Malmbildande processer och Bergslagen
Självständigt arbete Nr 27
- Med exemplifiering från en silver-rik
sulfidmineralisering vid Dammen nära Dannemora
Albin Nordström
Den här rapporten beskriver malmbildande processer och Bergslagens
malmgeologi. En beskrivning av malmmikroskopet ges tillsammans med
identifikationskriterier för de mineral som påträffats i en mikroskopisk studie
som gjorts på fyra stuffer från Dammen nära Dannemora, inkluderande
vanliga och påträffade malmtexturer. Två av proverna analyserades med
mikrosond.
Syftet med arbetet är att få en ökad förståelse för vilka processer som leder
till malmbildning, få ökad förståelse för hur dessa processer kan relateras till
Bergslagen och vidare få grundläggande kunskaper i malmmikroskopering.
Uppsala universitet, Institutionen för geovetenskaper
Kandidatexamen i Geovetenskap, 180 hp
Självständigt arbete i geovetenskap, 15 hp
Tryckt hos Institutionen för geovetenskaper
Geotryckeriet, Uppsala universitet, Uppsala, 2012.
Malmbildande processer och Bergslagen
- Med exemplifiering från en silver-rik
sulfidmineralisering vid Dammen nära Dannemora
Albin Nordström
Självständigt arbete Nr 27
Malmbildande processer och Bergslagen
- Med exemplifiering från en silver-rik
sulfidmineralisering vid Dammen nära Dannemora
Albin Nordström
Sammanfattning
Den här rapporten beskriver malmbildande processer och Bergslagens malmgeologi. En
beskrivning av malmmikroskopet ges tillsammans med identifikationskriterier för de mineral
som påträffats i en mikroskopisk studie som gjorts på fyra stuffer från Dammen nära
Dannemora, inkluderande vanliga och påträffade malmtexturer. Två av proverna analyserades
med mikrosond.
Abstract
This report gives a description of ore-forming processes and an introduction to Bergslagen
ore-geology. The polarization microscope is described together with a number of
identification-criteria of specifik minerals found during a study of four geological specimens
from Dammen close to Dannemora, including a description of common ore textures. Two of
the samples were also analyzed with an electon probe microanalyzer.
Innehållsförteckning
1. Inledning.................................................................................................................................1
2. Malmbildande processer.........................................................................................................2
2.1 Hur studerar man bildningsförhållanden hos en malm......................................................2
2.2 Magmatiska malmbildande processer................................................................................2
2.3 Sedimentära malmbildande processer................................................................................6
2.3.1 Mekaniska sedimentära processer................................................................................6
2.3.2 Kemiska sedimentära processer...................................................................................7
2.4 Metamorfa malmbildande processer..................................................................................7
2.5 Hydrotermala malmbildande processer..............................................................................7
2.5.1 Magmatiska hydrotermala processer.........................................................................10
2.5.2 Havsvatten som en hydrotermal fluid........................................................................12
2.5.3 Atmosfäriskt vatten....................................................................................................12
2.5.4 Porvatten....................................................................................................................13
2.5.5 Hydrotermala processer av metamorft ursprung........................................................13
3. Bergslagens malmer..............................................................................................................14
3.1 Malmtyper i Bergslagen..................................................................................................16
3.1.1 Viktigare malmtyper relaterade till Bergslagen.........................................................16
3.1.2 Teorier angående genesen av Bergslagens större malmer.........................................19
3.2 Dannemora.......................................................................................................................20
4. Mikroskopering av opaka faser.............................................................................................21
4.1 Malmmikroskopet............................................................................................................21
4.2 Förbehandling och förvaring av prover...........................................................................21
4.3 Identifikation av mineral..................................................................................................22
4.3.1 Mikrosond..................................................................................................................22
4.3.2 Malmmikroskopering.................................................................................................23
4.4 Malmtexturer...................................................................................................................26
4.5 Undersökning av fyra stuffer från Dammen nära Dannemora........................................29
4.5.1 Identifikationskriterier för vissa av de påträffade mineralen....................................29
4.5.2 Beskrivning av de fyra stufferna...............................................................................32
4.5.2.1 Dammen 3...........................................................................................................32
4.5.2.2 Dammen 4...........................................................................................................32
4.5.2.3 Dammen 7...........................................................................................................33
4.5.2.4 Dammen 2...........................................................................................................34
5. Diskussion............................................................................................................................35
6. Tack till................................................................................................................................37
7. Referenser............................................................................................................................38
8. Appendix.............................................................................................................................40
1. Inledning
De processer som leder till förhöjda koncentrationer av malmbildande element är
komplicerade och mångfaldiga. Studium av malm i ett område är inte bara nyttigt av
ekonomiska anledningar utan bidrar även till en ökad förståelse för den geologiska historian.
Vid studium av malm och malmbildande processer är malmmikroskopet en central del då de
makroskopiska förhållandena som ledde till skapelsen av malmen ofta ger ett mikroskopiskt
avtryck.
Bergslagen är en geologisk region i den svenska berggrunden som har studerats
genomgående under flera hundra år, mycket p.g.a. av dess rika innehåll av malmmineral,
vilka är mineral varifrån metaller kan utvinnas med ekonomisk vinst. Genesen av
Bergslagens malmer är komplicerad och omdiskuterad.
Syfte
Syftet med arbetet är att få en ökad förståelse för vilka processer som leder till malmbildning,
samt för hur dessa processer kan relateras till Bergslagen och vidare få grundläggande
kunskaper i malmmikroskopering.
Metod
Arbetet kan uppdelas i två delar, en litteraturstudie samt en praktisk del där fyra stuffer från
Dammen nära Dannemora, Bergslagen undersöktes med hjälp av mikroskop och mikrosond.
1
2. Malmbildande processer
I detta avsnitt grupperas de malmbildande processerna efter fem huvudkategorier:
magmatiska, sedimentära, metamorfa, hydrotermala och supergena. Det är viktigt att inse att
dessa processer ofta arbetar tillsammans varför man kan betrakta dem som en
sammanhängande helhet snarare än som separata kategorier. Vad som startar som en
magmatiskt process, kan övergå till en hydrotermal och avslutas som en sedimentär. För
enkelhetens skull betraktas dock var process för sig. Litteraturen som har använts i denna
studie är huvudsakligen Introduction to Ore-Forming Processes av Robb (2005) samt The
Geology of Ore Deposits av Guilbert och Park (1986).
2.1 Hur studerar man bildningsförhållanden hos en malm?
Hur vet man under vilken temperatur och vilket tryck en malm avsattes? Hur vet man vilken
sammansättning en hydrotermal fluid hade? Hur vet man varifrån komponenterna härstammar
och hur vet man när malmen avsattes? Genom studium av geotermometri (och där speciellt
vätskeinneslutningar), geobatometri samt stabila och radiogena isotoper så kan ovanstående
frågor besvaras.
2.2 Magmatiska malmbildande processer
Olika metaller kan förknippas med olika magma-bildande processer. Kalkofila
(”svavelälskande”) och siderofila (”järnälskande”) element förekommer oftast i association
med mafiska bergarter medan litofila (”syreälskande”) element är associerade med felsiska
bergarter.
Vad är det då som kontrollerar sammansättningen av en magma? De huvudsakliga
faktorerna är sammansättningen av bergarten som genomgår anatexis (delvis uppsmältning)
och till vilken grad denna sker. Den genererade magmans sammansättning kontrollerar sedan
vilken typ av metaller som kommer att associeras med den, beroende på vilka element som är
stabila i den specifika miljön. Studier av magmors sammansättningar avslöjar att olika
magmor är associerade med olika halter av malmbildande element (se tabell 1 nedan). Från
tabell 1 kan ses att Ni, Co, Cr, V, Cu, Pt och Au är anrikade i magmor med basaltisk
sammansättning relativt de andra typmagmorna, medan Li, Be, F, Sn, W, U och Th har
förhöjda koncentrationer i magmor med ryolitisk sammansättning vilket delvis kan relateras
till dessa elements inkompatibla natur d.v.s. de passar inte in i de mineralstrukturer som
kristallerar tidigt ur en magma (Robb, 2005).
2
Li
Be
F
P
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
Zr
Mo
Sn
Nb
Sb
Ta
W
Pb
Bi
U
Th
Ag(ppb)
Au(ppb)
Pt(ppb)
S
Ge
As
Cd
Basalt
10
0,7
380
3200
266
307
48
134
65
94
87
0,9-2,7
0,9
5
0,1-1,4
0,9
1,2
6,4
0,02
0,1-0,6
0,2
100
3,6
17-30
782
1,1
0,8
0,02
Andesit
12
1,5
210
2800
148
55
24
18
60
87
205
0,8-1,2
1,5
4-11,0
0,2
1,1
5
0,12
0,8
1,9
80
423
1,2
1,8
0,02
Ryolit
50
4,1
480
1200
72
4
4,4
6
6
38
136
1
3,6
28
0,1-0,6
2,3
2,4
21
0,12
5
26
37
1,5
3-12,0
284
1,0-1,3
3,5
0,2-0,5
Alkalin magma
4,0-24,0
640
1800
235
108
1800
15
140
10
16
15
10
35
598
1,3-2,1
0,04
Kimberlit
0,6-0,9%
1050
103
2200
240
19
2100
0,5
-
Tabell 1. Malmbildande element i några olika magmatiska miljöer. Halterna är i ppm om inget annat anges.
Hämtad från s.24 ur Robb (2005).
Varför bildar inte alla magmor malm?
Sammansättningen kan beskrivas med hjälp av den geokemiska miljön som en magma
”ärver” från det område i manteln där anatexisen sker. Om området är rikt på kritiska
spårämnen kan magman ärva ett överskott av dessa jämfört med den genomsnittliga
sammansättningen. Men varifrån kommer förhöjda spårämneskoncentrationer från första
början? En idé som har arbetats fram för siderofila element (baserat på Au, Pt och Pd) är den
s.k. ”late veneer”-hypotesen. I jordens tidiga skede skedde en differentiering av de tunga
elementen till jordens inre och av de lättare till jordens yttre. Enligt denna teori skulle
koncentrationen av de siderofila elementen i manteln vara låg, eftersom de hamnat i kärnan,
vilket fått till följd att ekonomiska koncentrationer inte skulle ha kunnat bildas. ”Lateveneer”-hypotesen föreslår att manteln skulle ha berikats på siderofila element från
extraterrestriska källor någon gång efter jordens differentiation. Detta skulle förklara den höga
koncentrationen av siderofila element i jorden, men även den heterogena distributionen av
element och koncentrationen av spårämnen i skorpan (Robb, 2005).
3
Varifrån kommer elementen som koncentreras till malm?
Som exempel kan anföras en studie där Cu-Au malm från Ladolam gruvan på Lihir-ön nära
Nya Guinea och peridotit xenoliter som förts till ytan från den underliggande manteln (vid en
subduktionszon) har jämförts på halten av Re-Os isotoper. Studien visar att (1) Elementen
som slutligen bildar malm (relaterat till magmatiska avsättningar) kommer ursprungligen från
manteln, (2) elementen koncentrerades i manteln via metasomatiska processer, (3) anatexis
koncentrerade elementen ytterligare och är den huvudsakliga processen som leder till
massutbyte mellan manteln och skorpan (Robb, 2005).
Anatexis och fraktionerad kristallisation
Vid anatexis kan element övergå från fast till flytande fas. De kompatibla elementen stannar
kvar i den fasta fasen, medan de inkompatibla övergår till smältan.
Mineral smälter/kristalliserar inte vid samma temperaturer. Vatten bidrar till att kemiska
bindningar lättare bryts, och att smältpunkten hos mineral sjunker. Dessutom gäller att vissa
mineral/element, i kombination, sänker varandras smälttemperatur. Generellt så kan man säga
att en låg grad av anatexis leder till höga koncentrationer av inkompatibla element i smältan.
Vid en högre grad av uppsmältning sker utspädning med mer kompatibla element.
Vid fraktionerad kristallisation separeras de element som övergår till fast fas från den
smälta fasen och kan förlora kemisk kontakt. De första kristallerna har låga koncentrationer
av inkompatibla element och höga koncentrationer av kompatibla element, men allteftersom
kristallisationen fortskrider kommer de kristalliserande faserna att bli allt mer rika på
inkompatibla element (förutsatt att kontakten mellan den fasta fasen och vätskefasen är
minimierad) (Robb, 2005).
Fraktionerad kristallisation av mafiska respektive felsiska magmor
I en mafisk magma så är densiteten hos vissa av de mineral som kristalliserar högre än
magmans, varför dessa sedimenterar till botten av magmakammaren och bildar
subhorisontella lager (exempelvis olivin och pyroxen) kallat kumulat. Andra mineral har en
lägre densitet än magman och flyter upp till magmakammarens tak (exempelvis fältspater).
Denna process är även beroende på det rådande trycket och densitetförhållandena kan komma
att ändras beroende på var i jorden magman kristalliserar. Smältans densitet förändras då de
tyngre elementen kristallerar och faller ur. Dock så balanseras detta till viss del genom att
lättare element också faller ut.
Om nu en ny magma injiceras i magmakammaren så kommer den att lägga sig så att den
uppnår gravimetrisk jämvikt. Beroende på om dess densitet är lägre eller högre än den redan i
kammaren existerande så kan den antingen flyta mot taket eller sjunka mot botten. Olika grad
av omblandning sker beroende på var injektion inträffar i relation till kammarens tak och i
samband med densitetsskillnaderna.
I en felsisk magma bildas inte lika väl definierade kumulat vid fraktionerad kristallisation,
främst p.g.a. att felsisk magma har mycket högre viskositet. Densitetsskillnaden mellan
kristalliserande mineral (exempelvis kvarts) och smältan är dessutom inte lika väl uttalad.
Dock så uppvisar vissa graniter en viss zonering, vilken främst beror på att mycket av
magmans värme avges till de omgivande väggarna genom konduktion (graniter kristalliserar
4
på ytligare nivåer än mafiska) varför avkylning sker snabbt kring magmans kanter och
fraktionerad kristallisation inte har tid att löpa fullt ut. En viss differentiering sker dock och
inkompatibla element tenderar att koncentreras i mitten av blivande plutoner (Robb, 2005).
Graniter
Olika typer av graniter är generellt associerade med olika typer av metaller. Man skiljer i
dessa sammanhang mellan I- och S-typ graniter:
1. I-typ graniter härstammar från magmatiska bergarter. Dessa graniter är mer oxiderade
än S-typ graniter och är associerade med Cu-Mo-mineraliseringar (med associerade
Pb-Zn-Au-Ag malmer). De har dessutom lägre vatteninnehåll och tenderar att
kristallisera på ytligare nivåer än S-typ graniter.
2. S-typ graniter härstammar från sedimentära bergarter. Till skillnad från I-typ graniter
är de typiskt reducerade p.g.a. att grafit var en beståndsdel i modermaterialet. De är
förknippade med Sn-W mineraliseringar och associerade koncentrationer av U och Th.
De har dessutom högre vatteninnehåll än I-typ graniter och tenderar att kristallisera
ungefär i mitten av skorpan (Robb, 2005).
Magmatisk injektion
Magmatisk injektion är en process där en residualsmälta separeras från kristallfasen genom att
den pressas längst en tryckgradient mot områden med lägre tryck, t.ex. till frakturer.
Residualsmältan avlägsnas från kristallfasen och fortsatt kemiska reaktion förhindras. Denna
process tros vara mer vanlig i felsiska smältor (Robb, 2005).
Likvation (”smältavblandning”)
Med likvation menas att en homogen vätskefas delas upp i två (eller fler) oblandbara fluida
faser, och att dessa existerar i kemisk jämvikt med varandra. De nybildade fluida faserna kan
vara av liknande eller helt olika sammansättning, och utvecklas ofta i miljöer där magman
avkyls relativt snabbt. Man kan skilja på flera olika avblandningstyper som är intressana i
malmsammanhang:
1. Silikat-oxid likvation är vanlig i oxiderande miljöer där partialtrycket hos syre uppnår
mättnad och i magmor som är rika på P, Ti och Fe, men förhindras med förhöjda
halter av Ca och Mg. Från en magma/lava bildas två fluida faser, en rik på silikater
och en rik på oxider.
2. Silikat-sulfid likvation bildar en sulfidrik och en silikatrik smälta. Sulfidhalten i en
magma är en funktion av syrgasens partialtryck. S löser sig i magman genom att
ersätta syre bundet till tvåvärt järn via (Robb, 2005):
FeO(smälta) + ½S2 FeS(smälta) + ½O2
Då magman är mättad på sulfid bildas små kapslar innehållande sulfidrik smälta i
den ursprunliga magman. Sulfidmättnad kan uppnås genom progressiv kristallisation,
minskande temperatur, ökat partialtryck av syrgasen, minskad koncentration av tvåvärt
5
järn, ökat tryck, ökad silikathalt eller injicering av sulfid som härstammar från
systemet. Sulfidsmälta avsätts på botten av en magmakammare, antingen som hela
lager eller som inklusioner i andra bergarter, p.g.a. sulfidfasens högre densitet (Robb,
2005).
3. Vatten-silikat likvation bildar en vattenrik och en silikatrik smälta.
Malmmagmor
Sulfid- och oxidsmältorna kan avlägsnas från silikatsmältan genom magmatisk injektion och
kristallisera var för sig. Sådana malmtyper kallas för magmatiska segregationsmalmer
(Guilbert och Park, 1986).
Vilka faktorer är det som påverkar hur ett element fördelas mellan olika fluida faser?
I en magmakropp är varje del i kemisk kontakt med en begränsad del av omgivningen. I och
med detta har man infört en faktor som kallas för ”R-faktorn”. Den beskriver kvoten mellan
exempelvis silikat/sulfid faser, R = silikat/sulfid masskvot (mellan de fluida faserna). Rfaktorn beskriver i vilken mån sulfidfasen kemiskt kommunicerar med silikatmagman som
agerar som en reservoar för kalkofila element. Ju större R-faktorn är, desto större volym av
silikatmagman kommunicerar sulfidkapseln med (om vi använder det exemplet) och desto
större koncentration av element kan den fånga upp. Detta kan ske om den t.ex. ”vandrar” i
magman.
En faktor som är viktig att begrunda i detta sammanhang är koncentrationen av element i
magman från början. Vid höga koncentrationer av ett visst element finns större chans till
anrikning. Hur element fördelas mellan faser är därmed en balans mellan hur hög kemisk
affinitet de har för respektive fas och hur stor del av magmakroppen som en fas
kommunicerar med (Robb, 2005).
2.3 Sedimentära malmbildande processer
Vid sedimentära malmbildande processer avsätts malm som en funktion av vanliga
sedimentära principer. Malmen avsätts syngenetiskt (=samtidigt med) (Robb, 2005). Man kan
skilja på två typer av sedimentära malmbildande processer; mekanisk och kemisk.
2.3.1 Mekaniska sedimentära processer
Hur en partikel kommer att transporteras i vatten beror till stor del på viskositet, flödestyp
samt densitetsskillnaden mellan vätskan och partikeln. Generellt gäller att tyngre och större
partiklar kommer att transporteras under konstant bottenkontakt, medan lättare partiklar aldrig
har kontakt med botten.
Hur sorteras partiklar i ett flöde? Svaret på denna fråga är komplicerat och berör ett antal
olika faktorer och beror på vilka omständigheter som råder, exempelvis (Robb, 2005):
1. Sedimentationshastigheterna hos olika partiklar.
2. Effektiviteten med vilken en fluid flyttar korn från bottenlagret.
3. Olika processer som leder till att partiklar intar olika platser i rymden beroende på
olika fysiska och kemiska faktorer.
6
2.3.2 Kemiska sedimentära processer
Vid kemisk sedimentation fälls element ur en lösning. Bildade sediment kan sedan genomgå
diagenetiska förändringar och bilda sedimentära bergarter (Robb, 2005). För att större
koncentrationer av denna typ skall bildas, och därmed kunna klassificeras som malm, krävs
det dessutom att sedimentation av klastiska partiklar är låg. Både biomineralisering samt den
kemiska och fysiska miljön är viktiga för denna typ av avsättningar. Fällning sker då en
lösning blir mättat på ett visst element (Guilbert och Park, 1986).
2.4 Metamorfa malmbildande processer
Plastisk deformation kan öka metallhalterna genom materialflöde från benen till veckomböjen
(eng. ”hinge zone”). Dessa zoner kan eventuellt bli tjockare genom deformation, vilket även
medför att eventuella malmmineral blir mer tillgängliga genom omkristallisation till större
korn.
Metamorfos driver vatten och flyktiga ämnen och element ur mineralstrukturer. De utdrivna
elementen bildar endast mindre koncentrationer i det ursprunliga mineralets närhet. I områden
som har uppnått tryck- och temperaturförhållanden så att migmatiter bildats hittar man ibland
rekristalliserade malmmineral som lit-par-lit injektioner (Guilbert och Park, 1986).
2.5 Hydrotermala malmbildande processer
Hydrotermala processer involverar en hydrotermal fluid; en hög-tempererad, hög-reaktiv
vätskefas (vanligast är en vattenrik fas). Sådana fluider lakar element från berggrunden genom
metasomatos samt transporterar och koncentrerar dem där förhållandena är de rätta för
utfällning. Inom malmgeologin skiljer man på fem klasser av hydrotermalt vatten: (1)
Magmatiskt vatten, (2) Havsvatten, (3) Atmosfäriskt vatten, (4) Porvatten och (5) Metamorft
vatten. Diskussionen i följande avsnitt kommer att beröra dessa fem typer av vatten. Varje typ
är karakteristisk beträffande väte- och syreisotper.
Ett fasdiagram beskriver hur fast-, vätske- och gasfas är relaterade till varandra vid olika
tryck och temperaturer. Den kritiska punkten är det tryck och temperatur då vätskefasen och
gasfasen har samma densitet och bildar ett homogent medium – en superkritisk fluid. Denna
kan lösa material som en vätska men röra sig genom fasta faser som en gas. Vatten uppnår
denna status vid en temperatur på 374 °C och ett tryck på 221 bar (Robb, 2005).
Rörelser av fluider i jordens inre
Flödet i jorden kontrolleras av permeabilitet, textur eller struktur. Om tiden är tillräcklig kan
fluider migrera ”stora” avstånd genom berg med låg permeabilitet (Guilbert och Park, 1986).
Cirkulation initieras av variationer i temperatur och tryck, varför många malmbildningar är
relaterade till större tektoniskt relaterade deformationer. Fluider kan antingen röra sig längs
korngränser eller längs mikrofrakturer. Deras aktivitet är störst på grunda nivåer där
jordskorpan är spröd (Robb, 2005). Fluider kan förstora hålrum och därmed öka
permeabiliteten (Guilbert och Park, 1986).
I oceanskorpan antas vattnet flöda främst p.g.a. temperaturgradienter och bildar konvektiva,
temperaturdrivna celler. Detta flöde kan också uppstå i närheten av magmakroppar.
7
På djupare nivåer i jorden sker flöde längst större strukturer. När sådana strukturer uppstår,
med bildning av smärre hålrum, så kommer fluider att dras dit p.g.a. lägre tryck, s.k.
”seismisk pumpning” (Robb, 2005).
I djupare miljöer tros diffusion – molekylers och joners naturliga rörelse längst kemiska
gradienter – i både vätskor och i kristallstrukturer (”blöt” respektive ”torr” diffusion) vara av
betydelse. I vätskor sker denna diffusion relativt fort, medan den i kristallstrukturer är mycket
långsam. Vid högre temperaturer expanderar kristallstrukturer och blir mindre ordnade vilket
främjar diffusion. Tryck, däremot, motverkar diffusionen i kristallstrukturer i och med att den
motverkar expansion. I typiska malmmineral sker diffusion mycket enklare än i silikater med
mer komplicerade mineralstrukturer (Guilbert och Park, 1986).
Faktorer som påverkar metallers lösligheter
Typen och mängden av olika anjoner som är närvarande är en viktig faktor, liksom temperatur
och tryck samt pH. Det har visats att transporten av metaller i hydrotermala lösningar sker till
stor del i form av ligandkomplex (Robb, 2005).
Vilka metaller binder till vilka ligander?
Denna fråga kan besvaras m.h.a. Pearsons princip. Starkt elektropositiva element (Na, K, Mg,
Ca) tenderar att föredra element med hög elektronegativitet (exempelvis syre) medan mindre
elektropositiva element (Cu, Pb, Zn, Ag, Cd) tenderar att bilda kovalenta bindningar med
mindre elektronegativa element (exempelvis svavel). Vissa elektropositiva element uppvisar
affinitet för både starkt och mindre starkt elektronegativa element, exempelvis Fe och Pb.
Experiment och mätningar har visat att Cl- är den viktigaste liganden eftersom den kan binda
till joner med både hög och låg jonpotential samt att den ofta finns i höga koncentrationer.
Organiska molekyler/joner har även visats spela en viss roll som ligander (Robb, 2005).
När fälls metaller ur lösningen?
I den övre, spröda skorpan fälls metallerna i öppna utrymmen medan ersättning (eng.
”replacement”) av andra mineral sker på lägre nivåer (upplösning och avsättning sker
samtidigt). Om den avsatta fasen skulle ha större volym än den tidigare så skulle flödet kunna
stoppa i och med att mikrofrakturer eller eventuell porositet blockeras, ersättningen anses vara
effektiv om existerande mineral ersätts av mineral med mindre volym.
Enligt Robb (2005) kan fällning av metaller ur lösningar ske via:
1. Temperaturförändringar. Oftast minskar lösligheten vid sjunkande temperatur.
Metall-klorid komplex är känsligare för temperaturförändringar än metall-sulfid
komplex. Fällning på grund av denna faktor tros vara viktigast på grundare nivåer i
skorpan.
2. Tryckförändringar påverkar indirekt eftersom de kan ge upphov till likvation och
avgång av vissa element i gasfas vilket påverkar den kemiska miljön.
3. Kemiska förändringar. Förändrat pH, ändrad koncentration av anjoner som fungerar
som ligander eller minskad stabilitet hos dessa via introduktion/ökad koncentration av
andra ämnen, förändring i redox-förhållanden.
8
4. Adsorption till mineralytor; Ökar med pH och ytarea, minskar med ökande temperatur.
5. Biomineralisering. Organismer kan genom sin metabolism antingen ändra den lokala
kemiska miljön (pH, redox) eller koncentrera element genom upptag i celler. Bakterier
är de (mikro)organismer som har störst relevans i malmbildande sammanhang.
Sidobergsomvandling
En hydrotermal fluid reagerar med sin omgivning vilket medför att både fluiden och
sidoberget förändras kemiskt och blir mer lika varandra nedströms, varför även reaktioner
mellan dem avtar längst flödesgradienten (Robb, 2005). Denna typ av reaktion kallas
sidobergsomvandling och zonen den omfattar kallas omvandlingszon, vilken ofta uppvisar
zonering av olika typer av mineral och element (Guilbert och Park, 1986).
Typen av sidobergsomvandling anses vara ett resultat av fem parametrar hos systemet: (1)
temperatur, (2) tryck, (3) sidobergets sammansättning, (4) fluidens sammansättning samt (5)
kvoten V(fluid)/V(sidoberg). Detta innebär att ju större volym hydrotermal fluid som passerat
ett begränsat sidobergsavsnitt, desto större kommer denna kvot att bli. Denna parameter anses
vara viktigast eftersom den avgör hur långt reaktioner kan löpa. Uppströms så har mineral
interagerat med en större volym fluid än nedströms, vilket torde leda till större förändringar.
Temperatur och tryck avgör vilka mineralfaser som är stabila medan de omgivande
mineralens och fluidernas sammansättning avgör vilka byggstenar som finns tillgängliga
(Robb, 2005). De reaktioner som sker vid sidobergsomvandling är i stort desamma som sker
vid vittring av bergarter och involverar hydrolys (utbyte av H+ med katjoner i främst silikater,
vilket gör att den hydrotermala lösningen blir mer basisk), hydrering (addition av
vattenmolekyler till mineralstrukturer) respektive dehydrering (avgång av vatten från
mineralstrukturer, sker då tryck och temperaturer stiger), metasomatos mellan alkali- och
alkaliska-jordmetaller (mellan lösning och mineralstrukturer) och redoxreaktioner.
Andra reaktioner som sker är; dekarbonatisering (avgång av koldioxid från karbonatrika
mineral), silificering (addition av SiO2, ett vanligt exempel är skarn), sulfidering och
fluoranrikning (Guilbert och Park, 1986).
Zonering
Definieras som det mönster som spridningen av mineral, element och texturer i det
tredimensionella rummet ger upphov till (Guilbert och Park, 1986). Guilbert och Park (1986)
talar om tre olika typer av zonering:
1. Mineralzonering betyder att mineralförändringar kan ses i ett geometriskt mönster
kring en malmkropp.
2. Kemisk zonering innebär att zoneringen oftast inte är iakttagbar med blotta ögat.
3. Texturzonering. T.ex. där kristaller blir finare längre bort från malmkroppen.
Vidare delar Guilbert och Park (1986) in zonering i olika klasser beroende på skalan som
zoneringer sker i:
1. Regional zonering, kallas även metallogenisk zonering.
9
2. Lokal zonering, kan t.ex. innefatta ett antal gruvor i samma område. Man kan urskilja
t.ex. om en viss typ av malm förekommer på djupare nivåer än en annan.
3. Malmkropps zonering, förändring i mineralsammansättningar längst en viss
malmkropp.
Dock kan mineraliseringen i en zon ske i flera pulser av fluider varav det uppkomna mönstret
kan bli ytterst komplicerat (Guilbert och Park, 1986).
Paragenes och paragenetiska sekvenser
En malm är oftast heterogen i det tredimensionella rummet. Koncentration av mineral i
kemisk jämvikt till ett specifikt ställe i en malmkropp kallas en paragenes och beskriver
malmmineral och ibland associerat sidoberg. En paragenetisk sekvens är variationen i rummet
av parageneser som skiljs åt av en tidsfaktor och är en typ av zonering. Generellt gäller att
parageneser är mer utvecklade där de har avsatts på djup där kristallisation och avsättning
skett långsamt. Närmare jordens yta, där tryck och temperatur förändringar är mycket
kraftigare, sker ofta överlappning av parageneser – även kallat teleskopering (Guilbert och
Park, 1986).
2.5.1 Magmatiska hydrotermala processer
Till denna kategori räknas hydrotermala fluider som bildats genom att en magma kyls och
likvation av en vattenrik fas sker. Felsiska magmor är mer relevanta i denna diskussion än
mafiska magmor, i och med att den fluida fasen som avskiljs är relativt liten. Vatten är den fas
som anses mest betydelsefull i dessa sammanhang (Robb, 2005).
Varifrån kommer detta vatten ursprunligen?
Man kan betrakta mineralen muskovit (8-10%), biotit (3-5%) och hornblende (2-3%) där
procentvärdena inom parantes anger hur mycket vatten som varje mineral innehåller. En
smälta som härstammar från anatexis av muskovit bör alltså vara mer rik på vatten än en som
kommer från biotit eller hornblende. De relativa smältpunkterna är; muskovit < biotit <
hornblende. Detta betyder att smältor som utbildas på olika nivåer i jordens mantel från början
kommer att ha olika halter av vatten beroende på vilka mineral som ingick i moderbergarten.
På grund av detta tenderar felsiska magmor att vara vattenrikare än mafiska (Robb, 2005).
Hur löses vatten i magmor?
Vattnet antas lösas som hydroxylgrupper (OH-grupper) i magmor och denna löslighet antas
styras av reaktionen:
H2O + Oo 2OH
Där Oo är syret som delas mellan kiseltetraedrarna i en magma. Eftersom en felsisk magma
innehåller mer SiO2 så kommer den också har fler sådana ”syrebroar” varför den också kan
lösa mer vatten. Denna skillnad i löslighet av vatten mellan olika magmor antas endast gälla
under relativt låga tryck. Vattenlösligheten ökar främst med ökande tryck men påverkas även
av temperaturen (Robb, 2005).
10
Primär och sekundär vattenmättnad
I en magma kan vattenmättnad huvudsakligen ske på två sätt; antingen ökas koncentrationen
av vatten i magman eller också minskas magmans förmåga att lösa vatten. Koncentrationen av
vatten kan ökas genom att minska mängden av annat material t.ex. genom fraktionerad
kristallisation av (så gott som) vattenfria mineral under konstant tryck vilket ökar andelen
vatten i residualmagman. Om vattenmättnad uppnås på detta sätt kallas det sekundär
vattenmättnad och är vanligare på djupare nivåer.
Primär vattenmättnad sker då vattenlösligheten i magman minskas genom att trycket på
magman minskar. Detta kan ske t.ex. när magman stiger upp mot ytan eller om omgivande
berg deformeras t.ex. genom hydraulisk fraktur-tillväxt. Denna process är vanligare på
grundare nivåer (Robb, 2005).
Likvation av vatten
En avskiljd vattenfas är lättare än residualmagman och kommer att stiga till taket i
magmakammaren samtidigt som hela systemet ökar i volym. Detta skapar tryckande krafter
på sidoberget, främst i taket av magmakammaren vilket kan ge upphov till spröd deformation.
Om frakturer bildas så ökas permeabiliteten i omgivningen.
Ögonblicket när vattenmättnad sker är i grund och botten en funktion av den ursprunliga
vattenhalten i magman men beror även av det rådande trycket. En vattenfas avgår tidigare om
den ursprungliga vattenhalten i magman är hög (Robb, 2005).
Sammansättning av en magmatisk hydrotermal lösning
De dominerande katjonerna är typiskt alkalimetaller och alkaliska jordmetaller medan
kloridjonen dominerar bland anjonerna. Andra vanliga anjoner är HS-, HCO3- och SO42(Robb, 2005).
Vad är det som avgör om ett element stannar kvar i magman eller fördelas till den
hydrotermala lösningen?
När vatten avgår från magman kommer Cl- att koncentreras i vattenfasen enligt reaktionen
(Robb, 2005):
Cl-(magma) + OH-(magma) HCl(fluid) + O2-(magma)
Vid låga tryck delar sig vattenfasen i en vätskefas och en gasfas. Andelen Cl- som migrerar
från residualmagman diktateras i detta fall av Cl- mättnadstryck i gasfasen. Vid högre tryck,
då vattenfasen fortfarande är ett superkritiskt medium, kontrolleras andelen Cl- som migrerar
av dess aktivitet i magman. Med ökande tryck kommer en större mängd Cl- att överföras till
vattenfasen.
Metallerna (som oftast är katjoner) bildar komplex med anjoner, där Cl- är den dominerande
liganden. Fördelningen av metallerna kontrolleras till stor del av fördelningen, mängd- och
typvis, av anjoner mellan faserna.
Om kristallisation pågått kan magman att ha ”tömts” på vissa element, medan andra har
koncentrerats. Småningom kommer inkompatibla element att anrikas i vattenfasen till större
11
del eftersom de då inte späds ut av kompatibla element som redan kristalliserat ur.
Vattenfasen koncentreras i taket av magmakammaren varför den har begränsad kemisk
kommunikation med omgivningen. Om vattenmättnad uppstått på lägre nivåer i
magmakammaren kommer den att kommunicera med en större del av magman då den stiger
mot taket och anrikas därför på större mängder element, R-faktorn blir därmed högre (Robb,
2005).
2.5.2 Havsvatten som en hydrotermal fluid
Havsvatten anses ha en relativt låg salthalt i dessa sammanhang. De huvudsakliga katjonerna
som finns lösta är Na+, K+, Ca2+ och Mg2+, och lösta anjoner Cl-, HCO3- och SO42- (Robb,
2005).
Havsvatten anses vara en av huvudkällorna för hydrotermala fluider vid avsättningar kring
spridningszoner under vatten.
2.5.3 Atmosfäriskt vatten
Till denna kategori räknas vatten som har varit i kontakt med – och i någon mån uppnått
kemisk jämvikt med atmosfären. Detta inkluderar grundvatten, regnvatten samt sjövatten som
är involverat i främst epitermala avsättningar (Robb, 2005). Atmosfäriskt vatten är oxiderat
och är aningen surt (pH ≈ 5,7) beroende på löst CO2 (Guilbert och Park, 1986).
Supergen anrikning
Vid supergen anrikning (= anrikning p.g.a. nedåtströmmande fluider) koncentreras element
efter att de blivit avsatta i jordskorpan av andra processer (Robb, 2005). Vittring gör avsatt
malm mer tillgänglig genom att lösa vissa mineral, medan de kvarvarande anrikas. De lösta
mineralen kan sedan koncentreras på andra ställen genom avsättning (Guilbert och Park,
1986). Vittring som malmbildande process är främst förknippad med pedogenes som är
resultatet av kemisk interaktion mellan atmosfär och berg. I sådana fall hittar man ofta en övre
zon som blivit urlakad på element (kallad gossan), och en undre där elementen blivit avsatta. I
malmsammanhang räknas tre processer beträffande kemisk vittring som viktiga:
1. Upplösning och transport av lösligt material.
2. Bildning av nya mineral, speciellt karbonater, oxider och hydroxider, och lermineral.
3. Ansamling av mineral med låg löslighet.
Dessa tre processer drivs huvudsakligen av: (A) upplösning och hydratisering, (B) hydrolys,
(C) redoxreaktioner, samt (D) katjon substitution (Robb, 2005).
Vittringsprocesserna tenderar att främja hydrolys, hydratisering och oxidation av mineral.
Sulfider är därvid mest utsatta, medan oxider och hydroxider tenderar att vara mer stabila, de
alkaliska jordartsmetallerna och alkalielementen är dessutom ofta lättlösliga. Pyrit är det
vanligaste mineralet som oxideras och producerar surhet vilket leder till urlakning av ett
flertal metaller. Om pyrithalten eller halten av andra lättoxiderade sulfider är låg i en profil, så
urlakas den inte lika mycket. Avsättning sker då reducerande förhållanden nås, ofta i nivå
med grundvattenytan eller om de perkolerande lösningarna möter kalksten. Där fälls sulfider
eller också ersätter de lösta metallerna andra metaller i mineralstrukturerna. Generellt gäller
12
att metaller som har högre affinitet för sulfidmiljö fälls ut först, och ersätter element med
lägre affinitet. Dessa anrikningszoner kan sträcka sig 200-300 m eller mer under
grundvattenytan (Guilbert och Park, 1986).
2.5.4 Porvatten
Till denna kategori räknas vatten som fyller hålrum i sediment eller förekommer bundet till
lerpartiklar. Porvattnet blir kemiskt distinkt då det begravs med sediment som genomgår
diagenes. Olika bergarter innehåller olika mycket porvatten beroende på olika porositet, vilket
gör att de kommer att avge olika mängder vatten vid fortsatt diagenes.
Porvattnet ökar i temperatur, tryck, densitet och salthalt med ökat djup och rör sig från
områden med högt tryck till områden med lägre tryck. Det hydrostatiska trycket är i jämvikt
med andra områden om permeabiliteten är hög i bergarten. Om permeabiliteten är låg
kommer vätskefaser att vara utsatta för övertryck. Detta sker t.ex. i skiffer (Robb, 2005).
Förutom de vanliga jonslagen innehåller porvattnet normalt även en mindre mängd lösta
kolväten (Guilbert och Park, 1986).
2.5.5 Hydrotermala processer av metamorft ursprung
Fluider som hör till denna kategori härstammar från mineral som genomgår progressiv
metamorfos och därmed dehydreras och dekarboneras (avger koldioxid). Högre grad av
metamorfos leder till mindre andel vatten och högre andel koldioxid.
Metamorfa hydrotermala fluider har oftast låg salthalt, neutralt pH och kan vara H2O eller
CO2 (Robb, 2005). Fluiderna tros migrera längs den metamorfa gradienten (från starkt till
mindre metamorfoserade områden), längs strukturer som bildats i och med deformationen
(Guilbert och Park, 1986).
13
3. Bergslagens malmer
Bergarter och deras geologiska historia
Bergslagen tillhör den södra regionen i den svekofenniska delprovisen av den svekokarelska
provinsen av den fennoskandiska skölden, östeuropeiska kratonen.
Den svekokarelska provinsen har påverkats av den svekokarelska orogenesen som hade sin
största verkning för omkring 1,88-1,8 Ga sedan och området är av låg till hög
metamorfosgrad. Bergslagens svekofenniska ytbergarter domineras av sura vulkaniter vilka
tilldelas leptitgruppen (Lindström et al, 2000) som bildades för omkring 1904-1891 Ma sedan
(Allen et al, 2008). Sedimentära bergarter (bl.a. kalkstenar och gråvackor), intermediära och
basiska vulkaniter förekommer även. Området innehåller påtagliga intrusiva djupbergarter,
både tidigt-, sen- och postorogena, och har genomgått två deformationsfaser (Lindström et al,
2000). De tidigorogena intrusiven är av GDG (Granitoider-Dioritoider-Gabbroider) karaktär
medan de sen- och postorogena intrusiven är av GSDG (Granit-Syenitoid-Dioritoid-Gabbroid)
och GP (Granit-Pegmatit) karaktär. Regional hydrotermal omvandling har skett och generellt
gäller att djupare nivåer av vulkaniterna berikats på natrium och stundvis även på magnesium,
medan ytligare sektioner visar högre halter av kalium.
De sura vulkaniterna är huvudsakligen utbrottsprodukter avsatta som pyroklastiska flöden i
grunt vatten och på land, och tros härstamma från kalderor vilka präglade området vid
bildningstiden för bergarterna (Jansson, 2011). Vattendjupet kan ha legat mellan 10-500 m
med lokalt djupare delar (Allen et al, 1996), och geokemiska undersökningar av området har
klassificerat det som en kontinental ”back-arc” zon (Dahlin och Sjöström, 2009). Malmerna i
området tros alltså vara avsatta i en kaldera miljö, och är troligtvis resultatet av ett långlivat
hydrotermalt system (Jansson, 2011). Vissa element förekommer både som oxider och
sulfider i området (Stephens et al, 2007), men man kan huvudsakligen dela in malmerna i (1)
oxider, (2) sulfider och (3) element.
Oxider
Oxiderna i Bergslagen domineras av järnmalmer vilka är associerade med varierande mängder
mangan lokaliserat i skarn (observera att skarn i detta fall betyder värdberget och har ingen
genetisk knytning) och kristallina karbonater. Mindre koncentrationer av sulfider och mer
exotiska element (t.ex. REE, guld, vismut, uran, torium och volfram) är lokalt associerade
med järnmalmerna (Stephens et al, 2007). Järnmalmerna i området kan enligt Lindström et al.
(2000) delas in i tre kategorier, dock förekommer många övergångar mellan huvudtyperna:
1. Apatitjärnmalmer
2. Kvartsbandade järnmalmer
3. Skarn- och kalkjärnmalmer, består av skarnsilikater och magnetit och indelas i
manganrika (1-8% Mn) respektive manganfattiga (<1%).
Apatitjärnmalmerna är koncentrerade kring Ludvika tillsammans med de sura
metavulkaniterna och verkar förekomma på lägre stratigrafiska nivåer jämfört med skarn- och
kalkjärnmalmer. Apatitjärnmalmen består främst av magnetit, hämatit och apatit, men mindre
mängder av kvarts och kalk-silikater förekommer också.
14
De kvartsbandade järnmalmerna kan klassas som tillhörande den bandade järnformationen
och förekommer tillsammans med de sura metavulkaniterna (Stephens et al, 2007) och
generellt i de ytligare vulkaniterna (Jansson, 2011), främst i västra Bergslagen. Den
dominanta järnoxiden är hämatit (som på vissa ställen omvandlats till magnetit). Lagren är på
vissa ställen veckade och stråkvis innehåller formationerna mörkröda lager av jaspis och
kvarts med små korn av hämatit.
Den vanligaste typen av järnmalm i Bergslagen är associerad med manganfattig
skarn/kristallina karbonater (Stephens et al, 2007) och förekommer främst i de
natriumberikade vulkaniterna (d.v.s. på djupare nivåer) (Jansson, 2011), vilka utgör cirka 50%
av de malmförande avlagringarna i Bergslagen. De är vanligtvis tunna men kan sträcka sig
över stora områden och är huvudsakligen stratiforma samt konkordanta med värdberget.
Järnoxider associerade med manganrik skarn/kristallina karbonater förekommer generellt på
högre stratigrafiska nivåer än de manganfattiga. Kommer man tillräckligt högt i stratigrafin
ökar manganhalterna, till slut försvinner järnoxiderna helt eller uppträder endast i mindre
mängder. Manganoxiderna i skarn- och kalkjärnmalmer hittas i skarnberget eller i
karbonaterna. Andra mineral som är vanliga är magnetit, aktinolit, hedenbergit, andraditgranat
och epidot. Spridda förekomster av grafit, blyglans, zinkbläde och arsenikpyrit förekommer
även i skarnberget.
Andra viktiga malmtyper är enligt Stephens et al. (2007):
1. Stratiforma manganoxider (främst hausmannit och braunit) associerade med
järnoxider i manganfattig skarn/ kristallina karbonater eller manganoxider relaterade
till tektonisk breccia.
2. Kontaktmetasomatiska volframoxider (främst scheelit och wolframit) i skarn samt en
mindre grupp som är relaterade till kvartsådror.
Kontaktmetasomatiska volframoxider återfinns huvudsakligen i Bergslagens västra del, i
områdets karakteristiska sura metavulkaniter och kristallina karbonater.
Tenn i området är relaterat till en mindre sidobergsomvandling av greisen-typ och
förekommer i nordvästra delen av Bergslagen i form av malmådror som varierar i tjocklek
mellan centimeter och meter. Associerade oxider och sulfider varierar i mängd (Stephens et
al, 2007).
Sulfider
Sulfiderna i Bergslagen förekommer som glesa mineraliseringar men även som massiva
malmkroppar och domineras av basmetallerna (Zn, Cu, Pb). Kalkstenar i närheten är ofta
dolomitiserade och sidobergsomvandling har skett i de sura vulkaniterna (Lindström et al,
2000).
Av basmetall-sulfiderna är zinkblände och blyglans vanligast. Mineralogin varierar men
domineras av pyrit, magnetkis, zinkblände, blyglans och kopparkis (De två sistnämnda är
förknippade med varierande halter av silver). Texturerna varierar vilket troligtvis reflekterar
olika historier av deformation och metamorfos, samt även olika bildningsförhållanden.
Basmetall-sulfider i området förekommer främst i de ytligare vulkaniterna (Jansson, 2011)
och delas traditionellt in i två kategorier:
15
1. Zn-Pb-Ag rika och Fe-Cu fattiga avsättningar, kallas även för SAS-typ (”StratiformAsh-Siltstone) och är huvudsakligen stratiforma. Generellt är de associerade med
1,91-1,89 Ga metavulkanisk siltsten bildad ur sur vulkanisk aska.
2. Zn-Pb-Ag-Cu rika avsättningar, kallas även för SVALS-typ (”Stratabound, VolcanicAssociated, Limestone-Skarn”). Dessa förekommer som stratabundna, oregelbunda,
kapselformade, massiva avlagringar främst i sura metavulkaniter som är växellagrade
med kristallina karbonater och associerade med magnesiumrik, kalk-silikat skarn.
I smärre sulfidmineraliseringar förekommer nickel tillsammans med kopparsulfider i gabbro,
molybdenglans (MoS2) relaterat till intrusiv av GP-karaktär, samt PGE koncentrationer som
förekommer i association med ett sulfidlager i en lagrad gabbro i Flinten, Svärdsjö i norra
Bergslagen (Stephens et al, 2007).
Nativa element
Ädelmetaller är underordnade och förekommer i princip endast som biprodukter vid brytning
av annan malm. Guld är ofta associerat med vismut samt volfram (Stephens et al, 2007). Ripa
(2001) studerade guld i relation till järnoxider och fann att guldet troligtvis koncentrerades
under områdets regionala metamorfos vilket utesluter en genetisk koppling mellan de båda
och förespråkar endast att de delar affinitet för liknande strukturförhållanden.
3.1 Malmtyper i Bergslagen
3.1.1 Viktigare malmtyper relaterade till Bergslagen
VMS – Vulkanogena Massiva Sulfider
VMS är avsättningar bildade under perioder med hög tektonisk aktivitet. De förekommer
främst i undervattenszoner med aktiv vulkanism och är förknippade med avsättningar från
hydrotermala fluider (i detta fall en blandning av havs- och magmatiskt vatten) som cirkulerat
i skorpan som lakats på metaller. Vilka typer av metalliska avsättningar som bildas beror av
vilka bergarter den hydrotermala lösningen filtrerar (Robb, 2005).
Misra (2000) har sammanställt en lista på karakteristika av en ideal, proximal, VMS
förekomst som genomgått låg till obefintlig metamorfos och deformation:
-
-
-
Association med mafiska/felsiska vulkaniter av samma ålder.
Stratabundna till stratiforma Fe-Cu-Zn-(Pb) massiva sulfider med skarp kontakt mot
hängväggen och gradvisa övergånger hos fotväggen.
Proximal till distal zonering av kopparkis-zinkblände-blyglans-pyrit och/eller
magnetkis. De två sista förekommer även i de andra zonerna, dock så kan de bilda
egna zoner distalt.
Järn-rik förekomst av kiselhaltiga (ibland även manganrika) sediment ovanpå de
massiva sulfiderna eller distalt till dessa. Tros representera kemisk sedimentation,
exhaliter, under sena skeden av den hydrotermala aktiviteten.
Sidobergsomvandling dominerad av klorit och sericit.
16
VMS avsättningar kan klassificeras på många sätt, varav gruppering i metallassociationer är
ett sätt:
1. Cu-Zn association.
1.1 Noranda-typ, associerad med mafiska-felsiska vulkaniter.
1.2 Mattabi-typ, som Noranda-typ men med högre Pb-halt.
1.3 Cypern-typ, associerad med ofioliter.
1.4 Besshi-typ, associerad med sediment i vulkaniska miljöer.
2. Zn-Pb-Cu association (Kuroko-typ). Förekommer i öbågs-relaterad bimodal
vulkanism där felsiska vulkaniter och ibland relaterade sediment dominerar fotväggen.
Vidare beskriver Misra (2000) typiska karakteristika hos VMS som genomgått metamorfos:
-
Ökad kornstorlek.
”Triple junction”-texturer, där den dihedrala vinkeln beror av mineralfaserna (Amcoff,
2001).
Plastiskt flöde av sulfider.
Dimensionella och kristallografiska orienteringar av duktila mineral.
Ökad storlek av inneslutningar av kopparkis och magnetkis i zinkblände.
Avsättningarnas strukturer har föreslagits vara en funktion av densitetsskillnader mellan
havsvattnet och den utsöndrande hydrotermala fluiden. Sulfiden i VMS tros härstamma från
havsvattnets egna svavelreservoar. Avsättningarna uppvisar väl utvecklade metalliska
zoneringar som från proximalt till distalt är Fe, Fe-Cu, Cu-Pb-Zn till Pb-Zn-Ba (Robb, 2005).
Zoneringen verkar vara stark beroende av systemets temperaturvariation (från proximalt till
distalt). Ändringar med tiden av den hydrotermala lösningen (Blundell et al, 2003) samt
metamorfos kan ändra mönstret (Misra, 2000).
Biomineralisering kan även bidra till sulfidmalmerna associerade med dessa miljöer. Vissa
bakterier trivs i de varma, metallrika vattnet och reducerar sulfaten som finns löst i havsvatten
och avsätter sulfider (Robb, 2005).
Kiruna-typ
Denna malmtyp refererar globalt till fosfor-rik järnmalm där apatit är det viktigaste
ickemetalliska mineralet (Guilbert och Park, 1986). Ursprunget är debatterat men avsättning
som magmatiska segregationsprodukter med varierande delaktighet av hydrotermala faser tros
vara sannolikt.
Bandad järnmalm (BIF)
Bandad järnmalm är kemiskt avsatta sediment med varierande järn- och SiO2-rika lager, och
uppvisar korrelation med atmosfärisk-biologisk utveckling och tektoniska cykler. De utgör
världens största järnreserver (Robb, 2005). Strukturer i BIF uppvisar ofta deformation då
sedimentet fortfarande inte var litifierat (Guilbert och Park, 1986). BIF bildades under tre
perioder i jordens historia:
17
1. 3500-3000 Ma (Algoma-typ). Dessa förekomster är relativt små och är associerade
med magmatiska öbågar.
2. 2500-2000 Ma (Lake Superior-typ). Hittas på stabila kontinentalplattor och bildades
under marin transgression och då havsytan stod högt.
3. 1000-500 Ma (Rapitan-typ). Associerade med glaciogena sediment och antas utgöra
ett bevis för en eventuell s.k. ”Snowball Earth”. Denna period karakteriseras av
kraftiga nedisningar, vilket skulle ha isolerat havsvattnet från atmosfären och skapat
reducerande förhållanden. När istiden sedan slutade introducerades de reducerade
järnjonerna i den oxiderade atmosfären och järnhydroxider fälldes.
Det verkar som om järnet och kislet i den bandade järnmalmen har kommit från havsvattnet.
Järnet har introducerats av hydrotermala fluider som fällts ut på havsbotten och uppmätta
REE halter antyder att Algoma-typ BIF påverkats starkt av dessa fluider.
Lake Superior-typen måste ha utbildats då havsvattnet under Arkeikum-Paleoproterozoikum
var mättat på kisel, innan organismer som använde Si till att bygga exoskelett utvecklades,
vilket resulterade i en ihållande fällning av kisel och förklarar även att järnmalmen ändrat
karaktär från BIF till fanerozoiska järnmalmer. Fe2+, från reducerande havsmiljöer,
introducerades i grunda havsmiljöer och oxideras till den olösliga Fe3+-jonen vilket
resulterade i fällning av järnhydroxider men även järnkarbonat i områden där
karbonatkoncentrationen var tillräcklig.
För att förklara fällningen av kiselsyra och samtidigt variationen av lager i bandad järnmalm
har man föreslagit flera olika modeller, bl.a. så kan vattnet nära ytan ha blivit mättat på kisel
p.g.a. evaporation och de varierande lagren p.g.a. variationer i jordens kretslopp kring solen.
En annan modell föreslår biologisk inverkan, man har visat att bakterien Chloroflexus kan
binda järn, kisel och ibland både och till dess cellväggar. En tredje modell föreslår att järnet
oxiderats p.g.a. biologisk aktivitet i ytvattnen, samtidigt som dessa var mättade på kisel.
Lagervariationen ska ha uppstått då det var brist på antingen järn eller syreproduktionen
minskade.
Likt Fe2+ är Mn2+ relativt lösligt i vatten medan Mn3+ och Mn4+ likt Fe3+ är olösliga och
bildar oxider. I skiftande redoxmiljöer fälls mangan i oxiderande miljöer. Järn och mangan
har liknande kemiska egenskaper, dock är Mn2+ svårare att oxidera. Detta gör att mangan
avsätts som oxid eller hydroxid senare än järn i ett slutet kemiskt system vilket betyder att
manganmalmer förekommer på en högre stratigrafisk nivå än järnmalmerna (Robb, 2005).
18
3.1.2 Teorier angående genesen av Bergslagens större malmer
Modell angående uppkomsten av Bergslagens basmetallsulfider och dess relation till
manganrelaterade järnoxider
Jansson (2011) har modellerat utvecklingen av vissa av Bergslagens järnoxider och sulfider
baserat på ett urval av avsättningar i området (västra Bergslagen). I modellen delas
avsättningarna in enligt två huvudsakliga kriterier (1) De malmmineral som avsatts ovanför
havsbotten som exhaliter samt (2) de malmmineral som ersatt andra mineralfaser under
havsbotten. Den första gruppen utgörs av hydrotermalt utsöndrade järnoxider vilka
representerar de distala delarna av systemet. Dessa är lokalt anrikade på mangan och regionalt
utspridda. Järnoxider som ersatt andra mineral samt de stratabundna Zn-Pb-Ag-(Cu)-(Ag) tros
representera avsättningen under havsbotten, vilka troligtvis tillhör den felsiska-bimodala
VMS malmtypen (undergrupp hos Kuroko-typ). Detta baseras på sidobergsomvandlingen av
vulkaniterna och malmmineralogin. Dock skiljer sig dessa från VMS av (1) den stora
volymen skarn associerat med avsättningarna (dock kan denna bildats som ett resultat av
metamorfos av området snarare än av metasomatos) och (2) att de flesta av malmmineralen
har ersatt kalksten, snarare än att ha fällts ut på havsbotten eller ersatt vulkaniter. Jansson
(2011) förklarar detta med det troliga grunda hav som fanns i Bergslagen då de VMS
bildades. Sedimentation av kalksten skulle ha gynnats vid pauserna i vulkanismen, vilka
senare skulle skapat förhållanden där migrerande hydrotermala lösningar fäller metaller.
Både i Lappberget i Garpenberg och i Stollbergs malmfält övergår de polymetalliska
sulfiderna gradvis till manganrika järnoxider, och en genetisk länk mellan de två typerna har
föreslagits av Jansson (2011). Mn-rika järnoxider i närheten av basmetallsulfider är dessutom
berikade på basmetaller, till skillnad från Mn-rika järnoxider utan närhet till basmetallsulfider
(gällande Smältarmossen och Ryllshyttan). Det är osäkert om de manganfattiga järnoxiderna
bildades i samma hydrotermala system som de manganrika järnoxiderna. Om de utbildats i
samma system representerar de bildningar närmare intrusiver som eventuellt drivit
konvektionen av fluider. Detta stöds av ett fynd vid Smältarmossens manganfattiga järnoxider
där relaterade natrium och skarn omvandlingar även är associerade med en närliggande
dacitisk-porfyrisk intrusion (Geijer och Magnusson, 1944, beskriver liknande
mineralparageneser i andra delar av närområdet). Detta gör att bildningsmiljön för de nämnda
malmerna i denna modell tros vara övergång från VMS i de högre nivåerna, till
kontaktmetasomatiska processer involverande en högre proportion av por- och/eller
magmatiska fluider i de lägre. Att observera är dock att manganfattiga järnoxider även har
hittats i bandade järnformationer varför alla manganfattiga järnoxider inte representerar
bildning på djup (Jansson, 2011).
Biomineralisering tros ha varit en bidragande faktor i vissa avsättningar (Lindström et al,
2000). Vidare finns det belägg för att sulfiderna i Bergslagen bildats, syn-vulkaniskt, innan
den regionala metamorfosen trädde i kraft. De tektoniska krafterna skulle dock ha
remobiliserat och koncentrerat sulfider ytterligare, och till viss del även magnetit (Jansson,
2011).
19
Bildning av apatitjärnmalmen
Apatitjärnmalmerna som återfinns i Dalarna tros vara av Kiruna-typ och har troligtvis bildats
med en hydrotermal komponent i relation till ortomagmatiska processer (magmatisk
segregation) (Högdahl et al, 2012).
Bildning av den kvartsbandade järnmalmen
De kvartsbandade järnmalmerna är synonyma med bandade järnformationer (BIF), varav
avsättningen skett som beskrivet ovan.
Bildning av volframoxiderna
Volfram mineraliseringarna (huvudsakligen scheelit) har relaterats till magmatiskhydrotermala processer (Stephens et al, 2007) som i sin tur är associerade till den
svekokarelska orogenesen, och bildades cirka 100 Ma efter basmetallsulfiderna i området
(Ripa, 2001). Data pekar på att de bildades i relation till intrusiv av GP-karaktär (Allen et al,
2008).
3.2 Dannemora
Dannemora tillhör Norra Upplands Bergslag och består till stor del av hälleflinta, tillhörande
leptitformationen, (Geijer och Magnusson, 1944) av tre olika typer samt förekomster av
gångbergarter av både sur och basisk karaktär (Tegengren 1924). Under den svekokarelska
orogenesen veckades lagerföljderna kraftigt i en nordöststrykande, snäv, upprät synklinal vars
ben är ungefär parallella (Allen et al, 2008). Metavulkaniterna uppvisar vidare strukturer som
tyder på avsättning av pyroklastiska flöden och i mindre utsträckning askfall (Dahlin och
Sjöström, 2009). Karbonatbergarter, kalksten och dolomit, förekommer ofta som tabulära
aggregat eller körtlar i områdets leptit (Geijer och Magnusson, 1944).
Järnmalmsfältet delas in i Norra-, Mellersta- respektive Södra fältet och är associerat med
hälleflinta tillsammans med kalkstenar som omges av en yngre granitisk kropp kallad
Uppsalagraniten (Tegengren, 1924). Järnmalmen i Dannemora tillhör den manganrika skarnoch kalktypen i Bergslagen, och tros nå ned till 2000 meters djup (Dahlin, 2012). Stråket
innehåller 25 magnetitkroppar inom ett område på 3000 x (400-800) m, delvis stratabundna,
delvis strataforma och huvudsakligen associerade med dolomit. Malmerna är troligen avsatta
av syn-vulkaniska hydrotermala lösningar som cirkulerat i stromatolitisk kalksten (Allen et al,
2008).
Sulfidmineral förekommer som mindre ”föroreningar” i järnmalmen och domineras av
svavel- och magnetkis. I det södra fältet ökar sulfidmineralen och kan på sina ställen bilda
hela malmkroppar med zinkblände, blyglans, kopparkis samt arsenikkis (Tegengren, 1924).
Zinkmalm är den viktigaste sulfidmalmen i området (Geijer och Magnusson, 1944).
20
4. Mikroskopering av opaka faser
Mikroskopering av opaka faser kallas även malmmikroskopering. Mineral uppfattas som
opaka om de reflekterar mer än cirka 20% av ljuset (Nesse, 2009). Till denna del har
Introduction to Practical Ore-Microscopy av Ineson (1989) samt Introduction to Optical
Microscopy av Nesse (2009) huvudsakligen brukats.
4.1 Malmmikroskopet
Till skillnad från ett vanligt petrologiskt mikroskop som använder genomfallande ljus så
används påfallande (reflekterat) ljus under studium av malmmineral. Många mikroskop kan
användas för båda ändamålen och bör enligt Ineson (1989) innehålla:
1. En roterbar platta som är vinkelrät mot ljuskällan, centrerad relativt linserna och med
skalor som tillåter mätning av vinklar.
2. Linser. Det finns olika typer av linser som ger olika kvalité. Mediumet mellan linsen
och provet kan vara luft (”torra linser”) eller vätska (”blöta linser”) (oftast vatten/olja),
där ”blöta linser” ökar färgkontrasterna, skärpan och känsligheten för bireflektans och
anisotropi.
3. Okularet är det som man tittar i på mikroskopet, finns för både ett och två ögon. Kan
kompletteras med ett rörligt sikte för att mäta kornstorlekar.
4. Polarisator är ett verktyg som används för att upptäcka anisotropi (tillsammans med
analysator som är ett annat filter som polariserar ljuset 90° mot polarisatorn) och
polariserar ljuset innan det når provet.
5. Reflektor är antaligen en glasplatta eller en prisma som reflekterar ljuset som kommer
från ljuskällan så att det infaller vertikalt över provytan.
6. Ljuskälla, kan vara t.ex. en glödlampa. En bländare används för att minska respektive
öka området som ljuskällan belyser. Området som är upplyst bör endast vara det
område som skall studeras.
7. Provhållare, håller fast provet på plattan.
8. Stativ som håller den roterbara plattan och provet. Kan höjas och sänkas, samt flyttas i
sidled.
9. Fotometer används för att mäta ett mineralkorns reflektans.
10. Ljusfilter/Monokromator, används för att variera våglängden på det infallande ljuset.
Kan vara inbyggd eller extern.
4.2 Förbehandling och förvaring av prover
Ett bra prov ska ha en jämn och polerad yta. Detta lyckas mer eller mindre bra vid
prepareringen.
Polerade ytor
Vid förberedning av en polerad yta skärs provet med en tunn diamantsåg som kyls med
vatten. Om provet har många defekter (t.ex. porer, frakturer) så kan det vara lämpligt att
impregnera det innan. Den vanligaste metoden är att injicera epoxiplast under vakuumtryck.
21
Därefter polerar man provet. Här är det viktigt att polerplattan är ”ren” för att undvika
ytterligare repor. Vid poleringsprocessen går man från polerplattor med grovare korn
(vanligtvis diamanter) till polerplattor med mindre korn för att få en så fin yta som möjligt.
Man kan sedan innesluta provet i epoxiplast för att förhindra att provet repas vid ytterligare
behandling.
Det finns även andra metoder att använda sig av för att få en polerad yta, t.ex. kan man
använda en elektrolytisk vätska som reagerar med mineralytan (Ineson, 1989).
Polerade tunnsektioner
Polerade tunnsektioner (omkring 0,03 mm tjocklek) kan användas om både opaka och
transparenta faser är närvarande i ett prov och man vill undersöka relationer mellan dessa
(Ineson, 1989).
Förvaring av prover
Vissa prover oxideras lätt. Man måste därför ofta polera om provet innan det undersöks
(observera dock att vissa mineral kan kännas igen på hur de reagerar med sin omgivning). För
att minimera dessa sekundära effekter så förvaras proverna i en dammfri och torr miljö, och
alltid med den polerade ytan uppåt. Proverna bör endast rengöras med ett alkoholimpregnerat
specialanpassat linstyg (Ineson, 1989).
4.3 Identifikation av mineral
4.3.1 Mikrosond
Mikrosondanalys används för att bestämma den kemiska sammansättningen av mineral och
kan användas på mycket små ytor vilket möjliggör att individuella mineralkorn i en bergart
kan studeras separat. En elektronstråle riktas mot ytan som ska studeras. Denna förskjuter
elektroner i de innersta skalet hos atomer och får elektroner i högre energinivåer att falla ned
vilket leder till produktion av röntgenstrålning i ett karakteristiskt mönster hos topparna. Varje
element producerar sin egen karakteristiska strålning och mängden element kan uppskattas
genom intensiteten.
Atomer med atomnummer 10 eller lägre är svåra att identifiera med mikrosond, vidare kan
man inte identifiera olika oxidationsstadier (Nesse, 2009).
Mikrosondanalys kan utföras med EDS (Energy Dispersive Spectroscopy), där energin av
den utsända strålningen mäts, eller med WDS (Wavelength-Dispersive Spectroscopy) där
våglängder på strålningen mäts. WDS är mer nogrann men tar längre tid att utföra.
22
4.3.2 Malmmikroskopering
Innan ett mineral/en malm förbereds för undersökning i mikroskop bör provet undersökas
med hjälp av parametrar typ; streck, glans, färg (Ineson, 1989). Att observera är dock att för
identifikation av ett mineral i en snittyta bör flera korn studeras eftersom ett enstaka korn kan
uppvisa karakteristika olika de som leder till säker identitfikation (Nesse, 2009). Detta
diskuteras mer ingående nedan.
Mikroskopet används i två huvudlägen; Med eller utan analysator (Ineson, 1989):
1. Utan användning av analysatorn säger man att provet undersöks i plan-polariserat ljus.
Med denna metod undersöks: Färg, reflektans, bireflektans och reflektionspleokroism.
Polerhårdhet är även bra att notera i detta läge.
2. Vid användning av analysatorn insätts ett filter, kallat analysatorn, 90° mot
polarisatorn. Detta kallas undersökning under korsade polarisatorer. Med hjäp av detta
undersöks: anisotropi/isotropi, polarisationsfärger och inre reflexer.
Färg
Om proverna inte förvarats på rätt sätt och tillåtits reagera med atmosfären kan färgerna vara
missvisande. De flesta mineral uppvisar färg från hela gråskalan varför olika varianter av
samma färg bör beskrivas (t.ex. ljusgrå eller blågrå). Dessutom beror färgerna, som uppfattas
av ögat, av omgivningens mineral (denna effekt kallas för ”the neutral colour interference”).
Observera även att färgernas variation delvis beror på intensiteten hos det infallande ljuset.
Det rekommenderas därför att ljusintensiteten hålls konstant under mikroskopering (Ineson,
1989), starkare färger uppfattas om mediumet mellan lins och prov är olja (Nesse, 2009).
Hög transparens innebär att mer ljus faller genom mineralet och inte reflekteras till okularet
varför mineralet uppfattas som mörkt/svart. Låg transparens innebär att relativt lite ljus tillåts
passera mineralet och istället reflekteras till okularet varav mineralet uppfattas som ljust/vitt.
De flesta malmmineral har låg transparens (Ineson, 1989).
Reflektionspleokroism och bireflektans
Om ett mineralkorn roteras i plan-polariserat ljus kan två saker hända:
1. Reflektansen, d.v.s. intensiteten av det reflekterade ljuset, kan ändras. Detta kallas
bireflektans och påverkas bl.a. av mediumet som separerar linsen och provet.
Reflektansen påverkas även av hur ett mineral är orienterat i provet och uppfattas som
förändringar i intensiteten hos färgen (Ineson, 1989). Den starkaste reflektansen bör
uppmätas 90 grader från den svagaste. Bireflektans uppstår p.g.a. att det infallande
ljuset reflekteras i olika riktningar med olika intensiteter (Nesse, 2009).
2. Färg och nyans kan ändras. Detta kallas reflektionspleokroism.
Mineral med kubisk struktur uppvisar (oftast) varken pleokroism eller bireflektans. Om
mineralet i provytan utgör ett snitt längst karakteristiska mineralytor i hexagonala respektive
tetragonala mineral så uppvisas pleokroism eller bireflektans normalt inte heller (Ineson,
1989).
23
Anisotropi/Isotropi
Om ett mineral uppvisar anisotropi betyder det att det infallande ljuset polariseras av
mineralet själv. Detta innebär att ljus färdas fördelaktigast i specifika riktningar i mineralet.
Ljuset som passerar polarisatorn från ljuskällan, och därmed är polariserat, kommer att vridas
sedan det har passerat/reflekterats av ett anisotropt mineral. Om analysatorn används, 90° från
polarisatorn, kommer ett anisotropt mineral att uppvisa färg medan ett isotropt mineral, som
inte själv polariserar ljuset, kommer att släckas (så gott som) och inte uppvisa
färg/intensitetsvariationer (vilket gäller kubiska mineral och specifika mineralytor i
hexagonala och tetragonala mineral).
Under korsade polarisatorer (med både polarisator och analysator) kan anisotropa mineral
uppvisa förändringar i färg och i intensitet hos det reflekterade ljuset, vilka kommer att ändras
vid rotation av plattan som provet är fäst på. Om ett mineral är anisotropt kommer det att
uppfattas mörkare i två lägen, separerade med 180° (Ineson, 1989). Mellan dessa lägen
uppfattas en uppsättning av polarisationsfärger som beror av vilken våglängd av ljus som
reflekteras starkast.
Att observera är att vissa orienteringar av anisotropa mineral i en snittyta kan göra så att
mineralet inte uppvisar anisotropa karakteristika (Nesse, 2009).
Inre reflexer
Inre reflexer uppstår p.g.a. reflektion från defekter (t.ex. sprickor) i mineralet vilket gör att det
ser ut som om det brinner (Ineson, 1989). Detta fenomen studeras vanligtvis under korsade
polarisatorer (Nesse, 2009). För att inre reflexer ska synas krävs att mineralet är en aning
transparent, och ett och samma mineral kan uppvisa flera olika färger. Bara ett fåtal
malmmineral uppvisar den här egenskapen, medan i motsats till i princip alla skarnmineral.
Att notera är dock att inre reflexer inte behöver ske i alla mineralkorn som brukar visa det,
utan det beror till stor del på hur ”rent” provet är och uppfattas vanligtvis bäst längst kanterna
av ett korn. En stuff från en plats där gruvdrift bedrivits kan uppvisa starka inre reflexer i och
med att det troligtvis har utsatts för shockvågor från sprängning (Ineson, 1989).
Reflektans
Reflektansen är ett mått på mängden ljus som reflekteras från en mineralyta (Nesse, 2009).
Reflektansen kan påverkas en en rad olika saker, exempelvis; hur väl polerat provet är, vilken
färg ett mineral har och om det uppvisar bireflektans, om provet har oxiderat eller hur
kristallen är orienterad i mineralytan. Man kan mäta intensiteten på det ljus som reflekteras
från ett prov, vilket kan göras relativt andra mineral med ögat eller med en fotometer (Ineson,
1989). Värden på reflektanser finns att hämta i tabeller som sammanställts och rapporteras
ofta för ljus med våglängderna 546 eller 589 nm (Nesse, 2009).
Intensiteten på det reflekterade ljuset beror av; mineralets refraktionsindex, våglängden på
det infallande ljuset, mineralets absorptionskoefficient och mineralets orientering i den
polerade ytan. Ett mineral kan ha flera värden på reflektiviteten, dock brukar endast det
minsta och det största rapporteras (och även medelvärdet). En reflektansmätning är den
viktigaste identifieringsmetoden för opaka faser (Ineson, 1989). Reflektansen hos ett mineral
är större i luft än i olja (Nesse, 2009).
24
Kristallmorfologi
Hårda mineral förekommer oftare som välformade kristaller jämfört med mjuka.
Kristallmorfologi är en karakteristisk parameter för mineral, dock bör observeras att utseendet
kan variera beroende på snittet i den polerade ytan (Ineson, 1989).
Zonering
Zonering ses typiskt som koncentriska band parallella med kristallens sidor. Ofta speglar
zoneringen den ursprungliga kristallformen och kan bero på olika tillväxthastigheter, kemiska
variationer eller pauser i avsättningen vid tillväxt (Ineson, 1989). Vidare kan inklusioner av
olika sammansättningar visa detta fenomen (Nesse, 2009).
Zonering kan uppvisas i alla mineral, men endast vanligt hos ett fåtal. Ibland kan
mineralytan behöva etsas för att zoneringen ska synas (Ineson, 1989).
Spaltning
Parallella sprickor i ett mineral är oftast en manifestation av spaltning. Etsning av mineralytan
kan få dem att träda fram mer. Spaltning uppvisas av mineral som har karakteristiska ytor där
de kemiska bindningarna är svagare och därmed så är det lättare för en spricka att propagera
längst dessa (Nesse, 2009).
Deformationskarakteristik
Om ett mineral uppvisar spröd eller plastisk deformation (Ineson, 1989).
Hårdhet
Man skiljer på tre typer av hårdhet. Poleringshårdhet innebär uppkomst av höjdskillnader
(relief) i ytan under poleringen om malmen består av flera mineral, där de hårdare mineralen
kommer att träda fram ur ytan relativt de mjukare (vilka dessutom kommer att vara repigare)
(Ineson, 1989). Denna relativa skillnad kan även ses av Kalb linjen vilken produceras genom
att först fokusera på en korngräns och därefter sänka linsen vilket gör att en ljus vit linje
kommer att synas på det mjukare mineralets sida.
Man kan även genomföra ett s.k. skrapningstest där ett instrument dras lätt över provytan
och man registrerar främst relativ hårdhet men mer specifik hårdhet går även att bestämma
(Ineson, 1989) genom att referera till en hårdhetsskala. För hårdhetstest av opaka faser har en
speciell sådan tagits fram som heter Talmage hårdhet, dock så används främst Mohs
hårdhetsskala även för detta ändamål. Talmageskalan är indelad i sju delar som relaterar
hårdhet till vanliga opaka mineral, istället för transparenta minerals som i Mohs skala (Nesse,
2009).
Vickers hårdhet mäts genom att belasta en diamant som vilar på ett mineral och registrera
tyngden som behövs appliceras för att mineralet ska ge vika/hur långt in diamanten sjunker i
mineralet (Ineson, 1989). Vickers hårdhet är kraften applicerad dividerad med ytarean av
diamanten i kontakt med mineralet.
Det bör noteras att hårdheten hos mineral kan variera beroende på vilken riktning testet
utförs längst (Nesse, 2009).
25
4.4 Malmtexturer
Texturer i malm kan öka förståelsen för hur mineralen avsattes och hur de sedan har
utvecklats (Ineson, 1989).
Texturerna beror på fluiden de avsattes från, den kemiska och fysiska omgivning de avsattes
i och hur de avsattes (Guilbert och Park, 1986).
Malmer som består av flera mineral är mer benägna att ändra textur än monomineraliska
malmer (Ineson, 1989).
Ersättning (replacement på engelska)
Ersättning är definierat som den process där mineral går i lösning samtidigt som de ersätts av
ett annat eller flera andra mineral som inte har lika sammansättning. Ersättning beror främst
på skillnader i kemisk sammansättning mellan fasen som ersätts och den ersättande fasen och
associerat transportmedium. Högre permeabilitet ökar ersättningen i och med att
transportmediumet kan komma i kontakt med flera mineralytor. Eftersom diffusion av
element lättare sker i vätska än i fasta faser så sker även ersättningen snabbare och blir mer
omfattande (Observera att avblandning kan misstas för ersättningstexturer ty de uppkomna
texturerna kan vara identiska).
Det finns egentligen endast en ersättningstextur som anses diagnostisk, denna är
pseudomorfer och innebär att den ursprunliga mineralfasens kornform är bevarad. Andra
texturer som kan påvisa ersättning, enligt Guilbert och Park (1986), är:
-
-
Frakturer. Om en fraktur korsar flera mineralfaser och den ser ut att ”vidgas” i en av
dem kan detta innebära att just det mineralet var mer mottaglig för ersättning.
Korngränser där det ersättande mineralet har ”ätit sig in i” det mineralet som ersätts.
Korngränsen är fragmenterad och det ser ut som om det ersatta mineralet är maskätet.
Kornformer, om ett mineral kan hittas som isolerade ”öar” i det ersättande mineralet.
Bitmärken. Konkava korngränser där det ser ut som om det ersättande mineralet har
tagit en tugga av den forna mineralfasen. Denna textur beror på olika
diffusionshastigheter.
Frakturer vars väggar in passar. Indikerar att ersättningen sker från frakturen.
Kristallografisk styrd ersättning. Ett mineral som ersätter kan ersätta i riktning med
fördelaktiga klyvningsplan.
Selektiv association. Om ett mineral ses förekomma endast i samband med en specifik
mineralfas kan detta indikera ersättning.
Strukturrelationer – ett yngre mineral växer över, och maskerar, äldre strukturer.
Mineralfaser som är avsatta i relation till strukturer i närliggande mineral.
Storleksfördelning hos korn. Stora korn som förekommer tillsammans med mindre
korn indikerar olika tillväxtförhållanden.
Gradvis övergång mellan mineralfaser.
Sekvens av mineral där mineralen blir rikare på ett element i en riktning. Indikerar
graduell ersättning.
Oreaktiva mineral i en ersättande mineralfas som har samma koncentration som i den
ersatta mineralsammansättningen.
26
-
Ingen förflyttning av linjära samband. Om en linjär geometrisk form sträcker sig över
en mineralfas (där den linjära formen inte är närvarande) och fortsätter på andra sidan
så måste ersättning ha skett.
Kristallisation i öppna utrymmen
Att skilja mellan ersättning och kristallisation i öppna utrymmen innebär att man kan
relatera detta till vilket djup malmen avsattes (ty de öppna utrymmen minskar med
djupet). Kristallisation i öppna utrymmen sker oftast i jordskorpans spröda zon, och den
initieras längst en frakturs väggar. Typiska texturer som indikerar detta är enligt Guilbert
och Park (1986):
-
-
-
Hålutrymmen i malmen. Hittas oftast längst mittlinjen där de båda väggarna möts. När
dessa mötte varandra (på olika ställen längst frakturen eftersom tillväxthastigheten inte
är densamma över hela strukturen) förhindrades cirkulation av den hydrotermala
fluiden och därmed lämnades hålrum som inte fylldes.
Kornstorleksfördelning. Om en fraktur innehållande ett mineral har fina korn längst
väggarna och grövre korn i mitten. De mindre kornen bildades då värme avgick snabbt
till omgivande vägg medan residuallösningen, som var kallare, tillät korn att växa sig
större i mitten av sprickan.
En fraktur fylld med olika lager av mineral. Indikerar hur den hydrotermala lösningen
förändrades allt eftersom mineral kristalliserade längst frakturens väggar.
Kamstrukturer. Om kristallisation har skett utifrån väggarna i ett hålrum så kommer
mittlinjen där de både väggarna möts vara ojämn.
Mineralstrukturer och mineralsammansättningar är symmetriska längst mittlinjen av
sprickan.
Frakturens väggar matchar varandra.
Förflyttning av linjära/plana geometrier som korsar en fyllning.
Avblandning
Vid högre temperaturer är kristallstrukturen hos mineral mer ”öppna” och molekyler/element
kan tränga sig in i hålutrymmen. När temperaturen sedan sjunker så trängs dessa ut ur de mer
ordnade strukturerna och tenderar att lägga sig kring svaghetszoner eller kristallografiska plan
hos mineral som små bubblor eller lameller (Guilbert och Park, 1986).
Om kristallisationen sker under långsam avkylning är avblandning sannolik eftersom
elementen har tid på sig att diffundera (Nesse, 2009).
Oxidation
Oxidation sker oftast i sprickor, längs spaltning eller korngränser där de kemiska
bindningarna är svagare.
Mikrotexturer som påvisar inre mobilisering
Mer duktila sulfider (exempelvis kopparkis, magnetkis, zinkblände, blyglans) som fyller
kristallografiska sprickor i sulfider (exempelvis pyrit, arsenikkis), oxider (magnetit, kromit)
27
eller silikater med sprödare karaktär kan indikera att de mjukare mineralen har remobiliserats
under metamorfos. Relationerna mellan den duktila fyllnaden och den spröda ”värden” kan
variera från fyllnad av öppna utrymmen (matchande väggar) till enbart ersättning, men
varianter mellan dessa kan också påträffas (Vokes och Craig, 1993).
”Triple-junction” texturer
Den dihedrala vinkeln i ”triple-junctions” (korsning av korngränser mellan tre korn) beror av
vilka mineral som möts. Mineral med högst korngräns-energi kommer att uppta större vinklar
i dessa, och skillnaderna hos vinklarna i en ”triple-junction” ökar med högre temperaturer.
Generellt så kan man säga att hårda mineral kommer att uppta större vinklar (Amcoff, 2001).
Tvillingkristaller
I isotropa mineral kan tvillingar ses som en ändring i sprickor eller zoneringsmönster. I
anisotropa mineral ses de bäst under korsade polarisatorer där de har olika färg eller reflektans
(Ineson, 1989).
Tvillingbildning uppvisas av många mineral och kan ses som en symmetrisk sammanväxt
av två eller fler kristallsegment under ordnade förhållanden. Tvillingarna är relaterade till
varandra av en så kallad tvillingoperation av vilket det finns tre typer (Nesse, 2009):
1. Reflektion. Tvillingarna är reflektioner av varandra i ett gemensamt spegelplan.
2. Rotation. En tvilling är roterad längst en, för de båda kristallerna, gemensam
rotationsaxel.
3. Inversion. Kristallsegmenten är relaterade till varandra genom en spegling genom
centrum.
Om tvillingarna är relaterade längst en yta, kallad sammansättnings ytan, som är rak kallas de
kontakttvillingar. Om sammansättningsytan inte är rak utan är mer sick-sackig kallas de
penetrationstvillingar.
Det finns huvudsakligen tre mekanismer som kan producera kristalltvillingar (Nesse, 2009):
1. Tillväxttvillingar, då utveckling av kristalltvillingar längst en sammansättningsyta
skett under eller tätt inpå tillväxten av mineralet.
2. Transformationstvillingar. Detta är ett resultat av polymorfism som sker i ett
begränsat utrymme vilket gör att kristallerna orienterar sig olika i olika segment (tre
orienteringar av kristallerna kan ske). Sker alltså vid fasövergångar.
3. Deformationstvillingar. Dessa kan utvecklas under skjuvning av mineral då
kristallstrukturen förvrängs längst en yta kallad glidplanet. Denna yta agerar som en
sammansättningsyta och tvillingar som utvecklas här är alltid reflektionstvillingar.
Det är ganska vanligt att mineral delar sig längst en sammansättningsyta hos två
kristalltvillingar (Nesse, 2009).
28
”Chalcopyrite disease”
Vulkanogenisk zinkblände kan innehåller ofta små inneslutningar av kopparkis. Denna textur
uppstår då malmmineralen kristalliserar samtidigt p.g.a. likheter i struktur (Amcoff, 2001).
Myrmekit
Myrmekiter är sammanväxter av olika mineral med rundade kornkontakter (Ineson, 1989).
Dess uppkomst är omdiskuterad och kan uppstå på flera sätt.
4.5 Undesökning av fyra stuffer från Dammen nära Dannemora
Fyra stenstuffer från Dammen nära Dannemora har undersökts i denna studie: (1) Dammen 2,
(2) Dammen 3, (3) Dammen 4 och (4) Dammen 7.
4.5.1 Identifikationskriterier för vissa av de påträffade mineralen
Blyglans, PbS
Makroskopiskt uppträdande
Ljust nästan vitt eller lila om Te är närvarande, kan ha rosa nyans. Blygrått streck och
metallisk glans (Ineson, 1989).
Mikroskopiskt uppträdande
Uppvisar ingen anisotropi (oftast ty kubiskt mineral) och ingen bireflektans (Ineson, 1989).
Låg relief, medelhög reflektans och ofta repigare än övriga mineral ty ringa hårdhet. Vidare
är s.k. ”triangulära gropar” vanliga p.g.a. den perfekta {001}-spaltningen.
Bornit, Cu5FeS4
Makroskopiskt uppträdande
Rosröd-brun till rosa-brun. Violetta och blåa oxidationsfärger med ljusgrått streck och
metallisk glans. 3,0 på Moh’s hårdhetsskala (Ineson, 1989).
Mikroskopiskt uppträdande
Ganska låg bireflektans och kan uppvisa svag dock varierande anisotropi. Karakteristisk
rödbrun färg (Ineson, 1989).
29
Hessit, Ag2Te
Makroskopiskt uppträdande
2,0-3,0 på Moh’s hårdhetsskala (Anthony et al, 2003).
Mikroskopiskt uppträdande
Bly-grå till stål-grå till färgen. Uppvisar stark anisotropi som går från mörk orange till mörk
blå (Anthony et al, 2003).
Idait, Cu5FeS6
Makroskopiskt uppträdande
2,5-2,0 på Moh’s hårdhetsskala och metallisk glans (Anthony et al, 2003).
Mikroskopiskt uppträdande
Koppar-röd till brun, liknar bornit till färgen. Uppvisar stark anisotropi som går från rödorange till röd-brun i färgen (Anthony et al, 2003).
Kopparglans, Cu2S
Makroskopiskt uppträdande
Vit till grå-vit i färgen och kan ha en blå nyans. Kan oxidera och uppvisar då mer
framträdande blå eller gröna nyanser. Bly-grå till svart streck med metallisk glans. 2,5-.3,0 på
Moh’s hårdhetsskala (Ineson, 1989).
Mikroskopiskt uppträdande
Vit med en blå nyans till färgen. Kan uppvisa en mycket svag bireflektans och kan uppvisa en
mycket svag (isotropisk) till kraftig anisotropi då färgen går från smaragd-grön till rosa
(kräver en stark belysning för att synas). Är ofta mycket repig ty dess låga hårdhet (Ineson,
1989).
Kopparkis, CuFeS2
Makroskopiskt uppträdande
Gul och kan ha aningen grön till gröngul nyans. Metallisk glans och grönsvart streck. 3,5-4,0
på Moh’s hårdhetsskala (Ineson, 1989).
Mikroskopiskt uppträdande
Kan uppvisa pleokroism och i samband med detta även stark bireflektans. Svag anisotropi och
karakteristisk gul färg (Ineson, 1989).
30
Kovellit, CuS
Makroskopiskt uppträdande
Blå till indigo (kallas även indigokoppar) till blåvit, lila om mineralytan är vätad. Blygrått till
svart streck, metallisk till kådig glans samt 1,5-2,0 på Moh’s hårdhetsskala (Ineson, 1989).
Mikroskopiskt uppträdande
Blå med karakteristisk bireflektans där färgen går från mörkblå till ljust blå. Stark anisotropi
som visar ljusorange till brandgul till rödbrun färg (Ineson, 1989).
Pyrit, FeS2
Makroskopiskt uppträdande
Lätt gul till mässingfärgad med ett grönsvart till brunsvart streck. Stark metallisk glans och
6,0-6,5 på Moh’s hårdhetsskala (Ineson, 1989)
Mikroskopiskt uppträdande
Kubiskt mineral, relativt hög reflektans, gul-vit färg och karakteristisk hög relief (Ineson,
1989).
Silver, Ag
Makroskopiskt uppträdande
Silvervit färg, oxiderar snabbt till brun, grå eller svart. Silver-vitt streck och metallisk glans.
2,5-3,0 på Moh’s hårdhetsskala (Ineson, 1989).
Mikroskopiskt uppträdande
Kubiskt mineral och uppvisar ingen bireflektans eller pleokroism. Oxiderar snabbt och har
högst reflektans av alla mineral (Ineson, 1989).
Vismut, Bi
Makroskopiskt uppträdande
Silver-vit med röd nyans och oxiderar till mässingfärgad. Metallisk glans, 2-2,5 på Moh’s
hårdhetsskala och uppvisar sprött beteende (Schumann,2008).
Mikroskopiskt uppträdande
Uppvisar anisotropi och hög reflektans. Ofta repigt ty dess låga hårdhet, ofta krämvit i färgen.
31
Zinkblände, (Zn,Fe)S
Makroskopiskt uppträdande
Röd, grön, mörkbrun till färgen eller färglös. Brun till lätt gul eller vitt streck (Ineson, 1989).
Mikroskopiskt uppträdande
Kubiskt mineral, uppvisar ingen bireflektans, låg reflektans och uppvisar inre reflexer (rödbrun indikerar hög järnhalt, gul-brun indikerar låg järnhalt). Relativt låg hårdhet (Ineson,
1989).
4.5.2 Beskrivning av de fyra stufferna
Fyra stuffer från Dammen nära Dannemora tillhandahölls av Per Nysten (SGU) för
undersökning i mikroskop och mikrosond. En beskrivning av vad som sågs under dessa
undersökningar ges nedan.
4.5.2.2 Dammen 3
Mikroskopisk studie
Mikroskopiskt förekommer malmmineralen som en kornig massa omgivna av silikater (figur
1 i appendix). Det dominerande malmmineralet är blyglans, även kopparkis förekommer i
ganska höga mängder ofta associerat med elementärt vismut. I provet ses vismuten omgiven
av ett brunaktigare mineral än den gyllende kopparkisen (figur 2 i appendix), dock så tros
detta vara ett resultat av ”the neutral colour interference” och det brunaktigare mineralet är i
själva verket även det kopparkis. Kontakttvillingar i vismut har även påträffats.
Bornit och kovellit hittas som små korn spridda i den polerade ytan, där kovellit är
vanligare. Strökorn av pyrit har också påträffats.
4.5.2.3 Dammen 4
Mikroskopiskt studie
Mikroskopiskt förekommer elementärt vismut spritt, uteslutande, i kopparglans (Figur 3 i
appendix) (som utgör uppskattningsvis 80-90 % av malmmineralen) där vismutkornen är
relativt stora jämfört med i de övriga proverna. Kornkontakterna är mycket ojämna och
kopparglansen ”skjuter” ofta in i vismuten i konvexa lober. Konvexa kornkontakter in i
kopparglans hittas även. Vidare hittas ”små öar” av vismut i kopparglansen en bit från större
vismutkorn (figur 4 i appendix).
Vismut påträffas ofta kring kornkontakterna till skarnmineral och verkar följa dess konturer
relativt bra (figur 5 i appendix). Dock förekommer vismut även stundtals mitt i
kopparglansmassan.
I association till vismut förekommer ett grått till mörkgrått mineral (figur 6 i appendix) som
uppvisar svag till måttlig anisotropi samt svag bireflektans. Detta mineral förekommer som en
bård mellan vismut och silikater och mikrosondanalysen visade att det rör sig om en Bi-O fas
(Figur 7-8 i appendix).
32
Stuffen innehåller relativt stor del silikater. I sprickgångar i silikater påträffas en större
mineralvariation (oftast som korn omkring 20-30 µm stora) där silver ofta förekommer som
mindre korn som är mycket högreflekterande (vismuten är mer krämvit i färgen) och oxiderar
relativt snabbt efter polering. Mikrosondanalysen avslöjade att silverkornen innehåller flera
andra faser, bl.a. akantit (Ag2S) och en Pb-O fas. Även en fas bestående av Cu-Ag-S, ungefär
(Cu,Ag)2S, hittades (Figur 9-12 i appendix). Akantiten och Cu-Ag-S fasen innehåller mindre
inneslutningar i ett dendritiskt mönster (Figur 13 i appendix).
Vidare hittades olika oxidationsprocesser manifesterade av en uppsättning ”troliga”
kopparsulfider. Mikrosondering avslöjade att dessa bestod av bornit, troligen digenit och i
vissa fall en Cu-Ag-S fas (figur 14-16 i appendix). Stundals påträffades mycket små, i
silikater inneslutna, kopparkiskorn ibland med en bord av bornit. Kovellit återfinns som små
spridda korn.
På ett ställe påträffades en inneslutning av blyglans i ett silikat. Blyglansen är själv zonerad
(figur 20 i appendix) och omges av en reaktionsbård bestående av Cu-Ag-S, där Ag migrerar
ut i blyglansen. Reaktionsbården är även den zonerad och silverhalten ökar mot blyglansen
(figur 17-19 i appendix). I kopparglansen så hittas ibland väldigt små inneslutningar av silver
(figur 21 i appendix). Även zinkblände detekterades i stuffen.
4.5.2.4 Dammen 7
Mikroskopiskt studie
I mikroskopisk skala domineras malmmineralen av kopparkis (uppskattningsvis 60-70 %),
samt blyglans (omkring 20 %) och pyrit (omkring 10%). Vismut, kovellit samt olika
kopparsulfider utgör de resterande procenten. Pyritkornen är stora (relativt de övriga proven)
sprött deformerade och fragmenterade samt euhedrala till subhedrala, (korngränserna är dock
korroderade) (figur 22-23 i appendix) där kopparkis (även blyglans på vissa ställen) har fyllt
sprickorna (figur 24 i appendix). Vidare passar sprickväggarna i pyriten relativt bra på vissa
ställen medan de passar mindre bra på andra ställen.
Zinkblände med små kopparkisinneslutningar, ”Chalcopyrite disease”, påträffas i mindre
utsträckning. Vidare hittas kopparkisinneslutningar även i silikater samt som större korn.
Kornkontakten mellan blyglans och kopparkis är jämn, dock så är kopparkisen dominant
konvex in i blyglansen.
Mycket finkornig (cirka 10 µm) elementärt vismut förekommer ofta i kornkontakterna
mellan blyglans och kopparkis.
Ett brunaktigt, dominerande isotropt mineral är associerat med vismut bl.a. i en mer eller
mindre ”kaotisk struktur” där flera av de närvarande mineralen (kopparkis, blyglans m.m.)
bildar myrmekit (figur 25 i appendix). Dock så uppvisar det på vissa ställen svag anisotropi
där färgen går från gulbrun till rödbrun (vilket kan bero på ett karakteristiskt snitt i mineralet).
En mikrosondanalys avslöjade att detta minerals sammansättning bäst stämmer överens med
det sällsynta mineralet idait, men där silver har substituerat för koppar i kristallstrukturen och
utgör omkring 15 viktprocent/sju mol-procent (Figur 26 i appendix). Detta gör att mineralet
skulle kunna kallas ”silver-rik idait” och förklaras med formen (Cu,Ag)5FeS6. Dock så ligger
metall:svavel förhållandet mellan bornit (Cu5FeS4) och idait (Cu5FeS6).
I den silver-rika idaiten förekommer inneslutningar av elementärt vismut omgiven av en
33
reaktionsbård av en Bi-O fas samt ett okänt mineral. Reaktionsbården var dock allt för smal
för att en säker analys skulle kunna genomföras. Dock visar mikrosondanalysen att denna fas
består av en Cu-Ag-S fas.
Kovellit påträffas i zoner som gränsar till blyglans. Mikrosondanalysen avslöjade att
kovelliten troligtvis är blandad med olika oxider av silver och bly (Figur 27-28 i appendix).
Blyglansen angränsar på vissa håll till olika sulfater och oxider av bly. Dessa ligger ofta i
sprickor i blyglansen, indikerande oxidationsprocesser och troligtvis är dessa sekundära
mineral (Figur 29 i appendix).
Under mikrosondanalysen hittades även hessit stundtals i blyglansen, och uppvisade på ett
ställe en myrmekitisk struktur (30 i appendix).
4.5.2.1 Dammen 2
Mikroskopisk studie
Mikroskopiskt domineras provet av sprött deformerade pyritkorn. Kovellit tillsammans med
oxider och sulfater av bly är även troliga här. Elementär vismut i detta prov är associerad med
ett gulbrunt mineral med okända optiska egenskaper samt ett mörkbrunt mineral spridd i
blyglans (?). Även ”trolig” hessit observerades (figur 31 i appendix).
34
5. Diskussion
Dammen 2
Dammen 2 prioriterades inte i undersökningarna. Dock återfanns under sista
mikroskoperings-tillfället (ty användning av kraftigare lins) två intressanta mineralfaser (se
figur 31 i appendix) vars optiska egenskaper är okända. Det skulle vara intressant att
undersöka dessa närmare. Med tanke på vad som hittats tidigare i proverna och enbart baserat
på färgerna (OBS!) skulle man kanske gissa på att den brungula fasen som ses i figur 32 i
appendix är kopparkis eller möjligen idait. Det mörkbruna mineralet skulle även det kunna
vara idait. Dock så behövs ytterligare studier för säker identifiering. Miljön i figur 32 i
appendix liknar miljön i Dammen 7, där den ”silver-rika idaiten” påträffades (se figur 25 i
appendix)
Dammen 3
I Dammen 3 sågs elementärt vismut ofta vara associerat med kopparkis, vilket kanske kan
tyda på avblanding. Fasen associerad med elementär vismut skulle (se figur 2 i appendix) vara
av intresse att undersöka närmare.
Dammen 4
De ojämna kornkontakterna som sågs, då kopparglansen ofta ”skjuter” in som konvexa lober i
elementär vismut, kan indikera att kopparglansen ersätter vismut. Dock hittas även den
motsatta korngräns-relationen där vismuten ”skjuter” in i kopparglans vilket antyder att
vismut ersätter kopparglansen.
De ”små öarna” som hittades en bit från större vismutkorn kallas av Ineson (1989) ”island
texture”, vilket indikerar att kopparglansen ersätter vismuten. Dock påpekar Guilbert och Park
(1986) att samma textur, vilken de kallar ”vermicular irregular intergrowths”, kan betyda det
motsatta (att vismut ersätter kopparglans) och vara en ledande ersättningsfront. De pekar även
på att samma textur kan utbildas vid kristallväxt i en eutektisk smälta eller under avblandning
vid långsam avkylning av systemet.
Att vismutkorn ofta hittades kring kornkontakter mellan skarnmineral och kopparglansen
kan enligt Ineson (1989) indikera samtida avsättning av kopparglansen (värden) och vismut i
ett system som kyldes väldigt sakta.
Dammen 7
Att de mer duktila mineralen (kopparkis och blyglans) hittas i den mer spröda pyriten kan,
baserat på en studie av en Zn-Cu sulfidmalm i Gressli (norska Kaledonierna) av Vokes och
Craig (1993), indikera remobilisering av sulfiderna under metamorfosen av Bergslagen. Att
sprickväggarna passar väl överens på vissa ställen i den sprött deformerade pyriten indikerar
fyllnad i öppna utrymmen. Att de passar mindre bra på andra ställen tyder på
ersättningsprocesser, men kan även enligt Vokes och Craig (1993) bero på att korrosion då de
duktila mineralen invaderat sprickorna. Vidare argumenterar de att det även kan vara ett
tecken på fluid aktivitet och i metamorfa områden, speciellt metamorfa hydrotermala fluider.
Att kopparkisen är dominant konvex in i blyglansen antyder att kopparkisen ersätter
35
blyglansen.
Likt Dammen 4 så indikerar, enligt Ineson (1989), förekomsten av vismutkorn längst
kornkontakterna mellan blyglans och kopparkis att systemet kyldes sakta.
Malmbildande processer och Bergslagen
En indelning av malmbildande processer i kategorierna magmatiska, sedimentära, metamorfa,
hydrotermala och supergena är en bra början för att förstå sig på malmer. Min åsikt är att
magmatiska processer utgör den grundläggande delen av detta spektrum ty de introducerar
element till skorpan medan de övriga processerna förorsakar omarbetningar och kan öka
koncentrationen ytterligare. De sedimentära, metamorfa, hydrotermala och supergena
processerna är beroende av material som introducerats av de magmatiska processerna i
skorpan för att kunna verka.
Tillsammans med vilken typ av malmbildande process tas även struktur av malmkroppen
och vilka malmmineral som bildats med i klassificering i malmtyper, varav alla ger en
uppfattning om den miljö vari malmen bildades. Ett problem som kan uppstå i dessa
sammanhang är var gränsen mellan olika malmbildande processer går. När övergår
hydrotermala processer till supergena processer? När övergår magmatiska processer till
hydrotermala processer?
I relation till Bergslagen kan man säga att samtliga ovanstående processer har varit
verksamma, hydrotermala malmbildande processer kan sägas vara de centrala (VMS,
kontaktmetasomatiska volframoxider, i viss utsträckning apatitjärnmalmerna?, de skarn och
kalkstens relaterade järnmalmerna). Magmatiska (apatitjärnmalmer?, lagrade malmer i
gabbro) och sedimentära (de kvartsbandade järnformationerna, de lagrade manganoxiderna?)
processer har även varit verkbara. Supergen anrikning har till viss mån skett.
Det pågår för närvarande aktiv forskning inom detta område vari malmbildande processer
studeras för att få ökad förståelse för malmerna och för att förhoppningsvis kunna optimera
brytningen. Vidare avslöjar forskningen även den geologiska historien i området eftersom
malmerna bildas av i stort sett samma processer som de omgivande bergarterna.
För att göra en kvalitativ bedömning av Bergslagens malm i mikroskopisk skala behövs
givetvis ett stort antal stuffer från olika delar av området. Dock tycker jag att jag har kunnat
hitta en del av de karakteristiska dragen hos malmerna i området i mina prover, bl.a. den
möjliga remobiliseringen av sulfider. Man skulle förvänta sig fler typiska metamorfa texturer i
stufferna (exempelvis triple-junction texturer och deformationstvillingar).
Mikrosondering
I mikrosonden undersöktes två prov, Dammen 4 och 7. EDS analys användes mest till att
undersöka redan identifierade faser medan WDS användes för att bekräfta mer osäkra faser,
exempelvis den ”silver-rika idaiten”. Observera att de oranga staplarna i vissa bilder från
mikrosondanalysen alltid har en ”peak” längst till vänster i diagrammet. Den ”peaken” visar
kol p.g.a. att proverna täcktes med en kolfilm.
Att notera är att silver ofta ses migrera ut i andra faser. Vidare så är både Dammen 4 och 7
starkt oxiderade och innehåller en myriad av olika mineralfaser i olika storleksordningar. Vid
undersökningen upptäcktes oidentifierade mineral gång på gång.
36
Enligt mitt förmenande har syftet med studien har uppfyllts. Kunskap om malmbildande
processer, malm och malmmikroskopering inhämtades. Jag valde att skriva arbetet på
svenska, vilket visade sig vara tidskrävande ty den moderna litteraturen om malmgeologi
(även i svenska områden) är oftast på engelska och många begrepp har inte någon självklar
eller ”bra” översättning. Om tiden fanns skulle det vara intressant att fortsätta studierna, t.ex.
upptäcktes nya saker vid varje mikroskoperingstillfälle. Att studera malm i mikroskop är som
att studera jordytan från ett flygplan – det är alltid något nytt som fångar intresset.
6. Tack till
Jag skulle vilja tacka..
- Örjan Amcoff (UU) för handledning.
- Erik Jonsson (UU/SGU) för hjälp under mikroskoperingstillfällen.
- Hans Harryson (UU) för hjälp med mikrosondanalysen.
- Per Nysten (SGU) för att jag fick låna dina stuffer.
37
7. Referenser
Anthony, J.W., Bideaux, R.A., Bladh, K.W. och Nichols, M.C. (2003) Handbook of
Mineralogy. Elements, Sulfides, Sulfosalts. Mineral Society of America.
Amcoff, Ö. (2001) Ore Petrology. Uppsala Universitet, Institutionen för Geovetenskap.
Allen, R., Lundström, I., Ripa, M. och Christofferson, H. (1996) Facies analysis of a 1,9 Ga,
continental margin, back-arc, felsic caldera province with diverse Zn-Pb-Ag-(Cu-Au) sulfide
and Fe oxide deposits, Bergslagen region, Sweden. Economic Geology, October 1996, v. 91,
p. 979-1008.
Allen, R., Ripa, M. och Jansson, N. (2008) Paleoproterozoic volcanic- and limestonehosted
Zn-Pb-Ag-(Cu-Au) massive sulphide deposits and Fe oxide deposits in Bergslagen, Sweden.
IGCP Project 502 – Global Comparison of Volcanic-hosted Massive Sulphide Districts.
Blundell, D.J., Neubauer, F. och Von Quadt, A. (2003) The Timing and Location of Major
Ore Deposits in an Evolving Orogen. Geological Society Pub House.
Dahlin, P. (2012) Palaeoproterozoic metavolcanic and metasedimentary succession hosting
the Dannemora iron ore deposits, Bergslagen region, Sweden. Uppsala University,
Department of Earth Sciences. Geophysical Research Abstracts.
Dahlin, P. och Sjöström, H. (2009) Structure and the stratigraphy of the Dannemora inlier,
eastern Bergslagen Region. Uppsala University, Department of Earth Sciences.
Geijer, P. och Magnusson, N.H. (1944) De mellansvenska järnmalmernas geologi. Sveriges
Geologiska Undersökning.
Guilbert, J. M. och Park, C.F. (1986) The Geology of Ore Deposits. Waveland Press, Inc.
Högdahl, K., Jonsson, E., Nilsson, K. och Troll, V. (2012) The Kiruna-type apatite-iron oxide
system in central Sweden: geology and geochemical character. Uppsala Universitet och
Sveriges Geologiska Undersökning. Geophysical Research Abstracts.
Ineson, P.R. (1989) Introduction to Practical Ore Microscopy. Longman Scientific &
Technical.
Jansson, N.F. (2011) The Origin of Iron Ores in Bergslagen, Sweden, and their Relationships
with Polymetallic Sulphide Ores. Luleå University of Technology, Department of Civil,
Environmental and Natural Resources Engineering, Division of Geosciences and
Environmental Engineering.
Lindström, M., Lundqvist, J. och Lundqvist, T. (2000) Sveriges geologi från urtid till nutid.
Studentlitteratur.
Misra, C.K. (2000) Understandning Mineral Deposits. Kluwer Academic Publishers.
38
Nesse, W.D. (2009) Introduction to Mineralogy, International edition. Oxford University
Press.
Nesse, W.D. (2009) Introduction to Optical Mineralogy, International edition. Oxford
University Press.
Ripa, M. (2001) A review of the Fe oxide deposits of Bergslagen, Sweden and their
connection to Au mineralization. Sveriges Geologiska Undersökning.
Robb, L. (2005) Introduction to Ore-Forming Processes. Blackwell Science Ltd.
Schumann, W. (2008) Minerals of the World, second edition. Sterling Publishing
Stephens, M.B., Ripa, M., Lundström, I., Persson, L., Bergman, T., Ahl, M., Wahlgren, C.,
Persson, P. och Wickström, L. (2007) Synthesis of the bedrock geology in the Bergslagen
region, Fennoscandian Shield, south-central Sweden. Sveriges Geologiska Undersökning.
Tegengren, F.R. m.fl. (1924) Sveriges ädlare malmer och bergverk. Sveriges Geologiska
Undersökning.
Vokes, F.M. och Craig, J.R. (1993) Post-recrystallisation mobilisation phenomena in
metamorphosed stratabound sulphide ores. Mineralogical Magazine, March 1993, Vol. 57,
pp. 19-28. Mineralogical Society.
39
8. Appendix
Observera att fasen som undersöktes med mikrosond indikeras av det gula korset i bilden.
Figur 1. Dammen 3. Malmmineral (huvudsakligen blyglans, blågrå fas) i kornig massa av skarnmineral
(mörkgrå till svart fas).
Figur 2.Dammen 3, vismut (ljusaste fasen) associerat med en brunaktigt mineral vilken troligtvis är kopparkis, i
blyglans. De mörka fragmenten är skarnmineral.
40
Figur 3. Dammen 4, Kopparglans (den mellangrå fasen). Den ljusaste fasen är vismut. De svarta fragmenten är
skarnmineral.
Figur 4. Dammen 4, ”island texture”. Elementär vismut (krämvit fas) i kopparglans (gråblå fas). De svarta
fragmenten är skarnmineral.
41
Figur 5. Dammen 4, vismut (Bi) (krämvit fas) längst korngränser i kopparglans (cc). Längst upp till vänster ses
vismuten snarare följa korngränserna. De mörkgrå faserna är skarnmineral.
Figur 6. Dammen 4, ”Bi-O fas” längst korngränser mellan elementär vismut (Bi, krämvit fas) och silikatmineral
(mörk fas). Blågrå fas är kopparglans (cc).
42
Figur 7. Dammen 4, analys av elementärt vismut (ljusgrå, samma som figur 6). De svarta fragmenten är
silikatmineral, den mellangrå fasen är en ”Bi-O fas” och den mörkgrå fasen är kopparglans.
Figur 8. Dammen 4, analys av ”Bi-O fas”(mellangrå fas, samma som figur 6). Ljusgrå fas är elementärt vismut,
mörkgrå fas är kopparglans och svart fas är silikatmineral.
43
Figur 9.Dammen 4, analys av elementärt silver (ljusgrå fas). Mellangrå fas är akantit (Ag2S), mörkgrå fas är en
Cu-Ag-S fas, vit fas är en Pb-O fas och den svarta fasen är silikatmineral.
Figur 10. Dammen 4, analys av akantit (mellangrå fas) i elementärt silver (ljusgrå fas). Mörkgrå är en Cu-Ag-S
fas, vit är en Pb-O fas och den svarta fasen är silikatmineral.
44
Figur 11. Dammen 4,analys av en ”Pb-O fas” (vit) i elementärt silver (ljusgrå). Mellangrå fas är akantit,
mörkgrå är en Cu-Ag-S fas och svart fas är silikatmineral.
Figur 12.Dammen 4, analys av ”Cu-Ag-S fas” (mörkgrå, observera de inneslutningarna av okänd fas) i
elementärt silver (ljusgrå). Mellangrå fas är akantit, vit är en ”Pb-O fas” och svart fas är silikatmineral.
45
Figur 13. Dammen 4, dendritiskt mönster av okänd mineralfas i akantit (samma som i figur 9-13).
Figur 14. Dammen 4, bornit (mörkgrå) i en spricka i ett silikat (svart). Mellangrå fas är troligen digenit
(Cu1,8S) och den ljusgrå fasen är en ”Cu-Ag-S fas” (se figur 16).
46
Figur 15. Dammen 4, troligen digenit (mellangrå) i en spricka i ett silikat (svart).Den
mörkgrå fasen är
bornit och ljusgrå är en ”Cu-Ag-S fas” (se figur 16).
Figur 16. Dammen 4, analys av en ”Cu-Ag-S fas” (ljusgrå) i en spricka i ett silikat (svart). Den mörkgrå fasen
är bornit och den mellangrå är troligtvis digenit.
47
Figur 17. Dammen 4, reaktionsbård av olika ”Cu-Ag-S” faser (mellangrå till mörkgrå) in i blyglans (ljusgrå).
Silverhalten ökar i reaktionsbården mot blyglans (se figur 18-19 nedan). Den svarta fasen är ett silikatmineral.
Figur 18. Dammen 4, reaktionsbården från figur 17 (mörkare delen, närmast silikaterna). Ljusgrå fas är
blyglans, mellangrå fas innehåller mer silver än den mörkgrå analyserade fasen.
48
Figur 19. Dammen 4, reaktionsbården från figur 17 (ljusare delen av den). Ljusgrå fas är blyglans, den mörkgrå
fasen innehåller mindre silver.
Figur 20. Dammen 4, zonering i blyglans.
49
Figur 21. Dammen 4, silverkorn i kopparglans. Den lila linjen visar halten av silver, vilken ses öka över det
ljusa kornet.
Figur 22. Dammen 7, sprött deformerat pyritkorn (py). Notera den tydliga polerings-hårdheten (hög relief) hos
pyriten samt de korroderade korngränserna. Gul fas är kopparkis (cp), ljusgrå fas är blyglans (ga). De svarta
fragmenten är silikater.
50
Figur 23. Dammen 7, sprött deformerade pyritkorn (py). Notera även att pyriten i bilden till höger är mer
korroderad och upplöst. Kopparkis (gul) verkar ersätta pyriten på vissa ställen (sprickväggar passar inte) och
på andra fyllt öppna utrymmen (sprickväggarna passar). Den ljusgrå fasen är blyglans och den svarta och
mörkgrå fasen är silikater.
Figur 24. Dammen 7, kopparkis (mörkgul) har fyllt sprickorna i den sprött deformerade pyriten (ljusare gul),
troligtvis under metamorfos. Notera att vissa sprickor i pyriten har matchande sprickväggar (fyllning av öppna
utrymmen) medan andra inte (vilket tyder på ersättning). De svarta faserna är silikater.
51
Figur 25. Dammen 7, ”kaotisk struktur” med flera olika mineralfaser. Notera det bruna mineralet (”silver-rik
idait”) samt de i rött inrutade myrmekiterna mellan kopparkis (cp) – blyglans (ga) och kopparkis (cp) – kovellit
(blå). Den krämvita fasen är elementärt vismut (Bi). Kovelliten är blandad med oxider och sulfater av bly.
Figur 26. Dammen 7, analys av silver-rik idait (mellangrå). Det omgivande mörkgrå mineralet är kopparkis.
Detta silver-rika idaitkorn uppvisar svag anisotropi.
52
Figur 27. Dammen 7. Kovellit (cv) blandat med oxider och sulfater av bly. Notera den ”silver-rika idaiten” och
den ljusbruna hessiten (he) i den blå-grå blyglansen (ga). Den gula fasen är kopparkis (cp) och den krämvita är
elementärt vismut (Bi). De svarta faserna är silikater.
Figur 28. Dammen 7, kovellit med vad som tros vara olika sulfater och oxider av bly och silver. Den ljusgrå
fläcken i blyglans (vit), nordost om det gula korset, är hessit. Den mörkgrå fasen är kopparkis och den
mellangrå fasen är ”silver-rik idait”. Visar samma område som figur 27 ovan.
53
Figur 29. Dammen 7, sprickfyllnad av vad som tros vara sulfater och oxider av bly, omgiven av blyglans (den
ljusare mineralfasen).
Figur 30. Dammen 7, myrmekit med hessit (mörkgrå fas) och blyglans (ljusgrå fas).
54
Figur 31. Dammen 2. Kovellit med troliga oxider och sulfater av bly samt hessit (he) i blyglans (?).
55
