Metamorfizm kontaktowy (termiczny) zachodzi w otoczeniu intruzji magmowych na skutek oddziaływania wysokiej temperatury oraz gorących roztworów pomagmowych na chłodniejsze skały osłony. Decydującą rolę w przebiegu tego procesu odgrywają trzy wzajemnie powiązane czynniki: wyjściowa temperatura intruzji i skał otaczających, obecność i ciśnienie hydrotermalnych fluidów oraz czas oddziaływania termicznego, zależny od objętości intruzji i tempa jej krystalizacji. Przestrzeń objęta przeobrażeniami tworzy aureolę kontaktową, w której wyróżnia się endokontakt obejmujący strefę brzeżną intruzji oraz egzokontakt obejmujący strefę zmian w skałach osłony. Zasięg aureoli podobnie jak stopień przeobrażenia skał zależą od pojemności cieplnej intruzji (jej gabarytów i temperatury wyjściowej), temperatury skał otaczających oraz udziału fazy fluidalnej. Niewielkie ciała magmowe jak apofizy czy mniejsze dajki generują jedynie wąskie, lokalne strefy zmian, podczas gdy duże batolity granitoidowe (zob. granitoidy) formują rozległe, wielokilometrowe aureole z zaznaczającym się strefowym zróżnicowaniem produktów metamorfizmu.
W klasyfikacji ciśnieniowo-temperaturowej (P-T) metamorfizm kontaktowy odpowiada facjom niskociśnieniowym, zlokalizowanym w dolnej części diagramu fazowego (poniżej około 2–3 kbar) (Fig. 1).
W zależności od stopnia podgrzania, skały osłony przechodzą od warunków facji hornfelsowej (obejmującej facje hornfelsów albitowo-epidotowych, hornblendowych i piroksenowych) aż po ekstremalnie wysokotemperaturową fację sanidinitową w bezpośrednim sąsiedztwie płytkich intruzji (Fig. 2). Podział ten stanowi uniwersalną ramę fizykochemiczną określającą ogólny reżim P-T niezależnie od składu skały wyjściowej.
W praktyce terenowej i petrograficznej ogólny schemat P-T przekłada się na wykształcenie określonych paragenez mineralnych, uzależnionych od gradientu termicznego oraz litologii protolitu. Przemiany mineralne w egzokontakcie przebiegają według wyraźnej strefowości. Zależność tę ilustruje Fig. 2, na której poszczególnym strefom temperatury odpowiadają odmienne zestawy minerałów i typy skał metamorficznych.
W skałach glinonośnych i pelitowych (iłowce, mułowce) spadek temperatury od kontaktu w głąb osłony wyznacza sukcesję facjalną: od najchłodniejszej strefy zewnętrznej (odpowiadającej warunkom facji albitowo-epidotowej) z dominacją muskowitu i chlorytu, przez strefę pośrednią (odpowiednik facji hornblendowej) z charakterystyczną plamistością wywołaną krystalizacją biotytu i andaluzytu, aż po strefę przykontaktową najwyższych temperatur (odpowiadającą facji piroksenowej), gdzie wykształcają się kordieryt oraz sylimanit. Skały tej najgorętszej strefy ulegają przeobrażeniu w twarde, bezkierunkowe hornfelsy.
W przypadku protolitów węglanowych reakcja na podwyższoną temperaturę zależy od obecności zanieczyszczeń krzemionkowych i magnezowych. Czyste wapienie ulegają jedynie rekrystalizacji do marmurów kontaktowych o różnej ziarnistości, natomiast w wapieniach marglistych powstają krzemianowe minerały wskaźnikowe, takie jak oliwiny (np. forsteryt), diopsyd czy diopsydowo-grospularowe asocjacje metasomatyczne. W obecności gorących, zasobnych w krzemionkę i żelazo fluidów hydrotermalnych na granicy egzo- i endokontaktu zachodzi dwukierunkowa dyfuzja składników (bimetasomatoza), prowadząca do powstania bogatych w krzemiany wapniowo-żelazowe skarnów. Z kolei czyste skały kwarcowe (piaskowce) ulegają bezkierunkowej rekrystalizacji do kwarcytów.
Obok oddziaływań termicznych i metasomatycznych, na kontakcie intruzji ze skałami otoczenia dochodzi do procesów mechanicznych – wyrywania fragmentów skał osłony oraz asymilacji ksenolitów przez stop magmowy. W przypadku gdy intruzja graniczy ze skałami o wyraźnej laminacji lub warstwowaniu (np. łupki mułowcowe albo łupki metamorficzne), mają miejsce iniekcje (wstrzykiwania) magmy w płaszczyzny oddzialności oraz foliacji. W efekcie tych procesów na styku intruzji ze skałami otoczenia mogą powstawać specyficzne odmiany migmatytów iniekcyjnych, w tym brekcje agmatytowe.