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).

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.

Zvětrávání

Horniny a minerály vznikající v průběhu magmatického procesu se nemění až do té doby, dokud se nezmění fyzikálně - chemické podmínky prostředí.
K nejradikálnějším změnám v horninách zemské kůry dochází v místech kontaktu těchto hornin s atmosférou, hydrosférou a biosférou. V těchto místech dochází k destrukci kůry Země fyzikálním rozpadem a chemickou přeměnou hornin a minerálů.
Na zemském povrchu působí především tyto faktory : sluneční záření (sním jespojeno kolísání teploty), voda, plynný oxid uhličitý a organická hmota. Jejich vlivem podléhají horniny a minerály zvětrávání.
Zvětrávání je souhrnem mnoha různých změn. Může jít například o lámání, pukání, drobení hornin a minerálů - potom hovoříme o zvětrávání mechanickém.
Častěji je ale zvětrávání spojeno s chemickými změnami v minerálech a horninách - v takovém případě jde o chemické zvětrávání.
Geochemie se zabývá zejména chemickým zvětráváním, které je souhrnem následujících procesů :

Taveniny

Taveniny vzniklé při anatexi ale většinou nezůstávají v místě svého vzniku. Takto mobilizovaná geochemické látky jsou obvykle vytlačovány z hornin a hromadí se v podobě granitického magmatu. Tomuto procesu - procesu hromadění sekundárních magmat - se říká palingeneze a magmatům palingenní magmata. Taková magmata putují potom směrem k povrchu Země a tvoří skutečné magmatické intruze.

procesy

Dalším procesem, které při metamorfóze vedou ke změnám v obsahu prvků je například zeolitizace. Při ní dochází k mobilizaci např. Si, Mg či K. Obsahy některých prvků (P, Ti, Zr,...) se nnemění.
Ke změnám dochází také při interakci bazaltů s mořskou vodou, kdy dochází k výměně např. Rb, Cs a Ba.
Vyšší stádia metamorfózy vedou ke ztrátám těkavých látek a mimo to také velkých kationtů.
Ultrametamorfizmus, anatexe, palingeneze

Pokud za určitých tlaků dojde k překročení hraniční teploty, je ukončen proces metamorfózy a horniny vstupují do procesů ultrametamorfizmu.
Tento proces navazuje bezprostředně na proces metamorfní. V jeho průběhu se horniny dostávají do vysoce plastického stavu podobného stavu magmatickému. Nejde však o skutečné magma, protože tavenina obsahuje až 90% krystalů.
Vynikají horniny, které Smulikovski nazývá reomorfní granitoidy. Jde o horniny dosti podobné magmatickým granitoidům. Liší se však od nich svým původem - nejde o horniny magmatické, ale ještě metamorfované.

Metasomatity

můžeme obecně rozdělit do různých formací. Tyto formace se liší charakterem odnášených a přinášených prvků. Charakter přinášených a odnášených prvků závisí na tom, s jakými magmatickými horninami jsou metasomatity spjaty. Například metasomatity spjaté s alkalickými vyvřelinami jsou obohacovány sodíkem. Ty, které jsou zase spjaty s granity jsou obohacovány o K, Si, F, B, Li a další. Charakter prvků ale závisí také na druhu probíhajících procesů. Při fluoritizaci dochází k přínosu fluoru, při axinitizaci k přínosu bóru a při spilitizaci je přinášen sodík.

Horniny,

ve kterých došlo k vnitřnímu přerozdělení prvků v důsledku metamorfní homogenizace či diferenciace.
K přerozdělení prvků dochází u těchtohornin zejména procesy metamorfní diferenciace. Příkladem této diferenciace jsou křemenné žilky ve svorech nebo karbonátové žilky v mramorech. Nejrozšířenějším příkladem jsou ale migmatity, blíže zmíněné v předchozím textu.
Diferenciace je vvšak pouze stadiem celkové homogenizace hornin. Protože je ale tento proces pomalý, vyskytují se jeho vyšší stadia jen velmi vzácně. Projevem celkové homogenizace hornin je například vyrovnávání fluidní fáze. Homogenizace se také projevuje tím, že za různých podmínek a z různých výchozích hornin mohou vznikat petrograficky shodné horniny.

Geochemie metamorfovaných hornin

Na tomto místě musíme rozlišit dva typy hornin - horniny, jejichž složení odráží složení původní horniny a horniny metamorfogenní.
V prvním případě se uplatnily zejména rekce probíhající pouze uvnitř horniny. Takový typ přeměny je označován jako chemicky konzervativní metamorfóza. Horniny, které podlehly tomuto typu přeměny vytvářejí tzv. izochemické řady hornin. Takovéto horniny, ačkoliv v nich došlo k různým přeměnám, (degarbonizace, dehydratace, oxidace), si uchovávají základní geochemické znaky.
Druhý typ hornin je výsledkem působení látkových přenosů ( i mezi horninami) během probíhající metamorfózy.

Chemická rovnováha v horninách

Při metamorfních procesech dochází k pomalému ustavování chemické rovnováhy v horninách. V případě dostatečně dlouhého průběhu metamorfních procesů dojde k ustavení rovnováhy. Ve většině případů však jde o stav skutečné rovnováhy, ale o stav, který se rovnováze pouzze blíží.
Složení hornin v rovnovážném stavu vyjadřuje mineralogické fázové pravidlo (viz kapitola fyzikálně-chemické základy geochemie).

Chemické faktory

Chemické potenciály v horninách

Při změně fyzikálních podmínek dojde v horninách ke vzniku chemických potenciálů. Rozdíly v chemických potenciálech se postupně vyrovnávají. Potenciály mezi horninami se vyrovnávají migrací látek, potenciály mezi minerály se vyrovnávají chemickými reakcemi. Nejčastějšími reakcemi probíhajícími v horninách jsou reakce komplexní, kterých se může účastnit více složek horniny současně.

Faktory ovlivňující průběh a výsledky metamorfózy

Již bylo uvedeno, že metamorfní procesy jsou ovlivňovány teplotou a tlakem. Kromě těchto dvou základních faktorů s eprojevuje vliv řady dolších činitelů. Hlavní metamorfní činitele můžeme rozdělit na fyzikální a chemické faktory.

1. Fyzikální faktory

Teplota - často je hlavní příčinou probíhajících přeměn. Hlavním zdrojem tepla jsou magmata, může se však uplatňovat i energie uvolňovaná při radioaktivním rozpadu prvků. Při regionální metamorfóze se uplatňují teploty od 80oC do 900oC, při šokové a kontaktní do 1400oC.

Tlak - celkový tlak působící při metamorfóze je souhrnem různých tlaků - tlaku nadloží, směrného tlaku a tlaku fluidní fáze.
Tlak nadloží je způsoben sloupcem hornin v nadloží a je funkcí hloubky : v 10 kilometrech je přibližně 260 MPa, ve 20 kilometrech pak 550 - 600 MPa.
Směrný tlak působí v určitém směru a způsobuje hlavně deformaci hornin. Kromě toho ovlivňuje také migraci prvků při metamorfóze.
Tlak fluidní fáze je souhrnem tlaků jednotlivých složek (vody, oxidu uhličitého, kyslíku, síry, fluoru apod.). Z těchto je nejdůležitější tlak vody ovlivňující dehydrataci.

Čas - podle doby trvání metamorfózy rozlišujeme :
Šokovou metamorfózu - trvá setiny sekundy (při dopadu meteoritů), dny až několik let.
Lokální metamorfózu - doba trvání je statisíce až miliony let.
Regionální metamorfózu - trvá desítky milionů let (tercynská metamorfóza 100 milionů let).

Metamorfní procesy

Všechny typy hornin procházejí po svém vzniku dalším vývojem. Některé se mohou dostat do hlubšíích částí zemské kůry a zde se potom přizpůsobují novým podmínkám, zejména vyšším teplotám a tlakům.
Zvýšení teploty a tlaku v nižších částech kůry vede k porušení rovkovážného stavu, ve které hornina je a proto v této hornině začnou probíhat procesy vedoucí k opětovnému ustavení rovnováhy. Tyto procesy vedou ke změně minerálního a případně také chemického složení hornin. Souhrnně jsou označovány jako metamorfní procesy.
Metamorfní procesy jsou kombinací následujících čtyř typů rekcí. Jde o tyto dějě :

a) reakce v pevném stavu
b) dehydratace
c) dekarbonatizace
d) oxidačně-redukční reakce.

Dehydrataci a dekarbonatizaci souhrnně označujeme jako reakce disociační.

ad a) Jde o fázové transformace izochemického charakteru. Tyto reakce probíhají bez ohledu na přítomnost kapalné a plynné fáze. Jsou tedy nezávislé na chemickém potenciálu vody a oxidu uhličitého.
Př. Přeměna jednotlivých modifikací SiO2.

ad b) + c) Zejména dehydratace je charakteristickým rysem většiny metamorfních reakcí. Řada minerálů totiž obsahuje vodu, kterou v důsledku změn teploty a tlaku ztrácí. Vznikají tak bezvodé minerály a horniny.
Př. Změna pyrofilitu na kyanit

Al2Si4O10(OH)2 > Al2SiO5 + 3 SiO2 + H2O
pyrofilit kyanit

Existují však také horniny zvlášť suché, které v průběhu metamorfózy vodu neztrácejí. Naopak ji pohlcují z okolních, na vodu bohatých minerálů.
V horninách, které obsahují karbonáty, dochází k analogické ztrátě oxidu uhličitého - dekarbonatizaci.
Př. Přeměna kalcitu na wollastonit

CaCO3 + SiO2 > CaSiO3 + CO2
kalcit wollastonit

Voda a oxid uhličitý uvolňované v průběhu těchto procesů ovlivňují další průběh metamorfózy. Přecházejí totiž do kapalné plynné fáze, ketré jsou velice důležitou složkou metamorfních procesů.

ad d) Posledním typem reakcí jsou reakce oxidačně-redukční. Ty jsou kromě tlaku a teploty ovlivňovány také dalšími faktory : přítomností kyslíku a vodíku vzniklých disociací vody, přítomností CO2, vliv má také přítomnost grafitu a organické hmoty.
Př. Redukční reakce oxidů železa, vyjádřené nnásledujícími rovnicemi.

6 Fe2O3 > 6 Fe3O4 + O2
hematit magnetit
2 Fe3O4 > 6 FeO + O2
magnetit wüstit
2 FeO > 2 Fe + O2
wüstit ryzí Fe

Granity a pegmatity

Oba typy hornin jsou si podobné svými vlastnostmi a složením.
Rozsáhlejší skupinu jsou granity, které tvoří asi 95% všech intruzivních hornin zemské kůry. Názory na vznik granitů se liší - dvě základní teorie (teorii magmatistů a transformistů) jsme charakterizovali v části zabývající se průběhem magmatického procesu. Podle dnešních teorií vznikaly granitoidy tuhnutím granitového magmatu, které vzniklo tavením sedimentárního a metamorfovaného vulkanického materiálu. Většina granitoidů vznukla z materiálu zemské kůry, jen malá část z materiálu pláště.
Granity mají různorodé složení a geologické vystupování a proto je nelze jednoznačně utřídit. Můžeme ale určit skupiny granitů s vyšším oobsahem Cu. Jiné skupiny mají vyšší obsah Be. Lze také určit,že granity s vysokým poměrem alkálií vůči Al mají vyšší obsah Zn.
Oproti bazickým horninám mají granity více křemíku, dále zvýšený obsah V a Ti. V menší mmíře jsou v nich obsaženy tranzitní prvky.

Téměř shodné s granity jsou pegmatity. Oproti nim však obsahují méně železa a titanu. Větší je u pegmatitů obsah alkalických kovů.
Vznikaly za menších tlaků než granity a obsahují méně vody. Často jsou hrubozrnné, někdy s extrémně velkými krystaly.

Karbonatity

Karbonatity jsou karbonátové horniny magmatického původu. Často se vyskytují v asociacích s alkalickými horninami nebo kimberlity.
Krystalují z hlubinných magmat karbonátového složení. Hlavním minerálem karbonatitů je kalcit, dále také železnato - hořečnaté karbonáty (dolomit, siderit).
Výrazně se svým chemickým složením odlišují od ostatních magmatických hornin. Hlavními složkami jsou vápník o CO2. Kromě toho obsahují zvýšený podíl P, K, Na, Ba, Sr a prvků vzácných zemin.

Kimberlity

Jde o ultrabazické horniny, ve srovnání s jinými typy dosti vzácné. Bývají mateřskými horninami diamantů. Často vystupují v asociaci s karbonatity.
K jejich vzniku dochází pravděpodobně ve velkých hloubkách (125 - 250 km) za extrémních tlaků parciálním tavením plášťového materiálu.
Chemickým složením patří kimberlity mezi nenasycené ultrabazické horniny. Mají nízký pbsah Si a částečně také Mg a Ma. Oproti jiným ultrabbazickým horninám mají ale vyšší obsah K, Al, Ti, Ca, CO2, H2O a SO3. Kimberlity mají také vyšší obsahy stopových prvků, např. Ni, Co, MMn, Cr. Litofilních prvků (Rb, Cs, Ba, Sr, U,Th ...) je v kimberlitech i 200x více. Vyšší je také koncentrace některých dalších prvků - B, Li, Sc a dalších.

Alkalické čediče

Jde o horniny, které spolu s tholeiity patří ke skupině hornin tvořících oceánské ostrovy (Tahiti, Havaj). Předpokládá se, že jsou produktem parciálního tavení svrchního pláště. Proces vzniku alkalických čedičů je ovlivňován řadou faktorů - např. obsahem těkavých složek, hloubkou vzniku apod.
Srovnáme-li obsahy některých prvků v alkalických čedičích a v oceánských tholeiitech, zjistíme podstatné rozdíly. Ty jsou patrny z tabulky .


Alkalické čediče Oceánské tholeiity



K 12 500 1 160
Rb 31 1,1
Cs 2 0,016
Sr 900 136
Ba 450 10,5
U 1 0,1
Th 4 0,2



Tab : Obsahy některých prvků v alkalických a oceánských bazaltech


Alkaliské čediče jsou také výrazně obohaceny o lehké prvky vzácných zemin. Jde o 100 až 200násobné, ve vzácnějších případech i 500násobné obohacení.

Kontinentální bazalty

Tyto horniny pravděpodobně vznikaly parciálním, zonálním či úplným tavením materiálu pláště.
Kontinentální bazalty se svým chemickým složením liší od oceánských tholeiitů. Obsahují více Si a hlavně alkalických kovů (K, Rb, Cs). Také u Ba a Sr jsou vyšší koncentrace. Méně pak obsahují tranzitních kovů - V, Sc, Cr, Mn, Co, Ni). Téměř shodné jsou obsahy Ti a Zr.
Kontinentální bazalty jsou také oproti oceánským obohaceny o lehké lanthanoidy.

krystalizace

Průběh procesu krystalizace a chování hlavních prvků při vzniku jednotlivých typů hornin ukážeme na příkladech.
Příkladem prvního typu hornin je skaergaardský masiv v Grónsku. Bylo zjištěno, že během krystalizace zvolna klesá obsah SiO2 a MgO, prudce ale roste koncentrace FeO. Poslední fáze při krystalizaci se obohacují o SiO2, Al2O3, Na2O, K2O, přitom klesá obsah CaO, MgO, Fe a TiO2.
Zástupcem druhé skupiny je ranský masiv. Celý proces jeho krystalizace byl složitý, což se projevuje nepravidelnostmi v distribuce prvků. Během krystalizzace postupně roste obsah SiO2, Na2O a K2O. Klesají obsahy MgO, FeO. Ve střeřední fázi se také uplatňují Al2O3 a CaO.
Geochemie alpinských peridotitů byla probrána v kapitole o magmatických horninách oceánské kůry.