Mineral i jordens inre

Självständigt arbete Nr 12
Mineral i jordens inre
Hur kristallstrukturer förändras med tryck
Sara Eklöf
Handledare: Peter Lazor
Sammanfattning
Jordens innandöme är uppdelat i flera olika delar, vilket beror på gravitationen och kemisk differentiering.
Skillnaden i tryck, temperatur och kemi mellan jordens skorpa, mantel och kärna är en förklaring till varför
mineral ändrar karaktär längre ner i jorden. Djupare ner i jorden ökar trycket, men också temperaturen. Ökat
tryck gör att atomerna packas tätare, medan ökad temperatur å andra sidan gör att mineralen expanderar.
Detta är en av anledningarna till varför det är så svårt att bestämma stabilitetsområden för mineral, det vill
säga vid vilka tryck och temperaturer de är stabila. En annan anledning till att det är svårt att ta reda på hur
det ser ut inne i jorden är att man inte kan ta prov så väldigt djupt ner. Istället får man förlita sig på
experimentella metoder som diamantcellen. Denna uppsats bygger på litteraturstudier av ett antal artiklar
som behandlar högtrycksmineral. Syftet är att beskriva vilka mineral som finns i jordens inre, och hur dessa
mineral förändras med ökat tryck. De mineral som tas upp är kvarts, olivin, granat, grafit och järn, och deras
kristallstrukturer, högtryckspolymorfer och fasomvandlingar förklaras. Med ökat tryck går mineral oftast från
komplicerade och relativt öppna strukturer till enklare och symmetriska tätpackade strukturer. Med detta
följer en betydande minskning av volymen och därmed också en ökning av densiteten. Med ökat djup blir
också ofta den kemiska sammansättningen enklare.
2
Innehåll
Del 1
Abstrakt
2
1 Inledning
5
2.1 Grundläggande teori
5
2.1.1 Jordens uppbyggnad
5
2.1.2 Kristallstrukturer
9
2.1.3 Fasdiagram och fasregeln
12
2.1.4 Analytiska metoder och forskningsverktyg
13
Del 2
3.1 Silikater
15
3.1.1 Kvarts
15
3.1.2 Olivin
19
3.1.3 Granat
24
3.2 Grafit
27
3.3 Järn
31
4 Slutsats
36
5 Tack
36
Referenser
37
3
4
Del 1
1 Inledning
Syfte med denna uppsats är att beskriva vilka mineral som finns i jordens inre, och hur dessa mineral
förändras med ökat tryck. Uppsatsen bygger på litteraturstudier, och fokuserar på de mineral och
fasövergångar som är vanliga och viktiga i jorden (Se exempel i Tab. 1 och 2). Kvarts, olivin och granat
valdes för att de är vanliga i skorpan och manteln och för att dess högtryckspolymorfer är så viktiga för hur
jordens inre ser ut, grafit för att den är så olik sin polymorf, och järn för att den sägs utgöra största delen av
jordens kärna. Med ökat tryck går mineral från komplicerade och relativt öppna strukturer till enkla och
symmetriska tätpackade strukturer. Med detta följer en betydande minskning av volymen. Med ökat djup blir
också ofta den kemiska sammansättningen och kristallstrukturen enklare. [1]
Skillnaden i tryck, temperatur och kemi mellan jordens yta, skorpa, mantel och kärna är en förklaring till
varför mineral ändrar karaktär längre ner i jorden. Med högre tryck packas atomerna i mineralen tätare, och
mineralen blir därför tyngre. Jordskorpan består av jämförelsevis lätta mineral som flyter på de tyngre
mantelmineralen. Manteln delas i sin tur upp i övre och undre manteln. Övre manteln består av tre delar,
beroende på tryckskillnader som skapar olika sorters mineral av mantelelementen. Undre manteln består av
två delar. Den största delen är perovskit, vilket inte är ett mineral utan en kristallstruktur som är ortorombisk.
Perovskitlagret i undre manteln består till 70 viktprocent av MgSiO3, vilket är en tätpackad struktur där
magnesiumjoner är omgärdade av oktaedriska kiselsyregrupper. Vid de understa 300 kilometrarna av
manteln omvandlas perovskit till postperovskit vilket innebär att magnesiumjonerna och kiselsyregrupperna
läggs i separata lager. Jordens kärna, med sin yttre flytande del och inre fasta del, tror man till största delen
består av en järn-nickellegering. [2]
Att skorpan byggs upp av mestadels lätta mineral betyder inte att dessa mineral är dömda att stanna på
jordytan. Vid till exempel subduktionszoner dras mineral ner som är så lätta att de annars skulle ha varit kvar
på jordytan, och dessa mineral kan då genomgå fasomvandlingar. I subduktionszoner, och de flesta andra
tektoniska miljöer, utsätts mineral för både förhöjt tryck och förhöjd temperatur. Ökat tryck gör att atomerna
packas tätare, medan ökad temperatur å andra sidan gör att mineralen expanderar. Detta är en av
anledningarna till varför det är så svårt att bestämma stabilitetsområden för mineral, det vill säga vid vilka
tryck och temperaturer de är stabila. [3]
2.1 Grundläggande teori
2.1.1 Jordens uppbyggnad
Jordens skiktning (Fig. 1 och 2) beror, precis som vårt solsystems skiktning, på gravitation och kemisk
differentiering. Vid Big Bang för 13,7 miljarder år sedan skapades all materia och för 5 miljarder år sedan
bildades en solnebulosa, vilket är ett stort roterande moln av gaser och stoft. På grund av gravitationen
mellan dess partiklar drog molnet ihop sig och snurrade snabbare och började därmed mer och mer likna en
disk. Detta gjorde att gravitationsenergin omvandlades till värmeenergi vilket gav upphov till exciterade
atomer och molekyler. När solen bildades slutade kontraktionen och därmed också den gravitationella
uppvärmningen. På grund av detta sjönk temperaturen, vilket i sin tur ledde till att atomer med hög
smältpunkt kondenserade till små partiklar som klumpades ihop. Dessa kolliderade med varandra och
bildade planetesimaler, vilka i sin tur kolliderade. På ett tiotal miljoner år bildade planetesimalerna de inre
fyra terrestriska, jordliknande, planeterna. De större yttre planeterna, gasjättarna, bildades samtidigt.
Eftersom de låg så långt från solen bestod materialet de bildades av av en hög andel isar (vatten, koldioxid,
ammoniak, metan) vilket har gjort dessa planeter stora och gett dem dess låga densitet. [3]
5
Figur 1. Jorden i genomskärning, ej skalenlig. Efter Tarbuck & Lutgens [3]
Figur 2. Förhållandet mellan djup och tryck i jorden.
Vårt solsystems och universums sammansättning är ungefär detsamma, och jämfört med dessa är jorden
något anrikad på de element som har en hög smältpunkt och något utarmad vad gäller element med låg
smältpunkt. [4] När jorden bildades av material som ackumulerades gjorde nedslag av rester från nebulosan
samt sönderfallet av radioaktivt material att temperaturen ökade. Temperaturökningen gjorde i sin tur att järn
och nickel smälte och bildade flytande klickar som sjönk till jordens inre. Detta skapade jordens kärna.
Temperaturökningen gav också upphov till flytande massor av smält sten som steg mot ytan. Där stelnade de
och bildade den primitiva skorpan. Den var anrikad på syre och litofila grundämnen som kisel och
aluminium, samt mindre mängder kalcium, natrium, kalium, järn, magnesium, och metaller med låg
smältpunkt eller hög löslighet i de uppåtstigande massorna som guld, bly och uran. Denna tidiga kemiska
6
differentiering bildade jordens tre huvuddelar: den järnrika kärnan, den tjocka manteln och den tunna
skorpan. En annan viktig konsekvens av differentieringen var att stora mängder gas kunde förflyttas från
jordens inre och bilda en primitiv atmosfär. [3]
Jordskorpan består idag av en kontinental del och en oceanisk del. Oceanskorpan är runt 7 kilometer tjock,
ganska homogen i sin basaltiska sammansättning och har en densitet på runt 3 g/cm3. Kontinentalskorpan är
mellan 20 och 70 kilometer tjock, har en väldigt varierande komposition och en genomsnittlig densitet på
cirka 2,7 g/cm3. Under skorpan ligger Moho, en gräns som finns där på grund av förändringen i kemisk
sammansättning. [3] Skorpan är uppbyggd av många olika sorters mineral och har en mineraldiversitet som
är större än den i manteln, kärnan, meteoriter, månen och andra planeter. Detta beror på att skorpan bildades
under processer som smältning och differentiering av mantelmineral, att den har utsatts för vittring av vatten
och vind, och dessutom att tektonisk aktivitet har bidragit till metamorfism och att många nya mineral
bildats. [1]
Manteln (Tab. 1 och Tab. 2) utgör runt 82 procent av jordens volym och sträcker sig totalt 2900 kilometer
ner. Manteln delas in i en övre och en undre del. Den övre manteln sträcker sig 660 kilometer ner och är
uppdelad i flera mindre delar. Skorpan och övre delen av övre manteln utgör tillsammans den hårda och i
snitt 100 kilometer tjocka så kallade litosfären. Under litosfären sträcker sig astenosfären ner till ett djup av
410 kilometer. Den är jämfört med litosfären mjukare och svagare. Övre delen av astenosfären har en
tryck/temperatur-regim som gör att en liten del av den är smält, vilket leder till att litosfären kan röra sig
oberoende av astenosfären. Mellan 410 kilometer och 660 kilometer ner ligger övergångszonen, som finns
där på grund av fasomvandligar i mineral. Den undre manteln ligger på ett djup från 660 kilometer till 2900
kilometer ner. Ökat tryck på grund av den överliggande tyngden gör att bergarterna här blir hårdare, men de
är även väldigt varma och kan flyta sakta. I mantelns nedersta hundratal kilometer ligger D''-lagret, som har
stora variationer vad gäller komposition och temperatur. Detta lager tros vara en slutstation för nedsjunkna
bitar av skorpan och dessutom ursprungsplatsen för en del mantelplymer, vilket gör att stora bitar av
olikartade bergartstyper kan ligga i D''. [3] Manteln är, jämfört med skorpan, ganska enhetlig i sin
sammansättning (Tab. 1). Övre mantelns sammansättning är bäst känd, eftersom det finns geofysisk
information om densitet, tryck och temperatur från detta område. Xenoliter från basiska magmor som
kommer från 60-90 km ner består främst av spinelperidotit, pyroxenit och eklogit, och de vanligaste
mineralen är olivin, orto- och klinopyroxen, spinelmineraler, amfiboler, granater, plagioklas, apatit och
titanflogopit. Xenoliter som kommer från djup på 130 km, till exempel sådana man kan hitta i kimberlit,
innehåller olivin, orto- och klinipyroxen, pyrop, kromit, flogopit och diamanter. I diamanterna kan man i sin
tur hitta inklusioner bestående av olivin, krompyrop, kromit, enstatit, diopsid, omfacit, rutil, ilmenit,
magnetit, korund, pyrrotit, zirkon, sanidin och flogopit. Alla dessa mineraler räknar man alltså med att de kan
hittas i övre manteln. [1]
Jordens kärnan består till största delen av en järn-nickel-legering samt runt 15% av de siderofila
grundämnena syre, kisel och svavel. Eftersom kärnan överlagras av så mycket material är trycket där väldigt
högt. Det gör att den genomsnittliga densiteten är hela 11 g/cm3. Kärnan delas som manteln in i två delar;
den yttre och den inre. Den yttre kärnan är flytande och 2270 kilometer tjock. Den inre kärnan har en radie
på 1216 kilometer. Trots att den är varmare än den yttre kärnan gör det höga trycket och den något
annorlunda kemiska sammansättningen här att den inre kärnan är i fast form. [3] Kärnan antas ha en liknande
sammansättning som meteoriter med högt järninnehåll. Kärnans densitet antas vara något lägre än den för
rent järn varför man antar att den, förutom järn och nickel, även innehåller små delar svavel, kisel och till
och med väte eller helium. [1]
7
Mineral
volym%
Övre manteln (Moho - 300 km)
Olivin (89 % forsterit)
57
Ortopyroxen
17
Omfacit
12
Granat med mycket pyrop
14
Första övergångszonen (300 - 450 km)
Spinelfas (ringwoodit) (SiMg2O4)
57
Granatfas (majorit) (Mg3MgSi(SiO4)3)
43
Djupare övergångszonen (450 - 660 km)
Periklas MgO med NaCl-struktur
29
Stishovit (SiO2)
22
MgSiO3-(Al,Cr,Fe)AlO3 med ilmenitstruktur
24
(Ca,Fe)SiO3 med perovskitstruktur
23
NaAlSiO4 med spinelstruktur
2
Nedre manteln (660 - 2900 km) (gissningsvis)
(Ca,Mg,Fe)(SiO3) perovskit
70
(Mg,Fe)O magnesiowüstit
25
NaAlSiO4 "ferrit"-spinel + (Mg,Fe)(Al,Cr,Fe)2O4 "ferrit"
5
Tabell 1. Viktiga mantelmineral, och dess uppskattade viktprocent. Efter Wenk & Bulakh [1].
Djup (km)
Fasövergång
Övergångszonen
410
Olivin (α-(Mg,Fe)2SiO4) - wadsleyit (β-(Mg,Fe)2SiO4)
450
Kyanit (Al2SiO5) - korund (Al2O3) - stishovit (SiO2 (tetr.))
520
wadsleyit (β-(Mg,Fe)2SiO4) - ringwoodit (γ-(Mg,Fe)2SiO4)
400-600
Pyroxen ((Mg,Fe)2Si2O6 - majorit (Mg3(MgSi)Si3O12)
Nedre manteln
670
ringwoodit (γ-(Mg,Fe)2SiO4) - perovskit ((Mg,Fe)SiO3) - magnesiowustit (Fe,Mg)O
850-900
pyrop (Mg3Al2Si3O12) - perovskit ((Mg,Fe)SiO3) - (korund (Al2O3) + ilmenit
((Mg,Fe)SiO3) (fast lösning))
1200
stishovit (SiO2) - SiO2 (CaCl2-struktur)
1700
metallisering av kemiska bindningar i wüstit (FeO)
2000
SiO2 (CaCl2-struktur) - SiO2 (struktur mellan PbO och ZrO2)
2200-2300
korund (Al2O3) - Al2O3 (Rh2O3-struktur)
D''
2800-2900
komplicerade fasrelationer, delvis smälta
Tabell 2. Viktiga fasövergångar i manteln. Efter Wenk & Bulakh [1].
8
2.1.2 Kristallstrukturer
Ett mineral är definierat som en naturligt förekommande oorganisk fast kropp med en ordnad kristallstruktur
och väldefinierad kemisk sammansättning. Mineral bildas genom kristallisation. En kristall är definierad som
en naturligt förekommande fast kropp med en ordnad, repeterande atomstruktur. Kristallisation är en process
där molekyler och/eller joner genom kemisk bindning skapar en ordnad inre struktur. [3] Vid en jämn
kristalltillväxt kommer ett gitterplan efter ett annat att läggas till strukturen. Detta nya lager har samma
struktur, komposition och orientering som det tidigare lagret. Ibland händer det dock att det nya lagret
placeras på fel sätt. Detta gör att kristallen fortfarande har samma kemi och struktur, men på vardera sida om
lagret som ligger "fel" kommer den ha olika orientering. Fenomenet kallas för tvillingbildning och kan till
exempel innebära att ena sidan, den så kallade tvillingen, har roterats gentemot eller är en spegelbild av den
andra sidan, som kallas för "värd". [1] Kristaller delas in i grupper beroende på bindningarna de sitter ihop
med. Molekylära fasta ämnen sitter ihop med relativt svaga intermolekylära krafter. De är i allmänhet mjuka
och har en låg smältpunkt. Ett exempel är is. Fasta ämnen i form av nätverk hålls ihop av starka kovalenta
bindningar som bildar ett ramverk som går genom hela kristallen. Detta gör dessa nätverk starka och ger dem
höga smält- och kokpunkter. Exempel är diamant och kvarts. Metaller, som till exempel järn, sitter ihop med
hjälp av metallbindningar, det vill säga ett hav av elektroner. Detta gör att de är formbara och leder
elektricitet och värme bra. Jonföreningar, till exempel natriumklorid, består av katjoner och anjoner som
attraherar varandra, vilket gör att de är hårda och har hög smält- och kokpunkt. [5]
En kristalls atomstruktur kan beskrivas med hjälp av en enhetscell. En enhetscell är den minsta enhet som
kan beskriva en hel kristall. Alla kristallstrukturer kan beskrivas med hjälp av ett av de 14 Bravaisgittrena.
[5] I en ideal kristall, en kristall med oändligt antal atomer som ligger på ett helt periodiskt sätt, finns det per
definition ett oändligt antal platser där omgivningen i alla riktningar har samma kemiska och fysikaliska
egenskaper. Flera identiska lägen bildar den ideala kristallens rymdgitter. Rymdgittret innehåller inte någon
materia utan är en geometrisk gestaltning, och dess utseende bestäms bara av den ideala kristallens
egenskaper. För att beskriva ett ämnes kristallstruktur behöver man alltså bara bestämma en gitterpunkts bas,
det vill säga hur dess omgivning ser ut, samt basens läge gentemot gitterpunkten. För att beskriva ett gitters
eller en kristallstrukturs läge i tre dimensioner används ett koordinatsystem och de tre basvektorerna a, b och
c som alla är heltal. Om vektorerna är linjärt oberoende och sammanbinder två identiska positioner som
ligger närmast varandra får man sammanbandet
T=a+b+c
där T är translationsvektorn. a, b och c ger tillsammans en enhetscell. Om enhetscellen innehåller endast en
gitterpunkt kallas den primitiv. Innehåller den fler kallas den för konventionell, vilket till exempel kan
användas för att få räta vinklar i enhetscellen. Typen av enhetscell, tillsammans med information om hur
atomerna är ordnade i den, beskriver ett ämnes kristallstruktur. Enhetscellernas relationer till varandra
beskrivs med translationsvektorn. [6]
Det finns fem olika gitterplan: kvadratiskt, hexagonalt, primitivt rektangulärt, centrumrektangulärt samt
skevt. [6] Dessa fem kan upprepas i tre dimensioner och skapar då 14 olika gitter, kallade Bravaisgitter.
Dessa delas in i sex grupper beroende på enhetscellens form och är sådana former som kan staplas på
varandra i ett regelbundet mönster utan att tomrum bildas mellan dem: triklin, monoklin, ortorombisk,
hexagonal, tetragonal och kubisk. [7] De 14 Bravaisgittrena är primitiv triklin, romboedrisk trigonal, primitiv
monoklin, ändcentrerad monoklin, primitiv ortorombisk, ändcentrerad ortorombisk, rymdcentrerad
ortorombisk, ytcentrerad ortorombisk, primitiv hexagonal, primitiv tetragonal, rymdcentrerad tetragonal,
primitiv kubisk, rymdcentrerad kubisk och ytcentrerad kubisk. [6]
Punktsymmetri handlar om hur någonting kan repeteras kring en viss punkt. Detta kan ske med hjälp av
reflektion, rotation och inversion. Reflektion skapas av ett spegelplan som ligger i en kristall så att mönstret
på ena sidan är en spegelbild av andra sidan, och betecknas m. I ett givet mineral kan bara plan på en eller
flera specifika platser vara spegelplan. I det minoklina systemet kan det till exempel bara finnas ett
spegelplan, medan det i det kubiska kan finnas så många som nio. Rotation innefattar repetition runt en axel,
och beteckningen för detta är A. De möjliga rotationssymmetrierna är 1-faldig, 2-faldig, 3-faldig, 4-faldig
9
och 6-faldig, som innebär en rotation på respektive 360, 180, 120, 90 och 60 grader runt en axel. Dessa
betecknas A1, A2 och så vidare. En 1-faldig rotationssymmetri är ju egentligen ingen symmetri eftersom det
innebär att man roterar någonting ett helt varv. Inversion, som har beteckningen i, innebär att en punkt på ena
sidan av centrum motsvaras av en punkt på samma avstånd från centrum på andra sidan. [7] Reflektion,
rotation och inversion kan kombineras på olika sätt. Då får man glidspegling, vridspegling, vridinversion och
skruvrotation. [6] Reflektion och rotation är möjliga i två dimensioner och inversion är möjlig endast i tre
dimensioner. I tre dimensioner kan dessa kombineras till 32 olika symmetrikombinationer, vilka tillsammans
bildar de 32 punktgrupperna eller kristallklasserna. Dessa kan grupperas i samma sex kristallsystem som för
Bravaisgittrena. Nicolas Steno observerade på 1600-talet att vinklarna mellan likvärdiga kristallytor är
samma oavsett provets storlek eller kristallytornas storlek. Detta kallas idag för Stenos lag eller Lagen om
konstanta vinklar. Detta gör att om man vet ett minerals punktgrupper och/eller kristallsystem kan man
identifiera mineralet ifråga. [7]
Kristallytor växer alltid i logiska riktningar relativt kristallgittret och de vanligaste ytorna är ofta parallella
med enhetscellens ytor. Detta betyder att kristallens form kan ge en indikation på vilket kristallsystem den
tillhör. Kristaller med kubiska kristallsystem är ofta kubiska, och kristaller med hexagonala kristallsystem är
ofta hexagonala i formen. [7] Millerindex är ett sätt att beskriva kristallplan och dess riktningar. Dessa
beskrivs med tre heltal, där de negativa betecknas med ett horisontellt streck ovanför talet. [7] [8]
Det finns olika kemiska bindningar som håller ihop kristaller, och de vanligaste är metallbindningar,
kovalenta bindningar och jonbindningar. Metaller hålls ihop av metallbindningar, vilket bygger på att
elektronerna ligger i ett så kallat elektronmoln och delas lika av alla kärnor. Detta gör att atomerna kan
packas ordnat vilket minimerar tomma utrymmen. Om man ser på en atom som en sfär är det effektivaste
sättet att packa dem på antingen kubisk tätpackning eller hexagonal tätpackning, och det är också de
formerna som är de vanligaste. I båda fallen ligger atomlagrena så att sfärerna i ett lager passar in i groparna
i de övre och undre lagrena. Varje sfär kommer på det sättet i kontakt med 12 andra sfärer, sex från det egna
lagret och tre från övre respektive undre lagret. Hexagonal tätpackning har en struktur som kan beskrivas
AB. Om det första lagret kallas A kallas lagret som läggs ovanpå det för B. Om man ser ABAB från sidan
och följer en kant som går vinkelrätt mot lagrena har kanten ett sicksackutseende. I kubisk tätpackning å
andra sidan ligger atomlagrena ABC, där C-lagret täcker de oktaedriska hålrummen i A-lagret. Om man tittar
på lagrena ABC från sidan och följer en kant som går vinkelrätt mot lagrena är kanten rak men lutar.
Järnatomer ligger kubiskt rymdcentrerade, vilket är en form med något lägre densitet än både hexagonal och
kubisk tätpackning. Atomer som är kubiskt rymdcentrerade sitter en på varje kant i en kub, och en i mitten av
kuben. Varje atom är alltså i kontakt med åtta andra. [7]
Kovalenta bindningar är bindningar som uppstår när en elektron delas mellan flera atomer. De är i allmänhet
ganska starka och stela, vilket gör att material med dessa bindningar är hårda och har hög smältpunkt. Då de
kovalenta bindningarna är stela måste atomerna placeras så att deras orbitaler kan överlappa varandra, vilket
ofta gör att atomerna inte tillåts ligga i en tätpackad struktur. [7]
I många mineral där syre är anjonen är bindningarna ofta joniska. Eftersom jonbindningar inte är riktade
finns det andra regler som bestämmer formen hos dessa kristaller. Linus Pauling utvecklade på 1920-talet
fem regler som uppkallades efter honom. Dessa Pauling fem regler för jonbindning är som följer:
1) Hur anjoner och katjoner packas samman beror på deras relativa storlekar. En katjons koordinationstal är
det antal anjoner som den är i kontakt med, och vice versa. Vid övervägande jonbindning kommer varje
katjon koordinera sig med så många anjoner som får plats runt den. Koordinationspolyedern är formen som
anjonerna som koordinerar med en katjon får och dess beståndsdelar är hörn, kanter och ytor. De vanliga
polyedrarna är kub, oktaeder, tetraeder, triangel och linje, vilka har koordinationsnumrena 8, 6, 4, 3 och 2
respektive. Det högsta koordinationstalet som går att ha är 12 men av det bildas ingen geometriskt
regelbunden form. Sätten att få 12-faldig koordination baseras på antingen kubisk eller hexagonal
tätpackning.
2) I en stabil jonstruktur är den sammanlagda styrkan av de bindningar som går mellan en anjons alla
omkringliggande katjoner och anjonen densamma som anjonens laddning. I fall där alla bindningar i en
förening har samma styrka, så kallade isodesmiska föreningar, tenderar jonerna att packas på ett väldigt
10
symmetriskt sätt. Då bindningarna har olika styrka får föreningen i allmänhet en lägre symmetri. Dessa
föreningar kan vara antingen anisodesmiska, då en del av anjon-katjon-bindningarna har en styrka som är
mer än hälften av mittenanjonens, eller mesodesmiska, då en del av anjon-katjon-bindningarna har en styrka
som är exakt hälften av mittenanjonens laddning.
3) Delade kanter och ytor minskar strukturens stabilitet. Eftersom anjoner repellerar anjoner och katjoner
repellerar katjoner fås den lägsta stabiliteten då två tetraedrar delar en yta, det vill säga tre anjoner eller
katjoner, med varandra. Då två joner med samma laddning ligger så långt från varandra som möjligt fås den
stabilaste strukturen, vilket är fallet då ett hörn delas av två intilliggande polyedrar med samma laddning.
4) I en kristall som innehåller fler än en sorts katjon tenderar de med större valens och lägre koordinationstal
att inte dela polyhedrala beståndsdelar med varandra.
5) Antalet platser i en kristall som är fundamentalt olika tenderar att vara få, även om strukturen är
komplicerad och har många olika beståndsdelar.
[7]
Polymorfism är ett ämnes förmåga att kristallisera i mer än en form. Exempel är α-kvarts och β-kvarts, samt
grafit och diamant. De flesta mineralstrukturer representerar samlingar av mellanting. Dessa balanserar
motstridiga krav på till exempel attraktion och repulsion mellan joner. Vid ett givet tryck och temperatur
kommer en struktur uppvisa den form som är energimässigt mest gynnsam, och vid annat tryck och
temperatur kommer strukturen kanske se ut på ett annorlunda sätt. Generellt sett ger ett högt tryck mer
tätpackade strukturer med högre densitet. Högre temperatur ger i allmänhet mer öppna strukturer med lägre
densitet. Eftersom olika polymorfer är stabila i olika miljöer kan förekomsten av en polymorf i en bergart
berätta om bergartens bildningsmiljö eller vad den har gått igenom efter bildningen. [7]
Ett minerals mekaniska egenskaper är en viktig faktor, till exempel vid identifiering. Deformationen hos ett
material som utsätts för belastning beror till syvende og sidst på materialets kemiska bindningar. Då ett
material utsätts för hydrostatiskt, allsidigt, tryck kommer det minska i volym. Ett materials
volymkompressibilitet, kVOL, med dimensionen m2/N, är definierat som
kVOL = -(1/v) (dv/dp)T
där v = volym; p = tryck (N/m2); T = temperatur (K)
Att öka trycket på ett material gör alltid att det minskar i volym, även om det samtidigt genomgår en
fasförändring. Ett materials kompressibilitet ökar vid ökat atomavstånd, minskad jonladdning, ökat
koordinationstal samt vid ökad temperatur. Ett materials kompressibilitet minskar med ökat tryck, eftersom
om atomerna redan ligger tätt i en riktning är det svårare att trycka ihop materialet i denna riktning. När ett
material utsätts för spänning, ett riktat tryck, kommer i stort följande hända: först går det igenom det
elastiska området som är reversibelt, sen igenom det plastiska där deformationen i materialet består, och sist
kommer det till brottsgränsen där det brister. Hur en kristall brister beror på dess inre struktur. I kristaller
som har ungefär samma bindningsstyrka i alla riktningar, som till exempel kvarts och i viss mån olivin, blir
brottsytan ojämn och brottet kallas för mussligt. För anisotropa kristaller, till exempel grafit, gäller god
spaltbarhet. Om det finns mer än ett tydligt svaghetsplan, som till exempel i fältspat, får man ofta ett
prismatiskt brott. [6]
Ett minerals hårdhet kan användas diagnostiskt eftersom det ger viktig information om bindningsstrukturen.
Hårdhet kan mätas som rephårdhet, då man använder sig av Mohs hårdhetsskala, eller tryckhårdhet, där man
bestämmer Vickers-hårdheten. För mineral som sitter ihop med jonbindningar ger i allmänhet hög valens och
korta avstånd ett hårdare mineral. Kovalent bundna mineral är i allmänhet hårda. Många rena metaller är på
grund av metallbindningarna de sitter ihop med mjuka. Övergångsmetaller å sin sida är hårdare eftersom
deras bindningar till viss del är kovalenta, vilket beror på att de delvis fyllda 3d-orbitalerna överlappar
varandra. [6]
Det finns ett antal regler för vad som händer med bindningar och koordinationstal när ett mineral utsätts för
högt tryck. Några av de är:
- När en struktur pressas ihop kommer den största förändringen ske mellan atomer som delar den svagaste
11
bindningen i strukturen.
- De kortaste bindningarna är starkast, och de längsta svagast.
- En bindning som trycks ihop blir mer kovalent.
- Om avståndet mellan ett atompar minskar måste elektrondensiteten mellan atomerna öka för att bindningen
ska fortsätta vara stabil.
- Ökat tryck ger ökat koordinationstal och ökat koordinationstal ger i sin tur ofta en ökning av längden på
bindningarna.
- Syreatomen är mer ihoppressbar än syrekatjonen.
- Högtrycksstrukturer tenderar att vara uppbyggda av tätpackade atomer.
- Ökat tryck på en kristall tvingar atomerna att ta upp mindre plats.
- Ett grundämne beter sig vid högt tryck som grundämnena den har under sig i periodiska systemet gör vid
lägre temperatur. [9]
Det är relativt enkelt att mäta hur en enhetscell ändras med ökat tryck men svårare att mäta hur enskilda
joner förändras med tryck. Dels beror det på svårigheter i experimenten man då måste utföra, men också på
att man måste anta om förändringen sker i katjonen eller i anjonen eller i båda. Generellt kan man säga att en
katjons eller anjons kompressibilitet är proportionell mot dess storlek och koordinationstal och omvänt
proportionell mot dess laddning. Alltså har en stor jon med högt koordinationstal och låg laddning högst
kompressibilitet. [9]
2.1.3 Fasdiagram och fasregeln
Det är den kemiska differentieringen och gravitationen som skapar jordens, och andra himlakroppars,
differentiering. Eftersom material i allmänhet pressas ihop vid tryck ökar densiteten längre ner i jorden.
Anjoner har en högre kompressibilitet än katjoner eftersom de har fler elektroner än protoner, så när
bergarter trycks ihop är det alltså anjonerna som trycks ihop lättast. Detta leder till en förändring i
jonstorleksproportionerna. Till slut kan strukturen bli instabil och atomerna flyttar då om sig till en mer stabil
och tätare struktur; en fasomvandlig har skett. [3] En fas är ett område i ett termodynamiskt system där alla
egenskaper, som densitet och kemisk sammansättning, är ungefär densamma i hela området. [10]
Fasregeln relaterar ett antal mineral, eller faser, till antalet komponenter i ett system och antalet möjliga
reaktioner. I ett termodynamiskt system kan man relatera antalet faser p, antalet komponenter c, och antalet
frihetsgrader f till varandra som
p=c+m-f
där m är det antal utomstående parametrar som påverkar systemet. Frihetsgrader är ett antal termodynamiska
parametrar, till exempel tryck eller kemi, som kan förändras utan att det påverkar systemets tillstånd och dess
fassammansättning. Fasregeln säger alltså att ju mer komplex kemisk sammansättning ett system har, och ju
fler utomstående parametrar som påverkar detta system, desto fler mineral kan man vänta sig i detta system.
[1] För ett system som har samma kemiska sammansättning hela tiden och det bara är tryck och temperatur
som påverkar systemet är både m och f lika med 2. Det betyder att fasregeln för detta system är
p=c
För ett geologiskt system, som till exempel en magmakammare, är alltså det maximala antalet mineral som
kan samexistera i jämvikt detsamma som antalet kemiska komponenter. Denna fasregel introducerades av
Victor Goldschmidt som den mineralogiska fasregeln. [1] Fasomvandlingar omfattar förändringar i ett
minerals densitet och elastiska egenskaper, vilka kan bevisas genom att man analyserar seismiska vågor.
Fasomvandlingar beskrivs ofta, från ett kristallstrukturperspektiv, som rekonstruktiva eller förskjutningsbara.
En rekonstruktiv omvandling innefattar bindningar som bryts. En förskjutningsbar omvandling innefattar en
förflyttning av atomernas positioner, ibland med en förändring i symmetrin. Ökat tryck ger en ökning av
katjonernas och anjonernas koordinationstal. Det ger i sin tur en ökning av de genomsnittliga interatomära
avstånden till den jonen. [9]
12
Fasdiagram visar jämvikten mellan mineral vid olika omständigheter. De plottas oftast som en funktion av
två variabler, till exempel tryck och temperatur eller temperatur och sammansättning. Ibland används tre
variabler, till exempel tryck, temperatur och sammansättning. De skapas genom att man plottar beräkningar
eller resultat från experiment. Fasdiagram där funktionerna är tryck och temperatur används för att se vilken
fas som är stabil vid givna omständigheter. I ett fasdiagram som bygger på tryck och temperatur, kallat ett PT-fasdiagram, har varje mineral ett stabilitetsområde som avgränsas av linjer. Ett minerals stabilitetsområde
är alltså det område vad gäller tryck och temperatur där mineralet är stabilt. Linjerna som separerar
områdena motsvarar en frihetsgrad eftersom bara antingen tryck eller temperatur kan variera oberoende av
den andra där. Trippelpunkter, där flera linjer möts, har inga frihetsgrader. Dmitriy Korzhinskiy såg en
nackdel med Goldschmidts fasregel, eftersom den inte fungerar på system där det sker ett utbyte av flyktiga
ämnen med omgivningen. För öppna geologiska system, där c alltså är variabel, modifieras fasregeln genom
att M läggs till. Det ger
p=c+2-f-M
där M ger antalet mobila komponenter som rör sig in och ut ur systemet. Denna regel säger att i öppna
geologiska system är det maximala antalet mineral som kan finnas i jämvikt detsamma som antalet inerta
komponenter. [1]
2.1.4 Analytiska metoder och forskningsverktyg
Information om jordens inre har inte fåtts genom direkta prov från mantel och kärna. Det djupaste människan
har borrat är ynka 12 kilometer på Kolahalvön 1992, vilket inte ens når genom kontinentalskorpan.
Information om manteln har vi istället fått från observationer av seismiska vågor vid jordbävningar,
diamantbärande prov från 200 kilometers djup, samt bitar av manteln och den överliggande oceanskorpan
som överskjutits högt ovan havsnivån. Inga prov från kärnan kommer någonsin upp till jordytan på grund av
att den ligger så djupt och har så hög densitet. Eftersom meteoriter har samma sammansättning som jorden
men är odifferentierade kan man med hjälp av prov från dem räkna ut vad jordens kärna borde bestå av.
Studier av solens komposition visar också att järn är det grundämne som finns i tillräcklig mängd och har en
densitet som liknar den som det är uträknat att kärnan borde ha. Jordens magnetfält pekar även det på att
kärnan består av ett ämne som leder ström, det vill säga till exempel järn. [3]
Figur 3. Diamantcell. Foto Peter Lazor [25].
För att få reda på hur mineral förändras med tryck och temperatur liknande de i jordens inre behöver man
använda sig av experimentella studier. Dessa kan ge information om ett materials kompressibilitet, densitet
och andra fysikaliska och kemiska egenskaper. De högsta statiska trycken fås genom att använda en
diamantcell (Fig. 3), och därmed utnyttja diamantens egenskaper hårdhet och transparens. [3] Diamantcellen
13
är utmärkt för att upptäcka fasövergångar vid höga tryck. Den består av två små diamanter som pressas ihop
för att skapa tryck upp till 500 gigapascal (GPa), och med uppvärming av provet kan man skapa en miljö
som liknar den i jordens inre. Genom att bestråla provet med synkrotrona röntgenstrålar får man ett
diffraktionsmönster som kan användas för att identifiera faser och fasövergångar. [1] Eftersom tryck =
kraft/area är det praktiskt att använda en liten area att placera kraften på eftersom det då krävs mindre kraft
för att få ett högt tryck än om man använder en stor area. Diamant används eftersom den är så hård, för att
den är genomskinlig och för att den inte absorberar värme. Att den är genomskinlig gör att man ibland kan se
fasomvandlingar med blotta ögat! Diamanterna i en diamantcell läggs med sina minsta sidor, kuletterna, mot
varandra. Diamanterna måste vara helt parallella, felfria och noggrant slipade, annars orsakar man
spänningar som kan göra att de går sönder. Provet läggs i en tät behållare och omgärdas av ett väl valt inert
medium, till exempel en blandning av metanol och etanol, för att få ett hydrostatiskt tryck. [11]
Wilhelm Röntgen upptäckte på 1800-talet att elektroner som accelereras kan flytta på elektroner i en atoms
inre skal. Detta sker eftersom elektronerna i de inre skalen har en något lägre energi än en accelererad
elektron. När en inre elektron flyttar på sig tar en elektron från ett yttre skal dess plats, och överskottsenergin
sänds ut i form av en foton. Fotonens våglängd, och därmed energin, förklaras av Braggs lag. Den säger att
våglängden är lika med det dubbla avståndet mellan atomplanen multiplicerat med sinus för elektronstrålens
infallsvinkel, vilket uttrycks λ = 2d * sinӨ [12] Anledningen till att man använder röntgenstrålar tillsammans
med diamantcellen är för att de har kortare våglängd än vanligt, synligt ljus, vilket gör att man kan se så små
saker som till exempel atomer. [13]
Tillsammans med diamantcellen används ofta en så kallad synkrotron röntgenstråle. Den skapas av ett flöde
av energi som fås av elektroner som accelereras till en hastighet nära ljusets, och man använder sig av ett
magnetfält för att avleda dess bana. På det här sättet får man en väldigt intensiv och fokuserad röntgenstråle,
men det krävs också att man har ett stort område som elektronerna får accelerera över. [12] The European
Synchrotron Radiation Facility (ESRF) i Grenoble i Frankrike [14] och MAX-lab i Lund [15] är två exempel
på synkrotronlaboratorier. Den här metoden är elementspecifik, vilket betyder att enskilda grundämnen kan
identifieras. Den är idag därför en vanlig teknik för mineralidentifikation. Det man får ut av metoden är ett så
kallat spektrum, vilket är ett diagram med elektronstrålens infallsvinkel samt dess intensitet på axlarna.
Platsen för infallsvinkleln i diagrammet är relaterad till gitterparametrarna och dess intensitet till atomernas
position i enhetscellen. [12] Diagrammet man får ut jämför man sedan med en databas, till exempel The
International Centre for Diffraction Data. [16]
14
Del 2
3.1 Silikater
Silikater är den största mineralgruppen i jordskorpan och de byggs alla upp av kiseltetraedrar. Kiseltetraedern
består av fyra O2- som ligger tetraedriskt runt en Si4+, så en enskild kiseltetraeder har laddningen -4. Varje O2har en elektron som binder till kiseljonen i mitten av tetraedern och en elektron som är fri att binda till
någonting annat. Detta gör att silikontetraedrarna kan polymerisera och de olika sätten som kiseltetraedrarna
binder till varandra ligger till grund för klassificeringen av silikatmineral. Ortosilikat (även kallat nesosilikat)
byggs upp av enskilda tetraedrar, och disilikat (sorosilikat) byggs upp av två kiseltetraedrar som delar en O2-.
Kedjesilikat (inosilikat) byggs upp av tetraedrar som delar två O2-. Det finns både dubbel- och enkelkedjor
och i dubbelkedjorna delar en del av tetraedrarna två O2- och en del tre O2-. Ringsilikat (cyklosilikat) byggs
upp av tetraedrar, ofta sex stycken, som sitter ihop som en ring genom att de delar på två O2-. Skiktsilikat
(fyllosilikat) byggs upp av tetraedrar som delar tre O2- per tetraeder, vilka skapar lager eller skikt.
Rymdsilikat (tektosilikat) byggs upp av tetraedrar som delar på alla fyra O2- och bildar ett nätverk.
Rymdsilikatet kvarts är oladdad med sina två O2- och en Si4+ men de andra silikatstrukturerna måste
balanseras med katjoner för att bli oladdade. Dessa katjoner fungerar också sammanhållande i strukturerna.
De strukturer som har en högre grad av polymerisation, till exempel kvarts, bildas bara om det finns rikligt
med kisel. De strukturer som har en lägre grad av polymerisation, som till exempel olivin som är ett
ortosilikat, hittas däremot i bergarter som har en låg halt kisel men en högre halt av ämnen som järn och
magnesium. [7]
3.1.1 Kvarts
Kvarts (Fig. 4) är det näst vanligaste silikatmineralet och också det näst vanligaste rymdsilikatet. Av jordens
skorpa är nästan två tredjedelar rymdsilikater. Dessa har en ganska öppen struktur, vilket gör att de lätt kan
tryckas ihop och de är därför inte stabila vid höga tryck. På grund av detta hittar man rymdsilikater i första
hand i jordens skorpa och dessutom gärna ganska ytligt i densamma. Kvarts, tridymit och kristobalit är de
vanligaste kvartspolymorferna, medan coesit och stishovit är ganska ovanliga. De två sistnämnda kan man
till exempel hitta i bergarter som genomgått så kallad chockmetamorfos vid meteoritnedslag. Kvarts, tridymit
och kristobalit är alla rekonstruktiva polymorfer. Det betyder att en övergång från den ena till den andra
kräver att kemiska bindningar bryts. Dessa tre kvartspolymorfer finns alla i två former; en låg (α) och en hög
(β). De här varianterna är förskjutningspolymorfer, vilket betyder att de har skillnader i kristallgittret.
Eftersom β-polymorferna har högre symmetri och är stabila vid högre tryck än α-polymorferna, hittas βpolymorferna inte vid rumstemperatur. [7]
Figur 4. Kvarts (bergkristall, ametist och rökkvarts räknat motsols från övre vänstra hörnet).
15
Kvarts uppträder i form av α- och β-kvarts, α- och β-tridymit, α- och β-kristobalit, coesit och stishovit, vilka
är stabila vid olika tryck och temperatur (Fig. 5). Alla dessa polymorfer, utom stishovit, byggs upp av
kiselatomer vilka är omringade av fyra syreatomer och på det sättet bildar tetraedrar. Bindningarna i dessa är
en blandning mellan joniska och kovalenta och tetraedrarna bygger upp ett nätverk där varje syreatom delas
mellan två tetraedrar. Sättet som syreatomerna delas bestämmer kristallstrukturen hos polymorferna, vilken
kan vara kubisk, hexagonal, tetragonal, trigonal, ortorombisk, eller monoklin. Så trots att den enskilda
byggstenen, tetraedern, är enkel så kan den kombineras till komplexa strukturer. [1]
Figur 5. Fasdiagram för kvarts. Kr. står för kristobalit, och Tr. för tridymit. Efter Wenk & Bulakh. [1]
Kvarts är den näst vanligaste typen av silikatmineral och hittas i felsiska magmatiska, metamorfa och
sedimentära bergarter. Färgen är väldigt skiftande, men en ideal och ren kvartskristall är färglös. Orenheter i
form av Fe3+ gör kvartsen lila (ametist) eller gul (citrinit), och aluminium gör den ljusgrå (rökkvarts). Kvarts
är ett hårt mineral, och är det mineral i Mohs hårdhetsskala som står för en hårdhet på 7. Dess hårdhet beror
på de starka delvis kovalenta bindningarna och det tredimensionella nätverket. Dessa egenskaper gör även att
kvarts inte har någon klyvning och att dess brott är mussligt. Kvarts används vid tillverkning av glas, och de
olika färgvarianterna används i smyckesindustrin. [1] Det öppna nätverket är anledningen till att α-kvarts har
en relativt låg densitet på 2,65 g/cm3. β-kvarts, α- och β-tridymit, samt α- och β-kristobalit har alla en
densitet som är lägre än den för α-kvarts, men inte lägre än 2,2 g/cm3. Detta beror på att dessa är stabila vid
högre temperaturer, som i allmänhet ger material en lägre densitet. Coesit och stishovit har båda däremot
högre densitet än de andra kvartspolymorferna. [7]
Jordskorpan består till 13% av α-kvarts (Fig. 6) och det är därmed det vanligaste mineralet i skorpan efter
fältspat. Kvarts byggs upp av ett tredimensionellt nätverk av SiO44--tetraedrar där varje hörn på en tetraeder
delas mellan totalt två tetraedrar. Därför blir den kemiska formeln SiO2, eftersom bara en halv syreatom per
hörn räknas till varje tetraeder. β-kvarts är hexagonal och byggs upp av två trefaldiga tetraederspiraler som
till formen liknar en skruv. β-kvarts är bara stabil vid temperaturer över 846 K, och när den svalnar lutas
tetraedrarna och bildar den mindre symmetriska trigonala strukturen som α-kvarts har. Den här
omvandlingen gör bara att atomerna flyttar en aning på sig. Dock sker det ingen brytning av bindningar och
därför är den både omedelbar och omvändbar. Beroende på åt vilket håll skruvningen sker kan två olika
sorters kvarts bildas; vänsterkvarts bildas vid en motsols vridning och högerkvarts vid en medsols vridning.
Dessa får sina namn från var kristallytorna är placerade. [1]
16
Figur 6. Kristallstruktur för kvarts.
α-tridymit är uppbyggd av lager av kiselsyretetraedrar som ligger på varandra, så strukturen kan beskrivas
ABAB. Topparna på tetraedrarna pekar upp och ner på varannan plats, och vartannat lager är en spegelbild
av föregående lager. Lagrena sitter ihop med hjälp av syreanjoner, vilka delas av en uppåtpekande tetraeder i
ett lager och en nedåtpekande tetraeder i det intilliggande lagret. Det skapar alltså ett tredimensionellt
nätverk där varje syreanjon delas mellan två tetraedrar. I β-tridymit, vilken är högtemperaturformen av αtridymit, sitter SiO44--tetraedrarna ihop i form av hexagonala ringar, och ringarna sitter i sin tur ihop och
bildar hexagonala nätverk. Detta skapar 6-faldiga tunnlar som avgränsas av silikatringarna där var tredje
lager, som i α-tridymit, ligger precis ovanför det första lagret. När β-tridymit svalnar förändras strukturen lite
grann vilket gör att den inte behåller sin hexagonala symmetri och det är i form av denna pseudomorf som
den hittas vid jordytan. Tridymit kan vara färglös, vit eller grå, har ett mussligt brott och ingen spaltning.
Man kan hitta tridymit i felsiska till intermediära extrusiva och ytliga intrusiva magmatiska bergarter. Den
kan hittas som fenokryster eller som en del av matrix, samt i hålrum i basaltiska lavor och i områden nära
basaltiska intrusioner som utsatts för kontaktmetamorfos. [1] [7]
Kristobalit är den kvartspolymorf som kristalliserar vid högst temperatur, runt 1740 K till drygt 2000 K, och
vid tryck under 10 kilobar. Kristobalit vid rumstemperatur är alltid i form av α-kristobalit som en gång varit
β-kristobalit. Att kristobalit över huvud taget kan finnas vid rumstemperaur trots att det är utanför dess
stabilitetsfält beror på att den är en rekonstruktiv polymorf, och banden som behöver brytas för att skapa
tridymit eller kvarts kräver så mycket energi att kristobalit är i metastabil form vid jordytan. Kristobalit är
färglös, vit eller svagt gulvit, och har ingen klyvning. Den kan hittas som fenokryster eller som mineral i
matrix i en del felsiska lavor men är vanligare i hålrum i vulkaniska bergarter och ytliga intrusiva bergarter.
Den har även hittats i meteoriter och i sandsten som smält på grund av värmen från magma. Liksom βtridymit byggs kristobalit upp av lager av kiselsyretetraedrar i sexfaldiga ringar där varannan tetraeder pekar
upp och varannan ner. Lagrena sitter ihop med hjälp av syreanjoner som binder till en uppåtpekande tetraeder
i ett lager och en nedåtpekande i det intilliggande lagret. Skillnaden mot tridymit är att lagrena i kristobalit
inte ligger precis ovanför varandra, utan är något förvrängda på det sättet att en uppåtpekande tetraeder i ett
lager ligger ovanför mitten på en ring i lagret under. Vid höga temperaturer är β-kristobalit kubisk, men när
den kyls till temperaturer under 540 K sker en förändring i gittret som gör att den omvandlas till αkristobalit, som är tetragonal. Den här övergången åtföljs av tvillingbildning. [7]
17
Figur 7. Kristallstruktur för coesit.
Coesit (Fig. 7) är en ovanlig högtryckspolymorf som hittas vid platser för meteoritnedslag och i metamorfa
bergarter som utsatts för väldigt höga tryck, till exempel eklogit och kimberlit. Den är färglös, har en hårdhet
på 7,5-8 på Mohs hårdhetsskala och en densitet på ungefär 2,9 g/cm3. [17] Coesit har en monoklin struktur
där ringar bildade av fyra tetraedrar är bundna till kedjor där varannan tetraeder binder till en annan.
Kedjorna är i sin tur bundna till ännu en uppsättning kedjor, vilka binder till varandra så alla syrehörn binder
till någonting. Kisel i coesit sitter i tetrahedral koordination, precis som i kristobalit. [1]
Stishovit (Fig. 8) är en högtryckspolymorf av kvarts som bildas vid högre tryck än coesit och är också helt
annorlunda än denna. Stishovit är färglös, har en hårdhet på 7,5-8 och en densitet på ungefär 4,3 g/cm3. [18] I
stishovit är varje kiselatom omgärdad av sex syreatomer, vilka alltså sitter oktaedriskt koordinerade.
Oktaedrarna är i sin tur bundna till varandra av delade hörn och kanter. Kisel och syre sitter som bekant
oftast tetraedriskt koordinerade men vid väldigt högt tryck är syreatomerna inte längre ideala sfärer, och då
gör i stället oktaedrisk koordination att atomerna kan packas tätare. Det gör att stishovit har en markant
högre densitet än både coesit och lågtryckspolymorferna. Stishovit hittas i meteoritkratrar där kvartsrika
bergarter utsatts för chockhöga tryck vid meteoritnedslag, men antagligen också i nedre manteln. Den har en
tetragonal kristallstruktur, och har därmed en högre symmetri än till exempel coesit. [1] Små andelar
stishovit har hittats i diamanter, vilket kan ses som bevis för dess stabilitet vid höga tryck. [19]
Figur 8. Kristallstruktur för stishovit.
18
Vid rumstemperatur övergår α-kvarts till coesit någonstans kring 2-3 GPa och till stishovit ungefär vid 8-10
GPa. [20] [21 samt källor däri ] Dessa tryck motsvarar områden ungefär 100 km och 300 km ner i manteln,
respektive. [21 samt källor däri]. Om trycket lättas övergår både coesit och stishovit till kvarts igen, vilket
också betyder att dessa två är metastabila vid jordytan. α-kvarts övergår till β-kvarts vid 846 K, när
kristallstrukturen ändras från en ditrigonal till hexagonal. Detta sker då tetraedrarna förskjuts till en mer
symmetrisk form genom att de roteras. β-kvarts får på detta sätt en tioprocentig volymökning jämfört med αkvarts. Om β-kvarts upphettas till 1140 K omvandlas den till tridymit, och över 1743 K till kristobalit. Vid
1986 K smälter kristobalit men den är fortfarande uppbyggd som ett nätverk och har därmed en extremt hög
viskositet. När smältan svalnar kristallerar den i form av kristobalit, vilken vid 1743 K omvandlas till
tridymit. Varken tridymitens eller kristobalitens kristallstrukturer kan skapas genom att vrida SiO4tetraedrarna i β-kvarts. Bindningarna mellan syre och kisel måste istället brytas och sammanfogas igen,
vilket kräver en ganska hög aktiveringsenergi. För att spara energi skippas därför en del faser. Vid 1140 K
väntar man sig att tridymit skulle omvandlas till β-kvarts men om avkylningshastigheten är tillräckligt
långsam omvandlas tridymit istället vid 846 K direkt till α-kvarts. [20]
Vid tryck högre än de där stishovit är stabil hittar man två poststishovitfaser, som båda bygger på hexagonal
tätpackning av syre där kisel ligger i hälften av de oktaedriska hålrummen. Den ena, kallad SiO2-I, bildas vid
50 GPa och 571 K. Den andra, kallad SiO2-II, bildas vid 90 GPa. Vid tryck över 200 GPa övergår den till en
pyritliknande fas, kallad SiO2-III, vilken inte är tätpackad men ändå har högre densitet än de två
poststishovitfaserna. I denna fas är avstånden mellan syreatomerna så korta att det är möjligt med bindningar
mellan dem. Vid övergången till stishovit, det vill säga från 4- till 6-koordinerat syre, är det möjligt att det
finns en mellanfas där syret är 5-koordinerat. [22] SiO2-II kallas också för seifertit. Den har hög densitet, är
ortorombisk, och har scrutinyitstruktur (α-PbO2). Seifertit har bland annat hittats i Shergottymeteoriten och
antas ha bildats av tridymit eller kristobalit som genomgått chockmetamorfos vid tryck över 35 GPa. Den
består till största delen av SiO2 med mindre delar Al2O3 och Na2O, och har en densitet på 4,3 g/cm3. [23]
SiO2-III har en högre densitet än både stishovit, SiO2-I och SiO2-II. Detta kan bero på att syreatomerna i
SiO2-III inte är sfäriska, och därför kan packas tätare jämfört med sfäriska atomer i en tätpackad struktur. Att
syteatomerna inte är sfäriska beror i sin tur på att Si-O-bindningarna är delvis kovalenta och att
elektronrepulsionen mellan atomerna, den så kallade steriska effekten, deformerar dem. Så trots att det kostar
mycket energi att deformera och trycka ihop atomer, sparas det in eftersom en högre densitet ger högre
stabilitet vid höga tryck. [22]
Rena SiO2-faser i nedre manteln verkar bara kunna existera i subducerade kontinentalplattor. Om SiO2 fanns
i överflöd i manteln skulle fasövergångarna mellan polymorferna skapa två seismiska avbrott, en mellan
1350 km (55 GPa och 1630 K) och 1410 km (58 GPa och 2130 K) för övergången mellan stishovit och SiO2I, och en mellan 2145 km (94 GPa och 1830 K) och 2210 km (90 GPa och 2440 K) för övergången mellan
SiO2-I och SiO2-II. Dessa djup stämmer inte överrens med några uppmätta seismiska avbrott, varför man kan
anta att det inte finns några betydande mängder SiO2 i nedre manteln. [22]
3.1.2 Olivin
Olivin (Fig. 9), (Mg,Fe)2SiO4, är ett ortosilikat innehållande magnesium och järn. Den är vanlig i mafiska
och ultramafiska magmatiska bergarter som till exempel basalt och förknippas med kalciumrik plagioklas,
kalciumklinopyroxen och ortopyroxen. Olivin har fått sitt namn på grund av dess vanligen olivgröna färg.
Andra utmärkande drag är dess mussliga brott, glasglans och att den ofta förekommer som en kornig massa
snarare än väl utvecklade kristaller. [7] Beroende på järn- och magnesiuminnehållet skiftar dess färg från
nästan färglös till grön till svart. [24] Olivin är nämligen en fast lösning av forsterit, Mg2SiO4, och fayalit,
Fe2SiO4, där forsterit är den vanligare av de två varianterna. [7] Fayalit skiljer sig från forsterit med sitt
järninnehåll och därmed högre densitet; fayalit har en densitet på 4,3 g/cm3 och forsterit på 3,2 g/cm3. Fayalit
skiljer sig även med sin svarta färg mot forsteritens gulgröna. Fayalit är den enda olivinvarianten som man
kan hitta tillsammans med kvarts, till exempel i vissa skarn och granitiska pegmatiter. [1] Jämfört med andra
vanliga silikater är olivin speciellt mottaglig för vittring, hydrotermala förändringar och oxidation. De
vanligaste produkterna efter sådan påverkan är serpentin, klorit, amfibol, karbonater, järnoxider och talk.
[24] Eftersom magnesium har en lägre smältpunkt än järn kommer de första olivinkristallerna som
19
kristalliserar i en magmakammare att vara forsterit. Den resterande magman blir då gradvis anrikad på järn,
och om det inte bildas en jämnvikt kommer olivinkristallerna bli zonerade med en mer magnesiumrik kärna
och mer järnrik ytterkant. Andra egenskaper som skiljer magnesium och järn från varandra, som olika
jonradie och massa, ger ändleden forsterit och fayalit olika fysikaliska och optiska egenskaper som man
använder sig av för att ta reda på den kemiska kompositionen i ett prov. [7]
Figur 9. Olivin.
Ortosilikat som olivin har i allmänhet ett lågt kisel-syre-förhållande och en hög densitet. Olivin har en
ortorombisk symmetri där syreatomerna ligger närmast hexagonalt tätpackade. Olivin byggs upp av enskilda
kiseltetraedrar som länkas ihop av kedjor av tvåvärda katjoner som är oktaedriskt koordinerade. Magnesium
och järn ligger i hälften av de oktaedriska hålrummen, och kisel ligger i en åttondel av de tetraedriska
hålrummen (Fig. 10). [1] Katjonerna gör att symmetrin minskar, och gör så att anjonerna snarare sitter
ortorombiskt än hexagonalt. [24] Kisel delar på syreatomerna med närliggande oktaedrar men inte med andra
tetraedrar. [7]
Figur 10. Kristallstruktur för olivin (forsterit).
20
Olivin är ett av de viktigaste mineralen i övre manteln. Den utgörs till 90% av forsterit och till 10% av
fayalit. Olivin uppvisar en anisotropisk kompression, det vill säga den komprimeras olika i olika riktningar.
Kompressionen av b- och c-axlarna beror på den oktaeder som delar tre kanter. Kompressionen av a-axeln
beror på tetraedern samt den oktaeder som delar sex hörn. Denna oktaeder är mer störd än oktaedern som
delar tre kanter eftersom delade kanter är kortare än odelade. Det betyder att om en mjuk atom sitter i den är
strukturen ganska isotropisk. [9] När olivin utsätts för tillräckligt höga tryck pressas syreanjonerna ihop så att
olivin övergår i spinelstrukturen, och vid ännu högre tryck till perovskitstrukturen. [1] Vid ett djup av 410
km, där övergångszonen börjar, genomgår olivin en fasövergång till wadsleyit (Fig. 11). På detta djup är
trycket 13-14 GPa och temperaturen 1650 K. Wadsleyit övergår i sin tur till ringwoodit (Fig. 12) vid 520 km,
där trycket är 18 GPa och temperaturen 1700 K. Både wadsleyit och ringwoodit har samma kemiska formel
som olivin, men en annan kristallstruktur. Vid 660 km djup övergår ringwoodit till perovskit, (Mg,Fe)SiO3,
och magnesiowüstit, (Mg,Fe)O (Fig. 13). För varje fasövergång ökat kristallens täthet. [25]
Figur 11. Kristallstruktur för wadsleyit.
Figur 12. Kristallstruktur för ringwoodit.
21
Figur 13. Fasdiagram för olivin. Efter Wenk & Bulakh. [1]
I övergångszonen omvandlas alltså olivin till sina två högtryckspolymorfer. De har båda runt 6% högre
densitet än olivin och utgår från en kubisk tätpackning av syre istället för hexagonal tätpackning. I dessa
polymorfer sitter kisel tetraedriskt och järn och magnesium sitter oktaedriskt. [7] Spineller är oftast oxider i
kubisk tätpackning med trevärda katjoner i hälften av de oktaedriska hålrummen och tvåvärda katjoner i en
åttondel av de tetraedriska hålrummen. [26] Dessa högtryckspolymorfer av olivin har i princip samma
struktur som spinel, och wadsleyit kallas därför ibland för β-spinel och ringwoodit för γ-spinel. På 400
kilometers djup har man funnit en ökning av den seismiska hastigheten vilket man förklarar med övergången
från olivinstrukturen till spinelstrukturen. Det kan vara så att djupa jordbävningar i subduktionszoner utlöses
av denna övergång. [7]
Eftersom olivin är ett så viktigt mineral i övre manteln är det inte konstigt att dess fasövegångar tros vara
anledningen till de skillnader i seismisk hastighet som uppmätts längre ner i jorden. I övergångszonen ökar
materialdensiteten och hastigheten på seismiska vågor snabbare än vad de gör i övre manteln och detta tror
man beror på att olivin under dessa förhållanden genomgår nämnda fasomvandling. Den här övergången sker
vid högre tryck för forsterit än för fayalit. När övergångszonen övergår i nedre manteln ökar hastigheten
snabbt igen, vilket man tror beror på övergången från ringwoodit till magnesiowüstit, MgO, (Fig. 14) och
perovskit, MgSiO3 (Fig. 15). Det sker genom reaktionen
Mg2SiO4 --> MgO + MgSiO3 [1]
Wadsleyit och ringwoodit har hittats vid meteoritnedslagsplatser där olivin utsatts för väldigt höga tryck.
Exempel är Peace River-meteoriten i Kanada där man hittat wadsleyit [27] och Tenhammeteoriterna i
Australien där man hittat ringwoodit. [28]
Perovskit övergår vid högre tryck till postperovskit (Fig. 16). I både perovskit och postperovskit är varje
kiselatom omgiven av sex syreanjoner, vilket ger en oktaedrisk koordination. Perovskit byggs upp av ett
tredimensionellt nätverk där oktaedrarna sitter ihop med varandra i hörnen. [29] Perovskit är en struktur som
många oxider med den kemiska formeln ABO3 tar. A-atomen, som oftast är en större metallkatjon, sitter då
på hörnen i en kubisk enhetscell. B-atomen, som oftast är en lite mindre metallkatjon, sitter rymdcentrerat
och syre sitter ytcentrerat. [30]
Övergången från perovskit till postperovskit, som sker vid tryck över 125 GPa och temperaturer över 2500
K, medför en densitetsökning på mellan 1 och 1,2%. Postperovskit byggs upp av att oktaedrarna delar både
hörn och kanter, och dessa lager alternerar med magnesiumlager. På grund av denna bladiga kristallstruktur
tror man även att habitus är bladig. I D'', lagret som utgör gränsen mellan nedre manteln och yttre kärnan, har
man uppmätt stora variationer vad gäller seismiska hastigheter. Eftersom man tror att detta lager byggs upp
av postperovskit kan man kanske förklara en del av variationerna med att postperovskit är bladig, och
därmed uppvisar olika seismiska hastiheter i olika riktningar. [29]
22
Figur 14. Kristallstruktur för magnesiowüstit.
Figur 15. Kristallstruktur för perovskit.
Figur 16. Kristallstruktur för postperovskit. Polyedrarna representerar kisel-syre-oktaedrar, och sfärerna representerar
magnesium. De svarta linjerna bildar enhetscellen. Från Murakami et al. [29]
23
3.1.3 Granat
Granat (Fig. 17) är inte namnet på ett mineral, utan på en mineralgrupp. De har alla den kemiska formeln
X3Y2(SiO4)3, där X och Y refererar till olika platser i strukturen. [7] Oftast är X en tvåvärd katjon och Y en
trevärd katjon. Granater har sedan lång tid tillbaka använts som slipmedel på grund av dess hårdhet och som
ädelsten på grund av dess färg och habitus. De olika granattyperna har olika hårdhet men de ligger alla
mellan ungefär 6,5 och 7,5 på Mohs hårdhetsskala. Även densiteten skiljer sig mellan de olika typerna och
ligger mellan 3,1 och 4,3 g/cm3. Dessa skiftande kemiska och fysikaliska egenskaper beror på att
granatstrukturen har en förmåga att rymma katjoner av olika storlek och laddning. Trots det är
kristallmorfologin ganska begränsad och de vanligaste formerna är dodekaedern, trapetsoedern eller en
kombination av de två. Granater är stabila vid skiftande tryck, temperaturer och kemiska miljöer. De hittas
vanligen i bergarter som genomgått kontakt- eller regional metamorfos, men också i magmatiska och
sedimentära bergarter. [24]
Granater är karakteristiska mineral för många metamorfa bergarter och de kan användas för att definiera ett
minerals metamorfa facies. [1] Om granaten tagit ett tag på sig för att växa till och det under den tiden skett
förändringar i temperatur och tryck kan de få en zonering som reflekterar just det, och detta kan också
användas för identifiering av metamorf miljö. [7]
Figur 17. Granat.
De vanligaste granaterna är almandin, pyrop, spessartin, andradit, grossular och uvarovit. [1] Almandin,
Fe3Al2Si3O12, är oftast djupt röd till rödbrun och har en hårdhet mellan 7 och 7,5 på Mohs hårdhetsskala. Den
har en densitet på ungefär 4,3 g/cm3. Almandin är den vanligaste granaten och den hittas i glimmerskiffer,
gnejs, i bergarter som utsatts för regional metamorfos eller kontaktmetamorfos, i graniter och eklogiter, samt
i sedimentära bergarter. Almandin hittas som välutbildade dodekaedrar eller trapezoedrar men också som
massiv. På grund av dess hårdhet används den i industrin som slipmedel. [31] [7] Pyrop, Mg3Al2Si3O12, är
oftast röd till orangeröd. Vanliga orenheter i pyrop är järn, mangan och kalcium, och den har en hårdhet på
7,5. Den hittas vanligen i ultrabasiska magmatiska bergarter. [32] [7] Granater, som till exempel den
pyroprika varianten som hittats i eklogiter, är en indikator på högtrycksmetamorfos, det vill säga metamorfos
som sker vid en låg geotermisk gradient. [33] Spessartin, Mn3Al2Si3O12, är oftast röd till rödorange, har en
hårdhet på 6,5-7,5 och dess densitet är ungefär 4,2 g/cm3. Man hittar den vanligen i felsiska magmatiska,
metamorfa och pegmatitiska bergarter. Vanliga orenheter i spessartin är titan, järn, magnesium och kalcium.
[34] [7]
Andradit, Ca3Fe2Si3O12, är ofta gul till gröngul, med en hårdhet på 6,5-7 och en densitet på ungefär 3,8 g/cm3.
24
Vanliga orenheter är titan, krom, aluminium och magnesium. Andradit hittas i skarn som härrör från oren
kalksten eller magmatiska bergarter innehållande kalk som genomgått kontaktmetamorfos, i skiffer
innehållande klor, i serpentiniter, samt i sura vulkaniter. Ofta hittar man andradit i formen av dodekaedrar,
trapezoedrar eller kombinationer av de två, men också som korniga massiv. [35] [7] Grossular, Ca3Al2Si3O12,
har en färg som är brun-orange-röd. Den har en hårdhet på 6,5-7, och dess densitet är ungefär 3,6 g/cm3.
Vanliga orenheter är järn och krom. Grossular hittar man i kalkhaltiga bergarter som genomgått regionaleller kontaktmetamorfos. Morfologin är dodekaedrisk eller trapezohedral, granulär, kompakt eller massiv.
[36] [7] Uvarovit, Ca3Cr2Si3O12, är ofta grön. Dess hårdhet är 6,5-7 och densiteten är ungefär 3,8 g/cm3.
Vanliga orenheter i uvarovit är aluminium, järn och magnesium. Uvarovit bildas vid hydrotermal förändring
av serpentinit innehållande kromit, i kalksten som genomgått metamorfos och i skarn. Dess morfologi är
dodekaedrisk eller trapezohedral och den används som smyckessten. [37] [7]
Granater är så kallade ortosilikat, det vill säga silikat som byggs upp av enskilda kiseltetraedrar. I granater
binder dessa tetraedrar till varandra i sidled med hjälp av katjoner i 6-koordination och 8-koordination (Fig.
18). [7] De vanliga granaterna rymmer de två-, tre- och fyrvärda katjonerna som är vanligast förekommande
i jordskorpan, det vill säga magnesium, aluminium, kisel, kalcium, titan, mangan och järn. Bindningen
mellan kisel och syre är till 50% kovalent, men kalcium, mangan, järn, magnesium och aluminium skapar
oftast jonbindningar. Bindningslängden mellan kisel och syre varierar mellan olika granattyper och SiO4tetraedern är i sin tur förvrängd i olika riktningar för olika granattyper. Det finns även ett starkt samband
mellan geometrin för en given polyeder och kemin för en intilliggande polyeder, till exempel vad gäller
storlek och form. [24]
Figur 18. Kristallstruktur för granat (pyrop).
I övre manteln och övergångszonen är granat det näst vanligaste mineralet. Vid 100 till 300 km djup är runt
15% av materialet granat, och vid 500 till 600 km är 40% granat. I subducerad oceanskorpa kan det i
basalten från mittoceanryggar finnas så mycket som 90% granat vid djup mellan 450 och 550 km. Att
mängden granat ökar med djupet beror på att lösligheten för pyroxen i granat ökar med ökat tryck och
temperatur. Detta ändrar granatsammansättningen genom att Al3+ i den pyroprika granaten substitueras mot
Mg2+ och Si4+, vilket gör granaten mer majoritrik. [38] Majorit är en granattyp som man hittar i meteoriter,
men inte i bergarter på jordens yta. Den antas däremot utgöra en stor del av nedre manteln. [39] Dess
kemiska formel är Mg3(Fe2+,Si,Al)(SiO4)3, och en vanlig orenhet är kalcium. [40] Majorit har hittats som
inklusion i diamant, vilket kan ses som ett bevis för att den verkligen är stabil vid höga tryck. [19]
Kompressibiliteten hos granater är inte helt utredd, men den kan bero på oktaedrisk-O-tetraediskvinkelböjning, vilket i sin tur modifieras av böjning av den dodekaedriska katjonen. [9] När granater utsätts
för en förhöjd temperatur ändras inte några dimensioner nämnvärt i kiseltetraedern men det påverkar ändå
25
strukturen. I pyrop och spessartin till exempel vrids kiseltetraedern vid ökad temperatur på ett sätt som ökar
storleken på dodekaedern och enhetscellen. Ökningen av de interatomära avstånden i oktaedrarna beror även
på katjonradien. Detta får som konsekvens att hastigheten för värmeutvidgning i pyrop och spessartin, det
vill säga de granater som inte innehåller kalcium, är betydligt mindre än för grossular och andradit, som båda
innehåller kalcium. [24]
410 och 660 km ner i jorden gör övergången från olivin till wadsleyit och ringwoodit att man uppmätt
förändringar i den seismiska hastigheten där. Vid 520 km finns det också en liknande så kallad diskontinuitet,
men den är inte lika tydlig. Vissa påstår att den beror på övergången från wadsleyit till ringwoodit, eller att
den beror på att calciumsilikatperovskit avblandas ur majorit. Vid tryck runt 15-20 GPa omvandlas majorit
till Ca- och Mg-perovskiter, vilket förstås medför förändringar i struktur och densitet (se avsnittet om olivin
för information och bilder på kristallstrukturer för perovskit). I nedre manteln finns en fasövergång från
MgSiO3-perovskit till postperovskit vid 125 GPa och 2500 K som passar bra ihop med D''-zonen som ligger
mellan 2700 och 2889 km ner. I manteln antas cirka 10-20% bestå av Ca-perovskit. I övre manteln finns
calcium i pyroxen, som i övergångszonen gradvis löses upp i granatstrukturen. Vid ännu högre tryck än de i
övergångszonen, och om majoriten är aluminiumfri, omvandlas majorit till MgSiO3-rik perovskit och
CaSiO3-perovskit. Trots att magnesium och kalcium har en liknande struktur tror man alltså att de är
uppdelade i olika perovskiter på det här sättet i hela manteln. [41]
Fasövergångarna för granater sker vid tryck och temperaturer som svarar bra mot de som är vid 660 kmdiskontinuiteten i manteln. För pyrop sker de vid 25 GPa och 1773 K, för majorit vid 26,5 GPa och 1773 K,
och för almandin vid 20-21 GPa och 1473-1873 K. Grossular omvandlas vid 22-26 GPa och 1000-1400 K
gradvis till en aluminiumrik CaSiO3-perovskit, och när all grossular har omvandlats är slutprodukten en
ortorombisk CaSiO3-perovskit med grossularsammansättning. [42]
Avblandningen av Ca-perovskit från majorit verkar ske 520 kilometer ner, vilket gör att det kan vara
anledningen till de skillnader i seismisk hastighet som uppkommer där. Vid tryck på 17 GPa, det vill säga
ungefär i mitten av övergångszonen, innehåller granat all kalcium som finns där. Granater där har en
övervägande majoritsammansättning, vilket beror på att kisel och magnesium vid höga tryck substituerar
aluminium och sätter sig på dess plats i granatstrukturen. Bergarter med peridotitsammansättning har en låg
halt kalcium och aluminium, medan bergarter av MORB-typ (Mid Oceanic Ridge Basalt) har en betydligt
högre halt av dessa. Med ökat tryck ökar lösligheten för Ca-perovskit i granat, vilket gör att Ca-perovskit
avblandas ur granat vid höga tryck. [43 samt källor däri]
När manteln består av peridotit gör övergången från wadsleyit till ringwoodit att det blir en seismisk
diskontinuitet 520 km ner, men när manteln har en MORB-komposition är det istället övergången till Caperovskit som skapar samma diskontinuitet. Detta beror på att det inte sker någon övergång från wadsleyit
till ringwoodit i MORB, och för att MORB har ett högre kalciuminnehåll. Att orsaken till diskontinuiteten
beror på mantelns kemi är också en förklaring till att djupet för diskontinuiteten skiljer sig en del mellan
olika platser. [43 samt källor däri]
26
3.2 Grafit
Grafit (Fig. 19) och diamant, som har så vitt skilda utseenden och inte minst egenskaper, består båda av
grundämnet kol, C, med mindre delar orenheter som till exempel lera eller järnoxider i grafit. Grafit är ett
mörkgrått till svart mineral med en densitet på 2,2 g/cm3 och en hårdhet på 1 på Mohs skala. Den är lätt att
känna igen på grund av dess färg, mjukhet och feta glans. Den är vanligt i finkorniga metamorfa bergarter
som fyllit och skiffer, marmor- och skarnavlagringar, och kolbäddar som genomgått metamorfos. Grafit
används bland annat i blyertspennor, som smörjmedel, i bromsar och som neutronabsorberare i
kärnkraftverk. Grafits högtryckspolymorf diamant har en densitet på 3,5 g/cm3, och definierar en hårdhet på
10 på Mohs skala. Dess habitus är vanligen oktaedrisk, men även kubisk och dodekaedrisk diamant finns.
Ofta är dess kanter något rundade. De kan ha många olika färger, men den färglösa är den vanligaste när det
kommer till dess mest kända användningsområde smycken. Diamanter är blåa när de innehåller bor, gula när
de innehåller kväve, och röda, orangea, bruna, gröna och svarta kan de bli om det ligger små bitar av grafit i
diamanten. På grund av dess hårdhet används diamanter oftare än i smycken som skärverktyg och som slipoch polermedel. [1] [7]
Figur 19. Grafit.
Kol har sju isotoper, men de vanligaste är 12C och 13C, där 12C utgör 98,89% av allt naturligt förekommande
kol, och den tyngre 13C utgör 1,11%. Både 12C och 13C är stabila, medan de resterande fem kolisotoperna
sönderfaller naturligt. Den "vanliga" kolatomen, den med 12 neutroner, har sex protoner och sex elektroner,
det vill säga fyra valenselektroner. Elektronkonfigurationen, det vill säga hur elektronerna ligger i de olika
orbitalerna, är 1s22s22p2. Orbitaler är väldefinierade energinivåer runt kärnan där elektroner befinner sig, och
utanför dessa kan det inte finnas några elektroner. I en orbital kan det inte finnas mer än två elektroner. För
elektronkonfigurationen för kol betyder alltså 1s2 att det finns två elektroner i s-orbitalen i det innersta skalet.
Det innersta skalet, även kallat K-skalet, har bara en orbital och därför kan de bara finnas två elektroner i det
innersta skalet. Eftersom kolatomen har ett fullt K-skal är det stabilt och de elektronerna binder inte till
någon annan. 2s2 och 2p2 refererar till atomens andra elektronskal, det så kallade L-skalet. I det finns det
alltså totalt fyra elektroner, fördelade på två orbitaler. Det är bara den yttersta orbitalen som har elektroner
som är tillgängliga för att skapa bindningar. I kolatomen är det de två 2p-orbitalerna, vilket skulle betyda att
kolatomen endast har två valenselektroner. Så är däremot inte fallet. [44]
I kolmolekyler är bindningen som skapas kovalent, och den kan ha elektronkonfigurationen sp3, sp2 och sp.
Grafit använder sig av sp2-hybridiserade atomer. Här kombineras en av 2s-elektronerna med två 2p-orbitaler,
27
vilket skapar tre sp2-orbitaler och en delokaliserad p-orbitalelektron. sp2-hybridiserade kolatomer har fyra
valenselektroner. Av dessa ligger de tre identiska i samma plan med så stort avstånd mellan varandra som är
möjligt. Den delokaliserade p-orbitalen ligger i rät vinkel mot detta plan och finns tillgänglig för att skapa så
kallade π-bindningar med andra atomer. sp2-bindningar är starka och kovalenta eftersom de, precis som sp3bindningarna, är överlappande och riktade σ-bindningar. Varje sp2-hybridiserad kolatom binder till tre andra
och skapar på det sättet hexagonala strukturer som ligger i parallella plan, med den delokaliserade porbitalelektronen mellan planen. Den delokaliserade p-orbitalelektronen binder till en annan av samma sort
med en så kallad van der Waals-bindning. Avståndet mellan lagrena är ungefär dubbelt så stort som avståndet
mellan atomerna i lagrena. Lagrena kan staplas på varandra på två olika sätt: hexagonalt eller romboedriskt.
Hexagonal grafit (Fig. 20) är den vanligaste sorten. Där ligger atomerna i varannat lager ovanför varandra,
vilket kan beskrivas som att lagrena ligger ABAB. I romboedrisk grafit ligger atomerna i vart tredje lager
oavför varandra, alltså ABCABC. Hexagonal grafit är den stabila formen och romboedrisk grafit den
instabila. Romboedrisk grafit hittas inte i ren form i naturen, utan alltid tillsammans med hexagonal grafit,
och den återgår oftast till den hexagonala formen vid temperaturer över 1573 K. [44]
Figur 20. Kristallstruktur för grafit (hexagonal).
Ideal grafit hittar man inte i naturen men dess egenskaper kan antingen beräknas eller baseras på strukturer
som ligger nära den ideala. Grafitkristaller är anisotropa på grund av hur atomerna ligger, vilket gör att dess
egenskaper kan variera betydligt i planet jämfört med vinkelrätt mot planet. Exempelvis är styrkan inom
planen stor, medan styrkan mellan planen är så liten att dessa lätt glider mot varandra; det är så våra
blyertspennor fungerar. Anisotropin ger också en effekt på hur ren grafit reagerar kemiskt med andra ämnen.
Eftersom grafitkristallen uppvisar stora skillnader i ytenergi i olika riktningar sker kemiska reaktioner med
olika hastighet på olika platser i kristallen. Den högre ytenergi vid kanter och kring defekter gör att
reaktioner sker snabbare och lättare där. [44]
28
Figur 21. Kristallstruktur för diamant (kubisk).
I diamant (Fig. 21) binder varje kolatom med fyra andra, där varje bindning har samma styrka. För att göra
detta krävs fyra valenselektroner i varsin orbital som alla har en egen spin som är avskiljd från de andra
elektronerna. Detta sker genom en hybridisering av orbitalerna, där en av elektronerna i 2s flyttas över till 2p
och därmed skapar sp3. En sp3-hybridiserad kolatom har fyra 2sp3-orbitaler, istället för 2 2s och 2 2p, och
valenstalet ökar därmed från två till fyra. sp3-orbitalerna har alla samma form, men olika orientering i
rymden. Om man ser atomkärnan som mitten på en kub kan man säga att orbitalerna pekar åt fyra olika hörn
med så stort avstånd mellan varandra som är möjligt. Energin som krävs för att skapa hybridiseringen tjänas
mer än väl igen på att atomerna binder till andra atomer. Hybridisering sker i bindningsprocessen, och är inte
representativ för fria kolatomer. Då hybridiserade kolatomer är små och omges av fyra valenselektroner
skapas starka kovalenta bindningar när de binder med andra atomer. När en hybridiserad kolatom binder till
en annan av samma sort skapas en överlappande, riktad bindning, en så kallad σ-bindning. [44]
Diamantstrukturen är isotropisk och har större atomtäthet än grafit i alla plan utom det där grafits sp2orbitaler binder till varandra, vilket också leder till att diamant har högre densitet än grafit. I den kubiska
diamantens enhetscell sitter kolatomerna en på varje hörn, en på varje yta och fyra inuti cellen. Totalt ger det
alltså 1+3+4 = 8 atomer i varje enhetscell. Hexagonal diamant liknar den kubiska i struktur och egenskaper,
men lagrena ligger ABAB jämfört med den kubiskas ABCABC. Den kubiska formen är något mer stabil än
den hexagonala, vilket leder till att den hexagonala formen är ovanligare. När hexagonal diamant hittas i
naturen heter mineralet lonsdaleit, och när man hittar diamanter i meteoriter är det ofta just lonsdaleit. [44]
Naturliga diamanter bildas vid tryck på 5 GPa och en temperatur på 1500 K (Fig. 22). Det är ungefär 150200 kilomteter ner, det vill säga i övre manteln. Diamant är ett exempel på en högtrycksfas som inte går
tillbaka till lågtryckspolymorfen när trycket minskar. Den är metastabil, och det är bara genom kraftig
uppvärmning som den omvandlas till grafit. [25] Diamanter hittas oftast i ultramafiska magmatiska bergarter
som kimberlit. Eftersom diamant bildas i manteln är den stabil bara under förhållandena som råder där, men
trots det omvandlas inte diamant till grafit när den når ytan. Detta är på grund av att det krävs så mycket
energi för att bryta dess starka bindningar. Diamanter som påträffas vid ytan kallas därför för metastabila.
Diamanter i nanometerstorlek kan bildas vid radioaktivt bombardemang av kol, och grafit kan även
omvandlas till diamant vid meteoritnedslag. [7] Vid höga temperaturer övergår diamant till grafit, och sen
sublimerar den och övergår till gasform. Vid väldigt höga tryck däremot övergår diamant till flytande form.
Denna flytande kol tror man kan vara metallisk. [45 samt källor däri]
29
Figur 22. Fasdiagram för grafit. Efter Wenk & Bulakh. [1]
Trots att diamant är den hårdare av diamant och grafit är den inte den stabila formen vid jordytan, men
konversionen från diamant till grafit vid ytnära förhållanden är så långsam att den nästan kan bortses från.
Vid högre temperaturer däremot är övergången snabbare, och vid 2373 K tar det endast tre minuter för 0,02
gram oktaedrisk diamant att helt omvandlas till grafit. Grafit är stabil vid en atmosfärs tryck (ungefär 0,0001
GPa) och alla temperaturer där, och diamant är stabil endast vid höga tryck. Diamant bildas genom
kristallisation av kol vid höga temperaturer och högt tryck. För att den inte ska transformeras till grafit måste
den kylas när trycket fortfarande är högt, till exempel genom att den transporteras upp snabbt genom
skorpan. Magmatiska bergarter med ultramafisk sammansättning och breccialiknande struktur kommer från
en sådan miljö, och där hittar man också diamanter. Kimberlit är en bergart som är känd för sina
diamantinnehåll. [44]
Övergången mellan grafit och diamant är ett typexempel på rekonstruktiv polymorfism, vilket är övergången
från en polymorf till en annan och inbegriper en stor omstrukturisering av kristallstrukturen. I grafit är varje
kolatom bunden till tre andra med en kombination av σ- och π-bindningar vilket skapar oavbrutna flak.
Flaken i sin tur binder till varandra med van der Waals-bindningar. I diamantstrukturen binder alla kolatomer
till fyra andra med kovalenta sigmabindningar vilket skapat väldigt hårda kubiska eller oktaedriska kristaller.
Diamant är bara stabil i manteln, medan grafit är den polymorf som är stabil vid jordytan. Diamant som
hittas vid jordytan kallas för metastabil, vilket betyder att den befinner sig utanför sitt vanliga
stabilitetsområde. Det betyder alltså inte att den automatiskt konverteras till den lägre energiformen grafit,
eftersom det krävs en stor mängd energi för att bryta bindningarna i diamant. De kemiska reaktioner som
skapar polymorfer är med andra ord quenchable, vilket betyder att rekonstruktiva polymorfer inte
automatiskt omvandlas från en polymorf till en annan när miljön ändras. [7]
Vanlig, kubisk, diamant är allmänt känt som det hårdaste materialet. Trots det fann Mao et al. att det blivit
märken på diamanterna i en diamantcell när de undersökt hexagonal diamant, kallad 2H. I deras experiment
genomgick grafit en övergång vid ungefär 17 GPa, där hälften av π-bindningarna omvandlades till σbindningar och den andra hälften var opåverkade. [46] Kubisk diamant har en hårdhet på ungefär 98 GPa och
man väntar sig att 2H ska vara hårdare eftersom den gjorde ett märke i diamancellen. Wang et al. räknade ut
väntade hårdheter för olika diamanter, hexagonalt kol, som har namnen 2H, 4H och 8H. Av dessa är 2H
hårdast. De starkaste bindningarna i dessa tre varianter är cirka 118, 113 och 112 GPa, respektive. De
svagaste bindningarna i de tre diamanttyperna räknades ut till cirka 55, 63 och 64, respektive. Det är den
svagaste länken som definierar ett materials hårdhet, och det gäller också här. Därför säger man att det är den
minsta uträknade hårdheten som gäller som hårdhet för de olika diamanttyperna. Så trots att dessa diamanter
hade en hårdhet som var mindre än den för kubisk diamant gjorde de märken i den. Det beror helt enkelt på
att 2H har två sorters bindningar som är olika långa och dessa är olika starka. De korta av dessa är hårdare än
de långa och det är plan med dessa bindningar som Wang et al. tror var de som hamnade så de gjorde märket
i diamanterna i diamantcellen. [47 och källor däri]
30
3.3 Järn
Järn är den övergångsmetall som används mest av oss människor. Då bryts den i form av magnetit eller
hematit. Pyrit, FeS, är en annan järnkälla, men den används inte för järnbrytning eftersom svavlet är svårt att
skilja från järnet. Järn är det vanligaste grundämnet i jorden och efter aluminium den vanligaste metallen i
skorpan. Järn är ganska reaktiv och rostar i fuktig luft. Jag är en övergångsmetall, och dessa har i allmänhet
ganska lika radier. Därför kan de lätt bilda legeringar som till exempel den järn-nickel-legering som tros
utgöra jordens kärna. [5] Rent järn hittas sällan i naturlig form, och då ofta i basalt, karbonatsediment,
förstenat trä eller blandat med limonit och organiskt material. För att järn ska bevaras i ren form krävs det en
reducerande miljö eller väldigt torrt klimat för att förhindra oxidation. Den mest kända formen av rent järn är
i järn-nickel-meteoriter och i legeringar som kamacit och taenit. [7] Dessa två är kubiska polymorfer, där
kamacit är kubiskt rymdcentrerad och taenit kubiskt ytcentrerad. Kamacit innehåller upp till 5-8 % nickel
och hittas i meteoriter. Taenit hittas också i meteoriter och innehåller upp till 70% nickel. Båda dessa
polymorfer är extremt ovanliga. [1]
Järn vid jordytan hittas främst i form av oxider som mineralen hematit och magnetit (Fig. 23), som båda
bryts för sitt järninnehåll. Både magnetit och hematit tillhör mineralgruppen oxider, som alltså består av
katjoner av en eller flera metaller som sitter ihop med syre med jonbindningar. Syre i dessa föreningar
packas ofta systematiskt i kubisk eller hexagonal tätpackning, vilket får till följd att oxider i allmänhet har en
ganska hög symmetri. Katjonerna sitter i de tetraedriska eller oktaedriska hålrummen som bildas (Fig. 24).
Eftersom silikater är så vanliga i de flesta geologiska miljöer binds vanligen det syre som finns upp i dessa,
vilket gör att man oftast hittar oxider som accessoriska mineral. [7]
Figur 23. Magnetit.
Magnetit har den kemiska formeln Fe3O4, där två av järnatomerna är Fe3+ och en är Fe2+. Mineralet är opakt
och magnetiskt och färgen är svart. Den har ett ojämnt brott, är spröd och visar ingen klyvning. Magnetit är
ett vanligt mineral som hittas i många olika magmatiska och metamorfa bergarter både som euhedrala och
anhedrala korn. Vanliga kristallhabitus är oktaedriska, medan de dodekaedriska är mindre vanliga. De hittas
även som granulära massiv. [7] Magnetit har en komplex komposition som beror på isomorf substitution
mellan bland annat titan, aluminium, magnesium, krom, vanadium, mangan och kisel. På grund av detta kan
järninnehållet i magnetit variera stort. Den här komplexiteten och fördelningen av katjoner på platser som
inte är strukturellt likvärdiga beror på fasomvandlingar vid låga temperaturer. Då magnetit kristalliserar vid
höga temperaturer genomgår den avblandning vid lägre temperaturer, vilket skapar en mix av renare
31
magnetit, ilmenit, spinel, ulvit med mera. Magnetit hittas i många miljöer. Den ekonomiskt viktiga
magnetiten hittar man spridd i olivinit, peridotit, gabbro eller skarn. I dessa utfällningar har magnetit bildats
delvis till följd av järn som tillsatts till lösning, och delvis på grund av järn som lösts ut från järnbärande
skarnmineral som bildats tidigare. När magnetit vittrar oxiderar den, och hematit och goetit bildas. [1]
Hematit, Fe2O3, är ett brunrött eller grått mineral, beroende på om kristallerna är fin- eller grovkorniga. Den
bildas vanligen av vittring av eller hydrotermal verkan på järnbärande mineral. Den hittas oftast inte som ett
primärt mineral i magmatiska bergarter men kan hittas i till exempel granit och syenit. Hematit kan även
fällas ut vid senmagmatiska processer som förändrar järnbärande mineral. I metamorfa bergarter hittas
hematit ofta tillsammans med magnetit, kvarts, karbonater och olika Fe-silikat. Många röda sediment får sin
färg av spridda hematitkorn. [7]
Figur 24. Kristallstruktur för hematit.
Rent järn vid jordytan, α-Fe, är kubiskt rymdcentrerad (bcc) (Fig. 25). Vid ökad temperatur övergår den till
γ-järn som är kubiskt ytcentrerad (fcc), och vid en temperatur på 300 K och tryck över 10 GPa övergår α-järn
till ε-järn, som är hexagonalt tätpackad (hcp) (Fig. 26). [48] Teorierna kring fasrelationerna och
kristallstrukturen för järn vid höga tryck och temperaturer är fortfarande kontroversiella men det många
föreslår är att järn finns i form av ε-järn i kärnan. [49] [48] Det verkar som att de tryck och temperaturer som
finns i kärnan inte är höga nog för järn i bcc att vara stabil. Om jordens kärna består av rent järn är det därför
mer troligt att den är hcp. [48 och källor däri] Det är också möjligt att det finns ännu en variant av järn, även
om den är mer omdiskuterad än de andra varianterna. Denna är i form av så kallad dubbel hexagonal
tätpackning, eller dhcp, och kallas för β-Fe. [50] Dubbel hexagonal tätpackning innebär att de tätpackade
lagrena ligger ABACAB. [9] β-Fe påstås vara stabil vid tryck över 45 GPa, och ha en densitet som är ungefär
0,5-0,7% lägre än den för ε-järn. [50]
32
Figur 25. Kristallstruktur för järn (α-Fe).
Figur 26. Fasdiagram för järn. Efter Wenk & Bulakh. [1]
Det är inte troligt att kärnan är uppbyggd enbart av järn, utan där bör finnas mindre andelar nickel och ännu
mindre andelar silikater. Detta eftersom den beräknade densiteten annars blir fel. Ökad andel nickel gör att
stabilitetsfältet för fcc-fasen för järn-nickel-legeringar blir större mot lägre temperatur och högre tryck. Med
ökad nickelandel från rent järn till 24,9 viktprocent nickel ökar tryck/temperaturkurvan, vilket betyder att en
järn-nickel-legering som är kubiskt ytcentrerad skulle kristallisera i inre kärnan. Detta verkar också bero på
hur mycket nickel som finns i yttre kärnan. Om den yttre kärnan har ett lågt nickelinnehåll kommer den inre
kärnan vara hexagonalt tätpackad och om nickelkoncentrationen i yttre kärnan är högre är den inre kärnan
kubiskt ytcentrerad. Det är också möjligt att den inre kärnan var kubiskt ytcentrerad i början av bildandet av
kärnan, och övergick till hexagonal tätpackning när den svalnade. Kärnans nickelinnehåll är osäkert, men de
flesta föreslår att det ligger någonstans mellan 5 och 10 viktprocent. Nickelinnehållet beror bland annat på
kiselinnehållet eftersom kisel precis som nickel ökar stabilitetsfältet för kubisk ytcentrering gentemot
hexagonal tätpackning. [48]
Både nickel och kisel ökar stabilitetsfält för fcc till högre tryck och lägre temperaturer. Trippelpunkten för γjärn-ε-järn-liquidus vid 10-20 viktprocent nickel är vid de tryck som är i inre kärnan. Kombinerat med nickel
ökar stabilitetsområdet för γ-järn remarkabelt. Temperatur-sammansättningsdiagram (T-x) för järn-nickellegeringar visar att trippelpunkten ligger vid 10-20 viktprocent nickel vid de tryck som råder vid gränsen till
den inre kärnan. fcc kristalliserar beroende på mängden nickel och kisel som finns i kärnan, eftersom de båda
stabiliserar fcc. [48]
33
Jordens kärna tros vara uppbyggd av järnlegeringar med ett eller flera lätta grundämnen som till exempel
väte, kol, syre, kisel och svavel. Av dessa är kisel den som är mest trolig. Experiment med diamantcell har
avslöjat att betydande mängder kisel och syre borde vara lösta i yttre kärnan, om det är så att den flytande
yttre kärnan är i kemisk jämvikt med mantelmineral i nedersta delen av manteln. Enligt kosmokemiska
uppskattningar och en modell som räknat på en djup magmaocean, borde kärnan innehålla 5-7 viktprocent
kisel. Det finns också studier av meteoriters kiselisotopkomposition samt prov från månar och terrestriska
planeter som tyder på att det borde finnas kisel i jordens kärna. [51]
Om kisel är ett betydande lätt grundämne i yttre kärnan, beror den maximala mängden kisel som kan ha
inkorporerats i inre kärnan under dess solidifiering på kisels löslighet vid de tryck som är vid gränsen mot
inre kärnan. Med ökat tryck ökar också lösligheten för kisel i hcp-järn. Enligt Kuwayama et al. kan 9,9
viktprocent kisel vara löst i hexagonalt tätpackat järn i inre kärnan och mer än 9,9 viktprocent kisel kan vara
lösligt i hexagonalt tätpackat järn upp till runt 6000 K vid de tryck som är vid gränsen mellan yttre och inre
kärnan. Detta betyder att om det finns mycket kisel i yttre kärnan kan också en betydande del kisel
inkluderas i inre kärnan då denna övergår i fast form. [51]
Lord et al. konstaterar å andra sidan att FeSi antagligen är i fast form i D'' men att det är osannolikt att den
finns i större utsträckning i inre kärnan. Närmare nedre delen av D'' smälter FeSi och fortsätter vara det
genom hela yttre kärnan. Denna smälta har då en densitet som ligger mellan den för manteln och den för
kärnan, vilket gör att FeSi sjunker mot gränsen mellan manteln och kärnan. [52]
P-vågor som färdas genom inre kärnan färdas ungefär 3-4% snabbare från pol till pol än i ekvatorialplanet.
Denna anisotropi tros vara på grund av att gitterstrukturen i ε-järn har en lattice preferred orientation, det vill
säga det finns en placering av gittret som är mer energetiskt gynnsam. [48] [49 och källor däri]
Järn tillhör övergångsmetallerna, vilka är grupperna 3 till 11 i periodiska systemet. Dessa har d-subskal som
inte är helt fyllda av elektroner. Tillsammans med grupp 12 i det periodiska systemet, vilka har ett fullt dskal, bildar övergångsmetallerna det så kallade d-blocket. d-subskalen är några av de elektronorbitaler som
finns i M-skalet, det vill säga det tredje skalet från kärnan räknat. Elektroner har spin, vilket betyder att de
snurrar runt en axel antingen medsols (ner/negativt) eller motsols (upp/positivt). Två elektroner i ett skal som
har samma spin kallas för parade elektroner. Har de olika spin är de således oparade. Järn och järnoxid är
ämnen som har oparade d-elektroner, vilket gör att de är permanent magnetiska. Mer precist är järn och
järnoxid ferromagnetiskt. Det betyder att många av dess oparade elektroner har parallella spinn i ett
applicerat magnetfält. Denna magnetism är starkare än paramagnetism, som uppträder när ett ämne har minst
en oparad elektron som då får samma spin som det applicerade magnetfältet. Eftersom elektronernas spin är
mer slumpmässig i denna magnetism är den svagare än ferromagnetism. Den finns inte heller kvar när
magnetfältet tas bort, till skillnad för de ferromagnetiska ämnena som är permanent magnetiska. [5] Högt
tryck gör att järn kompakteras, vilket i sin tur gör att det magnetiska momentet minskar; högt tryck gör alltså
att järn går från att vara magnetiskt till att bli omagnetiskt. [53]
Badro et al. är några av de som har undersökt elektronspinn för järn i perovskit, (Mg0.9,Fe0.1)SiO3, vid högt
tryck. De fann två övergångar, vid 70 respektive 120 GPa, vilka motsvarar en delvis och en total
elektronparning. Mellan 60 och 70 GPa genomgår järn i magnesiowüstit, (Mg,Fe)O, en övergång från
högspinn till lågspinn. Denna övergång kan till exempel påverka anatexis i manteln. Järn som befinner sig i
högspinnstillstånd vid låga tryck genomgår en första övergång till ett blandat tillstånd vid 70 GPa. Med ett
blandat tillstånd menas att en del av järnet övergår till lågspinn medan resten fortsätter vara i högspinn. Vid
120 GPa genomgår järn en andra övergång, där resten av högspinnsatomerna övergår till lågspinn. Perovskit
vid högre tryck än så innehåller alltså bara järn i lågspinnstillståndet. I D'' genomgår perovskit en
fasomvandling, vilket kan kopplas till den sista spinnövergången för järn. Järn i magnesiowüstit genomgår en
omvandling från högspinn till lågspinn vid 70 GPa. Eftersom allt järn i perovskit vid 70 GPa inte övergått till
lågspinn, utan en del finns kvar som högspinn, verkar det troligt att järn i magnesiowüstit genomgår en
kraftig uppdelning vid tryck över 70 GPa. Det betyder alltså att de viktigaste mineralen i undre manteln
samexisterar med olika spinntillstånd. Den första övergången, alltså vid 70 GPa, överrensstämmer med det
djup på 1700 km i nedre manteln där man har påvisat kemisk heterogenitet. Den andra övergången, vid 120
km, överrensstämmer med det djup av 2600 km där D'' befinner sig. Under 2600 km, alltså vid tryck över
34
120 GPa, befinner sig allt järn i lågspinn. Detta kan leda till en ökning av konduktiviteten vad gäller
radioaktivitet, vilket i sin tur skulle minska konvektionen och främja skiktning. [54]
Både perovskit utan aluminium och med aluminium uppvisar en blandning av järn i lågspinn och högspinn
vid 100 GPa, men det magnetiska momentet däremot är högre i (Mg,Fe)(Si,Al)O3. Manteln tros bestå till 80100 % av perovskit, (Mg,Fe)(Si,Al)O3, med upp till 20 % magnesiowüstit, (Mg,Fe)O.
Elektronspinnkonfigurationen för järn påverkar både de fysiska och kemiska egenskaperna för det mineral
den är en del av, och därför är information om detta viktigt för till exempel tolkningen av hur jordens inre ser
ut. Vid lågt järninnehåll betyder en förändring i elektronspinn inte att mineralet genomgår en fasomvandling.
I rent järn eller FeS däremot sammanfaller elektronspinnövergången med en fasomvandling vilket leder till
att materialet vid ett visst tryck plötsligt förlorar magnetiska egenskaper. Järn vid lågspinn antas ha en
mindre jonradie jämfört med järn i högspinn. En förändring av magnetiska egenskaper och jonradie kan
påverka termoelastiska egenskaper, kemiska bindningar, smälttemperaturer med mera. Detta kan i sin tur
leda till en uppdelning av manteln till en övre och en nedre del, med en anrikning av järn i den nedre delen.
Eftersom perovskit genomgår en gradvis minskning i magnetism med ökat djup och tryck antas dess effekt
på nedre mantelns förändring vad gäller fysikaliska och kemiska egenskaper också vara gradvis. [55]
Jordens nedre mantel antas ofta vara ganska homogen men nyligen (2010) har uppgifter kommit om att så
kanske inte är fallet. Seismologiska studier har visat att det finns vissa mindre förändringar i mellersta till
nedre delarna av manteln. Vissa av dessa antas bero på delar av subducerade plattor som sjunkit ner dit men
andra tros bero på förändringar i elektronspinnkonfigurationen i järn. Fe2+ i magnesiowüstit går från
högspinn till lågspinn vid tryck mellan 35 GPa och 80 GPa, i nedre manteln. I lågspinn har Fe2+ en mindre
radie än Mg2+, vilket gör att Fe väntas anrikas i magnesiowüstit. [56] Spinnövergången i magnesiowüstit
antas ske vid djup över 2100 km för ren FeO och djup mindre än 1000 km för ren MgO, om detta inte är
beroende av temperatur. Speziale et al. uppmätte en densitetsförändring på 3-7% för övergången olivin -->
spinel, ilmenit --> perovskit, eller spinel --> perovskit + oxid som de tror ger avbrotten i seismiska
hastigheter vid 410 km och 660 km djup. Denna densitetsförändring kan alltså ha att göra med
spinnövergången i järn. Vid högre tryck föredrar järn att vara i magnesiowüstit framför perovskit och det
verkar också sammanfalla med de tryck vid vilka övergången från högspinn till lågspinn sker. [57]
35
4 Slutsats
Med ökat tryck går mineral från komplicerade och relativt öppna strukturer till enklare och mer symmetriska
tätpackade strukturer. Med detta följer en betydande minskning av volymen och därmed också en ökning av
densiteten. Till exempel är kisel vid lågt tryck alltid tetraedriskt koordinerat med syre men vid högt tryck
övergår den till oktaedrisk koordination, vilket man bland annat kan se i perovskit och stishovit. Med ökat
djup blir också ofta den kemiska sammansättningen simplare. [1] Jämför till exempel sammansättningen för
majorit, Mg3(Fe2+,Si,Al)(SiO4)3, med den hos magnesiowüstit, MgO, och perovskit, MgSiO3. Även andra
egenskaper hos mineral förändras med högt tryck, till exempel att järn går från att vara magnetiskt till att inte
vara det. Det betyder att trots att det är järnkärnan som gör att jorden har ett magnetfält beror det inte på att
järn skulle vara magnetiskt!
Denna uppsats är ett försök till en övergripande förklaring av jordens inre, och tar därför bara upp vissa av
jordens mineral. Det betyder att många av jordens inre egenskaper finns förklarade här, men också att det
finns en del som inte är förklarat. Små skillnader i kemi till exempel kan göra stor skillnad när det kommer
till strukturer, varför man bör ta en del information med en nypa salt. Ytor på korn i manteln kan till exempel
fungera som reservoarer för inkompatibla element, och alltså förändra kemin på ett sätt som man kanske inte
alltid räknar med, eller ens kan räkna med [58]. Jag vill därför avsluta denna uppsats med ett citat från
Francis Birch som jag tycker passar bra i sammanhanget:
"Unwary readers should take warning that ordinary language undergoes modification to a high-pressure
form, when applied to the interior of the Earth; a few examples of equivalents follow: certain (high pressure
form) – dubious (ordinary meaning); undoubtedly – perhaps; positive proof – vague suggestion;
unanswerable argument - trivial objection; pure iron – uncertain mixture of all the elements." [59].
5 Tack
Jag vill tacka min handledare Peter Lazor för uppmuntran och givande diskussioner. Elias Castegren, Klara
Björnander Rahimi och Magnus Lundgren ska också ha ett stort tack för hjälp med texten och allmänt stöd.
36
Referenser
[1] Wenk, H-R.; Bulakh, A. 2008. Minerals - their constitution and origin. Cambridge University Press.
[2] Hirose, K. 2010. The Earth's Missing Ingredient. Scientific American, Vol. 302, Nr. 6.
[3] Tarbuck, E. J., Lutgens, F. K. 2011. Earth - An introduction to physical geology. Pearson Education, Inc.
[4] Amcoff, Ö. 2008. General Geochemistry. Institutionen för Geovetenskap, Uppsala Universitet.
[5] Atkins, P.; Jones, L. 2008. Chemical principles - the quest for insight. W. H. Freeman and Company.
[6] Ericsson, T. 2008. Kristallfysik med kristallografi för studerande i geovetenskap. Institutionen för
Geovetenskap, Uppsala Universitet.
[7] Nesse, W. D. 2009. Introduction to mineralogy. Oxford University Press.
[8] Nationalencyklopedin, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.ne.se/miller-index
[9] Hemley, R. J. 1998. Ultrahigh-pressure mineralogy - physics and chemistry of the Earth's deep interior.
Mineralogical Society of America.
[10] Nationalencyklopedin, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.ne.se/lang/fas/167559
[11] Bassett, W. A. 2009. Diamond anvil cell, 50th birthday. High Pressure Research, Vol. 29, Nr. 2, 163-186.
[12] Beran, A; E. Libowitzky (ed.). 2004. Spectroscopic methods in mineralogy. Notes in Mineralogy, Vol. 6.
European Mineralogical Union.
[13] European Synchrotron Radiation Facility, internetkälla. Hämtad 2011-07-11.
http://www.esrf.eu/AboutUs/AboutSynchrotron/AboutsynchrotronLight
[14] European Synchrotron Radiation Facility, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.esrf.eu
[15] MAX-lab Lunds Universitet, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.maxlab.lu.se
[16] The International Centre for Diffraction Data, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.icdd.com
37
[17] Mindat, coesit, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-1104.html
[18] Mindat, stishovit, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-3790.html
[19] Wirth, R.; Vollmer, C.; Brenker, F.; Matsyuk, S.; Kaminsky, F. 2007. Inclusions of nanocrystalline
hydrous aluminium silicate “Phase Egg” in superdeep diamonds from Juina (Mato Grosso State, Brazil).
Earth and Planetary Letters 259, 384-399.
[20] Broekmans, Maarten A.T.M. 2004. Structural properties of quartz and their potential role for ASR.
Materials Characterization, 53, 129-140.
[21] Liu, L.; Zhang, J.; Green II, H. W.; Jin, Z.; Bozhilov, K. N. 2007 Evidence of former stishovite in
metamorphosed sediments, implying subduction to >350 km. Earth and Planetary Science Letters, 263, 180191.
[22] Oganov, A. R.; Gillan, M. J.; Price, G. D. 2005. Structural stability of silica at high pressures and
temperatures. Physical Review B 71, 064104.
[23] El Goresy, A.; Dera P.; Sharp, T. G.; Prewitt, C. T.; Chen, M.; Dubrovinsky, L.; Wopenka, B.; Boctor, N.
Z.; Hemley, R. J. 2008. Seifertite, a dense orthorhombic polymorph of silica from the Martian meteorites
Shergotty and Zagami. European Journal of Mineralogy, 20, 523-528.
[24] Ribbe, P. H. (ed.) 1980. Orthosilicates. Reviews in Mineralogy., Vol. 5. Mineralogical Society of
America.
[25] Lazor, P. 2005. Mineralen i jordens inre. Geologiskt Forum, Årg. 12, Nr. 47.
[26] Sickafus, K. E.; Wills, J. M.; Grimes, N. W. 1999. Structure of Spinel. Journal of American Ceramic
Society, Vol. 82 Nr. 12.
[27] Mindat, wadsleyit, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-4228.html
[28] Mindat, ringwoodit, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-3421.html
[29] Murakami, M.; Hirose, K.; Kawamura, K.; Sata, N.; Ohishi, Y. 2004. Post-Perovskite Phase Transition
in MgSiO3. Science, 304, 855-858.
38
[30] Navrotsky, A. 1998. Energetics and Crystal Chemical Systematics among Ilmenite, Lithium Niobate,
and Perovskite Structures. Chemistry of Materials Vol. 10, Nr. 10.
[31] Mindat, almandin, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-452.html
[32] Mindat, pyrop, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-3321.html
[33] Lindstöm, M.; Lundqvist, J.; Lundqvist, T. 2000. Sveriges geologi från urtid till nutid. Studentlitteratur,
Lund.
[34] Mindat, spessartin, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-3725.html
[35] Mindat, andradit, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-223.html
[36] Mindat, grossular, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-1755.html
[37] Mindat, uvarovit, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-4125.html
[38] Hunt, S. A.; Dobson, D. P.; Li, L.; Weidner, D. J.; Brodholt, J. P. 2010. Relative strength of the pyrope–
majorite solid solution and the flow-law of majorite containing garnets. Physics of the Earth and Planetary
Interiors, 179, 87-95.
[39] Kato, T. 1985. Stability relation of (Mg,Fe)SiO3 garnets, major constituents in the Earth's interior. Earth
and Planetary Science Letters, 399-408.
[40] Mindat, majorit, internetkälla. Hämtad 2011-07-11. http://www.mindat.org/min-2546.html
[41] Vitos, L.; Magyari-Köpe, B.; Ahuja, R.; Kollár, J.; Grimvall, G; Johansson, B. 2006. Phase
transformations between garnet and perovskite phases in the Earth's mantle: A theoretical study. Physics of
the Earth and Planetary Interiors, 156, 108-116.
[42] Gréaux, S.; Nishiyama, N.; Kono, Y.; Gautron, L.; Ohfuji, H.; Kunimoto, T.; Menguy, N.; Irifune, T.
2011. Phase transformations of Ca3Al2Si3O12 grossular garnet to the depths of the Earth's mantle transition
zone. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 185, 89-99.
[43] Saikia, A.; Frost, D. J.; Rubie, D. C. 2008. Splitting of the 520-Kilometer Seismic Discontinuity and
39
Chemical Heterogeneity in the Mantle. Science 319, 1515.
[44] Pierson, H. O. 1993. Handbook of Carbon, Graphite, Diamond, and Fullerenes: Properties, Processing,
and Applications. Noyes Publications.
[45] Eggert, J. H.; Hicks, D. G.; Celliers, P. M.; Bradley, D. K.; McWilliams, R. S.; Jeanloz, R.; Miller, J. E.;
Boehly, T. R.; Collins, G. W. 2009. Melting temperature of diamond at ultrahigh pressure. Nature Physics, 6,
40-43.
[46] Mao, W. L.; Mao, H.; Eng, P. J.; Trainor, T. P.; Newville, M.; Kao, C.; Heinz, D. L.; Shu, J.; Meng, Y.;
Hemley, R. J. 2003. Bonding changes in compressed superhard graphite. Science, 301, 425-427.
[47] Wang, Z.; Gao, F.; Li, N.; Qu, N.; Gou, H.; Hao, X. 2009. Density functional theory study of hexagonal
carbon phases. Journal of Physics: Condensed Matter, 21, 235401.
[48] Kuwayama, Y.; Hirose, K.; Sata, N.; Ohishi, Y. 2008. Phase relations of iron and iron-nickel alloys up
to 300 GPa: Implications for composition and structure of the Earth's inner core. Earth and Planetary
Science Letters, 273, 379-385.
[49] Tateno, S.; Hirose, K.; Ohishi, Y.; Tatsumi, Y. 2010. The structure of iron i Earth's inner core. Science,
330, 359-361.
[50] Dubrovinsky, L. S.; Saxena, S. K.; Lazor, P. 1997. X-ray study of iron with on-situ heating at ultra high
pressure. Geophysical Research Letters, Vol. 24, Nr. 14.
[51] Kuwayama, Y.; Sawai, T., Hirose, K.; Sata, N.; Ohishi, Y. 2009. Phase relations of iron-silicon allous at
high pressure and high temperature. Physics and Chemistry of Minerals, 36, 511-518.
[52] Lord, O. T.; Walter, M. J.; Dobson, D. P.; Armstrong, L.; Clark, S. M.; Kleppe, A. 2010. The FeSi phase
diagram to 150 GPa. Journal of Geophysical Research, Vol. 115, B06208.
[53] Lazor, P. 30 maj 2011. Personlig kommentar. Institutionen för Geovetenskaper, Uppsala Universitet.
[54] Badro, J.; Rueff, J-P.; Vankó, G.; Monaco, G.; Fiquet, G.; Guyot, F. 2004. Electronic transitions in
perovskite: Possible nonconvecting layers in the lower mantle. Science, 305, 383-386.
[55] Li, J.; Struzhkin, V. V.; Mao, H.; Shu, J.; Hemley, R. J.; Fei, Y.; Mysen, B.; Dera, P.; Prakapenka, V.;
40
Shen, G. 2004. Electronic spin state of iron in lower mantle perovskite. Proceedings of the National
Academy of Sciences, Vol. 101, Nr. 39.
[56] Irifune, T.; Shinmei, T.; McCammon, C. A.; Miyajima, N.; Rubie, D. C.; Frost, D. J. 2010. Iron
patririoning and density changes of pyrolite in Earth's lower mantle. Science, 327, 193-195.
[57] Speziale, S.; Milner, A.; Lee, V. E.; Clark, S. M.; Pasternak, M. P.; Jeanloz, R. 2005. Iron spin transition
in Earth's mantle. Proceedings of the National Academy of Sciences, Vol. 102, Nr. 50.
[58] Hiraga, T.; Anderson, I. M.; Kohlstedt, D. L. 2004. Grain boundaries as reservoirs of incompatible
elements in the Earth's mantle. Nature, 427, 699-703.
[59] Birch, F. 1952. Elasticity and constitution of the Earth's interior. Journal of Geophysical Research, 57,
227-286.
41