Jozef Klembara, Evolúcia ekosystémov, Univerzita Komenského v Bratislave
O. Kumpera, Z.Vašíček, Základy historické geologie a paleontologie
J. Dvořák, B. Růžička, Geologická minulost Země
http://www.trilobites.info/
http://www.alaunwerk.de/guide3.htm
http://www.barrandien.cz/
http://skole.trondheim.kommune.no/rosten/fag/naturfag/utvikling/kambrium.htm
http://www.portalsaofrancisco.com.br/alfa/ceratopsideos/triceratops.php
Joseph G. Mečet, Trond H. Torsvik, The making and unmaking of a supercontinent: Rodinia revisited
http://geo-evropa.upol.cz/temata/geologie/
http://theprehistoricworld.blog.cz/1006/trias
http://www.meteo-maarssen.nl/pk_02.html
http://www.giobioobrazky.ic.cz/geologie.htm
http://historiezeme.sweb.cz/
http://departments.fsv.cvut.cz/k135/wwwold/webkurzy/rg/regionalka.html
http://pruvodce.geol.cechy.sci.muni.cz/regionalni_geol/geologie_CM.htm#kap1
http://www.geology.upol.cz/paleogeografie.html
I. Chlupáč a kol., Geologická minulost České republiky, Academia 2002
J. Zimák, Mineralogie a petrografie, UP v Olomouci 1998
A. Bajer, J. Matyášek, K. Rejšek, M. Suk, Petrologie, Masarykova univerzita v Brně, Brno 2004
http://astronomia.zcu.cz/planety/zeme/1948-stavba-nitra-zeme
http://www.sci.muni.cz/~herber/
http://www.ig.uit.no/webgeology/
http://geologie.vsb.cz/
http://atlas.horniny.sci.muni.cz/
http://www.zatlanka.cz/vyukove-materialy/zemepis/litosfera_typy_pohybu_desek.html
http://keith-travelsinindonesia.blogspot.com/2010/09/why-are-there-so-many-volcanoes-here.html
http://www.litosfera.chytrak.cz/3.html
L. Čepek, Hlubiny země, Praha 1964
J. Kalvoda, O. Bábek, R. Brzobohatý, Historická geologie, Olomouc 1997
http://www.jindrichpolak.wz.cz/encyklopedie/abc/sopka.php
http://www.youtube.com
B. Bouček, O. Kodym, Geologie I.díl Všeobecná geologie, Praha 1954
J. Karásek, Základy obecné geomorfologie, Brno 2001
Digg  Sphinn  del.icio.us  Facebook  Mixx  Google  BlinkList  Furl  Live  Ma.gnolia  Netvouz  NewsVine  Pownce  Propeller  Reddit  Simpy  Slashdot  Spurl  StumbleUpon  TailRank  Technorati  TwitThis  YahooMyWeb
 

stránky v rekonstrukci

 

Magma

Vyvřelé horniny vznikají krystalizací, z malé části též sklovitým tuhnutím magmatu. Magma je žhavotekutá, převážně silikátová tavenina, jejímiž hlavními složkami jsou SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, CaO, MgO, Na2O a K2O. V různém množství je v magmatu přítomna plynná fáze - jde především o H2O, CO2, HCl, HF, H2S, H2, CO, SO2, SO3 a N2. Tyto těkavé složky se uplatňují při krystalizaci mnoha minerálů, zvyšují aktivitu magmatu, snižují jeho viskozitu a mají význam pro hydrotermální a pneumatolytické procesy.
Magma bylo původně považováno za taveninu homogenní. Dnes pod označením magma rozumíme silikátovou taveninu obsahující do cca 10 % pevné fáze. Jde buď o silikátové nebo rudní minerály, které se vytvořily v průběhu počáteční krystalizace magmatu, nebo jde o pevnou fázi, která je reliktem (zbytkem) původní horniny, jejímž částečným roztavením magma vzniklo.
Magma se vytváří v přímé souvislosti s geologickými procesy probíhajícími v hlubších částech zemské kůry nebo v nejsvrchnější podkorové části pláště. Přímému pozorování a zkoumání je tak přístupné pouze na činných sopkách, kde vytéká na zemský povrch a bývá označováno jako láva. Poznatky o charakteru tavenin uložených v hlubších částech zemského tělesa lze získat pouze zprostředkovaně, a to studiem samotných magmatických hornin, sledováním vulkanické činnosti a laboratorním modelováním a výzkumem tavenin různého složení. Tyto výsledky však neposkytují údaje o skutečném složení původního magmatu, neboť při výstupu magmatu z místa jeho vzniku do vyšších částí zemské kůry (popř. až na zemský povrch) dochází k částečným změnám jeho fyzikálních vlastností i chemického složení a k úniku těkavých složek a vodních par.
V současnosti neexistuje doposud jednotný názor na počet základních výchozích magmat, jejichž dalším vývojem vznikají magmatické taveniny různého složení. Výzkumy geneze magmat se ve většině případů opírají o výsledky geofyzikálních měření. Na jejich základě se v zemské kůře a ve svrchním plášti vyčleňují úrovně s odlišnou hustotou a zóny vyznačující se zvýšenou vodivostí. Geofyzikální údaje tak umožňují předpokládat vznik magmat ve dvou rozdílných geotektonických prostředích (tj. dvěma různými procesy):

1) Prvním geotektonickým prostředím vzniku magmatu je zemská kůra kontinentálního typu. V této části zemské kůry působí místy teploty potřebné pro vznik kyselých až intermediárních magmatických tavenin. Magmata granitového složení zde mohou vznikat při tlaku 3-5 MPa a teplotě 630-670 °C. Vznik magmat v kůře se předpokládá především u granitoidních hornin a ryolitů složením blízkých granitovému solidu.
2) Druhým geotektonickým prostředím vzniku magmatu je svrchní plášť. Značná část petrologů předpokládá, že právě zde vznikají magmatické taveniny bazaltického charakteru.

Z hlediska geotektonického prostředí vzniku lze tak podle současných názorů rozlišit magma dvojího typu - magma primární a magma sekundární.

Primární magma má svůj původ v bazaltové vrstvě zemské kůry nebo v nejsvrchnější podkorové části pláště. Vzniká tavením hornin (bazaltů, popř. hornin tvořených olivínem) skládajících uvedené části zemského tělesa. Zdrojem tepelné energie umožňující toto tavení je s největší pravděpodobností rozpad radioaktivních prvků. Primární bazaltové magma vzniká částečným natavením tzv. pyrolitu, tj. hypotetické horniny tvořící svrchní plášť, složené z pyroxenu a olivínu v poměru 1 : 3.

Experimentální výzkumy ukazují, že tavením pyrolitu za vysokého tlaku se zhruba 1/3 objemu pyrolitu změní v bazické magma a zbývající zhruba 2/3 objemu se přemění na zbytkový peridotit s čočkami eklogitu. K vytavování bazických magmat z pyrolitu dochází ve svrchním plášti v hloubkách 100 až 250 km při teplotě 1300 - 1500 °C a tlaku 3 až 6 GPa. Vzhledem k tomu, že bazické magma má ve srovnání s peridotity a eklogity relativně nízkou hustotu, dochází k výstupu tohoto magmatu do zemské kůry, zatímco ve svrchním plášti zůstávají zbytkové peridotity a eklogity. Takto vytvořené bazické magma se často označuje jako juvenilní.
Primární ultrabazické magma se tvoří ve svrchním plášti při procesech, které jsou dosud nejasné. Pokud jde o primární magma intermediárního složení, bylo experimentálně prokázáno, že toto magma může vznikat za velmi vysokých teplot vytavováním z hornin svrchního pláště nebo se může formovat z bazických magmat během diferenciačních procesů probíhajících v zemské kůře. Většina intermediárních magmat však patrně vzniká přetavením hornin zemské kůry.

Při pohybech ker podél zlomů se mezi krami otevírají trhliny. Tím se ve spodních částech zemské kůry vytváří oblast nižšího tlaku, která do sebe nasaje magma tvořící se z hornin pláště a bazaltové vrstvy. Z magmatu se začínají uvolňovat plyny a páry, jimiž je magma vypuzováno do vyšších pater zemské kůry nebo až na její povrch (pouze při větším množství plynů a par). K výstupu těchto magmat dochází především podél riftových zón (např. na středooceánských hřbetech či kontinentálních riftech).

V případě, že je trhlina v zemské kůře otevřená po dlouhé období, nebo je zemská kůra porušena soustavou hlubinných zlomů, proniká do oblasti sníženého tlaku stále další magma. Tak se může v zemské kůře vytvořit magmatický krb, v němž se magma udržuje v tekutém stavu po mnoho miliónů let.
Z chemického hlediska má primární magma bazický až ultrabazický charakter, tj. je poměrně chudé na SiO2 a bohaté MgO a FeO.

Vznik kyselého sekundárního magmatu byl podle původních představ spojován s diferenciací magmatu primárního. Přestože je tento způsob vzniku kyselých magmat sice v omezeném rozsahu možný, naznačují výsledky některých novějších experimentů, že uvedeným mechanismem se kyselá magmata tvořit nemohou. V současné době je tak geneze kyselých magmat vysvětlována převážně anatexí (tj. úplným nebo částečným roztavením) korového materiálu tvořeného staršími sedimentárními, metamorfovanými nebo magmatickými horninami. Při anatexi dochází ke vzniku taveniny granitoidního složení. Takto vytvořené magma se označuje jako anatektické. K anatexi dochází v zemské kůře v hloubkách zpravidla 5 až 20 km a při teplotách pohybujících se v rozmezí 600 až 800 °C.
Lze předpokládat, že anatektické magma bylo za vysokého tlaku velmi pohyblivé a vyznačovalo se menší hustotou než okolní horniny, které je tak vytlačovaly výše. Ve vyšších částech zemské kůry ztrácelo rychle v zónách klesajícího tlaku pohyblivost, tuhlo a nedospělo na zemský povrch. Sekundární magma tak vytváří velká tělesa hlubinných vyvřelin, prostupující staršími horninami.

Intermediární magma vzniká přetavením hornin zemské kůry, z bazických magmat během diferenciace v zemské kůře nebo za velmi vysokých teplot vytavováním z hornin svrchního pláště.

Při řešení geneze magmatu je zvláště důležitá otázka magmatických krbů. Geofyzikální měření potvrdila jejich existenci pod některými činnými sopkami. Hloubka uložení magmatických krbů je různá a odhaduje se na 60-100 km. Geofyzikální výzkumy současně potvrdily, že v případě magmatických krbů nejde o prostory vyplněné souvisle magmatickou taveninou, která obvykle zaujímá jen asi 20 % jejich celkového objemu.
Magmatity mohou vznikat i metasomatickou přeměnou hornin – od magmatu se odtrhují těkavé složky, z nichž se formují horké roztoky a ty se dostájí do styku s jinými horninami. Např. granitizace - vede ke vzniku granitů ze sedimentů.

Podle geologické pozice vzniku se magmata rozlišují:

Magmata riftových zón a středooceánských hřbetů
Diapirový výstup hmoty svrchního pláště v oblastech riftů a oceánských hřbetů vede k její diferenciaci a případně parciálnímu tavení. Vznikají oceánské tholeiity - které pochází z malých hloubek kolem 30 km, mají nízký obsah litofilních prvků (K, Rb, Ba, Cs, Th, U). Tyto bazalty jsou alternovány mořskou vodou. Při tom dochází k vyluhování S, Cu, Zn, které se ukládají a vznikají ložiska typu Beshi, Kypr.
Bazalty středooceánských hřbetů jsou v důsledku diferenciačních pochodů oproti původnímu plášťovému materiálu (pyrolitu) obohaceny o některé litofilní prvky (Rb, Ba, Sr, Al, U, Si).

Magmata horkých skvrn (oceánských ostrovů)

Magmata oceánských ostrovů (Hawaii, Sv. Helena, Azory, apod.) jsou výrazně odlišná od magmat riftových zón (konvergentních rozhraní). Jsou zastoupeny primitivní tholeiity a alkalické bazalty (fonolit, trachit, hawaiit-mugearitová (s výrazným obsahem uranu) asociace tzv. HIMU) jako produkty různých etap tavení pláště ve spodních částech litosféry. V Tichém oceánu (Hawaii) na horkých skvrnách začíná magmatická aktivita tholeiity, později převládají alkaličtější horniny a nakonec nefelity. V Atlantském a Indickém oceánu chybí primitivní tholeiity a převládají alkalické horniny, alkalický olivinický bazalt, trachyt, fonolit.
K tavení pláště pod horkými skvrnami dochází buď v důsledku zvýšení obsahu těkavých látek v souvislosti se subdukčními procesy, nebo v důsledku místního obohacení svrchního pláště a o radioaktivní prvky a jimi způsobeným zvýšením teploty.

Magmata ofiolitových sekvencí

Jako ofiolity (ofiolitový komplex) se chápe soubor bazických a ultrabazických hornin s charakteristickými texturami a minerálním složením. Úplný ofiolitový komplex má (od podloží k nadloží) tyto členy:
a) metamorfované, ultramafity, tvořené proměnlivým podílem lherzolitů, harzburgritů a dunitů. Charakteristická pro ně je serpentinizace. Odpovídají spodní části oceánské kůry,
b) gabro peridotitový (resp. kumulátový) komplex je charakterizován kumulátovými struskami, kumulátové peridotity a pyroxenity jsou v podstatě nemetamorfované,
c) roj paralelních žil (sheated dyke complex) reprezentuje zprostředkující člen mezi gabry v podloží, z nichž se vyvíjí místy pozvolna a komplex bazických vulkanitů v nadloží,
d) lávy typu pillow (spility, příkladem mohou být ofiolitové komplexy masivu Troodos na Kypru Bay of Islands na Novém Foundlandu a Východní Papua na Nové Guiney.

Magmata na okrajích kontinentů

Magmata ostrovních oblouků jsou tvořena nejčastěji výlevnými horninami vápenato-alkalické suity, označovanými jako bazalt–andezit–ryolitová asociace či orogenní vulkanická série.
Bazalty této skupiny jsou vysoko-aluminiového typu, běžně obsahují hypersten (který bývá přítomen ve všech bazičtějších členech série.
V kyselých členech převládají nejprve lávy vápenato-alkalické později Na-alkalické nebo horniny šošonitové série, které jsou bohaté alkáliemi (6,5 - 7,0 % celkově), obsahují normativní hypersten, poměr K2O : Na2O je větší než 1. Obsah křemíku je vysoký (50 - 54 %).
Vápenato-alkalické horniny mají četné příznaky nerovnovážných vztahů minerálů, běžné jsou xenokrysty (hlavně plagioklasů) a v kyselejších i křemene. Časté jsou však i xenokrysty olivínu, biotitu, granátu, mnohé xenokrysty jsou po okrajích korodovány, olivínové mají reakční lemy tvořené hypersténem.
Vznik magmat v ostrovních obloucích je vysvětlován podsouváním alterované oceánské kůry, která znamená zavlečení těkavých látek do oblasti subdukce. Fáze s OH jsou nestabilní, těkavé látky jsou uvolňovány a dochází k parciálnímu tavení v subdukční zóně nebo v jejím těsném nadloží nebo v nadložním klínu svrchního pláště. Při tom vzniká pestrá paleta vyvřelin: směrem ke kontinentu: tholeiity, vápenatoalkalické horniny, šošonity. To je provázeno i vertikální variací: nejprve tholeiity, potom vápenatoalkalické horniny a nakonec šošonity. Vzniká primární stratifikace. Je bližší kontinentální kůře (vyšší obsahy litofilních prvků, nízké iniciální poměry izotopů).
Tholeiitová série ostrovních oblouků a okrajů kontinentů je považována za produkt frakční krystalizace. Většina hornin je bazická (obsah pod 52 % SiO2 v bazaltu a bazaltickém andezitu). Obsahují augit a pigeonit a liší se od bazických členů vápenato-alkalické řady i diferenciačním trendem .
Zákonitost prostorové distribuce těchto sérií jsou sledovatelné v oblasti aktivní subdukční zóny v Japonsku. Tato zóna je pod japonskými ostrovy k západu. Tímto směrem je sled vulkánů tholeiitové, vápenatoalkalické horniny a sodnoalkalické horniny. Je proto třeba vždy sledovat jak prostorovou tak časovou distribuci těchto vulkánů.
Časový sled bývá převážně tholeiitický na začátku (bazalty a bazaltové andezity), později vápenatoalkalický a nakonec sodnoalkalický nebo šošonitový.
Podle schématu Ringwooda se při subdukci mění horniny oceánské kůry na amfibolity, které zasahují do hloubky 80 - 100 km. Tam přestává být stabilní amfibol, mění se na eklogit a uvolňuje voda. Ta proniká do peridotitů svrchního pláště, způsobuje jejich tavení a diapirové stoupání. Při tom frakcionace způsobuje vznik tholeiitové série ostrovních oblouků. Ostatní minerály obsahující vodu (např. serpentin) zůstávají stabilní do větších hloubek.
Rozdíly v chemickém a minerálním složení vulkanitů v ostrovních obloucích jsou spjaty se vzdáleností od oceánu. Musí být tedy také ve vztahu s hloubkou ukloněné plochy, která ohraničuje podsunovanou oceánskou desku vůči nadloží kontinentální. Zdroje magmatu jsou pak tím hlouběji, čím je oblast vzdálena více od oceánu, nejhlubší jsou šošonitová magmata, méně hluboké vápenatoalkalické andezity a mělká jsou tholeiitová.

Vápenato-alkalická série ostrovních oblouků je na okrajích kontinentů produktem procesů probíhajících na styku subdukované kůry oceánské a nadložní kůry kontinentální. Hlubinné horniny vytvářejí pásma až 1 500 km dlouhá zákonitě uspořádaná paralelně s linií pobřeží.
Kůra kontinentálních okrajů se svým složením nejvíce blíží štítům. Alkalicko-vápenaté magmatity vznikají parciálním tavením ve spodní části kůry vytvořené v předchozích stádiích (oceánská kůra nebo kůra ostrovních oblouků s jejich sedimentačními sériemi). Je však dále přepracována metamorfními procesy (dehydratace, změny na přechodu amfibol. do granulitové facie).
Na konvergentních rozhraních jsou magmatity pestrého složení od tholeiitů přes alkalicko-vápenaté vyvřeliny až po šošonity. Poměr Na2O : K2O klesá od oceánu ke kontinentu a s přibývající mocností kontinentální kůry roste podíl vápenato-alkalických typů.
Za určitých podmínek dochází k míšení plášťového a korového materiálu a vznikají horniny tonalitové (resp. andezitové) série. Odrazem těchto podmínek je vznik tzv. andezitové (tonalitové) linie v určité vzdálenosti od styku oceánské a kontinentální kůry.

Magmatické aktivity v kontinentální kůře
Magmatické jevy na kontinentech jsou spojovány se dvěma procesy – s proniky plášťového materiálu do kůry a se vznikem magmat přímo v kontinentální kůře.
K pronikům pláště do kůry patří:
a) riftový vulkanismus, v němž kromě převládajících alkalických bazaltů jsou zastoupeny i
intermediální typy (se sanidinem, olivínem a Ti-augitem) a Na a K ryolity
b) platobazalty
c) kimberlity

Vznik magmat v kůře se předpokládá především u granitoidních hornin a ryolitů složením blízkých
granitovému solidu. Geochemický charakter těchto hornin odpovídá recyklované vysoce diferencované kůře. Základním procesem vzniku je parciální anatexe za teplot 640 - 800 °C a tlaku 30 - 50 MPa, při nichž vzniká tavenina křemenoživcového složení a restit odpovídající složením bazickým horninám amfibolitové facie za nižších teplot a granulitové za vyšších. Hloubky vzniku v kůře nejsou zcela jasné.


Fyzikální vlastnosti magmatu

K nejdůležitějším fyzikálním vlastnostem magmatu patří teplota, hustota a viskozita.
Teplota magmatu je přímo měřitelná na činných sopkách v lávových proudech a jezerech. Na teplotu hlubinného magmatu lze pouze usuzovat na základě laboratorních experimentů s taveninami hornin. Z přímých měření vyplývá, že teplota lávy kolísá nejčastěji v rozmezí 800-1200 °C. Nejvyšší teplota lávy 1200 °C byla naměřena na Vesuvu a na sopce Ključevskaja na Kamčatce (činná od roku 1697), jejíž láva byla tekutá ještě při 870 °C. Na Etně byla naměřena teplota lávy pouze 660-680 °C. Teplota anatektického granitového magmatu dosahuje podle laboratorních výzkumů asi 800 °C. Teplotu magmatu ovlivňuje kromě řady dalších faktorů také jeho chemické složení. Bazaltové lávy mají teplotu kolem 1000-1250 °C, andezitové lávy 1000-1200 °C, ryolitové 750-900 °C. Z toho vyplívá, že lávy kyselejší (tj. s vyšším obsahem SiO2) dosahují obecně nižších teplot než lávy zásadité. Teplota láv na povrchu je vždy větší než v hloubce několika m. Tato skutečnost souvisí s oxidačními reakcemi plynů na styku s atmosférickým kyslíkem.
Teplota magmatu v magmatických krbech je doposud neznámá a lze ji určovat pouze experimentálně.

Hustota závisí hlavně na složení, méně už na tlaku a teplotě. S rostoucím obsahem SiO2 a vody hustota magmatu klesá. Ryolitové (granitové) magma má hustotu 2,2-2,3. Andezitové 2,4-2,5. Bazické 2,6-2,7. Hustota žhavé taveniny je výrazně nižší než hustota ekvivalentní krystalické horniny.

Viskozita magmatu odpovídá vnitřnímu tření jednotlivých složek magmatické taveniny. Zásadním způsobem se uplatňuje při výstupu magmatu do vyšších pater zemské kůry, jeho pronikání tuhými vrstvami, nebo do trhlin a puklin.
Viskozita závisí na teplotě a složení magmatu. S rostoucí teplotou klesá viskozita a stoupá tekutost magmatu (fluidita). Z hlediska chemického složení ovlivňuje viskozitu zejména obsah SiO2, Al2O3 a TiO2. Čím vyšší podíl těchto oxidů magma obsahuje, tím je zpravidla viskóznější. Viskozita tavenin tak klesá v pořadí ryolit - andezit - bazalt. Viskozitu taveniny naproti tomu snižuje přítomnost Mg, dále pak i FeO, MnO, CaO, Na2O, K2O a velmi podstatným způsobem také těkavé složky (např. HF, HCl, CO, CO2, O2, SO2, SO3).
Bazaltové lávy s nízkým obsahem SiO2 a tím i nízkou viskozitou vytvářejí rozlehlá, plochá tělesa, mající charakter lávových proudů nebo příkrovů. Vysoce viskózní kyselá magmata se značným podílem SiO2 vytvářejí naproti tomu převážně strmé kupy nevelké plošné rozlohy.
Kromě uvedených faktorů vede ke zvyšování viskozity často též tlak. Roste-li viskozita s tlakem, pak magma určitého složení a teploty bude vždy v magmatickém krbu viskóznější než při výlevu na zemský povrch.

Vliv těkavých složek na celkovou viskozitu magmatické taveniny je velmi dobře patrný na průběhu tuhnutí láv, známých z oblasti Havajských ostrovů a označovaných podle tamních lokalit jako lávy typu Aa a lávy typu Pahoehoe.
Lávy typu Aa jsou bohaté těkavými složkami a vyznačují se tím i celkově nízkou viskozitou. Při jejich ochlazování stoupá viskozita jen pomalu. Krystalizace tak probíhá poměrně snadno, těkavé složky unikají z taveniny téměř najednou, a to až v posledních fázích jejího tuhnutí. Vznikající horniny jsou proto dobře vykrystalované, mají masivní stavbu a nebývají porézní.
Lávy typu Pahoehoe jsou těkavými složkami poměrně chudé. Při ochlazování z taveniny neustále unikají. S klesající teplotou vzrůstá viskozita rychle. Krystalizace proto probíhá nesnadno, vytvářejí se horniny s drobnými póry a značným podílem skla.
Krystalizace magmatu

Každé magma začíná vlivem ochlazování krystalizovat. První poznatky o průběhu krystalizace a jejích zákonitostech byly získány na základě sledování krystalového omezení jednotlivých horninotvorných minerálů v procházejícím světle. Odlišný stupeň omezení nasvědčuje, že v procesu vylučování minerálů existují určitá pravidla, jejichž studium vedlo již od druhé poloviny 19. století k vytváření prvních krystalizačních schémat.
Hlubší poznatky o krystalizaci magmatu přinesly na přelomu 20. a 30. let dvacátého století výzkumy amerického petrologa N. L. Bowena, který se věnoval mikroskopickému studiu struktur magmatitů a prováděl současně laboratorní experimenty s taveninami hornin. Na základě dosažených výsledků sestavil Bowen reakční schéma, které ukazuje postup vylučování nejběžnějších nerostů v hlavních typech vyvřelých hornin. Základem Bowenova schématu je poznatek, podle něhož v průběhu krystalizace dochází k vylučování minerálů z magmatické taveniny v určitém pořadí, které je dáno zákony fázových rovnováh. Vyloučením určitého minerálu z taveniny se mění její chemické složení, což znamená, že později vyloučené minerály budou vznikat z taveniny odlišného charakteru a budou tak mít jiné chemické složení než minerály vykrystalované dříve.
Bowenovo schéma se skládá ze dvou reakčních sérií. Levá strana schématu představuje tzv. diskontinuitní řadu, která je charakterizovaná tím, že její jednotlivé minerály se vyznačují odlišným, s klesající teplotou postupně komplikovanějším typem krystalové struktury. Pravá strana schématu pak představuje kontinuitní řadu, která zahrnuje fyzikálně, chemicky a strukturně obdobné minerály. Obě série se následně spojují a schéma je zakončeno trojicí minerálů (K-živcem, muskovitem a křemenem), které však reakční sérii netvoří. Termín reakční série vyjadřuje skutečnost, že minerál ležící v určité reakční sérii výše (tj. krystalizující z taveniny dříve) může při dalším postupu krystalizace reagovat s okolní taveninou a může být nahrazen minerálem ležícím v této sérii níže. Např. olivín se při dalším průběhu krystalizace stává nestabilním a reaguje s magmatickou taveninou za vzniku pyroxenu v souladu s rovnicí:
(Mg,Fe)2SiO4 + SiO2 = (Mg,Fe)2Si2O6
Pyroxen se však při dalším postupu krystalizace může měnit na amfibol reakcí:
7(Mg,Fe)2Si2O6 + 2SiO2 + 2H2O = 2(Mg,Fe)7[OH|Si4O11]2

V případě plutonitů krystalizace probíhá při nízkém stupni podchlazení. V případě vulkanitů a většiny žilných hornin probíhá při vysokém stupni podchlazení taveniny.

Bowenovo reakční schéma nemá obecnou platnost a nikdy nebylo potvrzeno přímým geologickým pozorováním. Vyjadřuje pouze velmi zjednodušeně postup krystalizace jednoho typu magmatické taveniny za určitých podmínek. Schéma lze nejlépe aplikovat na horniny řady gabro–diorit–žula. Méně vhodné je již na jejich žilné a vulkanické ekvivalenty nebo na horniny s foidy, neboť nebere v úvahu vznik K-živců v počátečních stadiích krystalizace.

Tavení hornin

Terminologie:
Subsolidus = oblast pod teplotou solidu, v níž jsou stabilní pouze pevné fáze (krystaly)
Solidu = mezní teplota, při níž se v daném systému za urč. podmínek objevují první stopy tavenin
Likvidus = mezní teplota, při níž v závislosti na složení a dalších podmínkách vymizí poslední zbytky pevné fáze a materiál je zcela roztavený, za touto teplotou jde pak o přehřáté taveniny.

Směsi minerálů se začínají tavit za nižších teplot než jsou teploty tání jednotlivých minerálů. Složení tavenin, které mají povahu eutektických směsí (tuhá směs dvou látek, jejichž krystaly se vytvářely při tuhnutí společně), nezávisí na kvantitativním zastoupení minerálů, ale pouze na původní minerální asociaci. Eutektické tavení vyžaduje dodávání tepla, ale probíhá za stejné teploty. Pokud je některý minerál v nadbytku proti poměru v eutektické směsi, může se toto nadbytečné množství minerálu rozpouštět až při zvyšující se teplotě, přičemž se bude postupně měnit složení taveniny.
Teplota při níž se magma tvoří nedosahuje likvidu pro daný horninový systém a probíhá tak částečné (parciální) tavení – proto je koexistence krystalů a tavenin koexistujícím jevem, a proto se složení magmat liší od složení zdrojových hornin.

Příčiny tavení:
a) anomální zvýšení teploty – prohřátí určité partie zemské kůry intruzí vysoce temperovaného magmatu plášťového původu, radiogenní teplo
b) rozpad minerálů s OH skupinou při metamorfních reakcích – uvolňuje se v systému voda, tím se snižuje solidus a probíhá tzv. dehydratační tavení
c) přínos těkavých látek (hlavně z vody) z externího zdroje – např. metamorfní dehydratace svrchních partií subsumované litosférické desky
d) snížení tlaku za dané vysoké teploty ve větších hloubkách

segradace taveniny = rozdělení taveniny od neroztaveného zbytku. Při extrémně nízkém stupni natavení tavenina zůstává v místě svého vzniku. Při vyšším stupni parciálního natavení tavenina vytváří síť vzájemně komunikujících kanálků a může migrovat vzhůru.
Výstup magmatu – tavenina může vystupovat diapirickým mechanismem, rychleji pomocí určitých kanálků (po puklinách – hydraulicky otvíraných). Schopnost výstupu je podmíněna především nižší hustotou ve srovnání s hustotou okolních a nadložních hornin. Výstupu do malých hloubek nebo dokonce extruze jsou schpna pouze relativně suchá a vysoce temperovaná magmata.

Diferenciace magmatu

Během svého výstupu svrchním pláštěm a zemskou kůrou prochází primární magma významnými změnami, souvisejícími s řadou složitých fyzikálně chemických procesů. Tyto pochody, které se souhrnně označují jako diferenciace magmatu způsobují, že původně homogenní magma se rozdělí na několik heterogenních fází, z nichž mohou vznikat horniny látkově a chemicky odlišné od horniny, která by vznikla z magmatu nediferencovaného. K diferenciaci dochází při výstupu magmatické taveniny z hlubších částí Země do vyšších pater zemské kůry nebo až na její povrch a je vázána na časově relativně dlouhé období. K základním diferenciačním procesům patří likvace, frakční krystalizace, gravitační diferenciace, filtrační diferenciace, oddělení plynné fáze a asimilace.

Diferenciace likvací

Samotným termínem likvace se označuje rozdělení původně homogenní taveniny na dvě vzájemně nemísitelné taveniny (např. na silikátovou a sulfidickou, nebo na dvě rozdílné silikátové taveniny). Při ochlazení magmatu na teplotu zhruba 1500 °C dochází k oddělení sulfidické taveniny od silikátové. Oddělující se sulfidická tavenina se shlukuje do kapek, které vlivem vyšší hustoty klesají gravitačním mechanismem do spodních částí magmatického tělesa, kde se mohou koncentrovat a tak nakonec vytvořit akumulace vtroušeninových až masivních sulfidických rud. Teplota oddělení sulfidické a silikátové taveniny závisí na složení magmatu, utuhnutí sulfidické taveniny probíhá až při poměrně nízkých teplotách (200 až 600 °C). Hlavními produkty krystalizace sulfidické taveniny jsou sulfidy Fe, Cu, Co a Ni (především pyrhotin, chalkopyrit a pentlandit). Z hlediska vývoje magmatu má likvace zpravidla jen nepatrný význam a v poslední době je její existence často zpochybňována.

Diferenciace frakční krystalizací

Diferenciace frakční krystalizací představuje jeden z nejvýznamnějších způsobů diferenciace magmatu. Tento diferenciační proces spočívá ve schopnosti minerálů vylučovat se z magmatických tavenin v posloupnosti podle zákonitostí fázových rovnováh. Pevné fáze se od zbytkové taveniny mohou oddělovat v gravitačním nebo tektonickém silovém poli. Podle tohoto mechanismu pak rozlišujeme diferenciaci gravitační a filtrační.
Při gravitační diferenciaci vykrystalované minerály s vyšší hustotou než okolní tavenina (zvl. tmavé minerály - olivín, pyroxen, amfibol) klesají ke dnu magmatického krbu. Minerály s nižší hustotou (světlé minerály) se naopak hromadí ve svrchních částech vznikajícího magmatického tělesa. Magmatity, které vznikly nahromaděním minerálů díky gravitační krystalizaci se označují jako kumuláty. Ortokumuláty se vyvíjejí v uzavřeném systému. Adkumuláty se vyvíjejí v otevřeném systému. Akumulované krystaly jsou v kontaktu s čerstvým magmatem, s tím souvisí menší mineralogická pestrost.

Při ochlazení magmatu na 1500 ºC může dojít ke krystalizaci prvních minerálů ze silikátové taveniny. Toto stádium se označuje jako počáteční krystalizace. V závěru při 1000 – 1200 ºC začínají krystalizovat horninotvorné minerály = hlavní krystalizace. K ukončení hlavní krystalizace dochází kolem 1000 - 600 ºC. Horninotvorné minerály krystalizují podle Bowenova schématu, které již bylo uvedeno.
Filtrační diferenciace je vyvolána orientovaným tlakem (stressem), který způsobuje oddělení taveniny od vykrystalovaných minerálů jejím vytlačením. Pokud tlak různé intenzity zasáhne krystalizující magma v různém časovém období, mohou vznikat jednotlivá dílčí magmata, z nichž pak krystalizují látkově a chemicky odlišné magmatické horniny.

Diferenciace oddělením plynné fáze

V plynném skupenství může migrovat poměrně velké množství prvků a sloučenin, které jsou za daných podmínek těkavé. K hlavním těkavým složkám magmatu patří především H2O. Výzkum kondenzovaných vysokoteplotních vulkanických plynů o teplotě 500 až 800 °C ukázal, že tyto plyny obsahují vedle H2O zejména HCl, HF, SO2, SO3, H2S, CO2, CO, N2, ale i sulfidy, fluoridy nebo chloridy. Ve vysokoteplotních kondenzátech byly navíc zjištěny prakticky všechny hlavní horninotvorné prvky jako Si, Al, Na, K, Mg, Fe, Ca atd.
Rozpustnost vody a dalších těkavých složek v magmatu roste s rostoucím tlakem. Protože při výstupu magmatu z hloubky do vyšších partií zemského pláště a zejména do zemské kůry se tlak postupně snižuje, dojde v určitém bodě výstupu k tomu, že magma původně nenasycené těkavými složkami je jimi právě nasyceno. Další pokles tlaku bude již provázen uvolňováním těkavých složek z taveniny, v níž se budou vytvářet bubliny plynů, které budou zvolna stoupat taveninou vzhůru. Toto oddělování plynné fáze od magmatu bývá označováno jako var magmatu.
Těkavé složky ovlivňují významným způsobem rychlost růstu krystalů. Partie magmatických těles, které utuhly z magmatu s vyšším obsahem těkavých látek, jsou zpravidla hrubozrnnější ve srovnání s partiemi vzniklými utuhnutím magmatu na těkavé složky relativně chudého. Těkavé složky ovlivňují jak rychlost, tak i celý průběh krystalizace magmatické taveniny. Těkavé složky oddělené od magmatu mají zásadní význam při vzniku pegmatitů a při formování hydrotermálních roztoků.

Diferenciace asimilací

Pohltí-li magma cizorodý materiál (části okolních hornin), dojde k jeho homogenizaci a tavenina je jím znečištěna. Popsaný proces bývá zpravidla označován jako asimilace a jeho výsledkem je kontaminace nebo hybridizace magmatu. Starší horniny mohou být magmatickou taveninou asimilovány úplně, částečně nebo jsou z nich asimilovány pouze některé minerály. Asimilační a hybridizační procesy vedou buď ke vzniku magmatické taveniny odlišného složení, nebo na styku xenolitů a magmatu odebírají často tavenině teplo a vyvolávají vznik kontaktních zón různých rozměrů.
 
Prohlášení o Cookies |
Name
Email
Comment
Or visit this link or this one