Vyvřelé horniny vznikají krystalizací, z malé části též sklovitým tuhnutím magmatu. Při postupném ochlazování magmatické taveniny krystalizují jednotlivé horninotvorné minerály a vytvářejí se magmatické horniny.
Charakter horniny, která z magmatu vznikne, je závislý nejen na složení samotného magmatu, ale často též na fyzikálních podmínkách prostředí, ve kterém tuhnutí magmatu probíhá. V hlubších částech zemské kůry tuhne magma pomalu. Za takových podmínek vznikají horniny s jednotlivými, obvykle již makroskopicky rozlišitelnými minerály (obrázek 1). Jestliže se však magma rozlévá na zemský povrch nebo na mořské dno, dochází k jeho velmi rychlému ochlazování. Proto není také dostatečný časový prostor k tomu, aby se mohly vytvořit makroskopicky pozorovatelné minerály, a vznikají tak nerosty zpravidla jen mikroskopických rozměrů (obrázek 2) nebo magma tuhne sklovitě (obrázek 3). Proniká-li magma do trhlin a puklin v zemské kůře, tuhne v nich v podobě tzv. žil (obrázek 4, obrázek 5).
Podle geologické pozice se magmatické horniny dělí na tři skupiny:
hlubinné (plutonické či abysální) horniny neboli plutonity,
žilné horniny,
výlevné (vulkanické, efuzívní nebo extruzívní) horniny neboli vulkanity (efuzíva, extruzíva).
Každé hlubinné vyvřelině odpovídá ekvivalentní hornina žilná a výlevná.
Hlubinné horniny se vytvořily zpravidla v hlubších částech zemské kůry, příp. až ve svrchním plášti. Tvoří převážně velká tělesa nepravidelných tvarů. Pokud jsou jednodušší, označují se jako masivy (např. brněnský masiv, dyjský masiv), jsou-li komplikovanější, tvoří plutony, např. středočeský pluton, krkonošsko-jizerský pluton (obrázek 6).
Z morfologického hlediska se v rámci hlubinných magmatických těles rozlišují tzv. batolity (magmatická tělesa, která se směrem do hloubky rozšiřují), lopolity (velmi mocné ploché intruze pánvovitého tvaru), harpolity (ploché intruze jazykovitého tvaru) a etmolity (tělesa, jejichž průřez se směrem do hloubky zmenšuje). Menší hlubinná tělesa zaokrouhleného až eliptického průřezu o rozloze několika desítek kilometrů čtverečných se nazývají pně. Bývají uložena těsně pod povrchem, nebo mohou úrovně zemského povrchu místy i dosahovat (obrázek 6).
Žilné horniny tvoří menší deskovitá tělesa, která se formují v zemské kůře (příp. i ve svrchním plášti) ve stejné hloubkové úrovni jako plutonity nebo i poněkud blíže zemskému povrchu. Bývají obvykle příkře orientovaná k zemskému povrchu a vytvářejí velmi dlouhé pruhy, označované jako žíly. Dosahují velmi různé mocnosti (od několika cm po desítky metrů) a délky (od desítek metrů do desítek km). Žíly probíhající napříč vrstev nazýváme pravými žilami. Mají nesouhlasné (diskordantní) uložení ve vztahu k okolním horninám, jimiž prorážejí (obrázek 7).
Vnikne-li magma mezi vrstvy starších hornin, mohou vzniknout žíly ložní (obrázek 8). Tyto sledují obvykle vrstevní plochy nebo plochy břidličnatosti. Vůči okolním horninám jsou uloženy souhlasně (konkordantně).
Menší plošnou rozlohu, avšak větší mocnost než ložní žíly, mají čočkovitá nebo bochníkovitá tělesa, zvaná lakolity. Při intruzi docházelo v tomto případě k vyklenutí nadložních souvrství. Lakolity bývají uloženy rovněž souhlasně (konkordantně) s okolními vrstvami (obrázek 9).
Vzhledem k tomu, že hlubinné a žilné horniny pronikají staršími horninami, bývají obě tyto skupiny souborně označovány jako intruzívní horniny (intruzíva).
Výlevné horniny vznikají z lávy, tj. z magmatu, které dosáhlo úrovně zemského povrchu. Nejčastěji vytvářejí příkrovy, proudy (obrázek 10) nebo kupy (obrázek 11). Efuzíva vznikají z magmatu rozlitého na velkých plochách o rozloze místy i několika tisíc kilometrů čtverečných. Jejich horizontální rozměr vždy výrazně převládá nad rozměrem vertikálním (lávové proudy a příkrovy).
Extruziva vznikají z magmatu rozlitého na menších areálech. Horizontální rozměr těles je zde zhruba stejný jako vertikální (lávové kupy).
Uvedené dělení magmatitů podle fyzikálních podmínek prostředí je velmi hrubé. Výsledná povaha vznikajících hornin není totiž určována výhradně teplotou a tlakem, ale podílí se na ní i celá řada dalších faktorů, jako je např. proměnlivá možnost úniku těkavých složek, odlišná tepelná vodivost sousedních hornin nebo samotná velikost magmatických těles.
Tato klasifikace přihlíží k povaze magmatických struktur a rozděluje horniny podle zrnitosti na 5 následujících skupin:
fanerity - velikost zrna nad 1,0 mm (např. žula, diorit, gabro);
mikrofanerity - velikost zrna pod 1,0 mm (obdobné horniny jako v předchozí skupině s menší zrnitostí);
porfyrické mikrofanerity - horniny charakteru mikrofaneritů vyznačující se porfyrickou strukturou (mikrogranity, mikrodiority);
afanity a porfyrické afanity - horniny složené z makroskopicky nerozlišitelných součástek (některé vulkanity - např. andezity, bazalty, ryolity);
vulkanická skla - sklovitě utuhlé magma (např. obsidián, pemza, smolek, perlit).
Z hlediska obsahu SiO2 se magmatity dělí na horniny:
1) kyselé (acidní) > 65 % SiO2;
2) neutrální (intermediární) 65-52 % SiO2;
3) bazické 52-44 % SiO2;
4) ultrabazické < 44 % SiO2.
Na základě vzájemného poměru alkálií a vápníku klasifikujeme vyvřelé horniny do dvou základních řad:
1) horniny vápenato-alkalické řady - suma (CaO) > suma (Na2O + K2O)
2) horniny alkalické řady - suma (Na2O + K2O) > suma (CaO)
Zařazení horniny do jednoho z výše uvedených typů se provádí na základě porovnání obsahů více složek zjištěných chemickou analýzou. K horninám vápenato-alkalické řady patří převážná většina vyvřelin. Tyto horniny obsahují alkalický živec (K-živec a albit o bazicitě do An05) jen v kyselejších typech, zatímco v bazičtějších členech již přítomen není. Chybějí zástupci živců (foidy), alkalické amfiboly a alkalické pyroxeny.
Alkalické horniny obsahují všechny výše uvedené minerály a bývají navíc doprovázeny akcesoriemi bohatými Zr a prvky vzácných zemin.
Rozdělení na horniny vápenato-alkalické a alkalické platí pouze pro horniny hlubinné. U vulkanitů nebyly zaznamenány tak velké rozdíly v poměru vápníku a alkálií.
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 (obrázek 12, obrázek 13). 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.
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.
Primární magma vzniká uvolněním tlaku v okolí hlubinných zlomů. Horniny bazaltové vrstvy zemské kůry a podkorové části pláště jsou za vysokého tlaku a teploty ve stavu blízkém sklovitosti. Na změny tlaku tak reagují obdobně jako kapalina. 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 (obrázek 14), 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.
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.
K nejdůležitějším fyzikálním vlastnostem magmatu patří teplota 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 (obrázek 15) na Kamčatce (činná od roku 1697), jejíž láva byla tekutá ještě při 870 °C. Na Etně (obrázek 16) 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. 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.
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. Viskozitu taveniny naproti tomu snižuje přítomnost FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O a velmi podstatným způsobem také těkavé složky (např. HF, HCl, CO, CO2, O2, SO2, SO3).
Laboratorně zjištěné poznatky odpovídají plně i pozorováním geologickým. 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 (obrázek 17) 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 (obrázek 18) 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.
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 (obrázek 19), 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 (obrázek 20) 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 (obrázek 21). 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
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. Pro tento případ bylo Bowenovo schéma v pozdějších letech některými petrology dále modifikováno (např. T. F. W. Barthem 1937).
Závěrem je třeba zdůraznit, že krystalizace magmatu patří k velmi složitým geologickým procesům a posloupnost krystalizace horninotvorných minerálů je kromě faktorů zmiňovaných v předchozím textu významně ovlivňovaná řadou dalších faktorů, z nichž rozhodující roli hrají zejména termodynamické podmínky.
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.
Likvační teorie byla původně vypracována pro řešení geneze magmatických sulfidů. 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 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.
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.
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.
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.
V průběhu dosavadního vývoje petrologie lze v problematice klasifikací magmatických hornin sledovat několik základních směrů, z nichž některé byly vysvětleny již v předchozím textu.:
1) klasifikace na základě geologické pozice;
2) klasifikace na základě stavebních znaků;
3) klasifikace mineralogické;
4) klasifikace chemické.
Klasifikace na základě geologické pozice odpovídá dělení magmatitů na horniny hlubinné, žilné a výlevné.
Klasifikace na základě stavebních znaků (např. Pirsson, Knopfova klasifikace) vycházejí převážně z povahy magmatogenních struktur.
Mineralogické klasifikace magmatitů jsou založeny na jejich minerálním složení, přičemž respektují výše uvedené rozdělení vyvřelých hornin na hlubinné, žilné a výlevné. Tyto klasifikace vyžadují co nejpřesnější stanovení obsahu jednotlivých minerálních komponent (jak jednotlivých minerálů, tak i sklovité hmoty) v hornině v objemových % (tzv. modální složení horniny). Základem těchto klasifikací je zavedení pevných hranice mezi jednotlivými horninovými typy. V současnosti je ke klasifikaci magmatitů nejužívanější tzv. Streckeisenova klasifikace, označovaná v literatuře někdy též jako o systém IUGS (International Union of the Geological Sciences), popř. QAPF (podle označení skupin minerálů používaných pro klasifikaci a grafické znázornění).
Na základě obsahu tmavých minerálů lze magmatické horniny rozdělit do dvou hlavních skupin:
horniny obsahující méně než 90 obj.% tmavých minerálů,
horniny obsahující více než 90 obj.% tmavých minerálů.
Zatímco klasifikace hornin první skupiny je založena především na světlých minerálech (tj. na obsahu křemene, živců a foidů), klasifikace hornin druhé skupiny vychází z obsahu tmavých minerálů.
Při klasifikaci hornin obsahujících méně než 90 obj. % tmavých součástí se uplatňují následující minerály a minerální skupiny:
Q - křemen;
A - alkalický živec (ortoklas, mikroklin, anortoklas, albit An00-05);
P - plagioklas An05-100;
F - foidy (leucit, nefelín, sodalit, nosean, haün aj.);
M - mafické a jim příbuzné minerály (slídy, amfiboly, pyroxeny, olivín, opakní minerály, akcesorie, sekundární minerály, primární karbonáty).
V každé horninové skupině se typy s nadnormálním či podnormálním obsahem tmavých minerálů označují předponami leuko- nebo mela-. Protože muskovit, apatit a primární karbonáty jsou přes svoji světlou barvu řazeny klasifikačně k tmavým horninotvorným součástkám, je definován tzv. index barevnosti M´ (číslo tmavosti):
M´ = M - (muskovit + apatit + primární karbonáty)
Na základě uvedeného indexu barevnosti je pak magmatity horniny možné členit na horniny:
a) leukokratní M´ = 00-35
b) mezokratní M´ = 35-65
c) melanokratní M´ = 65-90
d) ultramafické M´ = 90-100
Horniny s M < 90 se zařazují do systému podle své polohy ve dvojitém trojúhelníkovém diagramu QAPF (obrázek 22), přičemž sumu světlých součástek je třeba přepočítat na základ 100 (Q+A+P = 100 %, A+P+F = 100 %). Jména některých polí v základním klasifikačním diagramu QAPF představují pouze souhrnná označení širších skupin a pro bližší specifikaci horniny je třeba následně použít podrobnějších diagramů.
Na základě přítomnosti křemene a foidů lze magmatity rozdělit na tři hlavní skupiny:
1. Horniny s křemenem - minimálně 20 % z objemu světlých minerálů připadá na křemen.
2. Horniny bez křemene a bez foidů - z objemu světlých minerálů připadá max. 20 % na křemen nebo max. 10 % na foidy. Pokud horniny této skupiny obsahují 5-20 obj. % křemene, označují se např. jako křemenný syenit, křemenný diorit, křemenné gabro apod.; jsou-li v horninách této skupiny přítomny foidy v množství 0-10 obj. %, označují se např. jako syenit s foidy, diorit s foidy, gabro s foidy apod. V případě andezitů a bazaltů se však označení „křemenný...“ a „... s foidy“ nepoužívá.
3. Horniny s foidy - minimálně 10 % objemu světlých minerálů připadá na foidy.
Horniny, které obsahují více než 90 obj. % tmavých součástek (ultramafické horniny) se klasifikují na základě obsahu olivínu, amfibolu a pyroxenu (obrázek 23). Hlubinné ultramafity lze rozdělit do tří hlavních skupin, a to na peridotity (převažující složkou je olivín), hornblendity (převažuje amfibol) a pyroxenity (převažuje pyroxen). Obdobným způsobem lze klasifikovat i ultramafické vulkanity.
Protože přesné klasifikační zařazení horniny můžeme v řadě případů provést až na základě podrobného mikroskopického studia, byl jako součást Streckeisenovy klasifikace vypracován zjednodušený systém vhodný pro předběžné terénní označování magmatitů (obrázek 24). Základem tohoto dělení je 11 horninových skupin, z nichž každá je charakterizována koncovkou -oidy (např. granitoidy, gabroidy aj). Skupinové názvy se pro svou jednoduchost často používají k přibližnému vyjádření petrografického složení větších geologických těles, kdy např. masiv tvořený granitem, granodioritem a tonalitem lze jednoduše označit jako granitoidní masiv.
Chemické klasifikace se používají v těch případech, kde nelze u horniny ani mikroskopicky spolehlivě rozlišit její minerální složení (např. horniny sklovité a submikrokrystalické). Údaje o chemismu jsou proto nejčastěji využívány ke klasifikaci vulkanitů. Chemické klasifikace magmatitů mají často mimořádný význam při řešení otázek spojených s jejich vznikem.
O chemickém charakteru horniny nás informuje již samotný výsledek silikátové analýzy. Pro petrologické výzkumy jsou však výsledky kvantitativní chemické analýzy dosti nepřesné, a proto se upravují. Hmotnostní procenta oxidů získaná silikátovou analýzou se zpravidla přepočítávají na tzv. molekulární kvocienty. Molekulární kvocienty získáme, jestliže hmotnostní procenta oxidů stanovená silikátovou analýzou dělíme atomovou hmotností příslušného prvku.
Efuzívní horniny (vulkanity)
Údaje o chemickém složení hrají významnou roli při klasifikaci vulkanitů. Klasifikace těchto hornin je totiž v porovnání s plutonity znesnadňována častou přítomností vulkanického skla, resp. produktů jeho přeměny. Z řady známých klasifikací je v současnosti nejvíce rozšířený a využívaný tzv. TAS diagram (obrázek 25), představovaný diagramem s pravoúhle orientovanými souřadnicemi Na2O + K2O a SiO2. Tento diagram je rozdělený na 14 polí, reprezentujících základní vulkanické horninové typy (obrázek 26). V některých polích jsou uvedeny i dva typy efuzív u nichž je vymezení krajních členů založeno na PI {peralkalický index = mol. (Na2O + K2O) / Al2O3, resp. na obsahu CIPW normativního Olv - např. bazanit - tefrit}.
Pro magmatity odlišného chemismu je charakteristické rovněž odlišné minerální složení (obrázek 27). Horniny s malým obsahem SiO2 tak neobsahují křemen a jsou v nich přítomny tzv. nenasycené minerály (forsteritovou složkou bohatý olivín, foidy a melilit). V horninách s vysokým obsahem SiO2 jsou naopak přítomny minerály nasycené, k nimž náleží všechny minerály bohaté na SiO2 (živce, amfiboly, pyroxeny a slídy). Podle zastoupení křemene, nasycených a nenasycených minerálů lze pak magmatické horniny rozdělit na tři skupiny:
přesycené horniny - obsahují nasycené minerály a křemen (příp. i jinou modifikaci SiO2);
nasycené horniny - obsahují jen nasycené minerály (křemen nebo jiná modifikace SiO2 se v nich nevyskytuje);
nenasycené horniny - obsahují nenasycené minerály, které jsou obvykle doprovázeny nasycenými minerály (nenasycené horniny se dále dělí na nenasycené horniny bez foidů a na nenasycené horniny s foidy).
Niggliho klasifikace magmatických typů
Niggliho klasifikace se netýká klasifikace hornin, ale magmat. Vychází z předpokladu, že z jednoho a téhož magmatu mohou za určitých podmínek vznikat odlišné horninové typy. Horniny s různým klasifikačním označením tak mohou geneticky patřit k jednomu a témuž magmatickému typu.
Niggliho přepočet je založen na stanovení pěti základních klasifikačních parametrů: al, fm, c, alk a si. Jeho výhodou je relativní jednoduchost a současně odpadá i potřeba odlišovat horniny hlubinné, žilné a výlevné. Niggli (1936) stanovil celkem 184 magmatických typů, mnohdy se značně exotickými názvy.
Postup výpočtu Niggliho parametrů:
a) Chemické silikátové analýzy přepočteme na odpovídající molekulární kvocienty a tyto za účelem pro odstranění příliš malých čísel vynásobíme hodnotou 104 .
b) Sečteme dvojnásobné množství Fe2O3 s FeO.
c) Základní klasifikační parametry se pak počítají takto:
al = Al2O3 + Cr2O3 + prvky vzácných zemin;
fm = FeO + MnO + MgO;
c = CaO (+BaO + SrO);
alk = Na2O + K2O + (Li2O).
Takto získané hodnoty se přepočtou na základ 100 (al + fm + c + alk = 100).
d) Na stejný základ se přepočtou i ostatní oxidy, z nichž nejdůležitější je hodnota si (zbývající se v mnoha případech nepočítají).
si = 100 (SiO2 + TiO2) / al + fm + c + alk
e) Kromě hlavních parametrů se vypočítávají také hodnoty pomocné, k nimž patří parametry k, mg, qz a c/fm.
k = K2O / Na2O + K2O + Li2O = K2O / alk
mg = MgO / FeO + MnO + MgO = MgO / fm
qz (křemenné číslo) udává dostatek nebo nedostatek SiO2 potřebného pro normální živcovou vazbu.
Je-li al>alk (platí ve většině případů), je hodnota qz dána vztahem:
qz = si – si',
kde si' = 100 + 4alk.
V horninách, kde je al < alk platí:
si' = 100 + 2al + alk.
Takto získané hodnoty, včetně poměru c/fm, se přepočítají na základ 100.
Hodnoty al, fm, c, alk se graficky vynášejí do prostorové tetraedrické projekce, rozdělené na 10 řezů označených I - X. V každém z uvedených řezů lze nanášet plošnou projekci, směry řezů jsou určovány poměrem c/fm. Niggliho parametry lze současně zakreslovat i do pravoúhlých diagramů, v nichž lze vyjádřit vzájemné vztahy mezi hodnotou si a parametry al, fm, c a alk (obrázek 28).
Niggli nezůstal současně jen u přepočtů, ale vytvořil i určité vzorové magmatické typy. Jako příklad mohou sloužit magmatické typy pro platící pro řadu vápenato-alkalických magmat:
Stanovení normativního složení
Výpočet normativního složení horniny se provádí přepočtem složení chemického, stanoveného libovolným analytickým postupem. Vychází z chemismu idealizovaných minerálů, které jsou obvykle označovány jako tzv. „standardní minerály“. Pro magmatické horniny byl tento postup schválený jako oficiální metoda doporučené klasifikace a nomenklatury (Le Maitre 1982). Základní možnou nevýhodou normativního přepočtu je, že norma nepostihuje rovnoměrně všechny základní znaky minerálního složení známých typů vyvřelých hornin.
Normativní složení představuje určitou "hmotnostní normu", která nám umožní odlišení od tzv. "molekulární normy", kterou navrhl Niggli (1936). I tomto případě se chemické složení nejprve přepočte na základní molekuly a z nich se pak sestavují molekuly různých minerálů (magmatických nebo i metamorfovaných hornin).
Nejužívanější a nejrozšířenější formou přepočtu chemického složení vyvřelých hornin na normativní minerály představuje CIPW norma (podle autorů: Cross, Iddings, Pirsson, Washington 1903).
Přes řadu nesporných výhod se normativní přepočty vyznačují určitými nedostatky. K jedním z nejzásadnějších patří skutečnost, že vypočítané normativní minerály se uvažují v ideálním (stechiometrickém) složení, které je v modálních silikátových fázích (minerálech) často od ideálního výrazně odlišné. Řada normativních minerálů představuje uměle vytvořené fáze (např. Na-metasilikát, K- metasilikát). Zcela nevýrazné rozdíly v chemickém složení mohou často vést k tomu, že v normě horniny dospějeme k nekompatibilnímu složení, a to i v případě modálně velmi blízkých hornin. Uvedená metoda tak slouží spíše jako společná základna pro posouzení chemismu magmatických hornin.