Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Ari Brozinskis artikel Mitä ovat magmakivet?

Vad är magma?

I de flesta fall består magma inte enbart av smält bergsmaterial. Magma innehåller även gaser och kristaller.

Då magma kristalliserar, vid ungefär 700-1100ºC, bildas magmatiska bergarter. Eftersom magma har lägre densitet än omgivningen i jordskorpan och manteln, förmår den stiga uppåt genom litosfären till jordytan. Hastigheten med vilken magma tränger sig fram genom litosfären kan variera mellan 0,3 meter och 50 meter i året. Ifall magman hinner stelna på vägen upp mot jordytan, kallas bergartsprodukten en intrusiv magmatisk bergart. Om magman stiger ända upp till jordytan och kommer i kontakt med hydrosfären eller atmosfären, bildar smältan emellertid en extrusiv magmatisk bergart. Vi skiljer mellan intrusiva och extrusiva bergarter främst genom att studera bergartens kornstorlekar.

Intrusiva och extrusiva magmor

Då intrusiva bergartssmältor tränger in, intruderar, i omgivande kalla bergarter, avkyls och stelnar smältan småningom inne i litosfären. Kristallisationsförloppet är relativt långsamt, vilket bidrar till att mineralen i bergartssmältorna förmår utveckla stora kristallkorn.

Beroende på magmans kristallisationsmiljöer indelas intrusiva magmatiska bergarter i djupbergarter och gångbergarter. Den grovkorniga gabbron och graniten är exempel på djupbergarter som bildas då magma kristalliserar djupt nere i jordskorpan. Magma som stelnar närmare jordytan i sprickor och gångar, bildar gångbergarter såsom diabaser och porfyriter.

Bilden visar skillnaderna mellan intrusiva och extrusiva kristallisationsmiljöer i stora drag.

Extrusiva magmatiska bergarter kristalliserar på jordytan och kallas lavabergarter eller ytbergarter. Lavan avkyls och stelnar mycket snabbt till följd av atmosfärens och speciellt hydrosfärens låga temperaturer i förhållande till magmans temperatur. Detta leder till att extrusiva bergarter ofta har en finkornig eller glasig textur. Exempel på lavabergarter är basalt och andesit och vulkaniskt glas (obsidian).

Exempel på yt-, gång- och djupbergarter.

Basalt (i detta fall olivinbasalt) är den överlägset vanligast förekommande ytbergarten. Diorit är väldigt grovkornig, vilket tyder på att den är en djupbergart. Diabas stelnar i sprickor, gångar eller lagergångar nära jordytan, vilket gör den till en gångbergart.

Magmabildning

Djupt nere i jordskorpan och i den övre manteln genomgår bergsmaterialet partiell uppsmältning (bergarter smälter aldrig fullständigt) och bildar magma. I gränsen mellan litosfären och astenosfären, på ca 100-150 km djup, är temperaturen ca 1280ºC. Då en magma som genereras vid detta djup stiger uppåt i jordskorpan har den en avsevärt högre temperatur än de omgivande bergarternas smältpunkter (700ºC och 1100ºC), vilket ofta bidrar till att bergarterna runt magmaintrusionen smälter, läs värmespridning lägre ner.

Smält bergsmaterial; magma, väller, erupterar upp ur Strombolis krater på Sicilien.
Bild: Christoph, H.

På grund av det höga litostatiska trycket, som är ungefär 12 000 gånger högre 40 km nere i litosfären än det atmosfäriska trycket på jordytan, smälter bergarterna emellertid inte enbart till följd av höga temperaturförhållanden. Detta beror på att bergarternas smältpunkter stiger successivt alltefter att trycket ökar. Högt tryck hindrar med andra ord bergarter från att smälta eftersom atomerna i bergarternas mineral inte kan frigöra sig från mineralgittren.

Vi vet trots allt att det förkommer bergartssmältor i jordklotets inre, vilket betyder att det måste finnas andra faktorer som inverkar på bergarternas uppsmältning än bara höga temperaturförhållanden.

Följande processer möjliggör partiell uppsmältning av bergarter inom höga temperatur- och/eller tryckförhållanden:

• Trycket minskar
• Volatiler tillförs
• Värmespridning

Tryckminskning i litosfären sker till följd av att hett stenmaterial från manteln börjar stiga uppåt mot jordytan. Detta sker exempelvis i oceanernas mittryggar där konvektionsströmmarna i astenosfären för upp mantelmaterial till jordytan. Tryckminskning sker även i områden där litosfären spricker upp. Bergarterna i manteln under sprickzoner börjar då smälta och producera magma, som så småningom stiger uppåt genom sprickorna till följd av sin låga densitet.

I samband med plattektoniska processer kan volatiler såsom vatten (H2O) och koldioxid (CO2), ställvis tränga in i systemet. I samband med volatila komponenters närvaro kan bergarterna genomgå partiell uppsmältning, trots höga tryckförhållanden, eftersom volatilerna påverkar atomerna i bergarternas mineral så att de förmår frigöra sig ifrån mineralgittren.

Värmespridning mellan stigande hett mantelmaterial, eller magma, och dess omgivning har också en bidragande effekt på uppsmältningen av bergarter och produktionen av magma. Det heta materialet (1100°C) smälter omgivande bergarter samtidigt som den letar sig genom litosfären upp till jordytan.

Bilden nedan presenterar de ovan nämnda inverkande faktorer på bergarters uppsmältning.

Bergarter genomgår partiell uppsmältning till följd av fölljande processer.Sammansättningen av magma, som bildas i samband med att en bergart genomgår partiell uppsmältning, motsvarar inte bergartens ursprungssammansättning. Detta beror på att den smälta magman lämnar ursprungsbergarten allteftersom den bildas och för med sig kisel, SiO2. I takt med att bergarten förlorar kiselrika felsiska mineral, ökar halten mafiska mineral i den.

Kemiskt indelas magmatiska bergarter utgående från deras SiO2-halter i: ultramafiska, mafiska, intermediär och felsiska bergarter (läs Fyra typer av magmatiska bergarter och deras bildningsmiljöer längre ner).

Magmans uppstigning och kristallisation

Till följd av att magman är lättare än omgivningen, stiger den uppåt med en hastighet på några centimeter till femtio meter i året. Undantagsvis förmår en del magma, såsom lamprofyrer och kimberliter som innehåller stora mängder volatila komponenter, stiga med en hastighet på upptill 15 meter i sekunden.

För att magma skall kunna resa sig till jordytan måste dess densitet vara lägre än jordskorpans densitet, som i genomsnitt är 2750 kg/m3. Magma fortsätter att tränga sig uppåt i jordskorpan ända tills magman befinner sig i jämvikt med, och är lika tät som, sin omgivning. Magmakammare bildas ställvis i jordskorpan där magman förblir på en viss nivå i jordskorpan.

Bowens reaktionsserie hjälper oss att ge en bild av magmatiska bergarters kemiska och mineralogiska sammansättningar, samt en uppfattning om i vilka temperaturer bergarterna bildats.Kristallisationsförloppet startar då magman har nått lagom temperatur- och tryckförhållanden. Alla mineral kristalliserar emellertid inte samtidigt. På 1920-talet utförde den amerikanska forskaren Norman L. Bowen en serie experiment angående kristallisationsförloppen hos mineral i olika slags stelnad magma. Bowen observerade att en del mineral kristalliserar ut först (högtemperaturbeständiga mineral) varefter de resterande komponenterna i smältan reagerar med varandra och bildar mineral med lägre kristallisationstemperaturer. Detta kristallisationsförlopp kallas Bowens reaktionsserie. 

Med hjälp av Bowens reaktionsserie kan vi observera att: 

Kristallisationsförloppet hos mafisk magma börjar från mineralet olivin. Efter att olivinet har kristalliserat, faller övriga mafiska mineral ut med början från orto- och klinopyroxener. Så småningom kristalliserar hornblände och slutligen biotit.

En del mafiska mineral reagerar fortfarande, efter att de har bildat kristaller, med de återstående smälta komponenterna och får på så vis en högre järn- och magnesiumhalt. Detta leder till att den resterande magman blir allt lättare och mer felsisk ju längre Bowens reaktionsserie framskrider (smältans SiO2-halt växer). Detta kristallisationsförlopp kallas diskontinuerlig reaktionsserie.

Då felsisk magma stelnar, kristalliserar högtemperaturbeständiga felsiska mineral, såsom kalciumrika plagioklaser, anortiter, ut först. Sedan kristalliserar lågtemperaturbeständiga mineral, såsom natriumrika plagioklaser, albiter. Detta gör att plagioklaser ofta är zonerade; de har en anortitrik kärna som successivt ändrar sammansättning till albit ut mot kanterna. Dylika kristallisationsföljder kallas kontinuerliga reaktionsserier. I takt med att reaktionsserien framskrider, kristalliserar så småningom andra felsiska mineral, såsom fältspater, sedan muskovit och slutligen kvarts.

I samband med att en magma kristalliserar, separeras således dess tyngre komponenter, som faller till magmakammarens botten, ifrån dess lättare komponenter. Smältans sammansättning ändras följaktligen successivt allt efter att den förlorar komponenter och ju lättare smältan blir desto högre upp i magmakammaren stiger den. Ifall denna “restsmälta” avlägsnar sig från sin ursprungsmiljö och tränger sig in i en annan magmakammare börjar den där reagera med den främmande magman. Magma mixing sker mellan två olika slags magma då de blandar sig med varandra och bildar en ny magma. Detta kan exempelvis ske om den ena magman är ryolitisk (hög SiO2-halt) och den andra är basaltisk (låg SiO2-halt). Då blir resultatet en intermediär, t.ex. andesistisk, magma (medelhög SiO2-halt). Däremot, om den nyintroducerade magmornas fysikaliska och kemiska egenskaper är alltför olika sker det istället en s.k. magma mingling d.v.s. magmorna blandas inte med varandra utan går endast partiellt in i varandra.

Då magma intruderar och börjar stelna i jordskorpan, värmer den samtidigt bergarterna i sin omgivning. Detta kan leda till att främmande bergartsmaterial införlivas med magman och bidrar på så vis till att smältans sammansättning ändras. Denna process kallas assimilation. Assimilation mellan en bergart och en magma kan ske till följd av uppsmältning, kemiska reaktioner samt till följd av att magman lösgör bergartsfragment från magmakammarens väggar.

Magmakroppar som stelnat i jordskorpan brukar ha en droppliknande form. Ovanifrån sett är kroppen rund, vilket kan iakttas direkt i satellitbilder och geofysiska kartor. Magmakammare brukar delas in utgående från deras storlekar i; små, medelstora och stora kammare. De allra största magmakamrarna kallas plutoner.

Stora, i somliga fall över 100 km2 breda, intrusiva felsiska magmaformationer kallas emellertid batoliter. Batoliter bildas i allmänhet på stort djup och vid höga temperaturförhållanden. Detta bidrar till att bergarten blir grovkornig, eftersom mineralkristallisationen sker långsamt.

Mindre mängder magma som tränger in i sprickor och brott i jordskorpan, bildar gångar. Dessa intrusioner har ofta formen av en vertikal skiva och bildas särskilt mycket i riftzoner till följd av att lättflytande basaltisk magma tränger in i svaghetszoner. Gångar kan antingen vara brantstående (eng. dyke) eller liggande, då de kallas lagergångar (eng. sill).

Bilden nedan tydliggör de ovannämnda magmatiska processerna.

Olika magmatiska processer.

Fyra typer av magmatiska bergarter och deras bildningsmiljöer

Sammansättningen av magmatiska bergarter varierar beroende på vilken typ av magma som har format dem. Emellertid varierar även de kemiska och fysikaliska egenskaperna i olika slags magma beroende på deras ursprungsmaterial och bildningsmiljöer. Litosfären och manteln har exempelvis olika sammansättningar (se differentieringen), vilket bidrar till att den litosfäriska magman och den ur manteln härstammande magman skiljer sig från varandra.

De flesta magmor består av kisel (Si) och syre (O) som är bundna till s.k. kiselsyre-teraedrar. Därtill innehåller de ofta aluminium (Al), kalcium (Ca), natrium (Na), kalium (K), järn (Fe) och magnesium (Mg). Torr magma innehåller inte volatiler, såsom vatten (H2O), koldioxid (CO2), kväve (N), väte (H) och svavel (S). Däremot, innehåller “våt” magma upptill 15 % volatiler.

Klassificering av magmatiska bergarter.

Olika slags magma och bildningsmiljöer ger således upphov till olika bergarter. Utgående från deras SiO2-halter indelas de magmatiska bergarterna i fyra olika typer: felsiska, intermediära, mafiska och ultramafiska bergarter. Följande bild illustrerar bergarternas klassificering inom geologin.

• Felsiska bergarter, vars SiO2-halt ligger mellan 66 % och 76 %, är rika på kalium och aluminium och består i huvudsak av felsiska mineral såsom kvarts, kalifältspat, biotit, muskovit samt av Na-rika plagioklaser. Bergarterna är i allmänhet ljusa. Exempel på felsiska bergarter är: ryolit (ytbergart) och granit (djupbergart). Bergarterna bildas i subduktionszoner mellan kontinentala och oceaniska litosfärplattor.
• Intermediära bergarter, har en SiO2-halt som är 52-55%. Bergarternas kemiska sammansättning och fysikaliska egenskaper varierar mellan felsiska och mafiska bergarter. Exempel på intermediära bergarter är: andesit (ytbergart), granodiorit (djupbergart) och diorit (djupbergart). Granodioriten påminner om graniter förutom att de innehåller större mängder plagioklas. Dioriter saknar emellertid kvarts. Intermediära bergarter bildas i subduktionszoner i samband med öbågevulkanism.
• Mafiska bergarter, vars SiO2-halt är 45-52%, innehåller rikliga mängder magnesium, järn och kalcium. Mafiska bergarter består därför i huvudsak av mafiska mineral såsom olivin, pyroxen, Mg-rika amfiboler och Ca-rika plagioklaser. Exempel på mafiska bergarter är: gabbro (djupbergart) och basalt (ytbergart). Den mörkgråa gabbron innehåller stora mängder pyroxen och inte en gnutta kvarts. Basalten påminner om gabbron förutom att den är mycket mera finkornig. Mafiska bergarter bildas såväl i spridningszoner som i samband med hetfläcksvulkanism.
• Ultramafiska bergarter innehåller 38-45 % SiO2 och under 10 % fältspat. Den mörkgråa (nästan svarta), ofta i grönt skiftande och grovkorniga peridotiten är ett typiskt exempel på ultramafiska bergarter. Peridotiten är den dominerande bergarten i manteln och fungerar som det primära ursprungsmaterialet till basalterna i oceanernas mittryggar. Eftersom deras mineralsammansättning består av högtemperaturbeständiga mineral, såsom olivin, pyroxen, amfibol och granat, bildar ultramafisk magma sällan extrusiva bergarter. Mineralen samlas i stället i bottnen av magmakammaren och förmår således inte välla ut som lavaflöden i tillräckligt stora koncentrationer för att bilda exempelvis peridotiter vid jordytan.

Beroende på halten SiO2 har olika slags magma olika viskositet. Felsiska magmor är tjocka och trögflytande och har således en hög viskositet. Mafisk magma är emellertid mer lättflytande till följd av att den innehåller lägre halter SiO2. Även magmans temperatur samt volatila komponenter inverkar på deras viskositet.

Källor

Andréasson, P., 2006, Geobiosfären. Studentlitteratur. 604 s.

Strandman, F. och Eklund, O., År?, Kompendium i bergartskännedom. Åbo Akademi. Finland. 67 s.