En petrologisk studie av lavor och en mantelxenolit från Fogo, Kap Verde

En petrologisk studie av lavor och en mantelxenolit från Fogo, Kap Verde Tobias Mattsson Alla Kap Verdes öar är av vulkaniskt ursprung. Fogo är den enda ön i Kap Verdes arkipelag som fortfarande är vulkaniskt aktiv, med 30 registrerade utbrott sedan människor bosatte sig på ön för cirka 500 år sedan. Detta gör Fogo till en av de mest aktiva vulkanerna på jorden. Fogos lavor är viktiga att studera för att få en förståelse för vulkanens magmasystem och förhindra framtida katastrofer. Lavorna är mörka och innehåller mycket fenokryster utav olivin och clinopyroxen, och i enstaka prover hittas apatit (inneslutningar i pyroxener) och amfibol. Den petrografiska undersökningen tyder på att lavorna är basaniter eller melanonefeliniter. På Fogo förekommer både Pahoehoe- och Aa- lavor. En mantelxenolit ger insikt till lavornas ursprung. Den studerade xenoliten har en protogranulär textur och består främst av olivin (Fo86-88) med mindre förekomster av ortopyroxen, clinopyroxen och phlogopitaggregat. Clinopyroxenfenokrysterna i lavorna är mineralet diopsid (MgCaSi2O6). Fosterithalten i olivinfenokryster är (Fo81-84). Zonering på kristaller visar magmaevolutionen vid ett utbrott. Zoneringen i clinopyroxenfenokrysten är i kärnan av kristallen omvänd och övergår sedan till normal. Det vill säga till en början en ökning av MgO för sedan minska mot fenokrystens kant. Detta tyder på att fenokrysterna började kristallisera samtidigt som ny smälta tillfördes för att sedan övergå till en fraktionering av magman. En ökning av MgO på ytterkanten av fenokrysten kan tyda på att en primitiv smälta tillförts magman. Xenoliten har sitt ursprung under Moho på ett maximalt djup av 270 km. Uppsala universitet, Institutionen för geovetenskaper Kandidatexamen i Geovetenskap, 180 hp Självständigt arbete i geovetenskap, 15 hp Tryckt hos Institutionen för geovetenskaper Geotryckeriet, Uppsala universitet, Uppsala, 2012. Självständigt arbete Nr 39 En petrologisk studie av lavor och en mantelxenolit från Fogo, Kap Verde Tobias Mattsson

Självständigt arbete Nr 39 En petrologisk studie av lavor och en mantelxenolit från Fogo, Kap Verde Tobias Mattsson Handledare: Abigail Barker

Sammanfattning Alla Kap Verdes öar är av vulkaniskt ursprung. Fogo är den enda ön i Kap Verdes arkipelag som fortfarande är vulkaniskt aktiv, med 30 registrerade utbrott sedan människor bosatte sig på ön för cirka 500 år sedan. Detta gör Fogo till en av de mest aktiva vulkanerna på jorden. Fogos lavor är mörka och innehåller mycket fenokryster utav olivin och clinopyroxen och i enstaka prover hittas apatit (inneslutningar i pyroxener) och amfibol. Den petrografiska undersökningen tyder på att lavorna är basaniter eller melanonefeliniter. På Fogo förekommer Pahoehoe- och Aa- lavor. Xenoliten har en protogranulär textur och består främst av olivin (Fo 86-88 ) med mindre förekomster av ortopyroxen, clinopyroxen och phlogopitaggregat. Alla analyserade clinopyroxenkristaller är diopsid (MgCaSi 2 O 6 ). Fosterithalten i lavaprovernas olivinfenokryster är (Fo 81-84 ). Fenokrysterna har sitt ursprung i ett tryck mellan 460 680 MPa vilket betyder ett djup på ungefär 16-24 km (Hildner et al, 2011). MgO zonering på clinopyroxenfenokrysten är i kärnan av kristallen omvänd och övergår sedan till normal. Det vill säga till en början en ökning av MgO för sedan minska mot fenokrystens kant. Detta tyder på att fenokrysterna började kristallisera samtidigt som ny smälta tillfördes för att sedan övergå till en fraktionering av magman. En ökning av MgO på ytterkanten av fenokrysten kan tyda på att en primitiv smälta tillförts magman. Xenoliten har sitt ursprung under Moho på ett maximalt djup av 270 km. Abstract All the Cape Verde islands are of volcanic origin. Fogo is the only island in the Cape Verdes that is still volcanically active, with 30 recorded eruptions since humans settled on the island about 500 years ago. This makes Fogo one of the most active volcanoes on the Earth. Fogos lavas are dark and rich in phenocrysts of olivine and clinopyroxene. Occasional minerals like apatite (inclusions in pyroxenes) and amphibole are found in the samples. The petrographic analysis of the lavas indicates that they are alkaline and range between basanites or melanonephelinites. Pahoehoelavas and Aalavas are both found on Fogo. The xenolith has a protogranular texture and consists mainly of olivine (Fo 86-88 ) with minor occurences of orthopyroxene, clinopyroxene and phlogopite aggregates. All analyzed clinopyroxene grains are diopside (MgCaSi 2 O 6 ). Fosterite content in the lava samples is (Fo 81-84 ). The phenocrysts in the lavas originate from a pressure of 460-680 MPa, which means a depth of approximately 16-24 km (Hildner et al, 2011). MgO-zoning in the clinopyroxene phenocryst in the core are initially reversed and then towards the rim normal,which means that the phenocrysts began to crystallize while the new melt was added, then the magma began to fractionate. Increase of MgO on the outer rim of phenocryst indicates that a primitive melt entered the magma. The xenolith originated from under the Moho at a maximun depth of 270 km.

1. Introduktion... 1 1.1. Geologisk omgivning... 1 1.2. Fogos geologiska historia... 2 1.3. Ocean Island Basalts... 5 1.3.1. Mantelreservoarer... 6 1.3.2. Hetfläcksbildning och mantelplym... 8 1.4. Kristallzonering... 9 1.5. Xenoliter... 10 2. Metod... 11 3. Mineralogi... 12 3.1. Handprovsbeskrivning... 13 3.2. Tunnslipsbeskrivning... 13 4. Resultat... 17 4.1. Mikrosondanalys... 17 5. Diskussion... 21 6. Slutsatser... 22 7. Tackord... 23 8. Referenser... 23 8.1. Tryckta källor... 23 8.2. Internetkällor... 24 9. Appendix... 25

1. Introduktion För att uppnå en djupare förståelse av lavor och deras magmasystem genomförs petrografiska undersökningar på lava- och xenolitstuffer. Lavor från olika områden och olika utbrott i världen skiljer sig kompositionellt från varandra. De betyder att många studier av lavor från olika utbrott behövs för att få en bild av vad som försiggår i jordens inre. I detta arbete ska jag undersöka lavor från Kap Verdes hetfläck, närmare bestämt från ön Fogo. Genomgripande studier av Fogos geologi har genomförts av Day et al, 1999 och Foeken et al 2009. De beskriver många strukturella steg i Fogos utveckling. Hildner et al, 2011 och Hildner et al, 2012 beskriver Fogos magmasystem med två magmakammare. I den grundare magmakammaren förekommer fraktionering av lavan. En trend av grundare fraktionering med tiden existerar då vätskeinneslutningar från utbrott närmare nutid ligger under mindre tryck. Xenoliter ger en insikt i jordens djupare delar och är oftast det material som är källan till lavan som för med den upp till ytan. Studier av Kap Verdes xenoliter har genomförts av Cliff et al, 2006 och Ryabchikov et al, 1995. Dessa studier visar att xenoliter från Kap Verde kan ha påverkats av metasomatism på sin väg upp till ytan. Omfattande studier av xenoliter har främst genomförts från ön Sal, Kap Verde, endast mer övergripande studier har genomförts på Fogos xenoliter (Hildner et al, 2011). Målet med studien är att utifrån tillgänglig information, och en studie av tunnslip skapade från lavor insamlade på olika delar av Fogo, beskriva olika kompositioner på de vulkaniska utbrotten de härstammar från. Samt med utgångspunkt i en mantelxenolit få en djupare förståelse av evolutionen av Fogos lavor. 1.1. Geologisk omgivning Kap Verde är en ö- grupp situerad 620 km väster om Senegal på Afrikas västra kust. Ö- gruppen består av tio större öar och ett antal mindre (figur 1). Gruppen är uppdelad i två undergrupper, en nordlig och en sydlig (britanica.com, 2012). Alla öar i gruppen är av vulkaniskt ursprung och har bildats av en hetfläck på Atlantens botten. I både den nordliga och den sydliga gruppen ligger de äldsta öarna i öst och de yngsta öarna i väst (Holm et al, 2008). Fogo är den enda ön i Kap Verde som fortfarande är vulkaniskt aktiv med sitt senaste utbrott 1995 (Torres et al, 1997). Fogo har haft ungefär 30 utbrott som registrerats under de senaste 500 åren vilket gör Fogo till en av de mest aktiva vulkanerna på jorden (Torres et al, 1997). Högsta punkten i Kap Verdes arkipelag är vulkanen Pico de fogo, den reser sig 2829 meter över havet (Britannica online, 2012). Pico de Fogo är situerad i en stor kaldera vid namn Monte Amarelo kalderan på Fogo. För att studera Fogos geologiska historia är kalderan en bra plats då dess vertikala väggar insikt i stora delar av Fogos geologiska historia. Du kan också spåra olika stadier i Fogos utveckling genom att bege dig till olika delar av ön. 1

B Figur 1. Kap Verdes ö-grupp och dess position utanför Afrikas kust (Hildner et al, 2012). 1.2. Fogos geologiska historia De äldsta bergarterna som hittas på ön ligger nära kusten och de tillhör Ribeira de Almeda gruppen (figur 2). De tros härstamma från tiden då ön först kom upp ur vattnet och utsattes för en subaerial miljö. Gruppen består till stora delar av intrusiva gångbergarter och breccior som förmodligen härstammar från vågerosion under tiden då djuphavsberget närmade sig havsytan. Lava från det här stadiet av öns utveckling har således eroderats bort och en diskontinuitet skiljer denna grupp från resten av bergarterna på ön. Vid diskontinuiteten har berget en karakteristisk rostig färg vilket indikerar att stenen var exponerad för atmosfären. Detta stadie bildades inte förrän vittringsbeståndigt berg med låg permeabilitet skapades, det vill säga när de intrusiva gångbergarterna nådde ytan. Det är en viktig del i öns utveckling då den tillåter en endogen upplyftning av berget och förhindrar att lavan inte får ett explosivt utbrott beroende på att den har ingen eller lite kontakt med vatten. Ett lock av lava kan då bildas som skyddar mindre vittringsbeståndiga bergarter. Lavorna som producerades under Ribeira de Almeda gruppen var främst karbonititer (Day et al, 2005). Nästa grupp som är stratigrafiskt överliggande Ribeira de Almeda gruppen är Monte Barro gruppen (figur 2). Gruppen består av basiska lavor i tjocka lager som härstammar från de första utbrotten över havsytan. Gruppen slutar i en diskontinuitet lik den som delar Monte Barro gruppen och Ribeira del Almeda gruppen, vilket tyder på återigen omfattande erosion. Lutningen på lavorna i gruppen ändras vid ett tillfälle i stratigrafin, vilket kan indikera att kaldera förekommit tidigare på Fogo. En ändring i lutning tolkas som att lavorna ur Monte Barro gruppen översvämmade sidorna på kalderan (Day et al, 2005). Nästa steg i utvecklingen av Fogo heter Monte Amarelo gruppen (figur 2). Monte Amarelo gruppen består av tjocka lager av lavor. Delar av lagren är exponerade som klippväggar och det största exponerade lagret är över 900 meter tjockt, vilket tyder på att hela sekvensen är över 1000 m tjock på vissa ställen. Strukturellt delas gruppen in i två olika formationer. En uppbyggningsfas som kallas Bordeira formationen, och en fas som strukturellt ändrade vulkanen vid namn Ribeira Aguadinha formationen. Den senare fasen ändrade systematiskt spänningsfältet på vulkanen genom att nya intrusioner skapades och vulkaniska ventiler ändrade plats. Detta ledde tillslut till en lateral kollaps av vulkanen (Day et al, 1999). 2

Bordeira formationen kan identifieras strukturellt genom tre olika uppsättningar av intrusiva gångbergarter, vilka har namngivits Ponto Alto do Norte, Monte Zagaia och Ponto Alto do Sul (figur 3). Ponto Alto do Norte stryker in en NNÖ riktning. Centret för intrusionen är synlig och består av gabbro och var aktiv under tidiga delar av Monte Amarelo gruppens bildning. Den utgörs av lavor med breccia i den äldsta delen och lava med scoria koner och fonolitiska intrusioner i den yngre delen. Ponte alto do nortes vulkaniska aktivitet slutade tidigt i Monte Amarelos bildning och lavor från de andra uppsättningarna av gångbergarter kunde överlappa Ponte alto do norte sekvensen. Nästa vulkaniska center, Monte Zagaia, har intrusioner som stryker i en västlig riktning och dess lava täcker den västliga delen av Fogo. Lavan består av flera lager porfyriska ankarmarit- bergarter. Ponto alto du sul lagret antas vart aktivt tillsammans med Monte Zagaia under stora delar av Bordeira formationens bildning eftersom de inte överligger varandra. Gångbergarter av Ponto alto du sul stryker SSÖ riktning. Öns system av raviner har fungerat som ledare av lava och skapat många komplexa stratigrafiska formationer utöver ön (Day et al, 2005). Gångbergarterna från Riberia Aguadinha formationen visar en kompositionell skillnad från de andra gångbergarterna i Monte Amarelo gruppen. Vad detta beror på råder osäkerhet om, men ett byte av magmakälla kan vara en orsak. Lavan från formation är främst ankamarit och är mycket porfyrisk. På den västra halvan av ön ligger lager med breccia och lapilli mellan lavalagren, vilket betyder att de stora lavaflödena börjat minska på den västra halvan. Den östra halvan av ön har tjocka lager av Ribeira Aguadinha formationens lavor. Det i sin tur betyder att fokus för vulkanaktivitet flyttades österut under tiden då formationen skapades. Gångbergater från formationen stryker i N-S riktning och började tänja ön i Ö-V riktning. Högst upp i Monte Amarelo gruppen ligger en väldigt grov breccia med upp till 30 centimeter i diameter stora block av pyroxenit och phlogopit eller liknande material. Dessa tros härstamma från tiden vid kollapsen av Monte Amarelo gruppen. Breccian är material som explosivt kastats ur ett högtrycksystem där trycket minskat kraftigt och snabbt, som vid en kollaps. Monte Amarelo gruppens lavor var från början måttligt porfyriska (olivin och pyroxen fenokryster som är dåligt utvecklade). I den yngre delen av gruppen hittas lavor med dominerande pyroxen och hög porfyrisk karaktär (Day et al, 2005). Nästa grupp i den vulkaniska utvecklingen på Fogo heter Cha das Caldeiras -gruppen (figur 2). Kontakten med Monte Amarelo gruppen är en diskontinuitet på de platser som den är synlig på utanför kalderan. Dessa lavalager härstammar från ventiler på vulkanens flanker och är inte tjocka. Lavor under tidiga utvecklingen av Cha das Caldeiras gruppen som intog kalderans flanker på olika platser på Fogo har en kompositionell skillnad från varandra. Vad detta beror på råder det osäkerhet om. En anledning kan vara att de erupterades under olika tidsperioder eller att de härstammar från olika källor. I kalderan består gruppen av ett troligtvis flera kilometer tjockt lager lava. Kalderan förmodats ha växt lite i början av Cha das Caldeiras gruppens utveckling genom erosion av raviner. Det stödjer teorin om att flanklavorna kommer från tidiga utbrott i Cha das Caldeiras gruppen då det förklarar varför en ventil inte är synlig idag samtidigt som lavorna härrör från efter kollapsen (Day et al, 2005). Efter de tidiga magmasystemen i Cha das Caldeiras formationen, utvecklades ett system likt det som skapade Bordeira formationen. Med intrusiva gångsystem som stryker i, NNÖ, SSÖ och V riktning (figur 3). Systemen har dock inte visat mycket aktivitet under historisk tid. Bara ett utbrott i NNÖ systemet är känt efter 1680. Inuti kalderan har aktiviteten varit stor under hela Cha das Caldeiras perioden. Flera gångar av intrusiva bergarter kan skådas på Bordeira klippan. Gångarna tros ha sitt ursprung i en tid av lågt tryck i kalderalagren, magman sökte då nya vägar (Foeken et al 2009). 3

Figur 2. Stratigrafisk tabell över de olika grupperna som bygger upp ön, Från de första subaeriala stadien till dagens kalderavulkanism (Foeken et al, 2009). Under historisk tid har många utbrott registrerats av nybyggare och sjömän på Fogo. En av de mest uppmärksammade är utbrottet år 1680. Stora delar av ön täcktes då med grov lapilli aska och phreatomagmatisk gul aska. Troligtvis är utbrottet en anledning till att de boende på Fogo flydde ön till närliggande Brava under slutet av 1600-talet. I kratern växte Pico de Fogo snabbt efter det stora utbrottet 1680 och många lavaflöden har därefter täckt 1680-talets asklager på öns östra flank medans det är synligt på andra delar av ön. Efter 1725 minskade intensiteten av utbrott på Fogo och mindre delar av ön har täckts av flöden senare än 1725. Sedan 1785 har ventilen högst uppe på Pico de fogo inte varit aktiv, utbrott har istället 4

fokuserats på vulkanens flanker. Det har också noterats inom Cha das Caldeiras gruppen att en N-S trend av gångar har börjat sprida vulkanen i Ö-V riktning. Innan denna period bestod lavans komposition främst av ankarmarit och tephrit (kompositionen är inte vanlig i utbrott efter 1750). Det kan tyda på att vulkanen håller på att byta struktur likt den senare delen av Monte Amarelo formationen innan Monte Amarelo kollapsen. Vulkanen kan komma att bli mer och mer instabil. Dock är geometrin på de olika vulkanerna (Monte Amarelo och Cha das Caldeiras) inte den samma, en faktor som gör att resultatet kan skilja mellan de två fallen (Day et al, 1999). Figur 3. A, Flygbild över Fogo, B, Intrusionssytem (spridningszon) av magmatiska gångbergarter innan kaldera-kollaps (Ribeira Aguadinha formationen). C. Intrusionssytem (spridningszon) av magmatiska gångbergarter efter kaldera-kollaps (Foeken et al, 2009). 1.3. Ocean Island Basalts Ocean Island basalts eller OIB är basalter som erupterats på Ocean plattor och inte ligger i anknytning till en spridningszon eller en subduktionszon. De har bildats utifrån en hetfläck där mantel material trängt igenom oceanbotten. OIB produceras i mycket mindre mängd än MORB (mid ocean ridge basalts) men mängden material som produceras från dessa vulkaner är fortfarande mycket stora (1, 5 km 3 /år) (Winter 2009). På havsbotten syns hetfläckar som långa kedjor av djuphavsberg som visar hetfläckens position på kontinentalplattan en gång i tiden. Hur kedjan av berg ser ut beror på den eruptiva naturen av hetfläcken och hur snabbt plattan rör sig. Vid effusiva utbrott och långsam rörelse bildas kontinuerlig rygg på botten. Vid mer explosiva utbrott och snabb plattrörelse skapar en mer pärlformad kedja. Det är vanligt att tro att hetfläcken inte rör sig utan att det bara är kontinentaldriften som gör att vi har långa kedjor av djuphavsberg på havsbotten. Det är nu bevisat att en hetfläck också kan förflytta sig. Hastigheten som hetfläcken förflyttar sig på antas vara mindre än plattrörelserna. Mekanismen som förflyttar hetfläcken antas vara konvektion, alltså med hjälp av samma mekanism som bidrar till plattrörelser (Winter, 2009). Värmen och lavalager från en hetfläck skapar en uppsvällning av havsbotten som oftast är väldigt stor. En sådan uppsvällning är tydlig vid Kap Verdes hetfläck (Holm et al, 2008). OIB har ett annat mantelursprung än MORB. MORB bildas vid en spridningszon av partiell dekrompressionsuppsmältning i den övre manteln. Den klassiska lagrade strukturen av havsbotten med kuddlava och gångbergarter bildas av MORB. Denna bild är dock väldigt förenklad och dess uppkomst är mycket diskuterad. OIB-magmor har sitt ursprung djupare ner i manteln än MORB och dess smältning beror på hög värme istället av ändring i tryck (Hall, 1987). Storleken på hetfläcksvulkaner beror på mängden vatten som omringar den. Vid större djup (högre hydrostatiskt tryck) blir vulkanerna högre för att jämna ut trycket från det omgivande vattnet i dess magmakanal (Hall, 1987). 5

Basalters komposition varierar mycket beroende på var de har erupterats och dess smältningsprocess i manteln. Två olika övergripande typer av basalter existerar. De har namngivits alkalibasalter och thoeiilitiska basalter. Den största delen av dagens magmor tros komma från en primär källa, det vill säga att de smälter direkt från källmaterialet. En sekundär källa är också möjlig, genom att differentiering av smält magma inträffar. Skillnaden i komposition mellan alkalibasalter och thoeiiliter kan bero på att de härstammar från olika källor. Alkalibasalten innehåller större mängd inkompatibla ämnen än thoeiiliter och bildas vid låg partiell uppsmältning på ett större djup. Om koldioxid finns i, eller nära källmaterialet blir magman mer alkalisk (Winter, 2009). Alkalibasalter är ofta bärande av xenoliter från manteln. För att detta ska vara möjligt måste magman röra sig uppåt i en viss hastighet. I sådana hastigheter är det omöjligt för korn i magman att sjunka och om inte det fungerar är det inte troligt att differentiering fungerar. Detta betyder att en sekundär källa är osannolikt (Hall, 1987). För att förstå basalter bättre är det viktigt att studera dess källa. Den mest kända primära källan är peroditit, dock finns många olika källor till basaltmagmor vilket kommer diskuteras vidare i senare delar av arbetet (Winter, 2009). Det är viktigt att komma ihåg att om den basaltiska kompositionen beror på källan betyder det att manteln är heterogen, vilket är vida accepterat nu för tiden. OIB magmor kan bestå av både alkaliska (Ocean Island Akaline basalt, OIA) och thoeliitiska magmor (Ocean Island Tholeiitic basalt, OIT). Hetfläcken (Emporer seamount) som skapade Hawaii är världens mest kända och den producerar till mestadels OIT och har en väl dokumenterad cykel av intraplatt- evolution. Hetfläckar i Atlanten producerar främst OIA (Winter, 2009). Skillnaden mellan MORB och OIT kan vara svår att begripa då de båda är thoellitiska magmor. OIT är mer alkalisk än MORB och har mindre aluminium i sig. Eftersom OIA är de magmor som produceras på Fogo kommer avsnittet fokusera på deras kemi. OIA är silikat undermättad, vilket leder till att olivin främjas i basalten och den hittas både som fenokryster och i mellanmassan i olivinen. Fosterithalten varierar i stort i OIA, mellan 30-90 %. Amfiboler och pyroxener är också relativt vanliga i melleanmassan och som fenokryster. Feltspatoider (nefelin, luecin och sodalit) är vanligt förekommande i mellanmassan. OIB är ofta urlakade på HREE (tunga sällsynta jordartsmetaller) och anrikade på LREE (lätta sällsynta jordartsmetaller). Detta ger extra tyngd till argumenten att OIB kommer från en reservoar djupare i jordens inre. Som en förenkling kan det antas att den övre manteln som är källa till de flesta magmor är indelad i en urlakad del och en anrikad del på inkompatibla ämnen. Vanlig MORB antas komma från den urlakade delen och OIB från den djupare anrikade delen. En teori till denna anrikning är att den subdukterade manteln bidrar till mängden inkompatibla mineral. Manteln är den viktigaste länken till att förstå magmasystemen och lavorna som hittas vid hetfläckar (Hall, 1987 & Winter, 2009). 1.3.1. Mantelreservoarer För att skapa de kompositioner på magmor som finns på jorden behövs flera kemiskt distinkta ursprungskällor kombineras. En sådan ursprungskälla har namngivits mantelreservoar, de existerar oftast bara i teorin. Det finns minst fem mantelreservoarer. Mantelreservoarer klassificeras utifrån isotop kvoter mellan element och de vanligaste elementen vars isotoper används är Strontium, Neodymium, Bly, Helium, Osmium och syre. Utifrån Strontium och Neodymiums isotoper skapas en samling (array) av isotoper där många av dagens magmor med deras uppmätta isotopinnehåll ingår. Den första vedertagna mantelreservoaren är DM (depleted mantel, urlakad mantel). Den är urlakad på inkompatibla ämnen och har lågt 87 Sr/ 86 Sr kvot och högt 143 Nd/ 144 Nd. DM är reservoaren som förser N- MORB med material och ligger längst upp till vänster på mantelreservoar- diagrammet (figur 4) (Winter, 2009). Verkligheten är dock mer komplicerad och för att kunna förklara interaktioner med subdukterat material med mera antas DMM (depleted MORB mantle) som 6

reservoaren närmast litosfären vid oceanplattor och således förser oceanspridningsryggar med material. Figur 4. Olika mantelreservoarer plottade i ett spindeldiagram 87 Sr/ 86 Sr mot 143 Nd/ 144 Nd (Winter, 2009). BSE (Bulk silicate Earth) är en reservoar som representerar manteln som den var när den först bildades. Dess sammansättning kan antas vara jordens genomsnittliga komposition. Ur BSE bildas hypotetiskt den primitiva manteln. Om BSE existerar antas den inte finnas i stora mängder, eftersom en helt opåverkad del i manteln efter 4,6 Ga är högst osannolikt. Forskare har också förslagit att det finns två anrikade mantelreservoarer som har namngivits EMI och EMII. Skillnaden mellan de två reservoarerna är 87 Sr/ 86 Sr kvoten. EMI har en lägre kvot och EMII har ett högre. Kvoten 144 Nd/ 143 Nd ligger lågt för både EMI och EMII. Utifrån Sr isotoper går det att anta att EM reservoarer kan ha sitt ursprung i mycket anrikade källor, tillexempel kontinentalplattor. De första påstådda mantelreservoarerna kan förklaras med Nd och Sr isotoper. För att beskriva de återstående magmareservoarerna tas andra isotoper hänsyn till. Blyisotoper har bildats genom sönderfall av inkompatibla ämnen (Uran och Thorium) som helst inte vill stanna i manteln. Mantelns smälta är således bly-urlakad vilket gör att när smältor rör sig igenom manteln blir den lätt kontaminerad. Genom att jämföra flera blyisotoper går det att undvika fel och mantelreservoarens komposition kan bestämmas. Den blyanrikade mantelreservoaren kallas HIMU (high µ). HIMU har högt 206 Pb/ 204 Pb kvot och lågt 87 Sr/ 86 Sr kvot. Nästa element att ta hänsyn till när mantelreservoarer diskuteras är Osmium. Osmium bildas av sönderfall från isotopen 187 Re (Rhenium). Os är ett siderofilt ämne vilket betyder att det bör vara vanligt i kärnan. Detta kan betyda att vissa magmakällor har kontakt med kärnan eller att järnrik skorpa återinkorporeras in i smältan av vilken den senaste är mer trolig. Os halten i lavorna kan inte förklaras av de andra magmareservoarerna, vilket leder oss till att tro att en Osmiumreservoar existerar. Syreisotoper (främst 18 O) är också en viktig indikator på att skorpan är med i smältan och har bidragit till lavans komposition. Blandningar mellan mantelkomponenterna som beskrivs här ovan utgör basen för lavan som erupteras från hetfläckar. Varje komponent (inte BSE) som är beskriven är en end- member 7

med unik kemisk komposition. Det finns mantelreservoarer som inte tolkas som endmembers. PREMA (prevalent mantle) är en mantel reservoar som inte klassas som en endmember. Isotopkompositionen som hittas i PREMA kan alltså uppstå genom att blanda magma från två end-member reservoarer (DM och HIMU). Dock finns det många smältor med en specifik isotop signatur som korresponderar med PREMA vilket har lett till teorin om reservoaren. FOZO, den sista mantelreservoaren som presenteras är speciellt viktig när OIB diskuteras. Flera av de fält i ett Sr-Nb-Pb end-member-diagram som OIB- magmors komposition ligger i (från olika vulkankedjor) konvergeras i en punkt. Detta kan vara en tillfällighet, men det troliga är att ytterligare en mantelreservoar (FOZO) ligger i denna punkt (Winter, 2009). Lavorna från Kap Verdes södra öar antas ha EMI och HIMU som mantelreservoar medans de norra har DMM som primär mantelreservoar. Detta kan betyda att vi har en zonerad mantelplym under Kap Verde. En del av Kap Verdes lavor från de norra öarna ligger inom FOZO området (Holm et al, 2006). Om mantelreservoar-systemet ska fungera krävs det att de har existerat väldigt länge (> 1Ga) annars skulle inte de föreslagna isotopkompositionerna kunna förekomma då halveringstiden på flera av reaktionerna är miljarder år. De många mantelkomponenterna som bidrar till OIBmagmors bildning är således mycket komplicerad och två-lager modellen (urlakad/anrikad) som beskrivits kort i föregående avdelning kan troligtvis antas vara flera lager (Winter, 2009). Figur 5 från Winter 2009 ger en bild av hur de olika magmareservoarerna ligger i manteln. Figur 5. Bild över de olika mantelreservoarerna och hur de antas ligga i manteln (Winter, 2009). 1.3.2. Hetfläcksbildning och mantelplym Magmaplymen är ett viktigt koncept när OIB genes diskuteras. Modeller för plymer under hetfläckar antas ha sitt ursprung från värmeinducerade gravitationsanomalier, något som är vanligt i gränsen mellan kärnan och manteln. En sådan anomali kan också skapas på andra distinkta lager i manteln. Värmeanomalin leder till att en plym börjar stiga. När material i plymen når sin smältpunkt börjar en partiell uppsmältning i plymen. De mycket varma områdena i plymen gör att material börjar smälta på ett relativt stort djupt (Hall, 1987). 8

Mantelplymen under Hawaii antas ha fibrer av olika kompositioner i sig som den för med sig på vägen upp till ytan. Dessa fibrer kan vara några av de olika end-member kompositionerna. Enligt modellen av Hawaii-plymen antas det finnas tre olika steg då materialet smälter på sin väg upp till ytan. Den första smältan genereras på ett djup av 350 km och beror på förekomsten av ångor. Eftersom gasinnehållet är lågt är smältan inte särskilt stor och har främst en alkalisk komposition. På grund av det stora djupet antas inte smältan bidra till hetfläckmagmans komposition. Det andra smältsteget antas ske när eklogit smälter på ett djup av 175 km. I centrum av plymen där det är varmare än vid kanterna smälter eklogiten och ger en alkalisk smälta rik på FeO och TiO 2. Vid höga tryck kan eklogiter dela upp sig i en kiselrik och en kiselfattig fas. Den kiselrika fasen liknar kompositionen på MORB (~OIT) medans den kiselfattiga fasen liknar kompositionen på OIA. Det tredje smältsteget inträffar på djup mindre än 100 km och alstrar stora mängder magma. Alkalibasalter från peroditer produceras enligt modellen vid plymens kanter av mindre partiell uppsmältning (Winter, 2009 och Farnitani et al 2010). Hawaiis plym är mycket olik Kap Verdes plym som bara producerar alkalibasalter. Dock för att förstå hetfläcks- vulkanismen är Hawaiis hetfläck ett bra exempel, då den är väl studerad (Winter, 2009). En annan teori om hur hetfläckar bildas har sitt ursprung i tektoniskt aktiva zoner. En zon med mycket sprickor i litosfären fungerar som en svaghetszon där magma kan tränga igenom. Denna teori antar också att det under litosfären finns ett lager av flyttande magma. Lagret som ligger precis under litosfären kallas låg-hastighetszon för att seismiska vågor färdas saktare där än i andra delar av jordens inre. Det som gör att zonen har lägre seismiska hastigheter är troligtvis att sten börjar smälta där. Dock är volymen smälta i zonen väldigt liten (endast 5 %). Utifrån antagandet att vatten och CO 2 existerar i zonen i små mängder kan dess sammansättning approximeras. Hornblände som innehåller vatten är stabil upp till de tryck som existerar i zonen. Vatten som finns i zonen kan därför ha sitt ursprung i smält hornblände från peridotit. Stabiliteten av peridotit beror också på mängden CO 2 i lösning. Alltid när vi har en liten grad av smältning är det de mest inkompatibla ämnena som smälter först. Detta betyder att magma från detta område har relativt stor alkaliskt innehåll (Hall, 1987). Fogos magmaplym kan spåras till ett djup av cirka 1900 km, det kan jämföras med Hawaiis plym som det finns spår till ett djup av cirka 2350 km (Montelli et al, 2004). Magmakammarna under Fogo har inte legat på samma plats under Fogos utveckling. Under de två senaste stora utbrotten (1951 och 1995), börjar magman kristallisera på ett djup av 17-22 km (vilket tyder på att magman varit stilla i en magmakammare). Under de båda utbrotten har magman också stannat i en reservoar på mindre djup (9-13 km) där viss magma fraktionering skett innan de når ytan. Lavor från olika utbrott visar en trend för fraktionering på mindre och mindre djup under Fogos utveckling (Hildner et al, 2012). 1.4. Kristallzonering Mineralkorn kan i olika delar av kornet (från kärnan till dess kant) ha varierande kemi. Detta kallas zonering och är vanliga i fasta lösningar, exempel på detta är den som existerar mellan fosterit och fayalit (Teng, 2011). Mekanismerna som driver zonering av mineralkorn är många och oftast går det inte att tolka ett resultat genom bara en process. Tryck, temperatur och komposition är de drivande mekanismerna i fast lösning och följaktligen också vid zonering. Processer som bildar zonering kan både vara fraktionerad kristallisation och diffusion. En vanlig förklaring är att de olika zonerna visar den flytande magmans komposition vid olika kristallisationsfaser (Bard, 1986). Mineralkornet har alltså en struktur som visar hur magman utvecklats innan det når ytan. Zonering är också vanligt i pyroxener. Två typer av zonering som hittas i pyroxener är oscillerande zonering (zonering längs mineralens kanter) och timglas zonering. Timglas-zonering är vanligt när titanrik- augit studeras och syns längs (010) kristallplanet (Ferguson, 1973). 9

1.5. Xenoliter Harzburgit och lherzolit är två xenolit/mantelbergarter som hittats på Kap Verde (Bondiman et al, 2005). Lherzolit är den vanligaste komponenten i manteln och består av olivin, ortopyroxen, clinopyroxen och ett aluminiumfas-mineral. Harzburgit bildas från lherzolit efter att de vanligaste komponenterna i basalt ingått i smälta. Aluminiumfasen kan antas var granat, spinel eller plagioklas beroende på tryck och temperatur (Winter, 2009). Xenoliter klassificeras utifrån strukturella grupper enligt Mercier, (1975). Den första gruppen kallas protogranulär. Den protogranulära texturen är den äldsta texturen som hittas i en xenolit den kallas också grovkornig struktur och är relativt odeformerad (Basu, 1977). En plastisk gradvis ändring av xenoliten gör att den kallas porfyroklastisk, vilket är den andra strukturella gruppen. Den tredje strukturella gruppen bildas när porfyroklasterna totalt omkristalliseras. Den har namnet equigranulär och har ett mosaikutseende. 2004 presenterade Neumann et al denna klassindelning av xenoliter på Kanarieöarna som fokuserar på mineralinnehåll och textur. I Neumans indelning finns det tre olika grupper av xenoliter för både harzburgiter och lherzoliter. Den första kallas HEXO som står för harzburgites with exsolved orthopyroxene. Olivin är en av de vanligaste komponenterna i alla mantelbergarter. Olivinet i HEXO är av porfyroklastiskt ursprung och deformerat. Exsolutionslameller av spinell eller clinopyroxen hittas i ortopyroxenet och deformation i bergarten kan oftast ses som en vågformig släckning under det petrografiska mikroskopet. HEXO är också gruppen som är minst påverkad av metasomatism. Nästa grupp kallas HLCO vilket står för harzburgites and lherzolite containing only clear orthopyroxene. Denna grupp har inga exsolutions-lameller i ortopyroxenet. Texturen är poikilitsk vilket betyder att stora korn har inneslutningar av mindre mineral som olivin. Porfyroklaster av olivin är starkt deformerad. Gruppen har också blivit mycket metasomatiserad. Den sista gruppen av harzburgiter och lherzoliter kallas HTR det står för transitional harzburgite. HTR är en blandning av de två första strukturerna. Det vill säga både exsolution- lameller och poikilitisk textur i ortopyroxenet samt att den är måttligt metasomatiserad. Xenoliter i dessa grupper tillhör Cr- Mg serien. Det finns också xenoliter som tillhör Ti- Al serien de är dock mer sällsynta. Dunit är den mest olivinrika av peroditit-gruppens mantelbergarter. Små mängder ortopyroxen och phlogipit kan hittas i stenen. Wehrliter är en xenolit/mantel- bergart som innehåller mer clinopyroxen än de andra bergarterna. Kaersutit och phlogopit kan hittas i bergarten (Neumann et al 2004). En vanlig reaktionstextur som hittas i xenoliter är sievetexturen. Sieve- texturen kan vara ett resultat av att xenoliten har reagerat med magman (Cliff et al, 2006). Den studerade xenoliten är protogranulär till lite equigranulär. Harzburgiterna som hittas på Kap Verde är enligt Bonadiman et al, 2005 ett MORB överskott från den tidigare i Atlantens utveckling. Lherzoliterna i manteln under Kap Verde har höga jämviktstemperaturer vilket betyder att det är osannolikt att de har bildats från MORB överskott. Bonadiman et al, 2005 menar också att metasomatism som Kap Verdes xenoliter utsätts för är lik den som utsätts för kimberlit. Eftersom kimberliter inte hittas på ocean plattor kan det betyda att det finns relikt kontinentplatta i manteln under Kap Verde (Escrig et al, 2005 och Jørgensen & Holm, 2002). Det skulle kunna förklara den stora alkaliska innehållet i Kap Verdes lavor och varför mantelreservoaren antas vara EMI. Studier av manteln under Kap Verde skiljer den från andra kända Atlantiska hetfläckar som Kanarieöarna då en höghastighetszon existerar till cirka 170 km djup (Bonadiman et al, 2005). 10

2. Metod Genom koordinaterna där lavaproverna plockats och en geologisk karta av Fogo uppskattas vilken formation de olika lavorna tillhör. Handproverna studerades först med lupp för att bestämma en preliminär mineralogisk sammansättning av proverna. Med ett petrografiskt mikroskop studerades sedan de sex lavaproverna och xenolitprovet med igenomfallande ljus. En övergripande genomgång av proven i planpolariserat ljus (PPL) med 4x förstoring genomfördes innan en noga genomgång av proverna gjordes i både PPL och korsade nicoler (XPL) i 4x och 10x förstoring. En karta av varje tunnslip skapades för att positioner för intressanta bildningar skulle kunna studeras vidare med hjälp av mikrosond. Efter den petrografiska beskrivningen kördes tre av proven (CV-2 #142, FG05-26-OL2, xenolit) i mikrosond (JXA-8530F JEOL SUPERPROBE). Innan de sattes in i mikrosonden kol bekläddes proven för att resultaten ska bli bättre. Proven analyserades med WDS utifrån ett silikatprogram där de vanliga ämnena i pyroxener och olivin ingick och analyserades efter. Spänningen ställdes 15.0 kv och strömmen 0,10 na. Om ett okänt material påträffades kördes en EDS-analys för att ge en preliminär kemisk analys. Proven studerades med hjälp av punktanalys på platser i mineral som var intressanta att titta närmare på. I mineral med zoneringar gjordes manuella transverser genom mineralet för att få en bild hur magman utvecklats. Beräkningar gjordes sedan i Excel för att få ut molekylärproportionerna i varje punkt för att sedan kunna räkna ut end-member - halten i de olika mineralen. För att få ut den kemiska formeln användes metoden från www4.nau.edu, (2012). 11

3. Mineralogi Här nedan presenteras stuffernas mineralogi utifrån en handprovsbeskrivning och en tunnslipsbeskrivning innan proverna analyserades i mikrosond. Studien av Fogos lavor gjordes med hjälp av ett antal stuffer hämtade av Finlay M. Stuart och Jorgen P. T. Foeken på olika platser på Fogo, Kap Verde (figur 6). Figur 6. Karta över Fogo med olika lavaflöden. Kända provpunkter är markerade med röd prick (Day et al 1999). Prov CV-1 # 140 hämtades på koordinaterna N14.99577 W24.34877 på en höjd av 1673 m.ö.h. Provplats CV-1 uppskattas tillhöra Pre- Monte Amarelo stratigrafin (figur 2) eller under tiden då kalderan bildades i Fogos utveckling. Proverna hämtades uppe på den nordliga sluttningen av kalderan. Prov CV-2 # 142 hämtades på koordinaterna N14.99025 W24.36415 på en höjd av 1613 m.ö.h. Provplats CV-2 ligger nedanför kalderans sluttning i ett område med alluvium. Proverna är dock tagna från en basaltgång (dyke) och har troligtvis ingen relation med alluviumet. Då gången är synlig kan provet antas komma från tidig post- kollaps stratigrafi (figur 2). Prov FG05-20-AC2 hämtades på koordinaterna N14 51 07.0 W24 29 26.1 på en höjd av 204 m.ö.h. från en 2 meter hög platå. FG05-20-AC2 kommer från en plats som heter Pico pires. Pico pires överligger flera post- kollaps lavaflöden och är klassat som det yngsta lavaflödet på den västra flanken av ön (Foeken et al, 2009). 12

3.1. Handprovsbeskrivning FG05-24-OL1 Mörk mellanmassa med synliga korn. Fenokryster av mörk clinopyroxen är tydliga. Clinopyroxenerna har ojämn brottyta. Fenokryster av olivin är också förekommande. De är grön-gul-bruna i färgen. Provet är relativt tungt och texturen är porfyrisk CV-2 # 142 Fenokrysterna består till mestadels av stora korn subhedrala /euhedrala av mörk grönaktig/svart clinopyroxen. Få fenokryster av olivin förekommer och provet har en porfyrisk textur. Provet har mörk mellanmassa och är relativt tungt. FG05-26-OL2 Provet har mycket tydliga gasbubblor och är relativt lätt. Fenokryster av mörk clinopyroxen är vanligare än fenokryster av olivin. Mellanmassan är mörk och texturen är porfyrisk. FG05-18-AB4 Detta prov är mycket lätt relativt de andra och består till största delen av luftbubblor. Fenokryster av clinopyroxen förekommer sparsamt. Vita korn är synliga och provet har en rostig färg på vissa delar. Provet har mörk mellanmassa. FG05-20-AC2 Provet har mörk finkorning mellanmassa. Provet består av luftbubblor och synliga fenokryster av mörk clinopyroxen och lite olivin. Provet har porfyrisk textur. Provet har en slät yta och kan klassas som Pahoehoe lava. CV-1 # 140 Provet har mörk finkornig mellanmassa med många stora tydliga fenokryster av olivin och clinopyroxen (upp till 5mm i diameter). Dock är antalet fenokryster av clinopyroxen är större än antalet fenokryster av olivin. Provet är rejält korroderat. Små luftbubblor är synliga och texturen är porfyrisk. Provet är relativt tungt. Xenolit Provet har ljus mellanmassa av med tydliga korn i liknande storlek. Fläckar med aggregat av mörkare (brun) mineral är synliga. 3.2. Tunnslipsbeskrivning FG05-26-OL2, CV-2 #142, FG05-24-OL1, CV-1 # 140 Proven har en mörk mellanmassa som är finkornig (relativt ljus i jämförelse med de andra lavaproven) med lite luftbubblor och en del opaka faser. Den opaka fasen är nästan lika stor som andelen olivin- fenokryster i prov FG05-24-OL1. Mellanmassan består på vissa ställen av stavar av clinopyroxen. Stora fenokryster från både clinopyroxen och olivin förekommer vilket ger en porfyrisk textur. Förhållandet mellan clinopyroxen och olivin antas ligga på 1:1 (CV-1), 2:1(F605-26-OL2 och CV-2 #142) och 5:1 (F605-24-OL1), volymmässigt är clinopyroxenfenokrysterna större och de täcker större areal av proven. Olivinfenokrysterna är anhedrala, subhedrala och euhedrala. Pyroxenfenokrysterna är främst subhedrala och euhedrala. De stora clinopyroxenfenokrysterna uppvisar tvillingbildning (fig 7) och möjliga exsolutions lameller. Oscillerande zonering är vanligt i clinopyroxenfenokrysterna. Prov F605-26-OL2 har en utmärkt timglas- zonering i en clinopyroxenfenokryst med oscillerande zonering vid kanterna (fig 8). Några oliviner har en rost/brun-aktig rand i mellanmassan runt kornen. 13

1000 µm Figur 7. Clinopyroxenfenokryst med korsade nicoler (XPL) i Fg05-26-OL2. Tydlig tvillingbildning är synlig på grund av färgskillnader. Figur 8. Bild tagen i BSE av JEOL mikrosond visar timglaszonering. De ljusa delarna representerar tyngre ämnen. På två platser i provet i ett prov (F605-24-OL1) finns det inneslutningar av röda mineral (spinel) i clinopyroxen. I CV-1#140 existerar en subhedral orange amfibolfenokryst med kristallsida mot stor clinopyroxenfenokryst. Amfibolen förekommer också som inneslutning i en clinopyroxen. Provet har vissa spår efter korrosion i ena hörnet. I mellanmassa på ett par prov (CV-1 # 140 och CV-2 # 142) finns det röda kristaller i mellanmassan (figur 9-10). CV-2 # 142 innehåller en mycket stort euhedral clinopyroxenkristal1. Fenokrysten har oscillerande zonering, det vill säga att kanten av kornet har en mörkare ton i PPL. Med XPL är en timglas- och oscillerande zonering synlig. Det finns två innesluttningar av ett ljusare mineral (troligtvis olivin) i den stora fenokrysten. En clinopyroxenfenokryst visar svag pleokroism från ljus till ljusgrön. I vissa clinopyroxenfenokryster i CV-2 # 142 är ljusa 14

rektangelformade kristaller inneslutna (figur 17). I mitten av tunnslipen (CV-2 # 142) går en ljus gråaktig rand genom den annars mörka mellanmassan. 100 µm Figur 9. Röda anhedrala kristaller bredvid en stor clinopyroxen fenokryst i CV-2 # 142 100 µm Figur 10. Orangebruna anhedrala kristaller i CV-2 #142. FG05-20-AC2 och FG05-18-AB4 Mellanmassan är väldigt mörk nästan svart vilket betyder att lavan är rik på opaka faser. En del av mellanmassan är mer finkornig. Proven har mycket hålrum och i jämförelse med de andra proven har F605-20-AC2 små fenokryster. Runt vissa kanter på provet och enstaka hålrum har mellanmassan en rostaktig färg. Anhedrala- subhedrala- olivinfenokryster samt aggregat av nålliknande stavar av pyroxen hittas i proven. Olivinenokrysterna är mycket mindre än pyroxenfenokrysterna. Oscillerande zonering på clinopyroxenfenokryster förekommer. Texturen på provet är urgasad och porfyrisk. Förhållandet mellan clinopyroxen och olivin är ungefär 1:1 (FG05-20-AC2) till 2:1 (F605-18-AB4). Fenokrysterna är till största delen anhedrala och subhedrala. Det finns inneslutningar av olivin i stora clinopyroxenfenokryster. Pyroxenfenokrysterna har varierande mörka toner i PPL. 15

Xenolit (CV-F-XENON1) Xenolitprovet är ljust och består till stora delar av korn i liknande storlek. Texturen skulle kunna klassas som protogranulär. I provet förekommer stora aggregat av anhedral till subhedral phlogopit (appendix 2) med opaka faser (figur 11). De opaka faserna kan vara spinell då vissa har en euhedral diamant form. Resten av xenoliten består av olivin, orthopyroxen och clinopyroxen. Olivin är den dominerande fasen med ortopyroxen och clinopyroxen i mindre mängder. 1000 μm Figur 11. Xenolitprovet i PPL, Ljusare mineral är olivin och clinopyroxen. De orangea aggregaten är phlogopit. 16

4. Resultat Här nedan presenteras resultaten från JXA-8530F JEOL SUPERPROBE mikrosond analys. 4.1. Mikrosondanalys Clinopyroxenet i lavaproverna och xenoliten är främst diopsid (figur 12). Wt % data från mikrosond presenteras i appendix 4. Transversen genom pyroxenkristallen (figur 14) visade annorlunda komposition på olika delar av kristallen (figur 13). Fe, Ti och Al förekommer i relativt större mängd vid kanterna, dock inte allra längst ut (provpunkt 35). Mg förekommer i relativt mindre mängd vid kanterna. Fosterithalten i xenoliten (Fo 86-88 ) är högre än i lavorna (Fo 81-84 ) (figur 15). Kanten på en olivinfenokrysten är fattigare på fosterit (Fo 82.6 ) än kärnan på fenokrysten (Fo 83.4 ) (figur 16). Apatit förekommer som inneslutningar i pyroxen (fig 17) (appendix 1). Formeln på phlogopiten (punkt 51) är: (Na 0,06 K 0,97 Ca 0,01 ) A (Ti 0,05 Fe 0,33 Cr 0,01 Mg 2,58 Mn 0.002 ) M (Si 2,97 Al 1,02 ) T (F 0.70 OH 1.30 ) OH Formeln för de andra phlogopitproverna är liknande punkt 51 (tabell 1). Vid Phlogopit-formel kalkylering Flour (F) och hydroxid (OH) innehåll phlogopiten antas som typvärden från www.nau.edu, 2012 eftersom de analyserades inte efter i mikrosond (markeras blått) resultat presenteras som biotitformel (appendix 3): Figur 12. Kemisk komposition utifrån de punkter som analyserades på proven (FG05-26-OL2, CV-2 #142 och xenolit) med mikrosond. 17

16 14 12 wt% Al 2 O 3 10 8 6 4 2 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 Distance micrometer 8 7 6 wt % TiO 2 5 4 3 2 1 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 Distance micrometer 10 9 8 wt % FeO 7 6 5 4 3 2 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 Distance micrometer wt % MgO 18 17 16 15 14 13 12 11 10 9 8 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 Distance micrometer Figur 13. Transvers genom ett ca 4 mm i diameter stor clinopyroxenfenokryst. Diagrammen visar major element komposition från punkt 31, 30, 32 till 35. 18

Figur 14. Provpunkter (röda prickar) på stor clinopyroxenfenokryst från prov CV 2- #142. 18 17 FeO wt% 16 15 14 FG05-26- OL2 13 CV- 2#142 Xenolith 12 11 10 80 82 84 86 88 90 Fosterithalt % Figur 15. Fosterithalten plottad mot wt% av FeO. Fosterithalten är högre i xenoliten än i fenokrysterna från lavorna. 19

Olivin fenokryst Fosterit % 83,5 83,4 83,3 83,2 83,1 83 82,9 82,8 82,7 82,6 82,5 0,3 0,35 0,4 0,45 0,5 0,55 wt % CaO Core Rim Figur 16. Fosterit och fayalit halt på två platser i en olivin fenokryst från prov CV-2 #142. 1000 µm Figur 17. Inneslutningar av apatit (Ca 5 (PO 4 ) 3 F) i clinopyroxen från prov CV-2# 142. Apatiten är relativt pyroxenen ljus och förekommer som stavar. Katjon 51 65 74 79 Si 2,974318 2,942089 2,94403807 2,951055 Ti 0,048469 0,044252 0,04937974 0,050843 Al 1,014551 1,009398 1,01384096 1,014725 Fe 0,333479 0,346127 0,34525386 0,33863 Mn 0,001545 0,004591 0,00513854 0,004284 Mg 2,581184 2,64563 2,62703228 2,609666 Ca 0,005629 0,002198 0 0,001571 Na 0,056445 0,057946 0,07185016 0,072196 K 0,965077 0,971404 0,95810637 0,967739 Cr 0,007405 0,010756 0,0156562 0,015441 Tabell 1. Katjonsinnehåll i phlogopit från xenolitprovet. För varje provpunkt sätts värdet in i formel (appendix 3) för att skapa korrekt kemisk formel för phlogopit. 20

5. Diskussion Att bestämma vilken bergart lavaproven kommer ifrån baseras i stor del på mina observationer med det petrografiska mikroskopet och med hjälp av mikrosond data. Nefeliniter och Basaniter är två lavatyper som hittas på Fogo (Foeken et al 2009, Hildner et al 2011). Den porfyriska texturen hos proverna gör att sökandet efter rätt namn blir lite lättare. Le Bas, 1987 menade att vanliga nefeliniter inte är rika på fenokryster av olivin eller pyroxen, De är då istället melanonefelinter. Vanlig nefelinit har därför högre wt % av SiO 2 och Al 2 O 3 i bulkkemin och innehåller mineralet nefelinit. Då mikrosondanalysen utfördes på bara tre prov och inte mellanmassan på proven kommer det att bli ett problem att bestämma vilken bergart de tillhör. Foeken et al, 2009 identifierade ett prov (FG05-20- AC2) som en basanit. Detta prov har en mellanmassa som var mycket finkornig med opaka faser och hade mycket hålrum. Dessa egenskaper fanns inte i liknande bemärkning i de andra proven. Proven antas emellertid vara basanit eller melanonefelinit. Enligt Bowens diskontinuerliga reaktionserie ska olivin kristallisera först. Fe och Mg förbrukas vid bildningen av olivin vilket gör magman anrikad i andra ämnen vilket leder till att clinopyroxen börjar kristallisera. Clinopyroxenfenokrysternas övertag i lavorna kan bero på att magman differentierar på ett grunt djup vilket främjar bildningen av clinopyroxenfenokryster (Kogarko, 2008). Zoneringen i olivinfenokrysten ger en bild av magmans evolution när den närmade sig ytan. Kärnan på den zonerade olivinen har en kompositions som är närmare den som hittas i xenoliten, det vill säga en högre fosterithalt. Den lägre fosterithalten i lavorna jämfört med xenoliten tyder på att det är en fraktionerad magma som lavorna har sitt ursprung från. Zoneringen i clinopyroxenfenokrysten är både omvänd och normal. MgO halten ökar från mitten utåt först vilket tyder på att ny smälta tillförs till magman medans fenokrysten kristalliserar. En förändring från hög till låg MgO på kanterna föreslår fraktionerad kristallisation. Den yttre kanten har högre MgO igen det kan betyda magmablandning eller att en ny primitiv smälta kommit in i magmakammaren. Al halten är vanligtvis hög när en smälta närmar sig ytan på grund av fraktionering och det kan därför vara konstigt att vi har en minskning i Al på den yttre kanten av fenokrysten. Al i fenokrysten beror dock inte på Al halten i magman utan titaniumhalten då Ti substituerar för Al på M 2 platsen vilket gör det möjligt för aluminium att ta sig in på Si platser i kristallen (Holm et al, 2006) (Duncan et al, 1980). Hildner et al (2011) visade med hjälp av Putirkas clinopyroxenbarometer att pyroxenfenokrysterna i basanitlavor från 1995 års vulkanutbrott att har sitt ursprung i ett tryck mellan 460 680 MPa vilket betyder ett djup på ungefär 16-24 km. Moho under Kap Verde ligger på ett tryck av 400 MPa eller 12-14 km djup (Hildner et al, 2011, Hildner et al 2012). Det är med stor sannolikhet att mina lavaprover har sitt ursprung på liknande djup som Hildners. En möjlighet till insikt i källan till Fogos lavor finns i xenolitprovet. Phlogopit som förekommer i xenoliten har ett begränsat stabilitetsfält. Den högsta temperaturen den är stabil till är 1350 C vid ett tryck av 4 5 GPa och det högsta trycket den är stabil till är 9-10 GPa vid en temperatur av 1000 C (Konsett et al, 1999). Den höga fosterithalten tyder dock på xenoliten har sitt ursprung ur ett område med högt tryck. Det skulle då betyda att xenoliten kommer från relativt stort djup vilket överensstämmer med möjlig spinell som härstammar från under plagioklas stabilitetsfält. De opaka faserna måste dock först fastställas som spinell i xenoliten innan ursprungsområdet approximeras ytterligare. Mycket tyder på att xenoliten härstammar från en källa till lavorna under Moho. Olivin är starkt dominerande mineral i xenoliten med opaka faser därför antas mantelbergarten som den kommer från vara en spinellherzolit. 21