ØVELSE 8+9 Oceaniske hotspots og vulkanisme Blok 2: Magmatisk petrologi Paul Martin Holm 2004
1. Introduktion VULKANITER (OCEANISKE HOTPSOTS) I ugens to øvelser gennemgås nogle hovedsagelig vulkanske bjergarter fra en intraplade oceanø, som er en del af et hotspot. I den forbindelse gennemgås nogle træk ved vulkanbygninger samt vulkanske processer, produkter og bjergarter. 1.1. Opgave Ugens opgave kan afleveres senest mandag. 2
2. Oceaniske hotspots Ekstraordinær varm kappe med potentiel temperatur på > ca. 1300 C (-.1600 C) stiger op gennem den øvre kappe, som domineres af MORB-kildekappe med en temperatur på ca. 1300 C. Sådan kappe kan have en anden sammensætning end kilden for MORB og smelte i sublithosfæriske dybder, afhængig af tykkelsen af det kolde låg af konduktivt afkølet lithosfære. Kontinental lithosfære er mange steder > 200 km tyk, og her ses sjældent hotspotaktivitet, fordi solidustemperaturen i så store dybder overstiger selv temperaturen af meget varm kappe. Hotspotaktivitet ses derfor oftest i oceanerne, hvor selv gammel lithosfære (max 200 Ma) ikke er tykkere end ca. 100 km. Den tilknyttede vulkanisme betegnes ofte intrapladevulkanisme og den opstigende varme kappes opdrift samt dens opvarmning af den overliggende lithosfære medfører en opbulning af havbunden på op til 2-3 km. De kraftigste hotspots er Hawaii og Islands, medens der er ca. 20 andre større og yderligere 20 mindre (størrelsen måles i produktivitet (f.eks. Hawaii: 24 m 3 magma/s, eller havbundesanomaliens omfang). I Atlanterhavet ses vest for Afrika hotspots i form af De Kanariske Øer, Kap Verdeøerne, Tristan da Cunha, St. Helena og Bouvetøen m.fl. Ligesom bjergarten MORB er karakteristisk for midtoceanspredningsrygge, er oceanøbasalt, OIB (ocean island basalt) typisk for hotspots. OIB kan, modsat MORB, være ekstremt variabel i sammensætning, og spænder fra tholeiit (den dominerende bjergart på både Hawaii og Island), over transitionel basalt, alkali basalt, basanit til nephelinit og melilitit, som alle findes f.eks. på Hawaiiøerne, men ikke på Island. På visse oceanøer er al vulkansk aktivitet omvendt domineret af stærkt silicaundermættede typer. Bestemmende for arten af de vulkanske bjergarter er faktorer, så som temperatur af den sublithosfæriske kappe, tykkelsen af lithosfæren, den relative bevægelse af lithosfæreplade og opstigende varm kappe samt sammensætningen af den diapiriske kappe. Ofte detekteres i OIB komponenter med en oprindelse i materiale, som tidligere var en del af den oceaniske eller kontinentale lithosfære. Endeledskomponenter i variationen blandt OIB benævnes. HIMU (høj : = høj 238 U/ 204 Pb), EM1 (enriched mantle 1), EM2, DMM (depleted MORB mantle) m.m. og bestemmes ud fra karakteristiske sporgrundstofvariationer og isotopsammensætninger. Modellering af øernes dannelse er illustreret i Figur 2. Kap Verdeøerne Introduktion Et af verdens store hotspots manifesterer sig som en øgruppe beliggende 500-800 km V f. Kap Verde, Afrikas vestligste punkt, Fig. 1. Øernes areal udgør 4033 km 2 fordelt på 9 større beboede og flere mindre øer på 14-17 N og 23-25 V. Republica de Cabo Verde blev selvstændig fra Portugal i 1975 og har ca. 400.000 indbyggere. Øerne består hovedsagelig af vulkanske bjergarter dannet i de sidste 19 Ma (fra Miocæn), og Fogo er særdeles aktiv med seneste udbrud i 1995, >20 udbrud siden midt i det 16. århundrede, hvor den havde været konstant aktiv siden de da ubeboede Kap Verdeøer blev opdaget i 1460erne af portugisiske søfarere på jagt efter søvejen til Indien. Øerne er dannet på en platform af gammel oceanisk havbund af Kridt-Jura alder, som ligger anormalt højt ca. 2500 m u. havoverfladen - the Cape Verde Rise, som hæver sig ca. 2400 m over den omgivende havbund, der ligger i ca. 5 km's dybde. Ifølge modellering af Jordens system af lithosfæreplader i en ramme af immobile hotspots, er den Afrikanske plades roationspol beliggende et par hundrede km N f. Kap Verdeøerne (Pollitz, 1991). Dette betyder, at det kapverdiske hotspot i de sidste 6 Ma (siden åbningen af Det Røde Hav indledtes) har været omtrent stationært. Denne unikke situation har medført, at de kapverdiske øer forbliver over havets overflade, modsat f.eks. Hawaiiøerne. Opgave Den nordvestligste af Kap Verdeøerne, Santo Antão (Fig. 2), er dannet i løbet af de sidste godt 7 Ma, med hovedaktiviteten over de sidste 3 Ma. Den yngste vulkanisme fandt sted for ca. 0.1-0.2 Ma siden især koncentreret to steder på denne 770 km 2 store ø, nemlig midt på øen samt på og omkring et stort nydannet vulkankompleks med øens højeste punkt Tope de Coroa, 1978 m over havet. I Tabel 1 præsenteres 11 bjergarter fra Tope de Coroaområdet i form af håndstykker med lokalisering (Fig. 3), tyndslib og kemiske 3
analyser. Det er opgaven (1) kortfattet (og i skema) at beskrive bjergarterne petrografisk i håndstykke og tyndslib, (2) at give en motiveret rækkefølge af bjergarterne i forhold til hinanden mht. udvikling (magmatisk differentiation). Afbild f.eks. bjergarterne i nogle diagrammer og overvej variationen i strøkornsselskabet, (3) navngive bjergarterne, (4) at give en motiveret parring af håndstykker, tyndslib og analyser, (5) at overveje om bjergarterne kan være komagmatiske samt hvilken rækkefølge de i givet fald er dannet (6) ud fra den tilsyneladende geologiske opbygning at bedømme om bja. er komagmatiske (7) at karakterisere magmatypen, der blev dannet i kappen. Svarene til spørgsmålene (1) - (5) kan opsummeres i Tabel 2, men må uddybes og forklares i særskilt tekst for at være fyldestgørende. I fb. m. (5) overvejes a) hvor meget af modermagmaget/-erne resterede ved eruptionen af de magmaer, som danner de øvrige bjergarter og b) tidsrækkefølgen for dannelsen af de studerede bjergarter ud fra kortet. Til spørgsmål (7) kunne knytte sig overvejelser om opsmeltningsgrad og -dybde, (ii) berigelse af smelterne i f.h.t. chondrit (sammenlignet med MORB og andre OIB - f.eks. fra Hawaii). 4
Fig. 1 Petrografisk er de primitive bjergarter (MgO = 7-13 vt%) fra Kap Verdeøerne karakteriseret af strøkorn af olivin oftest ledsaget af clinopyroxen. Ankaramiter er ikke ualmindelige. Bjergarter med akkumulationer af cpx " 01 har op til MgO = 18%. Fe-Ti-oxid (spinel med stor magnetitkomponent) kommer tidligt på liquidus i de oxiderede magmaer og ses således i primitive bjergarter med MgO op til 9-10%. Når MgO i magmaerne er faldet til under ca. 6% kommer amfibol og nu relativt større mængder Fe-Ti-oxid på liquidus ofte ledsaget af haüyne samtidig med at cpx vedbliver at krystallisere, medens olivin er sjælden. I de mest udviklede bjergarter, som er phonoliter med MgO < 3%, ses en eller flere af følgende strøkornsfaser: zirkon, titanit, feldspat (plagioklas og/eller sanidin) og apatit. 5
De Kapverdiske Øer er et hotspot i det centrale Atlanterhav og består af 10 større øer. Fig. 2 Blokdiagrammet viser 2 modeller af Gerlach et al. (1988) for hvordan kapverdemagmaerne er dannet. Der er identificeret tre typer af kappe i vulkaniterne: Beriget kappe (enriched mantle, EM), kappe med et højt U/Pbforhold (high : = højt 238 U/ 204 Pb, kaldet HIMU mantle) og forarmet kappe (depleted mantle, DM/MORBkappe). Den vandrette bølgelinie er nedre grænse for den jurassiske ocean lithosfære, som er 60-70 km tyk. I begge modeller ligger en varm kappediapir under de sydlige øer og de nordlige dannes over dens randzone. Kappekomponenten EM er i begge modeller berigede områder beliggende i bunden af lithosfæren (dannet i løbet af >100 Ma af udsivende fluider og berigede magmaer fra asthenosfæren) og EM aktiveres kun direkte over diapiren (de sydlige øer). I model A består diapiren af både HIMU og DM. I model B er HIMU komponenten små lokale inhomogeniteter i asthenosfæren, som opsmeltes, når de indfanges i randen af diapiren, som indeholder DM komponenten. 6
7
8
9
10
Kortene på de to foregående sider hører sammen og omfatter Tope de Coroa komplekset. 11
Vulkanbygninger, vulkanske processer, produkter og bjergarter 10.0 Introduktion Studiet af magmatransport fra magmakammer til Jordens overflade omfatter bl.a. vulkaners arkitektur, typer af vulkanudbrud, udbrudsprodukter og de vulkanske bjergarter. Bjergarter klassificeres efter deres modale eller kemiske sammensætning, men også bjergartens tekstur giver anledning til en nomenklatur. De vulkanske bjergarters navngivning efter tekstur gennemgås i dette kapitel. Desuden gennemgås kortfattet de forskellige udbrudstyper, samt de deraf følgende vulkanbygninger og aflejringer. 10.0.1 Afgørende parametre Hvorvidt og hvordan en eruption (= vulkanudbrud) finder sted, afgøres af magmaets relation til sidestenen. Basalt set kræves at der i magmaet er en opdriften større end det ydre tryk. Imidlertid er opdriften bestemt af en række komplekse forhold der omfatter: Massefylden af magmaet og massefylden af sidestenen helt til overfladen. Magmaets viskositet. Sammenhængskraften af sidestenen. Tektonisk betinget spænding. Massefylde og viskositet Magmaets massefylde og viskositet er afhængig af dets sammensætning og faseforhold. Smeltens P, T og X giver massefylden og, i tilfælde af en afyrisk smelte, viskositeten. Strøkornene har betydning for massefylden af magmaet og for viskositeten af smelten (se lærebogen). Af stor betydning er desuden udskillelsen af en gasfase idet den både påvirker restsmeltens viskositet og hele magmaets massefylde. Ved udskillelsen af en gasfase mister smelten denne hvorved viskositeten ændres (f.eks. stiger en rhyolitisk smeltes viskositet flere størrelsesordener under afgasning); desuden falder massefylden dramatisk idet gassens molære rumfanget nær Jordens overflade og ved magmatiske temperaturer er større end smeltens (udfør f.eks. selv en simpel beregning for vanddamp). Magmaer deformeres oftest ikke som en newtonsk væske ved mindre trykpåvirkninger, men har en eftergivenhedsspænding der skal overvindes (se lærebog) og opfører sig således tilnærmelsesvis som en såkaldt Bingham væske. Det betyder at der skal en udløsende spænding til (eng. yield strength) før selv magma med relativ lav massefylde i forhold til sidestenen bevæger sig. Det kan oven i købet bemærkes at magmaer nærmere må beskrives som pseudoplastiske substanser med fysiske egenskaber mellem newtonske og Bingham væsker (se lærebog). Yderligere komplikationer opstår under afgasningen. Magma med høj viskositet har en tendens til at flyde udelukkende nær sin begrænsning (vulkanens føderør, Jordens overflade). Det betyder f.eks. at et magma kan ekstruderes fra et krater i omtent udeformeret tilstand. Således dannes spir der kan stå flere hunderede meter lodret op af krateret i en rhyolit-vulkan, eller tandpastalignende ekstrusioner ses fra 12
lavastrømme gennem sprækker i den størknede overflade. Magmaers afgasning og vesikulering Når trykket af et grundstof eller en kemisk forbindelse (f.eks. H 2 O) der er opløst i en smelte, overstiger det ydre tryk på smelten udskilles dette som en selvstændig fase: smelte smelte + gas. Ved hvilken dybde dette sker afhænger af koncentrationen og opløseligheden af det volatile stof i smelten samt af temperaturen. Der synes kun at skulle en ringe overmætning af gas i smelten til før afblanding finder sted. Afhængig af tryk, temperatur og viskositet af smelten vil gassen ekspandere og undslippe smelten til sidestenen eller overfladen. Imidlertid er også størrelsen af gasboblerne afgørende for deres bevægelse i forhold til smelten, og bidrag til væksten stammer bl.a. fra hvor hurtigt det pågældende stof diffunderer gennem smelten til boblen og gasindholdet i smelten. De enkelte bobler vil sandsynligvis ikke forenes, men i stedet ekspandere med tyndere og tyndere mellemliggende vægge af smelte + krystaller (fordi der ingen trykforskel er mellem boblerne). Magmaet omdannes nærmest til skum, og det kan føre til dannelse af f.eks. pimpsten. I en given magma + gas udvikling siges det opstigende magma at få sin første kogning når trykfaldet leder til begyndende afgasning. Hvis afgasningen sker som følge af krystallisation og deraf følgende opkoncentrering til overmætning af en volatil fase, tales om anden kogning. Hvad der sker under magma-gasblandingens opstigning er afgørende for eruptionens karakter. Forlader gassen magmaet ved at boblerne brister nær overfladen, vil eruptionen blive effusiv, men er der en stor trykgradient fra bobbel til atmosfære og bevæger magmaet sig langsomt opad (højviskøse magmaer) eller sker afgasningen fra stor dybde (gasrige magmaer) vil eksplosive udbrud finde sted. Sidestenens sammenhængskraft Ud over tyngden af de overlejrede bjergarter skal den kraft der skal til for at opsprække sidestenen, overvindes af magmaet før opstigning kan finde sted. Den dertil nødvendige energi er ikke negligerbar i sammenligning med de tyngderelaterede. I sammenligning med de kræfter der frigøres ved eksplosiv afgasning, er sammenhængskraften af sidestenen imidlertid meget ringe. Tektonik Endelig skal det nævnes at tektoniske bevægelser (i skorpen) kan have afgørende betydning for en eruption ved ændring af trykket på f.eks. magmaet i et magmakammer. Tektonikken kan være regional (f.eks. differentiale lithosfærebevægelser) eller lokal (f.eks. relateret til ændringer i belastningen fra selve vukanbygningen i forbindelse med udbrud). Eruptioners omfang Disse beskrives typisk ved det samlede erupterede volumen og intensiteten målt ved den erupterede masse per tidsenhed. De vulkanske bjergarter afspejler i hovedsagen de erupterede magmaers karakter, magma fluxen og vekselvirkningen med overfladenære materialer, især vand. I denne øvelse gennemgås ganske kortfattet de vulkanske processer i relation til de vulkanske bjergarter. Mere udførlige arbejder refereres sidst i teksten. Baggrunden for eruption af magma er opdrift. Har et magma en lavere densitet end lithosfærens bjergarter, vil selv små portioner magma kunne stige op til overfladen og erupteres. 13
Er et magma initielt uden opdrift, vil det i forbindelse med krystalfraktionering i et magmakam- mer kunne opnå lavere densitet og efterfølgende erupteres. Opdriften er størrelsen af forskel- len mellem tyngden af magmaet integreret over hele dets masse, herunder vertikale udstræk- ning, og tyngden af de omgivende bjergarter i samme niveauinterval. Man kan altså ikke blot sammenligne densiteten af magma og sidesten i det niveau, hvor magmaet er tættest ved overfladen. Walker (1993) skelner mellem fem vulkantyper for basaltiske eruptioner: skjoldvulkaner, stratovulkaner, plateaubasalter, monogenetiske vulkaner og centralvulkaner. 10.1 Vulkanarkitektur Skjoldvulkaner er polygenetiske og består hovedsagelig af lavastrømme der danner skjolde med en hældning på få grader, og ofte af meget store volumener på over 1.000 km 3. Eksempler: Mauna Loa/Hawaii, 40.000 km 3 og hæver sig 9 km over havbunden; Skjalbreiður/lsland, 17 km 3 og hæver sig 1 km over det omliggende land. Der er ofte veldefinerede radierende smalle riftdale der graderer til kratere mod toppen. Eruptionsspalterne har klat (eng. spatter)-volde eller små scoriekegler. En høj eruptionsrate, ofte fra sprækkedalene på flankerne og ofte af lavviskøs lava, fremmer den flade vulkanform ligesom calderaindsynkning på toppen. Fig. Sammenligning af typiske størrelser af skjoldvulkan, stratovulkan, scoriekegle, tuffring og maar. Stratovulkaner er polygenetiske og består af vekslende lag af lavastrømme og pyroklastiske aflejringer med en tiltagende hældning mod toppen indtil stablingsvinklen for løst materiale på 33-36. Ofte er scoriekegler markante former på vulkanbygningens flanker, ligesom 14
mange stratovulkaner har en caldera toppen. Eksempler: Somma-Vesuvio/ltalien, Pico/Fogo, Cabo Verde. En tendens til højere viskositet i magmaet erupteret fra stratovulkaner end fra skjold- vulkaner, samt en mindre eruptionsrate er medvirkende til dannelsen af den stejle vulkanform. Fig. 10.2 Idealiseret tværsnit af stratovulkan (eller composit vulkan) der viser de alternerende lag af lava og vulkanoklastisk materiale. Plateaulava-felter (flood-basalt fields, flood = oversvømmelse) består af lavastrømme med stor udbredelse erupteret fra spredte monogenetiske ( sprække-)kratere. Overlappende eller -lavastrømme danner fladt lagdelte følger af ofte enorme volumener af op til 10 7 km 3. Erosion fremmer ofte et landskab med trappeformede skråninger, eng. traps (fra tysk: treppe). Eksempler: Østgrønlandske Vulkanprovins, Deccan Traps. Monogenetiske vulkaner er genereret ved et oftest lille udbrud, volumen < 2km 3. Den almindeligste type består af en scoriekegle ledsaget af en eller flere lavastrømme. Andre er opbygget af små skjolde dannet af aa-lava, eller er phreatomagmatiske tuf-ringe eller maarer. De er typisk en sø og omgivet af tuffring. Eksempel på etmonogenetisk vulkanbygning: 1995- vulkanen/fogo, Cabo Verde. Centralvulkaner er strato- eller skjoldvulkaner med anselige andele siliciske vulkaniter ud over basalt. Ofte har vulkanerne en eller flere calderaer, og de udviklede produkter danner ud fra højviskøst magrna ignimbriter, pimpsten, aske eller knoldede lavastrømme eller domer. Eksempler: Den Romerske Provins. Kollaps af dele af vulkanbygninger er almindelig i udviklingen af en vulkan. Svaghed som følge af tyngden af flere km høje vulkanbygninger beliggende på ukonsoliderede sedimenter eller udsat for marin erosion, hydrotermal svækkelse eller injektion af gange medfører af og til nedskred af væsentlige dele af vulkanbygningen. Eksempler: Sciara del 15
Fuoco/Stromboli, De Æoliske Øer, Valle del Bove/Etna, Sicilien og Mauna Loa. Fig. 10.3 Snit gennem idealiseret scoriekegle (med lag af bomber og lapilli), tuffring og maar. Calderaer er en del af visse vulkanbygninger og dannes ved indsynkning af taget eller en del af taget over et magmakammer. I basaltiske systemer kan indsynkningen ske uden ledsagelse af eksplosiv vulkanisme medens mere viskøse systemer ofte betinger store pyroklastiske udbrud ved calderadannelse. Dannelsen af calderaen på Fogo ved mindst 1 km indsynkning af vulkankeglen medførte ikke signifikant eksplosiv aktivitet medens calderadannelse i Den Romerske Provins har medført at denne består af > 90 % pyroklastiske bjergarter. Blottede magmakamre i form af intrusioner kan vise calderastrukturer fra et endogent synspunkt hvilket kaldes cauldrons. Calderaer er typisk omtrent cirkulære i vandret snit med en diameter på 1-10 km. Kollaps af et magmakammers tagregion menes typisk at forringes af tapning fra magmakammeret. En maar er en depression omgivet af en lav vold af aske og er dannet ved et eksplosivt udbrud. Volden er typisk eneste vulkanske manifestation. Eksplosionen kan også have fjernet en tidligere vulkanbygning. Se fig. 10.3. En tufring er intermediær i form mellem en scoriekegle og en maar og dannes ved nedfald af aske omkring en krateråbning. Se fig. 10.3. Diatremer er rørformede legemer fyldt med breccie af sidesten blandet med nyt (juvenilt) magmatisk materiale. Diatremer dannes når gasafgivelsen fra et magma starter i relativ stor dybde under vulkanen. Alternativt kan eksplosionen skyldes reaktion med grundvand. Kimberlitisk magma, som er meget volatilrigt, ekstruderes typisk via diatremer. Overfladeformen af diatremer kan være en maar. 10.2. Magmatisk aktivitet: omfang og hyppighed Levetiden for et vulkansystem er typisk mellem 100 ka og 10 Ma. I denne periode kan vulkanbygningen skifte afhængigt af tilførselsraten. Falder tilførselsraten af magma, som 16
kan variere mellem en flux på ca. 1 kgs -1 og ca. 10 5 kgs -1, vil udvikling af magmaet i et magmakammer muliggøres med deraf følgende mere siliciske udbrudsprodukter og dermed højere viskositet og højere andel af pyroklastiske produkter - en tendens mod dannelse af en centralvulkan. Faldende tilførselsrate fremmer også dannelsen af monogenetiske vulkaner idet opstigningsvejen når at størkne og konsolidere diagenetisk mellem hver tilførsel. Tærskelværdien for tilførselsraten ved frysning af opstigningsvejen vil være afhængig af hvor hyppigt en portion magma stiger op. Fig. 10.4 Calderadannelse over et magmakammer og efterfølgende opfyldning af kammer med opdomning. Varigheden af en eruption kan være op til tusinder af år. Pu'u O'o krateret på Kilauea, Hawaii, har været i udbrud i mere end 15 år fra 1983. Kraterne ovenfor Sciara del Fuoco på Stromboli, ltalien, har været i udbrud i de sidste 2 ka. Hyppigheden af eruption i den enkelte vulkan varierer fra kontinuerlig aktivitet til inaktive perioder på hundreder eller tusinder af år. For plataubasalt-provinser er der typisk nogle tusinde år mellem hver lavastrøm i en lagpakke. Omfanget af tapning fra et magmakammer ved eruption. Magma kan erupteres direkte i forlængelse af dets opstigning fra kilden. Sker eruptionen fra et magmakammer tappes f.eks. af størrelsesordenen 1 o/oo af kammerets volumen. Kun ved paroxysmale eruptioner under sammenstyrtning af vulkanbygningen, ved f.eks. calderaindsynkning ledsaget af pyroklastisk udbrud kan væsentlige dele (f.eks. tiendedele) af magmaet erupteres. Eruptionsrater. For Mauna Loa har eruptionsraten for seneste 4 ka i gennemsnit været 20*10 6 m 3 /år. Magmatilførslen har været noget større idet en del af magmaet forbliver i magmakamre som kumulater af dunit eller gabbro. Mauna Loas volumen udgør ca. 80 km 3, og den menes opbygget på ca. 1 Ma, men denne alder er meget usikker. Ved sammenligning med Hawaii-øens yngre vulkan, Kilauea, samt dateringer af Mauna Loas produkter og evidenser for variation i produktionsraten er opstillet en model for vulkanens 17
udvikling over 1,1 Ma som omfatter en indledende (for 0,9 Ma siden) hurtig stigning af magmaforsyningsraten fra nul til 130*10 6 m 3 /år med over 100*10 6 m 3 /år i perioden 2-500 ka fra starten, svarende til det tholeiitiske skjoldbyggende stadium efter et indledende alkalint stadium; derefter er aktivite- ten stadig aftaget, og der forventes "snart" en overgang til det alkaline stadium før ophør af magmatilførsel ca. 700 ka senere - jf. den generelle model for Hawaiiøernes vulkanisme. 10.2.1. Morfologi af skjoldvulkaner: bl.a. eksemplet Mauna Loa I forbindelse med eruption af relativt store mængder magma vil den isostatiske effekt være signifikant. Skorpen under store skjoldvulkaner, så som Mauna Loa på Hawaii, reagerer hurtigt (dvs. i løbet af få tusinde år) på den ekstra masse det erupterede magma udgør, og havbunden under Hawaii er nedtrykket flere km (fig. 10.5). Denne nedbulning gælder formentlig hele lithosfæren under Hawaii. Fig. 10.5. Tværsnit (Ø-V) af den øvre del af lithosfæren ved Mauna Loa, Hawaii. Horisontale lag er subærisk lava, stiplet er lavafragmenter, ellipser er pudelava, vertikale er gange (dykes), prikket er gabbro, uden signatur er gigantiske nedskredne blokke, sort er magma under centralkrateret. Store skjoldvulkaners morfologi modificeres ved flere processer (fig. 10.6). Tilvækst finder sted i forbindelse med eruptioner som i særlig udstrækning sker i og omkring topkrateret (på Mauna Loa akkumuleres 4 mm/år i områder beliggende over 3 km, sammenlignet med kun 1 mm/år langs kysten) hvor flankernes hældning gennemgående er > 10 sammenlignet med ca. 4 0 for en typisk skjoldvulkan i sin helhed. Ekstension forårsager dannelse af sprækkedale i typisk tre retninger (ben) ud fra topkrateret; af disse tre udvikles oftest de to sprækker langs hvilke der er hyppige eruptioner. Der kan også dannes en caldera (italiensk: kedel) ved indsynkning af hele toppen af vulkanen i form af dannelse af en mere eller mindre cirkulær depression. Et væsentligt element i udviklingen af store vulkanbygninger er flankekollaps hvorved meget store materialemængder ved jordskred transporteres fra højtliggende dele af en flanke til lavereliggende områder, der ofte er submarine og fjerne (f.eks. 50-200 km fra topkrateret). Eruptioner er generelt en følge af en lavere massefylde af et magma end af dets sidesten, og finder endvidere sted når opdriften i magmaet overstiger brudstyrken af de omkringliggende bjergarter. I en periode før eruption kan det observeres ved hjælp af målestationer på overfla- den hvordan vulkanbygningen deformeres, som en ballon der pustes op, indtil magmaet gennem sprækker trænger ud til overfladen. Bedømt ud fra variation i sammensætningen af det udstrømmende magma synes eruption at kunne udløses 18
af tilstrømning af nyt magma til det magma som er til stede i et højtliggende magmakammer (f.eks. 1-3 km under topkrateret), men sker også ved en mindsket massefylde i magmaet som følge af krystalfraktionering eller evt. ved ekstemt betinget tektonisk aktivitet. Eruptioner finder sted gennem topkrateret hvor tidligere eruptioner har skabt en svaghedszone og dermed lettet vejen for magmaets optræn- gen gennem storskala sprækker (som på Mauna Loa) i vulkanbygningen som følge af en ekstension som omfatter hele vulkanbygningen, eller gennem mere lokale laterale sprækker som fører til dannelse af parasitkegler på vulkanens flanker (som på Etna der har ca. 250 parasitkegler). 19
Fig. 10.6. A. Generaliseret kort over Hawaii som viser de vigtigste strukturelle elementer for Mauna Loa og Kilauea vulkanerne, placeringen af de større submarine nedskredsområder, topkrateret med Mokuaweoweo- calderaen og de to aktive sprækkedale (SV og NØ). B. Skematisk snit (placering er vist på A) gennem Ninole Hills på Mauna Loas sydflanke (se også A) viser udviklingen af af SV sprækkedalen ved nedskridning og sprækkemigration. 20
10.3 Eruptionsprodukter Lava kontra tephra Under magmaets opstigning overskrider partialtrykket af opløste volatiler det lithostatiske tryk og gas afgives. Det er typisk vanddamp ledsaget af kuldioxid, S, Cl og F. Eksplosiv gasafgivelse fra magmaet fremmes af et højt volatilindhold, en høj viskositet og en hurtig trykaflastning. Eksplosiv gasafgivelse fører til fragmentering af magmaet og dannelsen af tephra. Sønderdeling af magmaet kan også ske ved magmaets kontakt med meteoritisk vand eller havvand der stødkoger. Dette fænomen kaldes en phreatomagmatisk eksplosion. Sker gasafgivelsen uden at magmaet størkner i kontakten med atmosfæren eller vand, fås lava. 10.3.1. Lavatyper Udseendet af lavastrømme afhænger dels af smeltens fysiske og kemiske karakter, dels af de omgivelser smelten flyder ud i. Lavastrømme extruderet på (tørt) land omfattende typerne: pahoehoe, aa og bloklava. Lavastrømme extruderet under vand danner pudelava og hyaloklastit-bjergarter. Pahoehoe Betegner en lava med en glat, ondulerende overflade der ofte har karakter af små forhøjninger og dale eller af bøjede tove. Aa Lava karakteriseres ved en yderst ru, knoldet overflade bestående af et lag af kantede, uregelmæssige slagge-lignende lavafragmenter dækket af små skarpe kanter. Bloklava Betegnelse for lavastrømme dækket af kantede lavafragmenter og således betegnende også for aa typen. Dog er fragmenterne i bloklava af en mere regulær form og med glat overflade. Intermediær mellem aa og pahoehoe. Pudelava Lava dannet under vand og bestående af afrundede, pudelignende smålegemer der ligger tæt op mod hinanden. De mellemliggende hulrum er ofte fyldt med hyaloklasit eller sedimentært materiale. Generelt har den enkelte pude en finkornet eller glasagtig skal og et vesikulært indre; i tværsnit viser puderne en båndet, koncentrisk struktur (pudelava = pillow lava). Hyaloklastit Bjergart bestående af kantede glasfragmenter dannet ved splintring af bratkølet lava under vand. Lavadomer(-kupler) dannes af højviskøst magma typisk rhyolitisk. De består af lava der ophobes direkte over og omkring føderøret. Flydningen sker ofte så trægt at en stor del finder sted langs glideplaner. Spir kan skyde op fra sådanne kupler eller direkte ud af krateråbningen i op til flere hundrede meters højde. 21
Fig. 10.5 Tværsnit af en typisk endogen dome, som viser den fanestruktur, der er udviklet indenfor afskalningsbrecciaens vægge. 10.3.2 Tephra - pyroklastiske eruptionsformer Fontæner (eng. fountains). De fleste udbrud indledes som sprækkeudbrud (eng. fissure eruptions). I denne fase dannes ofte fontæner af magma. Disse kan stå 100-l000 m i vejret og af og til være kontinuerte langs sprækken og danne ildgardiner (eng. curtains of fire). Klatter (eng. spatter). Ved udbrud med laveksplosivitet er ejecta (= det udslyngede) oftest klatter/spatter af magma der dannes ved fragmentering i fontæner. Fragmenterne er stadig flydende når de lander omkring krateråbningen, og de smelter helt eller delvis sammen, svejses. De kan enten flyde videre som lava eller ophobes i oftest små lave klatkegler/spatter cones, fig. 10.6. Fig. 10.6 Sammensvejset strombolisk spatter (klatter) danner et skjold uden på en scoriekegle på Etna. Bomber (eng. bombs) dannes ved udslyngning af magma i eksplosive udbrud. Defineret som pyroklaster over 6 cm. Bomber har en glasoverflade og et indre af scorie. Mindre bomber afkøles tilstrækkeligt i banen gennem luften at de ved nedfald delvis bevarer deres aerodyna- miske dråbeform (eng. fusiform bombs). Større bomber udflades ved nedfald og kaldes kokassebomber (eng. cow-dung bombs). Bomber af intermediær størrelse vil ved nedfaldet være størknede på overfladen, men flydende indeni. Sådanne overflader sprækker op ved nedslaget og danner brødskorpebomber (eng. bred-crust bombs). 22
Lapilli (ital.) dannes som bomber og typisk fra fontæner. Defineret som pyroklaster mellem 2 mm og 6 cm. Oftest er der tale om en scorieglas. Aske (eng. ash) er pyroklaster med en udstrækning på under 2 mm og består oftest af glas. Dannes ved eksplosion af magma under eruption. Pimpsten (eng. pumice - opr. ital.: pomice). En scorie med massefylde under 1. Oftest hvid rhyolit da rhyolitisk magma pga. sin høje viskositet ved gasafblanding uden eksplosion reduceres fra nue ardente til tynde vægge mellem myriader af små blærer. Farven skyldes lysets brydning i glas/luft kontakten. Glødende laviner (eng. glowing avalances, fr. nués ardente) er materialestrømme bestående af aske, pimpsten og xenolither. Se: ignimbrit, kap. 10.4 og fig. 10.7, 10.8a + 10.8b. Tabel 10.1. Kornstørrelsesklassifikation af pyroklastiske og af unimodale, velsorterede aflejringer Kornstørrelse Tephra Pyroklastisk aflejring Pyroklast Mest ukonsolideret tephra Mest konsolideret bjergart (sediment) >64 mm Bombe, blok Agglomerat, aflejring af blokke eller bomber, blokke Agglomerat, pyroklastisk breccie og tephra 2-64 mm Lapilli Lag, aflejr. af lapilli eller Lapilli tuf lapilli tephra 1/16-2 mm Grov aske Grovkornet aske Grovkornet tuf <1/16 mm Fin aske/støv Fin aske/støv Finkornet tuf/støv-tuf 10.3.4 Pyroklastiske dannelser og bjergarter fra nedfald Klatkegler (eng. spatter cones) og klatvolde (eng. spatter ramparts) dannes ved effusive udbrud af fluidt magma der fragmenteres i små fontæner. Scoriekegler (eng. scoria cones) synonymt med slaggekegler (eng. cinder cones) dannes af bomber og/eller lapilli med underordnede indslag af aske ved småeksplosive udbrud eller omkring fontæner. Fig. 10.3 og 10.6. Tuf dannes ved konsolidering af lapilli og aske, se tabel 10.1. 10.4 Ignimbriter: Pyroklastiske dannelser og bjergarter fra materialestrømme Ignimbrit (af: ignis nimbus -it, ild-sky-endelse for bjergart) Essentielt en finkornet, oftest sur tuf bestående af glaspartikler, mellem hvilke mineraler pimpsten og bjergartsfragmenter er indlejrede. Glaspartiklerne kan være fast sammensvejsede og bøjer omkring mineralerne pegende mod en nærmest viskøs tilstand af materialet under dets aflejring. 10.4.1 Karakteristiska 23
Diagnostiske karaktertræk er den manglende sortering af materialet og de såkaldte Fiamme, der er pimpstensfragmenter udtrukket til aflange, ofte flammeformede legemer. Disse pimpsten er klatter af magma som ikke eksploderer under eruptionen. Fiamme dannes ved askeskyers endelige aflejring hvorunder de sfæriske pimpsten fladtrykkes. 10.4.2 Dannelse Ignimbrit dannes ved aflejring og afkøling af glødende laviner - en eksplosiv eruptionstype (se fig. 10.8). En glødende lavine dannes når eksploderende magma bevæger sig nedad (f.eks. af en vulkans sider) båret på en luftpude. De enkelte partikler holdes i suspension af de stadigt undslippende gasser samt ved ekspansion af indfanget atmosfærisk luft. Askeskyen med magmaklatter, strøkoner og xenolitter aflejres når materialestrømmen standser og gassen afgives til atmosfæren. Årsagen til dannelse af en glødende lavine kan være kollaps af en opstigende søjle af varm gas og partikler under et eksplosivt udbrud, lateralt orienteret eksplosion ved kollaps under dannelsen af en endogen dome hvorved magma pludselig trykaflastes og eksploderer; kollaps eller udskridning af en del af en vulkanbygning hvorved allerede tilstedeværerende højtliggende magma trykaflastes og eksploderer lateralt. I ekstreme tilfælde kan en glødende lavine aflejres, sammensvejses og evt. begynde at flyde som en sej lavastrøm. Herved vil fiamme, som oprindeligt var sfæriske klumper, udtrækkes til op til meterlange mm-tynde tallerkener. Glødende laviner udbreder sig i lavning. De rejser således gennem flodsenge ned ad vulkansider og aflejres typisk endeligt i områder neden for vulka- nens flanker. Disse områder kan være udfyldninger af flodsenge eller vifteformede dækker. 10.4.3 Strømenheder, afkølingsenheder, svejsning Ignimbriter kan opdeles i afkølingsenheder, hver dannet i løbet af kort tid (højst nogle dage). En afkølingsenhed kendes på gennemgående afkølingssprækker (evt. søjledannelse), eller eventuelt på forvitringsflader, eller lavtemperatur erosion eller på sedimentation. Hver afkølingsenhed kan bestå af en eller flere strømme som hver repræsenterer et eksplosivt udbrud. En strømenhed kendes på erosion i den nedre, ukonsoliderede enhed af den følgende strøm, eller på variation i sammensætning, på gentagelse af typesekvens (se nedenfor) eller på manglende forvitring. Under aflejringen kan askepartiklerne være flydende og smelte sammen hvorved ignimbriten svejses. Svejsning kan også ske i kraft af nydannelse af mineraler (f.eks. zeoliter eller ler) på overfladen af glaspartikler ud fra magmatiske fluider eller hydrotermalt vand. Ignimbritter kan også være helt ukonsoliderede, og de klassificeres fra svejsede (eng. welded) over delvis svejsede til usvejsede. 10.4.4. Sammensætning Matrix af en ignimbrit er aske i form af glas eller sjældnere krystaller (strøkorn). Klaster af pimpsten, xenoliter eller større krystaller varierer i andel fra nul til 100 %. Fiamme kan således være fraværende i en ignimbrit. Ignimbriter kan også være dannet hovedsaglig af pimpsten uden askematrix; er pimpstenen desuden ikke-udtrukket, kan dannelsen af bjergarten være vanskelig. Variationer i proportionerne af ovenstående komponenter og svejsningsgrad ses typisk mellem strømenheder. Ofte indledes en ignimbritaflejring (fig. 10.7) af et relativt (cm) tyndt basislag af delvis sorteret og krydslejret grov aske. Et sådant bundbølgelag (eng: ground surge) er dannet ved den eksplosionsbølge (eng.: surge) som løber foran den egentlige materialestrøm. En sådan eksplosionsbølge løber langs jordoverfladen, men dens dannelse er ikke afklaret. Over bundbølgelaget følger selve ignimbriten (en eller flere strømenheder), og derover kan ligge en tuf. Askelaget er aflejret ved nedfald efter den glødende lavine er aflejret og kan bestå 24
af aske fra lavinen eller fra en pyroklastiske sky som steg op fra krateret under det samme eller efterfølgende eksplosive udbrud. Selve ignimbritens komponenter findes på lille skala usorteret, men store klaster findes typisk nærmere krateret og nærmere basis af ignimbriten end mindre hvorfor der på stor skala kan være tale om den beskrevne type sortering. Sammensætningen af modermagmaet for ignim- briten bestemmes bedst ud fra pimpstensfragmenterne idet aske-matricen kan indeholde xenolitisk materiale, eller asken kan have været udsat for æolisk (af vind) sortering af krystaller fra smelte. 10.5 Lahar - mudderstrømsaflejring En lahar dannes ved aflejring af en kold vandbåret materialestrøm der typisk er skabt i forbindelse med vulkanudbrud. Ofte igangsættes materialestrømmen af skybrud forårsaget af et (evt. eksplosivt) vulkanudbrud. En anden mekanisme er smeltning af is under vulkanudbrud, men lahars kan også opstå uden eruption. Lahars findes fortrinsvis i vulkanske områder hvor ukonsolideret aske udgør den potentielle ingrediens for en materialestrøm. En lahar består af blokke og lapilli suspenderet i vandmættet mudder af vulkansk aske (eller af ler) der siden størkner til en betonhård bjergart. Materialestrømmen er stærkt destruktiv og optager store mængder fremmed materiale under sin drift. En lahar har således ikke fiamme og mangler typisk den struktur ignimbrit ofte har i kraft af flere strømme pr. afkølingsenhed, afkølingssprækker, svejsning ved høj temperatur. Sidstnævnte kan ofte ikke konstateres i felten fordi svejsningen er en mikroskopisk proces og lahars desuden oftest er stærkt konsoliderede ved diagenese. Mangelen på fiamme i en ignimbrit kan yderligere vanskeliggøre skelnen mellem de to bjergarter. 25
Fig 10.7. Skitse af en standard ignimbrit. Nederst bundbølgelag (ground surge deposit), derpå ignimbriten i form af en strømenhed og øverst en tuf af nedfaldsaske. P = pimpsten, L = xenoliter. Bemærk storskalasorteringen med grov pimpsten øverst og relativt høj koncentration af xenoliter mod bunden. 26
Fig. 10.8 A (store figur): Mayon vulkanen, Philippinerne. Ignimbritdannelse; glødende lavine løber ned ad vulkanens flanke, medens askesky stiger til vejrs. B: Viser det samme skematisk. 27
10.6 Eruptionstyper Vulkanudbrud er enten fuldstændig eksplosive eller blandet effusive og eksplosive (eng. effusive = uhindret bevægelse, bruges om lavaudstrømning). Tabel 10.2 Træk ved forskellige udbrudstyper Type Magmaet Eksplosiviteten Karakter af eksplosioner hawaiiansk fluidt ringe udslyngning af klatter, lavafontæner strombolisk intermediært svag til voldsom vulkansk viskøs moderat til voldsom udslyngning af klatter udslyngning af faste eller viskøse fragmenter - høj grad af fragmentering af magma peléisk viskøs som vulkansk som vulkansk, men med glødende laviner plinisk viskøs voldsom som paroxysmal phreatomagmatisk aske slynges højt op i atmosfæren, glødende laviner evt. ingen, ellers tykke korte strømme ofte ingen, ellers tykke el. knoldede strømme domer, korte tykke strømme, ingen ingen Dominerende ejecta Lavastrømmes karakter udbredte kokassebomber, klatter sfæriskedråbeformede bomber, lapillie og aske glas-lithisk blokke og aske, evt. pimpsten Strukturer klatkegler, klatvolde scorie kegler kegler af aske og/eller blokke som vulkansk ignimbrit, som vulkansk, domer aske, pimpsten ignimbrit, calderaindsyn kning vand (hav-, sø- eller grundvand) reagerer eksplosivt med magma med et vulkansk eller plinisk type udbrud som resultat. Glasfragmenter er mere angulare end i ikke phreatomagmatiske udbrud pga. den kolde sønderdeling af magmaet. 10.7 Almindelige basaltiske teksturer Generelt afspejler teksturen i vulkanske bjergarter samspillet mellem to kinetiske processer: nukleation af krystaller og krystalvækst. Begge processers hastighed øges fra 0 ved ligevægtstemperaturen, når et maksimum for derefter at falde igen med faldende temperatur (fig. 10.9). Niveauet for hastighederne afhænger af smeltens struktur (polymeriseringsgrad) som er afgørende for diffusionshastigheden af kationerne. Dette betyder at vi generelt skulle forvente relativt få korn med forholdsvis høje væksthastigheder (store korn) i langsomt afkølede basiske smelter i magmakamre. Ved ekstrusion af magmaet falder temperaturen, og krystallisationen ændres til høj nukleationshastighed med lav væksthastighed hvorved den porfyriske tekstur dannes. I sure, højpolymeriserede smelter kan hastigheden af både nukleation og krystalvækst være så lille at smelten fryser til en glas under ekstrusion. Vand modificerer smelters polymeriseringsgrad. I særligt vandrige silikatsmelter eller fluider er væksthastigheden af krystaller forhøjet så pegmatiter dannes. Teksturen viser vigtige træk af krystallisationshistorien. I mange bjergarter afspejles skiftende forhold (af P, T, X) under krystallisationen i de enkelte mineralers morfologi: skeletal vækst under stærk underafkøling, resorption af indre eller rand ved uligevægtsforhold, oscillatioisk vækst, zonering af forskellig art m.m. 28
10.8 Opgave Beskriv de fremlagte bjergarter, klassificer dem og diskuter deres dannelse. Fig. 10.9 En smeltes krystallisations-kinetiske forhold. T o angiver liquidus temperaturen, H v hastigheden, hvormed krystallerne vokser, H n, nukleations-hastigheden. 29
8. HOTSPOTS Ekstraordinær varm kappe med potentiel temperatur på > ca. 1300 C (-.1600 C) stiger op gennem den øvre kappe, som domineres af MORB-kildekappe med en temperatur på ca. 1300 C. Sådan kappe kan have en anden sammensætning end kilden for MORB og smelte i sublithosfæriske dybder, afhængig af tykkelsen af det kolde låg af konduktivt afkølet lithosfære. Kontinental lithosfære er mange steder > 200 km tyk, og her ses sjældent hotspotaktivitet, fordi solidustemperaturen i så store dybder overstiger selv temperaturen af meget varm kappe. Hotspotaktivitet ses derfor oftest i oceanerne, hvor selv gammel lithosfære (max 200 Ma) ikke er tykkere end ca. 100 km. Den tilknyttede vulkanisme betegnes ofte intrapladevulkanisme og den opstigende varme kappes opdrift samt dens opvarmning af den overliggende lithosfære medfører en opbulning af havbunden på op til 2-3 km. De kraftigste hotspots er Hawaii og Islands, medens der er ca. 20 andre større og yderligere 20 mindre (størrelsen måles i produktivitet (f.eks. Hawaii: 24 m 3 magma/s, eller havbundesanomaliens omfang). I Atlanterhavet ses vest for Afrika hotspots i form af De Kanariske Øer, Kap Verdeøerne, Tristan da Cunha, St. Helena og Bouvetøen m.fl. Ligesom bjergarten MORB er karakteristisk for midtoceanspredningsrygge, er oceanøbasalt, OIB (ocean island basalt) typisk for hotspots. OIB kan, modsat MORB, være ekstremt variabel i sammensætning, og spænder fra tholeiit (den dominerende bjergart på både Hawaii og Island), over transitionel basalt, alkali basalt, basanit til nephelinit og melilitit, som alle findes f.eks. på Hawaiiøerne, men ikke på Island. På visse oceanøer er al vulkansk aktivitet omvendt domineret af stærkt silicaundermættede typer. Bestemmende for arten af de vulkanske bjergarter er faktorer, så som temperatur af den sublithosfæriske kappe, tykkelsen af lithosfæren, den relative bevægelse af lithosfæreplade og opstigende varm kappe samt sammensætningen af den diapiriske kappe. Ofte detekteres i OIB komponenter med en oprindelse i materiale, som tidligere var en del af den oceaniske eller kontinentale lithosfære. Endeledskomponenter i variationen blandt OIB benævnes. HIMU (høj µ = høj 238 U/ 204 Pb), EM1 (enriched mantle 1), EM2, DMM (depleted MORB mantle) m.m. og bestemmes ud fra karakteristiske sporgrundstofvariationer og isotopsammensætninger. Modellering af øernes dannelse er illustreret i Figur 2. Kap Verdeøerne Introduktion Et af verdens store hotspots manifesterer sig som en øgruppe beliggende 500-800 km V f. Kap Verde, Afrikas vestligste punkt, Fig. 1. Øernes areal udgør 4033 km 2 fordelt på 9 større beboede og flere mindre øer på 14-17 N og 23-25 V. Republica de Cabo Verde blev selvstændig fra Portugal i 1975 og har ca. 400.000 indbyggere. Øerne består hovedsagelig af vulkanske bjergarter dannet i de sidste 19 Ma (fra Miocæn), og Fogo er særdeles aktiv med seneste udbrud i 1995, >20 udbrud siden midt i det 16. århundrede, hvor den havde været konstant aktiv siden de da ubeboede Kap Verdeøer blev opdaget i 1460erne af portugisiske søfarere på jagt efter søvejen til Indien. Øerne er dannet på en platform af gammel oceanisk havbund af Kridt-Jura alder, som ligger anormalt højt ca. 2500 m u. havoverfladen - the Cape Verde Rise, som hæver sig ca. 2400 m over den omgivende havbund, der ligger i ca. 5 km's dybde. Ifølge modellering af Jordens system af lithosfæreplader i en ramme af immobile hotspots, er den Afrikanske plades roationspol beliggende et par hundrede km N f. Kap Verdeøerne 30
8. HOTSPOTS (Pollitz, 1991). Dette betyder, at det kapverdiske hotspot i de sidste 6 Ma (siden åbningen af Det Røde Hav indledtes) har været omtrent stationært. Denne unikke situation har medført, at de kapverdiske øer forbliver over havets overflade, modsat f.eks. Hawaiiøerne. Opgave Den nordvestligste af Kap Verdeøerne, Santo Antão (Fig. 2), er dannet i løbet af de sidste godt 7 Ma, med hovedaktiviteten over de sidste 3 Ma. Den yngste vulkanisme fandt sted for ca. 0.1-0.2 Ma siden især koncentreret to steder på denne 770 km 2 store ø, nemlig midt på øen samt på og omkring et stort nydannet vulkankompleks med øens højeste punkt Tope de Coroa, 1978 m over havet. I Tabel 1 præsenteres 11 bjergarter fra Tope de Coroaområdet i form af håndstykker med lokalisering (Fig. 3), tyndslib og kemiske analyser. Det er opgaven (1) kortfattet (og i skema) at beskrive bjergarterne petrografisk i håndstykke og tyndslib, (2) at give en motiveret rækkefølge af bjergarterne i forhold til hinanden mht. udvikling (magmatisk differentiation). Afbild f.eks. bjergarterne i nogle diagrammer og overvej variationen i strøkornsselskabet, (3) navngive bjergarterne, (4) at give en motiveret parring af håndstykker, tyndslib og analyser samt (5) at karakterisere dannelsen smelte i kappen samt at modellere udviklingen af Coroakomplekset på grundlag af de givne oplysninger og fundne karaktertræk. Svarene til spørgsmålene (1) - (4) kan opsummeres i Tabel 2, men må uddybes og forklares i særskilt tekst for at være fyldestgørende. Til spørgsmål (5) kunne knytte sig overvejelser om (i) opsmeltningsgrad og -dybde, (ii) berigelse af smelterne i f.h.t. chondrit (sammenlignet med MORB og andre OIB - f.eks. fra Hawaii), (ii) om bjergarterne er komagmatiske (sensu stricto eller sensu lato), (iii) hvor meget af modermagmaget/-erne resterede ved eruptionen af de magmaer, som danner (de øvrige) bjergarter og (iv) tidsrækkefølgen for dannelsen af de studerede bjergarter. 31