Magmatické horniny - stručný přehled petrologie

F. Holub (prosinec 1997)

Definice a rozdělení magmatických hornin

minerály magmatických hornin

textury magmatických hornin

struktury magmatických hornin

chemické složení hornin

kvantitativně mineralogické klasifikace

chemické klasifikace

vznik magmat

diferenciace magmat

Přehled hlavních skupin magmatických hornin:

Základní definice a rozdělení magmatických hornin

Magma je žhavá plastická nebo tekutá hmota, tvořená z podstatné části taveninou (obvykle silikátovou, avšak také karbonátovou, sulfidickou apod.) a obvykle obsahující rovněž krystaly, za určitých podmínek také plynnou fázi. Magma, které se dostalo na povrch Země nebo jiné planety, se nazývá láva. Magmatické horniny jsou takové, při jejichž vzniku se významně uplatnila tavenina (taveninová kapalná fáze), a vznikají tuhnutím magmatu (většinou doprovázeným krystalizací, to však není podmínkou).

Magmatické horniny se obvykle dělí (viz příslušné klasifikace) na plutonické čili hlubinné a na vulkanické, přpadně se rozlišují i horniny žilné; podle toho, zda utuhly uvnitř litosféry nebo na povrchu, se také dělí na intruzívní (plutonické + žilné i subvulkanické) a efuzívní (výlevné). S efuzívními horninami úzce souvisí další skupina hornin vulkanického původu - horniny pyroklastické.

Plutonické horniny = plutonity vznikly krystalizací magmatu v dostatečné hloubce, aby byly díky pomalému ochlazování nejen plně vykrystalované (nemohou obsahovat sklo), ale aby jejich minerály mohly dosáhnout relativně velkých rozměrů zrn, dobře viditelných pouhým okem (to se netýká akcesorií - minerálů přítomných v nepatrném množství, které mají obvykle velmi malé rozměry). Typické plutonity jsou drobnozrnné, středně zrnité (průměrná velikost zrna 1 až 3 mm) nebo i hrubozrnné.

Vulkanity tuhly na povrchu nebo těsně pod povrchem, tudíž za podmínek velmi rychlého ochlazování. Jsou proto obvykle mnohem jemněji zrnité než plutonity a mohou obsahovat i horninové sklo, případně mohou utuhnout přímo ve formě skla. Protože při poklesu tlaku dochází k prudkému poklesu rozpustnosti plynů (H₂O, CO₂ apod.), mají vulkanické horniny často plynové bublinky a některé lávy mohou být až zpěněné.

Pyroklastické horniny představují akumulace úlomků vulkanického materiálu. Vznikají díky prudké expanzi vulkanických plynů v magmatu, které se dostalo k povrchu, nebo expanzí vodní páry při styku magmatu s podzemní nebo pvrchovou vodou. Dochází tak k desintegraci magmatu a vyvrhování útržků lávy, střípků skla a také krystalů nebo pevných horninových úlomků z vulkánu.

Součástky magmatických hornin (sklo a horninotvorné minerály)

Sklo je amorfní hmota proměnlivého složení; jedná se o přechlazenou taveninu, která díky prudkému ochlazení a rostoucí viskozitě nestačila vykrystalizovat. Vulkanické sklo je častou součástkou vulkanitů, vzácněji může být v subvulkanických žilách, ale nevyskytuje se v plutonických horninách. Podle obsahu SiO₂ se rozlišují skla bazická, intermediální a acidní. Sklo je nestabilní, snadno přijímá vodu a během geologického času obvykle dochází k devitrifikaci (spontánní krystalizaci, vzniku jemných krystalků příslušných minerálů, často se zvláštními strukturami jako např. sférolitickou.).

Světlé minerály jsou minerály neobsahující v podstatném množství Mg, Fe, a Ti; např. křemen, živce, foidy, kalcit, apatit, muskovit.

Tmavé minerály (mafity) jsou ty, které obsahují podstatné množství Fe, Mg, Mn apod.; např. olivín, pyroxeny, amfiboly, biotit, běžné granáty, melilit, ilmenit, magnetit apod.

Index tmavosti (barevnosti) = celkový obsah mafických minerálů (v objem. %) v dané hornině (např. hornina obsahující 10% amfibolu, 5% pyroxenu a 12% biotitu má index tmavosi 27).

Akcesorické minerály jsou takové, které jsou přítomny v horninách ve velmi malém množství a obvykle v podobě velmi drobných krystalků. Nejběžnější akcesorie jako apatit, zirkon, ilmenit, magnetit, pyrit, pyrhotin apod. jsou obsaženy v horninách velmi rozmanitého složení. Radioaktivní akcesorie jako zirkon, monazit, xenotim jsou důležité pro datování hornin.

Alkalické živce - jsou tvořeny dvěma základními komponentami - složkou ortoklasovou (Or) KAlSi₃O₈ a složkou albitovou (Ab) NaAlSi₃O₈, s možnou malou příměsí složky anortitové (An) CaAl₂Si₂O₈ nebo celsianové (=barnaté). Patří sem draselné živce (=K-živce), tj. sanidin, ortoklas (oba monoklinické), mikroklín (triklinický), anortoklas (ten má převahu Na-složky), dále albit (do An₀₅). Z K-živců se sanidin a anortoklas vyskytují ve vulkanických horninách a vznikají za vysokoteplotních podmínek, kdy je mísivost K- a Na-složky velmi dobrá. Ortoklas a mikroklín jsou běžné v horninách plutonických, kdy během pomalého chladnutí dochází k částečnému odmísení Na-složky ve formě perthitu (mikroskopické vrostličky albitu).

Plagioklasy čili sodnovápenaté živce jsou triklinické izomorfní směsi složky albitové NaAlSi₃O₈ a anortitové CaAl₂Si₂O₈. Zastoupení anortitové komponenty se označuje jako bazicita plagioklasu a uvádí se zkratkou An s dolním indexem, odpovídajícím molárním procentům anortitové složky; např. plagioklas An₆₅ má 65 % složky anortitové a 35 % složky albitové (včetně nepatrné příměsi Or). Celá plagioklasová řada se dělí podle bazicity plagioklasu následovně (hranice jsou mol.% An):

0 albit 10 oligoklas 30 andezín 50 labradorit 70 bytownit 90 anortit

Plagioklasy se rozdělují na kyselé čili acidní (albit až oligoklas), střední (hlavně andezín), a bazické (nad An₅₀, tj. labradorit až anortit). Přítomnost bazických plagioklasů je významným kriteriem pro mineralogickou klasifikaci hornin (viz diorit versus gabro!). V magmatických horninách bývají plagioklasy zonární, obvykle s bazičtějším jádrem a kyselejším okrajem (= normální zonárnost), přičemž hlavně ve vulkanitech bývají větší krystaly (vyrostlice) často jemně oscilačně zonární, tj. s vícenásobnými změnami ve složení od centra k okraji.

Foidy (feldspatoidy) jsou světlé minerály složením sice podobné živcům, ale s nedostatkem SiO₂; patří sem zejména nefelín NaAlSiO₄, leucit KAlSi₂O₆, sodalitové minerály (sodalit, nosean, hauyn), analcim a kankrinit. Vyskytují se pouze v horninách nenasycených SiO₂.

Olivín představuje směsi složky forsteritové Mg₂SiO₄ a fayalitové Fe₂SiO₄, je rombický. Běžné olivíny v ultrabazických a bazických horninách mají výraznou převahu Mg a vyžadují alespoň mírnou nenasycenost SiO₂ (nemohou být v rovnováze s křemenem). V některých acidních horninách se vyskytuje fayalit, který je stabilní s křemenem. Olivín podléhá snadno serpentinizaci (serpentinové minerály jsou hořečnaté fylosilikáty s vysokým obsahem vody).

Pyroxeny: Mafické silikáty s řetězovou vazbou tetraedrů (mají jednoduché řetězce). Jsou bezvodé, tvořené izomorfní směsí řady složek; mezi nimi jsou nejdůležitělší enstatitová Mg₂Si₂O₆, ferosilitová Fe₂Si₂O₆, diopsidová CaMg Si₂O₆, egirinová NaFe³⁺Si₂O₆. V magmatických horninách jsou nejběžnější Ca-klinopyroxeny jako diopsid a augit (v gabroidech i bazaltoidech, dioritech, andezitech atd.), méně hojný je Ca-chudý klinopyroxen pigeonit, složením blízký ortopyroxenu (v tholeiitických bazaltech, andezitech), časté jsou i ortopyroxeny (tj. rombické Fe.Mg pyroxeny, bez Ca - např. v mnoha gabroidech, některých bazaltech, andezitech atd.). Egirín se vyskytuje jen v horninách s nadbytkem alkálií, jako jsou např. fonolity, mnohé nefelinické syenity, alkalické trachyty a alkalické ryolity apod.

Amfiboly: Velmi komplikovaná skupina mafických silikátů s řetězovou vazbou tetraedrů. Složením jsou podobné pyroxenům, ale mají dvojité řetězce a obsahují skupinu OH nebo F. Pro magmatické horniny jsou typické monoklinické amfiboly. Ty jsou nejčastěji vápenaté (nejběžnější je hornblend čili obecný amfibol, vyskytující se hlavně v granitoidech, syenitoidech, dioritoidech, gabroidech), méně často sodnovápenaté nebo alkalické (pouze v horninách s nadbytkem alkálií proti Al, tj. peralkalických). Ve vulkanitech se amfiboly vyskytují méně (tendence k bezvodé minerál. asociaci).

Slídy: Silikáty s vrstevní vazbou tetraedrů (=fylosilikáty), bohaté Al a alkáliemi (většinou K), s OH skupinou nebo F. Tmavé slídy jsou biotit (Fe-Mg), flogopit (Mg-slída), světlé hlavně muskovit. Ttypické jsou hlavně pro plutonity, tmavé slídy ale mohou být i ve vulkanitech. Nejrozšířenější je biotit (v granitoidech, syenitoidech, dioritech, také v některých ryolitech i andezitech), magmatický muskovit se vyskytuje v některých granitech a pegmatitech, lithné slídy v některých pegmatitech (lepidolit) a silně diferenciovaných ("cínonosných") granitech.

Melilit: Ca a Mg bohaté silikáty se silným deficitem SiO₂, vyskytují se jen v úzkém okruhu extrémně nenasycených hornin (např. polzenity, olivinické melilitity).

Granáty: Horninotvorné granáty jsou směsí řady složek. Nejběžnější mají převahu almandinu Fe₃Al₂Si₃O₁₂, v peridotitech mohou být granáty s převahou pyropové složky Mg₃Al₂Si₃O₁₂, v některých alkalických horninách jsou vápenaté granáty grossularového až melanitového složení, v granitových pegmatitech bývá spessartin Mn₃Al₂Si₃O₁₂.

Textury magmatických hornin

Základní textury: všesměrná, plošně paralelní, lineárně paralelní (negenetické termíny);

fluidální - paralelní textura vzniklá prouděním magmatu;

orbikulární - kulovité uspořádání některých součástek (např. v orbikulárních granitech);

vesikulární (pórovitá) - hornina obsahuje dutinky po magmatických plynech (běžné u láv);

mandlovcovitá = amygdaloidní - původní dutinky (plynové bubliny) byly druhotně vyplněny minerály vysráženými z roztoků (např. kalcitové, chloritové, křemenné i achátové mandle v podkrkonošských "melafyrech");

brekciovitá - úlomkovité útvary jsou stmeleny magmatickou matrix .

Struktury magmatických hornin

Horniny tvořené sklem mají sklovitou (=vitrickou, hyalinní) strukturu (např. obsidian).

Horniny obsahující krystaly + sklo mají hemikrystalickou strukturu; speciální názvy pro některé zvláštní hemikrystalické struktury jsou např. struktura vitrofyrická (v masívním skle jsou vyrostlice minerálů; často v ryolitech), intersertální (podobná ofitické, ale se sklem; může být v bazičtějších vulkanitech). Tyto struktury jsou možné jen u vulkanitů (lávy + velmi mělce intruzívní horniny přívodních drah), protože vyžadují prudké ochlazení magmatu!

Plně vykrystalované horniny, tj. všechny plutonity, naprostá většina žilných i mnohé vulkanity, jsou holokrystalické, tj. neobsahují sklo; jejich struktury vyžadují speciální názvy.

Horniny, v nichž některé krystaly jsou výrazně větší než ostatní, mají porfyrickou strukturu. Větší, obvykle dobře vyvinuté krystaly jsou vyrostlice (=fenokrysty), jemnější krystaly kolem tvoří základní hmotu (matrix), která má svou strukturu a proto se obvykle užívají názvy kombinované - např. mnohé granity jsou porfyrické s granitickou zákl. hmotou, bazalty bývají porfyrické s pilotaxitickou nebo ofitickou základní hmotou.

granitická - odrůda hypautomorfně zrnité struktury, typická pro granitoidy;

gabrová (gabrově zrnitá) - odrůda hypautomorfně zrnité struktury, typická pro gabroidy, může přecházet do ofitické struktury; plagioklasy mají stejný nebo vyšší stupeň automorfie proti tmavým minerálům;

ofitická - mezi drobnými tence lištovitými plagioklasy jsou xenomorfní pyroxeny, příp. amfibol. Typická struktura intruzívních subalkalických bazaltů až bazaltických andezitů (doleritů = diabasů) a vnitřních partií mohutnějších bazaltových lávových proudů; často bývá rozlišitelná i pouhým okem;

poikilitická - větší krystaly obsahují velké množství uzavřených malých krystalů jiných minerálů; často v intruzívních bazických až ultrabazických horninách, i v některých kumulátech. často je vidět dobře makroskopicky;

pilotaxitická - hornina je složena z velmi jemných tyčinkovitých + izometrických zrnek; typická struktura základní hmoty bazaltů;

trachytická - převažují lištovité až tence tabulkovité, proudovitě subparalelně uspořádané krystaly živců (obvykle alkalických); typická struktura trachytů a některých fonolitů;

nefelinitická - charakteristické jsou hojné automorfní krátce sloupcovité nefelíny, v mezerách tmavé minerály (obvykle egirín); typická pro některé fonolity, nefelinolity;

felzitická, afanitická - používá se pro extrémně jemnozrnné horniny, první termín je vyhražen pro acidní horniny;

grafická - "písmenkovité" prorůstání alk. živce a křemene; v makroskopicky vyvinuté podobě v některých pegmatitech), v mnoha mělce intruzívních horninách je vyvinuta v mikroskopickém měřítku (= mikrografická, granofyrická struktura).

PYROKLASTICKé HORNINY

Pyroklastický materiál vzniká desintegrací lávy a hornin při vulkanických erupcích, a to zejména vlivem uvolňování a rychlého rozpínání vulkanických plynů. Tvoří jej bomby (kapkovitý a plasticky formovaný tvar) + bloky (ostrohranné) více než 64 mm, lapilli 2-64 mm, popelové částice méně než 2 mm (jemné méně než0.6 mm lze označovat jako sopečný prach).

Nezpevněná pyroklastika jsou tefra (= souhrnný název pro pyroklastický materiál různé zrnitosti), popel (tj. tefra tvořená popelovými částicemi). Zpevněné pyroklastické horniny se nazývají tuf; v případě velmi hrubého materiálu - bomb nebo bloků - je to aglomerát nebo pyroklastická brekcie. Ignimbrity jsou spečené uloženiny žhavých pyroklastických proudů (obvykle popelových), které mohou vypadat jako láva - viz heslo RYOLITY A DACITY.

Pyroklastika sice představují vulkanický materiál, ale lze je považovat i za zvláštní skupinu sedimentů. Horniny tvořené pyroklastickým + běžným sedimentárním materiálem jsou tufity.

Základní chemická analýza horniny se běžně označuje jako silikátová analýza. Ta zahrnuje tzv. hlavní oxidy, zahrnující SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, FeO, MnO, MgO, CaO, Na₂O, K₂O, P₂O₅, dále volatilní komponenty jako H₂O+, CO₂, F, S, obvykle i H₂O- (vodu absorbovanou). Ti, Mn, P se často označují jako vedlejší (minoritní) prvky a někdy se stanovují také další, zejména Cr₂O₃, BaO, SrO, Li₂O, B₂O₂ apod. Silikátová analýza může být východiskem pro chemickou klasifikaci hornin.

V dnešní době se v petrologii široce využívají také stopové prvky, které se stanovují mimo silikátovou analýzu řadou metod, jako jsou rentgenfluorescenční spektrometrie, atomová absorpční spektrofotometrie, neutronová aktivační analýza, indukčně-plazmová spektrometrie atd. Mezi stopovými prvky mají význačné postavení litofilní prvky s velkými ionty (označují se zkratkou LIL, mají malý iontový potenciál - velký poloměr a malý náboj) - např. Rb, Cs, Ba, Sr, dále litofilní prvky s velkým iontovým potenciálem (označované HFS) - Zr, Hf, Nb, Ta (z minoritních sem patří Ti a P), také Th, U, dále prvky skupiny vzácných zemin (REE - La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu) a tranzitní kovy - hlavně Cr, Ni, Co, V, Sc. Stopové prvky jsou užitečné nikoliv pro klasifikaci, ale pro studium petrogenetických procesů. Z hlediska chování v magmatickém procesu se rozlišují prvky kompatibilní, přednostně vstupující do minerálů (např. Cr, Ni, Co do mafitů), a prvky inkompatibilní, přednostně se koncentrující v tavenině.

Východiskem je modální analýza, tj. stanovení procentuálního zastoupení minerálních součástek v hornině. Provádí se pomocí speciálního mikroskopického zařízení (integračního stolku) na výbrusech horniny a výsledky se uvádí v objemových %. Modální složení lze alespoň částečně zjistit také rentgenograficky, to má ale smysl jen při nemožnosti provést mikroskopickou modální analýzu.

Rozdělení podle indexu tmavosti:

Podle klasifikace IUGS se horniny dělí na leukokratní - mají do 35 % mafitů, mesokratní - 35 až 65 % mafitů, melanokratní - 65 až 90 % mafitů, a horniny ultramafické (=ultramafitity) s 90 do 100 % mafitů. Závazné je vymezení skupiny ultramafických hornin, jinak se termíny leukokratní a melanokratní používají tradičně pro horniny abnormálně světlé a abnormálně tmavé, tj. v tom smyslu, jak se jsou v klasifikaci IUGS zavedeny předpony leuko- a mela- (např. leukogranit, melasyenit, atd.).

Kvantitativně-mineralogická klasifikace IUGS (tzv. Streckeisenova)

Nejběžnější plutonické horniny kromě ultramafititů se klasifikují podle relativního zastoupení hlavních světlých minerálů, tj. křemene či jiných modifikací SiO₂ (parametr Q), alkalických živců (A), plagioklasů (P) a foidů (F). Výchozí procentuální zastoupení těchto minerálů podle modální analýzy se musí přepočítat tak, aby Q+A+P+F = 100%. Pak se použije dvojitý trojúhelníkový diagram QAPF (tj. trojúhelník QAP nebo APF, protože křemen a foidy se nemohou vyskytovat spolu). Obdobně se klasifikují i běžné vulkanity, pro ty se však často užívá klasifikace chemická. Viz rozdané diagramy!

Klasifikace chemické

Chemické klasifikace jsou výhodné zejména pro takové horniny, u nichž je použití kvantitativně mineralogické klasifikace problematické - zejména pro vulkanity, které jsou obvykle velmi jemnozrnné nebo až sklovité, a dají se používat i pro magmata. Chemické analýzy, petrochemické přepočty a variační diagramy umožňují srovnávat horniny bez ohledu na podmínky jejich krystalizace a přítomné minerály. Minerální složení horniny je totiž funkcí chemického složení + podmínek krystalizace (. tlaku, aktivity vody, fugacity kyslíku atd.).

Jsou to standardní způsoby početního zpracování chemických analýz, umožňující zjišťovat a srovnávat takové chemické parametry hornin, které nejsou z pohledu na surovou analýzu patrné. Jedná se např. o různé diferenciační indexy, umožňující srovnávat stupeň diferenciace hornin určité řady, Niggliho hodnoty, minerální normy apod. Norma je výsledek přepočtu chemické analýzy na určitý soubor teoreticky možných minerálů, které mohou ale nemusí být v hornině skutečně přítomné (to je zásadní rozdíl proti modálnímu složení horniny!).

Běžně se používá zejména norma CIPW, v níž se vypočítávají jednoduché bezvodé minerální "molekuly" (čisté chemické složky horninotvorných minerálů). Patří mezi ně zejména základní složky živců - Or, Ab, An, dále křemen Q, nefelín Ne, leucit Lc, diopsid (=normativní Ca-klinopyroxen) Di, hypersten (=normativní ortopyroxen) Hy, olivín Ol, korund C, akmit (normativní egirín) Ac, apatit Ap, ilmenit Il, magnetit Mt atd. Celkem je možných asi 40 normativních minerálů, z nich se však většina nemůže vyskytovat společně. Přítomnost nebo nepřítomnost některých významných normativních minerálů umožňuje dobře posoudit významné petrochemické charakteristiky a dá se využít v klasifikacích: Např. křemen indikuje přesycenost SiO₂, zatímco olivín a zejména foidy ukazují nenasycenost SiO₂; korund znamená nadbytek Al₂O₃ (peraluminické složení) a nemůže být ve společnosti diopsidu nebo akmitu, akmit vyjadřuje přesycenost alkáliemi vůči Al₂O₃ (tzn. peralkalický charakter horniny).

Klasifikace podle obsahu SiO2:

Nejjednodušší chemická klasifikace hornin a také magmat vychází z obsahu SiO₂, tj. komponenty, která je v naprosté většině magmatických hornin nejvíce zastoupena:

horniny ultrabazické 45% bazické 52% intermediální 63% acidní (kyselé)

Typickými ultrabazickými horninami jsou např. lherzolit, kimberlit, polzenit, mnohé foidity; bazické jsou např. gabra a bazalty, intermediální jsou např. diority, tonality, syenity, andezity, trachyty a fonolity, acidní hlavně granity, ryolity.

Klasifikace podle stupně saturace SiO₂ nebo Al₂O₃ (a alkálií):

Podle SiO₂: nenasycené - nasycené - přesycené

Lze vycházet z přítomnosti typicky nenasycených minerálů (olivín, foidy) nebo naopak křemene (při přesycenosti), a to v modálním složení, nebo lépe podle výsledků petrochemických přepočtů jako jsou Niggliho hodnoty nebo norma CIPW. Nenasycenost SiO₂ může být různě silná; nejslabší se projeví např. přítomností Mg-olivínu, silnější pak přítomností nefelínu nebo dalších foidů, extrémně nenasycené horniny mohou mít melilit.

Kriticky nenasycené horniny vykazují v normě CIPW nefelín - jsou nefelín-normativní.

Peraluminické horniny jsou přesycené hliníkem, zatímco peralkalické horniny mají naopak nadbytek alkálií proti množství Al₂O₃ (v molárních hodnotách), tzn. že všechny alkálie se "nevejdou" do živců, foidů, slíd apod. a vstupují do alkalických pyroxenů či alkalických amfibolů a další specifických minerálů. Nejběžnější jsou metaluminické horniny, u nichž v molárních hodnotách CaO+Na₂O+K₂O více než Al₂O₃ více než Na₂O+K₂O; to se projevuje přítomností plagioklasů, běžných Ca-amfibolů či pyroxenů, a absencí jak minerálů s nadbytkem hliníku (např. cordieritu, muskovitu, korundu, andalusitu apod.), tak i alkalických mafitů..

Alkalické horniny jsou buď kriticky nenasycené SiO₂ (jsou nefelín-normativní, tzn. že mají nadbytek alkálií vzhledem k SiO₂), nebo jsou přesycené alkáliemi vzhledem k hliníku (tzn. že jsou peralkalické, pak nezáleží na stupni saturace SiO₂), případně obojí. Ostatní horniny jsou subalkalické (ty na Zemi zdaleka převažují).

Chemická klasifikace IUGS pro vulkanické horniny:

Základem je variační diagram sumy alkálií (Na₂O+K₂O) versus SiO₂ (tzv. "TAS" diagram) s vymezenými poli pro základní horninové typy - byl rozdán. V některých polích je nutné použít navíc ještě výsledek normativního přepočtu podle CIPW (např. rozdíl mezi tefritem a bazanitem podle normativního olivínu). Pro některé horniny je klasifikace podrobnější, specifické horninové skupiny mají zvláštní diagramy (zde se jimi nebudeme zabývat).

Vznik magmat

Magma vzniká tavením hornin; většinou se jedná o tavení částečné (parciální), kdy vedle vznikající taveniny (její procentuální podíl z výchozího materiálu udává stupeň parciálního tavení) zbývají i neroztavené krystaly. Tyto krystaly většinou zůstávají na místě jako reziduum, část jich však může být magmatem unášena. Protože tavenina má nižší hustotu než ekvivalentní pevné horniny, má tendenci migrovat ve směru snižování tlaku a při dostatečném nahromadění se oddělit od rezidua a samostatně stoupat vzhůru. Cestou může ale nemusí docházet k diferenciaci podle podmínek a rychlosti výstupu.

Intermediální magmata často představují produkty diferenciace a/nebo kontaminace bazických magmat, některá mohou přímo parciálním tavením mělkých částí pláště při vysokém obsahu vody (např. některé bazaltické andezity), jiná mohou vznikat tavením spodní kůry za abnormálně zvýšených teplot.

Příčiny tavení mohou být různé, zejména jde o: (1) abnormální zvýšení teploty (např. v kůře prostřednictvím intruzí vysoce temperovaného bazického magmatu z pláště); (2) za vysokých teplot zhruba izotermické snížení tlaku (např. ve vzestupném proudu plášťové hmoty, při vyklenování kůry a rychlém odlehčování nadloží v extenzním režimu); (3) přínosem vody nebo dalších volatilních komponent, snižujících teplotu začátku tavení (solidus), do horkých horninových komplexů (např. nad subdukovanou litosférickou deskou, která prodělává dehydratační metamorfní reakce). často se může jednat také o kombinaci více příčin.

Diferenciace magmat

Diferenciace představuje procesy, vedoucí k rozrůznění složení magmat a hornin odvozených z určitého výchozího magmatu. Vedle vlastní diferenciace v užším smyslu (bez látkové interakce s okolím) mají význam také procesy hybridizace (mísení magmat) a kontaminace (znečištění cizími horninami, které mohou být magmatem asimilovány - rozpuštěny).

Krystalizační diferenciace - frakční krystalizace: Rané krystaly (v magmatu bazaltového složení to bývá hořečnatý olivín, dále pyroxeny a bazické plagioklasy) se mohou od mateřské taveniny mechanicky separovat (gravitačně, prouděním magmatu, narůstáním na stěny magmatického tělesa etc.) a jejich nahromadění tvoří kumuláty, které se složením liší od celkového složení výchozího magmatu. Zbytková tavenina je naopak ochuzena o ty komponenty, které přednostně vstupovaly do krystalů. V průběhu frakční krystalizace dochází ve zbytkové tavenině k výraznému poklesu Mg, přičemž výrazně klesá poměr Mg/Fe díky tomu, že mafické silikáty jako olivín nebo pyroxeny apod. preferují Mg před Fe (tzn. že kumulát bude mít poměr Mg/Fe proti výchozímu magmatu naopak zvýšený). V určitých stadiích diferenciace klesá v magmatu také Ca (odčerpává jej krystalizace Ca-klinopyroxenu a bazického plagioklasu), většinou stoupá Si, K apod. Procesy diferenciace mohou být komplikované a polyfázové, a může při nich vzniknout pestrá škála magmatických hornin odvozených z daného výchozího magmatu.

subalkalický bazalt - bazaltický andezit - andezit - dacit -ryolit

bazanit - tefrit - fonotefrit - fonolit

Likvace - homogenní tavenina se při změně fyzikálních podmínek a/nebo složení rozdělí na dvě kapalné fáze, Kapičky druhé kapalné fáze rostou díky přísunu komponent difuzí, rozdíly v hustotě a viskozitě proti okolí umožňují akumulaci, slévání a mechanické oddělení obou tavenin. Tento způsob diferenciace má význam např. pro oddělení sulfidické taveniny z bazických magmat v určitém stadiu krystalizace, kdy koncentrace síry v tavenině dosáhne meze rozpustnosti. Protože sulfidická tavenina má podstatně vyšší hustotu, může se hromadit při bázi magmatického rezervoáru a vytvořit významná rudní ložiska (tzv. likvační ložiska jsou vázána na velké bazické intruze). Likvace je důležitá také pro vznik karbonatitového magmatu oddělením ze silně alkalického silikátového magmatu bohatého CO₂.

Diferenciace difuzí v teplotním a gravitačním gradientu se uplatňuje např. ve velkých zvrstvených bazických intruzích. Vyžaduje dostatek času.

Přehled hlavních skupin magmatických hornin

Peridotity jsou plutonické ultramafitity tvořené hlavně olivínem, s ním bývají přítomny pyroxeny, granát, spinelidy, amfiboly atd. Patří mezi ně dunit (nad 90% olivínu), harzburgit (olivín + ortopyroxen), lherzolit (olivín + ortopyroxen + klinopyroxen, možná příměs granátu, spinelidu, příp. plagioklasu), wehrlit (olivín + klinopyroxen).

Lherzolity a v nejmělčích částech také harzburgity jsou základním materiálem svrchního pláště Země. částečným tavením lherzolitů vznikají běžná bazická magmata. V zemské kůře je peridotitů málo; mohou být vyneseny tektonickými pohyby z pláště, drobná tělíska - xenolity - bývají vynášena i stoupajícími magmaty (typické je to pro alkalické bazalty, bazanity apod.). Některé peridotity vznikají jako kumuláty olivínu a pyroxenů z bazických magmat.

Pyroxenity mají převahu pyroxenů (ortopyroxen nebo klinopyroxen nebo oba), v menší míře mohou obsahovat olivín, amfiboly, flogopit atd. Vyskytují se vzácněji, nejčastěji jako kumuláty z bazických magmat ve zvrstvených gabrových komplexech, jsou přítomny v podružně i ve svrchním plášti.

Hornblendity jsou ultramafitity tvořené hlavně amfiboly, glimmerity (flogopitity a biotitity) hlavně tmavými slídami. Vyskytují se vzácně.

Jsou to bazické plutonické horniny, složené z bazického plagioklasu + mafitů (pyroxenů, olivínu, amfibolů - viz níže). Struktury: gabrová, poikilitická, různé kumulátové.

Klasifikace:

Gabro - vedle plagioklasu má klinopyroxen a často i amfibol

Olivinické gabro - obsahuje klinopyroxen i olivín (amfibol)

Amfibolické gabro - hlavním mafitem je amfibol, často spolu s klinopyroxenem.

Norit - hlavním mafitem je ortopyroxen

Troktolit - hlavním mafitem je olivín, pyroxenů je málo nebo chybí. Typický kumulát;

Anortozit - je tvořen plagioklasem jen s malou příměsí mafitů. Pouze některé anortozity patří díky bazickým plagioklasům mezi gabroidy, rozšířenější jsou však anortozity s nižší bazicitou plagioklasů a patřící proto mezi dioritoidy.

Gabroidy jsou rozšířené v hlubších částech oceánské kůry, na kontinentech tvoří součást ofiolitových komplexů (tektonických ker různě staré kůry oceánského typu), velké intruze typu zvrstvených bazických komplexů složené z gabroidních i ultramfických kumulátů, často obsahující ložiska chromu nebo platiny (např. Bushveld v Jižní Africe), i množství menších a méně diferenciovaných těles. Amfibolická gabra bývají často spjata s granitoidními plutony a vznikají z menších porcí relativně vodou bohatšího bazického magmatu.

U nás jsou různé gabroidy např. v kdyňském bazickém masívu a několika menších tělesech v jz. čechách, ranském masívu ve v. čechách, amfibolická gabra se vyskytují jako menší tělesa s granitoidy ve středočeském plutonu (např. Pecerady u Týnce n. Sázavou - dříve významný dekorační kámen), v Železných horách i jinde.

Jsou to plutonické (hlubinné) horniny s podstatným obsahem křemene (nejméně 20% křemene ze sumy světlých minerálů). Jsou obvykle středně zrnité, někdy drobnozrnné nebo naopak hrubozrnné. Nejčastěji mají granitickou strukturu, granity a granodiority jsou často navíc porfyrické (= v základní hmotě jsou roztroušeny nápadně větší krystaly některých minerálů, v těchto horninách se jedná obvykle o vyrostlice draselného živce)..

Alkalickoživcový granit: granit bez plagioklasu nebo s jeho nepatrným množstvím. Pokud taková hornina obsahuje alkalické nebo sodnovápenaté amfiboly (např. riebeckit, arfvedsonit, richterit) a nebo alkalické pyroxeny (egirín), označuje se jako alkalický granit.

Granit (žula): Velmi běžná hornina, obvykle světlá, vedle křemene a obou živců obsahuje běžně biotit, kromě něj může obsahovat také muskovit, turmalín (vzácněji andalusit, cordierit), nebo naopak amfibol, případně pyroxeny. Leukogranity jsou abnormálně světlé (do 5% mafitů). Existují i abnormálně tmavé granity (melagranity) - viz durbachity zmiňované mezi syenitoidy.

Granodiorit, tonalit: Bývají tmavší než granity, běžně obsahují biotit a amfibol, v tonalitech bývá amfibol často hlavním mafitem. Mohou být v asociaci s amfibolickými gabry a diority, často obsahují tzv. bazické pecky (mikrogranulární enklávy). Abnormálně světlé tonality se jmenují trondhjemit.

Vznik a typologie granitoidů: Magmata granitoidního složení nemohou vznikat parciálním tavením plášťových peridotitů, tak jako magmata bazická, a jen malé objemy granitoidů mohou vznikat přímou diferenciací bazických magmat. Většina granitoidů krystalizovala z magmat, pocházejících z hlubších částí zemské kůry a představujících produkty natavení korových horninových komplexů. Bazická magmata plášťového původu se na jejich vzniku mohla podílet jako zdroj tepla, často také látkově při procesech vzájemné interakce bazického a granitoidního magmatu (hybridizace magmat, vznik mikrogranulárních enkláv - tzv. bazických pecek v granitoidech).

Horniny vhodného složení se mohou začít natavovat za přítomnosti vody a za tlaků odpovídajících hlubším částem zemské kůry při teplotách nad 600^oC, obvykle kolem 650^oC, za nepřítomnosti vody (v horninách granulitové facie) ale tavení začíná až při teplotách výrazně vyšších. Běžná granitoidní magmata mají při intruzi do mělčích částí kůry teploty kolem 700 až 850^oC. čím je magma sušší a výše temperované, tím blíže k povrchu se může dostat.

Podle charakteru výchozích hornin se rozlišují granitoidy typu S ("S" jako supracrustal, sedimentary source), vzniklé tavením starších metasedimentů semipelitického až drobového složení (hlavně pararul), a granitoidy typu I ("I" jako igneous source), které mají představovat produkty částečného natavení starších hornin magmatického původu. Dále jsou rozlišovány granitoidy A (anorogenní, alkáliemi bohaté), M (produkty diferenciace plášťových mafických magmat), H (hybridní - viz výše) apod.

Výskyt granitoidů: Granitoidy jsou typické magmatické horniny kontinentálních oblastí. Pro staré štítové oblasti jsou význačné např. růžové až červené granity rapakivi, obsahující nápadněi velké a obvykle zaoblené krystaly K-živce s lemem kyselého plagioklasu (jedná se o krásný obkladový kámen!). Mohutné granodioritové až tonalitové batolity jsou typické pro cirkumpacifické pásmo, např. Andy.

Množství granitoidů je typické i pro variské pásmo západní a střední Evropy, do něhož patří český masív. Z našich těles převážně karbonského stáří jsou nejdůležitější zejména: Středočeský plutonický komplex mezi říčany, Táborem, Pískem, Klatovy a Příbramí, tvořený hlavně amfibol-biotitickými granodiority (lomy na Blatensku, okolí Březnice, Kozárovice), biotit-amfibolickými granodiority až tonality (sázavský typ - např. Mrač u Benešova, Krhanice, Teletín) s asociovanými gabry, granity (Sedlčany, říčansko), durbachity (okolí Milevska), dále moldanubický batolit (mezi Světlou nad Sázavou, Jihlavou, Jindřichovým Hradcem, Kaplicí, s částí Šumavy a pokračováním do Rakouska, tvořen hlavně biotitickými a muskovit-biotitickými granity), karlovarský pluton (granity), krkonošsko-jizerský pluton (biotitické granity, včetně známé narůžovělé "liberecké žuly"), železnohorský čili nasavrcký pluton (amfibol=biotitické granodiority, biotitické granity, také gabra) atd. Starší jsou např. brněnský masív, lužický batolit, nebo tiský granit v čistecko-jesenickém masívu.

SYENITOIDY - alkalickoživcový syenit, syenit, monzonit, kvarcsyenit etc.

Ve světě jsou syenitoidy obvykle spíše světlé, často růžové (např. nordmarkit) nebo modrošedé barvy (např. larvikit). U nás jsou časté naopak tmavé horniny syenitového až kvarcsyenitového složení, přecházející do melagranitů. Je to zejména nápadně porfyrický amfibol-biotitický typ čertovo břemeno = durbachit tvoří část středočeského plutonu (hlavně mezi Milevskem a Voticemi), masívky na Písecku a v Pošumaví a také rozsáhlý třebíčský pluton; méně rozšířené jsou biotit-pyroxenické až pyroxen-biotitické syenitoidy (táborský a jihlavský masív).

Aplity jsou světlé (často téměř bez tmavých minerálů) jemnozrnné horniny obvykle leukogranitového složení, s typickou aplitickou (panxenomorfně zrnitou) strukturou. Tvoří zcela běžně drobné žíly a žilky v tělesech. granitoidů.

Pegmatity jsou abnormálně hrubozrnné horniny, často granitového (ale i jiného, např. syenitového) složení. Mohou obsahovat relativně velké krystaly takových minerálů, které se v běžných horninách vyskytují jako ojedinělá mikroskopická zrníčka (akcesorie), často obsahují i řadu vzácných minerálů. Pegmatity tvoří žíly a čočkovitá tělesa v masívech hlubinných vyvřelin nebov jejich blízkém okolí a vznikají z porcí magmatu silně obohaceného vodou a vzácnými prvky, při krystalizaci se významně uplatňuje plynná fáze (pneumatolytické stadium). Nejběžnější jsou granitové pegmatity obsahující biotit, muskovit, turmalín. Pegmatitová tělesa mívají zonární stavbu, v centru s bloky živců nebo i křemenným jádrem a vzácnými minerály, okrajové partie nebo menší žíly jsou vyvinuty často jako pegmatit s grafickou strukturou - tzv. "písmenková žula". U nás jsou granitové pegmatity časté např. v okolí Poběžovic, dále na Písecku, v okolí Velkého Meziříčí (např. známé lokality v okolí Dolních Borů).

ŽILNÉ PORFYRY

Jsou to typické žilné horniny obdobného minerálního složení jako mají běžné plutonity, ale rychleji utuhlé, podstatně jemnozrnnější a vždy výrazně porfyrické (vyrostlice živců a často i tmavých minerálů nebo také křemene obvyukle rozměrů v mm až několik cm, základní hmota mívá velikost zrna v desetinách až tisícinách mm.). Názvy mají jako základ slovo porfyr, před něj se dá adjektivum odvozené z názvu ekvivalentní hlubinné vyvřeliny - např. granitový porfyr, syenitový porfyr. U nás přežívá zvyk nazývat porfyry s převažujícím plagioklasem jako porfyrity - např. dioritový porfyrit; takové rozlišování je však zbytečné a při důsledném užívání klasifikace IUGS i nevhodné.

jsou tmavé žilné horniny s vysokým obsahem tmavých slíd (většinou flogopitu, příp. biotitu) nebo amfibolu a s porfyrickou strukturou, přičemž vyrostlice tvoří jen tmavé minerály. Makroskopicky bývají tmavě šedé nebo černé, snadno však podléhají alteracím a zvětráváníní a v takovém stavu mohou mít hnědé, červenavé, nebo šedozelené odstíny. Mezi hlavní lamprofyry patří např.:

Mineta - tvořena hlavně biotitem (nebo až flogopitem) a K-živcem, často také pyroxeny, někdy amfibol , olivín, trochu plagioklasu nebo také křemene. U nás se žíly minet hojně vyskytují např. v rozsáhlém území mezi Prahou (např. Bohdalec) a Pošumavím, tzn. ve středočeském plutonu a jeho sev. i jižním sousedství, dále v Orlických horách a rozptýleně i v jiných oblastech.

Kersantit - hlavními minerály jsou biotit + plagioklas; kersantity jsou makroskopicky nerozeznatelné od minet, ale mají mnohem méně draslíku. Výskyt často s minetami nebo naopak spessartity.

Spessartit - složen hlavně z amfibolu + plagioklasu, tvoří žíly např. na Rakovnicku a v jižním okolí Prahy.

Camptonit - amfibol, Ti-bohatý klinopyroxen, plagioklas, alespoň potenciální foidy (v rozpočtené chemické analýze). Chemické složení je blízké bazanitům a dalším alkalickým bazaltoidním vulkanitům, typický je ale zvýšený obsah volatilních komponent. Výskyt např. jako subvulkanické žíly asociované s tercierními alkalickými bazaltoidy v českém středohoří.

Polzenit - ultramafický melilitický lamprofyr; u nás se jeho různé variety tercierního stáří vyskytují na českolipsku a v okolí českého Dubu v povodí Ploučnice (název podle jejího německého jména Polzen)

jsou ultrabazické subvulkanické horniny abnormálně bohaté litofilními prvky a volatilními komponentami (voda, CO₂...), tvořící často brekciovité výpně výbuchových hrdel (diatremy). Obvykle vynášejí množství xenolitů (úlomků) hornin svrchního pláště a mohou obsahovat diamanty. Vyskytují se pouze ve štítových (již od Prekambria stabilizovaných) částech kontinentů, např. v Jižní Africe nebo Aldanském štítu na Sibiři a v podobných oblastech.

jsou magmatické intruzívní a vzácně i efuzívní horniny tvořené převážně karbonáty. Vyskytují se v asociaci s velmi silně nenasycenými alkalickými horninami, mohou být zdrojem řady vzácných prvků. V okolí karbonatitových intruzí je typiocky vyvinutá aureola hornin postižených fenitizací, tj. zvláštní alkalickou metasomatozou (jde o reakci okolních hornin s uvolňovanými alkalickými roztoky za vzniku alkalických živců, nefelínu apod.).

Struktury: porfyrická, ofitická, pilotaxitická, afanitická, sklovitá.

Dříve se u nás používaly zvláštní názvy pro geologicky starší (předtercierní) bazalty: Diabasy = prekabrické + staropaleozoické, prekambrickým se také mnohdy říkalo spility! Melafyry = mladopaleozoické + mesozoické (zčásti však mohly mít i složení bazaltického andezitu).

Subalkalické bazalty jsou přibližně nasycené SiO₂, obsahují vedle Ca-klinopyroxenu i ortopyroxen nebo pigeonit; pokud je přítomen olivín, pak jen jako vyrostlice, které reagovaly se zbytkovou taveninou za vzniku ortopyroxenu. Jsou mnohem rozšířenější než bazalty alkalické. Nejběžnější jsou různé typy tholeiitů. Tholeiity převažují mezi bazalty středooceánských hřbetů (MORB) a tvoří dno oceánů (svrchnější část oceánské kůry), podobné vznikají také v ostrovních obloucích; tholeiity bohatší lithofilními prvky (např. K, Rb, Ba, Zr, Nb atd.) tvoří řadu oceánských ostrovů, na kontinentech pak mnohonásobné výlevy kontinentálních bazaltů platobazaltů). V kontinentálních oblastech se také často vyskytují skupiny mohutných žil hruběji zrnitých bazaltů (obvykle s ofitickou strukturou), tj. diabasů = doleritů. Reakcí dosud horkých bazaltů s mořskou vodou mohou vznikat spility, vyznačující se přítomností albitu místo původního bazického plagioklasu, dále chloritů apod.; mají zvýšené obsahy Na a hodně vody.

Bazaltoidní magmata, zejména tholeiitová, mají relativně nízkou viskozitu a proto běžně tvoří lávové proudy a lávové příkrovy, často nápadně malé tloušťky ale velkého plošného rozšíření. Tholeiity mohou tvořit mohutné štítové sopky s velmi plochým povrchem (např. typické pro Havajské ostrovy) a tzv. platobazaltové (trapové) komplexy na kontinentech (např. deccanské trapy v Indii, bazalty Columbia River na severozápadě USA apod.). Na Měsíci tvoří subalkalické bazalty obrovské výlevy, tzv. měsíční moře.

Alkalické bazalty jsou již kriticky nenasycené SiO₂ (v normě CIPW vychází nefelín) a při daném SiO₂ bohatší alkáliemi než bazalty subalkalické. Neobsahují ortopyroxen ani pigeonit ale pouze Ca-klinopyroxeny, běžný je olivín.

Silně nenasycené alkalické bazaltoidy představují horniny s foidy (nejčastěji nefelínem), buď zároveň ještě s plagioklasy (bazanit, tefrit), nebo až bez nich (různé foidity); jsou to jednak primitivní (málo diferenciované) horniny s hojným olivínem, jako bazanity, olivinické nefelinity, vzácněji i olivinické leucitity, případně až melilitické vulkanity, jednak diferenciovanější vulkanity téměř bez olivínu jako tefrity, nefelinity, hauynity apod. Alkalické bazaltoidy mají výrazně zvýšené obsahy litofilních prvků.

V čR máme kromě řady dalších výskytů nemetamorfované svrchnoproterozoické bazalty (tzv. "spility") a staropaleozoické bazalty (tzv. diabasy) v Barrandienu (zhruba v prostoru Praha - Rakovník - Klatovy), bazaltům odpovídají některé permské "melafyry" v Podkrkonoší (často však jde již o bazaltické andezity). Alkalické bazaltoidy a foidity třetihorního stáří jsou běžné v českém středohoří, tvoří Doupovské hory a řadu roztroušených výskytů v záp. (např. Podhorní vrch u Mar. Lázní) i sv. čechách (Mladoboleslavsko, Jičínsko) a v sz. okolí Prahy (např. Vinařická hora u Kladna, Slánská hora). Poslední dozvuky tohoto vulkanismu zasahují do kvartéru (např. Komorní hůrka u Chebu, složení olivinického melilititu). Několik drobných vulkánů je v Nízkém Jeseníku (např. Venušina sopka u Bruntálu).

Trachyty - vulkanity tvořené hlavně alkalickým živcem (sanidin nebo anortoklas), někdy s menším množstvím plagioklasu, případně příměsí křemene nebo naopak foidů, z mafitů hlavně pyroxeny, někdy biotit. Typická je trachytická struktura.

Fonolity - tvořené hlavně alkalickým živcem + foidy; normální fonolity jsou nefelinické, existují také sodalitické nebo vzácněji leucitické fonolity. Z mafitů nejběžnější pyroxeny (augit, egirín), někdy přítomen i amfibol, granát (melanit). Ttrachytická nebo nefelinitická struktura.

U nás máme trachyty a hlavně fonolity tercierního stáří v českém středohoří (např. Milešovka, Kletečná, Bořeň, Želenický vrch, na východě např. Tachovský vrch, Bezděz atd.). Přechodné horniny k tefritům tvoří např. Kunětickou horu.

Subalkalické vulkanity s vysokým obsahem plagioklasu, v menším množství mají pyroxeny, někdy amfibol, biotit. Obvykle jsou porfyrické, základní hmota může obsahovat sklo.

Andezity nejčastěji vznikají nad subdukčními zónami, kde se podsouvá jedna litosférická deska pod druhou, a jsou proto typickými magmatickými horninami ostrovních oblouků a aktivních kontinentálních okrajů. Andezitová magmata mají proti bazaltům zvýšenou viskozitu a obsahy vody; tyto vlastnosti mají za důsledek vznik hojných pyroklastik, lávové proudy jsou krátké a mocnější než u bazaltů. Typické jsou mohutné kuželovité andezitové stratovulkány, dosahující výšek až několika tisíc m.

Min. složení: vyrostlice křemene, plagioklasu, někdy i K-živce v jemné zákl. hmotě opět z těchto minerálů nebo acidního skla, obsah mafitů (pyroxeny, biotit) je nízký. Struktury porfyrické, hemikrystalické, sklovité. Silně zpěněné ryolitové sklo je pemza, masívní sklo obsidian (na rozdíl od běžných ryolitů má tmavou barvu!), zčásti devitrifikované a hydratované sklo se jmenuje smolek (pitchstone); při výrazné perlitické odlučnosti se hornina spíše technicky označuje jako perlit.

Na povrch se mohou dostat jen acidní magmata s nízkými obsahy vody a vysoce temperovaná (teploty výrazně vyšší než u granitoidů - kolem 900 až 1000 ^oC). Lávy ryolitoidního složení mají velmi vysokou viskozitu a proto tvoří kupole (často obrovské vytlačené zploštělé "kapky") a nikoliv běžné lávové proudy nebo příkrovy, často tuhnou jako masívní vulkanické sklo (obsidian). Pokud ryolitoidní vulkanity tvoří plošně rozsáhlá deskovitá tělesa, nejedná se určitě o utuhlé lávy, ale o speciální typ pyroklastických hornin - ignimbrity, které představují usazený materiál pyroklastických proudů.

Pyroklastické proudy jsou suspenzí pevného a polokapalného materiálu (úlomků krystalů, útržků lávy a jemných střípků horkého skla) a žhavého plynu. Mohou se pohybovat velkou rychlostí a udržují si vysokou teplotu, takže po usazení se jejich materiál může opět spéci do podoby masívní horniny. Erupce typu pyroklastických proudů jsou nejnebezpečnější formou vulkanické činnosti a dochází k nim typicky tam, kde jsou magmata acidní nebo intermediální až acidní a relativně bohatá vodou, tj. v oblastech aktivních kontinentálních okrajů a ostrovních oblouků (např. cirkumpacifický pás). Ignimbritové příkrovy mohou pokrývat tisíce km². U nás mají ignimbritový charakter např. mnohé permské ryolitoidy na Broumovsku, v Podkrkonoší a tzv. teplický porfyr v sev. čechách.