných podmínkách stabilní.
Přehled základních metamorfních facií
Z hlediska teploty můžeme přibližně rozlišit:
velmi nízkoteplotní stupeň, anchimetamorfóza (150-300 °C)
nízkoteplotní stupeň (300-500 °C)
středněteplotní stupeň (500-700 °C)
vysokoteplotní stupeň (700-900 °C) a
ultravysokoteplotní stupeň (nad 900 °C)
Podle tlaku můžeme rozlišit následující metamorfní stupně:
velmi nízkotlaký (0-200 MPa, 0-2 kbar) - zpravidla kontaktní nebo poklesová metamorfóza
nízkotlaký (200-600 MPa, 2-6 kbar) - regionální metamorfóza, typ abukumský
střednětlaký (600-1000 MPa, 6-10 kbar) - regionální metamorfóza, typ barrovienský
vysokotlaký (1000-2500 MPa, 10-25 kbar) - metamorfóza v plášti a subdukčních zónách
ultravysokotlaký (nad 2500 MPa, nad 25 kbar) - svrchní plášť, impaktová událost
Amfibolit - dominuje černý amfibol a živec, někdy jsou zastoupeny granáty, pyroxeny, křemen
Eklogit - zelený, dominuje červený granát (pyrop), zelený pyroxen (omfacit), případně amfibol
Erlan - jemnozrrný, má lasturnatý lom, dominují pyroxeny (diopsid) a živce, dále granáty a amfiboly
Fylit - jemnozrnný, <10% živců, hodně slíd (výrazný lesk), velmi nízký stupeň metamorfózy
Granulit - bílý, drobnozrnný, charakteristické červené porfyroblasty granátu, zastřená foliace
Greisen - dominuje křemen a slídy (někdy i Li-bohaté), zastoupen může být i topaz
Chloritová břidlice (dominuje chlorit, častý magnetit) apod.
Kvarcit - křemen výrazně dominuje nad slídami a živci, jemně až středně zrnitý
Migmatit - tmavá a světlá složka (leukosom a melanosom), hranice mezi metamorfity a magmatity
Modrá břidlice (vznikají za vyšších tlaků než zelené břidlice a obsahují glaukofan, albit, dále epidot a křemen, může být přítomen i granát nebo pyroxen),
Mramor - světlý, měkký, dominuje kalcit a další karbonáty, ale i silikáty (mastek, wollastonit..)
Rula - >10% živců, složení podobné granitu (křemen, živce, slídy), často je zastoupen biotit
Serpentinit - nazelenalý s masivní stavbou, porfyroblasty granátu nebo pyroxenu
Skarn - často nehomogenní, dominuje granát a pyroxen (granáty jiného než pyropového složení)
Svor - hrubozrnnější, dominují slídy, které lze špendlíkem odnípat, časté jsou porfyroblasty granátu
ultramafická břidlice (výrazná foliace, v základní tkáni dominuje mastek, méně častý je sloupečkovitý amfibol - tremolit),
Na pomezi metamorfovaných a magmatických hornin stojí migmatity, u jejichž vzniku se uplatnilo částečné tavení.
Klasifikace metamorfovaných hornin
Klasifikace podle typu původní horniny (protolitu)
Metamorfované horniny můžeme dělit například podle horniny, ze které vznikly (obecně označované jako protolit). Nejčastěji se setkáváme s metamorfovanými sedimenty (parametamorfitity), především s metamorfovanými pelity (metapelity), metamorfovanými pískovci (kvarcity), metamorfovanými slepenci (metakonglomeráty) i metamorfovanými karbonátovými horninami. V případě metamorfovaných vyvřelin (ortometamorfitů) jsou nejhojnější metamorfované křemenživcové vyvřeliny (metagranity, porfyroidy, ortoruly a granulity), metamorfované bazické horniny obecně označované jako metabazity (zelené břidlice, amfibolity, modré břidlice a eklogity) a metamorfované ultrabazické vyvřeliny (serpentinity).
Při nízkém tlaku (avšak při zvyšujícím se stupni metamorfózy) vzniká v metapelitech postupně biotit, cordierit, andalusit a silimanit. V podmínkách středního tlaku (např. při kolizích kontinentů) vzniká v metapelitech chlorit, biotit, granát, staurolit, kyanit a silimanit. Časté jsou také metamorfované pískovce (kvarcity) a metamorfované slepence (metakonglomeráty).
Klasifikace podle protolitu a stupně metamorfózy
Metamorfované pelitické horniny
fylitická břidlice (facie anchimetamorfózy, velmi nízký tlak i teplota)
fylit (facie zelených břidlic, nízká teplota, nízký až střední tlak)
svor (amfibolitová facie, střední teplota i tlak)
pararula (amfibolitová až granulitová facie, střední až vysoká teplota, střední tlak)
chorizmit, migmatit (facie granulitová, vysoká teplota s parciálním tavením, střední tlak)
kontaktní břidlice (kontaktní metamorfóza, nízký až střední tlak i teplota)
kontaktní rohovec (kontaktní metamorfóza, nízký až střední tlak i teplota)
porcelanit (kaustická metamorfóza)
Metamorfované kyselé horniny
porfyroid (facie zelených břidlic, nízká teplota i tlak)
sericitová břidlice (kontaktní metamorfóza, facie zelených břidlic, nízký tlak i teplota)
leptit (amfibolitová facie, střední teplota, nízký nebo střední tlak)
ortorula (amfibolitová facie, střední teplota, nízký a střední tlak)
leptinit (amfibolitová facie, střední teplota, nízký nebo střední tlak)
granulit (granulitová facie, vysoká teplota, střední až vysoký tlak)
Metamorfované bazické horniny
prehnit-pumpellyitová břidlice (prehnit-pumpellyitová facie, velmi nízká teplota i tlak)
zelená břidlice (facie zelených břidlic, nízkoteplotní stupeň)
albit-epidotový amfibolit (facie albit-epidotových amfibolitů, střední teploty, nízký nebo střední tlak)
amfibolit (amfibolitová facie, střední teplota a tlak)
pyroxenický granulit (granulitová facie, vysoká teplota, střední až vysoký tlak)
eklogit (eklogitová facie, vysoký tlak, střední až vysoké teploty)
modrá břidlice (facie modrých břidlic, lawsonit-glaukofanová, nízká teplota, vysoký tlak)
Metamorfované ultrabazické horniny
serpentinit (facie zelených břidlic, velmi nízká nebo nízká teplota, nízký nebo střední tlak)
krupník (facie zelených břidlic, velmi nízká nebo nízká teplota, nízký nebo střední tlak)
mastková břidlice (facie zelených břidlic, velmi nízká nebo nízká teplota, nízký nebo střední tlak)
chloritová břidlice (facie zelených břidlic, velmi nízká nebo nízká teplota, nízký nebo střední tlak)
aktinolitová břidlice (facie zelených břidlic, velmi nízká nebo nízká teplota, nízký nebo střední tlak)
Metamorfované karbonátové a slínité horniny
mramor (kontaktní metamorfóza, facie amfibolitová, střední teplota, střední až vysoký tlak)
dolomit (kontaktní metamorfóza, facie amfibolitová, střední teplota, střední až vysoký tlak)
erlan (kontaktní metamorfóza, facie amfibolitová, střední teplota, střední až vysoký tlak)
Vysokotlaká metamorfóza (typická pro subdukční zóny) má regionální rozsah a následující průběh: facie zeolitová, prehnit-pumpellyitová, facie modrých břidlic a facie eklogitová.
Retrográdní metamorfóza
Minerální a chemické složení metamorfních hornin je ovlivňováno mnoha faktory. Se zvyšující se hloubkou roste teplota i tlak, ale roste také možnost, že se hornina setká s migrujícími fluidy. Fluida jsou poněkud těžko představitelná. Představme si je jako nestlačitelné kapaliny, které jsou zastoupeny v zemské kůře. Je to například vodní pára a dále různé roztoky a plyny. Fluida mohou být významným přenašečem prvků, ale mohou se podílet i na rozpouštění hornin a na dalších chemických a minerálních přeměnách. S tím souvisí problematika prográdní a retrográdní metamorfózy.
Představme si nyní situaci, kdy sledujeme vývoj horniny od počátku její metamorfózy až po její - představte si, že ji nakonec najdete a dáte si ji do sbírky. Hornina, kterou právě držíte v rukou, má dnes zcela jistě odlišné minerální a chemické složení od svého protolitu - horniny, kterou byla ještě před začátkem metamorfózy. Obvyklá situace je ta, že se protolit dostává do subdukční zóny a postupně se zanořuje do větších hloubek. Podléhá stále vyššímu stupni metamorfózy a s tím souvisí také změny chemického a minerálního složení. Klesá zastoupení skupiny OH v hornině a hornina je postupně dehydratována. Magma tuto horninu poté vynese v podobě xenolitu na povrch, kde vyvětrá a výsledkem je hornina, kterou držíte v ruce. Tato hornina prošla prográdní metamorfózou.
V případě retrográdní metamorfózy se stane to, že se hornina na své cestě k zemskému povrchu setká s takovými podmínkami, které jí dovolí znovu se přeměnit za podmínek nižšího stupně metamorfózy než jakého dosáhla dříve. Jednou z těchto podmínek je dostatek vody (o kterou je každá hornina při vzrůstajícím stupni metamorfózy ochuzena). Molekuly vody se mohou v podobě OH skupiny znovu navázat na minerály v hornině a může vzniknout i původní asociace minerálů, ze kterých byla hornina složena ještě před metamorfózou. Retrográdní metamorfóza postihuje především felsické (kyselé) horniny. Skupina OH je zastoupena v ohromném množství minerálů - například v amfibolech a ve slídách, což jsou jedny ze základních stavebních 'kamenů' hornin na Zemi.