Den gren af geologien, der beskæftiger sig med bjergarter, kaldes for petrologi. Den beskrivende del af bjergartslæren kaldes petrografi.
Bjergarter inddeles i fire hovedgrupper efter de processer, der har dannet dem. De to af grupperne, magmabjergarter og metamorfe bjergarter, opstår ved de geologiske processer, der foregår på større dybde, de indre eller endogene processer.
De to andre grupper, forvitringsdannelser og sedimenter, dannes af de geologiske processer, der udspiller sig på jordoverfladen, de ydre eller eksogene processer.
Magmabjergarter opstår ved størkning af magma, der er den geologiske betegnelse for smeltede stenmasser. De inddeles i to hovedgrupper:
Vulkanske bjergarter, også kaldet dagbjergarter eller ekstrusive bjergarter, som dannes, hvor magma strømmer ud på jordoverfladen i form af lava eller bliver udslynget som løse vulkanske udbrudsprodukter, pyroklaster.
Plutoniske bjergarter, også kaldet dybbjergarter eller intrusive bjergarter, som opstår, hvor magma dybt nede i jordskorpen afkøles langsomt på grund af den dér rådende høje temperatur.
Magmabjergarter betegnes også eruptive bjergarter.
Sedimenter dannes ved geologiske processer på jordoverfladen. Deres bestanddele stammer hovedsagelig fra nedbrydningen af kontinenternes bjergarter som følge af forvitringsprocesser og erosion. Det materiale, som derved løsnes, transporteres af overfladevandet samt af vind og is mod lavere terræn og aflejres som sedimenter. Disse er sædvanligvis løse og usammenhængende straks efter aflejringen, men de hærdner på grund af sammentrykning, kompaktion, efterhånden som de bliver overlejret af nye lag eller på grund af sammenkitning forårsaget af udfældning af mineraler fra gennemsivende vand.
Sedimenter inddeles efter dannelsesmåde i tre hovedgrupper: Klastiske sedimenter, dannet ved aflejring af opslæmmet materiale, dvs. ved fysiske processer, fx sand; kemiske sedimenter, dannet ved udfældning af opløst materiale, dvs. ved kemiske processer, fx båndet jernmalm (BIF); organiske sedimenter, dannet ved aflejring af organisk materiale, fx kul og kridt.
Metamorfe bjergarter er opstået ved omdannelse af andre bjergarter, som har været udsat for ændringer i temperatur og tryk, og evt. i det kemiske miljø, fx på grund af påvirkning af kemisk aktive vandige opløsninger. Metamorfose omfatter ikke processer ved jordoverfladen såsom forvitring og diagenetisk omdannelse af sedimenter eller processer ved så høje temperaturer, at bjergarterne smelter, idet der da er tale om magmatiske processer.
Ved metamorfose omkrystalliserer bjergarterne under dannelse af nye mineraler og evt. nye strukturer, men oftest uden at der sker større ændringer af den totale kemiske sammensætning. I de tilfælde, hvor også den kemiske sammensætning ændres, tales om metasomatose.
Man skelner mellem fire hovedgrupper af metamorfose:
Kontaktmetamorfose, dvs. de ændringer i de omliggende faste bjergarter som magmaers høje temperaturer er årsag til.
Dynamometamorfose, dvs. ændringer forårsaget af kraftig trykpåvirkning, fx i forbindelse med deformationer af jordskorpen (forkastninger).
Regionalmetamorfose, dvs. ændringer forårsaget af høje tryk og temperaturer under bjergkædedannelse.
Retrograd metamorfose, dvs. de ændringer, der sker, når bjergarter dannet på stor dybde under bjergkædedannelse udsættes for lavere temperaturer og tryk.
Forvitringsdannelser er den fjerde hovedgruppe af bjergarter. De dannes, når bjergarter på jordoverfladen påvirkes af vand, luft, kulde-varme samt planter og dyr. Dette resulterer i opløsning af nogle mineraler og nydannelse af andre, uden at der sker en transport og aflejring af mineraler, hvorfor der ikke er tale om sedimenter. Eksempler er jordbund og kaolin.
Forvitringsdannelser og sedimenter behandles traditionelt af sedimentologien. Den efterfølgende gennemgang af bjergarter er derfor begrænset til magmabjergarter og metamorfe bjergarter.
Magmatiske og metamorfe bjergarter . En standardundersøgelse af en bjergart omfatter bestemmelse af den kemiske sammensætning, mineralindholdet, krystallinitet og kornstørrelse, teksturer og strukturer. På grundlag heraf klassificeres bjergarten, og dens dannelse tolkes. Undersøgelsen begynder ude i naturen med iagttagelse og evt. opmåling af den måde, de forekommer på, og med indsamling af prøver af de enkelte bjergartsenheder.
Der foretages en foreløbig bestemmelse af bjergarternes mineraler og af bjergartstyperne. I laboratorierne foretages en række supplerende undersøgelser. Fx bestemmes med polarisationsmikroskopet mineralerne og disses indbyrdes relationer ved undersøgelse af tyndslib, dvs. 0,03 mm tykke skiver af bjergarter monteret på glasplader. I det videre undersøgelsesforløb indgår næsten altid forskellige former for kemisk analyse. Med elektronmikrosonden kan man fx analysere de enkelte mineraler i tyndslibene, og med røntgenfluorescensanalyse af pulveriserede prøver kan man bestemme bjergarternes totale kemiske sammensætning. Derudover kan der, alt efter hvad opgaven kræver, foretages analyse af isotopforhold, af bjergarternes smelte- og størkningsforhold og en lang række andre forhold.
Den kemiske sammensætning.
Mere end 98% af de fleste bjergarters vægt udgøres af kun otte grundstoffer: oxygen (O), silicium (Si), aluminium (Al), jern (Fe), calcium (Ca), magnesium (Mg), natrium (Na) og kalium (K). Disse grundstoffer udgør bjergarternes hovedgrundstoffer. Det er dem, der opbygger de bjergartsdannende mineraler.
To af disse grundstoffer, O og Si, udgør tilsammen ca. 75% af bjergarternes vægt, men de udfylder mere end 93% af bjergarternes rumfang. Dette skyldes, at de fleste bjergarter opbygges af silikatmineraler, hvori O og Si er hovedbestanddelene, og da disse er lette grundstoffer, har en given vægtmængde større rumfang end en tilsvarende vægtmængde af de tungere grundstoffer som fx Mg, Fe og Ca.
De resterende grundstoffer betegnes sporgrundstoffer og udgør tilsammen mindre end 2% af de almindelige bjergarters totale vægt. De kan imidlertid optræde i større koncentrationer i visse bjergarter. Bly (Pb) findes fx som “urenheder” i de bjergartsdannende mineraler og udgør 0,0013% af almindelige bjergarters vægt, men det findes i koncentrationer på adskillige procent i form af blymineraler som fx blyglans i forskellige typer af malmforekomster, hvorfra bly kan udvindes.
Bjergarters mineralindhold. En bjergarts kemiske sammensætning og den kombination af temperatur og tryk, som bjergarten er dannet under, bestemmer, hvilke mineraler, den består af. Der kan derfor være forskel på mineralindholdet i vulkanske og plutoniske magmabjergarter og ikke mindst metamorfe bjergarter med identiske kemiske sammensætninger.
Bjergarters mineralindhold inddeles i tre grupper: bjergartsdannende, accessoriske og sekundære. 1) De bjergartsdannende mineraler, der overvejende er sammensat af hovedgrundstoffer, inddeles i to hovedgrupper:
De lyse mineraler, også betegnet felsiske (felsisk er afledt af fel for feldspat og feldspatoid og si afledt af silica, den internationale betegnelse for SiO2): kvarts, feldspatmineraler (alkalifeldspat, plagioklas), feldspatoider (nefelin, leucit, sodalit og analcim).
De farvede eller mørke mineraler, også betegnet mafiske (afledt af ma fra magnesium og f fra ferrum ‘jern’, Fe): olivin, pyroxener, amfiboler, glimmermineraler (især biotit).
I specielle typer af magmabjergarter kan andre end de her nævnte mineraler forekomme i så høje koncentrationer, at de opfører sig som bjergartsdannende mineraler, fx calcit, der kan udgøre mere end 90% af mineralindholdet i carbonatitter, og det sjældne zirconiummineral eudialyt, der er et bjergartsdannende mineral i nefelinsyenitterne ved Narsaq i Sydgrønland.
Metamorfoserede bjergarter kan, ud over de nævnte bjergartsdannende mineraler, have så stort indhold af andre mineraler, at disse bliver bjergartsdannende, fx granat, cordierit, turmalin, epidot, chlorit, andalusit, sillimanit og kyanit. 2) De accessoriske mineraler er mineraler, der findes i små mængder, oftest mindre end 1% af en bjergarts rumfang. De indeholder en væsentlig del af bjergarternes sporgrundstoffer. Eksempler er mineralet zircon med indhold af zirconium, hafnium og thorium; titanit og ilmenit med titan; monazit med de sjældne jordarters metaller, thorium og fosfor; apatit med fosfor; og spinel med chrom. Men også hovedgrundstoffer kan findes i accessoriske mineraler; eksempler er calcium i fluorit, CaF2, og jern i magnetit. 3) De sekundære mineraler dannes, når mineraler, der er krystalliseret ved høj temperatur i magmabjergarter og metamorfe bjergarter, udsættes for senere omdannelser ved lavere temperatur. Det kan fx være forårsaget af hydrotermale, dvs. varme vandige opløsninger i dybet eller af forvitring ved jordoverfladen. Olivin kan derved omdannes til serpentin og talk; pyroxener og amfiboler til chlorit og hæmatit; feldspatter til sericit, epidot og kaolinit; ilmenit og magnetit til brunjernsten (rust).
Krystallinitet og kornstørrelse. Vulkanske bjergarter, der er afkølet så hurtigt, at de ikke når at krystallisere, men i stedet størkner som vulkansk glas, kaldes holohyaline. Hemihyaline vulkanske bjergarter består af nogenlunde lige meget glas og krystaller, mens holokrystalline kun består af krystaller.
Efter kornstørrelse inddeles magmabjergarter og metamorfe bjergarter i to hovedgrupper:
Fanerokrystalline, også kaldet kornede, hvori de enkelte mineralkorn kan skelnes med det blotte øje eller ved hjælp af lup.
Afanitiske, der er så finkornede (korndiametre mindre end ca. 0,3 mm), at mineralkornene ikke kan skelnes selv med en kraftig lup. Kan man iagttage mineralkornene ved hjælp af et mikroskop, kaldes bjergarten mikrokrystallinsk; er dette ikke muligt, betegnes den som kryptokrystallinsk eller tæt.
Bjergarter kaldes enskornede, hvis deres mineralkorn er nogenlunde lige store, og uenskornede, når mineralerne har forskellig kornstørrelse. I sidstnævnte tilfælde tales om porfyrer, dvs. magmabjergarter, der har større korn indlejret i en finkornet grundmasse.
Teksturer og strukturer. Tekstur er betegnelsen for mineralkornenes form og den måde, de er vokset sammen på i en bjergart. Teksturen bestemmes ved undersøgelse af en enkelt bjergartsprøve med lup eller i tyndslib.
Begrebet struktur anvendes om de større enheder i en bjergart og undersøges bedst ude i naturen.
I magmabjergarter vil de mineraler, der først krystalliserer under et magmas størkning, udvikle krystalflader. Korn, der er begrænset af krystalflader, kaldes euhedrale. Hvis korn af flere mineraler krystalliserer på én gang, vil de kun delvis kunne udvikle krystalflader og betegnes da subhedrale; når krystalfladerne slet ikke dannes, kaldes kornene anhedrale. Mineralkornenes form giver vigtige oplysninger om den måde, mineralerne er dannet på, og om deres dannelsesrækkefølge. I magmabjergarter vil de mest euhedrale korn være krystalliseret først. I metamorfe bjergarter kan euhedrale korn derimod dannes ved omkrystallisation i faste bjergarter. Den euhedrale form er da et udtryk for det pågældende minerals “krystallisationskraft”.
De løse vulkanske dannelser, de pyroklastiske bjergarter, er opstået ved sedimentation af magmatisk materiale og har derfor klastiske sedimentteksturer og -strukturer. De kan bestå af partikler af glas, som repræsenterer hurtigt størknede dråber af smeltet lava, af krystaller eller bjergartsfragmenter, både af vulkanske bjergarter og bjergarter, som er blevet revet med under et vulkanudbrud.
De inddeles efter arten af det materiale, de består af, efter kornstørrelse og efter grad af senere hærdning. Tuf er fx en hærdnet finkornet pyroklastisk dannelse.
Teksturen i omkrystalliserede metamorfe bjergarter kaldes krystalloblastisk. En metamorf bjergart med massiv tekstur kaldes fx granoblastisk og en porfyrisk metamorf bjergart porfyroblastisk. I sidstnævnte tilfælde er strøkornene dannet under metamorfosen. Metamorfe bjergarter kan imidlertid indeholde mineralkorn, som er rester, relikter, fra den oprindelige bjergart. Dette udtrykkes med forstavelsen blasto-. En blastoporfyrisk bjergart har derfor arvet sine strøkorn fra den oprindelige bjergart. I metamorfe bjergarter kan desuden skelnes mellem reliktstrukturer og nydannede strukturer. De førstnævnte kan være rester af metamorfoserede sedimenters oprindelige lagdeling, de sidstnævnte kan være skifrighed eller foliation dannet på grund af den trykpåvirkning og omkrystallisation, som bjergarten har været udsat for under metamorfosen. Skifrighed er i det simpleste tilfælde en rent mekanisk opsprækning langs tætliggende parallelle planer, men en sådan opsprækning kan videreudvikles til foliation eller gnejsstruktur, ved at de tavleformede glimmerkorn eller prismatiske amfibolkorn samles i bestemte lag, langs hvilke bjergarten let kløves.
Magmabjergarter. Magmabjergarter inddeles i to store hovedgrupper efter deres krystallinitet og kornstørrelse.
Vulkanske bjergarter, der er størknet hurtigt ved jordoverfladen, dvs. ved lavt tryk, er finkornede eller tætte, kan indeholde glas og er ofte blærede.
Plutoniske bjergarter, der, fordi de er størknet langsomt på større dyb, er fin- til grovkornede og oftest kompakte.
Undertiden udskilles en tredje gruppe: gangbjergarter eller hypabyssiske bjergarter. Men det er ikke nødvendigt, fordi gangbjergarter dannet nær jordoverfladen kan grupperes sammen med de vulkanske bjergarter og dybe forekomster sammen med de plutoniske bjergarter.
Klassifikation og navngivning af vulkanske og plutoniske magmabjergarter kan foretages på flere måder. Den enkleste er at gøre det ved hjælp af bjergartsdannende mineraler og disses indbyrdes mængdeforhold målt som rumfangsprocenter. Man kalder dette for den modale mineralsammensætning. Den Internationale Geologiske Union, IUGS, har nedsat en komité til at foreslå et internationalt acceptabelt klassifikationssystem. Den schweiziske geolog Albert Streckeisen var i mange år leder af dette arbejde. Derfor kalder man det ofte for Streckeisen-systemet.
Man kan også benytte kemiske forhold til klassifikation af magmabjergarter. Efter indhold af SiO2, målt som vægtprocent, inddeles magmatiske bjergarter fx i fire grupper: sure > 63% SiO2, intermediære 52-63%, basiske 45-52% og ultrabasiske < 45%.
En anden metode er at inddele bjergarter efter alkalinitet. Alkaline bjergarter har et højere indhold af Na2O + K2O end andre magmabjergarter og specielt mere, end der kan bindes i de almindeligste Na-K-holdige mineraler, feldspatterne. Hvis bjergarten har underskud af SiO2 i forhold til feldspats sammensætning, dannes et feldspatoidmineral. Men der er også den mulighed, at bjergarter har for lidt Al til at binde hele indholdet af Na + K i feldspat. Det derved opståede overskud af Na + K bindes til jern på ferri-form (Fe3+) under dannelse af alkalipyroxen og alkaliamfibol, som fx ægirin og arfvedsonit. Bjergarter med ægirin/arfvedsonit kaldes peralkaline.
En meget anvendt kemisk klassifikation af magmabjergarter er at omregne de kemiske analyser af bjergarterne til et sæt standardmineraler, en såkaldt normberegning. Dette gøres især, hvor det modale mineralindhold ikke kan iagttages, eller hvor bjergarten er omdannet, og man ønsker at finde frem til det oprindelige mineralselskab.
Forekomst. Lavastrømme og pyroklastiske aflejringer opbygger kontinenternes og oceanøernes vulkaner og kan derudover dække store landområder omkring vulkanerne, bl.a. i form af ignimbritstrømme. Plateaulavaer danner, som navnet siger, lavaplateauer, der kan dække i hundredvis af km2 og være flere km tykke. Også oceanbunden opbygges af lavabjergarter, hovedsagelig udviklet som pillowlava, ‘pudelava’.
De plutoniske magmabjergarter er størknet i magmakamre nede i skorpen. Disse kamre er opstået ved, at magma er trængt ind i de bjergarter, som opbygger jordskorpen på stedet. De siges derfor at være intrusive og at danne intrusioner.
Associationer. Magmabjergarter inddeles i tre hovedassociationer: den tholeiitiske, den kalk-alkaline og den alkalibasaltiske.
Den tholeiitiske association er først og fremmest knyttet til steder, hvor lithosfærepladerne bevæger sig fra hinanden (divergente pladegrænser) og opbygger oceanbunden og dele af oceanøerne. Associationen er desuden dominerende i kontinentets plateaubasaltdækker. Den vigtigste bjergart er tholeiitisk basalt, dvs. en basalt, som har hovedkomponenterne plagioklas, clinopyroxen og orthopyroxen, samt evt. olivin. Kvarts kan være til stede i de olivinfri typer. Under magmatisk udvikling kan af disse basalter dannes bjergarter som islandit (en særlig form af andesit) og rhyolit, som fx findes i Island. Ved størkning på dybet fås gabbro, diorit og granit.
Den kalk-alkaline association er knyttet til steder, hvor lithosfærepladerne bevæger sig mod hinanden (konvergente pladegrænser), og findes både i de vulkanske øbuer og de kontinentale bjergkæder, der ligger over zoner, hvor en lithosfæreplade føres ned under en anden (subduktionszoner), fx Andesbjergene. Basalt kan forekomme i denne association, men de dominerende vulkanske bjergarter er andesit samt i vekslende mængde dacit og rhyolit. Granodiorit og granit er de dominerende plutoniske bjergarter, som opbygger bjergkædernes batholither.
Den alkalibasaltiske association er dels knyttet til kontinenternes sprækkezoner (riftzoner), dels til områder, der ligger langt væk fra pladegrænser inde på pladerne, hvor varmt materiale fra Jordens kappe stiger op gennem lithosfæren. Dette kan dels ske som søjleagtige opstigninger, de såkaldte “mantle plumes”, dels i områder, hvor der af tektoniske årsager sker en ophvælvning af lithosfæren. Den sidstnævnte proces kan videreudvikles til riftdannelse. Den hyppigste primære bjergart i denne association er alkalibasalt, evt. basanit, der ledsages af trachyt og fonolit. De tilsvarende dybbjergarter er alkaligabbro, syenit og nefelinsyenit.
Metamorfe bjergarter. De faktorer, der bestemmer, hvad der sker ved metamorfose af en bjergart, er temperaturen; det totale tryk, belastningstrykket, der er betinget af vægten af de overliggende bjergarter; deformationstrykket, også betegnet stress; den kemiske sammensætning af bjergarten og af den tilstedeværende flygtige (fluide) fase, oftest varme, vandige opløsninger; tilførsel eller fraførsel af stof under metamorfosen, dvs. metasomatiske processer; samt den tid, der har været til rådighed.
Metamorfose består i en omkrystallisation af den faste bjergart, idet dens totale kemiske sammensætning stort set bevares. Denne proces sker ved reaktion mellem bjergartens primære mineraler under dannelse af mineraler, der er stabile ved de nye fysisk-kemiske betingelser. Trykpåvirkning, der resulterer i deformation og evt. knusning af de primære mineraler, og tilstedeværelsen af en fluid fase, der kan transportere de kemiske reaktionsprodukter, fremskynder de kemiske processer under metamorfosen og er medvirkende til, at metamorfose kan foregå ved ret lave temperaturer.
I mange tilfælde kan man erkende, hvad det er for en bjergart, der er blevet metamorfoseret. Man angiver dette med forstavelsen meta-, fx metaandesit og metagråvakke. Gnejs, der er dannet ud fra magmatiske, ofte granitiske bjergarter, kaldes orthognejs, mens betegnelsen paragnejs angiver den sedimentære oprindelse.
Ved kontaktmetamorfose (også kaldet termalmetamorfose), dvs. ændringer, der skyldes varmepåvirkningen af bjergarter omkring et størknende magma, sker der en simpel omkrystallisation. Bløde lerbjergarter bliver fx omdannet til hårde krystallinske bjergarter, der betegnes hornfels, idet det oprindelige vandindhold uddrives. Den oprindelige lagdeling vil i de fleste tilfælde blive udvisket. Nærmest magmakammeret, som er årsag til metamorfosen, dannes vandfrie højtemperaturmineraler som fx granat og andalusit, mens der længere væk fra magmaet kan dannes vandholdige mineraler som muskovit og biotit.
Ved ændringer forårsaget af kraftig trykpåvirkning, dynamometamorfose, fx i forbindelse med forkastninger, sker der en knusning, kataklase, af de deformerede bjergarter, som omdannes til finkornede eller tætte bjergarter, mylonitter. Disse kan indeholde øjeformede, større korn af den oprindelige bjergarts hårdeste og stærkeste mineraler; øjegnejs er dannet på denne måde. Den gnidningsvarme, der udvikles ved deformationen, kan resultere i en lokal opsmeltning af den knuste bjergart. Den dannede smelte vil størkne i form af glas. De knuste bjergarter giver god passagemulighed for cirkulerende varme, vandige opløsninger, der kan afsætte mineraler som calcit, kvarts og epidot, samt evt. malmmineraler som chalcopyrit, pyrit, galena og sphalerit, hvorved der dannes hydrotermale mineraliseringer.
Ved ændringer forårsaget af bjergkædedannelse, regionalmetamorfose, udsættes bjergarter for såvel tryk- som temperaturpåvirkning, dvs. der sker både en deformation og en omkrystallisation. Regionalmetamorfe bjergarter er derfor karakteriseret af deformationsstrukturer som skifrighed og foliation og af omkrystalliserede mineralselskaber, som det fx ses i glimmerskifer og gnejs. De betegnes ofte som krystallinske skifre.
Retrograd metamorfose er de ændringer, der sker, når metamorfoserede bjergarter omkrystalliserer ved lave tryk og temperaturer.
Man udskiller undertiden en femte metamorfosetype, begravelsesmetamorfose, der fx findes i sedimentbassiner og vulkanske områder med tykke lagserier af sedimenter og/eller vulkanske bjergarter. Kombinationen af stigende tryk og temperatur mod dybet er årsag til dannelse af nye mineraler, fx zeolitmineraler i blærerum i lavaer.
Metamorfe bjergarter klassificeres ud fra den oprindelige bjergart og metamorfosebetingelserne. En basalt omdannes til grønsten ved lav og til amfibolit ved høj metamorfosegrad. En lerbjergart bliver til lerskifer ved lav, glimmerskifer ved mellem og silimanitskifer ved høj metamorfosegrad.
Copyright: Geolog Henning Sørensen
Tilføjelse af Henning Andersen:
Mennesket har altid anvendt magmabjergarter og det gør vi stadigvæk. I fortiden blev de brugt til redskaber, våben og smykker. I dag anvendes de også til mangt og meget fra bygninger til armbånd.
