Složení ovzduší Země

se pak postupně měnilo v závislosti na průběhu geologických a bilologických dějů, až k současnému stavu. Před asi 4 miliardami let dochází ke vzniku prvých forem života. CO2 se ve značné míře rozdpouštěl ve vodách oceánů, které obsahovaly ionty kovů, vedle Na+ zejména Ca2+ a Fe2+, které se do vody dostávaly při zvětrávání hornin. Ca2+ ionty se srážely s rozpuštěným CO2 jako uhličitan vápenatý, který vytvářel na mořském dnu usazeniny. Během evolučního vývoje vznikly nejprve ve vodě prvé formy života, které začaly spotřebovávat v prostředí se vyskytující sloučeniny uhlíku, síry, dusíku, včetně kovovým iontů (Fe2+) v rámci své spotřeby energie. V čase před 3 a 4 miliardami let vstupují na vývojovou scénu bakterie, které mohly již spotřebovávat světelné záření při fotosyntéze za vzniku organických sloučenin. Zvlášť aktivně se projevovaly fotosynteticky aktivní organismy, které mohly spotřebovávat oxid uhličitý jako zdroj potravy. Kyslík uvolňující se při fotosyntetických reakcích v mořích oxidoval soli Fe+ na špatně rozpustné oxidy Fe3+, které spolu s dalšími anorganickými látkami a produkty rozkladu odumřelých organismů se usazovaly jako železem bohatý kal, jen malá část kyslíku vstupovala do atmosféry.
V dalším vývoji Země, před asi 1.8 miliardami let se převážná část v mořské vodě obsažených iontů Fe2+ spotřebovala a přebývající část kyslíku, proti předchozí etapě, začala se ve stále větší míře se hromadit v atmosféře.

Vznik a složení zemské atmosféry,

troposféra jako chemický reaktor

Na vzniku atmosféry měly rozhodující podíl tři tomu předcházející skutečnosti: - výměna látky s kosmickým prostorem,
- uvolňování se plynů z nitra Země,
- vznik částic atmosféry na souši, ve vodě a samotné atmosféře.

Na základě současného poznání lze předpokládat, že atmosféru zpočátku tvořila zejména vodní pára, oxid uhličitý a dusík. Ve stopových množstvích byly přítomny sloučeniny síry, halogenovodíky, vodík, oxid uhelnatý, methan, amoniak a vzácné plyny (z nich zejména argon). Atmosférický kyslík pokud byl vůbec přítomen, tak jen ve velmi nepatrných množstvích. Navíc vznikal fotolýzou vody, současně vznikající vodík unikal do kosmického prostoru.

Přehled magmatických formací

(sestavený Hovorkou s ohledem na problematiku Západních Karpat a Českého masívu)

A. Formace oceánské kůry
A.1 Ofiolitová formace
A.2 Spilito-keratofyrová formace

B. Formace kontinentální kůry
B.1 Formace diatrém (kimberlitová formace)
B.2 Trappová formace
B.3 Formace alkalických efuzív
B.4 Formace granitových plutonů
B.5 Anortozitová formace
B.6 Formace ultramaficko-alkalických eruptiv a karbonatitů

C. Formace aktivních okrajů litosférických bloků
C.1 Formace bazaltů a středooceánických hřbetů
C.2 Vápenato-alkalická formace efuzív orogenních zón
C.3 Formace plutonů aktivních okrajů kontinentů

Formace magmatických hornin

Nauka o formacích magmatických hornin byla vypracována ruskými geology v 70. letech a je pokusem o systemizaci hornin na základě jejich chemického a mineralogického složení podle jejich geologické pozice. V této souvislosti se hovoří o horninových asociacích, magmatických formacích či vulkanickoplutonických formacích.
Definičně do určité magmatické či vulkanicko-plutonické formace patří geniticky příbuzné horniny, které se vyskytují v určité oblasti ve shodných geologicko-tektonických podmínkách a které mají shodné základní znaky minerálního a geochemického vývoje, a proto se vyznačují shodnou poteciální metalonosností. U nás podrobnou informaci o současném stavu formační analýzy publikavala Pavlicová (1977), bazická eruptiva různého stáří z oblasti Západních Karpat zařadil do magmatických formací Hovorka (1976).

Granitické masívy

s nízkým poměrem 87Sr/86Sr (s hodnotami nižšími než 0.708) vznikly vytavením buď přímo z hmoty svrchního pláště, nebo vytavením spodní části kůry kontinentálního typu. Většina granitových masívů na kontinentech vznikla v prostoru kontinentální kůry parciálním tavením hornin kůry. Vyjímky existují a vysvětlují se kontaktem lávy s horninovými komplexy, skrz které proniká tavenina v kůře na cestě k zemskému povrchu.

Mladé oceánské bazalty,

které pronikly tenkou oceánskou kůrou se vyznačují nízkými hodnotami poměru 87Sr/86Sr a to nejčastěji v rozsahu 0.701 - 0.705. Při studiu starých bazaltů stejné geologické pozice je nutno provést korekci a odečíst 87Sr, který vznikl rozpadem 87Rb. V případě, že bazalty pronikaly mocnější kontinerální kůrou, došlo v nich k různě intenzivní akumulaci korového materiálu. Důsledkem toho jsou vyšší poměry izotopu stroncia až do 0.715.

Poměr izotopů

stroncia 87/Sr/ 86Sr se na základě výsledků analytických studií ze začátku 70tých let ukázal být jednou z veličin, indikujících místo vzniku magmatu. V dásledku svých stejných chemických vlastností a velmi blízké hmotnosti se izotopy Sr při většině geologických procesů neoddělují, ale zachovávají si svůj původní poměr. Postupně se prokázalo, že 87Sr vzniká radioaktivním rozpadem 87Rb. Tento izotop se na základě chemické podobnosti s draslíkem koncentruje zejména v silikátech obsahujících draslík. K jeho maximálnímu nahromadění dochází proto v kůře kontenentálního typu a poměr 87Sr/86Sr je vyšší ve starších horninách, protože v nich déle probíhal rozpad 87Rb.
Svrchní plášť, složeny převážně z peridotitů, případně pyrolitu se vyznačuje velmi nízkým obsahem draslíku a geochemicky příbuzných kationtů. Proto též poměr 87Sr/86Sr je nízký, zpravidla 0.701 až 0.705. Tato hodnota je blízká hodnotě poměru izotopů stroncia v chondritických meteoritech, která je 0.698 a považuje se za konstantní. Kontinetnální kůra formovaná po 3 miliardy let má vysoký obsah draslíku a tedy i rubidia. Poměr 87Sr/86Sr je podstatně vyšší než v případě hornin svrchního pláště, dosahuje hodnoty 0.800 a ojediněle i vyšší.

Ve skupině

vzácných zemin má výjimečné postavení europium (Eu). Nejen proto, že je v řadě TR dělícím prvkem, odděluje lehké a těžké vzácné zeminy. Jeho zásadní geochemický význam spočívá ve dvojí valenci Eu2+ a Eu3+, ostatní vzácné zeminy jen 3+ s výjimkou céru (Ce4+). Eu je proto v procesu frakčního tavení a následné diferenciace, které můžeme metodicky považovat za mezipásmovou krystalizaci či zonální stavbu (jak nás učí chemie a metalurgie) oddělováno od ostatních vzácných zemin.

Normalizace

na chondritický obsah se vypočítává dělením hmotnostního obsahu daného prvku jeho hmotnostním obsahem v chondritických meteoritech. Provádí se proto, aby bylo odstraněno zkreslení, že vzácné zeminy s párovými atomovými čísly jsou v chondritických meteoritech ve vyšších koncentracích než TR s atomovými čísly nepárovými. Pro výpočet normalizovaných obsahů se používají údaje o obsazích vzácných zemin v chondritických meteoritech publikované Schmittem (1963.1964), Haskinem (1968) a Masonem (1971).
Jestliže lehké vzácné zeminy (La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu) jsou vzhledem k těžkým vzácným zeminám (Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tu, Yb, Lu) více koncentrovány, mluvíme o obohaceném obraze. Naopak, jestliže jsou více obohaceny těžké TR než lehké, jde o obraz ochuzený. Grafické znázornění normalizované na chondritický obraz TR, které se nevyznačuje znaky obohacení či ochuzení má plochý (blízký vodorvnému) průběh a označuje se jako chondritický obraz.

Obsahy prvků vzácných zemin,

označované jako (TR) se všeobecně udávají v obsazích normalizovaných na obsahy v chondritických meteriotech. Obvykle se znázorňují graficky pro celou skupina TR. Mluvíme o chondriticky normalizovaných obsazích. Jedním z důvodů proč jsou obsahy TR udávány v této normalizované formě je obecně uznávaný předpoklad, že složení chondritických meteoritů odpovídá původnímu průměrnému složení Země před uplatněním procesů diferenciace a vzniku oblů. Existuje velké množství údajů dokazuje obohacování zemské kůry skupinou prvků TR, přičemž obohecení o tzv. lehké TR (od Ce po Eu) je nejvýraznější. Kompelmentární ochuzení o TR bylo zjištěno hlavně ve vysokoteplotních peridotitech, které jsou v mnoha případech pokládány za zbytky po vytavení bazaltických tavenin.

Geneze vyvřelých hornin

K řešení problému vzniku magmat jsou často používány prvky obsažené v horninách ve stopových koncentracích. Používaným ukazatelem je přitom koeficient distribuce minerál-tavenina (KD). Vyjadřuje hmotnostní podíl daného stupového prvku v minerálu, dělený hmotnostním podílem téhož prvku v existující tavenině. Koeficient distribuce KD minerál/tavenina nezávisí na relativních kvantitativních vztazích minerálu a taveniny a na koncentraci daného prvku. Závisí naopak na teplotě a složení taveniny a minerálu. Např. KD minerál/tavenina jsou obecně vyšší pro granitické horniny než pro bazaltické horniny. Není ovšem jednozačně prikázáno, zda určující je vliv teploty nebo vliv složení. Na modelových směsích a taveninách v laboratořích je však možno tyto vlivy pro případy konkrétního složení upřesnit.

U peralkalických intruzív

typu nefelinických syenitů i některých dalších hornin, se pro vyjádření jejich "agpaitosti" používá index agpaitosti:

Na2O + K2O Na+
_____________ nebo _________
Al2O3 Al3+ - K+

Agpait je nefelinický syenit z jižního Grónska v němž suma alkalií je vyšší než obsah Al2O3. Nefelinické syenity jsou proto děleny na typy agpaitové a miaskitové, přičemž kritickou hodnotu indesu agpaitosti různí autoři udávají rozdílně. Diferenciace magmatu S alk Al se označuje jako "agpaitová diferenciace" a projevuje se i v přítomností zvláštních asociací stopových prvků v magmatech tohot typu.

Koeficienty kyselých eruptiv

Podle experimentálních prací mohou taveniny granitického složení vznikat za teplot do 700oC a tlaků 3 až 4 MPa ze sedimentů jílových i drobných. Uvedené teploty a tlaky jsou běžně dosahovány v podmínkách zemské kůry kontinentálního typu. Studována byla zejména distribuce jednotlivých prvků v masivech plutonitů a ve vulkanických siriích, přičemž jsou sledovány zejména problémy afinity masivů a serií.
Pro řešení vzniku afinity plutonických hornin použil Wright (1969) poměr alkalinity ve formě:

Al2O3 + CaO + (Na2O + K2O)
____________________________
Al2O3 + CaO - (Na2O + K2O)

Do vztahu se dosahují hmotn. procenta analyticky stanovených složek. V případě, že obsah SiO2 b analyzované hornině převyšuje 50 % hmotn. a poměr K2O : Na2O je větší než 1 a menší než 2.5 je v tomto indexu použito místo součtu alkalií hodnota 2.5 . Na2O.

magma

(SiO2 je uváděn v hmotnostních procentech, ostatní oxidy jako molární obsahy). Vulkanické horniny s vysokým indexem theta vznikly krystalizací tholeitických magmat bohatých na SiO2. Nízký index theta signalizuje krystalizaci z alkalických bazaltických magmat.

Kuno (1960)

pro členění serií bazaltových hornin použil vzájemný poměr čtyř oxidů SiO2: Na2O: K2O. Charakterizoval a graficky zobrazil tři typy bazických efuzív: tholeitické, alkalické a vysokoliníkové bazalty.
Sugimura (1960) pro zdůraznění rozdílů chemického složení vulkanitů bazaltického typu v směru napříč ostrovním obloukem použil koeficient (theta). V termnínech teorií deskové tektoniky se jedná o sledování změny chemického složení v oblasti subdukce, resp. v nadloží Benioffovy zóny:

Na2O + K2O
theta = SiO2 - 47 . ____________
Al2O3

Koeficienty pro bazická eruptiva

Nově byla vypracována a testována chemická kriteria pro členění bazaltických efuzív na několik základních typů. Přitom je minerální i chemické složení charakteristické pro každý sled, každá serie efuzív má typický průběh diferenciace, charakteristický obsah stopových i vedlejších prvků. V souvislosti s novými tektonickými představami se staly předmětem intenzivního studia hlavně vulkanity ostrovních oblouků.

Podobný význam jako koeficientu M/F se připisuje obsahu TiO2, titan jako kritický prvek bývá aplikován ve vztahu:

100 . Ti
___________ (Chmara 1970)
Fe

Hodnoty tohoto koeficientu jsou zpravidla vyšší než 1 pro ultrabazika peridotitová, nebo nižší než 1 herzoli-harzburgitové formace.
Snahu po vyčlenění rudonosných typů hornin na základě jejich chemického složení přehledně formuloval Bogačev (1969). V trojúhelníkovém diagramu se mu podařilo pomocí oxidů petrogenních prvků vymezit plochy potenciálně rudonosné, tj. obsahující Cr, Ni a Ti. Pro řešení obdobné problematiky použil Edelštejn koeficient niklnosnosti ultrabazických masivů:

MgO
__________________________
FeO + Fe2O3 + MgO + NiO

Koeficienty pro ultrabazické horniny

Ultrabazické horniny se považují buď za prvotní materiál svrchního pláště a jejich chemické složení by mělo odpovídat složení svrchního pláště v příslučné oblasti.
Koeficient M/F (Hess 1938) byl dříve jedním ze základních kriterií pro rozlišení masivů, které utuhly z nediferencované hmoty svrchního pláště a masivů, které vznikly diferenciací bazických magmat:

MgO
M/F = ___________________________
FeO + 2 Fe2O3 + MnO + NiO

Podle poměru M/F rozlišil Hess (1938) ultrabazické horniny "peridotitového" mateřského magmatu a ultrabazika, která jsou produktem diferenciace bazaltické taveniny. V prvém případě poměr M/F nepřevyšuje 6, v druhém případě jsou pro M/F charakteristické hodnoty 3.5-7.5, tedy celkově nižší než v prvém případě.
Koeficient M/F se udává v různých modifikacích. Nejčastěji v hmotnostních procentech oxidů, dále v atomových i molárních hodnotách. Pro rychlou orientaci se udává ve formě poměru Mg/Fe.