Magmatisk petrologi

(1)

Magmatisk petrologi

(2)

Introduktion

 Smältor av jordens inre är ett krav för vulkanisk aktivitet samt att bilda magmatiska bergarter.

Fig. 9.6a

(3)

Introduktion

 I den här föreläsningen kommer vi att täcka:

 Varför och hur bildas olika magmor och lavor

 Hur magmor förflyttas

 Sammansättning hos de vanliga magmorna

 Bildning av intrusiva och extrusiva bergarter

 I vilka tektoniska miljöer olika magmor bildas

Fig. 6.11a Fig. 6.27a

(4)

Lava eller magma?

 Under jordytan = magma.

 På jordytan = lava.

 En vulkan (oberoende av form) är den plats där en magma/lava når jordytan.

Lavasjö

Lavafontän

Lavaflöde

Fig. 6.1a Fig. 6.10a

(5)

Magmatiska bergarter

 Smältor kan svalna och stelna antingen ovan eller under jord.

 Extrusiva magmatiska bergarter avsvalnar snabbt vid jordytan.

Lavaflöden

Pyroklastiskt material—fragment av magma och sidoberg

Fig. 6.3b Fig. 6.3a

(6)

Magmatiska bergarter

 Smältor kan svalna och stelna antingen ovan eller under jord.

 Intrusiva magmatiska bergarter avsvalnar långsamt under jord.

 Intrusiva bergarter > extrusiva bergarter

Intruderar i sidoberget

 Gångar, lagergångar, pelare

Stelnade magmakammare

Fig. 6.3c Fig. 6.3a

(7)

 Den största delen av jordens inre är i fast form!

 Magma kan bara bildas i speciella tektoniska miljöer:

 Delsmältning inträffar främst i den undre litosfären och den övre astenosfären.

 Smältning orsakas av:

Tryckminskning

Ökning av volatiler

Ökad temperatur

Hur bildas magmor?

Fig. 6.11a

(8)

 Tryckavlastning (P)—”decompression melting”

 Undre litosfären: tillräckligt varm för att smälta manteln

 Bergarter i manteln är i fast form eftersom det höga trycket förhindrar smältbildning

 Smältning inträffar när P minskar.

Orsaker till tryckminskning:

 Mantelplymer

 Spridningszoner (rifter)

Magmabildning

Fig. 6.4a

(9)

 P minskar när bergarten förflyttas till grundare djup.

Smältning genom tryckavlastning

Fig. 6.4b

Mitt-Oceaniska spridningsryggar Mantelplymer

Kontinentala riftsystem

(10)

 Tillskott av volatiler (flyktiga element).

 Volatiler bryter kemiska bindningar.

Sänker smälttemperaturen hos en bergart

De vanligaste volatilerna är H ₂ O and CO ₂

 Subduktion tillför volatiler till manteln.

Magmabildning

Fig. 6.5a

(11)

Volatiler

 Olika mängder av lösta gaser förekommer i en smälta.

Torr magma—väldigt lite till inga volatiler

Blöt magma—upp till 15% volatiler

 Vatten (H ₂ O)

 Koldioxid (CO ₂ )

 Svaveldioxid (SO ₂ )

 Kväve (N ₂ )

 Väte (H ₂ )

(12)

 Smältning genom värmeöverföring

 En stigande magma ökar T i närliggande bergarter i jordens skorpa, som smälter.

Magmabildning

Fig. 6.5b

(13)

 Den kemiska sammansättningen hos en beskrivs genom andelen oxider som den innehåller.

SiO ₂ , Al ₂ O ₃ , FeO, MnO, CaO, MgO, Na ₂ O, K ₂ O, P ₂ O ₅

 Olika smältor bildar olika magmatiska bergarter

Sammansättning hos magmor

Fig. 6.20

Ryolit Diorit Gabbro

Minskande kisel (SiO ₂ )

(14)

 4 huvudtyper baserat på % kisel (SiO ₂ ).

 Felsiska (feldspar and silica) 66 –76% SiO ₂

 Intermediära 52 –66% SiO ₂

 Mafiska (Mg- and Fe-rich) 45 –52% SiO ₂

 Ultramafiska 38 –45% SiO ₂

Olika typer av magmor

Fig. 6.15b Fig. 6.25b

(15)

 Vad kontrollerar vilken typ av magma som bildas?

 Sammansättningen där smältning sker (ursprungsbergarten)

 Andelen delsmältning (partial melting)

 Assimilation av sidoberg

 Blandning mellan olika smältor (magma mixing)

Olika typer av magmor

Fig. 9.4a Fig. 6.7b

(16)

Kemisk variation—Ursprungsbergart

 Ursprungsbergarten kontrollerar den första bildade magman

 Manteln—ultramafiska och mafiska magmor

 Jordskorpan—mafiska, intermediära, och felsiska magmor

(17)

Kemisk variation—Delsmältning

 Ungefär 2 –30% delsmältning.

 Si-rika mineral smälter först; Si-fattiga mineral sist.

 Därför bildas kiselrika magmor genom delsmältning.

 Förflyttning av en delsmälta från sitt bildningsområde resulterar i (i jordskorpan):

 Felsisk magma

 Mafisk restit

Fig. 6.7a

(18)

 Magma kan smälta sidoberget.

 Block av sidoberg (xenoliter) inkorpereras med magma (stoping).

 Assimilering ändrar magmans sammansättning.

Kemisk variation—Assimilering

Fig. 6.7b

Fig. 6.17d

(19)

Kemisk variation—Magma Mixing

 Olika magmor kan blandas i magmakammare.

 Den resulterande magman (hybrid) har karakteristika

från båda ursprungsmagmorna.

(20)

Hur förflyttas en magma

 Varför stiger magmor?

 Lägre densitet än omkringliggande bergarter.

Jämvikt tvingar upp magman.

 Vikten från överliggande bergarter.

Trycker upp magma

(21)

Viskositet

 Hastigheten som en magma förflyttas med kontrolleras främst av dess viskositet

 Viskositet är ett mått på flödesmotstånd.

Låg viskositet = lättflytande

 Exempel: varm honung

Hög viskositet = trögflytande.

 Exempel: kall honung

(22)

Viskositet

 Viskositeten hos en magma beror på:

 Kiselinnehållet

Lägre SiO ₂ = lägre viskositet

 Temperatur

Högre T = lägre viskositet

 Andelen volatiler i magman

Mer volatiler = lägre viskositet

Fig. 6.8

(23)

Bildandet av magmatiska bergarter

 Avsvalningshastighet—hur snabbt går det?

 Djup—varmare på djupet än på ytan

Djupa intrusioner svalnar långsamt (miljontals år)

Grunda intrusioner förlorar värme snabbare

 Form—Sfäriska objekt håller värmen längre än andra

 Grundvatten—cirkulation av vatten leder bort värme.

Fig. 6.9a Fig. 6.9b

(24)

Fraktionerad kristallisation

 Kristaller bildas och ackumuleras (sjunker eller stiger)

 Magman ändrar sammansättning

Fe, Mg, Ca minskar då tidiga mafiska mineral kristalliserar.

Kvarvarande magma blir anrikad i Si, Al, Na, and K

 Felsisk magma kan genereras från en mafisk magma.

 Processen modelleras efter Bowen’s reaktionsserie

Fig. 6.10

(25)

 N. L. Bowen—experimenterade med avsvalnande smältor

 Tidigt bildade kristaller sjunker och tar bort Fe, Mg, and Ca.

 Kvarvarande smälta blir anrikad på Si, Al, and Na

 Han upptäckte att mineral kristalliserar i en viss ordning.

 Kontinuerlig—plagioklas går från Ca-rik till Na-rik.

 Diskontinuerlig—olika mineral kristalliserar.

Olivin

Pyroxen

Amfibol

Biotit

K-Fältspat

Muskovit

Kvarts

Bowen’s reaktionsserie

Box 6.1b

(26)

Diskontinuerliga serien

Kontinuerliga serien

Bowens reaktionsserie

(27)

Diskontinuerliga serien

Kontinuerliga serien

Bowens reaktionsserie

(~5%)

(28)

Magmatiska miljöer

 Två huvudkategorier—baserat på var magman svalnar

 Extrusiva miljöer—på jordytan

Snabb avkylning, endast små kristaller hinner bildas

 Intrusiva miljöer—på djupet

Långsam avkylning, stora kristaller hinner växa till

Fig. 6.3a

(29)

Extrusiva miljöer

 Typen av vulkanutbrott beror på magmans viskositet.

 Lavaflöden avsätts ofta lager på lager i samma utbrott.

Lava med låg viskositet (basalt) kan flyta långt.

Lava med hög viskositet bildar ofta korta, tjocka, flöden.

Basalt Andesite

(30)

Extrusiva miljöer

 Explosiva utbrott

 Askpelare som når km till mil upp i atmosfären

Lapilli är material av hagel-storlek som faller nära vulkanen.

Aska är finkornigt (>2 mm) och sprids över stora områden.

Ett pyroklastiskt flöde är en lavin från en askpelare som kollapsat.

Fig. 6.11b Fig. 6.11e

Fig. 6.11d

(31)

Intrusiva miljöer

 Intrusioner klassificeras ofta efter dess form(er)

Fig. 6.14b

(32)

Intrusiva miljöer

 Tabulära intrusioner

 Horisontella med relativt jämn tjocklek

 Varierar i storlek

Centimeter till hundratals meter tjocka

 Två typer

En gång (dike) skär sidoberget

En lagergång (sill) intruderar parallelt med sidoberget

Fig. 6.12a

Fig. 6.12b

(33)

Gång

Fig. 6.13a

(34)

Lagergång

Fig. 6.12c

(35)

Intrusiva miljöer

 Blåsformade intrusioner

 Magma blockeras av sidoberg.

Kan inte spridas ut

 Magma ackumuleras då till att bilda en blåsformad

intrusion som kallas för lackolit (laccolith),

alternativt lopolit (lopolith).

Geology at a Glance

(36)

Intrusiva miljöer

 Ballongformade intrusioner

Plutoner (plutons) är ballongformade intrusioner.

Varierar i storlek från tiotals meter till tiotals kilometer

En batolit (batholith) består av en grupp plutoner.

Tiotals mil långa och breda

Sierra Nevada

Fig. 6.15a

(37)

Ljusdalsbatoliten 1,85 Ga Uppsala batoliten 1,9 Ga Transskandinaviska

magmatiska bältet

1,85-1,65 Ga

(38)

 Hur får man utrymme för den stigande magman?

 Gångar bildas i miljöer där skorpan tänjs horisontellt.

Rifter (inklusive mitt-oceaniska ryggar)

Lagergångar bildas nära jordytan.

Magman trycker upp överliggande bergarter.

Intrusiva miljöer

Fig. 6.16

(39)

Intrusiva miljöer

 Utrymmesproblemet…

 En del plutoner börjar som diapirer.

Lätt magma stiger som i en lavalampa

 En del plutoner assimilerar sidoberg.

Fragment av sidoberget som inte smelter kallas xenoliter (grekiska för “främmande sten”).

 En alternative bildning av plutoner:

Stora mångder av gångar och lagergångar i ett begränsat område resulterar att de växer samman med tiden

Fig. 6.17c

(40)

Intrusiva miljöer

 Kontinuerlig upplyftning och erosion exponerar äldre plutoner från djupet.

 Bildning av bergskedjor lyfter jordskorpan.

 Överliggande berg eroderas av vatten, vind och is.

 Till slut återfinns plutonerna vid ytan.

Fig. 6.15b Fig. 6.14b

(41)

 Storlek, form och ordning av de olika mineralen

 Fragmentarisk—bitar av sidoberg eller pyroklastisk

 Glasig

 Texturen återspeglar en magmas historia.

Att beskriva magmatiska bergarter

Fig. 6.18

(42)

Magmatiska texturer

 Texturer reflekterar avsvalningen.

 Afanititisk (finkornig)

Snabb avkylning

Kristaller har kort tid att växa till sig

Extrusiva miljöer

 Faneritisk (grovkornig)

Långsam avkylning

Kristaller kan växa under lång tid

Intrusiva miljöer

Fig. 6.18

(43)

Magmatiska texturer

 Texturer reflekterar avsvalningen.

 Porfyrisk textur—en blandning av kristallstorlekar

Indikerar avsvalning i två (eller fler) steg

 Först bildas stora kristaller (fenokryster) under långsam avkylning i en magmakammare

 Vulkanen får ett utbrott och de mindre kristallerna bildas under

snabbare avkylning.

(44)

Vanliga magmatiska texturer

Kornstorlek

• Faneritisk, synliga kristaller. Delas in i grov (> 5mm) till mycket finkornig (< 0,05mm)

• Afanitisk, mycket finkornig, enskilda kristaller går ej att urskilja utan lupp

Mineralfördelning

• Massformig Mineralen är slumpmässigt fördelade

• Porfyrisk Enstaka större, ofta välavgränsade kristaller i en finkornigare matrix

• Bandad/lagrad Alternerande skikt med olika mineralogisk sammansättning.

• Pegmatitisk Mycket grovkornig textur i viss typ av senmagmatisk djupbergart

• Ofitisk Oregelbundet orienterad plagioklas (kokosflingor) som helt eller delvis är innesluten i pyroxen. Typiskt för diabas

• Glasig Amorf, dvs icke-kristallin

Håligheter

•Vesikulär Håligheter som bildats pga av gasexpansion, vanlig i vulkaniska bergarter

• Amygduler Ursprungliga håligheter som blivit fyllda av sekundära mineral.

• Miarolitisk Druser, öppna håligheter i djup- och gångbergarter ofta med

friväxande kristaller

(45)

Fragmentariska texturer

 Fragmenterat sidoberg, antingen genom explosivt utbrott eller genom intrusion

Fig. 6.21d

(46)

 Glas eller kristaller omgivna av glas

 Mussligt brott

 Extremt snabb avkylning

Glasiga texturer

(47)

Klassificering

 En kombination av sammansättning och texturer

 Sammansättning—felsisk, intermediär, mafisk, ultramafisk

 Texturer—finkornig (afanitisk), grovkorning (faneritisk)

Sammansättning Afanitisk (fin) Faneritisk (grov)

Felsisk Ryolit Granit

Intermediär Andesit Diorit

Mafisk Basalt Gabbro

Ultramafisk Komatiit Peridotit

A B

C2 C1

(48)

Porfyr

undermättad

Mineralogisk klassificering

(semikvantitativ vol% av ingående mineral)

PYROKLASTISK

samt

pegmatit

(49)

Klassificering

Fig. 6.20

(50)

Klassificering av glasigt material

 Mer vanligt i felsiska magmatiska bergarter

 Obsidian—felsiskt vulkaniskt glass (ryolitiskt)

 Pimpsten—felsiskt glas med massa hålrum (flyter)

 “Scoria”—glasig hålrumsrik mafisk bergart

Fig. 6.21a Fig. 6.21b

(51)

 Pyroklastisk (Fire-broken)—fragment från explosiva utbrott

 Tuff—vulkanisk aska (cementerad)

 Vulkanisk breccia—större vulkaniska fragment (kantiga)

 Vulkaniskt agglomerat—rundade vulkaniska fragment

 Vulkanoklastisk bergart—består av vulkaniska fragment

Klassificering av pyroklastika

Fig. 6.21d Fig. 6.21c

(52)

Tektonik och magmatisk aktivitet

 Magmatisk aktivitet följer oftast, men ej alltid, plattgränser.

Fig. 6.22

(53)

Fördelning av magmatism

 Magmatisk aktivitet återfinns i 4 olika typmiljöer.

 Öbågar

 Hot spots

 Kontinentala riftsystem

 Mitt-oceaniska ryggar

 Följer plattgränser, med untantag för hot spots.

Fig. 6.22

(54)

 De flesta icke-marina vulkanerna på Jorden återfinns i subduktionszoner och öbågesystem.

 Markerar konvergerande plattor

 Marina djupgravar.

 Subduktion av oceanisk skorpa adderar volatiler (vatten).

 Delsmältning av astenosfären.

 Magma stiger och bildar vulkaner.

 Magma kan utvecklas (fraktioneras).

 Exempel:

 Aleutian Islands

 Japan

 Java och Sumatra

Öbågar

Fig. 6.22

(55)

 Hot spots behöver inte följa plattgränser (men kan förekomma där också, ex. Island).

 Återfinns i både marina och kontinentala miljöer

 Oceanisk—mest mafisk magma (basalt)

 Kontinental—mafisk och felsisk (basalt till ryolit)

 Bildar kedjor av vulkaner på den överliggande plattan

 Exempel: Hawaii, Yellowstone

Hot spots (hetfläckar)

Fig. 6.22

(56)

Large Igneous Provinces (LIPs)

 LIPs—ovanligt stora (volym) utbrott med lavaflöden

 Mestadels mafiska, men med några felsiska exempel

 Mantelplymer när de först möter under skorpan.

 Extrema volymer mafisk magma (flood basalts)

Låg viskositet

Kan bli totals mil långa lavaflöden

Bildar tjocka avlagringar (Engelska: Traps)

Fig. 6.27a and 6.26

(57)

Kontinentala rifter

 Ställen där den kontinentala litosfären töjs ut.

 Riftbildningen förtunnar skorpan.

 Resulterar i smältning (decompressional melting) av mafiska bergarter i astenosfären

 Värmeöverföring kan producera felsiska magmor i litosfären

 Exempel: Östafrikanska riften

Fig. 6.22

(58)

Magmatisk petrologi