Magmatické procesy

Termínem magmatický proces označujeme soubor pochodů. které vedou ke vzniku magmatických hornin. Magmatický proces zahrnuje vznik magmatu natavením nebo roztavením pevných hornin, jeho výstup do svrchních částí zemské kůry (případně až na zemský povrch), jeho diferenciaci a krystalizaci. Magma je přírodní, zpravidla silikátová tavenina. Hlavními složkami magmatu jsou SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, FeO, CaO, MgO, Na₂O a K₂O; v určitém množství je v magmatické tavenině rozpuštěna i voda. Uvedené složky jsou základem většiny minerálů magmatických (vyvřelých) hornin. Existují však i magmata zcela odlišného chemického složení (např. karbonátové či sulfidické taveniny). V určitém množství je v magmatu přítomna plynná fáze - jde především o H₂O, CO₂, HCl, HF, H₂S, H₂, CO, SO₂, SO₃ a N₂ (tyto látky jsou zčásti absorbovány v kapalné fázi, zčásti jsou v ní chemicky vázány). Magma může obsahovat do cca 10 % pevné fáze - jde buď o minerály, které se vytvořily v průběhu počáteční krystalizace magmatu, nebo jde o pevnou fázi, která je relitkem (zbytkem) původní horniny, jejímž částečným roztavením magma vzniklo.

Geologové se dosud neshodli na tom, kolik existuje základních výchozích magmat, jejichž dalším vývojem vznikají magmatické taveniny různého složení. Jak již bylo uvedeno, jsou magmata zpravidla silikátové taveniny. Podle chemického složení lze v zásadě rozlišit čtyři základní typy magmat: bazické magma (často označované jako bazaltové magma), kyselé magma (granitové magma), dále i magma intermediárního složení (andezitové magma) a ultrabazické (pikritové) magma.

Primární bazaltové magma vzniká částečným natavením pyrolitu, tj. hypotetické horniny tvořící svrchní plášť (pyrolit je složen 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 relativně nízkou hustotu (ve srovnání s peridotity a eklogity), dochází k výstupu tohoto magmatu do zemské kůry a ve svrchním plášti zůstávají zbytkové peridotity a eklogity. Takto vytvořené bazické magma se často označuje jako juvenilní bazické magma. K výstupu těchto magmat dochází především podél riftových zón (např. na středooceánských hřbetech či kontinentálních riftech).

Původně se předpokládalo, že kyselé magma vzniká diferenciací primárního bazického magmatu. Tento způsob vzniku kyselých magmat je sice možný, avšak jen v omezeném rozsahu (pro úplnost je nutno dodat, že podle výsledků některých experimentů se kyselá magmata takto tvořit nemohou). V současné době je geneze kyselých magmat převážně vysvětlována anatexí (tj. natavením) korového materiálu tvořeného staršími sedimentárními, metamorfovanými nebo magmatickými horninami; při anatexi dochází ke vzniku taveniny granitoidního složení. Takto vytvořené magma se označuje jako anatektické granitové magma. K anatexi dochází v zemské kůře v hloubkách zpravidla 5 až 20 km a při teplotách 600 až 800 °C.

Existence následujících typů primárních magmat už není tak jednoznačná. Primární ultrabazické magma se tvoří ve svrchním plášti při procesech, které jsou dosud nejasné. Některá ultrabazická magmata však zcela nepochybně vznikla odštěpením od juvenilních bazických magmat, a proto je nelze považovat za primární. Pokud jde o magma intermediárního složení, bylo experimentálně prokázáno, že toto magma může vznikat za velmi vysokých teplot vytavováním z hornin svrchního pláště. Magmata intermediárního složení se také mohou formovat z bazických magmat během diferenciačních procesů probíhajících v zemské kůře. Většina intermediárních magmat však patrně vzniká přetavením hornin zemské kůry.

Primární magma prochází během svého výstupu svrchním pláštěm a zemskou kůrou významnýnmi změnami, jejichž výsledkem je vznik mnoha látkově odlišných magmatických hornin. Tyto změny souvisí s velkým komplexem složitých fyzikálně chemických procesů, které se souhrnně označují jako diferenciace magmatu. K základním diferenciačním procesům patří likvace, frakční krystalizace, gravitační diferenciace, filtrační diferenciace, oddělení plynné fáze a asimilace.

Termínem likvace se označuje rozdělení původně homogenní taveniny na dvě vzájemně nemísitelné taveniny (např. na silikátovou taveninu a sulfidickou taveninu, ale může jít i o rozdělení magmatu na dvě rozdílné silikátové taveniny). K oddělení sulfidické taveniny od silikátové dochází při ochlazení magmatu zhruba na teplotu 1500 °C. Oddělující se sulfidická tavenina se shlukuje do kapek, které vlivem vyšší hustoty klesají do spodních částí magmatického tělesa (jde o gravitační diferenciaci), kde se mohou koncentrovat a tak nakonec vytvořit akumulace vtroušeninových až masívních sulfidických rud - rudní ložiska tohoto typu se označují jako likvační ložiska. Je pochopitelné, že teplota oddělení sulfidické a silikátové taveniny závisí na složení magmatu (k oddělení obou tavenin může dojít při teplotách značně nižších než uvedených 1500 °C, avšak rozhodně vyšších než je teplota krystalizace horninotvorných silikátů za silikátové taveniny). 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 (v poslední době je její existence často zpochybňována).

Frakční krystalizace (někdy též označovaná jako krystalizační diferenciace) má zásadní význam při diferenciaci magmatu. V průběhu frakční krystalizace dochází k vylučování minerálů z magmatické taveniny v určitém pořadí, ketré je dáno zákony fázových rovnováh. Vyloučením určitého minerálu z taveniny se mění její chemické složení, což zmanená, že později vyloučené minerály budou vznikat z taveniny odlišného složení a že tedy budou mít jiné chemické složení než dříve vykrystalované minerály.

Při ochlazení magmatu na přibližně 1500 °C může dojít nejen k likvaci, ale i ke krystalizaci prvních minerálů ze silikátové taveniny. Toto vývojové stadium magmatu, při němž krystalizují první minerály, se označuje jako počáteční krystalizace. V závislosti na složení magmatu vznikají během počáteční krystalizace nejčastěji oxidické rudní minerály (chromit, magnetit), zirkon nebo titanit. Produkty počáteční krystalizace mohou vytvářet akumulace, které se označují jako protomagmatická, raně magmatická či segregační ložiska (jde např. o ložiska chromitu nebo magnetitu).

V závěru počáteční krystalizace (při teplotě 1000 až 1200 °C, příp. v závislosti na podmínkách i při teplotách nižších) začínají krystalizovat první horninotvorné minerály (silikáty) a začíná tak stadium hlavní krystalizace. Horninotvorné minerály z magmatické taveniny krystalizují v určitém pořadí. V učebnicích geologie bývá postup krystalizace magmatu znázorňován schematem, které se podle svého autora nazývá Bowenovo reakční schéma (obr. 14). Toto schéma je složeno ze dvou reakčních sérií. Levá strana schematu představuje tzv. diskontinuální sérii, pro kterou je charakteristické to, že minerály této série (olivín, pyroxeny, amfiboly, biotit) mají zcela odlišný typ krystalové struktury. Pravá strana schematu představuje tzv. kontinuální sérii, která je tvořena fyzikálně i chemicky blízkými minerály (členy plagioklasové řady). Obě série se spojují a schéma je zakončeno trojicí minerálů (K-živcem, muskovitem a křemenem), které však netvoří reakční sérii. Termínem reakční série v tomto schematu vyjadřujeme skutečnost, že minerál ležící v určité reakční sérii výše (tj. krystalizující u taveniny dříve) může při dalším postupu krystalizace reagovat s taveninou a může být nahrazen minerálem ležícím v této sérii níže. Např. olivín (tj. nedříve vznikající minerál diskontinuitní série) se při dalším průběhu krystalizace stává nestabilním a reaguje s magmatickou taveninou za vzniku pyroxenu v souladu s rovnicí

(Mg,Fe)₂[SiO₄] + SiO₂ ===> (Mg,Fe)₂[Si₂O₆]

pyroxen se však při dalším postupu krystalizace může měnit na amfibol reakcí

7(Mg,Fe)₂[Si₂O₆] + 4SiO₂ + 2H₂O ===> 4(Mg,Fe)₇[(OH)₂|Si₄O₁₀]

O reakcích probíhajících mezi taveninou a minerály kontinální série již byla zmínka ve stati I.2.2.

Bowenovo reakční schéma nemá obecnou platnost. Pouze velmi zjednodušeně vyjadřuje postup krystalizace jednoho typu magmatické taveniny za určitých podmínek. V žádném případě však nelze toto schéma chápat tak, že by krystalizace výchozího ultrabazického magmatu (začínající olivínem) mohla být zakončena vznikem křemene. Jak uvádí samotný autor tohoto schematu, "the matter is really too complex to be presented in such simple form" (Bowen 1928). - K ukončení hlavní krystalizace dochází v závislosti na mnoha faktorech obvykle v teplotním intervalu 1000 až 600 °C.

Obr. 14. Bowenovo reakční schéma.

Posloupnost vzniku minerálů v průběhu ochlazování a krystalizace magmatické taveniny (lávy) lze dokumentovat na dvou následujících příkladech: - Studium láv sopky Kilauea (Havajské ostrovy) a z nich vznikajících tholeiitických bazaltů ukázalo, že jejich krystalizace probíhá v teplotním intervalu zhruba od 1200 do 990 °C. Při teplotě kolem 1200 °C vznikají z ochlazující se lávy první minerály - chromit a olivín. Při 1185 °C začíná krystalizace klinopyroxenu; od 1175 °C probíhá současně krystalizace klinopyroxenu a plagioklasu, k nimž při 1070 °C přistupují oxidické rudní minerály Fe a Ti (ilmenit a magnetit); při poklesu teploty na 1030 °C k asociaci krystalizujících minerálů přistupuje apatit. Při teplotě 990 °C dochází k úplnému utuhnutí taveniny. - Z uvedeného příkladu je mj. zřejmé, že počátek krystalizace tří hlavních minerálů tholeiitického bazaltu (tj. olivínu, klinopyroxenu a plagioklasu) leží v jen velmi úzkém teplotním intervalu zhruba od 1200 do 1175 °C.

- Podle výsledků experimentálních prací má krystalizace bazické lávy (složením odpovídající bazaltu) při konstantním tlaku 500 MPa následující průběh: Při ochlazení taveniny na 1120 °C začíná krystalizace olivínu, při 1090 °C začíná krystalizace pyroxenu. Při poklesu teploty na 965 °C dochází k chemickým reakcím mezi taveninou a oběma již vytvořenými minerály. Produktem těchto reakcí je amfibol (k úplnému nahrazení olivínu amfibolem dojde již při 965 °C, nahrazování pyroxenu amfibolem je ukončeno při 940 °C). Tvorba amfibolu nekončí spotřebováním posledního zbytku pyroxenu, ale pokračuje jeho krystalizací z taveniny až do teploty 890 °C, při níž společně s amfibolem krystalizuje titanit. Při ochlazení na 825 °C začíná krystalizace plagioklasu; při 780 °C krystalizace plagioklasu končí, neboť při této teplotě dochází k utuhnutí i posledních zbytků taveniny (780 °C = teplota solidu). Výsledkem celého popsaného procesu je nerostná asociace amfibol+plagioklas+titanit.

Pevná fáze, která je produktem krystalizace taveniny, se od magmatické taveniny může oddělit dvěma různými procesy označovanými jako gravitační diferenciace a filtrační diferenciace. Při gravitační diferenciaci minerály s vyšší hustotou než okolní tavenina (obvykle jde o tmavé minerály jako např. olivín, pyroxeny a amfiboly) klesají ke dnu (např. magmatického krbu), zatímco minerály s menší hustotou (obvykle světlé minerály) se hromadí v horních částech magmatického tělesa. Filtrační diferenciace je vyvolána orientovaným tlakem (stressem), který způsobuje oddělení taveniny od vykrystalových minerálů jejím vytlačením.

Dalším pochodem vedoucím k diferenciaci magmatu je oddělení plynné fáze. Ze studia sopečných plynů a plynokapalných uzavřenin v minerálech a z výsledků experimentů je zřejmé, že 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, chloridy ...; ve vysokoteplotních kondenzátech byly 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 postupně snižuje tlak, dojde v určitém bodě výstupu k tomu, že magma původně nenasycené těkavými složkami je jimi právě nasyceno. Další pokles tlaku bude provázen uvolňováním těkavých složek z taveniny - v magmatické tavenině se budou tvořit bubliny plynů, které budou zvolna stoupat vzhůru taveninou. Toto oddělování plynné fáze od magmatu se nazývá var magmatu.

Únik těkavých složek je významným diferenciačním procesem, neboť těkavé složky zásadně ovlivňují průběh krystalizace a mají vliv na posloupnost vylučování jednotlivých minerálů z magmatické taveniny. Těkavé složky ovlivňují především 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 reklativně chudého na těkavé složky. Těkavé složky ovlivňují nejen rychlost krystalizace (a následně velikost nerostných individuí), ale také celý průběh krystalizace magmatické taveniny. - Od magmatu oddělené těkavé složky mají zásadní význam při vzniku pegmatitů, při formování hydrotermálních roztoků atd.

Asimilace je proces, při němž magma pohlcuje části okolních hornin a rozpouští je v sobě. Tím se ovšem mění chemické složení magmatu - změna chemického složení magmatu asimilací se ounačuje jako kontaminace magmatu. Utuhnutím kontaminovaného magmatu se může vytvořit jiná nerostná asociace než utuhnutím původního nekontaminovaného magmatu. Např. asimilace jílových sedimentů granitovým magmatem způsobuje vznik granitů obsahujících minerály bohaté hliníkem (např. andalusit a cordierit).

další »»