Chemické složení Země

Mezi planetami zemského typu je nejdynamičtější Země. Jedním z klíčů této dynamiky je voda. Přítomnost vody v trojím skupenství činí Zemi Zemí, pufruje teplotu povrchu, umožňuje žití. Umožňuje i komunikaci mezi svrchním pláštěm, oceánskou a kontinentální kůrou. Množství těkavých elementů a látek, tedy i vody, je v celkovém složení Země téměř zanedbatelné. Jsou to zlomky procenta ve srovnání s množstvím těchto látek ve Slunci, jež je reprezentováno uhlíkatými chondrity, anebo v primitivním kosmickém materiálu, o kterém se domníváme, že dal základ tvorbě planet. Na Zemi jsou tyto látky koncentrovány do povrchové vrstvy. Jak život, tak přítomnost těkavých látek jsou zřejmě výsledkem posledních růstových stadií tvorby Země, měkkého přistávání "kometárního materiálu" na Zemi s již existující pevnou (chladnou) slupkou. Je tedy zřejmé, že se Země v určitém ohledu liší od primitivního materiálu a je pravděpodobné, že se planety pozemského typu budou od sebe lišit v jednotlivostech obsahů těkavých látek. A jak je to s elementy běžnými, avšak méně těkavými?

Cesty jak zjistit složení Země jako celku jsou komplikované, založené na "argumentech kruhem". Přesto se pokusím ukázat, v čem je chemické složení Země podobné a v čem odlišné od ostatních materiálů ve sluneční soustavě. Většina zjištění týkajících se celkového složení Země vychází z argumentů svou podstatou negativních, vylučujících některá řešení. To první vyloučení říká, že to, po čem na povrchu Země chodíme, tedy kůra, nemůže být součástí hlubší stavby, a to proto, že v hlubších částech tento materiál nemá takové vlastnosti, které fyzikálně měříme. Tak především nemá za vyšších tlaků dostatečně vysokou měrnou hmotnost (hustotu) a neodpovídá ani takovými vlastnostmi, jako jsou rychlosti šíření seizmických vln. Vědomí, že kůra Země reprezentuje objemem pouhých sedm desetin procenta, naznačuje, že byť jakkoliv svými vlastnostmi a vlastně i složením odlišná od zbytku Země, neovlivňuje v zásadě celkové složení Země co do obsahu hlavních prvků (Si, O, Al, Fe, Mg, Ca).

Od dob raných prací Hurleye a jeho kolektivu je zřejmé, že kontinentální kůra se vyvíjí na úkor svrchního pláště. Původ kůry, její stáří, frakcionace, a zejména otázky recirkulace a přírůstku patří k základním otázkám geochemie. Zda se kůra vytvořila jako následek jednorázového diferenciačního procesu v prvopočátku Země a od té doby se její rozsah nemění (kůra prostě jen recykluje), nebo zda kůra přirůstá jak v objemu, tak v kvalitě v průběhu geologických dob, představuje dvě krajní polohy problému. Mnohé modely publikované na toto téma jsou shrnuty v obrázku.

Ve smyslu geologickém se termínem kontinentální růst myslí obvykle samotná "mechanická" akrece (nabalení a nalepení) "kontinentální kůry" (obyčejně ostrovního oblouku) k existujícímu kontinentálnímu jádru. Stavba kontinentů ukazuje stará jádra (kratony) obklopená mladšími nalepenými útvary.

V geochemii je slovo růst ještě omezeno kvalitativně: přirůstající materiál by měl mít množství hlavních a stopových prvků, které odpovídají vyspělé kontinentální kůře (tzn. měl by být granitového nebo granodioritového složení) zejména v ohledu litofilních prvků. Za předpokladu, že se Země nijak zvlášť neliší od kosmického materiálu (uhlíkatých chondritů), je zřejmé, že z celkového podílu těchto elementů na stavbě Země je jejich velká část v současné době již přítomna v kontinentální kůře. To znamená, že značná část pláště (tedy původního, primitivního pláště) byla přetvořena během geologického vývoje. Určit celkové složení kůry (všech kontinentů) není nikterak komplikované. Jde o to, určit objemové zastoupení jednotlivých hornin ve svrchní kůře, vytvořit model spodní stavby (například v hloubce pod 15 km, o níž víme skutečně jen málo) a vypočíst složení. Tím, že jde o pouhých 0,7 procenta, množství hlavních prvků v kůře, jako jsou Mg, Si, Al anebo Ca, nemůže hrát v hmotové bilanci Země ani jejího pláště významnou roli (za předpokladu, že plášť vnímáme jako homogenní peridotitovou masu).

Stanovit složení pláště je komplikovanější. Je přirozené, že složení, které zjistíme, musí odpovídat měřeným fyzikálním vlastnostem, omezujícím podmínkám hustoty, rychlostem šíření seizmických vln a konečně i "kosmochemickým kritériím" (která sama o sobě mají v sobě zabudovaný kruhový argument).

Další možností jak určit složení pláště je sbírat útržky a kousky hornin, které pocházejí z pláště ve vulkanických horninách, a ty pak analyzovat. Pokusů bylo učiněno mnoho a je pozoruhodné, jak se jednotlivá určení pláště vzájemně shodují. Je nutné upozornit na to, že všichni badatelé hledají takové horniny, které reprezentují panenský, nekontaminovaný, nepřepracovaný plášť, a že všichni tudíž pracují se stejně omezujícími kritérii.

Takto zjištěné složení pláště se liší od původního (primitivního) kosmického materiálu, o kterém předpokládáme, že dal vzniknout planetám, liší se od chondritického materiálu. Kdyby odlišnosti byly (a ony jsou) v obsazích těkavých prvků a siderofilních prvků (tj. těch, které mají afinitu ke kovům a chování podobné železu), pak by vysvětlení bylo jednoduché: Teplotní režim při tvorbě planety a těkání prvků tak určuje různé proporce redukované a oxidované komponenty, tedy poměr siderofilních a ostatních elementů. Musíme však, podobně jako řada současných autorů, uvažovat o heterogenní akreci: nejdříve se shlukoval redukovaný materiál, posléze oxidovaný. V akreci homogenní se teprve během formování Země jako tělesa oxidovaný a redukovaný materiál odděluje.

Problém však je v tom, že se v Zemi a ostatních tělesech liší poměr křemíku a hořčíku. Ve srovnání s chondritickým materiálem v Zemi, zdá se, přebývá hořčík a nedostává se křemík. A protože to jsou spolu s kyslíkem a železem nejhojnější prvky kondenzované hmoty ve složení planet typu Země, pustili se mnozí autoři do vysvětlování, proč tomu tak je. Podle jedné ze škol může být nedostatek křemíku způsoben tím, že je křemík přítomen v jádře, neboť za určitých podmínek, tj. za vysokých teplot a nízké fugacity kyslíku, může být siderofilní. Druhé vysvětlení staví na skutečnosti, že křemík je těkavější než hořčík a že se v úvodních velmi horkých stadiích vypařoval z planet typu Země a znovu kondenzoval ve vnější části sluneční soustavy.

Kromě poměru hořčíku a křemíku byly v plášťových horninách zaznamenány další, byť nepatrné, odchylky od  chondritických množství a poměrů hlavních prvků. Studium těchto nechondritových množství v plášti ve vztahu k tvoření, tj. "růstu" kůry, může poskytnout klíč k objasnění změn poměru hořčíku a křemíku. Zejména poměr vápníku a hliníku může poskytnout důležité údaje. Oba prvky jsou netěkavé, jež se kosmickými procesy - kromě částečného tavení - od sebe nesnadno oddělují. Poměr Ca/Al v horninách (peridotitech) svrchního pláště má vztah k množství Mg. Vyšší obsahy Mg v peridotitech souvisí totiž s vyššími poměry Ca/Al v plášťových horninách. Při částečném tavení vstupuje hliník přednostně do taveniny, a proto plášť s vysokým poměrem Ca/Al má reziduálnější charakter (je původnější) než horniny s nízkými Ca/Al poměry. Toto zjištění naznačuje, že zvýšené množství Mg může být výsledkem přepracování, avšak jak jsem uvedl, množství hlavních prvků, které jsou v současné době v kůře (Si, Mg, Al, Fe, O), nemůže - pro nepatrný objem kůry - ovlivnit celkovou hmotovou bilanci Země.

Distribuční koeficienty prvků mezi taveninou a krystaly a mineralogie svrchního pláště jasně indikují, že tvorba kontinentální kůry - kontinentálních množství prvků - nemůže být procesem, který se odehraje v jednom procesu tavení. Vrátím se proto k mechanizmu kontinentálního přirůstání. Nejde o jednorázový proces, ale o sérii vzájemně navazujících procesů. Při přirůstání kontinentální kůry hrají značnou úlohu procesy, které se odehrávají v ostrovních obloucích. Tam totiž, na oceánické kůře, vznikají horniny s geochemickou charakteristikou velmi podobnou kůře kontinentů a celkové složení vulkanických hornin (zejména andezitů) vznikajících v ostrovních obloucích se blíží celkovému složení kontinentální kůry. Proto S. R. Taylor a A. J. R. White, ale i A. E. Ringwood v šedesátých letech prosazovali k vysvětlení kontinentálního růstu tzv. andezitový model. Ačkoliv tento model v principu dosud platí, nevysvětluje uspokojivě množství velkých litofilních prvků v kůře, protože horniny ostrovních oblouků obsahují těchto elementů méně.

Tvorba kůry, zejména budování koncentrací prvků ve vyspělé kontinentální kůře, probíhá v několika stadiích: parciálním tavením a frakcionací magmatu a jeho oddělením od reziduální (krystalické) fáze. Model takového růstu kontinentálního materiálu dobře hraje s modelem deskové tektoniky Země, zdůrazňuje několikeré sbírání smetany při vývoji kůry a je v jistém slova smyslu geochemickou modifikací Wilsonova cyklu.

I. Stadium MORB - středooceánský hřbet - tvorba oceánské kůry. Jde o tvoření bazaltů středooceánských hřbetů na úkor vystupujícího svrchního pláště. K takovému vystupování dochází díky ohřátí. Vznikající bazalty jsou obohaceny ve srovnání s pláštěm o inkompatibilní prvky a mají mnohem nižší obsahy kompatibilních prvků než reziduální plášť. Mají také nižší poměry hořčíku a křemíku i vápníku a hliníku než mateřský plášť. Reziduum je ultrabazické povahy, má vyšší poměry Mg/Si a Ca/Al než původní, vyšší obsahy kompatibilních prvků. (Pro poměr Mg/Si to znamená, že ochuzený plášť má vyšší než chondritické poměry).

II. Stadium andezitové - ostrovní oblouk. Bazaltické horniny subdukující oceánské desky a horniny plášťového klínu, který leží nad subdukující deskou, přispívají k tvorbě vulkanických hornin (a subvulkanických ekvivalentů - plutonitů) v ostrovních obloucích. Asociace vulkanických hornin v ostrovních obloucích obsahuje velkou paletu hornin od tholeiitových bazaltů přes vápenato-alkalické horniny (andezity) až k alkalickým horninám. Tento komplex hornin je množstvími hlavních a stopových prvků blízký množstvím prvků v kontinentální kůře, ale přes tuto blízkost neobsahuje velké litofilní ionty (LIL) anebo další nekompatibilní prvky (například vzácné zeminy) v takových množstvích jako vyzrálá kontinentální kůra. Ve srovnání s oceánskými bazalty jsou horniny ostrovních oblouků svým složením podstatně blíže kontinentální kůře. Objemově je však množství hornin vznikajích za stejnou časovou jednotku v ostrovních obloucích podstatně menší než v oceánské kůře. Ve srovnání s bazalty oceánské kůry (a samozřejmě i ve srovnání s původním pláštěm) mají horniny ostrovních oblouků vyšší obsahy nekompatibilních prvků, vyšší množství vzácných zemin, diferencovaný charakter distribuce vzácných zemin a nižší obsahy kompatibilních prvků. Horniny ostrovních oblouků mají nižší poměr Mg/Si a Ca/Al než jejich prekurzory, tj. bazalty oceánské kůry anebo plášťové horniny. Andezitové stadium tedy reprezentuje sbírání smetany z oceánské kůry. Zbytkovým materiálem (reziduem) tohoto procesu je buď ochuzený plášť, anebo reziduum subdukující oceánské desky. Je nutné zdůraznit, že toto reziduum má eklogitovou mineralogii (tj. granát a klinopyroxen) a je ochuzeno o litofilní a nekompatibilní elementy. Z objemových vztahů mezi oceánskou kůrou, která se ponořuje pod ostrovní oblouky a pod okraje kontinentů, a z množství vulkanických produktů v ostrovních obloucích. Je zřejmé, že podstatná část oceánské kůry uniká parciálnímu tavení v subdukční zóně a že se vrací do pláště ve formě ultrabazik a nejsvrchnější vrstva - oceánský bazalt - se vrací do pláště ve formě eklogitu.

III. Stadium andského vulkanizmu. Jako andský vulkanizmus je zde označen vápenato-alkalický vulkanizmus okrajů kontinentů v místech mocné kontinentální kůry, jehož zdrojovým materiálem je buď subdukční deska, nadložní klín pláště, avšak nejpravděpodobněji spodní část kontinentální kůry, tvořená vulkanosedimentárními sériemi. Vulkanické andské horniny mají geochemické charakteristiky velmi blízké (často shodné) jako vyspělá kontinentální kůra. Vysoké obsahy inkompatibilních elementů, nízké obsahy plášťově kompatibilních elementů, značně diferencovaný charakter distribuce vzácných zemin i jejich celkové množství se neliší od hornin vyspělé kůry, granitů, granodioritů atd. Horniny mají velmi nízký poměr Mg/Si a Ca/Al. V procesu andského vulkanizmu dochází k vytváření tavenin a doplňkového rezidua, které mohou být modelem pro vznik stratifikované kontinentální kůry: granodioritové (tonalitové) či granitové taveniny ve svrchní části kůry a reziduum, v době jejich vzniku gabrové povahy (plagioklas, amfibol, pyroxen). Toto reziduum může být přeměněno v době kontinentálního ztenčování do eklogitu. Charakteristickým rysem rezidua je pak vyšší poměr Mg/Si a Ca/Al, nižší obsah inkompatibilních elementů než u prekurzoru.

Několik stadií frakcionace procesem tavenina - reziduální krystalická fáze (popsaná stadia I - III kontinentálního růstu) vede k postupné redukci objemu produkované kůry, ale ke vzniku litofilními prvky bohatých kontinentálních hornin. Důležitým aspektem takového modelu je skutečnost, že v obou situacích, kdy je reziduum vraceno do pláště, jde o eklogitovou paragenezi značné měrné hmotnosti, schopné do pláště poklesnout. Eklogitové reziduum, pokud si zachová ve svrchním plášti vlastní identitu, tj. neprodělá homogenizaci s plášťovými horninami (viz odstavce níže), má klíčovou důležitost v interpretaci Mg/Si poměru celkové Země.

Množství litofilních prvků v kůře totiž naznačuje, že velká část pláště byla v geologické minulosti přepracována, a pokud toto přepracování bylo podobné popsanému procesu přirůstání kůry ve stadiích oceánská kůra - kůra ostrovních oblouků - kůra kontinentálních okrajů, pak je důsledkem tohoto přirůstání vysoký poměr Mg/Si v peridotitech svrchního pláště za předpokladu, že si reziduální eklogity a eklogity vzniklé z oceánské kůry zachovaly svou mineralogickou a geochemickou identitu. Je přirozené, že množství prvků v kontinentální kůře a v plášti, pokud tyto celky tvoří komplementární systém a pokud kůra vznikala na úkor pláště, musí alespoň v hrubých rysech korespondovat s rychlostmi tvorby kontinentální a oceánské kůry jak v současnosti, tak v minulosti. Rychlost vytváření oceánské kůry byla v minulosti několikrát odhadnuta z rychlosti rozpínání oceánského dna, délky středooceánského hřbetu atd. Pro množství vytvořeného oceánského bazaltu se přijímá hodnota 6.10¹⁶ g.y^-1. Jestliže předpokládáme, že oceánský bazalt (v prvém přiblížení) vzniká přibližně jako výsledek 20% parciálního tavení primitivního neochuzeného pláště, potom k vytvoření bazaltických hornin v plášti by bylo třeba přepracovat přibližně 3.10¹⁷ gramů za rok. Množství materiálu, které se vrací do pláště ve formě eklogitu, pak reprezentuje přinejmenším 4,5.10¹⁶ g.y^-1. Vulkanizmus v ostrovních obloucích reprezentuje následně jenom 1,5.10¹⁶ gramů za rok. Tento výpočet je velice hrubým zjednodušením, protože nebere v úvahu skutečnost, že některý materiál v ostrovních obloucích je pouze recyklován (je odvozen z existující kontinentální kůry). Je zřejmé, že přepracovávání pláště, tak jak je popsáno tímto modelem, může být extrapolováno do geologické historie (4 miliardy let), bez ohledu na změny v termálním režimu Země a může snadno vysvětlit současný objem kontinentální kůry i její geochemickou charakteristiku. Má však implikace do složení "ochuzeného pláště".

Otázkou zůstává jeden ze základních problémů. Jde-li o "plášť" tvořený dvěma rezervoáry, tj. kůra + svrchní plášť + přechodná zóna tvořící jeden rezervoár a spodní plášť tvořící druhý rezervoár, představuje množství eklogitových hornin v plášti asi 18 % objemu. Je možné, že přechodná zóna pláště je tvořena pláštěm, ve kterém dominuje eklogit. Takový model vyhovuje představám o laterálním rozptylování subdukované vrstvy na diskontinuitě v hloubce 650 km (Ringwood), ale i představě Andersonově o výrazném podílu eklogitů na stavbě pláště.

Důkazů pro existenci eklogitů ve svrchním plášti je velké množství. Podíl eklogitu lze jen zcela obtížně odhadnout. V kimberlitových horninách, které jsou tvořeny z velké části xenolity, jsou eklogitové horniny velmi hojné, a některé kimberlitové trubky (např. Roberts Victor) obsahují jenom eklogitové xenolity, v jiných jsou eklogity vzácné. Podstatné však je, že eklogity si ve svrchním plášti zachovávají svou petrologickou (mineralogickou) identitu po dlouhou dobu. Jsou popsány eklogity, jejichž stáří bylo určeno na 2,8 miliardy let a které byly nalezeny ve fanerozoických kimberlitech. Lze se oprávněně domnívat, že eklogitová parageneze zůstává eklogitovou paragenezí v plášti po dlouhou geologickou historii a obtížně homogenizuje s okolním pláštěm. Znamená to pak, že určovat složení pláště jen tím, že se vzorkují granátické peridotity, je ošidné.

Poměry hořčíku a křemíku (Mg/Si) ve svrchním plášti Země lze objasnit změnou původního primitivního pláště na dvě petrologicky odlišné plášťové entity: peridotit a eklogit, který byl na úkor peridotitu vytvořen jako částečná tavenina tavenina a buď vůbec z pláště neodešel, anebo prošel cyklem, ve kterém vznikala kontinentální kůra. Zůstatek po vzniku kontinentální kůry je eklogitového charakteru. Takové "aktualistické" vysvětlení poměru Mg/Si v plášti nevyžaduje vysokoteplotní frakcionaci svrchního pláště a přednostní "těkání" křemíku, či jeho siderofilní chování v raných stadiích vývoje Země. Takové vysvětlení činí ze Země mezi ostatními planetami tohoto typu planetu tuctovou..¹⁾