Videregående geologi 8241200900 [PDF]

Zitiervorschau

Videregående geologi Tore Prestvik - Sverre Ola Johnsen Håkon G. Rueslåtten - Torleiv Moseid

Fellesspråklig utgave

Vett&Viten

NB Rana Depotbiblioteket

©Vett & Viten A/S 1995

ISBN 82-412-0090-0 Illustrasjoner: Fotografiene er tatt av forfatterne når annet ikke er nevnt.

Boka er godkjent av Nasjonalt læremiddelsenter i oktober 1995 for bruk i studieretningsfaget Videregående geologi på videregående kurs 2 i studie­ retning for allmenne fag. Godkjenningen gjelder inntil ny fagplan eller revidert læreplan blir tatt i bruk.

Språket i denne boka er dels nynorsk, dels bokmål, i henhold til brev av 28.1.1987 fra Kirke- og Undervisningsdepartementet: «...lærebøker for små elevgrupper (under 300 i året) lages som fellesspråklige utgaver med ca. 40% av innholdet på den ene målform. Ordningen gjøres som en prøveordning for tre år. Deretter vurderes ordningen.» (Ordningen er pr. dags dato ikke endret.) Det må ikke kopieres fra denne boka i strid med åndsverkloven eller med avtaler om kopiering med Kopinor, Interesseorgan for rettighetshavere til åndsverk. Kopiering i strid med lov eller avtale kan føre til erstatningskrav og inndragning, og kan straffes med bøter eller fengsel.

Printed in Norway 1995, by Østlands-Postens Boktrykkeri A.S., Larvik. Utgiver: Vett & Viten A/S Postboks 4,1321 Stabekk

FORORD I denne boka tar vi opp de temaene som ifølge fagplanen skal inngå som kjernedel i undervisningen i 3-timersfaget 3 GE. Stoffomfanget er basert på at elevene har et faglig grunnlag som tilsvarer 2 GE, slik det for eksempel i sin helhet er gjennomgått i grunnboka (Geologi 2 GE). I første del av boka (kapitlene 1 til 5) behandles generelle emner som mineralogi med litt krystallografi, petrografi og bergartsdannende prosesser, stratigrafi, Norges berggrunn (med kontinentalsokkelen og Svalbard) og kvartærgeologi. Andre del tar for seg mer anvendte deler av geologifaget. I kapittel 6 defi­ neres begreper som ressurser og reserver. Kapitlene 7 og 8 beskriver detaljert viktige anvendte fagområder som petroleumsgeologi og hydrogeologi. I kapittel 9 gis en oversikt over faste mineralske ressurser. Disposisjonen avviker således noe fra inndelingen i kjernestoff og tilvalgsstoff slik det kommer fram i fagplanen, der for eksempel hydrogeologi er satt opp som kjernestoff, mens petroleumsgeologi er tilvalgsstoff. Vi har ikke funnet det nødvendig å repetere altfor mye av stoffet fra grunnboka, særlig ikke der temaene ble behandlet i egne kapitler. Når det gjelder temaet kart for eksempel, viser vi således til et kapittel under tilvalgs­ stoff i grunnboka (kapittel 9). Vi har heller ikke et eget kapittel om jordarter, slik det er antydet i fagplanen, men dette temaet er behandlet i kapitlet om kvartærgeologi når det gjelder regional utbredelse i Norge, i grunnboka og andre kapitler i denne boka når det gjelder klassifisering og dannelse. Når det gjelder jords­ monn og jordprofiler, viser vi til et eget kapittel i grunnboka (kapittel 12). Av øvrige temaer som fagplanen setter opp som mulig tilvalgsstoff, viser vi på samme måte til kapitlene om paleontologi og geologiske dateringsmetoder i grunnboka. Anvendte geofysikk-emner er omtalt i kapitlene om petroleumsgeologi, hydrogeologi og faste mineralske ressurser. Boka er forsynt med en samling av arbeidsoppgaver og spørs­ mål til hvert kapittel. Noen oppgaver er formulert slik at de kan brukes som kontrollspørsmål på viktige faguttrykk og emner, andre krever at en setter seg grundigere inn i stoffet som helhet før det er mulig å lage et fullgodt svar. I helt spesielle tilfeller kan det være aktuelt å søke informasjon fra andre kilder for å lage gode besvarelser. Til undervisningen i faget er det nødvendig at skolen dispone­ rer en relativt rikholdig samling av mineraler og bergarter, og at man har et passe utvalg av geologiske kart og et bibliotek med

utfyllende og videregående stoff. En systematisk mineral- og bergartssamling kan lages av en kyndig lærer eller kjøpes. Det har ikke vært aktuelt å illustere mineral- og bergartsdelen av denne boka med fargebilder. En steinbok i farger kan derfor være til god hjelp og bør finnes i skolebiblioteket. Til studiet av Norges berggrunn (kapittel 4) og kvartærgeologien (kapittel 5) vil det være fint om elevene har tilgang på fargetrykte kart utgitt av Norges geologiske undersøkelse (NGU). Som minimum anbefaler vi NGUs berggrunnsgeologiske kart (målestokk 1 : 3 mill) over Norge med beskrivelse (utgitt på Tapir Forlag) og kvartærgeologisk kart over Norge i målestokk 1 : 1 mill. NGU utgir hvert år en kartkatalog med full oversikt over generelle kart i ulike målestokker så vel som spesialkart (over sand- og grus­ forekomster, naturlig radioaktivitet, geofysiske kart osv.). Disse produktene kan bestilles gjennom bokhandel. Man kan også få kjøpt gode lysbildesett og videofilmer (stort sett utenlandske med engelsk tekst). Selv om boka er skrevet etter en bestemt fagplan og ikke behandler alle aktuelle temaer innen geologien, tror vi at den kan være av interesse for andre skoleslag - blant annet yrkesfaglige - som oppslagsbok for lærere i andre natur- og miljøfag og ikke minst for den vanlige geologi-interesserte leser.

Trondheim/Grimstad høsten 1995 Tore Prestvik - Sverre Ola Johnsen Håkon G. Rueslåtten - Torleiv Moseid

7

INNHOLD 1 MINERALER 9 Krystallografi 10 Arbeidsoppgaver 38 2 BERGARTER 40 Petrologi 40 Petrografi 60 Arbeidsoppgaver 84

3 STRATIGRAFI 86 Relative dateringer 87 Geologisk tid og kronostratigrafi 89 Litostratigrafi 90 Biostratigrafi 91 Arbeidsoppgaver 92 4 NORGES BERGGRUNN 93 Geologien på fastlandet 93 Geologien på Svalbard 101 Geologien i Nordsjøen 103 Arbeidsoppgaver 107

5 KVARTÆRGEOLOGI 108 Kvartærtida 108 Isbrear og nedisingar 109 Istidene 115 Arbeidsoppgåver 139

6 DEI GEOLOGISKE NATURRESSURSANE 140 Generell innleiing om geologisk grunnlag, utvinning og ut­ nytting 140 Ressursar og reservar 141 Arbeidsoppgåver 144 7 PETROLEUMSGEOLOGI 145 Hydrokarboner 145 Forutsetninger for at petroleum skal finnes 148 Arbeidoppgåver 181

8 8 HYDROGEOLOGI 183 Vatnet som ressurs 183 Det hydrologiske krinsløpet 187 Porøsitet - sprekkar - permeabilitet 189 Sporstoff-forsøk 191 Markvatn og grunnvatn 192 Grunnvatn i berggrunnen 194 Arbeidsoppgåver 209

9 FASTE MINERALSKE RESSURSAR 210 Norsk mineral- og bergindustri i dag 210

Stikkordregister 233

KAPITTEL 1

MINERALER Av Tore Prestvik

Figur 1 Modell av kubisk kry­ stall med tre typer flater utviklet. Merk at punkttettheten er for­ skjellig for de ulike flatene.

Bergarter og jordarter består av mineraler. Allerede de første mennesker forstod at det var forskjell på de ulike mineralers og bergarters egenskaper: De valgte spesielle slag til ulike praktiske formål, og senere til foredling. Mineralene utgjør således viktige ressurser. De geologiske prosessene som danner mineralene, går så sakte at de fleste mineralske ressursene må ses på som ikke-fornybare. Mesteparten av vår hverdag er avhengig av pro­ dukter vi får fra utnyttelse av mineraler. Via næringskjeden inneholder den maten vi spiser, nødvendige næringsstoffer. De skriver seg fra oppløste ioner som plantene har tatt opp fra jords­ monnet, altså i stor grad fra mineraler. Det gjelder ioner av grunnstoffer som fosfor, kalsium, magnesium og svovel. Ellers behøver vi salt. Det får vi fra mineralet halitt (NaCl). Alle de metallene vi omgir oss med i dagliglivet, kommer opprinnelig fra foredling av spesielle mineraler i det vi kaller malmforekom­ ster. Ganske vanlige bergarter brukes til ulike bygningsformål, til pukk og i veidekker, mens spesielle mineraler trengs for å lage produkter som sement eller glass. Et mineral er et naturlig forekommende, uorganisk stoff med en veldefinert indre oppbygning, det vi kaller krystallstruktur. I denne strukturen forekommer de enkelte atomer eller ioner på bestemte steder, gitterposisjoner. Hvert mineral har bestemte fysiske egenskaper, men den kjemiske sammensetningen kan variere noe. Mineralene er homogene} hvis vi slår på et stykke av mineralet kalkspat (CaCO3) med en hammer, vil mineralstykket spaltes opp i mindre biter som hver for seg vil ha samme sam­ mensetning og indre oppbygning og fysiske egenskaper som det mineralstykket vi slo på. Mineraler er faste stoffer. Ved sterk oppvarming vil de enten smelte eller dekomponeres på annen måte. Det fører til at den regelmessige indre strukturen brytes ned, og stoffet er ikke len­ ger et mineral etter definisjonen. Hittil er det funnet mer enn 3500 mineraler i naturen. De fleste av dem er imidlertid ganske sjeldne. A samle mineraler er en hobby mange har. Mineralsamlerne søker gjerne å finne de o

10 sjeldne mineralene. I vanlige bergarter finner vi bare et lite antall mineraler. Dersom vi kjenner de 25-35 vanligste mineralene, har vi et meget godt grunnlag for å forstå bergartsdannende og andre geologiske prosesser.

Krystallografi Alle stoffer med en regelmessig, ordnet indre struktur sies å være krystallinske. Slik er alle mineraler krystallinske ifølge definisjonen. En del andre faste stoffer som dannes ved geolo­ giske prosesser, for eksempel glass, er ikke-krystallinske stoffer fordi de enkelte atomer og ioner ikke forekommer i fast definerte posisjoner. Krystallografi er en egen fagdisiplin innen fysikk, kjemi og mineralogi. Krystallografene studerer både de indre og ytre for­ hold ved såvel naturlige som kunstige krystallinske stoffer. Geo­ logene interesserer seg særlig for mineralenes indre oppbygning og ytre form. Den regelmessige oppbygningen hos mineralene fører til at de kan danne krystaller som er avgrenset av plane flater. En berg­ krystall er en krystall av mineralet kvarts. Ved nærmere studium av bergkrystaller finner vi at flatene gjenspeiler et spesielt møns­ ter, de viser en regelmessighet vi kaller symmetri. Denne regel­ messigheten dannes på grunn av symmetxielementer som symmetriplan, symmetriakser og symmetrisentrum.

Figur 2 Eksempler på symmetri. Figuren til venstre inneholder tre symmetriplan. Der de skjærer hverandre, står en tretallig symmetriakse loddrett på papirplanet (i midten). Til høyre ser vi to flater (plan) som er symmetriske om et punkt, et symmetrisentrum. De to planene er parallelle.

11

Figur 3 Enhetscelle i en todi­ mensjonal krystallmodell. De likeverdige romgitterpunktene er spesielt avmerket.

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 flere ganger i løpet av en full omdreining om en bestemt retning i krystallen, kaller vi denne retningen en symmetriakse. Hvis krystallen kommer i en posisjon lik utgangsposisjonen etter 180° dreining om aksen, altså to ganger i løpet av en full omdreining, har krystallen en totallig symmetriakse. Tilsvarende vil dreininger på 120°, 90° og 60° kunne gi henholdsvis tretallige, firetallige og sekstallige symmetriakser. Hos en del krystaller vil to flater være symme­ triske om midtpunktet i krystallen. Da er midtpunktet et symmetrisentrum, og de to flatene er parallelle. Mange krystaller har flere typer symmetri samtidig. En terningformet krystall av flusspat har både tretallige og firetallige symmetriakser, og dessuten har den en rekke symmetriplan. Ser vi derimot på en krystall av feltspaten plagioklas, finner vi at den bare har symmetrisentrum. Krystallenes symmetri gjenspeiler regelmessigheten i den indre oppbygning av atomer og ioner. Dersom vi studerer den indre oppbygningen av en krystall, vil vi finne at vi med utgangspunkt i et bestemt punkt vil finne andre punkter i struk­ turen som kan betraktes som identiske med utgangspunktet. Hvis vi i et tredimensjonalt nettverk av byggesteiner forbinder nærlig­ gende identiske punkter med linjer, vil figuren vi får fram, være krystallens enhetscelle eller elementærcelle. I denne cellen vil det være bestemte relasjoner, både mellom sidekantenes lengde og av vinklene mellom dem. Ved å foreta slike teoretiske vurde­ ringer finner vi at det bare fins et lite antall prinsipielt ulike enhetsceller når det gjelder symmetriegenskaper. I 1848 viste franskmannen Auguste Bravais at det bare fins 14 slike gitter. Sju av dem er det vi kaller enkle eller primitive gitter, de andre sju er mer komplisert oppbygd. De enkle Bravaisgitrene, som de gjerne kalles, utgjør grunnlaget for de sju krystallsystemene.

Krystallsystemer. Vi skal nå se på akse- og vinkelforholdene i de sju krystallsystemene. Hvis vi velger det ene av hjørnene i enhetscellen som origo, vil de tre sidekantene danne aksene i et koordinatsystem, og kantlengden danner enhetsavstanden langs aksen. De tre aksene kalles vanligvis a, b og c, vinkelen mellom b og c kalles a, vinkelen mellom a og c kalles [3, og vinkelen mellom a og b kalles y. I det trikline system er cx * [3 * y * 90°, og enhetslengden er forskjellig langs alle aksene (a * b * c). Triklin betyr tre skjeve, Figur 4 Treakset koordinatsys­ det vil si tre skjeve vinkler. tem der cx * (3 * y * 90°, og I det monokline system er cx = |3 = 90° og |3 > 90°, mens a * b * enhetslengden er forskjellig c. Monoklin betyr at det er én skjev vinkel (|3). langs alle aksene (a * b * c). Ytterligere forenkling finner vi i det ortorombiske system, der

12 a - p = y = 90°? altså et rettvinklet koordinatsystem. Også her har aksene ulik enhetslengde (a * b * c). Fra dette systemet kommer vi over i det tetragonale system ved å sette enhetslengden lik for to av aksene, for eksempel a = b. Her er altså a = p = y = 90° og a = b * c. I det kubiske (regulære) system er alle aksene likeverdige (a = b = c) og enhetscellen en terning. Dersom vi klemmer en terning sammen (eller strekker den ut) langs en av diagonalene, blir den deformert til et romboeder, som er enhetscellen i det trigonale system. Her er ot = P = y * 90°, mens enhetslengden er lik langs alle aksene. I det heksagonale system er to av aksene like lange: a = b * c. Vinklene a og P er begge 90°, mens y er 120°.

Krystallformer. På grunn av symmetriegenskapene opptrer i mange tilfeller flere likeverdige krystallflater på en og samme krystall. Til sammen utgjør de det vi kaller en krystallform eller bare en form. Vi har allerede nevnt formene terning og romboe­ der. Hver av disse formene består av seks likeverdige flater. Andre vanlige former er pyramide og prisme, som begge kan ha tre, fire eller seks flater. Tetraeder har fire, oktaeder har åtte og dodekaeder har 12 flater. Formen pinakoid, som er vanlig hos blant annet feltspatene, består av to parallelle flater. Hos mange krystaller finner vi flere former samtidig. Mest kjent er kanskje kvartskrystaller som ofte består av formen prisme (seks prismeflater) og pyramideliknende romboederflater i begge eller én av endene.

Figur 5 De sju enkle romgittertypene (bravaisgitrene): 1 triklint, 2 monoklint, 3 ortorombisk, 4 tetragonalt, 5 kubisk, 6 trigonalt (romboedrisk), 7 heksagonalt.

Figur 6 Eksempler på krystallformer: a) tetragonalt prisme, b) heksagonalt prisme, c) tetragonal bipyramide, d) oktaeder, e) dodekaeder, f) form sammensatt av tetragonalt prisme (sideflater) og bipyramide (topp og bunn). I c) er hver flate en likebeint trekant, mens flatene i et oktaeder (d) er likesidete trekanter.

a

Tvillingkrystaller. Noen krystaller består av to eller flere deler hvor noen av akseretningene i krystallgitret er felles, mens andre er forskjellige. Sammenvokste krystaller med slike lov­ messige egenskaper kalles tvillinger og de ulike delene tvillingindivider. Hos ulike mineraler finner vi ofte igjen samme type av sammenvoksning. Feltspatene er den mineralgruppen der tvillingdannelse er mest vanlig. Hos plagioklas er regelmessige sammenvoksninger svært vanlig langs det planet a- og c-aksene danner. Disse sammenvoksningene består vanligvis av mange individer, og de kalles albitt-tvillinger. På plagioklasens gode spalteflate framtrer sammenvoksningen mellom individene som en rekke parallelle striper eller riss (tvillingstriper). Hos kalifeltspaten ortoklas er det ikke uvanlig å finne en annen tvillingtype, kalt karlsbadtvilling, der to individer har vokst sammen på en litt mer komplisert måte.

Figur 7 Eksempler på tvillingkrystaller. Til venstre albitttvillinger slik de utvikles hos plagioklas, og til høyre gjen­ nomtrengende karlsbadtvilling som forekommer hos ortoklas.

Mineralenes fysiske egenskaper Hardhet (H). I 1822 foreslo den østerrikske mineralogen Friedrich Mohs en hardhetsskala basert på 10 mineraler. Denne skalaen har senere vært brukt av mineraloger og geologer. Den bygger på at hvert mineral i skalaen er i stand til å ripe (risse) de mineraler som har lavere hardhet. Til å bestemme ukjente mineralers hardhet etter denne skalaen benytter vi noen få enkle hjel­ pemidler som fingernegl, knivspiss og glassplate.

14

Tabell 1: Mohs’ hardhetsskala Hardhet etter Mohs’ skala

Mineral

1

Talk

2

Gips

Fingernegl

(2,2) 3

Vanlig hjelpemiddel ved enkel hardhetsbestemmelse

Kalkspat Vanlig koppermynt

(3,5)

4

Flusspat

5

Apatitt

(5,1)

Geologhammer

(5,2)

Vanlig knivspiss

(5,5)

Vindusglass

6

Feltspat

7

Kvarts

8

Topas

9

Korund

10

Diamant

Brudd og spaltbarhet/kløv. Dersom et mineral utsettes for påkjenninger som overstiger elastisitetsgrensen, vil det oppstå et brudd. I noen mineraler - som kvarts, granat og olivin - er de kjemiske bindingene omtrent like kraftige i alle retninger i krystallstrukturen. Et brudd vil derfor ikke følge noen spesielle ret­ ninger, det vil bli uregelmessig. Slike mineraler kan likevel ha et karakteristisk bruddmønster. Et eksempel på dette er det vi kal­ ler glassaktig brudd (konkoidalt) hos kvarts og olivin. I minera­ ler hvor bindingskreftene varierer i styrke i ulike retninger, vil bruddet som regel skje på en mer regelmessig eller forutsigbar måte, mineralene har det vi kaller spaltbarhet eller kløv. Evnen til kløv varierer mye fra mineral til mineral. Vi skal her nevne noen få eksempler. Glimmer har én meget god spalteretning, slik at mineralet lett spaltes i tynne flak. Feltspat har én god og én

15 noe mindre god kløvretning. De to retningene står omtrent vin­ kelrett på hverandre. På grunn av dette har spaltestykker av felt­ spat gjerne en prismatisk form. Kalkspat har tre meget gode spalteretninger. De danner en konstant, skjev vinkel med hver­ andre, slik at spaltestykkene har en romboedrisk form. Minera­ lene pyroksen og amfibol har to gode spalteretninger. Hos pyroksen danner de omtrent 90° med hverandre, og hos amfibol er vinkelen ca. 120°. Disse kløvegenskapene er så karakteris­ tiske at de kan benyttes når mineralene skal bestemmes.

Figur 8 Spaltbarhet (kløv) hos pyroksen (øverst) og amfibol (nederst).

Farge. Et minerals farge avhenger av hvilke deler av det syn­ lige lysspekteret som blir absorbert av atomene i mineralet. Mørke og svarte mineraler absorberer det meste av lyset, mens lyse mineraler absorberer lite. Fargen er ikke alltid den samme for ulike eksemplarer av et mineral og er derfor ikke en egen­ skap som kan tillegges altfor stor vekt ved praktisk mineralbestemmelse. Kvarts for eksempel kan ha så ulike farger som glassklar, hvit, grønn, rosa, fiolett, grå og gul. De ulike fargene skyldes gjerne små mengder av fargete inneslutninger, populært kalt forurensninger. Strek eller strekfarge. Et minerals strek er fargen på det pul­ ver en får når mineralet finknuses. I praksis undersøker vi mine­ ralenes strekfarge ved å ripe dem mot en hvit og ru gjenstand av porselen, for eksempel en vanlig elektrisk sikring. Porselen er et meget hardt materiale, og for mange fargete mineraler vil det da bli liggende igjen et tynt belegg, en strek, på den hvite porselensflaten. Det er særlig de mørke sulfid- og oksidmineralene vi undersøker med hensyn til strek.

Glans. Mineralenes glans forteller om hvordan brudd- og krystallflatene reflekterer lys. Egenskapen kan være verdifull ved bestemmelse av mineraler idet den baserer seg direkte på synsinntrykk uten hjelp av spesielle instrumenter. Sulfider og metaller har metallisk glans, mens de fleste lyse mineraler har ulike typer av ikke-metallisk glans, for eksempel glassaktig glans som vi finner hos kvarts, og matt eller fettaktig glans som hos nefelin og apatitt. Den spesielle glansen til diamant kalles adamantinglans.

Tetthet (densitet, D). Mineralene viser stor variasjon i tetthet. Blant de vanlige mineraler er det imidlertid liten variasjon. Lyse mineraler er som regel noe lettere enn mørke: kvarts 2,65, felt­ spat ca. 2,6-2,7, gips 2,3, olivin 3,2-4,4 og pyroksen 3,2^4,0. De fleste ertsmineraler (malmmineraler) er ganske tunge: mag­ netitt 5,2, svovelkis 5,0 og blyglans 7,6. Tetthet måles i g/cm3.

16 Magnetisme og radioaktivitet. Bare to relativt vanlige mine­ raler er naturlig magnetiske. Det er først og fremst den sterkt magnetiske spinellen magnetitt og sulfidmineralet magnetkis. Begge disse mineralene vil påvirke for eksempel en kompassnål. I tidligere tider ble staver av magnetitt brukt til blant annet kom­ passnåler. Noen mineraler er naturlig radioaktive på grunn av at de inne­ holder radioaktive grunnstoffer som uran og thorium. Det er de radioaktive mineralene i bergartene i mantelen og jordskorpa som produserer varmen som driver de indre prosessene i jorda.

Mineralenes kjemiske sammensetning Det er vanlig å dele mineralene inn i grupper etter kjemisk sammensetning. De to vanligste grunnstoffene i jordskorpa, sili­ sium og oksygen, inngår i svært mange av de vanlige minera­ lene. Disse to grunnstoffene bindes sammen ved kovalent binding (de deler elektroner) til små enheter som vi kaller SiO4-tetraedre. Denne enheten kan så enten bindes til andre grunnstoffer ved ionebinding (de enkelte komponentene har lad­ ninger, slik at de trekkes til hverandre eller støtes fra hverandre) eller til andre SiO4-tetraedre. Selve SiO4-tetraedret er et anion med fire negative ladninger. En del viktige mineraler inneholder andre anioner, for eksempel klor (Cl-), fluor (F-), svovel (S2“), karbonat (CO32-), fosfat (PO43-), oksygen (O2~), hydroksyl (OH~) og sulfat (SO42-). Anionene bindes sammen av positivt ladete kationer, som regel av metaller. Det er vanlig å dele inn mineralene etter hvilket anion som dominerer i strukturen. Enkelte grunnstoffer (for eksempel gull og karbon) kan imidlertid opptre i elementær form i naturen. I denne boka bruker vi denne inndelingen:

1 Grunnstoffer (elementer)

4 Oksider og hydroksider

2 Halogenider

5 Karbonater, fosfater og sulfater

3 Sulfider

6 Silikater

Mineraler i gruppene 1, 2 og 3 inneholder ikke oksygen. I de andre gruppene opptrer oksygen enten som enkelt anion (O2- i gruppe 4) eller bundet til andre atomer som hydrogen, karbon, fosfor, svovel eller silisium med kovalent binding til det vi kaller kompleksanioner.

Mineraldannende prosesser Før vi begynner den systematiske gjennomgangen av de enkelte mineralene, skal vi se litt på de prosessene som forårsa­ ker at mineralene dannes. De viktigste mineraldannende prosessene foregår på jordover­ flaten eller i jordskorpa. Vi kan dele dem inn i grupper på grunn­ lag av de temperaturer de skjer under.

(1) Forvitringsprosesser og diagenese (0-200 °C). Ved atmosfæreforhold er svært mange av de mineralene som er dan­ net ved høy temperatur (eventuelt også høyt trykk), ustabile. De reagerer kjemisk med ulike stoffer fra vann og luft (H2O, CO2, SO2), og det dannes nye mineraler, særlig ulike typer av leirmineraler, hydroksider, karbonater og sulfater. De utgjør sammen med kvarts (og til dels feltspat) de sedimentære bergartene. Under forsteiningsprosessen (diagenesen) reagerer mange av disse mineralene med hverandre, eller de omkrystalliseres. Ofte utfelles det også nye mineraler. På denne måten forandres løse sedimenter til fast bergart. (2) Metamorfose (200-800 °C). De metamorfe prosessene sty­ res av temperatur- og trykkforholdene og likner på mange måter noen av de prosessene som skjer ved diagenese. Nydannelse av mineraler ved at to eller flere mineraler inngår i en reaksjon, gjerne sammen med H2O eller CO2, er svært typisk. Rekrystallisering, som regel med forandring i kornstørrelse som resultat ved høyere temperaturer, er også meget typisk. I likhet med magmatiske mineraler vil mange metamorfe mineraler være ustabile ved atmosfæreforhold.

(3) Magmatiske prosesser (600-1200 °C). Her dannes minera­ lene ved utfelling (krystallisering) fra smelter (hovedsakelig silikatsmelter). Det skjer enten i dypet, hvor de etter størkning danner plutonske bergarter (dypbergarter) eller ganger, eller på jordoverflaten, hvor de danner vulkanske bergarter (dagbergar­ ter). Magma dannes ved delvis oppsmelting av faste bergarter i øvre mantel eller i nedre deler av jordskorpa. (4) Hydrotermale prosesser. Ved magmatiske og metamorfe prosesser frigjøres som regel varme vannløsninger (= hydroter­ male løsninger). De 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 metasoma-

18

Figur 9 Bergartenes kretsløp.

tose. De vanligste hydrotermale mineraler er kvarts, kalkspat og epidot, 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 forflyttes som oftest før de blir avsatt og senere begravd og omformet til fast bergart. Ved tilstrekkelig begravning eller ved at avsetningene tar del i jordskorpebevegelser 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 pro­ sesser: Ringen er sluttet.

Mineralene Grunnstoffer (elementer) Blant de få grunnstoffer som forekommer i ren form i naturen, finner vi noen svært viktige mineraler. Sølv (Ag) er kubisk med H = 2,5-3 og D = 10,5. Sølv var i flere hundre år et viktig økonomisk mineral her i landet. Hovedforekomstene var ved Kongsberg, der mineraliseringen er knyt­ tet til områder hvor yngre kalkspatganger krysser rustsoner i

gneisene. Her opptrer sølv på flere måter, men best kjent er trådsølvet. Sølv er funnet i ubetydelige mengder på en rekke steder i det sørnorske grunnfjellet og enkelte steder i den kaledonske fjell­ kjeden og i Oslofeltet.

Gull (Au) er kubisk med H = 2,5-3 og D = 19,3. Fargen er mørk gul til sølvgrå. Gull 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 (elveavsetninger). Således er noen av verdens viktige gullforekomster 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, blant annet ved Eids­ voll, Bleka i Telemark, på Bømlo, nær Oppdal og flere steder i Bindal i Nordland. Gull forekommer dessuten ofte som små inneslutninger, spesielt i koppermineraler. Det har vært produ­ sert en god del gull fra norsk koppermalm. Diamant og grafitt (C). Begge disse mineralene består av rent karbon. Karbonatomene kan altså bindes sammen til to ulike krystallstrukturer. Diamant er kubisk med H = 10 og D = 3,5. Diamant er hvit til grå. Den heksagonale grafitten har H = 1 og D = 2,2. Grafitt er svart og har svart strekfarge. Hos diamant er hvert karbonatom bundet 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. Denne store grad av regel­ messighet i alle retninger fører til at diamant med sine sterke kovalente bindinger blir et meget hardt mineral - det hardeste vi kjenner til. På grunn av den kovalente bindingen er diamant ikke i stand til å lede elektrisk strøm. Når hvert karbonatom bindes kovalent til tre andre karbonatomer som hos grafitt, dannes plane sjikt, og en del av elektronene deltar ikke i bindingen. Disse frie elektronene fører til at grafitt er elektrisk ledende. De absorberer også mye lys. Det er årsaken til den mørke fargen hos grafitt. I grafittstrukturen er de ulike karbonlagene bundet sammen av relativt svake bindinger. Mens avstanden mellom hvert karbon­ atom innad i et sjikt er 0,142 nm, er avstanden mellom hvert sjikt over dobbelt så stor, 0,34 nm (1 nm = 10-9 m). Langs sjiktene er spaltbarheten perfekt. r 10 Strukturen til diamant Diamant må karakteriseres som et svært sjeldent mineral. Den 'g grafitt (b). primære forekomstmåte for diamant er som mineral i bergarten

20 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 fins også i Australia, det tidligere Sovjetunionen og USA. Sekundær diamant er funnet i elvegrus i India, Brasil, Sør-Afrika og Zaire. Diamanter som brukes til industrielle formål, kommer ofte fra slike forekomster. Mineralet grafitt fins vesentlig i metamorfe sedimentbergarter. Under reduserende forhold (liten tilgang på oksygen), blir orga­ nisk materiale omdannet til amorft karbon (kull), 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 som spormineral i skiferbergarter og i enkelte marmorer.

SULFIDER Sulfidene består av metallatomer som er bundet til svovel. Mange av sulfidene er økonomisk viktige mineraler. Generelt har sulfidmineralene innslag av både metallisk og kovalent bin­ ding. De har metallisk eller nesten metallisk glans, de reflekterer lys svært godt og er opake (ugjennomskinnelige). Bortsett fra svovelkis er de aller fleste sulfider bløte og har høy tetthet sam­ menliknet med silikatmineraler. Blyglans (PbS) er kubisk med H = 2,6 og D = 7,6. Blyglans danner terningformete krystaller og spalter lett langs terningflatene. Fargen er blygrå og streken gråsvart. Blyglans er vår vik­ tigste kilde for metallet bly. Blyglans forekommer først og fremst hydrotermalt, men fins også i karbonatbergarter og i mas­ sive sulfidforekomster med svovelkis som hovedmineral. Som regel forekommer blyglans sammen med sinkblende i slike fore­ komster. En annen viktig forekomstmåte for blyglans er som impregnasjon (som spredte mineralkorn) i sandsteiner. Her i landet har blyglans lenge vært et viktig økonomisk mine­ ral. Ved flere av de svovelkisdominerte sulfidforekomstene har blyglans vært et viktig biprodukt, og ved Bleikvassli og Mofjellet et av hovedproduktene. Blyglans inneholder mange steder små mengder utvinnbart sølv. Langs den kaledonske fjellkjede randen i øst er det flere betydelige blyforekomster. De forekom­ mer i sandsteiner og er knyttet til en spesiell stratigrafisk horisont. Den største forekomsten ligger i Laisvall i Sverige, men mineralisering av denne typen fins også flere steder i Sør-Norge (blant annet Vardal) og i Finnmark.

Sinkblende (ZnS) er kubisk med H = 3,5 og D = 4,1. Fargen varierer fra lys gulbrun til nesten svart. Strekfargen varierer fra

Figur 11 Blyglansstrukturen. Skjematisk i (a) og med riktig størrelses­ forhold mellom ionene i (b).

gulbrun til rødbrun. Mineralet har flere gode spalteretninger, slik at steinprøver med mye sinkblende reflekterer lys fra flater i mange retninger. Det gir mineralet et glinsende preg. Sinkblende forekommer stort sett på samme måte som blyglans (bortsett fra i sandsteiner), og ofte sammen med blyglans. Det er et viktig produkt fra våre sulfidgruver og vår viktigste kilde for metallet sink.

Kopperkis (CuFeS2) er tetragonal med H = 3,5-4 og D = 4,2. Fargen er messinggul eller omtrent som hos gull. Streken er svart. Kopperkis er det viktigste koppermineralet her i landet. Kopperkis fins på mange hydrotermale ertsganger, i sulfidforekomster knyttet til grønnstein, sammen med magnetkis i fore­ komster knyttet til gabbro, og som porfyr-kopper-forekomster, der kopperkis opptrer sammen med mineraler som molybdenglans og sinkblendei en porfyrisk vertsbergart. 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, Vigsnes, Hjerkinn, Skorovatn og Joma. Magnetkis (Fex_xS) er monoklin eller heksagonal med H = 3,5—4,5 og D = 4,6. Mineralet er bronsefarget, det har gråsvart strek og er svakt magnetisk. Magnetkis er det vanligste mineral i sulfidforekomster knyttet til ultramafiske bergarter og gabbro. Her i landet forekommer magnetkis i forbindelse med en del gabbro, for eksempel på Ringerike, i Evje, i Råna i Ballangen og i Espedalen i Oppland. Ellers er magnetkis typisk for noen av sulfidforekomstene innenfor den kaledonske fjellkjeden, for eksempel i Rørosfeltet og Lillefjellklumpen ved Skorovatn i Nord-Trøndelag. I økonomisk sammenheng er magnetkis kan­ skje mest interessant fordi nikkelmineralet pentlanditt nesten all­ tid forekommer sammen med magnetkis. Svovelkis (FeS2) er kubisk. Det har H = 6-6,5 og D = 5,0. Svovelkis (også kalt pyritt) forekommer mange steder som vel­ utviklete krystaller, som regel med terningform. Fargen er lys gul. Strekfargen er mørk, nesten svart. Svovelkis er det vanligste av alle sulfidmineraler. Det forekommer i små mengder i omtrent alle slags bergarter. Svovelkis er hovedmineralet i mange massive sulfidforekomster. Hos oss finner vi stort sett slike forekomster i grønnsteiner. Den største forekomsten her i landet (ca. 30 mill, tonn) er (var) ved Løkken i Sør-Trøndelag. Svovelkis ble tidligere i stor grad brukt som råstoff for pro­ duksjon av blant annet svovelsyre, men er i dag ikke særlig vik­

22 tig i denne sammenheng. Når slike forekomster fremdeles har stor aktualitet, er det på grunn av innholdet av andre økonomisk interessante mineraler, først og fremst kopperkis, sinkblende og blyglans. Under reduserende miljø kan svovelkis dannes i sedimentbergarter, og opptrer hyppig sammen med magnetkis i mange leirskifrer, for eksempel i alunskifer, og er delvis ansvar­ lig for den svarte fargen til disse bergartene. Molybdenglans (MoS2) er heksagonal med H = 1-1,5 og D = 4,7. Mineralet har en glinsende blygrå farge, og streken er grønn på glassert porselen. Molybdenglans er den viktigste kilden for metallet molybden. Molybdenglans er de fleste steder knyttet til granittiske bergarter, til hydrotermale ganger eller til mineraliseringer av porfyr-kopper-type. Norge har vært en betydelig pro­ dusent av molybdenglans, men etter at Knaben Gruber i Vest-Agder ble nedlagt tidlig i 1970-årene, 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 skarnbergarter (inneholder kalsiumholdige silikatmineraler) ved Arendal og er nylig funnet som porfyrtype forekomst i Oslofeltet (Hurdal).

HALOGENIDER Halogenene fluor og klor danner forbindelser (halogenider) der ionebinding er den dominerende bindingstype. Halogenidene er blant annet på grunn av sin store løselighet lite utbredt i naturen, og bare halitt og flusspat kan betraktes som relativt van­ lige mineraler. Som gruppe er halogenidene mineraler med lav tetthet og hardhet. De fleste har lys farge. Halitt (NaCl) er kubisk med H = 2 og D = 2,2. Mineralet er fargeløst og til dels gjennomskinnelig. Det er løselig i vann. Strukturen er bygd opp med klorioner i hjørnene og midt på alle flatene i den terningformete enhetscellen. De små Na-ionene er da plassert midt på hver sidekant. Det gir en meget enkel struk­ tur. I naturen forekommer halitt først og fremst i sedimentære bergarter. Det dannes ved utfelling fra havvann eller salte inn­ sjøer i områder med stor fordamping. Slike saltavsetninger kal­ les evaporitter. I våre dager dannes saltavsetninger blant annet i det sørøstlige Middelhavet, i Rødehavet, i Persiabukta og i inn­ sjøer som Dødehavet, Great Salt Lake og Kaspihavet. I permperioden (286-245 millioner år 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, for eksempel i Tysk-

land, og danner mange steder viktige strukturer i sedimentlagene fordi de ved plastisk flyting har dannet saltstokker (diapirer) og oljefeller. Her i landet er halitt funnet som spormineral i nefelinsyenittpegmatitt på Seiland i Finnmark. I mange saltavsetninger fins små mengder av mineralet sylvitt (KC1), som er den viktigste kilde til kalium i kunstgjødselindustrien.

a = 0,564 nm

Figur 12 NaCl-strukturen.

Flusspat (CaF2) er kubisk med H = 4 og D = 3,2. Flusspat forekommer mange steder som terning- eller oktaederkrystaller. Mineralet kan ha flere farger, men fiolett er kanskje vanligst. Flusspat er et relativt vanlig spormineral, 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 blant annet ved Dalen i Telemark og i Lassedalen ved Kongsberg. Flusspat er et viktig industrimineral. Det brukes til fluorframstilling og som tilsetningsstoff ved stål- og alumini­ umsproduksjon.

OKSIDER OG HYDROKSIDER Oksiderte utgjør en stor mineralgruppe der ulike metaller er bundet til oksygen. Oksidene har som regel et betydelig innslag av ionebinding (50-75 %). Mange av dem er harde og opake, og de fleste av dem er tunge. Til vanlig opptrer oksidene som spormineraler, særlig i magmatiske og metamorfe bergarter. I kon­ sentrert form utgjør mange oksidmineraler viktige malmer.

Korund (A12O3) er trigonal med H = 9 og D = 4,0. Fargen kan variere fra brun eller rød til blå. Streken er hvit. Korund fore­ kommer først og fremst i kvartsfattige metamorfe bergarter med mye aluminium. Hos oss er korund funnet en rekke steder, best kjent er trolig forekomstene ved Froland i Aust-Agder og ved Arnes, Nes på Romerike. Korund er et viktig industrimineral. Det brukes som slipemiddel (blant annet til smergel), og når det forekommer i edel tilstand, som smykkestein. Blå korund beteg­ nes safir og rød rubin. Kunstig framstilt korund benyttes blant annet i lasere. o

Hematitt (jernglans, Fe2O3) er trigonal med H = 5-6 og D = 5,3. Hematitt har metallisk glans (derav jernglans), den har rød til svart farge, og streken er rød til rødbrun. Hematitt er nest etter magnetitt det viktigste jernmalmmineral. Det forekommer i bergarter dannet under oksiderende forhold, det vil si først og fremst i sedimentære og til dels metamorfe bergarter. Godt

24 utviklete krystaller av hematitt er kjent blant annet fra Langøy ved Arendal og Dypingdalen i Snarum. Jernmalmforekomstene til Rana Gruber i Dunderlandsdalen er rike på hematitt.

Ilmenitt (FeTiO3) er trigonal med H - 5-6 og D = 4,7. Både fargen og strekfargen er svart til brunsvart. Ilmenitt er utbredt som spormineral, 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 blant annet som fargestoff i maling, papir og plastikk, og til titanmetall, som er viktig i mange legeringer. Spinellene er en viktig mineralgruppe blant oksidene. De er alle kubiske. Vanlig spinell (MgAl2O4) er fargeløs og glassklar til svakt grønn. Den har H = 7,5-8 og D = 3,6. Spinell blir brukt som smykkestein. Her i landet opptrer den som spormineral i enkelte bergarter, særlig i mafiske og ultramafiske bergarter og høymetamorfe karbonatbergarter. Magnetitt (Fe3O4) har H = 5,5-6,5 og D = 5,2. Den er sterkt magnetisk og har svart farge og strek. Magnetitt er den vanligste spinell og samtidig det viktigste jernmalmmineral. Magnetitt er vanlig som spormineral i alle bergartstyper og dominerer over hematitt i magmatiske bergar­ ter. Som malmmineral er magnetitt utbredt i alle bergartstyper, blant annet i de magmatiske Kirunaforekomstene og som sedi­ mentært mineral i kvartsbåndete jernmalmer, slik som i Sør-Varanger. De fleste norske jernforekomster som har vært i drift, har magnetitt som hovedmineral. Kromitt (FeCr2O4) er en svart eller blåsvart spinell med H = 5,5 og D = 4,7. Streken er mørk brun. Kromitt forekommer bare sammen med ultramafiske bergarter og gabbro. Her i landet er det noen mindre forekomster i forbindelse med serpentinitt og olivinstein innen den kaledonske fjellkjede, og drift har vært forsøkt flere steder. Best kjent er forekomstene ved Feragen nær Røros. Forekomstene har fått ny aktualitet i de senere år, da det er påvist platinamineraler i flere av dem.

Rutil (TiO2) er tetragonal. Den har H = 6-6,5 og D = 4,2. Far­ gen varierer fra rødbrun til svart. Strekfargen er lys brun. Rutil opptrer som spormineral i magmatiske bergarter, fortrinnsvis gabbro, men også i noen sure bergarter. I metamorfe bergarter er mineralet vanlig i spormengder ved høy metamorfosegrad. Enkelte norske eklogitter har så høy rutilgehalt at de kan være interessante som titanmalm. For øvrig er det en kjent forekomst ved Kragerø.

Uraninitt (UO2) er kubisk med H = 5-6 og D = 10,6. Minera­ let er svart med en matt glans. Streken er også svart. Uraninitt fins først og fremst i granittpegmatitter, men er hos oss også fun­ net i hydrotermalganger, breksjer og skjærsoner, og som aksessorisk bestanddel i granitt og glimmerskifrer. På grunn av det høye uraninnholdet er uraninitt sterkt radioaktivt. Det er derfor det mest brukte råmateriale til brensel i kjernereaktorer. Hydroksider og blandinger av oksider og hydroksider (oksidhydroksider) er noen av de mineraler som dannes når mange silikatmineraler brytes ned ved kjemisk forvitring. Her i landet finner vi lite av disse mineralene fordi mesteparten av forvitringsjordartene ble fjernet under istidene. I tempererte strøk er slike mineraler til dels meget viktige komponenter i forvitringsjorda. Ved forvitring dannes tungtløselige forbindelser av alumi­ nium og jern. Jo lenger forvitringen foregår, desto mer konsentrert blir disse forbindelsene. Bauxitt er et slikt aluminiumrikt forvitringsprodukt. Viktige mineraler i bauxitt er bøhmitt [A10(0H)] og gibsitt [A1(OH)3)]. Med økende jerninnhold i form av blant annet mineralet goethitt [FeO(OH)] blir dette jordsmonnet brunt eller rødt, laterittjord. Goethitt er dessuten hovedkomponenten i ulike rustdannelser vi finner ute i naturen, for eksempel i bergarter med et visst innhold av de lett oksiderbare sulfidmineralene magnetkis og svovelkis. Goethitt er for øvrig den viktigste komponenten i myrmalm.

KARBONATER Kalkspat (kalsitt, CaCO3) er trigonal med H = 3 og D = 2,1. Fargen er som regel hvit. Kalkspat har tre gode kløvretninger. De danner en skjev vinkel med hverandre, slik at spaltestykker får romboedrisk form. Kalkspat er et av de vanligste mineraler i naturen. Det dannes primært i sedimentære bergarter og kan utgjøre bortimot 100 % i kalksteiner. Utfellingen kan skje rent kjemisk, eller kanskje vanligere ved hjelp av organismer. Under metamorfose rekrystalliserer kalkspat og danner større korn, og kalkstein omdannes til marmor. Unntaksvis dannes kalkspat ved størkning av smelter fra jordas mantel. Kalkspat er sammen med kvarts det vanligste mineral på hydrotermale årer og ganger. Kalkspat er løselig i svake syrer. Det kan skisseres ved følgende reaksjon: 2H+ + (CO3)2 — H2O + CO2-

Frigjøringen av CO2 fører til en brusing når en drypper fortyn­ net saltsyre på kalkspat. Denne reaksjonen er så typisk at fortyn-

net HC1 (ca. 10 %) brukes som hjelpemiddel ved praktisk mineralbestemmelse. Under forvitring løses kalkspat etter følgende reaksjon:

CaCO3 + H2O + CO2

Ca2+ + 2HCO3"

Når disse ionene kommer ut i havet, felles det igjen ut kalk­ spat. Kalkspat er et av de viktigste industrimineraler. Det har en lang rekke anvendelser, så som til sement, i metallurgisk og keramisk industri, i bygningsindustrien og som jordbrukskalk. I Norge brytes kalkspat i form av kalkstein og marmor på mange steder rundt om i landet.

Dolomitt [CaMg(CO3)2] er trigonal med H - 3,5-4 og D = 2,9. Dolomitt forekommer som bergartsdannende mineral både i sedimentære og metamorfe bergarter. Det kan dannes primært ved utfelling fra sjøvann (ved Mg/Ca > 7), men dolomittdannelsen er vanligvis sekundær ved reaksjon mellom kalkspat og magnesiumrike løsninger. I Norge fins dolomittrike karbonatsedimenter flere steder, blant annet i eokambriske formasjoner i Finnmark og på Østlandet og i kambrosilursedimenter i Oslofel­ tet. Innen den kaledonske fjellkjeden fins flere steder dolomittmarmor, særlig i Nordland. Dolomitt brytes flere steder i Norge, blant annet i Ballangen og Salten i Nordland. Mineralet brukes blant annet til jorbruksformål (magnesium- og kalsium-kilde), til produksjon av mag­ nesium metall, til ildfast stein og som fyllstoff i maling, plast og papir. Hydroksylholdige karbonatmineraler. I forvitringssonen av kopperforekomster dannes det mange steder sekundære minera­ ler 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 annet koppermineral er til stede. Her i landet kan vi finne malakitt på omtrent alle kopperforekomster. Det opptrer også som belegg (irr) på metallisk kopper (for eksempel på takplater av kopper) når det utsettes for fuktig luft over lengre tid.

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

Gips (CaSO4 • 2H2O) er monoklin med H = 2 og D = 2,3. Mineralet er hvitt eller fargeløst. Gips er det vanligste sulfatmineralet. Det dannes først og fremst ved inndamping av havvann og saltsjøer, 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 byg­ gevirksomhet: sulfidene oksideres til sulfat (svovelsyre). Sulfatet kan reagere med kalsium i bergartene eller i betong under dannelse av gips. Denne prosessen fører til volumutvidelse og svelling og/eller avskalling. Noen av problemene med bygging på alunskifer er knyttet til disse prosessene. Hos oss finner vi sekundær og hydrotermal gips mange steder. Gruvene i Sulitjelma og Løkken er velkjente gipslokaliteter. Gips er et viktig råstoff, særlig 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 pro­ dukter, for eksempel bygningsplater og som tilsetningsstoff i sement. For øvrig brukes det i papir, maling og tannkrem.

FOSFATER Apatitt [Ca5(PO4)3(OH,F,Cl)] er heksagonal med H = 5 og D = 3,2. Mineralet kan opptre med forskjellige farger som lys gul, grønn og mursteinsrød. På bruddflater har det en fettaktig glans. Apatitt er det vanligste fosfatmineral og den viktigste kilde for fosfor i naturen. Det forekommer som spormineral i svært mange bergarter. Apatitt er et svært viktig industrimineral, sær­ lig til bruk i gjødsel. Det forekommer enkelte steder i konsen­ trert form (malmforekomster), for eksempel i tilknytning til spesielle magmatiske bergarter, blant annet ved Apatiti på Kola­ halvøya og i tilknytning til magnetittjernmalm (Kiruna). Hos oss forekommer apatitt i større mengder i tilknytning til gabbro ved Ødegården i Bamble, der det tidligere har vært drift på minera­ let, og i den uvanlige bergarten jacupirangitt (en slags alkali-pyroksenitt) i Kodal i Vestfold.

SILIKATER I alle silikatmineraler inngår de såkalte SiO4-tetraedrene med ett atom av silisium omgitt av fire oksygenatomer. Denne enhe­ ten opptrer enten som et kompleksanion med fire negative lad­ ninger som hos enkeltsilikatene, eller den er bundet sammen med andre SiO4-tetraedre på forskjellig vis. Avhengig av måten denne sammenbindingen skjer på, taler vi om dobbeltsilikater, ringsilikater, kjedesilikater, sjiktsilikater eller nettverksilikater.

28 Her skal vi ikke gå nærmere inn på hvordan de forskjellige måtene SiO4-tetraedrene er bundet sammen på, fører til ulike indre strukturer hos mineralene. 1 alle større mineralogibøker er silikatmineralene delt inn i de nevnte gruppene, og i enkelte til­ feller i undergrupper. Silikatene kan oppfattes som metallsalter av kiselsyre(r) (for eksempel H4SiO4 eller H2SiO3).

Enkeltsilikater Olivin er et blandingsmineral mellom forsteritt (Mg2SiO4) og fayalitt (Fe2SiO4). Formelen for en tilfeldig olivin blir da (Mg,Fe)2SiO4. Olivin har H = 6,5-7 og D varierer fra 3,2 hos forsteritt til 4,4 hos fayalitt. Smeltediagrammet for olivin er vist på egen figur. Som vi ser, har forsteritt et meget høyt smeltepunkt, 1890 °C ved atmosfæretrykk. Det er nesten 700° høyere enn for fayalitt (1205 °C). En tilfeldig valgt blandingskrystall av olivin har ikke et bestemt smeltepunkt, men smelter over et temperaturintervall. Tilsva­ rende smelteforhold finner vi hos plagioklasfeltspatene.

Figur 13 SiO4-tetraeder. Størrelsesforholdet mellom ionene er ikke riktig.

Olivin forekommer i magmatiske bergarter og er kanskje det vanligste mineralet i øvre deler av mantelen. I Norge er den van­ ligst i de ultramafiske bergartene olivinstein (dunitt) og perido-

Figur 14 Figur som viser hvordan SiO4-tetraedrene er bundet sammen til de ulike hovedgrupper av silikatmineraler: a) enkeltsilikat b) dobbeltsilikat c) ringsilikat dj) enkeltkjedesilikat d2) dobbeltkjedesilikat e) sjiktsilikat f) nettverksilikat.

29

Figur 15 Smeltediagram for olivinsystemet. Diagrammet illustrerer blant annet hvordan olivin med sam­ mensetning mellom de to endekomponentene ikke har et fast smeltepunkt, men smelter over et temperatur intervall (T> - T2).

titt. Olivin er også vanlig i mange basalter. Fordi primær olivin alltid er dannet ved høy temperatur (jf. smeltediagrammet), er den ustabil ved overflateforhold og under metamorfose hvor det er vann til stede. Olivinrike bergarter har nesten alltid en rødbrun forvitringshud fordi jernet under forvitringen oksideres og danner jernhydroksidforbindelser. 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, altså ikke så langt fra ren forsteritt i sammensetning. Slik magnesiumrik olivin forekom­ mer aldri sammen med kvarts i naturen. Olivin er et meget viktig industrimineral. Her i landet brytes det nå olivin på flere steder, først og fremst ved Aheim på Sunn­ møre, og Norge er den ledende olivinprodusent i Europa. Olivi­ nen brukes blant annet 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 råjernsovner. I finknust form kan den brukes som jordforbedringsmiddel (Mg-kilde). o

Aluminiumsilikatene (Al2SiO5). Det fins tre ulike mineraler som har sammensetningen Al2SiO5. Det er andalusitt, kyanitt og sillimanitt. Her i landet er kyanitt vanligst. Den er triklin med H = 5,5-7 og D = 3,6 og forekommer som stenglige krystaller med en karakteristisk blå farge. Kyanitt fins særlig i skifer- og gneisbergarter, både i prekambriske bergarter og innenfor det kaledonske fjellkjedebeltet. Kyanitt er en mulig kilde for metallet aluminium. Det er ingen drift på kyanitt hos oss, men flere fore­ komster har vært vurdert, blant annet en på Saltfjellet i Nord­ land. Av andre aluminiumrike silikater skal vi her nevne et mineral som har fått plass på Mohs hardhetsskala, den ortorombiske

30

Figur 16 Aluminiumsilikatenes stabilitetsforhold. topas [Al2SiO4(OH,F)2] med H = 8 og D = 3,5. Topas er et rela­ tivt sjeldent mineral og en ettertraktet edelstein. Det dannes blant annet sammen med kvarts og muskovitt og en del andre sjeldne mineraler i forbindelse med hydrotermal omvandling av granitt. Hos oss fins topas på pegmatittganger og i tilknytning til kyanitt, for eksempel på Saltfjellet, og i kvartsitt i Elverumsområdet.

Granat er en gruppe mineraler med kubisk symmetri, der krystaller med 12 falter (dodekaederflater) er typiske. Den kje­ miske sammensetningen og de fysiske egenskapene varier en god del, men de vanligste granatene ligger nær almandin (Fe3Al2Si4O]2) i sammensetning. Hardheten varierer fra H = 6,5-7,5 og D = 3,5-4,3. Som regel har granat brun til rødbrun farge. Generelt kan vi si at granatene er metamorfe mineraler. Unntaksvis fins de også i for eksempel granitt. Granatene er for­ holdsvis motstandsdyktige ved forvitringsprosesser og anrikes vanligvis i sandfraksjonen i områder hvor bergartene inneholder mye granat. På grunn av hardheten kan granat brukes som slipemiddel, for eksempel i sandpapir. Spesielt vakre granater blir brukt til smykkestein. Zirkon (ZrSiO4) er tetragonal med H - 7,5 og D = 4,7. Mine­ ralet har rødbrun til brun farge og hvit strek. Zirkon er et relativt vanlig spormineral i mange bergarter, men er vanskelig å se uten forstørrelse. Ofte finner vi at zirkon inneholder små mengder thorium og uran. På grunn av dette 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 sandavsetninger, og er følgelig også til stede i meta­ morfe 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 grunnstoffet zirko-

31 nium. Det produseres blant annet fra sandavsetninger i Australia og USA.

Dobbeltsilikater Epidot [Ca2(Al,Fe3+)Al2O(OH)(SiO4)(Si2O7)] viser stor grad av blandbarhet mellom Al og Fe3+, Epidot er monoklin med H = 6-6,5 og D = 3,4. Fargen avhenger av sammensetningen. Jernfattige varianter er gjerne grå, men det vanlige er en skarp grønn farge. Svært jernrike varianter er nesten svarte. En ortorombisk, manganholdig variant med rosa farge, thulitt, blir kalt Norges «nasjonalstein». Epidot opptrer mange steder i hulrom og på sprekker som finkornete masser eller stenglige krystaller. Epidot er et av de aller vanligste mineraler på hydrotermale ganger og årer. Ellers opptrer epidot som bergartsdannende mineral i lavmetamorfe basiske bergarter som grønnstein, grønnskifer og metagabbro.

Figur 17 Norges «nasjonalstein», thulitt, her i form av gravstøtte. Se bokas bakside for fargegjengivelse.

Ringsilikater Beryll [Be3Al2(Si6O18)] er heksagonal med H = 7,5-8 og D = 2,8. Beryll opptrer nesten alltid i form av velutviklete langstrakte (prismatiske) krystaller. Fargen kan være forskjellig, men grønn er vanligst. Beryll er det eneste viktige berylliummineral. Det er nesten uten unntak knyttet til granitt og granittpegmatitt. Krys­ taller på flere meters lengde og med en vekt på bortimot to tonn er rapportert fra pegmatittganger i Setesdal. Smaragd er en mørkegrønn variant av beryll, og akvamarin en blå. De benyttes til smykkesteiner når de er klare. Begge disse variantene er kjent fra Norge. Turmalin [(Na,Ca)(Li,Mg,Al)3(Al,Fe,Mn)6(OH)4(BO3)3(Si6O18)] er trigonal med H = 7 og D = 3,2. Svart er den vanligste fargen, men blant edelsteiner er turmalin spesielt kjent for sin store variasjon i farge. Som den komplekse formelen antyder, er det mulighet for stor variasjon i sammensetning når det gjelder kationer. Tur­ malin er et av svært få mineraler med et vesentlig innslag av grunnstoffet bor. Turmalin opptrer på flere måter i naturen. Det er et vanlig mineral i en del granitter og i pegmatittganger, der en mange ste­ der finner velutviklete krystaller. Turmalin fins dessuten som små korn i en del metamorfe sedimentbergarter, der en regner med at borinnholdet er av marin opprinnelse. Slik kan tilstede­ værelsen av turmalin i slike bergarter være en indikasjon på sedimentasjonsmiljø.

32

Kjedesilikater I denne mineralgruppen er det to hovedtyper: enkeltkjedesilikatene, som vi finner hos pyroksen, og dobbeltkjedesilikatene, som amfibolene representerer.

Pyroksen er en kjemisk uensartet gruppe mineraler. De er monokline eller ortorombiske med H = 5-6,5 og D = 3,2-4,0, avhengig av sammensetningen. To vanlige pyroksener er diopsid [Ca(Mg,Fe)Si2O6] og enstatitt [(Mg,Fe)2Si2Ofi]. Et felles trekk ved alle pyroksener er måten de spalter opp på. Spaltestykker av pyroksen viser alltid ca. 90° vinkel mellom de ulike sett av spalteflater. Pyroksen er stabil i flere geologiske miljøer, men er mest typisk i magmatiske bergarter og i metamorfe bergarter som er omdannet under spesielt høy temperatur. I bergarter som gabbro og basalt er pyroksen et hovedmineral. Ettersom en vesentlig del av jordskorpa består av basalt og gabbro, er trolig pyroksen nest etter feltspat det vanligste mineralet i jordskorpa som helhet. 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 ved jernframstilling, i stedet for olivin og dolomitt. Amfibol utgjør en annen kjemisk sett uensartet mineralgruppe. Som hos pyroksen er det både monokline og ortorom­ biske varianter. De monokline er imidlertid de langt vanligste. På grunn av variasjonene i sammensetning varier både hardhet, tetthet og farge: H = 5-6 og D = 3,0-3,5. Svart er den vanligste fargen, men både grå, grønne og blå varianter fins. Aktinolitt [Ca2(Mg,Fe)5(Si8O22)(OH)2] og hornblende [NaCa2(Mg,Fe,Al)5(Al2Si6O22)(OH)2] er to vanlige amfiboler. 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. Siden meta­ morfe 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 hornblende meget vanlig. Enkelte steder kan amfibolene opptre som lange trådaktige fibrer, asbest. I Norge har det tidligere vært produsert en del hornblendeasbest.

Figur 18 Trekantdiagram der nedre halvdel viser sammen­ setningen hos en del pyrok­ sener.

Sjiktsilikater Sjiktsilikatene er en betydelig undergruppe der mineralene på grunn av den indre strukturen har en utpreget tendens til å spalte opp i tynne flak. Kaolinitt [Al4Si4O10(OH)8] er et triklint leirmineral med H = 2-2,5 og D - 2,6. Fargen er vanligvis hvit. Det dannes ved for­ vitring av feltspater og under diageneseprosesser i sedimentbergarter. Det er et meget viktig råmateriale for porselen- og keramikkindustrien. Dessuten brukes det mye kaolinitt ved pro­ duksjon av papir. Under de klimatiske forhold vi har hatt her i landet etter siste istid, har det vært for kaldt til at kaolinitt blir dannet ved forvit­ ring av feltspat. Det er bare spredte og relativt ubetydelige fore­ komster av dette mineralet i norsk berggrunn. Kaolinitt er imidlertid påvist flere steder i Oslofeltets magmatiske bergarter og i sedimenter i Finnmark og er ganske vanlig i jura-kritt-bergartene på Andøya. Trolig var kaolinitt etter langvarig forvitring 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. Kaoli­ nitt er et vanlig mineral i sedimentbergartene i Nordsjøen og på kontinentalsokkelen for øvrig. Serpentin [Mg6Si4O10(OH)8] er monoklin med H = 2,5-3,5 og D = 2,6. Fargen varierer fra grønn til blåsvart. Serpentin fins i flere varianter, bladig og fibrig. Serpentinmineralene dannes ved lavtemperatur (< ca. 500 °C) -nedbrytning av olivin, enkelte ganger også fra Mg-rik pyroksen (enstatitt). Hos oss finner vi serpentin i lavmetamorfe ultramafiske bergarter mange steder i landet, spesielt innenfor den kaledonske fjellkjeden. Her kan ser­ pentin være omtrent det eneste mineral i bergarten, som dermed kalles en serpentinitt. Grønn serpentinbergart brukes en god del til prydsteinsformål. Serpentinitt til fasadestein, golvflis og liknende brytes i nærhe­ ten av Steinkjer. Fibrig serpentin (krysotil), som det for øvrig fins svært lite av her i landet, brukes til asbest.

Talk [Mg3Si4O]0(OH)2] er monoklin. Den har H = 1 og D = 2,7. Fargen er hvit eller svakt grønnlig. Dette mineralet er et av hovedmineralene i kleberstein og fins mange steder i vårt land. Som serpentin dannes talk når olivin reagerer med vann under metamorfose. Talk kan dannes ved høyere temperatur enn ser­ pentin og blir spesielt dannet når det er CO2 til stede i løsnin­ gene. Derfor opptrer talk gjerne sammen med et karbonatmineral, for eksempel dolomitt.

Hos oss har talk hatt betydning langt tilbake i tiden. Kleber­ stein har vært brukt på forskjellig vis, til bygningsmateriale eller til å lage ulike gjenstander av (for eksempel gryter). Innholdet av talk i klebersteinen gjorde det mulig å bearbeide dette materialet forholdsvis enkelt. Mange norske middelalderbygninger, for eksempel Nidarosdomen, er hovedsakelig bygd av kleberstein. I dag brytes talk i Altermark i Nordland og i Stølsheimen i Sogn og Fjordane. Mineralet har en rekke anvendelser, som til maling, keramikk, papir og kosmetiske produkter (talkum).

Glimmer. Glimmermineralene er de vanligste sjiktsilikatene i norske bergarter. Felles for dem er den gode kløven i én retning. Den fører til at mineralene lett spalter i tynne flak. Her nevner vi bare de to hovedtypene, muskovitt og biotitt. Muskovitt [KAl2(AlSi3O10)(OH)2] er monoklin med H - 2,53 og D - 2,8. Fargen er lys, og tynne spalteflak er gjennomskin­ nelige. 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 indus­ trimineral. 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 glimmer fra pegmatittganger. Biotitt [K(Mg,Fe)3(AlSi3O10)(OH)2] er monoklin med H = 2,5-3 og D = 3,0. Fargen er fra mørk brun til svart. Biotitt er et ganske utbredt mineral. Det fins i en god del magmatiske bergar­ ter, som ulike granitt-typer, syenitt og dioritt. Derimot fins ikke biotitt i sedimentære bergarter. Det har sammenheng med mine­ ralets lave stabilitet under forvitringsprosesser. Det forvitrer svært lett både mekanisk og kjemisk. Under denne prosessen fri­ gjøres kalium i ioneform, og biotitt blir slik en viktig bidragsyter til kaliuminnholdet i jordsmonnet. I metamorfe bergarter er bio­ titt vanlig, for eksempel i glimmerskifrer og gneiser. Under metamorfosen dannes biotitt ved ulike mineralreaksjoner. Kloritt [(Mg,Fe2+,Al,Fe3+)6(Al,Fe3+,Si)4O10(OH)8] kan som formelen viser, ha en ganske variert sammensetning. Det gir seg også utslag som variasjoner i de fysiske egenskapene. Kloritt er

monoklin, har H = 2-3 og D = 2,7-3,2. Fargen er ulike varianter av grønt. Kloritt er et meget vanlig mineral i norske bergarter. Det er et av hovedmineralene i mange lavmetamorfe bergarter, for eksempel grønnstein, grønnskifer og metagabbro. Det fore­ kommer mange steder mye kloritt i fyllitt og i umetamorfe sedimentbergarter, spesielt leirskifrer. Kloritt er for øvrig et van­ lig mineral i våre marine leirer.

Figur 19 Skjematisk skisse av glimmerstrukturen (biotitt).

Leirmineraler. En rekke sjiktsilikater tilhører en gruppe vi kaller leirmineraler. Leirmineraler, som også omfatter andre mineraler enn sjiktsilikater, er sluttproduktene ved mekanisk og kjemisk forvitring. De har liten kornstørrelse (< 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 som havvann, absorberer de kationer og utfelles relativt raskt. Av de mineraler vi har gjennomgått, er kaolinitt og finkornet muskovitt de viktige leirmineraler. Under spesielle klimatiske forhold opptrer kloritt (kjølig klima) og gibbsitt (varmt, fuktig klima) som viktige bestaddeler i leirer.

Nettverksilikater De viktige bergartsdannende mineralene feltspat og kvarts hører begge til i denne gruppen. Det mye sjeldnere, men økono­ misk viktige mineralet nefelin, hører også til her.

36 Kvarts (SiO2) er trigonal med H = 7 og D = 2,65. Det uregel­ messige, glassaktige bruddet er typisk. Vanligvis er kvarts hvit eller fargeløs. Innimellom finner vi kvartsvarianter som avviker fra dette. Ved bestråling vil kvartsstrukturen bli såpass påvirket at en viss mengde lys kan absorberes og gi fargeeffekter. Røykkvarts er et eksempel på dette. Mange steder kan kvartsen inne­ holde finfordelte væskeinneslutninger. Den blir da hvit som i varianten melkekvarts. Ulike fargete inneslutninger kan gi spesi­ elle fargeeffekter. Som eksempel nevnes den fiolette ametyst, den gule citrin og den rosa rosenkvarts. Når kvarts har utviklet god krystallform, taler vi om bergkrystaller. De består av et sekskantet prisme avgrenset av to sett romboederflater (likner en pyramide).

Masseformet kvarts hvor de enkelte korn er svært små, går under fellesbetegnelsen kalsedon. Agat og onyx er eksempler på mønstrete kalsedoner, mens jaspis er en rødbrun type. På grunn av sin motstandsdyktighet ved både kjemisk og mekanisk forvitring, finner vi kvarts i et meget stort spektrum av bergarter. Høyeste kvartsinnhold (opptil 100 %) fins i enkelte sandsteiner, kvartsitt 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 (til f.eks ferrosilisium) og kjemisk industri og til glassproduksjon. Naturlige kvartskrystaller av høy kvalitet brukes i elektronikkindustrien som oscillatorer på grunn av kvartsens såkalte piezoelektriske egenskaper. Nå produseres i stor grad kvartskrystaller kunstig til slike formål. En del fargete kvartsvarianter brukes til smykkesteiner. Ultraren kvarts brukes til framstilling av optiske fibrer. Feltspat viser stor variasjon i kjemisk sammensetnig. I natu­ ren finner vi nesten alltid blandinger mellom de rene endekomponenter, som er

mikrolin og ortoklas albitt anortitt

KAlSi3O8 (kalifeltspat) NaAlSi3O8 CaAl2Si2O8

På bakgrunn av dette deler vi feltspatene inn i to hovedgrup­ per: alkalifeltspat, som i sammensetning er bladingsmineraler mellom mikroklin/ortoklas og albitt, og plagioklas, som er blan­ dinger mellom albitt og anortitt. De fleste feltspatene er trikline. Ren kalifeltspat kan opptre med monoklin symmetri som i ortoklas, mens den mer vanlige

Figur 20 Flateutvikling hos kvarts med to sett romboedre (z og r) og prismeflater (m).

37

Figur 21 Trekantdiagram som viser hvilken sammen­ setning alkalifeltspat (albitt mikroklin/ortoklas) og plagioklas (albitt anortitt) kan ha (det skra­ verte området).

mikroklin er triklin. Alle plagioklasene er trikline. Feltspat kan opptre i flere forskjellige farger. Mikroklin er de fleste steder svakt rosa eller rødlig, men kan også være grå eller hvit. Grønn mikroklin kalles amasonitt. Plagioklas er som regel hvit eller grå, men kan på grunn av inneslutninger bli nokså mørk enkelte ganger. Til vanlig pleier vi å si at feltspat har H = 6, men både hardheten og tettheten varier noe. Hos alkalifeltspat er H = 6-6,5 og D = 2,56-2,60, mens vi hos plagioklas finner H = 5-7 og D = 2,63-2,76. For øvrig er det to trekk som karakteriserer feltspatenes egen­ skaper og opptreden. Det ene er deres spaltbarhet. De har én god kløvretning parallelt med enhetscellens a- og b-akse og én ganske god langs en retning vinkelrett på denne. Et annet for­ hold som er typisk hos feltspatene, er deres tendens til å danne tvillingkrystaller. Hos alkalifeltspat (for eksempel ortoklas) forekommer karlsbadtvillinger hyppig, og hos plagioklas fins nesten alltid albittvillingene, som gir den karakteristiske stripingen på den beste spalteflaten. Når det gjelder plagioklasene, er det vanlig å dele blandingsserien inn i undergrupper etter An-innholdet (molprosent Ca i for­ hold 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)

38 Feltspatene er de mineraler det fins mest av i jordskorpa. En regner at de utgjør bortimot 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, grovkor­ net feltspat forekommer i pegmatittganger. Under forvitringsprosesser brytes feltspat ned til leirmineraler, men særlig kalifeltspat kan være ganske stabil under visse for­ hold og fins derfor i mange sandsteiner. Feltspat er et meget betydelig industrimineral, men det stilles store krav til renhet. Mineralet brukes vesentlig som råstoff ved produksjon av glass, porselen og keramikk. Norge har en bety­ delig feltspatproduksjon, i 1970-årene ca. 10 % av verdensproduksjonen. I framtiden kan Ca-rik plagioklas bli et mulig råstoff for aluminiumproduksjon.

Nefelin [(Na,K)(AlSiO4)] er heksagonal med H = 5,5-6 og D = 2,6. Fargen er hvit eller grå. Bruddstykker viser en fettaktig glans. Nefelin forekommer både i vulkanske og plutonske berg­ arter, hos oss særlig i syenitter og nefelinsyenitter med tilhø­ rende pegmatittganger i Oslofeltet, men den mest betydnings­ fulle forekomsten er på Stjernøy i Vest-Finnmark. Mineralet omvandles lett til blant annet leirmineraler og fins derfor sjelden i frisk tilstand i eldre bergarter. Nefelin er et viktig industrimineral. Det brukes mye i kera­ misk industri og til glassproduksjon. Her i landet har vi en bety­ delig produksjon fra gruvene på Stjernøy. I Russland brukes nefelin fra Kolahalvøya som råstoff for aluminiumsframstilling, mineralet inneholder ca. 35 % A12O3.

Arbeidsoppgaver 1 Definer begrepet mineral. 2 Hvorfor er det vanskelig å identifisere et mineral bare ut fra fargen? 3 Gjør rede for ulike typer av symmetri. 4 Hva er forskjellen mellom silisium og silikat? 5 Gjør rede for begrepet leirmineral. 6 Hvordan er muskovitt og biotitt like, og hvordan er de for­ skjellige? 7 Hvordan vil du skjelne mellom de to vanlige typer feltspat, mikrolin og plagioklas?

39 8 Endeleddene albitt og anortitt i plagioklas er forskjellige. Hva består denne forskjellen i? 9 Hvilken enkel metode kan du benytte til å skjelne mellom kalkspat og dolomitt? 10 Forklar hvorfor mineraler som mikrolin, kalkspat og hornblende (amfibol) har ulik kløv? lf Hvilket aluminiumsilikatmineral (Al2SiO5) er stabilt ved atmosfæretrykk og a) 100 °C , b) 500 °C og c) 900 °C? 12 Ett av silikatmineralene glimmer, pyroksen, amfibol og pla­ gioklas tilhører enkeltkjedesilikatene, hvilket er det? 13 Den fysiske egenskapen brudd forekommer hos; a) alle mineraler, b) mineraler som ikke viser kløv, silikatmineraler av sjikttypen, d) mineraler med hardhet høyere enn 7 på Mohs skala. Kryss av den/de riktige. 14 Tenk deg at du har følgende: a) et begerglass med inndeling i milliliter (ml), b) en vekt som kan registrere masse med 0,1 g nøyaktighet og c) et stykke av et mineral. Hvordan vil du bestemme mineralets densitet (tetthet)?

40

KAPITTEL 2

BERGARTER Av Tore Prestvik

Petrologi Petrologi er læren om bergartene og deres dannelse. Fra grunnkurset husker vi at det er vanlig å dele bergartene inn i tre hovedgrupper: (1) de magmatiske bergarter, (2) de sedimentære bergarter og (3) de metamorfe bergarter. De magmatiske bergartene dannes ved at varmt (7001200 °C) magma størkner, enten på jordoverflaten som vulkan­ ske bergarter (dagbergarter) eller som plutonske bergarter på ganger eller som kropper i dypet (dypbergarter). Når disse ber­ gartene utsettes for forvitring, brytes de ned kjemisk og meka­ nisk. Nedbrytningsproduktene blir som regel forflyttet før de avsettes. Med tiden blir de til sedimentære bergarter. Likeså blir en del av de stoffene som ble ført i løsning ved den kjemiske for­ vitringen, utfelt som sedimenter, enten ved at løsningene blir mettet eller ved organismers hjelp. Ved dynamiske prosesser i jordskorpa, spesielt ved folding i forbindelse med fjellkjededannelse, blir magmatiske og sedimentære bergarter utsatt for kraf­ tige spenninger, av kraftig trykk og av høy temperatur. Under disse nye betingelser blir mange av mineralene ustabile og omformes. Slik dannes metamorfe bergarter. Ved riktig høye temperaturer (650-800 °C) begynner mange bergarter å smelte, og det blir dannet nye magmatiske bergarter.

Figur 22 Når konveksjonsstrømmer i mantelen driver varmt astenosfæremateriale oppover, strekker litosfæren seg og blir tynnere (til venstre). På grunn av trykkendringen begynner astenosfæren å smelte (til høyre), det blir dannet magma.

41 De dynamiske prosessene pågår hele tiden, men ikke overalt på jorda til samme tid. Det meste av de riktig gamle bergartene på jorda er omformet av yngre prosesser. Enkelte steder er berg­ arter på omtrent 4 milliarder år bevart. I Norge er de eldste berg­ artene bortimot 3 milliarder år gamle (se kapittel 4).

Magmatiske bergarters petrologi Magma er den væsken som dannes når bergarter smelter. I til­ legg til faste stoffer som vanlige mineraler inneholder magma som regel en del oppløste gasser, særlig H2O og CO2. Nede i øvre del av mantelen fins det de fleste steder en viss mengde smelte. Det er imidlertid for lite til at det dannes vulkanutbrudd, men nok til at hastigheten til jordskjelvbølgene nedsettes noe («low velocity zone»). Ved konveksjonstrømmer stiger varmt mantelmateriale (i fast tilstand) langsomt oppover i mantelen, spesielt i områder med tensjon (strekk) i litosfæren. Når materia­ let på denne måten stiger uten at temperaturen går noe særlig ned, begynner det faste mantelmaterialet å smelte, fordi smelte­ punktet er lavere ved lavt trykk. Slik kan det dannes store meng­ der magma i områder med tensjon i litosfæren. Den vulkanske aktiviteten ved midthavsryggene og i kontinentale riftsoner skyl­ des slik oppsmelting. Ved konvergerende plategrenser blir havbunnslitosfære dratt ned i mantelen i subduksjonssonene. Når havbunnsbasalten og sedimentene kommer ned på større dyp, begynner de å gjen-

Figur 23 Magmadannelse ved platekollisjon. Når bergar­ tene i havbunnslitosfæren bringes ned i dypet ved subduksjon, blir de oppvarmet og gjennomgår metamorfose. Under denne prosessen avgis det vann. En del av dette stiger opp i den overliggende lito­ sfæren. I nærvær av vann går en bergarts smeltepunkt ned. På stort dyp er temperaturen i den faste bergarten høy nok til at den kan begynne å smelte når den blir tilført vann.

42 nomgå metamorfose. Under denne prosessen gir de fra seg H2O og CO2 som i gassform stiger opp i mantelbergartene som ligger over den platen som er på veg ned i mantelen. I nærvær av slike gasser senkes en bergarts smeltepunkt. Det skjer derfor en bety­ delig oppsmelting av mantelbergartene over subduksjonssoner. Disse smeltene trenger oppover i litosfæren og utgjør mye av den vulkanismen vi registrerer ved konvergerende plategrenser. Slike smelter er gjerne mer vannholdige enn smeltene som dan­ nes ved spredningsryggene. De er også kaldere. Mange smelter når derfor aldri overflaten, men størkner nede i jordskorpa til dypbergarter. Der de nedre delene av jordskorpa på denne måten mottar ekstra varme fra smelter som ligger og størkner, kan tem­ peraturen bli høy nok til at også jordskorpebergartene begynner å smelte. Bergartene i jordskorpa inneholder andre mineraler enn mantelbergartene og har generelt lavere smeltepunkt enn dem. De magmaene som dannes når jordskorpebergarter smel­ ter, har lavere temperatur og en annen sammensetning enn magma fra mantelen. Magma som dannes fra mantelbergarter, har høy temperatur (1100-1250 °C) og som regel basaltisk sam­ mensetning. Magma fra jordskorpebergarter kan dannes ved temperaturer ned til omtrent 700 °C og har sammensetning som granitt. Magmaets egenskaper er avhengig av sammensetningen. De aller fleste magma er smelter av silikatbergarter, det vil si berg­ arter med mineraler som inneholder silikatmineraler. I de aller fleste magmatiske bergarter er derfor grunnstoffene silisium og oksygen de som forekommer i størst mengde. Fra mineralogien husker vi at silikatmineralene i hovedsak er bygd opp av SiO4-tetraedre som var ulikt bundet sammen i de forskjellige gruppene av silikater. Denne sammenbindingen av SiO4-tetraedre kaller vi polymerisering. Når silikatmineralene smelter, beholdes SiO4-tetraedrene som enhet også i smelta, og som hos mineralene kan en del Si-atomer byttes ut (substitueres) med Al-ioner. Smelter hvor SiO4-tetraedrene opptrer enkeltvis, er lettflytende, de har lav viskositet. Med økende polymeriseringsgrad og med større innslag av Al-atomer i tetraedrene blir smeltene seigere, de får høy viskositet. I tillegg til silisium og aluminium er ioner av metaller som natrium, kalium, kalsium, jern og magnesium de viktigste i magma. Som før nevnt inneholder magma små mengder av opp­ løste gasser, hovedsakelig vann og litt CO2. Magmaets viskositet øker når mengden av natrium og kalium øker i forhold til mag­ nesium og jern og når smelta inneholder gassblærer eller utfelte krystaller. Når gassene er løst i smelta, det vil si at de ikke fore­ kommer som blærer, og når temperaturen øker, blir magmaet mer lettflytende; viskositeten blir lavere.

43 Det er vanlig å omtale magmatiske bergarter som basiske, intermediære og sure. Disse begrepene er knyttet til innholdet av silisium og tilhørende oksygen, det vil si til innholdet av kiselsyreanionet (SiO44~). Når vi oppgir den kjemiske sammensetning til en bergart, er det vanlig å angi mengden av hvert enkelt grunnstoff med tilhørende oksygen, det vil si som oksid. Dermed angis innholdet av silisium som mengden av SiO2 i bergarten. Det kan være forvirrende fordi man lett kan forledes til å tro at bergarten inneholder denne mengde kvarts. Litt grovt kan vi si at basiske bergarter inneholder 45-52 % SiO2, intermediære 5263 % SiO2 og sure > 63 % SiO2. Basalt og gabbro er eksempler på basiske bergarter, andesitt, og syenitt er intermediære, mens rhyolitt og granitt er sure bergarter. Når vi knytter alle disse begrepene sammen, ser vi at basiske magma stort sett er varme og lettflytende, mens de sure er kaldere og seige. Intermediære og sure bergarter inneholder mest vann og CO2. Gassene unnviker når smeltene stiger oppover i jordskorpa. Det skjer ofte med stor kraft i de kalde og seige magmaene, og eksplosive vulkanut­ brudd er som regel alltid knyttet til intermediær og sur vulka­ nisme. De varme, lettflytende og gassfattige basiske smeltene strømmer ofte relativt rolig ut på overflaten etter en kort eksplo­ siv fase helt i begynnelsen av et utbrudd.

Magmatisk differensiasjon Som nevnt ovenfor dannes det hovedsakelig basisk magma ved oppsmelting av peridotitt i mantelen og intermediære til sure bergarter ved oppsmelting av skorpebergarter. Når vi studerer magmatiske bergarter, finner vi imidlertid alle overganger fra de mest basiske til de sureste bergarter. Det beror på at det under smeltenes avkjøling og forflytning i jordskorpa skjer forandrin­ ger som gjør at nye sammensetninger dannes. Disse prosessene sammenfatter vi som magmatiske dijferensiasjonsprosesser. Det er vanlig å definere flere typer av differensiasjon. Den vanligste er fraksjonert krystallisasjon. Ved denne oppstår diffe­ rensiering fordi krystallene (mineralene) som dannes når et magma størkner, har en bestemt sammensetning som er forskjel­ lig fra smeltas. Når de utfelte mineralene skilles fra smelta (frak­ sjoneres) før det hele har størknet, får restsmelta en annen sammensetning enn morsmelta. Dersom denne restsmelta stør­ kner til en egen bergart, får den en sammensetning forskjellig fra det morsmelta ville gi. Avhengig av hvilke mineraler som krys­ talliserer, vil det variere hvilke grunnstoffer som oppkonsentreres i restsmelta. Ved slik fraksjonert krystallisasjon kan det fra en basisk morsmelte dannes et helt spekter av differensierte

44 bergarter. På grunn av utgangssmeltas basiske sammensetning vil det dannes mest av basiske og intermediære bergarter, mens en sur bergart som granitt vil utgjøre bare noen få prosent, hvis den i det hele tatt blir dannet. Under en slik differensiasjon faller temperaturen hele tiden, kanskje med flere hundre grader. Differensiasjon av en bergartssmelte kan også foregå på andre måter. I enkelte tilfeller kan det hende at smelta inneholder kom­ ponenter som bare ved spesielt høy temperatur blandes godt med silikatsmelta. Da vil smelta ved avkjøling skille seg i flere frak­ sjoner ved det vi kaller avblanding. Det kan vi sammenlikne med det som skjer når varm buljong avkjøles. Varm buljong er en ensartet blanding av vann og fett. Når temperaturen synker, kan ikke vannet holde på alt det oppløste fettet. Fettet skilles ut som en egen fraksjon. Først består den av flytende fettbobler. Etter hvert størkner disse boblene til fast fett fordi smeltepunktet for fett er mye høyere enn for vann. Fettet blir liggende å flyte på overflaten fordi det har lavere tetthet enn vannet. Slik kan vi skumme fettet av hvis vi vil; vi kan skille fraksjonene fra hver­ andre. Enkelte silikatmagma inneholder komponenter som ikke blander seg særlig godt med silikater når temperaturen i smelta synker. Eksempler på slike komponenter er sulfider og karbonater. Derfor kan magma som inneholder en del av disse kompo­ nentene, skille ut nesten rene sulfid- eller karbonatsmelter. Enkelte av grunnstoffene i magmaet trives bedre i slike smelter enn i silikatsmelter. De følger derfor med ved denne fraksjone­ ringen. Metaller som jern, nikkel, kobolt og kopper er eksempler på grunnstoffer som trives godt i sulfidsmelter og konsentreres der. På liknende måte er det andre grunnstoffer som trives godt i karbonatsmelter. Eksempler på slike er sjeldne metaller som niob og tantal. Når disse sulfid- eller karbonatsmeltene i naturen skilles fra silikatsmelta og størkner til bergart, vil de i mange til­ feller ha så store mengder av de spesielle grunnstoffene at de er drivverdige malmforekomster. Et magma kan også differensieres eller skifte sammensetning før det størkner ved at det skilles ut gasser. Når smeltene stiger oppover i litosfæren, minker trykket fra de overliggende bergartene. Ved lavt trykk klarer ikke smelta å holde all gassen oppløst. Det blir omtrent som når vi tar korken av en flaske mineralvann. Den oppløste CO2 skilles ut og stiger opp som bobler. Smeltegassen, som stort sett består av vann­ damp, skilles ut og trenger ut på sprekker i sidebergartene eller helt opp til overflaten. Idet den unnviker, tar den med seg en del av de komponentene som trives godt i varme vannløsninger. Slik får den opprinnelige smelta endret sin sammensetning; det har skjedd en differensiering. Enkelte steder kan vi finne eksempler på at en smelte har for­ andret sammensetning ved det vi kaller assimilasjon. Varme

45 smelter som trenger opp gjennom litosfæren, kan til en viss grad reagere med sidebergartene. De kan smelte opp litt av sidebergarten, eller de kan utveksle stoffer med sidebergarten ved at stof­ fer forflyttes i vannløsninger eller ved diffusjon. Det er bare de varmeste silikatsmeltene som har energi nok til å kunne ta opp i seg (assimilere) stoff fra sidebergartene. I granitter, som har for­ holdsvis lav smeltetemperatur, kan vi mange steder støte på helt upåvirkete bruddstykker (xenolitter) av sidebergart. I intermedi­ ære bergarter, for eksempel syenitt, kan vi derimot treffe på del­ vis «oppspiste» rester av bruddstykker. Her har altså smelta assimilert noe av bruddstykket før den størknet. Av de prosessene som er nevnt ovenfor, regner vi at fraksjo­ nert krystallisasjon er den som har størst betydning når det gjel­ der forandring (differensiering) av opprinnelige smelter. Vi skal se litt nærmere på hvordan denne prosessen virker. Vi kan da ta utgangspunkt i et basisk magma. Ved avkjøling vil i første omgang hovedsakelig olivin, pyroksen og plagioklasfeltspat krystallisere ut. Rekkefølgen kan variere noe. Som illustrasjon kan vi regne med en smelte som bare inneholder komponentene SiO2, A12O3, FeO, MgO og CaO. Sammensetningen av smelta og mineralene er satt opp i tabell 2.

Tabell 2: Kjemisk sammensetning av magma (smelte), olivin, pyroksen og plagioklas i %

Smelte

Olivin

Pyroksen

Plagioklas

SiO2

50

39

50

43

A12O3

15

0

5

37

FeO

8

19

6

0

MgO

12

42

14

0

CaO

15

0

25

20

Sum

100

100

100

100

Komponent

Når olivin krystalliserer og fjernes fra smelta, vil restsmelta bli rikere på de komponentene olivin inneholder mindre av enn smelta (SiO2, A12O3, og CaO) og fattigere på de komponentene olivin har mer av (FeO og MgO) enn smelta. På tilsvarende måte vil krystallisering av pyroksen og plagioklas virke inn på restsmeltas sammensetning. Hvor stor mengde som krystalliserer av

46 hvert av mineralene, har også betydning. I regneeksemplet ned­ enfor viser vi hvordan krystallisering og fjerning av 20 % olivin, 10 % pyroksen og 30 % plagioklas fører til at restsmelta får en intermediær sammensetning.

Regneeksempel. Vi kan tenke oss at vi starter med 100 kg av smelte som vist i tabell 2. Da vil prosenttallene for smelta tilsvare antall kg av hver komponent. Det skal fjernes 20 kg olivin, 10 kg pyroksen og 30 kg plagioklas. Restsmelta vil da utgjøre 40 kg. Vi kan da sette opp følgende «regnskap» for forbruket av hver komponent. start

SiO2

50 15

A12O3

8

FeO

12

MgO

15

CaO

forbruk

rest

- (20 • 0,39 + 10 • 0,50 + 30 • 0,43) = 50 - (7,8 + 5 + 12,9) = 50 - 25,7

= 24,3

-(20-0 + 10 • 0,05 + 30 • 0,37) = 15-(0 + 0,5+ 11,1) = 15-11,6

=3,4

- (20 • 0,19 + 10 • 0,06 + 30 • 0) = 8-(3,8+ 0,6 + 0) = 8-4,4

=3,6

-(20 -0,42+ 10-0,14+ 30-0) = 12 - (8,4 + 1,4 + 0) = 12-9,8

=2,2

-(20-0+ 10 • 0,25 + 30 • 0,20) = 15 - (0 + 2,5 + 6) = 15 - 8,5

= 6,5

Av restsmelta utgjør dette:

SiO2

24,3/40

= 60,75 %

A12O3

3,4/40

= 8,5 %

FeO

3,6/40

= 9,0 %

MgO

2,2/40

= 5,5 %

CaO

6,5/40

= 16,25 %

Oppgave: Prøv selv med utgangspunkt i tabell 2 og regneeksemplet oven­ for å beregne sammensetningen til restsmelta ved fjerning av 5 % olivin, 25 % pyroksen og 15 % plagioklas.

Metamorfose Ved ulike geologiske prosesser kan magmatiske, sedimentære

47 og metamorfe bergarter komme under trykk- og/eller tempera­ turforhold som er så forskjellig fra de forholdene bergartene opprinnelig ble dannet under, at de enkelte mineralene begynner å omkrystallisere eller reagere kjemisk med hverandre. Denne omdanningen, som skjer uten at bergartene smelter, kaller vi metamorfose. Mineralreaksjonene fører til at mineraler som er stabile under de nye forholdene, blir dannet. Som eksempel kan vi nevne mineralene kvarts og kalkspat, som forekommer sammen i mange bergarter. Dersom temperaturen under meta­ morfosen blir tilstrekkelig høy (700-800 °C), reagerer disse mineralene med hverandre til wollastonitt, en reaksjon som fører til at det frigjøres CO2:

Kvarts

+

kalkspat

—>

wollastonitt

+

karbondioksid f

(SiO2

+

CaCO3

-*

CaSiO3

+

CO2)

Som eksempel på en tilsvarende omdanningsprosess som skjer i naturen rundt oss hvert år, kan vi nevne den omdanningen som skjer med snøen i løpet av vinteren. Alle har vel sett hvordan nysnøen endrer karakter etter noen dager i kaldt vær, eller sett den typiske grovsnøen som dannes i mildvær. I dette tilfellet er det bare ett «mineral», snø (H2O i fast form), og omdanningen er knyttet til de enkelte snøkrystallers kornform og til deres stør­ relse. I fabrikker som lager murstein, blir leire utsatt for høy temperatur i en ovn. Leirmineralene blir ustabile ved den høye temperaturen, og de reagerer med hverandre til helt nye minera­ ler som er stabile under de nye forholdene. Det er et eksempel på Figur 24 Figur som viser sta- temperaturavhengig metamorfose. Produktet - teglsteinen - er bilitetsområdet for kalkspat + totalt forskjellig fra utgangsmaterialet. Slik er det også i naturen. Når et magma trenger inn i en leirbergart i jordskorpa, blir leirkvarts og wollastonitt. bergarten så kraftig oppvarmet i kontakten at den helt skifter karakter; den går over til en hornfels.

Faktorer som kontrollerer metamorfosen Det er bergartens kjemiske sammensetning, temperatur og trykk og tilstedeværelsen av væsker og gasser (hovedsakelig H2O og CO2) som avgjør hvilke mineraler som er stabile.

Temperaturen for metamorfe reaksjoner varierer fra ca. 200 til 650-800 °C. Under 200 °C foregår de sedimentære og diagenetiske prosessene, og når temperaturen kommer opp i 650 °C eller mer, begynner mange bergarter å smelte opp dersom det er litt vann eller (OH)-holdige mineraler til stede. Temperaturen virker sterkt inn på reaksjonshastigheten. Med

48 økende temperatur øker reaksjonshastigheten som en eksponensialfunksjon. Dette kan uttrykkes ved en såkalt Arrheniuslikning: k = A e-Ea/RT

der k er reaksjonshastigheten, A er en konstant, Ea er den aktu­ elle aktiveringsenergien, R er gasskonstanten og T temperaturen målt i kelvingrader. For at kjemiske reaksjoner mellom faste mineraler skal kunne foregå, behøves det i de fleste tilfeller rikelig tilgang på energi, såkalt aktiveringsenergi. Når temperaturen øker i et bergartskompleks ved tilførsel av energi fra omgivelsene, gir det gunst­ ige forhold for at det skal oppnås kjemisk likevekt, ustabile mineraler reagerer forholdsvis lett med hverandre. Vi kaller dette progressiv metamorfose. Ved synkende temperatur er det ingen tilførsel av energi, ustabile mineraler vil da i mange tilfel­ ler ikke reagere med hverandre og kan bli bevart som «minne» om de forholdene som en gang har hersket i bergarten. Når vi finner mineraler som glimmer og granat i en skiferbergart i dag, representerer de trykk og temperaturforhold for betydelige dyp i jordskorpa. I enkelte tilfeller, særlig der det er vann til stede i bergartene, vil mineralene reagere med hverandre også når tem­ peraturen går ned. Da taler vi om tilbakeskridende eller retro­ grad metamorfose. Den geotermiske gradienten forteller hvor raskt temperaturen endrer seg i jordskorpa. Den angis som regel i °C/km. I eldre, stabile områder som det baltiske skjold er den geotermiske gradient 20-30 °C/km nedover i skorpa. I aktive fjellkjedeområder kan gradienten være betydelig høyere (30-60 °C/km). Trykk og spenning. Trykket har også betydning for hvilke mineraler som vil være stabile. Trykk kan være av forskjellig slag. På større dyp i jordskorpa (flere kilometer) utøver de over­ liggende bergartene et trykk som er omtrent like stort i alle ret­ ninger. Det kalles et litostatisk trykk. Når vi taler om trykk i forbindelse med metamorfe bergarter, er det gjerne det litostatiske trykket vi tenker på. Nærmere jordoverflaten eller i nærhe­ ten av svakhetssoner vil trykket i mange tilfeller være ulikt i forskjellige retninger. Vi taler i slike tilfeller om spenninger. Under folding og langs forkastninger vil spenningstilstanden variere innenfor et relativt begrenset område. Det kan føre til at mineralreaksjoner skjer lettere på ett sted enn på et annet sted like i nærheten. Spenningstilstanden vil også føre til at minera­ lene orienterer seg på en for dem gunstig måte i forhold til tryk-

ket (spenningene). Parallellorientering av flakformete mineraler med god kløv (som kloritt og glimmer) fører gjerne til at bergar­ tene de opptrer i, får en utpreget skifrighet.

Trykkgradienten avhenger av vekten av de overliggende bergartsmasser. Hvis vi litt forenklet regner med en bergartstetthet på 3 g/cm3, vil trykket øke med 29,4 MPa (290 atm) pr km mot dypet. Generelt kan vi si at med økende temperatur og trykk, det vil si på større og større dyp i jordskorpa, vil mengden av H2O, (OH) og CO2 som kan gå inn i mineralene, avta. Et eksempel på dette er reaksjonen som ble kommentert ovenfor. Mens minera­ let kalkspat inneholder CO2 i form av karbonationet CO32-, er det nye mineralet som dannes, wollastonitt, fritt for flyktige kompo­ nenter. Fordi bergartene sjelden er helt tette, vil det frigjorte CO2 søke å trenge opp mot høyere nivåer i jordskorpa, hvor det kan gå inn i løsninger eller i nye mineraler, eller det kan trenge helt opp til overflaten i form av CO2-gass. Ved høye trykk vil det dannes mineraler som har større tetthet enn det vi finner på høy­ ere nivåer i jordskorpa. Indeksmineraler. Visse metamorfe mineraler dannes ved svært spesielle trykk- og/eller temperaturforhold. Når vi støter på disse mineralene i metamorfe bergarter, kan de gi oss spesielt god informasjon om hvilke forhold bergarten er dannet under. Noen mineraler er gode indikatorer på trykk. Mineralene andalusitt og kordieritt, som er ganske vanlige i mange kontaktmetamorfe bergarter, forteller at trykket har vært forholdsvis lavt, det vil si at mineralreraksjonene som førte til at disse mineralene ble dan­ net, fant sted forholdsvis høyt oppe i skorpa. På den andre siden inneholder bergarten eklogitt spesielle typer granat og pyroksen som forteller at trykket har vært ekstra høyt. Eklogitt er dannet på svært stort dyp, gjerne mer enn 30 km. Andre mineraler igjen forteller om temperatur. En spesiell gruppe silikatmineraler zeolittene - (ikke gjennomgått i denne boka) er stabile ved lave temperaturer (< ca. 300 °C), kloritt er stabil opp til ca. 500 °C, mens for eksempel wollastonitt og pyroksen forteller om de høy­ este temperaturer en kan finne i metamorfe bergarter. Et mineral som kvarts derimot er stabilt over et meget stort temperatur- og trykkområde og kan alene ikke fortelle noe detaljert om de for­ hold en bergart ble dannet under.

50

Metamorfosetyper Det er vanlig å dele metamorfoseprosessene inn i to hoved­ grupper: • Lokal metamorfose. Den har bare begrenset utbredelse. Van­ ligst er kontaktmetamorfose ogforkastningsmetamorfose.

• Regionalmetamorfose. Denne typen foregår over store områder samtidig og er blant annet knyttet til fjellkjededannelse. Vi skiller mellom vanlig dynamisk regionalmetamor­ fose, belastningsmetamorfose og oseanisk-hydrotermal metamorfose.

LOKAL METAMORFOSE Kontaktmetamorfose skjer i begrensete områder rundt magma­ tiske intrusjoner. De områder som på denne måten blir påvirket, kalles kontaktaureoler. Sidebergartene mottar varme fra intrusjonen. Temperaturfordelingen i sidebergartene rundt en intrusjon avhenger av hvilket dyp intrusjonen skjedde på, av intrusjonens størrelse og av dens temperatur. Som en tommelfin­ gerregel kan vi si at sidebergarten helt inntil kontakten vil få en temperaturstigning som tilsvarer 60 % (i grader C) av intrusjo­ nens temperatur. Det kommer altså i tillegg til den temperaturen sidebergarten hadde før intrusjonen. De høyeste temperaturer ved kontaktmetamorfose vil ligge i intervallet 600-900 °C, avhengig av intrusjonstemperaturen.

Avstand fra kontakten (km)

Ved kontaktmetamorfose er temperaturpåvirkningen forholds­ vis kortvarig sett i geologisk tidsperspektiv. Derfor vil de meta­ morfe reaksjoner bare komme i gang i de sidebergarter som varmes opp til mer enn 350-400 °C. Nærmest kontakten blir sidebergarten gjenstand for en meget hurtig og sterk oppvar­

Figur 25 Ved kontaktmetamor fose er temperaturfordelingen sidebergarten sterkt avhengig < intrusjonens størrelse. Den vannrette linjen viser tempera turen i sidebergarten før intru sjonen.

51 ming, bergartene blir nærmest «stekt». Resultatet er en meget finkornet bergart. Leir- og leir-kalkbergarter blir på denne måten omdannet til flintaktige hornfelser. Ettersom kontaktmetamorfose som regel skjer uten deformasjon, vil vi ikke finne skifrighet i kontaktmetamorfe bergarter. Omkring 1910 gjennomførte den norske geologen Victor M. Goldschmidt banebrytende studier på de kontaktmetamorfe bergartene i Oslofeltet.

Forkastningsmetamorfose. Kataklase og mylonittisering er omdannelser knyttet til soner som er utsatt for ekstrem deforma­ sjon, som langs forkastninger og overskyvninger. Slik deforma­ sjon medfører en reduksjon av mineralenes kornstørrelse, noe som kan oppnås på to forskjellige måter: a) ved sprø knusing - kataklase - uten at det skjer noen omkrystallisering b) ved duktil (plastisk) deformasjon og ved hel eller delvis omkrystallisering, slik som når mylonitt dannes.

Mineraler kan deformeres på begge disse måtene. Temperatu­ ren og eventuelt vanninnhold bestemmer hvilken mekanisme som vil dominere. Kvartsrike bergarter vil stort sett deformeres sprøtt (kataklastisk) ved temperaturer under ca. 300 °C ved mid­ dels vanntrykk. Den sprø deformasjonen resulterer i at tidligere massive bergarter knuses opp til bruddstykker av ulik størrelse,

Figur 26 Kataklasitt fra Lærdal-Gjende forkastningssone. I en tett grun­ nmasse rik på ertsstøv ligger uorienterte bruddstykker (klaster) av plagioklas, mikroklin (M), hornblende (H), epidot (E) og kvarts (K). Utgangsmaterialet var en hornblende-monzodioritt. (Etter M. Heim).

52

Figur 27 Mylonitt fra en skyvesone i Jotundekket. I e finkornet grunnmasse av dynamisk omkrystallisert kvarts og feltspat (hvit) op trer større relikter (rester) av perthittisk mikroklin omgitt av tallisert mikroklin og kvarts. Laminasjonen blir framhevet av «tog» med mørke mineraler (biotitt o epidot). Bergarten var opprinnelig en granitt. (Etter M. Heim.)

der de største bruddstykkene gjerne blir liggende i en grunn­ masse av de mer finkornete bruddstykkene. Bergarten blir en tektonisk breksje eller kataklasitt. Ved duktil deformasjon dan­ nes som regel en bergart der det finkornete, gjerne ny- og omkrystalliserte, materialet i grunnmassen danner en tydelig planstruktur, og der enkelte større fragmenter av opprinnelig bergart eller mineral har «overlevd» nedbrytningen og framstår delvis i omkrystallisert form.

REGIONALMETAMORFOSE Den vanlige regionalmetamorfosen er dynamisk, det vil si at den skjer samtidig som bergartene gjennomgår en formendring, deformasjon. Ren belastningsmetamorfose kan også opptre over forholdsvis store områder samtidig og er dermed regional. Det kan forekomme på store dyp i et sedimentasjonsbasseng. I ung og varm havbunnsskorpe hvor havvann trenger dypt ned i berg­ artene, er temperaturen høy nok til at metamorfe reaksjoner kommer i gang. Denne typen regionalmetamorfose kaller vi oseanisk-hydrotermal metamorfose. Belastningsmetamorfose og oseanisk-hydrotermal metamor­ fose skjer vanligvis uten dynamisk deformasjon; vi sier at meta­ morfosen er statisk.

Metamorfosegrad På grunnlag av temperaturforholdene kan en dele metamorfo­

53 sen inn i grader. Det er vanlig å bruke denne inndelingen:

• • • •

Svært lav metamorfosegrad Lav metamorfosegrad Middels metamorfosegrad Høy metamorfosegrad

KORT OVERSIKT OVER DE ULIKE METAMORFOSEGRADENE Svært lav metamorfosegrad opptrer ved temperaturer fra ca. 200 til 350-400 °C, noe avhengig av trykket. Ved disse lave temperaturer er zeolittmineraler stabile sammen med mineraler som kvarts og kalkspat. Denne metamorfosegraden er vanlig i yngre fjellkjeder og ved belastningsmetamorfose i sedimentasjonsbassenger, og fins knapt her i landet.

Lav metamorfosegrad er karakterisert ved tilstedeværelsen av flere grønne mineraler. Kloritt, epidot og den grønne amfibolen aktinolitt er de vanligste. Dessuten er kvarts, glimmer og kalk­ spat vanlig. Det gir opphav til metamorfe bergarter som fyllitt og grønnstein. Ved lav metamorfosegrad er bergartene generelt sett relativt finkornete. Middels metamorfosegrad. Overgangen mellom lav grad og middels grad ligger omkring ca. 500 °C, noe avhengig av tryk­ ket. Ved denne temperaturen blir de grønne mineralene ustabile,

0

Figur 28 Fordelin­ gen av de ulike metamorfosegradene i trykk (P) - tempera­ tur (T) - feltet. Hvis vann er til stede i tilstrekkelig grad under metamorfosen, vil kvarts- og felt­ spatrike bergarter begynne å smelte ved temperaturer helt ned mot 650-700 °C.

200

Temperatur (°C) 400

600

800

54 de reagerer med hverandre eller med glimmer og kvarts til nye mineraler. Slike er granat, staurolitt, kyanitt og feltspat. Dessu­ ten er hornblende et svært vanlig mineral i bergarter som er dan­ net under temperatur- og trykkforhold som tilsvarer middels metamorfosegrad. En stor del av de metamorfe bergartene i Norge er dannet under slike forhold. Ulike typer glimmerskifer, gneis, amfibolitt, marmor og kvartsitt er typiske bergartseksempler. Disse bergartene representerer dype snitt av den kaledonske fjellkjeden og av flere prekambriske fjellkjeder. Bergarter dannet ved middels metamorfosegrad er vanligvis middelskornet.

Høy metamorfosegrad fins i Norge nesten bare i prekambriske bergarter. De er kjennetegnet ved at de ikke inneholder vesent­ lige mengder av vannholdige eller (OH)-holdige mineraler som amfibol og glimmer. Derimot er pyroksen og alkalifeltspat van­ lig. Bergarter som kvartsitt og marmor vil «tåle» slik høy meta­ morfosegrad uten videre forandring. I nærvær av vann vil bergarter som mange gneiser og glimmerskifrer begynne å smelte. Slik definerer denne metamorfosegraden den øvre gren­ sen mot det magmatiske temperaturområdet. I Norge finner vi metamorfe bergarter av høy grad blant annet i Lofoten-Vesterålen, i Eigersundsområdet, i Jotunheimen og ved Arendal. De vanligste bergartene er spesielle typer av gneis. Også de bergartene som dannes ved kontaktmetamorfose, kan henføres til de ulike metamorfosegradene. Hornfelser som er dannet helt inntil grensen mot en intermediær eller basisk intrusjon, har vært utsatt for så høy temperatur at de tilhører høy metamorfosegrad. I Oslofeltet, der vi finner kontaktmetamorfose rundt de fleste dyperuptiver av noe størrelse, er hornfelser av middels, og særlig av høy grad vanlig.

Metasomatose Mens den vanlige metamorfosen antas å skje uten nevnever­ dige kjemiske forandringer, er en del omdanningsprosesser kjen­ netegnet ved at de ikke bare forandrer mineraler og tekstur, men også bergartenes kjemiske sammensetning. Det er dette vi kaller metasomatiske prosesser. Man har tenkt seg at metasomatosen enten skjer ved at stof­ fene diffunderer gjennom faste mineraler i ioneform, eller ved at de transporteres i eller av løsninger. Det er imidlertid påvist ved eksperimentelle undersøkelser at diffusjon av stoff gjennom faste krystallgitre er en så langsom prosess at den ikke kan spille noen vesentlig rolle ved metasomatisk omdanning. I nærvær av

løsninger ser man for seg to ulike mekanismer for stofftranspor­ ten:

•

På grunn av ulik konsentrasjon på forskjellige steder beveger ionene seg i en ubevegelig poreløsning. Dette kan vi kalle diffusjonsmetasomatose.

•

Komponentene føres mer passivt med i en bevegelig (strøm­ mende) poreløsning. Denne prosessen blir gjerne kalt infiltrasjonsmetasomatose.

Avhengig av de kjemiske og fysiske likevektsforholdene vil ionene i løsningene kunne reagere kjemisk med de bergarter og mineraler de kommer i kontakt med. Slik kan det på ett sted bli dannet bergarter med en kjemisk sammensetning som er vesent­ lig forskjellig fra den opprinnelige bergarten. Metasomatiske prosesser skjer i de fleste tilfeller i sidebergar­ tene der hydrotermale løsninger beveger seg langs sprekker eller i kontaktsonene rundt intrusivbergarter. Når magmaene størkner, vil ionerike restløsninger presses ut i sidebergartene på grunn av høyt trykk. Der vil de enten reagere med sidebergartene til meta­ somatiske bergarter eller danne hydrotermal- eller pegmatittgan­ ger. I enkelte tilfeller dannes verdifulle mineral- eller malmfore­ komster i forbindelse med metasomatiske prosesser.

Sedimentære bergarter Beregninger viser at magmatiske og metamorfe bergarter utgjør 90-95 % av jordskorpa som helhet. Sedimentære bergar­ ter synes således å spille en relativt underordnet rolle. Ser vi imidlertid på overflaten av jorda, finner vi at sedimentære ber­ garter dekker i alt 70 % av den kontinentale jordskorpa. Dessu­ ten er det de fleste steder et tynt sedimentdekke på bunnen av dyphavene. Sedimentære bergarter har stor økonomisk betydning. I slike bergarter fins mesteparten av verdens fossile energirikdommer som kull, gass og olje, og dessuten forekomster av viktige metal­ ler som aluminium, jern, mangan osv. I tillegg utgjør sedimenter og sedimentære bergarter viktige råmaterialer for bygge- og anleggsvirksomhet. Sedimenter er ansamlinger av materialer (grus, sand, leire) som er dannet ved nedbrytning av av andre bergarter. De kan også være dannet ved organismers hjelp eller utfelt rent kjemisk fra vannløsninger, først og fremst i havet. Sedimentene dannes

56 uten unntak ved overflateforhold (over eller under vann); de til­ hører sammen med vulkanske bergarter gruppen suprakrustale (av latin supra = over og crusta = skorpe) bergarter. Alle sedimentære bergarter er i utgangspunktet dannet som et resultat av følgende prosesser: • forvitring av kildebergarter • transport av vann, is eller vind; enten som partikler eller, som løsning • avsetning av partikler eller utfelling fra løsning • diagenese med dannelse av fast bergart (stein)

Forvitring De sedimentære prosessene skjer på eller nær jordas overflate ved vanlige atmosfæreforhold. Temperatur og nedbør varierer med de klimatiske forhold, men trykket er alltid lavt. Det hele starter med forvitring av eldre bergarter som ved ulike geolo­ giske prosesser er kommet opp til overflaten. Forvitringen kan være mekanisk og bare føre til at de opprinnelige bergartene deles opp i smådeler (mineral- eller bergartskorn) eller kjemisk som ved oppløsnings-, oksidasjons- eller hydratiseringsprosesser (hydratisering: omdanning ved at mineraler tar opp vann i strukturen). Magmatiske og metamorfe bergarter er dannet ved høye tem­ peraturer, mange av dem også ved høye trykk. Mange av mineralene i disse bergartene er derfor ustabile ved atmosfære­ forhold, særlig i nærvær av vann. Ved de kjemiske forvitringsprosessene omdannes disse mineralene til forbindelser som er stabile under de forholdene som hersker på jordoverflaten. Mineralene har ulik evne til å motså den kjemiske forvitrin­ gen. Kvarts (SiO2) er et eksempel på et mineral som er stabilt under de aller fleste forhold. Derimot vil et mineral som kalkspat (CaCO3) løses helt eller delvis opp i mange gelogiske miljøer. Det skjer ved frigjøring av Ca2+ -ioner som kan holde seg løst i grunnvannet og eventuelt føres ut i havet. Forvitring av feltspat og mange andre silikatmineraler er mer komplisert, idet det både frigjøres ioner som vil holde seg løst i grunnvann eller havet, og det dannes nye mineraler. De nydannete mineralene er oftest ørsmå kolloidpartikler med negativt ladd overflate, vi kaller dem leirmineraler. Leirmineralene følger strømmen i elva til de møter stillestående vann og bunnfelles i innsjøer eller havet. Forvitringsprosessene fører på denne måten til en meget sterk fraksjonering. Som eksempel kan vi se på forvitring av en berg­ art som granitt:

Figur 29 Leire avsatt i saltvann (A.) får en korthusliknende struktur. I hulrommene mellom leirpartiklene er det Na+-ioner som gjør at strukturen er stabil. Dersom ferskt vann vasker ut saltionene, blir strukturen ustabil, og leira blir kvikk. Leire avsatt i ferskvann (B) har i utgangspunktet en stabil struktur fordi det ikke fins saltioner mellom leirpartiklene. Ferskvannsleire blir derfor ikke kvikk.

Granitt består hovedsakelig av mineralene kvarts, kalifeltspat og plagioklas. Ved den mekaniske forvitringen vil bergarten stort sett spaltes opp i millimeterstore sandkorn av hvert enkelt mineral. Det gir stor overflate og bedre anledning for den kje­ miske forvitringen til å komme i gang. Kvartskornene vil klare seg bra under de nye betingelsene, men de vil bli mer og mer rundet etter hvert som de blir forflyttet med vind eller vann. Felt­ spatene, derimot, vil dels løses opp og dels gå over til leirmine­ raler. Ved denne prosessen frigjøres ioner av kalium, natrium og kalsium, mens aluminium og silisium blir hovedbestanddelene i de nydannete leirmineralene. De frigjorte ionene vil føres bort i oppløst form, og leirmineralene føres i suspensjon med rennende vann. Slik separeres de ulike mineralene i granitten. Den stabile kvartsen vil utgjøre hovedomponenten i kontinentale sandavset­ ninger, de aluminiumrike leirmineralene vil stort sett ende i havet sammen med de løste ionene. Kaliumionene vil raskt fjer­ nes fra havvannet idet de binder seg til overflaten av leirparti­ klene. Kalsiumionene vil delvis bli tatt opp av organismer som lever i havet, mens natriumionene og litt kalsium vil holde seg løst. Som kjent er natrium det dominerende kation i havet.

58

Sedimenttyper, sedimentære prosesser og miljøer Hovedtypene av sedimentbergarter er sandsteiner (20-25 %), leirbergarter (65 %) og kalksteiner (10-15 %). Alle andre sedi­ mentbergarter utgjør mindre enn 5 %. Sand er definert som et klastisk sediment (av klast = bruddstykke) med korn som varie­ rer i størrelse mellom 0,06 mm og 2,0 mm. Leirbergartene, som vi også kan kalle slamsteiner, består stort sett av korn mindre enn 0,06 mm, ofte mindre enn 0,004 * mm. Leilighetsvis finner vi klastiske bergarter med store korn (> 2 mm) som er dannet av grus og større steiner. De kalles konglomerater dersom de består av godt rundete fragmenter (boller), eller breksjer dersom frag­ mentene er kantete.

Tabell 3: Detaljert inndeling av sedimentene etter kornstørrelse. (Denne oppstillingen er basert på Wentworth-skalaen som bru­ kes internasjonalt innen sedimentologi.) > 64 mm:

blokker og stein

4-64 mm:

grov grus og småstein

2-4 mm:

fin grus

1-2 mm:

svært grov sand

0,5-1 mm:

grov sand

0,25-0,5 mm:

medium sand

0,125-0,25 mm:

fin sand

0,06-0,125 mm:

svært fin sand

-0,06 * 0,004

silt

mm:

< 0,004 * mm:

leir

Grovfraksjon, > 2,0 mm

Sandfraksjon, 0,06-2,0 mm

Finfraksjon, < 0,06 mm

*Det har vært vanlig i nordisk kvartærgeologi, geoteknikk og jordbunnslære å bruke Atterbergs kornfordelingsskala. Den viktigste for­ skjellen er at Atterbergskalaen setter grensen mellom leir og større partikler ved 0,002 mm (2 pm).

Hvilke sedimentbergarter som dannes, avhenger av mange faktorer, for eksempel

• •

utgangsbergartenes sammensetning, tekstur og struktur topografi og klimatiske forhold

• •

avsetningsforholdene tektoniske forhold

Vann er meget viktig i denne sammenheng, både i forvitringen og ved transporten, avsetningen og diagenesen (se neste side). Mange sedimenter avsettes gjerne flere ganger før de kommer til det stedet de omformes til fast bergart. Det fører til at de enkelte korn blir rundet, samtidig som det foregår en sortering i grove og fine fraksjoner. De grøvste partiklene lar seg ikke så lett forflytte med rennende vann uten at fallet er steilt eller strømmen sterk. Grovkornete bergarter avsettes derfor gjerne på eller nær land, eventuelt på kontinentalskråninger. I elvene transporteres sand­ korn langs bunnen, mens de finere fragmentene, spesielt leirpartiklene, passivt følger med vannmassene; vi sier de transporteres i suspensjon. Sandsteiner avsettes derfor gjerne på land eller i elvemunninger eller der sterke slamstrømmer avsetter materiale i dypere vann. Sandbanker legges også opp av bølger i strandso­ nen. Leirpartiklene synker til bunns og avsettes når de blir ført ut i mer stillestående vann i innsjøer og i havet. Både når det gjel­ der sand- og leirbergarter, er det vanlig å skille mellom marine og kontinentale avsetninger. Miljøer som er særlig viktige som avsetningssteder for sedi­ mentære bergarter, kan kort oppstilles slik: Marine miljøer Deltaer, strender, kontinentalsokler/skråninger og grunne innlandshav. Dyphav. I alle disse miljøer kan både klastiske, orga­ niske og kjemiske sedimenter dannes.

Kontinentale miljøer Ørken, elvesystemer og innsjøer. Områder med ras- og skredavsetninger, og glasialområder. Kontinentale sedimenter er i overveiende grad klastiske og er mange steder gule, røde eller brune på grunn av at jernforbindelsene forekommer i oksidert form (Fe3+).

Kalksteiner og andre karbonatbergarter (dolomittstein) kom­ mer i en litt spesiell stilling, fordi de kan dannes på flere ulike måter. Some regel har kalksteiner organisk (biogen) opprinnelse idet de dannes helt eller delvis fra rester av dyr og planter med skall eller skjelett av CaCO3. Mange steder finner vi kalksteiner som har ulike slag større fragmenter i en finkornet grunnmasse av kalkslam av organisk opprinnelse. Kalkstein som bare består av slikt finkornet materiale, blir kalt mikritt. Vanlig skrivekritt for eksempel består av ørsmå rester av mikroorganismer og er et typisk eksempel på mikritt.

60 Kalksteiner kan også dannes rent kjemisk ved utfelling fra havvann eller ved inndamping av saltsjøer (evaporittdannelse). Dessuten fins det klastiske kalksteiner, det vil si at de er bygd opp av bruddstykker av eldre kalksteiner, med eller uten innslag av organiske fragmenter. Diagenese. Etter hvert som sedimentlagene øker i tykkelse på grunn av stadig nye avsetninger, vil de underste lagene begynne å fastne til bergart. I første omgang skjer det bare en sammenpressing (kompaksjon) der de enkelte korn kommer så nært hver­ andre som mulig. Ved økende trykk og temperatur er det ikke lenger likevekt mellom porevannet og mineralkornene, og særlig i sand- og kalkavsetninger skjer det oppløsnings- og utfellingsreaksjoner. Ved utfelligen skjer det en sementering ved at de utfelte mineralene binder de enkelte korn sammen. Vanlige sementerende mineraler er kvarts, kalkspat og jernhydroksider.

Petrografi Med petrografi forstår vi den systematiske beskrivelse og klassifikasjon av bergartene. Vi har allerede gjennomgått hvor­ dan vi deler bergartene inn i tre hovedgrupper (magmatiske, metamorfe og sedimentære) etter dannelsesmåten. Ved klassifi­ seringen tar vi dessuten hensyn til bergartenes struktur og tekstur og til mineralinnholdet.

Struktur og tekstur Med en bergarts struktur mener vi lett synlige trekk som karakteriserer bergarten. I sedimentære bergarter finner vi ofte primære strukturer som veksling mellom fine og grove lag, gra­ dert lagning, kryssjiktning og erosjonsgroper. Noen strukturer er dannet like etter avsetningen, men før sedimentet ble til fast bergart, for eksempel flammestrukturer. I magmatiske dypbergarter kan det også forekomme lagdeling mellom lag med ulik sammensetning, men det er relativt sjelden vi støter på slike. Mest vanlig er det at slike bergarter er homo­ gene. Lavabergarter viser ofte flytestrukturer. Svært mange av de metamorfe bergartene har tydelige planstrukturer som foliasjon og skifrighet. Det er strukturer som er dannet under deformasjon, for eksempel under foldning. Med tekstur mener vi strukturelle forhold i liten skala, Ofte må vi benytte lupe eller mikroskop for å studere teksturen skikkelig.

61

Figur 30 Primære sedimentstrukturer. Øverst (A) ulike slag kryss-sjikt, nederst (B) gradert lagning.

Som eksempel kan vi nevne regelmessige relasjoner mellom kvarts og feltspat i skriftgranitt, porfyrisk tekstur i lavabergarter med store fenokrystaller i en mer finkornet grunnmasse, paralellorientering av glimmerkorn i en gneis og hvordan de grove fragmentene i et konglomerat forholder seg til hverandre og grunnmassen.

Figur 31 Korntekstur i sand­ stein. Relativt godt rundete korn av kvarts er sementert ved utfelling av kvarts (klar) rundt de klastiske kvartskornene.

62

Figur 32 Porfyrisk tekstur i basaltlava med fenokrystaller av plagiozklas, pyroksen (cpx) og olivin i en grunnmasse av glass.

Kornstørrelse Vi har allerede sett hvordan vi benytter kornstørrelsen til å sortere sedimentære bergarter og løsmasser i grupper. Vi bruker også begreper som finkornet, middelskornet og grovkornet om andre bergarter, og da er det nødvendig å kunne knytte dem til absolutte størrelser. Her fins det ikke noe vedtatt skjema, men følgende inndeling er ganske vanlig i bruk:

finkornet

< 1 mm

middelskornet

1-5 mm

grovkornet

5 mm-3 cm

meget grovkornet

> 3 cm

Mineralsammensetning Det er meget vanlig å angi mineralsammensetningen av en bergart i prosent. Vi undersøker mineralsammensetningen på flere måter. I middelskornete og grovkornete bergarter kan vi som regel etter litt øvelse klare å bestemme og anslå mengden av de viktigste mineralene uten annet hjelpemiddel enn en 10x lupe. Det er som regel nok til fastslå hvilken bergart det dreier seg om. For å bestemme de finkornete bergartene behøver vi et bergartsmikroskop, men også for disse kan vi finne gode holde­

63 punkter på hvilke mineraler som er til stede ved å bruke hjelpe­ midler som knivspiss, glassplate og fortynnet saltsyre.

Praktisk bergartsbestemmelse Når vi skal sette navn på en bergart, må vi først plassere den i riktig hovedgruppe. Da er gjerne struktur og kornstørrelse vik­ tige egenskaper å bestemme. Nedenfor viser vi eksempler på hvordan vi kommer fram til navnet på noen bergarter. Bergart 1 er middels- til grovkornet, den har ikke noen synlig lagdeling eller andre planstrukturer. Vi konkluderer at det er en magmatisk dypbergart. Ved å bestemme mineralene og mengde­ forholdet ved hjelp av bergartsmikroskop finner vi:

•

kvarts 22 %, biotitt 7 %, plagioklas 23 %, kalifeltspat 43 %, hornblende 2 %, epidot 3 %.

Dette er sammensetningen til en granitt.

Bergart 2 er også middels- til grovkornet og har en tydelig planstruktur, der særlig glimmerkornene er godt orientert i paral­ lelle plan. Vi finner følgende mineralsammensetning:

•

muskovitt 13 %, kvarts 21 %, kalifeltspat 5 %, plagioklas 30 %, granat 10 %, kyanitt 7 %, biotitt 12 %, magnetitt 2 %

Planstrukturen viser oss at dette er en metamorf bergart, kornstørrelsen og mineralsammensetningen at det er en gneis.

Bergart 3 er meget finkornet og skifrig med en skinnende, svakt bølgende overflate. Vi klarer ikke å bestemme mineralene med lupe. I mikroskopet finner vi:

•

kvarts 42 %, muskovitt 34 %, biotitt 12 %, kloritt 10 %, svovelkis 2 %

Skifrigheten forteller at også dette er en metamorf bergart, kornstørrelsen at metamorfosegraden er lav. Mineralsammenset­ ningen viser at dette er en typisk fyllitt. Bergart 4 er mørk på farge, den har en del mindre hull (blærerom), og det er bare noen få millimeterstore synlige mineralkorn. I mikroskopet finner vi: olivin 6 %, plagioklas 43 %, pyroksen 32 %, magnetitt 2 %, glass 17 %

64 Blærerommene viser at dette er lavabergart. Den er svakt porfyrisk. Både dette og innholdet av glass viser at størkningen foregikk meget raskt. Mineralsammensetningen viser oss at det er en basalt.

Bergart 5 er middelskornet og meget lys på farge. Den har en meget svak planstruktur som framkommer ved at små glimmerflak er parallellorientert. Dette viser at bergarten er deformert. Ellers ser det ut til at bergarten består nesten bare av ett mineral. Ved å bruke knivspiss og saltsyre finner vi ut at hovedmineralet, som vi anslår til mer enn 95 % av bergarten, er kalkspat. Dette sammen med kornstørrelsen viser at bergarten er en kalkspatmarmor.

Systematisk bergartsbeskriveIse MAGMATISKE BERGARTER Ved klassifiseringen deler vi de magmatiske bergartene inn i vulkanske (dagbergarter) og platonske (dypbergarter). Rent praktisk bruker vi krystallutviklingen og kornstørrelsen til denne inndelingen. Dypbergartene har størknet langsomt, de er derfor middels- til grovkornet og fullt ut krystallinske. Dagbergartene har størknet så raskt at de enkelte mineralkorn er svært små (finkornet), og i noen tilfeller finner vi dagbergarter som inneholder glass; de er helt eller delvis ikke-krystallinske. Organisasjonen IUGS (International Union of Geological Sciences) har nylig vedtatt et nytt klassifikasjonssystem for magmatiske bergarter. Utgangspunktet for klassifiseringen er mineralsammensetningen uttrykt i prosent. De fire mineralene som brukes ved klassifikasjonen, er: (A) alkalifeltspat (ortoklas, mikroklin og ren albitt) (P) plagioklas (unntatt ren albitt) (K) kvarts (N) nefelin

Ved å plassere disse mineralene i hjørnene av to likesidete tre­ kanter som står inntil hverandre, framstår det vi kan kalle APKN-diagrammet, som er en noe forenklet utgave av det såkalte lUGS-systemet. Diagrammet består av en øvre trekant APK for kvartsholdige bergarter og en nedre APN for nefelinholdige bergarter. Årsaken til at kvarts og nefelin danner hen­ holdsvis topp og bunn i dette diagrammet, er at mineralene kvarts og nefelin ikke forekommer sammen i naturlige bergarter. o

65 Når vi benytter dette diagrammet til klassifisering, ser vi bort fra alle de andre mineralene som er i bergarten. Det gjelder vik­ tige mineraler som glimmer, amfibol, pyroksen og olivin. Dette klassifikasjonsdiagrammet har imidlertid en del begrensninger, idet det gjelder bare for bergarter der mineralene APKN utgjør mer enn 10 %. Som det går fram av figuren, deler vi trekantene inn i ulike felter som hver for seg representerer de forskjellige bergartene. Slik ser vi at for eksempel granitt består av minst 20 % kvarts (men mindre enn 60 %) og begger typer feltspat. Gabbro inne­ holder svært lite eller ikke noe av mineralene alkalifeltspat, kvarts og nefelin, men mye plagioklas. Som vi skal se senere, innholder gabbro også mye pyroksen, et mineral som ikke inn­ går i diagrammet.

Figur 33 Klassifikasjonsdiagram (APKN-diagram) for mag­ matiske bergarter (DYPBERGARTER og dagberg­ arter) basert på innholdet av alkalifeltspat (A), plagioklas (P), kvarts (K) og nefelin (N). Ved bruken av diagrammet ser man i første omgang bort fra alle andre mineraler. Tallene angir mineralmengde i prosent, for eksempel har granodioritt mel­ lom 20 og 60 % kvarts.

(alkalifeltspat)

K (kvarts)

A

P (plagioklas) 10

10

N (nefelin)

66______________________________ __________________ Diagrammet inneholder en del viktige skillelinjer. De horison­ tale linjene i APK-trekanten forteller om kvartsinnholdet og i APN-trekanten om nefelininnholdet. Den vertikale linjen i APN-trekanten skiller mellom bergarter med overvekt av alkalifeltspat (A) til venstre og og plagioklas (P) til høyre i diagram­ met. De skrå linjene i diagrammets øvre del skiller mellom bergarter der forholdet mellom feltspattypene (A : P) er hen­ holdsvis 35 : 65 og 65 : 35. Vi skal nå se på hvordan vi kan benytte diagrammet til å sette navn på bestemte bergarter.

(A) Ved å studere en dypbergart finner vi disse mineralene (i omtrentlig mengde): kvarts 8 %, alkalifeltspat 40 %, plagioklas 35 %, glimmer 7 %, hornblende 5 %, magnetitt 3 % og apatitt 2%. Her opptrer 4 mineraler som ikke inngår i diagrammet. De må vi nå se bort fra og regner de aktuelle mineralene om til en sum på 100 % (til høyre): kvarts

8%

kvarts

9,6%

alkalifeltspat

40%

alkalifeltspat

48,2 %

plagioklas

35 %

plagioklas

42,2 %

Sum

83%

Sum

100,0 %

Siden det er kvarts som er med i dette eksemplet, er det APKtrekanten vi skal bruke. Vi ser umiddelbart at kvartsinnholdet fører oss inn i beltet mellom 0 og 20 % kvarts. Forholdet A : P er 40 : 35 eller 53,3 : 46,7. Vi ser at bergarten må være en monzonitt.

(B) En finkornet dagbergart viser seg etter mikroskopisk undersøkelse å ha følgende mineraler: nefelin 9 %, alkalifeltspat 17 %, plagioklas 49 %, pyroksen 21 %, olivin 3 % og apatitt 1%.

Også her ser vi flere mineraler som ikke er med i diagrammet. Ved å se bort fra dem og regne om til 100 % får vi:

nefelin

9%

nefelin

12,0%

alkalifeltspat

17%

alkalifeltspat

22,7 %

plagioklas

49%

plagioklas

65,3 %

Sum

75 %

Sum

100,0 %

Her ser vi at omregningen førte til at nefelininnholdet ble høy­ ere enn 10 %. Vi ser dessuten at plagioklas er den dominerende feltspat; (forholdet A : P er 17 : 49 eller 25,8 : 74,2). Bergarten er en tefritt. Når et enkelt mineral utgjør > 90 % av en bergart, gir vi ber­ garten et spesielt navn, oftest etter mineralet. Vi kan nevne noen eksempler på dette:

> 90 % olivin

dunitt (olivinstein)

> 90 % pyroksen

pyroksenitt

> 90 % hornblende

hornblenditt

> 90 % plagioklas

anortositt

De tre første hører ikke med i diagrammet, fordi AP KN utgjør mindre enn 10 %. Anortositt derimot hører med i AKPN-diagrammet, fordi hovedmineralet i denne bergarten er ett av de mineralene (P) diagrammet er basert på. Sur og basisk - lys og mørk. Vi har tidligere gjennomgått inndelingen av magmatiske bergarter i basiske (45-52 % SiO2), intermediære (52-63 % SiO2) og sure (> 63 % SiO2). Bergarter som inneholder betydelige mengder av mineraler som er rike på SiO2 (kvarts: 100 % SiO2), blir sure, mens de som inneholder mye av SiO2-fattige mineraler (nefelin: 42 % SiO2; olivin: 36-41 % SiO2), blir basiske eller ultrabasiske (< 45 % SiO2).

En annen måte å karakterisere bergartene på er etter fargen. Mineralene kan deles i fyse (kvarts, feltspat, nefelin) og mørke (amfibol, olivin, pyroksen, glimmer, magnetitt). De lyse bergar­ tene inneholder mye feltspat og kvarts og kalles felsiske eller leukokrate. De mørke mineralene inneholder mye magnesium og jern og kalles mafiske. Slik snakker vi også om lyse og mørke bergarter. Granitt - som inneholder mye kvarts og feltspat - er således en lys bergart. Basalt, som inneholder mye pyroksen og ofte olivin i tillegg, er en mørk bergart. Bergarten pyroksenitt, for eksempel, inneholder mer enn 90 % av det mørke mineralet pyroksen, vi sier bergarten er ultramafisk (ultra = på den andre siden av / mer enn).

I APKN-diagrammet finner vi de sure bergartene (med mye kvarts) øverst, de intermediære i midten og de basiske til høyre i diagrammet (nær P-hjørnet) og nederst (bergarter med nefelin). Vi skal nå se litt nærmere på de vanligste magmatiske bergarter.

68

Sure bergarter I denne gruppen hører granittfamiliens bergarter, det vil si de bergartene som av de lyse mineralene inneholder mer enn 20 % kvarts.

Granitt er den vanligste av alle dypbergarter. Hovedmineralene er kvarts, alkalifeltspat og plagioklas. Alkalifeltspaten er til vanlig mikroklin, sjeldnere ortoklas. Plagioklasen er Na-rik, gjerne oligoklas eller andesin. Av andre mineraler forekommer biotitt, muskovitt eller amfibol. Granittene er lyse, men varierer likevel noe i fargen. Som regel er det alkalifeltspatens farge som spiller størst rolle. Her i landet forekommer granitt en rekke steder, både i grunn­ fjellet, i den kaledonske fjellkjeden og i Oslofeltet. Mange fore­ komster har vært drevet eller er i drift til prydsteinsformål. Enkelte steder finner vi svært grovkornete granitter på ganger. Slike grovkornete bergarter kaller vi pegmatitt. Når mineralsam­ mensetningen er som i granitt, har vi granittpegmatitt. Mange granittpegmatittganger inneholder sjeldne mineraler. Hos oss er granittpegmatittene i Sør-Norges prekambriske bergarter godt kjent i så måte. Granodioritt likner granitt, men har vesentlig mer plagioklas (P : A > 65 : 35).

En spesiell plagioklasrik bergart i granittfamilien er tonalitt (P : A > 90 : 10). Her i landet er bergarten trondhjemitt et eksempel på en tonalitt. 1 trondhjemitt, som er mye brukt til prydstein under navnet «hvit granitt», er jevnt fordelt biotitt det mørke mineralet som gir bergarten et spesielt preg.

Av de sure dagbergartene er nok rhyolitt den vanligste, men den er mye sjeldnere enn den tilsvarende dypbergarten granitt. Den plagioklasrikere sure dagbergarten er dacitt. Sure vulkan­ ske bergarter størkner i mange tilfeller så raskt at det ikke dan­ nes krystaller. Bergarten vil da bestå av glass og kalles obsidian. I mange unge vulkanstrøk, for eksempel på Island, kan obsidian være forholdsvis vanlig, men på det norske fastlandet finner vi ikke obsidian i det hele tatt. Det skyldes at glass er et ustabilt materiale, som forholdsvis lett omdannes til vanlige mineraler. På det norske bilandet i Antarktis, Bouvetøya, fins det litt obsi­ dian.

69

Intermediære bergarter Syenitt og monzonitt er de vanligste intermediære dypbergarter. I syenitt er alkalifeltspat det dominerende mineral. Mørke mineraler forekommer bare i underordnet mengde. Både syenitt og monzonitt er ganske vanlig blant de gamle bergartene i Lofoten-Vesterålen. Monzonitt forekommer dessuten i en del kaledonske massiver. Men best kjent er disse bergartene fra Oslofeltet, der de er kjent under spesielle navn. Den mest kjente syenitten er den rødlige nordmarkitt. Monzonitt forekommer i store massiver i Oslofeltet, særlig i Vestfold, der vi finner den som ulike typer av larvikitt. I larvikittene er feltspatene vokst sammen på en spesiell måte som gjør at det oppstår en spesiell effekt, et fargespill. Larvikitten er på grunn av dette en mye brukt prydstein, den naturstein det brytes mest av i Norge. Syenittens dagbergart er trakytt. Den fins i mindre mengde i Oslo­ feltet, dessuten blant de unge vulkanske bergarter på Jan Mayen og på Peter I.s Øy i Antarktis. Monzonittens dagbergart heter ifølge lUGS-systemet latitt. Her i landet er en spesiell latitt-type velkjent under navnet rombeporfyr. Navnet skyldes formen på de forholdsvis store fenokrystallene av plagioklas-feltspat. Rom­ beporfyr er den vanligste lavabergart i Oslofeltet. Den forekom­ mer i størst mengde på Krokskogen og i Vestfold.

Nefelinsyenitt er strengt tatt en basisk bergart etter definisjo­ nen (SiO2 < 52 %), men det er naturlig å behandle den sammen med syenitt og monzonitt, siden den er beslektet med disse berg­ artene rent dannelsesmessig. Ved økende mengde nefelin i sye­ nitt (og monzonitt), det vil si > 10 % nefelin (N) av APN, minker SiO2-innholdet betraktelig, og vi er inne i feltet for nefelinsye­ nitt. Nefelinsyenitt er en forholdsvis sjelden bergart, men i Norge er den kjent både fra Oslofeltet og fra Seiland-provinsen i Finn­ mark. Alkalifeltspat og nefelin er hovedmineralene. På Stjernøy i Vest-Finnmark er det gruvedrift på nefelinsyenitt. I Oslofeltet (blant annet ved Langesundsfjorden) opptrer nefelinsyenitt pegmatittisk, det vil si som en meget grovkornet bergart på ganger. De er kjent for sin rikdom av forholdsvis sjeldne mineraler. Andesitt er en meget vanlig vulkansk bergart i verdenssam­ menheng. Den er spesielt framtredende i vulkanstrøk der plater kolliderer, som langs vestkysten av Amerika (den har sitt navn etter Andesfjellkjeden), på New-Zealand, i Indonesia og i Japan. I Norge er det lite andesitt, men enkelte av grønnsteinene av prekambrisk og kaledonsk alder har opprinnelig vært andesitt. I håndstykke kan andesitt være vanskelig å bestemme. Den er karakterisert ved lyse fenokrystaller av plagioklas i en grunn-

70 masse av farge som varierer fra nesten svart ti! meget lys. Den er således lett å forveksle med andre vulkanske bergarter.

Basiske bergarter Basalt er jordskorpas vanligste bergart. Den dominerer full­ stendig i havbunnsskorpa og er også den vanligste bergart ved kontinental vulkanisme. Basalt er en mørk bergart. De fleste ste­ der er den litt porfyrisk, med fenokrystaller av ett eller flere av mineralene plagioklas, olivin eller pyroksen. Grunnmassen er alltid finkornet eller den kan bestå av glass. Her i landet finner vi frisk basalt flere steder i Oslofeltet, den er dominerende bergart i alle våre yngre vulkanområder som Jan Mayen, på nordlige Spitsbergen, Bouvetøya og på Peter I.s Øy. I den kaledonske fjellkjede på Vestlandet, i Trøndelag og i Nord-Norge er det store områder med grønnstein. De fleste grønnsteinene har opp­ rinnelig vært basalt, vi kan kalle dem metabasalt. Likeså fins det metabasalt flere steder i grunnfjellet. Gabbro er dypbergarten til basalt. Hovedmineralene er kalsiumrik plagioklas (labrador og bytownitt) og pyroksen. På grunn av det høye innholdet av pyroksen er vanlig gabbro en mørk ber­ gart å se til. Enkelte steder støter vi på gabbro med olivin eller hornblende. I vanlig gabbro har pyroksenen monoklin symmetri, klinopyroksen. I noen tilfelle opptrer det gabbro med ortorombisk pyroksen, ortopyroksen. Slik gabbro har fått eget navn noritt, oppkalt etter Norge.

Anortositt består av mer enn 90 % plagioklas. De andre mine­ ralene er hovedsakelig pyroksen eller hornblende, altså de samme mineralene som i gabbro. Vi kan betrakte anortositt som dannet fra en gabbrosmelte, men der spesielle mekanismer har skilt de mørke mineralene fra plagioklas. Slik er anortositt et plagioklaskonsentrat. Her i landet forekommer store massiver av anortositt, særlig i Eigersundsfeltet.

Dioritt er nær beslektet med gabbro, og det er en gradvis over­ gang mellom de to bergartene. Likheten er først og fremst at de begge har plagioklas som ett av hovedmineralene. Dioritt har imidlertid en mer Na-rik plagioklas enn gabbro (andesin) og vil derfor inneholde mer SiO2. Slik ligger dioritt på grensen mellom basiske og intermediære bergarter. Mengden av mørke mineraler er gjerne mindre enn i gabbro. Slik blir dioritt som regel en noe lysere bergart enn gabbro. De intermediære dioritter inneholder gjerne litt kvarts. Dioritt opptrer mange steder i Norge, gjerne sammen med gabbro eller monzonitt.

71

Ultrabasiske bergarter Dunitt (olivinstein) er hos oss en viktig bergart, selv om den forekommer relativt få steder. Dunitt består nesten bare av olivin (> 90 %). Mest kjent er forekomstene av olivinstein på Nordvestlandet, i Nordfjord og på Sunnmøre. Ved Aheim på Sunn­ møre ligger den store forekomsten til A/S Norsk Olivin, Europas største produsent av olivin. Ellers fins mindre mengder av oli­ vinstein i den kaledonske fjellkjeden (Leka, Ballangen). o

Pyroksenitt består av mer enn 90 % pyroksen. Den er enda sjeldnere enn dunitt. Hos oss finner vi pyroksenitt som soner eller lag i ultramafiske massiver, for eksempel på Leka i NordTrøndelag.

Bergartene dunitt, pyroksenitt og anortositt svarer ikke til noen kjent magma-sammensetning. Det er likevel klart at de er magmatiske bergarter. Petrologene forklarer dette ved en del spesielle mekanismer. Vi kan betrakte dannelsen av dunitt og pyroksenitt på samme måte som det vi nevnte for anortositt. Ved størkning av gabbrosmelter vil olivin, pyroksen og plagioklas i mange tilfeller krystallisere ut til forskjellig tid. Olivin felles ut først. Dersom olivinkrystallene blir skilt fra smelta før de andre mineralene begynner å krystallisere, dannes det et olivinkonsentrat, bergarten dunitt. På liknende måte kan et omtrent rent pyroksenkonsentrat danne bergarten pyroksenitt. I såkalte lag­ delte gabbroer forekommer det lag av dunitt, pyroksenitt og anortositt sammen med vanlig gabbro. For øvrig er det kjent at spesielt bergarten dunitt er vanlig i

Figur 34 Tynne lag av kromitt (svart) i dunitt fra en lagdelt sekvens i Leka-ofiolitten. Den gulbrune fargen på dunittlagene representerer bare et tynt overflate sjikt (< 1 cm) og viser hvordan olivinrike bergarter omtrent alltid opptrer med en karakteristisk forvitringshud.

72 den øvre del av mantelen, sammen med ulike typer peridotitt, bergarter der pyroksen inngår i tillegg til olivin. Det er antatt at delvis oppsmelting av peridotitt i øvre mantel gir magma av basaltisk sammensetning. Ved denne oppsmeltingsprosessen blir restbergarten stadig rikere på olivin (som smelter sist), slik at det også på denne måten kan dannes dunitt.

SEDIMENTÆRE BERGARTER De sedimentære prosessene resulterer i at eldre bergarter bry­ tes ned til mer eller mindre stabile bruddstykker, dels fører de til en nydannelse av forvitringsmineraler, dels til kjemisk utfelling fra vannløsninger. I mange sedimentære miljøer spiller organismers aktivitet en stor rolle ved at de påvirker de uorganiske fysisk-kjemiske prosessene, og ved at de etterlater seg tungt oppløselig materiale når de dør. På grunnlag av dette er det van­ lig å dele de sedimentære bergartene inn i grupper: •

Klastiske sedimenter. De består av bruddstykker av tidligere bergarter og nydannete forvitringsmineraler (epiklastiske sedimenter) eller av ulike typer fragmenter dannet ved vul­ kansk virksomhet (pyroklastiske sedimenter).

•

Organiske sedimenter (biogene sedimenter). Til denne grup­ pen hører alle sedimenter hvor rester av organismer (mikroog makro-) utgjør en vesentlig del. Herunder vil de fleste karbonatbergarter (kalkstein og liknende) falle, likeså kisel- og fosfatsedimenter, og kullavsetninger. (Kisel = ren SiO2, som regel mikrokrystallinsk eller ikkekrystallinsk - amorf).

•

Kjemiske sedimenter omfatter de bergarter som er dannet ved at oppløste stoffer felles ut som mineraler fra vannløsninger. Herunder faller en del kalkavsetninger, evaporitter, kisel- og jernsedimenter.

Klastiske sedimenter Dette utgjør den største gruppen blant sedimentære bergarter. Ved klassifikasjonen benyttes kornstørrelsen. Vi har valgt å bruke den felles skala for de epiklastiske og pyroklastiske berg­ arter som nå brukes internasjonalt. (lUGS-systemet deler de pyroklastiske sedimentene i grupper som tilsvarer inndelingen i Wentworth-skalaen.) De viktige skillene går ved 64 mm, 2 mm, 0,06 mm og 0,004 mm.

Tabell 1: Klassifikasjon av klastiske bergarter etter kornstørrelse Kornstør­ relse mm

Epiklastisk fragment

Epiklastisk bergart

Pyroklastisk fragment

Pyroklastisk bergart

> 64 mm

blokk og stein

konglomerat og breksje

bomber og blokker

agglomerat og pyroklastisk breksje

2-64 mm

småstein og grus

lapilli

lapillituff

0,06-2 mm

sand

sandstein

0,004-0,06 mm

silt

siltstein

< 0,004 mm

leir

grov aske

fin aske

tuff

leirstein

Epiklastiske sedimentbergarter RUDITTER (fragmenter > 2 mm) Konglomerat har rundete, mens breksje har kantete fragmen­ ter i en mer finkornet grunnmasse. Godt rundet grovkornet mate­ riale fins først og fremst i elveavsetninger og submarine avsetninger og på strender, mens kantet materiale er typisk i for eksempel skredavsetninger (talus) og i glasiale avsetninger. En ruditt som er dannet fra glasialt materiale (morene), kalles tillitt. Dersom de større fragmentene er i direkte kontakt med hver­ andre, slik at grunnmassen bare fins i mellomrommene, sier vi at teksturen er kornbåret. Dersom det er få fragmenter, snakker vi om matriksbåret tekstur. I mange konglomerater er det én bergartstype som dominerer bollematerialet. Da sier vi at konglomeratet er monomikt. Der­ som mange ulike bergarter er representert i bollematerialet, er konglomeratet polymikt. ARENITTER (sandsteiner) Ved klassifisering av sandsteiner er det vanlig å dele sandkor­ nene inn etter mineralogisk eller bergartsmessig sammensetning. Vanligvis består sandkorn av rene mineralkorn, som regel av kvarts eller feltspat, eller av bergart, et såkalt bergartsfragment..

Sandsteiner inneholder også en del finstoff (opptil 15 %) som grunnmasse eller matriks. I matriksen er det vanlig å finne leir­ mineraler, kalkspat eller jernhydroksid.

74

Figur 35 Klassifikasjon av epiklastiske sedimenter. Dersom sandfraksjonen består av mer erm 90 % kvarts, kalles bergarten kvartssandstein eller kvartsarenitt. Feltspatrik sand­ stein, det vil si sandstein med mer enn 25 % feltspat, kalles arkose. Arenitt med feltspatinnhold mellom 10 og 25 % kalles subarkose. Dersom innholdet av bergartsfragmenter blir bety­ delig, kalles bergarten sublitisk sandstein (10-25 % bergarts­ fragmenter) eller litisk sandstein (> 25 % fragmenter). Sandsteiner avsettes i flere typer avsetningsmiljø. Mest typisk er kanskje fluviale avsetninger (elveavsetninger).

Figur 36 Klassifikasjon av sandsteiner (arenitter). Figuren tar utgangspunkt i nederste del av figur 35, men bergartsfragmenter har kommet til som ekstra komponent.

75 ARGILLITTER (leirbergarter) I leirbergartene utgjør sandfraksjonen mindre enn 25 %. En leirbergart består først og fremst av leirmineraler dannet ved for­ vitringen, men også av små korn av kvarts og av organisk mate­ riale. Det store innholdet av sjiktsilikater i leirbergartene gjør at de etter en viss deformasjon, slik som norske leirbergarter har vært utsatt for, får en egen evne til å spalte opp parallelt med lagningen. Derfor går leirbergartene hos oss under betegnelsen leir­ skifer. Mange leirbergarter er avsatt under reduserende forhold (mangel på oksygen) slik at det organiske materialet ikke råtner, slik det gjør under aerobe forhold. Under diagenesen og senere skjer det en gradvis modning av dette materialet, slik at det utvi­ kles gass eller olje. Leirbergarter som er rike på organisk materi­ ale, er gjerne meget mørke. Et eksempel på dette er alunskifer. Leirsedimenter avsettes både i havet og i innsjøer. Ferskvannsavsatte leirbergarter som er rike på organisk materiale, kan utvikles til oljeskifer. Når vulkanske askelag gjennomgår diagenese, dannes leirbergarten bentonitt, som består av en spesiell type svellende leirmineraler. Blandinger av klastiske leirpartikler og finkornet karbonat danner mergel-leire. Ungt vindavsatt finmateriale kalles løss. Slikt materiale fins i store mengder i de rike jordbruksområdene på den nordlige halv­ kule. Dette materialet ble transportert sørover med nordavinden på slutten av istiden etter hvert som iskanten trakk seg nordover og før vegetasjonen fikk tid til å binde materialet. VAKKER Vakkene er klastiske sedimenter med rikelig innslag både av sand- og leirfraksjonen. Vanligst er gråvakke. Gråvakke er meget vanlig i turbidittavsetninger der avsetningsmekanismene er slik at både finstoff og grovere fragmenter avsettes samtidig.

Pyroklastiske bergarter Magma som når helt opp til jordoverflaten, kan enten strømme ut som en lavastrøm eller ved eksplosiv vulkanisme bli splittet opp i fragmenter som spres gjennom luft eller vann. Fragmenter dannet ved eksplosiv aktivitet kalles pyroklaster, og løse avset­ ninger av slikt materiale betegnes tefra. Etter konsolidering og diagenese vil slike avsetninger utgjøre pyroklastiske bergarter. De står således i en særstilling blant sedimentene ettersom de enkelte fragmenter er dannet ved magmatisk aktivitet og ikke ved nedbrytning og forvitring av eldre bergarter.

Ved eksplosive vulkanutbrudd dannes fragmenter av forskjel­ lig størrelse. De største fragmentene kalles bomber og blokker.

Bombene representerer smelteklumper som har størknet mens de ennå var oppe i lufta. På grunn av en roterende bevegelse blir de nokså avrundet i formen. Blokkene er mer eller mindre kantete fragmenter av sidebergart eller allerede størknet lava. Bomber og blokker faller ned helt i nærheten av utbruddsstedet og er senere gjenstand for meget beskjeden transport. Når slike avset­ ninger blir til fast bergart, taler vi om agglomerat (av bomber) og pyroklastisk breksje (av blokker).

Ved eksplosive vulkanutbrudd inneholder magmaet en god del gass, særlig vanndamp. Den forekommer som bobler og fører til at smelta får en porøs, skumaktig konsistens rik på blærerom. Slik blir fragmentene svært lette, og selv litt store fragmenter kan fraktes et stykke med vinden. De største av slike fragmenter (2-64 mm) kalles lapilli og avsetningen en lapillituff. Alt finere materiale kalles aske, men det aller fineste materialet, som kan fraktes med vinden over svært lange avstander, kan oppfattes som støvpartikler. Når askeavsetningene blir til fast bergart, betegnes de asketuff eller bare tuff. Det er spesielt de vulkanene som har intermediære eller sure smelter, som inneholder så mye vann at utbruddene blir eksplo­ sive. Langs norskekysten finner vi ofte porøse pimpsteiner. De er transportert med havstrømmene og skriver seg fra eksplosive vulkanutbrudd på Island eller Jan Mayen. Materialet er så porøst og lett at det flyter uten å trekke til seg vann i noen særlig grad. Det skyldes at det ikke er forbindelse mellom de enkelte porerommene. Pimpstein kan derfor holde seg flytende i lang tid.

Bomber og blokker > 64 mm

Figur 37 Trekantdiagram som viser klassifikasjon av pyroklas­ tiske sedimenter.

Organiske sedimenter Karbonatbergarter. I marint miljø vil oppløst kalsiumkarbonat felles i form av mineralet kalkspat når konsentrasjonen blir høy nok. Oppløseligheten varierer også med temperaturen, slik at utfelling skjer lettere ved høy (f.eks 25 °C) enn ved lav (5 °C) temperatur. Der hvor kaldt dyphavsvann strømmer opp mot grunne banker og blir oppvarmet, kan det skje forholdsvis kraf­ tig utfelling. Denne utfellingen skjer i stor grad ved organismers hjelp. Mange marine planter og dyr feller ut kalsiumkarbonat i form av et skall. Når disse organismene dør, hopes skallene eller skallrestene opp og blir etter hvert til kalkstein. En del karbonatorganismer danner «selvbærende» konstruksjoner, for eksempel enkelte koraller. De kan bevares omtrent i sin helhet i form av fossile korallrev. Restene av organismene forekommer i forskjellig skala. Det er vanlig å finne større fragmenter av skall/skjell i en finkornet grunnmasse. Ved nærmere undersøkelse i mikroskop viser det seg at også finmaterialet er organisk, som regel er det rester av mikroorganismer. Skrivekrittet er et eksempel på en avsetning av ørsmå skalldyr. Etter avsetningen foregår i mange tilfeller kjemiske reaksjoner mellom de små partiklene av kalsiumkarbonat og havvannet som sirkulerer gjennom porene i avsetningen. Havvannets magne­ sium har da en tendens til å reagere med kalsiumkarbonat og

Figur 38 Mikrobilde av oolittisk kalk­ stein (navn etter de runde skallfragmentene). Grunnmassen er mikritt.

78 danne mineralet dolomitt. Dannelse av dolomittstein er således en sekundær prosess. Den skjer etter avsetningen og under diagenesen.

Kiselsedimenter. De aller fleste kiselsedimenter er dannet ved organismers virksomhet. De representerer avsetninger av encellete planter og dyr med skall av SiO2 (kisel). I enkelte innsjøer og kalde havområder lever encellete kiselal­ ger, diatomeer. Avsetninger av ferskvannsdiatomeer kalles kiselgur. I havet, spesielt i tropene, lever encellete kiseldyr, radiolarer. I dype havområder (> 4500 m) der alt kalsiumkarbonat løses på grunn av trykket, dominerer radiolarene mange ste­ der bunnsedimentet. Der vi finner dyphavssedimenter i gamle bergarter, for eksempel i grønnsteinsområder, er det ikke uvanlig å finne rødfargete kiselavsetninger. Vi kaller dem jaspis. Rød­ fargen skyldes små mengder av finfordelte, oksiderte jernforbindelser. Enkelte steder avsettes organisk kiselmateriale sammen med kalkmateriale. Under diagenese av slikt materiale kan det skje diffusjonsprosesser, slik at kiselmaterialet konsentreres i bestemte lag eller soner. En tenker seg at den flint vi finner i kritt, er dannet på denne måten. På engelsk går de ulike kiselavsetninger under fellesbetegnel­ sen chert (uttales schørt). Fosfatsedimenter. Fosfor fins bare i små mengder i jordsmon­ net, i elver, i innsjøer og i havet. Mye av dette fosforet blir tatt opp av organismer, først av plantene, som i neste omgang tjener som næring for dyr. Fosfor er et helt nødvendig grunnstoff for organismene. Hos virveldyr utgjør fosfor i form av fosfater en hovedkomponent i skjelettet. Mesteparten av fosforet returneres til naturen igjen når organismene dør og går i oppløsning. Der fosforrikt dyphavsvann strømmer opp mot kystene i tem­ pererte strøk, avsettes fosforitter som tynne lag eller knoller i andre sedimenter. På enkelte tropiske øyer er opphopningen av fugleekskrementer så høy at det dannes fosfatavsetninger på land. Slike blir kalt guano (må ikke forveksles med fiskeguano som er tørket fiskavfall).

Kull. Kull dannes av planterester. Dannelsen er betinget av spesielle avsetningsforhold og av klimaet. I varme og fuktige sumpområder, i deltaer og andre strandnære områder kan store mengder plantemateriale hopes opp over forholdsvis kort tid. Hvis slike avsetninger blir hurtig overleiret av andre sedimenter som leire eller kalk, blir de avskåret fra en normal forråtnelsesprosess. Under den ufullstendige nedbrytningen blir cellulosen

fra plantene først omdannet til torv (ca. 50-55 % karbon). Ved videre overleiring og omdanning skjer en langsom forkullingsprosess som omfatter flere trinn. Først dannes brunkull (5570 % karbon), dernest steinkull (70-85 % karbon), og dersom prosessen fortsetter, vil det til slutt dannes antrasitt, som er meget rik på karbon (90-93 %). De eldste kjente kullforekomster fins i sedimenter fra devonperioden. De store kullforekomstene (stort sett steinkull) rundt om i verden skriver seg fra karbonperioden. Forekomstene ved Longyearbyen på Spitsbergen, som utviklingsmessig befinner seg på overgangen mellom brunkull og steinkull, er fra tertiærperioden.

Kjemiske sedimenter Blant de kjemiske sedimentene står evaporittene mest sentralt. De dannes ved hel eller delvis inndamping av salte innsjøer eller havbassenger. Ettersom de vanligste ioner i havvannet er Na+ og CF, dernest Mg2+, Ca2+, SO42- og CO32, er det først og fremst halitt og et lite antall andre mineraler som kan felles ut ved inn­ damping. Kalkspat, som er tyngst løselig, felles ut først. Helt til slutt, etter ca. 90 % inndamping, felles hovedmineralet halitt. Saltavsetningene (gjerne kalt steinsalt) vil således inneholde flere mineraler, men halitt forekommer i størst mengde. I permperioden var det et stort grunthav som dekket Nord-Europa, fra Ural i øst gjennom Polen, Tyskland og opp i Nordsjøen. Etter inndamping etterlot dette havet seg store meng­ der saltavsetninger. De ble senere begravd av yngre sedimenter. Figur 39 Utbredelsen av det permiske Zechsteinhavet i Nord-Europa.

80 På grunn av saltets lave tetthet og spesielle mekaniske (plas­ tiske) egenskaper i forhold til de andre bergartene dannet det seg soppformige legemer, saltstokker. De danner lett oljefeller, og det er derfor av interesse å finne dem ved hjelp av seismiske metoder. I enkelte saltsjøer avviker den kjemiske sammensetningen fra det vanlige mønster. Mest kjent blant disse er natron- eller sodasjøene i den østafrikanske riftdalen. Der nedbøren er uregelmes­ sig i varme strøk, dannes såkalte playasjøer, som dampes inn helt mellom hver gang det er nedbør, eller i alle fall hvert år.

Jern- og mangansedimenter. Jernrike mineraler kan utfelles under en rekke forhold, både i havet og i ferskvann. Hematitt og magnetitt dannes begge under oksiderende forhold, karbonatmineralet sideritt (FeCO3) felles ved svakt reduserende forhold og svovelkis ved sterkt reduserende forhold. Disse mineralene vil hver for seg kunne danne jernrike avsetninger. Noen slike avset­ ninger er så rike på jern at de danner malmforekomster. Vi reg­ ner at malmforekomstene i Sør-Varanger (magnetitt) og Dunderlandsdalen (hematitt og magnetitt) representerer kjemisk utfelt jern. På bunnen av dyphavene utfelles mangan og andre metaller under oksiderende forhold i de såkalte manganknollene. Enkelte steder på bunnen av Stillehavet, Det indiske hav og Atlanterha­ vet er det store ansamlinger av slike knoller. Knollene varierer i størrelse fra 1 mm til 20 cm. I tillegg til mangan inneholder de økonomisk interessante mengder av jern, nikkel, kobolt, sink, kopper, kadmium og molybden. Det arbeides med å utvikle tek­ nologi som på en økonomisk måte kan utvinne disse enorme res­ sursene, men det er knyttet usikkerhet til opphavsretten siden knollene fins utenom de enkelte lands «økonomiske soner».

Figur 40 Saltstokk (diapir). Takbergarten (cap rock) består av sulfatmineralene anhydritt og gips som til dels er dannet sekundært. De mer lettløselige saltene (som NaCl) er løst opp i denne delen av diapiren.

METAMORFE BERGARTER Under metamorfosen skjer det reaksjon mellom mineraler som er ustabile under de nye forhold. Ellers skjer det omkrystallisering og kornvekst av stabile mineraler. Ved de øvre temperaturer av metamorfoseområdet begynner enkelte bergarter å smelte, spesielt dersom det er vann eller (OH)-holdige mineraler til stede. Det gjelder særlig de bergarter som inneholder kvarts og begge typer feltspat. Smeltene som dannes, utgjør bare små mengder, og de størkner ofte på eller nær det stedet de dannes. Dermed får slike metamorfe bergarter (som regel gneiser) to ulike komponenter: en gammel som stort sett representerer det opprinnelige materialet, og en ny som representerer smelta. Den nydannete komponenten har som regel granittisk sammenset­ ning. Slike blandingsbergarter kalles migmatitter. I mange gneisområder her i landet har metamorfosegraden vært så høy at bergartene akkurat har begynt å smelte. De nydannete kompo­ nentene danner gjerne årer eller andre spesielle mønstre i bergar­ ten. Slik kan vi gi bergartene beskrivende navn som åregneis og sliregneis. En annen ganske vanlig gneistype er øyegneis, en gneis der feltspaten har vokst til store korn under metamorfosen, mens de øvrige mineralkornene er betydelig mindre. Det gir bergarten et porfyrisk-liknende utseende.

Når det gjelder navn på metamorfe bergarter, forsøker en å benytte beskrivende termer, enten strukturelle, som skifer, mine­ ralogiske, som sillimanittgneis eller petrografiske, som granit­ tisk gneis. Dersom en skifer eller gneis inneholder mer enn 5 % av karakteristiske mineraler, bruker man disse som forstavelse, for eksempel kordierittskifer/gneis. Før vi går videre, er det naturlig å presisere at betegnelsen gneis brukes om bergarter med store mineralogiske forskjeller. Som vi skal se, kan gneis dannes fra mange forskjellige utgangsmaterialer (protolitter). For at vi skal kunne kalle en bergart gneis, må den ha tydelig foliasjon, en planstruktur som viser at det dreier seg om en deformert bergart. Videre må den inneholde minst 15-20 % feltspat. Nedenfor har vi valgt å beskrive de metamorfe bergartene etter protolittens, det vil si utgangsbergartens, sammensetning.

Metamorfose av leirbergarter Ved kontaktmetamorfose omdannes leirbergarter til hornfels. Oppvarmingen er så rask at de nydannete mineralene blir meget finkornet. Mikroskopisk undersøkelse viser at det blant annet dannes mineraler som er typisk for lavt trykk, andalusitt og kordieritt.

82 Figur 41 Tekstur (mikrobilde) av metamorf leirbergart. Til dels langstrakte korn av kvarts (fargeløse), feltspat (prikket) og svovelkis (svart) forekommer her mellom parallellorienterte korn av glimmer (stripemønster). Bergarten har en tydelig planstruktur (foliasjon).

Ved regionalmetamorfose skjer det ikke vesentlige mineralo­ giske forandringer i en leirbergart før den når lav grad. Da omkrystalliserer bergarten til en finkornet blanding av musko­ vitt, kloritt, biotitt og kvarts. Kornstørrelsen er så liten at minera­ lene ikke kan identifiseres i håndstykke. Det er typisk for fyllitt. Fyllitten spalter opp etter en svakt bølget, glinsende overflate. Ved høyere temperatur i lav grad og i middels grad vokser de enkelte korn, først uten at det dannes nye mineraler. Det dannes glimmerskifer. Etter hvert vil spesielle mineraler dannes: gra­ nat, staurolitt, kyanitt eller sillimanitt. Slik dannes bergarter som granat-glimmerskifer, kyanitt-granat-glimmerskifer og lik­ nende. Dersom bergarten fra starten også hadde en del plagioklas, vil bergarten ved høy grad gå over til en gneis ved dannelse av blant annet alkalifeltspat.

Metamorfose av sandsteiner og vakker Kvartsrike sandsteiner vil ved både kontakt og regionalmeta­ morfose gå over til kvartsitt. Siden kvarts er stabil over et stort temperatur- og trykkintervall, dannes det ikke noen nye minera­ ler. Ved lav grad er omkrystalliseringen beskjeden, og primære trekk ved bergarten bevares godt. Ved middels og høy grad vil det dannes en relativt grovkornet kvartsitt. De få leirmineralene som var til stede i den opprinnelige sandsteinen, omdannes til sjiktsilikater som muskovitt og biotitt og organiseres i plan på grunn av spenningene under den dyna­ miske deformasjonen. En sandstein med et betydelig innhold av feltspat (som regel alkalifeltspat) vil ved middels og høy grad gå over til en gneis. Siden mineralene hovedsakelig er kvarts og feltspat, vil dette bli en granittisk gneis.

I turbidittavsetninger forekommer vekslinger av kvartssandstein, gråvakke og leirbergarter. Bergartene framstår som lag­ delte sekvenser. Denne lagdelingen blir bevart ved metamorfosen. Man vil således finne vekslinger mellom for eksempel kvartsitt, gneis og granat-glimmerskifer. I en slik lagdelt sekvens hvor gråvakkene er vanligst, vil det være gnei­ sen som dominerer. I praksis vil vi kalle et slikt kompleks for båndgneis, selv om betegnelsen gneis strengt tatt ikke passer for absolutt alle lag i komplekset.

Metamorfose av karbonatbergarter Kalkstein og dolomittstein inneholder stort sett bare karbonatmineraler. De er stabile opp til ganske høye temperaturer. Meta­ morfose av slike bergarter er derfor ikke preget av mineralreaksjoner. Som hos sandsteinene vil imidlertid bergar­ tene omkrystallisere. Kalkspat og dolomitt begynner å omkrystallisere ved ganske lav temperatur, allerede ved lav grad er bergartene omformet til marmor, først finkornet, senere mer og mer grovkornet etter hvert som temperaturen øker. Avhengig av hvilket mineral som dominerer, dannes det kalkspatmarmor eller dolomittmarmor. Kalkspatmarmor er den vanligste typen.

Metamorfose av vulkanske bergarter De vulkanske bergartene er dannet ved høy temperatur. Det innebærer at de mineralene bergartene inneholder, er tilpasset temperaturer som er minst like høye som det bergartene utsettes for under metamorfose. I motsetning til løse sedimenter som inneholder en god del vann allerede fra dannelsen, er de vulkan­ ske bergartene tørre. Under metamorfosen vil mineralene i berg­ artene kunne bli ustabile i nærvær av vann som frigis fra nærliggende sedimentbergarter. Det gjelder særlig vulkanske bergarter med stort innhold av mørke mineraler og plagioklas. Kvarts og alkalifeltspat er mer stabil. Rhyolitt og rhyolittisk tuff, som består av alkalifeltspat, litt plagioklas og kvarts, eventuelt av glass, vil ved middels og høy grad omdannes til en granittisk gneis. Basalt og andesitt inneholder mye plagioklas og pyroksen. Disse mineralene er ustabile sammen med vann ved temperatur som tilsvarer lav grad. De omdannes da til grønne mineraler som epidot, kloritt og aktinolitt. Bergarten som dannes, kaller vi grønnstein. Ved høyere temperatur, middels og høy grad, dan­ nes amfibolitt, som består av hornblende og plagioklas. Ved særlig høyt trykk dannes eklogitt. Eklogitt inneholder granat og pyroksen.

84 Når basaltiske askebergarter omdannes under regionalmeta­ morfose, dannes grønnskifer ved lav grad og skifrig amfibolitt ved middels og høy grad.

Metamorfose av dypbergarter Når dypbergarter gjennomgår metamorfose, skjer det vanlig­ vis ikke så mange mineralreaksjoner. Bergartene gjennomgår mekanisk deformasjon og omkrystallisering, slik at mineralene orienterer seg etter spenningene som hersker under deformasjo­ nen. Slik påføres de en planstruktur. De fleste dypbergarter inne­ holder betydelige mengder feltspat. De blir derfor til gneis ved regionalmetamorfose. Vi gir slike gneiser navn etter sammenset­ ningen til den opprinnelige bergarten (protolitten). Som eksemp­ ler kan vi nevne granittisk gneis, diorittisk gneis og granodiorittisk gneis. Gabbro omdannes ved lav grad til metagabbro, som består av epidot, Na-rik plagioklas og amfibol. Ved middels grad dan­ nes amfibolitt.

Metamorfose av ultramafiske bergarter De vanligste ultramafiske dypbergarter består opprinnelig av olivin og litt pyroksen. Ved forhold som tilsvarer lav og middels grad er olivin meget ustabil i nærvær av vann. Den går over til serpentin eller talk. Ved lav grad dannes bergarten serpentinitt. Ved litt høyere temperatur, og særlig hvis det også er litt CO2 til stede i løsningen, dannes kleberstein, som inneholder talk, klo­ ritt og dolomitt.

Arbeidsoppgaver 1 Definer begrepet bergart. 2 Hva slags virkning har avkjølingshastigheten på krystalliseringsprosessen og de magmatiske bergartenes tekstur? 3 Hvilke andre faktorer enn avkjølingshastigheten har innfly­ telse på krystallisasjonsprosessen? 4 Klassifikasjonen av magmatiske bergarter er basert på to hovedkriterier, hvilke? 5 Hva forteller porfyrisk tekstur i en magmatisk bergart om bergartens dannelse? 6 Hvordan virker innholdet av SiO2 (silikatinnholdet) inn på viskositeten til en bergartssmelte? 7 Hva er fraksjonert krystallisasjon? Hvordan kan den føre til dannelse av mange ulike bergartstyper fra ett utgangsmagma?

8 Hva er forskjellen mellom granitt og rhyolitt, og hva er likhe­ ten? 9 Forklar hva som ligger i begrepene sur, intermediær og basisk slik vi bruker dem om magmatiske bergarter. 10 Hvilke mineraler er vanligst i klastiske sedimentbergarter? 11 Hva er forskjellen mellom breksje og konglomerat? 12 Hvilke kriterier benytter vi ved klassifikasjon av sedimen­ tære bergarter? 13 Hva er og hvordan dannes evaporittavsetninger? Kjenner du navnet på en bergart/et mineral som er vanlig i slike avsetnin­ ger? 14 Forklar uttrykkene epiklastisk, kataklastisk og pyroklastisk. 15 Hva er metamorfose og hvilke faktorer er det som bestem­ mer de forandringer som skjer under denne prosessen? 16 På hvilken måte er forvitringsprosesser og metamorfose lik hverandre? 17 Hva er forskjellen mellom foliasjon og skifrighet? 18 Fy Hitt og (glimmer-)skifer likner hverandre, men likevel kan vi skille dem fra hverandre, hvordan? 19 Gjør rede for forskjellen mellom kontaktmetamorfose og regionalmetamorfose. 20 Hvilke særtrekk ville du vente å finne i bergarter som glimmerskifer og gneis i motsetning til i marmor og kvartsitt? 21 Hvilke teksturelle og mineralogiske forskjeller vil du vente å finne mellom fyllitt, glimmerskifer og gneis? 22 Er migmatitt knyttet til høy eller lav metamorfosegrad? 23 Nevn noen metmorfe bergarter eller mineraler som er av økonomisk interesse, og beskriv hva de blir brukt til.

86

KAPITTEL 3

STRATIGRAFI Av Sverre Ola Johnsen

Stratigrafi (av stratum = lag) er den delen av geologien som omhandler de bergarter og løsmasser som forekommer som lag: deres opprinnelige lagrekkefølge, absolutte alder, relative aldersforhold, form, utstrekning, litologi (bergartstype), fossilinnhold, tolkning av dannelsesmåte, geofysiske og geokjemiske egenskaper og geologiske historie. De fleste lagdelte bergarter er sedimentære, men også enkelte magmatiske bergarter kan forekomme som lag. Lagdeling beva­ res som regel under metamorfose og gjenfinnes hos metamorfe bergarter. Stratigrafi har nær tilknytning til geologisk tid. Tidfesting av geologiske hendelser er i stor grad definert ut fra stratigrafiske observasjoner. Tid måles vanligvis i år, men i geologisk sam­ menheng er man ofte henvist til å bruke indirekte måter å fast­ sette tid eller alder på. Bergarter og andre geologiske fenomener kan aldersbestemmes ved at vi anvender stratigrafiske prinsip­ per. Ifølge aktualitetsprinsippet (uniformitarianismen) kan vi for­ klare eldre geologiske fenomener på grunnlag av geologiske prosesser som virker i dag. Grunnlaget for aktualitetsprinsippet er at disse geologiske prosessene er styrt av uforanderlige kjeFigur 42 Lagdelte sedimen­ tære bergarter i Skansen ved Billefjorden på Svalbard.

miske og fysiske lover som igjen bestemmer de geologiske pro­ sessene. Likheten i de geologiske prosessene gjennom tid kan beskrives med uttrykket «nåtiden er nøkkelen til fortiden». Pro­ blemet kan ofte være å finne riktig nøkkel til riktig fortid. Selv om de geologiske prosessene styres av grunnleggende kjemiske og fysiske lover, kan de virke med forskjellig intensitet og omfang, slik at de har hatt forskjellig betydning på forskjel­ lige tidspunkter i fortiden. Det er mulig å gi eksempler på for­ hold hvor effekten av de prosessene vi kan observere i dag, kan være svært forskjellig. Graden og effekten av erosjon ved ren­ nende vann er svært forskjellig i fuktig og tørt klima. De fysiske prinsippene som styrer sedimenttransporten ved hjelp av ren­ nende vann, er de samme både i fuktig og tørt klima. Mengde og type av vegetasjon, strømhastigheten på vannet og forvitringsprosessene kan derimot variere betydelig og er i stor grad avhen­ gig av klimaet. Det er ingen tvil om at klimaet har variert gjennom geologisk tid i et gitt område. Vi kan derfor med stor sikkerhet anta at erosjons-, transport- og avsetningshastigheter også har variert gjennom tid. Vi vet at intensitet og hyppighet av visse geologiske prosesser, for eksempel vulkanutbrudd, varierer betydelig. Slike observa­ sjoner gjør likevel ikke aktualitetsprinsippet ugyldig. Det viser bare at vi må være oppmerksomme både på langsomme, mer eller mindre kontinuerlige prosesser og på spesielle plutselige eller katastrofale hendelser når vi benytter oss av det vi kan observere i dag, for å tolke den geologiske fortiden.

Relative dateringer I mange sammenhenger er det et klart behov for å finne ut av den relative rekkefølgen av geologiske hendelser gjennom tid. Et slikt hendelsesforløp kan betraktes som en dateringsprosess hvor aldrene er kvalitative. En geologisk hendelse kan slik fast­ settes som eldre enn, av samme alder som eller yngre enn en annen hendelse. Alderen til den andre hendelsen kan videre fast­ settes relativt til en tredje, osv. En lang rekke av geologiske fenomener og hendelser som er tidsmessig definert i forhold til andre fenomener og hendelser, gir oss derfor relative aldrer. Relative aldrer kan finnes ved å bruke noen enkle, men all­ menngyldige prinsipper. Overleiringsprinsippet (superposisjonsprinsippet) sier at i en uforstyrret, sedimentær lagrekke vil det laget som ligger øverst, være yngst og det nederste eldst. Dette prinsippet ble først hev­ det av dansken Nicolaus Steno (Niels Stensen) i 1669. Prinsippet om opprinnelig horisontalitet sier at lag avsettes

88 mer eller mindre horisontalt, og at de brer seg ut i alle retninger inntil de tynner ut eller møter grensen for det området de ble avsatt i. Lag kan også avsettes under forhold hvor underlaget ikke er horisontalt. Under helt spesielle forhold kan lag avsettes med en vinkel på opptil 60° i forhold til horisontalplanet. De aller fleste lag avsettes likevel med svært lav vinkel. Steiltstående lag har gjennomgått tektoniske prosesser (folding/forkastning) etter at de ble avsatt. Lagpakker av sedimentære og vulkanske bergarter oppfyller nesten alltid superposisjonsprinsippet. Dersom et magma trenger inn mellom lagene i en sedimentær lagpakke og danner en gang, gjelder ikke superposisjonsprinsippet, fordi gangen nødvendig­ vis må være yngre enn bergartene den trenger inn i. Når lagrekkene studeres, må en ta hensyn til at tektonisk deformasjon og forstyrrelse kan ha funnet sted, slik at den opp­ rinnelige avsetningsrekkefølge er endret. Det er således viktig å huske at superposisjonsprinsippet gjelder uforstyrrete lagrekker. Loven om flora- og faunasuksesjon sier at bergarter med samme fossile flora eller fauna i forskjellige deler av verden er av omtrent samme alder. Engelskmannen William Smith var den første som kom fram til dette i 17.99. Senere er det blitt bekreftet over hele verden og kan forklares ut fra teorien om at utviklin­ gen av livet på jorda har vært gradvis og irreversibel. Denne gradvise utviklingen gjenspeiles i fossilinholdet i bergarter av forskjellig alder. Spesielle fossiler eller ansamlinger av fossiler fra organismer som levde i et spesielt geologisk tidsrom, kan derfor hjelpe oss til å bestemme alderen på bergarten de fins i, relativt til andre bergartslag som inneholder andre fossiler.

Gjennomsettende fenomener er ukonformiteter, forkastninger og intrusjoner. Slike fenomener er enkle og effektive hjelpemid­ ler for å etablere relative aldrer. Den bergartskroppen som er gjennomsatt, er alltid eldre enn det gjennomsettende fenomenet. Hendelsesforløpet kan derfor bestemmes trinnvis ved tolkning av de gjennomsettende fenomenene samtidig som prinsippene om superposisjon (overleiring) og opprinnelig horisontalitet også brukes. Lagdelte bergarter kan inndeles på flere måter. Vi snakker om stratigrafiske metoder. I litostratigrafi organiseres og inndeles bergartene på grunnlag av egenskaper som sammensetning, farge og sedimentære strukturer. I biostratigrafi foretas innde­ lingen på grunnlag av fossilinnhold og i tidsstratigrafi eller kronostratigrafi på grunnlag av alder. Litostratigrafiske enheter

Figur 43 Figuren viser hvordan det geolo­ giske hendelsesforløpet kan tolkes ved hjelp av lagdeling og gjennomsettende fenomener. Først ble lagene 1-5 avsatt. Deretter skjedde folding og inntrengning av gangbergart 6, etterfulgt av erosjon. Deretter ble lagene 7-9 avsatt, etterfulgt av forkastning og erosjon. Så ble lagene 10 og 11 avsatt, etterfulgt av skråstilling og inntrengning av gangbergart 12, før overflaten ble endelig utformet.

består av tilnærmet like bergarter, biostratigrafiske enheter har tilnærmet likt fossilinnhold og tidsstratigrafiske enheter innehol­ der bergarter av samme alder. Geokronologi er studiet av tid, ved hjelp av for eksempel absolutt aldersdatering, i forhold til jordas geologiske historie, en slags geologisk «klokke» eller «kalender». Geokronologiske enheter er derfor tidsenheter.

Geologisk tid og kronostratigrafi Til vanlig deler vi tid inn i et hierarkisk system av kronolo­ giske enheter som århundrer, år, måneder, uker, dager osv. På samme vis kan vi dele tiden eller den geologiske historien inn i geokronologiske enheter. Her snakker vi imidlertid om eoner, æraer, perioder, epoker og aldrer. Bergarter kan vi dele inn etter alder, eller det vi kaller kronostratigrafisk inndeling. De geokronologiske enhetene representerer det tidsrom det

90 har tatt å avsette en bestemt rekke av lag. Den geokronologiske enheten devonperioden er det tidsrommet det tok å få avsatt det devonske system (kronostratigrafisk enhet). En kronostratigrafisk enhet er derfor en bergartsenhet, mens en geokronologisk enhet er en tidsenhet. På bakgrunn av superposisjonsprinsippet kan vi altså bruke bergartslag for å definere geologisk tid. Den relative alderen for de forskjellige lag er jo slik at de eldste er avsatt først og derfor ligger nederst. Tidligere var den geologiske tidsskalaen bare relativ. I dag kan mange magmatiske og metamorfe bergarter dateres absolutt ved hjelp av radiometriske metoder. Ved å kom­ binere absolutte dateringer med relative aldersforhold har det vært mulig å gi absolutte aldrer for den geologiske tidsskalaen. Tabell 5 viser sammenhengen mellom kronostratigrafiske og geokronologiske faguttrykk (termer).

Tabell 5: Sammenhengen mellom kronostratigrafiske og geokro­ nologiske faguttrykk (termer) GEOKRONOLOGISKE ENHETER

KRONOSTRATIGRAFISKE ENHETER

Eon

(Fanerozoikum

Eonotem

(Fanerozoisk

Æra

(Kenozoikum)

Æratem

(Kenozoisk)

Periode

(Tertiær)

System

(Tertiær)

Epoke

(Paleocen)

Serie

(Paleocen)

Alder

(Dan)

Trinn

(Dansk)

Litostratigrafi I litostratigrafi deler vi bergartene inn på grunnlag av litologiske egenskaper og overleiringsforhold. Den grunnleggende litostratigrafiske enheten er formasjonen. En formasjon er en bergartskropp eller et legeme av løsmasser som opptrer som en del av en lagrekke. Den kjennetegnes ved sin plassering i lagrekken og ved et sett av karakteristiske litologiske egenskaper som skiller den fra tilgrensende enheter. En formasjon skal kunne kartlegges på overflaten eller kunne følges i undergrunnen. En formasjon er ofte ikke homogen, og den kan bestå av to eller flere bergarter eller løsmassetyper i veksling. Det kan derfor være nødvendig å dele formasjonen inn i underenheter som kal­ les ledd. Et ledd er en enhet som opptrer innen en lagdelt forma­ sjon. Leddet kan igjen deles inn i enkelte lag.

En eller flere formasjoner kan slås sammen til en gruppe. En gruppe skal være kartleggbar og er ofte en hensiktsmessig enhet å framstille på regionale oversiktskart. Flere grupper kan igjen slås sammen til en overgruppe. Litostratigrafiske enheter gis navn etter bestemte regler. For­ masjoner skal ha et geografisk «fornavn», som regel etter typelokaliteten, etterfulgt av «formasjon» (eks. Båtsfjordformasjonen) eller en beskrivende betegnelse som «etternavn», for eksempel Lyngensteinkonglomeratet.

Tabell 6: Eksempel på litostratigrafisk inndeling av en bergartslagrekke. De forskjellige bergartstypene er beskrevet i kolon­ nen til venstre. Denne lagrekken fra Finnmark er inndelt i fem formasjoner som utgjør en gruppe. To av formasjonene hvor det fins klare forskjeller i bergartstyper, er videre inndelt i ledd BERGART

LEDD

Rødt konglom­ erat Sandstein

Kvartsittisk sandstein-leddet

Vekslende skifer og sand­ stein

Sandstein og skiferleddet

FORMASJON

GRUPPE

Vesterelvskonglomeratet

Storfjordgruppen

Klubbenformasjonen

Svart skifer

Nesset-skiferformasjonen

Skifer, kalk og dolomitt i veksling

Storelvformasjonen

Grå dolomitt

Grå dolomittleddet

Hvit dolomitt

Hvit dolomittleddet

Porsangerdolomitt

Biostratigrafi Innholdet av fossiler kan også brukes til å dele de sedimentære bergartene inn i stratigrafiske enheter. Stratigrafisk inndeling ved hjelp av fossiler kalles biostratigrafi. Ved inndelingen tar en ikke hensyn til bergartstyper, bare til fossilinnholdet. Biostratigrafiske enheter kalles biosoner og er deler av en lagrekke som kan karakteriseres ved innhold av en eller flere arter av fossiler

92

Biostratigrafisk inndeling

av dyr eller planter som levde på eller nær det stedet bergarten en gang ble avsatt. Grensene for biostratigrafiske enheter kan falle sammen med grensene for litostratigrafiske enheter, men trenger ikke gjøre det. Noen litostratigrafiske enheter er slik at de kan deles inn i flere biosoner. På den annen side kan det også være slik at én biosone kan omfatte flere litostratigrafiske enheter. Den biostratigrafiske metoden baserer seg på organismers gradvise og irreversible utvikling gjennom geologisk tid. Ikke alle fossiler er like godt egnet for bruk i biostratigrafisk arbeid. Organismer som blomstret opp innenfor en kort geologisk peri­ ode, og som i denne perioden spredte seg ut over et stort geogra­ fisk område, er de mest anvendbare.

Arbeidoppgaver 1 Forklar aktualitetsprinsippet. 2 Hva menes med begrepet relativ alder? 3 Hvorfor kan vi bruke fossiler til relative dateringer? 4 Gi eksempler på tilfeller der superposisjonsprinsippet ikke gjelder? 5 Hva er forskjellen på litostratigrafisk og biostratigrafisk inn­ deling av bergartslag? 6 Forklar forskjellen på geokronologi og kronostratigrafi. 7 Lag en skisse som viser at følgende geologiske hendelser har funnet sted (i rekkefølge a-g): a) avsetning v lagene A, B og C, b) en periode med erosjon som stedvis har kuttet ned i lag A og B, c) videre avsetning av lag D og E, d) magma har trengt opp i en gang og ut på overflaten som lava (F), e) folding og erosjon til et peneplan, f) avsetning av lag G og H, g) erosjon og utfor­ ming av landksapsoverflate.

Figur 44 Sammenhengen mellom litostratigrafisk og biostratigrafisk inndeling av bergartslag. Den litostrati­ grafiske inndelingen er bare basert på bergartstype, mens den biostratigrafiske innde­ lingen bare tar hensyn til fossilinnholdet i bergartene.

93

KAPITTEL 4

NORGES BERGGRUNN Av Sverre Ola Johnsen

Geologien på fastlandet På NGUs berggrunnsgeologiske kart over Norge (1 : 1 mill, og 1 : 3 mill.) er de forskjellige bergartstypene gitt forskjellige far­ ger og symboler. Fargebruken sier også noe om alderen på ber­ gartene. De eldste bergartene har de blekeste og de yngste bergartene de skarpeste fargene. Magmatiske bergarter og meta­ morfe bergarter av magmatisk opprinnelse har røde og brune far­ ger. Sedimentære bergarter har vanligvis gule (sandsteiner), grønne (leirbergarter) eller blå (kalksteiner) farger. Metamorfe bergarter som er så omdannet at opprinnelsen ikke kan bestem­ mes, har oransje farger. Når en studerer berggrunnskartet, vil en se av fargene at landet vårt kan deles inn i flere områder som domineres av bergarter av en bestemt alder. Mest iøynefallende er en sone som strekker seg fra området mellom Bergen og Stavanger gjennom det sentrale Sør-Norge, Trøndelag, Nordland, Troms og Vest-Finnmark. Bergartene i denne sonen er i hovedsak metamorfe sedimentbergarter av kambro-silurisk alder. De tilhører alle den kaledonske fjellkjeden. På begge sider av den kaledonske fjellkjeden i Sør-Norge, i Lofoten - Vesterålen og på Finnmarksvidda finner vi bergarter av prekambrisk alder, eller det vi kaller grunnfjell. I et område vest for Oslofjorden fra Langesundsfjorden og videre nordover til Mjøsa fins et område med hovedsakelig mag­ matiske bergarter fra karbon- og permtiden. Langs kysten av Vestlandet, fra Sognefjorden til munningen av Trondheimsfjorden, fins flere små områder med sedimentære bergarter fra devontiden. De aller yngste bergartene på land i Norge finner vi i et lite område på Andøya. Det er sedimentære bergarter fra jura- og kritt-tiden. I det etterfølgende skal vi se litt nærmere på hvert av disse områdene. Det er naturlig å starte med de eldste bergartene, for så å avslutte med de yngste.

94

Varda

.

r' >

r r - '

F ^2X; f

¥

tz^WTx1 '

a

X' A»Z XuX^ 'Z-yNy ';:?¥ .\

' 186 —j [

Bodø

q f/

\

59 p/ p ,/, / ' . r -j XXX xX;S \

• F1 Å', -'1 fT ''j 4 få

Bergarter fra devonogperm

BUI

,__ ,

X,;/'.?!, ^7X>d.XV ® vL. 0.W / m

Sedimentære bergarter

Bergarter fra prekambrium til siluri den kaledonske fjellkjeden

J

ZR g/g •

Vesentlig vulkanske bergarter og dypbergarter

Dypbergarter

[_

Fyllitt, glimmerskifer, glimmergneis

[ __

r--- \1

j

Omdannede vulkanske bergarter

Sandstein

ri-- Charnockittiske til anortosittiske bergarter (dypbergarter) 1_ Gneis, migmatitt, granitt, omdannede vulkanske og sedimentære bergarter

x x; z Ålesund .,

V ' ■ -’-

Bergarter fra prekambrium

ro

Nirw 4r¥¥ gyg V -

Dypbergarter

|___ 1

Charnockittiske til anortosittiske bergarter

Sedimentære og vulkanske bergarter

Xxxzzé' -'’ ' ; ' ■

& ■

1 X

Gneis, granitt, glimmerskifer, amfibolitt

/

Geologiske grenser

X

■»,' ' - 'X i } Bergen t/fiJF? 'm eit tett leirlag og ned i 'rmeable massar med sstilsig frå eit høgare nivå, ike tilhøve finn vi i mange dar under MG og i ytre, djuire delar av breelvdelta.

fått namnet Leira. Ho er gråfarga av leirslam det meste av året. I samband med at ein byggjer den nye hovudflyplassen midt oppe på dette deltaet, har det vore naudsynt å ta omsyn til faren for ureining av grunnvatnet, og ulike sikringstiltak er sette i verk. Breelvdelta er mange andre stader nytta til uttak av grunn­ vatn, men det finst og store unytta reservar. I mange dalføre særleg på Austlandet - nyttar ein dei store sanduravsetningane. Eskerar er og ein del nytta, særleg der dei er i kontakt med ope vatn. Røros vassverk tek vatnet frå grunnvassbrønnar i ein esker i Hittersjøen. Eskerar er svært ulikt spreidde over landet, og mange stader finst dei knapt. Under den marine grensa er eskerane oftast dekte av leire. Dei kan vere gode akviferar, men er svært vanskelege å finne. Randåsar er og ofte dekte av leire, men dei er gjerne større og meir synlege. Dersom elva er i kontakt

200 med randåsen, kan grunnvatnet enkelt fornyast. Randåsar er gjerne godt verna mot ureining, fordi dei som oftast har tettare lag over og på sidene. Moderne elvedelta, anten dei ligg ved sjøen eller ved innlandsvatn, kan og vere gode akviferar. Men svært ofte er dei alt tekne i bruk til andre formål, noko som gjer dei vanskelege å utnytte. Mange byar og tettstader ligg på slike elvedelta. Grunn­ vatnet kan ofte vere ureina, anten frå verksemder og busetnad eller frå jordbruksdrift. Sediment som er danna etter isavsmeltinga og etter at det er etablert eit plantedekke i nedslagsfeltet, har ofte eit innhald av gamle planterestar. Det kan gi dårleg smak og lukt på vatnet. Oksygenet blir raskt omsett i nedbrytingsprosessane, og for eksempel jern og mangan kan haldast løyste. Men når vatnet kjem i kontakt med oksygen i lufta - for eksem­ pel i eit høgdebasseng i vassverket - blir desse metalla utfelte. Vi får eit brunt eller svart slam som misfargar vatnet. Eit anna problem som kan kome når ein pumpar grunnvatn nær sjøen, er at saltvatn trengjer seg inn. Dette problemet er gjerne størst med fjellbrønnar. Elve- og bekkeavsetningar blir ein del nytta til mindre vassuttak. Slike avsetningar er ofte godt permeable, men er i regelen grunne og utsette for ureining. Dei blir mye nytta til jordbruk, og med intensiv drift kan nitratinnhaldet frå gjødsling bli for høgt. Til jordbruksvatning er det berre ein fordel. Elve- og bekkevifter finn ein der bratte sidedalar munnar ut i hovuddalføret. Dei kan bli store og fleire titals meter tjukke. Elvevatn infiltrerer i elvefa­ ret, og godt plasserte brønnar kan gi bra med vatn. I innlandsstrøka på Austlandet, i Trøndelag og i Finnmark er store areal dekte med morene. Mange stader er dette den einaste jordarten. Morenen har mye finstoff og er for det meste tett, men vi kan somme stader finne sandlinser i morenedekket. Dei kan gi vatn nok til eit gardsbruk eller eit par bustader. Kyststrøka våre er for det meste fattige på lausmassar. Det som finst, er vaska ned i dalsøkk eller kløfter i fjellet. Strandavsetningar kan innehalde sandig og grusig materiale i topplaga, men oftast kjem vi raskt ned i meir finkorna lag. Grovlaga kan lagre og gi rikeleg med vatn i nedbørrike periodar, men kan vere noko usikre etter ein lang tørke. Der større israndavsetningar (for eksempel randmorenar) har blitt sterkt vaska av bølgjene, kan vi lokalt finne mektige strandavsetningar som er gode akvi­ ferar.

Leitemetodar Bruk av grunnvatn har lange tradisjonar i landet vårt, og meto­ dane for å finne vatnet er mange. Mye overtru og magi er knytt

til dette. I dei fleste bygdene går det gjetord om synske personar som kunne finne både vatn og meir til. Mest brukt var nok ønskjekvisten. Han er framleis i bruk, sjølv om andre, meir vit­ skapelege metodar no tek over. Ønskjekvisten skulle vere særs god til å finne «vassårer» i grunnen. Det kom av ei tru på at grunnvatnet berre strøymde i årer eller kanalar i grunnen. Det er nok rett i nokre tilfelle, ikkje minst i morene- og leirterreng. Her kan vatnet følgje meir permeable, ofte tynne lag. Om desse laga når fritt ut i dagen, kan erosjon føre sandkorna ut så vi får ein slags kanal innover. For grove og sorterte jordartar strøymer vat­ net meir jamt i breidda. Det er helst desse førekomstane som gir mye vatn, og som ein leitar etter med geologisk kunnskap. Når vi skal leite etter grunnvatn, er det viktig å vite kor stort forbruk vi skal dekkje. Dess større forbruk, dess lenger kan vi gå for å hente vatnet på ein økonomisk måte. Geologiske kart særleg kvartærgeologiske kart - er særs nyttige dersom ein ikkje er kjend på staden. Vi kan og ha nytte av gamle boringar og lokal kunnskap om kjelder og vassig. Manglar vi dette, må vi nytte den generelle kunnskapen om kva slags lausmassar som er gode, og korleis vatnet strøymer i dei. Er ein god til å tolke den geologiske historia til sedimenta ut frå ytre kjenneteikn, kan ein spare mye arbeid med dyre grunnundersøkingar.

Geofysiske metodar blir nytta ein del til større undersøkingar. Desse metodane nyttar den kunnskapen ein har om særlege eigenskapar hos jordartane. Det kan vere seismiske undersøkin­ gar, som nyttar farten lydbølgjene breier seg med i dei ulike laga, eller geoelektriske målingar, som nyttar den varierande elektriske konduktiviteten i jordartane til å tolke lagfølgja. I dei seinare åra har georadaren blitt populær. Han nyttar elektro­ magnetiske bølgjer som gir refleksar frå laggrensene i jordarten. Geofysiske målingar må alltid tolkast om til geologiske model­ lar. Målingane kan ofte gi nyttig informasjon om kor djupt grunnvatnet står, og kva for jordartar vi har under overflata. For å kunne avgjere om ein akvifer er brukande, må vi bore. I innleiande undersøkingar ønskjer vi å kartleggje laggrensene mot djupna og finne dei hydrauliske eigenskapane til dei eins­ kilde laga. Utstyret kan vere frå det heilt enkle for grunnare boringar til tunge boreriggar for djupare hol. Det beste er å ta opp prøvesylindrar av jordartane for å lage siktekurver. Med empiriske formlar kan vi rekne ut den hydrauliske konduktivite­ ten i laga. Andre metodar nyttar filterspissar (sandspissar) med hol eller slissar i eller nær enden. Prøvematerialet blir pressa inn i borerøyret gjennom hola og kan spylast opp med vatn eller blåsast opp med luft. Slike prøver er ikkje så gode, for dei får ikkje med dei grovare korna. Sandspissar har likevel ein stor fordel.

202 Vi kan hente opp vassprøver for kvalitetsanalyse. Er djupna ned til grunnvatnet mindre enn 5-6 m, kan vi og gjere ein pumpetest for å måle kor mye vatn det undersøkte laget kan gi. Slik borar ein seg gjennom heile akviferen for å finne det beste nivået for det endelege brønnfilteret i ein seinare produksjonsbrønn. Det er vanleg å bore fleire slike undersøkingsbrønnar for å finne den beste staden å setje produksjonsbrønnen på. Undersøkingsbrønnane kan seinare nyttast til å måle endringar i grunnvass­ overflata under prøvepumpinga. For bergbrønnar har det vore mindre vanleg å gjere grundige forundersøkingar. Bergbrønnar yter normalt langt mindre, sjølv om dei ofte er meir enn hundre meter djupe. I dei seinare åra har geologisk kartlegging kome meir inn, særleg der det er tale om fellesvassverk med fleire brønnar. Det har vore vanleg å kartleg­ gje bergartsgrensene (der slike finst) for å bore i den bergarten som ein av erfaring trur er best. Dernest kartlegg ein oppsprekkinga i berget slik at ein kan bruke boreholet til å avskjere sprek­ ken eller helst ei større sprekkesone. Ein treng å vite retninga til sprekken både i horisontal- og vertikalplanet (strøk og fall). Til hjelp i dette arbeidet nyttar ein ofte flyfoto og topografisk kart i stor målestokk, helst 1 : 5000 eller større. Feltkartlegging av sprekkar høyrer og med. Er berget dekt av lausmassar, må dei kartleggjast, mellom anna for å finne djupna ned til berget.

Boring av grunnvassbrønnar Borehol i berg til uttak av grunnvatn blir kalla bergbrønnar eller fjellbrønnar, sjølv om det blir bora gjennom eit dekke av lausmassar. I alt er det bora om lag 80 000 bergbrønnar i Noreg. Dei fleste er frå tretti til hundre meter djupe med ein vanleg dia­ meter på 15 cm. Brønnane blir normalt laga utan filter eller foringsrør i sjølve berget. Eit tett rør blir støypt fast i den øvre delen av holet for å hindre innsig av ureina overflatevatn. Dersom det er lausmassar over berget, må røret og førast gjennom dei. Til slik boring blir det nytta store boreriggar, anten monterte på las­ tebil eller på mobile belteriggar. I lausmassar treng ein litt meir kompliserte konstruksjonar. Holet er ikkje stabilt, så ein må nytte eit rør for å halde massane på plass - brønnrøret. I den vassførande sona må det vere hol i røret, slik at vatnet kan komme inn i brønnen. Denne delen blir kalla brønnfilter. Det må vere sterkt nok til å tole det ytre trykket frå jorda. Det må vere opningar nok så vatnet kan sleppe inn, og opningane må vere så små at dei held dei større korna i jordarten ute. Er opningane for store, produserer brønnen sand saman med

203 igur 112 Reinsing av rørrønn i lausmassar. Etter borig og nedsetjing avfilterrør iå finpartiklar og slam som nst i grusen utanfor filteret, askast bort for at strøymingsIhøva omkring brønnen skal li best mogleg. Her blir det ytta trykkluft med innblåsing ær botnen av brønnen for å kape god omrøring i vaskerosessen (filtertiltrekking). oreriggen er her montert bak å ein lastebil, men det finst g beltegåande riggar for køyIng utanfor veg.

vatnet. Det slit på pumpedelar og skaper problem i leidningsnet­ tet. Brønnfilter kan vi få i ei mengd av typar med ulike diame­ trar, filteropningar og av fleire materialslag. Mest brukt er rustfritt stål og PVC-plast. Under filteret bruker ein ofte å mon­ tere eit par meter tett brønnrør med ein botn som blir kalla sumprør, og heile konstruksjonen er ein rørbrønn. Vanlege dimensjonar er 15-40 cm diameter og ei djupn på 10-30 m. I slike brønnar er det vanleg å bruke elektriske pumper (dukkpumpe eller senkepumpe) monterte nede i brønnen, godt under vassoverflata. Frå pumpa går det rør opp til ein kum eller eit pumpehus. Store brønnar av denne typen kan produsere 100-200 1/s om tilhøva i akviferen er gode. Til å bore slike brønnar krevst det og store, mobile boreriggar. For mindre anlegg - der den umetta sona er mindre enn 5-6 m - blir det ofte bora enklare brønnar der filteret har ein spiss i enden. Det blir drive ned med ein lett handstyrt borhammar eller lett borerigg. Pumpa blir montert oppe på bakken i eit pumpe­ hus. Når vi pumpar vatn frå ein grunnvassbrønn, senkar vi vass­ overflata inne i brønnen. Vi får ein skilnad i potensial mellom vatnet i brønnen og vatnet utanfor. Det fører til at vatn strøymer inn mot brønnen. Etter kvart senker tappinga grunnvassoverflata rundt brønnen. Denne senkinga kan vi måle i peilebrønnar. Det blir nytta for å finne kva form senkinga har, det vi kallar senkingstrekta.

204

Figur 113 Grunnvassbrønn i lausmassar (rørbrønn). Brønnmaterialet kan vere ulike plasttypar eller rustfritt stål. Rørdiameteren varierer mellom 100 og 500 mm. Når vi pumpar, går vassoverflata i brønnen og områda omkring ned (senkingstrekt). For å hindre ureina vatn i å sige ned langsmed brønnrøret tettar ein med betong eller bentonittleire rundt toppen. Her til lands blir som oftast brønnhovudet plassert i ein kum under bakken for å unngå frostproblem. Arbeidsrøret som er innteikna, blir trekt opp att straks filteret har komme på plass.

Naturleg grunnvasskvalitet Vatn er eit effektivt løysemiddel og dermed transportmiddel for mange kjemiske emne. Nedbøren som fell på markoverflata, inneheld få ion. Karbondioksid (CO2) frå lufta blir løyst i vatnet og lagar karbonsyre (H2CO3), som er ei svak syre. Nedbøren er naturleg sur med ein pH-verdi omkring 5,5. Lufttransportert ureining, særleg svovel- og nitrogenoksid, kan drive pH-verdien i nedbøren under 4. Dei vanlegaste iona i nedbør er natrium, kalium, kalsium, magnesium, ammonium, karbonat, nitrat, klo­ rid og sulfat. Ein vesentleg del av salta kjem frå havet. Det ser vi av at kloridinnhaldet går nedover frå kysten mot innlandet. I kontakten med vegetasjonen og humusdekket ved overflata aukar ioninnhaldet, mellom anna gir fordamping auka konsen­

trasjon. Humus er døde planterestar og gir frå seg humussyrer. Humuslaget forbruker oksygen og produserer CO2 under ned­ brytinga. Det vatnet som først når ned til minerala, har no blitt særs «aggressivt». I ein uforvitra jordart blir først karbonatmineral som kalsitt (CaCO3) angripne, seinare særleg dei mørke minerala som olivin, pyroksen, amfibol, biotitt og kloritt. Feltspatane - særleg alkalifeltspat - forvitrar mye seinare, og kvarts forvitrar omtrent ikkje under «normale» forhold. Under forvit­ ringa får vatnet tilført metallion, og i dei fleste forvitringsprosessane er det forbruk av hydrogenion. Det fører til at pHverdien stig (vatnet blir meir basisk). Det er og ein tendens til at dess lenger vatnet har vore i kontakt med minerala, dess høgare blir ioneinnhaldet. Vassdrag der ein stor del av tilrenninga kjem frå grunnvatnet, har gjerne høgare pH-verdi og ioneinnhald enn elvar der overflateavrenninga er dominerande i nedslagsfeltet. Minerala i den lokale berggrunnen dominerer som oftast i lausmassane i området. Berggrunnsmineralogien blir da svært avgje­ rande for i kva grad surt vatn kan nøytaliserast. Sulfidminerala kjem i ein eigen kategori. Dei er generelt lite stabile ved overflateforhold med tilgang på fukt og oksygen. Eit vanleg sulfidmineral som svovelkis (pyritt) produserer svovel­ syre og løyst jernsulfat. Tungmetall som for eksempel kopar, sink, bly, og kadmium forutan grunnstoffet arsen er knytte til sulfidmalmar. Der slike finst i overflata, kan vi lokalt få så høge konsentrasjonar at vi kan tale om forgifting av jordsmonnet. Pro­ duksjonen av svovelsyre gir ekstra tilskott til forsuringa av jordsmonn og vassdrag. Desse problema er likevel mest vanlege på grunn av menneskeleg verksemd som gruvedrift og store sprengingsarbeid i sulfidrike bergartar.

Jern er eit element som ofte finst i grunnvatn. Under reduserande forhold kan toverdig jern (Fe2+) finnast løyst i monalege mengder. Slike forhold finn vi gjerne i berget og i djupare lag av kvartære avsetningar. Der jernhaldig vatn kjem fram i dagen eller på annan måte kjem i kontakt med oksygen, får vi raskt utfelt eit raudt belegg av jernhydroksid. Toverdig jern har blitt oksidert til treverdig jern (Fe3+), som er lite løyseleg i det aktu­ elle pH-området. Får prosessen halde på lenge nok, får vi myr­ malm. Det var råstoffet for jernframstillinga i tidlegare tider. I grunnvassbrønnar er jern eit uønskt element som skaper problem med farging av vatnet og belegg på rør, tankar og basseng. Man­ gan (Mn) er eit anna grunnstoff som ofte finst saman med jern i grunnvatnet. Mangan treng høgare pH-verdi for å bli utfelt og gir da eit svart manganoksid som kan gi problem i vassverka. Grunnvatn er gjerne klart og fargelaust utan sjenerande lukt og smak. Det har dessutan ein jamn og låg temperatur heile året.

206_______________ _______________________________ Bakteriologisk er grunnvatnet reinare enn overflatevatn. Sjukdomsframkallande bakteriar er ikkje tilpassa det kjemiske og fysikalske miljøet i grunnen og døyr derfor raskt.

Ureining av grunnvatn Med ureining forstår vi i denne samanhengen alle endringar i den naturlege vasskvaliteten, anten fysikalske/kjemiske eller bakterielle. Kunstige temperaturendringar må vi og ta med her. Vårt moderne samfunn tilfører naturen tusenvis av kjemiske stoff, og nye kjem stadig til. Nokre stoff blir raskt brotne ned i naturen, andre kan vere svært resistente. Mange av dei blir trans­ porterte ned i grunnen og endar kanskje i grunnvatnet. Det kan skje på fleire måtar. Det kan vere punktutslepp med avgrensa fysisk utbreiing eller meir diffuse utslepp som ureining frå ned­ bør eller sprøyting og gjødsling i landbruket. Punktutslepp kan vere kortvarige enkelthendingar (uhell) eller lekkasje på for eksempel leidningsnett og tankar. Om slik påverknad skal få uheldige konsekvensar, er avhengig av mange forhold, som (1) om utsleppet er flytande eller fast stoff, (2) om det er løyseleg i vatn, og i kva grad det løyser seg, (3) om det er tyngre eller lett­ are enn vatn, og (4) i kor svake konsentrasjonar stoffet er farleg eller giftig (toksisk). Som hovudregel kan vi seie at grunnvatnet er godt verna i og med at det ligg under eit umetta overflatelag. I den umetta sona går det føre seg både kjemiske og biokjemiske prosessar som bryt ned mange ureiningar. Er den umetta sona mektig, blir opphaldstida lang og nedbrytinga meir fullstendig. Mange reaksjonar går raskare i umetta sone enn nede i grunnvat­ net. Det er stor skilnad på i kva grad ulike stoff reagerer under transporten i grunnen. Utslepp av kloakk ved infiltrasjon kan gi ein svært god reinseeffekt for suspendert stoff (ved filtrering) og fosfat (ved adsorbsjon), men liten effekt på for eksempel nitrat. Det er årsaka til at eit høgt innhald av nitrat er eit sterkt aukande problem for mange land med intensiv jorbruksproduksjon. Dan­ mark og Nederland har mange stader så høgt innhald av nitrat i grunnvatnet at det er ueigna til drikkevatn. Langvarig bruk av enkelte plantevernmiddel har ført til urovekkjande høge verdiar i grunnvatnet, sjølv fleire år etter at dei blei tekne ut av bruk. Oljeprodukt er for det meste uløyselege - eller i det minste lite løyselege i vatn - dei er hydrofobe. Olje som sig ned i grunnen, mettar delvis ledige porer i den umetta sona og legg seg deretter som eit «teppe» oppå grunnvatnet. Det skal berre ørsmå meng­ der av olje eller bensin til for å setje smak på vatnet. Har uhellet først skjedd, kan grunnvatnet vere øydelagt for mange tiår fram­ over.

I det siste er det forska mye på ulike metodar for oppreinsking etter utslepp. Det blir svært dyrt å grave opp ureina massar og eventuelt pumpe ut grunnvatnet. Nyare forsøk har vist at ein kan få bakteriar til å bryte ned oljeprodukt nede i bakken om ein kla­ rer å tilføre nok oksygen og næringsemne for ein optimal pro­ sess. Klora hydrokarbon er ei spesiell gruppe kjemikal som har blitt mye nytta, særleg som løysemiddel. Mange stader er dette seinare dumpa som avfall på fyllingar. Dei mest brukte er hydrofobe og tyngre enn vatn. Lek dei først ut i grunnen, søkk dei tvers gjennom både den umetta og den metta sona til dei når eit tett botnlag. Der kan dei liggje og påverke grunnvatnet i tiår framover. Denne typen ureining er det vanskeleg å gjere noko med.

Transport og spreiing av ureiningar i grunnvatnet Som nemnt er det fleire typar av ureiningar. Dei kan ha svært ulike eigenskapar med tanke på transport og innblanding i vatn. Det enklaste er å sjå på ureiningar som er løyselege i vatn. Hovedmekanismane for transport og spreiing (altså fysiske pro­ sessar) kan samanfattast i to omgrep: adveksjon og hydrodynamisk dispersjon

Adveksjon er ei rein flytting av eit avgrensa vassvolum der vi ikkje reknar med innblanding eller miksing med nabovolum. Adveksjonen kan uttrykjast ved darcylikninga Q = K • A • i. Transporten skjer langsmed straumlinene mot fallande potensial. Hydrodynamisk dispersjon omfattar molekylær diffusjon og mekanisk dispersjon. Molekylær diffusjon er ein prosess der ion eller molekyl blir sette i rørsle av den kinetiske aktiviteten i ret­ ninga for konsentrasjonsgradienten. Det vil seie at i løysningar med ulik konsentrasjon flyttar ion eller molekyl seg frå høg mot låg konsentrasjon. Dette er ein langsam prosess, men i tette, lågpermeable jordartar med liten hydraulisk gradient kan han gå over adveksjonskomponenten. I meir grovkorna jordartar som sand og grus dominerer mekanisk dispersjon heilt. Mekanisk dispersjon er litt enkelt sagt ei mekanisk saman­ blanding av «vasspartiklar» under advektiv transport. Partiklane støyter stadig mot hindringar og tek nye retningar. Ulik fart i porekanalane verkar og med i denne blandeprosessen. Resultatet er at eit konsentrert utslepp av ureina vatn etter kvart spreier seg både i lengd og breidd langs straumlinene. Denne spreiinga gjer ureininga mindre konsentrert. I tillegg til dei fysike prosessane

208

1 -lOmm

10- lOOOm

Figur 114 Mekanisk dispersjon skjer på fleire dimensjonsnivå. 1 den øvste venstre ruta ser vi korleis farten til vasspartiklane endrar seg frå null i kontakten med mineralkorna til ein største verdi midt i porekanalen. I ruta nede til venstre ser vi korleis vasspartiklane blir avbøygde av mineralkorna. I ruta til høgre ser vi korleis ulike lag nedover i jorda kan variere. Den hydrauliske konduktiviteten varierer både mellom kvart lag og i det enkelte laget. Ureiningar kan på denne måten bli spreidde både i lengd og breidd. reagerer mange ureiningar både kjemisk og biologisk med omgivnaden. Av kjemisk påverknad kan vi nemne oksidasjon og reduksjon, ionebyting, oppløysing og utfelling i tillegg til adsorpsjon og kompleksdanning.

Oljeprodukt som er lettare enn vatn, sig ned gjennom den umetta sona til dei når grunnvatnet. Der flyt dei oppå vatnet i ei tynn sone som breier seg til sidene avhengig av tilførslene. Der­ som grunnvatnet ligg med ein stor gradient, breier oljen seg i denne retninga. Sjølv om produkta er lite løyselege, får vi like­ vel ei langsam oppløysing der den opphavelege ureininga blir fjerna og redusert.

Arbeidsoppgåver 1 Forklar omgrepet hydrosfæren. 2 Om lag kor mykje av vatnet på jorda er ferskvatn? 3 Blir grunnvatn rekna som ein ressurs som kan fornyast?

209 4 Kor mykje vatn bruker ein norsk gjennomsnittsfamilie i døg­ net? 5 Kvar er fordelen med å bruke grunnvatn framfor overflatevatn i vanlege heimar? 6 Kor i Noreg utnyttar vi grunnvatnet mest? 7 Kva er skilnaden på markvatn og grunnvatn? 8 Kva meiner vi med uttrykket grunnvasspegelen og kor djupt ligg han? 9 Over grunnvassona ligg det som blir kalla den umetta sona. Denne sona kan vi dele inn i fleire undersoner. Kva kallar vi dei, og kva er det som karakteriserer kvar av dei? 10 Kva meiner vi med omgrepet evapotranspirasjon? 11 Kva er hydraulisk konduktivitet? 12 Korleis kan vi med praktiske forsøk undersøkje væskestraumstilhøva i grunnvassona? 13 Kva er skilnaden på ein open og ein lukka akvifer? 14 I kva for type av avsetningar finn vi dei beste førekomstane av grunnvatn her i landet? 15 Korleis vil du leggje opp eit program for å leite etter grunn­ vatn i din eigen kommune? 16 Kva for grunnstoff er det mest av (i form av ion) i grunn­ vatn? 17 Kva trur du gjer størst skade på grunnvatnet: eit brått utslepp av ureining frå ei industribedrift eller ei kraftig årleg gjødsling av jordbruksareal? 18 Kva for verknad har kornstorleiken på permabiliteten til eit sediment, og korleis er samanhengen mellom sortering på den eine sida og porøsitet og permeabilitet på den andre?

210

KAPITTEL 9

FASTE MINERALSKE RESSURSAR Av Tore Prestvik

Norsk mineral- og bergindustri i dag Norsk bergverksdrift har først og fremst vore knytt til utvin­ ning av nokre få produkt som dei reine metalla sølv og litt gull, jern, titan og krom frå oksidmineral, kopar, bly, sink, bly, molybden, nikkel, kobolt frå sulfidmineral og nokre få andre. Tendensen dei siste tiåra har vore at mange av desse førekom­ stane er uttømde, eller at verksemdene har fått problem i konkur­ ransen med utanlandske produsentar. Av tradisjonelle bergverk er det berre nokre få større i drift i dag. Størst i produksjonsverdi er AS Titania, som driv den største ilmenittførekomsten i Europa i Hauge i Dalane, og jerngruvene til AS Sydvaranger. I dei siste åra har det likevel blitt sett i gang drift på nye mineralførekomstar. Særleg gjeld det på det feltet vi kallar industri­ mineral, der det ikkje er metallinnhaldet som er viktig, men sjølve minerala. Store verksemder med god lønsemd av dette slaget er AS Olivin ved Aheim pa Sunnmøre og North Cape Minerals AS på Stjernøy i Vest-Finnmark (nefelinsyenitt). Det er og stor verksemd i steinindustrien, der det blir drive på rein bergart til ulike formål, og det er ei gledeleg utvikling når det gjeld utvinning av såkalla naturstein til ulike bruksområde i bygningsindustrien. Vi må heller ikkje gløyme den store verk­ semda med uttak av sand og grus og framstilling av pukk frå bergartar. Totalt sett har i dag om lag 10 000 personar arbeid i berg­ verks- og massetaksindustrien. Produksjonsverdien er meir enn fem milliardar kroner i året. Han fordeler seg (1991) med om lag 1300 millionar kr på malmgruvedrift, 930 millionar kr på indus­ trimineral, 905 millionar kr på uttak av sand, grus og leire, 1350 millionar kr på pukk, 530 millionar kr på naturstein og 100 milli­ onar kr på kolgruvedrift.

211

Tabell 9: sProduksjonstal for norske bergverk og massetak. Tal frå 1991 og 1993. (Kjelder: Mining Annual Review og rapportar frå NGU og Bergvesenet) PRODUKT Kol (1993)

Jernmalm (1993) (ca. 70 % Fe)

Ilmenittkonsentrat (1993) (ca. 45 % Ti)

Produsert mengd (tonn) 314 000 2 162 000

713 000

Viktige selskap/bedrifter

Store Norske Spitsbergen Kulkompani AS Aktieselskabet Sydvaranger (Kirkenes), Rana Gruber Titania AS (Hauge i Dalane)

Koparkonsentrat (1993) (25 % Cu)

36 000

Grong Gruber AS (Joma)

Sinkkonsentrat (1993) (54 % Zn)

29 000

AS Bleikvassli Gruber (Hemnes), Grong Gruber AS

Blykonsentrat (1993) (59 % Pb)

3 200

AS Bleikvassli Gruber

Nikkelkonsentrat (1993) (12 % Ni)

25 000

Nikkel og Olivin AS (Ballangen)

6 500

Skaland Grafittverk

Grafitt (1993)

Kalkstein, umalen (1991)

Dolomitt, malen og umalen (1991)

Feltspat (1991)

3 428 000

Franzefoss Bruk AS (fleire stader), Visnes kalk- og marmorbrudd AS (Eide), Norcem AS (Brevik/Porsgrunn), Hustadkalk AS

573 000

Hammerfall Dolomitt AS (Sørfold), Franzefoss Bruk AS (Ballangen), Løvgavlen Dolomitt AS (Fauske)

74 160

North Cape Minerals AS (Lillesand)

212 Tabell 9: sProduksjonstal for norske bergverk og massetak. Tal frå 1991 og 1993. (Kjelder: Mining Annual Review og rapportar frå NGU og Bergvesenet) Kvarts og kvartsitt (1991)

1 030 000

Tana kvartsittbrudd AS, Snekkevik Kvartsbrudd (Kragerø)

Nefelinsyenitt (1991)

334 000

Olivin (1993)

2 955 000

AS Olivin (Åheim), Franzefoss Bruk AS (Bryggja), Industrimineraler AS (Norddal)

30 000

Norwegian Tale AS (Altermark)

Talk (1993)

Byggjeråstoff (1991) pukk sand og grus leire Naturstein (1991) blokkstein skifer

North Cape Minerals AS (Stjernøy)

Meir enn 2100 bedrifter om lag 25 mill om lag 22 mill 0,32 mill

Om lag 55 bedrifter om lag 170 000 om lag 60 000

Det geologiske grunnlaget Som vi alt har vore inne på, finst det fleire typar av faste mineralressursar. Dei metalliske og ikkje-metalliske ressursane er uorganiske og blir danna ved både indre og ytre geologiske pro­ sessar. Kol er organisk og blir til ved overflateprosessar i sam­ band med omdanning av organisk materiale. Vi skal først ta for oss dei uorganiske førekomstane, og deretter skal vi ta kolførekomstane for seg. Magmatiske mineralførekomstar. Når eit magma krystalli­ serer, går det gjennom fleire stadium. I det magmatiske stadiet er magmaet (smelta) i jamvekt med faste mineral utan at det er andre væsker til stades. Fraksjonert krystallisering er vanleg. Da kan mineral med ulike fysiske trekk skiljast frå kvarandre og konsentrerast i etter måten reine fraksjonar. I det pegmatittiske stadiet er smelte og faste mineral i jamvekt med ein stoffrik, gassliknande væskefase. I det hydrotermale stadiet er det ikkje meir smelte att, og det er jamvekt mellom faste mineral og ein væskefase dominert av vatn. Mineralførekomstar som har blitt til i det magmatiske stadiet, er svært viktige for sivilisasjonen vår. Som eksempel kan vi

213 nemne dei store førekomstane av krom og platinametall i visse soner av den store Bushveld-plutonen i Sør-Afrika (pluton = djupbergartskropp). Her i landet finn vi små førekomstar av nikkelsulfid saman med visse gabbroar, for eksempel i Espedalen, i Rana i Nordland og ved Flåt i Evje på Sørlandet. I tilknyting til ultramafiske bergartar mellom anna på Leka i Nord-Trøndelag er det ein viss konsentrasjon av kromitt og platinametall, men ikkje nok til at det er drivverdig med dei prisane vi har i dag. I Eigersund-feltet finn vi ein av dei største førekomstane i verda av jern-titanmineralet ilmenitt. Det er danna magmatisk og er knytt til gabbro og anortositt. På Stjernøy i Finnmark er det utvinning av bergarten nefelinsyenitt. I dette tilfellet er det sjølve bergarten som er interessant, han kan brukast utan å skilje hovudminerala feltspat og nefelin frå kvarandre. Olivin er eit anna særs viktig industrimineral. Det finst først og fremst i den magmatiske bergarten olivinstein. Ved Aheim på Sunnmøre driv AS Olivin den største olivinførekomsten i Europa med ein pro­ duksjon på bortimot to millionar tonn i året. Pegmatittstadiet er karakterisert ved at stoffrike, gassliknande væsker krystalliserer til grovkorna bergartar i utkanten av ein magmakropp eller på sprekkar i sideberget. Væskene inneheld etter måten mye av grunnstoff som ikkje høvde inn i dei mine­ rala som krystalliserte frå smelta i det magmatiske stadiet. Det er grunnen til at magmatiske pegmatittgangar mange stader er rike på sjeldne mineral. Pegmatittar gir grunnlag for drift på mange mineral, ikkje minst kvarts og feltspat, som der kan finnast i store mengder i svært rein form. Her i landet er det mange mineralrike pegmatittar, særleg på Sørlandet. Det har vore drift på mange av dei. I dag driv ein på feltspat i nærleiken av Lillesand og i Evje i Setesdalen.

Figur 115 Anlegget til AS Olivin i Aheim på Sunnmøre. Sjølve dunittførekomsten ligg i Almklovdalen nokre få kilometer søraust jor Aheim. Drifta skjer ved dagbrot, og mesteparten av dei utdrivne massane blir frakta gjennom ein 4 km lang tunnel i fjellet til anlegga vi ser på biletet. (Foto: AS Olivin; H.M. Valderhaug.) o

214 AS OLIVIN På Sunnmøre og i Nordfjord finst ei rekkje førekomstar av olivinstein (dunitt) som linseforma kroppar i gneisane. I dag er det drift på fleire av desse førekomstane. Den største verksemda star AS Olivin i Aheim, på Sunnmøre for. AS Olivin, som er ei rein statsbedrift, starta verksemda i 1948 på olivinstein frå Almklovdalen og Sunndalen, nokre få kilometer frå Aheim som ligg nede ved fjorden. Olivinsteinen i området inneheld 90-95 % magnesiumrik oli­ vin (forsteritt), slik at det er lett å produsere eit høgverdig produkt. Reservane er rekna til minst 2000 millionar tonn. Olivin er eit mineral med lågt innhald av silisium samanlikna med mest alle silikatmineral. Det gjer at dei som arbeider med olivin, ikkje blir utsette for lungesjukdommen silikose, som opp gjennom åra har vore eit medisinsk pro­ blem i berg- og steinindustrien. Olivin kan brukast til ei lang rekkje nyttige formål. På grunn av det høge smeltepunktet, om lag 1780 °C, er olivin særleg godt eigna som råstoff for eld­ fast stein og til reiskapar som støypeformer, auser og liknande for smelteverks­ industrien. Vidare blir olivin brukt til slaggdannande middel i jern- og stålverk og til produksjon av stein for magasinering av varme til oppvarming av busta­ der. Olivin er eit tungt mineral (D = 3,25), og i dei seinaste åra er mye olivin brukt til ballast i oljeplattformer. Fordi olivin også er eit hardt mineral utan fast spalting, eignar finknust sand av mineralet seg godt til sandblåsing. I finknust form blir olivin brukt til jordforbetring. Sidan olivinen berre er svakt løyseleg i sur jord, vil han i tillegg til å verke nøytraliserande også vere ei langtidskjelde for magnesium. Andre bruksområde for olivin er som filter til vassreinsing og som tilsetjing i asfalt og plast for å oppnå ønskte eigenskapar. I dei seinaste åra har uttaket av olivinstein frå gruva (dagbrot) vore om lag 2 millionar tonn som råprodukt. Når vi veit at verdsproduksjonen er om lag 5 millionar tonn, ser vi kor viktig denne norske olivinproduksjonen er. Sidan 1961 har foredlinga fram til ulike eldfaste produkt gått føre seg i ein eigen fabrikk i Aheim. Det blir no framstilt om lag 20 000 tonn ferdig produkt i året. Verksemda har og ein fabrikk for framstilling av ulike sandprodukt. Som ein kuriositet kan vi nemne at ein innimellom kan komme over små mengder klar, grøn olivin -peridot - som kan nyttast til smykke. Gruvene er derfor ein inter­ essant stad for mineralsamlarar. I dag arbeider om lag 200 personar i AS Olivin. Omsetninga er på meir enn 200 millionar kroner for året, og det har i mange år vore eit godt overskott. For Noreg er dette ei verdifull verksemd, ettersom det i tillegg til viktige arbeids­ plassar i distriktet gir utanlandsk valuta til landet, fordi heile 95 % av produk­ sjonen blir eksportert. AS Olivin eit eksempel på at norske bergverk også i dag kan gå godt. Verk­ semda representerer ein type bergverksindustri, basert på det vi kallar industri­ mineral, som skil seg frå dei tradisjonelle malmgruvene der ein vinn ut metall frå malmen. Som vi har høyrt, er råstoffreservane nærmast uavgrensa, drifta er effektiv og moderne, og produkta er etterspurde og etter måten miljøvennlege. Framtida skulle såleis vere lys for både AS Olivin og andre norske olivinprodusentar. o

o

o

o

215 Til slutt er det berre varmt vatn med oppløyst stoff att etter at magmaet har størkna. Denne løysninga blir overmetta og når temperaturen og trykket går ned, blir mineral utfelte. Det kan skje både inne i sjølve intrusjonen og på sprekkar eit godt stykke unna magmakroppen. Vi seier avsetninga er hydrotermal (hydro = vatn, termal = som har med temperatur å gjere). Hydrotermale gangar er mest vanlege. Dei er først og fremst rike på kvarts, enkelte stader i så rein form at han kan utvinnast. Andre vanlege hydrotermalmineral er kalkspat og epidot. I særlege tilfelle kan hydrotermalgangar innehalde viktige økonomiske mineral som molybdenglans, sinkblende, blyglans, ulike koparmineral (koparkis, bornitt), flusspat, gull og sølv. Hydrotermale avsetningar i tilknyting til enkelte granittar er kjende for det rike innhaldet av metallet tinn. Slike førekomstar har vore kjende i fleire tusen år, mellom anna i Cornwall i Eng­ land. Dei hydrotermale løysningane kan og løyse ut stoff frå dei bergartane dei siv gjennom. Slik kan stoff bli flytta frå ein berg­ art og bli avsett ein annan stad når løysninga blir overmetta på stoffet. Porøse bergartar kan bli svært mye omdanna når hydro­ termale løysningar siv gjennom dei. Hydrotermale løysningar er og vanlege ved metamorfe pro­ sessar. Når sedimentære bergartar blir omdanna fordi trykket og temperaturen aukar, gir dei frå seg vatn som stig i form av hydrotermale løysningar. Desse løysningane inneheld klor, særFigur 116 Hydrotermale kvartsgangar i gneis (Sanddøladalen, Nord-Trøndelag). Utanom kvarts inneheld desse gangane små mengder sulfidmineral med eit visst innslag av gull. (Foto: F.M. Vokes.)

216 leg dersom dei skriv seg frå marine sediment, noko som gjer at løysninga lettare kan løyse ut andre stoff frå bergartene ho kjem i kontakt med. Slik kan dei hydrotermale løysningane ved overmetting danne metallførekomstar ved utfelling av spesielle mineral. Ved enkelte midthavsrygger blir det i tilknyting til den vul­ kanske aktiviteten danna store førekomstar av sulfidmineral på eller nær havbotnen. Ein har observert ei kraftig utstrøyming av varme stoffrike løysningar mellom anna på botnen av Stilleha­ vet. Dei hydrotermale løysningane som er aktive i denne proses­ sen, er truleg dels av magmatisk opphav, dels er dei havvatn som har sirkulert gjennom dei varme vulkanske bergartane og løyst opp stoff. Her i landet finn vi mange av dei viktigaste sulfidmalmførekomstane i gamle, no omdanna vulkanske bergartar frå gammal havbotn. Dei største førekomstane er kjende frå Løkken, som blei drive i 300 år, frå Tverrfjellet på Dovre og frå Joma i NordTrøndelag, som framleis er i drift. Sedimentære førekomstar. Mest kjende i denne gruppa er truleg førekomstar av gull og andre tungmineral som blir oppkonsentrete i elve- eller strandavsetningar. Dei fleste har vel høyrt om korleis gullgraving har vore eit hardt og spanande liv for mange, ikkje minst etter at det kring midten av det førre hun­ dreåret blei gjort store gullfunn fleire stader i verda. Gull finst først og fremst i elveavsetningar, både unge og gamle. Såleis finst éin av dei viktigaste gullførekomstane i verda i eit konglo­ merat av prekambrisk alder ved Witwatersrand i Sør-Afrika. Tungmineral som klarer seg godt ved både kjemisk og mekanisk forvitring, til dømes ilmenitt, rutil, cassiteritt (tinnoksid) og dia­ mant, blir oppkonsentrete i strandsand. Det kan ofte vere vanskeleg å kjenne att sedimentære føre­ komstar i område der sedimenta seinare er omdanna ved meta­ morfose. Hos oss finst jernførekomstane både i Sør-Varanger og Dunderlandsdalen i metamorfoserte sedimentbergartar, og det er mest grunn til å tru at dei heller er danna ved sedimentære pro­ sessar, kanskje i samband med vulkansk aktivitet, enn under omdanninga til metamorfe bergartar. Det er og vanskeleg å trekkje opp klare liner når det gjeld kva gruppe ein del mineralførekomstar høyrer til i. Til dømes kan hydrotermale og sedimentære prosessar til saman føre til at ein førekomst blir danna. Metalliske mineralførekomstar blir og til ved kjemisk utfel­ ling, særleg i havet. På botnen av djuphava blir det avsett knollar med eit stort innhald av mangan og jern, dessutan ein del nikkel, kobolt og kopar, såkalla mangannodular. Liknande avsetningar er funne enkelte stader i gamle djuphavssediment. Ein reknar

Figur 117 Mikrobilete (breidd ca. 0,5 mm) i reflek­ tert lys av malm frå Godejord-førekomsten i Grongfeltet, Nord-Trøndelag. Det store, lyse kornet er gull. Det har koparkis over og under og blyglans til høgre. Dei mørke partia er «vanlege» silikatmineral. (Foto: F.M. Vokes.)

med at desse knollane blir utfelte der metallrike hydrotermale løysningar når opp til havbotnen og blir oksiderte etter å ha sir­ kulert i basaltlavaen under havbotnen. Løysningane kan anten skrive seg frå klorrikt havvatn eller vere hydrotermalt magmatisk vatn frå den vulkanske aktiviteten langs midthavsryggene. Mange ikkje-metalliske mineralførekomstar er av sedimen­ tært opphav. Gode eksempel er marine fosfatavsetningar og saltavsetningar (evaporittar). Somme tider er sjølve bergarten ein førekomst. Det er tilfellet med avsetningar av kalkstein, ein av dei aller viktigaste bergartane for landbruk og industri. Ved kjemisk forvitring blir løyselege komponentar som natrium og kalium transporterte bort med vatn, mens uløyselege eller tungt løyselege komponentar blir liggjande att der utgangsbergarten låg, og dannar det vi kallar ein restbergart eller restjordart. Spesielle jordartar som kaolinleire, laterittjord og bauxitt høyrer til i denne gruppa. Kaolin blir brukt til mange industrielle formål, mellom anna i den keramiske industrien, mens bauxitt er hovudråstoffet for framstilling av aluminium.

Metamorfe førekomstar. Dei fleste mineralførekomstane vi finn i metamorfe bergartar, blei opphavleg til før omdanninga, anten ved magmatiske eller ved sedimentære prosessar. Men i enkelte tilfelle kan den metamorfe omdanninga ha ført til at nye interessante mineral er danna, eller at innhaldet av økonomisk interessante mineral er auka ved oppkonsentrering. Grafitt er eitt av dei viktige industriminerala i metamorfe bergartar. Grafitt, som er reint karbon, blir til når sedimentbergartar rike på organisk materiale blir omdanna utan at det er særleg tilgang på oksygen. Her i landet er det drift på ein grafittførekomst ved Skaland på Senja i Troms. Eit anna industrimineral som berre finst i metamorfe berg­ artar, er talk. Talk blir danna ved omdanning av ultramafiske bergartar som olivinstein og somme peridotittar dersom det er rikeleg tilgang på vatn og CO2 i omdanninga. Somme stader finn vi nesten rein talk, andre stader finst talk saman med kloritt og dolomitt i bergarten kleberstein, som har vore ein viktig bergart her i landet i meir enn tusen år. Kleberstein blei nytta til bruks­ ting som gryter og omnsrør og som bygningsmateriale. Det er no utvinning av talk på førekomstar ved Altermark i Rana i Nord­ land og Stølsheimen i Sogn. Det er drift på kleberstein ved Otta. Av metamorfe bergartar som blir nytta til industrielle formål, står marmor mest sentralt. Marmor blir hos oss brukt omtrent som kalkstein, det vil seie som råstoff ved framstilling av sement og i jordbruket. Elles blir marmor nytta til prydstein. Det er tru­ leg eit stort potensial for å utvide bruksområda for marmor og kalkstein av høg kvalitet.

218 Når sedimentbergartar ved fjellkjededanning blir pressa ned­ over i djupet, aukar temperaturen, og trykket og vatnet i bergart­ ane blir frigitt. Det blir danna hydrotermale løysningar. Som ved dei magmatiske prosessane fører desse løysningane med seg oppløyst stoff. Det blir avsett når løysninga blir metta av stoffet. Stort sett er det slik at ei løysning kan halde på meir stoff når trykket og temperaturen er høge. Når løysningane flyttar seg oppover på sprekkar i undergrunnen, går trykket og temperatu­ ren ned, og det blir ei utfelling. I mange høve kan det vere van­ skeleg å sjå om ei hydrotermal avsetning kjem av magmatiske eller metamorfe prosessar. I område der metamorfosegraden blir særleg høg, nærmar enkelte av bergartane seg smeltepunktet, særleg dersom det er vatn til stades. Det blir da danna ei vassrik smelte som ved avkjøling kan bli til ein pegmatitt (som eigenleg altså er ein magmatisk bergart). Slike «metamorfe» pegmatittar er gjerne rike på feltspat og kvarts, og i motsetning til dei «vanlege» mag­ matiske pegmatittane er dei fattige på sjeldne mineral. Men som kjelde for kvarts og feltspat er dei like interessante som dei mag­ matiske pegmatittane.

Kol Kol er eit fast materiale av organisk opphav som ikkje høyrer til blant minerala fordi det ikkje har ein bestemt indre struktur (sjå definisjonen av mineral i kapittel 1). Saman med gass og olje høyrer det til dei energiråstoffa som vi kallar fossile brensel. Det er naturleg å ta for seg kolførekomstane i eit eige avsnitt i dette kapitlet, fordi kol skil seg vesentleg frå dei andre energirå­ stoffa når det gjeld eigenskapar og utvinning, mens utvinningsmetodane er om lag som for andre faste mineralressursar. Kol inneheld store, komplekse organiske molekyl. Somme karbonatom er erstatta av oksygen, nitrogen eller svovel. Kol inneheld dessutan små mengder sulfid- og sulfatmineral. Når kol brenn, dannar nitrogen- og svovelatoma oksid som saman med CO2 og H2O blir sleppt ut i lufta, der dei reagerer med vassdamp til syrer. I neste omgang kan det føre til miljøproblem i form av sur nedbør. Geologiske forhold. Kol blir først og fremst danna av planterestar, særleg av treplantar. Sidan plantelivet utvikla seg på land først frå devonperioden, finn vi kolførekomstane i bergartar som er frå devon og yngre. På den nordlege halvkula er dei mest kjende kolførekomstane danna i karbonperioden, og det er det namnet på perioden kjem av. På den sørlege halvkula finst det mye kol i permiske bergartar. Friskt plantemateriale inneheld

mindre enn 50 % karbon. Det er likevel nok til at ved, som er uomdanna tørka plantemateriale, høver godt som brensel. Som regel finn vi kolførekomstane som lag saman med sand­ stein og leirbergartar. Mange stader finn vi ei veksling mellom leirskifer, sandstein og kol som kjem igjen i lag oppover i lagrekkja i det vi kan kalle eit syklisk mønster. Ut frå dei planterestane vi finn i kol, og vekslinga mellom ulike lag, kan vi slutte at avsetningar av dette slaget blir til i sumplandskap med kraftig plantevekst i låglandsområde der jordskorpa er i ferd med å søkke, slik at andre sediment blir avsette over planterestane før dei får tid til å rotne. Etter ei tid tek planterestane til zforkole. Det er ein gradvis prosess der bak­ teriar, sopp og mikroorganismar er med i byrjinga. Slik blir det danna torv omtrent som i myrane hos oss. (Tørka torv inneheld om lag 50 % karbon og kan brukast som brensel.) Etter kvart som overleiringa blir større, aukar temperaturen og trykket, og omdanninga går vidare til ulike grader av kol. Samti­ dig blir materialet pressa kraftig saman. Vi reknar at eit lag med planterestar som frå starten av er 10 m tjukt, dannar eit kollag ein fløts - på 1 m. I denne prosessen blir det frigitt noko H2O, slik at karbonmengda aukar - relativt sett - i det kolet som blir danna. Slik kan vi seie at brunkol inneheld frå 55 til 70 % kar­ bon, steinkol mellom 70 og 85 % karbon, og det rikaste produk­ tet antrasitt har meir enn 90 % karbon. Samtidig blir det som nemnt gradvis frigitt oksid av både svovel og nitrogen. Slik er brunkol dårlegare eigna enn steinkol til brensel, både når det gjeld brennverdien (lågt karboninnhald) og miljøkonsekvensane. Dei omdanningsprosessane vi har nemnt, kan samanliknast med den modninga andre organiske restar går gjennom når olje og gass blir til. Ein del naturgass blir danna frå kol. Ved tempe­ ratur som svarer til metamorfoseområdet, brenn kolet opp og forsvinn. Når det finst etter måten karbonrikt steinkol i eit ungt geologisk område, og kanskje brunkol i mye eldre bergartar ein annan stad, kan grunnen vere at temperaturutviklinga har vore ulik i dei to områda. Tida spelar ei rolle på den måten at noko høgare temperatur gjennom geologisk sett kort tid kan gi det same resultatet som lågare temperatur som verkar over lengre tid. Norske førekomstar. Her i landet finst det svært lite sedimentbergtar frå karbonperioden og yngre. Dei einaste spora vi har av kol på eller i nærleiken av det norske fastlandet, er i eit lite sedimentfelt på Andøya i Vesterålen, i bergartar under fjord­ botnen i Beitstadfjorden inst i Trondheimsfjorden og under Frohavet vest for Trøndelag. Alle desse avsetningane er frå juraperioden. I samband med oljeboring på Haltenbanken har

220 ein funne til dels tjukke kollag i sedimentbergartar frå juraperioden. På Spitsbergen finst det drivverdige førekomstar av kol i etter måten unge sedimentbergartar frå tertiærperioden. Her har det sidan byrjinga av dette hundreåret vore kolgruvedrift fleire sta­ der. I dag driv Store Norske Spitsbergen Kulkompani AS fleire gruver i Adventdalen ved Longyearbyen, og russarane driv ved Barentsburg lenger ute i Isfjorden. Andre kjende førekomstar er ved Ny Ålesund, der selskapet Kings Bay Kulkompani dreiv til ei større ulykke stoppa drifta tidleg i 1960-åra, og ved Sveagruva inst i Van Mijenfjorden. Som namnet Sveagruva viser, var dette opphavleg ei svensk gruve. Ho blei driven frå 1918 til 1926. Ved Pyramiden lengst inne i Isfjorden (Billefjorden) driv russarane ein førekomst som ligg i bergartar frå karbonperioden. I 1993 blei det produsert om lag 314 000 tonn kol i dei norske gruvene på Spitsbergen. Historie. Alt tidleg på 1600-talet var det kjent at det fanst kol på Spitsbergen. Men gruvedrift blei det først i 1904, da amerika­ naren John Longyear skipa selskapet Arctic Coal Company. I den første verdskrigen (1916) blei rettane selde til norske inter­ esser. Da blei fleire norske interesser på Spitsbergen samla, og selskapet Store Norske Spitsbergen Kulkompani AS blei skipa. Dette selskapet tok i 1933 over rettane til drift i Sveafeltet ved Van Mijenfjorden. Rett etter krigen var kolproduksjonen på Spitsbergen svært viktig for landet vårt, ikkje minst i NordNoreg, der det var liten tilgang på anna brensel. I tida frå 1946 til 1949 var det drift både i Longyearbyen og Svea. Førekomstane i Svea er rike, og det har vore prøvedrift der i fleire år alt. Geologi. I den sedimentære lagrekkja på Svalbard er det funne kollag i avsetningar frå fleire geologiske periodar. Men det er særleg dei tertiære avsetningane som er av interesse. I området Isfjorden-Van Mijenfjorden er det fem fløtsar i den tertiære lagrekkja, men ved Longyearbyen er det berre éin av dei som har så god kvalitet at han kan drivast. Førekomstane ligg i eit slakt, trauforma basseng med sedimentære bergartar, og det enkelte kollaget er frå 0,6 til 1,8 m tjukt. I Sveaområdet er ein av fløtsane opp mot 5 m tjukk. Kolet frå gruvene på Spitsbergen inne­ held lite svovel og blir rekna å vere av god kvalitet til fleire formål. o

,

Leitemetodar Når ein skal leite etter mineralførekomstar, nyttar ein både geologiske, geokjemiske og geofysiske metodar. Det viktigaste grunnlaget er likevel den generelle geologiske kunnskapen som geologen har. På grunnlag av det kan ein blinke ut kva område det er mest naturleg å leite i.

221 Blant dei geologiske metodane står kartlegging sentralt. Før ein tek til med feltundersøkingar, er det vanleg å gjennomføre ei flyfotogransking av dei aktuelle områda. Slik kan ein gjere seg opp ei meining om dei grøvste geologiske trekka i eit område. Ja, ein kan til og med vere i stand til å tolke visse trekk betre enn ved reine feltstudium. I dei seinare åra har det vorte meir vanleg å tolke satellittbilete. På bakgrunn av slike observasjonar og ved målingar og prøvetaking i felt kan geologen gjere seg opp ei meining om utbreiinga av bergartane både på overflata og i undergrunnen. Etter forvitring og seinare flytting av sedimentpartiklar set ein mineralførekomst spor etter seg i form av ei unormal fordeling av visse grunnstoff i området rundt førekomsten. I område som er dekte av mye lausmateriale, er geokjemiske undersøkingar særleg viktige for å få dei første indikasjonane på om det finst ein førekomst. Mest vanleg er det å granske elve- og bekkesediment systematisk, fordi det er med rennande vatn partiklane spreier seg. Dersom ein finn uvanleg høge konsentrasjonar av eitt eller fleire grunnstoff, kan ein ved å følgje dreneringsmønstret sirkle inn det området der kjelda finst. Med geologiske eller geofysiske undersøkingar i tillegg kan ein finne ut om det verke­ leg dreiar seg om ein førekomst. Meir «eksotiske» geokjemiske undersøkingar tek i bruk for eksempel botanikk, for det er kjent at visse planteslag trivst (eller mistrivst) i nærvære av spesielle grunnstoff. Med geofysiske målingar kan ein få greie på om enkelte bergartar på overflata eller i undergrunnen skil seg ut frå det som er vanleg i eit område. Når ein skal leite etter mineral, er det fleire geofysiske metodar i bruk. Først kan ein med regionale flymålingar granske tyngdeigenskapane (ved gravimetri) og dei magnetiske eigenskapane hos bergartane. Mange malmmineral (for eksempel ilmenitt) og bergartar (for eksempel gabbro og oli­ vinstein) er mye tyngre enn dei vanlege silikatbergartane. Dei kan i enkelte tilfelle skilje seg ut i tyngdemålingane sjølv om dei ikkje finst heilt oppe i dagen. Dei magnetiske målingane fortel om bergartar som inneheld meir enn vanleg av jernmineralet magnetitt. Dersom det i slike målingar kjem fram trekk som tyder på at grunnen skjuler bergartar som kan vere interessante for utvinning, kan ein gå inn og måle lokalt. I tillegg til tyngdemålingar og magnetiske målingar er det vanleg å gjere seismiske eller elektriske målingar (t.d. elektrisk leidningsevne). I dei sei­ smiske målingane nyttar ein kunstig framkalla lydbølgjer, og ved å studere korleis dei breier seg og blir brotne i undergrun­ nen, kan ein få svært god informasjon om dei enkelte bergartslaga. Dei seismiske metodane er svært mye brukte til

222 Figur 118 Diamantboring i Sulitjelmaområdet. (Foto: F.M. Vokes.)

oljeleiting, men dei kan og brukast til for eksempel å måle kor djupt det er gjennom eit leirlag og ned til fast fjell. Dersom slike målingar saman med dei geologiske opplysning­ ane tyder på at ein har ein mogleg førekomst, kan ein setje i gang boring. Mest vanleg er kjerneboring, der ein tek opp prøver (kjernar) frå undergrunnen. Ned i boreholet kan ein senke ulike måleinstrument og måle i djupet. Desse målingane utfyller målingane frå overflata og gir enda betre informasjon om til­ høva. Både når det gjeld geokjemiske og nokre av dei geofysiske målingane, er det om å gjere å kjenne dei normale eigenskapane til jord- og bergartar. Førekomstane kjem da fram som noko unormalt; på fagspråket taler ein om anomaliar. Leitemetodar er eit stort og interessant emne som du for eksempel kan setje deg betre inn i som prosjektoppgåve, anten åleine eller saman med fleire i ei gruppe.

Bergverkshistorie Alt omkring starten av vår tidsrekning var det ei etter måten avansert utvinning av mineralførekomstar her i landet. Det gjeld særleg utvinning av jern frå myrmalm. I dei seinaste åra er det funne restar etter store og avanserte anlegg for jernsmelting mange stader i Midt-Noreg (for eksempel Levanger og Budal) og Sør-Noreg. Mye tyder på at det alt for 2000 år sidan var ei verksemd her som kravde spesialkunnskap, og som var ei industridrift. Anlegga låg på stader der det var lett tilgang på malm frå myrane. Frå seinmellomalderen og framover mot nyare tid kjenner vi

223 bergverkshistoria ganske godt. Dei danske kongane såg på Noreg som eit rikt land når det gjaldt viktige råstoff som metall. Med bergmenn frå Sentral-Europa, hovudsakleg Tyskland, som ekspertar blei det etter kvart bygd opp ei lang rekkje bergverk. Nokre var svært store og kunne i periodar halde mange hundre personar i arbeid. Dei største og mest kjende er sølvverket på Kongsberg, som blei opna i 1624, koparverka på Røros og Løk­ ken frå 1644 og 1654, og koboltverket på Modum, som var i drift frå 1772 til 1898. Seinare kom førekomstane i Sulitjelma i drift. I tillegg var det mange mindre jernverk og koparverk både på Austlandet, Sørlandet, Vestlandet, Trøndelag og i NordNoreg. Tenk på namn som Ulefoss Brug og Eidsvoll Verk. Dei store verkseigarane var mektige menn. Det var ikkje berre på slump at riksforsamlinga på Eidsvoll i 1814 blei halden hos verkseigaren Carsten Anker. Bergverksdrifta kravde kunnskap og kompetanse. Slik blei Bergseminaret på Kongsberg, som kom i gang i 1757, den første høgre utdanninga her i landet om ein ser bort frå verksemda ved katedralskolane. Ja, Bergseminaret på Kongsberg var kanskje eitt av dei aller første i sitt slag i heile verda. Det kjende akade­ miet i Freiberg i Tyskland blei ikkje skipa før i 1765. Da landet fekk sitt første universitet i Kristiania i 1811, blei bergseminaret flytta dit og blei ein viktig del av universitetet i det første hundreåret. Ved skipinga av Noregs tekniske høgskole i Trondheim i 1910 blei denne verksemda flytta dit. Her blir det no kvart år utdanna meir enn hundre sivilingeniørar i bergrelaterte fagområde (geologi, metallurgi, petroleumsteknologi).

Industrimineral, naturstein og byggjeråstoff Industrimineral i vid forstand er dei minerala og bergartane som kan utnyttast fordi dei har spesielle kjemiske og fysiske eigenskapar. Det kan vere ulike eigenskapar, som kva grunnstoff dei inneheld, fargen, den mekaniske styrken, evne til å tole varme, eller korleis dei eignar seg til å produsere spesielle pro­ dukt, for eksempel eldfast stein, glas, keramikk osv. Ofte kan det same mineralet eller den same bergarten ha fleire slike eigenska­ par. Dei viktigaste industriminerala her i landet er olivin, nefelinsyenitt, kalkstein og dolomitt, kvarts, feltspat, grafitt og talk. Som vi har nemnt, blir olivin produsert på fleire stader i Noreg. Dei viktigaste bruksområda er slaggdanning i smelteomnar i jernindustrien, formsand i jern- og stålstøyperi, eldfast stein, plater for varmemagasinering, slipesand og som ballast i oljeplattformer.

224 RØROS KOBBERVERK AS Da drifta ved koparverket på Røros blei lagd ned i 1977, var det slutt på ein 333 år lang periode med særprega industriverksemd. Bergverksdrifta i Røros-området står sentralt i norsk bergverks- og kultur­ historie. Ikkje minst gjennom forfattarskapen til Johan Falkberget har bergverksdrifta i det barske fjellsamfunnet på Rørosvidda blitt kjend for mange nordmenn. Det heile starta i 1644 med at reinjegeren Hans Aasen fann malm i Storvola om lag 10 km nordaust for det som i dag er bergstaden Røros. I dette området på austsida av Glåma om lag midt mellom Røros og Aursunden har det vore fleire større gruver i drift: Storwartz (tysk forvansking av Storvola), som opna i 1655, Nyberget (1656), Hestkletten (1659), Solskinn (1673-74), Ny Storwartz (1708) og Olavsgruva (etter kronprins Olav) i 1936. Vest for Glåma, om lag 15 km nordnordvest for Røros, er Christianus Sextus (1723), Kongens gruve (1736) og Mugg-gruva (1774) dei mest kjende. Kort tid før drifta stansa i 1977, blei det sett i gang drift på ein førekomst ved Lergruvbakken 2,5 km sør for Kongens gruve. Førekomstane i Rørosområdet er kvar for seg etter måten små. Dei ligg i skiferbergartar og inne­ held svovelkis, magnetkis, koparkis og sinkblende. Ved smelting var det først og fremst kopar ein tok ut, men svovel frå magnetkis og svovelkis og sink frå sinkblende har og vore produserte. I gamle dagar var det vanleg å smelte malmen så nær gruva som mogleg. I Røros-området har det vore fleire smeltehytter i drift. Den viktigaste var Røros smeltehytte, som ligg ved elva frå Hittersjøen, no kalla Hytteelva. Det er omkring denne bergstaden Røros er bygd. Både til gruvedrifta og smeltinga trong ein ved og trekol. Det førte til at skogen omkring Røros blei utnytta sterkare enn det gjenveksten såpass høgt til fjells (500-800 m o.h.) gav grunn til. Ein måtte stadig lenger ut frå området for å få tak i ved. Etter kvart tok ein til å bruke sprengstoff i gruvene, og ved det siste hundreårsskiftet gjekk ein over til elektrisk kraft både til transport i gruvene og til smeltinga. I dei aller siste åra blei koparkonsentratet sendt til Boliden i Sverige og sinkkonsentrat til smelte­ verket i Odda. I alt er det gjennom meir enn tre hundre års drift produsert 130 000 tonn kopar som metall og 550 000 tonn anna sulfidkonsentrat. Frå skildringane i bøkene til Johan Falkberget, mellom anna forteljingane om An-Magritt, hugsar vi at det er mye snakk om transport av malm og brensel. Det gjekk føre seg med hest både nede i gru­ vene og frå gruvene til smeltehyttene. I enkelte av gruvene kan ein enno i dag sjå fleire centimeter djupe spor etter vognhjula i solen i gruvegangane. Etter at Rørosbanen var opna (1877), blei det bygd eit sidespor til Kongens gruve. Med dei harde vintrane med storm og snøfokk viste det seg vanskeleg å drive sidesporet. I 1910 blei det erstatta av taubane. Opp gjennom dei meir enn tre hundre åra drifta vara, var det mange gonger problematisk å få drifta til å løne seg. Det blei funne svært lite ny malm. Berre to av gruvene - Olavsgruva (1936) og Lergruv­ bakken (1973) - er opna etter år 1800. Etter den siste verdskrigen blei det sett i gang ei storstilt geolo­ gisk kartlegging og malmleiting med moderne metodar, men berre førekomsten ved Lergruvbakken blei rekna som så stor at det kunne setjast i gang drift. Mineraltekniske nyvinningar gjorde at mange av dei gamle slagghaugane og steinveltene kunne handsamast på nytt. Mye av aktiviteten i dei siste tretti åra var derfor knytt til slik drift. Trass i øydeleggingar under krigen med Sverige i 1678 og 1679 og fleire brannar opp gjennom åra er bergstaden svært godt bevart og halden ved like. Byen står som eitt av fire norske eksempel på «World’s Heritage List» frå Unesco over verneverdige kulturminne. Byen har eit fint opplegg foi turistar, der det ved vandring og besøk i museum er mogleg å sjå ei lang rekkje eksempel på korleis bergmenn og folk flest hadde det. Olavsgruva i Storwartzfeltet, som var i drift heilt til 1970, er nc museumsgruve. Med å ta kontakt med Røros turistkontor kan ein få vere med på ein tur ned i gruva som er open for besøk året rundt. Med ulike effektar er alt lagt til rette for at ein kan få eit levande inn­ blikk i korleis livet og drifta i gruvene arta seg opp gjennom meir enn tre hundre år.

Nefelinsyenitten på Stjernøya i Finnmark inneheld nesten berre feltspat og nefelin. Det gjer at bergarten kan brukast omtrent direkte som råstoff til produksjon av mange typar glas, porselen og keramikk. Andre bruksområde er fyllstoff i plast, skumgummi og måling. Noreg er den største produsenten av nefelinsyenitt i Europa. Kalkstein og dolomitt. Karbonatminerala kalkspat og dolomitt er hovudkomponentane i kalkstein og marmor. Når det gjeld marmor (som er ein metamorf karbonatbergart), skil vi gjerne mellom kalkspatmarmor og dolomittmarmor, men av og til finn vi marmor med begge desse minerala. Både kalkspat (ofte er vi upresise og seier kalkstein eller kalk) og dolomitt har ei rekkje bruksområde. Begge blir brukte til så ulike formål som sement, i glasproduksjon, til slaggdanning og fyllstoff i måling og plast. Begge blir og brukte i jordbruket. Dolomitt er ei viktig magnesiumkjelde, og kalkstein nøytraliserer sur jord. Dolomitt blir dess­ utan brukt til å framstille magnesiummetall og i eldfaste material. Ein god del kalkstein blir brukt til produksjon av brend kalk (CaO), i ein prosess der mineralet blir oppvarma til tempe­ raturar mellom 1000 og 1200 °C, slik at CO2 blir drive av. Der­ som kalksteinen er svært rein, kan han i form av finknust pulver brukast til fyllstoff i papir av spesiell høg kvalitet. Kvarts og kvartsitt. Kvarts har ei rekkje ulike bruksområde. Det er kjelda for framstilling av silisiummetall, ferrosilisium (FeSi) og silisiumkarbid (SiC). Superrein kvarts er etterspurd som råstoff for høgteknologiprodukt som fiberoptiske kablar og solceller. Eit slikt produkt kan oppnå ein svært høg pris. Utvin­ ning av kvarts skjer frå to hovudtypar av førekomstar: (1) pegamtitt- og hydrotermalgangar; (2) kvartsitt. Her i landet er kvartsitt no den viktigaste kjelda. Kvartsitt er ein metamorf kvartssandstein, og kvarts er gjerne meir enn 95 % av bergarten. Den største førekomsten i drift ligg i Tana i Finnmark. Produktet blir hovudsakleg brukt i den norske ferrosilisiumproduksjonen. Trass i dette er Noreg i dag importør av kvarts til metallurgiske formål. For nokre år sidan var det forsøk på produksjon av superrein kvarts i Drag i Tysfjord, men denne produksjonen er no oppgitt. Feltspat blir mest brukt som råstoff for produksjon av glas og porselen. Ulike feltspattypar kan ha noko ulikt brukspotensial. Kalifeltspat er mest brukt til keramikk og porselen, albitt (natriumfeltspat) til glas, mens meir kalsiumrik plagioklas frå berg­ arten anortositt - som gjerne har kvit farge - kan brukast til så ulike formål som slaggdanning i smelteverk og i knust form som toppdekke på vegar. Feltspat blir oftast utvunne frå pegmatittgangar. Her i landet er det no slik drift på Sørlandet. Grafitt blir mest brukt i den metallurgiske industrien, først og

226 fremst i støypeformer. Det kan dessutan brukast som smørjemiddel, i eldfast stein og som foring i smelteomnar. Her i landet er det drift på grafitt ved Skaland på Senja i ytre Troms. Av den totale årsproduksjon i Europa på 35 000 tonn blir mellom 5000 og 7000 tonn produserte her. Talk har lys farge, gode smørjeeigenskapar. Det er kjemisk inaktivt og er ein dårleg leiar for elektrisitet og varme, det har høgt smeltepunkt og god evne til å absorbere olje. Alt dette fører til eit svært variert bruksområde. Det blir brukt som fyllstoff i måling, papir, plast og gummi, dessutan i pudder, såpe, tann­ krem og skokrem. Talk blir først og fremst danna ved omdan­ ning når olivin reagerer med karbonathaldig vatn ved metamorfose. Her i landet er det mange talkhaldige bergartar (kleberstein), men berre unntaksvis er dei spesielt rike på talk. Det er no drift på ein førekomst ved Altermark i Rana, og det er sett i gang prøvedrift på ein førekomst i Stølsheimen i Sogn. Med naturstein forstår vi blokkstein og skifer, som blir brukte på mange ulike vis i byggjeindustrien og som monumentstein. Mest vanleg er det no å sage opp blokkstein og bruke han til belegg, særleg på utvendige vegger og innvendige golv. Skifer, som tidlegare særleg blei brukt til taktekking, har no i høg grad det same bruksområdet som foredla blokkstein. Bruken av natur­ stein er sterkt aukande, og Noreg har eit godt utviklingspotensial på dette feltet. Når det gjeld blokkstein, er det produksjonen av Figur 119 Monumentstein. Skulpturane i Vigelandsanlegget i Frognerparken i Oslo er hogde i iddefjordsgranittfrå Østfold. (Foto: L. Alnæs.)

227 larvikitt (ein monzonitt/syenitt) som dominerer. Dette er ein av dei mest etterspurde natursteintypane i verda. Det kjem ikkje minst av at larvikitten har eit spesielt fargespel på grunn av hovudmineralet feltspat. Det kjem spesielt til syne på ei polert overflate. Det er to hovudtypar av larvikitt, ein lys type «Blue Pearl» og ein mørk «Emerald Pearl». Produksjonen går føre seg i Larvik-området, der uttak av såkalla råblokk er den vanlegaste driftsmåten. Andre bergartstypar som er mye brukte, er marmor og ulike granittar. Vi nemner spesielt den rosa fauskemarmoren «Norwegian Rose» og den kvite granittypen trondhjemitt. Skiferproduksjonen er i dag konsentret om Alta og Oppdal, der det er drift på kvartsittskifer, og Otta, der det blir brote fyllittskifer. Norsk geologiråd har teke initiativ til at dei enkelte fylka finn seg ein fyIkesstein. Mange fylke har valt stein som anten no eller tidlegare har vore brukt til ulike praktiske formål. Dei er altså natursteinar (sjå tabell 10). Byggjeråstoff blir definert som dei mineralske råstoffa som etter foredling kan nyttast til konstruksjonsformål. I praksis omfattar dette materiala sand, grus, leire og knust fjell (pukk). Dei viktigaste bruksområda er veg- og jernbanebygging og som hovudkomponent (tilslag) i betong. Både den havbaserte indu­ strien og all anna byggjeverksemd treng store mengder betong av høg kvalitet. Verksemd med uttak av slike råstoff har eit stort omfang her i

Figur 120 Hydraulisk deling av oppdalsskifer. (Foto: L. Alnæs.)

228 landet. Vi har bortimot 7000 massetak av sand og grus og meir enn 500 pukkuttak. Noreg har store førekomstar av både sand og grus og bergartar som eignar seg godt til pukk. Sand- og grusførekomstane er lausmassar som blei avsette i og etter den siste istida. Lokaliseringa av desse førekomstane er derfor sterkt knytt til tilhøva under og etter isavsmeltinga. Dette blei omtalt i kapit­ tel 5. Ettersom sand- og grusavsetningar også er viktige grunnvassreservoar, kan det i somme tilfelle bli interessekonfliktar mellom ulike slags utnytting. Pukk kan langt på veg brukast til det same som sand og grus, men er dyrare å produsere. Det er ikkje alle bergartar som eignar seg like godt til pukk. Enkelte mineral som sulfidmineral (kis) og glimmer er uønskte komponentar i større mengder. Såleis er kravet til pukk til vegformål at innhaldet av magnetkis må vere under 0,5 %. For tilslagsmateriale i betongdekke på vegar kan eit glimmerinnhald opptil 10-15 % aksepterast. Dei vanlegaste bergartane som blir brukte til pukk, er gneis, granitt, gabbro, syenitt og gneisgranitt (foliert granitt). Men valet av bergart til eit spesielt bruksområde er ikkje berre avhengig av mineralinnhaldet. Og dei mekaniske eigenskapane til bergarten er viktige. Leire har og fleire bruksområde. Tidlegare blei leire mest brukt til å produsere teglstein. Denne produksjonen er no etter måten liten her i landet, og teglstein blir mest brukt til klednin­ gar (fasadestein). I dag blir leire derimot mye brukt til eit nytt produkt - lettklinker (Leca). Under brenning ved ein temperatur opp til 1200 °C blir utløyst gass blanda inn i produktet, som der­ med får ei kraftig volumutviding og ein porøs struktur. Lett­ klinker har ei rekkje bruksområde. Han blir mest bruk som tilslag i betong (lettbetong), eit produkt som blir brukt i grunn­ murar, til piper, i bruer, boreplattformer osv. I laus form blir lett­ klinker brukt som isolasjon og i lette fyllingar der det er dårleg grunn.

229

Tabell 10: Oversikt over fylkessteinane. Fylke

Bergart/mineral

Karakteristikk/ bruksområde

Finnmark

Altaskifer

kvartsittisk skifer, ein av dei mest kjende skifertypane våre

Troms

Sagvanditt

karbonatførande ortopyroksenitt

Nordland

Fauskemarmor

raudleg marmor med kalkspat og dolomitt, velkjend naturstein

Nord-Trøndelag

Thulitt

rosa epidotmineral (zoisitt)

Sør-Trøndelag

Trondhjemitt

biotittførande tonalitt, kjend naturstein

Oppland

Kleberstein

talkrik, mye brukt til peisar o.l.

Hedmark

Trysilsandstein

raudleg kontinental sandstein

Møre og Romsdal

Gneis

ingen spesiell type

Sogn og Fjordane

Eklogitt

grøn pyroksenbergart med raud granat

Hordaland

Koronitt

anortositt med koronatekstur

Rogaland

Anortositt

bergart med meir enn 90 % plagioklas

Vest-Agder

Farsunditt

monzogranitt med ortopyroksen

Aust-Agder

Grimstadgranitt

grovkorna raud gra­ nitt, mye brukt naturstein

Telemark

Brynestein

glimmerførande kvartsitt, brukt som brynestein heilt frå vikingtida

230 Tabell 10: Oversikt over fylkessteinane. Buskerud

Røykengranitt

biotittførande, blir brukt som naturstein

Vestfold

Larvikitt

monzonitt med fargespel i felt­ spaten, den mest kjende natursteinen vår

Akershus

Rombeporfyr

ein intermediær lavabergart med kar­ akteristiske fenokrystallar av feltspat

Oslo

Nordmarkitt

alkalifeltspatsyenitt

Østfold

Iddefjordgranitt

grå granitt, mye brukt som bygnings- og monumentstein

Svalbard

Kol

steinkol av tertiær alder

Arbeidsoppgåver 1 Kva er skilnaden på brunkol, steinkol og antrasitt? 2 Kva slags ulemper er knytte til bruk av fossilt brensel? 3 Gi nokre døme på mineralførekomstar av a) magmatisk, b) sedimentær og c) metamorft opphav. 4 Metamorfe malmførekomstar er gjerne danna i samband med magmatisk aktivitet. Kan du nemne eit døme på ein slik føre­ komst? 5 Kva er hovudråstoffet for produksjon av aluminium, og kor­ leis blir slikt råstoff danna? 6 Gjer greie for hydrotermal aktivitet og hydrotermale førekom­ star. 7 Utvinning av metall har vore ei viktig næringsgrein i Noreg i mange hundre år. Nemn dei ti viktigaste metalla og set dei opp i ein tabell saman med dei viktigaste førekomstane. 8 Gjer greie for uttrykka industrimineral, malmmineral og naturstein. 9 Kva er det som gjer mangannodulane på botnen av verdshava interessante i økonomisk samanheng?

231 10 Gjer greie for dei ulike metodane som blir nytta når vi leitar etter faste mineralførekomstar. Skil desse metodane seg frå dei som blir brukte når vi leitar etter grunnvatn, gass og olje? 11 Gi minst tre døme frå Noreg på faste ikkje-metalliske mine­ ralførekomstar. 12 Kva for tradisjonelle malmgruver er framleis i drift her i lan­ det?

233

Stikkordregister ablasjon 111 adveksjon 207 agglomerat 76 agnordal 109 Akershus 95 Akertrinnet 127 akkumulasjon 111 aktinolitt 32 aktualitetsprinsippet 86 akustisk impedans 169 akvifer 189, 196f alder, relativ 87 alkalifeltspat 36 alkaner 145 allerød 119 Alta 97 aluminiumssilikat 29 alunskifer 75 amfibol 032 amfibolitt 83, 84 andalusitt 29 andesitt 69 Andøya 93 anoksisk 105 anortositt 70, 97 antiklinikal 163 antrasitt 80, 219 apatitt 27 APKN-diagram 64 arenitt 73 argillitt 75 arkose 74, 97, 98 aromater 145 artesisk brønn 198 As Olivin 213, 214 Asak-Berger-trinnet 127 asbest 32

Asker 100 asketuff 76 assimilasjon 44 atlantisk 119 Atterbergs skala 58 Austvågøy 96 avgrensningsbrønn 175 avstøpningsporøsitet 160

Balderfeltet 176 Barentsburg 101 Barentshavet 101 basalt 100 basisk bergart 43, 67, 70f begravningskurve 167 bentonitt 75 bergart 40ff bergart, basisk 43, 67, 70f bergart, dag- 66 bergart, dyp- 66 bergart, epiklastisk sedi­ ment- 73 bergart, forseglings- 157, 166 bergart, intermediær 43 bergart, karbonat- 77 bergart, kilde- 148, 166 bergart, mafisk 67 bergart, magmatisk 41, 64f bergart, metamorf 81 f bergart, pyroklastisk 75f bergart, reservoar- 148, 166 bergart, rest- 217 bergart, sedimentær 5 5f, 72f bergart, sur 43, 67, 68 bergart, ultrabasisk 67, 71 f bergart, ultramafisk 67 Bergen 93 bergverk 211 bergverkshistorie 222

beryll 31 Bindalsbatolitten 99 biosone 91 biostratigrafi 88 biotitt 34 bitumen 151 blyglans 20 boreal 119 borkaks 169 borkjeme 169 botnbre 113 botnmorene 128 bre 109 brebølgje 113 bredemd sjø 134 breelvdelta 132 breelvssediment 130 breerosjon 114 breksje 73 breksje, pyroklastisk 76 breksje, tektonisk 52 Brentdeltaet 105 Brentgruppen 177 bretype 113 brudd 14 brunkull 79, 219 butan 147 byggjeråstoff 223, 227 bøhmitt 25 bøliing 118 Børgeljell 97 båndgneis 83

coccolitorforide 105 dacitt 68 dagbergart 66 dalbre 113 Daltrinnet 128 Darcys likning 160, 161 densitet 15

234 diagenese 17, 60 diagenesetrinnet 155 diamant 19 diamantboring 222 diatomeer 78 Dicksonfjorden 103 diffusjonsmetasomatose 54 diopsid 32 dioritt 70 dispersjon, hydrodynamisk 207 dobbeltsilikat 31 dolomitt 26, 225 dolomittstein 78 Dovrefjell 99 Draupneformasjonen 105, 177 Draupneskifer 173 drivverdig 142 dryas 118 Dunlingruppen 177 dypbergart 66 dødisgrop 132 eem 116 eklogitt 83, 96 Ekofiskfeltet 107,165,173, 176, 179 eldfast stein 214 eldre dryas 118 endemorene 115 enkeltsilikat 28 enstatitt 32 epidot 31 epiklastisk sedimentbergart 73 esker 131 eustasi 122 evaporasjon 188 evaporitt 80, 104

farge 15 fayalitt 28 felle 163, 165 feltspat 36, 225 fenokrystall 61 Finnmark 93, 95, 98, 99, 176 fim 111 fimgrense 111 fjellbrønn 202 fjellfotbre 113 fjellkjede, den hercynske 103 fjellkjede, den kaledonske 93, 97f, 103 flint 78 flora- og faunasuksesjon 88 formasjon 90 forseglingsbergart 157, 166 forsteritt 28 forurensning, se ureining forvitring 56f forvitringsprosess 17 Fosenhalvøya 96 fosfat 27 fosforitt 78 fossilt brensel 218 fotosyntese 150 Friggfeltet 107, 165, 176, 180 fylkessteinar 229 fyllitt 82

gabbro 70, 96, 97 gammalogg 169 gass 147 gassvinduet 155 geofysisk måling 221 geokjemisk undersøking 221 geokronologi 89

geologi, miljø- 140 geologi, økonomisk 140 geologisk metode 221 geologisk naturressurs 140 georadar 201 geotermisk gradient 48, 15' gibsitt 25 gips 27 gjennomsettende fenomen 88 glans 15 glasial 115 glasimarin leire 132 glimmer 34 glimmerskifer 82, 96, 99 gneis 81 f, 96 goethitt 25 Gondwanaland 103 grafitt 19, 20,217, 226 granat 30 granat-glimmerskifer 82 granitt 68, 96, 100 granittisk gneis 82 granittpegmatitt 68 granodioritt 68 gravimetri 166, 168 Grong 99 Groningen 175 grunnfjell 93 grunnstoff 18 grunnvasførekomst 198 grunnvassbrønn 202f grunn vasskvalitet 204 grunnvassoverflate 188 grunnvasspegel 188 grunnvassravine 193 grunnvatn 138, 186, 192f gruppe 91 Grønland 103 grønnskifer 84 grønnstein 70, 83, 96, 99

235 gråvakke 75 gull 19 halitt 22, 104 Hallingdal 95 halogenider 22 Haltenbanken 105, 176 halvgraben 100 hardhet 13 hardhetsskala 14 Hauersetertrinnet 127 Hauge i Dalane 97 Haugesund 181 havbunnskorpe 97 Hecla Hoek 101 Hedmark 95, 97, 98 Helgeland 99 hematitt 23, 80 hercynske fjellkjede, den 103 Hinnøya 96 holocen 108, 117, 137 horisontalitet, opprinnelig 85 homblende 32 homfels 51,81 hulromsporøsitet 160 humus 205 Hvalertrinnet 126 hydraulisk gradient 190 hydrodynamisk dispersjon 207 hydrokarbon 145 hydroksid 23 hydrologi 183ff, 187 hydrosfæren 183 hydrotermal 215 hydrotermal prosess 17 hydrotermalt stadie 212

lapetushavet 99

ildfast stein, se eldfast stein ilmenitt 24, 97 indeksmineral 49 industrimineral 223 infiltrasjonsmetasomatose 54 innlandsis 113 interglasial 116 intergranulær porøsitet 158 interkrystallin porøsitet 159 intermediær bergart 43 interstadial 116 intragranulær porøsitet 158 isbre 109 Isfjorden 103 isostasi 122 istider 115 f jaspis 78 jordart 217 Jotunheimen 98 jura 104, 176 Jutulhogget 134

kaks 169 kaledonske fjellkjede, den 93, 97f, 103 kalkspat 25 kalkstein 59, 77, 98-101, 150, 225 kamar 131 kaolinitt 33, 35 kapillarsone 188 karbonat 25 karbonatbergart 77 karbontiden 103 katagenesetrinnet 155 kataklase 51 kataklasitt 52 kerogen 151, 152, 153, 155 kildebergart 148, 166

kimberlitt 20 Kirkenes 95 kis 21, 99 kiselsediment 78 kjedesilikat 32 kjemisk sediment 72, 79 klastisk sediment 72 kleberstein 84, 217, 226 klimaendring 108 kloritt 34, 35 kløv 14 kol, se kull kolloidpartikkel 35 Kolsås 100 kompaksjon 60 kondensat 147 konglomerat 73, 97, 99, 101 Kongsberg-Bamlekomplekset 97 kontinentalt miljø 59 kopperkis 21 koppermalm 96 kornstørrelse 6lf korund 23 Kozenys likning 160, 161 krokethet 160, 162 kromitt 24 kronostratigrafi 88 krystall, feno- 61 krystall, tvilling- 13 krystallform 11 krystallisasjon, fraksjonert 43 krystallografi 10 krystallstruktur 09 krystallsystem 11 kull/kol 78, 96, 101, 103, 218ff kvarts 36, 225 kvartsitt 82, 96, 97, 225 kvartssandstein 74

236 kvartærgeologi 108ff kvartærtida 108 kvikkleire 133 Kvænangen 97 kyanitt 29 kyanitt-granat-glimmerskifer 82 lag 90 landheving 122 landskapsformer 120f Langesund 100 Langesundsfj orden 93 lapillituff 76 larvikitt 69, 100, 227 lateralterrasse 131 laterittjord 25 latitt 69 Laurasia 103 lecablokk 138 ledd 90 leire 228 leirmineral 35, 56 leirskifer 75, 99, 100, 150, 163 leirstein 98, 101 leitemetodar 200, 220 lettklinke 138 litostatisk trykk 48 litostratigrafi 88 Lofoten 93, 95, 96 logg, nøytron- 170 logg, resistivitets- 170 logg, sonisk 170 logg, tetthets- 172 logging 169f Longyearbyen 101 Lyngen 99 Løkken 99 løss 75

mafisk bergart 67 magma 41 magmatisk bergart 41, 64f magmatisk differensiasjon 43 magmatisk førekomst 212 magmatisk prosess 17 magnetisme 16 magnetitt 24 magnetkis 21 magnetometri 166, 169 malakitt 26 manganknoll 80 mangannodul 217 marin grense 123 marint miljø 59 markvatn 187, 192 marmor 96 matriks 158 mellomistid 115 mergel 75 metabasalt 70 metagabbro 84 metagenesetrinnet 155 metamorf bergart 81 f metamorfe mineral 217 metamorfose 17, 46 metamorfose, forkastnings- 51 metamorfose, kontakt- 50 metamorfose, lokal 50 metamorfose, progressiv 48 metamorfose, regional- 50 metamorfose, retrograd 48 metamorfosegrad 52f metasomatose 54 metta sone 187 midthavsrygg 97 midtmorene 115 Midtøsten 163 migmatitt 81,96

migrasjon, primær 156 migrasjon, sekundær 157 miljøgeologi 140 mineral 09 mineral, industri- 223 mineral, metamorf 217 mineraldannende prosess 17 mineralforekomst 141 mineralsk ressurs 140, 210ff Minnesundtrinnet 128 Mississippi 165 Mjøsa 93, 100 molybdenglans 22 monzonitt 69 morene 115, 128 muskovitt 34 mylonitt 51

naftaner 145 Namdal 95, 96 naturstein 210, 223, 226 Nederland 175 nedising 109, 115 nefelin 38 nefelinsyenitt 69, 225 nettverksilikat 35 Niger 165 Nordaustl andet 101 Nordfjord 96, 99 Nordland 93, 99 nordmarkitt 69 Nordsjøen 149, 163 noritt 97 Norsk geologiråd 227 NSO-forbindelse 147 nunatak 113 Ny-Friesland 101 Ny-Ålesund 101 nøytronlogg 170

237 obsidian 68 Odalen 97 oksid 23 olivin 28, 96, 223 Olivin, As, se As Olivin oljeskifer 75 oljevinduet 155 Onsøytrinnet 126 organisk sediment 72 Oslo 98 Oslofeltet 97, 100f Oslofjorden 93 overgruppe 91 overleiringsprinsippet 87 pegmatitt 218 pegmatittisk stadie 212 peneplan 98, 109 permeabilitet 160, 161, 189 permtiden 103 petrografi 60f petroleum 147 petrologi 40f piedmontbre 113 pimpstein 76 plagioklas 36 platåbre 113 playainnsjø 104 pleistocen 108 plutoner 98 Poiseulles likning 160, 161 porøsitet 157, 158, 159, 161, 189f porøsitet, avstøpnings- 160 porøsitet, hulroms- 160 porøsitet, intergranulær 158 porøsitet, interkrystallin 159 porøsitet, intragranulær 158 porøsitet, primær 158 porøsitet, sekundær 158

porøsitet, sprekke- 160 preboreal 119 primær migrasjon 156 primær porøsitet 158 proklastisk breksje 76 propan 147 pukk 228 Pyramiden 101 pyroklastisk bergart 75f pyroksen 32 pyroksenitt 71

ra 115 radioaktivitet 16 Raet 126 randavsetting 132 randås 132 ratida 119 refleksjonsseismikk 166, 169 regresjon 122 reservar 141 reservoarbergart 148, 166 resitivitetslogg 170 ressursar 141 restbergart 217 restjordart 217 rhyodacitt 68 rhyolitt 68 ringsilikat 31 rombeporfyr 69, 100 ruditt 73 rundsva 120 rutil 24 rørbrønn 203 Røros 99 Røros kobberverk As 224 råolje 145 Salten 97 saltstokk 80, 163

sandstein 73, 97, 99, 100, 101, 163 sandurdelta 132 sediment, breelvs- 130 sediment, kisel- 78 sediment, kjemisk 72, 79 sediment, klastisk 72 sediment, organisk 72 sedimentbasseng 148 sedimentbergart, epiklas­ tisk 73 sedimenttype 58 sedimentær bergart 5 5f, 72f sedimentær førekomst 216 sedimentær prosess 58 seismikk 166, 169 seismisk undersøking 201 sekundær migrasjon 157 sekundær porøsitet 158 sementering 60 Senja 96 Sentralgraben 104, 177 serpentin 29, 33 serpentinitt 33, 84 sidemorene 115 silikat 27ff sillimanitt 29 sinkblende 20 sjiktsilikat 33 Skaugumsåsen 100 skjersone 194 skjersprekk 194 skuringsstripe 121 skyveflak 98 snøgrense 111 Sogn 98 Sogneljorden 93, 95, 96, 103,177 Solør 97 sone, kapillar- 187 sone, metta/umetta 187

238_________________ sonisk logg 170 sortering 159 spaltbarhet 14 sparagmitt 98 Spekkformasjonen 105 spenning 48 spinell 24 Spitsbergen 101 sporstoff-forsøk 191 sprekk 189 sprekkeporøsitet 160 stadial 116 Statfjordfeltet 105, 163, 176, 177 Statfjordformasjonen 177 Stavanger 93 steinkull 79, 219 strandline 124 stratigrafisk felle 163, 165 stratigrafisk metode 88 strek 15 strekfarge 15 struktur 60 strukturell felle 163 subarkose 74 subatlantisk 120 subboreal 119 sulfat 26 sulfid 20 Sunnmøre 96 superposisjonsprinsippet 87,88 sur bergart 43, 67, 68 Svalbard 86, 103 Svartisen 97 svovelkis 21 syenitt 69, 100 sylvitt 23 symmetri 10 sølv 18

talk 29, 33,217, 226 tapestransgresjon 125 teglstein 138 tekstur 60, 159 tektonisk breksje 52 Telemarksuiten 97 tensjonssprekk 194 tetthet 15 tetthetslogg 172 thulitt 31 tidsstratigrafi 88 tillitt 95 tonalitt 68 topas 30 trakytt 69 transgresjon 122 trias 104 Troms 93, 95, 96, 99 Tromsøflaket 176 Trondheimsfeltet 99 Trondheimsfjorden 93 trondhjemitt 68, 227 Trysil 97 Trøndelag 93 tuff 76 turmalin 31 tvi llingkry stall 13 Tysfjord 97 tørr gass 147

ultrabasisk bergart 67, 71 f ultramafisk bergart 67 umetta sone 187 uniformitarianisme 86 uraninitt 25 ureining av grunnvatn 206 utsmeltingsmorene 128 utvinning 142 Varanger 95 vekstfelle 163 vekstforkastnins 165

Vesterålen 93, 95, 96 Vestranden 96 Vestvågøy 96 Vikinggraben 104, 105, 176 våtgass 147 weichsel 117 Wentworths skala 58

yngre dryas 119 Ytreraet 126 Zechsteinperioden 104 zirkon 30

økonomisk geologi 140 Ørlandet 99, 103 Østfold 95, 97 øvre marine grense 123 øyegneis 81 Åheim 213 Ålfotbreen 99 åre gneis 81 Ås-Ski-trinna 127