Malmbildande processer och Bergslagen

Transkript

1 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, Malmbildande processer och Bergslagen - Med exemplifiering från en silver-rik sulfidmineralisering vid Dammen nära Dannemora Albin Nordström

2 Självständigt arbete Nr 27 Malmbildande processer och Bergslagen - Med exemplifiering från en silver-rik sulfidmineralisering vid Dammen nära Dannemora Albin Nordström

3

4 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.

5

6 Innehållsförteckning 1. Inledning Malmbildande processer Hur studerar man bildningsförhållanden hos en malm Magmatiska malmbildande processer Sedimentära malmbildande processer Mekaniska sedimentära processer Kemiska sedimentära processer Metamorfa malmbildande processer Hydrotermala malmbildande processer Magmatiska hydrotermala processer Havsvatten som en hydrotermal fluid Atmosfäriskt vatten Porvatten Hydrotermala processer av metamorft ursprung Bergslagens malmer Malmtyper i Bergslagen Viktigare malmtyper relaterade till Bergslagen Teorier angående genesen av Bergslagens större malmer Dannemora Mikroskopering av opaka faser Malmmikroskopet Förbehandling och förvaring av prover Identifikation av mineral Mikrosond Malmmikroskopering Malmtexturer Undersökning av fyra stuffer från Dammen nära Dannemora Identifikationskriterier för vissa av de påträffade mineralen Beskrivning av de fyra stufferna Dammen Dammen Dammen Dammen Diskussion Tack till Referenser Appendix...40

7

8 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

9 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

10 Basalt Andesit Ryolit Alkalin magma Kimberlit Li Be 0,7 1,5 4,1 4,0-24,0 - F P ,6-0,9% V Cr Co ,4 - - Ni Cu Zn Zr Mo 0,9-2,7 0,8-1, Sn 0,9 1,5 3,6 - - Nb , Sb 0,1-1,4 0,2 0,1-0,6 - - Ta 0,9-2, W 1,2 1,1 2, Pb 6, Bi 0,02 0,12 0, U 0,1-0,6 0, Th 0,2 1, Ag(ppb) Au(ppb) 3,6-1,5 - - Pt(ppb) ,0-19 S Ge 1,1 1,2 1,0-1,3 1,3-2,1 0,5 As 0,8 1,8 3,5 - - Cd 0,02 0,02 0,2-0,5 0,04 - 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

11 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

12 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) + ½S 2 FeS(smälta) + ½O 2 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

13 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). R- faktorn 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 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

14 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

15 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

16 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 SiO 2, 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

17 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) 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: H 2 O + O o 2OH Där O o är syret som delas mellan kiseltetraedrarna i en magma. Eftersom en felsisk magma innehåller mer SiO 2 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

18 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 -, HCO 3 - och SO 4 2- (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) + O 2- (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

19 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) Havsvatten som en hydrotermal fluid Havsvatten anses ha en relativt låg salthalt i dessa sammanhang. De huvudsakliga katjonerna som finns lösta är Na +, K +, Ca 2+ och Mg 2+, och lösta anjoner Cl -, HCO 3 - och SO 4 2- (Robb, 2005). Havsvatten anses vara en av huvudkällorna för hydrotermala fluider vid avsättningar kring spridningszoner under vatten 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 CO 2 (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

20 att metaller som har högre affinitet för sulfidmiljö fälls ut först, och ersätter element med lägre affinitet. Dessa anrikningszoner kan sträcka sig m eller mer under grundvattenytan (Guilbert och Park, 1986) 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) 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 H 2 O eller CO 2 (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

21 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 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 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

22 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

23 1. Zn-Pb-Ag rika och Fe-Cu fattiga avsättningar, kallas även för SAS-typ ( Stratiform- Ash-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, Volcanic- Associated, 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 (MoS 2 ) 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 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

24 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 SiO 2 -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

25 Ma (Algoma-typ). Dessa förekomster är relativt små och är associerade med magmatiska öbågar Ma (Lake Superior-typ). Hittas på stabila kontinentalplattor och bildades under marin transgression och då havsytan stod högt 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. Fe 2+, från reducerande havsmiljöer, introducerades i grunda havsmiljöer och oxideras till den olösliga Fe 3+ -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 Fe 2+ är Mn 2+ relativt lösligt i vatten medan Mn 3+ och Mn 4+ likt Fe 3+ är olösliga och bildar oxider. I skiftande redoxmiljöer fälls mangan i oxiderande miljöer. Järn och mangan har liknande kemiska egenskaper, dock är Mn 2+ 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

26 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

27 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 ( ) 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

28 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

29 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 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

30 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): Färg 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. 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

31 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

32 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

33 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

34 - 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

35 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

36 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 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, Cu 5 FeS 4 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

37 Hessit, Ag 2 Te 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, Cu 5 FeS 6 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, Cu 2 S 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, CuFeS 2 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

38 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, FeS 2 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

39 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) 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 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 Dammen 4 Mikroskopiskt studie Mikroskopiskt förekommer elementärt vismut spritt, uteslutande, i kopparglans (Figur 3 i appendix) (som utgör uppskattningsvis % 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

40 Stuffen innehåller relativt stor del silikater. I sprickgångar i silikater påträffas en större mineralvariation (oftast som korn omkring 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 (Ag 2 S) och en Pb-O fas. Även en fas bestående av Cu-Ag-S, ungefär (Cu,Ag) 2 S, 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 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 i appendix). I kopparglansen så hittas ibland väldigt små inneslutningar av silver (figur 21 i appendix). Även zinkblände detekterades i stuffen Dammen 7 Mikroskopiskt studie I mikroskopisk skala domineras malmmineralen av kopparkis (uppskattningsvis %), 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 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) 5 FeS 6. Dock så ligger metall:svavel förhållandet mellan bornit (Cu 5 FeS 4 ) och idait (Cu 5 FeS 6 ). I den silver-rika idaiten förekommer inneslutningar av elementärt vismut omgiven av en 33

41 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 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) 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

42 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

43 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

44 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

45 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 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

46 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 Mineralogical Society. 39

47 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

48 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

49 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

50 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

51 Figur 9.Dammen 4, analys av elementärt silver (ljusgrå fas). Mellangrå fas är akantit (Ag 2 S), 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

52 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

53 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 (Cu 1,8 S) och den ljusgrå fasen är en Cu-Ag-S fas (se figur 16). 46

54 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

55 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 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

56 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

57 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

58 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

59 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

60 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

61 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

62 Figur 31. Dammen 2. Kovellit med troliga oxider och sulfater av bly samt hessit (he) i blyglans (?). 55