Magmatické horniny kontinentů

Gabro-peridotitové masívy kontinentálních štítů

U kontinentálních štítů lze rozlišit tři základní typy
masívů, které jsou tvořeny horninami ultrabazickými až intermediárními. Roozdělení masívů se provádí podle oobsahu horninových typů.
1. Stratiformní intruze - mají vrstevnatou stavbu, intrudují v malých hloubkách. Na stavbě se podílí hlavně ultramafická fáze, v horní části granofyr.
Vznikly pravděpodobně krystalizací tholeiitického magmatu vzniklého tavením svrchního pláště.
2. Koncentrické zonální gabro-peridotitové masívy - tvoří intruze s ultrabazickým středem a okraji tvořenými gabroidními horninami.
Vznikly nejspíš několikanásobnou intruzí ultrabazického magmatu s vysokou koncentrací FeO, CaO a vody.
3. Alpinotypní peridotity a vysokoteplotní peridotitové intruze - jde o hlubinné kumuláty nebo materiál svrchního pláště.

Tholeiitové horniny

Je možno také pozorovat změny v obsahu prvků v závislosti na poloze hornin v ostrovním oblouku.
Tholeiitové horniny leží nejblíž k mořskému příkopu, alkalicko-vápenaté dále a shoshonitové leží nejblíže ke kontinentu. V závislosti na tom je možno konstatovat, že směrem ke kontinentu roste obsah K2O v horninách, vzrůstá hodnota poměru K2O/Na2O. Mění se rovněž stupeň obohacení železem a stupeň oxidace železa.
Vulkanické horniny kontinentálních okrajů jsou tvořeny hlavně andezity, dacity a ryolity, často se objevuje křemen. Tato horniny byly často pokládány za shodné s magmatickými horninami ostrovních oblouků. Lze však mezi těmito horninami odhalit řadu rozdílů. Rozdíly jsou v zastoupení horninových typů i v chemickém složení hornin.
Kontinentální okraje oproti ostrovním obloukům nejsou bohaté na bazické - čedičové horniny a tholeiity zde zcela chybí.
Základním rozdílem v chemickém složení je například obsah K2O, který je v horninách kontinentálních okrajů vyšší. Značné rozdíly jsou také v obsahu stopových prvků. Horniny kontinentů obsahují více např. Rb, Ba, U a Th. Obsahy V, Cr či Ni bývají obvykle o něco nižší.

Horniny ostrovních oblouků a okrajů kontinentů

Pro ostrovní oblouky (Aleuty, Kurily, Melanésie) je charakteristický výskyt tří geochemicky definovatelných horninových asoociací. V těchto asociacích se vyskytují horniny bazické (bazalty), intermadiární (andezity) i kyselé (dacity).
Asociace se navzájem liší poměrným zastoupením jednotlivých typů hornin. Mají ale také některé společné rysy : všechny asociace mají poměrně vysoký obsah Al2O3, obsah SiO2 kolísá od 50% do 65% a téměř vždy převažuje Na2O nad K2O.

Tholeiitová asociace má nízký obsah K2O a nízký poměr K2O/Na2O. Má také nížší stupeň oxidace železa.

Alkalicko-vápenatá asociace má poněkud vyšší hodnotu poměru K2O/Na2O a obsah K2O značně kolísá.

Shoshonitová asociace má ještě vyšší obsahy alkálií (více než 5%) a poměr K2O/Na2O se již blíží jedné.

Jak již bylo uvedeno,

jsou si horniny středooceánských hřbetů složením dosti podobné. Přesto mezi nimi existují určité rozdíly. Liší se mezi sebou například horniny riftových údolí, transformních zlomů a aseismickkých hřbetů. Bazalty v transformních zlomech jsou například kyselejší než v riftových údolích - mají vyšší obsah TiO2, oxidů železa a nižší obsahy Ni a Co.Ještě více se od hornin riftových údolí liší bazalty aseismických hřbetů s ještě nižšími obsahy Cr a Ni a nízkým obsahem železa.
Oceánská kůra je zčásti tvořena také horninami reziduálního charakteru - např. peridotity a dunity. Jejich reziduální charakter se projevuje na chemickém složení. Například peridotity jsou výrazně ochuzeny o řadu prvků. Ve srovnání s ostatními horninami středooceánských hřbetů mají snížený obsah Si, Ca a Al. Silně snížené jsou také obsahy alkalických kovů (Na, K, Li, Rb) a alkalických zemin (Ba, Sr). Velmi nízké jsou také koncentrace U a Th. V poměrně výrazné koncentraci se vyskytují v reziduálních peridotitech například V, Cr, Co a Ni. Peridotity mají s ostatními oceánskýmimi magmatickými horninami srovnatelné jen obsahy železa a hořčíku. U všech ostatních prvků lze pozorovat menší či větší rozdíly, tak jak bylo naznačeno v tomto zkráceném přehledu.
Velký význam u magmatických hornin dna oceánů má alterace. Je způsobena reakcí tholeiitů s mořskou vodou. Jejím výsledkem je obohacení hornin například o Fe3+, K, vodu, Li, B. Obsahy stopových prvků nebývají alterací změněny.
Stupeň alterace vzrůstá se vzdáleností hornin od středooceánských hřbetů - tedy se stářím těchto hornin.

Magmatické horniny oceánů

Oceánská kůra je tvořena svrchní vrstvou čedičů, pod nimiž jsou pravděpodobně uloženy gabroidní horniny a pod těmi rezidua. Čediče jsou navíc překryty vrstvou sedimentů.
Vyvřelé horniny oceánské kůry vznikají v oblastech středooceánských hřbetů parciálním tavením hornin svrchního pláště. Hlavními minerály těchto hornin jsou : hořečnatý olivín, ortopyroxen a klinopyroxen.
Čediče oceánů se složením od sebe téměř neliší, výrazně se liší od jiných typů čedičů. Je pro ně charakteristické malé kolísání obsahu SiO2 (48 - 51%), nízký obsah K2O (do 0,3%) a Na2O (2,5 - 3,1%), nízký obsah P2O5, vysoké obsahy CaO a Al2O3 a nízký stupeň oxidace železa.
Oceánské tholeiity, tvořící svrchní část oceánské kůry, jsou charakterizovány nízkým obsahem litofilnních prvků (K, Pb, Sr, Ba). Tím se liší od kontinentálních tholeiitů. Zvláště výrazný rozdíl je v obsahu K2O, který je u oceánských tholeiitů velmi nízký (obsah Rb je dokonce ještě nižší).

slozky

Jak je vidět z tabulky, nejdůležitější složkou magmat i magmatických hornin je SiO2. Podle obsahu SiO2 v horninách můžeme magmatické horniny rozdělit na dvě skupiny :
- bohatší na SiO2 (70 - 75%) - jde hlavně o horniny plutonické a patří mezi granity
- s nižším obsahem SiO2 (49 - 54%) - vulkanické horniny bazaltového charakteru
Toto rozdělení je v souladu s dělením kůry na zónu bazaltovou a granitickou.
Podle obsahu SiO2 můžeme rozlišit čtyři skupiny magmatických hornin :
kyselé - obsahují více než 65% SiO2
intermediární - 53 až 65% SiO2
bazické - 44 až 53%
ultrabazické - méně než 44% SiO2
Uvedené rozdělení nevyhovuje pro svoji všeobecnost a nepřesnost.
Výhodnější je rozdělení na tři základní skupiny, v nichž potom budeme charakterizovat jednotlivé typy hornin. K rozdělení využijeme přístupu použitého v kapitole o růstu zemské kůry a podle toho rozdělíme magmatické horniny na horniny oceánské, horniny ostrovních oblouků a kontinentálních okrajů a třetí skupinou budou horniny kontinentálních štítů.

Geochemie magmatických hornin

Magmatické horniny vznikají za různých podmínek. Variabilita fyzikálních podmínek se projeví v různorodém složení hornin vzniklých tuhnutím taveniny.
Rozpětí obsahu nejdůležitějších prvků v magmatických horninách je znázorněno v tabulce .
Ze složení magmatických hornin bylo odvozováno chemické složení magmat, ze kterých tyto horniny vznikaly. Při tom je však třeba mít na zřeteli, že chemické složení horniny není totožné s chemickým složením magmatu. Hornina je totiž odplyněným produktem magmatu - je zcela nebo částečně zbavena plynných složek.



SiO 32 - 80 PO 0 - 4
AlO 0 - 30 MnO 0 - 0,4
FeO 0 - 8 ZrO 0 - 0,2
FeO 0 - 17 CO 0 - 0,2
MgO 0 - 49 Cl 0 - 5
CaO 0 - 18 F 0 - 1
NaO 0 - 19 S 0 - 1
KO 0 - 12 CrO 0 - 0,8
HO 0 - 5 BaO 0 - 1
TiO 0 - 4 SrO 0 - 0,4


Tab. : Obsah některých látek v magmatických horninách
v procentech

V předchozích odstavcích

byly vlastně granity popsány jako produkt zbytkového magmatu po krystalizaci a diferenciaci bazaltového magmatu. Tímto způsobem vysvětlují původ granitů magmatisté. Pokud by tato teorie odpovídala skutečnosti, muselo by ggranitů být v zemské kůře maximálně deset procent. Jak ale bude uvedeno dále, jsou to nejdůležitější horniny ve stavbě kontinentů (tvoří splu s pegmatity přibližně 95% všech magmatických hornin).
Druhou teorií je přístup transformistů. Podle nich vznikly granity metamorfní přeměnou ze starších sedimentů a magmatických hornin.
Tyto dvě teorie se vzájemně nevylučují. Mohou existovat jak granity magmatické, tak granity metamorfní. Navíc existuje i třetí skupina - palingenní granity. Ty sice vznikly magmatickým procesem, ale ne z bazaltového magmatu. Tato skupina granitů vznikla roztavením metamorfovaných sedimentů a magmatických hornin a následnou diferenciací a krystalizzací takto vzniklé taveniny.

dale

Popsanými ději byla ale popsána jjen distribuce některých hlavních prvků. Magmata ale obsahují, i když je v malé míře, také prvky ostatní.
Obsah ttěchto prvků (např. Cr, V, Ni) je sice v magmatec h velmi nízký, ale v průběhu krystalizace magmatu se může výrazně změnit. Jejich koncentrace se může zvyšovat až do stadia, kdy začnou tvořit vlastní minerály. Vlastní minerály ale nebudou vytvářet všechny prvky. Mohou je tvořit pouze ty, které nejsou krrystalochemicky podobné hlavním horninotvorným prvkům. Ty prvky, které mají podobný iontový poloměr jako některý horninotvorný prvek, se budou vázat v krystalové mřížce minerálů těchto prvků. Jejich krystalizacea vydělování z taveniny potom bude spjat s krystalizací daného hlavního (krystalochemickky příbuzného) prvku.
Například, ve stadiu ranné krystalizace dochází ke krystalizaci tímto způsobem : chrom s železem, vanad s železem a titanem, nikl s hořčíkem a kobalt s vápníkem.
V průběhu hlavní krystalizace jsou společně v minerálech vydělovány Ga s Al, Sr s Ca, Mn a Sc společnně s Fe a Ge s Si.
V horninách, které vznikají během zbytkové krystalizace, doprovází rubidium, cesium a berylim draslík.

krystalizace

Během uvedených dvou stádií krystalizace původní taveniny ztuhla postupně většina jejích složek. Malý zbytek původního magmatu je ochuzen o hořčík, vápník a železo, ale obsahuje výrazný nadbytek sodíku, draslíku, SiO2 a těkavých složek - zejména vodní páry.Chemickým složením jde již o silně kyselé granitové magma.
Krystalizace granitového magmatu probíhá již ve třetí fázi - ve fází nazývané zbytková krystalizace či telekrystalizace.
Z taveniny granitového složení pak mohou krystalizovat biotit, draselný živec a křemen. Vzhledem k tomu, že toto magma obsahuje nadbytek páry, je možný rozklad draselného živce na křemen a muskovit.
Po proběhnutí třetí, v podstatě poslední, fáze krystalizace magmatu zůstane jen velmi malý zbytek bohatý na těkavé látky.

olivíny anortit

pyroxeny bytownit

amfiboly labrador

biotity andezin

oligoklas


> alkalické živce <

křemen, muskovit





Dalším stadiem krystalizace bazaltového magmatu je fáze nazývaná hlavní krystalizace nebo, podle Fersmana, mezokrystalizace.Během tohoto stadia se z magmatu (v předchozím stadiu ochuzeném o železo, hořčík a vápník) vydělují pyroxeny bohatší na hliník. Později potom amfiboly společně s plagioklasy (obohacené o sodík). Postupně během této fáze dochází k dalšímu ochuzování magmatu o železo, vápník a hořčík a současně k obohacování o sodík, draslík a SiO2.Magma je také postupně obohacováno o těkavé složky. Plagioklasy jsou dále obohacována o sodík. Během dalšího růstu koncentrace draslíku a páry vzniká biotit.

Těmito ději dochází

k postupným změnám ve složení magmatu. Přitom ale platí, že kromě minerálů stálých, které se nemění až do ukončení procesu tuhnutí magmatu (kongruentní tavení), se často uplatňuje tavení inkongruentní. Při tomto způsobu tavení je vykrystalizovaný minerál taveninou opět rozpouštěn a vzniká z něj nový minerál a tavenina.


Nyní k vlastnímu průběhu krystalizace magmatu a vznikajícím minerálům a horninám.
Za základní taveninu je považováno magma bazaltové. Pro ně sestavil Bowen krystalizační schéma se dvěma řadami (viz obr. ).
Počáteční stadium krystalizace je nazýváno ranná rystalizace, či protokrystalizace (Fersman). Jako první v tomto stadiu krystaluje olivín. Ten potom klesá níže a hromadí se za tvorby peridotitů. Dále se během ranné krystalizace vydělují sulfidy (v takuté podobě) - hlavně železa, které rovněž klesají ke dnu. Současně se sulfidy krystalují oxidy železa (ilmenit, magnetit), které vytvářejí významná ložiska železnato - titanových rud. Později krystalizují pyroxeny rovněž klesající ke dnu a vytvářející pyroxenity. Na konci tohoto stadia obvykle začínají krystalovat vápenaté plagioklasy. Ty jsou ale lehčí než magma a proto mohou vystupovat do vyšších poloh, kde vytváří anortozity.

Konvekce těkavými látkami,

zejména přehřátou vodní párou. Některé lehčí silikáty mohou být párou, uvolňovanou při chladnutí magmatu, unášeny a dostávají se tak do horních partií intruze.
4. Pohlcování (asimilace) cizorodých látek z okolí magmatem. Přitom dochází ke kontaminaci magmatu a vzniku magmatických hornin neobvyklého složení.
5. Frakční krystalizace minerálů z magmatu v určité posloupnosti. Dochází tak k postupnému vydělování prvků z magmatu v závislosti na tom, který z minerálů právě krystaluje. Postupně se tak mění chemické složení magmatu. Krystaly však nezůstávají v místě svého vzniku, ale přemísťují se magmatem vlivem různých faktorů. Přemísťování krystalů pdmiňují tyto faktory :
Gravitace - způsobuje, že minerály těžší než magma klesají a minerály lehčí stoupají k jeho povrchu.
Konvekční proudy - působením tepelné konvekce nebo bublinek uvolňovaných plynů jsou minerály vynášeny k povrchu.
Vytlačování zbytků magmatu - magma je vytlačováno ze vznikajích minerálů působením tektonických sil.

taveniny

Již v kapitole o magmatickém procesu probíhajícím v plášti jsme se zmínili o tom, že složení msgmatu se během celého procesu mění. V následujících odstavcích se zaměříme na faktory ovlivňující v kůře Země složení taveniny. Zmíníe se také o změnách ve složení magmatu v procesu jeho tuhnutí a o průběhu tuhnutí a krystalizace magmatu.
Nejdůležitějšími faktory, které způsobují změny ve složení magmatu v kůřě jsou :

1. Dělení (likvace) primární taveniny při poklesu teploty. Dochází k němu například při oddělování sulfidové tavenny od taveniy silikátové.
2. Migrace prvků (Soretův jev) v tekutém magmatu. Její příčinou je difuze látek k rychleji ochlazovaným částem intruze. Migrují látky s vyšší teplotou tání, které krystalují jako první.

Magmatický proces

Průběh procesu je v obecných rysech obdobný jako průběh magmatického procesu v zemském plášti, který již byl popsán v předchozím textuu. V plášti vznikají magmata bazaltová, ale v kůře magmata granitická. To je dáno složením kůry a také teplotami a tlaky, za kterých magma v kůře Země vzniká.
Po krystalizaci granitických magmat zůstává jako zbytkový materiál reziduum bohaté na vodu. Toto reziduum navíc obsahuje látky lehce rozpustné ve vodě, těkavé látky a nekompatibilní prvky (nehodící se do krystalové struktury silikátů).

Procesy v kůře

S roztoucí teplotou může docházet až k přetavování hornin - anatexe. V průběhu anatexe se postupně taví horniny od nejsnáze po nejhůře tavitelné. Vznikají tak vlastně druhotná magmata z hornin, které již prošly celým uvedeným cyklem. Tato druhotná magmata se hromadí - palingeneze - a mohou, stejně jako magma z magmatického procesu, vystupovat do vyšších vrstev kůry. Přitom se samozřejmě mohou také obohacovat o nový materiál, který ještě tímto cyklem neprošel.
Tímto se celý cyklus vlastně uzavírá. Na závěr je třeba ještě zdůraznit, že tyto procesy na sebe nemusí navazovat přesně v uvedeném pořadí, což je v našem schématu znázorněno šipkami.
Endogenní procesy v kůře

Hlavními endogenními procesy probíhajícími v kůře jsou magmatické a metamorfní procesy.

Geochemické procesy v kontinentální kůře

Procesy probíhající v této části zemské kůry můžeme spojit do řetězce, který má charakter uzavřeného cyklu jak je patrno z obr. .
Tento cyklus je nejvhodnější začít magmatickým procesem. V tomto procesu dochází k roztavení hornnin v hlubinách Země, výstupu taveniny (někdy až na zemský povrch). Magma pak tuhne za různých podmínek na magmatické horniny.
Na takto vzniklé horniny pak působí atmosféra, hydrosféra a biosféra - tzv. hypergenní činitelé. Horniny vlivem těchto činitelů podléhají zvětrávání. Dochází k jejich rozdrobení, rozpouštění a následnému transportu produktů těchto dějů vodou či větrem. Po transportu, v novém prostředí, dochází k sedimentaci produktů zvětrávání. Látky se ukkládají na sebe a vznikají tak mohutné vrstvy sedimentů. Ty potom mohou podléhat dalším přeměnám - diageneze.
Horniny vzniklé na povrchu mohou být přemístěny do hlubších částí Země, kde se dostávají pod vliv zvýšené teploty a tlaku. Vlivem těchto činitelů pak dochází ke změnám minerálníhho složení a struktury hornin. Takovéto přeměny nazýváme metamorfóza a horniny takto vzniklé metamorfované horniny.


> Sedimentace > Diageneze


Transport Metamorfizmmus


Zvětrávání Anatexe



Magmatické < Palingeneze
procesy



Juvenilní
přítoky

Procesy v zemské kůře

Již v předchozí části bylo uvedeno, že zemskou kůru je třeba rozdělit nna dvě části lišící se svým složením i vlastnostmi. Oceánská a kontinentální kůra také vznikly odlišnými procesy.
Oceánská kůra je produktem parciálního tavení pláště a pravděpodobně v ní neprobíhají jiné procesy, přispívající k diferenciaci prvků, kromě metamorfózy.
Kontinentální kůra je naopak výsledkem série neustále se opakujících procesů magmatických, metamorfních, sedimentačních a příspěvků nového materiálu.

Výsledkem magmatického procesu

jsou magmatické horniny vznikající diferenciací a krystalizací taveniny. Protože krystalizace hornin z magmatické taveniny probíhá za různých podmínek, můžeme tyto horniny rozdělit do těchto skupin :

1. Vulkanické (výlevné) horniny - vznikly rychlým ztuhnutím lávy na zemském povrchu za normálního tlaku. Za těchto podínek se plyny a páry neváží v minerálech a unikají do atmosféry.
2. Subvulkanické horniny - vznikly z taveniny, která se nedostala na povrch Země a ztuhla blízko pod zemským povrchem. Tuhnutí neprobíhá tak rychle jako na povrchu. Plyny a páry neunikají tak rychle část se jich může vázat vázat v minerálech.
3. Hypoabysální horniny - vznikaly tuhnutím intruzí ve středních hloubkách bez vlivu zemského povrchu a za vyšších tlaků. Výsledkem jsou lépe vykrystalované minerály bohatší na těkavé látky.
4. Plutonické (hlubinné) horniny - vznikaly ve velkých hloubkách. Chladnutí magmatu probíhá velmi pomalu a za vysokých tlaků. Výsledkem jsou minerály hrubozrnné s vyšším obsahem plynů a par.

horniny

Horniny vzniklé ztuhnutím magmatu se svým složením liší od hornin, ze kterých tavenina vznikla. To je způsobeno, kromě jiných procesů, také uvolňováním plynů (degazací) a kapalných látek (defluidizací).
K uvolňování těchto látek může dojít jak při erupci, tak i po ní. Uvolňované plyny mají proměnlivé složení, obsahují zejména vodu, oxid uhličitý a oxid siřičitý. V malých množstvích mohou být přítomny také další plnné látky, např. oxid uhelnatý, vodík, oxid sírový, síra, chlor.
K migraci prvků při degazaci přispívá také sublimace látek. Mezi sublimátty jsou nejhojněji zastoupeny chloridy a sírany Na, K, Mg, Al, Fe. Dalšími látkami jsou například oxidy křemíku a železa či elementární síra. V sublimátech mohou být, i kdž jen v malých mnžstvích, přítomny rovněž některé prvky - například F, Br, B, P, As, Zn, Cu a některé další.

Magmatický proces

Původně bylo magma považováno za homogenní silikátovou taveninu. Dnes je jako magma většinou označována směs tvořená kromě silikátové taveniny navíc krystaly silikátů a rudních minerálů (např. sulfidů) a fluidní fáze (vodní pára). Vzhledem ke složení pláště, tvoří se zde většínou taveniny ultrabazické a bazické. Granitické se obvykle netvoří.
Magmatický proces zahrnuje tyto fáze :
- vznik magmatu
- separaci taveniny od neroztaveného rezidua
- výstup a diferenciaci magmatu
- extruze a intruze magmatu v plášti a kůře
- krystalizaci a diferenciaci na místě
Složení magmatu je ovlivňováno především fyzikálními podmínkami za kterých vzniká - teplotou, tlakem, obsahem vodních par, parciálním tlakem kyslíku a oxidu uhličitého apod. Jenom v malé míře je ovlivněno složením původních hornin z nichž tavenina vznikla.
K ovlivnění složení magmatu dochází také při jeho výstupu z pláště. V místech styku magmatu a okolního materiálu dochází k interakcím mezi taveninou a neroztaveným materiálem. Výsledkkem těchto interakcí je, že se magma obohacuje o těkavé látky (např. látky obsahující vodu) a nekompatibilní prvky.
Degazace a defluidizace

Geochemické procesy

Geochemické procesy jsou takové přírodní procesy, které usměrňují migraci prvků v zemské kůře a plášti. Můžeme je rozdělitna dvě skupiny podle zdroje, ze kterého čerpají energii pro svůj průběh.
Endogenní procesy - zdrojem energie je vnitřní teplo Země, do této skupiny zařadíme magmatický proces a metamorfózu.
Exogenní procesy - uplatňuje se vnější zdroj energie. Např. pohyb atmosféry a hydrosféry, zvětrávání a sedimentace získávají energii ze slunečního záření.
Endogenní procesy v plášti

Nejprostudovanější a pro geochemiky nejdůležitější jsou procesy probíhající v zemské kůře. Protože však endogenní procesy probíhající v kůře mají svůj základ v procesech pláště, zmíníme se nejdříve o procesech probíhajících v plášti Země.
Nejdůležitějším procesem v plášti je vznik magmatu a jeho postupné odkapalňování (defluidizace) a odplyňování (degazace).

Kontinentální okraje

K dalšímu přepracovávání hornin vzniklých v ostrovních obloucích dochází nna okrajích kontinentů. Zde dochází k dalším významným geochemickým změnám, pravděpodobně také k parciálnímu tavení.
Hornniny vznikající v oblastech okrajů kontinentů se již obsahem jak hlavních tak stopových prvků velmi podobají horninám kontinentálním. Tyto horniny nejspíš přispívají k růstu kontinentální kůry.

Ostrovní oblouky

V těchto oblastech dochází k dalšímu přepracovávání kůry vzniklé v oblasti středooceánských hřbetů. Dochází zde k parciálnímu tavení oceánské kůry - tedy k jejímu zániku.
Výsledkem parciálního tavení je množství hornin rozličného složení. Jejich charakteristickým rysem je vyšší obsah nekompatibilních prvků oproti oceánské kůře a malý obsah niklu a chromu.
Horniny vznikající v ostovních obloucích se svým charakterem velmi blíží horninám kontinentální kůry, ale nadále se od nich odlišují.