450pxDiagram przedstawiający zakresy danych facji w stosunku do temperatury i ciśnienia.Z diagramu wynika, że wzrost temperatury przy stałym ciśnieniu jest charakterystycznydla przemian mineralnych związanych z facjami metamorfizmu kontaktowego, natomiastjednoczesny wzrost ciśnienia i temperatury charakteryzuje facje metamorfizmu regionalnego Facje metamorficzne (facje metamorfizmu) – rodzaj facji stanowiących zespół cech litologicznych charakterystycznych dla danych warunków tworzenia się danej skały lub serii skalnych. Facją metamorficzną jest szczególny zespół minerałów zwany paragenezą, charakterystyczny tylko dla ściśle określonych warunków przemian w danym interwale ciśnienia i temperatury. Zanik jakiegoś minerału lub pojawienie się innego wskazuje przejście do innej facji, tym samym jest wskaźnikiem ewolucji metamorficznej konkretnej jednostki. jest to istotne z ekonomicznego punktu widzenia, gdyż często przemiany metamorficzne dają przesłanki o występowaniu złóż, np. węglowodorów (ropa naftowa).

Termin ten do nomenklatury skał metamorficznych został wprowadzony przez fińskiego petrografa Penttiego Eskolę w 1914 roku. Przechodził z biegiem czasu pewną ewolucję, czego skutkiem było przemianowanie go na fację mineralną. Powodem było coraz lepsze poznawanie skał i formacji metamorficznych i zbyt uproszczone wcześniejsze klasyfikacje skał metamorficznych. Definicja facji metamorficznej brzmi następująco: Do jednej facji należą takie skały, które przy identycznym składzie chemicznym mają taki sam skład mineralny, zaś zmiany w składzie chemicznym prowadzą do zmian paragenez mineralnych według określonych reguł. W latach 60. podstawową zmianą było przemianowanie facji mineralnej na fację metamorficzną definiowaną jako pewien zakres ciśnienia i temperatury, w którym są trwałe określone zespoły mineralne. Znaczy to tyle, że w okresie metamorfizmu w określonych warunkach fizykochemicznych skały o różnych zespołach mineralnych, ale o takim samym składzie chemicznym, utworzą skały metamorficzne charakteryzujące się identycznym składem zarówno chemicznym, jak i mineralnym. Przykłady (skały (protolity) o takim samym lub bardzo zbliżonym składzie chemicznym i mineralnym i produkty ich przeobrażeń): arkoza / granit → gnejs gabro / margiel / tuf zasadowy → amfibolit Skały te w przypadku identycznego składu chemicznego należą do jednej facji mineralnej. Jednak do tej samej facji można również zaliczyć skały o innym składzie mineralnym co powoduje powstanie dwóch różnych zespołów skalnych (tzw. skały izofacjalne) np. łupek łyszczykowy i marmur. W tym przypadku zmiany zachodzą według ściśle określonych reguł i są typowe tylko dla jednego zakresu ciśnień i temperatur. Dzięki tym zależnościom można określić w jakich warunkach powstawał dany kompleks skalny i jaka była jego ewolucja metamorficzna.

Rozpoznawanie facji metamorficznych Najlepszymi wskaźnikami danej facji metamorficznej są tzw. minerały krytyczne. Pojęcie to również wprowadził Pentti Eelis Eskola i oznacza ono minerał, który może występować tylko w jednej facji mineralnej. Ma to bardzo ważne znaczenie praktyczne, gdyż w wielu przypadkach jednoznacznie znalezienie danego minerału określa stopień przeobrażenia. Np. chloryt może występować w równowadze z innymi minerałami tylko w facji zieleńcowej. W innych przypadkach o podobnych własnościach świadczą całe paragenezy mineralne. Oznacza to że cały zespół mineralny danej skały jest trwały ze sobą tylko w ściśle określonych warunkach termodynamicznych (ciśnienia (P) i temperatury (T)). Jednym z przykładów jest współwystępowanie dolomitu i kwarcu, które razem mogą istnieć obok siebie tylko w bardzo wąskim przedziale ciśnienia i temperatury, a osobno są trwałe niemalże w całym zakresie metamorfizmu. Minerały występujące w danej facji metamorficznej, lecz trwałe również w innych facjach nazywa się minerałami typomorficznymi.

Wskaźniki ewolucji metamorficznej Każda parageneza jest trwała w określonych warunkach ciśnienia i temperatury. Jeśli warunki te ulegną zmianie zostanie zaburzona równowaga między fazami mineralnymi. Minerały te dostosowują się do nowych warunków, lecz nie od razu, ale w pewnym czasie. Minerały są zastępowane nowymi paragenezami: (biotyt → chloryt, pirokseny → amfibole, kordieryt → agregat chlorytowo-łyszczykowy).

Podział facji mineralnych P. Eskoli thumb|350px|Diagram przedstawiający najbardziej charakterystyczne reakcje zachodzące pomiędzy reagującymi ze sobą minerałami w określonych warunkach ciśnienia i temperatury.

Facja sanidynitowa Obejmuje zakresy bardzo niskich ciśnień i wysokich temperatur. Takie warunki można spotkać w bezpośrednim sąsiedztwie bardzo płytkich intruzji, a w szczególnie w ksenolitach i porwakach w takich intruzjach i lawach. Facje tą charakteryzuje obecność sanidynu, czyli wysokotemperaturowej odmiany skalenia potasowego. Minerał ten świadczy szybkim stygnięciu bardzo gorącego stopu subfacja larnitowo-merwinitowo-spurrytowa subfacja monticellitowo-melilitowa

Facja piroksenowo-hornfelsowa Charakteryzuje się wysokimi temperaturami przy dość niskich ciśnieniach. Typowymi minerałami tej facji są pirokseny jednoskośne i rombowe oraz kordieryt i andaluzyt.

Facja zieleńcowa Facja ta oznacza warunki najniższych ciśnień i temperatur metamorfizmu regionalnego. Charakteryzuje się trwałością takich minerałów jak: chloryty, epidoty, serpentyny, serycyt, talk i albit. Również trwałe w tych warunkach są wszystkie węglany, nawet współwystępujące w równowadze z kwarcem. Z minerałów ilastych trwałość wykazuje kaolinit. Dzieli się na dwie subfacje: subfacja muskowitowo-chlorytowa subfacja biotytowo-muskowitowa

Facja łupków glaukofanowych Facja ta obejmuje zakres temperatur zbliżony do warunków facji zieleńcowej, lecz charakteryzuje się bardzo wysokimi ciśnieniami, zwłaszcza kierunkowymi. W tych warunkach trwałe są: glaukofan, jadeit, egiryn, lawsonit, chlorytoid i stilpnomelan.

Facja epidotowo-amfibolitowa Facja ta cechuje się wyższym od facji zieleńcowej zakresem ciśnień i temperatur. Trwałe tu są już jednak amfibole, jednak nietrwałe są nadal plagioklazy ze znacznym udziałem cząsteczki anortytowej. Rozpadają się one na albit + epidot.

Facja amfibolitowa Facja ta charakteryzuje się trwałością plagioklazów zasadowych. Z minerałów ciemnych występują amfibole szeregu hornblendy oraz pirokseny jednoskośne jak diopsyd i augit. Dzieli się na cztery subfacje: subfacja almandynowo-diopsydowo-amfibolowa subfacja staurolitowo-almandynowa subfacja sillimanitowo-almandynowa subfacja kordierytowo-antofyllitowa

Facja granulitowa Obejmuje zakres wysokich ciśnień i najwyższych temperatur możliwych podczas metamorfizmu regionalnego. Charakteryzuje się zespołem mineralnym złożonym z mikropertytów, plagioklazów, kwarcu, granatów szeregu pirop-almandyn ze znaczna ilością cząsteczki grossularowej oraz rutylu i kyanitu. Wydaje się, że skały te powstały także przy znacznym udziale ciśnień kierunkowych co świadczy występowaniem kyanitu oraz płytowato ułożonego kwarcu.

Facja eklogitowa Facja ta obejmuje zakres najwyższych ciśnień i najwyższych temperatur. W warunkach takich trwałe są tylko skały ciemne złożone z granatów i omfacytu.

Podział i charakterystyka facji metamorficznych Facje metamorfizmu kontaktowego Są to zespoły skalne powstałe wskutek metamorfizmu kontaktowego. Rozróżnia się je na podstawie temperatury i ciśnienia panującego podczas przemian na pograniczu intruzji magmowej i skał nadkładu.

+ Zakres temperatur facji metamorfizmu kontaktowego Nazwa facji Początek facji Albitowo-epidotowo-hornfelsowa nieco powyżej 400 °C Hornblendowo-hornfelsowa 520 ± 10 °C przy P = 0,5 kb 535 ± 15 °C przy P = 1 kb

540 ± 10 °C przy P = 2 kb Ortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowa 580 ± 20 °C przy P = 0,5 kb 600 ± 20 °C przy P = 1 kb

640 ± 20 °C przy P = 2 kb Wyróżnia się trzy facje metamorfizmu kontaktowego:

Facja albitowo-epidotowo-hornfelsowa Najbardziej typową reakcją zachodzącą w warunkach tej facji, i zarazem wyznaczającą dolną granicę facji albitowo-epidotowo-hornfelsowej jest reakcja zachodząca pomiędzy kaolinitem a kwarcem, prowadząca do powstania pirofyllitu:

Reakcja ta zachodzi przy temperaturze 390 °C ± 10 °C i przy ciśnieniu rzędu 2 kb. Górną granicę PT tej facji wyznacza reakcja rozpadu pirofyllitu:

W warunkach tej facji z minerałów glinowych trwały jest jedynie pirofyllit. Trwałość wykazują następujące paragenezy mineralne ze skał bogatych w : pirofyllit + epidot + chloryt + muskowit.

Typowymi reakcjami dla skał węglanowych wyznaczającymi także warunki tej facji są:

Reakcja ta zachodzi przy temperaturze 400 °C, jednak znacznie częściej zamiast talku produktem tej reakcji jest tremolit:

W facji tej najczęstszymi spotykanymi paragenezami mineralnymi są: W skałach o chemizmie gabrowym → aktynolit + epidot + albit + chloryt lub biotyt W skałach ilastych bogatych w K → muskowit + chloryt + biotyt + epidot + albit, czasem występuje także mikroklin kosztem chlorytu, gdy skała jest szczególnie bogata w potas W skałach ilastych bogatych w Al, a ubogich w K → pirofyllit + chloryt + epidot + biotyt + muskowit W marglach → epidot + tremolit + chloryt lub kalcyt + albit + biotyt + muskowit W wapieniach marglistych → kalcyt + tremolit + epidot + albit + biotyt lub flogopit i czasem talk W wapieniach i dolomitach → kalcyt + tremolit + kwarc lub kalcyt + tremolit + dolomit

Facja hornblendowo-hornfelsowa W warunkach tej facji pojawia się staurolit, w przypadku gdy skały zawierają dużą ilość żelaza, a małą zawartość magnezu, wapnia i alkaliów. Staurolit, który jest raczej minerałem typowym dla metamorfizmu regionalnego, w tej facji pojawia się wskutek metamorfizmu kontaktowego. W tej facji nie występuje już chloryt w równowadze z kwarcem, a po raz pierwszy pojawiają się diopsyd, grossular, hornblenda, amfibole rombowe i cummingtonit. Do najważniejszych reakcji zapoczątkowywujących tę fację należy zaliczyć:

Paragenezy mineralne skał węglanowych często są także wzbogacone w wollastonit, jednak jest on trwały tylko w górnym zakresie PT tej facji.

W facji tej najczęstszymi spotykanymi paragenezami mineralnymi są: W skałach o chemizmie gabrowym → plagioklazy + hornblenda lub diopsyd + antofyllit + biotyt W skałach ilastych bogatych w K → biotyt + kordieryt + muskowit + plagioklazy, przy większym wzbogaceniu w potas pojawia się mikroklin kosztem kordierytu W skałach ilastych bogatych w Al, a ubogich w K → andaluzyt + kordieryt + plagioklazy + muskowit i biotyt W marglach → plagioklazy + hornblenda + diopsyd lub antofyllit + biotyt i muskowit W wapieniach marglistych → kalcyt + wollastonit + plagioklazy + diopsyd + grossular + biotyt lub flogopit

Facja ortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowa Facja ta dzieli się na dwie subfacje ortoamfiboli – niższe temperatury ortopiroksenów – wyższe temperatury W tej facji z minerałów glinowych występuje andaluzyt, w wyższych temperaturach – sillimanit. Najbardziej charakterystyczną cechą tej facji jest możliwość współwystępowania ortoklazu z kordierytem, co podkreślone jest już w jej nazwie. Wiąże się to z nietrwałością paragenezy biotyt + muskowit + kwarc, ponieważ muskowit nie może istnieć w tak wysokich temperaturach. Drugą cech charakterystyczną jest współwystępowanie ortoklazu z andaluzytem. Parageneza ta powstaje według reakcji:

Ta reakcja jest wyznacznikiem początku facji ortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowej. W podobnych warunkach powstaje również zespół złożony z kordierytu i ortoklazu.

Początek tej facji wyznacza przede wszystkim nietrwałość muskowitu w obecności kwarcu. Stąd też trwałe stają się dwie paragenezy ortoklazu z kordierytem i andaluzytem. Podwyższenie temperatury skutkuje zastąpienie amfiboli przez ortopirokseny, tym samym następuje przejście do wysokotemperaturowej subfacji wyznaczonej reakcją:

W warunkach facji ortoklazowo-kordierytowo-hornfelsowej mogą występować następujące paragenezy: