Mineralogi : en innføring i krystallografi og mineralogi 8241201273 [PDF]

Zitiervorschau

Tore Prestvik

Mineralogi En innføring i krystallografi og mineralogi

Vett&Vitenas

© Vett & Viten A/S 1992 ISBN 82-412-0127-3 Omslag: Se side 2

Det må ikke kopieres fra denne boka i strid med åndsverkloven og foto­ grafiloven eller i strid med avtaler om kopiering som er gjort med Kopinor, interesseorgan for rettighetshavere av åndsverk.

Printed in Norway 1992 Utgiver: Vett & Viten A/S Postboks 3, 1355 Bærum

FORORD Denne boka inneholder stort sett emner som har vært gjennomgått i grunnkurset i krystallografi og mineralogi ved Universitetet i Trondheim/Norges tekniske høgskole, slik studieopplegget har vært de siste 10 - 15 år. Stoffet er basert på egne forelesnings­ notater, og når det gjelder krystallografidelen, på tidligere kompendieutgaver. Avsnittet om sporelementfordeling, kapitlet om radioaktivitet og mineraldelen er nyskrevet. Utstyrsmessig er boka enkel, med illustrasjoner i form av strektegninger. De er søkt tilpasset stoffet, og er stort sett nytegnet for dette formål. I den foreliggende tekst er det foretatt noen rettinger i forhold til en foreløpig utgave utgitt høsten 1990 som et kompendium i bokformat. Hensikten med å gi ut boka har vært å fylle et behov for en avgrenset tekst, som samtidig kan fungere som et noenlunde veldefinert pensum. Det fins en rekke gode lærebøker på engelsk, men de fleste er for omfattende i forhold til den begrensete tid vi kan bruke på disse fagområdene i et grunnkurs. Da det foreligger lite litteratur på norsk innen de fagområder som er behandlet her, vil jeg tro at studenter ved andre norske læresteder også kan ha et visst utbytte av boka. Å skrive denne læreboka har ikke vært noen enkel oppgave. Store deler av de fagområdene som boka behandler, ligger utenfor mitt eget forskningsområde. Det har derfor vært nødvendig å følge utviklingen via lærebok- og tidsskriftlitteraturen. Mine kolleger får avgjøre hvor godt jeg har lykkes med dette. Jeg har følt at det er viktig å gi stoffet en oversiktelig form og et nivå som er tilpasset et innføringsfag. Boka er basert på at leserne i tillegg til geologi også har et visst grunnlag i generell og uorganisk kjemi. Jeg vil tro at den kan tjene som det første krystallografiske grunnlag for bergartsmikroskopering og som mineralogisk grunnlag for petrografi og petrologi.

Boka er delt inn i to hoveddeler. Del I omfatter generelle emner; geometrisk krystallografi, krystallkjemi og krystallfysikk samt et kapittel om mineralenes relasjon til geologiske prosesser. Del II tar for seg spesielle emner innen systematisk mineralogi. Etter et kapittel om mineralidentifikasjon er de ulike mineralene beskrevet i sju kapitler. Til slutt følger et kapittel med ulike data over et utvalg av ca 110 mineraler. Når det gjelder geometrisk krystallografi, kan det kanskje diskuteres hvor mye stoff en bør ta med. Jeg har valgt en middelvei. Ved å behandle stoffet om stereografisk projeksjon ganske grundig, er det mulig å lære prinsippene for dette skikkelig, selv om en god del av krystallklassene ikke er omtalt. I mineraldelen har jeg forsøkt å ta med en del mineraler som kanskje ikke har vært betraktet som særlig viktige hos oss, f.eks. zeolittmineraler. På den annen side er bare et lite antall pegmatittmineraler omtalt. Dette er gjort med hensikt, da boka ikke retter seg mot mineralsamlere, men mot framtidige geologer eller andre fagfolk som behøver en solid basis i geologiske disipliner. For dagens studenter er unge sedimentære bergarter og dermed lavtemperaturmineraler like viktige som de mineraler man tradisjonelt har viet oppmerksomhet i et grunnkurs i mineralogi.

Til slutt vil jeg takke kolleger for kommentarer til den foreløpige utgaven av boka. Videre vil jeg takke Anne Irene Johannesen, som har rentegnet de fleste figurene, og Magnhild Oftedahl som hjalp til med å skrive den foreløpige utgaven inn på diskett.

5

Når det gjelder enheter, har jeg hatt som mål å bruke Sl-systemet så langt som mulig. Således finner man gjennomført at f.eks. ioneradier er gitt i nanometer (nm), trykk i Pascal (Pa) og energi i Joule (J). Omregningsfaktorer for noen av de viktigste enheter er som følger:

1 1 1 1 1

nanometer bar kilobar atmosfære kalori

= = = = =

10 Ångstrom (Å) 105 Pascal 100 Megapascal 1,013x10* Pascal 4,184 Joule

Trondheim i juni 1992

6

1 1 1 1 1

Å Pa MP a Pa J

=0,1 nm = 10-5 bar = 0,01 bar = 9,87x10"6 atm = 0,239 cal

Tore Prestvik

INNHOLDSFORTEGNELSE

DEL I. KRYSTALLOGRAFI Kapittel 1 Geometrisk krystallografi ..............................................

9

Innledning............................................................................................... Symmetri ................................................................................................. Vinkelkonstansloven.............................................................................. Beskrivelse av krystaller...................................................................... Stereografisk projeksjon....................................................................... Krystallformer.......................................................................................... Romgitter................................................................................................ Romgrupper............................................................................................ Krystallsystemene.................................................................................. Det ortorombiske system..................................................... Det monokline system......................................................... Det trikline system................................................................ Det tetragonale system........................................................ Det kubiske system............................................................... Det hexagonale system ....................................................... Det trigonale system ........................................................... Enantimorfi............................................................................................. Tvillingkrystaller...................................................................................

9 9 11 11 13 15 16 19 19 23 23 24 26 28 31 34 35 36

Kapittel 2 Krystallkjemi....................................................................

41

Kjemisk binding.................................................................................... loneradius og koordinasjonstall .......................................................... Blandet binding ..................................................................................... Isomorfi .................................................................................................. Sporelementfordeling ........................................................................... Polymorfi ................................................................................................ Kimdannelse, krystallvekst og krystalldefekter................................

41 42 46 47 51 52 56

Kapittel 3 Krystallfysikk....................................................................

62

Mineralenes mekaniske egenskaper.................................................... Mineralenes respons på bestråling...................................................... Piezo- og pyroelektrisitet..................................................................... Mineralenes magnetiske egenskaper................................................... Radioaktivitet.......................................................................................... Krystalloptikk........................................................................................ Røntgenstråler og krystallgittere.........................................................

62 65 70 70 73 79 83

7

Kapittel 4 Mineralene i relasjon til de geologiske prosessene......

87

Jordas sammensetning og struktur...................................................... Mineraidannende prosesser..................................................................

87 88

DEL IL SYSTEMATISK MINERALOGI Innledning........................................................................................

91

Kapittel 5 Mineralindentifikasjon . .......................................................

93

Kapittel 6 Elementer................................................................................

95

Metalliske elementer .......................................................... Ikkemetalliske elementer.....................................................

95 97

Kapittel 7 Sulfider og beslektede elementer.......................................

102

Kapittel 8 Halogenider............................................

110

Kapittel 9 Oksider og hydroksider........................................................

113

Oksidene................................................................................. Hydroksider ............................................................................

113 118

Kapittel 10 Karbonater.........................

120

Kalkspatrekken ...................................................................... Aragonittrekken..................................................................... Andre karbonatmineraler.................... ................................

120 122 122

Kapittel 11 Sulfater, fosfater og wolframater......................................

124

Sulfatmineralene................................................................... Fosfater.................................................................................. Wolframater...........................................................................

124 125 126

Kapittel 12 Silikatmineraler.....................

127

Innledning .............................................................................. Enkeltsilikater........................................................................ Dobbeltsilikater..................................................................... Ringsilikater........................................................................... Kjedesilikater........................................................................ Sjiktsilikater........................................................................... Nettverksilikater....................................................................

127 130 135 137 138 143 155

Kapittel 13 Mineraliiste ...........................................................................

168

Stikkordliste..............................................................

179

8

DEL I KRYSTALLOGRAFI KAPITTEL 1. GEOMETRISK KRYSTALLOGRAFI INNLEDNING Krystallinske stoffer består av byggesteiner (atomer, ioner etc.) som er satt sammen på en regelmessig måte. Denne regelmessigheten fører til at krystaller er begrenset av plane flater. Ved studier av krystallstrukturer ser vi at visse plan i strukturen er tettere besatt med byggesteiner enn andre (Fig. 1). Disse planene er potensielle krystallflater dersom stoffet får anledning til å vokse eller utvikle seg fritt i forhold til omgivelsene. Krystaller blir dannet på forskjellige måter, f.eks. ved utfelling fra oppløsninger, avkjøling av smelter og kondensasjon fra damp. Ved disse prosessene blir de enkelte byggesteinene ordnet på en regelmessig måte som er karakteristisk for hvert enkelt stoff. Den minste enhet av en krystall eller et krystallinsk stoff som inneholder alle stoffets egenskaper, kalles en elementærcelle eller enhetscelle. Enhetscellenes kantlengde varierer fra stoff til stoff, men er som regel av størrelsesorden 0,1-1 nm (1-10 Å). En krystall med kantlengde 1 cm har derfor ca. 107 - 108 partikler langs denne kanten. Hos mange krystaller er arrangementet av byggesteiner forskjellig i ulike retninger. Dette fører til at egenskaper som brytningsindeks, mekaniske egenskaper osv. varierer etter retningen i krystallen; stoffet er anisotropt.

Fig. 1.

Modell av en kubisk krystall med tre typer flater utviklet. Merk at punkttettheten er forskjellig for de ulike flatene.

SYMMETRI Krystaller har svært ulikt utseende, og utallige slag er blitt beskrevet. Ved klassifikasjon gjelder det derfor å finne egenskaper hos krystallene som kan medvirke til å sortere dem i grupper med felles egenskaper eller oppbygning. Symmetri er en slik egenskap.

9

Det finnes ulike typer av symmetri. symmetrielementer: a) b) c)

Vanligvis opererer en med følgende

Symmetriplan Symmetriakse Symmetrisentrum

Et symmetriplan deler en krystall i to deler slik at de to delene er speilbilder av hverandre gjennom planet. Dersom en krystall, sett fra en fast synsvinkel, ser likedan ut to eller flere ganger i løpet av en full omdreining om en bestemt retning (akse) i krystallen, kalles denne retningen en symmetriakse. Hvis krystallen kommer i en posisjon lik utgangsposisjonen etter 180° dreining om aksen, har den en 2-tallig symmetriakse (360°/180° - 2). Tilsvarende vil dreininger på 120°, 90° og 60° kunne gi h.h.v. 3-tallige, 4-tallige og 6-tallige symmetriakser. Det sier seg da selv at enhver retning (i en hvilken som helst krystall) kan betegnes som en 1 -tallig symmetriakse, fordi man ved en dreining på 360° kommer tilbake til utgangsposisjonen. Hos en del krystaller kan to flater være symmetriske om et punkt. Et slikt punkt kalles et symmetrisentrum, og de to flatene vil være parallelle (Fig. 2). Ofte har krystallene flere symmetrielementer samtidig. I tillegg til symmetrielementene som er nevnt ovenfor, finnes det inversjonsakser. Disse kan illustreres ved såkalte uegentlige dreininger. Slike akser fins i krystaller der man med utgangspunkt i et veldefinert punkt, en kant eller en flate først tenker seg en dreining og deretter foretar en inversjon gjennom krystallens sentrum. Hvis man ved en slik operasjon kommer fram til et sted på krystallen som er likeverdig med utgangspunktet, har krystallen en inversjonsakse. Det fins både 1-, 2-, 3-, 4- og 6-tallige inversjonsakser.

Fig. 2. To flater som er symmetriske om et punkt (symmetrisentrum). Flatene er parallelle.

Dersom man kombinerer de nevnte symmetrielementer med hverandre, kan man utlede at dette tilsammen vil gi 32 såkalte punktgrupper eller krystallklasser. Disse fordeles på sju krystallsystemer.

10

VINKELKONSTANSLOVEN Dersom vi sammenlikner to krystaller av samme art, kan vi finne at de ser nokså ulike ut selv om de tilhører samme krystallklasse og har de samme symmetrielementene i seg. Dette kan skyldes at de to krystallene har vokst under ulike ytre forhold. Imidlertid viser det seg at vinklene mellom ensliggende flater på krystaller av samme art er konstant (Fig. 3). Dette er en allmenngyldig regel som blir kalt vinkelkonstansloven. Ofte er det imidlertid slik at krystaller av samme art har utviklet ulike flater slik at enkelte karakteristiske vinkler kan "mangle", men loven gjelder like fullt ved at den omfatter alle mulige krystallflater på en krystallart. Til å måle krystallvinkler benytter man et instrument kalt goniometer. I praksis måler man som oftest ikke vinkelen mellom to flater direkte, men vinkelen mellom deres normaler (supplementvinkelen til vinkelen mellom flatene).

Fig. 3.

Kvartskrystaller med forskjellig utvikling. Ensliggende flater er markert med samme bokstav.

BESKRIVELSE AV KRYSTALLER Når vi skal beskrive krystallene geometrisk, benytter vi koordinatsystemer. En velger da koordinatsystemer hvor aksene faller sammen med viktige kantretninger i vedkommende krystall. Årsaken til at vi benytter denne framgangsmåten, er at vi derved kan uttrykke koordinatene for alle krystallflater og -kanter med små rasjonale tall, såkalte indices eller indekser. Vi skal nå se litt nærmere på slike koordinatsystemer og tar utgangspunkt i det generelle tilfellet hvor aksene (a, b og c) danner vinkler (a, P og y) med hverandre. Disse er ulike og forskjellige fra 90° (Fig. 4). For enhver flate kan vi nå finne hvor store deler den skjærer av aksene. Det er p.g.a. vinkelkonstansloven uvesentlig om flaten er stor eller liten eller hvor store deler den skjærer av aksene bare forholdet mellom de avskårne deler (akseavskjæringene) er konstant. Vi måler f.eks. i cm og finner (Fig. 5) følgende avstander fra origo til en bestemt flate: (1,92, 2,40, 1,44). Vi kan like gjeme skrive tallene slik: (0,8, 1,0, 0,6) fordi dette vil illustrere samme flate (parallell med den første). Disse tall kaller vi akseavsnittt. Hvis dette er en sentral flate på krystallen, kan vi velge den som 11

enhetsflate og gir den symbolet (1, 1, 1) som da betyr at hvis enheten langs b-aksen er 2,40 cm, så er enhetene langs a-aksen og c-aksen h.h.v. 1,92 cm og 1,44 cm.

Fig. 4. Treakset koordinatsystem, cx * P * y.

Fig. 5.

Flate med akseavskjæringer (1,92, 2,40, 1,44;.

Vi måler videre og finner at en annen flate skjærer 3,84 cm, 2,40 cm og 4,32 cm av h.h.v. a-, b- og c-aksen. Denne flaten vil da få koordinatene (2, 1, 3). Ved utallige målinger viser det seg at alle krystallflater på denne måten kan uttrykkes ved forholdsvis små rasjonale tall. Dette er kalt loven om de rasjonale akseavsnitt eller krystallografiens grunnlov. De tre koordinatplanene, som skjærer kun én av aksene vil da kunne uttrykkes slik: (1, OO, O°), (oo, 1, oo) og (°° ,°° ,1).. Av praktiske grunner tar vi nå i bruk de resiproke (inverse) verdier for disse symbolene. Generelt får en da: Akseavsnitt (r, s, t) uttrykkes som (1/r, 1/s, 1/t) eller (h, k, 1) som vi ofte kaller dem. En flate med akseavsnitt (6, 3, 2) får som nye

12

symboler (1/6, 1/3, 1/2) som vi utvider til hele tall (1, 2, 3), og flaten som vi nevnte ovenfor med akseavsnitt (2, 1, 3) blir (1/2, 1/1, 1/3) eller (3, 6, 2). Koordinatplanene blir da uttrykt slik: (1,0, 0), (0, 1, 0) og (0, 0, 1). I det følgende sløyfer vi kommaet mellom koordinatene slik at enhetsflaten blir (1 1 1). Denne typen symboler av resiproke akseavsnitt kalles Millerindekser (indices) etter engelskmannen W.H.Miller som innførte systemet i 1836.

Soner og soneakser. Det kan vises matematisk at en krystalls kanter (soner) også kan uttrykkes med Miller-indekser. Når vi angir en slik retning, gis koordinatene i hakeparentes slik at Miller-indekser av flater og soner lett kan skilles fra hverandre. Eksempelvis uttrykkes a-aksen som [100], b-aksen som [010] og c-aksen som [001]. Man snakker også om at flere flater ligger i samme sone. Dette er tilfelle for en gruppe av flater som har parallelle skjæringslinjer (f.eks. prismeflatene på en kvartskrystall).

STEREOGRAFISK PROJEKSJON For å beskrive en tredimensjonal krystall i et plan benytter vi stereografisk projeksjon (kuleprojeksjon). Vi lar da krystallens sentrum falle sammen med sentrum i ei kule som omgir krystallen (Fig. 6). Videre lar vi c-aksen falle sammen med kulas vertikale akse (nord/sør-aksen). Med utgangspunkt i kulas sentrum vil da normalen til enhver flate på krystallen skjære kuleskallet i et punkt som kalles flatens sfæriske pol. Hvis den sfæriske pol ligger på øvre halvkule, forbindes dette punktet med kulas sydpol med en linje som skjærer ekvatorplanet i et punkt som vi kaller flatens stereografiske projeksjon (Fig. 7). Tilsvarende forbindes en sfærisk pol på undre halvkule med kulas nordpol med en linje som også vil skjære ekvatorplanet. Fordi c-aksen faller sammen med vertikalaksen i kula, vil alle flater som er parallelle med c-aksen få sin sfæriske pol (og stereografiske projeksjon) langs projeksjonssirkelens periferi.

Fig. 6.

Stereografisk projeksjon. Vertikalsnitt gjennom kula. To flatenormaler skjærer kuleskallet i h.h.v. D og D’ som er flatenes sfæriske poler. Punktene d og d' er skjæringspunkter i ekvatorplanet som framkommer ved at de sfæriske poler forbindes med kulas nord- eller sydpol, d og d’ er flatenes stereografiske projeksjoner. 13

Plottesirkei (ekvator)

Fig. 7.

Stereografisk projeksjon. P’ er en flates stereografiske projeksjon i ekvatorplanet.

For å kunne danne oss et bilde av en krystalls utseende på bakgrunn av stereografisk projeksjon, bruker vi ulike projiseringssymboler for flater på krystallens overside (x) og dens underside (O) (se Fig. 6). På en stereografisk projeksjon viser man et symmetriplan m med en helt opptrukket strek. Dessuten angir man de ulike symmetriakser og inversjonsakser med spesielle symboler (se nedenfor) der de skjærer projeksjonsplanet.

f

2-tallig akse

A

3-tallig akse

3-tallig inversjonsakse

Il

4-tallig akse

| | 4-tallig inversjonsakse

£

6-tallig akse

Videre har man bestemte måter å oppgi symmetriforhold på i skriftlig framstilling. Tilstedeværelsen av et symmetriplan f.eks. angis som m og symmetriakser med vanlige tall. Hvis vi nå sier at ortoklas tilhører det monokline krystallsystemet og har symmetrielementene 2/m, så betyr det at ortoklas har en 2-tallig symmetriakse som står loddrett på et symmetriplan. Symbolet 4/m m m betyr at det er en 4-tallig symmetri­ akse som står loddrett på et symmetriplan, og i tillegg er det to andre symmetriplan. Symbolet 1 betyr symmetrisentrum (eller 1-tallig inversjonsakse); 2, 3, 4 og 6 angir de ulike inversjonsaksene.

14

Der det kreves stor nøyaktighet ved plotting av krystallografiske data, benyttes et Wulffnett (Fig. 8). Nettet angir lengde og bredde med 2 graders nøyaktighet og brukes bl.a. ved behandling av måledata fra mikroskopering med såkalt universalbord.

Fig. 8. Wulffnett.

KRYSTALLFORMER En krystallform er et sett av likeverdige flater på en krystall. De kan overføres i hverandre med en symmetrioperasjon. Det finnes både åpne og lukkete krystallformer. Den enkleste form er pedion i det trikline system. Den består av en enkelt flate. Et pinakoid består av to parallelle flater som kan overføres i hverandre via et symmetrisentrum (se Fig. 2). Andre åpne former er doma (Fig. 9), to ikke-parallelle flater som overføres i hverandre ved speiling (symmetriplan) og sfenoid som er to 15

ikke-parallelle flater som er symmetrisk om en 2-tallig symmetriakse. Et prisme regnes også som en åpen form, og består av et sett med flater (mer enn to) som alle er parallelle med en bestemt retning i rommet. Videre har vi formen pyramide som består av et sett med flater (tre eller flere) som alle danner samme vinkel med en bestemt akse.

Fig. 9.

Doma. To ikke-parallelle flater som overføres i hverandre ved speiling.

Av lukkete former fins det en hel rekke. I det kubiske systemet opptrer formene terning (6 flater), oktaeder (8 flater) og dodekaeder (12 flater) ganske hyppig. Ellers nevner vi her formen romboeder (det trigonale system) som er så typisk for kalkspat og ende! andre karbonatmineraler. En del krystallformer er avbildet i Fig. 10. En forms Miller-indekser angis med klammeparentes: Formen {100} i det monokline system (2/m) angir de to flatene (100) og (T00), mens formen {100} i det kubiske systemet, på grunn av høyere symmetri, angir seks flater, nemlig (100), (T00), (010), (0T0), (001) og (00T).

ROMGITTER Ved å arrangere punkter i rommet på en slik måte at hvert punkt har identiske omgivelser, får man et romgitter. Et primitivt romgitter oppnås når enhetscellen er lagt slik at gitterpunktene opptrer bare i hjørnene av enhetscellen. Det finnes sju primitive romgitter (ett for hvert krystallsystem). Forøvrig finnes det endesentrerte og flatesentrerte romgitter når ekvivalente gitterpunkter i tillegg fins midt på en eller flere flater og rom- eller midtsentrerte når et slikt gitterpunkt også finnes midt inne i enhetscellen. Auguste Bravais viste i 1848 at det bare fins 14 ulike romgitter. Romgitrene kalles derfor ofte Bravais-gitter (Fig. 11). Dersom et romgitter blir plassert i en posisjon ekvivalent med utgangsposisjonen ved å foreta en overføring langs en eller flere av gitrets punktrekker, er det blitt foretatt en translasjon. Hvis det først foretas en rotasjon om en akse og dernest en translasjon, er denne aksen en skrueakse dersom det resulterer i en sluttposisjon ekvivalent med utgangsposisjonen. Det fins både 2-, 3-, 4- og 6-tallige skrueakser. Dersom det ved translasjon med etterfølgende refleksjon gjennom et speilplan dannes en posisjon ekvivalent med utgangsposisjonen, er speilplanet et glideplan.

16

Fig. 10. En del krystallformer a) sfenoid. b) disfenoid. o tetragonalt prisme, d) hexagonalt pnsme, e.) tetragonal dipyramide. f) oktaeder, g) dodekaeder (pyrittoeder), h) sammensatt form: tetragonalt prisme og dipyramide.

17

Fig. 11. Bravaisgitrene. 1. Primitivt triklint. 2. Primitivt monoklint. 3. Primitivt ortorombisk. 4. Primitivt tetragonalt. 5. Primitivt kubisk. 6. Primitivt trigonalt (romboednsk). 7. Primitivt hexagonalt. 8. Endesentrert monoklint (= romsentrert monoklint, men da vil p og enhetslengden langs a-aksen forandres). 9. Romsentrert (midtsentrert) tetragonalt. 10. Romsentrert kubisk. 11. Flatesentert kubisk. 12. Endesentrert ortorombisk. 13. Romsentrert ortorombisk. 14. Flatesentrert ortorombisk. 18

ROMGRUPPER Ved å kombinere symmetrielementer kommer man til at det fins 32 kombinasjonsmuligheter eller punktgrupper som er forskjellige. Som før nevnt tilsvarer dette de 32 krystallklassene. Siden hvert punkt i et romgitter har identiske omgivelser og hvert punkt sine spesielle symmetriegenskaper, kan en kombinere disse egenskaper i hva som kalles romgrupper. Ved å anvende translasjon, skrueakser og glideplan viser det seg da at ialt 230 kombinasjoner eller romgrupper er mulig. Romgruppene fordeler seg stort sett jevnt på de ulike krystallklassene. En krystalls romgruppe kan bestemmes ved røntgenundersøkelser.

KRYSTALLSYSTEMENE Noen av de mest karakteristiske trekk ved de sju krystallsystemene er presentert i Tabell 1. Krystallsystemene vil i det følgende bli gjennomgått ved at en del krystallklasser for hvert system er valgt ut for en mer detaljert studie. Akseforhold, symmetrielementer osv. vil bli kommentert for hvert system, og for hver av de gjennomgåtte krystallklasser blir en del typiske former omtalt, spesielt {hkl} som er vist som stereogrammer i de fleste eksemplene. Videre vil det - om mulig - bli gitt mineraleksempler for hver klasse. Det er min erfaring at plotting av stereografisk projeksjon og forståelse av stereogrammer er en modningsprosess som det tar en viss tid å beherske. Det er derfor lagt vekt på å begynne med de erfaringsmessig letteste delene. Krystallsystemene behandles derfor i en noe "uvanlig" rekkefølge. Med utgangspunkt i det som tidligere er nevnt ved introduksjonen av stereografisk projeksjon, er det i Fig. 12 vist hvordan de vanlige symmetrielementene fører til at en tilfeldig form {hkl} vil bestå av et bestemt antall flater, avhengig av hvilke symmetrielementer som er tilstede. Utseendet av stereogrammet vil også avhenge av hvordan de ulike symmetrielementer er orientert. Vi vil her legge vekt på at stereogrammene blir prinsipielt riktige, dvs. at de enkelte former og flater kommer i riktig relativ posisjon til hverandre. Vi sier derfor at vi tegner stereografisk projeksjon. Ofte vil det være nyttig å lage en hjelpefigur for å finne ut av slike forhold. En hjelpefigur er som regel et vertikal snitt, enten gjennom krystallens ac- eller bc-plan. I Fig. 13a er det vist et ac-snitt gjennom en tenkt krystall for å finne beliggenheten av flatene (100), (201), (101) og (001). Fig.13b viser det endelige stereogrammet.

19

Skjematisk oversikt over krystallsystemene. Opplysninger om symmetrielementer og krystallformer er ikke fullstendig.

re cX s

-tal

i

+—>

C

CX E O C ■c

1g

X

nako

"*S

Eu

c 'ta—

5

*”

75

r"

‘tu

1» ■

z.

2c

G.

'V X,

1■ *

f-

X

s

u. O

G.

«—

-w>

Q

r-

X "e •“ —

r—

*ta>

z

o r-

OJ

G é— —— •—

—xi

——

—--

—

CZ-.

”2-

-»—

*-

X

— ♦-*

Cta>

*—

■ ■■■■

—•

r—

r-

r^,

CN

■?

G. .

ta—

-LZ

r-4

'—

*— •— -

Q-

#—

22

—»

■ta' i •.=

G.

ie t i

■«MO

CA

=
—

—

—

»

—

c

II

•—

i^~ ta*

o

II

—

T~«

ri

II

II

II

.—

z^s

C5

C2

E

X

““ _____

20

Fig. 12. Eksempler som viser plotting etter ulike symmetrielementer. Øverste rekke fra venstre: ingen symmetri, symmetrisentrum og symmetriplan i papirplanet. Midtre rekke fra venstre: symmetriplan loddrett på papirplanet, 2-tallsakse i papirplanet og 2-tallsakse loddrett på papirplanet. Nederste rekke fra venstre: 3-tallsakse, 4-tallsakse og 6-tallsakse (alle loddrett på papirplanet).

21

Fig. 13.

Hjelpefigur (ac-planet) for å finne beliggenheten av plottepunktene (0) for flatene (101) og (201). b) Stereografisk projeksjon (x) av de fire flatene som er vist på hjelpefiguren.

a)

Det ortorombiske systemet. Dette krystallsystemet har tre krystallklasser. Her er a b c, mens a = P = y = 90°. Krystallene orienteres slik at c 90°, dvs. a-aksen skjærer gjennom kuleskallet på undersiden av ekvatorplanet. Buekrumningen vil anhenge av størrelsen av p.

Fig. 16.

Vertikalsnitt (ac-planet) som viser beliggenheten av den stereografiske prosjeksjon ® for flaten (001) i det monokline system. Sydpol

I den prismatiske klassen (2/m) er formene {001}, {010}, {100} og {h01} pinakoider, mens {Okl}, {hkO} og {hkl} er prismer. Eksempler på mineraler som krystalliserer i denne klassen: Ortoklas, gips, epidot, titanitt, diopsid, aktinolitt, glimmer, talk og heulanditt. I den sfenoidale klassen (2) er {010} etpedion; {100}, {001} og {h01} er pinakoider mens {hkO}, {Okl} og {hkl} ersfenoider. Ingen vanlige mineraler krystalliserer i denne klassen. (Se forøvrig Fig. 17). I den domatiske klassen (m) er {hOl}, {100} og {100} pedier; {010} er et pinakoid, mens {hkO}, {Okl} og {hkl} er domaer (Fig. 17). Zeolittmineralet skolesitt krystalliserer i denne klassen.

Det trikline system. I dette systemet er det to krystallklasser, den pediale som er uten symmetri og den pinakoidale som har et symmetri sentrum. Ingen av enhetscellens akser er like lange og a * p # y * 90°. Krystaller orienteres slik at c < a < b. C-aksen orienteres vertikalt, og a-aksen legges i N-S planet ved stereografisk projeksjon (se Fig. 18). 24

På grunn av disse forhold er det vanlig å tegne opp plottesirkelen for det trikline system med to buer, en som representerer alle flater som er parallelle med den positive a-aksen, og en som tilsvarer flater parallelle med den positive b-aksen. Dette er vist i Fig. 19 og 20.

(hkT)O

\

X (hk L) I

(hkl)X

X (hkO)

(hkO) X

m Fig. 17. Stereogrammer i det monokline system. Den sfenoidale klassen (2) til venstre, den domatiske (m) til høyre.

Fig. 18.

Orientering av de krystallografiske akser i det tnkline systemet.

Flater /f med b-aksen Fig. 19. Den øst-vest gående buen representerer punkter for flater som er parallelle med positiv a-akse. Den andre buen, representerer punkter for flater som er parallelle med positiv b-akse. Sirkelperiferien representerer som vanlig alle flater som er parallelle med c-aksen.

(ioo)

(OOi)

I(010)

S \

Jk (Oio)

(001)

X (hkl)

/

"(ToO)

Fig. 20. Stereografisk projeksjon i det trikline systems to klasser.

I den pediale klassen (1) er alle former pedier. Ingen vanlige mineraler krystalliserer i denne klassen, men av uorganiske stoffer forøvrig kan kaliumdikromat (K2Cr2O7) nevnes. I den pinakoidale klassen (T) er alle former pinakoider (Fig. 20). Plagioklas, mikroklin, kyanitt, turkis, wollastonitt og rhodonitt krystalliserer i denne klassen.

Plotting med inversjonsakser. Alle de gjenværende krystallsystemer har krystallklasser hvor inversjonsakser forekommer. I Fig. 21 er det vist hvordan man går fram ved plotting av stereografisk projeksjon når inversjonsaksen faller sammen med krystallens c-akse. (I det kubiske systemet forekommer det dessuten 3-tallige inversjonsakser som går på skrå i forhold til projeksjonsplanet).

Det tetragonale systemet. Hvis vi med utgangspunkt i det ortorombiske systemet lar to av aksene i enhetscellen bli like lange, vil den tredje aksen bli en 4-tallig symmetriakse. Vi er dermed over i det tetragonale systemet. De to likeverdige aksene (a} og a2) tilsvarer a og b (f.eks. a = a} og b = a2), mens 4-tallsaksen faller sammen med c-aksen som enten kan være kortere eller lengre enn de to andre aksene. Av de sju krystallklassene i dette systemet er det bare i tre at vi har eksempler blant vanlig forekommende mineraler. Den ditetragonale dipyramidale klassen (4/m 2/m 2/m) er den som er vanligst representert. Her er det hele 5 symmetriplan og fire 2-tallsakser i tillegg til 4-tallsaksen (Fig. 22). Formen {001} er et pinakoid; {110) er et I-ordens prisme, mens {100} er et Il-ordens prisme. (I-ordens former er orientert slik at de skjærer flere krystallografiske akser enn Il-ordens formene). Formen {hkO} er et ditetragonalt prisme (8 flater); {hhl} er en I-ordens dipyramide og {h01} en Il-ordens dipyramide. Den generelle formen (hkl} er en ditetragonal dipyramide (16 flater). I denne klassen krystalliserer bl.a.: Zirkon, rutil, cassiteritt, vesuvian og xenotim.

26

Firetallig inversjonsakse

Sekstallig inversjonsakse Fig. 21. Plotteteknikk ved inversjonsakser. Figurene til venstre viser hvordan en kan starte med en flate i 1.kvadrant, foreta en tenkt dreining og så en inversjon gjennom sentrum. I figurene til høyre er en generell form plottet i sin helhet. Merk at resultatet ved 6-tallig inversjonsakse tilsvarer resultatet en ville få med de to symmetrielementene 3/m. 27

I den dipyrymidale klassen (4/m) er formen {001} et pinakoid; {hkO} er et tetragonalt prisme og {hkl} er en tetragonal dipyramide med 8 flater (Fig. 20). Til denne klassen hører scheelitt, wulfenitt (PbMoO4) og skapolitt.

4/m 2/m

2/m

4/m

4 2 m

Fig. 22. Stereografisk projeksjon av den generelle form {hkl} i de tre vanligste klassene i det tetragonale systemet.

Mineralet kopperkis (CuFeS2) krystalliserer i den skalenoedriske klassen (T2m). I denne klassen er {hkO} el ditetragonalt prisme (8 flater), {h01} er en tetragonal dipyramide og {hkl} er et tetragonalt skalenoeder (8 flater). Et tetragonalt skalenoeder er avbildet i Fig. 23.

Tetragonalt skalenoeder. Stereografisk projeksjon av denne formen er vist til høyre i Fig. 22.

Det kubiske systemet. I dette krystallsystemet danner refereanseaksene et rettvinklet koordinatsystem med hk enhetslengde: a = b = c (a, = a2 = a3). Systemet har 5 knstallklasser. Felles for disse er at de har fire 3-tallsakser. Forøvrig forekommer 2-tallsakser, 4-tallsakser og symmetriplan i varierende grad avhengig av hvilken klasse det gjelder. Pa grunn av

den høye symmetrien har de formene som er spesielle for dette systemet, svært mange flater (opptil 48). Dessuten er alle former i det kubiske systemet lukket, dvs. en form som f.eks. pinakoid forekommer ikke. En terning er en vanlig og enkel kubisk form {100}. Normalt på temingflatene står koordinatsystemets tre akser. Dette fører til at 3-tallsaksene, som er diagonaler i terningen, ligger på skrå i forhold til koordinatplanene. Ved stereografisk projeksjon vil fire (av seks mulige) av de diagonalplanene som kan legges gjennom terningen, tre fram som buer fra N-S og 0-V (Fig. 24). Selve 3-tallsaksene vil da plotte i skjæringspunktene mellom disse buene (planene).

Fig. 24.

De fire diagonalplan som danner 45° vinkel med ekvatorplanet framtrer som buer i projeksjonssirkelen.

Når det gjelder framstilling av stereogrammer, er det ofte vanskelig å forestille seg orienteringen av ulike flater når en benytter symmetrielementer som horisontale 4-tallsakser og spesielt de skråstilte 3-tallsaksene. Nedenfor (Fig. 25) er det derfor forsøkt satt opp noen eksempler som viser stereogrammer med slike symmetrielementer. Den hexaoktaedriske klassen (4/mo2/m) har høyest symmetri i dette systemet. Formen {100} er en terning (6 flater), {110} et dodekaeder (12 flater), {111} et oktaeder (8 flater), {hkO} har 24 flater og kalles tetrahexaeder, og {hkl} med 48 flater, er et hexaoktaeder. Stereogram av formen {hkl} er vist til venstre i Fig. 26. En rekke kjente mineraler krystalliserer i denne klassen; f.eks. diamant, gull, sølv, kopper, blyglans, flusspat, halitt, spinellene, granatene, pentlanditt, sylvitt. I den hexatetraedriske klassen (4"3m) er symmetrien redusert noe slik at den generelle formen (hexatetraedret) "bare' består av 24 flater (Fig. 27). Her er {111} et tetraeder, {100} er en terning og {110} et dodekaeder. I denne klassen krystalliserer mineraler som sinkblende, fahlertsene og sodalitt. Merk at formen tetraeder fins ba re i denne klassen. Den diploidale klassen (2/mI) har ingen 4-tallige akser. Symmetrien er likevel så høy at den generelle formen diploidet har 24 flater (Fig. 27). Formen {100} er en terning. {110} er et vanlig dodekaeder (med rombeformete flater), {111} er et oktaeder, mens formen {hkO} er et spesielt dodekaeder hvor hver av flatene er femkanter (pentagoner). Hos svovelkis (pyritt), som krystalliserer i denne klassen, er denne spesielle dodekaederformen {210} svært vanlig og går under navnet pyrittoeder (Fig. lOg). Foruten svovelkis krystalliserer mineralet sperrylitt (PtAs2) og saltet alun (jfr. alunskifer) i denne klassen. 29

Fig. 25. Plotting med 3-tallsakser (øverst) og horisontale 4-tallsakser i det kubiske system (nederst).

Fig. 26. Stereografisk projeksjon av de generelle formene {hkl} i tre kubiske krystallklasser.

30

Fig. 27. En 1) 4) 7)

del karakteristiske former i det kubiske systemet. terning 2) dodekaeder 3) tetrahexaeder hexaoktaeder 5) tetraeder 6) hexatetraeder diploid

Det hexagonale systemet.

Rotasjonssymmetrien i det hexagonale og det trigonale systemet med 6- og 3-tallige symmetriakser gjør at det er mer hensiktsmessig med et fireakset koordinatsystem enn det tre-aksete som vi har benyttet for de øvrige systemene. Den 6- eller 3-tallige symmetriaksen orienteres i c-akseretnmgen, mens de øvrige tre akser som blir likeverdige p.g.a. rotasjonssymmetrien, legges i planet normalt c-aksen med 120° vinkel mellom hverandre. De horisontale aksene betegnes ap a2 og a3, og vi legger a2 mot øst, som er parallelt med vanlig b-akseretning. Positiv a3-retning blir da "bakover slik som vist i Fig. 28. 31

Fig. 28.

Akseorientenng hos hexagonale og tngonale krystaller. .Aksene ap a-, og a3 ligger i et plan og danner 120° med hverandre, c-aksen står loddrett på dette planet.

På grunn av denne akseoppstillingen får flatene fire Miller-indekser. En generell flate gis indeksen (hk? 1) hvor i angir skjæringen med a3-aksen. Av enkle geometriske årsaker ser en lett at regelen i = h -t- k alltid vil gjelde. Det hexagonale systemet har hele sju krystallklasser. Vi skal se nærmere på fire av disse. Den holosymmetriske (med full symmetri) klassen kalles den dihexagonal dipyramidale klasse (6/m 2/m 2/m). Her er både alt a2 og a3 2-tallige symmetriakser normalt på hven sitt symmetriplan. I tillegg er det nok ett sett med 2-tallige akser og symmetriplan slik at disse symmetrielementene ligger med 30° mellomrom slik det er vist i Fig. 29.

Stereografisk projeksjon av en dihexa­ gonal dipyramide {hk? 1) i klassen 6/m 2/m 2/m.

6/m 2/m 2/m I denne klassen er {0001} et pinakoid, {lOTOj et I-ordens prisme (6 flater) og {1170} et Il-ordens prisme. (I de hexagonale og trigonale systemene skjærer I-ordens formene færre akser enn II-ordensformenej. {hk?0} er et dihexagonalt prisme (12 flater): {hO7?I} og {hh77H} er henholdsvis I- og Il-ordens hexagonale dipyramider (12 flater hver), mens {hk?l} er en dihexagonal dipyramide (Fig. 31). 1 denne klassen krystalliserer mineraler som beryll, covellin. grafitt, molybdenglans og magnetkis. I den hexagonal dipyramidale klasse (6/m) krystalliserer mineralet apatitt som ofte har utviklet prisme- {10T0} og dipyramideformene {lOTll. Den generelle formen {hk? 1} er også en hexagonal dipyramide (Fig. 30 og 31). Mineralet nefelin krystalliserer i den hexagonal pyramidale klasse (6) hvor den generelle formen {hk? 1} bare har 6 flater. Hos nefelin kan prismeformen {10T0} være utviklet. 32

622

Fig. 30. Stereografisk projeksjon av den generelle form i tre krystallklasser i det hexagonale system.

2

Fig. 31. Noen former som forekommer i det hexagonale systemet. 1) dihexagonal dipyramide, 2) hexagonal dipyramide, 3) hexagonalt trapesoeder, 4) dihexagonal pyramide (i klassen 6mm). 33

I den hexagonal trapesoedriske klassen (622) er den generelle formen {hk7 1} et hexagonalt trapesoeder med 12 flater. I denne klassen krystalliserer høykvarts (p-kvarts) og kalsilitt (KAlSiO4). Et så vanlig forekommende "mineral" som is krystalliserer i den dihexagonal pyramidale klasse (6mm).

Det trigonale systemet. I dette systemet er selvsagt 3-tallsaksen (c-aksen) det typiske symmetrielementet. I tillegg kan det være symmetriplan og 2-tallsakser i varierende grad fra klasse til klasse. Høyest symmetri finner vi i den ditrigonal skalenoedriske klasse (3 2/m). Her er {0001} et pinakoid, {10T0} et I-ordens hexagonalt prisme, {h07?l} er et romboeder (6 flater), mens {hk? 1} er et ditrigonalt skalenoeder (Fig. 32). Et skalenoeder består av flater med ulik lengde på sidekantene (scalene = ulikesidet). Mineraler som krystalliserer i denne klassen er bl.a.: korund, hematitt, brusitt, kalkspat, magnesitt og sideritt.

32/m

Fig. 32. Stereografisk projeksjon av den generelle form {hk? 1} i to trigonale krystallformer.

I den trigonal romboedriske klassen (7) er den generelle formen {hk? 1} et romboeder (Fig. 32). Her krystalliserer mineralene ilmenitt, dolomitt og ankeritt. Turmalin krystalliserer i den ditrigonale pyramidale klassen (3m). Her er symmetriplanene plassert midt mellom koordinataksene (se Fig. 33). Den generelle formen {hk? 1} er en ditrigonal pyramide. Forøvrig krystalliserer pyrargyritt og proustitt i denne klassen. Vanlig kvarts (a-kvarts) og sinober krystalliserer i den trigonal trapesoedriske klassen (32). Kvartskry stal lene er ofte utviklet med former som prisme {1OTO} og to sett av romboedre: {10T1} og {01T1}. De to sistnevnte blir ofte feilaktig kalt pyramideflater da de tilsammen kan se ut som en hexagonal dipyramide. Tretallssymmetrien kommer imidlertid klart fram hos former som {1171} (trigonal dipyramide) og {51^1} (tri-

34

gonalt trapesoeder). systemet.

I Fig. 34 er det vist noen fonner som er typiske for det trigonale

Fig. 33. Stereografisk projeksjon av en ditrigonal pyramide (3m) og et trigonalt trapesoeder

Fig. 34. Typiske former i det trigonale systemet. 1) ditrigonalt skalenoeder, 2) romboeder, 3) ditrigonal pyramide, 4) trapesoeder (venstreform).

ENANTIOMORFI Et stoffs evne til å danne høyre- og venstrekrystaller betegnes enantiomorfi. Denne egenskapen er knyttet til stoffets symmetrielementer og finnes bare hos stoffer som mangler symmetri sentrum og symmetriplan. Dvs. alle stoffer som bare har symmetriakser vil kunne opptre med høyre- og venstrekrystaller. Det vanligste eksempel er kvarts som har symmetrielementene 32 (trigonal trapesoedrisk klasse). Fig. 35 viser høyre- og venstrekrystaller av kvarts. Enantiomorfien framtrer ved beliggenheten av trapesoeder {5151}- og dipyramide {1171}-flatene. Dersom en dipyramideflate (1171) ligger til høyre for (10T0) og (10T1), er det en høyrekvarts. Det samme kan sies om trapesoederflaten (5151). Uten at minst en av disse flatene er tilstede, kan man ikke avgjøre om man har en høyre- eller venstrekvarts. Vanligvis er {10T1 }-romboedrene (r i Fig. 35) mer velutviklet enn {01T1}-settet, dvs. 3-tallssymmetrien er framtredende. 35

Fig. 35. Hos venstrekvarts (til venstre) finner vi trapesoeder og dipyramideflatene til venstre for annenhver prismeflate. For høyrekvarts er forholdet tilsvarende med de samme to flater til høyre for prismeflaten; s = (10T0), r = (1OT1), z = {01 Tl}.

Enantiomorfe krystaller er optisk aktive, dvs. de dreier lysets polarisasjonsretning. Allerede i 1844 viste Pasteur at høyre- og venstrekrystaller av vinsyre (monoklin sfenoidal) dreide lysets polarisajonsplan hver sin veg. Mange organiske stoffer beholder sin enantiomorfi også når de forekommer i løsning. Dette skyldes at de selv da beholder en ordnet molekylstruktur.

TVILLINGKRYSTALLER En del krystallaggregater består av to eller flere deler hvor noen gitterretninger er felles eller parallelle, mens andre er forskjellig. Sammenvokste krystaller med slike egenskaper kalles tvillinger eller tvillingkrystaller. Ved Karlsbadtvillinger hos ortoklas f.eks. (Fig. 36) har b- og c-aksene samme retning hos begge tvillingindividene, mens a-aksen har forskjellig retning. Dersom to tvillingindivider er skilt fra hverandre med en veldefinert flate, kalles de kontakttvillinger. Flaten som er felles, betegnes da sammenvoksningsplanet eller sammenvoksningsflaten. Når denne er uregelmessig som i Fig. 37, taler vi om gjennomtrengende tvillinger. Hvis det ene tvillingindividet dreies 180° om en akse som er felles for begge individer slik at det i form og orientering faller sammen med det andre individet, er denne aksen en tvillingakse. Hvis tvillingaksen ligger i sammenvoksningsplanet slik som vist i Fig. 36, har vi hva vi kaller en paralelltvilling . Hvis derimot tvillingaksen står loddrett på sammenvoksningsplanet, har vi en normaltvilling (Fig. 38). Ganske ofte vil to tvillingindivider være symmetriske omkring sammenvoksningsplanet (Fig. 38), som da kalles et tvillingplan. Et tvillingplan kan derfor aldri falle sammen med et symmetriplan. Fordi tvillingen kom istand ved å dreie 180° om tvillingaksen, kan en tvillingakse naturlig nok ikke falle sammen med 2-tallige, 4-tallige eller 6-tallige

36

symmetriakser. Derimot kan den godt falle sammen med en 3-tallig symmetriakse fordi denne ikke gjentar en krystalls posisjon ved 180° dreining.

Fig. 36. Karlsbadtvilling hos ortoklas. De to individene har felles b- og c-akse, mens a-aksen er forskjellig. Ved sammenvoksning vil det her dannes en kontakttvilling.

Fig. 37.

Gjennomtrengende Karlsbadtvilling hos ortoklas. Millerindeksene hos det roterte individet er understreket.

Blant de vanlig forekommende mineraler er det mange som typisk opptrer med tvillingkrystaller. Feltspatene er kanskje det mest typiske eksempel. I hvert tilfelle er det imidlertid bare bestemte typer sammenvoksninger vi vil finne: Vi taler derfor om tvillinglover. Karlsbadtvillinger hos feltspat hvor [001] er tvillingakse (Fig. 36/37) er meget utbredt og kanskje det enkleste eksempel på en parallelltvilling. Albitttvillinger med (010) som tvillingplan er meget vanlig hos trikline feltspater (plagioklas og mikroklin). Hos plagioklas er albitttvillinger så vanlige at de til og med blir brukt ved identifikasjonen av mineralet. Denne tvillingtypen er et eksempel på repeterte tvillingindivider (polysyntetiske tvillinger) hvor annet hvert individ forekommer i ens orientering (Fig. 38). På den gode spalteflaten (001) vil tvillingplanene hos repeterte albitt-tvillinger framstå som en rekke parallelle riss - såkalte tvillingstriper. Andre eksempler på tvillinglover hos feltspatene er periklintvillinger, en parallelltvilling hvor [010] er tvillingakse og sammenvoksningsplanet (det rombiske snitt) er ganske komplekst. 37

Albitt- og periklintvillinger kan ikke forekomme hos monokline feltspater. Dette skyldes symmetriforholdene. Tvillingplanet (010) hos albitt-tvillingene ville hos ortoklas falle sammen med symmetriplanet og periklintvillingaksen [010] ville falle sammen med den 2-tallige symmetriaksen.

Fig. 38. Albitt-tvillinger hos plagioklas. Tvillingaksen (1 010) har ikke rasjonale Millerindekser. Til høyre sees repeterte (polysyntetiske) tvillinger hvor hvert annet individ er parallellorientert.

Av andre tvillingtyper hos feltspat nevner vi her bare Bavenotvillinger (Fig. 39).

og Mannebach-

Fig. 39. Tvillinger hos ortoklas. Til venstre Mannebachtvilling etter (001) og til høyre Bavenotvilling etter (021).

Hos kvarts opptrer også tvillinger. Brasilianertvillinger oppstår når krystaller av høyre- og venstrekvarts vokser sammen (Fig. 40), mens en sammenvoksning av to høyre- eller venstrekrystaller gir de såkalte Dauphinétvillingene. Albueliknende tvillinger, de såkalte Japanertvillingene oppstår når kvartskry stal ler vokser sammen etter en romboederflate. Kalkspat har ofte tvillinger. Mest vanlig er lamellære tvillinger med romboederformen {01T2} som tvillingplan og tvillinger etter {0001} (Fig. 41). I det ortorombiske systemet er de to tvillingtypene hos staurolitt (korstvillinger) meget vanlig (Fig. 42). Et annet karakteristisk mineral er aragonitt som ofte danner trillinger. 38

Fig. 40. Tvillinger hos kvarts. Til venstre sees en sammenvoksning av en høyre- og en venstrekrystall (Brasilianertvilling). Til høyre sees en sammenvoksning av to høyrekry stal ler (Dauphinétvilling).

Fig. 41. Tvilling etter {0001} hos kalkspat med c-aksen som tvillingakse. I det monokline system gir enkle tvillinger med (100) som tvillingplan de såkalte svalehaletvillingene hos gips (Fig. 43). Tilsvarende tvillinger er vanlig blant mono­ kline pyroksener (f.eks. hos angitt). Fra det tetragonale systemet kan vi nevne kne- eller albuetvillinger hos rutil og cassiteritt (Fig. 43). Også i det kubiske systemet er det mange eksempler på tvillinger. Bl.a. har flusspat tvillinger med [111] som akse, og hos svovelkis er jernkorstvillinger med [110] som akse velkjent.

39

Fig. 42. Korstvillinger hos staurolitt og trillinger hos aragonitt (til høyre).

Fig. 43. Svalehaletvilling hos gips (til venstre) og albuetvilling hos cassiteritt (til høyre). o

Årsaker til tvillingdannelse. Vi har ovenfor beskrevet dannelsen av tvillinger som om det ene individet - eller den ene halvparten av en krystall - er dreid 180° om tvillingaksen. En slik beskrivelse tjener bare til å belyse de geometriske relasjonene mellom individene hos tvillingkrystaller og har forsåvidt ingen ting med dannelsesmekanismen å gjøre. Tvillingkrystaller dannes hovedsakelig på to måter: 1) som veksttvillinger og 2) som sekundære tvillinger. Veksttvillingene er en primærdannelse som oppstår når et mineral krystalliserer eller utfelles fra en smelte eller en løsning. Mekanismene er ikke helt klarlagt, men det antas at gitterenergien til en tvillingkrystall bare er ubetydelig støne enn til en geometrisk homogen krystall fordi gitterpunkter hos de sammenvokste individene er felles i sammenvoksningsflaten og avviket i den tredje dimensjon kan være nokså ubetydelig (noen få grader som hos albitt-tvillingene). Den direkte årsaken til plutselig retningsforandring under veksten av et krystallgitter kan være gitterfeil av en eller annen type. Sekundære tvillinger kan dannes ved deformasjon eller ved polymorfe overganger av "displacive”-typen. Deformasjonstvillinger oppstår ved at det på grunn av mekanisk påvirkning skjer en lamellær glidning langs bestemte gitterplan i krystallen.

40

KAPITTEL 2. KRYSTALLKJEMI

KJEMISK BINDING Mineralene er bygd opp av atomer eller ioner som er bundet til hverandre på ulike måter. Vanligvis opererer vi med følgende bindingstyper:

1. Metallisk binding. Denne bindingstypen finnes først og fremst hos de mineraler som forekommer som rene grunnstoffer i naturen (gull, sølv, kopper osv.), men også til dels hos sulfider og beslektede mineraler. Metaller utmerker seg ved at de er opake, de har høy elektrisk ledningsevne, sterk metallglans og mekaniske egenskaper som bøyelighet og smibarhet. Atomene kan betraktes som kuler som er pakket sammen etter forskjellig mønster, f.eks. kubisk eller hexagonal tetteste kulepakning eller kubisk romsentrert (Fig. 76). Den gode ledningsevnen skyldes delokaliserte elektroner, som ikke deltar direkte i å binde atomene sammen. Sulfidene er også opake, de har ganske sterk metallglans og kan betraktes som halvledere. De er imidlertid mye sprøere enn de rene metallene.

2. Kovalent binding. Ved kovalent binding deler naboatomene elektronene. Hos klor f.eks. har atomene bare 5 elektroner i sitt 3p energinivå, og to kloratomer vil bindes sammen med "orbitaloverlapping". Silisium har følgende elektronkonfigurasjon: ls22s22p63s23p2. En p-orbital er helt tom. Det som skjer når flere Si-atomer kommer i nærheten av hverandre, er at det kommer istand en hybridisering (sp3-hybridisering) ved at det ene av 3s-elektronene "hopper" over i den tomme p-orbitalen fordi energiforskjellen mellom 3s og 3p er liten. Slik vil et Si-atom få fire likeverdige og halvfylte orbitaler hvor elektronene har samme spinn. Disse halvfylte orbitalene fylles ved at atomet bindes til fire andre Si-atomer. Hos mineralene finner vi kovalent binding hos ikkemetalliske grunnstoffer (f.eks. karbon og svovel) og hos sulfidene. Dessuten har svært mange mineraler et innslag av kovalent binding, og kompleksioner hvor kovalent binding dominerer innen komplekset, er vanlig.

3. lonebinding. Atomene har ulik tendens til å forsøke å fylle sine ytre orbitaler med elektroner. Ser vi på elektronkonfigurasjonen til f.eks. natrium og klor, Natrium Klor

ls22s22p63s] ls22s22p63s23p5

er det åpenbart at klor behøver ett elektron for å fylle sin ytterste orbital, mens natrium bare har ett elektron i sitt 3s-energinivå og dette sitter derfor nokså "løst". Forbindelsen NaCl blir derfor utpreget polar (ionisk) fordi Na mister sitt 3s-elektron til Cl hvor det går inn og fyller 3p-nivået. Man får en NaCl-krystall oppbygd av ionene Na+ og CF Disse vil tiltrekke hverandre elektrostatisk, men kommer kjernene for nært hverandre, vil elektronskyene søke å frastøte disse igjen. Slik innstilles det et midlere leie med en fast avstand mellom atomkjernene. lonebinding er kanskje den vanligste bindingstypen hos mineraler. Den forekommer enten alene eller i kombinasjon med andre bindingstyper - spesielt kovalent binding.

41

4. Van der Waals binding. Denne bindingstypen forekommer hos edelgassene. Den tenkes å komme istand ved at naboatomer gjensidig påvirker hverandre til å bli av pol-dipol type, hvorpå de bindes svakt til hverandre med en meget tettpakket struktur. Da denne binding er meget svak, opptrer edelgassene i flytende og fast tilstand først ved meget lav temperatur (smeltepunkt He = -272,1°C, Ar = -189,4°C). Hos mineralene finner vi de svake van der Waalske bindingene hos bl.a. grafitt, glimmer og andre sjiktsilikater, hvor de er med på å binde de enkelte lag sammen. 5. Hydrogenbinding representerer også en svak bindingstype og er av relativt liten utbredelse blant mineralene. Den forekommer vesentlig i forbindelser mellom hydrogen og elektronegative elementer som fluor (HF), oksygen (H2O), nitrogen (NH3) og svovel (H2S). Hydrogen virker som ei bru mellom to av disse andre atomer. Bindingen er litt sterkere enn van der Waals, men betydelig svakere enn kovalent og ionisk. Hydrogenbinding er representert i sammenbindingen av ulike lag i sjiktsilikater og enkelte Fe- og M-oksidhydroksider (f.eks. bohmitt og gothitt).

IONERADIUS, RADIUS/RADIUS-FORHOLD OG KOORDINASJONSTALL Ettersom ionebinding er en meget vanlig bindingstype i mineraler, skal vi se litt nærmere på ionekrystaller og begynne med ionenes størrelse. Atomene består av en kjerne omgitt av elektroner i forskjellige orbitaler (baner). Elektronene blir tiltrukket av kjernens positive ladning. Denne tiltrekningen kan måles og utgjør en viss størrelse målt i eV. Imidlertid skjer det også en viss skjermende effekt på de ytre elektroner fra elektroner lenger inne. Når to ioner bindes til hverandre i en ionekrystall, vil det innstille seg en slags likevektstilstand hvor tiltrekning og frastøting er i balanse. Summen av de to atomenes ioneradier blir da lik avstanden mellom atomenes kjemer. Når en skal beregne atomenes ioneradius, kan en gå fram på forskjellig måte, men ved å benytte en forbindelse hvor anion og kation har lik elektronkonfigurasjon, får en i prinsippet en forholdsvis enkel framgangsmåte. I forbindelsen NaF har Na+ og F- likt antall elektroner. Na+ har 11 protoner og 10 elektroner, F" har 9 protoner og 10 elektroner. Følgelig skulle man vente at Na+ hadde mindre ioneradius enn F- etter forholdet rNa • _ 9 rF11

Avstanden mellom atomkjernene kan finnes eksperimentelt og er i dette tilfelle 0,233 nm. Dette gir følgende ioneradier: rNa+ = 0.105 nm, rF- = 0,128 nm. Når man har korrigert for den skjermende effekt av innenforliggende elektroner, kommer man fram til den vanlige verdi for disse stoffers ioneradius: rN?+ = 0,097 nm og rF- = 0,136 nm. Hvis en regner at et ions radius er den samme i alle ionekrystaller, blir det forholdsvis enkelt å beregne andre ioners radius. F.eks. kan man måle kjemeavstanden i en NaCl-krystall, og da rNa+ allerede er kjent, kan rci- finnes som differens. Et ions radius vil avhenge noe av det aktuelle koordinasjonstall. Generelt kan en si at radius øker en del med økende koordinasjonstall. I Tabell 2 er radius til en del vanlige ioner i mineraler satt opp. Som det går fram av tabellen, har anioner generelt sett større radius enn kationer. Et elements ioneradius avhenger også av hvor elementet forekommer i det periodiske system. 42

Tabell 2. loneradius (nanometer) basert på 6-koordinasjon for en del utvalgte elementer.

Ag+ aP+ b3+

Ba2+ Be2+

c4+

Ca2+ CF Co2+

cP+

Cs+ Cu+ Cu2+ Eu2+

0,126 0,051 0,023 0,134 0,035 0,016 0,099 0,181 0,072 0,063 0,167 0,096 0,072 0,112

Eu3+ F" Fe2+ Fe3+ Ga3+ Hf4+ K+ La3+ Li+ Lu3+ MgI2* Mn2+ Mn3+ Mn4+

Mo4+ Na3+ Na+ Nb5+ Ni2+

0,098 0,136 0,074 0,064 0,062 0,078 0,133 0,114 0,068 0,085 0,066 0,080 0,066 0,060

q2-

p>5+ Pb2+ Rb+

s6+

S2" Sc3+ Se2Si4+

0,074 0,016 0,097 0,069 0,069 0,140 0,035 0,120 0,147 0,030 0,184 0,081 0,198 0,042

Sr4+ Sr2+ Th5+ Th4+ Ti3+ Ti4+ U4+ u6+ v3+ w$+ y3 + Yb3+ Zn2+ Zr4+

0,071 0,112 0,068 0,102 0,076 0,068 0,097 0,080 0,074 0,062 0,086 0,086 0,074 0,079

1.

For elementer i samme gruppe øker radius med økende atomnummer: Be2+= 0,035, Mg2+= 0,066, Ca2+ = 0,099, Sr+ = 0,112, Ba2+ = 0,134.

2.

For positive ioner (kationer) med lik elektronkonfigurasjon (tilhører samme periode) minker radius med økende ladning: Na+ = 0,097, Mg2+ = 0,066, Al3+ = 0,051, Si4+ = 0,042, P5+ = 0,035, = 0,030. Dette skyldes at kjemeladningen øker mens antallet elektroner er konstant.

3.

For elementer som kan opptre i ulike oksidasjonstrinn, vil ioneradius minke med økende ladning: Mn‘+ = 0,080, Mn3+ = 0,066, Mn44" = 0,060; Fe"4= 0,074, Fe3+ = 0,064.

4.

For negative ioner (anioner) minker radius med økende atomnummer innen samme periode: O- =0,140, F-= 0,136; S" =0,184, Cl =0,181.

I ionekrystaller må det herske både geometrisk og elektrisk stabilitet. Geometrisk stabilitet angår måten de ulike ioner pakkes sammen på i krystallgitret, elektrisk stabilitet angår positiv og negativ ladningsbalanse. Ordningen av ionene i en krystallstruktur avhenger av størrelsesforholdet mellom kation og anion. Kationene er vanligvis mye mindre enn anionene, og man kan generelt si at de plasseres i hulrommene mellom anionene. Det er således til vanlig anionene som "bærer" strukturen. Kationene omgir seg altså først og fremst med anioner, og det antall anioner som ligger like langt fra kationet i korteste avstand, kaller man kationets koordinasjonstall. Omvendt vil anionets koordinasjonstall være antallet av kationer i korteste avstand. Eksempel: I NaCl-strukturen omgis hvert Na+-ion av seks Cl--ioner, man har 6-koordinasjon eller oktaedrisk koordinasjon. Klorionene er også 6-koordinerte da hvert av dem er omgitt av seks Na+-ioner.

43

Vi skal nå se litt på hvordan en kan forutsi koordinasjonstallet i en ionestruktur. I Fig. 44 omgir tre store anioner et lite kation. Her har vi følgende relasjoner:

k

anion

— ranion + rkation — rA + rK

e = 60°

rA/rA + rK = sin 0 = 0,866 0,134 rA = 0,866 rK

rK/rA = 0,134/0,866 = 0,155

Fig. 44. Nedre grense for stabil 3-koordinasjon.

Dersom kationet (rK) var mindre (Fig. 45), ville det ikke være kontakt mellom anion og kation. Koordinasjonstall 3 ville derfor være en ustabil tilstand for de to ionene. Forholdet rK / rA = 0,155 er derfor nedre grense for en stabil ionestruktur med koordinasjonstall tre. For radius/radius-forhold < 0,155 vil 2-koordinasjon være det eneste stabile. Ved tilsvarende geometriske betraktninger vil en finne at rK / rA = 0,225 er nedre stabilitetsgrense for koordinasjonstall fire (øvre grense for koordinasjonstall tre). I Tabell 3 er sammenhengen mellom radius/radius-forhold og koordinasjonstall ved ionekrystaller satt opp. I mineralogien støter vi stort sett på silikater, og her er oksygen det viktigste anion. De fleste kationer vil da vanligvis opptre med et bestemt koordinasjonstall. Men et ion som f.eks. Al3+ veksler mellom 4- og 6-koordinasjon til tross for at radius/ radius-forholdet (rAp+/r02- = 0,364) tilsier 4-koordinasjon. I tettpakkete strukturer kan en del elementer opptre med høyere koordinasjonstall enn i åpnere strukturer. På grunn av dette finner vi (for samme grunnstoff) ofte høyere koordinasjonstall i høytrykksmineraler enn i mineraler dannet ved lavt trykk. De geometriske konstellasjonene som er satt opp i Tabell 3 benevnes ofte koordinasjonspolyedre. Slike polyedre er i mineralstrukturene bundet sammen på forskjellige måter. De kan dele hjørner eller kanter eller bindes sammen av andre ioner.

44

Fig. 45. Ustabil 3-koordinasjon. Det lille kationet er ikke i "kontakt” med anionene.

Tabell 3. Radius/radius-forhold, koordinasjonstall og struktur hos ionekrystaller. rK^A

Koordinasjonstall Geometrisk konstellasjon til kation

Eksempel

< 0,155

2

Lineær

HF

0,155-0,22

3

Trigonal, plan

CO3(i) 2

0,225-0,414

4

Tetraedrisk

SiO2

0,414-0,732

6 (kan også være 4)

Oktaedrisk (plan)

NaCl CsCl

0,732-1,0

8

Kubisk

1,0

12

Kubisk og hexagonal tettpakning

Pauling har summert opp en del empiriske faktorer angående de elektrostatiske kreftene som ser ut til å gjelde i ionekrystaller:

(i)

Dersom et kations ladning deles på det antall anioner det omgir seg med (dvs. koordinasjonstallet), vil resultatet bli det ladningsbidrag kationet yter til hvert anion.

45

(ii)

Det ladningsbidrag som hvert anion mottar fra omgivende kationer, må tilsammen tilsvare anionets valens (= total ladning).

(iii)

Felles kanter og spesielt felles flater mellom koordinasjonspolyedre svekker strukturens stabilitet fordi kationene i sentrum av polyedrene derved kommer så nær hverandre at det vil føre til frastøtning.

(iv)

I en krystall med ulike kationer vil spesielt de med høy ladning og lavt koordinasjonstall ha en tendens til ikke å dele polyedrets kanter eller flater fordi frastøtningen her ville bli ekstra kraftig.

(v)

Antallet av prinsipielt ulike komponenter (f.eks. gitterposisjoner) i en krystallstruktur synes å være lavt.

BLANDET BINDING Ovenfor har vi behandlet de kjemiske bindingstypene som om de opptrer alene og uavhengig av hverandre. Som det går fram av Tabell 4, er det imidlertid ikke så sjelden at det kan være dårlig samsvar mellom det antatte og observerte koordinasjons­ tall. Dette skyldes, som vi skal se nedenfor, nettopp bindingsforholdene som verken er reint kovalent eller ionisk hos mange mineraler, men ofte av en mellomtype.

Tabell 4. Radiusforhold og koordinasjonstall hos en del sulfider.

Forbindelse

rkatioi/ranion

MgS ZnS FeS

koordinasjonstall antatt observert

4 4 4

0,359 0,402 0,402

6 4 6

Hvis en forbindelse AB er reint kovalent bundet, vil vi ha følgende relasjon for bindingsenergien:

AB =^ea. 2 + ’æerb2

eab

I svært mange tilfeller finner en imidlertid at EAB er større enn det reint kovalente bidraget skulle tilsi, og vi kan skrive:

Eab = 'ÆA2 + >ÆB2 + A hvor A er et mål for andelen av ionebinding i strukturen. Hvis vi undersøker bindingsenergien hos forbindelser som HF, HC1, HBr og HI, finner vi at A minker i denne rekkefølge: F -» Cl -* Br —> I, d.v.s. med minkende elektronegativitet. Elektronegativiteten hos et grunnstoff er evnen til å trekke til seg elektroner. Den er forskjellig fra, men har nøye sammenheng med elementets ionisasjonspotensial og elektronaffinitet. 46

Pauling fant at sammenhengen mellom A og elektronegativitet kan uttrykkes slik:

A (KJ) = 96 (Za - Xb)2

hvor Za Xb er elektronegativitetsverdiene til atomene (ionene) A og B. Elektronegativiteten uttrykkes med ubenevnte tall i en relativ skala hvor f.eks. xF- 4,0; X]x[a+ = og Xh+ ~ 2,2. De fleste større lærebøker i kjemi samt tabeller over det periodiske system oppgir verdier for de ulike ioners elektronegativitet. Generelt kan vi si at: (a) Dersom Xa > Xb i et molekyl (AB), vil molekylet polariseres slik:

B+

A"

Når differansen (xA ~ Xb) øker, vil molekylets egenskaper i stadig større grad forklares ut fra at det hersker ionebinding.

(b) Dersom Xa ~ Xb i et molekyl (AB), vil det bare i meget begrenset grad skje noen polarisering, og molekylets binding blir overveiende av kovalent type.

Sammenhengen mellom forskjell i elektronegativitet og graden av ionebinding er vist i Fig. 46. Uoverensstemmelsen mellom ventet og observert koordinasjonstall for noen av sulfidene i Tabell 4 kan bl.a. forklares med at graden av ionebinding er forholdsvis lav (10-35%) hos disse forbindelsene.

Fig. 46. Forholdet mellom elektronegativitet og ionekarakter.

47

ISOMORFI OG ATOMSUBSTITUSJON Begrepet isomorfi betyr formlikhet. Dersom to forbindelser dannes av atomer eller ioner av omtrent lik størrelse og med samme bindingstype, er det store muligheter for at disse forbindelsene vil få strukturer som likner hverandre og også lik ytre form. Et typisk eksempel er NaNO3 (salpeter) og CaCO3 (kalkspat). Disse mineralene har fullstendig ulike egenskaper når det gjelder hardhet, løselighet og smeltepunkt, men deres ytre (og indre) krystalloppbygging er omtrent identiske. Dette skyldes at Na+ og Ca2+ har omtrent lik ioneradius (0,097 nm og 0,099 nm). Videre er både nitrat- og karbonationene trigonal plane oksyanioner med indre kovalent binding. De fleste isomorfe mineraler er imidlertid beslektet på andre måter. Som regel har de en felles komponent - vanligvis et stort anion - som utgjør "hjørnesteinene" i strukturen. Kationene er å finne i hulrommene i strukturen. Det er derfor vanlig å betrakte vanlig forekommende mineraler som en struktur med et begrenset antall av prinsipielt ulike strukturposisjoner (sentra i koordinasjonspolyedrene) hvor kationer med høvelig størrelse og ladning går inn.

Beregning av strukturformel. Vi skal belyse dette ved å se nærmere på hvordan ionene i mineralet augitt fordeler seg i strukturen. Augitt er en monoklin pyroksen hvor det er tre ulike strukturposisjoner for kationer. Oksygenanioner utgjør "hjørnesteinene". En generell formel kan skrives slik: XYZ2O6

hvor X representerer forholdsvis store 8-koordinerte ioner, Y er 6-koordinerte ioner og Z de små 4-koordinerte ioner, hovedsakelig Si4+. Når vi skal beregne formelen til et mineral etter kjemisk analyse, går vi fram på en bestemt måte. Vi starter ut fra vektprosent oksider (Tabell 5) og går trinnvis fram:

(i)

Først divideres vektprosent av hvert oksid med oksidets molvekt. Da fås molproporsjoner (forholdstall).

(ii)

Enkelte oksider har flere kationer og/eller anioner pr. formelenhet. Vi regner om til kation- og anionproporsjoner ved å multiplisere med antallet av slike ioner i oksidformelen.

(iii)

Anionproporsjonene summeres og justeres opp til en sum av oksygenanioner som tilsvarer antallet O2- i strukturformelen for mineralet. Vi benytter en omregningsfaktor (F) slik:

F = antall O

i strukturformel dividert med sum anionproporsjoner.

(iv)

Kationproporsjoner multipliseres med F.

(v)

De verdier som nå er funnet, brukes til å sette opp en fullstendig strukturformel.

48

Som vi så ovenfor, inneholder strukturformelen for monoklin pyroksen 6 oksygen-ioner pr. enhet. I vårt regneeksempel er sum anionproporsjoner 2,663. Faktoren (F) det skal justeres etter (punkt iii ovenfor), blir da: F = 6 / 2,663 => F = 2,253. I rubrikken kationer til 6 O?~ i tabell 5 er kationproporsjoner multiplisert med F. I eksemplet med augitt som er beregnet her, vil alle de minste ionene (Si4*) få plass i Zposisjonen (4-koordinasjon). Det nest minste ionet (Al3*) vil så fylle opp de resterende plassene. Resten av Al3* går i 6-koordinasjon (Y) sammen med Fe3*, Mg2*, Ti4* og en del av Fe2* til denne posisjonen er fylt opp. Resten av Fe2* går sammen med de største kationene Mn“*, Ca2* og Na* inn i 8-koordinasjonen (X) og fyller denne. Den beregnete formelen kan skrives slik:

(Na,Ca,Mn,Fe2*)]001 (Fe2*,Ti,Fe3*,Mg,AI)100](Al,Si)2O6.

Tabell 5.

Beregning av strukturformel

Oksid

vekt%

molvekt

SiO, TiO, A12O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O

50,29 1,33 2,82 1,76 9,75 0,26 12,49 21,14 0,44

60 80 102 160 72 71 40 56 62

Sum

100,28

molproporsjoner

kation­ anion­ propor­ propor­ kationer til 6 O2' sjoner sjoner

Kationgruppering ion radius strukturgruppe

0,838 0,017 0,028 0,011 0,135 0,004 0,312 0,378 0,007

0,838 0,017 0,056 0,022 0,135 0,004 0,312 0,378 0,014

Si4+ Al3+

1.676 0,034 0,084 0,033 0,135 0,004 0,312 0,378 0,007

2,663

1.888 0,038 0,126 0,050 0,304 0,009 0,703 0,852 0,032

ai3+

Fe3+

Fe2+ Fe2+ Mn2+ Na+ Ca2+

0,042 0,051 0,051 0,064 0,066 0,068 0,074 0,074 0,080 0.097 0,099

1,888 2,000(Z) 0,112, 0,014 0,050 0,703 ' l.OOl(Y) 0,038 0,196. 0,108 0,009 l.OOl(X) 0.032 0,852;

Augittformelen slik vi har regnet den ut her, er altså mye mer komplisert enn formelen for den rene diopsid (CaMgSi2O6). Diopsid og augitt er imidlertid isomorfe. Augitten kan derfor betraktes som" en diopsidstruktur hvor noe av Ca2* er byttet ut med Na*, Mn2* og Fe2*; noe av Mg2* er byttet ut med Al3*, Fe3*, Ti4* og Fe"*, og endelig er noe Si4* byttet ut med Al3*. Slik utbytting kalles substitusjon, og hvis krystallformen bevares slik som her, snakker vi om isomorf substitusjon eller diadoki.

Blandingsserier. Det viser seg at diadoki finnes hos svært mange mineraler, og mange av disse grupperes i det som kalles isomorfe serier eller blandingsserier. I olivinserien f.eks.

49

er det blandbarhet i alle forhold mellom endeleddene forsteritt (Mg2SiO4) og fayalitt (Fe2SiO4). Olivinformelen skrives vanligvis (Mg,Fe)2SiO4 hvor kommaet mellom Mg og Fe antyder at det er full blandbarhet mellom disse ionene. Plagioklasserien er et annet eksempel på isomorf blandbarhet. I naturen finnes alle blandingsforhold mellom albitt (NaAlSi3O8) og anortitt (CaAl2Si2O8). I dette tilfellet er substitusjonsreaksjonen mer komplisert idet de ionene som byttes ut mot hverandre, har ulik ladning. Reaksjonen kan stilles opp slik:

Na+ + SiO^ + CaAl2Si2O8

*

Ca2+ + A1O45’ + NaAlSi3O8

En generell plagioklasformel kan uttrykkes på denne måten:

(Na,Ca)(Al,Si)2Si2O8

Av hovedelementer er det særlig visse karakteristiske elementer som pleier å byttes ut mot hverandre. Mg2+ og Fe2+ viser full blandbarhet i mange isomorfe serier: Al3+ (0,051 nm) og Fe3+ (0,064 nm) viser også ganske stor blandbarhet, Cr3+ kan også opptre som hovedelement i enkelte isomorfe serier (f.eks. spinell) hvor det substituerer for Al3+ eller Fe3+. Videre er det, spesielt ved høy temperatur, ganske stor blandbarhet mellom Na+ (0,097 nm) og K+ (0,133 nm) til tross for at forskjellen i ioneradius er større enn 30%. Disse forholdene forklarer i stor grad hvorfor spesielle sporelementer opptrer i bestemte mineraler. Bl.a. kan vi nevne her at V3+ (0,074 nm) synes å substituere for Fe3+ (0,064 nm); Rb+ (0,147 nm) for K+ (0,133 nm); Sr+ (0,112 nm) for Ca^+ (0,099); Ge4+ (0,053 nm) for Si4+ (0,042 nm) og Ga3+ (0,062 nm) for Al3+ (0,051 nm).

Goldschmidts regler. V.M.Goldschmidt fant at atomsubstitusjon var kontrollert av en del spesielle faktorer. Disse kan sammenfattes slik:

(i)

lonestørrelse. Ved substitusjon tolereres ikke mer enn ca. 15% variasjon i ionestørrelsen, bortsett fra ved ekstra høy temperatur (Na+ K+ i alkalifeltspat). Ved avkjøling vil da ioner som blir for ulik i størrelse, bli "kastet ut" eller avblandet, slik som ved pertittdannelse hos alkalifeltspat.

(ii)

loneladning. Dersom to ulike ioner av lik størrelse, men med forskjellig ladning "konkurrerer" om en plass i et krystallgitter, vil strukturen først foretrekke det ion som har høyest ladning.

Kombinasjon av disse faktorer kan føre til spesielle typer av substitusjon. Eksemplene på sporelementer nevnt ovenfor illustrerer det forhold som Goldschmidt kalte kamuflasje av et sporelement. Denne type substitusjon opptrer når et sporelement av samme ladning og omtrent^samme radius sår inn på plassen til et hovedelement i en krystallstruktur. (Eks. Sr+ for Ca2+; Ga + for Al + osv).

50

Enkelte sporelementer har imidlertid en tendens til å forekomme i uvanlig store mengder i spesielle mineralstrukturer. Dette beror på fenomenet kapring (engelsk: capture). Slik kapring skjer når ioner av samme størrelse som et hovedelement, men med høyere ladning enn dette opptas i krystallgitret. Elementet blir altså foretrukket av strukturen. Et eksempel er at Ba2+ (0,134 nm) blir kapret av kaliummineraler (K+ = 0,133 nm). Årsaken er at ionet med høyere ladning vil gi et sterkere bindingsbidrag til strukturen fordi det har høyere ionepotensial (Z/r eller ladning pr. overflateenhet). En annen situasjon oppstår når et ion av et sporelement har samme størrelse som et hovedelement i et mineral, men har lavere ladning. Et slikt ion kan bli gitt adgang (engelsk: admission) til krystallgitret, men vil ikke bli spesielt foretrukket. Slike ioner har en tendens til å oppkonsentreres mot slutten av differensiasjonsprosesser (f.eks. ved magmatisk krystallisasjon). Som eksempel nevnes Li+ (0,068) nm) som kan substituere for Mg2+ og Fe2+, bl.a. i glimmer. Det finnes imidlertid visse unntak til disse generelle regler. Det viser seg nemlig at elementenes ulike elektronegativitet spiller en viss rolle. Under ellers like forhold (lik størrelse og lik ladning) vil en krystallstruktur foretrekke det ion som har lavest elektronegativitet fordi dette ionet vil gi det sterkeste bindingsbidraget til strukturen. Dette forholdet får betydning først når forskjellen i elektronegativitet mellom konkurrerende ioner er 0,1 eller støne. Som eksempel kan følgende nevnes: V3+ (0,074 nm) har en tendens til å bli foretrukket i Fe3+ -mineraler (magnetitt) til tross for at radien er større enn til vertsionet (Fe3+ = 0,064 nm). Her viser det seg at årsaken ligger i det forhold at V3+ har vesentlig lavere elektronegativitet enn Fe3+ (1,4 mot 1,9). Dette forholdet virker også aktiverende på substitusjonen av Cr3+ (0,063 nm og elektronegativitet på 1,6) i de samme mineraler. Andre unntak kan skyldes ulike verdier i elementenes krystallfeltenergi (se avsnittet om farge i kapittel 3). Videre er det påvist at reglene ikke gjelder fullt ut når mineraler krystalliserer fra flerkomponentsmelter hvor systemet har et minimum eller maksimum smeltepunkt.

SPORELEMENTFORDELING Når det gjelder sporelementers fordeling mellom ulike mineraler eller mellom et mineral og en silikatsmelte, benyttes fordelingskoeffisienter som et mål for hvordan et bestemt ion oppfører seg. Fordelingskoeffisienten benevnes K hvis den er basert på molare forhold og D hvis den er vektbasert. I geokjemi er det enklest å bruke D fordi en vanligvis arbeider med analysedata i vektprosent eller "parts per million” (ppm; 1% = 104 ppm). Vi kan f.eks. finne fordelingskoeffisienten for elementene Ni, Sr, Zr og Rb mellom mineralene olivin, augitt og plagioklas og en smelte de krystalliserer fra (Tabell 6). Dersom vi studerer tallene i tabellen nærmere, ser vi at Ni konsentreres i olivin og augitt pg at Sr konsentreres i plagioklas i forhold til smeiten. I disse tilfellene blir D > 1. Årsakene til dette er for en stor del nevnt ovenfor; ionene har høvelig ladning og radius. Slike elementer betegnes kompatible. Zr og Rb er eksempler på elementer med D « 1, de passer ikke inn i noen av de "vanlige" mineralene, de er inkompatible. Av disse finnes to hovedgrupper. Rb tilhører gruppen av store ioner 51

med lav ladning (LIL = Large Ion Lithofile-elementer) og Zr er eksempel på et middels stort ion med høy ladning (HFS - High Field Strength-elementer).

Tabell 6.

Analysedata for Ni, Sr, Zr og Rb i olivin, augitt, plagioklas og smelte. (Alle tall i ppm).

Olivin Augitt Plagioklas Smelte

Eks.:

Ni

Sr

Zr

Rb

2900 780 10 250

3 60 793 420

1. Hvis vi så plasserer en slik blå krystall mellom en anode og en katode ved moderat temperatur, ser vi at den blå fargen forskyver seg mot anoden (+). Dette forklares ved at krystallen har tatt opp K+-ioner og elektroner fra kaliumdampen hvor følgende prosess skjer: K(s) —> K+ + e”. K+-ionet besetter en tom kationposisjon i gitret, og et elektron går inn i en tom anionposisjon. Ettersom fargen forskyver seg mot anoden, må det være de negativt ladete partiklene (elektronene) som er årsak til selve fargen: Et elektron i en tom anionposisjon benevnes et F-senter eller et fargesenter. Samme effekt kan oppnås om vi bestråler en KCl-krystall med høyenergetisk stråling (røntgenstråling). Da vil følgende reaksjon skje:

2CF + energi

Cl2 + 2e".

Cl" mister altså et elektron (e-) som så går inn i en tom anionposisjon og danner et F-senter. En del naturlige mineraler som flusspat (CaF2), kalkspat (CaCO3) og halitt (NaCl) kan vise farge på grunn av bestråling fra omkringliggende mineraler. Ved oppvarming vil elektronene igjen binde seg til andre stoffer og fargeeffekten vil forsvinne. 68

Et ion som har mistet et elektron, vil ha en ubalanse i sitt ytterste energinivå - et slags tomrom. Dette vil ha mulighet i seg til å fange inn elektroner og kalles derfor et positivt hull.

Strek. Mineralenes strek er fargen på det pulver en får når et mineral finknuses. Praktisk undersøker vi mineralenes strek ved å ripe dem mot hvit uglassert ru porselen f.eks. en sikring. Fargen som da sees er identisk med mineralets strek (belegget på den hvite platen er jo mineralets pulver). Ved praktisk mineralidentifikasjon er det særlig oksid- og sulfidmineraler vi undersøker med hensyn til strek. For mineralet molybdenglans kan det brukes glassert porselen (f.eks. keramisk flis) for å skille dette mineralet fra grafitt som det kan forveksles med. Molybdenglans gir da grønn strek.

Glans. Mineralenes glans er et forholdsvis vagt definert begrep. Egenskapen er likevel verdifull idet den baserer seg direkte på synsinntrykk uten hjelp av spesielle instrumenter. Ved hjelp av et minerals glans er det mulig å forutsi noe om hva slags kjemisk binding som hersker i strukturen, og videre noe om brytningsindeksen. Metallisk glans finnes hos opake mineraler med høy reflektivitet. Den indikerer metallisk eller høy grad av kovalent binding og finnes spesielt hos metaller, sulfider og sulfosalter. Reflektiviteten er vanligvis høyere enn 20-30% og brytningsindeksen større enn 3. Den høye absorpsjon og reflektivitet skyldes at mineraler med metallisk binding har en rekke ulike energinivåer slik at alle fotoner fra det synlige spektret kan bli absorbert. Mesteparten av denne energien sendes umiddelbart tilbake som synlig lys, dermed får mineralet høy reflektivitet. (Brytningsindeks er definert under kapitlet om kry stall optikk). Submetallisk glans opptrer hos halvopake mineraler (eks. rutil, hematitt) med brytningsindeks ca 2,6 - 3. Ikkemetallisk glans opptrer hos de aller fleste gjennomskinnelige og gjennomsiktige mineraler. Vi deler disse inn i flere undergrupper:

(i)

Adamantinglans finnes hos mineraler med kovalent binding, tungmetaller eller innskuddsgrunnstoffer. Brytningsindeksen varierer fra 1,9 - 2,6. Eksempler: Diamant, cerusitt (PbCO3), rutil.

(ii) Glassaktig (vitrøs) glans opptrer hos ca. 75% av alle ikkemetalliske mineraler. Glansen er som hos brukket glass. Slike mineraler har gjeme stor grad av ionebinding og mesteparten av ionene har atomnummer mindre enn 26 (jern). Brytningsindeks: 1,3 - 1,9.

(iii) Harpiksglans finnes hos noen halvgjennomskinnelige mineraler med brytnings­ indeks høyere enn ca. 2 (eks. zinkblende).

69

(iv) Fettaktig glans forekommer hos mineraler som nefelin og apatitt. Halitt som i friskt brudd viser glassaktig glans, gjennomgår overflateforandringer som gjør at en fettaktig glans oppstår etter en tid. (v) Perlemorsglans opptrer hos mineraler med god spaltbarhet - de har mange parallelle reflekterende flater. Eksempler: Talk, glimmer, kalkspat og gips.

PIEZO- OG PYROELEKTRISITET Enkelte krystaller har den egenskap at de ved stresspåvirkning blir elektrisk ladet (polarisert). Denne egenskapen kalles piezoelektrisitet (av piezo = trykk). Polariteten skifter retning hvis belastningen endrer karakter fra kompresjon til tensjon. Denne egenskapen kan utnyttes teknologisk fordi piezoelektriske krystaller kan opptre som oscillatorer når de utsettes for et skiftende elektrisk felt. Særlig er kvartskrystaller mye brukt. Ladningen pr. overflateenhet (P) av en slik krystall kan uttrykkes slik: P = da

hvor (a) er stress og (d) en konstant kalt den piezoelektriske modul. Piezoelektrisiteten er en vektoregenskap som varierer i størrelse avhengig av hvilken retning i krystallen trykket virker. Hvis modulen (d) er kjent i én retning i en krystall, kan en ved hjelp av vektoranalyse beregne størrelsen i de andre retningene. Hvis man gjør dette for alle krystallklassene, viser det seg at modulene blir null i alle klasser som har et symmetri sentrum og dessuten i klassen 432 i det kubiske system. En står da igjen med 20 krystallklasser hvor piezoelektrisitet vil forekomme. Tilsvarende vil krystaller i de samme krystallklasser polariseres ved oppvarming. Dette kalles pyroelektrisitet (pyro = ild/varme). Årsakene til piezo- og pyroelektrisitet er noe uklare, og vi skal ikke gå nærmere inn på dem her. Fenomenene er imidlertid nært beslektet fordi utvidelse/sammentrekking (oppvarming) og tensjon/kompresjon (stress) fører til liknende typer av strain (deformasjon) i mineralene.

MINERALENES MAGNETISKE EGENSKAPER Når elektroner beveger seg rundt en atomkjerne, dannes det et magnetisk felt. Når krystaller plasseres i et ytre magnetfelt, vil det oppstå en kraft som forsøker å ensrette de magnetiske feltene for atomene i krystallen slik at et magnetisk moment for hele krystallen kan dannes. Et slikt magnetisk moment kan være rettet mot det ytre feltet (diamagnetiske stoffer) eller med feltet (paramagnetiske stoffer). Forholdet mellom det momentet som dannes (M) og det ytre feltet (H) betegnes den magnetiske susceptibilitet X for stoffet:

X= m/h

70

Diamagnetiske stoffer har små negative verdier for X (/ < 0) og blir frastøtt av det ytre feltet. Diamagnetismen er knyttet til elektronenes fordeling i rommet og finnes hos atomer av alle slag. Paramagnetiske stoffer har små positive verdier for X (X > 0) °g tiltrekkes svakt av det ytre feltet. Paramagnetismen er knyttet til elektronenes spinn. Spesielt hos innskuddsgrunnstoffene vil paramagnetismen tre godt fram fordi mange av disse stoffene har d- eller f-orbitaler med uparete elektroner (se Fig. 61). Disse forhold gjelder enkeltstående atomer og enkle strukturer og kan vanskelig overføres til krystaller med kompliserte strukturer. Generelt sett vet vi imidlertid at jemholdige mineraler er paramagnetiske. Siden diamagnetisme og paramagnetisme virker i motsatt retning, vil de totalt sett motvirke hverandre. Men fordi paramagnetismen er litt sterkere enn diamagnetismen, vil alle stoffer med et paramagnetisk moment framtre som paramagnetiske utad. Forskjellene i magnetisk susceptibilitet er av stor hjelp ved f.eks. mineral separasjon. Både i laboratoriet og i industrien brukes elektromagnetiske separatorer med regulerbare magnetfelt for å skille ulike mineraler fra hverandre.

Fig. 62. Jematomet har 4 uparete 3d-elektroner og er sterkt paramagnetisk, sinkatomet har bare parete elektroner og viser ingen paramagnetisme.

Ferromagnetisme. I krystaller med velutviklete, ordnete krystallgitre skjer det iblant at atomenes magnetiske momenter likerettes selv om det ikke pålegges et ytre magnetfelt. Denne likerettingen er fullkommen bare innen begrensete områder i krystallen, de såkalte magnetiske domener. Domenes størrelse varierer fra 10-5 til 10-6m, og de inneholder fra 1012 til 1015 atomer. Men fordelingen av domenene og den innbyrdes orientering av deres momenter er slik at totalmomentet for krystallen blir lik null eller iallfall meget lite. Legger en så på et rettet magnetfelt utenfra, vil de domener som i retning faller sammen med det ytre feltet vokse på de andres bekostning eller de andre domenene vil søke å innpasse seg etter det ytre feltet (Fig. 63). Denne likerettingen fører til at krystallenes totalmoment øker kraftig og blir langt støne enn hos en vanlig paramagnetisk krystall med samme volum. Når det ytre feltet tas bort, faller omtrent

71

all likeretting av domenene bort. Men en mindre del av likerettingen blir tilbake i krystallen slik at totalfeltet blir litt større enn før magnetfeltet ble pålagt. Dette kalles remanens. Innenfor domenene er likerettingen fullstendig bare ved det absolutte nullpunktet. Ved temperaturstigning skjer det i krystallene en orden/uorden-omvandling som fører til at likerettingen innen domenene minker. Over et visst punkt, Curiepunktet, er all likeretting borte om det ikke pålegges et ytre magnetfelt, dvs. stoffet viser bare vanlig paramagnetisme.

Fig. 63. Magnetiske domener før et ytre felt pålegges (til venstre). Til høyre er vist to forklaringer på hvordan ensrettingen av domener eller forsterkningen av feltet kan oppstå.

Ferromagnetisme hos krystaller forutsetter at atomene er paramagnetiske. Den er bare mulig i fast tilstand og hvor det er en ordnet krystallstruktur. De kjente rene ferromagnetiske grunnstoffer er jern, kobolt, nikkel og gadolinium. Fe har seks 3d-elektroner (4 uparete Fig. 62), Co har sju 3d-elektroner (3 uparete), Ni har åtte 3d-elektroner (2 uparete), mens Gd har sju 4f-elektroner og et 5d-elektron (8 uparete).

Antiferromagnetisme og ferrimagnetisme. Vekselvirkninger mellom nærliggende atomer i krystaller kan i enkelte tilfeller føre til at atomenes magnetiske momenter i domenene er parallelle, men motsatt rettet. Dersom motsatt rettete momenter er like store, blir totalmomentet lik null. Dette kalles antiferromagnetisme. Dersom momentet som peker i den ene retningen er større enn

72

det som er motsatt rettet, får man et totalmoment som virker som et svakt ferromagnetisk felt. I slike tilfeller benyttes betegnelsen ferrimagnetisme (Fig. 64).

initi nini a

b

Fig. 64. Skjematisk bilde av krystallers antiparallelle magnetiske momenter, a = antiferromagnetisme, b = ferrimagnetisme. Paramagnetiske kationer, spesielt av innskuddsgruppeelementer, stiller ofte sine permanente magnetiske momenter antiparallelt hvis de bindes til anioner som F-, O2-, S2' og Se2-. Bl.a. er MnF-, Cr2O3; MnO, MnO2 FeO, MnS og MnSe antiferromagnetiske. Blant rene grunnstoffer er antiferromagnetisme påvist hos bl.a. krom (Cr) og mangan (Mn). Blant mineralene finner vi noen få som er ferrimagnetiske. Vanligst er magnetitt (Fe2+Fe23+O4^ og magnetkis (Fej_xS). I tillegg kommer maghemitt (y Fe2O3) som er forholdsvis sjelden. Magnetitt tilhører spinellgruppen. Spinellstrukturen har generell formel AIVB2VIO4 hvor det altså er dobbelt så mange posisjoner for 6-koordinerte (B) kationer som for 4-koordinerte (A). Magnetitt tilhører de inverse spinellene hvor halvparten av de treverdige ionene går inn i A-posisjoner mens den andre halvparten går inn i B-posisjoner sammen med det toverdige ionet. Magnetittens strukturformel blir da: Fe3+(Fe‘+Fe3+)O4 Ferrimagnetismen forklares ved at de magnetiske momenter fra Aog B-posisjonene er antiparallelle. Bidragene fra Fe3+ i disse to posisjonene er like store og opphever hverandre. Den resulterende ferrimagnetismen skyldes bidraget fra Fe2+ i B-posisjonene.

RADIOAKTIVITET En del mineraler viser naturlig radioaktivitet. Disse mineralene inneholder ustabile, radioaktive isotoper av forskjellige elementer. Sterkest radioaktivitet finner vi hos mineraler som inneholder uran (U) og thorium (Th), men også kalium (K), rubidium (Rb) og mange andre grunnstoffer har radioaktive isotoper. Ved spontane radioaktive prosesser skjer det forandringer både i Z (antall protoner) og N (antall nøytroner), og enkelte ganger også i massen (A). Prosessene frigir energi i form av stråling.

Nedbrytningsmekanismer. Radioaktive grunnstoffer brytes ned på flere ulike måter:

(i)

Beta (fi)-nedbrytning: n er konstant.

—>

p+ + e'. Derved øker Z, N minker, mens A

73

(ii) a) Positronnedbrytning: p+ -» n + e+ (positron). b) Elektroninnfanging: p+ + e“ —> n

Ved disse to prosessene minker Z, mens N øker og A er konstant.

(iii) Forgreinet nedbrytning: Enkelte nuklider brytes ned på flere ulike måter. En av de isotoper som gjennomgår slik nedbrytning er ^K. ^Ar dannes ved positronnedbrytning og elektroninnfanging, og 20 Ca dannes ved £nedbrytning.

(iv) Alfa(u.)-nedbrytning: Den ustabile kjernen sender ut heliumkjemer (^He).

Dermed minker Z og N med to enheter hver, og massen (A) minker med 4 enheter.

(v)

Kjernespalting (fisjon)-. Visse tunge atomkjerner (Z > 100), men også i noen grad 925U, kan gjennomgå spontan fisjon med dannelse av ulike datterprodukter.

På grunn av strålingen vil radioaktive mineraler få sin kry stall struktur ødelagt i mer eller mindre grad, mineralet blir metmikt. I enkelte tilfeller blir strukturen såvidt mye ødelagt at røntgenstråler ikke lenger blir spredt i krystallgitret. Mineralet er da røntgenamorft. Små krystaller av zirkon (som inneholder litt thorium) finnes ofte som inneslutninger i biotitt. I mikroskopet ser vi i slike tilfeller at biotitten er forandret i et lite område like inntil zirkonkomet. Det er dannet en såkalt halo hvor biotittens krystallstruktur er noe påvirket av strålingen (a-partiklene) fra thorium i zirkon.

Den radioaktive nedbrytningsprosess foregår med konstant hastighet uavhengig av temperatur, trykk og av hvilke kjemiske forbindelser atomene befinner seg i. Prosessen er en såkalt 1 .ordens reaksjon, dvs. det antall atomer som desintegrerer pr. tidsenhet er proporsjonalt med det totale antall atomer som er tilstede.

Hvis dN er antallet kjerner som brytes ned i tidsrommet dt når det er N antall kjerner er til stede, har vi: 77

= -XN (som kan omskrives til

77

- -Xdt)

hvor A. er en konstant for prosessen og minustegnet gir uttrykk for at substansmengden avtar med tida (t).

74

Hvis No er antall kjerner når t = 0 og N er antall ved tid = t har vi:

InN

N

-

lnN0

=

= Noe-Xt eller

-Xt

No =

NeXt

Den vanlige måten å spesifisere nedbrytningshastigheten på, er å oppgi halveringstida (t^), dvs. tida det tar før halvparten av kjernene er blitt brutt ned (se også Fig. 65). Når t1/2 er kjent, kan nedbrytningskonstanten Å. finnes: Ved t = t1/2 er

N No

1 2

Setter vi inn i uttrykket ovenfor får vi: x

=

ll/2

Fig. 65. Radioaktiv nedbrytning. No er antallet kjerner ved tida t = 0.

75

I ulike praktiske anvendelser av radioaktivitet ved mineraler og bergarter er det vanligere å relatere antallet av radiogene datterprodukter (D*) til antallet av gjenværende utgangsatomkjemer (N) enn til No :

D* = No-N Ved å sette inn No = NeÅt får man: D* = NeXt - N => D* = N (eh - 1) Det totale antall datteratomer (D) som er tilstede i et radioaktivt system vil være: D = Do + D* der Do er antallet datteratomer tilstede ved t = 0 og D* er antallet datteratomer produsert i systemet ved nedbrytning av utgangsatomkjemer. Det gir følgende relasjon:

D = Do + N(eZl - 1)

Dette er hovedlikningen som benyttes ved aldersbestemmelser av mineraler og bergarter. Både D og N kan bestemmes analytisk, mens Do er en konstant som kan finnes ved fornuftig estimering, eller ved beregning ut fra data av flere beslektede prøver. Forutsatt at X er kjent og at de prøver man undersøker har vært et lukket system siden t = 0, kan t finnes fra likningen ovenfor. Halveringstider og nedbrytningskonstanter for en del radioaktive prosesser aktuelle for aldersdatering av geologisk materiale, er vist i Tabell 9.

Tabell 9. Nedbrytningskonstanter og halveringstider for en del radioaktive nuklider.

Radioaktiv nuklide

Datterprodukt

a1

14C

14n

4^k 40k

40Ca 40 Ar 87Sr 143Nd 206Pb 207Pb 2°8pb

87Rb 147Sm 238U 235u 232Th

X

1,21 x 10-4 4,962 x Kr10 5.81 x 10’11 1,42 x ICT11 6,54 x 10’12 1,551 x 1(T10 9,849 x 1O"10 4,948 x 10”’1

h/2a 5,73 x 103 (1,25 x 109 total for 40K) 4,88 x 1O10 1,06 x 1012 4,468 x 109 7,038 x 108 1,401 x 1010

Nedenfor følger en kort oversikt over de mest brukte dateringsmetoder:

76

1)

14C-metoden. Radiogent karbon som er dannet i atmosfæren, brytes ned til nitrogen ved følgende reaksjon: 14C

-> !4N + e~

Halveringstida til denne prosessen, t1/2 - 5,57 x 103*a (år). Denne metoden er mye brukt på organisk materiale som skjell, ved og trekull i kvartæravsetninger. Metoden er viktig også innen arkeologi. 2)

K/Ar metoden. Isotopen 40K er radioaktiv og har som nevnt ovenfor forgreinet nedbrytning. Dermed blir prosessen litt mere komplisert i og med at hver delprosess har sin egen nedbrytningskonstant. Datterproduktene i dette tilfellet er radiogen argon C°Ar*) og radiogent kalsium (^Ca*). I praksis er det den delen av som brytes ned til 40Ar man benytter seg av i denne dateringsmetoden. Halveringstida, t1/2 = 1,25 x 109a. Metoden kan anvendes på kaliumholdige mineraler og bergarter, og kan gi brukbare resultater både for gamle bergarter (109a) og helt ned til 100.000 år. Metoden er imidlertid ømfintlig overfor temperaturforandringer som kan ha ført til "lekkasje" i systemet med hensyn til argon - som jo er en gass.

I denne forbindelse kan det nevnes at forholdet 40Ar/39Ar også benyttes til datering, men her må prøvene først bombarderes med nøytroner i en kjemereaktor for å oppnå de ønskete reaksjoner.

3)

Rb/Sr-metoden. ^-nedbrytning

Isotopen 87Rb er radioaktiv og omformes til 87Sr ved

87Rb —» 8§Sr + e-

Halveringstida, t1/2 = 4,88 x 1010a, noe som gjør metoden svært anvendelig på gammelt geologisk materiale. Den generelle dateringslikningen blir i dette tilfellet: 87Sr = 87Sr0 + 87Rb (eZl - 1)

Det er vanlig å modifisere denne ved å dividere med 86Sr som er en vanlig stabil strontiumisotop. Den forekommer i samme mengde innenfor et bestemt system i dag som ved t = 0. 87Sr

87Sr'

87Rb

86Sr

86orj Sr 0

86Sr

77

(eZt - 1)

Rent praktisk analyseres 87Sr/86Sr med massespektrometer; Rb og Sr analyseres vanligvis med isotopfortynning eller røntgenfluorescensspektrometri. Når isotopenes normale fordeling og masse er kjent, kan 87Rb/86Sr beregnes fra disse data.

Av likningen ovenfor ser vi at 8/Sr/86Sr er en lineær funksjon av 87Rt/86Sr, hvor stigningstallet er (e^ - 1). Dette vil øke med økende verdi av t. For å finne t (prøvens alder) må en da enten kjenne initialforholdet (87Sr/86Sr)0 eller analysere flere prøver. Dataene settes opp i et såkalt Rb-Sr isokrondiagram (Fig. 66). Hvis vi tar utgangspunkt i tre prøver fra f.eks. et plutonsk kompleks som ved krystalliseringen (t = 0) hadde forskjellig Rb/Sr-forhold, vil vi se hvordan de to isotopforholdene utvikler seg med tiden. 87Rb vil minke og 87Sr vil øke. Initialforholdet vil imidlertid ikke forandres.

4)

Sm/Nd-metoden. Denne baseres på a-nedbrytningen av 147Sm til 143Nd: 1427Sm ->

^Nd +

4He

Halveringstida, t1/2 = 1.06 x 10Ha. Anvendelsesområde og systematikk er omtrent som for Rb/Sr-metoden. Det er først i løpet av det siste tiåret at metoden har kommet til anvendelse på geologisk materiale. Metoder med U. Th og Pb. De to uranisotopene 238U, 235U og thoriumisotopen 232Th gjennomgår alle flertrinns nedbrytning med bly som stabilt sluttresultat:

(i) 238U

(ii) 29325U

(iii)2^2Th

->

28°26Pb

+

8 2He

28°27Pb

+

7 4He

28°28Pb

+

6 ^He

78

Fig. 66. Rb-Sr isokroner for tre prøver med ulikt Rb/Sr forhold ved tidene tg, tj og t2 På bakgrunn av dette kan man datere uran- og thoriumholdige mineraler med (A) isokrontype datering v.hj.a. U-Pb, Th-Pb eller Pb-Pb, eller (B) ved å bruke det såkalte konkordiadiagrammet som er basert på nedbrytningen av de to vanlige radioaktive uranisotopene og deres tilhørende blyisotoper [(i) og (ii) ovenfor]. På grunn av sine geokjemiske egenskaper forekommer de viktigste radioaktive grunnstoffer (U, Th, K) først og fremst i lette, sure bergarter. De er m.a.o. mye mer vanlig i kontinental jordskorpe enn i havbunnsskorpe og øvre mantel. I enkelte granittiske bergarter kan innholdet av radioaktive mineraler være så pass høyt at nedbrytningen produserer så mye varme til at det er interessant i energisammenheng. Ved rutinemessig boring etter olje, gass og vann undersøker man bergartenes naturlige radioaktivitet med den såkalte y- loggen. Det er særlig stor kontrast mellom leirbergarter med betydelig radioaktivitet (p.g.a. K-innholdet) på den ene siden og de relativt "kalde" kalk- og sandsteiner på den andre siden.

KRYSTALLOPTIKK De elektromagnetiske bølger vi kaller lys, har bølgelengder fra ca. 390 nm til 770 nm. Lyshastigheten i vakuum er 3 x 105 km/s. I luft er den så å si like stor og i vann ca. 3/4 av lyshastigheten i luft. Når lyset går gjennom materie av et eller annet slag, påvirker lysbølgenes elektriske vektor elektronene rundt atomene i stoffet på en slik måte at lyshastigheten blir bremset noe ned. Forholdet mellom lysets hastighet i luft (Vluft) og i et vilkårlig stoff (V) angir stoffets brytningsindeks: n = Vluft/V

79

Brytningsindeksen kan som kjent også finnes ved forholdet mellom sinus til innfallsvinkelen og sinus til brytningsvinkelen når lys passerer fra luft til et annet medium (f.eks. vann). Denne loven (Snellius’s brytningslov) gjelder for alle isotrope stoffer, dvs. de stoffer hvor optiske og andre fysiske egenskaper er de samme i alle retninger i stoffet. Luft, væsker, glass og mineraler som krystalliserer i det kubiske system, er isotrope. Alle andre mineraler (med andre ord de aller fleste) er anisotrope, dvs. de har ulike fysiske egenskaper i ulike retninger i krystallen. Som vi skal se senere, deler vi i krystalloptikken de anisotrope mineralene inn i to grupper: optisk enaksete og optisk toaksete. Lysbrytningen er en egenskap som karakteriserer et stoff (en stoffkonstant). Det er derfor vanlig å bestemme brytningsindeksen(e) når et ukjent mineral skal bestemmes. Metoder til å bestemme mineralers brytningsindeks blir vanligvis gjennomgått i kurs i bergartsmikroskopering, hvor det inngår som en naturlig del. Mineraler som feltspat og kvarts har brytningsindeks (n) omkring 1,52 - 1,59, pyroksener og amfiboler har n = 1,60 - 1,75, granat har n = 1,74 - 1,89. Variasjonene skyldes gjeme variasjoner i sammensetning. Generelt sett har jernrike mineraler innen en gruppe høyere brytningsindeks enn magnesiumrike. Mineraler med brytningsindeks n < ~2.0 er gjennomskinnelige i tynne snitt (tynnsliptykkelse 25 - 30 mm). For polymorfe forbindelser gjelder det at høytrykksmodifikasjonene har høyere brytningsindeks enn lavtrykksmodiftkasjonene, f.eks. har a-kvarts nz = 1.55 og stishovitt nz ~ 1,80; andalusitt har nz = 1,64 og kyanitt nz = 1,72; kalkspat har n = 1,658 og aragonitt 1^= 1,685.

Dobbeltbrytning. Alle anisotrope mineraler viser dobbeltbrytning. Hos kalkspat er imidlertid dobbeltbrytningen så sterk at vi kan se den med det blotte øye hvis vi har et transparent spaltestykke av mineralet (islandsk dobbeltspat). Hvis vi legger et slikt spaltestykke (romboeder) av kalkspat over en prikk eller noen bokstaver, vil vi se to prikker eller dobbelt skrift. Effekten forsterkes jo tykkere spaltestykke vi benytter. Når lys trenger inn i et anisotropt mineral, blir det delt opp i to stråler. I hver av disse strålene blir lyset planpolarisert (dvs. lysbølgen vil svinge i bare ett plan) slik at de to strålenes svingretninger står vinkelrett på hverandre (Fig. 67). Den ene av strålene følger Snellius’s brytningslov for isotrope stoffer (den ordinære strålen, O), mens den andre (den ekstraordinære strålen, É) blir brutt selv når lyset kommer vinkelrett inn på en krystallflate. De to strålene går med ulik hastighet gjennom krystallen og har derfor forskjellig brytningsindeks. Hvis vi gjentar dette eksperimentet og lar lyset gå gjennom kalkspatspaltestykket i alle retninger, finner vi at det vil være én retning hvor dobbeltbrytningen ikke er tilstede. Denne retningen (som kalles en optisk akse) viser seg å falle sammen med krystallens c-akse (den 3-tallige symmetriakse). Hos mineraler som krystalliserer i det trigonale, hexagonale og tetragonale system er det alltid én retning uten dobbeltbrytning, nemlig langs c-aksen. Disse mineralene kalles derfor optisk enaksete. I trikline, monokline og ortorombiske mineraler er det to retninger uten dobbeltbrytning. Dette er de optisk toaksete mineraler. Disse to aksene vil da danne en vinkel med hverandre - aksevinkelen - eller

80

2V som den ofte kalles. spesialtilfeller hvor 2V = 0.

De optisk enaksete mineralene kan betraktes som

Optisk aks* (c - aksen)

Fig. 67. Figur som illustrerer dobbeltbrytning hos anisotrope mineraler. E-strålen svinger i plan normalt på hverandre.

O-stråJen og

Indikatriks. Hvis vi avsetter vektorer med størrelse lik brytningsindeksen i enhver retning i en krystall og omhyller disse vektorene med en flate (et skall), får vi en indeksflate eller indikatriks. Hos kubiske mineraler blir indikatrix en kuleflate fordi brytningsindeksen er lik i alle retninger - det er ingen dobbeltbrytning. (Dette tilsvarer de symmetriske egenskapene hos kubiske mineraler hvor de krystallografiske akser er like store). Hos de optisk enaksete mineralene er det to prinsipielt forskjellige verdier for n, én (e) for svingninger parallelt med den krystallografiske c-aksen, den andre (cd) for alle svingeretninger normalt til dette. Dermed blir indikatrix for slike mineraler et rotasjonsellipsoid (Fig. 68). Hvis ellipsoidet er langstrakt i c-akseretningen (e>cd) sier vi at det er optisk positivt. Ulike snitt gjennom ellipsoidets sentrum vil da bli ellipser hvor cd er den ene halvaksen. Den andre halvaksen vil da få en verdi (e’) som ligger mellom co og e i størrelse. Snittet normalt på den optiske aksen blir en sirkel. Differansen mellom e og cd er et mål for dobbeltbrytningen i enaksete mineraler. Hos de toaksete mineralene er indikatrix et treakset ellipsoid (Fig. 69) med halvakser X, Y og Z hvor brytningsindeksene betegnes henholdsvis na (minste verdi), n$ og rr, (største verdi). Alle treaksete ellipsoider har den egenskap at det kan legges to sirkulære snitt gjennom deres sentrum. Disse snittene vil skjære hverandre i en linje som faller sammen med Y-aksen i indikatrix. Normalt på disse sirkelsnittene står de to optiske aksene. Disse aksene danner akseplanet som vil falle sammen med XZ-planet. Y-aksen står vinkelrett på akseplanet og kalles den optiske normal. Vinkelen mellom de to optiske aksene kalles aksevinkelen (2V). I det ortorombiske krystallsystem vil indikatrixaksene XYZ falle sammen med de krystallografiske akser a, b og c på en eller annen måte. Hos olivin f.eks. er X(a) = b, Y(p) = c og Z(y) = a.

81

Fig. 68. Indikatriks for optisk enaksete mineraler, optisk positiv til venstre og optisk negativ til høyre.

Fig. 69. Indikatriks for optisk toaksete mineraler. Figuren til venstre viser de to sirkelsnittene med optiske akser loddrett på hvert snitt. Figuren til høyre er lagt i XZ-planet (akseplanet).

82

I det monokline system er det alltid slik at en av indikatriksaksene faller sammen med den krystallografiske b-akse. De to andre aksene vil da alltid ligge i ac-planet og danne vinkler med a- og c-aksen. Hos ortoklas f.eks. er Z(y) = b, mens Y(£) danner en vinkel på 20° med c-aksen og X(a) danner en vinkel på 6° med a-aksen (Fig. 70). I det trikline systemet er det ingen bestemt relasjon mellom indikatrixaksene og de krystallografiske abc-aksene.

Fig. 70.

Snitt gjennom ortoklaskrystall som viser hvordan indikatriksaksene ligger i forhold til de krystallografiske aksene.

RØNTGENSTRÅLER OG KRYSTALLGITRE Røntgenstråling er spesielt godt egnet til å studere krystallstrukturer fordi bølgelengden til slik stråling er av samme størrelsesorden som avstanden mellom punkter (partikler) i vanlige krystallgitre (« 0.1 nm). Det var Max von Laue og medarbeidere som oppdaget dette i 1912, og like etterpå viste W.H.Bragg og W.L.Bragg at røntgenstrålenes brytning i krystallgitre kunne forklares meget enkelt, ved å betrakte fenomenet som refleksjon.

Røntgenspektrum. Røntgenstråling utgjør en bestemt del av det elektromagnetiske spektrum og omfatter bølgelengder i området mellom ultrafiolett og y - stråler. Den mest kortbølgete strålingen betegnes som hard og passerer lettere gjennom stoffene, mens den mer langbølgete strålingen som lettere blir absorbert av stoffene den anvendes på, sies å være myk. I studiet av mineraler benyttes røntgenstråling med bølgelender omkring 0.1 nm (Fig. 71). Røntgenstråling dannes når et bestemt anodemateriale bombarderes med elektroner i et røntgenrør. Elektronene bremses kraftig ned og det dannes varme og røntgenstråler. Denne røntgenstrålingen spenner over et stort bølgelengdeområde, og spektert som framstår, betegnes kontinuerlig eller hvit stråling. Ved særlig høy energi vil elektronene være i stand til å eksitere K- og L-elektroner fra anodematerialet. Dette resulterer i at anodematerialet tar til sende ut egen stråling i form av karakteristisk

83

røntgenstråling når elektronene faller tilbake til sine opprinnelige plasser. På en grafisk framstilling et røntgenspekter vil den karakteristiske strålingen framstå som topper på det kontinuerlige spektret (Fig. 72). Plasseringen (bølgelengden) av disse toppene er spesielle for det enkelte grunnstoff. Som nevnt ovenfor kommer den karakteristiske strålingen i stand når elektroner fra et ytre energinivå (skall) faller ned i tomposisjoner i et energinivå nærmere kjernen. Når elektroner faller tilbake til K-skallet, dannes K-strålingen (Fig. 72) og når de faller ned til L-skallet, dannes den karakteristiske L-strålingen. Mest karakteristisk er anodematerialets Ka-topp. Ved praktiske røntgenundersøkelser av mineraler er det gunstig å bruke stråling med en bestemt bølgelengde. Ved å bruke egnete materialer kan en filtrere bort uønskete bølgelengder fra et røntgenspektrum. På den måten kan f.eks. den karakteristiske Ka-strålingen fra anodematerialet benyttes som monokromatisk røntgenstråling.

tr UJ UJ 5

10

-12

.. 11

I m W

GAMMA STRÅLER

1

MEDISINSKE J_KRYSTALLOGRAFISKE

RONTGENSTRÅLER ~

10‘9m|

/

nm

FIOLETT

- 400

INDIGO BLA ------------------------- 50 0

ULTRAFIOLETT

/

GRONN

10

-6

IZZZZZZsynlig

mr

INFRAROD

|

_ GUL _____ ORANGE ~600

lysZZ_

\

R0D

l0“3ml------------------------------------------

f

MIKROBOLGER

\

LINE€R SKALA

lm------------------------------------------

R A DIO -

103 m

-700

BRUKES VE D KRINGKASTING BOLGER

LOGARITMISK SKALA

Fig. 71. Det elektromagnetiske spektrum.

84

DifTraksjon av røntgenstråler i krystaller. Hvis man sender lys inn mot en punktrekke - et gitter - oppstår det en rekke nye bølgeflater (Huygens’ prinsipp) hvor interfererende bølger er i fase. I et tredimensjonalt krystallgitter blir forholdene i prinsippet de samme, men mye vanskeligere å anskueliggjøre. Max von Laue trakk analogien fra det optiske gitter og gikk ut fra at innkommende røntgenstråler resulterer i sekundære stråler fra hvert enkelt gitterpunkt. I et tredimensjonalt gitter vil det da bli bare i helt spesielle tilfeller (retninger) at disse sekundærstrålene blir istand til å forsterke hverandre ved interferens. Max von Laue utredet betingelsene for slik interferens. De er kjent som Laue-betingelsene og vi skal ikke gå nærmere inn på dem her.

Fig. 72. Røntgenspektrum av kopper (til høyre). Den karakteristiske strålingen dannes når elektroner faller tilbake til lavere energinivåer (til venstre).

Fig. 73

Røntgenstrålers refleksjon i et krystall­ gitter. Forsterket refleksjon opptrer når EF + FG er lik et helt antall bølgelengder (nX = 2d sin 0). F

85

W.H.Bragg og W.L.Bragg fant ut at det var mulig å betrakte røntgenstrålenes avbøyning i krystallgitre som om det var en refleksjon (Fig. 73). Hvis vi tenker oss at strålene faller inn mot en rekke planparallelle lag, krystallens nettplan, med konstant avstand, så vil hvert enkelt av disse lagene reflektere en liten del av denne strålingen. Reflekterte bølger fra de ulike nettplanene vil da kunne interferere og forsterke hverandre hvis de er i fase.

Betingelsen for slik forsterkning (refleksjon) er at gangfarskje Ilen mellom reflekterte bølger fra to nabonettplan er et helt antall bølgelender. Tar vi for oss situasjonen slik den er avbildet i Fig. 73, har vi at EF = FG = d sin 0 hvor d er avstanden mellom de to nettplanene og 0 er vinkelen mellom nettplanene og den innfallende røntgenstrålen. Gangforskjellen blir da lik 2d sin 0. Betingelsen for forsterking (refleksjon) - Braggs lov - kan da uttrykkes slik: nX = 2d sin 0

hvor n er et helt tall. Ved praktiske røntgenundersøkelser av mineraler er X (den karakteristiske røntgenstrålings bølgelende) kjent. En lar 0 variere, og når refleksjon oppstår ved bestemte verdier av 0, kan d-verdien (avstanden mellom nettplanene) for en bestemt flate i krystallen beregnes. Det kan bl.a. brukes enkeltkrystaller (énkrystallundersøkelser) eller fmknust materiale (pulvermetoden). Siden d-verdiene hos mineralene er kjent og finnes i oppslagsbøker, kan en analyse med f.eks. et diffraktometer føre til at et for oss ukjent mineral kan bestemmes på forholdsvis kort tid (1/2 time). Moderne røntgendiffraktometre er automatiserte, og dataanalysen og identifikasjonen blir foretatt av datamaskiner.

86

KAPITTEL 4.

MINERALENE I RELASJON TIL DE GEOLOGISKE PROSESSENE

JORDAS SAMMENSETNING OG STRUKTUR Jorda har en radius på ca 6370 km og har en klar lagvis oppbygning (Fig. 74). Den tradisjonelle inndeling av jorda i jordskorpe, mantel og kjerne er basert på kunnskap ervervet gjennom studiet av jordskjelvbølgers forplantning (seismologi). De ulike lagene er skilt ved diskontinuiteter hvor det skjer vesentlige forandringer i bølgeforplantningshastigheten. En av de mest kjente av disse er MOHO (Mohorovicic-diskontinuiteten) som skiller jordskorpa fra øvre mantel. Det et to hovedtyper av jordskorpe: kontinental (20-60 km tykk) og oseanisk (5-10 km). Gjennomsnittlig tykkelse av den kontinentale jordskorpa er ca 35 km. Den er vesentlig bygd opp av lette silikatmineraler som kvarts og alkalifeltspat m.fl., mens den oseaniske skorpe er sammensatt av plagioklas og tyngre silikatmineraler som pyroksen og olivin. JORDSKORPE

Fig. 74.

Idealisert snitt gjennom jorda.

Under jordskorpa er mantelen, som går ned til ca 2900 km fra overflata. Den regnes stort sett å bestå av fast materiale, bare lokalt skjer det oppsmelting og magmadannelse. De øverste delene av mantelen, som vi kjenner best, består av tunge silikatbergarter som dunitt og peridotitt hvor olivin og pyroksen er hovedmineraler. Jordas kjerne er todelt. Den ytterste delen er flytende, mens den innerste delen antas å være fast stoff. Kjernen består vesentlig av metallene jern og nikkel. Jordas magnetfelt antas å ha sin årsak i konveksjonsstrømmer i den flytende delen av kjernen.

87

Antatte gjennomsnittssammensetninger for ulike deler av jorda er oppstilt i Tabell 10.

Tabell 10.

Sammensetning av ulike deler av jorda. Tallene for mantel og kjerne er basert på data for meteoritter.

Grunnstoff SiO9 Tio; A1?O, Fe;o, FeO FeS Fe Ni Co MgO CaO Na0O K ?O P2O5

Kontinental Oseanisk jordskorpe jordskorpe 60,1 1,1 15,6 3,1 3,9

49,9 1,5 17,3 2,0 6,9

3,6 5,2 3,9 3,2 0,3

7,3 11,9 2,8 0,2 0,2

Mantel

Kjerne

38,3 0,1 2,5 12,5 5,8 11,9 1,4 0,1 24,0 2,0 1,0 0,2 0,2

90,8 8,6 0,6

Disse tallene viser at jorda er sterkt differensiert. Fagfolk diskuterer stadig hvordan denne differensieringen har oppstått. Med viktig bakgrunnsmateriale i ulike typer meteoritter: jernmeteoritter, jern-svovelmeteoritter (siderolitter) og kondritter (steinmeteoritter) er det to hovedteorier som dominerer: Differensieringen av materialet skjedde enten allerede ved den aller tidligste vekst (akkresjon) i soltåka (solar nebula), eller på et seinere tidspunkt etter at jordmaterialet var samlet og hvor de ulike fraksjoner skilte lag på grunn av oppvarming og/eller oppsmelting. Kombinasjoner av disse to teoriene er også benyttet som forklaring. I platetektonikken har det vist seg hensiktsmessig å dele inn jordas ytre deler på bakgrunn av mekaniske egenskaper. Således er litosfæren den stive ytre delen av jorda. Den utgjør de litosfæriske platene som beveger seg på ulike måter i forhold til hverandre. Litosfæren består av jordskorpa og de stive, øverste delene av mantelen. Under litosfæren utgjør astenosfæren den varme, duktile del av den øvre mantel som lithosfæreplatene "sklir" på. Overgangen mellom litosfære og astenosfære varierer i dybde (125 - 200km), og tilsvarer en temperatur på 1280 - 1350°C. En regner med at de øvre deler av astenosfæren inneholder en viss liten del smelte (magma), noe som medvirker til sonens duktilitet og evne til å transportere materie og energi.

MINERALDANNENDE PROSESSER. De mineraldannende prosesser som er viktigst for oss, foregår stort sett på jordoverflata eller i jordskorpa. Vi kan dele disse prosessene inn i grupper på grunnlag av de temperaturer de skjer under.

88

(1)

Magmatiske prosesser (600-1200°C). Her dannes mineralene ved utfelling fra smelter (hovedsakelig silikatsmelter). Dette skjer enten i dypet hvor de danner plutonske bergarter (dypbergarter) eller ganger, eller på jordoverflata hvor de danner vulkanske bergarter (dagbergarter). Magma dannes ved delvis oppsmelting av bergarter i øvre mantel eller i de nedre deler av jordskorpa.

(2)

Forvitringsprosesser og diagenese (0-200°C). Ved atmosfæreforhold vil svært mange av de mineralene som er dannet ved høy temperatur (evt. også høyt trykk) være ustabile. De reagerer med ulike agenser fra hydrosfæren og atmosfæren (H->0; CO2, SO2) og det dannes nye mineraler, særlig ulike typer av leirmineraler, hydroksider, karbonater og sulfater samt zeolitter. Disse utgjør sammen med kvarts (og til dels feltspat) de sedimentære bergartene. Under diagenesen reagerer mange av disse mineralene med hverandre eller de rekrystalliserer. Ofte utfelles det også nye mineraler. På denne måten forandres løse sedimenter til fast bergart.

(3)

Metamorfose (2OO-8OO°C). De metamorfe prosessene likner i prinsippet på mange måter noen av de prosessene som skjer ved diagenese. Nydannelse av mineraler ved at to eller flere mineraler inngår i en reaksjon (gjeme sammen med H2O eller CO2) er svært typisk. De nydannete mineraler er imidlertid som regel ustabile ved atmosfæreforhold. Rekrystallisering, som regel med forandring i komstørrelse som resultat ved høyere temperaturer, er også meget typisk.

(4)

Hydrotermale prosesser. I forbindelse med magmatiske og metamorfe prosesser frigjøres som regel varme vannløsninger. Disse har evne til å transportere oppløste stoffer og å reagere med bergarter de beveger seg gjennom. Ved overmetning vil mineraler felles ut fra løsningene og bli bevart som ganger eller årer, eller de kan reagere med sidebergarten i så stor grad at det skjer en betydelig kjemisk forandring, en metasomatose. De vanligste hydrotermale mineraler er kvarts og kalkspat, men mange andre - og ofte økonomisk interessante mineraler - kan utfelles fra slike løsninger.

Til sammen utgjør prosessene 1-3 ovenfor det vi kaller det geologiske kretsløpet'. Magmatiske og metamorfe bergarter er stort sett ustabile ved atmosfæreforhold og forvitrer. Forvitringsproduktene er som oftest gjenstand for før de blir avsatt og senere begravd og omformet til fast bergart. Ved tilstrekkelig overleiring eller ved at avsetningene tar del i jordskorpebe vegel ser som orogenese, heves trykk og temperatur nok til at metamorfose kommer i gang. I metamorfosens øvre temperaturintervall begynner bergartene å smelte og en er over i magmatiske prosesser: ringen er sluttet (Fig. 75).

En grundig og systematisk beskrivelse av disse prosessene hører naturlig inn under den geologiske disiplinen petrologi (læren om bergartenes dannelse), og interesserte lesere henvises til petrologisk/petrografisk litteratur for en mer utførlig behandling.

89

Fig. 75. Bergartenes kretsløp.

90

DEL II SYSTEMATISK MINERALOGI INNLEDNING Det er vanlig å gjennomgå mineralene etter en kjemisk klassifikasjon, der en starter med de kjemisk enkleste mineralene, de rene grunnstoffer. Dernest tar man for seg gruppe etter gruppe og ender opp med den store og viktige silikatgruppen. Alternativet kunne være å starte med de mineralene som er vanligst i naturen, og så ta de mer sjeldne mineralene i tur og orden. Da ville mange silikatmineraler komme i første rekke. En slik måte vil imidlertid være nokså uoversiktlig, og ville gi problemer ved valg av rekkefølge. Her skal vi benytte den tradisjonelle rekkefølgen. Selv om bare et lite antall mineraler er bergartsdannende, kjenner man i dag ca 3000 mineraler totalt. Det er imidlertid en rekke heller uvanlige enkeltmineraler som enkelte steder forekommer i så stor mengde at de har økonomisk betydning på grunn av ulike bruks- og nytteegenskaper. I beskrivelsen har jeg forsøkt å velge ut mineraler, slik at både de virkelig vanlig forekommende mineraler og mange av de sjeldnere, men spesielt viktige eller interessante mineraler, er tatt med. Før vi starter den systematiske gjennomgangen av de enkelte mineralgruppene, skal vi se på ulike metoder som blir benyttet til å bestemme mineralenes identitet og kjemiske sammensetning. Bakerst i boka finner du en liste med ulike data for om lag 110 mineraler. Utvalget tilsvarer omtrent de mineralene som er gjennomgått i teksten i de enkelte kapitlene, og er tenkt som et passende pensumgrunnlag i generell mineralogi for geologistudenter. I del II finner du følgende inndeling:

KAPITTEL 5

Mineralidentifikasjon

KAPITTEL 6

Elementer

KAPITTEL 7

Sulfider og beslektede mineraler

KAPITTEL 8

Halogenider

KAPITTEL 9

Oksider og hydroksider

KAPITTEL 10

Karbonater

KAPITTEL 11

Sulfater, fosfater og wolframater

KAPITTEL 12

Silikatmineraler

KAPITTEL 13

Liste med data over en del mineraler

91

Når man skal øve seg i å identifisere mineraler, er det i tillegg til fysiske hjelpemidler som glass- og strekplate, kniv, lupe, magnetnål og syre nyttig å ha illustrasjoner av mineralene. Nedenfor finner du noen velegnete og godt illustrerte oppslagsbøker på norsk, samt ei bok (Neumann 1985) som gir en fullstendig oversikt over norske mineraler. Jeg har også tatt med ei nyutkommet bok på engelsk med mineraldata. Her er mineralene satt opp i alfabetisk rekkefølge, noe som gjør boka meget enkel å bruke.

Garmo, T.T. 1989: Norsk Steinbok. Norske mineral og bergartar. Universitetsforlaget, 273 s. Hamilton, W.R., Woolley, A.R og Bishop, A.C. 1982: Bergarter, mineraler, fossiler. En felthåndbok. Norsk oversettelse v/O. Nilsen og 0. Lauritzen. Gyldendal Norsk Forlag, 320 s.

Neumann, H. 1985: Norges mineraler Norges geologiske undersøkelse, Skrifter nr. 68, 278 s. Nickel, E.H. og Nichols, M.C. 1991: Mineral reference manual. Van Nostrand Reinhold, New York, 250 s.

Schumann, W. 1973: Cappelens steinbok. Mineraler, bergarter og fossiler. Norsk utgave v/J. A. Dons. J.W.Cappelens Forlag, 225 s.

92

KAPITTEL 5.

MINERALIDENTIFIKASJON

Geologene har mange ulike måter å identifisere mineralene på. Vi skal her se på de vanligste av disse.

1.

1 hdndstykke. Store mineralkom kan identifiseres direkte i håndstykke av en person med god kjennskap til mineralenes utseende og fysiske egenskaper. Bare med enkle hjelpemidler som lupe, knivspiss, syre, glassplate, strekplate og magnetnål kan en komme svært langt.

2.

Med mikroskop. Med kjennskap til mineralenes optiske egenskaper er det med polarisasjonsmikroskop mulig å bestemme de aller fleste mineraler i vanlige bergarter med stor grad av sikkerhet. Gjennomskinnelige mineraler undersøkes i tynnslip med gjennom]allende lys. De opake mineralene poleres til planslip og undersøkes v.hj.a. reflektert lys. Ved slike undersøkelser kan forstørrelsen varieres fra ca 20 til 500 ganger. Større prøver kan undersøkes direkte ved å benytte såkalte lupemikroskop, med opptil 50 gangers forstørrelse. I våre dager er det blitt mer og mer vanlig å bruke elektronmikroskop til spesialundersøkelser ved ekstrem stor forstørrelse, opptil 10 000 ganger.

3.

Røntgenmetoder. Ved å bruke høyenergetisk stråling, røntgenstråling, kan en undersøke både mineralenes indre oppbygning struktur og deres kjemiske sammensetning. Strukturen, som er spesifikk for hvert enkelt mineral, bestemmes ved ulike former for røntgendiffraksjon. Ved denne metoden kan alle kjente mineraler raskt identifiseres, uavhengig av komstørrelse. Med røntgenfluorescens kan en bestemme mineralers og bergarters kjemiske sammensetning.

4.

Termiske metoder. Når mineralene blir varmet opp, gjennomgår en del av dem karakteristiske transformasjoner eller reaksjoner. Denne egenskapen blir utnyttet ved den metoden vi kaller differensialtermisk analyse eller DTA. Noen av reaksjonene er eksotermiske, andre endotermiske. De er imidlertid karakteristiske for det enkelte mineral, slik at man ved å studere reaksjonsmønsteret kan slutte seg til hvilket mineral eller hvilke mineraler prøven inneholdt. De målte energimengdene sier også noe om mengden av vedkommende mineral, slik at metoden ved god standardisering kan brukes til kvantitativ analyse. Ved termosonimetri måles lyden som en substans avgir under oppvarming og avkjøling. I en del tilfeller kan faseoverganger som ikke lar seg registrere skikkelig med DTA, bli registrert. Metoden er foreløpig lite brukt, men har bl.a. vist seg egnet til å bestemme faseoverganger innen SiO2-systemet. I industriell sammenheng studeres endringer i bl.a. leirmineralers masse ved metoden termogravimetri.

5.

Infrarød analyse. Hit hører flere spesialmetoder som kan benyttes til å undersøke hvordan mineralene absorberer eller emitterer (sender ut) infrarød stråling. De enkelte mineralene har karakteristiske absorpsjonsspektra, som f.eks. kan fortelle om forhold vedrørende enkelte ionegrupper.

93

6.

Magnetiske metoder. I mineralindustrien benytter man seg ofte av mineralenes magnetiske egenskaper. Med sterke elekromagneter kan en skille enkeltmineraler fra hverandre på grunnlag av deres ulike innslag av paramagnetisme og ferromagnetisme.

7.

Vdtkjemiske metoder. Det fins et stort antall analysemetoder som er basert på at mineralene løses opp kjemisk. De ulike mineralene lar seg løse i en del sterke syrer. Etter oppløsning kan man ved gravimetriske utfellingsmetoder og titrering, eller ved hjelp av ulike instrumenter bestemme mengden av de grunnstoffene et mineral består av.

9.

Mikrosonde etc. I løpet av de siste 20 år er det utviklet metoder som gjør det mulig å analysere mineralene kvantitativt ved ikke-destruktive metoder. Ved hjelp av elektronstråler i en såkalt mikrosonde (microprobe) kan mineralene bestråles direkte i et lite punkt slik at mineralets grunnstoffer avgir røntgenstråler. En analyse av disse røntgenspektrenes karakter og intensitet gir mulighet for å bestemme mengden av hvert grunnstoff. Ved å anvende denne metoden har mineralogene vært i stand til å finne en rekke nye mineraler. En ny variant av metoden, SIMS (Secondary Ion Mass Spectroscopy), gjør det mulig også å undersøke innholdet av sporelementer i mineralene.

94

KAPITTEL 6.

ELEMENTER

Hos de rene grunnstoffene er alle byggesteinene like store. Det er atomer, ikke ioner som er bundet til hverandre. Pakking av like store kuler kan skje på flere ulike måter (Fig. 76), og resulterer i strukturer med ulik utnyttelse av rommet. Mest effektiv pakning gir kubisk og hexagonal tetteste kulepakning med 74,1% utnyttelse av rommet. I begge disse strukturene har atomene koordinasjonstall 12, men symmetrien er altså forskjellig i de to tilfellene. Kubisk tetteste kulepakning tilsvarer kubisk flatesentrert i Bravaisgittersammenheng. Kubisk romsentrert gitter med koordinasjonstall 8 har en litt åpnere struktur, idet den opptar 68,1% av rommet. Den enkle kubiske kulepakningen med koordinasjonstall 6, er meget åpen og fyller bare 52,4% av rommet. De eksemplene på kulepakning som er nevnt her, tilsvarer i symmetri tre kubiske og et hexagonalt Bravaisgitter.

Metalliske elementer I gruppen elementer skal vi først se på en del av de metallene som forekommer som egne mineraler.

Vi kan sette disse opp i en tabell:

Tabell 11.

Element

Cu Ag Au Pt

Fysiske data for noen metalliske mineraler. Atom­ vekt 64 108 197 195

Kantlengde enhetscelle (Å = 0,lnm)

Hardhet

3,608 4,077 4,076 3,916

2,5-3 2,5-3 2,5-3 4-4,5

Tetthet

g/cm3

8,95 10,5 19,3 21,5

Smelte­ punkt C°

Reflek­ tivitet

1083 960 1092 1774

81% 95% 74% 70%

Felles for disse mineralene er at de har stort innslag av metallisk binding, de er elektrisk ledende og har samme type indre oppbygning: kubisk tetteste kulepakning.

Kopper (Cu) forekommer flere steder i Norge, bl.a. i forbindelse med sulfidiske kopperforekomster i Dalane i Telemark og i Årdal, der gedigent kopper finnes sammen med Cu2O og CuO. Ellers er kopper funnet i overgangen mellom koppermalm og løsmasser i Grongfeltet. Dannelsen av kopper er i de fleste tilfeller sekundær. Det er også funnet kopper i basalt og larvikitt i Oslofeltet.

95

Fig. 76. Eksempler på kulepakninger. A = hexagonal tetteste kulepakning. Kulene forekommer i lag på en slik måte at lag 1 og 3 blir identiske. Koordinasjonstallet er 12. B = kubisk romsentrert pakning, koordinasjonstall 8. C og D = kubisk tetteste kulepakning, koordinasjonstall 12.1 C er orienteringen valgt slik at den flatesentrerte enhetscellen trer klart fram. Langs diagonalen i enhetscellen opptrer en tydelig lagdelt struktur slik det er vist i nedre venstre hjørne av C og i utsnitt i D. Her er lagene 1 og 4 identiske. 96

Sølv (Ag) var i flere hundre år et viktig økonomisk mineral her i landet. Hovedforekomstene var ved Kongsberg, der mineraliseringen var knyttet til områder hvor yngre kalkspatganger krysset fahlbånd (rustne sulfidsoner) i gneisene. Her opptrer sølv på flere måter, men best kjent er trddsølvet. Sølv er funnet i ubetydelige mengder på en rekke steder i det sørnorske grunnfjellet og enkelte steder i den kaledonske fjellkjeden og Oslofeltet. Gull (Au) forekommer primært på flere måter, men de hydrotermale forekomstene i tilknytning til kvartsganger synes å være de viktigste. På grunn av sin edelmetallkarakter og høye tetthet anrikes gull i alluviale avsetninger. Således er noen av verdens viktige gullforekomster (f.eks. Witwatersrand i Transvaal) gamle sedimentavsetninger, der gullet ble avsatt på samme måte som det en finner i moderne elveavsetninger. Her i landet er gull kjent fra alluviale forekomster i Finnmark og fra flere mindre forekomster i fast fjell, bl.a. ved Eidsvoll, Bleka i Telemark, på Bømlo, flere steder i Bindal i Nordland, og nylig ble en forekomst oppdaget ved Grong i Nord-Trøndelag. Gull forekommer dessuten ofte som små inneslutninger, spesielt i koppermineraler. Det har vært produsert en god del gull fra norsk koppermalm. Platina (Pt) er som regel knyttet til ultramafiske bergarter og forekommer i spesielle soner i disse, helst sammen med kromitt. En del platina fins i nikkelsulfidmineraliseringer i gabbro (noritt). På samme måte som gull blir platina anriket sekundært i alluviale avsetninger. Platina forekommer som regel sammen med eller legert med beslektede elementer som osmium, iridium, rhodium og palladium. Det forekommer dessuten i form av tellurider. I de seinere år har det vært en viss aktivitet med sikte på å finne forekomster av platinametaller her i landet. Ikkemetalliske elementer

Svovel (S) forekommer i flere modifikasjoner, og lavtemperaturvarianten a-svovel (< 95°C) er ortorombisk. Derover er svovel monoklint, men smeltepunktet er såpass lavt som 113°C. I vulkanområder dannes svovel ved sublimasjon fra gasser. En annen vanlig dannelsesmåte er ved bakteriell reduksjon fra sulfatmineraler. Hos oss forekommer svovel som forvitringsprodukt (oksidasjon) på sulfidforekomster. Svovel er et viktig industrimineral. Det brukes bl.a. til framstilling av svovelsyre.

Diamant og grafitt (C). Begge disse mineralene består av rent karbon. Karbon er altså et polymorft (dimorft) grunnstoff, dvs. det har to ulike krystallstrukturer. I grunntilstanden har karbon elektronkonfigurasjonen ls22s22p2. Karbonatomene lar seg imidlertid lett eksitere til en konfigurasjon hvor det ene av elektronene i 2sorbitalen "hopper" opp i den tomme 2p-orbitalen. Dette kalles en sp3-hybridisering. Som det går fram av Fig. 78, danner orbitalene i det hybridiserte karbonatomet en tetraedrisk konfigurasjon. 97

©

1s2

©

2s2

©©O

2p2

©e© 2p’ Fig. 77. Elektronkonfigurasjon hos karbon. Øverst i grunntilstanden, nederst i sp3-hybridisert tilstand.

Hos diamant binder hvert karbonatom seg til fire andre karbonatomer i en ren kovalent binding, og samtlige elektroner deltar i bindingen. Karbonatomene i diamant vil da fordele seg i et homogent tredimensjonalt mønster (Fig. 79). Denne store grad av regelmessighet i alle retninger fører til at diamant med sine sterke kovalente bindinger blir et meget hardt mineral - det hardeste som kjennes.

Fig. 78.

Figur som viser de hybride sp3-orbitalenes tetraedriske fordeling i rommet.

Fordi elektronene ikke er frie, leder ikke diamant elektrisk strøm. Rent geometrisk bygger karbonatomene i diamant opp et kubisk flatesentrert Bravaisgitter (kubisk tetteste kulepakning). Karbonatomene kan også bindes sammen på en annen måte. Ved en sp2-hybridisering vil det dannes tre orbitaler i et plan (Fig. 80). Disse danner 120° med hverandre. Hvert karbonatom kan da bindes kovalent til tre andre karbonatomer, dermed dannes plane sjikt.

98

Fig. 79.

Tredimensjonal framstilling av diamantstrukturen. Hvert enkelt karbonatom er tetraedrisk bundet til fire andre karbon­ atomer ved kovalent binding.

Fig. 80.

Sp2-hybridisering hos karbon viser at de tre hybridorbitalene i horisontalplanet danner 120° med hverandre. Pz-orbitalen står vinkelrett på dette planet.

En av p-orbitalene (pz) vil imidlertid ikke delta i hybridiseringen, og elektronene i disse orbitalene er ikke med på å binde karbonatomene sammen. I stedet vil pz-orbitalene fra nabokarbonatomer samvirke slik at elektronene i disse orbitalene blir å betrakte som delokaliserte i såkalte n-bindinger (Fig. 81).

99

Fig. 81. Figuren viser hvordan en tenker seg %-bindingene som et resultat av sidelengs overlapping mellom pz-orbitaler. Til venstre sees et utsnitt av seks karbonatomer i perspektiv, og til høyre er vist et snitt gjennom grafittstrukturen hvor både den kovalente G-binding og tt-bindingene er skissert.

I grafittstrukturen er karbonlagene bundet sammen av relativt svake van der Waalske bindinger. Mens avstanden mellom hvert karbonatom innad i et sjikt er 0,142 nm, er avstanden mellom hvert sjikt over dobbelt så stor (0,34 nm). Geometrisk bygger karbonatomene i grafitt opp et primitivt hexagonalt Bravaisgitter. Grafittstrukturen er avbildet i Fig. 82.

Fig. 82.

Grafittstrukturen med lagvis oppbygning av karbonatomer.

100

På grunn av den lagvise oppbygningen har grafitt helt andre fysiske egenskaper enn diamant. Hardheten er nede i 1-2, og mineralet er elektrisk ledende fordi de delokaliserte elektronene er "frie" til å transportere elektrisk strøm. Langs sjiktene er spaltbarheten perfekt. Grafittens mørke farge settes også i sammenheng med de delokaliserte elektronene. De er i stand til å absorbere elektromagnetisk energi (lys) over et stort spektrum av bølgelengder. Diamant må karakteriseres som et svært sjeldent mineral. Den primære forekomstmåte for diamant er som mineral i bergarten kimberlitt, som er dannet ved eksplosiv vulkanisme fra en gassrik smelte som meget raskt har trengt opp i jordskorpa fra stort dyp (> 150 km) nede i mantelen. Kimberlitter er spesielt kjent fra det sørlige Afrika, men finnes også i Australia, Sovjetunionen og USA. Sekundær (klastisk) diamant er blitt funnet i elvegrus i India, Brasil, Sør-Afrika og Zaire. Diamanter som brukes til industrielle formål, kommer ofte fra slike forekomster. Stabilitetsdiagrammet for karbonsystemet er vist i Fig. 83. Det går klart fram at diamant er stabil bare ved svært høye trykk, høyere enn på noe sted i jordskorpa. Forklaringen på at den likevel fins - og tilsynelatende er meget stabil - ligger i at den ble brakt så raskt opp gjennom mantelen og jordskorpa at den trege rekonstruktive polymorfe overgangen til grafitt ikke kom i gang, bl.a. av mangel på tilstrekkelig aktiveringsenergi.

Fig. 83.

Stabilitetsdiagram systemet.

for

karbon­

Mineralet grafitt finnes vesentlig i metamorfe sedimentbergarter. Under reduserende forhold blir organisk materiale omdannet til amorft karbon, som så under videre omdanning krystalliserer som det stabile mineralet grafitt. I Norge utvinnes grafitt ved Skaland på Senja (ca 10 000 tonn pr. år). Grafitt forekommer mange steder i små mengder i skiferbergarter og i enkelte marmorer.

101

KAPITTEL 7.

SULFIDER OG BESLEKTEDE MINERALER

Sulfidene består av metall-svovel forbindelser. Vi kan gi dem en generell formel AmXn der A er metall og X er S, Se, Te, As, Bi, Sb. I denne store gruppen er det mange økonomisk viktige mineraler. Vi skal beskrive noen av disse ganske nøye, bl.a. ved å se på deres struktur. Generelt har sulfidmineralene innslag av både metallisk og kovalent binding. De har metallisk eller submetallisk glans, høy reflektivitet og er opake. De aller fleste sulfider har lav hardhet (bortsett fra svovelkis og koboltglans) og høy tetthet sammenliknet med silikatmineraler. I beskrivelsen nedenfor er mineralene delt inn i typer etter forholdet mellom metall (A) og svovel (X).

A^-typen

Kopperglans eller chalcositt (Cu2S) er i verdenssammenheng et av de viktigste koppermineraler. I Norge fins mineralet mange steder i små mengder. Det er som regel knyttet til hydrotermalganger. På grunn av det høye metallinnholdet (79,8% Cu) kan selv små mengder av kopperglans være økonomisk interessante. A3X2-typen

Bornitt (Cu5FeS4) er et vanlig og viktig koppermineral. Det forekommer på hydrotermalganger og som sekundært mineral på massive sulfidforekomster. Det er også funnet i pegmatittganger. I Norge finnes bornitt bl.a. i Raipas og Repparfjord i Finnmark, i Årdal, samt i mindre forekomster i det sør-norske grunnfjellet. AX-typen

Blyglans (galena, PbS) er vår viktigste kilde for metallet bly. Strukturen er meget enkel, der bly og svovel hver for seg er organisert i et kubisk flatesentrert gitter. Dette gir gjensidig oktaedrisk koordinasjon, slik at strukturen er helt analog med halittstrukturen (Fig. 84). Blyglans forekommer først og fremst hydrotermalt, men er også vanlig i metasomatiske bergarter (kontaktsoner, skam), i karbonatbergarter og i massive sulfidforekomster. Som regel er blyglans assosiert med sinkblende i slike forekomster. En annen viktig forekomstmåte for blyglans er som impregnasjon i sandsteiner. Her i landet har blyglans lenge vært et viktig økonomisk mineral. Ved flere av de svovelkisdominerte sulfidforekomstene har blyglans vært et viktig biprodukt, og et par steder (Bleikvassli, Mofjellet) et av hovedproduktene. Blyglans inneholder mange steder små mengder utvinnbart sølv. Dette forekommer i fast løsning i krystallgitret. Langs den kaledonske fjellkjederanden i øst er det flere betydelige blyforekomster. Disse forekommer i sandsteiner og er knyttet til en spesiell stratigrafisk horisont. Den største forekomsten ligger i Laisvall i Sverige, men mineralisering av denne typen finnes også flere steder i Sør-Norge (bl.a. Vardal) og i Finnmark. 102

(A) Fig. 84. Blyglansstrukturen; skjematisk i A og med riktig størrelsesforhold mellom ionene i B

Sinkblende (sphaleritt, ZnS) er kubisk og har en diamantliknende struktur med sink i et kubisk flatesentrert gitter (Fig. 85). Hvis vi tenker oss et slikt teminggitter delt opp i 8 mindre terninger, vil disse småtemingene ha sink i annethvert av sine 8 hjørner. I annenhver av de små terningene finner vi et svovelatom (ion) slik at det gjensidige koordinasjonstallet blir 4 (tetraedrisk). Det inngår alltid litt jern i sinkblende, og kadmium er et betydelig sporelement. Mengden av jern (opptil 20%) har sannsynligvis sammenheng med dannelsestemperaturen, slik at det er mer jern i sinkblende dannet ved høy temperatur. Sinkblende forekommer stort sett på samme måte som blyglans (bortsett fra i sandsteiner), og som regel sammen med blyglans. Det er et viktig produkt fra våre sulfidgruver. Ved 1020°C går sinkblende over til den andre modifikasjonen av sinksulfid wurtsitt. Wurtsitt har en struktur der svovel forekommer i hexagonal tetteste kulepakning med sink i tetraedriske mellomrom. Wurtsitt er et sjeldent mineral, det er ikke kjent fra Norge.

Kopperkis (chalcopyritt, CuFeS2) er det viktigste koppermineralet her i landet. Mineralet har en struktur som i prinsippet har to sinkblende-enhetsceller stablet oppå hverandre, slik at symmetrien endres fra kubisk til tetragonal. De tetraedriske metallposisjonene er fordelt likt mellom jern og kopper på en bestemt måte, strukturen er ordnet (Fig. 86). Kopperkis fins på mange hydrotermale ertsganger, i stratabundne sulfidforekomster knyttet til metabasalter (grønnstein), sammen med magnetkis i forekomster knyttet til 103

Fig. 85.

Sinkblendestrukturen. I b trer den tetraedriske konfigurasjon klart fram.

gabbro (noritt), og som porfyr-kopper forekomster, der kopperkis opptrer sammen med mineraler som molybdenglans og sinkblende. Her i landet har kopperkis vært et av de aller viktigste malmmineraler gjennom flere hundre år. De største av våre kopperforekomster ligger innenfor den kaledonske fjellkjeden. Vi kan nevne kjente lokalitetsnavn som Røros, Sulitjelma, Løkken, Hjerkinn, Skorovatn og Joma.

Magnetkis (pyrrhotitt, Fej_xS). Svovel sitter i en tilnærmet hexagonal tetteste kulepakning med 6-koordinerte poisjoner innimellom. Opptil 7-10% av oktaedeiposisjonene er tomme, resten er besatt med jemioner. Støkiometrisk FeS har bare Fe . Hos magnetkis er ladningsbalansen opprettholdt ved at en del av jernet forekommer som FeJ+-ioner. Magnetkis er det vanligste mineral i sulfidforekomster knyttet til ultramafiske og gabbroide bergarter, og er da gjeme assosiert med pentlanditt og til dels kopperkis. Her i landet forekommer magnetkis i forbindelse med en del norittter, f.eks. på Ringerike, i Evje, i Råna og i Espedalen. Ellers er magnetkis typisk for noen av de stratabundne sulfidforekomstene innenfor den kaledonske fjellkjeden, f.eks. i Rørosfeltet og Lillefjellklumpen ved Skorovatn i Nord-Trøndelag.

104

2 FeS + S2 Derfor finnes ikke svovelkis som primært mineral i lavabergarter og plutonske bergarter som er dannet ved temperaturer opp mot 1200°C.

Markasitt (FeS2) som er dimorf med svovelkis, dannes under lavtemperatur-forhold og gjeme i surt miljø. Hos oss finner vi markasitt som sekundært omvandlingsprodukt

106

I

Fig. 87. Svovelkisstrukturen. Merk den store likheten med halittstrukturen.

på svovelkisforekomster. Strengt tatt er markasitt et ustabilt mineral, det har ikke et eget stabilitetsområde. Det dannes metastabilt under forhold der svovelkis er den stabile modifikasjon, markasitten er en monotrop form.

Molybdenglans (molybdenitt, MoS2) er den viktigste kilden for metallet molybden. Strukturen til molybdenglans er bygd opp som lag eller sjikt der Mo-ionene forekommer i 6-koordinasjon. Svovelatomene forekommer i hexagonal tettpakning, og det er et lag av molybdenioner mellom to svovellag (Fig. 88). Lagene stables i cakseretningen på denne måten:

- S)

(S - Mo - S)

(S - Mo - S)

(S -

Slik er det bare ytterst svake bindinger mellom de enkelte (S - Mo - S)-enhetene. Molybdenglans spalter derfor lett etter denne retningen, og mineralet har meget lav hardhet (H = 1-1,5). Molybdenglans er oftest knyttet til granittiske bergarter, til hydrotermale ganger eller til mineraliseringer av porfyr-kopper type. Norge har vært en betydelig produsent av molybdenglans, men etter at Knaben Gruber ble nedlagt tidlig på 1970-tallet, er ingen forekomster i drift. Hos oss forekommer molybdenglans i små mengder på hydrotermalganger over hele landet (særlig i Sør-Norge), i enkelte pegmatittganger, i skambergarter ved Arendal og er nylig funnet som porfyrtype forekomst i Oslofeltet (Hurdal).

107

Svovel

Fig. 88.

Molybden Molybdenglansstrukturen.

Arsenkis (arsenopyritt, FeAsS) er viktigste råstoff for arsen. Mineralet dannes ved relativt høy temperatur og finnes gjeme i tilknytning til granitter med tilhørende hydrotermalganger og omvandlinger. Funn av arsenkis er også interessant i forbindelse med leting etter andre økonomisk interessante mineraler, fordi det ofte er assosiert med tinn-, wolfram-, bly- og sølv-mineraler, i enkelte tilfeller også med gull. Arsenkis finnes i små mengder i hydrotermalganger over det meste av landet. I Bindalen er assosiasjonen arsenkis-gull funnet flere steder. Ellers opptrer arsenkis aksessorisk i kisforekomstene.

Koboltglans (cobaltitt, CoAsS) har vært et viktig mineral i norsk bergverkshistorie. Den mest typiske forekomsttypen er i fahlbånd i gneiser i Modumområdet. Her var

108

koboltglans gjenstand for storstilt gruvedrift fra slutten av 1700-tallet til omtrent år 1900. Koboltglans er dessuten påvist i mindre mengder en rekke steder i landet.

A3BX3-typen

Rødgyldigertsene (ruby silver) omfatter to sølvrike mineraler proustitt (Ag3AsS3) og pyrargiritt (Ag3SbS3). Pyrargiritt er vanligst av disse. Her i landet er disse mineralene funnet flere steder, men er særlig knyttet til sølvforekomstene på Kongsberg. Pyrargiritt er også funnet i sulfidforekomster som Sulitjelma og Mofjellet.

Fahlertsene er en isomorf gruppe med endeledd tetraedritt [(Cu,Fe,Ag)12Sb4S13j, og tennantitt [(Cu,Fe,Ag)12As4S13]. De har en sinkblendeliknende struktur, og det er blandbarhet både mellom metallene og Sb og As. Disse mineralene dannes stort sett hydrotermalt. I større mengder kan de være viktige kilder for kopper, og avhengig av gehalten, også for sølv. I Norge er fahlertsene relativt sjeldne selv om de er påvist mange steder. De er bl.a. kjent fra Kongsberg, Hitra, Svenningdalen og Sulitjelma.

109

KAPITTEL 8.

HALOGENIDER (HALIDER)

Halogenene er sterkt elektronegative og danner forbindelser der ionebinding er den dominerende bindingstype. Halogenidene er imidlertid lite utbredt i naturen, og bare to kan betraktes som relativt vanlige mineraler (halitt og flusspat). I tillegg til disse to skal vi her ta med sylvitt og kryolitt. Som gruppe karakteriseres halogenidene som mineraler med lav tetthet og hardhet. De fleste mineralene i gruppen har lys farge, og mange er vannløselige.

Halitt (NaCl). Strukturen er bygd opp som et kubisk flatesentrert gitter med klorioner i hjørnene og midt på alle flatene i den temingformete enhetscellen. De små Na-ionene er da plassert midt på hver sidekant (Fig. 89). Dette gir en meget enkel struktur, og ettersom disse ionene har lik ladning (med motsatt fortegn), må koordinasjonstallet være det samme for begge ioneslagene for at elektrisk stabilitet skal herske. Koordinasjonstallet stemmer med det får ved å regne ut forholdet mellom ionenes radier

rNa+ / rC]- = 0,°97/0,181 = 0,534

og sammenholde med Tabell 3 i kapittel 2.

Fig. 89.

q

NaCl-strukturen hvor de store klorionene danner en kubisk flatesentrert enhetscelle. Både Na+ og CF er 6-koordinert.

= 0,564 nm

Halitt er ikke særlig hardt (H = 2,5) selv om ionebinding er en ganske sterk bindingstype. Dette har sammenheng med at ionene er ganske store samtidig som ladningen er liten. (Mineralet periklas MgO som er isomorft med halitt, har H = 6 fordi tiltrekkingen mellom ionene der er mye større samtidig som Mg2+ og O2- hver for seg er mindre enn Na+ og Cl-). Halitt er som regel fargeløst og til dels transparent. Dette skyldes at elektronene ikke er frie til å absorbere lysenergi, de er ved ionedannelsen "låst" til ionenes ytre orbitaler. I naturen forekommer halitt først og fremst i sedimentære bergarter. Det dannes ved 110

utfelling fra havvann eller salte innsjøer i områder med stor fordamping. Slike saltavsetninger kalles evaporitter. I våre dager dannes saltavsetninger bl.a. i det sørøstlige Middelhavet, i Rødehavet, i den Persiske Gulf og i innsjøer som Dødehavet, Great Salt Lake og det Kaspiske Hav. I permperioden (286-245 Ma før nåtid) ble det avsatt store mengder salt i et grunt hav som strakte seg fra Ural over sentral-Europa og Nordsjøen og helt opp til Barentshavet. Disse saltleiene blir i dag utnyttet som saltkilde, f.eks. i Tyskland, og danner mange steder viktige strukturer i sedimentlagene fordi de ved plastisk flyting har vært i stand til å danne saltstokker (diapirer) og oljefeller (Fig. 90). Her i landet er halitt funnet som spormineral i nefelinsyenittpegmatitt på Seiland, og i mikroskopisk størrelse i væskeinneslutninger i andre mineraler, særlig kvarts. Dette viser at løsningene kvartsen ble avsatt fra, inneholdt en del oppløst NaCl.

Fig. 90. Saltstokk (diapir). Takbergarten består av sulfatmineralene anhydritt og gips som er dannet sekundært. De mer lettløselige saltene (som NaCl) er løst opp i denne delen av di ap iren.

Sylvitt (sylvin, KC1) har samme struktur som halitt, men siden rK+/rC]- = 0,73, er den altså nær den teoretiske grensen til 8-koordinasjon. Sylvin forekommer på samme måte som halitt, men i mye mindre mengde. Dette skyldes først og fremst at det er svært små konsentrasjoner av kalium i havvann. Når sylvitt fins i saltleiene, er det et viktig mineral som K-kilde.

Flusspat (fluoritt, CaF2). Størrelsesforholdet mellom ionene hos flusspat [rCa2+/rF- = 0,73] er som hos sylvitt ved grensen mellom forventet 6- og 8-koordinasjon. På grunn av ladningsforskjellen vil kation og anion i dette tilfelle få ulikt koordinasjonstall. Det utregnete forholdet gjelder for Ca“+. Det man finner er 8-koordinerte Ca~+-ioner som 111

utgjør et kubisk flatesentrert gitter. Hvis vi tenker oss enhetscellens terning (Fig. 91) delt i åtte småtemiger, vil det i hver av disse være et 4-koordinert F"-ion i midten.

Q = 0,55nm Fig. 91. Flusspatstrukturen

Flusspat er et relativt vanlig aksessorisk mineral, særlig i granitter og sure gneiser. Det er også vanlig i pegmatittganger og særlig i hydrotermalavsetninger. I Norge har det vært forsøkt drift på flusspat bl.a. ved Dalen i Telemark og Lassedalen ved Kongsberg. Flusspat er et viktig industrimeneral. Det brukes til fluorframstilling og som tilsettingsstoff ved stål- og aluminiumsproduksjon.

Kryolitt (Na3AlF6) er et sjeldent mineral. Det er vanlig bare et sted, ved Ivigtut på Grønland, der mineralet har vært gjenstand for gruvedrift. Det har vært anvendt som tilsettingsstoff ved elektrolytisk utvinning av aluminium fra bauxitt. Nå lages kryolitt kunstig (fra bl.a. flusspat) til dette formål. I Norge er det funnet spormengder av kryolitt i ekeritt i Oslofeltet.

112

KAPITTEL 9.

OKSIDER OG HYDROKSIDER

OKSIDENE Oksidene utgjør en stor mineralgruppe der ulike metaller er bundet til oksygen. (Strengt tatt er SiO2-mineralene også oksider, men de blir her som i de fleste andre mineralogibøker behandlet under silikatene). Vi deler her oksidene inn i enkle oksider der ioner av ett metall (X) er bundet til oksygenanioner:

A2O, AO, a2o3, ao2 og multiple oksider der to (A,B eller flere) ioneslag med ulike koordinasjonstall er bundet til oksygen:

ABO3, AB2O4 Oksidene har som regel et betydelig (50-75%) innslag av ionebinding. Mange av dem er harde, opake, og de er ofte tunge. Til vanlig opptrer oksidene aksessorisk, særlig i magmatiske og metamorfe bergarter. I konsentrert form utgjør mange oksidmineraler viktige malmer.

A2O-typen

Kupritt (Cu2O) er mange steder i verden en viktig koppermalm. Hos oss fins dette mineralet sekundært i mange kopperforekomsters oksidasjonssone, bl.a. i Årdal i Sogn og Dalane i Telemark. AO-typen

Periklas (MgO) er isomorft med NaCl. Det er et sjeldent mineral som fins i enkelte dolomittmarmorer. Det er ikke kjent med sikkerhet fra Norge. I vanndig miljø omdannes det til brucitt. A2O3- typen

Korund (A12O3) har en trigonal enhetscelle med "lag" av anioner i tetteste hexagonal kulepakning og der Al-ionene fins i oktaedrisk koordinasjon. Lagene er stablet i c-akse retning med tre oksygen over og tre under. En tredel av oktaederposisjonene er tomme. Korund forekommer først og fremst i metamorfe aluminiumrike kvartsfattige bergarter. Hos oss er korund funnet en rekke steder, best kjent er trolig forekomstene ved Froland i Aust-Agder og ved Årnes, Nes på Romerike. Korund er et viktig industrimineral. Det brukes som slipemiddel (bl.a. til smergel), og når det forekommer i edel tilstand, til smykkestein. Blå korund betegnes safir og rød rubin. Kunstig framstilt korund benyttes bl.a. i lasere. 113

Hematitt (jernglans, Fe2O3) er isostrukturell med korund, men de to mineralene er ikke blandbare. Nest etter magnetitt er hematitt det viktigste jemmalmmineral. Det forekommer i bergarter dannet under oksiderende forhold; dvs. først og fremst sedimentære og til dels metamorfe bergarter. Godt utviklede krystaller av hematitt er kjent bl.a. fra Langøy ved Arendal og Dypingdalen i Snarum. Jemmalmforekomstene i Dunderlandsdalen (Rana gruber) er rike på hematitt (med magnetitt). Enkelte steder er (OOOl)-flaten så dominerende at hematitten blir glimmerliknende og svært glinsende, derav navnet jernglans. En slik variant kalles spekularitt.

Maghemitt (y-Fe2O3) har spinellstruktur med enkelte tomposisjoner, og formelen kan skrives slik: Fe2 67O4. Maghemitt er magnetisk og et forholdsvis sjeldent mineral. Hos oss er det bl.a. funnet i mikroskopiske mengder i basalter fra Oslofeltet, der det opptrer sekundært etter magnetitt.

ABO3-typen

Ilmenitt (FeTiO3) er trigonalt og har en struktur nær beslektet med korund, idet kationene (Fe2+ og Ti4+) forekommer ordnet i alternerende lag. Denne strukturen gir ved høy temperatur anledning til substitusjon av Mn2+ og Mg2+ for Fe2+. Dette gir blandinger mot pyrofanitt (MnTiO3) og geikilitt (MgTiO3). Ilmenitt er utbredt som aksessorisk mineral, særlig i basiske magmatiske bergarter, men her i landet har vi flere malmforekomster som er rike på ilmenitt. Best kjent er Tellnesforekomsten i Egersundsfeltet. Ilmenitt er den viktigste titankilde, og Norge er Europas ledende produsent og nest størst i verden. Titanprodukter brukes bl.a. som fargestoff i maling, papir og plastikk. Pyrofanitt er kjent fra flere lokaliteter i Oslofeltet.

Perovskitt (CaTiO3) er et relativt sjeldent mineral. Det opptrer spesielt i ultramafiske bergarter, og er hos oss bl.a. funnet i damkjemitt i Fensfeltet.

AB2O4-typen

Spinellene danner den viktigste mineralgruppe av denne typen. I enhetscellen bygger oksygen opp et kubisk flatesentrert gitter med plass til såvel 4 -koordinerte (Z) som 6koordinerte (Y) kationer (Fig. 92). Bare 1/8 av alle mulige Z-posisjoner og 1/2 av Yposisjonene er besatt. Dette gir mulighet for to konstellasjoner ladningsmessig sett: (1) 2:3 spineller med ett toverdig og to treverdige metallioner pr. formelenhet. De aller fleste spineller er av denne typen, og det er vanlig å dele dem videre inn i aluminater, ferritter og kromitter alt etter hvilket 3+-ion som dominerer, eller som normalspinell og inverse spineller avhengig av hvilken strukturell fordeling metallionene har.

(2) 4:2 spineller med ett fireverdig og to toverdige metallioner pr. formelenhet. 114

Kjemisk inndeling. Nedenfor er noen spineller satt opp Aluminater: spinell hercynitt gahnitt galaxitt

MgAl2O4 FeAl2O4 ZnAl2O4 MnAl2O4

magnetitt jakobsitt magnesioferritt

Fe2+Fe23+O4 MnFe2O4 MgFeoCf

kromitt magnesiokromitt

FeCr2O4 MgCrO4

Ferritter

Kromitter

Den strukturelle inndelingen omfatter som nevnt ovenfor to hovedgrupper, normalspineller og inverse spineller. Normalspinell har toverdige metallioner (A2+) i tetraedrisk koordinasjon på Zposisjonen og treverdige ioner (B3+) på den 6-koordinerte Y-posisjonen. De vanlige spinellene (aluminatene) og kromittene er normalspineller. Hos de inverse spineller forekommer halvparten av de treverdige ionene i 4-koordinasjon, mens den andre halvpart sammen med de toverdige ionene er 6-koordinert: B(AB)O4. Ferrittene og de sjeldne 4:2 spinellene er inverse. Det fins også overgangstyper mellom de to typene. Ved en parameter X, som angir brøkdelen av B-atomer i 4-koordinasjon, kan man beskrive spinellene. For normalspinell er X = 0 og hos invers spinell er Å = 1/2. Det er stor blandbarhet blant spinellene, spesielt innen hver serie.

Vanlig spinell (Mg,Fe)Al2O4 er fargeløs til glassklar når jeminnholdet er ubetydelig. Med økt jeminnhold blir fargen grønn. Spinell blir brukt som smykkestein. Her i landet opptrer den sporadisk som aksessorisk mineral, særlig i mafiske og ultramafiske bergarter og høymetamorfe karbonatbergarter. Magnetitt

[Fe3+(Fe2+Fe3+)O4] er den vanligste spinell og samtidig det viktigste jemmalmmineral. Magnetitt er vanlig som aksessorisk mineral i alle bergartstyper, og dominerer over hematitt i magmatiske bergarter. Som malmmineral er det utbredt i alle bergartstyper, f.eks. magmatisk som i Kirunaforekomstene og opprinnelig sedimentær i kvartsbåndete jernmalmer som i Sør-Varanger. De fleste norske jemforekomster som har vært i drift, har/hadde magnetitt som hovedmineral. Ved høy temperatur er det full blandbarhet mellom magnetitt og 4:2 spinellen ulvospinell (TiFe2O4). Det er vanlig å finne slike blandingsspineller i friske lavabergarter. Ved langsom avkjøling eller seinere metamorfose skjer ofte en oksidasjon og avblanding slik at det dannes en magnetitt med små lameller av ilmenitt. Malmen

115

ved Rausand gruve bestod av slik ilmenittholdig magnetitt. Dersom ilmenittlamellene er svært små, kan det selv etter finknusing være vanskelig å skille dem fra magnetitten.

Kromitt [(Fe,Mg)Cr2O4] er utelukkende knyttet til mafiske og ultramafiske bergarter. Her i landet er det mindre forekomster i forbindelse med en del ultramafiske kopper innen den kaledonske fjellkjede, drift har vært forsøkt flere steder. Best kjent er forekomstene ved Feragen nær Røros. Forekomstene har fått ny aktualitet i de seinere år, da det er påvist platinamineralisering i flere av dem.

Fig. 92.

Spinellstrukturen. Hos magnetitt er jemionene (åpne ringer) fordelt mellom 4og 6-koordinerte posisjoner.

AO2-typen I rutil (TiO2) er Ti-ionene 6-koordinert. I en relativt åpen struktur deler TiO6oktaedrene sidekanter og hjørner. Rutil opptrer aksessorisk i magmatiske bergarter, fortrinnsvis gabbro, men også i noen sure bergarter, f.eks. kragerøitt (en finkornet albittgranitt). I metamorfe bergarter er mineralet vanlig i spormengder ved høy grad, ikke minst i granulitter og eklogitt. Enkelte norske eklogitter har så høy rutilgehalt at de er interessante som Ti-malm. Forøvrig er forekomsten ved Kragerø størst og best kjent.

Forbindelsen TiO2 er trimorf. I tillegg til rutil forekommer mineralene anatas og brookitt. Begge er mye sjeldnere enn rutil, de forekommer bl.a. i mineralganger av ulike typer og spesielt anatas fins som små kom i sedimentbergarter, bl.a. på den norske kontinentalsokkelen.

116

Fig. 93. Titan-jem oksider. Oksider av jem og titan er framstilt i Fig. 93. Ved temperaturer over ca. 950°C er det full blandbarhet mellom FeTiO3 og Fe2O3 som da utgjør den såkalte a-serien. Ved lavere temperaturer skjer det avblanding eller omkrystallisering til ilmenitt og hematitt. Liknende forhold finner vi hos ^-serien som er blandinger mellom endekomponentene ulvospinell og magnetitt. Under ca. 600°C blir blandbarheten i p-serien begrenset samtidig som ulvospinell blir ustabil. En del Fe2+ oksideres, og det dannes magnetitt og ilmenitt med totalsammensetning som ligger langs forbindelseslinjen magnetittilmenitt, den såkalte y-serien. Av mindre geologisk betydning er de titanrikere Fe-Ti oksider tilhørende pseudobrookittserien (FeTi2O5 - Fe2TiO5, Fig. 93).

Cassiteritt (SnO2) og pyrolusitt (MnO2) er isomorfe med rutil. Cassiteritt er det viktigste tinnmineral. Det er knyttet til visse granitter og hydrotermale omdanningssoner i disse. Cassiteritt er motstandsdyktig ved forvitring og anrikes derved i sand. Nesten all produksjon av cassiteritt kommer i dag fra alluviale forekomster, noen av disse er i dag marine (Malaysia, Thailand). Her i landet er cassiteritt kjent bare fra et fåtall

117

lokaliteter, fra pegmatitt i Tørdal i Telemark og Holandsfjorden i Nordland og fra sulfidmalm i Bleikvassli. Pyrolusitt er den viktigste manganressurs. Den finnes bl.a. i leirsedimenter og i manganknollene på dyphavsbunnen. Hos oss er dette mineralet påvist bare et fåtall steder, f.eks. på sprekker i granitt ved Kristiansand og sammen med rhodonitt i Brandsnuten manganforekomst i Telemark.

Uraninitt (UO2) er kubisk og har struktur som flusspat. Mineralet fins først og fremst i granittpegmatitter, men er hos oss også funnet i hydrotermalganger, breksjer og skjærsoner samt som aksessorisk bestanddel i granitt og glimmerskifre. Uraninitt inneholder mange steder thorium og/eller lantanoide-elementer, og er i en del tilfeller oksidert slik at uran forekommer både som U4* (UO2) og U64 (UO3). Slik omdannet uraninitt har sammensetning nær U3O8(UO2+2UO3).

HYDROKSIDER

Innslag av (OH) -ioner i krystallgitret fører til svakere binding enn i mineraler med oksygen som dominerende anion, og som gruppe har hydroksidene lavere hardhet enn oksidene. Mange av hydroksidmineralene dannes ved overflatebetingelser. De er derfor geologisk sett en betydelig mineralgruppe, som er utbredt i forvitringssonen og i sedimentære bergarter.

Enkle hydroksider.

I gibbsitt [A1(OH)3] er Al3+-ioner omgitt av 6 (OH)”-ioner i en struktur hvor bare 2/3 av oktaederposisjonene er besatt (Fig. 94). Dette er grunnlaget for betegnelsen dioktaedrisk som benyttes ved beskrivelse hos sjiktsilikatenes oktaederlag. Oktaedrene har felles kanter og utgjør sjikt. Det er van der Waalsk binding mellom sjiktene. Gibbsitt dannes ved forvitring av aluminimsilikater under subtropiske forhold der SiO2 går i løsning. Mineralet er en hovedkomponent i bauxitt og således en meget betydningsfull ressurs. I Norge forekommer gibsitt sammen med zeolitter på sprekker i pegmatittganger i Langesundsfjorden og ellers noen få steder.

Brucitt [Mg(OH)2] har en struktur tilsvarende gibsitt, men er trioktaedrisk, dvs. alle oktaederposisjonene er besatt. Brucitt forekommer først og fremst i metamorfe bergarter, bl.a. i dolomittmarmor og i enkelte ultramafiske bergarter sammen med serpentin. Her i Norge er det i seinere år funnet interessante brucittforekomster bl.a. ved Mosjøen og i Velfjorden på Helgeland. Brucitt brukes til framstilling av magnesiummetall og magnesia (MgO). Oksid-hydroksider. Det fins flere mineraler av typen YO(OH) der Y er oktaedrisk koordinerte Me3+-ioner.

118

• OH ® Mg/Al

Fig. 94.

Strukturen hos gibsitt og brucitt. På tegningen er alle oktaederposisjonene fylt slik som hos brucitt.

Disse mineralene dannes under lavtemperatur-forhold, særlig ved forvitring og diagenese, men også i tilknytning til hydrotermal omvandling i berggrunnen. De utgjør viktige komponenter av jordsmonnet.

Diaspor [a-AlO(OH)] og bohmitt [y-AlO(OH)] opptrer sammen med gibsitt i bauxitt. Hos oss er de funnet noen steder som omdanningsprodukter i ulike bergartstyper.

Gbthitt [a-FeO(OH)] og lepidokrositt [y-FeO(OH)] er analoge til mineralene ovenfor og danner hovedkomponentene i laterittjord. Gbhtitt er vanligst. Den utgjør sammen med lepidokrositt hovedkomponenten i limonitt, som er en fellesbetegnelse på rustdannelser i tilknytning til jemholdige bergarter (f.eks. mange sulfidforekomster). Limonitt fins også i utfellingslaget i podsoljordsmonn og i myrmalm. Gothitt er en vesentlig bestanddel i jernmalm av minettetypen.

Manganitt [MnO(OH)] er ubetydelig hos oss, men er sammen med pyrolusitt en vesentlig bestanddel av manganknollene på dyphavsbunnen.

119

KAPITTEL 10.

KARBONATER

Karbonationet (CO3/- er et såkalt oxyanion der et karbonatom ved sp2-hybridisering er bundet til tre oksygenatomer som aller ligger i et plan. I karbonatmineralene er (CO3) " -ionet bundet til ulike typer kationer. Forbindelsen CaCO3 er dimorf. Én modifikasjon er trigonal (kalkspat), den andre ortorombisk (aragonitt). Disse to strukturene danner hver utgangspunktet for en rekke andre karbonatmineraler. Utover disse mineralene er det blant karbonatene bare dolomitt/ankeritt som har særlig geologisk betydning. Kalkspatrekken.

Kalkspat (kalsitt, CaCO3) I kalkspatstrukturen er både Ca2+ og CO32- 6-koordinert. Enhetscellen er trigonal primitiv (romboedrisk). Vi kan tenke oss at en slik struktur dannes hvis vi klemmer en terning sammen langs en av diagonalene. Terningen vil derved minste sine 4-tallige symmetriakser, men tretallsaksen langs diagonalen beholdes. Selve terningen deformeres til et romboeder. Kalkspatstrukturen er vist i Fig.

Kalkspat er et av de vanligste mineraler i naturen. Det dannes primært i sedimentære bergarter og kan utgjøre bortimot 100% i kalksteiner. Utfellingen skjer rent kjemisk eller v.hj.a. organismer. Under metamorfose rekrystalliserer kalkspat og danner større kom, og kalkstein omdannes til marmor. Unntaksvis dannes kalkspat ved størkning av smelter fra jordas mantel (karbonatitt). Kalkspat er sammen med kvarts det vanligste mineral på hydrotemale årer og ganger.

Fig. 95. Kalkspatstrukturen.

120

Karbonatmineralene, særlig kalkspat og aragonitt, er løselig i svake syrer. Dette kan skisseres ved følgende reaksjon: 2H++ (CO3)2- -> H2O + CO2?

Frigjøringen av CO2 fører til en brusing når en drypper syre (vanligvis fortynnet saltsyre) på disse mineralene. Denne reaksjonen er så typisk at fortynnet HC1 brukes som hjelpemiddel ved praktisk mineralbestemmelse. Under forvitring løses kalkspat etter følgende reaksjon: CaCO3 + H2O + CO2 -> Ca2+ + 2HCO3"

Årsaken til at CaCO3 opptrer med to ulike strukturer, er trolig at forholdet rCa2+ /rO2’ = °’71

ligger svært nær øvre grense for stabil 6-koordinasjon. Karbonatmineral med mindre ioneradius enn Ca2+ (0,099 nm) er isomorfe med kalkspat. Disse utgjør kalkspatrekken

Magnesitt MgCO3 Smithsonitt ZnCO3 Sideritt FeCO3 Rhodokrositt MnC03 Kalkspat CaCO3

Mg2+ Zn2+ Fe2+ Mn2+ Ca2+

= = = = =

0,066 0,074 0,074 0,080 0,099

nm nm nm nm nm

Det er god blandbarhet mellom noen av disse mineralene, f.eks. mellom CaCO3 og FeCO3, men dette har ikke stor geologisk betydning. Det er imidlertid bare begrenset blandbarhet mellom CaCO3 og MgCO3. Under utfelling av kalkspat i sjøvann er opptaket av Mg2+ temperaturavhengig. Ved T > 15°C kan det dannes høymagnesiumkalkspat hvor Mg/Ca -forholdet kan komme opp i 1:3.

Magnesitt er det vanligste karbonatmineralet i ultramafiske bergarter. Det opptrer bl.a. i kleberstein. Under ekstreme forhold (Mg/Ca > 12) kan magnesitt felles ut direkte ved fordamping av havvann. Her i landet er forholdsvis ren magnesitt best kjent fra serpentinforekomstene i Snarum/Modum-området der store romboedriske spaltestykker er forholdsvis vanlig.

Sideritt er et forholdsvis ubetydelig mineral her i landet. I unge sedimentære bergarter i England og på kontinentet opptrer imidlertid siderittiske jemsteiner hyppig, særlig i bergarter fra Jura-perioden. Hos oss forekommer slike bergarter i nedforkastede basseng på bunnen av Beitstadfjorden og i Frohavet i Trøndelag. Både smithsonitt og rhodokrositt er uvanlig hos oss. De er funnet sporadisk, særlig som sekundære dannelser på h.h.v. sink- og manganforekomster.

121

Aragonittrekken.

Aragonitt (CaCO3) er stabilt ved høyt trykk (Fig. 96) og har en tettere struktur enn kalkspat. Ca2+ er 9-koordinert i den ortorombiske enhetscellen. Aragonitt dannes imidlertid metastabilt som primært mineral i mange karbonatbergarter, men omdannes til den stabile modifikasjonen kalkspat under metamorfose. Mineralet er påvist bare et fåtall steder i norsk berggrunn.

Fig. 96.

Stabilitetsdiagram for kalsiumkarbonatsystemet.

En rekke karbonater med store kationer er isomorfe med aragonitt:

Aragonitt Strontianitt Cerusitt Witheritt

CaCO3 SrCO3 PbCO3 BaCO3

Ca2+ Sr+ Pb2+ Ba2+

= = = =

0,099 0,112 0,120 0,134

nm nm nm nm

Ingen av disse er av vesentlig geologisk betydning. Bare cerusitt er kjent fra Norge. Det forekommer bl.a. som sekundært omdanningsprodukt på enkelte blyforekomster.

Andre karbonatmineraler.

Dolpmitt [CaMg(CO3)2] har en struktur som er svært lik kalkspatens. lonene Ca2+ og Mg*"+ forekommer imidlertid på en ordnet måte i gitret slik at enhetscellens symmetri er litt lavere enn hos kalkspat. I denne strukturen kan Mg2+ byttes ut med opptil 70% Fe. Ved Fe/Mg > 1 gir man mineralet navnet ankeritt. Dolomitt forekommer som bergartsdannende mineral både i sedimentære og metamorfe bergarter. Dolomitt kan dannes primært ved utfelling fra sjøvann (ved Mg/Ca > 7), men dolomittdannelsen er vanligvis sekundær ved reaksjon mellom kalkspat eller aragonitt og Mg-rike løsninger. 122

I Norge fins dolomittrike karbonatsedimenter flere steder, bl.a. i eokambriske formasjoner i Finnmark og på Østlandet, i kambro-silursedimenter både i Oslofeltet og i den kaledonske fjellkjeden. Innen fjellkjeden fins flere steder dolomittmarmor, særlig i Nordland. Dolomitt er det dominerende mineral i Fensfeltets rauhaugitt hvor jeminnholdet er såpass høyt at sammensetningen nærmer seg ankeritt. Ankeritt er rapportert fra mange steder i Norge, men er sjelden analysert. I de analyser som er foretatt, er Fe < Mg slik at jernrik dolomitt er en riktigere betegnelse enn ankeritt. Hydroksylholdige karbonatmineraler.

I forvitringssonen av kopperforekomster dannes det mange steder sekundære mineraler ved reaksjon med fuktig, CO2-holdig luft. Det vanligste av disse mineralene er den irrgrønne malakitt [Cu2(CO3)(OH)2]. Tilstedeværelsen av malakitt gir god indikasjon på at et primært koppermineral er til stede. Her i landet finner vi malakitt på omtrent alle kopperforekomster. På samme måte forekommer det mindre vanlige azuritt [Cu3(CO3)2(OH)0] som har en karakteristisk blå farge.

123

KAPITTEL 11.

SULFATER, FOSFATER OG WOLFRAMATER

SULFA TMINERALENE

Sulfatmineraler forekommer som bergartsdannende komponenter i saltavsetninger (evaporitter), på hydrotermalforekomster og sekundært etter sulfider i bergarter og malmforekomster. Det fins både vannfrie og vannholdige sulfatmineraler.

Barytt (tungspat, BaSO4) er det vanligste bariummineral. Barytt fins først og fremst i sedimentære bergarter og i hydrotermalganger. Her i landet er barytt funnet en rekke steder. Mest kjent er en forekomst ved Tråk i Bamble. Ellers er det bl.a. rapportert mange funnsteder i Oslofeltets sedimentbergarter, fra sulfidforekomstene i Sulitjelma og Mofjellet og fra sølvgruvene på Kongsberg. Barytt er et viktig industrimineral. Det brukes hovedsakelig i finknust form som en viktig komponent i boreslam. Felles for barytt og de to isostrukturelle mineralene celestin (SrSO4) og anglesitt (PbSO4) er en ortorombisk struktur der de store kationene er 12-koordinert. Celestin opptrer sammen med anhydritt i gruvene i Sulitjelma, mens anglesitt er funnet sekundært ved flere av våre blysulfidforekomster.

Anhydritt (CaSO4) er et av hovedmineralene i evaporitter. Det dannes primært ved utfelling og sekundært ved nedbrytning av gips. Anhydritt dannes også hydrotermalt og sekundært i tilknytning til sulfidforekomster. Hos oss kjenner vi anhydritt fra gruvene i Sulitjelma.

Gips (CaSO4-2H2O) er det vanligste sulfatmineralet. Det dannes først og fremst ved inndamping av havvann, saltsjøer, playaer o.l., men forekommer også på hydrotermale ganger og sekundært etter sulfider, særlig i forbindelse med forvitring (oksidasjon) av magnetkis og svovelkis. Slik sekundær gipsdannelse kan føre til problemer i forbindelse med anleggs- og byggevirksomhet; sulfidene oksideres til sulfat (svovelsyre). Denne kan reagere med kalsium i bergartene eller i betong under dannelse av gips. Denne prosessen fører til volumutvidelse og svelling og/eller avskalling. Problemer med bygging på alunskifer er knyttet til disse prosessene. Alabast er en finkornet, tett variant av gips. Når gips danner velutviklete krystaller, er det ikke uvanlig å finne tvillinger etter {100} som på grunn av den monokline symmetrien gir det karakteristiske sva/e/za/e-utseendet. Hos oss finner vi sekundær og hydrotermal gips mange steder. Gruvene i Sulitjelma og Løkken er velkjente gipslokaliteter. Gips er et viktig råstoff. Det er viktigst i bygningsindustrien, der det brukes dels i kalsinert form (mesteparten av vannet er drevet av ved en temperatur på ca 175°C) til en rekke forskjellige produkter, f.eks. bygningsplater og som tilsetningsstoff i sement. Forøvrig brukes det i papir, maling og tannkrem. Det fins en rekke andre vann- eller hydroksylholdige sulfatmineraler. De fleste opptrer 124

som sekundære spormineraler i tilknytning til oksiderte sulfidmineraler. Her skal vi nevne noen få; jarositt [KFe3(SO4)2(OH)6], hexahydritt (MgSO4- 6H2O) og epsomitt (bittersalt, MgSO4-7H2O). Jarositt forekommer som et gult belegg på alunskifer i Oslofeltet, på kis- og grafittførende skifer i Nordland og som forvitringsprodukt på sulfidforekomster. Hexahydritt forekommer også i forbindelse med forvitrede sulfidholdige bergarter. Epsomitt utfelles fra grunnvannet i områder med sterk fordampning. Hos oss skjer slik utfelling i de tørre områdene i Sjåk, Vågå og Lesja. I evaporitter forekommer også sjeldnere mineraler som mirabilitt (glaubersalt, NaSO410H2O) og polyhalitt [K2Ca2Mg(SO4)4-2H2Ol. Mirabilitt som eksisterer bare under svært fuktige forhold, er bl.a. funnet ved sølvgruvene på Kongsberg.

FOSFATER Fosfor forekommer i mineraler som sentralatom i det tetraedriske oxyanionet (PO4)~. PO4-tetraedrene er bundet sammen av ulike kationer.

Xenotim (YPO4) er tetragonal og har zirkon-type struktur, mens monasitt (CePO4) er monoklin. Disse to mineralene er viktige kilder for en del sjeldne metaller, bl. a. lantanoider og thorium. I xenotimstrukturen byttes Y ut med tyngre, små lantanoiideelementer, mens monasitt kan ta opp betydelige mengder av de store og lettere lantanoidene (La, Nd) og thorium (opptil 30%). Monasitt er faktisk den viktigste kilde for thorium. Disse to mineralene forekommer i pegmatittganger og granittiske bergarter, mange steder sammen med zirkon og rutil. De er motstandsdyktige ved forvitring og anrikes i sedimenter hvor de spesielt forekommer i sandfraksjonen.

Lazulitt [MgAl2(PO4)2(OH)2] er et blått mineral som hos oss er funnet i mengder på opptil 7% i kyanittførende kvartsitt flere steder på Østlandet og på Saltfjellet i Nordland.

Vivianitt [Fe3(PO4)2-8H2O] er et blått mineral som dannes ved forvitring av apatitt og/eller beinrester i ferskvann. Her i landet er vivianitt funnet flere steder i løsavleiringer i Lågendalen (Numedalen), ved Åsnes i Solør og Oseberg ved Tønsberg. Turkis [CuA16(PO4)4(OH)8-4H2O] er et karakteristisk grønt mineral som mange kjenner kjenner fordi det brukes mye til smykker. Det dannes ved sekundære prosesser i enkelte områder der apatitt og koppermineraler forekommer sammen. De best kjente forekomster er i Iran og sørvestre USA. Her i landet er turkis funnet i spormengder et par steder. Apatitt [Ca5(PO4)3(OH,F,Cl)] er det vanligste fosfatmineral og den viktigste kilde for fosfor i naturen. Det forekommer som aksessorisk bestanddel i svært mange bergarter.

125

Strukturen gir mulighet for substitusjon på tre steder. I en viss grad kan Ca byttes ut med andre kationer (f.eks. Sr) og PO4-tetraedrene med CO3OH, mens det er blandbarhet mellom OH, Cl og F. Dette gir mulighet for svært stor variasjon i sammensetning. Fluorapatitt er vanligst. Apatitt er et svært viktig industrimineral, særlig til bruk i gjødsel. Det forekommer enkelte steder i konsentrert form (malmforekomster), f. eks. i tilknytning til spesielle magmatiske bergarter, bl.a. på Kolahalvøya og i tilknytning til magnetittmalm (Kiruna). Hos oss forekommer apatitt i større mengder i tilknytning til gabbroide bergarter ved Ødegården i Bamble, der det tidligere har vært drift på mineralet, og i den uvanlige bergarten jacupirangitt i Kodal i Vestfold. I sedimentære fosforittforekomster opptrer karbonat-hydroksyl holdig apatitt under navnet dahllitt, mens en massiv kryptokrystallinsk variant av apatitt går under navnet kollofan. (Dahllitt er forøvrig originalbeskrevet fra Norge og oppkalt etter brødrene Tellef og Johan Dahl. Det ble funnet ved apatittforekomsten ved Ødegården).

WOLFRAMATER Wolframatene danner en liten, men økonomisk viktig mineral gruppe. Metallet wolfram forekommer som sentralatom i et teraedrisk oxyanion (WO4)~. Wolframmineralene har stor økonomisk betydning da wolfram har en rekke bruksområder. Hovedmengden brukes i legering med karbon til wolframkarbid som er et svært hardt materiale. Resten brukes i legeringer og til glødetråder i lyspærer.

Wolframitt [(Fe,Mn)WO4] danner en fullkommen blanding sserie mellom endekomponentene(FeWO4) og hiibneritt (MnWO4). Wolframitt forekommer særlig i pegmatitter og kvartsrike hydrotermalganger knyttet til granittiske bergarter. I Norge er det bare kjent én wolframittforekomst av betydning, Ørsdalen i Bjerkreim i Rogaland der det inntil 1950-årene var drift både på molybden og wolfram.

Scheelitt (CaWO4) er et typisk høytemperaturmineral. Det forekommer i metamorfe kalksteiner i tilknytning til granittintrusjoner, i pegmatitter og i kvartsrike hydrotermalganger. Scheelitt er funnet en rekke steder i Norge. Det forekommer sammen med wolframitt i Ørsdalen, flere steder i Oslofeltet, bl.a. i Hurdal, og en god del steder i Nordland hvor kalkrikebergarter grenser til granitter en rekke steder.

126

KAPITTEL 12.

SILIKATMINERALER

INNLEDNING Som vi har nevnt tidligere, er det grunnstoffene silisium og oksygen som forekommer i størst mengde både i jordskorpa og i mantelen. I silikatmineralene er disse to grunnstoffene bundet til hverandre på en bestemt måte. Si-atomet er sp3-hybridisert og bundet til fire oksygenatomer i en tetraedrisk konfigurasjon, det såkalte SiO4-tetraedret (Fig. 97).

Fig. 97.

SiO4-tetraeder. Størrelsesforholdet mellom ionene er ikke riktig.

Slike tetraedre er grunnbyggesteinen i alle silikatmineralene. Avhengig av hvordan de ulike SiO4-tetraedrene er bundet til hverandre (polymerisert), deler vi silikat­ mineralene inn i grupper. Med økt polymerisering øker forholdet mellom Si og O.

1. Enkeltsilikater (nesosilikater). Her opptrer SiO4-tetraedrene enkeltvis (isolerte tetraedre) og er bundet sammen av positivt ladete kationer. Tetraedret har fire negative ladninger som må balanseres av kationene. Mineraler som olivin og granat hører til i denne gruppen. 2. Dobbeltsilikater (sorosilikater). Når to SiO4-tetraedre er bundet sammen slik at de deler ett av oksygenatomene, dannes grunnenheten (Si2O7)6-, et dobbelttetraeder, og forholdet mellom Si og O blir 2:7 (1:3,5). Det er svært få vanlige mineraler som er bygd opp av slike enheter. Mineralet epidot tilhører denne gruppen, men dette mineralet har i tillegg til dobbelttetraedrene også isolerte SiO4-tetraedre.

3. Ringsilikater (syklosilikater). Ved polymerisering kan SiO4-tetraedre gruppere seg sammen i ringstruktur. Dette oppnås ved at hvert enkelt tetraeder deler to av sine oksygenatomer med nabotetraedrene. På denne måten dannes det ringstrukturer med tre, fire eller seks SiO4-tetraedre i ringen. I slike strukturer blir forholdet mellom Si og O alltid 1:3 [eks. (Si3O9)6—, (Si4O12)8-]- De vanligste syklosilikatene i naturen er turmalin, beryll og kordieritt.

127

4. Kjedesilikater (inosilikater). Innenfor denne gruppen forekommer to viktige undergrupper.

Fig. 98. Figur som viser hvordan SiO4-tetraedrene er polymerisert hos hovedgruppene av silikatmineraler.

a) enkeltsilikat b) dobbeltsilikat c) ringsilikat dj) enkeltkjedesilikat

d2) dobbeltkjedesilikat e) sjiktsilikat f) tektosilikat

128

(i)

Enke Itkje de silikatene. SiO4-tetraedre kan ved å dele to av sine oksygenatomer med nabotetraedre bygge opp lange kjeder. Forholdet mellom Si og O blir 1:3 som hos syklosilikatene. De enkelte kjedene blir så bundet sammen av andre kationer. Pyroksengruppens mineraler hører til her.

(ii) Dobbeltkjedesilikatene. Hvis to enkeltkjeder bindes sammen på en spesiell måte, oppstår dobbeltkjeder. Dette skjer ved at hvert annet SiO4-tetraeder deler ett oksygenatom med et tetraeder i nabokjeden, dvs. de deler i alt tre av sine fire oksygenatomer med nabotetraedre. Det gjennomsnittlige forholdet mellom Si og O blir da 4:11. Disse tallene frakommer slik: Halvparten av Si-atomene deler to oksygen. Dette gir grunnenheten (SiOjOjO^Oj^) = SiO3. Den andre halvpart av Si-atomene deler tre av sine fire oksygen. Dette gir grunnenheten (SiOjO1/2Oj,2O1/2) = SiO2 5. Ved å summere disse to grunnenhetene kommer en fram til Si2O5 5 som tilsvarer Si4On hvis vi velger å bruke hele tall. Alle mineralene i amfibolgruppen har dobbeltkjedestruktur.

(iii) I de seinere år har man oppdaget at enkelte mineraler har elementer av mer komplekse kjeder i strukturen, særlig er trippelkjeder påvist. Ved å polymerisere flere og flere kjeder, vil det dannes stukturer som nærmer seg det man finner hos sjiktsilikatene. En vet foreløpig for lite om disse flerkjedesilikatene til å la dem danne en egen gruppe i systematisk mineralogi.

5. Sjiktsilikater (phyllosilikater). Polymeriseringen av SiO4-tetraedre kan også skje ved at samtlige tetraedre deler tre av sine oksygenatomer med nabotetraedrene. Slik dannes "uendelige" lag (sjikt) av tetraedre. Forholdet mellom Si og O blir da 1:2,5; (SiOjO^Oj^Oj^) - SiO25 eller Si2O5 om vi velger å bruke hele tall. Slik sjiktstruKtur finner vi hos en rekke vanlige mineraler, f.eks. glimmer, talk, serpentin, kloritt og de vanligste leirmineraler. 6. Nettverksilikater (tektosilikater). Hos disse er SiO4-tetraedrene polymerisert ved at hvert tetraeder deler alle sine oksygenatomer med nabotetraedrene. Dermed blir forholdet mellom Si og O 1:2, dvs. (SiO1/2O1/2Oi/2O1/2) = SiO2. Slik struktur finner vi bl.a. hos kvarts, feltspat, nefelin og zeolitdmineralene.

De ulike silikatgruppenes polymerisering er vist i Fig. 98.

129

ENKELTSIUKATER (Nesosilikater)

Nesosilikatene er bygd opp omkring isolerte SiO4-tetraedre som er bundet til hverandre med 6- eller 8- koordinerte kationer. Pakningen er nesten alltid ganske tett, noe som medfører relativt høy tetthet (3,0 - 4,5), og hardheten er ofte omkring 7. Isomorf blandbarhet finnes hos flere av mineralgruppene (olivin, granat).

Olivin

er et isomorft blandingsmineral med endeleddene forsteritt (Mg2SiO4) og fayalitt (Fe2SiO4). Formelen for en tilfeldig olivin blir da (Mg,Fe)2SiO4. Olivinstrukturen er bygd over en primitiv ortorombisk enhetscelle. Enkeltstående (isolerte) SiO^-tetraedre er bundet sammen med de toverdige kationene slik at hvert Mg2+- og Fe -ion er omgitt av 6 oksygenatomer (oktaedrisk koordinasjon).

Fig. 99. Smeltediagram for systemet Mg2SiO4 - Fe2SiO4 (oliviner) med likviduskurve (øverst) og soliduskurve (nederst).

Smeltediagrammet for olivin er vist i Fig. 99. Forsteritt har et meget høyt smeltepunkt (1890°C ved atmosfæretrykk), nesten 700° høyere enn for fayalitt (1205°C). Smeltediagram av denne typen, hvor likvduskurven er konveks oppover og soliduskurven konveks nedover, forekommer hos forbindelser som viser full blandbarhet mellom endekomponentene. Det innebærer at en tilfeldig valgt blandkrystall av olivin ikke har et bestemt smeltepunkt, men smelter over et temperaturintervall. Olivin forekommer i magmatiske bergarter, og er kanskje det vanligste mineralet i øvre deler av mantelen. I Norge er den vanligst i de ultramafiske bergartene dunitt (olivinstein) og peridotitt. Olivin er også vanlig i mange basalter. Fordi primær olivin

130

alltid er dannet ved høy temperatur (jfr. smeltediagrammet), er den ustabil ved overflateforhold og under metamorfose hvor det er vann tilstede. De olivinrike bergartene har nesten alltid en rødbrun forvitringshud fordi jernet under forvitringen oksideres og danner jemhydroksidforbindelser. Ved metamorfose reagerer olivin med vann og danner enten serpentin eller talk. Den olivinen som forekommer hyppigst, er meget magnesiumrik (ofte er forholdet Mg:Fe = 9:1) og ikke så langt fra forsteritt i sammensetning. Slik magnesiumrik olivin forekommer aldri sammen med kvarts i naturen. Olivin er et meget viktig industrimineral. Her i landet brytes det nå olivin på flere steder, og Norge er den ledende olivinprodusent i Europa. Olivinen brukes bl.a. som sand i støpeformer i stålindustrien, til ildfast materiale og til sandblåsing. Dessuten ser olivin ut til å bli stadig mer aktuell som slaggdanner i råjemsovner. I finknust form kan den brukes som jordforbedringsmiddel (Mg-kilde).

Aluminiumsilikatene (Al2SiO5) Forbindelsen Al2SiO5 [struktuerlt sett Al2O(SiO)4] er polymorf og forekommer som tre ulike mineraler: andalusitt, sillimanitt og kyanitt (også kalt disthen). De har hvert sitt typiske stabilitetsområde m.h.t. trykk og temperatur. Andalusitt er lavtrykksformen, sillimanitt forekommer ved de høyeste temperaturer, mens kyanitt har et relativt stort stabilitetsområde, se Fig. 100. Disse mineralene er potensielle kilder som råstoff for aluminiumproduksjon. De inneholder hele 33% Al på vektbasis. Til sammenlikning kan vi nevne at ren gibsitt har 34,5% Al og gjennomsnittlig bauxitt 40-45% Al.

Fig. 100.

Aluminiumsilikatenes stabilitetsforhold.

131

De tre polymorfene haren beslektet struktur. Langs c-aksen forekommer AlO6-oktaedre i en slags kjedeform. Dessuten er noe aluminium 4-koordinert hos sillimanitt og 5koordinert hos andalusitt. Ulike egenskaper er vist i tabellen nedenfor.

Tabell 12. Aluminiumsilikatene, fysiske og kjemiske data

Andalusitt Sillimanitt Kyanitt

AlVIAlvO(SiO4) AlvlAlIVO(SiO4) AlVIAlVIO(SiO4)

d=3,18 d=3,25 d=3,60

H = 7,5 H = 6-7 H = 5-7

ortorombisk ortorombisk tri kl in

Andalusitt er det eneste kjente mineral med 5-koordinasjon i strukturen. Alv danner en slags trigonal dipyramide med tre oksygen i et plan og en oksygen i topp og bunn. Aluminiumionet sitter midt i det trigonale planet. Andalusitt er ikke særlig utbredt her til lands. Dette har trolig sammenheng med mineralets stabilitetsforhold. Bare unntaksvis er lavtrykksmetamorfe bergarter bevart hos oss. De fins i en del av Oslofeltets kontaktmetamorfe bergarter, og er dessuten påvist i Trøndelag. Andalusitt omvandles lett til muskovitt ± paragonitt ± kloritt ved retrograd metamorfose.

Sillimanitt er et forholdsvis vanlig metamorft mineral, men er ikke lett å se makroskopisk. Det finnes hyppig både i grunnfjellet og i kaledonske metamorfe bergarter. I slike tilfeller forteller sillimanitten at temperaturen har vært relativt høy under metamorfosen. Når sillimanitt opptrer sterkt fibrig, brukes gjeme betegnelsen fibriolitt om mineralet.

Kyanitt er nok det vanligste av Al2SiO5-mineralene her i landet. Det er forholdsvis iøynefallende på grunn av sin karakteristiske blålige farge. Kyanitt fins særlig i skiferog gneisbergarter, både i prekambriske bergarter og innenfor det kaledonske fjellkedebeltet. Det er ingen drift på kyanitt hos oss, men flere forekomster har vært vurdert, bl.a. på Saltfjellet i Nordland. Av andre aluminiumrike silikater skal vi her nevne topaz [Al2SiO4(OH,F)2l, som er relativt sjeldent. Det forekommer nesten alltid i tilknytning til granittiske bergarter, ofte i forbindelse med såkalt gre/s£>idannelse (en hydrotermal omvandling av granitt til hovedsakelig kvarts og muskovitt, men ofte med små mengder av mineraler som topaz, flusspat, turmalin og cassiteritt). Hos oss fins topaz som regel på pegmatittganger, men forekommer også i tilknytning til kyanitt, f.eks på Saltfjellet og i kvartsitt i Elverumområdet.

132

Granatene Granatgruppens mineraler kan beskrives ut fra en generell formel

X3Y2(SiO4)3

der X er toverdige kationer som Ca2+, Mg.2+, Mn2+, og Fe2+ og Y er treverdige kationer som Al3+, Fe3+ og Cp+

I strukturen er de isolerte SiO4-tetraedrene bundet sammen med oktaedre med Ykationer i sentrum. Dette gir en struktur hvor det også er plass til 8-koordinerte ioner. I disse posisjonene sitter X-kationene. Det er nokså uvanlig at ioner som Fe2+ og særlig Mg2+ opptrer med så høyt koordinasjonstall. Det er stor grad av blandbarhet hos granatene. På grunnlag av dette er det vanlig å dele granatene inn i to grupper: 1. Pvra/sp/rzgranater (X Ca, Y = Al) 2. Ugrand/Mgranater (X = Ca) Stort sett kan vi si at det er isomorf blandbarhet innen hver av disse gruppene, men begrenset baldbarhet mellom dem. Pyralspittgranatene har disse endekomponentene:

Pyrop Almandin Spes sart in

Mg3Al2(SiO4)3 Fe3Al2(SiO4)3 Mn3Al2(SiO4)3

Gruppenavnet er en sammendragning av de to første bokstaver i endekomponentene. Ugrandittgranatenes endekomponenter er:

Uvarovitt Grossular Andraditt

hver av

Ca3Cr2(SiO4)3 Ca3Al2(SiO4)3 Ca3Fe2(SiO4)3

Også her er gruppenavnet basert på bokstaver først i endekomponentenes navn. Generelt kan vi si at granatene er metamorfe mineraler. Unntaksvis finnes de også i f.eks. granitt. Mer spesifikt kan vi si at pyralspittgranatene er vanlig i regionalmetamorfe bergarter, mens ugrandittene gjeme er knyttet til kontaktsonene mellom plutonske bergarter og kalkholdige sedimentbergarter. I vanlige regionalmetamorfe granater er det a/mzrndmkomponenten som dominerer. Ved lavere metamorfosegrad (dog ikke lavere enn midlere grønnskiferfacies) er det gjeme et større innslag av spessarfmkomponenten. Pyrop er typisk for høytrykksmetamorfose i mafiske og ultramafiske bergarter. Ved svært høye trykk er det en viss blandbarhet også mellom pyralspitt og ugranditt, f.eks. mellom pyrop/almandin og grossular. Grossular og andraditt er vanlige i enkelte kontaktsoner. I Norge finner vi dem spesielt i Oslofeltet der de opptrer i skam sammen med andre kalksilikatmineraler,

133

f.eks. diopsid, hedenbergitt og epidot. Uvarovitt er et sjeldent mineral. Her i landet er det påvist bare på noen få steder (Grua på Hadeland, ved Røros og i Velfjord på Helgeland). Det forekommer vanligvis sammen med andre krommineraler (særlig kromitt), og de fleste forekomster av uvarovitt er derfor knyttet til ultramafiske bergarter. Hos grossular hender det at en del av SiO4-tetraedrene byttes ut med (OH)~grupper til en egen variant, hydrogrossular. Denne fins bl.a. i spesielle typer omvandlingsbergarter som f.eks. rodingitt. Granatene er forholdsvis motstandsdyktige ved forvitringsprosesser og anrikes vanligvis i sandfraksjonen i områder hvor bergartene inneholder mye granat. På grunn av hardheten kan granat brukes som slipemiddel, f.eks. i sandpapir. Spesielt vakre granater blir brukt til smykkestein.

Andre nesosilikater

Staurolitt l(Fe,Mg)4Al17(Si,Al)17O44(OH)4] forekommer på mange måter som almandingranat og ofte sammen med denne. Strukturelt er den beslektet med kyanitt. Staurolitt opptrer svært ofte med veldefinerte krystallflater og er ikke minst kjent for de to typer av gjennomskjærende tvillinger. Staurolitt er et hardt mineral. Denne egenskapen kom tidligere til nytte. Kvemsteiner fra flere brudd rundt om i landet hadde i tillegg til granat staurolittkrystaller som en viktig bestanddel. Spesielt hadde Selbukvemsteinen et betydelig innhold av staurolitt. Klorittoid [(Fe,Mg,Mn)Al2(SiO5)(OH)21 har en kompleks struktur. Som hos glimmer ligger SiO4-tetraedrene i lag, men tetraedrene er ikke forbundet med hverandre. To typer av oktaedriske enheter binder SiO4-tetraedrene sammen. Den ene av disse er av brucittliknende karakter, idet Mg og Fe er bundet til oksygen og (OHfgrupper. På grunn av den sjiktliknende oppbygningen ble klorittoid tidligere feilaktig klassifisert som phyllosilikat. Klorittoid er et metamorft mineral som opptrer i lavmetamorfe skiferbergarter. Klorittoid er funnet flere steder her i landet, f.eks. i grønnskifer ved Svorksjøen, på Haugesundshalvøya, i Suldal, på Leka i Nord-Trøndelag og flere steder på Helgeland. Trolig er klorittoid mer vanlig enn de spredte forekomster tyder på, da mineralet lett feilbestemmes både makro- og mikroskopisk. Det likner på mineraler som biotitt, amfibol, kloritt og epidot.

Zirkon (ZrSiO4) er et relativt vanlig aksessorisk mineral i mange bergarter. Zr4+-ionene sitter i uregelmessig 8-koordinasjon hvor hvert zirkoniumion er omgitt av oksygen fra seks ulike SiO4-tetraedre. En del Zr er vanligvis byttet ut med Hf og små mengder Th og U. Dette fører til at mineralet er svakt radioaktivt, noe som i mikroskop kan sees som en omvandlings/ia/o rundt zirkoninneslutninger i glimmer. På grunn av innholdet av disse sporelementene er zirkon et viktig mineral for radiometrisk aldersbestemmelse. Zirkon er mest vanlig i granitt, syenitt og nefelinsyenitt. Men på grunn av motstandsdyktighet ved forvitringsprosesser anrikes zirkon i sedimentære bergarter, og

134

er følgelig også tilstede i metamorfe bergarter. De beste forekomster av zirkon her i landet er på nefelinsyenitt-pegmatitter i Langesundsfjorden og på Seiland i Finnmark.

Zirkon er det viktigste råstoff for grunnstoffene zirkonium og hafnium. Det produseres bl.a. fra sandavsetninger i Australia og USA.

Thoritt (ThSiO4) har samme type struktur som zirkon, men krystallgitteret er alltid deformert p.g.a. radioaktiviteten til thorium; thoritt er m.a.o. et metamikt mineral. Thoritt ble først funnet i Norge (i 1823), og den svenske kjemikeren Berzelius som analyserte mineralet, ga det navn etter den norrøne gud Tor (Thor) og fant at mineralet inneholdt et inntil da ukjent grunnstoff. Det fikk navnet thorium. Thoritt finnes i små mengder på mange pegmatittganger her i landet, særlig de som er knyttet til alkaline bergarter.

Titanitt [CaTiO(SiO4)] har en struktur der noe oksygen ikke er knyttet til silisium. Ti4+-ionene er 6-koordinert, mens Ca2+-ionene sitter i en uregelmessig 7-koordinasjon. Hos noen titanitter erstattes en del Ca av Y, Na, Ce og andre sjeldne jordarter (lantanoider) og Ti av Zr, Nb og Ta. Titanitt er et forholdsvis utbredt aksessorisk mineral. Det finnes i en god del pegmatitter, men er kanskje like typisk i metamorfe bergarter hvor det dannes ved reaksjoner mellom ilmenitt, rutil eller titanomagnetitt og ulike silikatmineraler.

DOBBELTS1UKATER (Sorosilikater)

Sorosilikatene er karakterisert ved dobbelttetraedre, d.v.s. to SiO4-tetraedre som deler et O-atom. Dermed oppstår enheten (Si2O7)6-. Slike enheter blir holdt sammen av metallkationer i 6- eller 8-koordinasjon, og hos noen av sorosilikatene opptrer det også isolerte SiO4-tetraedre.

Thortveititt [(Sc,Y)2Si2O7]. Dette er et sjeldent mineral som ble originalbeskrevet i 1911 fra en lokalitet i Iveland på Sørlandet. Seinere er mineralet funnet noen flere steder, bl.a. i pegmatittganger på Sørlandet og i Fensfeltet. Eventuelle større forekomster av thortveititt vil være interessante som råstoff for høyteknologigrunnstoffet scandium.

Melilitt [(Ca,Na)2(Mg,Al)Si2O7] er også et sjeldent mineral. Det forekommer som hulromsfyllinger eller i grunnmassen i en del SiO2-fattige lavabergarter og i forbindelse med karbonatitter. Her i landet er det påvist melilittbasalter i Skiensdistriktet og i Fensfeltet.

135

Lawsonitt [CaAl2Si2O7(OH)2-H2O] har en kjemisk sammensetning som er svært lik basisk plagioklas (anortitt), men tettheten er betydelig høyere (d = 3,09). Lawsonitt er et meget viktig mineral i visse metamorfe bergarter dannet under lav temperatur og høyt trykk. Det erstatter plagioklas i slike bergarter. Lawsonitt er ikke kjent fra Norge.

Axinitt [(Ca,Fe,Mn,Mg)3Al2BO(OH)(Si2O7)2] har en meget komplisert struktur der Si2O7-gruppene er bundet sammen av tetraedrisk koordinert bor (B). De andre kationene fins i 6-koordinasjon. (Axinitt har inntil ganske nylig vært klassifisert under ringsilikatene). Axinitt er funnet flere steder her i landet, bl.a. ved Kongsberg, i Oslofeltet og flere steder i Trøndelag der det opptrer sammen med epidotmineraler på årer og ganger i lavmetamorfe vulkanske bergarter.

Vesuvian [Ca10(Mg,Fe)2Al4(SiO4)$(Si2O7)2(OH,F)4] er et mineral som vanligvis fins sammen med kalkspat og andre kalksilikatmineraler som epidot, diopsid, grossular og wollastonitt. Særlig opptrer det i kontaktforekomster rundt intrusive bergarter, der disse har reagert med kalkholdige sedimentbergarter. Her i landet fins vesuvian ofte på denne måten, men er da som regel vanskelig å identifisere makroskopisk. Unntakene finner vi ved Kristiansand og enkelte steder i Oslofeltet der det fins fine krystaller. En blå vesuvian cyprin er originalbeskrevet fra Norge (Telemark). Den inneholder små mengder kopper.

Epidotfamilien

Dette er en meget vanlig mi ne ral gruppe, og med flere varianter. Det fins både monokline og ortorombiske typer. Den generelle formel er: X2Y3O(OH)(SiO4)(Si2O7)

der X = Ca eller sjeldne jordarter og Y = Al, Fe3+, Mg, Fe2+ eller Mn3+.

Ortorombiske:

Zoisitt [Ca2Al3O(OH)(SiO4)(Si2O7)] kan ta opp inntil 10% Fe3+ på plassen til Al. En egen variant, thulitt (Norges nasjonalstein), har en karakteristisk rosa farge på grunn av et lite innhold av Mn3+. Thulitt er originalbeskrevet fra Norge. Zoisitt fins i metamorfe bergarter av lav til middels grad, særlig som omvandlingsprodukt etter basisk plagioklas. Thulitt fins flere steder på pegmatittforekomster, men er spesielt kjent fra Hindrumseter i Leksvik i Nord-Trøndelag og fra Lia i Lom. Thulitt blir brukt en del til smykker.

136

Monokline:

Klinozoisitt og epidot [Ca2{(Al,Fe3+)Al2}O(OH)(SiO4)(Si2O7)] viser stor grad av blandbarhet mellom Al og Fe3+. Grensen mellom de to settes på grunnlag av optisk karakter. Klinozoisitt er optisk positiv, epidot negativ. Fargen avhenger også sterkt av sammensetningen. Klinosoisitt, som har lite eller ikke noe jern, har gjeme grå farge. Epidot er til vanlig skarpt grønn, men de virkelig jernrike varianter kan være nesten svarte. Ofte opptrer disse mineralene i hulrom og på sprekker som finkomete masser eller stenglige krystaller. Epidot er et av de aller vanligste mineraler på hydrotermale ganger og årer. Ellers opptrer disse mineralene som bergartsdannende mineral i lavmetamorfe basiske bergarter (grønnstein, grønnskifer, metagabbro), der de er dannet under reaksjon mellom basisk plagioklas og H2O-og/eller CO2-holdige løsninger. Slik nedbrytning av basisk plagioklas fører til dannelse av en Na-nk plagioklas (albitt/oligoklas) som er i likevekt med epidoten. Disse reaksjonene kalles h.h.v. saussurittisering (H-,0) og spilittisering (CO2 + H2O). Klinozoisitt kan også inneholde Mn3+ og ha rosa til rødlig farge. Denne varianten kalles piemontitt og er en monoklin parallell til thulitt. Allanitt [(Ca,Ce)2{(Fe2+,Fe3+)Al2}O(OH)(SiO4)(Si2O7)] opptrer som aksessorisk mineral i plutonske bergarter og i en del metamorfe bergarter. Den er dessuten relativt vanlig i granittpegmatitter. Allanitt har ofte små mengder av thorium i krystallgitret, noe som kan føre til stråling nok til å gjøre mineralet metamikt. Også dette mineralet ble først påvist i Norge. Mineralet går også under navnet orthitt. Et mineral som er beslektet med epidotmineralene både kjemisk og strukturelt, er pumpellyitt. Det er et uvesentlig mineral her i landet, men det er etter måten vanlig i lavmetamorfe basiske bergarter i yngre fjellkjedestrøk hvor det regnes som et av indeksmineralene for svært lavgrads metamorfose sammen med prehnitt og zeolittmineraler.

RINGS1LIKATER (Syklosilikater)

I syklosilikatene deler hvert SiO4-tetraeder to av sine O-atomer med nabotetraedre. Det gir grunnlag for ringer med minst tre tetraedre bundet sammen. Mest vanlig er ringer med seks tetraedre i ringen. En må likevel kunne si at syklosilikatene er en relativt liten mineralgruppe. Syklosilikater med tre tetraedre i ringen er svært sjeldne. Et eksempel er mineralet benitoitt (BaTiSi3O9). Dette er ikke funnet i Norge.

Beryll [Be3Al2(Si6O18)] har ringer med seks tetraedre. Disse blir bundet sammen av 4koordinerte berylliumioner og 6-koordinerte aluminiumioner. Mineralets c-akse står 137

normalt på ringene som danner en slags "tunnel" i c-akseretningen. I disse kan det av og til finnes store ioner, f.eks. av Na+. Beryll er det eneste viktige berylliummineral. Det er nesten uten unntak knyttet til granitter og granittpegmatitter. Krystaller på flere meters lengde og med en vekt på bortimot 2 tonn er rapportert fra pegmatittganger i Setesdal. Smaragd er en mørkegrønn variant av beryll, og akvamarin en blå. Disse benyttes til smykkesteiner når de er gjennomsiktig. Begge disse variantene er kjent fra Norge.

Kordieritt [Al3(MgJFe)2(AlSi5O18)] har en beryll-liknende struktur. Hos kordieritten er 1/6 av Si i tetraederposisjon byttet ut med Al. Ellers kan en tenke seg at Be hos beryll er byttet ut med Al, mens (MgJ^e) hos kordieritt tilsvarer Al hos beryll. Det hender man finner H2O-molekyler inne i "tunnelene" i strukturen. Kordieritt fins i metamorfe bergarter som er dannet under forholdsvis lavt trykk og middels til høy temperatur. Sammen med andalusitt er kordieritt den beste indikator på lavtrykks metamorfose. Kordieritt opptrer i en god del gneiser i grunnfjellet, særlig i Sør-Norge. Det er dessuten vanlig i Oslofeltets kontaktmetamorfe bergarter, og fins sporadisk innenfor den kaledonske fjellkjede.

Turmalin [(Na,Ca)(Li,Mg,Al)3(Al,Fe,Mn)6(OH)4(BO3)3(Si6O18)] har en struktur der ringer med seks tetraedre er stablet i mineralets c-akseretning. Mellom ringene ligger "lag" av (BO3) aniongrupper. De bindes til tetraedrene med kationer i to typer uregelmessige oktaedre. Inne i "tunnelene" finner vi de store ionene Na+ og Ca2+ samt (OH)-. Som formelen antyder, er det mulighet for stor variasjon i sammensetning når det gjelder kationer. Turmalin er et av svært få mineraler med et vesentlig innslag av grunnstoffet bor. De vanligste turmaliner er jernrike og har svart farge, de kalles schbrl. Magnesiumrike turmaliner er gjeme brune og går under navnet dravitt. Til slutt skal vi nevne den Li-rike turmalinen elbaitt som varierer fra fargeløs og hvit til den manganholdige dyprøde rubellitt. Turmalin opptrer på flere måter i naturen. Den er svært vanlig i en del granitter og i pegmatittganger, der en ofte finner velutviklete krystaller. Turmalin fins dessuten som små kom i en del metamorfe sedimentbergarter, der en regner med at borinnholdet er av marin opprinnelse. Slik kan tilstedeværelsen av turmalin i slike bergarter være en indikasjon på sedimentasjonsmiljø.

KJEDESIUKATER (Inosilikater) I denne mineralgruppen er det to hovedtyper av strukturer. Hos enkeltkjedesilikatene deler SiO4-tetraedrene to av sine oksygenatomer med nabotetraedre og bygger opp lange kjeder. Forholdet mellom Si og 0 er 1:3. De enkelte kjedene bindes sammen av andre kationer. Hos dobbeltkjedesilikatene deler hvert annet SiO4-tetraeder to oksygenatomer med nabotetraedrene og den andre halvparten S i O4-tetraedrene deler tre

138

oksygenatomer med nabotetraedre. Forholdet mellom Si og O blir da 4:11.

Enkeltkiedesilikater

Pyroksen. Pyroksenene er bygd opp av enkeltkjeder som følger krystallenes lengderetning (c-aksen). Et tverrsnitt av pyroksenstrukturen er vist i Fig. 101. De enkelte kjedene er orientert på en spesiell måte i forhold til hverandre, og de er bundet sammen av kationer. Disse forekommer i to ulike strukturposisjoner. Den ene (Mj) er 6-koordinert, mens den andre (M2) er enten 6- eller 8-koordinert. Pyroksenene krystalliserer i det monokline eller ortorombiske system. Vi taler om klinopyroksen og ortopyroksen. Et felles trekk ved alle pyroksener er måten de spalter opp på. Spaltestykker av pyroksen viser alltid ca 90° (93° og 87°) vinkel mellom de ulike sett av spalteflater. I Fig. 101 er det vist hvordan en tenker seg at denne spaltingen skjer inne i mineralstrukturen.

Fig. 101.

Tverrsnitt av pyroksenstrukturen. Hvert trapes representerer en enkeltkjede. Kationer er plassert mellom trapesene og binder disse sammen. Bindingene er svakest mellom trapesenes langsider, fordi det her er mange fler oksygenatomer enn på kortsidene. Dessuten er kationtettheten størst mellom kortsidene. Den typiske spaltevinkelen 93° og 87° er vinkelen mellom to siksaklinjer gjennom strukturen.

Det er vanlig å framstille en del av de vanligste pyroksenmineralene i form av et trekantdiagram (Fig. 102) med CaSiO3, MgSiO3 og FeSiO3 som hjømesammensetninger. De ortorombiske pyroksenene tilhører en isomorf blandingsserie fra ren enstatitt (MgSiO3) til henimot/errosz/ift (FeSiO3), som imidlertid ikke forekommer i naturen. Disse blandingsmineralene som er ganske vanlig i mange bergarter, har opptil nå vært kalt hypersten (Mg,Fe)SiO3. Etter de nye terminologiregler for pyroksener skal blandmineraler med mer enn 50% Mg (av Mg+Fe) kalles enstatitt, og de med mer enn 50% Fe (av Mg+Fe) kalles ferrosilitt. CaSiO3 (wollastonitt) er ikke et ekte pyroksenmineral, men om en "blander" CaSiO3 og MgSiO3 i forholdet 1:1, får man det relativt vanlige mineralet diopsid (CaMgSi2O6). På tilsvarende måte finner vi hedenbergitt (CaFeSi2O6) på den høyre side (jemsiden) av diagrammet. Diopsid og hedenbergitt er monokline og isomorft blandbare. Den vanligste pyroksen augitt er også

139

monoklin har noe mindre og varierende mengde Ca i strukturen i forhold til diopsidhedenbergitt. Til gjengjeld inngår en del andre kationer (Al, Fe3+, Mn, Ti). Dette fører til at augitt omfatter et forholdsvis stort felt i diagrammet (Fig. 102). Den Ca-fattige og relativt sjeldne monokline pyroksenen pigeonitt opptrer i vulkanske bergarter. Det er ikke blandbarhet mellom augitt og pigeonitt; i realiteten finnes ikke pyroksener med mellom 15 og 25 % CaSiO3 i naturen. Sjeldne monokline pyroksener som ægirin (NaFe3+Si2O6), jadeitt (NaAlSi2O6) og omfacitt (Na,Ca)(Mg,Al)Si2O6) inneholder alkalimetaller og inngår ikke i diagrammet.

Fig. 102.

Trekantdiagram der nedre halvdel viser sammensetningen hos en del vanlige pyroksener. Nederst er de omtrent Ca-frie ortorombiske variantene, mens de monokline Ca-pyroksenene forekommer i et belte midt i diagrammet. (Etter den Internasjonale Mineralogiske Assosiasjons pyroksenkomite 1988).

Pyroksen er stabil i flere geologiske miljøer, men er mest typisk i magmatiske bergarter og metamorfe bergarter omdannet under spesielt høyt trykk og/eller temperatur. I bergarter som gabbro og basalt er pyroksen et hovedmineral. Ettersom en vesentlig del av jordskorpas øverste deler - spesielt i havområdene - består av basalt, er trolig pyroksen nest etter feltspat det vanligste mineralet i jordskorpa. I bergarten peridotitt forekommer pyroksen sammen med olivin, og når pyroksen forekommer alene i en bergart, taler vi om en pyroksenitt. Pyroksen har hittil ikke vært anvendt vesentlig til praktiske formål, En mulig anvendelse kan være som slaggdanner (i stedet for olivin/dolomitt) ved jernframstilling.

140

Andre enkeltkjedesilikater

I wollastonitt (CaSiO3) og rhodonitt (MnSiO3) er kjedene vridd på en uregelmessig måte slik at repetisjonsavstanden mellom likeverdige tetraedre blir lenger enn hos pyroksen. Hos wollastonitt følger kjedene mineralets b-akseretning. Wollastonitt er løselig i HCI. Mineralet forekommer spesielt i metamorfe bergarter dannet ved relativt høy temperatur, f.eks. som reaksjon mellom kalkspat og kvarts. I Norge er wollastonitt kjent fra mange lokaliteter, spesielt fra Oslofeltets kontaktbergarter og fra kontaktsonene mellom basiske plutoner og karbonatbergarter i Kaledonidene. I rhodonitt følger kjedene c-aksen som hos pyroksen. Mineralet er lite utbredt, og er her i landet kjent bare i små mengder fra noen få lokaliteter (f.eks. Arendal og Brandsnuten i Telemark).

Dobbeltkjedesilikater

Amfibol. Amfibolmineralene er blant de mest komplekse bergartsdannede mineraler både strukturelt og kjemisk sett. På mange måter er amfibolene analoge med pyroksenene. Begge grupper er kjedesilikater, de krystalliserer enten i det monokline eller ortorombiske systemet og viser stor likhet, men samtidig variasjon i kjemisk sammensetning og geologisk forekomstmåte. Både i de monokline og ortorombiske amfiboler ligger dobbeltkjedene i mineralets c-akseretning. Amfibolkrystallene er langstrakte i denne retningen. De monokline amfiboler er vanligst. Her er dobbeltkjedene bundet sammen av 6- eller 8-koordinerte kationer. I tillegg har amfibolstrukturen en 10- eller 12-koordinert strukturposisjon, men denne er ubesatt i mange vanlige amfiboler. Fig. 103 viser et snitt vinkelrett på c-akseretningen. Dobbeltkjedene er vist som trapeser, og de svarte feltene representerer beliggenheten av de 6-koodinerte kationene. De utgjør fem stk. pr. formelenhet. De 8-koordinerte kationene befinner seg i feltene mellom trapesenes langsider, og det er to stk. av disse pr. formelenhet. Som det framgår av Fig. 102 antar man som hos pyroksenene at spalte"flaten" går som en siksaklinje gjennom strukturen fordi bindingene er svakest mellom trapesenes langsider. Spaltevinklene som framkommer på denne måten, blir h.h.v. 56° og 124° og er typisk for alle amfiboler.

Hos amfiboler som hos mange andre silikater kan en viss del av Si-atomene i SiO4tetraedrene byttes ut (substitueres) med Al-atomer. Her blir m.a.o. Al 4-koordinert. Strukturformelen for amfibolene kan skrives på denne måten: WX2Y5Z8O22(OH)2 der W representerer de 10- eller 12-koordinerte ioner (K+, Na+), X de 8-koordinerte (Ca2+, Na+, Mn2+, Mg2+, Fe2+), Y de 6-koordinerte (Mg2+, Fe , Mn2+, Al3+, Fe3+, Ti4*) og Z de 4-koordinerte (Si44- og Al3+). Ut fra hvilke ioner som dominerer i X-posisjonen kan vi skille ut tre undergrupper blant amfibolene:

141

Fig. 103.

Tverrsnitt av amfibolstrukturen. Her representerer hvert trapes en dobbel tkjede. På grunn av at disse er mye bredere enn enkeltkjedene, blir spaltevinkelen vesentlig forskjellig (56° og 124°) fra det vi ser hos pyroksen. De fleste kationer (de 6-koordinerte Y-ioner) forekommer hvor de svarte feltene er markert, mens de større 8-koordinerte X-ionene ligger mellom trapesenes langsider.

2^

21

1. X - Mg , Fe , dvs. jern-magnesiumamfiboler. Disse er enten ortorombiske som antofyllitt [Mg7SigO22(OH)2] eller monoklin som cummingtonitt [Fe7Si8O22(OH)2]. 2. X =

Ca2+, dvs. kalsiumamfiboler. Disse omfatter en stor gruppe som alle er monokline. Her har vi bl.a. tremolitt [Ca2Mg5Si8O22(OH)2], den noe mer jernrike aktinolitt [Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2] og vanlig hornblende som har en meget kompleks formel: [NaCa2(Mg^e2+,Fe3+,Al)5(Al2Si6O22)(OH)2].

3. X =

Na+, natriumamfiboler eller alkaliamfiboler som de like gjeme kalles. Vanligst blant disse er glaukofan [Na2Mg3Al2Si8O22(OH)2] og riebeckitt [Na2FeI23+Fe32 Si8O22(OH)2].

I naturen er amfibolene en meget vanlig mineralgruppe. De er meget karakteristiske for metamorfe bergarter, men forekommer også i en del magmatiske bergarter, særlig i dioritt, monzonitt, syenitt og granitt. Ved forvitring brytes de ned til leirmineraler og er således ikke vanlig i sedimentære bergarter. De fins heller ikke i metamorfe bergarter som er dannet ved spesiell høy temperatur fordi de ikke er stabile under slike forhold. Som et eksempel er stabiliteten til tremolitt vist i Fig. 104.

142

Fig. 104.

Stabilitetsdiagram som viser hvordan tremolitt ved 750 - 850°C brytes ned til diopsid + enstatitt + kvarts + en væskefase.

Siden metamorfe bergarter er så vanlig i Norge, er amfibolene ganske utbredt. I grønnstein er aktinolitt et av hovedmineralene, og i amfibolitt er vanlig hornblende hovedmineral sammen med plagioklas. Også i gneis, som vel er den vanligste bergart landet sett under ett, er homblende meget vanlig. Enkelte steder kan amfibolene opptre som lange, trådaktige fibre som betegnes asbest. I Norge har det tidligere vært produsert en del homblendeasbest.

SJIKTSILIKATER (Phyllosilikater)

Som navnet sier (phyllon = blad) har disse mineralene en bladaktig karakter, de spalter i tynne lag sjikt. Dette skyldes den struktuelle oppbygningen der SiO4-tetraedrene er polymerisert i plan ved at hvert tetraeder deler tre oksygenatomer med nabotetraedre. Hvert tetraeder har da ett "fritt" oksygenion. I en slik konfigurasjon vil vi finne igjen formelenheten n • (Z2O5)2- der Z = Si4+ eller andre 4-koordinerte ioner som Al3+. Innen sjiktet vil dette gi et mønster av sammenhengende hexagonale ringer (se Fig. 98).

Fig. 105.

Tetraederlag sett i tverrsnitt med "frie" Oatomer i samme retning.

143

Her danner (Si,Al)O4-tetraedrene såkalte tetraederlag der det "frie" oksygenet peker i samme retning hos alle tetraedrene. I tverrsnitt vil et tetraederlag kunne illustreres ved et trapes (Fig. 105) der den lange sidekanten representerer de oksygenionene som er delt mellom tetraedrene, mens den korte sidekanten representerer de "frie" oksygenionene.

= 6-koordinert gitterposisjon

□

Fig. 106.

Skjematisk framstilling av oktaederlag, sett i tverrsnitt. De tre firkantene representerer mulige kationposisjoner.

I de ulike sjiktsilikatene er slike tetraederlag bundet sammen av 6-koordinerte, middels store kationer som utgjør de såkalte oktaederlagene. I noen sjiktsilikater opptrer dessuten "lag" med store kationer. Oktaederlagene består av kationer i 6-koordinerte strukturposisjoner omgitt av oksygenioner fra tetraederlagene og av hydroksylioner. Hos en del sjiktsilikater er bare 2/3 av disse posisjonene besatt, strukturen er dioktaedrisk. Oktaederlaget betegnes da gibbsittlag etter strukturlikheten med mineralet gibsitt med formel A1(OH)3. Når alle (tre av tre mulige) de 6-koordinerte strukturposisjonene i oktaederlaget er besatt, taler vi om trioktaedrisk konfigurasjon. På grunn av likheten med strukturen hos brucitt [Mg(OH)2] blir denne typen oktaederlag, ofte kalt brucittlag. For at ladningsbalansen skal opprettholdes, finner vi først og fremst treverdige kationer i de dioktaedriske gibsittlagene og toverdige ioner i de trioktaedriske brucittlagene. Tetraederlag og oktaederlag stables oppå hverandre på noen få ulike måter. Slik dannes de ulike hovedtypene av sjiktsilikater. Som regel skjer stablingen i krystallenes c-akse retning, slik at lagene går parallelt med (001). Noe avhengig av hvordan lagene forskyves i side under stablingen, kan ulike typer av symmetri opptre (polytypi). Monoklin symmetri er mest vanlig. Det er praktisk å betegne tetraederlagene som T-lag og oktaederlagene som O-lag. Vi finner følgende hoved- og undergrupper (stablet langs c-aksen): 1.

(T-O)

2. (T - O - T)

(T-O)

(T-O) osv.

(T - O - T)

(T - O - T) osv.

a)

(T - O - T) store ioner (T - 0 - T) store ioner osv.

b)

(T - O - T)

O

(T - 0 - T) O

144

(T - O - T) osv.

Fig. 107.

Ryggradsenhet, "sandwich".

Innenfor hver av gruppene fins dioktaedriske og trioktaedriske varianter. Vi skal nedenfor gå nærmere gjennom de enkelte gruppene. Enhetene (T - O) og (T - O - T) betegnes gjeme ryggradslag (Fig. 107). De har en sterk indre binding. Enheten (T - O - T) kalles gjeme en "sandwich", d.v.s. to tetraederlag med "bunnen" ut, med et oktaederlag mellom som "pålegg". Mellom ryggradslagene er bindingene svakere enn internt i lagene. Slik forklares den gode spaltingen hos sjiktsilikatene.

Fig. 108.

(T - O - T) (T - O - T)-typen sjiktsilikat (til venstre) og (T - O) (T - O)-typen (til høyre) framstilt skjematisk. I begge eksemplene er en dioktaedrisk enhet vist øverst og en trioktaedrisk nederst.

145

1. (T - O)

(T - O)-typen.

Den dioktaedriske varianten i denne gruppen er kaolinitt [Al4Si4O10(OH)8]. Kaolinitt er et leirmineral som dannes på jordoverflata ved forvitring av feltspater og i sedimentbergarter under diageneseprosesser. Kaolinitt er viktig som råmateriale for porselen- og keramikkindustrien. Dessuten brukes det mye kaolinitt ved produksjon av papir. Under de klimatiske forhold vi har hatt her i landet etter siste istid, har det vært for kaldt til at kaolinitt er dannet ved forvitring av feltspat. Det er derfor bare spredte forekomster av dette mineralet i norsk berggrunn. Kaolinitt er imidlertid påvist flere steder i Oslofeltets magmatiske bergarter, i sedimenter i Finnmark og er ganske vanlig i jura-kritt bergartene på Andøya. Trolig var kaolinitt et meget vanlig mineral i overflatebergartene da istidene satte inn i kvartær. Disse lagene er nå stort sett borte etter at isbreene skrapte vekk alle de løse, dypforvitrete overflatelagene. Kaolinitt er meget vanlig i sedimentbergartene i Nordsjøen og på kontinentalsokkelen forøvrig.

O Oksygen

• (0H)“ 0 Oktaedrisk koordinert kation Fig. 109.

Strukturen hos kaolinitt/serpentin tegnet som tetraedre og oktaedre. Legg merke til plasseringen av (OH)~-ionene.

Serpentin [Mg6Si4O10(OH)8] er trioktaedrisk. Serpentin fins i flere varianter. Bladig serpentin kalles antigoritt, mens en vanlig fibrig type er krysotil. Serpentinmineralene dannes ved lavtemperatur nedbrytning (< ca 500°C) av olivin, enkelte ganger også fra Mg-rik ortopyroksen (enstatitt). Hos oss finner vi serpentin i lavmetamorfe ultramafiske bergarter mange steder i landet, spesielt innenfor den kaledonske fjellkjeden. Her kan serpentin være omtrent det eneste mineral i bergarten, som dermed kalles en serpentinitt. Her i landet er antigoritt mye mer vanlig enn krysotil. Ofte er den meget finkornet og mørk på farge. Grønn serpentinbergart brukes en god del til prydsteinsformål. Serpentinitt til prydsteinsformål (fasadestein, golvflis etc.) brytes i nærheten av

146

Steinkjer. Den fibrige serpentinen, krysotil, brukes til asbest. Kaolinitt og serpentin har omtrent lik avstand mellom ryggradslagene, ca 0,7 nm (7 Å). Ved røntgendiffraksjonsanalyse trer reflekser fra (OOl)-flaten klart fram, og mineraltypen kan lett identifiseres, selv i meget finkomige aggregater.

2. (T - O - T)

(T-O - T)-typen.

Pyrofyllitt [Al2Si4O10(OH)2] er den dioktaedriske varianten av denne typen. Pyrofyllitt ser ut til å være et sjeldent mineral. Dette kan bero på at mineralet ikke blir riktig bestemt, da det likner på talk både makroskopisk og i optiske egenskaper. Her i landet er det funnet med sikkerhet bare noen få steder; i forbindelse med kyanitt på Saltfjellet, på Askøy ved Bergen og i Biddjovagge i Finnmark. Det dannes ved omvandling når aluminiumsilikater som kyanitt og sillimanitt reagerer med vann ved forholdsvis lave temperaturer.

0 Aluminium ® Tom kutionposisjon

Fig. 110.

Pyrofyllittstrukturen

147

Talk [Mg3Si4O10(OH)2] er trioktaedrisk. Dette mineralet er et av hovedmineralene i kleberstein og finnes mange steder i vårt land. Som serpentin dannes talk når olivin reagerer med vann under metamorfose. Talk kan dannes ved høyere temperatur enn serpentin, og blir oftere dannet når det er CO2 tilstede i løsningene. Derfor opptrer talk gjeme sammen med et karbonatmineral, f.eks. dolomitt eller magnesitt. Hos oss har talk indirekte hatt betydning langt tilbake i tida. Kleberstein har vært brukt på forskjellig vis, til bygningsmateriale eller til å lage ulike gjenstander (f.eks. gryter). Innholdet av talk i klebersteinen gjorde det mulig å bearbeide dette materialet forholdsvis enkelt. Mange norske middelalderbygninger, f.eks. Nidarosdomen, er hovedsakelig bygd av kleberstein. Talk brytes flere steder her i landet i dag, i Framfjorden i Sogn og i Altermark i Nordland. Det har en rekke anvendelser som til maling, keramikk, papir og til kosmetiske produkter (talkum).

Hos pyrofyllitt og talk er det ca 1,0 nm (10 Å) mellom ryggradslagene. Også disse mineralene gir gode, og sikre reflekser for typebestemmelse med røntgendiffraksjon. Begge mineralene er blant de aller mykeste som fins, de har hardhet 1. Hvis en ser nærmere på strukturen, går det klart fram at de oksygenrike sidene i tetraederlag fra to ryggradslag ligger mot hverandre. Dette gir en elektrisk frastøtningseffekt som fører til at enhetene bare er svært svakt bundet til hverandre og at spaltingen skjer meget lett mellom ryggradslagene.

Glimmer Med utgangspunkt i strukturen til pyrofyllitt og talk kan 25% av Si i tetraederlagene byttes ut med Al slik at vi får en tetraedergruppe med formel (AlSi3O10)5-. Dette fører til en ladningsmessig ubalanse i forhold til hos talk og pyrofyllitt, noe som gir grunnlag for glimmerstrukturen. For å kompensere ubalansen finner vi hos glimmermineralene store, 12-koordinerte kationer (som regel kalium) mellom ryggradslagene. Med dette tilskuddet av positivt ladete ioner blir ryggradslagene bundet noe sterkere sammen hos glimmer enn hos f.eks. talk. Likevel er dette en betydelig svakhetsretning innen strukturen. Glimmer har hardhet omtrent 3 og perfekt spaltbarhet parallelt med (001).

Muskovitt [KAl2(AlSi3O10)(OH)2] er den vanligste dioktaedriske glimmeren. Her ser vi av strukturformelen hvordan aluminiumionene er fordelt mellom de 6-koordinerte posisjonene i oktaederlaget og tetraederposisjonene. Muskovitt er et meget vanlig mineral. Det fins både i magmatiske, sedimentære og metamorfe bergarter. I dypbergarter finner vi helst muskovitt i en del granitter og i pegmatittganger. Muskovitt er ganske stabilt under forvitring i forhold til mange andre mineraler, og forekommer derfor relativt hyppig i sedimenter. Den vanligste forekomstmåte er kanskje likevel i metamorfe bergarter, der muskovitt er et av hovedmineralene i bergarter som fyllitt, glimmerskifer og en del gneiser. Muskovitt har egenskaper som gjør det til et interessant industrimineral. Bruksområdet varierer fra isolasjonsmateriale via tilsetningsstoff i maling til bruk som friksjonsmateriale i sålen på smørefrie ski. I Norge hadde vi inntil 1975 en ganske betydelig utvinning av lys glimmer.

148

Fig. 111.

Muskovittstrukturen.

Serisitt er en finkornet variant av muskovitt. Når muskovitten forvitrer, deles den opp i små kom, leirpartikler. Disse er som regel litt forandret også kjemisk, idet litt av de store K+-ionene er vasket ut og erstattet med f.eks. H3O+-ioner. Slik dannes illitt, som kanskje er det aller vanligste leirmineralet hos oss.

Av andre dioktaedriske glimmere skal vi nevne noen få: Paragonitt [NaAl2(AlSi3O10)(OH)2] forekommer i enkelte glimmerskifre og som omvandlingsprodukt etter K-fattig feltspat, men er på ingen måte vanlig. Fuchsitt [K(Al,Cr)2(AlSi3O10)(OH)2] er en variant av muskovitt med et visst innhold av Cr på oktaederplass. Dette fører til at mineralet absorberer andre bølgelengder av det elektromagnetiske spekteret enn muskovitt og får en karakteristisk grønn farge. Fengitt er en variant av dioktaedrisk glimmer der mindre enn 25% av Si er byttet ut med Al i forhold til den rent støkiometriske muskovitt. Fengitt ser ut til å forekomme relativt hyppig i metamorfe bergarter som er dannet under høyt trykk. Fengitt påvises lettest ved in situ analyse av mineralkom ved hjelp av mikrosonde. Glaukonitt er en spesiell type dioktaedrisk glimmer som forekommer i marine sedimenter. Formelen er noe komplisert idet kjemien kan variere noe på alle de tre ulike gitterposisjonene. Mest karakteristisk er innholdet av Fe3+ på oktaederplass. Dette gir mineralet en iøynefallende grønn farge.

149

Oksygen Oksygen og OH " - ioner

6-koordinerte ioner (Al3*) i dioktaedrisk oktaederlag

4 - koordinerte ioner (Si4* og Al3*)

SPALTBARHETS RETNING

6-koordinerte ioner (Mg2*, Fe2*) i trioktaedris k oktaederlag

12 - koordinerte, store kationer ( K*)

Fig. 112.

Skjematisk skisse av glimmerstrukturen. Øverst ser vi en dioktaedrisk enhet med to av tre oktaederposisjoner besatt, og nederst sees en trioktaedrisk enhet med kationer i alle oktaederposisjoner.

Biotitt [K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2] er vanligst blant de trioktaedriske glimmeme. Det er et blandingsmineral mellom endekomponentene flogopitt med bare Mg i oktaederlaget og det jernrike endeleddet annitt. Jernrike biotitter er vanligst. De har mørkere farge enn ren flogopitt, som forøvrig er ganske uvanlig. Biotitt er et ganske utbredt mineral. Det fins i en god del magmatiske bergarter som ulike granitt-typer, syenitt, dioritt og andre. Derimot fins ikke biotitt i sedimentære bergarter. Dette har sammenheng med mineralets lave stabilitet under forvitringsprosesser. Det forvitrer svært lett både mekanisk og kjemisk. Under denne prosessen frigjøres kalium i ioneform og blir slik en viktig bidragsyter til kaliuminnholdet i jordsmonnet. I metamorfe bergarter er biotitt vanlig, f.eks. i glimmerskifre og gneiser. Under 150

metamorfosen dannes biotitt ved ulike mineralreaksjoner. En spesiell type av forvitret biotitt kalles vermikulitt. Dette mineralet har mistet mye av de store kaliumionene, omtrent som illitt i forhold til muskovitt. I stedet fins det vannmolekyler og hydroniumioner mellom ryggradslagene. Under oppvarming til omlag 400°C ekspanderer vermikulitten kraftig, de enkelte lagene vrir seg og danner runde ormaktige strukturer (derav navnet vermikulitt). Det kan være vanskelig å skille vermikulitt fra smektitt, men vermikulitt gjenvinner ikke så lett vann etter å ha blitt oppvarmet.

Av andre trioktaedriske glimmere nevner vi lepidolitt hvor oktaederlaget er fylt opp av Al3+ og av Li+-ioner. Lepidolitt har en fiolett til rosa farge og finnes nesten bare på pegmatittganger. Mineralet er kjent fra flere lokaliteter her i landet, men må likevel sies å være relativt sjeldent. Lepidolitt er gjenstand for bryting flere steder i verden, og er en av hovedkildene til grunnstoffet litium.

Smektitt

Smektitt brukes som fellesbetegnelse på en gruppe sjiktsilikater som ekspanderer (sveller) under vanntilførsel og krymper ved tørking. De fleste smektittene er dioktaedriske. Med utgangspunkt i strukturen til pyrofyllitt [ Al2Si4O10(OH)2] kan en tenke seg at toverdige ioner (f.eks. Mg2+ ) går inn og substituerer for Al i oktaederposisjon. Det gir et lavere innslag av positiv ladning, noe som gir grunnlag for et visst innhold av store, utskiftbare kationer mellom ryggradslagene. Under svellingen tar mineralene opp vann i varierende grad. Vannmolekylene går da inn i strukturen mellom ryggradslagene, m.a.o. på samme plass som de store kationene.

Montmorillonitt [(Na,Ca)033(Mg,Al)2(Si4O10)(OH)2-nH2O] er det vanligste eksemplet på en smektitt og hovedmineralet i det vi til vanlig kaller svelleleire. Montmorillonitt og andre smektitter dannes ved forvitring av ulike (Fe,Mg,Ca)-rike silikatmineraler og av vulkansk glass. Vulkanske askelag som danner egne lag i eldre sedimentære formasjoner, går under navnet bentonitt. Denne består for en stor del av smektitt. I Norge er det montmorillonittførende bentonitter i Oslofeltet. De kvartære leirene her i landet har bare et meget beskjedent innslag (< 5%) av montmorillonitt. Større konsentrasjoner av smektitt kan forekomme langs sprekker eller på knusningssoner (leirslepper) i ulike bergartstyper. Under anleggsdrift kan det ofte føre til problemer når en treffer på slike soner. Der sprekkene er vannførende, kan det skje en utrasing med det samme. Men der smektitten fins i tørre omgivelser, kan problemene oppstå først når den har tatt opp fuktighet fra omgivelsene. Montmorillonitt identifiseres best ved røntgendiffraksjonsanalyse. Den kan skilles fra andre sjiktsilikater etter en behandling med glyserol eller etylenglykol. Montmorillonitt vil da ekspandere, slik at repetisjonsavstanden langs c-aksen blir ca. 1,77 nm (17,7 Å) med glyserol og fra 1,66 - 1,72 nm med etylenglykol. Ved oppvarming til 300 - 400°C vil montmorillonitten kollapse til en repetisjonssavstand på omtrent 1,0 nm (10 Å). Smektitt blir brukt til endel praktiske formål. Mineralgruppens evne til å ta opp (absorbere) ulike ioner og/eller molekyler gjør at bentonitt blir brukt til forskjellige

151

renseformål, f.eks. som klaring smiddel ved vinproduksjon.

Kloritt Klorittene danner en egen gruppe sjiktsilikater. Vi kan se på dem som en videre utbygging fra pyrofyllitt og talk hvor det kommer inn et ekstra oktaederlag mellom ryggradslag av talk/pyrofyllitt-typen. Dette fører til en repetisjonsavstand langs c-aksen på hele 1,4 nm (14 A). Det "ekstra" gibbsitt- eller brucittlaget har bare (OH)-grupper som anion i motsetning til oktaederlagene inne i ryggradslaget der både oksygen fra SiO4-tetraedrene og (OH)~ omgir de 6-koordinerte kationene. Det fins både dioktaedriske og trioktaedriske kloritter. Dette fører til at en generell klorittformel blir nokså komplisert: (Mg,Fe2t,AI,Fe3+)6(Al,Fe3+,Si)4O10(OH)8

Fig. 113.

Skjematisk skisse av klorittstrukturen. Her er vist et trioktaedrisk eksempel.

152

Som det går fram av dette, er det store variasjoner i sammensetning mellom ulike kloritter. Kloritt er et meget vanlig mineral her i landet. Det er et av hovedmineralene i mange lavmetamorfe bergarter, f.eks. grønnstein, grønnskifer og metagabbro. Det forekommer mange steder mye kloritt i fyllitt og i umetamorfe sedimentbergarter, spesielt leirskifre. Kloritt er forøvrig et av de vanligste mineraler i våre marine leirer. Det fins en rekke varianter blant klorittene. Her skal vi nevne en type som avviker fra den vanlige grønne fargen, nemlig kammereritt som inneholder en del Cr i oktaederlaget og har en karakteristisk fiolett farge. Den fins gjeme i tilknytning til andre krommineraler (særlig kromitt), spesielt i ultramafiske bergarter.

Talklag

Oktaederlag, brusitt - type

Fig. 114.

Klorittstrukturen.

153

Blandsjiktmineraler

I enkelte tilfeller har sjiktsilikater en struktur som avviker fra de hovedtypene vi har gjennomgått ovenfor. Spesielt gjelder det en del av leirmineralene. De kan i ett og samme mineral ha elementer fra flere av hovedstrukturene, f.eks. vanlig smektittoppbygning blandet med kloritt eller illitt-type struktur. Disse mineralene blir betraktet som en egen gruppe og kalt blandsjiktmineraler. De er gjeme ulike fra tilfelle til tilfelle. Blandsjiktmineralene kan bestemmes i de enkelte tilfeller ved at de reagerer på spesielle måter på behandling med etylenglykol og oppvarming. Ved røntgendiffraksjons-analyse kan man som regel identifisere de enkelte strukturtyper som er representert i mineralets struktur.

Leirmineraler En rekke av de sjiktsilikatene vi har nevnt ovenfor, tilhører en gruppe vi kaller leirmineraler. Leirmineraler omfatter også andre mineraler enn sjiktsilikater. Leirmineralene er blant sluttproduktene ved mekanisk og kjemisk forvitring. De har liten komstørrelse (pr. def. < 0,002 mm, og ofte mye mindre enn dette) og føres i suspensjon av rennende vann, de er plateformete kolloidpartikler med negativt ladd overflate. I kontakt med elektrolytter, f. eks. havvann, trekker de til seg kationer, klumper seg sammen og utfelles relativt raskt. Av de sjiktsilikatene vi har gjennomgått, er kaolinitt, illitt, vermikulitt, smektittene og blandsjiktmineralene de viktigste leirmineraler. Under spesielle klimatiske forhold opptrer kloritt (kjølig klima) og gibbsitt (varmt, fuktig klima) som viktige bestaddeler i leirer.

Andre sjiktsilikater

Her skal vi nevne bare et enkelt mineral prehnitt [(Ca2Al)(AlSi3O10)(OH)2]. Prehnitt har tetraederlag av samme type som vi fmner hos glimmer, d.v.s. med 25% Al og 75% Si i tetraedrisk koordinasjon, men har ikke oktaederlag av samme type som hos de andre sjiktsilikatene. Al3+-ionene er oktaedrisk koordinert i kjeder som ligger langs mineralets b-akse. Denne strukturen gir grunnlag for en del større gitterposisjoner, og i disse befinner Ca2+-ionene seg. Prehnitt er et relativt sjelden mineral hos oss. Det fins først og fremst som sprekk og hulromsfyllinger i basiske bergarter, gjeme sammen med epidot og zeolittmineraler. Som andre sjiksilikater har det god spaltbarhet langs (001), men er mye hardere, H = 6,5. Størst betydning har prehnitt som hovedmineral i regionalmetamorfe bergarter dannet under svært lavgrads metamorfose. Da opptrer det gjeme sammen med pumpellyitt, som er et mineral beslektet med epidot. Slike metamorfe bergarter er vanlig i yngre fjellkjedestrøk.

154

NETTVERKSILIKATER (Tektosilikater)

I utgangspunktet er tektosilikatene bygd opp av SiO4-tetraedre som deler alle sine Oatomer med nabotetraedrene. Dette gir en elektrostatisk nøytral forbindelse SiO2 uten at andre ioner behøver å komme inn i bildet. Mineraler eller amorfe substanser med sammensetning SiO2 går gjeme under fellesbetegnelsen kisel eller silika. Ved at en del Si-atomer byttes ut med Al, oppstår det en elektrisk ubalanse som må kompenseres ved at andre ioner går inn i gitret. Dette gir grunnlag for viktige mineralgrupper som feltspatene, feltspatoider (foidmineraler) og zeolitter.

Kvarts og andre SiO2-mineraler Forbindelsen SiO2 er polymorf. Den vanligste modifikasjonen er a-kvarts (Fig. 115) som ved atmosfæretrykk er stabil opp til 573°C. I strukturen opptrer SiO4-tetraedrene som "spiraler" i krystallenes c-akse retning. Hos høyre- og venstrekvarts snor disse spiralene seg i hver sin skrueretning.

Fig. 115.

Strukturen til a-kvarts. Oksygenatomene er vist som åpne ringer, silisium som svarte kuler.

Ved 573°C går a-kvarts over til fi-kvarts ved en hurtig, reversibel faseovergang der det bare skjer små vridninger i krystallgitret. Samtidig forandres symmetrien fra trigonal til hexagonal. Ved 870°C går ^-kvarts over til den strukturelt sett meget ulike tridymitt. Dette er en langsom, rekonstruktiv faseovergang. Ved 1470°C går så tridymitt over til kristobalitt som er stabil opp til smeltepunktet, 1713°C. Ved spesielt høye trykk dannes

155

de geologisk sett lite betyningsfulle modifikasjonene coesitt og stishovitt (Fig. 49 og 116). I naturen finner vi hovedsakelig a-kvarts, mens p-kvarts aldri finnes. Høytemperaturmodifikasjonene tridymitt og kristobalitt kan finnes metastabilt i enkelte unge bergarter, men begge må karakteriseres som relativt sjeldne. Stabilitetsdiagrammet for SiO2 er vist under kapitlet om polymorfi. I systemet SiO2 + H2O blir forholdene noe forskjellig (Fig. 116). Det vesentlige trekk er at smeltepunktet nedsettes betydelig med økt vanndamptrykk (økt PH 0). Hos vannholdige silikatsystemer er dette et generelt fenomen som har stor betydning i forbindelse med dannelse av magma i jordskorpa eller øvre mantel. Årsaken er at smeiten som dannes, er vannholdig (H2O er oppløst i smeiten). Dermed blir systemets totalvolum betraktelig redusert (AV < 0). Som eksempel kan vi sette opp reaksjonen økende T

vannholdig smelte

P-kvarts + vann

Ved smelting øker systemets entropi (AS > 0), og ut fra Clausius-Clapeyrons likning

H2O. Merk helningen på de stiplete smeltekurvene (jfr. Fig. 49).

156

får vi i dette tilfelle en negativ verdi for dP/dT, noe som betyr at denne reaksjonen skjer ved stadig lavere temperatur med økende trykk.

Kvarts (a-kvarts) er et av de aller vanligste mineraler i naturen. Det er vanligvis fargeløst fordi det er svært lite av lysabsorberende elementer tilstede i strukturen. Innimellom finner vi likevel varianter av kvarts som avviker fra dette. Ved bestråling vil kvartsstrukturen bli såpass påvirket at en viss mengde lys kan absorberes. Røykkvarts er et eksempel på dette. Mange steder kan kvartsen inneholde fmfordelte væskeinneslutninger. Den blir da hvit som i varianten melke kvarts. Ulike fargete - til dels fmkomete - inneslutninger eller ioner på vanlig gitterplass gir spesielle fargeeffekter. Som eksempel nevnes den fiolette ametyst som inneholder Fe + og Ti , den gule citrin som har submikroskopiske inneslutninger av Fe -hydroksid og den rosa rosenkvarts som inneholder små nåler av rutil. Når kvarts har utviklet god krystallform, taler vi om bergkrystaller. De består av et sekskantet (hexagonalt) prisme avgrenset av to sett romboederflater (Fig. 117).

Fig. 117.

Flateutvikling hos kvartskrystaller, to sett romboedre (z og r) og prismeflater (m).

Masseformet kvarts hvor de enkelte kom er svært små (mikro- eller kryptokrystallinsk stoff), går under fellesbetegnelsen kalsedon. Agat og onyx er eksempler på mønstrete kalsedoner, mens jaspis (kan også være omkrystallisert til en mer grovkornet variant) er rødbrun på grunn av finfordelt hematitt (FeoC^). Med sitt store stabilitetsfelt (Fig. 49 og 116), sin mekaniske styrke og motstandsdyktighet ved forvitring, kjemisk som mekanisk, finner vi kvarts i et meget stort spektrum av bergarter. Høyeste kvartsinnhold (opptil 100%) finner vi i enkelte sandsteiner, kvartsitt, i kiselsedimenter og på hydrotermale ganger og årer. Kvarts er et meget viktig industrimineral. Store mengder kvartssand brukes i byggebransjen: i betong, til bygging av veger, jernbaner, dammer osv. Videre brukes kvarts til sandblåsing, i metallurgisk (f.eks ferrosilisium) og kjemisk industri og til glassproduksjon. Naturlige kvartskrystaller av høy kvalitet brukes i elektronikkindustrien som oscillatorer på grunn av kvartsens piezoelektriske egenskaper. Nå produseres i stor grad kvartskrystaller kunstig til slike formål. En del fargete kvartsvarianter brukes til

157

smykkesteinen Enkelte steder kan man finne silika i form av glass i naturen. Dette går under navnet lechatelieritt. Dette glasset dannes ved smelting og hurtig avkjølig av vanlig kvarts, f.eks. ved lynnedslag. Lechatelieritt er også funnet ved meteorittkratere.

Opal (SiO2-nH2O) er en amorf silikavariant der 4 - 9% vann går inn i strukturen. Opal finnes bl.a. i unge avsetninger fra varme kilder og i skallet til mikroorganismer som radiolarer og diatoméer. Forbindelsen er ustabil og rekrystalliserer til kvarts under diagenese og metamorfose.

Feltspat

Feltspatgruppens mineraler er tektosilikater med triklin eller monoklin symmetri. Hvis vi med utgangspunkt i en nettverkstruktur av SiO4-tetraedre tenker oss at vi bytter ut 25% og 50% av Si-atomene med Al-atomer, får vi følgende anionkomplekser: [AlSi3O8]~^ [Al2Si2O8]2-

(med 25% Al i 4-koordinasjon) (med 50% Al i 4-koordinasjon)

De negative ladningene kan balanseres med forholdsvis store en- eller toverdige kationer i til dels uregelmessig 8-eller 10-koordinasjon. Tetraedrene opptrer i ringer på fire, der avstanden fra sentralatomet til de omgivende oksygenatomene varierer noe. På bakgrunn av dette foretrekker Al bestemte tetraedre, noe som i lavtemperaturmodifikasjonene gir en mer eller mindre ordnet struktur (jfr. avsnittet om polymorfi). De store kationene ligger i (OJO)-planet. Feltspatenes rene endekomponenter er: Mikroklin og ortoklas Albitt Anortitt

KAlSi3O8 (kalifeltspat) NaAlSi3O8 CaAl2Si2O8

På bakgrunn av dette deler vi feltspatene inn i to hovedgrupper: Alkalifeltspat som i sammensetning er blandingsmineraler mellom mikroklin/ortoklas og albitt, og plagioklas som er blandinger mellom albitt og anortitt. På grunn av at K+ og Na+-ioner har ganske stor forskjell i ioneradius, er den fullstendige blandbarheten mellom Kfeltspat og albitt begrenset til høy temperatur (> ca 700°C). Hos plagioklasene er det for de fleste magmatiske og metamorfe temperaturer full blandbarhet mellom albitt og anortitt. I tillegg er det slik at plagioklasene, spesielt de Na-rike, kan ta opp små mengder av K+ og Ca + i sine krystallgittere. De feltspater som er dannet ved høye temperaturer, viser størst innhold av slike ioner. På grunnlag av dette er det vanlig å framstille feltspatene i trekantdiagrammer (Fig. 118). I Fig. 119 er smelteforholdene hos alkalifeltspat illustrert. Diagrammet gjelder for relativt høyt trykk (PHQ = 250 MPa). Under slike forhold er det et smeltepunktsminimum for isn alkalifeltspat av en bestemt sammensetning. Her er likvidus- og soliduskurvene sammenfallende.

158

Fig. 118.

a) Det skraverte området representerer sammensetninger til de blandbare feltspatene ved høy temperatur ( > 700°C).

b) Ved lavere temperatur minker blandbarheten betraktelig. Plagioklasene er stadig blandbare, men med mindre K+. Hos alkalifeltspatene forekommer ikke de intermediære blandinger i det hele tatt (jfr solvuskurven i Fig. 119).

Ved temperatur under ca 700°C (toppen av solvuskurven) er det ikke lenger full blandbarhet mellom K-feltspat og albitt. I blandingsfeltspater dannet vet høy temperatur skjer det ved avkjøling til temperaturer under solvuskurven en avblanding som fører til dannelse av pertittlameller. Ved temperatur Tj (Fig. 119) vil en blandingsfeltspat med sammensetning tilsvarende punkt A bestå av en kalirikere feltspat (sammensetning B) med avblandete lameller av Na-rik feltspat tilsvarende punkt C. Avblandingsprosessen er vist skjematisk i Fig. 120. Ved videre avkjøling fortsetter avblandingen, slik at det til slutt blir en hovedkomponent av nesten ren K-feltspat med lameller av omtrent ren albitt. Dersom utgangssammensetningen er Na-rik (mer enn 50% Na av Na + K), vil avblandingslamellene bestå av K-feltspat. Vi taler da om antipertitt. Avhengig av formen på den avblandete fasen taler vi om flekkpertitt, strengpertitt osv. Bortsett fra ved lav temperatur er det hos plagioklasen full blandbarhet mellom albitt og anortitt. Slike systemer viser smelteforhold som vist i Fig. 121 (jfr. olivindiagrammet, Fig. 99). Figuren viser også hvordan vanndamptrykk er i stand til å senke smeltetemperaturen for systemet. Forklaringen er den samme som omtalt ovenfor under kvarts; systemets volum minker ved reaksjonen fast mineral + H2O —> vannholdig smelte AV 0

159

Fig. 119.

Fasediagram for alkalifeltspat ved høyt vanndamptrykk (P = 250 MPa). Avkjøling i fast fase av blandingsfeltspat (Aj resulterer i pértittdannelse ved avblanding når avkjølingen passerer solvuskurven. Ved Tj vil kalifeltspat (B) være i likevekt med lameller av albitt (C).

Feltspatene er de mineraler det fins mest av i jordskorpa. En regner at de utgjør mellom 50 og 60% i gjennomsnitt. Alkalifeltspatene fins først og fremst i kontinental skorpe, mens plagioklas dominerer i den oseaniske jordskorpe. Kalifeltspat fins særlig i bergarter som granitt, syenitt, gneis og arkose, mens plagioklasene er hovedmineral i basalt, gabbro og dioritt. Det er også mange bergarter som har begge typer feltspat. Helt ren, grovkornet feltspat forekommer i pegmatittganger. Under forvitringsprosesser brytes feltspat ned til leirmineraler, men særlig kalifeltspat kan være ganske stabil under visse forhold, og finnes derfor i mange sandsteiner. De aller fleste feltspater krystalliserer i det trikline system. Ved høy temperatur finner vi imidlertid hos alkalifeltspatene monokline typer (Fig. 122). I vannfrie eller vannfattige bergarter er smeltetemperaturen for alkalifeltspat vesentlig høyere enn det vi så i Fig. 119. Ved de høyeste temperaturene er sanidin (KAlSi3O8) vanligst. Ved lavere temperatur finner vi ortoklas (KAlSi3O8) som også er monoklin, men har en mer ordnet struktur enn sanidin. Den Na-rike monokline feltspat kalles monalbitt. Imidlertid er lavtemperaturformene albitt (NaAlSi3O8) og mikroklin (KAlSi3O8) begge trikline. Det samme er en Na-rik høytemperaturvariant innen alkalifeltspatsystemet anortoklas. Den har som regel et visst innslag av Ca. Dessuten er hele plagioklasserien triklin.

160

Homogen blandingsfeltspat sammensetning A i figur 119

Avkjoling

sammensetning B

lameller med sammensetning C

Fig. 120.

Skjematisk skisse av pertittdannelse ved avblanding fra en homogen blandings­ feltspat.

Fig. 121.

Smeltediagram for plagioklassystemet. Legg merke til hvordan vanndamptrykket fører til nedsatt smeltetemperatur for systemet. NaAlSijOg

CaAI2Si2O8

161

Når det gjelder plagioklasene, er det vanlig å dele blandingsserien inn i undergrupper etter An-innholdet (molprosent Ca i forhold til Ca + Na). Inndelingen er slik: Albitt Oligoklas Andesin Labrador Bytownitt Anortitt

(0-10% Ca eller An 0-10) (10-30% Ca eller An 10-30) (30-50% Ca eller An 30-50) (50-70% Ca eller An 50-70) (70-90% Ca eller An 70-90) (90-100% Ca eller An 90-100)

KAlSi30a Fig. 122.

NaAlSijOj

Diagram som viser krystallografiske forhold hos alkalifeltspatene. Tett skravur: trikline feltspaten, åpen skravur: monokline feltspater.

Det er spesielt to trekk som karakteriserer feltspatenes egenskaper og opptreden. Det ene er deres spaltbarhet. De har en god spaltbarhetsretning parallelt med enhetscellens a- og b-akse (001) og en ganske god langs (010). Ettersom disse retningene er vinkelrett på hverandre hos de monokline feltspatene og nær vinkelrett hos de trikline, forekommer feltspatene i rektangulære/prismatiske spaltestykker. Det andre forholdet som er typisk hos feltspatene, er deres tendens til å danne tvillingkrystaller. Hos alkalifeltspat (f.eks. ortoklas) forekommer Karlsbadtvillinger hyppig, og hos plagioklas finnes nesten alltid albitt-tvillingene hvor hvert annet individ har lik orientering (se avsnittet om tvillinger i krystallografidelen). Feltspat er et meget betydelig industrimineral, men det stilles store krav til renhet.

162

Mineralet brukes vesentlig som råstoff ved produksjon av glass, porselen og keramikk. Norge har en betydelig feltspatproduksjon; i 1970-årene ca 10% av verdensproduksjonen. I framtida kan Ca-rik plagioklas bli et mulig råstoff for aluminiumproduksj on.

ANDRE TEKTOSILIKATER

Skapolitt er kjemisk sett beslektet med plagioklasene, men har i tillegg et visst innhold av halogener, CO3 og SO4. Skapolitt utgjør en isomorf blandingsserie mellom endeleddene marialitt [Na4(Al3Si9O24)Cl] og meionitt {Ca4(Al6Si6O24)[(CO3),(SO4)]}. I strukturen utgjør (Al,Si)O4-tetraedrene ringer med fire tetraedre i hver ring. Kationene sitter i de minste mellomrommene og anionene i de største. Skapolitt forekommer i metamorfe bergarter, spesielt kalksilikatbergarter og silikatholdige marmorer. Det er således vanlig i Oslofeltets kontaktsoner og i skambergarter ellers i landet. Mineralet dannes enten under regulær regionalmetamorfose eller i forbindelse med hydrotermale løsninger, mange steder i tilknytning til malmdannelse.

Analcim [Na(AlSi2O6)-H2O] har en leucitt-liknende struktur, men har også likhetstrekk med zeolitter, idet strukturen er relativt åpen. Analcim forekommer gjeme sekundært som velformete krystaller i hulrom i forskjellige magmatiske bergarter og som grunnmassemineral i enkelte alkalibasalter. Her i landet fins mineralet en rekke steder. Større krystaller er kjent bl.a. fra Smøla og Igelfjell i Trondheimsfeltet.

Feltspatoidene (foidmineraler) Feltspatoidene er som navnet antyder feltspatliknende mineraler når det gjelder sammensetning. Som skapolitt inneholder flere av disse mineralene klorid-, sulfatog/eller karbonationer, noe som er relativt sjelden blant silikatmineraler. Feltspatoidene er viktige geologiske indikatorer siden de dannes ved krystallisering fra SiO2-fattige magma i stedet for feltspat. Dette innebærer at de aldri dannes primært sammen med kvarts.

Leucitt [K(AlSi2O6)] forekommer i SiO2-fattige vulkanske bergarter med høyt kaliuminnhold. Mineralet er ikke stabilt ved vanndamptrykk over 250 MPa, og forekommer derfor ikke i dypbergarter. Leucitt er kanskje best kjent fra unge lavabergarter i Italia (Vesuv), men forekommer også i østafrikanske lavaer. Mineralet er ikke påvist med sikkerhet i Norge.

Nefelin ((Na,K)(AlSiO4)] er det vanligste av feltspatoidene. Strukturelt sett kan nefelin beskrives som en tridymitt der halparten av Si-atomene er erstattet med Al og med alkalimetallioner i større hulrom i strukturen. Nefelin inneholder alltid noe kalium, som

163

regel ca 25% av Na + K. Nefelin forekommer både i vulkanske og plutonske bergarter, hos oss særlig i syenitter og nefelinsyenitter med tilhørende pegmatittganger i Oslofeltet, men den mest betydningsfulle forekomsten er på Stjemøy i Vest-Finnmark der det drives gruvedrift på en nefelinsyenitt. Nefelin er et relativt vanlig mineral i mange karbonatitter og SiO2-fattige basiske lavabergarter som basanitt og olivinnefelinitt. Mineralet omvandles lett til sekundære aggregater av leirmineraler og zeolitter og finnes derfor sjelden i frisk tilstand i eldre bergarter. Nefelin er et viktig industrimineral. Det brukes mye i keramisk industri og til glassproduksjon. Her i landet har vi en betydelig produksjon fra gruvene på Stjemøy. I Sovjetunionen brukes nefelin fra Kolahalvøya som råstoff for aluminiumsframstilling, mineralet inneholder ca 45% A12O3. I enkelte vulkanitter finnes et kaliummineral som er analogt til nefelin, kalsilitt [K(AlSiO4)].

Sodalitt [Na4(AlSiO4)3Cl] opptrer mange steder sammen med nefelin og kan være meget iøynefallende på grunn av sin tydelige blå farge. Her i landet er sodalitt funnet mange steder i nefelinsyenitter og beslektete pegmatitter i Vestfold og Langesundsfjorden samt i alkaliprovinsen i Vest-Finnmark. Cancrinitt [Na3Ca(AlSiO4)3(CO3)-nH0O] forekommer sammen med nefelin og sodalitt og det kan være et omvandlingsprodukt av nefelin. Det opptrer også i enkelte bergarter sammen med kalkspat, f.eks. i karbonatitter. Cancrinitt er hos oss først og fremst kjent fra Fensfeltet, men forekommer sporadisk i nefelinsyenittpegmatitter i Langesundsfjorden og sammen med sodalitt i Seiland-Stjemøy-Sørøy i Vest-Finnmark. De sjeldne foidineralene nosean og hauyn er beslektet med cancrinitt og finnes i samme type bergarter. Nosean er rapportert fra Stjemøy.

Zeolitter

Zeolittgruppen består av mer enn 30 enkeltmineraler. De er vannholdige aluminiumsilikater med plass til store kationer, hvorav natrium og kalsium er de viktigste. Strukturelt sett består de av et tredimensjonalt nettverk av (Al,Si)O4-tetraedre som er ordnet i åpne ringer, noe som gir grunnlag for hulrom og kanaler. I denne åpne strukturen kan vannmolekyler forholdsvis lett gå ut og inn av strukturen, slik at temperatur og fuktighet kan være avgjørende for mengden av vann. Zeolitter har også evne til å opptre som ionebyttere, slik at mineralgruppen har stor betydning for en rekke praktiske formål. De ulike zeolittmineralene opptrer noe forskjellig når det gjelder avgiving av vann (dehydrering). En del dehydreres over et kort temperaturområde, noe som gir et klart endotermisk utslag ved DTA-analyse. Dette gjelder f.eks. natrolitt, stilbitt, heulanditt og phillipsitt. Hos disse mineralene er vannmolekylene absolutt nødvendig for å stabilisere strukturen. Andre, som f.eks. laumontitt og gonnarditt, dehydreres gradvis over et stort temperaturområde, til dels uten at strukturen bryter sammen. I våre dager produseres en god del zeolitter kunstig til ulike tekniske anvendelser.

164

Det fins flere måter å klassifisere zeolitter på. Her skal vi bruke en enkel inndeling som baserer seg på krystallenes ytre morfologi. Med unntak av noen få (f.eks. laumontitt) kan zeolittene klassifiseres i følgende tre hovedgrupper: (a) fibrige zeolitter med kjedeliknende struktur

(b) tabulære zeolitter med en sjiktliknende oppbygging (c) ekvidimensjonale zeolitter med en jevn tredimensjonal fordeling av tetraedrene

Fibrige zeolitter

Natrolitt [Na2(Al2Si3O10)-2H2O] er det vanligste mineral i denne gruppen. Skolesitt [Ca(Al2Si3O10)-3H2O] som er det tilsvarende kalsiummineral, og det mellomliggende mesolitt er langt sjeldnere. Natrolitt forekommer mange steder sammen med andre zeolitter som sekundært mineral i hulromsfyllinger i basalt. Det kan også forekomme som omvandlingsprodukt etter nefelin og vulkansk glass. De fleste funn av natrolitt her i landet er i tilknytning til nefelinsyenittpegmatittganger i Oslofeltet.

Fig. 123.

Hos de fibrige zeolittene er (Al,Si)O4tetraedrene organisert i kjeder.

Thomsonitt [NaCa2(Al5Si5O20)-6H2O] er isomorft med natrolitt og hvor mineralet gonnarditt [Na2Ca(Ål4Si6O20)-7H2O] utgjør et mellomledd. Det opptrer sekundært sammen med andre zeolitter og kalkspat i basalt. Thomsonitt er bare kjent fra noen få lokaliteter her i landet. 165

Tabulære zeolitter

Stilbitt [NaCa4(Al9Si27O72)-30H2O] er det vanligste zeolittmineral her i landet. Det forekommer i lavtemperatur hydrotermalganger, mange steder sammen med epidot, kvarts og prehnitt, videre som sprekkemineral og i druserom i Oslofeltets syenittiske og granittiske dypbergarter. Forøvrig dannes stilbitt fra plagioklas i gabbro og finnes i likhet med svært mange andre zeolitter som hulromsfylling i umetamorfe basalter.

Heulanditt [(Ca,Na)5(Al9Si27O72)-26H2O] forekommer stort sett som de fleste andre zeolitter. Her i landet er det beskrevet bl.a. fra Oslofeltets kontaktsoner, fra jernmalm i Arendalsområdet og fra årer og ganger i granittisk gneis i nærheten av Bergen.

Clinoptilolitt [(Na,K)6(Al6Si30O72)-20H2O] er strukturelt og kjemisk nær beslektet med heulanditt, men inneholder betydelig mer natrium. Clinoptilolitt dannes ved omvandling av vulkanske bergarter og er særlig vanlig i vulkanske sedimenter. Det er ikke rapportert funn av clinoptilolitt fra Norge. Mineralet er stabilt helt opp til 700°C, noe som er svært uvanlig for zeolitter. Det brukes til samme formål som bentonitt.

Fig. 124.

Skjematisk framstilling av chabazittstrukturen. Hjørnene representerer posisjonen til Al og Si i 4-koordinasjon.

166

i

"byggverket"

Ekvidimensjonale zeolitter

Chabazitt [Ca(Al2Si4O12)-6H2O] forekommer sekundært i basalt sammen med heulanditt, stilbitt og phillipsitt. Hos oss er chabazitt funnet flere steder i Oslofeltet, i skam ved Arendal og i en pegmatittgang ved Moss.

Phillipsitt [K(Na,Ca)2(Al3Si5O16)-6H2O] inneholder også litt kalsium. Dette mineralet forekommer i basalt sammen med chabazitt og analcim, men er spesielt karakteristisk i sure tuffer der det gjeme ledsages av clinoptilolitt og chabazitt. Phillipsitt er ikke rapportert fra Norge. Andre typer zeolitter

Laumontitt [Ca(Al2Si4O12)-4H2O] er et av de vanligste zeolittmineraler her i landet. Det forekommer som hulromsfyllinger i granitt og dioritt, i hydrotermalganger, som nedbrytningsprodukt av plagioklas i flere bergartstyper og som autigent mineral i sandsteiner. Mineralet dehydreres gradvis, og mister noe av krystallvannet allerede ved værelsestemperatur dersom lufta er tørr. Det omformes da til en hvit pulveraktig substans, men gjenvinner strukturen ved nytt vannopptak.

167

KAPITTEL 13.

LISTE MED DATA OVER EN DEL MINERALER

ELEMENTER

Gull Au

Kubisk. H = 2,5 - 3, tetthet 19,3. Forekommer i kvartsårer og elveavsetninger, oftest som oktaedriske krystaller, men kan også finnes som tråder eller tynne plater. Farge: Mørk gul - sølvgrå, varierer med innblanding av sølv. Lett bearbeidbar.

Sølv Ag

Kubisk. H = 2,5 - 3, tetthet 10,5. Vanligvis dendrittisk, plateformet eller trådformet. Forekommer ofte sammen med BaSO4 og CaCO3. Har en viss affinitet til kvikksølv. Videre er sølv ofte anløpet på overflaten. Smibar. Sølvfarge og sølvaktig strek. Tvillingdannelse etter {111}.

Kopper Cu Kubisk. H = 2,5 - 3, tetthet 8,9. Massiv, dendrittisk eller trådformet. Fins bl.a. i hulrom i basiske bergarter. Smibar. Ofte anløpet på overflaten. Rødfarge. Metallisk strek. Tvillingdannelse etter {111}. Svovel S

Ortorombisk ved temperatur under 95.5°C og monoklin over 95,5°C. H = 1,5 - 2,5, tetthet 2,1. Vanligvis massiv eller granulær. Brenner med blå flamme. Gul farge og hvit strek.

Diamant C Kubisk. H = 10, tetthet 3,5. Hvit, grålig til mørk. Spesiell glans (adamantinglans). Perfekt oktaedrisk spaltbarhet. Forekommer i alluviale avsetninger og kimberhtter. Uløselig, men brenner ved høye temperaturer. Bestemmes lettest på hardhet og skinn (glans).

Grafitt C

Hexagonal. H = 0,5 - 1, tetthet 2,2. Bladige og tette masser. Fettaktig å føle på. Svart farge og sterk. Skriver på papir. Spalter etter {001}. Svart strek på glassert porselen i motsetning til molybdenglans som har grønn strek.

HALOGENIDER Halitt NaCl Kubisk. H = 2, tetthet 2,2. Spalter etter {100}, noe som gir temingform. Fargen varierer fra fargeløs over i rødlige, gulaktige eller blå varianter. Glassglans. Smaker salt.

Sylvitt KC1 Kubisk. H = 2, tetthet 2,0. Spalter kubisk {100}. Løselig i vann. Samme farge og glans som halitt. Smaker mer bittert enn halitt. Skilles fra halitt på smak og flammetest

Flusspat CaF2 (Fluoritt). Kubisk. H = 4, tetthet 3,2. Spalter i oktaedre etter {111}. Krystalliserer ofte som terninger. Ofte store krystaller. Fargen varierer fra fargeløs til gul, grønn, fiolett eller blå. Kryolitt Na3AlF6 Monoklin. H = 2,5, tetthet 3,0. Sjelden i krystallform. Tre spalteretninger nesten vinkelrett på hverandre. Hvit eller grå farge. Ved Ivigtut på Grønland fantes det tidligere store forekomster, men de er nå uttømt. Typisk Ivigtutparagenese: FeCO3 + CuFeS2 + PbS + kryolitt

168

SULFIDER OG BESLEKTEDE MINERALER Kopperglans Cu2S (Chalcositt). Hexagonal. H = 3, tetthet 5,8. Blåsvart forvitringsfarge. Blygrå farge og strek.

Sjelden i krystaller.

Bornitt Cu5FeS4. Tetragonal. H = 3, tetthet 5,1. Sjelden i krystallform. Tobakksbrun eller brunrød farge, men uregelmessig anløpt overflate. Gråsvart strek. Blyglans PbS (Galena). Kubisk. H = 2,6, tetthet 7,6. Terning- og oktaederkry stall er. Spalter etter terningen. Blygrå farge. Grålig svart strek. Metallglans. Oksiderer til blysulfat. Ofte sølvholdig. NaCl struktur.

Sinkblende

ZnS (Sphaleritt). Kubisk. H = 3,5, tetthet 4,1. Spalter etter rombedodekaederet {110}. Terning, rombedodekaeder eller tetraedriske krystaller. Opløses i varm HC1 med dannelse av H2S. Finnes ofte sammen med PbS. Fargen varierer med stigende Fe-innhold fra lys gulbrun til svart. Streken varierer likeledes fra gulbrun til rødbrun. Sinkblende har en polymorf: wurtsitt, som er hexagonal, men dette mineralet er meget sjeldent.

Kopperkis

CuFeS2 (Chalcopyritt). Tetragonal. H = 3,5 - 4, tetthet 4,2. krystaller. Messinggul, gull-liknende. Grønnlig svart strek.

Uvanlig i

Magnetkis

Fel xS (Pyrrhotitt). Monoklin!hexagonal. H =4, tetthet 4,6. krystaller. Bronsebrun farge. Ofte magnetisk. Gråsvart strek

Sjelden i

Pentlanditt

(Fe,Ni)$Sg. Kubisk. H = 3,5 - 4, tetthet 4,8. Massiv, vanlig i granulære aggregater. Lys bronsegul farge. Brun strek. Alltid sammen med magnetkis.

Covellin CuS. Hexagonal. H = 1,5 - 2, tetthet 4,7. Spalter etter {0001}. Mørk blå farge. Blygrå til svart strek.

Sinober HgS. Trigonal. H = 2 - 2,5, tetthet = 8,1. Opptrer som romboederkrystaller {1011}. Spalter i trekantet prisme {1010}. Rød farge og strek. Oftest massiv. Fordamper ved oppvarming. Antimonglans Sb2S3 (Stibnitt). Ortorombisk. H = 2, tetthet 4,6. Spalter etter {010}. Stripet parallelt med c-aksen. Ofte lange nålformete krystaller. Blygrå til svart farge. Grå strek.

Vismutglans

Bi2S3 (Bismuthinitt). Ortorombisk. H = 2, tetthet 6,8. som for antimonglans og vanskelig å skille fra denne.

Svovelkis

FeS2 (Pyntt). Kubisk. H = 6 - 6,5, tetthet 5,0. Terning, oktaeder eller pentagondodekaeder krystaller. Lys gul farge. Mørk strek. Med en kombinasjon av forvitring og pseudomorfose går svovelkis over til limonitt. Svovelkis har ofte stripete krystallflater.

Koboltglans

CoAsS (Cobaltitt). Ortorombisk. H = 5,5, tetthet 6,3. Terning og pyritoederkrystaller . Spalter etter {100}. Rødlig hvit sølvfarge. Gråsvart strek.

169

Samme data

Markasitt FeS2. Ortorombisk. H = 6 - 6,5, tetthet 4,9. Lysere og sprøere enn svovelkis. Ofte striper parallelt med a-aksen. Hanekamtvillinger. Gråsvart strek. Fibrig. Arsenkis FeAsS (Arsenopyritt). Monoklin. H = 5,5 - 6, tetthet 6,1. Stålgrå til sølvhvit farge. Svart strek. Stripning på prismeflatene, parallelt med c-aksen. Molybdenglans MoS2 (Molybdenitt). Hexagonal. H = 1 - 1,5, tetthet 4,7. Oftest i bladige aggregater. Spalting etter {0001}. Blygrå, glinsende farge. Svart strek på papir og matt porselen, grønn på glassert porselen. Mer metallisk glans enn grafitt Assosiert med kvarts eller feltspat.

Rødgyldigertsene: Isomorfe, men ikke isomorft blandbare. Pyrargiritt Ag3SbS3. Trigonal. H = 2,5, tetthet 5,8. Farge mørk rød til svart. Spalter i romboedre (én god spalteretning). Finnes i lavtemperatur sølvårer. Ofte velkrystallisert Kan også forekomme i massive former.

Proustitt Ag3AsS3. Trigonal. H = 2 - 2,5, tetthet 5,6. Spalter som pyrargitt Farge: lys til mørk rød. Lavtemperatur sølvårer.

F ahlertsene: Tetraedritt Cu12Sb4S13. Kubisk. Tennantitt Cu12As4S13. Kubisk

• Isomorft blandbare.

H = 3 - 4,5 (tennantitt hardest), tetthet 4,6 - 5,1. (tetraedritt tyngst). Farge: grå til svart, metallisk skinn. Ingen spaltbarhet. Finnes vanligst i medium- og lavtemperatur malmårer. En del fahlertser inneholder elementer som Zn, Fe, Ag, Hg og Bi.

OKSIDER Kupritt Cu2O. Kubisk. H = 3,5 - 4, tetthet 6,1. Krystallene er vanligvis oktaedriske, men mineralet forekommer også massivt, granulært eller jordaktig. Rødbrun farge, brunaktig strek. Dannes ved forvitring av andre koppermineraler og finnes derfor gjerne på eller nær jordoverflaten.

Korund A12O3. Trigonal. H = 9, tetthet 4,0. Hexagonal tønneform med horisontal stripning. Forvitrer til glimmer, og man finner derfor ofte glimmerskjell på overflaten til mineralet. Brun, rød eller blå farge. Hvit strek.

Hematitt Fe^. (Jernglans). Trigonal. H = 5 - 6, tetthet 5,3. Oftest i tette masser. Alle varianter har sterkt rød eller rødbrun strek. Svarte krystaller kan ha sterk metallglans. Hematittpseudomorfoser etter magnetitt eller pyritt kalles martitt. Ilmenitt FeTiO3. (Titanjemstein). Trigonal. H = 5 - 6, tetthet 4,7. I liknende former som hematitt. Ilmenitt er svært ofte svakt magnetisk som følge av magnetittinneslutninger. Brunsvart farge og svart til brun strek.

170

Rutil TiO2. Tetragonal. H = 6 - 6,5, tetthet 4,2. Spalter etter prismet {110}. Albuetvilling er typisk. Rødbrun - svart farge. Blek brun strek. Rutil har to polymorfe: A na tas som krystalliserer tetragonalt, men tilhører en annen krystallklasse enn rutil, og brookitt som krystalliserer ortorombisk.

Cassiteritt SnO2 . (Tinnstein). Tetragonal. H = 6 - 7. Typisk albuetvilling med innspringende vinkel. Brun til svart farge. Diamantglans. Lys gul strek.

Pyrolusitt

MnO2 (Brunstein). Tetragonal. H = 6 - 6,5 (krystaller), 2-6 (massive materialer), tetthet 5,1. Fins som bløte jordaktige masser, eller kornete og fibrige klumper. Spalter etter {110}. Stålgrå til jemgrå farge. Svart strek. Viktigste manganmalm.

Uraninitt UO2 Kubisk. H = 5 - 6, tetthet 10,6. Terning- og oktaederkrystaller. Matt svart farge og svart strek. Radioaktiv. Spinellgruppen XY2O4 (Kubisk)

Spinell MgAl2O4. H = 7,5 - 8, tetthet 3,6. Oktaederkrystaller. Varierende farge, men vanligvis hvit strek. Ikke magnetisk. Spinelltvilling etter {111}. Magnetitt FeFe2O4. H = 5,5 - 6,5, tetthet 5,2. Oktaederkrystaller, mer sjelden rombe dodekaeder. Spinnelltvillinger. Magnetisk. Svart farge og strek.

Franklinitt (Zn, Fe, Mn)(Fe, Mn)2O4. Den første parentesen består overveiende av Zn, den andre av Fe3+. H = 5,5 - 6,5, tetthet 5,2. Svakt magnetisk. Svart farge og rødbrun strek.

Kromitt (Fe,Mg)Cr2O4. H = 5,5, tetthet = 4,7. Svart eller blåsvart farge. Mørk brun strek. Ofte sammen med olivin og serpentin. HYDROKSIDER Gothitt FeO(OH). Ortorombisk. H = 5 - 5,5, tetthet 4,3. Spalter etter {010}. Gulbrun farge og strek. Ofte i tette jordaktige klumper. Brucitt Mg(OH)2. Trigonal. H = 2,5, tetthet 2,4. Farge: Perlehvit - blekgrå, gul eller blå. Voks- eller perlemorglans. Fins som årer i serpentin og basiske bergarter.

Gibsitt A1(OH)3. Monoklin. H = 2,5 - 3,5, tetthet 2,4. Farge: hvit til mørk rødbrun. Finnes i forvitrete overflateleier. Ett av de viktigste mineralene i bauxitt. KARBONATER

Kalkspat CaCO3. (Calsitt). Trigonal. H = 3, tetthet 2,7. Spalting etter {1011} gir romboederform. Flatene danner en vinkel på ca. 105° med hverandre. Tvillingstriper er vanlige på grunn av lameller etter {0112}. Bruser ved tilsetning av kald fortynnet HC1. Sterkt dobbeltbrytende. Hvit, grå eller gulbrun farge. Sjelden orange, grønn, brun eller blå. Hvit til grå strek. 171

Magnesitt MgCO3. Trigonal. H = 4, tetthet 3,0. Sterkere glans enn hos kalspat. Vanlig spalting. Bruser i varm HC1. Hvit til gulgrønn farge. Hvit strek. Sideritt FeCO3. Trigonal. H = 4, tetthet 4,0. Lys til mørkebrun farge. kalkspat. Blir magnetisk ved oppvarming. Hvit strek.

Spalter som

Rhodokrositt MnCO3. Trigonal. H = 3,5 - 4, tetthet 3,7. Rosa farge. Spalter som kalkspat. Hvit strek. Aragonitt CaCO3. Ortorombisk. H = 3,5 - 4, tetthet 2,9. Spalter etter {010}. Forøvrig samme data som for kalkspat.

Cerussitt PbCO3. Ortorombisk. H = 3 - 3,5, tetthet 6,6. Gjentatte tvillinger etter {110} gir nettaktige aggregater. Fargeløs til hvit. Hvit strek. Dolomitt MgCa(CO3)2. Trigonal. H = 3,5 - 4, tetthet 2,9. Stort sett samme data som for kalkspat, men den bruser ikke i kald fortynnet HC1. Ankeritt CaFe(CO3)2. Trigonal. H = 3,5 - 4, tetthet 3,0. Hvit, gul, gulbrun eller brun farge. Romboedrisk spalting Mørkner i farge og kan bli magnetisk ved oppvarming. Hvit strek.

Malakitt Cu2CO3(OH)2. Monoklin. H = 3,5 - 4, tetthet 4,0. Grønn farge og strek. Sjelden som krystaller. Spalter etter {201}. Azuritt Cu3(CO3)2(OH)2. Monoklin. H = 3,5 - 4, tetthet 3,8. Blå farge og strek. Spalter etter {011}. Omvandles til malakitt.

SULFATER Barytt BaSO4 (Tungspat). Ortorombisk. H = 3 - 3,5, tetthet 4,5. Tavle- eller søyleformede krystaller. Spalter etter {001}. Hvit, gul - gulbrun farge, hvit strek. Merkbart tung i forhold til de fleste lyse mineraler.

Anhydritt CaSO4. Ortorombisk. H = 3,5, tetthet 3,0. Tre spalteretninger vinkelrett på hverandre {010}, {100} og {001}. Fargeløs, hvit eller med forskjellige nyanser i blått. Hvit til gråhvit strek.

Gips CaSO4-2H2O. Monoklin. H = 2, tetthet 2,3. Tvilling (svalehaletvilling) etter {100}. Spalter etter {010}. Fargeløs eller hvit. Perlemorglans på spalteflatene. Hvit strek.

WOLFRAMATER Wolframitt (Fe,Mn)WO4. Monoklin. H = 4 - 4,5, tetthet 7,3. Spalter etter {010}. Mineralet er sprøtt og har metallisk glans. Brunsvart til svart med mørkebrun strek. Scheelitt CaWO4. Tetragonal. H = 4,5 - 5, tetthet 6,1. Vanligvis fargeløs til hvit. Kan dessuten variere mellom blek gul til brun. Spalter etter {101}. Dipyramidale krystaller er vanlig. Hvit strek.

172

FOSFATER Xenotim YPO4. Tetragonal. H = 4,5 - 5, tetthet 4,8. Spalter etter {100). Vanligvis brun farge. Fettglinsende. Forekommer på granittiske pegmatittganger. Blek brun til gul strek. Monazitt (Ce,La,Nd,Th)PO4. Monoklin. H = 5 - 5,5, tetthet 5,2. Har høy motstands­ dyktighet ved forvitring og blir anriket i elvesand. Viktig for framstilling av thorium. Gul eller rødbrun til brun farge. Nesten hvit strek. Apatitt [Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)]. Hexagonal. H = 5, tetthet 3,2. Fettglans på bruddflatene. Lys gul, grønnlig, mursteinsrød, hvit eller grå farge. Løses i HC1, men bruser ikke. Hvit strek.

SILIKATER

Tektosilikater Kvarts SiO2. Trigonal. H - 7, tetthet 2,65. Ingen spalting, glassaktig brudd. Opptrer i krystaller og krystallaggregater. En rekke ulike farger (se nedenfor), hvit strek.

Varianter: Bergkrystall :

glassklare krystaller.

Melkekvarts :

hvit, masseformet.

Ametyst

fiolett på grunn av Fe- og Ti-inneslutninger.

Rosenkvarts :

rosa på grunn av rutilinneslutninger.

Røykkvarts

grå til svart på grunn av radioaktiv stråling.

Citrin

:

gul på grunn av Fe(OH)3-inneslutninger..

Blåkvarts

:

fargen skriver seg fra innblandete magnetittkom.

Jaspis

:

mikro- til kryptokrystallin. Rød til gulbrun, oftest båndet. Fargen skyldes Fe2O3-inneslutninger.

Kalsedon

:

felles betegnelse for kryptokrystallin SiO2.

Agat/onyx

:

Agat er som regel knolleformet med flerfargete lag av kalsedon, lagene forekommer i konsentrisk mønster. I onyx er lagene omtrent planparallelle.

Flint

:

kryptokrystallin. Grå til svart farge.

Opal SiO9- nH-,0 (Amorf). H = 5,5 - 6,5, tetthet 2,0. Fargeløs eller brunlig farget.

173

Feltspat

Alkalifeltspat: Ofte rødlig farge, ellers hvit. H = 6 - 6,5, tetthet 2,56 -2,60. Spalter etter {001}.

Ortoklas (K,Na)AlSi3O8. Monoklin. Opptrer i sure til intermediære eruptiver og i høygrads- metamorfe bergarter. Sanidin (K,Na)AlSi3O8. Monoklin. Vanlig i sure til intermediære vulkanske bergarter (høytemperaturmodifikasjon). Mikroklin KAlSi3O8. Triklin. Ofte pertittisk. Er å finne i sure eruptiver og gneiser, i pegmatitter og arkose.

Aduiar KAlSi3O8. Triklin eller monoklin. Fargeløs til hvit. Velutviklete krystaller av pseudoortorombisk form. Opptrer gjeme på lavtemperatur hydrotermale ganger.

Plagioklas: Triklin. Vanligvis gråhvit, mer sjelden rødlig. Polysyntetiske tvillinger ofte synlig som tynne striper. Meget utbredt i magmatiske og metamorfe bergarter. Danner følgende isomorft blandbare rekke:

Hardhet Albitt (An0.10) Oligoklas (An10 30) Andesin (An3O_5O) Labrador (An5O.7O) Bytownitt (An7090) Anortitt (An90.10(3)

NaAlSi3O8 11

I II 4 CaAl2Si2O8

6 6 5 5 6 6

-

6,5 7 6 6 6,5 6,5

Tetthet

2,63 2,66 2,68 2,70 2,72 2,76

Skapolitt (Na,Ca)4 {Al,Si)4O8}3 (C1,CO3). Tetragonal. H = 5,5 - 6, tetthet 2,6 - 2,7. Prismatiske krystaller. Spalter etter prismet. Hvit, grå eller blek grønn farge. Antydning til fiberstruktur på spalteflatene. Forvitrer lett. Hvit strek. Leucitt KAlSi2O6 Kubisk over 605°C, tetragonal ved lavere temperatur. H = 6, tetthet 2,5. Lys grå farge. Hvit strek. Forekommer ikke sammen med kvarts. Nefelin (Na,K)AlSiO4. Heksagonal. H = 6, tetthet 2,6. Fettglans. Fargeløs, grå, brun, blå eller grønn. Hvit strek. Forekommer ikke sammen med kvarts.

Sodalitt Na8(AlSiO4)6Cl2. Kubisk. H = 5,5 - 6, tetthet 2,2. Oftest blå farge, men hvit strek. Svak fettglans. Forekommer i Norge sammen med nefelin i nefelinsyenittens pegmatittganger.

Analcim NaAlSi2O6-H2O. Kubisk. H = 5 - 5,5, tetthet 2,3. Iko si tetraeder krystaller. Hvit eller grå farge. Hvit strek.

174

Zeolittgruppen: Vannholdige aluminiumsilikater. Fins gjeme på lavhydrotermale ganger, breksjer og i druserom. Stilbitt (Desmin). NaCa4(A19Si27O72- 30H2O. Monoklin. Det vanligste zeolittmineral. H = 3,5 - 4, tetthet 2,2. Hvit eller rød. Ofte stenglige krystaller som kan danne nekliknende aggregater.

Heulanditt (Ca,Na5)(Al9Si27O72)- 26H2O. Monoklin. H = 3,5 - 4, tetthet 2,2. Hvitfarget. Krystallene har karakteristisk båtform. Natrolitt Na2Al2Si3O10- 2H2O. Ortorombisk. H = 5 - 5,5, tetthet 2,2. Fargeløs, hvit, grå eller gul.

Laumontitt CaAl2Si4O12- 4H2O. Monoklin. H = 3,5 - 4, tetthet 2,3. Farge: hvit, gul eller grå.

Phyllosilikater Kaolinitt Al4Si4O10(OH)8. Triklin. H = 2 - 2,5, tetthet 2,6. Tilsynelatende amorf med jordaktig struktur. Hvit farge eller svakt farget av "forurensninger”. Tiltrekker seg vann. Dannes ved feltspatforvitring. Hvit strek.

Serpentin Mg6Si4O10(OH)8. Monoklin. H = 2,5 - 3,5, tetthet 2,6. Nyanser i grønt til blåsvart. Voksliknende eller matt. Kan være fibrig med silkeglans. Av og til pseudomorf etter olivin. Hvit strek.

Pyrofyllitt Al2Si4O10(OH)2. Monoklin. H = 1 - 2, tetthet 2,7. Hvit eller gullig. Vanskelig å skjelne fra talk.

Talk Mg3Si4O10(OH)2. Monoklin. H = 1, tetthet 2,7. Opptrer i kleberstein. Spalter etter {001}. Fettaktig. Hvit, grå eller grønn farge. Hvit strek. Muskovitt KAl3Si3O10(OH)2. Monoklin. H = 2,5 - 3, tetthet 2,8. Spalter etter {001}. Lys farge. Gjennomsiktig i tynne, elastiske flak. Hvit strek.

Biotitt K(Mg,Fe)3AlSi3O1p(OH)2. Monoklin. H = 2,5 - 3, tetthet 3,0. Spalter etter {001}. Mørk brun til svart farge. Hvit til grå strek. Flogopitt KMg3AlSi3O10(OH)2. Monoklin. H = 2 - 2,5, tetthet 2,8. Lys brun farge. Lepidolitt KLi2Al(Si4O10)(OH)2. Monoklin. H = 2.5 - 4, tetthet 2,9. Spalter etter {001}. Gul eller fiolett farge. Hvit strek.

Kloritt (Mg,Fe,Al)6(Al,Si)4O10(OH)8. Monoklin. H = 2 - 3, tetthet 2,7 - 3,2. Spalting etter {001}. Nyanser i grønt. Litt fettaktig. Blek grønn strek.

Prehnitt

(Ca2Al)(AlSi3O10)(OH)2. Ortorombisk. H = 6 - 6,5, hydrotermalt sammen med bl.a. zeolitter og epidot.

175

tetthet 2,9.

Opptrer

Inosilikater Pyroksener. Ortorombisk (ortopyroksen) eller monoklin (klinopyroksen). Som regel svart farge. Spalter etter to sett spalteflater orientert ca 90° på hverandre og parallelt prismeflatene. Kortprismatisk. Enstatitt Mg2Si2O6. Ortorombisk. H = 5 - 6, tetthet 3,2. Ferrosilitt Fe2Si2O6). Ortorombisk. H = 5 - 6, tetthet 4,0. Disse to mineralene er isomorft blandbare. Ren ferrosilitt finnes ikke i naturen.

Diopsid CaMgSi2O6. Monoklin. H = 5,5 - 6,5, tetthet 3,3. Lys farge. I kalsiumrike, metamorfe bergarter. Hedenbergitt CaFeSi2O6. Monoklin. H = 6, tetthet 3,5. Isomorft blandbar med diopsid. Forekommer i skam.

Augitt Ca(Mg,Fe,Al)(Si,Al)2O6. Monoklin. H = 5,5 - 6, tetthet 3,3. Den vanligste av alle pyroksener. Hovedmineral i basalt og gabbro. Mer spesielle pyroksener:

Ægirin NaFeSi2O6. Monoklin. H = 6, tetthet 3,5. Forekommer i alkaline magmatiske bergarter.

Jadeitt NaAlSi2O6. Monoklin. H = 6, tetthet 3,4. Stabilt kun ved høyt trykk. Spodumen LiAlSi2O6. Monoklin. H = 6,5 - 7, tetthet 3,1. Sjeldent. Wollastonitt CaSiO3. Triklin. H = 4,5 - 5, tetthet 3,0. Spalter etter {100}. Grå til hvit farge. Hvit strek. Amfiboler. Ortorombisk og monoklin. Som regel svart til grønn farge. Spalter etter to sett spalteflater orientert ca 120° på hverandre og parallelt prismeflatene. Langprismatiske.

Antofyllitt (Mg,Fe)7(Si8O22)(OH)2. Fargeløs til grå eller gulbrun.

Ortorombisk.

H = 5,5 - 6, tetthet 3,1.

Cummingtonitt (Mg,Fe)7(Si8O22)(OH)2. Monoklin. H = 5 - 6, tetthet 3,2. Mørk grønn til brun. Tremolitt - Aktinolitt Q^(Mg,Fe)5(Si8O22)(OH)2. Monoklin. H = 5 - 6, tetthet 3,03,3. Kan danne stråleformete krystallaggregater (strålstein). Vanlig i enkelte lavmetamorfe bergarter, f.eks. grønnstein. Relativt lys farge, men fargen blir mørkere med økt Fe-innhold.

Homblende Ca2(Mg,Fe,Al)5(Si6Al2O22)(OH)2 Monoklin. Mørk. H = 5 - 6, tetthet 3,0 - 3,5. Den suverent vanligste amfibol, opptrer i mange metamorfe bergarter og i sure til intermediære eruptiver.

176

Sjeldne amfiboler. (Alkaliamfiboler mm.)

Glaukofan l^MgjA^CSigC^XOH^. Monoklin. H = 6, tetthet 3,1. Blå til blågrå farge. Forekommer i metamorfe bergarter dannet under høyt trykk.

Riebeckitt Na2Fe5(Si8O22)(OH)2. Monoklin. H = 5, tetthet 3,3. Mørk blå farge. Forekommer i alkali ne magmatiske bergarter SyklosiUkater. Beryll Be3Al2Si6O18. Hexagonal. H = 7,5 - 8, tetthet 2,8. Primatiske krystaller. Grønn farge er vanligst, men gul eller blå beryll er ikke uvanlig. Akvamarin og smaragd er edle varianter. Hvit strek.

Kordieritt Al3(Mg,Fe)2(AlSi5O18). Ortorombisk. H = 7, tetthet 2,6. Som regel massiv. Likner blåkvarts, pien er umagnetisk. Hvit strek.

Turmalin (Na,Ca)(Li,Mg,Mn,Al)3(Al.Fe)6(BO3)3Si6O18(OH)4. Trigonal. H = 7, tetthet 3,13,2. Prismatiske krystaller. Oftest svart farge. Sterkt pyro- og piezoelektrisk. Hvit strek.

Sorosilikater. Epidotgruppen. Mineralene i denne gruppen danner krystaller som har lengdeutstrekning langs b-aksen. Klinozoisitt Ca2Al3O(OH)(SiO4)(Si2O7). Monoklin. H = 6,5, tetthet 3,3. Fargeløs til blek brun. Epidot Ca2(Al,Fe)3O(OH)(SiO4)(Si2O7^. Monoklin. H = 6, tetthet 3,4. Karakteristisk gulgrønn farge. Spalter etter {001}.

Allanitt (Ca,Ce)2(Fe,Mg)Al2O(OH)(SiO4)(Si2O7). Monoklin. H = 5,5 - 6, tetthet 4,0. Et visst innhold av sjeldne jordartselementer (RE) og yttrium. Dessuten et visst innhold av thorium som ofte fører til at mineralet er metamikt. Zoisitt, samme formel som klinozoisitt. Ortorombisk. H = 6 - 6,5, tetthet 3,3. Grå, grønn eller brun farge. Thulitt er en rosenrød, manganholdig zoisitt (Norges nasjonal stein).

Vesuvian Ca]0Mg2Al4(Si2O7)2(SiO4)5(OH)4. Tetragonal. H = 6,5, tetthet 3,4. Prismatiske eller pyramidale krystaller. Grønn eller brun farge. Hvit strek. Axinitt (Ca,Mn,Fe)3Al2(BO(OH)(Si2O7)2. Triklin. H = 6-7, tetthet 3,2 - 3,3. Små blanke, skarpkantede krystaller. Fiolett til brunlig farge. Hvit strek.

177

Nesosilikater.

Olivin (Mg,Fe)0SiO4. Ortorombisk. H = 6,5 - 7, tetthet 3,2 - 3,4. Sjelden som krystaller. Glassglans. Grønn til gulgrønn farge. Brun forvitringshud. Hvit til grå strek.

Andalusitt Al2SiO5. Ortorombisk. H = 6,5 - 7,5, tetthet 3,1. Variabel farge: hvit, grå, gul, rosa, fiolett. Hvit strek. Stabil ved middels temperatur og lavt trykk. Ofte glimmerskjell på overflaten. Sillimanitt AloSiO5. Ortorombisk. H = 6,5 - 7,5, tetthet 3,3. Fine nålformede krystaller i gneis og andre metamorfe bergarter. Fargeløs, grå eller brunlig farge. Stabil ved høy temperatur. Hvit strek. Kyanitt

Staurolitt

Al2SiO5 (Disthen). Triklin. H = 5,5 - 7, tetthet 3,6. Himmelblå farge. Stabil ved høyt trykk. Hvit strek.

Stenglige krystaller.

(Fe^gj^Alj^SLAljjjO^fOH)^ Monoklin. H = 7,5, tetthet 3,8. Ofte med korstvillinger. Rødligbrun farge. Grå strek.

Klorittoid (Fe,Mg,Mn)Al2SiO5(OH)2. Monoklin, eller triklin. H = 6,5, tetthet 3,6. Fargen er grønn, mørk grønn eller svart. Én meget god spalteretning. Fins som små skjøre glimmerliknende kom i lavmetamorfe bergarter som er rike på aluminium og jern.

Granatene. Kubisk. Vanlig som krystaller, særlig i form av rombedodekaedre, sjeldnere som terning eller ikositetraeder). Pyrop Mg3Al2(SiO4)3 Almandin Fe3Al2(SiO4)3 Spessartin Mn3Al2(SiO4)3 J

Pyralspittserien

Uvarovitt Ca3Cr2(SiO4)3 Grossular Ca3Al2(SiO4)3 Andraditt Ca3Fe2(SiO4)3

Ugrandittserien

1 f J

hardhet 6,5 - 7,5 6,5 - 7,5 6,5 - 7,5

tetthet 3,51 4,32 4,20

7,5 6,5 - 7,5 6,5 - 7,5

3,5 3,52 3,75

Hver for seg danner pyralspittserien og ugrandittserien blandkrystallserier, men det er bare begrenset blandbarhet mellom seriene. Av mineralene i pyralspittserien er almandin den mest vanlige. Den har rødbrun farge. Pyrop er sterkt rød, mens den sjeldne spessartin er fiolett. I ugrandittserien er andraditt den mest vanlige. Fargen er fra grønn til svart. Grossular er gul til gulgrønn. Den meget sjeldne uvarovitt har en kraftig grønn farge. Zirkon ZrSiO4. Tetragonal. H = 7,5, tetthet 4,7. Danner krystaller med firkantet prisme og pyramide på toppen. Rødbrun farge og hvit strek.

Thoritt ThSiO4. Tetragonal. H = 4,5 - 5, tetthet 6,6. Sjelden i krystaller. Rødbrun til svart farge. Lys orange til brun strek. Titanitt

CaTiSiO5. (Sphene). Monoklin. H = 5 - 5,5, tetthet 3,5. Flate spisskantede krystaller. Mørk brun, lys gul eller lys grønn farge. Høy glans og hvit strek. 178

STIKKORDLISTE axinitt 136, 177 azuritt 124, 172 barytt 123, 172 benitoitt 137 bentonitt 151 bergkrystall 157, 173 beryll 137, 177 beta(P)-nedbrytning 73 biotitt 150, 175 blandbarhet 158, 159 blandet binding 46 blandingsserie 49, 162, 163 blandsjiktmineraler 154 blyglans 102, 169 blåkvarts 173 bbhmitt 119 bomitt 102, 169 Braggs lov 86 Bravaisgitter 16, 18 brookitt 116 brucitt 118, 119, 144, 171 brucittlag 144, 152 brudd 64 brytningsindeks 79 bytownitt 162, 174 cancrinitt 164 cassiteritt 117, 171 celestin 124 cerusitt 122, 172 chabazitt 166, 167 citrin 157, 173 Clausius-Clapeyrons likning 156 clinoptilolitt 166 coesitt 156 covellin 105, 169 cummingtonitt 142, 176 Curiepunktet 72 cyprin 136 d-orbitaloppsplitting 68 dahllitt 126 dateringsmetoder 76 dendrittisk krystall 58 diadoki 49 diagenese 89, 158 diamagnetisk 70, 71 diamant 55, 97, 98, 168

adamantinglans 69 adgang 51 adular 175 agat 157, 173 akseavsnitt 11 aksevinkel 80, 81 aktinolitt 142, 143, 176 akvamarin 138 alabast 124 albitt 158, 162, 174 albitt-tvilling 37, 163 aldersbestemmelse 76 alfa(a)-nedbrytning 74 alkalifeltspat 158, 160, 162, 174 allanitt 137, 177 allokromatisk 66 almandin 133, 178 aluminiumsilikatene 131 ametyst 157 amfibol 141, 176 amorf 155, 158 analcim 163, 174 anatas 116 andalusitt 55, 131, 132, 178 andesin 162, 174 andraditt 133, 178 anglesitt 123 anhydritt 111, 123, 172 anisotrop 9, 80, 81 ankeritt 122, 172 annitt 150 anortitt 158, 162, 174 anortoklas 162 antiferromagnetisk 72, 73 antigoritt 146 antimonglans 106, 169 antipertitt 159 antofyllitt 142, 176 apatitt 125, 173 aragonitt 122, 172 arsenkis 108, 170 asbest 143, 147 astenosfære 88 atomsubstitusjon 48 augitt 139, 176 avblanding 50, 115, 159

179

ferromagnetisme 71 ferrosilitt 139, 176 fettaktig glans 70 fisjon 74 flekkpertitt 159 flint 173 flogopitt 150, 175 fluorescens 65 flusspat 111, 168 flusspatstrukturen 112 foidmineral 163 fordelingskoeffisient 51 formlikhet 48 forsteritt 130 fosfater 173 fosforescens 65 fosforitt 126 franklinitt 171 Frenkeldefekt 59, 60, 61 fuchsitt 149 gamma(y)-loggen 79 gangforskjell 86 geologisk kretsløp 89 gibbsitt 118, 119, 144, 171 gibbsittlag 144, 152 gips 111, 124, 172 gjennomtrengende tvillinger 36 glans 69 glassaktig glans 69 glaukofan 142, 177 glaukonitt 149 glideflate 58 glideplan 16 glimmer 148 Goldschmidts regler 50 goniometer 11 gothitt 119, 171 grafitt 55, 97, 101, 168 grafittstrukturen 100 granat 133, 178 greisen 132 grossular 133, 178 gull 97, 168 halitt 110, 168 halo 74, 134 halogenider 168 halveringstid 75, 76 harpiksglans 69 hedenbergitt 139, 176

diapir 111 diaspor 119 differensialtermisk analyse 93 diffraksjon 85 dihexagonal dipyramidal klasse 32 dihexagonal pyramidal klasse 34 dioktaedrisk 144, 145, 147, 150, 151 diopsid 139, 176 diploidal klasse 29 dipyramidal klasse 23 disfenoidal klasse 23 dislokasjon 58 displacive transformation 52, 53 ditetragonal dipyramidal klasse 26 ditrigonal pyramidal klasse 34 dobbeltbrytning 80, 81 dobbeltkjedesilikat 128, 129, 138, 141 dobbeltsilikat 127, 128, 135 dodekaeder 16, 17 dolomitt 122, 172 doma 15 domatisk klasse 24 elektronegativitet 46, 47 elektroninnfanging 74 elementer 168 elementærcelle 9 eletromagnetisk spektrum 84 enantiomorfi 35 enantiotrop 56 enhetscelle 9 enhetsflate 12 enkel kubisk kulepakning 95 enkeltkjedesilikat 128, 129, 138, 139 enkeltsilikat 127, 129, 130 enstatitt 139, 176 epidot 136, 137, 177 epsomitt 125 evaporitter 111 F-senter 68 fahlbånd 108 fahlerts 109, 170 farge 66 faseovergang 52 fayalitt 130 feltspat 155, 158, 174 feltspatoid 155, 163 fengitt 149 ferberitt 126 ferrimagnetisme 72, 73

180

kalkspatstrukturen 120 kalsedon 157, 173 kalsilitt 164 kåmmereritt 153 kamuflasje 50 kantdislokasjon 58, 59 kaolinitt 146, 154, 175 karakteristisk røntgenstråling 83, 84, 85 karbonater 171 karbonsystemet 101 karlsbadtvilling 37, 163 kisel 155 kjedesilikat 128, 138 kjemespalting 74 klinopyroksen 139 klinozoisitt 137, 177 kloritt 152, 175 klorittoid 134, 178 kløv 64 koboltglans 108, 169 kollofan 126 kolloidpartikler 154 kompatibelt element 51 kondritter 88 konkoidalt brudd 64 kontakttvillinger 36 kontinental jordskorpe 88 koordinasjonstall 43, 44, 45, 46 koordinatsystemer 11 kopper 95, 168 kopperglans 102, 169 kopperkis 103, 169 kopperkisstrukturen 105 kordieritt 139, 177 korund 113, 170 kovalent binding 41 kristobalitt 155 kromitt 116, 171 kromoforer 66 kryolitt 112, 168 krysotil 146 krystalldefekter 68 krystallfelt 67 krystallform 15 krystallsystem 19, 20 kubisk flatesentrert 95 kubisk romsentrert 95, 96 kubisk tetteste kulepakning 95, 96 kubiske system 28

hematitt 114, 170 heulanditt 166, 175 hexagonal dipyramidal klasse 32 hexagonal pyramidal klasse 32 hexagonal tetteste kulepakning 95, 96 hexagonal trapesoedrisk klasse 34 hexagonale system 31 hexahydritt 125 hexaoktaedrisk klasse 29 hexatetraedrisk klasse 29 homblende 142, 143, 176 hubneritt 126 hydrogenbinding 42 hydrogrossular 134 hydroksider 171 hypersten 139 høyrekvarts 155 idiokromatisk 66 ikkemetallisk glans 69 illitt 149, 154 ilmenitt 114, 170 indekser 11 indeksmineral 137 indices 11 indikatriks 81, 82 inkompatibelt element 51 inosilikat 128, 138, 176 invers spinell 114, 115 inversjonsakse 10, 26, 27 ionebinding 41 ioneladning 50 ionepotensial 51 ioneradius 42, 43 ionestørrelse 50 isokron 79 isomorf substitusjon 49 isomorfi 48 isomorft blandbar 139 isotrop 80 jacupirangitt 126 jadeitt 140, 176 jarositt 125 jaspis 157, 176 jem-svovelmeteoritter 88 jemglans 114 jemmeteoritter 88 jordas kjerne 87 kalkspat 120, 171 kalkspatrekken 121 181

kupritt 113, 170 kvarts 155, 173 kyanitt 55, 131, 132, 178 labrador 162, 174 labradoriserende glans 66 Laue-betingelsene 85 laumontitt 166, 175 lawsonitt 136 lazulitt 125 leirmineraler 154 lepidokrositt 119 lepidolitt 151, 175 leucitt 163, 174 limonitt 119 litosfæren 88 lukket form 15 luminiscens 65 maghemitt 114 magmatiske prosesser 89 magnesitt 121, 172 magnetiske domener 71, 72 magnetitt 115, 171 magnetkis 104, 169 malakitt 123, 172 manganitt 119 mantel 87, 88, 130, 156 markasitt 106, 170 mekaniske egenskaper 62 melilitt 135 melkekvarts 157, 173 metallisk binding 41 metallisk glans 69 metamikt 74, 135, 137 metamorfose 89 metasomatose 89 metastabil 52 mikroklin 158, 162, 174 mikrosonde (microprobe) 94, 149 mineralidentifikasjon 93 mirabilitt 125 modifikason 52 MOHO 87 Mohs hardhetsskala 62, 63 molybdenglans 107, 170 molybdenglansstrukturen 108 monazitt 173 monkline system 23 monokromatisk røntgenstråling 84 monotrop form 56, 107

montmorillonitt 151 muskovitt 148, 175 NaCl-strukturen 110 natrolitt 165, 175 nedbrytningshastighet 75 nedbrytningskonstant 75, 76 nefelin 164, 174 nesosilikat 127, 130, 178 nettverksilikat 129, 155 normalspinell 114, 115 normaltvilling 36 oksider 170 oktaeder 16, 17 oktaederlag 144 oktaederposisjon 119 oktaedrisk koordinasjon 43, 66, 67 oligoklas 162, 174 olivin 130, 178 omfacitt 140 onyx 157, 173 opal 158, 173 optisk aktiv 36 optisk enakset 80, 82 optisk negativ 82 optisk normal 81 optisk positiv 81, 82, 137 optisk toakset 80, 82 orden-uorden overgang 53 ordnet struktur 158 orthitt 137 ortoklas 158, 161, 174 ortopyroksen 139 ortorombiske system 23 oseanisk jordskorpe 88 overmetning 56 paragonitt 149 parallelltvilling 36 paramagnetisk 70, 71 parting 65 pedial klasse 24, 26 pedion 15 pentlanditt 105, 169 periklas 113 periklintvilling 37 perlemorsglans 70 perov skitt 114 pertittdannelse 161 pertittlameller 159 petrologi 89

182

røntgendiffraksjon 93, 148 røntgendiffraksjonsanalyse 151, 154 røntgenfluorescens 93 røntgenfluorescens-spektrometri 78 røntgenspektrum 83, 85 røntgenstråler 83 røykkvarts 157, 173 safir 113 saltstokk 111 sammenvoksningstvillinger 36 sandwich 145 sanidin 160, 174 saussurittisering 137 scheelitt 126, 172 schillereffekt 66 Schottkydefekt 60 sekundær tvilling 40 serisitt 149 serpentin 131, 146, 175 sfenoid 16, 17 sfenoidal klasse 24 sideritt 121, 172 silika 155 sillimanitt 55, 131, 132, 178 sinkblende 103, 169 sinkblendestrukturen 104 sinober 105, 169 SiO2-mineraler 155 SiO2-polymorfene 55 sjiktsilikat 128, 129, 143 skapolitt 163, 174 skolesitt 165 skrudislokasjon 58, 59, 60 skrueakse 16 smaragd 138 smektitt 151, 154 smeltediagram 130 smithsonitt 121 sodalitt 164, 174 soneakser 13 soner 13 sorosilikat 127, 135, 177 spaltbarhet 64, 162 spessartin 133, 178 spilittisering 137 spinell (vanlig) 115, 171 spineller 171 spinellgruppen 73, 114 spinellstrukturen 73, 116

phillipsitt 166 phyllosilikat 129, 143, 175 piezoelektrisitet 70, 157 pigeonitt 140 pinakoid 15 pinakoidal klasse 24, 26 plagioklas 158, 174 plagioklassystemet 161 platina 97 polyhalitt 125 polymorfi 52, 156 polytypi 53, 144 positivt hull 69 positronnedbrytning 74 prehnitt 154, 175 prisme 16, 17, 157 proustitt 109, 170 pseudokromatisk 66 pumpellyitt 137 punktgrupper 19 pyralspitt 133 pyramidal klasse 23 pyramide 16, 17 pyrargiritt 109, 170 pyritt 169 pyroelektrisitet 70 pyrofyllitt 147, 175 pyroksen 139, 176 pyrolusitt 117, 118, 171 pyrop 133, 178 radioaktivitet 73 radiogene datterprodukter 76 radiometrisk al der sdatering 77, 78, 134 radius/radius-forhold 42, 45 rasjonale akseavsnitt 12 rekonstruktiv faseovergang 53, 155 remanens 72 rhodokrositt 121, 172 rhodonitt 141 riebeckitt 142, 177 ringsilikat 127, 128, 137 romboeder 16, 120, 157 romgitter 16 romgrupper 19 rosenkvarts 157, 173 rubin 113 rutil 116, 171 ryggradslag 145 rødgyldigerts 109, 170

183

spodumen 176 sporelementfordeling 51 stabil 52 staurolitt 134, 178 stereografisk projeksjon 13, 14 stilbitt 166, 175 stishovitt 156 strain 62, 70 strek 69 strengpertitt 159 stress 62 strontianitt 122 strukturformel 48, 49 strukturposisjon 48 submetallisk glans 69 substitusjon 49 sulfater 172 sulfider 169 susceptibilitet 70 svalehale 124 svalehaletvilling 39 svelleleire 151 svovel 97, 168 svovelkis 106, 169 syklosilikat 127, 137, 177 sylvitt 111, 168 symmetri 9 symmetriakse 10 symmetriplan 10, 21 symmetrisentrum 10, 21 sølv 97, 168 talk 131, 148, 175 tektosilikat 128, 129, 155, 173 tennantitt 109, 170 terning 16 tetraederlag 144 tetraedrisk 127 tetraedritt 109, 170 tetragonal dipyramidal klasse 28 tetragonal skalenoedrisk klasse 28 tetragonale system 26 thomsonitt 166 thoritt 135, 178 thortveititt 135 thulitt 136, 177 tilvekstspiral 58 titanitt 135, 178 topaz 132 translasjon 16

tremolitt 142, 176 tridymitt 155 trigonal romboednsk klasse 34 trigonal trapesoedrisk klasse 34 trigonale system 34 trikline system 24 trilling 38 trioktaedrisk 144, 145, 146, 150, 152 turkis 125 turmalin 138, 177 tvillingakse 36 tvillingkrystaller 36, 163 tvillinglov 37 tvillingplan 36 tvillingstriper 37 ugranditt 133 ultrafiolett "lys" 65 ulvospinell 115 underkjøling 57 uraninitt 118, 171 uvarovitt 133, 134, 178 van der Waals binding 42 vekstmekanismer 57 veksttvilling 40 venstrekvarts 155 vermikulitt 151, 154 vesuvian 136, 177 vinkelkonstansloven 11 vismutglans 106, 169 vivianitt 125 witheritt 122 wolframater 172 wolframitt 126, 172 wollastonitt 139, 141, 176 wurtsitt 103 xenotim 125, 173 zeolitt 155, 164, 175 zirkon 134, 178 zoisitt 136, 177 ægirin 140, 176 åpen form 15

184