Landhöjning och förändringar i finska sjöar och vattendrag

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Anu Hakala artikel Maankohoaminen ja vesistöjen muutokset.

Till följd av den senaste istiden, Weichseltiden för 115 000 – 11 600 år sedan, sjönk jordskorpan i trakten av Finland djupt ner i manteln under tyngden av det massiva glaciäristäcket. Genom landhöjning inställer sig så småningom en s.k. isostatisk jämvikt mellan litosfären och manteln, vilket ger upphov till att strandlinjen vid kusterna successivt förflyttas utåt, samt i inlandet till att flodernas strömriktningar ändras och att vattenytan i sjöarnas sydöstra delar stiger.

Eftersom den kraftigaste landhöjningen förekommer i nordvästra Finland, längs den Bottniska vikens kust (ca 90 cm under en hundraårsperiod), sluttar det finska landskapet alltmera i en sydostlig riktning. Av denna orsak har vattnet i exempelvis Saimen och Päjänne, som i tiderna tömdes ut i Bottniska viken, steg för steg sökt sig mot sjöarnas sydostliga stränder och på så vis gett upphov till unga vattendrag, såsom Kymmene älv (ca 7000 år gammal), mellan sjöarna och Finska viken.

I Österbotten rinner en stor del av floderna fortfarande ut i Bottniska viken. I takt med landhöjningen blir flodernas utlopp emellertid allt flackare, vilket orsakar lägre strömningshastigheter samt ökad risk för översvämning.

A) Päijänne strax efter istiden, för 9 500 – 7 000 år sedan. Sjöns utloppsfåror mynnar ut i nordväst i Bottniska viken. B) Ett nytt utlopp, Kymmene älv, tar sin form (för ca 7 000 år sedan) till följd av att vattenmassorna söker sig mot Päijännes sydöstra delar p.g.a den kraftiga landhöjningen i nordväst. Utloppsfårorna till Bottniska viken försvinner successivt. C) Ända sedan 7 000 år tillbaka i tiden, har Kymmene älv blivit större i samband med att vattenytan i Päijänne allt mer tenderat mot sydost. Bild: Tapani Tervo.
Eftersom landhöjningen är strörst i trakten av Bottenviken, förflyttar sig strandlinjen i kustområdet mellan Vasa och Tornio snabbare utåt än någon annanstans i landet. Landhöjningen i området sker med en hastighet på upp till 90 cm/ 100 år.
Den svarta kustlinjen åskådliggör Östersjöns nuvarande utbredning. De ljusblåa fälten markerar områden som en gång i tiden har utgjort delar av Östersjön. De gröna fälten avpeglar emellertid landsområden som aldrig har lägat under havsytan. De mörkblåa fälten markerar områden som en gång i tiden har omfattart stora issjöar.

Stora delar av det finländska landskapet har en gång i tiden legat under havsytan. Sedan slutet av Weichseltiden har landskapet successivt rest sig ovanom havsytan till följd av landhöjningen. Endast i landets norra och östliga delar förekommer områden som inte någonsin har utgjort delar av Östersjön. Dessa är på bilden ovan markerade med grön färg. Bildens mörkblå fält markerar emellertid områden som inte har legat under havsytan men som istället utgjort grunden för stora glaciala issjöar.

Landhöjningen är således ett resultat av den senaste istiden. Uppskattningsvis sjönk litosfären drygt 1000 meter ner i manteln till följd av den upptill 1 kilometer tjocka inlandsisen. I takt med isavsmältningen började jordskorpan att resa sig. Spår av landhöjningen påträffas särskilt väl längs Bottenvikens fornstränder i form av strandvallar, varav den äldsta ligger ca 220 meter ifrån dagens havsvattennivå.

Forna strandformationer som p.g.a. landhöjningen idag ligger på land. Bild: Harri Kutvonen, GTK

I framtiden kommer landskapet att fortsätta stiga med uppskattningsvis 100-125 meter. Kvarken, som är drygt 20 meter djup, kommer att resa sig ovanom havsytan inom tidspannet av 2 000 år, vilket betyder att Bottenviken småningom kommer att förändras till Bottensjön.

Metamorfa bergarter

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Ari Brozinskis artikel Mitä ovat metamorfiset kivet?

Vad innebär metamorfos?

Metamorfa bergarter har fått sitt namn från grekiskans meta och morphe som betyder ändring av form. Metamorfa bergarter är ursprungligen magmatiska eller sedimentära bergarter som har blivit utsatta för en förändring i temperatur- och tryckförhållanden från sin ursprungsmiljö. Genom att modifieras, metamorfoseras, anpassar sig ursprungsbergarten, protoliten, till sin nya omgivning. Omvandlingsprocessen sker alltid i fast tillstånd och resulterar i att bergartens mineralogiska sammansättning förändras och därigenom i att en ny, metamorf bergart bildas.

Geologistuderanden betraktar en metamorfoserad bergskropp i en vägkärning. De röda mineralen i den övre bilden är granat. Klippväggen ligger vid Helsingevägen i Salo.

Metamorfa bergarter bildas således till följd av att tidigare bergarter omvandlas. Omvandlingen av protoliten sker, förutom till följd av nya temperatur- och tryckförhållanden, även genom mekanisk hoptryckning, uttöjning och skjuvning samt till följd av volatila komponenters verksamhet och närvaro.

Ursprungsbergarten, eller protoliten, omvandlas till en metamorf bergart till följd av att temperatur- och tryckförhållandena i omgivningen ändras.

Kännetecknande drag hos metamorfa bergarter

De vanligaste tecknen på att en bergart har genomgått metamorfos är:

• Mineralnybildning. Mineral som har låga kristallisationstemperaturer omvandlas till mineral med högre kristallisationstemperaturer, läs progressiv och regressiv metamorfos lägre ner.

• Metamorfa mineral. Mineral som i huvudsak bildas till följd av metamorfa processer, är säkra tecken på att en bergart har genomgått metamorfos. Exempel på metamorfa mineral är granat, sillimanit och cordierit.

• Metamorfa strukturer. Olika parallellstrukturer, längs vilka en metamorf bergart låter sig klyvas kallas Foliation. Foliationen kan vara skiffrig, gnejsig eller bandad. Lineation beskriver stavformiga mineralaggregat som är ordnade parallellt med varandra. Ifall bergarten har en massformig struktur är mineralkornen slumpmässigt fördelade och saknar orientering.

• Metamorfa texturer hos bergarter är antingen granoblastiska – alla kristallkorn är av samma storlek, eller porfyroblastiska – större kristaller s.k. porfyroblaster har vuxit in i en fin-medelkornig mellanmassa.

Temperaturens roll inom metamorfa processer

Småbröd metamorfoseras också

När du bakar småbröd börjar du med degen. Då degen är färdig skär du den i bitar och gräddar den i ugnen där den råa degen omvandlas, till följd av den höga temperaturen, till småbröd. Samma händelseförlopp sker då en bergart utsätts för förhöjda temperaturförhållanden och genomgår metamorfos. Bergartens sammansättning förändras till följd av att de kemiska bindningarna mellan atomerna i mineralgittret så småningom brister. Protoliten omvandlas till en metamorf bergart i takt med att nya bindningar konstrueras mellan nya atompar.

Den metamorfa utvecklingsgången kan enkelt jämföras med processerna som sker då du bakar småbröd och gräddar dem i en ugn.

Metamorfosens temperaturintervall

Metamorfosens temperaturintervall varierar beroende på det rådande trycket i den metamorfa miljön samt på den omgivande berggrundens sammansättning. Temperaturintervallets översta gräns ligger uppskattningsvis vid 1200- 2000ºC. Som lägst ligger metamorfostemperaturen vid ca 100ºC och i sällsynta fall även lägre. Den största delen av de metamorfa bergarterna bildas mellan 100-750ºC. Ifall en bergart smälter till följd av för hög temperatur, metamorfoseras den inte eftersom bergarter endast genomgår metamorfos i fast tillstånd.

Metamorfosens värmekällor.

Tryckets roll inom metamorfa processer

Litostostatiskt tryck

Begreppet stress, som betecknas (F/A) eller σ (sigma), används för att beskriva en belastning som riktar sig mot en specifik yta av en kropp. Tryck är emellertid stress som påverkar en kropp lika mycket ifrån alla håll. Det litostatiska trycket symboliseras med P och utövas på en bergartsvolym i litosfären. Trycket i litosfären uppstår främst till följd av tyngden av ovanliggande berggrundslager och ökar successivt mot jordens mitt. En annan faktor som också inverkar på det litostatiska trycket är fluider, såsom vatten och koldioxid, inuti berggrunden. Det fluidgenererade trycket betecknas exempelvis PH2O och PCO2.

Det litostatiska trycket kan jämföras med trycket i havet. Ifall man skulle sänka en ballong djupt ner i havet, skulle ballongen successivt krympa i takt med att djupet ökar. Trycket är lika stort från alla håll, precis som i litosfären.

Trycket ökar in mot kärnan med ungefär en kilobar för varje 3,3 km. Den metamorfa miljön börjar där trycket når 1 kilobar och sträcker sig ner till områden där trycket närmar sig flera 100 kilobar. De flesta metamorfa bergarterna som har påträffats vid jordytan är trots allt formade i jordskorpan och i övre manteln, vilket avspeglar ett tryck på 1-30 kilobar. Mineral som är stabila vid jordytan (t.ex. kvarts) har ett relativt rymligt kristallgitter, dvs. atomerna är orienterade med stora mellanrum. I fall dylika mineral utsätts för väldigt höga tryckförhållanden, förtätas mineralen (likt ballongen i bilden ovan) och omkristalliserar.

Temperaturens och tryckets samverkan inom metamorfa processer

Temperatur och tryck samverkar alltsomoftast i metamorfa processer. För att åskådliggöra denna samverkan används s.k. fasdiagram. Dessa används, förutom för att beskriva variationer i temperatur- och tryckförhållandena i litosfären, även för att beskriva förändringar som sker i bergarternas kemiska sammansättningar då de utsätts för nya temperatur- och tryckförhållanden.

Samspelet mellan temperatur och tryck kan enkelt beskrivas med hjälp av ett fasdiagram. Aluminiumsilikaterna (mineralgrupp) andalusit, sillimanit och kyanit är stabila inom olika temperatur- och tryckintervall.

Vad händer exempelvis i en protolit bestående av aluminiumsilikater, Al2SiO5, då temperatur- och tryckförhållandena förändras i dess omgivning? Al2SiO5 förekommer som tre olika mineral beroende på temperatur och tryck: andalusit, sillimanit och kyanit. Var och en av dessa mineral är stabila inom specifika temperatur- och tryckintervall. Om vi då för in en protolit som är rik på aluminiumsilikater i en omgivning där temperatur- och tryckförhållandet är 450ºC och 2 kbar, omvandlas dess mineralsammansättning till andalusit (se bilden ovan). Ifall temperaturen och/eller trycket ökar bildas sillimanit och kyanit på motsvarande sätt.

Ett mineral i en bergart kan således fungera som ett slags temperatur- och tryckmätare. Mineralet berättar oss vilka temperatur- och tryckförhållanden det har kristalliserat i och därigenom även på vilket djup och hur intensiv metamorfosen har varit. På basis av temperaturförhållanden indelas metamorfosens intensitet i: låg metamorfos (200-320ºC), intermediär metamorfos (320-600ºC) samt i hög metamorfos (över 600ºC).

Upplösning av bergarter till följd av tryck

Till följd av riktat tryck, kan mineralen i en bergart lösa upp sig partiellt. Upplösningen kräver fluiders närvaro och inträffar där belastningen är störst. Fluiderna lösgör joner från mineralgittren och transporterar dem till punkter där trycket är lägre. Så småningom formas nya mineral där jonerna samlas.

Partiell upplösning av bergarter.

Differentialstress

Då stressen inte är lika i alla riktningar kallas den differentialstress. Sammanpressningen eller uttöjningen kan exempelvis vara kraftigare i liggande plan än i stående plan. Differentialstress förkommer huvudsakligen i två varianter – normalstress och skjuvstress. Då bergarten utsätts för normalstress pressas den antingen ihop eller så töjs den ut. Processen bakom skjuvstress kan emellertid jämföras med processen som sker då man exempelvis för handen fram och tillbaka över en kortpacke – korten gnider mot varandra och fördelas i olika riktningar.

Differentialstress pressar samman och töjer ut bergarter.

Plastisk deformation

Ifall en bergart utsätts för differentialstress och defromeras utan att brista, kallas formändringen plastisk deformation. Deformationen sker vanligtvis i samband med höga temperturförhållanden, då mineralen låter sig formas i olika riktningar likt modellera. Plastiska deformationer är långsamma och inte reversibla, i motsats till elastiska defomationer. Vid plastisk deformation sker varken sprickbildning eller ändring i bergartens mineralogiska sammansättning.

Fluiders betydelse i metamorfa processer

De vanligaste litosfäriska fluiderna, vatten (H2O) och koldioxid (CO2), förekommer i jordskorpan i vätskeform och gasform, men även i ett s.k. superkritiskt tillstånd som både vätska och gas samtidigt. Åtminstone en liten mängde fluider finns praktiskt taget i alla bergarter och eftersom fluider bidrar till att material rör sig lättare, bidrar fluider även till att metamorfosen sker lättare. Fluiderna trappar således i de flesta fall upp metamorfosens intensitet och bearbetar bergarternas kemiska sammansättning genom att bidra med tillskott och/eller förlust av grundämnen.

Fluiderna i berggrunden har sitt ursprung i tre huvudsakliga källor:

  • Grundvattenreservoarer
  • Magma i astenosfären (stigande magma transporterar med sig fluider)
  • Fluidbildande metamorfa reaktioner

Metasomatos

Utbyte av grundämnen mellan en bergart och dess omgivning kallas metasomatos. Metasomatiska processer sker vanligen till följd av att kemiskt aktiva gaser och vattenlösningar, s.k. hydrotermala fluider, bearbetar berggrunden. Metasomatos och metamorfos sker ofta i samband med varandra.

Progressiv och regressiv metamorfos

Mineralnybildning är ett av de vanligaste tecknen på att en bergart har genomgått metamorfos.

Progressiv och regressiv metamorfos.

Till exempel om en lera, som innehåller lermineral med låga kristallisationstemperaturer (illit, kaolin och montmorillonit), metamorfoceras till följd av att temperatur- och tryckförhållandena stiger till exempelvis 450°C och 1 kilobar, omvandlas leran till den metamorfa bergarten fyllit, bestående av mineral med höga kristallisationstemperaturer (albit och klorit).

Leran genomgår i detta exempel en s.k. progressiv metamorfos eftersom lermineralen omvandlades till mineral med högre temperatur- och trycktåligheter. Skulle metamorfosen ha skett i den motsatta riktningen, d.v.s. högtemperaturmineral omvandlas till lågtemperaturmineral, skulle processen ha kallats en regressiv metamorfos.

Metamorfa facies

Ett metamorft facies är ett begränsat temperatur- och tryckintervall där en magmatisk eller sedimentär bergart är i jämvikt med sin omgivning. Ifall förhållandet förändras över en viss punkt tenderar bergarten att modifieras, metamorfoseras, till en ny mineralogisk sammansättning som befinner sig i jämvikt med den nya omgivningen, d.v.s. bergarten övergår i ett nytt facies. Förutom temperatur- och tryckförhållandena återspeglar således fälten inom ett faciesdiagram även protoliternas kemiska sammansättningar. Ett fält kan därför innehålla flera olika bergarter med olika sammansättningar.

De olika metamorfa facierna.

Faciesgränserna är tämligen diffusa. I takt med att PT-förhållandena ändras, förändras bergarternas egenskaper så småningom. Vart och ett faciesfält är namngivet enligt, inom ett fält, vanligt förekommande mineral eller bergarter. Exempelvis innehåller grönskifferfacies i många fall gröna kloritmineral samt amfibolitfacies amfiboler såsom hornblände.

Den geotermiska gradienten

Den successiva temperaturtillväxten mot jordklotets mitt kallas den geotermiska gradienten. Medelvärdet på den geotermiska gradienten är vanligen 30ºC/km. Det är emellertid nödvändigt att beakta att den geotermiska gradienten ändrar inom olika plattektoniska miljöer. Exempelvis kan den geotermiska gradienten stiga upptill 50 ºC/km i områden där den kontinentala skorpan har förtunnats till följd av kontinentalspridning. Däremot, kan gradienten vara under 20ºC/km i landskap, såsom i Finland, där litosfären är gammal och tjock.

I subduktionszoner där trycktillväxten är snabbare än temperaturökningen, till följd av att den subducerande oceanplattan uppvärms förhållandevis långsamt, stiger den geotermiska gradienten väldigt långsamt. I områden där det förekommer kontaktmetamorfos är förhållandet det motsatta – den heta magmaintrusionen upphettar kraftigt den omgivande berggrunden medan trycket bibehålls konstant. Detta bidrar till att den geotermala gradienten stiger snabbt.

Olika typer av metamorfos

Olika metamorfa bergarter bildas i olika metamorfa miljöer. Nära jordytan metamorfoserars magmatiska och sedimentära bergarter under relativt låga temperatur- och tryckförhållanden medan bergarter som befinner sig djupt nere i jordskorpan metamorfoseras under högre temperatur och tryck. Genom att studera metamorfa bergarters texturer, strukturer och mineralsammansättningar får vi insikt och kunskap om deras bildningsmiljöer.

Regional metamorfos

Den regionala metamorfosen har som namnet säger en stor utbredning och omfattar stora geologiska massor i jordskorpan. Metamorfosförloppet sker i samband med plattektoniska processer, såsom särgående i spridningszoner samt bergskedjeveckning i kollisionszoner, vilket bidrar till att det ofta förekommer ett riktat tryck (stress) i den regionala metamorfosmiljön. De följande metamorfostyperna tillhör den regionala metamorfosen:

  • Orogen metamorfos sker i samband med bergsveckning under höga temperaturer och tryckförhållanden. Bergarterna pressas ihop och töjs ut.
  • Diagenes. Efter att sediment avlagras, kan de med tiden omvandlas till fast berggrund. I samband med diagenes kompakteras sedimentlagrens understa skikt till följd av de övre lagrens pressande verkan. Deformation och magmatism förekommer sällan.
  • Metamorfos på havsbottnen sker såväl regionalt som lokalt vid oceanernas mittryggar. Heta vattenlösningar cirkulerar i berggrunden och omfördelar metasomatiskt bergarternas kemiska sammansättning.

Kontaktmetamorfos

Då metamorfa, sedimentära och mer sällan magmatiska bergarter kommer i kontakt med en het magmatisk kropp, uppstår i kontakten ett tillstånd av hög temperatur och relativt lågt tryck. Detta leder till att fluider drivs ut från kontakten in i den omgivande bergarten där de infiltreras och bildar en metamorf aureol. I den metamorfa aureolen uppstår ofta högtemperaturmineral med stora kristaller eftersom deras tillväxt gynnas av de cirkulerande fluiderna. Även ovanliga mineral uppstår i samband med kontaktmetamorfos. Detta beror på att den intruderande magman ofta innehåller gaser med relativt stora koncentrationer sällsynta grundämnen.

Pyrometamorfos är ett slags kontaktmetamorf process som sker i höga temperaturförhållanden och väldigt låga tryckförhållanden. Dylika miljöer uppstår exempelvis inuti och vid roten av vulkaner.

Dynamisk eller kataklastisk metamorfos

I de översta delarna av ett tektoniskt aktivt område, där såväl temperaturen som trycket är relativt låga, spelar det riktade trycket en avgörande roll på bergarternas omvandling. Bergarterna i området deformeras längs med specifika zoner, s.k. kross- eller skjuvzoner. Krosszoner är spröda förkastningszoner i jordskorpans övre delar längs med vilka en betydande förskjutning har ägt rum.

Rivningsbreccia bildas ofta i krosszoner. Skjuvzoner är plastiska förkastningszoner och de uppstår i områden där en betydande förskjutning har ägt rum i jordskorpans nedre delar. Skjuvzoner uppträder som både små och stora formationer. Myloniter som bildas i samband med skjuvzoner är i de flesta fall såpass söndermalda att det inte går att identifiera deras mineralsammansättning med blotta ögat.

Impaktmetamorfos

Impaktmetamorfos uppstår i samband med att meteoriter träffar jordytan med en hög hastighet. Denna typ av metamorfos är exempelvis vanligt förekommande på månen. I Norden kan man bäst studera impaktmetamorfa formationer i Siljanringen i sydcentrala Sverige.

Sjöar och myrar

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Kimmo Virtanens artikel Suot.

Sjöar

Det finska humida klimatet med liten avdunstning och tillräcklig nederbörd har haft en stor betydelse för den rikliga sjötillväxten i landet. Även den relativt flacka topografin har spelat en stor roll, de flesta sjöar bildas i låglänta områden med stor vattentillförsel. Sjöar får sitt vatten via vattendrag såsom floder och bäckar, samt via grundvattentillflöden och nederbörd. Eftersom en sjö i många fall ligger i kontakt med ett områdes grundvattenreservoarer, avspeglar sjöytan ofta den lokala grundvattennivån.

Sjöar förändras under sina livscykler – de flesta finska sjöarna är bildade vid slutet av den senaste istiden, Weichselistiden, som ägde rum för 115 000 – 11 600 år sedan. Sedan utvecklades de under Holocen, som började för ca 11 600 år sedan. I slutskedet av sina livcykler växer sjöarna igen och formar i vissa fall myrar.

Utbredningen av torvmarker i Finland. (Virtanen ja Hänninen 2004). Det finns ungefär 10,4 miljoner hektar torvmarker varav största delen ligger i norra Finland.

Myrar och torvbildning

Under Weichselistidens slut och i början av Holocen exponerades stora delar av jordytan i samband med isavsmältningen och den snabba landhöjningen. Glaciärisens smältvatten formade de första våtmarkerna genom att samlas i sänkor och håligheter i den blottade berggrunden.

I takt med inlandsisens avsmältning spred sig växtligheten norrut till följd av de glaciala näringsrika moränlagren. Myrtillväxten tog vid då starr (halvgräs) samt vit- och bladmossor grodde i våtmarkerna. De första torvlagren bildades då växtrester småningom lagrades i myrarnas nedersta skikt och förmultnade. Den äldsta myren som har påträffats i Finland ligger i Kuhmo och är uppskattningsvis över 10 770 år gammal.

I början av Holocen var myrbildningen långsam till följd av det förhållandevis varma och torra klimatet. Senare under Holocenperioden avtog emellertid temperaturen medan torkan ökade ytterligare. Vattennivåerna såväl i sjöarna som i grundvattenbassängerna sjönk vilket trappade upp igenväxningen. Myrtillväxten i skogslandskapen var ännu knapp eftersom de torra skogarna präglades av häftiga skogsbränder. I samband med att fuktigheten ökade mot slutet av Holocen tilltog myrtillväxten i skogsområdena i södra Finland. I landets norra delar var klimatet ännu tämligen torrt och myrar bildades främst då sjöar växte igen.

Myrtillväxten är intensivast i skogsbevuxna områden och sker främst till följd av att grundvatten flödar över markytan, att myren ansluter sig till en annan myr eller genom igenväxning. Igenväxningen av våtmarker sker huvudsakligen på två sätt; antingen vid ytan i näringsrika, eutrofa vatten eller på bottnen i näringsfattiga, oligotrofa vatten. Enligt Geologiska forskningscentralen har uppskattningsvis hälften av myrarna i södra Finland och 13% av myrarna i norra Österbotten bildats till följd av igenväxning.

I samband med att klimatet blev kyligare i slutet av Holocen för ca 5 000 år sedan, avtog avdunstningen vilket gjorde att grundvattennivån steg. Myrtillväxten i skogarna ökade först i söder och senare även i norr och allt tjockare torvlager började formas på bottnen av myrarna. För 4 000- 2 000 år sedan började s.k. palsmyrar växa i de nordligaste delarna av Lappland till följd av att grundvattennivån steg avsevärt i hela norra Finland. De äldsta palsmyrarna i Finland är ca 4 000 år gamla. Det vanligaste förekommande myrslaget i Finland är blandmyren som består av kärr- och mosselement.

Palsmyrar

  • Växer i områden med permafrost.
  • Förekommer nästan uteslutande i Lappland.
  • Har vanligen en frusen kärna av is och silt.
  • Är täckt med torrälskande växter.

Blandmyrar

  • Växer i områden där temperaturen och avdunstningen är låg.
  • Starrarter dominerar kärrpartierna
  • Mossarter dominerar bottenpartierna
  • Ljung och risväxter förekommer vid ytan.

I Finland bildas nya myrar nuförtiden i väldigt liten utsträckning. Detta beror på att alla lämpliga områden redan är myrbevuxna. De största myrbildningarna sker i översvämningsområdena till de största floderna i Lappland. Geologiskt sett är denna typ av myrbildning väldigt ung och innehåller inga tjocka lager av torv.

Längs med nordvästra Finlands kust, i områden som exponeras av landhöjning, sker det emellertid ett väldigt känsligt och långsamt slag av myrbildning. Dessa kustområden fungerar idag som biotopskyddsområden. Igenväxning av våtmarker sker nuförtiden främst till följd av övergödning, eutrofiering.

Artikeln publicerades ursprungligen i Pro Terra, exemplar 29/2006: Miten maamme makaa – Suomen maaperä ja sen tila. IV Maaperätieteiden päivien laajennetut abstraktit. M. Räty et al., s. 12-14. Suomen maaperätieteiden seura ry.

Kellarilampi-myren i Pudasjärvi

Kellarilampi-myren ligger i nationalparken Isosyötti i Pudasjärvi. Myrmarken hör till en av landets största myrar och omfattar ca 16 hektar våtmark innehållandes dryga 260 000 m3 torv. Myren har ett 4,5 meter tjockt torvlager i sina djupaste delar. Under Östersjöns Ancylusstadium för ca 9 300 – 9 500 år sedan befriades området från inlandsisen. Under denna period täckte Östersjöbassängen stora delar av västra Finland och sträckte sig från Pudasjärvi ända till Polen och Tyskland.

Myrbildningen i Kellarinlampi tilltog i takt med att området höjde sig ovanför vattenytan. Vatten samlades i sänkor och i håligheter och bildade sjöar som småningom växte igen med vitmossa och halvgräs. Myr- och därigenom även torvbildningen började i Kellarilampi-myren för 8 440-8 560 år sedan.

Kellarilampi-myren i genomskärning. Teckning: Kimmo Virtanen.

Till följd av den näringskrävande torvbildningen har myrväxtligheten i Kellarilampi småningom blivit karg och torftig (minerotrof). I myrens översta skikt, på 0,5-1 meters djup, påträffas karga torvlager som vittnar om att myrmarken torkat vid ytan för ca 1000-2000 år sedan. Torvbildningen i området sker väldigt långsamt. På ca 8500 år bildas uppskattningsvis 390 cm torv, dvs. under 0,5 mm i året och 46 mm inom tidspannet på tusen år.

Källor

Andréasson, P.,2006, Geobiosfären. Studentlitteratur. 604 s.

Östersjöns historia

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Anu Hakalas artikel Itämeren historia.

Baltiska issjön

Den första Östersjöfasen kallas Baltiska issjön, och formades efter Weichselistidens yngsta isframstöt för ca 15 000 år sedan. Issjön präglades av en stor vattentillförsel från såväl den avsmältande glaciärisen som från många stora floder som mynnade ut i sjöområdet.

Den uppdämda Östersjöbassängens vattennivå var i genomsnitt ca 25 meter högre än den dåvarande globala havsnivån. Issjöns enda utlopp mynnade via det danska sundet ut i Atlanten. I takt med att inlandsisen smalt växte den Baltiska issjön och täckte småningom hela Finska viken och delar av Ladoga.

Baltiska issjön för 13 000 år sedan.

Salpausselkä-ryggarna formades i samband med att istäcket successivt drog sig tillbaka. Med hjälp av isälvsdeltan som bildades intill randbildningarna har den Baltiska issjöns vattennivå kunnat uppskattas på senare tider.

Salpausselkäryggarna samt Centrala Finlands randbildning.

Det Baltiska issjöstadiet upphörde sannolikt för ca 11 500 år sedan i samband med att en passage mellan glaciärfronten och berget Billingen, i mellersta Sverige, öppnades. Det relativt breda utloppet öppnades väldigt snabbt vilket bidrog till att Östersjöbassängens vattenyta sjönk 25 meter på drygt 1,5 år.

Baltiska issjön för 11 500 år sedan.

Yoldiahavet

Yoldiahavets namn kommer ifrån den lilla ishavsmusslan portlandia (Yoldia) arctica som har påträffats i det forna havets lersediment. Bild: Jyrki Alkio

Den Baltiska issjön övergick i Yoldiahavet i samband med det drastiska flödet som fick Östersjöns nivå att sammanfalla med havsnivån. Klimatet ändrade snabbt då kallperioden, som varade under yngre Dryas (Weichseltidens sista kallperiod), upphörde. Temperaturen steg kraftigt på norra halvklotet till och den holocenska interglacialen inleddes. Förbindelsen mellan Östersjöbassängen och det öppna havet växte i takt med att glaciärkanten drog sig tillbaka över centrala Sverige. Saliniteten steg vilket möjliggjorde den saltvattenkrävande ishavsmusslans, Portlandia (Yoldia) arcticas, spridning till Östersjön.

Yoldiahavet varade från 11 500 till 10 700 år sedan.

Ancylussjön

Den tredje östersjöfasen, Ancylussjön, inleddens för ungefär 10 800 år sedan i samband med att hela Östersjöns vattennivå steg drastiskt. Billingeutloppet täpptes igen till följd av landhöjningen och Östersjöbassängen dämdes än en gång upp över havsnivån. Ancylussjön har fått sitt namn efter den sötvattenkrävande skålsnäckan Ancylus fluviatilis som spred sig i Östersjön alltefter att vattnets salinitet sjönk. Acylussjöns vattennivå var som högst för ca 10 700 år sedan. En transgression på minst 20 meter hade skett sedan fördämningen. Ancylustransgressionen avtog emellertid snabbt, för ca 10 300 år sedan, då ett nytt utlopp via det Dansk-Tyska området öppnades och Östersjöns vattennivå sjönk ner till havsytans nivå igen.

Delar av Fennoskandien var ännu isbelagda i början av Ancylusstadiet och Torneodalen exponerades först 800 år senare, dvs. för 10 000 år sedan.

Ancylussjön. Östersjöstadiet varade från 10 800 till 9 8000 år sedan och har fått sitt namn från skålsnäckan Ancylus fluviatilis.

 

Littorinahavet

Strandsnäckan Littorina littorea har gett Littorinahavet dess namn. Bild: Jyrki Alkio.

Isavsmältningen i början av holocen hade skett väldigt snabbt och endast små delar av den Skandinaviska glaciären fanns kvar då Littorinastadiet inleddes. Den globala havsnivån steg ändå successivt på grund av de återstående Nordamerikanska och Antarktiska glaciärernas avsmältning.

För ca 9 800 år sedan övergick Ancylssjön i Littorinahavet i samband med att stora mängder havsvatten strömmade in i Östersjöbassängen till följd av de växande världshaven. Namnet till det fjärde Östersjöstadiet kommer från strandsnäckan Littorina littorea som invandrade till Östersjön då saliniteten var som högst. Littorinatransgressionen kulminerade för ungefär 8 000-7 000 år sedan då havsnivån i Östersjön var några meter högre än den nuvarande. Sedan dess har havsytan sjunkit i långsam takt till följd av landhöjningen. Saliniteten är inte lika hög i Östersjön idag eftersom saltpulserna från havet inte är tillräckliga.

Littorinahavet för uppskattningsvis 8 000 år sedan.

Bilder: Matti Saarnisto, Olli Sallasmaa ja Harri Kutvonen, GTK

Big Bang – urexplosionen

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Ari Brozinskis artikel Big Bang – alkuräjähdys.

Varför finns vi till?

Har du någonsin blickat upp mot skyn och undrat var allting egentligen har sin början? Eller har du någon gång funderat på hur jordklotet, eller kanske det finländska landskapet, har utformats? För att få svar på liknande frågor bör vi göra en resa tillbaka i tiden, ända till Big Bang och universumets uppkomst. Endast genom att förstå processerna bakom världsalltets början, kan vi reda ut vilka processer som har format och fortsätter att forma vår planet, jorden.

Tiden före Big Bang

Fastän det kanske känns som om universumet har funnits till i all evighet, har det faktiskt funnits en tid då ingen egentlig tid existerade, för att inte tala om jordklotet, solen, universumet eller andra omständigheter som vi känner till idag. Inte ens atomerna, som bygger upp all materia, fanns till under denna period. Detta tidlösa förstadium till allt som existerar idag, anses enligt vissa teorier ha bestått av en oerhört het och tät punkt, en s.k. gravitationell singularitet.

Big Bang

Världsalltets eller universumets existens började i samband med att den extremt heta och täta punkten exploderade, för uppskattningsvis 13, 7 miljarder år sedan. I början av den första minuten (10 – 43 sekunder) var universumet mindre än ett knappnålshuvud.  Den obetydliga storleken var emellertid ett väldigt snabbt övergående fenomen, strax efter dess tillkomst började universum expandera med en väldig hastighet. Denna expansion uppskattas hålla på än idag.

Ingen vet egentligen hur Big Bang såg ut. Bilden, som är ritad av Ari Brosinski, uppvisar ett förslag på hur urexplosionen möjligen såg ut.

Naturkrafternas separation

Redan under den första sekunden i universumets historia hann mycket hända. En av de mest betydelsefulla händelserna var när de grundläggande naturkrafterna separerade från varandra.

Naturkrafterna var till en början förenade i en enhetlig superkraft som omfattade gravitationen, elektromagnetismen samt växelverkan hos starka och svaga krafter. I samband med att universumet fortsatte att expandera, växte de första materiernas massor, vilket bidrog till att tunga element så småningom började separera ifrån lätta element. Detta orsakade att gravitationen avskiljdes från de andra fundamentala krafterna och bildade en egen kraft.

De fyra naturkrafterna och deras verksamhetsområden:

  1. Gravitationen eller tyngdkraften upprätthåller solsystemens och galaxernas positioner i universumet. Tack vare tyngdkraften uppehålls bland annat jordens avstånd till solen. Tyngdkraften bidrar också till att vattnet, livet och atmosfären hålls förankrade till jordklotet.
  2. Elektromagnetism sker mellan elektriskt laddade partiklar och ger upphov till ljus, magnetism samt elektricitet.
  3. Stark växelverkan binder exempelvis neutroner till protoner i atomernas kärnor.
  4. Svag växelverkan alstrar exempelvis sönderfall hos radioaktiva grundämnen.

Från några sekunder till flera miljarder år

Sedan dess uppkomst har universumet genomgått perioder med såväl snabb som långsam utveckling. Endast en sekund efter urexplosionen Big Bang hade en rad olika grundämnen bildats. Detta skedde genom att de första protonerna, neutronerna och elektronerna bildade atomer, som vidare arrangerades enligt olika mönster (atomgitter) och bildade grundämnen. Däremot dröjde det över 400 miljoner år förrän de första stjärnorna bilades, och över en miljard år förrän de första galaxerna formades. Bilden nedan baserar sig på information om universumets utveckling, samlad av rymdsonden WMAP (Wilkinson Microwave Anistropy Probe).

Universumets utveckling under de senaste 13,7 miljarder åren. Längst till vänster syns Big Bang. Strax efter urexplosionen sker expansionen av universumet väldigt snabbt. De första stjärnorna bildades för uppskattningsvis 400 miljoner år sedan. Efterhand formades även de första planeterna och galaxerna. Längs till höger syns rymdsonden WMAP. Bild: NASA/WMAP Science Team.

Källor

Gasperini, M. & Veneziano, G. 2003: Physics Reports 373: 1-212.

Goldsmith, D. ja Owen, T. 2002:The Search for Life in the Universe, 3rd ed. University Science Books. USA.

Lopresto, J. 1990: The Big Bang in Conversation: Understanding the Big Bang. The Astronomy Quarterly 7: 87-94.

Press, F., Siever, R., Grotzinger, J. ja Jordan, T.H. 2003: Understanding Earth, 4th ed. W.H. Freeman and Company. USA.

Trevors, J. T. 2006: The Big Bang, Superstring Theory and the origin of life on the Earth. Theory in Biosciences 124: 403-412.

Jordtäckets utveckling

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Anu Hakalas artikel Maaperän synty.

Jordtäckets utveckling hänger nära samman med klimatförändringarna på jordklotet. Den största delen av Finlands jordarter har bildats under den senaste istiden, Weichselistiden för 115 000 -11 600 år sedan. Inlandsisen omformade berggrunden, röjde bort tidigare sedimentlager och jordtäcket, samt producerade jordarterna: morän, grus, sand, silt och ler. Den finska berggrunden är till största del (~95 %) täckt av ett löst jordtäcke. Bottenmorän är den vanligast förekommande jordarten i Finland. Den glaciala jordarten bildades då löst material skjuvades mellan glaciärbottnen och jordytan.

Till en stor del är jordtäcket uppbyggt av flera lager olika jordarter. Det understa lagret, som ligger närmast den fasta berggrunden, brukar bestå av bottenmorän eller grovkornigt grus och sand som är avlagrade av inlandsisen. Det grovkorniga bottenlagret är i många fall täckt av ett finkornigare ler- och/eller siltlager. Dessa är bildade under glacialisens avsmältningsskeden i lugna sedimentationsmiljöer som issjö- eller ishavssediment (glacilakustrina respektive glasimarina sediment)

Yngre postglaciala jordarter är exempelvis de organogena sedimentära jordarterna torv och gyttja. Torvbildning sker i områden som ständigt ligger i kontakt med vatten och bildas huvudsakligen av växter som har levt där torven finns. Den elastiska gyttjan bildas främst i låga bassänger av organiskt material som sjunker till bottnen och sedimenteras.   

Skillnaden mellan lera och gyttja är för många oklar. Inom geologin skiljer sig jordarterna åt främst på grund av deras sammansättningar. Lera består huvudsakligen av mineral, medan gyttjan är organisk:

  • Ler < 2% organiskt material
  • Gyttjelera 2-5 % organiskt material
  • Lergyttja 5-20% organiskt material
  • Gyttja > 20%  organiskt material
Jordtäcket består av fler lager av olika jordarter: 1. Berg 2. Bottenmorän 3. Åsmaterial (sand och grus) 4. Ler och silt 5. Sanddyner 6. Syttja 7. Starrtorv 8. Vitmoss-torv (torv bestående främst av vitmossa (Sphagum cuspidatum) 9. Fornstrand. Teckning: Harri Kutvonen, GTK.

Inlandsisens nötande effekt

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Anu Hakalas artikel jäätikön kulutus.

Glacial erosion

Istäcket röjer och transporterar bort tidigare jordtäcket och sedimentavlagringar. Genom abrasion, lossbrytning och sprickbildning omformar inlandsisen sitt underlag och bildar bland annat rundhällar, rullstensåsar samt glacialräfflade berg och stenblock. Även smältvattnet har en nötande effekt och ger upphov till isälvsavlagringar (glasifluviala avlagringar) samt ishav- och issjösediment (glasimarina och glasilakustrina sediment).

Då istäcket rör sig över landskapet lösgör det en stor del material, vilket ytterligare ökar ismassornas slipande och krossande effekt på underlaget (abrasion). Berggrunden under istäcket utsätts ofta för kraftiga spänningar vilket resulterar i sprickbildning och lossbrytning.

Berggrunden slipas och räfflas av stenmaterial i inlandsisens botten. Biden åskådliggör olika spår av glacialgeologiska erosionsprocesser. 1. Tunna isräfflor 2. Grova räffelrennor 3. Parabelriss 4. Små skärbrott 5. Stora skärbrott 6. Musselbrott 7. Isräfflor bildade i olika riktningar. Den stora röda pilen markerar inlndsisens senaste rörelseriktning. Den lilla svagt röda pilen markerar isens tidigare rörelseriktning. Teckning: Harri Kutvonen, GTK

Långsträckta rullstensåsar bildas till följd av att smältvattensediment inuti isälvstunnlarna i glaciären, rasar ner till marken i samband med isavsmältning. Rundhällar får sina karakteristiska valryggsformer då inlandsisen slipar berggrundens stötsida och bryter loss block från dess läsida. Isräfflor kan vara upptill flera centimeter djupa och uppkommer till följd av att istäckets bottenlager skrapar berggrunden.

Från Eeminterglacialen till Weichselistiden

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Anu Hakalas artikel Eemistä Veikseliin.

Eem

Den senaste interglacialen (varm period mellan istider) ägde rum för ca 130 000 – 115 000 år sedan och kallas Eem.  Eemhavet täckte stora delar av Finlands kustområden och hade förbindelser till Vita havet via Karelen, samt till Nordsjön via Kattegatt och sannolikt också via ett sund mellan Danmark och Tyskland.

Eem-havet. Bild: Harri Kutvonen/Jukka-Pekka Palmu, GTK.

Weichsel

Den senaste istiden, som kallas Weichselistiden, började för 115 000 år sedan. På basis av geologiska undersökningar omfattade istiden fyra stadialer (kallperioder med istillväxt) med mellanliggande interstadialer (återgång till mildare klimat). Av de fyra stadialerna medförde åtminstone tre av dem betydande nedisningar i Nordeuropa.

Det första istäcket bredde ut sig för ca 100 000 år sedan och täckte hela Barentshav i nordöst men lämnade stora delar av Finland och landområdena söderut isfria. Endast Lappland var istäckt.

Den andra nedisningen, Mittweichselglasiationen, började för 75 000 år sedan och hade en mindre utbredning i nordost. Inlandsisen sträckte sig emellertid längre söderut och täckte hela Finland samt stora delar av Östersjön för 65 000- 55 000 år sedan.

Weichseltidens maximala utbredning ägde rum under den sista nedisningen för 30 000 -20 000 år sedan. Inlandsisen täckte hela Norden och sträckte sig ända till de Brittiska öarna, Tyskland, Polen och Nordvästra Ryssland.

Weichselistidens fyra stadialer och inlandsisens utbredning. Bild: Jukka-Pekka Palmu/GTK

Efter Weichseltidens kyligaste period övergick klimatet igen till mildare temperaturer. Tillbakadragningen av inlandsisen började för ca 17 000 år sedan och var som intensivast för 15 000 år sedan. För 12 700 år sedan avtog avsmältningen till följd av en plötslig kallperiod. Denna period kallas yngre Dryas och tog slut för 11 600 år sedan varefter avsmältningen fortsatte ända tills hela inlandsisen hade försvunnit för ca 9 000 år sedan.

Mineralens egenskaper

Redaktör: Cecilia Aarnio, Efter Mikko Turunens artikel Mineraalien ominaisuudet.

Inledning

Kvarts som har utvecklat karakteristiska kristallformer.

Perfekta mineralkristaller är rätt så sällsynta. Detta beror främst på att det sällan finns tillräckligt med tillväxtutrymme i bergartssmältan för att alla mineral skulle utveckla fulländade kristallformer. Lyckligtvis har mineral andra kännetecknande egenskaper som hjälper oss att identifiera sådana mineral som vi inte känner igen på basis av deras kristallformer.

Kvarts som inte har utvecklat fulländade kristallformer p.g.a för trångt tillväxtutryme.

Till följande behandlas minerales kristallfysiska och optiska egenskaper:

  1. Allmänna egenskaper: densitet, glans, magnetism och radioaktivitet.
  2. Optiska egenskaper: färg, genomskinlighet, brytningsindex, dubbelbrytning, fluorescens och fosforescens.
  3. Mekaniska egenskaper: spaltning och brott, habitus och hårdhet.
  4. Andra egenskaper: elasticitet, kemiska egenskaper, lukt och smak.

1. Allmänna egenskaper

Densitet, Specifik vikt

Termen specifik ( G) vikt kan användas för att beskriva mineralens densitet och anger hur mycket vatten ett mineral avsätter. Varje mineral har sin karakteristiska specifika vikt, densitet, som är beroende av; hur tätt ordnade atomerna och jonerna är i kristallgittret, hur tunga de mineralbyggande elementen är och hurudan kristallstruktur mineralet har. Metallrika mineral, malmmineral, har oftast en hög densitet och är därför även tyngre än andra mineral i samma proportioner. Densiteten mäts med hjälp av formeln; d = massa/volym, gram/cm3. De vanligaste mineralens densitet brukar variera mellan 2,1-7,5 g/cm3. Densiteten är väldigt kännetecknande vid identifiering av malmmineral. Ifall ett bergartsprov är tungt för sin storlek kan man ofta dra slutsatsen att provet innehåller malmmineral.

Mineraldensiteter. Malmmineral har hög densitet eftersom de är uppbyggda av tunga element. Exempelvis är mineralet blyglans tungt eftersom det innehåller rikligt med det tunga grundämnet bly.

Glans

Många mineral har en typisk glans eller lyster som beror på mineralytornas reflektionsförmåga. Därför anses glansen vara diagnostiskt värdefull gällande mineralidentifiering. Den reflekterande ytans natur ger upphov till olika typer av glans och den mängd ljus som reflekteras bestämmer glansens styrka. Glansen är helt oberoende av mineralets färg och indelas ofta i två huvudgrupper: metallglans (hög glans) och icke-metallisk glans. Metallrika malmmineral har en gedigen metallglans eftersom metaller är kraftigt ljusabsorberande. Ofullständig metallglans kallas halvmetallglans. Bland de icke-metalliska glanserna finns många varierande typer (se tabellen nedan).

Mineral glänser och refklekterar ljus på olika sätt.

 

Magnetism

Endast ett fåtal mineralspecies kan identifieras utgående från deras magnetiska egenskaper. Mineralet magnetit är det enda mineral som är starkt magnetiskt, medan magnetkisen är svagt eller icke-magnetisk. Magnetismen kan undersökas med en handmagnet och redan små mängder av magnetit i icke-magnetiska mineral kan göra dem svagt magnetiska.  Vid exempelvis malmletning har magnetismen praktiskt taget en stor betydelse eftersom alla mineral som innehåller t.ex. järn är magnetiska. Magnetism kan också iakttas med en kompass. 

Radioaktivitet

Uraninit.

Autunit, uraninit och carnotit är uranförande radioaktiva mineral och innehåller instabila element som uran, thorium, rubidium och kalium som faller långsamt sönder. Mineralen kan identifieras med hjälp av en Geigermätare, men eftersom radioaktiva mineral ofta skadar omgivande mineral med sin strålning kan s.k. halos (omvandlingszoner) runt de radioaktiva mineralen skönjas antingen med blotta ögat eller i mikroskop. Mineral som utsatts för en långvarig radioaktiv strålning kan ha en totalt nedbruten struktur och kallas då metamikta.

2. Optiska egenskaper

Färg

Några exempel på mineral vars yttre färger skiljer sig från streckens färger.

Mineralens färg beror på vilka delar av det vita ljusets spektrum de absorberar. Färgerna man upplever härstammar från de minst absorberade våglängderna. Färgen hos mineral är sällan kännetecknande och de flesta mineral kan uppvisa flera olika färger. Vissa mineral, såsom den blå azuriten och den gröna malakiten, kan identifieras tack vare deras distinkta färger. Mineralets färg skall helst iakttas på färska ytor eftersom de ytliga färgerna förändras ofta då mineral oxiderar.

Äldre ytor uppvisar inte alltid mineralens egenfärger…
…Men färska ytor bringar fram den ”inre skönheten.”
På vittrade ytor är mineralidentifieringen svår.

 Ett pulveriserat mineral ger ofta ett annat färgintryck än den fasta substansen och är mer kännetecknande än egenfärgen. Exempelvis har den svarta hämatiten ett blodrött streck, kallas därför även blodsten, och den guldgula pyriten ett svartgrönt streck. Strecket motsvarar mineralets egenfärg och är ganska oberoende av färgvariationer. Genom att repa mineralet mot en oglaserad porslinsbit får man enkelt fram ett färgat streck. Ifall mineralets hårdhet är högre än 5,5 (se hårdhet) används en kniv eller en spik för att söndra mineralets yta.

Elproppens yta lämpar sig för att bestämma streckets färg. De fem strecken på  bilden är gjorda med olika mineral. Börjande från vänster: kopparkis, zinkblände, blyglans och molybdenglans

Genomskinlighet

Mineral kan vara genomskinliga, genomlysande eller ogenomskinliga (opaka). Alla metaller och de flesta malmmineral (sulfider och oxider) är ogenomskinliga. Nästan alla övriga mineral är genomskinliga, genomlysande eller halvgenomskinliga i tunna stycken. Fastän t.ex. hornbände är svart i tjockare stuffer är det halvgenomskinligt i mycket tunna tunnslip.

Genomskilnig.
Genomlysande.
Ogenomskilnig eller opak.

 

Brytnigsindex

Brytningsindex beskriver mineralens förmåga att bryta ljuset. Då en ljusstråle träffar mineralets kristallytor bryts ljuset i olika riktningar. Brytningsindex används speciellt vid undersökning av ädelstenar. Högt brytningsindex ger genomskinliga mineral större glans.

Diamanten har ett högt brytningsindex.

Dubbelbrytning

Samtliga mineral (förutom de som tillhör det kubiska kristallsystemet) bryter ljuset i två riktningar. Detta kallas dubbelbrytning. Mineralet kalcit kan särskilt vackert visualisera dubbelbrytning. Lägger man en kalcitkristall på ett papper med bokstäver, syns de dubbla genom kristallen. De flesta mineralen har för svaga dubbelbrytningsförmågor för att synas med blotta ögat.

Kalciten åskådliggör dubbelbrytningen väl.

Fluorescens och fosforescens

Fluorescens uppstår hos vissa mineral då röntgen eller UV-ljus absorberas. Fluorescenta mineral, t.ex. scheelit, kalcit och fluorit, kan bäst betraktas i mörker då de ”lyser” vid bestrålning av en UV-lampa. Medan ljusemissionen hos fluorescenta mineral upphör i takt med att ljuskällan avtar i styrka, fortsätter fosforescenta mineral att utsöndra ljus efter att röntgen- eller UV-lampan slocknat. Fosforescensen syns svagare än fluorescensen men kan pågå upptill flera timmar efter att ljuskällan slocknat.

Fluorecenta mineral i ultraviolett ljus.
Samma mineral i vanligt ljus.

3. Mekaniska egenskaper

Spaltning och brott

Kalciten går att spjälkas i tre olika riktingar.

Atomerna i mineralgittret är orienterade enligt olika mönster för att bibehålla inbördes lägen och motstå förändringar. Därför låter många mineral sig lättare spjälkas efter en eller fler riktningar än andra. Vid slag sönderdelar vissa mineral sig enligt plana, någon gång spegelblanka, ytor s.k spaltytor. Spaltbarheten framträder bäst vid brottställen och mineral kan ha mellan 1-3 olika spaltriktningar. Spaltytan är alltid parallell med en möjlig kristallyta men bör inte förväxlas med kristallytor. Alla mineral tillhörande gruppen spater har god spaltbarhet.

Beroende på hur välutvecklad spaltningen är indelas den i olika grader.

Många mineral saknar spaltbarhet fullkomligt. Dessa mineral uppvisar oregelbundna brottytor vid slag. Också mineral med spaltbarhet ger oregelbundna brottytor då klyvningen inte sker längs med spaltytorna. Brottytorna kan ha olika karaktär hos olika mineral. Det finns: mussliga, ojämna, hackiga, splittriga och jordiga brott.

 

Habitus

En mer allmän beskrivning på utseendet av mineral ges med termen habitus.  Mineralens habitus är starkt beroende av förhållandena de bildas i och kan exempelvis vara fibrigt, granulärt, bladigt, stråligt eller massivt (derbt).  Ett och samma mineral kan ha fler än en habitus.

 

Hårdhet

Hårdheten hos mineral är en viktig diagnostisk egenskap vid mineralidentifiering och betyder ett minerals motståndskraft mot mekaniskt slitage. Genom att använda olika metoder för bestämning av hårdheten erhålls olika typer av hårdhet.  Den sk. rep- eller ritshårdheten används vanligen för att bestämma motsåndet ett mineral uppvisar mot repning, t.ex repning med en kniv. Mohs hårdhetsskala uppkom på 1800-talet då mineralogen Friedrich Mohs föreslog att mineral skulle indelas i en tiogradig skala på basis av sina hårdheter. Hårdhetsskalan är uppbyggd av tio mineral som är arrangerade så att mineral repar dem med lägre hårdhet och repas själva av dem med högre hårdhet. Det mjuka mineralet talk är nummer 1 på hårdhetsskalan medan det hårdaste mineralet diamant är nummer 10. Skalan är relativ och fastställer endast vilket mineral som repas av ett annat. För att erhålla en mer absolut hårdhetsbestämning definieras hårdheterna som yt- eller sliphårdhet och avtryckshårdhet. Sliphårdheten mäter viktminskningen av ett material som slipas av ett hårdare slipmedel. Avtryckshårdheten anger det motstånd ett mineral gör mot en inträngning av t.ex en kula.

Mohs hårdhetsskala. Tabellen listar upp de tio indexmineralen som ingår i hårdhetsskalan. Mineralens hårdheter kan även prövas med hjälp av lättillgängliga material såsom naglar, järn- och glasbitar. Rosiwals hårdhetsskala anger sliphårdheten hos de olika mineralen.
Diagramet åskådliggör diamantens överlägsna hårdhet i jämförelse med de andra mineralen. Även mineralet korund är tydligt hårdare än de andra.

4. Andra mineralegenskaper

Elasticitet

Muskovit.

Glimmermineralen biotit och muskovit är typiska exempel på elasticitet. Till skilnad från oelastiska , spröda, mineral  kan elastiska mineral böjas utan att de går sönder. Efter böjningen återgår de elastiska mineralen till sin ursprungliga form.

Kemiska egenskaper

Genom att göra ett s.k. syratest kan man avgöra ifall ett okänt mineral är ett karbonatmineral.  Det räcker med en liten droppe utspädd saltsyra (HCl) på vissa karbonatmineral, såsom kalcit , för att få en reaktion. Saltsyran börjar fräsa p.g.a en avgång av koldioxid. Alla mineral, såsom dolomit, reagerar inte med utspädd saltsyra medan flera mineral reagerar med outspädd saltsyra.

En liten droppe utspädd saltsyra (10 %) på ytan av mineralet kalcit…
…åstadkommer häftiga reaktioner…
…vilket är ett bra sätt att skilja kalciten ifrån andra liknande mineral.

Den kemiska föräningen dimetylglyoxim avslöjar nickelrika mineral såsom pentlandit. Vissa mineral, såsom bergssaltet halit, kan identifieras på smaken. Lukten kan också någon gång hjälpa oss vid mineralbestämningen. Till exempel luktar arsenikbärande mineral vitlök vid slag med hammare.

Nickelrika mineral får en röd färg om de kommer i kontakt med dimetylglyoxim.

Vad är mineral?

Redaktör Cecilia Aarnio. Efter Mikko Turunens artikel Mitä mineraalit ovat?

Mineral är en fast oorganisk substans med en regelbunden intern uppbyggnad. De består av grundämnen och kan identifieras genom sina kemiska formler samt sina kristallsymmetriska egenskaper. Tillsammans bildar olika mineralkombinationer bergarter – mineral utgör således bergarternas minsta beståndsdelar. De flesta bergarterna består av tre till fem olika mineral. Bergarten granit består exempelvis av mineralen kvarts, fältspat och glimmer. Kornstorleken hos de enskilda mineralen i en bergart kan variera. Vanligtvis är kornstorleken ca 0,1-1 mm.

Mineral består av olika kemiska kombinationer grundämnen.  Exempelvis kisel och syre bildar tillsammans mineralet kvarts, som är ett av de dominerande mineralen i bergarten granit. Bergarter utgör Jordklotets fasta jordskorpa d.v.s. berggrunden.

Alla mineral består av en unik kombination grundämnen och har således även en unik kemisk formel. På basis av mineralens kemiska sammansättning klassificeras mineral i olika mineralsläkten. Exempelvis kvarts som består av kisel och syre tillhör mineralsläktet silikater.

De vanligaste mineralbyggande grundämnena är; Kisel (Si), syre (O), aluminium (Al), järn (Fe), kalcium (Ca), natrium (Na), kalium (K) och magnesium (Mg).

Vid mineralidentifiering studeras mineralens karakteristiska egenskaper (se mineralegenskaper), emellanåt makroskopiskt med blotta ögat och emellanåt med hjälp av mikroskop. Ungefär 3000 – 3500 mineral är kända, varav ett hundratal har en större betydelse antingen för att de är vanliga eller för att de har någon värdefull egenskap. Endast ett tjugotal mineral bygger i huvudsak upp de vanligaste bergarterna. De flesta mineralen förekommer sporadiskt i väldigt små koncentrationer medan ett fåtal mineral, så som kvarts och plagioklas, utgör största delen (60%) av jordskorpans mineralsammansättning.

Mineralens ursprung

Olika mineral bildas till följd av flera varierande mineralbildande processer. Det gröna mineralet olivin kristalliserar exempelvis ur heta underjordiska smältor och gaser eller ur heta fältspatrika lavaflöden. Bergssaltet halit bildas igen som en utfällningsprodukt ur mättade vattenlösningar. Svavelrika mineral bildas till följd av mikroorganismer och annan biologisk aktivitet. Eftersom olika mineral är stabila inom olika temperatur- och tryckförhållanden, bildas många mineral även genom omkristallisation av tidigare mineral då kristallisationsmiljön förändras. </p>\r\n<p>Mineral bildas således i samband med en rad olika geologiska processer varav de viktigaste processerna är:

  • Magmatism
  • Sedimentation
  • Metamorfos

Då mineral bildas till följd av magmatism kristalliserar mineralen ur en magma, antingen ovanpå eller inuti jordskorpan. Då den heta magman svalnar och stelnar faller de mineral vars kristallisationstemperaturer är högst ut först, till exempel kromit, plagioklas, olivin och pyroxen. Sedan kristalliserar mineral med lägre kristallisationstemperatur i takt med att magman svalnar. Ifall processen skulle vara omvänd d.v.s. att en fast bergart hettas upp och smälter, skulle mineralen lösas upp börjandes från de mineral vars kristallisationstemperatur är lägst. Alltså skulle de mineral som har den högsta kristallisationstemperaturen lösas upp sist.

Mineralens kristallformer är beroende av i vilket skede mineralen kristalliserar då bergartssmältan stelnar. De mineral som kristalliserar först har mer utrymme att växa i eftersom de är omgivna av en eftergivlig smälta. Alltmedan fler kristaller bildas krymper även tillväxtutrymmet för mineralen vilket leder till att senare mineral utvecklar ofullständiga kristallformer.

Sedimentation sker i samband med kemisk, mekanisk och biologisk vittring. Vittringsprodukterna transporteras, sorteras och avlagras d.v.s. sedimenteras. Mineral, såsom limonit och kvarts, tillhörande gruppen karbonatiter kan bildas som utfällningar ur mättade vattenlösningar. Dessa nya mineral har ofta en fasthäftande effekt på de omgivande sedimentlagren vilket gör att sedimenten cementeras, blir mer kompakta och därigenom omvandlas till sedimentbergarter.

Metamorfos innebär en omkristallisation av mineral till följd av förhöjda temperatur- och tryckförhållanden som uppstår genom plattektonisk verksamhet i jordskorpan. Tidigare mineral som bildats till följd av magmatism, sedimentation eller tidigare metamorfos omkristalliseras och kan således bilda nya mineral.

Olika mineralbildande processer. Magmatism, som innebär kristallisation av bergartssmältor, sker såväl djupt nere i berggrunden som vid jordytan. Då magma stiger upp till jordytan ändras benämningen till lava. På jordytan sker kraftig erosion av berggrunden och vittringsprodukter transporteras, exempelvis av floder, till havet där det sedan sedimenteras. De allra största stenpartiklarna förblir nära stranden medan finare partiklar transporteras allt längre ut i havet. Det sorterade, icke upplösta, materialet avlagras som sediment medan det upplösta materialet bildar fällningar och binder ihop sedimenten. Mineral som bildats till följd av magmatism, sedimentation eller tidigare metamorfos, kan omkristalliseras och metamorfoseras till nya mineral.

Klassifikation av mineral

Mineral som är väsentliga i uppbyggnaden av bergarer kallas för bergartsbyggande mineral eller bergartsmineral. Mineral som innehåller en tillräcklig mängd metallelement för att det skulle vara ekonomiskt lönsamt att bryta mineralet och utvinna metallen kallas malmmineral. Malmmineral är vanligen oxider och sulfider. Exempel på malmmineral är kopparkis som innehåller rikligt med koppar, och pentlandit som innehåller stora mängder nickel. Malmmineralen kan bilda en malm men behöver inte alltid göra det.

Industrimineral är som sådana värdefulla och brukbara. Exempelvis används kyanit i värmebeständiga material för t.ex. ugnar och tändstift tack vare sin höga smältpunkt. Kalcit är ett annat viktigt industrimineral med flera användningsmöjligheter, t.ex. cement, byggnadssten (marmor) och gödningsmedel. Sällsynta mineral som är genomlysande, hårda och vackra kallas ädelstenar.

Mineralklassificering enligt användning och ändamål:

  • Bergartsmineral
  • Malmmineral
  • Industrimineral
  • Ädelstenar