ALKUSANAT

Käsillä oleva verkko-oppikirja on muokattu Risto Piispasen ja Pekka Tuiskun v. 1997 kirjoittamasta "Mineralogian Perusteet" -nimisestä oppikirjasta. Kirja syntyi Risto Piispasen Oulun yliopiston geologian laitoksella vv. 1972-1985 pitämien kidetieteen ja mineralogian kurssien luentojen yhteydessä tekemien monisteiden pohjalta. Monisteiden II ja III painos ovat syntyneet jo vuosina 1975 ja 1976 ja niitä on edelleen myöhemmin laajennettu molempien tekijöiden toimesta. Mineralogian ja siihen olennaisesti liittyvän kidetieteen opetukseen ei ole ollut tarjolla sopivaa suomenkielistä oppikirjaa. Mineralogian perusteet -kirjan tarkoituksena olikin tarjota kirjallinen lähde opiskelijoille mineralogian kurssien seuraamisen tueksi sekä kaikille kidetieteen ja mineralogian perusteista kiinnostuneille. Siihen oli koottu kidetieteen ja mineralogian ydinkohdat varsin suppeasti.

Kirjasta muokatun verkkokirjan tarkoitus on tehdä kirja helposti saatavaksi sekä opiskelijoille että muille asiasta kiinnostuneille, ja kaiken lisäksi ilmaiseksi! Kirja on tehty loogisesti eteneväksi mutta toisaalta helposti selattavaksi, mitkä ovat oppikirjan kannalta tärkeitä ominaisuuksia.Mineralogian Perusteet -verkkokirja tulee varmasti palvelemaan Oulun yliopiston geologian opiskelijoiden ohella myös muita työssään tai opinnoissaan kidetieteen ja mineralogian perustietoja tarvitsevia sekä mineralogian harrastajia.

Kidetiede ja mineralogia ovat varsin fyysisiä tieteenaloja sillä ne käsittelevät käsin kosketeltavaa materiaalia, mineraaleja ja kiteitä.Tekijät korostavatkin etenkin yliopisto-opiskelijoille kurssiin liittyvien harjoitusten merkitystä laajemman kokonaiskuvan ja fysikaalisen kosketuksen saamiseksi kiteisiin ja mineraaleihin. Mineralogian opiskelijoiden ei kannata unohtaa myöskään alan museoiden kokoelmiin tutustumista eikä luonnon kohteisiin tehtäviä retkiä.

Oulussa elokuulla 2005

tekijät

© Risto Piispanen ja Pekka Tuisku

 

TEKIJÖIDEN HUOMAUTUS

Valitettavasti kaikkia mineralogian kurssilla esitettyjä kuvia ei voi tekijänoikeudellisista syistä esittää tässä julkisessa versiossa. Viitteet niihin on kuitenkin säilytetty ao. kohdassa merkinnällä (LK) luentoja seuranneiden muistin virkistämiseksi.

PÄIVITYKSET

Syksy 2007: lisätty mineraaleihin zirkoni (jalosilikaatit) ja jää (oksidit). Syksy 2013: lisätty mineraaleihin monatsiitti (fosfaatit).

 

A. JOHDANTO

1. GEOLOGIA TIETEENÄ

Geologian tutkimuskohteena on maapallo, lähinnä sen kiinteä kuori. Geologi tutkii maapallon rakennetta, koostumusta, kehityshistoriaa ja niitä prosesseja, joiden alaisena ennen kaikkea maapallon kuori on ollut ja on yhä edelleen. Suomen oloissa geologia voidaan mukavasti jakaa kahteen osaan meidän erikoisolosuhteistamme johtuen. Suomessa kiinteää kallioperää verhoaa yleensä kallioperästä selvästi erottuva muutaman metrin vahvuinen, irtaimista maalajeista koostuva maaperä (Valokuva). Kallioperään kohdistaa tutkimuksensa geologian osa, jota yliopistollisena oppiaineena nimitetään geologiaksi ja mineralogiaksi, maaperää taas tutkii maaperägeologia. Geologian ja mineralogian tutkimuksen piiriin kuuluvat myös malmit, jotka ovat kallioperän taloudellisesti merkittävin osa. Kaikkialla maapallolla ei voida jakoa maaperägeologiaan ja kallioperägeologiaan tehdä, sillä kallioperä ja sitä peittävä maaperä eivät kaikkialla ole yhtä selvästi toisistaan erottuvia (Valokuva). Myös Suomessa, etenkin maamme pohjoisosassa, on alueita, joissa kallioperä vaihettuu vähitellen maaperäksi (Valokuva)..

Geologia on varsin laaja-alainen tiede. Geologisessa tutkimuksessa käytetään hyväksi ennen muuta kemian ja fysiikan tarjoamia tutkimusmenetelmiä ja voidaankin sanoa, että geologia on kemian ja fysiikan soveltamista maapallon ja maankuoren tutkimiseen. Tutkimuskohteen ja tutkimusmenetelmän mukaan voidaan geologiassa edellä mainittujen kahden haaran lisäksi erottaa mm. seuraavia:

Kidetiede l. kristallografia. Kiteisen olomuodon erikoispiirteiden tutkiminen, kiteiden geometrian ja muotojen tutkiminen, joka on ns. kidemorfologiaa. Kiteiden sisäisen rakenteen tutkimus käyttää röntgensäteitä apunaan ja on samalla osa fysiikkaa yhtä hyvin kuin geologiaakin.

Mineralogia tutkii mineraalien ominaisuuksia, kemiallista koostumusta, pysyvyysolosuhteita (ns. kokeellinen mineralogia), mineraalilajeja ja mineraalien luokittelua sekä mineraalien sisäistä rakennetta.

Petrografia on kivilajien luokittelua, kuvaamista sekä kivilajien mineraalikoostumusten selvittelyä ennen muuta polarisaatiomikroskoopin (Valokuva) avulla (ns. mikroskooppinen petrografia).

Petrologia on kivilajien synnyn tutkimusta. Kokeellisessa petrologiassa voidaan kivilajien syntyyn liittyviä useinkin korkeita paineita ja lämpötiloja aikaansaada laboratoriolaitteistolla.

Malmigeologia tutkii malmien mineraalikoostumusta, rakennetta ja syntyä sekä pyrkii keräämään ja luomaan malminetsintää helpottavaa tietoutta kivilajien, kallioperän ja malmien välisistä syy-yhteyksistä.

Isotooppigeologia tutkii kivissä, mineraaleissa ja vesissä ym. geologisissa materiaaleissa olevien alkuaineiden isotooppikoostumusta ja sen vaihteluita geologisissa prosesseissa ja pyrkii määritysten kautta selvittämään mm. missä olosuhteissa ja missä tapahtumissa tutkittava osa kallioperää on syntynsä saanut. Isotooppigeologian eräs osa on geokronologia, jossa kivien ikä pyritään määrittämään radioaktiivisten aineiden hajaantumisnopeuksien perusteella.

Geokemia, joka voidaan käsittää myös geologiasta erilliseksi itsenäiseksi tieteeksi, tutkii alkuaineiden ja niiden isotooppien jakaantumista maankuoressa ja jakaantumiseen vaikuttavia tekijöitä sekä alkuaineiden kiertokulkua luonnossa.

Rakennegeologia ja tektoniikka keskittyvät kallioperän rakenteen selvittelyyn. Pyrkimyksenä on poimujen ja siirrosten yms. geometrinen analyysi sekä rakenteen syntyyn vaikuttaneiden voimien ja liikuntojen dynaaminen analyysi.

Fotogeologia ja kaukokartoitus on kallioperän ja maaperän rakenteiden ja kehityshistorian selvittelyä ilmakuvien ja satelliittikuvien avulla.

Stratigrafia on oppi kerrostuneiden kivilajien kerrosjärjestyksestä ja ikäsuhteista. Aktualismin periaatetta hyväksikäyttäen tulkitaan kerrostuneiden kivilajien alkuperäisrakenteista niiden ikäjärjestys.

Sedimentologia on kerrostumisolosuhteiden ja -tapahtumien lainalaisuuksien selvittelyä.

Paleontologia selvittelee kerrostumien ikäjärjestystä ja ikää fossiilien avulla. Suomessa paleontologia on melko vähän sovellettavissa, sillä fossiileja Suomessa on yleensä vain maaperässä (ns. kvartääripaleontologia).

Kvartäärigeologia; kvartäärikauden aikaisen kehityksen, ilmaston, merivaiheiden ja kasvillisuuden kehityksen tutkiminen.

Glasiaaligeologia; mannerjäätiköitymisen aikaansaamien kallioperän ja maaperän muotojen ja muodostumien tutkimus soveltaen nykyaikaisista jäätiköistä tehtyjä havaintoja.

Hydrogeologia; pohjaveden esiintymiseen, laatuun ja määrään vaikuttavien geologisten tekijöiden tutkimus.

Turvegeologia; soiden ja turpeiden levinneisyyden, turvepaksuuksien ja maatumisasteiden sekä suo- ja turvetyyppien tutkimus.

Rakennusgeologia; rakentamisen yhteydessä huomioon otettavien kallio- ja maa-aineksen teknillisten ominaisuuksien selvittely.


A. 2. GEOLOGIAN LIITTYMINEN MUIHIN TIETEISIIN

Edellä olevasta geologian osa-alueiden kuvauksesta käy ilmi, että geologia liittyy monilta osin läheisesti kemiaan ja fysiikkaan. Geokemia on menetelmiltään ja tutkimusaiheensa puolesta kemiaa ja geologiaa yhdistävä tieteen haara. Fysiikkaan geologia liittyy rakennegeologian, geofysiikan ja kidetieteen välityksellä. Kokeellinen mineralogia ja petrologia puolestaan lähestyvät fysikokemiaa. Biologisiin tieteisiin geologia liittyy läheisesti paleontologian välityksellä. Geomorfologia taas on maantieteen ja geologian välimaastoa.


A.3. PERUSKÄSITTEITÄ

Geologian opintojaan aloitteleva nuori opiskelija saattaa aivan perustellusti tuntea itsensä turhautuneeksi kun hänen odottamiensa koko maapalloa tai ainakin yksittäisiä mantereita käsittävien laajojen geotieteellisten asiakokonaisuuksien sijasta hänelle ruvetaan heti opintien alussa tuomaan eteen luonnonkiteitä matkivien kidemallien tai mineraalinäytteiden avulla kidetieteen ja mineralogian saloja. Turhautumisen välttämiseksi onkin tässä heti aluksi korostettava, että noudatettava asioihin tutustumisen järjestys on kuitenkin tyvestä puuhun nousemista ja vastaa esimerkiksi sitä järjestystä, jossa fyysikko tai kemisti opiskelisivat alaansa tutustumalla ensin alkeishiukkasiin, sitten atomeihin, sitten molekyyleihin ja vasta sitten yhdisteisiin. Järjestys on myös geologian alalla luonnon itsensä määräämä ja looginen. Geologian tutkimuskohteena näet on periaatteessa koko maapallo mutta käytännössä lähinnä sen uloin kiinteä kehä eli maankuori, joka ainekseltaan on pääasiassa kiveä tai irtonaisia maalajeja. Irtonaisista maalajeista koostuvan maaperän alla olevassa kallioperässä (LK) olevien laajoja, ulottuvuuksiltaan vähintään joka suuntaan metrin olevien kivimassojen eli kivimassiivien suhteellisen tasalaatuista eli homogeenista ainesta kutsutaan kivilajiksi. Tarkastelemalla tavallista kivilajinäytettä paljain silmin tai suurennuslasin avulla sen voi nähdä koostuvan rakeista, joista jotkut ovat väriltään, kiilloltaan ja muilta ominaisuuksiltaan keskenään samanlaisia. Sanomme keskenään samanlaisten rakeiden kivessä olevan samaa mineraalia. Tavallisesti kivilajit koostuvat noin 3-6 eri mineraalista, mikä merkitsee, että niissä voi paljain silmin tai ainakin mikroskoopin avulla erottaa yleensä 3-6 erilaista raelajia. Kivilajit ovat siis mineraalien erisuhteisia mekaanisia seoksia (Valokuva). (Animaatio, kuinka mineraalirakeet voi "irrottaa" kivestä, 1,3 mb)

 

 

Kuva 1. Kaaviollinen esitys maankuoren, kivilajimassiivien, kivilajien ja mineraalien keskinäisistä suhteista.

 

Edullisissa olosuhteissa vesiliuoksista tai jäähtyvästä kivisulasta eli magmasta syntyessään mineraalit voivat saada säännöllisen ja usein kauniinkin ulkomuodon. Edullisia olosuhteita ovat hitaasti tapahtuva jäähtyminen ja kasvulle rajoja asettamaton ympäristö. Tällaisissa olosuhteissa syntyvää raetta sanomme omamuotoiseksi. Rakeen muoto on tuolloin mineraalin kidemuoto. Epäedullisissa olosuhteissa (esimerkiksi muiden rakeiden asettaessa kasvulle rajoja) mineraalirae sen sijaan ei saa esille omaa kidemuotoaan vaan jää vierasmuotoiseksi. Säännölliseen ja omamuotoiseen kidemuotoon kiteytynyttä mineraaliraetta sanomme kiteeksi. Koska käytännössä kiteet ovat vaikeasti saatavissa olevia ja kalliita, kiteitä käsittelevää tiedettä eli kidetiedettä opiskellaan kiteitä matkivien puusta tai muovista valmistettujen mallien eli kidemallien ("palikoiden", "kapuloiden") avulla.

Luonnollisen kiteen säännöllinen kidemuoto johtuu ja on ilmentymä mineraalirakeen sisäisen rakenteen säännönmukaisuudesta eli sen kiteisestä olomuodosta, jonka vastakohtia ovat kaasumainen ja nestemäis-amorfinen olomuoto, joissa olevan aineen atomeilla tai ioneilla ei ole säännönmukaista järjestystä.

 


Kuva 2. Luonnollisia kvartsikiteitä.

 

Kullakin mineraalilajilla on yleensä vain sillä esiintyvä ja vain sille luonteenomainen kidemuoto (Valokuva), joka poikkeaa muiden mineraalien vastaavasta. Tästä johtuen kidemuoto on mineraalin tärkeä tuntomerkki. Havaitsemme nyt alussa mainitun luonnon määräämää geologian alan asioihin tutustumisen järjestystä koskevan väittämän olevan totta: koska kidemuoto on mineraalin tärkeä tuntomerkki, on kidetieteeseen tutustuttava ennen varsinaisen mineralogian opiskelun aloittamista. Ja edelleen: koska mineraalikoostumus puolestaan on kullekin kivilajille tärkeä tuntomerkki ja sen nimen määräävä ominaisuus, on mineraaleja ja mineralogiaa opiskeltava ennen kuin siirrytään kivilajien pariin. Kivilajien tuntemus taas liittyy kiinteästi geologisten prosessien (magmatismi, sedimentaatio ja metamorfoosi) opiskeluun ja niiden ymmärtämiseen, minkä vuoksi suuria geologisia tapahtumia ja asiakokonaisuuksia voidaan opiskella vasta kidetieteen ja mineralogian perusteiden oppimisen jälkeen (LK).


I. KIDETIEDE

Geologian opiskelu aloitetaan lähes kaikissa maissa kidetieteen (engl. crystallography; saks. Kristallographie) alkeiden opiskelulla. Geologian tutkimusalaan kuuluvat aineet, kiteet, mineraalit, maalajit ja kivet ovat valtaosaltaan kiteistä ainetta, ts. ne ovat kiteisessä olomuodossa. Monet niiden ominaisuuksista ovat ymmärrettävissä kiteisen olomuodon erikoispiirteiden tuntemisen avulla. Toisaalta kidetieteen alkeiden tuntemus tarjoaa eräänlaisen varsin käyttökelpoisen "kielen" (ns. "Millerin indeksikielen") käytettäväksi hyväksi varsin monilla geologian osa-alueilla (mm. mineralogia, kideoptiikka, rakennegeologia) tasojen ja suorien suuntien ilmaisemisessa. Nyt käsillä olevaan kurssiin sisältyvä osa kidetieteestä on lähinnä ns. kidemorfologiaa; kiteiden ominaisuuksista käsitellään pääasiassa niiden ulkonaisia piirteitä kuten esim. kidepintoja ja niiden välisiä symmetriasuhteita. Pitemmälle viedyssä kidetieteessä kiinnitetään huomiota kiteiden sisäisten rakenneosien, atomien ja atomiryhmien, keskinäisiin asemiin ja suoritetaan luokittelu sisäisen, silmälle näkymättomän rakennelman symmetriasuhteiden perusteella (ns. avaruusryhmät).


I. 1. KITEINEN OLOMUOTO

Kiteisessä olomuodossa olevalle aineelle on erotuksena nestemäis-amorfisista ja kaasumaisista aineista luonteenomaista aineen sisäinen järjestys. Rakenneosat, atomit ja atomiryhmät, ovat säännönmukaisella tavalla järjestyksessä suhteessa muihin atomeihin ja atomiryhmiin. Kiteinen aine voidaan käsittää tasaväliseksi avaruushilaksi (engl. lattice, saks. Gitter) (kuva 3)(kuva), jossa massapisteiden (engl. lattice point, saks. Gitterpunkt) voidaan ajatella sijaitsevan tasaisin välein suorilla, ns. massapistejonoina (kuva). Usean samassa tasossa olevan massapistejonon muodostamaa kokonaisuutta sanotaan verkkopinnaksi (kuva). Avaruushila koostuu kolmesta tai neljästä toisiaan leikkaavasta massapistejonoparvesta. Yleisluonteista avaruushilaa edustaa pistejärjestö, joka koostuu kolmesta toisiaan vinosti leikkaavasta massapistejonosta, joilla kullakin on eripituinen pisteiden toistumaväli (= identiteettiväli 1. periodi).

 

Kuva 3. Tasavälinen avaruushila


I. 2. ALKEISKOPIT

Avaruushilan kahdeksan (erikoistapauksessa 12) toisiaan lähinnä olevan pisteen rajoittamaa kappaletta sanotaan alkeiskopiksi (engl. unit cell, saks. Elementarzell).(Kuva)(Kuva: 2 alkeiskoppia)

Yleisluonteisen avaruushilan alkeiskoppi on vino suuntaissärmiö, jonka pinnat ovat suunnikkaita. Tällaista alkeiskoppia nimitetään trikliiniseksi ("kolme vinoa") (engl. triclinic, saks. triklinisch) alkeiskopiksi (kuva 4).

Monokliiniseksi (engl. monoclinic, saks. monoklinisch) alkeiskopiksi nimitetään sellaisen avaruushilan kahdeksan toisiaan lähinnä olevan pisteen rajoittamaa osaa, jossa hila koostuu kahdesta toisiaan vinosti leikkaavasta pistejonosta ja kolmannesta edellisten tasoa vastaan kohtisuorasta pistejonosta toistumavälien ollessa kullakin pistejonolla eripituisia. Alkeiskoppi on suuntaissärmiö, jossa on kaksi suunnikkaan muotoista ja neljä suorakaiteen muotoista pintaa (kuva 5).



              

Kuva 4. Trikliininen alkeiskoppi.                                            Kuva 5. Monokliininen alkeiskoppi.

 

Rombinen (engl. orthorhombic, saks. rhombisch) alkeiskoppi edustaa pistejärjestöä, joka koostuu kolmesta toisiaan vastaan kohtisuorasta massapistejonosta. Pisteiden toistumaväli kullakin suoralla on eripituinen (kuva 6).

Tetragoniseksi (engl. tetragonal, saks. tetragonal) alkeiskopiksi nimitetään sellaisen hilan kahdeksan toisiaan lähinnä olevan pisteen rajoittamaa osaa, jossa kolme massapistejonoa leikkaa toisiaan suorin kulmin ja kahdessa massapistejonossa toistumaväli on keskenään samansuuruinen ja kolmannessa eripituinen kuin kahdella muulla (kuva 7).

 

              


Kuva 6. Rombinen alkeiskoppi.                                         Kuva 7. Tetragoninen alkeiskoppi.

 

Heksagoninen (engl. hexagonal, saks. hexagonal) alkeiskoppi johdetaan pistejärjestöstä, joka koostuu samassa tasossa toisiaan 120° kulmavälein leikkaavista kolmesta massapistejonosta, joissa kaikissa on sama toistumaväli sekä neljännestä edellisten tasoa vastaan kohtisuorasta pistejonosta, jossa pisteiden toistumaväli on eripituinen kuin kolmessa muussa. Alkeiskopin poikkileikkaus on säännöllinen kuusikulmio (kuva 8). Vaihtoehtoisesti heksagonisen alkeiskopin voidaan ajatella koostuvan kahdesta toisiaan 120 kulmavälein leikkaavasta massapistejonosta, joissa on sama toistumaväli sekä kolmannesta näiden muodostamaa tasoa vastaan kohtisuorasta pistejonosta, jossa on eri toistumaväli kuin kahdessa muussa. Näin määritelty heksagoninen alkeiskoppi on kooltaan 1/3 ensimmäisen määritelmän mukaisesta (kuva 9). Edellä kuvatuista edellinen eli 4-akselinen heksagoninen alkeiskoppi on käyttökelpoisempi kiteiden ulkoista symmetriaa käsiteltäessä.

 

              

 


Kuva 8. 4-akselinen heksagoninen alkeiskoppi.                     Kuva 9. 3-akselinen heksagonisen alkeiskoppi.

 

Trigoninen eli romboedrinen (engl. rhombohedral, saks. trigonal) alkeiskoppi on hilalla, joka koostuu kolmesta toisiaan vinosti leikkaavasta massapistejonosta, joissa kaikissa on saman pituinen pisteiden toistumäväli. Alkeiskoppi on kuusitahokas, jonka jokainen sivu on vinoneliö. Tällaista kappaletta nimitetään geometriassa ja kidetieteessä romboedriksi (kuva 10).

Kuutiollinen (engl. isometric, saks. kubisch) alkeiskoppi edustaa hilaa, joka koostuu kolmesta toisiaan vastaan kohtisuorasta massapistejonosta, joilla kaikilla on sama massapisteiden toistumaväli. Alkeiskoppi on kuutio (kuva 11).

 

              

Kuva 10. Trigoninen eli romboedrinen alkeiskoppi                 Kuva 11. Kuutiollinen alkeiskoppi.

 


I. 3. KIDEJÄRJESTELMÄT

Kukin edellä johdetuista alkeiskopeista edustaa ns. kidejärjestelmää (engl. crystal system, saks. Kristallsystem). Kidejärjestelmiä on siis seitsemän. Kaikki luonnossa esiintyvät kiteet voidaan luokitella johonkin näistä ryhmistä eli kidejärjestelmistä. Kiteet ovat kuitenkin vain harvoin alkeiskoppien muotoisia ja paljain silmin tapahtuvan tutkimuksen perusteella ei voida sanoa millainen massapistejärjestö ja niin muodoin alkeiskoppi tutkittavalla kiteellä on. Luokittelun täytyy käytännössä perustua johonkin muuhun seikkaan. Kuten jäljempänä tullaan näkemään, on tämä luokitteluperuste symmetria. Kunkin kidejärjestelmän kaikilla esiintyvillä ja ajateltavissa olevilla täysilukuisilla kiteillä on nimittäin samanlainen symmetria kuin järjestelmän alkeiskopilla.

Taulukko 1. Kidejärjestelmät

1. kuutiollinen 5. rombinen
2. heksagoninen 6. monokliininen
3. trigoninen l. romboedrinen 7. trikliininen
4. tetragoninen  


I. 3. l.Akseliristikot

Tasojen, pintojen ja suorien suuntien ilmaisemiseksi on kidetieteessä luotu koordinaattijärjestelmä, jonka sovellutuksia ovat jatkossa selviävät parametrisuhteet ja Millerin indeksit. Yhdenmukaisen ja käyttökelpoisen järjestelmän aikaansaamiseksi on aluksi määriteltävä koordinaattijärjestelmän akseliristikot (engl. crystallographic coordinate system, saks. Achsensystem, Achsenkreuz). Käyttökelpoisimmiksi ovat osoittautuneet yleensä alkeiskopin särmäsuunnat (särmä = kahden pinnan leikkausviiva) (kuva). Trigonisen järjestelmän kohdalla tehdään kuitenkin poikkeus ja valitaan sen akseliristikoksi samanlainen akseliristikko kuin heksagonisessakin järjestelmässä. Näin määriteltyinä akseliristikkoja on siis kuusi:

1. Kuutiollinen akseliristikko. Kolme toisiaan vastaan kohtisuoraa yhtä pitkää akselia l. kideakselia, joista kutakin merkitään symbolilla a (kuva 12).

 


Kuva 12. Kuutiollinen akseliristikko.

 

2. Heksagoninen ja trigoninen akseliristikko. Akseliristikossa on kolme yhtä pitkää toisiaan 120 (60) asteen välein samassa tasossa leikkaavaa kideakselia (a) ja neljäs eripituinen edellisten tasoa vastaan kohtisuora kideakseli, ns. pääakseli ja/tai pystyakseli c (kuva 13).

 


Kuva 13. Heksagoninen ja trigoninen akseliristikko.

 

3. Tetragoninen akseliristikko. Akseliristikossa on kolme toisiaan vastaan kohtisuoraa akselia l. kideakselia, joista kaksi on keskenään yhtä pitkää (a-akselit) ja kolmas eripituinen c-akseli. Viimeksi mainittu on ns. pääakseli tai pystyakseli (kuva 14).

 

Kuva 14. Tetragoninen akseliristikko.

 

4. Rombinen akseliristikko. Kolme eripituista kideakselia toisiaan vastaan kohtisuorassa. Akseleita merkitään symbolein a, b ja c. Akseleista b on pitempi kuin a. Tästä syystä b-akselia nimitetäänkin makroakseliksi ja a-akselia brakyakseliksi (kr. brakhys, lyhyt). Pystyakseli nimitys koskee c-akselia (kuva 15).

 

Kuva 15. Rombinen akseliristikko.

 

5. Monokliininen akseliristikko. Kaikki kolme kideakselia a, b ja c ovat eripituisia. On tapana valita b-akseli a-c-tasoa vastaan kohtisuoraan. Kulma a c on vino. Akselia b nimitetään edellä sanotusta syystä ortoakseliksi (kr. orthos, suora) ja a-akselia klinoakseliksi (kr. klino, vietto). Pystyakseliksi sanotaan c-akselia (kuva 16).

 


Kuva 16. Monokliininen akseliristikko.

 

6. Trikliininen akseliristikko. Kolme kideakselia a, b ja c. Akselit ovat eripituisia ja leikkaavat toisiaan vinosti (kuva 17).

 

Kuva 17. Trikliininen akseliristikko.

 

Trigoninen akseliristikko voidaan määritellä myös heksagonisesta poikkeavalla tavalla kolmeakselisena. Tällöin akseliristikon muodostaa kolme yhtäpitkää toisensa samalla vinolla, alle 120 kulmalla leikkaavaa a-akselia, jotka asettuvat alkeiskopin särmäsuuntien mukaisesti. Tällä kurssilla näin määriteltyä trigonista akseliristikkoa ei kuitenkaan käytetä.

 


I. 4. SYMMETRIA

Kiteiden sisäinen järjestys ilmenee säännönmukaisuutena niiden ulkonaisissa muodoissa. Edellä esitettyjä alkeiskoppeja ja myöhemmin esille tulevia. luonnon kiteitä jäljitteleviä kidemalleja tarkastelemalla voi helposti panna merkille, että ne ovat säännönmukaisella tavalla kokoonpantuja. Säännönmukaisuus ilmenee toistuvuutena; samanmuotoiset ja -kokoiset pinnat toistuvat eri paikoissa kidettä. Toistuvuus on symmetriaa.

 

I. 4. 1.Peiteoperaatiot ja symmetriaelementit

Kiteiden pisteitä (esim. soppi), särmiä, pintoja jopa puolikkaita saadaan toistamaan itsensä eri paikkaan kiteessä tai alkuasennon kanssa samanlaiseen asentoon ns. peiteoperaatioilla (engl. symmetry operations, saks. Symmetrieoperationen, Deckoperationen) Peiteoperaatioita voidaan erottaa:

1. inversio
2. kuvastus
3. kierto
4. kiertoinversio ja
5. kiertokuvastus


Näistä kolme ensimmäistä ovat yksinkertaisia ja kaksi viimeistä yhdistettyjä peiteoperaatioita. Tällä kurssilla paneudutaan ainoastaan yksinkertaisiin peiteoperaatioihin. Jokaiseen peiteoperaatioon liittyy piste, taso tai suora, jonka suhteen peiteoperaatio on suoritettu. Tällaista pistettä, tasoa tai suoraa sanotaan symmetriaelementiksi (engl. element of symmetry, saks. Symmetrieelement).(LK)(LK)(LK)


I. 4. 2. Inversio ja symmetriakeskus

Inversio (engl. inversion, saks. Inversion) on peiteoperaatio, jonka yhteydessä kukin kiteen pisteistä on toistettu keskipisteen toiselle puolelle yhdistämällä piste ensiksi keskipisteeseen ja jatkamalla yhdistysjanaa keskipisteen ohi yhdistysjanan pituuden verran (kuva 18).



Kuva 18. Inversio. A) Yhden tason abc (tummempi) toistuminen inversion avulla tasoksi a´b´c´ (vaaleampi). B) kiteen kaikkien tasojen toistuminen.


Inversion yhteydessä sanotaan pistettä, jonka suhteen operaatio suoritetaan, symmetriakeskukseksi (Z) (engl. center of symmetry, saks. Symmetriezentrum, Inversionszentrum).

Kiteillä, joiden kaikki osat suhtautuvat toisiinsa ikäänkuin ne olisi pareittain johdettu inversion kautta toisistaan, sanotaan olevan symmetriakeskus (kuva 18B). Symmetriakeskus on siis eräs symmetriaelementti. Symmetriakeskuksen olemassaolo kiteessä ilmenee myös niin, että jokaisella pinnalla on kiteen vastakkaisella puolella yhdensuuntainen vastinpinta.


I. 4. 3. Kuvastus ja symmetriataso

On varsin tavallista, että kiteen keskipisteen kautta voidaan ajatella asetetuksi taso, joka jakaa kiteen kahteen toisiinsa peilikuvan tavoin suhtautuvaan puolikkaaseen. Samassa kiteessä saattaa olla useita mahdollisuuksia tällaisten tasojen asettamiselle. Tällaisissa tapauksissa voidaan ajatella kiteen toinen puolisko kokonaisuudessaan piste pisteeltä ja pinta pinnalta tapahtuneen kuvastuksen ( engl. reflection, saks. Spiegelung) kautta toisesta puoliskosta johdetuksi tai toistetuksi. Peiteoperaatio kuvastuksen yhteydessä ajatellaan kiteen toisen puoliskon pisteet toistetuiksi kiteen keskipisteen kautta kulkevaa tasoa vastaan kohtisuorilla janoilla yhtä kauas tason toiselle puolelle (kuva 19).

 


Kuva 19. Kuvastus ja symmetriataso. A) Tason abc kuvastuminen symmetriatason (ST) kautta. B) Kiteen kaikkien osien toistuminen symmetriatason avulla. Kiteen toinen puoli on toisen peilikuva.

 

Tasoa, jonka suhteen kuvastus on suoritettu, sanotaan symmetriatasoksi (ST tai m) (engl. mirror plane, saks. Spiegelebene, Symmetrieebene). Symmetriataso on siis eräs symmetria-elementeistä. Kiteillä, joiden kaikki osat suhtautuvat pareittain toisiinsa ikäänkuin ne olisi johdettu toinen toisistaan kuvastuksen kautta, sanotaan olevan symmetriataso.


I. 4. 4. Kierto ja kiertoakseli

Kiteissä on lukuisissa tapauksissa keskipisteen kautta kulkevia suoria, joiden ympäri kidettä pyöritettäessä kide joutuu alkuasennon kanssa samanlaiseen asentoon useammin kuin yhden kerran täyskierroksella (kuva 20).

 

Kuva 20. Peiteoperaatio kierto.

 

Toistuminen alkuasennon kanssa identtiseen asentoon merkitsee, että kiteen pisteet ja pinnat voidaan ajatella johdetuiksi tietyistä lähtöpisteistä ja pinnoista peiteoperaatio kierron (engl. rotation, saks. Drehung) kautta. Kierron yhteydessä lähtöpinta toistetaan kiteen keskipisteen kautta kulkevan suoran ympäri pyörittämällä eri paikkoihin. Toistuminen voi tapahtua 180, 120, 90 ja 60 asteen välein. Suoraa, jonka ympäri pyörittämällä toistaminen on tehty, sanotaan kiertoakseliksi (gyyri) (engl. rotation axis, saks. Drehachse, Gyre). Toistaminen tapahtuu 2, 3, 4 tai 6 kertaa täyskierroksella. Toistokertojen määrää sanotaan kiertoakselin lukuisuudeksi. Lukuisuuden perusteella voidaan erottaa:

kaksilukuinen kiertoakseli 1. digyyri
kolmilukuinen kiertoakseli 1. trigyyri
nelilukuinen kiertoakseli 1. tetragyyri
kuusilukuinen kiertoakseli 1. heksagyyri.

On mielenkiintoista panna merkille, että kiteissä ei ole muunlukuisia kiertoakseleita kuin yllämainitut. Esim. 5- tai 7-lukuista kiertoakselia ei kiteissä esiinny. Tämän voi ajatella johtuvan siitä että kiertoakselin olemassaolo merkitsee sitä, että sitä vastaan kohtisuorassa oleva kidehilan verkkopinta koostuu kiertoakselin lukuisuuden edellyttämistä kuvioista, joita ovat:

digyyri ==> suunnikas, suorakaide
trigyyri ==> tasasivuinen kolmio
tetragyyri ==> neliö
heksagyyri ==> säännöllinen kuusikulmio

Verkkopinnan tulee olla aukoton. Aukkoja sisältävät verkkopinnat ovat ilmeisesti luonnossa pysymättömiä. Ainoastaan ylläluetellut kuviot pystytään asettamaan vierekkäin siten, että syntyy aukoton verkkopinta ja tästä syystä kiteissä esiintyy ainoastaan mainitunlaisia kiertoakseleita. Aukottomat verkkopinnat on esitetty kuvassa 21.

 

 

Kuva 21. Kiteiden aukottomat verkkopintatyypit.

 

Kiteet, joiden kaikki pinnat suhtautuvat toisiinsa ikäänkuin ne olisi johdettu kierron kautta lähtöpinnasta (lähtöpinnoista), sisältävät kiertoakselin.

Kiertoakselin olemassaolo kiteessä ilmenee myös siten, että sen ympäri kidettä pyöritettäessä kide asettuu alkuasennon kanssa samanlaiseen asentoon useammin kuin kerran täyskierroksella.

Teoriassa voidaan kuvitella olevan myös 1-lukuinen kiertoakseli, joka toistaisi kiteen kaikki pinnat takaisin alkuperäiselle paikalleen 360 asteen kierron jälkeen. Tällaisen akselin olemassaolo johtaa ns. vajaalukuiseen trikliiniseen symmetrialuokkaan, joita emme käsittele tässä kirjassa.


I. 4. 5. Kiertoinversio

Kiertoinversio (engl. rotoinversion, saks. Inversiondrehung) on nimensä mukaisesti kierron ja inversion yhdistelmä. Kiertoinversion yhteydessä voidaan ajatella lähtöpintaa toistettavan toiseen paikkaan kiteessä siten, että pinta ajatellaan ensin pyöritetyksi jonkin akselin ympäri 60, 90, 120, 180 tai 360 astetta ja sitten siirretyksi inversion avulla kiteen vastakkaiselle puolelle. Vaikka kiertoinversio, ja jäljempänä käsiteltävä kiertokuvastus eivät kuulukaan tämän kurssin piiriin, annamme niistä tässä lyhyen kuvauksen ns. vajaalukuisista symmetrialuokista kiinnostuneita varten.

Kiertoinversioon liittyvää symmetriaelementtiä voidaan kutsua kiertoinversioakseliksi tai inversioakseliksi. Inversioakseli on se akseli, jonka ympäri kiertoinversioon liittyvä kierto tehdään.

Yksilukuisen kiertoinversion vaikutus on sama kuin inversion. Kaksilukuisen kiertoinversion vaikutuksesta kiteeseen syntyy kiertoinversioakselia vastaan kohtisuora symmetriataso, minkä vuoksi kaksilukuista kiertoinversioakselia ei voida pitää itsenäisenä symmetriaelementtinä. Kolmilukuisen kiertoinversion vaikutus on sama kuin kolmilukuisen kiertoakselin ja inversion yhdistelmällä. Nelilukuinen kiertoinversioakseli puolestaan saa aikaan kahden siihen yhtyvän symmetriatason syntymisen. Kuusilukuisen kiertoinversion vaikutus on sama, kuin kolmilukuisen kiertoakselin ja sitä vastaan kohtisuoran symmetriatason.


I. 4. 6. Kiertokuvastus

Kiertokuvastus (engl. rotoreflection, saks. Drehspiegelung) on nimensä mukaisesti peiteoperaatio, joka on kierron ja kuvastuksen yhdistelmä. Kiertokuvastuksen yhteydessä voidaan ajatella lähtöpintaa toistettavan toiseen paikkaan kiteessä siten, että pinta ajatellaan ensin pyöritetyksi jonkin akselin ympäri 60, 90, 120, 180 tai 360 astetta ja sen jälkeen heijastetuksi pyöritysakselia vastaan kohtisuoran tason toiselle puolelle.

Kaksilukuisen kiertokuvastusakselin vaikutus on sama kuin symmetriakeskuksen. Tästä syystä siitä ei yleensä puhuta itsenäisenä symmetriaelementtinä. Kolmilukuisen kiertokuvastusakselin sisältävissä kiteissä on samalla siihen yhtyvä trigyyri ja sitä vastaan kohtisuora symmetriataso. Tämän operaation vaikutus on siis täsmälleen sama kuin kuusilukuisen kiertoinversion.

Nelilukuisen kiertokuvastuksen vaikutus on puolestaan täsmälleen sama kuin nelilukuisen kiertoinversion. Kuusilukuisen kiertokuvastusakselin sisältävissä kiteissä on samalla siihen yhtyvä trigyyri sekä symmetriakeskus, joten tämän operaation vaikutus on sama kuin kolmilukuisen kiertoinversioakselin.

Myös 1-lukuisen kiertokuvastusakselin voi kuvitella olevan olemassa. Sen vaikutus olisi kuitenkin sama kuin ko. akselia vastaan kohtisuoran symmetriatason.

Edellä esitetyn valossa kiertokuvastus ei ole tarpeen vajaalukuistenkaan kiteiden symmetriaa tarkasteltaessa, vaan se voidaan hylätä itsenäisenä peiteoperaationa.

 


I. 5. SYMMETRIAN MÄÄRÄ ERI KIDEJÄRJESTELMISSÄ

Kuten aikaisemmin mainittiin, voidaan kiteet luokitella kidejärjestelmiin symmetrian perusteella. Symmetriaelementtien määrä eri kidejärjestelmissä on erilainen. Saman kidejärjestelmän puitteissa on kuitenkin symmetriaelementtien määrä sama ja samalla yhtä suuri kuin järjestelmän alkeiskopilla. (Tarkasti ottaen tämä koskee vain ns. holoedrisiä eli täysilukuisia kiteitä, joita tämä kurssi koskee; vrt. kohta I. 12. 2.)

Symmetriaelementtien määrä eri kidejärjestelmissä on koottu taulukkoon 2. Symmetriaelementeistä on käytetty niiden vakiintuneita symboleita, jotka ovat: ST = symmetriataso, = heksagyyri, = tetragyyri, = trigyyri, 0 = digyyri, Z = symmetriakeskus.

Taulukko 2. Symmetriaelementtien määrä kunkin kidejärjestelmän täysilukuisissa kiteissä.

Kidejärjestelmä ST
0
Z
Kuutiollinen
9
0
3
4
6
1
heksagoninen
7
1
0
0
6
1
trigoninen
3
0
0
1
3
1
tetragoninen
5
0
1
0
4
1
rombinen
3
0
0
0
3
1
monokliininen
1
0
0
0
1
1
trikliininen
0
0
0
0
0
1

 

 

I. 6. KIDEAKSELIT


I. 6. 1. Akselisuhteet

Alkeiskopin sivujen pituudet ovat kullekin mineraalille ominaiset vakiot. Samaan kidejärjestelmään kuuluvilla eri mineraaleilla on yleensä eri pituiset toistumavälit hilan muodostavissa massapistejonoissa. Luonnon mineraaleilla toistumaväli on suuruusluokkaa 10 -8 cm (=Å, ångström). Myöskin massapistejonojen väliset kulmat saattavat olla eri suuruiset eri mineraaleilla monokliinisessa ja trikliinisessä kidejärjestelmässä. Kun toistumavälien suuruus voi vaihdella, vaihtelee siis myöskin alkeiskopin särmän (ja sen puolikkaan) pituus.

Kideakseleiden pituudeksi valitaan kyseisen mineraalin hilan alkeiskopin särmien pituudet. Näiden pituuksien suhdetta toisiinsa sanotaan akselisuhteeksi (engl. axial ratio, saks Achsenverhältnis). Kuutiollisilla mineraaleilla on siten aina akselisuhde 1:1:1. Muilla on esim. röntgensäteiden avulla suoritetun tutkimuksen perusteella ilmoitettavissa akselisuhde esim. seuraavasti:
" heksagoninen hanksiitti a:c = 1:2.02 "
" rombinen kaledoniitti a:b:c = 2.81:1:0.918 "
Akselisuhde siis tarkoittaa hilan kideakseleiden suuntaisten toistumavälien suhdetta.


I. 6. 2.Parametrisuhteet

Parametrien (engl. parameters, saks. Achsenabschnitte) ja parametrisuhteen avulla pyritään ilmaisemaan kidepinnan asento akseliristikkoon nähden. Parametrisuhde on eräänlainen välivaihe Millerin indeksejä muodostettaessa. Seuraavassa luvussa esitetään kuinka Millerin indeksit muodostetaan parametrisuhteesta.

Määritelmä: Jonkin kidepinnan parametrisuhde on pinnan tai sen jatkeen sekä määrätyssä järjestyksessä tarkasteltujen kideakseleiden (tai niiden jatkeiden) leikkausetäisyyksien suhde toisiinsa mitattuna kunkin akselin yksikköpituudella.

Milloin kidepinta ei parametrisuhdetta muodostettaessa leikkaa mitään kideakselia yhden yksikköpituuden päässä on pintaa ajateltava siirretyksi siten, että sen suunta säilyy, sellaiseen asemaan, että se leikkaa jotakin kideakselia yhden yksikköpituuden päässä.

Milloin pinta ja kideakseli ovat yhdensuuntaiset merkitään leikkausetäisyyttä ∞ * yksikköpituus.

Akseleiden yksikköpituudet määräytyvät alkeiskopin särmien pituuksien pohjalta ja riippuvat siis akselisuhteesta. Koska käytännössä paljain silmin tapahtuvassa tutkimuksessa ei voida soveltaa mineraalien todellisia akselisuhteita, saadaan kidemalliopiskelussa valita akseleiden yksikköpituudet vapaasti, mutta kuitenkin tietysti niin, että valitut yksikköpituudet akseliristikkona toteuttavat kyseisen järjestelmän akseliristikon määritelmän (esim. eripituisiksi määritetyillä akseleilla eripituiset yksikköpituudet; valittua yksikköpituutta ei tietenkään kesken saman kiteen käsittelyn saa muuttaa). Kidemalliopiskelussa kannattaa akselien yksikköpituudeksi usein valita särmäpituuden puolikas.

Parametrisuhteista on voimassa ns. rationaalisten parametrisuhteiden laki (engl. law of rational parameters):

Jos kiteessä jonkin pinnan parametrisuhde voidaan ilmaista suhteella 1a:1b:1c voidaan kaikkien muiden saman kiteen pintojen parametrisuhde ilmaista suhteena ma:nb:pc:, jossa m, n ja p ovat rationaalilukuja.

Esimerkiksi jos kuvassa 22 pinnan I, parametrisuhde on 1a:1b:1c niin pinnan II parametrisuhde on ma:nb:pc jne. Pinnan I parmetrisuhteessa lukuja 1, 1 ja 1 sekä pinnan II parametrisuhteessa lukuja m, n, ja p sanotaan parametrikertoimiksi. Rationaalisten parametrisuhteiden laista seuraa, että myöhemmin niin sanottuja Millerin indeksejä muodostettaessa indekseiksi saadaan kokonaislukuja.

 



Kuva 22. Rationaalisten parametrisuhteiden laki. Pinnan I parametrisuhde on 1a:1b:1c ja pinnan II ma:nb:pc, jossa m, n ja p ovat rationaalilukuja.


Yhdenmukaisen ja yksiselitteisen parametrisuhteen muodostamistavan luomiseksi tarvitaan eräitä sopimuksenluontoisia "kielipykäliä" akseliristikon sijoituksesta, merkkisäännöistä jne.


I. 6. 3. Akseliristikoiden sijoitus

Kideakselit sidotaan tällä säännöllä tiettyihin symmetriaelementteihin. Sääntö annetaan taulukon 3 muodossa; merkki x tarkoittaa, että kideakseli yhtyy sarakkeen yläreunassa mainittuun symmetriaelementtiin.

Taulukko 3. Kideakseleiden sijoittuminen suhteessa symmetriaelementteihin kussakin kidejärjestelmässä.

Kidejärjestelmä
sijoitettava akseli
0

kuutiollinen

a
-
X
-
-
heksagoninen a
-
-
-
X
  c
X
-
-
-
trigoninen a
-
-
-
X
  c
-
-
X
-
tetragoninen a
-
-
-
X
  c
-
X
-
-
rombinen a
-
-
-
X
  b
-
-
-
X
  c
-
-
-
X
monokliininen b
-
-
-
X


Monokliinisten kiteiden a- ja c-akselit sijoitetaan symmetritasoon vallitsevien särmäsuuntien mukaisiksi. Trikliinisten kiteiden kideakselit a, b ja c sijoitetaan vallitsevien särmäsuuntien mukaisiksi.


I. 6. 4.Tarkastelutapa

Parametrisuhdetta ja edelleen Millerin indeksejä muodostettaessa asetetaan kide siihen sijoitetuksi ajatelluin kideakselein katsojaan nähden niin, että

a) 3-akselisissa kidejärjestelmissä (kuutiollinen, tetragoninen, rombinen, monokliininen ja trikliininen) a-akseli (tai yksi a-akseleista) on likimain katseen suuntainen ja c-akseli (tai kuutiollisissa yksi a-akseleista) pystyssä

b) 4-akselisissa kidejärjestelmissä (heksagoninen ja trigoninen) katse on kahden a-akselin välisen kulman puolittajan suuntainen c-akselin ollessa pystyssä (kuva 23).




Kuva 23. Heksagonisen ja trigonisen akseliristikon tarkastelutapa.

 


I. 6. 5. Tarkastelujärjestys

Parametrisuhdetta ja edelleen Millerin indeksejä muodostettaessa on sovittava myös siitä, missä järjestyksessä leikkausetäisyyksiä eri akseleilla tai niiden jatkeilla tarkastellaan. Niinpä

a) 3-akselisissa kidejärjestelmissä tarkastellaan ensimmäisenä (likimain) katseen suuntaista akselia ja viimeisenä pystyakselia.

b) 4-akselisissa kidejärjestelmissä tarkastellaan ensinnä katsojan vasemmalla puolella olevaa a-akselia ja siitä edetään myötäpäivään. Viimeisenä tarkastellaan c-akselia (kuva 24).


I. 6. 6. Merkkisäännöt

Positiivisen ja negatiivisen etumerkin käytöllä niin parametrisuhteissa kuin Millerin indekseissäkin pystytään ilmaisemaan leikkaako tutkittava pinta kideakselia edessä vai takana, oikealla vai vasemmalla sekä ylhäällä vai alhaalla. Tämän vuoksi on sovittu, että

a) 3-akselisissa akseleiden positiiviset päät ovat edessä (katsojaa lähinnä), oikealla ja ylhäällä olevat päät

b) 4-akselisissa vasemmalla oleva a-akselin pää on positiivinen, siitä joka toinen myötä- tai vastapäivään negatiivinen, joka toinen positiivinen. c-akselin yläpää on positiivinen (kuva 24).

 


Kuva 24. Heksagonisen ja trigonisen akseliristikon tarkastelujärestys ja merkkisäännöt.

 

 

I. 7. MILLERIN INDEKSIT

 

I. 7. 1.Yksittäisten pintojen indeksit

Millerin indeksit (engl. mineralogi William H. Miller; 1801-1880) johdetaan parametrisuhteesta seuraavien sääntöjen avulla:

a) Millerin indeksit ovat osoittajina olevat luvut kun parametrikertoimien käänteisarvot on tehty samannimisiksi.

b) Parametrikerrointa ∞ vastaa Millerin indeksi 0.

c) Indeksit kirjoitetaan peräkkäin ilman välimerkkejä ja luetaan esim. yksi, kaksi, nolla (=120). Negatiivinen etumerkki kirjoitetaan indeksin päälle (esim.120 ).

d) Yleisessä muodossa olevia parametrikertoimia m, n, p ja q vastaavat yleisessä muodossa olevat Millerin indeksit h, k, l ja i.

Esimerkki: Kuvassa 25 kuutiolliseen akseliristikkoon sijoittuvalla pinnalla on parametrisuhde la:-2a:3a ja parametrikertoimien käänteisarvot ovat tällöin 1/1, -1/2 ja 1/3. Nimittäjien pienin yhteinen jaettava on 6 ja parametrikertoimien käänteisarvot tällöin samannimisinä 6/6, -3/6 ja 2/6, joten Millerin indeksit ovat 632.

 

Kuva 25. Esimerkki Millerin indeksien määrittämisestä pinnalle 632.

 

 

I. 8. PINTAMUODON KÄSITE

Yksittäisten kidepintojen indeksien muodostamisen avulla voidaan edellä opittuja tietoja soveltamalla kuvata erillisten pintojen sijaintia ja asentoa akseliristikkoon nähden. Esim. maininta tai merkintä 210 kuutiollinen saa "kielen" hallitsijan ajattelemaan tietyllä tavoin akseliristikkoon suhtautuvaa tasoa ilman, että piirrosta tason sijainnista esitetään. Tässä piileekin Millerin indeksien käyttökelpoisuus. Erityisen käytökelpoisiksi ja näppäriksi osoittautuvat Millerin indeksit useista yksittäisistä pinnoista koostuvien pintakokonaisuuksien kuvaajina, jolloin esim. maininta: kuutiollinen suluissa 210 [=(210)] saa kuulijan tai lukijan ajattelemaan kuvassa 26 esitettyä kappaletta.

 

Kuva 26. Kuutiollinen (210)

 

Edellä kuvattu taito saavutetaan tässä ja seuraavassa luvussa (I. 9) opittavia tietoja soveltamalla. Ensimmäisenä vaiheena päämäärän saavuttamisessa voidaan pitää pintamuodon käsitteen ymmärtämistä.

Kiteitä ja kidemalleja tarkasteltaessa voidaan panna merkille, että niissä saattaa olla useita keskenään samanmuotoisia ja -kokoisia yksittäisiä pintoja. Saattaapa koko kide koostua vain yhdestä sarjasta samanlaisia kidepintoja, kun taas joskus kiteessä näyttää olevan kaksi tai kolme tai useampiakin erilaisia ryhmiä keskenään samanlaisia pintoja. Edellä kuvassa 26 näimme kiteen, joka koostuu pinnoista, jotka ovat kaikki keskenään samanlaisia kolmioita.

Keskenään samanlaisten yksittäisten pintojen indeksejä tarkasteltaessa voidaan panna merkille, että ne ovat keskenään samantapaisia. Ne ovat toisistaan johdettavissa etumerkkejä vaihtelemalla sekä indeksien keskinäistä järjestystä muuttamalla. Esim. kuvassa 26 esitetyn kiteen yksittäisten pintojen indeksit ovat 120, 102, 210, 201, 012, 021, 120, 102, 021, 012, 201, 210, 210, 201, 120, 012, 021, 102, 210, 201, 120, 102, 012, 021.

Selvimmin tulee samanlaisten yksittäisten kidepintojen yhteenkuuluvuus esille tarkasteltaessa symmetriaelementtien vaikutusta pintojen toistumiseen kiteessä erilaisiin asemiin, kun yksi samannäköisistä pinnoista otetaan lähtöpinnaksi. Esim. kuvassa 26 esitetyn kiteen kaikki pinnat syntyvät symmetriaelementtien vaatimuksesta (=toistamina) kaikkiin 23 muuhun paikkaan otettiinpa mikä tahansa pinnoista lähtöpinnaksi.

Määritelmä: Symmetriaelementtien vaikutuksesta (vaatimuksesta) yhdestä lähtöpinnasta syntyvää kokonaisuutta sanotaan pintamuodoksi (engl. form, saks. Flächenform).

Pintamuotoon saattaa kuulua 1-48 yksittäistä pintaa.

I. 8. 1. Pedion, pinakoidi, prisma. Avoimet ja suljetut pintamuodot

Yhdestä ainoasta kidepinnasta koostuvaa pintamuotoa sanotaan pedioniksi (kr. pedion, tasanko). Pedioneja ei esiinny tällä kurssilla käsiteltävissä ns. holoedrisissa (vrt. I. 12. 2) kiteissä.

Kahdesta yhdensuuntaisesta kidepinnasta koostuvaa pintamuotoa sanotaan pinakoidiksi (kr. pinakos, tabletti). Pinakoideja esiintyy erikoisesti trikliinisessä, monokliinisessa ja rombisessa kidejärjestelmässä (kts. I. 9. 5.-7.).

Prisma (kr. prisma, sahattu) on kolmesta tai useammasta yhdensuuntaisin särmin toisiaan leikkaavasta kidepinnasta koostuva pintamuoto. Holoedrisessa kiteessä prismat ovat 4, 6, 8 tai 12-pintaisia.

Pedion, pinakoidi ja prisma ovat avoimia pintamuotoja. Ne eivät yksin esiintyessään täysin rajoita kappaletta. Suljetuksi pintamuodoksi sanotaan pintamuotoa, joka yksinäänkin rajoittaa täysin kappaleen (kiteen), esim. pintamuoto kuutio kuutiollisessa kidejärjestelmässä.


I. 8. 2. Pintamuodon indeksit

Valitsemalla sopivalla tavalla edustajapinta pintamuodon yksittäisten pintojen joukosta voidaan koko pintamuodolle antaa indeksit. Pintamuodon indeksit ovat sen edustajapinnan indeksit asetettuina sulkuihin ( ). Merkintä kuvaa tällöin koko pintamuotoa.


I. 8. 2. 1. Edustajapinnan valinta

Pintamuodon pinnoista valitaan koko pintamuotoa edustamaan pinta, joka pääsääntöisesti (ja epätäsmällisesti ilmaistuna) on edessä, oikealla ja ylhäällä. Tässä muodossa annettu valintaohje ei yleensä ole riittävä, ja sen vuoksi on useinkin sovellettava edustajapinnan hakemisessa seuraavia tarkennettuja hakuohjeita:

1) Pintamuodon edustajapinta on sen pinnoista edessä (lähinnä katsojaa) oleva pinta.

2) Jos tällaisia (yhtä edessä olevia) pintoja on useampia, niin edustajapinta on oikealla lähinnä kiteen vaakasuoraa puolittajatasoa oleva pinta.

3) Jos tällaisia on useampia, niin edustajapinta on jäljellä olevista ylhäällä oleva pinta.

I. 8. 2. 2. Yksinkertaiset ja yhdistetyt kidemuodot

Jos kide koostuu ainoastaan yhdestä pintamuodosta, sen sanotaan olevan yksinkertainen kidemuoto. Samassa kiteessä saattaa kuitenkin esiintyä useita pintamuotoja, kuten sanotaan, yhdistelmänä keskenään. Tällöin on kide yhdistetty kidemuoto. Yhdistetyssä kidemuodossa saattaa jokin pintamuoto esiintyä muita suurempina pintoina, tällöin sen sanotaan esiintyvän vallitsevana.



Kuva 27. Yksinkertainen (kuutiollinen (100)) ja yhdistetty kidemuoto (rombinen (100), (010) ja (001), vallitsevana (100)).


I. 8. 2. 3. Indeksien ja pintamuodon nimen käänteinen vastaavuus.

Yksinkertaisissa kidemuodoissa voidaan esiintyvä pintamuoto helposti tunnistaa ja nimetä. Pintamuotojen nimittämisessä noudatetaan geometriasta tuttuja kappaleiden nimityksiä (kts. I. 9). Yhdistetyssä kidemuodossa sen sijaan pintamuotojen tunnistaminen ei aina ole ilman muuta kovinkaan helppoa. Millainen jostakin pintamuodosta tulisi, saadaan selville, kun kuvitellaan yhdistetyssä kidemuodossa samaan pintamuotoon kuuluvia yksittäisiä kidepintoja jatketuksi niin, että ne leikkaisivat toisiaan. Jos tämä jatkamistoimenpide pystytään kuvittelemaan, voidaan siis pintamuotokin tunnistaa.

Se ei aina kuitenkaan ole helppoa. Kuitenkin voidaan pintamuodon laatu ja nimikin saada selville jopa mutkikkaissakin yhdistetyissä kidemuodoissa seuraavan säännön avulla:

Tiettyä yleistä muotoa olevaa indeksimerkintää vastaa samassa kidejärjestelmässä aina saman pintamuodon nimen saava pintamuoto

Ja kääntäen:

Saman pintamuodon nimen saava pintamuoto saa aina samassa kidejärjestelmässä samaa yleistä muotoa olevat indeksit.


I. 9. PINTAMUODOT ERI KIDEJÄRJESTELMISSÄ

I. 9. 1. Kuutiollinen kidejärjestelmä

Kussakin kidejärjestelmässä esiintyvät pintamuodot voidaan ajatella johdetuiksi periaatteellisesti erilaisiin asentoihin akseliristikkoon nähden asetetuista lähtöpinnoista, joihin on sitten sovellettu kyseisen järjestelmän symmetriaelementtien toistovaatimuksia. Kuutiollisessa kidejärjestelmässä voidaan lähtöpinta asettaa seuraavilla 7 eri tavalla:

1. Pinta leikkaa yhtä akseleista (yhden yksikköpituuden päässä) ja on kahden muun suuntainen. Akseleiden samanarvoisuudesta johtuu, että lopputulos on sama, olipa lähtöpinta 100, 010 tai 001.(Kuva)

2. Pinta leikkaa kahta akseleista yhtä etäällä (yhden yksikköpituuden päässä) ja on kolmannen suuntainen. Lähtöpinnan indeksit ovat siis 110. (kuva)

3. Pinta leikkaa kaikkia akseleita yhtä etäällä (yhden yksikköpituuden päässä), indeksit 111. (kuva)

4. Pinta leikkaa kahta akseleista yhtä etäällä (yhden yksikköpituuden päässä) ja kolmatta pitemmän etäisyyden päässä, indeksit hhl

5. Pinta leikkaa kahta akseleista yhtä etäällä ja kolmatta lyhyemmän (yhden yksikköpituuden) etäisyyden päässä, indeksit hll.

6. Pinta leikkaa kahta akseleista eri pituisen etäisyyden päässä ja on kolmannen suuntainen. Lähtöpinnan indeksit ovat hk0.

7. Pinta leikkaa kaikkia aseleita eri etäisyydellä. Lähtöpinnan indeksit ovat siis hkl.

Edellä luetelluista lähtöpinnoista symmetriaelementit synnyttävät taulukossa 4 vastaavasti numeroidut ja kuvassa 28 esitetyt pintamuodot, joiden nimet selviävät taulukosta ja kuvateksteistä

 

A

B

C

D

E

 

F

G

 

 

Kuva 28 Kuutiollisen kidejärjestelmän täysilukuisten kiteiden pintamuodot . A: kuutio (100), B: rombidodekaedri (110), C: oktaedri (111), D: triakisoktaedri (hhl), E: ikositetraedri (hll), F: tetrakisheksaedri (hk0), G: heksakisoktaedri (hkl)


Taulukko 4. Kuutiollisen kidejärjestelmän täysilukuisten kiteiden pintamudot

Lähtö-

pinta

Indeksit
 
Nimi

Pintojen

lukumäärä

yl. muoto
esim.
1
(100)
 
Kuutio
6
2
(110)
 
Rombidodekaedri
12
3
(111)
 
Oktaedri
8
4
(hhl)
(221)
Triakisoktaedri
24
5
(hll)
(211)
Ikositetraedri
24
6
(hk0)
(210)
Tetrakisheksaedri
24
7
(hkl)
(632)
Heksakisoktaedri
48

 

Kuten edellä on mainittu, kiteissä esiintyy usein kahden tai useamman pintamuodon yhdistelmiä. Kuvassa 29 on esitetty muutamia kuutiollisen kidejärjestelmän luonnonkiteissä tavallisia yhdistettyjä kidemuotoja.

 


Kuva 29. Kuutiollisen kidejärjestelmän yhdistettyjä kidemuotoja. A: granaatti (110) ja (211); B: magnetiitti (111) ja (110); C: spinelli (111) ja (211).

 


I. 9. 2. Heksagoninen kidejärjestelmä

Heksagonisen kidejärjestelmän pintamuodot voidaan johtaa seuraavin tavoin akseliristikkoon nähden asetetuista lähtöpinnoista:

1. Pinta on yhden a-akselin suuntainen sekä c-akselin suuntainen. Akseliristikon geometriasta johtuu, että näin asetettu lähtöpinta leikkaa kahta muuta a-akselia yhtä etäällä, toista positiivisella, toista negatiivisella puolella. Niinpä kolmen ensimmäisen indeksin summaksi tulee nolla. Sama sääntö pätee yleensäkin kaikkiin heksagonisiin ja trigonisiin kiteisiin. Lähtöpinnan indeksit ovat siis 1010. Symmetrian toistamana muodostuu 6-sivuinen prisma, jonka poikkileikkaus on säännöllinen kuusikulmio. Kuten jäljempänä tullaan näkemään, syntyy lähtöpinnasta 1120 muodollisesti täysin (1010):n kaltainen pintamuoto. Erotukseksi siitä sanotaan (l01 0)-muotoa I lahkon heksagoniseksi prismaksi ja II lahkon heksagoniseksi prismaksi vastaavasti muotoa (112 0). I lahkon muodossa kideakselit leikkaavat pintoja särmien kohdalla ja vastaavasti II lahkon muodossa sivujen keskellä (kuva 30). Samaa periaatetta noudattaen erotetaan heksagonisessa, trigonisessa ja tetragonisessa kidejärjestelmässä esiintyvät muodollisesti samanlaiset mutta kideakseleihin eri tavoin suhtautuvat muodot I ja II lahkon muodoiksi.




Kuva 30. Heksagonisen I (1010) ja II (1120) lahkon prismojen poikkileikkaus

2. Pinta on yhden a-akselin suuntainen ja leikkaa c-akselia. Samoin kuin edellä näin asetettu lähtöpinta leikkaa kahta muuta a-akselia yhtä etäällä. Lähtöpinnan indeksit ovat muotoa h0hl. Symmetria toistaa pinnan eri asemiin niin, että lopputuloksena on kahdesta pohjien kohdalta vastakkain asetetusta pyramidista koostuva kokonaisuus, heksagoninen I lahkon kaksinaispyramidi 1. bipyramidi.

3. Pinta leikkaa kahta a-akselia yhtä kaukana, leikkaa myös kolmatta a-akselia ja on c-akselin suuntainen. Lähtöpinnan indeksit siis 1120. Symmetrian vaatimuksesta syntyvä pintamuoto on samanlainen kuin kohdassa 1, mutta II lahkoa, (kuva 30).

4. Pinta leikkaa kahta akselia yhtä kaukana sekä leikkaa myös kolmatta a-akselia ja c-aksea. Lähtöpinnan indeksit hh2hl. Syntyvä pintamuoto on kohdassa 2 esitetyn kaltainen, mutta II lahkoa.

5. Pinta leikkaa a-akseleita eri pituisten matkojen päässä, mutta on c-akselin suuntainen. Pinnan indeksit ovat muotoa hik0. Syntyvä pintamuoto on kaksitoista-sivuinen c-akselin suuntainen prisma, ns. diheksagoninen prisma.

6. Pinta on a-akseleiden (tason) suuntainen ja leikkaa c-akselia. Pinnan indeksit ovat siis 0001. Syntyvä pintamuoto on kaksipintainen, siis pinakoidi. Ainoastaan c-akselia leikkaavia pinakoideja nimitetään asemapinakoideiksi tai asematasoiksi.

 


Kuva 31. Heksagonisen kidejärjestelmän pintamuotoja. A: diheksagoninen prisma (hik0) ja asematasot (0001), B: heksagoninen I lahkon kaksinaispyramidi (1011), C: diheksagoninen kaksinaispyramidi (hikl).


Taulukko 5. Heksagonisen kidejärjestelmän täysilukuisten kiteiden pintamuodot.

Lähtö-

pinta

Indeksit 
Nimi

Pintojen

lukumäärä

yl. muoto
esim.
1

(1010)

 
Heksagoninen I lahkon prisma
6
2
(h0hl)
(1011)
Heksagoninen I lahkon kaksinaispyramidi l. bipyramidi
12
3
(1120)
 
Heksagoninen II lahkon prisma
6
4
(hh2h l)
(1121)
Heksagoninen II lahkon kaksinaispyramidi
12
5
(hik0)
(2130)
Diheksagoninen prisma
12
6
(hikl)
(2131)
Diheksagoninen bipyramidi
24
7
(0001)
 
Asematasot l. asemapinakoidi
2

 

 

 

Kuva 32. Luonnon kiteissä esiintyviä yhdistettyjä heksagonisia kidemuotoja. A: berylli (1011), (1010), (1121) ja (0001); B: apatiitti (1011), (1010) ja (0001).


I. 9. 3. Trigoninen kidejärjestelmä

Pintamuotojen johto on tässä järjestelmässä samankaltainen heksagonisen kidejärjestelmän vastaavan kanssa lukuunottamatta seuraavasta luettelosta ilmeneviä poikkeustapauksia.

1. Pinta on yhden a-akselin sekä c-akselin suuntainen ja leikkaa kahta muuta a-akselia yhtä etäällä, toista positiivisella, toista negatiivisella puolella. Lähtöpinnan indeksit ovat siis 1010 ja pintamuoto heksagoninen I lahkon prisma (vrt. heksag., kohta 1).

2. h0hl pinnasta johtuu symmetrian vähäisemmästä määrästä johtuen kuusipintainen vino suuntaissärmiö, romboedri (kuva 33).

3. h0hl heksagonisessa johti 12-pintaiseen pintamuotoon. Romboedrissa (h0hl) on näistä pinnoista vasta kuusi. Joka toisesta jäljelle jääneestä pinnasta johtuu trigonisessa järjestelmässä myöskin romboedri, joka on akseliristikkoon toisenlaisessa asennossa; siitä syystä sitä nimitetään -romboedriksi (0hhl) (miinusromboedri, kuva 33).

4. Pinta leikkaa kahta a-akselia yhtä kaukana, leikkaa myös kolmatta a-akselia ja on c-akselin suuntainen. Läihtöpinnan indeksit ovat siis 1120 ja pintamuoto on heksagoninen II lahkon prisma (vrt. heksag., kohta 3).

5. Vertaa heksagonisen kidejärjestelmän kohta 4. Myös täällä syntyy lähtöpinnasta hh2hl heksagoninen II lahkon kaksinaispyramidi, mutta trigonisessa järjestelmässä se voi esiintyä ainoastaan yhdistelmänä romboedrien tai (hikl):n kanssa, muutoinhan kide olisi heksagoninen. Sama huomautus koskee tietysti myös (1010) ja (hik0) muotoja.

6. Pinta leikkaa a-akseleita eri pituisten matkojen päässä, mutta on c-akselin suuntainen. Pinnan indeksit ovat muotoa hik0 ja pintamuoto on kaksitoista-sivuinen diheksagoninen prisma (kts. heksag., kohta 5).

7. hikl pinnasta johtuu trigonisessa järjestelmässä skalenoedri (tarkemmin ditrigoninen skalenoedri).

8. Myös täällä syntyy pelkästään c-akselia leikkaavasta lähtöpinnasta pintamuodoksi asemataso (0001) (kts. heksag., kohta 7).



Kuva 33. Trigonisen kidejärjestelmän pintamuotoja A: romboedri (1011) , B: miinus-romboedri (0111), C: skalenoedri (hikl).



Taulukko 6. Trigonisen kidejärjestelmän täysilukuisten kiteiden pintamuodot.

Lähtö-

pinta

Indeksit 
Nimi

Pintojen

lukumäärä

yl. muoto
esim.
1
(1010)
 

Heksagoninen I lahkon prisma

6
2
(h0hl)
(1011)

Romboedri

6
3
(0hhl)
(0111)

Miinusromboedri

6
4
(1120)
 

Heksagoninen II lahkon prisma

6
5
(hh2h0)
(1121)

Heksagoninen II lahkon kaksinaispyramidi

12
6
(hik0)
(2130)

Diheksagoninen prisma

12
7
(hikl)
(2131)

Skaleonedri

12
8
(0001)
 

Asemapinakoidi l. asematasot

2

 

 

Kuva 34.Yhdistettyjä romboedrisia kidemuotoja. A: miinusromboedri (0112) ja (1010) ; B: miinusromboedri (0112) ja (1120)

 


I. 9. 4. Tetragoninen kidejärjestelmä

Tetragoniset pintamuodot voidaan käsittää johdetuiksi seuraavin tavoin asetetuista lähtöpinnoista:

1. Pinta leikkaa toista a-akselia ja on toisen a-akselin ja c-akselin suuntainen.

2. Pinta leikkaa toista a-akselia sekä c-akselia ja on toisen a-akselin suuntainen.

3. Pinta leikkaa a-akseleita yhtä etäällä ja on c-akselin suuntainen.

4. Pinta leikkaa a-akseleita yhtä etäällä sekä leikkaa myös c-akselia.

5. Pinta leikkaa a-akseleita eri etäisyydellä ja on c-akselin suuntainen.

6. Pinta leikkaa a-akseleita eri etäisyydellä sekä leikkaa myös c-akselia.

7. Pinta leikkaa ainoastaan c-akselia.

 


Kuva 35. Tetragonisen kidejärjestelmän pintamuotoja. A: tetragoninen I lahkon prisma (110) ja asematasot (001), B: ditetragoninen prisma (hk0) ja asematasot (001), C: tetragoninen I lahkon kaksinaispyramidi (hhl), D: ditetragoninen bipyramidi (hkl).


Taulukko 7. Tetragonisen kidejärjestelmän täysilukuisten kiteiden pintamuodot.

Lähtö-

pinta

Indeksit 
Nimi

Pintojen

lukumäärä

yl. muoto
esim.
1
(100)
 

Tetragoninen II lahkon prisma

4
2
(h0l)
(102)(101)

Tetragoninen II lahkon kaksinaispyramidi

8
3
(110)
 

Tetragoninen I lahko prisma

4
4
(hh1)
(111)(112)

Tetragoninen I lahkon kaksinaispyramidi

8
5
(hk0)
(120)

Ditetragoninen prisma

8
6
(hkl)
(321)

Ditetragoninen kaksinaispyramidi

16
7
(001)
 

Asemapinakoidi

2

 

 

Kuva 36. Tetragonisten luonnonkiteiden yhdistettyjä kidemuotoja. A: ksenotiimi (100), (111) ja (311); B: kassiteriitti (100), (110). (111) ja (101).



1. 9. 5. Rombinen kidejärjestelmä

Rombinen kidejärjestelmä edustaa tässä pintamuotojen johdossa ensimmäistä kertaa sellaista kidejärjestelmä, jossa kaikki kideakselit ovat eri pituisia, eli kuten sanotaan eriarvoisia. Pintamuotojen johdon kannalta tällä on merkitystä siinä, että nyt mitä tahansa yhtä kideakselia leikkaava ja muiden suuntainen pinta on periaatteellisesti poikkeava sellaisesta pinnasta, joka leikkaa jotakin toista kideakselia ja on kahden muun suuntainen. Siitä seuraten 010-pinta on tässä otettava ensimmäistä kertaa lähtöpinnaksi. Lähtöpinnat voidaan asettaa seuraavin tavoin:

1. Pinta leikkaa a-akselia ja on b- ja c-akselien suuntainen.

2. Pinta leikkaa b-akselia ja on a- ja c-akselien suuntainen.

3. Pinta leikkaa c-akselia ja on a- ja b-akselien suuntainen.

4. Pinta leikkaa a- ja b-akseleita ja on c-akselin suuntainen.

5. Pinta leikkaa a- ja c-akseleita ja on b-akselin suuntainen.

6. Pinta leikkaa b- ja c-akseleita ja on a-akselin suuntainen.

7. Pinta leikkaa kaikkia kolmea akselia.

Pinakoidille annetaan erikoisnimi sen kideakselin erikoisnimen mukaan, jonka suuntainen se on c-akselin lisäksi. Prismalle annetaan erikoisnimi sen akselin mukaan, jonka suuntainen se on.

 


Kuva 37. Rombisen kidejärjestelmän pintamuotoja. A: rombinen brakyprisma (0kl) sekä makropinakoidi (100), B: rombinen kaksinaispyramidi (hkl).

 

Taulukko 8. Rombisen kidejärjestelmän täysilukuisten kiteiden pintamuodot

Lähtö-

pinta

Indeksit 
Nimi

Pintojen

lukumäärä

yl. muoto
esim.
1
(100)
 
Makropinakoidi
2
2
(010)
 
Brakypinakoidi
2
3
(001)
 
Asemapinakoidi
2
4
(hk0)
(110)(120)
Pystyprisma
4
5
(h01)
(101)(102)
Makroprisma
4
6
(0k1)
(011)(012)
Brakyprisma
4
7
(hk1)
(111)(221)(321)
Rombinen kaksinaispyramidi
8

 

 


Kuva 38. Luonnonkiteiden yhdistettyjä rombisia kidemuotoja. A: aragoniitti (111), (110), (010) ja (011); B: rombinen rikki (111), (011), (113) ja (001).

 


I. 9. 6. Monokliininen kidejärjestelmä

Monokliinisen kidejärjestelmän pintamuodot voidaan johtaa täysin samanlaisin lähtöpintojen asettelutavoin, joita käytimme rombisessa järjestelmässä. Taulukossa 9 oleva lähtöpintojen numerointi viittaakin vastaavaan taulukossa 8. Huomattava on, että pintamuoto (h0l) ei ole enää prisma monokliinisessa, vaan rombista (h0l):ä vastaa kaksi (h0l )-tyyppistä pinakoidia. Samoin (hkl) hajoaa kahdeksi prismaksi. Pinakoidien ja prismojen nimityksissä sovelletaan samoja periaatteita kuin rombisessa jäirjestelmässä.

 

 

Kuva 39. A: monokliininen kide, jossa (100), (110), (010) ja (0kl) (augiitti), B: monokliininen kide, jossa pintamuodot (110), (010) ja (111) (kipsi).


Taulukko 9. Monokliinisen kidejärjestelmän täysilukuisten kiteiden pintamuodot.

Lähtö-

pinta

Indeksit 
Nimi

Pintojen

lukumäärä

yl. muoto
esim.
1
(100)
 
Ortopinakoidi
2
2
(010)
 
Klinopinakoidi
2
3
(001)
 
Asemapinakoidi
2
4
(hk0)
(110)(120)
Pystyprisma
4
5
(0k1)
(011)(012)
Klinoprisma
4
6
(h01)
(101)(102)
h01-pinakoidi
2
7
(hkl)
(111)(122)(123)
Monokliininen prisma
4

 


I. 9. 7 Trikliininen kidejärjestelmä

Koska symmetriakeskus on trikliinisen kidejärjestelmän ainoa symmetriaelementti, ovat kaikki täysilukuisissa kiteissä esiintyvät pintamuodot pinakoideja. Erillistä taulukkoa järjestelmän pintamuodoista ei sen vuoksi ole tarpeen esittää.

 


Kuva 40. Trikliininen kide, jossa pintamuodot (100), (110), (010), (011), (001) ja (hkl ).


I. 10. LUONNOLLISET JA IHANTEELLISET KITEET

Kiteytyessään mineraali ja sen kide kasvavat yleensä jostakin kiteytymiskeskuksesta ulospäin joka suuntaan. Esteetön kasvu on luonnossa kuitenkin vain harvoin mahdollista. Esteetöntä kasvua voivat rajoittaa muut ympäristössä samanaikaisesti kiteytyvät mineraalit tai vaikkapa paine-, konsentraatio- ja lämpötilavaihtelut eri suunnissa. Seurauksena edellä sanotuista syistä on, että kide kasvaa eri nopeudella samanarvoisiin suuntiin ja täten samanarvoiset pinnat joutuvat eri etäisyydelle keskipisteestä. Samanarvoisiksi sanotaan samaan pintamuotoon kuuluvia pintoja. Luonnollisten kiteiden vastakohtana sanotaan ihanteellisiksi sellaisia kiteitä, joissa samanarvoiset pinnat ovat yhtä etäällä keskipisteestä. Harjoituskappaleina käytettävät ns. kidemallit ovat ihanteellisiksi tehtyjä luonnossa esiintyviä kiteiden malleja.

 


Kuva 41. Vasemmalla heksagonisen luonnollisen kiteen poikkileikkaus (vaaleampi ja tummempi alue) ja sama ihanteellisena (tummempi alue) ja oikealla sama hieman toisen muotoisena luonnollisena kiteenä.

 

 


Kuva. 42. Kvartsikide. A: ihanteellinen ja B: luonnollinen

 


I. 10. 1. Kulmien pysyvyyden laki

Siitä huolimatta, että samanarvoiset pinnat voivat sijaita kiteissä eri etäisyydellä keskipisteestä, säilyvät pintojen väliset kulmat samoina kuin vastaavassa ihanteellisessa kiteessä. Tämä on ns. kulmien pysyvyyden laki. Lain ensimmäisenä havainneena kidetieteen uranuurtajana pidetään tanskalaissyntyistä Nikolaus Stenoa (1638-1686).


I. 11. 1. KAKSOSKITEET

Tavanomaisessa tapauksessa kiteisen aineen syntyessä jäähtyvästä kivisulasta (magma) tai vaikkapa vesiliuoksista se aloittaa kiteytymisensä yhdestä kiteytymiskeskuksesta (K, kuva 43), jonka ympärille verkkopinnat kehittyvät toinen toisensa jälkeen samanlaisessa suhteessa toisiinsa.

 


Kuva 43. Verkkopintojen synty kiteytymiskeskuksen (K) ympärille normaalitapauksessa.


Poikkeustapauksessa saattaa kiteytymiskeskus toimia kuitenkin kiteytymiskeskuksena kahdelle tai useammallekin kideyksilölle samanaikaisesti (Y1 ja Y2, kuva 44). Ilmiötä sanotaan kaksostumiseksi ja syntyneitä kiteitä kaksosiksi (engl. twinning ja twins, saks. Zwillingsbildung ja Zwillinge). Kaksostuneessa kideparissa tai -ryhmässä sanotaan molemmille (tai kaikille) kideyksilöille yhteistä verkkopintaa kaksostasoksi.

 


Kuva 44. Kaksostuminen.


I. 11 1. Kaksostumisen syy

Kaksostumisesta on seurauksena "ylimääräisen" symmetriatason syntyminen kaksoskiteeseen (kts. kuva 44). Luonnossa mineraaleilla on pyrkimys kiteytyä mahdollisimman symmetriarikkaiksi ja kaksostuminen on puolestaan eräs keino symmetrian lisäämiseen. Kun aineen symmetria lisääntyy, laskee samalla aineen muodostaman fysikokemiallisen systeemin vapaa energia. Täten kaksostumisen syy lienee pohjimmiltaan fysikokemiallinen


I. 11. 2. Kaksostaso ja kaksosakseli

Kuten edellä on käynyt ilmi, on kaksostaso (engl. twin plane, saks Zwillingsebene) kaksoskiteen muodostamiseen osallistuvien kaksosyksilöiden yhteinen verkkopinta. Ulkonaisesti kaksostaso ilmenee kaksoskiteiden rajapintana (ns. kosketuskaksoset, kuva 45A). Ns. läpitunkeutumiskaksosessa (esim. kuva 45B) ei kaksostasoa voida tunnistaa tasomaisena rajapintana, koska sellaista ei ole. Tällöin kaksostason voi tunnistaa siitä, että se on symmetriatasona koko kaksosmuodostuksessa.

 

 

Kuva 45. A: kosketuskaksonen (monokliininen kipsi) B: läpitunkeutumiskaksonen (rombinen stauroliitti).

Kaksoskiteillä, joissa yksilöitä on kaksi, saadaan toinen yksilöistä asettumaan toisen jatkeeksi pyörittämällä sitä 180 astetta kaksostasoa vastaan kohtisuoran akselin eli kaksosakselin (engl. twin axis, saks. Zwillingsachse) ympäri (ns. normaalikaksoset) tai yhteenkasvettumistasossa olevan akselin ympäri (ns. yhdensuuntaiskaksoset). Kaksostason tulee saada lisäksi samaan pintamuotoon kuuluvan pinnan indeksit erikseen kummankin yksilön akseliristikossa tarkasteltuna.

 


I. 11. 3.Kaksostyypit

Kaksostumiseen osallistuvien kideyksilöiden lukumäärän perusteella voidaan erottaa kaksostyyppinä kaksoset (2), kolmoset (3), neloset (4), kuutoset (6) sekä kertauskaksoset 1. polysynteettiset kaksoset (> 6) (engl. repeated l. multiple twins, saks. Viellinge).

Yhteenkasvettumistavan perusteella voidaan erottaa kosketuskaksoset (engl. contact twins, saks. Berührungszwillinge) ja tunkeutumiskaksoset (engl. penetration twins, saks. Durchwachsungszwillinge) (kuva 45).


Sen perusteella, minkä suuntaisen akselin ympäri pyörittämällä toinen yksilö saadaan toisen jatkeeksi, puhutaan normaalikaksosista, jos kaksosakseli on kohtisuorassa yhteenkasvettumistasoa vastaan, yhdensuuntaiskaksosista, jos kaksosakseli on yhteenkasvettumistasossa ja kompleksikaksosista, jos molemmat edellä sanotut pyöritykset ovat tarpeen.

I. 11. 4. Kaksoslait

Samanlainen kaksostuminen (=kaksostaso sama esim. 010, kaksostyyppi sama) saattaa olla mahdollinen samassa kidejärjestelmässä eri mineraaleillakin, jopa eri kidejärjestelmiinkin kuuluvilla mineraaleilla saattaa kaksostuminen olla samanlaista. Tiettyä kaksostumistapaa sanotaan kaksoslaiksi (engl. twin law, saks. Zwillingsgesetz). Kaksoslait ovat saaneet nimensä sen mineraalin nimen mukaan, jossa kaksostumistapa on ehkä alunperin havaittu. Esimerkkinä mainittakoon augiittilaki (kuva 37), jonka mukaan kaksostuneilla mineraaleilla augiitti ja sarvivälke 100 pinta on kaksostasona.

 

Kuva 46. Augiittilain mukainen kaksonen. Augiitti.

 


I. 12. ERIKOISKYSYMYKSIÄ

I. 12. 1. Pintamuotojen "hajoaminen" järjestelmästä toiseen siirryttäessä.

Symmetriaelementtejä runsaasti sisältävistä järjestelmistä symmetriaköyhempiin järjestelmiin ajatuksen voimalla siirryttäessä voidaan panna merkille, että yksittäisiä pintoja runsaasti sisältävät pintamuodot tulevat sitä harvinaisemmiksi mitä niukemmin symmetriaa sisältäviin järjestelmiin siirrytään (ks. taulukot 4, 7, 8 ja 9 sekä toisaalta 5 ja 6). Esim. pintamuoto (100) sisältää kuutiollisessa 6, tetragonisessa 4, rombisessa jne. 2 pintaa. Puhtaasti teoreettinen mutta mielenkiintoinen ajatusleikki on tarkastella mihin pintamuotoihin sijoittuvat ne yksittäiset pinnat, jotka eivät sisälly samat indeksit saavaan pintamuotoon järjestelmästä toiseen siirryttäessä.

Ajatusleikin voi tehdä joko kuvittelemalla akseliristikon muodonmuutoksia järjestelmästä toiseen siirryttäessä (kuva 47) tai tarkastelemalla asiaa yksittäisten kidepintojen indeksiluettelon avulla (taulukko 10).

 

Taulukko 10. Esimerkki pintamuotojen hajoamisesta siirryttäessä symmetriarikkaammista kidejärjestelmistä niukemmin symmetriaa omaaviin kidejärjestelmiin. Kuution hajoaminen.

pinta
kuutiollinen kidejärjestelmä
tetragoninen kidejärjestelmä
rombinen kidejärjestelmä
monokliininen kidejärjestelmä
trikliininen kidejärjestelmä

100

100

010

010

001

001

Kuutio

II lahkon prisma

makro- pinakoidi

ortopinakoidi
pinakoidi
braky- pinakoidi
klinopinakoidi
pinakoidi
asema- pinakoidi
asema- pinakoidi
asema- pinakoidi
pinakoidi

 

 

Kuva 47. Akseliristikon muodonmuutokset ja pintamuotojen "hajoaminen" kidejärjestelmästä toiseen siirryttäessä.


I. 12. 2. Symmetrialuokat ja avaruusryhmät

Edellä johdettiin kidejärjestelmät lähtien ajatuksesta, että kiteinen aine koostuu toisiaan eri tavoin leikkaavista massapistejonoista. Toisenlaatuisiin kidetieteellisiin ryhmityksiin päädytään, jos suoritetaan johto symmetriaelementtien kombinoitumistapoja tarkastelemalla. Pääperiaatteena näin tapahtuvassa johdossa on, että symmetriaelementit ovat toisistaan riippuvia sillä tavoin, että jonkin esiintyminen aiheuttaa väistämättömästi myös jonkin toisen symmetriaelementin mukaantulon. Niinpä esimerkiksi kahden toisiaan 360/n kulmassa leikkaavan symmetriatason leikkausviiva on n-lukuisen kiertoakselin suunta. Vastaavia kombinoitumissääntöjä on useita eikä niihin voida mennä tässä yhteydessä yksityiskohtaisesti. Lopputuloksena kombinoitumissäännöistä on, että symmetriakeskus, symmetriatasot, kiertoakselit ja kiertoinversioakselit voivat kombinoitua 32 eri tavalla. Vastaavia kidetieteellisiä ryhmiä sanotaan symmetrialuokiksi (engl. crystal class, saks. Kristallklasse). Kidejärjestelmien kesken symmetrialuokat jakaantuvat siten, että kuutiollisessa on 5, heksagonisessa 7, trigonisessa 5, tetragonisessa 7, rombisessa ja monokliinisessa 3 sekä trikliinisessä 2 symmetrialuokkaa. Yhteistä kunkin kidejärjestelmän symmetrialuokille on, että sama akseliristikko sopii niihin jokaiseen. Runsaimmin symmetriaa sisältävää symmetrialuokkaa kussakin kidejärjestelmässä sanotaan holoedriaksi tai holoedriseksi (täysilukuiseksi) symmetrialuokaksi . Samoin sanotaan holoedrisiin symmetrialuokkiin kuuluvia kiteitä holoedrisiksi kiteiksi. Holoedrisen symmetrialuokan lisäksi kuuluu kuhunkin kidejärjestelmään meroedrisia (vajaalukuisia) symmetrialuokkia. Meroedria voi olla hemiedriaa, tetartoedriaa tai hemimorfiaa. Hemiedristen (puolilukuisten) kiteiden eräissä pintamuodoissa on puolet vastaavan holoedrisen pintamuodon yksittäisten pintojen lukumäärästä. Tetartoedrisissa (neljänneslukuisissa) vastaava suhde on 1:4. Hemimorfisissa (puolimuotoisissa) kiteissä taas esim. holoedrisen symmetrialuokan kaksinaispyramidejä vastaavat pyramidipintamuodot.

Symmetrialuokat ja kidejärjestelmät kidetieteellisinä ryhminä perustuvat silmin havaittaviin, ulkonaisiin, symmetriasuhteisiin. Ulkonaisten symmetriasuhteiden muuttumatta voi hilan sisäisten symmetriaelementtien määrä vaihdella. Hilan sisäisiä peiteoperaatioita edustavat ruuvaus (engl. screw, saks. Schraubung) ja siirtokuvastus (engl. glide, saks. Gleitspiegelung) (kuvat 48 ja 49). Vastaavat symmetriaelementit ovat ruuviakseli (engl. screw axis, saks Schraubungsachse) ja siirtokuvastuspinta (engl. glide plane, saks. Gleitspiegelebene). Nämä uudet, hilan sisäiset symmetriaelementit ovat itse asiassa hilan perimmäisen ominaisuuden eli tiettyyn suuntaan tapahtuvan massapisteiden toistumisen (=siirron, engl. translation, saks. Translation) ja jo kiteiden ulkoisten piirteiden perusteella tuntemiemme symmetriaelementtien yhdistelmiä. Näin ruuvaus on siirron ja kierron yhdistelmä, siirtokuvastus puolestaan nimensä mukaisesti siirron ja kuvastuksen yhdistelmä. Ruuvausakseli 1. helikogyyri voi olla 2-, 3-, 4- tai 6-lukuinen. Hilan sisäiset symmetriaelementit voivat kombinoitua 230 tavalla (mukaanlukien kiertoakselit, kiertoinversioakselit, symmetriatasot ja symmetriakeskukset), kutakin tapaa vastaa hilarakenteeltaan toisistaan poikkeava tyyppi, jota kutsutaan avaruusryhmäksi (engl. space group, saks Raumgruppe) . Se, miksi hilan sisäiset symmetriaelementit eivät näy kiteiden ulkoisessa symmetriassa, johtuu hilan massapisteiden toistumisen äärimmäisen pienestä mittakaavasta. Hilan sisäiset symmetriaelementit ikäänkuin sulautuvat jo tuntemiimme kiteiden ulkoisiin symmetriaelementteihin.

 


Kuva 48. Tetrahelikogyyrit. A: 40, toistumaväli alkeiskopin särmän mittainen, B: 41, toistumaväli 1/4 alkeiskopin särmästä (ns. oikealle kiertyvä), C: 42, toistuma-väli 2/4 alkeiskopin särmästä, D: 43, toistumaväli 3/4 alkeiskopin särmästä (ns. vasemmalle kiertyvä). Vaikutus ei näy ulkonaisessa symmetriassa (lukuunottamatta kaikissa tapauksissa esiintyvää ulkoista nelilukuista kiertoakselia).

 

 

Kuva 49. Siirtokuvastus ja siirtokuvastuspinta (ilmenee ulkonaisesti symmetriatasona).



I. 13. HARJOITTELUOHJEITA JA HARJOITUSTEHTÄVIÄ

Tarkoituksena mineralogian peruskurssiin liittyvässä harjoittelussa voidaan pitää edellä esitettyjen tietojen perusteella tapahtuvaa symmetrian ja pintamuotojen käsitteiden selventämistä sekä avaruudellisen ajattelun ja kuvittelukyvyn kehittämistä. Kidemallikokoelman kiteistä voi tarkastella riittävän monta seuraavaa kaavaa noudattaen:

    1. hae symmetriaelementit, päättele niistä kidejärjestelmä

    2. sijoita akseliristikko

    3. tutki pintamuotojen lukumäärä

    4. valitse edustajapinnat kullekin pintamuodolle

    5. määritä pintamuodon indeksit

    6. päättele pintamuodon nimi indekseistä tai muulla tavalla.

 

Harjoitustehtäviä: Tässä on annettu vain yleisiä harjoitustehtävätyyppejä. Keksi itse lisää kuhunkin tyyppiin.


Indeksit

    Luettele kuutiollisen (hll) pintamuodon yksittäisten pintojen indeksit.

    Voivatko 313 ja 311 olla saman pintamuodon yksittäisten pintojen indeksejä
        kuutiollisessa
        tetragonisessa
        ……………

    Millä tavoin poikkeaisivat ulkonäöltään kuutiolliset pintamuodot (310) ja (210) toisistaan?

    Sijoita pintamuotojen indeksit kuvissa 29, 32, 34, 36, 38, 39 ja 40 kyseisen pintamuodon edustajapinnan kohdalle.

 

Hahmottelu

    Piirrä (hahmottele) rombinen kide, jossa esiintyvät pintamuodot (100), (010), (h0l) ja (001).

    Millainen olisi kuutiollisen yksinkertaisen kidemuodon (210) leikkauskuvio keskipisteen kautta kulkevan 101-suuntaisen tason kanssa.

 

Peruskäsitteet

    Akselisuhteen vaihtelun merkitys rombisten pystyprismojen (110) ulkonäköön.

 

 

II . MINERALOGIA


II. 1. JOHDANTO

Mineraalit (engl. mineral, saks. Mineral) ovat kivien perusrakenneosasia. Kivet - tai kuten geologeilla on tapana sanoa - kivilajit koostuvat mineraalirakeista. Tavallisissa kivissä on yleensä 3 - 5 eri mineraalia, jotka kukin muodostavat kivessä lukuisia yleensä noin 0.1 - 1 mm suuruisia rakeita eli kideyksilöitä.

Mineraalilajit erotetaan toisistaan fysikaalisten ominaisuuksien erilaisuuksien perusteella. Viime kädessä on mineraalin hilan laatu (alkeiskopin särmien pituudet, massapistejonojen väliset kulmat, atomien paikat hilassa) se tuntomerkki ja erotusperuste, jonka nojalla jokin mineraali erotetaan kaikista muista. Lisäksi kullakin mineraalilla on tietyissä rajoissa vaihteleva kemiallinen koostumus.

Mineraalit koostuvat pääasiassa maankuoren pääalkuaineista (engl. major element, saks. Hauptelement), joita ovat happi, pii, alumiini, rauta, kalsium, natrium, kalium ja magnesium. Myös harvinaisempia alkuaineita tavataan. Valtaosa mineraaleista on kiteisessä olomuodossa.

Suomen kielessä on käytetty vierasperäisen mineraali-sanan vastineina sanoja kaivannainen ja kivennäinen. Kumpikaan ei ole juurtunut yleiseen käyttöön. Kaivannainen vastineena olisikin huono, sillä se tuo mieleen taloudellisen käyttökelpoisuuden, joka mineraaleista on vain muutamilla. Kivennäinen puolestaan on sana, joka ehkä sulkisi "kaivannaiset" mineraalikäsitteen ulkopuolelle. Taloudellisesti käyttökelpoiset kivet, joista voidaan valmistaa metalleja - ts. malmit (engl. ore, saks. Erz) - ovat nekin kiviä, jotka koostuvat kuten muutkin kivet mineraaleista.

Mineraalit syntyvät geologisissa prosesseissa. Geologisia prosesseja ovat:
1. magmatismi
2. sedimentaatio
3. metamorfoosi.

Magmatismilla (engl. magmatism, saks. Magmatismus) tarkoitetaan maan pinnalla [vulkanismi (engl. volcanism, saks. Vulkanismus)] tai maan kuoren sisällä [plutonismi (engl. plutonism, saks. Plutonismus)] tapahtuvaa sulan kiviaineksen (magman) kiteytymistä. Magmoja syntyy maankuoren sisällä vuorijonojen syntyyn liittyvissä tapahtumissa sekä maan vaipassa. Magmat sisältävät runsaasti kemiallisia komponentteja ja ne ovat fysikokemiallisesti varsin monimutkaisia systeemejä. Magman jäähtyessä jopa yli tuhannen asteen lämpötilasta magmasta alkaa aluksi kiteytyä koostumuksesta riippuen esim. jotakin seuraavista mineraaleista: kromiitti, plagioklaasi, oliviini tai pyrokseeni. Muu osa magmasta säilyy sulassa tilassa kunnes lämpötila on laskenut niin alas, että kukin mineraali on vuorollaan kiteytynyt ja kaikki magman ainekset kulutettu kiteytyvien mineraalirakeiden synnyttämiseen. Varhain kiteytyneet mineraalit saavat helpoimmin esille oman kidemuotonsa ja ovat omamuotoisina [idiomorfisina (engl. euhedral, idiomorphic, automorphic, saks. euhedral, idiomorph, automorph)] rakeina kivessä. Myöhemmin kiteytyneillä mineraaleilla ei juuri kidemuotoa ole ja ne ovat vierasmuotoisia [allotriomorfisia (engl. anhedral, allotriomorphic, xenomorphic, saks. anhedral, allotriomorph, xenomorph)].

Sedimentaatio (engl. sedimentation, saks. Sedimentation) käsittää kivien mekaanisen, biologisen ja kemiallisen rapautumisen, aineksen kuljetuksen, lajittelun ja kerrostumisen tai saostumisen. Sedimentaatiossa syntyy mineraaleja vesiliuoksista saostumalla. Tällä tavoin syntyy mm. karbonaattiryhmän mineraaleja, limoniittia, kvartsia, kalsedonia jne. Sedimenttiin saostumalla syntyneet uudet mineraalit muodostavat usein muutoin irtonaista sedimenttiä koossapitävän iskoksen (engl. cement, saks. Bindemittel).

Metamorfoosi (engl. metamorphism, saks. Metamorphose, Gesteinsmetamorphose) liittyy maankuoren sisällä tapahtuviin liikuntoihin sekä magmojen purkauksiin. Kohonneen paineen ja/tai lämpötilan vaikutuksesta sekä liikuntojen edesauttamina vanhemmat magmatismin, sedimentaation tai metamorfoosin kautta syntyneet mineraalit uudelleenkiteytyvät (engl. recrystallize, saks. neubilden). Tuloksena voi syntyä lähinnä paine- ja lämpötilaolosuhteista riippuen joko samoja tai vanhoista poikkeavia mineraalilajeja.


II. 1. 1. Mineraalien ryhmittely

Kivilajien päämineraaleina esiintyviä mineraaleja sanotaan kivimineraaleiksi tai kivilajeja muodostaviksi mineraaleiksi (engl. rock-forming minerals, saks. gesteinbildende Mineralien). Malmimineraaleiksi (engl. ore minerals, saks. Erz-Mineralien) sanotaan mineraaleja joissa jotakin metallia esiintyy siinä määrin ja sellaisessa muodossa että metallin erottaminen mineraalista voi tapahtua taloudellisesti. Teollisuusmineraalien (engl. industrial minerals, saks. industrielle Mineralien) (eli ns. epämetallisten hyödyllisten mineraalien) käyttö taas perustuu mineraaliin itseensä, niin että mineraalia sopivalla tavalla käsiteltynä voidaan käyttää esim. tulenkestävien materiaalien raaka-aineena, lämpöeristeenä tms. Jalokiviksi (engl. gem, saks. Edelstein) sanotaan sellaisia mineraaleja, jotka ovat harvinaisia, kovia, kauniita läpinäkyviä tai väriltään miellyttäviä sekä eheitä. Esimerkkejä jalokivistä on mineraalien kuvauksen yhteydessä. Oppia jalokivistä sanotaan gemmologiaksi (engl. gemmology, saks. Edelsteinlehre, -kunde, Gemmologie)


II. 1. 2. Mineraalien lukumäärä

Mineraalilajien tarkkaa lukumäärää ei voida ilmoittaa. Tarkan lukumäärän määrittämiseksi käsite mineraalilaji pitäisi voida määritellä nykyistä tarkemmin. Kuten edellä on mainittu, pidetään mineraalin (= mineraalilajin) olennaisimpana erotusperusteena sen hilan laatua (= alkeiskopin mittoja ja kulmia, atomien laatua ja paikkoja hilassa). Isomorfiasta ja diadokiasta (ks. jälempänä!) johtuu, että tällä tavoin määriteltynä mineraalilajeja olisi lähes rajattomasti. Toisaalta kuitenkin olisi syytä pitää isomorfisen seossarjan jäseniä ominaisuuksien samankaltaisuuden vuoksi yhtenä ja samana mineraalina. Isomorfisten seossarjojen eri jäsenet ovat kuitenkin jo ehtineet lukuisissa tapauksissa saada vakiintuneet mineraalinimitykset, ja tästä syystä mineraalinimiä on runsaasti, noin 10 - 20 000. Esim. oliviinilla (Mg,Fe)2SiO4 on päätejäsenten Mg2SiO4 (forsteriitti) ja Fe2SiO4 (fayaliitti) nimien lisäksi kolme välikoostumuksia tarkoittavaa mineraalinimeä. Näin ollen esimerkkitapaus lisää mineraalilajiluetteloa tarkastelijasta riippuen 1 - 6 nimellä. Nimistön runsautta lisää vielä se, että useilla mineraalinimillä on synonyymejä.

Jos isomorfisia seossarjoja pidetään kutakin yhtenä mineraalina, ja jos synonyymit tulkitaan ryhmittäin yhdeksi mineraaliksi päädytään mineraalilajien lukumäärää ilmoittavaan lukuun, joka vuonna 1966 oli 1580 ja vuonna 1995 jo 3600. Huomattava on, että vuosittain löydetään, tutkitaan ja nimetään noin 50-60 uutta mineraalilajia. Nykyään uudet mineraalit hyväksyy ja luetteloi kansainvälisen sopimuksen mukaan kansainvälinen mineraloginen unioni, International Mineralogical Association (IMA).

Mineraalilajien lukumäärä kussakin kemialliselta ja kiderakenteelliselta pohjalta muodostuvassa mineraaliluokassa (ks. mineraalien luokitus) prosentteina kokonaismäärästä on esitetty taulukossa 11.


Taulukko 11. Hyväksyttyjen mineraalilajien lukumäärä eri mineraaliluokissa vuonna 1995. Tekijöiden laskelma.

 

kpl

% mineraalien

kokonaismäärästä

Alkuaineet

15

0.4

Alkuaineseokset

47

1.3

Halogenidit

141

4.0

Sulfidit

392

11.1

Arsenidit, Selenidit, Telluridit, Antimonidit, Fosfidit, Nitridit ja Vismuttiyhdisteet

167

4.7

Oksidit

349

9.9

Hydroksidit

129

3.7

Uranaatit

37

1.1

Karbonaatit

177

5.0

Nitraatit, Ammoniumyhdisteet

8

0.2

Jodaatit

7

0.2

Hiiliyhdisteet

34

1.0

Boraatit

122

3.7

Sulfaatit

257

7.3

Selenaatit, Telluraatit

33

1.0

Volframaatit

17

0.5

Molybdaatit

19

0.5

Kromaatit

3

0.1

Fosfaatit

389

11.1

Arsenaatit

208

5.9

Vanadaatit

80

2.3

Jalosilikaatit

395

11.2

Ketjusilikaatit

75

2.1

Nauhasilikaatit

92

2.6

Verkkosilikaatit

173

4.9

Hohkasilikaatit

154

4.4

 

3520

100.0%

 

 

Mineraalilajeista valtaosa on suuria harvinaisuuksia. Kahdesta yleisimmästä mineraalista, plagioklaasista ja kvartsista, koostuu jo noin 60 tilavuus-% koko maankuoresta eikä kolmanneksi yleisin, kalimaasälpä, jää yleisyydessä paljon edellisistä jälkeen. Kuvaan 50 on koottu tekijöiden arvio mineraalien keskinäisestä yleisyysjärjestyksestä sekä kunkin osuus tilavuusprosentteina maankuoresta.

 

Kuva 50. Mineraalien keskinäinen yleisyysjärjestys sekä kunkin mineraalin osuus maankuoresta tilavuusprosentteina. Tekijöiden arvio.



II. 1. 3. Mineraalien nimistä

Useimmat mineraalien nimistä ovat suomenkielisessä asussaankin loppupäätteitä lukuunottamatta kansainvälisiä. Suomenkielisiä mineraalien nimissä usein esiintyviä päätteitä -tiitti, -siitti, -iitti ja -iini vastaavat esim. englanninkielessä päätteet -tite, -site, -ite ja -ine alkuosan ollessa useimmiten sama. Osa mineraalien nimistä on käännetty lähinnä ruotsinkielisestä vastineesta suomenkieliseen asuun. Esimerkkeinä mainittakoon maasälpä (fältspat), kalkkisälpä (kalkspat), lyijyhohde (blyglans), kuparikiisu (kopparkis), rikkikiisu (svavelkis), sinkkivälke (zinkblände). Suomen-, ruotsin- saksan- ja englanninkielisten mineraalinimien vertailu on esitetty taulukossa 12.


Taulukko 12. Tavallisimpien mineraalien nimet sekä niiden vastineet ruotsin, saksan ja englannin kielellä.

Suomi

Ruotsi

saksa

englanti

Grafiitti

grafit

Graphit

graphite

Timantti

diamant

Diamant

diamond

Fluorisälpä 1. fluoriitti

fluorit, flusspat

Fluorit, Flussspat

fluorite, fluorspar

Lyijyhohde

blyglans

Bleiglanz

galena

Molybdeenihohde

molybdenglans

Molybdänglanz

molybdenite

Sinkkivalke

zinkblände

Sphalerit, Zinkblende

sphalerite

Magneettikiisu

magnetkis

Magnetkies, Pyrrhotin

pyrrhotite

Rikkikiisu 1. pyriitti

svavelkis, pyrit

Schwefelkies, Pyrit

pyrite

Arseenikiisu

arsenikkis

Arsenkies

arsenopyrite

Kuparikiisu

kopparkis

Chalkopyrit

chalcopyrite

Korundi

korund

Korund

corundum

Hematiitti

hämatit, järnglans

Eisenglanz, Hämatit,

haematite

Ilmeniitti

ilmenit

Titaneisen, Ilmenit

ilmenite

Kromiitti

kromit

Chromit

chromite

Magnetiitti

magnetit

Magnetit

magnetite

Pikivälke

pechblände

Pechblende

uraninite, pitchlende

Limoniitti

limonit

Limonit

limonite

Pyrolusiitti

pyrolusit

Pyrolusit

pyrolusite

Kvartsi

kvarts

Quarz

quartz

Kalkkisälpä 1. kalsiitti

kalkspat

Kalkspat, Calcit

calcite

Dolomiitti

dolomit

Dolomit

dolomite

Magnesiitti

magnesit

Magnesit

magnesite

Sideriitti 1. rautasälpä

siderit, järnspat

Eisenspat, Siderit

siderite

Baryytti

baryt, tungspat

Baryt, Schwerspat

baryte, barite

Apatiitti

apatit

Apatit

apatite

Oliviini

olivin

Olivin

olivine

Humiitti

humit

Humit

humite

Sillimaniitti

sillimanit

Sillimanit

sillimanite

Andalusiitti

andalusit

Andalusit

andalusite

Kyaniitti 1. disteeni

cyanit, disten

Kyanit (Cyanit), Disthen

kyanite, (disthene)

Stauroliitti

staurolit

Staurolith

staurolite

Topaasi

topas

Topas

topaz

Granaatti

granat

Granat

garnet

Epidootti

epidot

Epidot

epidote

Titaniitti                                                       

titanit

Titanit (Sphen)

sphene

Berylli

beryll

Beryll

beryl

Turmaliini

turmalin

Turmalin

tourmaline

Kordieriitti

cordierit

Cordierit

cordierite

Pyrokseeni

pyroxen

Pyroxen

pyroxene

Ortopyrokseeni

hypersten

Hypersthen

hypersthene, orthopyroxene

Diopsidi

diopsid

Diopsid

diopside

Augiitti

augit

Augit

augite

Wollastoniitti                                                           

wollastonit

Wollastonit

wollastonit

Amfiboli

amfibol

Amphibol

amphibole

Antofylliitti

antofyllit

Antophyllit

antophyllite

Sädekivi

strålsten

Strahlstein

tremolite- actinolite

Sarvivälke

hornblände

Hornblende

hornblende

Amfiboliasbesti

amfibolasbest

Amphibolasbest

amphibole asbestos

Kiille

glimmer

Glimmer

mica

Muskoviitti

muskovit

Muscovit

muscovite

Biotiitti

biotit

Biotit

biotite

Kloriitti

klorit

Chlorit

chlorite

Serpentiini

serpentin

Serpentin

serpentine

Talkki

talk

Talk

talc

Kaoliini

kaolin

Kaolinit

kaolinite

Maasälpä

fältspat

Feldspat

feldspar, felspar

Kalimaasälpä

kalifältspat

Kalifeldspat

potassium (potash) feldspar

Plagioklaasi

plagioklas

Plagioklas

plagioclase

Skapoliitti

skapolit

Skapolith

scapolite

 

Uuden mineraalin löytäjällä ja sen ensimmäisella tutkijalla on yleensä oikeus nimen antamiseen tutkimalleen mineraalille. Ehdotus uudeksi mineraalinimeksi tehdään kansainväliselle mineralogiselle unionille (IMA, Commission on New Minerals and Mineral Names), joka pitää kirjaa mineraalien nimistöstä. Uudet mineraalit saavat useinkin nimensä esim. jonkun huomattavan geologin, mineralogin tai muun henkilön nimen mukaan. Tällaisia ovat mm. eskolaiitti, väyryneniitti, götiitti eli goethiitti (Goethe), dolomiitti, uvaroviitti, biotiitti, sillimaniitti, hedenbergiitti, haüyni, wollastoniitti, forsteriitti, kordieriitti, rooseweltiitti ja mussoliniitti. Osa mineraaleista on saanut nimensä jonkin paikannimen mukaan. Tällaisia ovat mm. andalusiitti, fayaliitti, spessartiitti, vesuvianiitti, montmorilloniitti, illiitti (Illinois), muskoviitti ja aragoniitti.

Osa mineraalien nimistä on hyvin vanhaa perua eikä nimien alkuperää ole niin ollen voitu tarkasti selvittää. Tällaisia ovat mm. berylli, turmaliini, zirkoni ja talkki. Näille mineraaleilla onkin ominaista, että ne ovat olleet tunnettuja pitkään joko jalokivinä tai jonkin muun, käyttökelpoisen ominaisuutensa vuoksi.

Eräissä mineraalien nimissä esiintyy viite mineraalin johonkin ominaisuuteen tai esiintymistapaan; stauroliitti (kr. stauros = risti, lithos = kivi), limoniitti (kr. leimon = niitty), lyijyhohde (syn. galena = lat. lyijymalmi), baryytti (= raskassälpä) (kr. baros = raskas), kalsiitti (lat. calx = kalkki), apatiitti (kr. apate = petollinen), fluoriitti (lat. fluo = virtaan, s.o. helposti sulava, sulamispistettä seoksissa voimakkaasti alentava), augiitti (kr. auge = loisto), amfiboli (kr. amphibolos = kaksinainen, epämääräinen), kloriitti (khloros = vihreä), kyaniitti (kr. kuanos = sininen), granaatti (lat. granula = rae), disteeni (di- = kaksi, sthenos = lujuus, kovuus, kovuus vaihtelee eri suunnissa).


II. 1. 4. Tunnistamistavat

Mineraalilajit erotetaan toisistaan viime kädessä niiden kidekemiallisen rakenteen ts. hilarakenteen perusteella (engl. crystal structure, saks. Kristallstruktur) (kuva). Alkeiskopin mittasuhteet ja verkkopintojen etäisyydet toisistaan ovat kunkin mineraalin tuntomerkkeinä tärkeimmät sen erottamisessa kaikista muista. Hilamittojen selvittäminen edellyttää aallonpituudeltaan sopivan säteilyn hyväksikäyttöä. Röntgensäiteilyn aallonpituus (n. 1 Å) on suuruusluokaltaan hilamittoja vastaava. Röntgensäteiden avulla tapahtuvaa mineraalien tunnistamista ja rakenteiden selvittelyä sanotaan röntgenografiaksi (engl. X-ray crystallography, saks. Röntgenographie).

Mikroskoopin avulla mineraalit voidaan tunnistaa kidemuodon, lohkeavuuden (vrt. myöh.), taitekertoimen tai taitekertoimien sekä kahtaistaiton ym. optisten ominaisuuksien perusteella. Ohuina levyinä läpinäkyvien mineraalien tutkimuksessa käytettävä mikroskooppi on polarisaatiomikroskooppi (engl. petrographic microscope, saks. Polarisationsmikroskop), jossa käytetty valo on yhteen tasoon polarisoitua. Polarisaatiomikroskoopin käyttöön perehdytään kideoptiikan yhteydessä .

Malmimineraaleja, jotka ovat ohuinakin levyinä läpinäkymättömiä (opakkeja) tutkitaan mineraalin kiilloitetusta pinnasta heijastuvan valon avulla metallimikroskoopilla (engl. ore microscope, saks. Erzmikroskop) tai ns. opakki-illuminaattorilla. Heijastuskyky vaihtelee eri malmimineraaleilla ja heijastuskyvyn mittaamisen avulla malmineraali onkin usein tunnistettavissa.

Hyvin pieninä, vain muutaman tuhannesosamillimetrin suuruisina rakeina esiintyvien mineraalien tunnistamisessa taas voidaan käyttää elektronimikroskooppia tai röntgen-mikroanalysaattoria (engl. electron microprobe, saks. Elektronenstrahl-Mikroanalysator).

Ilman ylläkuvattuja tai muita laboratoriolaitteita tapahtuvaa tunnistamista sanotaan mineraalien makroskooppiseksi tunnistamiseksi. Makroskooppisesti voidaan mineraali identifioida tutkimalla sen eräitä fysiikallisia ominaisuuksia, joista tärkeimpiä ovat kiilto, kovuus, lohkeavuus, tiheys, asu ja kidemuoto sekä malmimineraaleilla lisäksi mineraalijauheen eli viirun väri. Muita tunnistamisessa käyttökelpoisia ominaisuuksia ovat mm. magneettisuus, radioaktiivisuus, fluoresenssi, fosforenssi ja liukenevuus happoihin.

(Kooste)


II. 2. MINERAALIEN OMINAISUUKSISTA

Koska lähes kaikki mineraalit ovat kiteisessa olomuodossa, ovat useat niiden ominaisuuksista ymmärrettävissä kiteisen olomuodon erikoispiirteiden avulla. Suotuisissa olosuhteissa kiteiselle aineelle kehittyy kidemuoto (engl. crystal form, saks. Kristallform, Tracht), jota voidaan useinkin pitää mineraalin eräänä tuntomerkkinä. Kiteisestä olomuodosta on myös seurauksena, että ominaisuudet saattavat olla erilaiset eri suuntiin, mutta samaan suuntaan aina samalla mineraalilla samanlaiset.

Hilan laatu kiteisellä aineella vaihtelee suunnan mukaan.Siksi aine ei aina ole homogeenista eri suuntiin tietyistä tarkastelupisteestä edettäessä kuten amorfisilla aineilla. Niinpä esim. kovuus, lämpölaajeneminen ja valon etenemisnopeus kiteisessä aineessa ovat suunnasta riippuvia. Myös lohkeavuus (engl. cleavage, saks. Spaltbarkeit) on kiteisen aineen erikoispiirre. Lohkeavuus johtuu hilan lujuusominaisuuksien vaihtelusta eri suunnissa.


II. 2. 1. Asu

Mineraalin asulla (engl. habit, saks. Habitus) tarkoitetaan sen rakeiden eri ulottuvuuksien suhdetta toisiinsa. Jos rakeet ovat likipitäen yhtä ulottuvia kaikkiin suuntiin, sanotaan, että mineraalin asu on rakeinen (engl. granular, saks. körnig). Suomuisia ja levymäisiä (engl. lamellar, micaceous, tabular, saks. lamellar, blättrig, tafelig) ovat mineraalit, joilla kaksi ulottuvuutta ovat hyvin kehittyneitä kolmannen ollessa mitätön (esim. kiilteet ja grafiitti). Kuituisilla (engl. fibrous, saks. faserartig, faserig) ja neulasmaisilla (engl. acicular, saks. nadelig) mineraaleilla vain yksi ulottuvuus on hyvin kehittynyt (esim. amfiboliasbesti, rutiili). Sälöisillä ja pylväsmäisillä (engl. bladed, columnar, saks. stengelig, säulig) mineraaleilla yksi ulottuvuus on kehittynyt kahta muuta voimakkaammin ja tällaisilla mineraaleilla rakeet muodostavat usein säteettäisesti suuntautuneita pitkulaisia levyjä tai puikkoja (esim. sädekivi). Massamaiseksi (engl. massive, saks. massiv) voidaan sanoa asua silloin, kun raekoko on niin pieni, ettei rakeita erota toisistaan. Erikoistapauksissa asua voidaan kuvata myös mm. dendriittiseksi eli puu- tai oksamaiseksi, munuaismaiseksi, tähtimäiseksi jne. (LK, LK)


II. 2. 2. Raekoko

Raekoko (engl. grain size , saks. Korngrösse) on olennainen tekijä mineraalin muita ominaisuuksia tutkittaessa. Esim. asun tutkimiseksi on tietysti oltava käytössä ainakin mineraalin yhden kokonaisen rakeen sisältävä näyte. Toisaalta pieni raekoko vaikeuttaa paljain silmin tapahtuvaa ominaisuuksien havaitsemista.

Mineraalien raekoko on tavallisesti suuruusluokkaa 0.1 - 2 mm. Hienorakeiseksi (engl. fine grained, saks. feinkörnig) sanotaan mineraaleja, joiden raekoko on <1 mm. Keskirakeisia (engl. medium grained, saks. mittelkörnig) ovat raekooltaan välillä 1 - 5 mm olevat mineraalit. Karkearakeisia (engl. coarse grained, saks. grosskörnig) ovat taas yli 5 mm:n rakeet.

Raekoko saattaa kivissä olla jopa niin pieni, että paljain silmin ei eri rakeita erota toisistaan. Tällöin sanotaan, että mineraalin rakenne on tiivis. Toisaalta erityisen karkearakeisisa kivilajimuunnoksissa, ns. pegmatiiteissa saattaa raekoko olla jopa 0.5 - 10 m.


II. 2. 3.Kiilto

Kiilto (engl. luster, saks. Glanz) on se vaikutelma, joka saadaan kun mineraalirakeen pinnan kautta heijastetaan valoa silmiin. Useat mineraalit antavat heijastettaessa esimerkiksi sen vaikutelman, että niiden pinta on lasia, jolloin puhutaan lasikiillosta (engl. vitreous luster, saks. Glasglanz). Muita vaikutelmia ja kiiltolajeja ovat rasva-, metalli-, timantti-, silkki-, vaha- ja helmiäiskiilto (engl. greasy, metallic, adamantine, silky, waxy, pearly luster, saks. Fett-, Metall-, Diamand-, Seiden-, Wachs-, Perlmutterglanz).


II. 2. 4. Lohkeavuus

Mineraalin hilaa koossapitävät kemiallisiin sidoksiin liittyvät koheesiovoimat ovat hilan luonteesta johtuen eri suunnissa eri suuruiset. Kuvissa 51 ja 52 on esitetty vuorisuolan (NaCl) ja kiilteen hilojen laatu kaavamaisesti. Rakenteen perusteella on helppo ymmärtää, että vuorisuola pyrkii lohkeamaan pitkin kuution sivujen mukaisia suuntia, joista yksi, Millerin indeksit 001 saava suunta on esitetty punaisella viivoituksella. Kiilteellä taas hilaa koossapitävät voimat ovat heikoimmat piirrostasoa vastaan kohtisuoran vaakatason läpi ja niinpä kiille pyrkii lohkeamaan pitkin tuota tasoa.



Kuva 51. Vuorisuolan hilarakenne.


Kuva 52. Kiilteen hilarakenne 001-pinnan suunnassa katsottuna.

Lohkeavuus tarkoittaa siis mineraalin särkymistä pitkin tasaisia, jopa peilikirkkaita pintoja myöten. Lohkeaminen tapahtuu pitkin lohkopintoja (engl. cleavage plane, saks. Spaltflächen). Lohkopinta edustaa hilassa heikkousvyöhykettä ja lohkeaminen tapahtuu yhä uudelleen ja uudelleen saman suuntaista pintaa pitkin.

Mitä helpommin lohkeaminen tapahtuu ja mitä tasaisempi lohkosuunta (engl. cleavage, saks. Spaltebene) on, sitä etevämmän (engl. perfect, saks. vollkommen) sanotaan lohkeavuuden olevan. Etevyyden vastakohtana puhutaan heikosta ja epäselvästä lohkeavuudesta ja lohkopinnasta. Lohkopinta saattaa olla jonkin kidepinnan suuntainen, mutta eroaa kidepinnasta siinä, että lohkomisen jatkuessa lohkopinta saadaan yhä uudelleen ja uudelleen toistumaan. Lohkosuunnat määräävät mineraalista särjettäessä (murskattaessa) syntyvien kappaleiden muodon. Niinpä mineraalista, jolla on yksi etevä lohkosuunta, saadaan murskattaessa jauhetta, jossa mineraali on suomumaisina kappaleina (kuva 53A).

Varsin usein mineraalilla on kaksi kohtisuoraa (tai likimain kohtisuoraa) lohkosuuntaa. Murskattuna tällainen mineraali esiintyy "laatikkomaisina" kappaleina, joiden pituus-, leveys- ja korkeussuhteet vaihtelevat (kuva 53B). Suorakulmainen lohkeavuus ilmenee myös suorakulmaisena porrastuksena itse näytettä suurennuslasilla tutkittaessa.

Karbonaattiryhmän mineraaleilla on kolme etevää vinoa lohkosuuntaa. Sellainen lohkokappale, jossa särmät olisivat yhtä pitkiä, olisi romboedri. Karbonaattiryhmän mineraalien lohkeavuutta kutsutaankin sen vuoksi romboedriseksi (engl. rhombohedral, saks. rhombisch) lohkeavuudeksi (kuva 53C).

 


Kuva 53. Esimerkkejä mineraalien lohkeavuudesta. A. Suomumainen lohkeavuus, yksi etevä lohkosuunta; B. Laatikko- tai pylväsmäinen lohkeavuus, kaksi etevää lohkosuuntaa. Huomaa lohkokappaletta molemmista päistä rajoittava kupurainen murrospinta; C. Romboedrinen lohkeavuus, kolme toisiaan vinolla kulmalla leikkaavaa lohkosuuntaa.

 

Mineraalit, joilla ei ole yhtään lohkosuuntaa, halkeavat kupuraisia murroksia (engl. fracture, saks. Bruch) pitkin. Esimerkki tällaisesta mineraalista on kvartsi, jota onkin esihistoriallisella ajalla voitu käyttää taidokkaiden kivityökalujen valmistukseen lohkosuuntien puutteen vuoksi.

 


II. 2. 5. Tiheys

Mineraalien tiheydellä (engl. density, saks. Dichte) tarkoitetaan yhden kuutiosenttimetrin kokoisen kappaleen massaa. Tavallisimpien mineraalien tiheydet vaihtelevat välillä 2,2 - 7,7 g/cm3. Kivimineraalien tiheys on yleensä 2,6 - 3,3 g/cm3. Malmimineraalit eroavat ehkä juuri tiheytensä puolesta selvimmin muista mineraaleista. Malmimineraalien tiheys on hyvin yleisesti 4 - 5,5, poikkeustapauksissa jopa 7,6 g/cm3. Tiheyden määritys voidaan suorittaa laboratoriossa esim. raskaiden nesteiden ja Westphalin vaa'an avulla. Käytännössä pyrittäessä mineraalien tunnistamiseen makroskooppisesti tiheys voidaan arvioida näytettä kämmenellä punniten. Tällöin tiheyden arvioinnissa riittää ±0.2 - ±0.5 yksikön tarkkuus, johon pääsee verrattain nopeasti harjoittelemalla. Huomattava on, että samankin mineraalin eri näytteissä tiheys voi olla erilainen. Vaihtelu johtuu kemiallisen koostumuksen vaihtelusta (ks. isomorfia, Kuva84, Kuva 87).


II. 2. 6. Kovuus

Mineraalien kovuudella tarkoitetaan niiden naarmutuskovuutta (engl. hardness, saks. Mohshärte). Se voidaan määritellä sanomalla, että kovemmalla mineraalilla voi naarmuttaa pehmeämpää. Kovuuden vaihtelu eri mineraalien välillä on huomattavaa. Mineraaleihin kuuluu tunnetuista aineista kaikkein kovin, timantti, jota ei voida naarmuttaa millään muulla aineella. Toisaalta mineraalien joukossa on niin pehmeitä, että niitä voi naarmuttaa kynnelläkin. Friedrich Mohs (1773 - 1839) jakoi mineraalit kymmeneen kovuusluokkaan, joita kutakin luokkaa edustamaan hän valitsi ns. indeksimineraalin. Mohsin kovuusasteikko (taulukko 13) ei ole tasavälinen, vaan kovuudet kasvavat absoluuttisesti enemmän asteikon yläpäässä.

Taulukko 13. Mohsin kovuusasteikko.

Kovuus Vertailumineraali Vertailumateriaali
1 Talkki  
2 Kipsi  
3 Kalsiitti Kynsi
4 Fluorisälpä  
5 Apatiitti Lasi, Teräs
6 Kalimaasälpä  
7 Kvartsi  
8 Berylli  
9 Korundi  
10 Timantti  

 


II. 2. 7. Väri ja viirun väri

Mineraalin värin saattaisi olettaa olevan sen hyvä tuntomerkki. Samankin mineraalin väri voi kuitenkin vaihdella suuresti johtuen mm. diadokiasta (ks. tuonnempana), pienistä epäpuhtauksista tai kiderakenteen virheistä. Esimerkiksi kvartsilla on lukuisia toisistaan värinsä puolesta poikkeavia muunnoksia, joista lukuisia käytetään korukivinä (ametisti, keltakvartsi, ruusukvartsi, savukvartsi, vuorikide jne.). Siten mineraalin väri vain harvoin soveltuu sen tuntomerkiksi.

Sen sijaan mineraalijauheella on viiruksi (engl. streak, saks. Strich) kutsuttu luonteenomainen värinsä, joka on käyttökelpoinen etenkin malmimineraalien tunnistamisessa. Ominaisuuden nimi johtuu siitä, että mineraalijauheen väri saadaan selville naarmuttamalla mineraalinäytettä lasittamattomaan posliiniin, jolloin posliinin pintaan jäävä rantu kertoo jauheen värin.


II. 2. 8. Muita ominaisuuksia

Mineraaleilla on lukuisa joukko muita, pääasiassa fysikaalisia ominaisuuksia, joihin tässä ei sen tarkemmin puututa, mutta joista osaa voidaan käytää hyväksi mineraalien tunnistamisessa. Tällaisia ovat mm. magneettisuus, radioaktiivisuus, fluoresenssi, sulamispiste, liukenevuus happoihin jne. Näiden ominaisuuksien tutkimiseen tarvitaan erikoislaitteita.

Osa mineraalien ominaisuuksista taas on tärkeitä mineraalien käyttökelpoisuuden kannalta. Tällaisia ovat esim. lämmönjohtokyky ja lämpökapasiteetti, sähkönjohtokyky tai ominaisvastus, pietsosähköisyys sekä erilaiset kemialliset ja pintakemialliset ominaisuudet kuten ioninvaihtokyky.


II. 3. MINERAALIEN KIDEKEMIALLISISTA SUHTEISTA

II. 3. 1. Polymorfia

Kemiallisesti saman aineen esiintymistä eri mineraalilajeina sanotaan polymorfiaksi (engl. polymorphism, saks. Polymorphie) ja aineen eri mineraalimuodot ovat sen polymorfisia muotoja (engl. polymorphic forms, polymorphs, saks. Polymorphen Arten, Modifikationen). Esimerkin polymorfiasta tarjoaa hiili, joka esiintyy luonnossa mm. grafiittina ja timanttina.

Polymorfia johtuu siitä, että kunkin mineraalin pysyvyysalueet paineen ja lämpötilan vaihdellessa ovat rajoitetut. Mikä muodoista syntyy esim. kiven uudelleenkiteytymisen yhteydessä metamorfoosissa, riippuu tapahtumahetkellä vallitsevista paine- ja lämpötilaolosuhteista (kuva 54).


Kuva 54. Hiilen (A) ja alumiinisilikaatin, A12SiO5 (B) eri polymorfisten muotojen pysyvyysalueet erilaisissa paine-ja lämpötilaolosuhteissa.

Polymorfisten muotojen pysyvyysalueiden erilaisuuden perusteella on helppo ymmärtää miksi mineraalit usein pyrkivät muuttumaan toisiksi. Mikäli muuttuminen kahden polymorfisen muodon välillä on olosuhteiden vaihdellessa mahdollinen molempiin suuntiin, muuttuminen on enantiotrooppinen. Jos taas muuttuminen on mahdollinen ainoastaan yhteen suuntaan muuttumista sanotaan monotrooppiseksi.

Muuttuminen (olosuhteisiin mukautuminen) on sitä hitaampaa mitä enemmän polymorfiset muodot poikkeavat toisistaan kiderakenteellisesti. Kiderakenteellisesti toisiaan lähellä olevat muodot muuttuvat toisikseen nopeasti ja muuttuminen on enantiotrooppista. Tällainen on esim. β-kvartsin (korkeakvartsin) muuttuminen lämpotilan laskiessa α-kvartsiksi (matalakvartsiksi) 574°C:ssa. Kiderakenteellisesti suuresti toisistaan poikkeavien polymorfisten muotojen toisikseen muuttuminen edellyttää kemiallisten sidosten katkaisemista, uusien muodostumista sekä diffuusiota kiinteässä tilassa. Muuttuminen on sen vuoksi erittäin hidasta. Ilman reaktiota edesauttavan veden läsnäoloa voidaan reaktionopeutta pitää lähes olemattomana. Alhaisesta reaktionopeudesta johtuen voidaan maan pinnalla tarkastella usein itse asiassa näissä olosuhteissa pysymättömiä, jopa miljoonia vuosia vanhoja mineraaleja.


Polymorfisten muuttumisilmiöiden ohella on sellaisia muuttumisilmiöitä, joissa mineraali ei muutu sen kanssa kemiallisesti identtiseksi mineraaliksi, vaan jossa sen ainekset jakaantuvat kahden tai useamman syntyvän uuden mineraalin kesken, jolloin samalla usein reaktioon osallistuu esim. vettä systeemin ulkopuolelta. Tällainen on kalimaasälvän ja andalusiitin muuttuminen muskoviitiksi ja kvartsiksi, jota kuvaa reaktio:

KAlSi3O8 + A12SiO5 + H2O = KAl2(A1Si3O10)(OH)2 + SiO2

kalimaasälpä + andalusiitti + vesi = muskoviitti + kvartsi

(Kooste, Esimerkkejä)


II. 3. 2. Diadokia

Yhdenkään mineraalin kemiallinen koostumus ei ole vakio. Esimerkkinä mineraalista, jonka koostumus vaihtelee erittäin vähän, mainittakoon kvartsi. Sen kemiallinen koostumus voidaan ilmaista kaavalla SiO2. Kvartsin hilassa on siis jokaista piiatomia kohti kaksi happiatomia. Kaavan ilmoittamien alkuaineiden lisäksi kvartsissa on kuitenkin vaihtelevia määriä ppm:ien (miljoonasosien, engl. parts per million) suuruusluokkaa muita alkuaineita, kuten esim. rautaa, kalsiumia, titaania, mangaania ja germaniumia. Germanium korvaa hilassa piiatomeja asettumalla piiatomille kuuluville paikoille hilassa. Ilmiötä sanotaan geokemialliseksi piilemiseksi (engl. camouflage, saks. Tarnung). Geokemiallisen piilemisen tunnusmerkkinä on se, että "piiloutuvaa" alkuainetta on hilassa niin vähän, että sen olemassaoloa ei ilmoiteta mineraalin kemiallista koostumusta ilmentävässä kaavassa.

Usein on kahden alkuaineen tai ionin keskinäinen korvautuminen niin runsasta, että korvautuminen on otettava huomioon jo mineraalin kemiallista koostumusta ilmentävässä kaavassa. Kahden alkuaineen tai ionin kykyä korvata toisiaan mineraalin hilassa sanotaan diadookkiseksi korvautumiskyvyksi ja vastaavaa ilmiötä diadokiaksi (engl. isomorphous substitution, ionic substitution, saks. Diadochie, Substitution). Toisiaan korvaavat ionit asetetaan mineraalin kaavassa sulkuihin ja erotetaan toisistaan pilkulla, esim. (Mg,Fe)2SiO4 (oliviini).

Diadokia (kr. diadokhos, seuraaja) voi olla joko täydellistä tai rajoitettua. Täydellinen diadokia merkitsee sitä, että luonnossa esiintyy kaikkia mahdollisia korvautumisen asteita esim. ylläolevan esimerkkitapauksen ns. päätejäsenten [engl. end member, saks. Komponente (huom. päätejäsen-termi ei juuri käytössä saksankielessä)] Mg2SiO4:n ja Fe2SiO4:n välillä. Myös puhtaita päätejäseniä tavataan luonnossa silloin, kun on kysymys täydellisestä diadokiasta. Rajoitetussa diadokiassa kaikki korvautumisasteet eivät ole mahdollisia, vaan päätejäsenten välillä on jollakin kohdalla aukko seossarjassa. Rajoitettu diadokia voi myös joskus merkitä toisen tai molempien päätejäsenten puuttumista, ts. sitä, että puhdas tai puhtaat päätejäsenet eivät ole luonnossa pysyviä.

Diadokian laatu on lämpötilasta riippuva. Korkeissa lämpötiloissa diadokia kahden ionin välillä on täydellisempää kuin alhaisissa lämpotiloissa.

 

Kuva 55. Täydellinen (1) ja rajoitettu (2-4) diadokia. Viivoitetut osat merkitsevät esiintyviä korvautumisen asteita hypoteettisissa mineraaleissa, viivoittamaton osa aukkoa seossarjassa.


Atomeista ja ioneista ovat keskenään diadookkisia ennen muuta ne, jotka ovat kokonsa puolesta riittävän lähellä toisiaan (taulukko 14, kuva 56). Ionien koko hilassa ilmoitetaan ionisäteen (engl. ionic radius, saks. Ionenradius) avulla. Ionisäde on sen pallon säde, jonka kokoisen tilan ioni hilassa vaatii.


Taulukko 14. Tärkeimmät diadookkiset ioniparit tai -ryhmät ja vastaavat ionisäteet sekä esimerkki mineraaleista, missä kyseinen diadokia esiintyy.

Runsaus mineraaleissa
Ionipari tai -ryhmä
Vastaavat ionisäteet (Å)
Esimerkkimineraalit
Yleisimmät
(Mg2+,Fe2+) 0,72, 0,78 oliviini, pyrokseenit., amfibolit. kiilteet
(Mg2+,Fe2+) 0,89, 0.92 granaatit
(Ca2+,Na1+) 1,12, 1,18 plagioklaasi, amfibolit, pyrokseenit
(Nal+,Kl+) 1,18 1,51 maasälvät, kiilteet
(A13+,Si4+) 0,39, 0,26 maasälvät, augiitti
(A13+,Fe3+) 0,50, 0,64 granaatit,epidootti
(Fe3+,Cr3+) 0,64, 0,62 granaatit, spinellit
(Fe2+, Mn2+) 0,78, 0,83 amfibolit, oliviini
(F- ,Cl- ,(OH)-) 1,33, 1,81, 1 ,32 amfibolit, kiilteet, apatiitti
((OH)- ,O2-) 1,32, 1,40 amfibolit, apatiitti
Harvinaiset
(Ba2+,Kl+) 1,42, 1,51 kalimaasälpä
(Rbl+,Kl+) 1,61, 1,51 kalimaasälpä
(Ca2+ ,Sr2+ ) 1,12, 1,26 plagioklaasi, apatiitti
Geokemiallinen piileminen
(Mg2+,Lil+) 0,72, 0,76 kiilteet
(Ca2+,Y3+) 1,0, 0,9 apatiitti, fluoriitti, titaniitti
(Si4+,Ge4+) 0,26, 0,39 silikaatit
(Fe2+,Co2+) 0,78, 0,75 rikkikiisu, silikaatit
(Zr4+,Hf4+,U4+,Th4+) 0,84, 0,83, 1,00, 1,05 zirkoni




Kuva 56. Eräitä keskenään diadookkisia ioni- tai atomipareja ja niiden suhteellinen koko mineraalihilassa.

(Kooste, Ionien suhteellisia kokoja)


II. 3. 3. Isomorfia

Mineraali, jonka kemialliseen koostumukseen vaikuttaa yksi tai useampia diadookkisia ionipareja, muodostaa isomorfisen seossarjan (engl. solid solution, saks. Mischkristallreihe). Mineraalien kykyä muodostaa isomorfisia seossarjoja sanotaan isomorfiaksi (engl. isomorphism, saks. Isomorphie).

Ilmiön nimi isomorfia on perua niiltä ajoilta, jolloin ajateltiin, etta samanlaisen kidemuodon (isomorfia kreik. sama muoto) omaavat mineraalit saattoivat muodostaa isomorfisia seossarjoja. On kuitenkin olemassa mineraaleja (esim. vuorisuola ja lyijyhohde), jotka kidemuodoltaan ovat samanlaisia, mutta jotka eivät muodosta keskenään isomorfisia seossarjoja. Toisaalta on myös havaittu, että kidemuoto voi jossakin määrin poiketa (esim. akselisuhde voi vaihdella) kahden keskenään isomorfisen seossarjan muodostavan mineraalin välillä. Täten voidaan paradoksaalisesti sanoa, että isomorfia (vanhassa merkityksessä) ei ole isomorfian edellytys, eikä välttämättä myöskään sen tae.


Taulukko 15. Esimerkkejä yleisimpien mineraalien muodostamista isomorfisista seossarjoista.

Mineraali Päätejäsenet kemiallinen kaava diadokian laatu
Oliviini forsteriitti-fayaliitti (Mg,Fe)2SiO4 täydellinen
Granaatti almandiini-spessartiini-pyrooppi-grossulariitti (Fe,Mn,Mg,Ca)3Al2Si3O12 täydellinen
Granaatti grossulariitti-andradiitti-uvaroviitti Ca3(Al,Fe,Cr)2Si3O12 täydellinen
Ortopyrokseeni enstatiitti-ferrosiliitti (Mg,Fe)2Si2O6 rajoitettu ? Fe<90%
Klinopyrokseeni diopsidi-hedenbergiitti Ca(Mg,Fe)Si2O6 täydellinen
Sädekivi tremoliitti-ferroaktinoliitti Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2 rajoitettu ?
Plagioklaasi albiitti-anortiitti (Na,Ca)Al(Si,Al)Si2O8 rajoitettu
Kromiitti kromiitti-herkyniitti Fe(Cr,Al)2O4 täydellinen
Spinelli spinelli-herkyniitti (Mg,Fe)Al2O4 täydellinen
Sinkkivälke päätejäsenillä ei erityisnimiä (Zn,Fe)S Fe<~30%
Apatiitti fluoriapatiitti-klooriapatiitti-hydroksyyliapatiitti-oksyapatiitti Ca5(PO4)3(F,Cl,OH,O) osin rajoitettu

(Kooste)


II. 4. MINERAALIEN LUOKITTELU

Mineraalien luokittelussa noudatetaan samaa jaottelua kuin epäorgaanisten kemiallisten yhdisteiden (tai alkuaineiden) luokittelussa Silikaattien osalta ryhmän sisäinen luokittelu tehdään kidekemiallisen rakenteen pohjalta. Huomattakoon, että mineraaliryhmän nimestä (esim. fosfaatit) huolimatta mineraaleja ei tule käsittää "suoloiksi" (esim. fosfaatit, ortofosforihapon suoloja), vaan yksinkertaisesti sellaisiksi aineiksi, joiden hilassa esiintyy vastaava anioni kaavan ilmoittamassa paljoussuhteessa kationeihin nähden.


Taulukko 16. Mineraalien luokittelu.

Mineraaliryhmä Tunnusomainen anioni Esimerkkejä (nimi ja kemiallinen kaava)
Alkuaineet   Kulta Au; Kupari Cu; Timantti C
Sulfidit S2- Lyijyhohde PbS; Sinkkivälke ZnS
Oksidit O2- Hematiitti Fe2O3; Korundi Al2O3
Hydroksidit OH1- Goethiitti FeO·OH; Brusiitti Mg(OH)2
Halogenidit Cl1-, F1-, Br1-, I1- Haliitti NaCl; Fluorisälpä CaF2
Karbonaatit CO32- Kalkkisälpä CaCO3; Dolomiitti CaMg(CO3)2
Fosfaatit PO43- Apatiitti Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)
Sulfaatit SO42- Kipsi CaSO4·2H2O; Baryytti BaSO4
Nitraatit NO31- Salpietari KNO3
Silikaatit:
       Jalosilikaatit
       Ketjusilikaatit
       Nauhasilikaatit
       Verkkosilikaatit
       Hohkasilikaatit

SiO44-
SiO3-ketju
Si4O11-nauha
Si2O5-verkko
SiO2-hila

Oliviini (Mg,Fe)2SiO4
Ortopyrokseeni (Mg,Fe)SiO3
Tremoliitti Ca2Mg5Si8O22(OH)2
Kaoliini Al2Si2O5(OH)4
Kalimaasälpä KAlSi3O8


II. 4. 1. Silikaattien kidekemialliset rakenteet

Silikaatit jaetaan jalo-, ketju-, nauha-, verkko- ja hohkasilikaatteihin kidekemiallisen rakenteen erilaisuuksien perusteella.

Kaikkien silikaattien kidekemiallisena perusrakenneosasena on piihappitetraedri (engl. silica tetrahedra, saks. Silicium-Sauerstoff-Tetraeder) (kuva 57), jossa tetraedrin keskipisteessä olevaa piiatomia ympäröivät sopissa olevat happiatomit. Piihappitetraedrin korkeus on noin 3.3 Å.

 


Kuva 57. Piihappitetraedri (SiO4)4 -. A: "todellinen" malli, jossa pieni piiatomi jää piiloon happi-ionien väliin; B: Yksinkertaistettu sidosmalli, jossa ionien kokoa on pienennetty todellisesta, jolloin niiden väliset sidokset saadaan näkyviin, C: koordinaatiokappalemalli, jossa piitä ympäröivien happiatomien keskipisteet ovat tetraedrin kärkinä. Piiatomi on piilossa kappaleen keskellä.

 


Jalosilikaateissa (engl. neso-, soro and cyclosilicates, saks. Insel-, Gruppen- und Ringsilikate) piihappitetraedrit esiintyvät erillisinä (kuva 58). Kationit liittyvät pii-happitetraedreihin happiatomien välityksellä kemiallisella sidoksella. Jalosilikaatien kemiallinen yleiskaava on siis X4+(SiO4)4 -. X4+ voi jakaantua esim. kahden kaksiarvoisen kationin kesken kuten forsteriitissä Mg2SiO4.



Kuva 58. Jalosilikaattien kidekemiallinen rakenne. Oliviinin (Mg,Fe)2SiO4 kiderakenne a-akselin suunnasta katsottuna. Piihappitetraedrit (SiO44 -) esiintyvät erillisinä, Mg2+- ja Fe2+-kationien toisiinsa liittäminä.


Ketjusilikaateissa (engl. single-chain silicates, saks. Einfachkettensilikate) piihappitetraedrit liittyvät toisiinsa yhden yhteisen happiatomin välityksellä muodostaen kuvan 59A esittämän polveilevan ketjun. Katkoviivojen rajoittama alue edustaa sellaista osaa ketjusta jota toistamalla koko ketju voidaan saada aikaan. Katkoviivojen rajoittamalla alueella olevan osan kemiallinen koostumus voidaan ilmaista kaavalla (Si206)4 -, joka onkin ketjusilikaattien kaavoissa toistuva kaavan loppuosa. Kaavan loppuosa voidaan vaihtoehtoisesti kirjoittaa kahdella jaettuna (SiO3)2 -.

Ketjusilikaatteja ovat mineraaleista pyrokseenit. Pyrokseeneissa (SiO3) -ketjut ovat asettuneet c-akselin suuntaisiksi ja näkyvät asematasolla kuvan 59D kaavamaisesti esittämällä tavalla.

 

Kuva 59. A: Piihappitetraedrien yhteenliittymistapa ketjusilikaateissa. Ketjun voidaan ajatella syntyneen toistamalla katkoviivojen rajaamaa, kaksi piiatomia ja kuusi happiatomia sisältävää yksikköä; B: Pii-happitetraedri-ketju c-akselin suunnasta katsottuna; C: Sama kaavamaisesti esitettynä; D: Pyrokseenien kidekemiallinen rakenne 001-tasolle projisoituna. Kunkin puolisuunnikkaan sisällä on (SiO3)2 - -ketju piirrostasoa vastaan kohtisuorassa, siis c-akselin suunnassa. Ketjuja liittävät toisiinsa ympyröillä merkityt Ca-, Mg- ja Fe -ionit. Lohkosuunnat (110) on merkitty katkoviivoin.




Kuva 60. Kuvassa 59 esitettyjen (SiO3)2 - -ketjujen sijainti rombisessa pyrokseenikiteessä. Kideakselit a, b ja c sekä niiden pituudet merkitty. Huomaa, että c-akseli on tässä normaalista poikkeavassa asennossa vaakasuorassa.

 

Nauhasilikaatit (engl. double-chain silicates, saks. Doppelkettensilikate) voidaan ajatella johdetuiksi ketjusilikaateista siten, että kaksi (SiO3)2 - -ketjua on liittynyt toisiinsa joka toisesta piihappitetraedrista kuvassa 61A esitetyllä tavalla. Katkoviivoin rajattu alue edustaa yksikköä, jota toistamalla koko rakennelmaa voidaan rajattomasti laajentaa. Rakenteesta johtuu, että nauhasilikaattien kemiallinen koostumus on niiden kaavojen loppuosalta ilmaistavissa merkinnallä (Si4011)6 - tai sen kaksikerralla (Si8022)12 - . Kationit liittyvät rakennelmaan tetraedrien vapaissa kärjissä olevien happiatomien kautta.

Mineraaleista nauhasilikaatteja ovat amfibolit. Nauhat sijoittuvat amfibolikiteisiin c-akselin suuntaisiksi poikkileikkaukseltaan puolisuunnikkaan muotoisiksi prismoiksi, jotka näkyvät 001-tasolla kuvan 61C esittämällä tavalla.

 


Kuva 61. A: Nauhasilikaattien piihappirungon kidekemiallinen rakenne; B: Pii-happi-nauha c-akselin suunnasta katsottuna C: Amfibolien kidekemiallinen rakenne 001-tasolle projisoituna. (Si4O11)6 - -nauhojen yhteenliittymistapa kationien (ympyrät) välityksellä. Lohkosuunnat (110) on merkitty katkoviivoin.

 

Verkkosilikaatit (engl. phyllosilicates, saks. Schichtsilikate) voidaan edelleen johtaa nauhasilikaateista asettamalla nauhoja rinnakkain samaan tasoon kuvan 62 esittämllä tavalla.

 


Kuva 62. Verkkosilikaattien piihappirungon kidekemiallinen rakenne 001-tasolle projisioituna.


Kidekemiallisesta rakenteesta johtuu, että verkkosilikaattien kemiallisen kaavan loppuosa on (Si205)2 - tai sen kaksikerta (Si4010)4 - , sillä verkkosilikaattien pii-happirungon voidaan ajatella muodostuneen toistamalla kuvassa 62 suorakaiteella rajattua yksikköä.

Rakenteen perusteella näyttäisi verkkosilikaateista muodostuvan heksagoniseen kidejärjestelmään kuuluvia mineraaleja. Eräät verkkosilikaatit ovatkin heksagonisia. Yleisemmin kuitenkin verkot asettuvat päällekkäin c-akselin suunnassa sillä tavoin limittäin, että analogiset paikat kahdessa verkossa eivät ole suoraan päällekkäin. Seurauksena on rakennelman muuntuminen monokliiniseksi (ks. kuva 52).

Verkkosilikaateilla on niiden kiderakenteesta johtuen etevä 001-suuntainen lohkeavuus. Verkkosilikaatteja ovat mineraaleista mm. kiilteet (muskoviitti ja biotiitti), talkki, kloriitti, serpentiini ja kaoliini.

Hohkasilikaateissa (engl. tectosilicates, saks. Gerüstsilikate) ovat kunkin piihappitetraedrin kaikki happiatomit yhteisiä ympäröivien piihappitetraedrien kanssa. Lopputuloksena syntyy piistä ja hapesta koostuva hila, jossa piitä ja happea on samassa suhteessa kuin SiO2:ssa. Mineraalina SiO2 on kvartsia, joka kuitenkin luetaan yleisemmin oksideihin kuin hohkasilikaatteihin. Varsinaiset hohkasilikaatit, joita voidaan myös sanoa alumosilikaateiksi, johtuvat SiO2-hilasta sillä tavoin, että osa piiatomeista korvataan alumiinilla. Yhden piiatomin korvaaminen aikaansaa yhden negatiivisen varauksen synnyn, jota yksiarvoinen kationi voi käyttää hyväkseen sijoittuessaan hilaan (kuva 63).



Kuva 63. Esimerkki hohkasilikaatin kidekemiallisesta rakenteesta. Toisiinsa liittyneet pii-happitetraedrit muodostavat kolmeen ulottuvuuteen jatkuvan hilan, josta tässä on esitetty kaksi kerrosta, alempi osittain. Sanidiini KAlSi3O8 a-akselin suunnasta nähtynä.

 

Hohkasilikaatteja ovat mineraaleista maasälvät (kalimaasälpä KAlSi3O8, plagioklaasi NaAlSi3O8 - CaAl2Si2O8 ja sanidiini), ns. maasälvänsijaiset (nefeliini ja leusiitti), skapoliitti ja zeoliitit.

(Koosteet: pii-happitetraedri, kationien koordinaatiotilat, jalosilikaatit, ketjusilikaatit, nauhasilikaatit, verkkosilikaatit, )

II. 5.MINERAALIEN KUVAUS


Tässä luvussa käydään läpi yleisimmät kivi- ja malmimineraalit kiinnittäen huomiota kunkin mineraalin tärkeimpiin ominaisuuksiin, kemialliseen koostumukseen ja sen mahdollisiin vaihteluihin, mineraalin esiintymiseen luonnossa sekä mineraalien erottamiseen toisistaan tunnistamiseen pyrittäessä. Mukaan on otettu vain kaikkein tärkeimmät mineraalit.


II. 5. 1. Alkuaineet

Useiden alkuaineiden tiedetään esiintyvän luonnossa pelkkinä joko yksinään tai lejeerinkeinä muiden alkuaineiden kanssa. Luonnossa pelkkinä esiintyvistä alkuaineista mainittakoon antimoni, vismutti, hiili, koboltti, kupari, kulta, iridium, osmium, platina, elohopea, rauta, rodium, seleeni, rikki ja hopea. Useimmat näistä ovat erittäin harvinaisia ja tässä kiinnitetäänkin huomiota vain kultaan, platinaan ja hiileen.


II. 5. 1. 1. Kulta Au

Kulta esiintyy luonnossa pääasiassa sulfidimineraalien yhteydessä kupari- ja rikkikiisumalmeissa sekä kulta-kvartsijuonissa (LK, LK). Molemmat kallioperän lähteet tuottavat rapautuessaan kultaa maaperään, jossa kulta kemiallista ja mekaanista rapautumista kestävänä on säilynyt ja rikastunut muihin sen seurassa alunperin olleisiin mineraaleihin nähden (LK). Lapin maaperän kulta lienee peräisin kulta-kvartsijuonista, joista se on juonten rapautumisen yhteydessä joutunut maaperään (Valokuva). Kultapitoisista kivistä tärkeimpiä ovat sedimenttikiviin kuuluvat konglomeraatit, happamat porfyyriset magmakivet sekä metamorfiset vihreäkivet, missä kulta esiintyy kallioperän siirrosvyöhykkeissä.

Kullan tuntee parhaiten sen taottavuudesta, ts. se ei murru esim. kiisumineraalien tapaan kun raetta painellaan veitsen terällä vaan leviää sivuille päin kuten pehmeän metallin tuleekin tehdä. Väriltään kulta muistuttaa rikkikiisua (ks. myöh.), mutta on sitä keltaisempaa (Valokuva). Luonnosta tavattava kulta on useimmiten hopeapitoista ns. elektrumia, joskin Lapin maaperän kulta on usein poikkeuksellisen puhdasta. Suomesta kultaa saatiin ennen sivutuotteena Outokummun kaivoksesta noin 500 kiloa vuosittain. Nyttemmin etenkin maan pohjoisosista on löydetty useita pienehköjä kultaesiintymiä, joissa kullan kokonaismäärä on noin 2-7 tonnia. Näistä on toistaiseksi louhittu Saattoporan malmia Kittilässä ja Pahtavaaran malmia Sodankylässä. Hämeessä louhitaan Kutemajärven malmia. Lupaavia kultaesiintymiä on myös Kuusamossa ja Ilomantsissa.

Kulta on tunnettu pitkään ja sitä käytettiin jo 9000 e.Kr. (LK). Se on ohjannut ihmisten käyttäytymistä enemmän kuin mikään muu mineraali (LK, LK). Tarut intiaanien kulta-aarteista olivat osaltaan kannustamassa espanjalaisia Etelä-Amerikan valloitukseen (LK). Tarut eivät ehkä olleet tuulesta temmattuja, sillä maanosa oli 1600- ja 1700-luvulla maapallon suurin kullan tuottaja. Kalifornian kultaryntäyksen 1848 (LK, LK, LK, LK) jälkeen Pohjois-Amerikka nousi huomattavimmaksi tuottajaksi. Nykyään Australia, Etelä-Afrikka, Pohjois-Amerikka ja Tyyntä Valtamerta ympäröivä vyöhyke ovat tärkeitä kulta-alueita. Lähes puolet maapallon n. 35 000 tonnin kultareservistä on Etelä-Afrikassa Witwaterstrandin sedimenttialtaan alueella (LK).

II. 5. 1. 2. Grafiitti C

Grafiitti on yksi hiilen polymorfisista muodoista. Se on asultaan suomuinen, pehmeä (K=l) ja tahraava mineraali. Väriltään se on tummanharmaa, millä perusteella se eroaa molybdeenihohteesta, jota se muutoin muistuttaa (Valokuva). Grafiitti ei ole luonnossa kovinkaan harvinainen, vaan sitä tavataan melko usein metamorfisiin kiviin kuuluvissa mustissa liuskeissa ja grafiittiliuskeissa sekä kalkkikivien reunoilla kontakteissa niitä leikkaavien juonikivien kanssa. Edellisissä tapauksissa grafiitin arvellaan olevan orgaanista alkuperää ja jälkimmäisessä sen arvellaan pelkistyneen kalkkikiven kalsiumkarbonaatista eli kalsiitista.

Grafiittia käytetään sen korkean sulamispisteen (härmistyy 4000°: ssa ) vuoksi tulenkestävien tarvikkeiden, esim. sulatusupokkaiden ja grafiittiuunien valmistukseen sekä valumuoteiksi. "Liukkautensa" vuoksi se soveltuu voiteluaineeksi ja tahraavuutensa vuoksi saveen sekoitettuna kynien ns. lyijyiksi. Suomessa grafiittia on monin paikoin esiintyvissä mustissa liuskeissa, kalkkikivessä erityisesti Paraisilla sekä Lapin granuliittialueella. Mäntyharjun grafiittiesiintymä on ollut taloudellisesti lupaavin, mutta toistaiseksi Suomesta ei ole grafiittia louhittu. Laadultaan parasta, karkeasuomuista grafiittia esiintyy granuliittikivilajissa Sri Lankalla (LK). Venäjä, Intia, Kiina ja Meksiko ovat tärkeitä grafiitin tuottajia.

Grafiitti esiintyy heksagoniseen kidejärjestelmään kuuluvina kuusikulmaisina suomuina, joissa siis asematason suuntaiset kidepinnat ovat vallitsevina. Kidemuoto johtuu sisäisestä kiderakenteesta, jolle on ominaista, että hiiliatomit ovat järjestyneet verkkopinnoiksi, joissa on kuusikulmion muotoisia renkaita hiiliatomien sijaitessa kuusikulmion kärjissä. Rakenne vastaa verkkosilikaattien kidekemiallista rakennetta ja johtaa samantapaisiin fysikaalisiin ominaisuuksiin, esim. alhaiseen kovuuteen ja etevään asematason suuntaiseen lohkeavuuteen.

 


Kuva 64. Grafiitin kidekemiallinen rakenne. Hiiliatomit ovat sitoutuneet kovalenttisin sidoksin verkostoiksi, joita liittävät yhteen heikot van der Waalsin sidokset (katkoviivat).

 

Grafiitti johtaa hyvin sähköä ja sen vuoksi ohuita grafiittikalvoja käytetäänkin usein tekniikassa ja erilaisissa tutkimusvälineissä, joissa halutaan saada sähkövirta kulkemaan tutkittavan esineen kautta. Grafiitin hyvästä sähkönjohtokyvystä yhdessä kiisumineraalien hyvän sähkönjohtokyvyn kanssa aiheutuu se, että mustat liuskeet aiheuttavat maankamaran sähkönjohtokykyä tutkittaessa poikkeuksellisen hyvin sähköä johtavia kohtia kallioperään (ns. anomalioita) vaikeuttaen tällä tavoin malminetsintää. Malmien aiheuttamat anomaliat saattavat tällöin peittyä grafiitista johtuvien alle.


II. 5. 1. 3. Timantti C

Timantti on toinen tärkeä hiilen polymorfinen mineraalimuoto. Siinä hiiliatomit muodostavat kovalenttisin sidoksin yhteenliitetyn tetraedrin muotoisen kolmiulotteisen hilan. Rakenteesta johtuen hiiliatomit ovat paljon tiiviimmin pakkautuneita kuin grafiitissa, mistä seuraa timantin suuri ominaispaino 3,51 g/cm3. Timantti muodostaa yleensä oktaedrin muotoisia, kuperasärmäisiä "pyöristyneitä" kiteitä, jotka ovat värittömiä ja läpinäkyviä (Valokuva) (LK, LK).

 

Kuva 65. A: Timantin kidekemiallinen rakenne. Yksi kuutiollisen kidejärjestelmän kolmilukuisista kiertoakseleista on kuvassa pystyakselina. B: Tyypillinen pyöristyneen oktaedrin muotoinen timanttikide.

 

Korkeasta taitekertoimestaan, voimakkaasta dispersiostaan ja kovuudestaan johtuen timantti on arvokas jalokivi, joka oikein hiottuna heijastaa kirkkaina välähdyksinä lähes kaiken sisäänsä johdetun valon (LK). Useat tunnetut timantit ovat hilassa piilevän typen vuoksi värillisiä eivätkä siten kuuluu timanttien jalokiviluokituksessa parhaimpaan värittömien timanttien luokkaan, mutta ovat tietenkin siitä huolimatta hyvin arvokkaita. Tällainen on mm. Cullinan, joka oli raakatimanttina erittäin suuri mutta hiottiin sitten useiksi pienemmiksi, joskin edelleen suurikokoisiksi jalokiviksi, joista tunnetuin lienee Afrikan Tähti eli Cullinan I (LK). Toisaalta esimerkiksi booripitoiset siniset niin sanotun IIb-tyypin timantit ovat harvinaisuutensa vuoksi jopa arvokkaampia kuin värittömät. Koska timantti on kovempaa kuin mikään muu materiaali, se on erittäin käyttökelpoista monissa teollisissa tarkoituksissa kuten hionta-aineissa, poran- ja sahanterissä sekä erikoisveitsissä. Luonnonkivien korkeasta hinnasta johtuen teollisuudessa käytetään keinotekoisia timantteja.

Timanttia ei tavata lähellä maanpintaa tai edes maankuoressa syntyneistä kivistä, koska sen synty edellyttää erittäin suuren paineen (ks. kuva 54),. Timanttipitoiset emäksiset magmakivet, kimberliitit, ovatkin peräisin maan vaipasta, josta sula kiviaines on tunkeutunut nopeasti maankuoreen ja muodostanut jähmettyessään siihen piippumaisia muodostumia. Timanttia saadaan sekä kimberliittipiipuista, että niiden rapautuessa syntyneistä maalajeista, sillä se kestää rapautumista paremmin kuin muut mineraalit. Timanttia on löytynyt myös eklogiitti-nimisistä metamorfisista kivistä sekä meteoriiteista, mutta näillä ei ole taloudellista merkitystä.

Viime vuosina Suomen itäosista on löytynyt lukuisia timanttipitoisia kimberliittiesiintymiä, joista mikään ei ole toistaiseksi johtanut kaivostoimintaan. Tärkeitä timantintuotantoalueita ovat mm. Kimberley Etelä-Afrikassa, Jakutia Venäjällä sekä Kongo (ent. Zaire). Huomattavia esiiintymiä on myös Minas Geraisin osavaltiossa Brasiliassa. Kaikki tärkeät timanttialueet sijaitsevat vanhoilla maankuoren ns. kilpialueilla. Timantin nimi on kehittynyt kreikan kielen voittamatonta tarkoittavasta sanasta adamas.


II. 5. 1. 4. Platina Pt

Platinaa esiintyy luonnossa useimmiten epäpuhtaana metalliseoksena raudan, nikkelin ja platinaryhmän metallien kanssa. Se muistuttaa väriltään ja kiilloltaan suuresti hopeaa, ja onkin saanut nimensä espanjan kielen "pikkuhopeaa" tarkoittavasta sanasta. Kuten kulta on platinakin taottavaa ja painavaa sekä kuuluu kuutiolliseen kidejärjestelmään muiden metallisten mineraalien tavoin. Platinan kovuus on 4-4,5 eli samaa luokkaa metallisen raudan kanssa.

Platinaa tavataan lähes yksinomaan emäksisistä kivilajeista, joissa se esiintyy mielellään mm. kromiitti- ja magnetiittimineraalin kanssa. Mineraali kestää hyvin rapautumista ja sitä tavataankin kullan tapaan rikastuneena sedimentteihin, mm. jokisoriin, joista sitä hyödynnetään mm. Uralilla. Suomesta on löytynyt joitakin heikkolaatuisia platinaesiintymiä ns. emäksisistä kerrosintruusioista, mutta ne ovat tutkimuksissa osoittautuneet taloudellisesti kannattamattomiksi. Platinamineraalihippuja saadaan yleisesti Lapin kulta-alueilta kullanhuuhdonnan yhteydessä (Valokuva).

Platinaa on käytetty jo esihistoriallisena aikana mm. Etelä-Amerikassa korujen valmistukseen. Nykyään pääasiallinen käyttö on erilaisissa instrumenteissa kuten elektrodeissa ja upokkaissa ja ennenkaikkea katalysaattorina mm. autojen pakokaasun puhdistuslaitteissa.

 

II. 5. 2. Sulfidit

Tähän ryhmään kuuluu joukko arvokkaita malmimineraaleja. Ryhmään on tässä sijoitettu myös arseenikiisu, vaikka se tarkasti ottaen tulisi esittää arsenidina. Kaikkia sulfidiryhmän mineraaleja on ruvettu jokapäiväisessä kielenkäytössä nimittämään yhteisesti kiisumineraaleiksi, vaikkakin sulfidit voidaan myös jakaa kiisuihin (rikki-, kupari- sekä magneettikiisu), hohteisiin ja välkkeisiin.


II. 5. 2. 1. Lyijyhohde PbS

Lyijyhohde on voimakkaasti metallikiiltoinen, lyijynharmaa, selvästi rakeinen ja kolmen kohtisuoran lohkosuunnan (= ns. kuutiomainen lohkeavuus) luonnehtima mineraali (Valokuva). Sen tiheys on korkea, 7,6 g/cm3. Kuutiomaisen lohkeavuuden havaitsee riittävän karkearakeisista näytteistä jo paljain silmin suorakulmaisena porrastuksena. Hienorakeisista näytteistä irrotettujen sirujen muoto on laatikkomainen. Lisäksi kiinnittää huomiota alhainen kovuus, 2,5 - 3, sekä harmaa viiru.

Lyijyhohde on tärkein lyijymalmimineraali. Luonnossa lyijyhohdetta tavataan yleisimmin yhdessä sinkkivälkeen kanssa sinkki-lyijymalmeissa, esim. Vihannin malmissa. Lisäksi lyijyhohdetta on juonina rapakivissä sekä juonina yhdessä kalsiitin ja kvartsin kanssa. Merkittävin lyijyhohteen esiintymispaikka Suomessa on Vihannin malmin ohella Korsnäsin malmi. Suurimmat lyijymalmit sijaitsevat kalkkikivissä, mm. Mississipin sedimenttikivialtaan alueella Yhdysvalloissa sekä Irlannissa. Cornwallin lyijymalmit olivat tärkeitä Rooman keisarikunnan aikana. Lyijyhohdemalmit ovat usein hopeapitoisia, esimerkki tällaisesta on Tipasjärven esiintymä Kuhmossa.(LK)


II. 5. 2. 2. Sinkkivälke (Zn, Fe) S

Sinkin ja raudan määräsuhteet vaihtelevat eri sinkkivälkkeissä siten, etta raudan määrä on välillä 0-26 % mineraalin kokonaispainosta. Diadokiasta johtuu myös, että koostumukseltaan erilaiset sinkkivälkkeet poikkeavat toisistaan myös fysikaalisilta ominaisuuksiltaan. Raudattomat sinkkivälkkeet ovat vaaleanruskeita ja rautarikkaat tummanruskeita tai mustia (Valokuva) (LK). Yhteistä kaikille sinkkivälkkeille on voimakas timanttikiilto, useista etevistä lohkosuunnista aiheutuvat välkehtivät lohkopinnat (Valokuva) sekä ruskea viiru, joka rautarikkailla on tummempi kuin raudattomilla. Usein erehdytään sinkkivälkettä pitämään hematiittina (ks. myöh.), mutta varsinkin jos viiru tutkitaan jauhamalla mineraalinäytettä näytteen omalle pinnalle, on viirujen väriero selvä. Hematiitin viiru on tummanpunainen.

Sinkkivälkkeen tiheys on 4,0 ja kovuus 3,5 - 4 sekä asu rakeinen. Myös kromiittia sinkkivälke jonkin verran muistuttaa, mutta eroaa tästä pienemmän kovuutensa ja kromiitista puuttuvan timanttikiillon perusteella.

Sinkin, raudan ja rikin ohella sinkkivälke saattaa sisältää jonkin verran kadmiumia, 0 - 4%. Edellisten lisäksi tavataan edelleen galliumia, indiumia, kobolttia, germaniumia, elohopeaa ja mangaania.

Sinkkivälke kuuluu kuutiolliseen kidejärjestelmään ja sen lohkosuunnat noudattavat rombidodekaedrin pintojen suuntia, joten lohkosuuntia on kuusi.

Sinkkivälkkeestä opittiin erottamaan sinkkiä vasta 1860-luvulla, siihen saakka sinkki oli saatu sinkkikarbonaatista ja sinkkisilikaatista, joita yhteisesti nimitetään galmeijaksi. Siitä johtuen, että sinkkivälkkeestä ei saatu sinkkiä, liitettiin saksankielessä mineraalin nimeen -blende lopuke, joka esiintyy myös sarvivälkkeen saksankielisessä nimessä Hornblende samasta syystä ja tarkoittaa "petollisuutta". Petollisuus ilmeni siis siten, että mineraalista ei saatu metallia erotetuksi vaikka mineraalin ulkonäkö antoi aihetta arvella, että kyseessä kuitenkin oli malmimineraali.

Sinkkivälke esiintyy yleisesti yhdessä lyijyhohteen kanssa muodostaen lyijy-sinkkimalmeja. Molemmat liittyvät luonnossa edelleen kalkkikivien ja kiilleliuskeiden yhteyteen. Suomessa sinkkivälkettä on saatu Vihannin malmista, jonka sinkkipitoisuus oli 5-10% (Valokuva).


II. 5. 2. 3. Molybdeenihohde MoS2

Molybdeenihohde on ominaisuuksiltaan suuresti grafiittia muistuttava mineraali. Käytännössä grafiitin ja molybdeenihohteen pystyy parhaiten erottamaan toisistaan värieron perusteella, molybdeenihohde on väriltään sinertävänharmaa, kun taas grafiitti on tummanharmaata. Myös tiheydet poikkeavat selvästi toisistaan, grafiitin tiheys on vain 2.2 kun molybdeenihohde on tiheydeltään jokseenkin normaali malmimineraali tiheyden ollessa 4.7. Molempien mineraalien kovuudet ovat suuruusluokkaa 1, molemmissa on yksi etevä lohkosuunta, molemmat ovat tahraavia ja saavat niihin tahraantuneet sormet tuntumaan liukkailta.

Sen lisäksi, että molybdeenihohteesta valmistetaan erikoisteräksiin tarvittavaa molybdeenimetallia, mineraalia käytetään myös teollisuusmineraalin tapaan voiteluaineena.

Molybdeenihohde esiintyy luonnossa happamien intrusiivikivien, graniittien yhteydessä (Valokuva), esiintyen niissä rakojen täytteinä olevissa kvartsijuonissa tai intrusiivin reunaosissa kontakteissa ympäristön kiviä vastaan.

Suomessa on molybdeenihohdetta louhittu Pielisjärven Mätäsvaarassa toisen maailmansodan aikana ja aina vuoteen 1947 saakka. Toinen merkittävä esiintymä on Ylitornion Kallijärven-Kivilompolon esiintymä, joka ei aivan yllä taloudellisesti louhittavien malmien joukkoon nykynäkymien vallitessa.

Molybdeenihohde kuuluu heksagoniseen kidejärjestelmään ja sen hila koostuu pääasiassa asematason suuntaisista verkkopinnoista. Kiderakenne edesauttaa etevän asematason suuntaisen lohkosuunnan syntyä. Liukkaus ja voiteluainemaisuus taas johtuvat asematason suuntaan hilassa helposti tapahtuvista liukumisista.


II. 5. 2. 4. Arseenikiisu FeAsS

Arseenikiisu on selvästi metallikiiltoinen, hopeanvalkoinen mineraali, joka useimmiten on massamainen kuparikiisun tapaan. Satunnaisesti tavataan myös arseenikiisukiteitä. Näissä monokliiniset pystyprismat ja klinoprismat ovat vallitsevia pintamuotoja, mistä johtuu niiden suorastaan makaaberi, ruumisarkkua muistuttava ulkonäkö (Valokuva). Arseenikiisusta käytetään myös nimitystä arsenikkikiisu, joskin edellinen muoto on nykyään tavallisempi.

Arseenikiisu liittyy emäksisten vulkaanisten kivien yhteyteen ja esiintyy näissä usein turmaliinin seurassa. Arseenikiisu saattaa olla kultapitoinen tai sisältää pieniä kultasulkeumia. Tämän vuoksi useat arseenikiisuesiintymät ovat kultamalmeja. Suomessa saatiin arseenikiisua ja siihen liittyen kultaa toimintansa lopettaneesta Ylöjärven kaivoksesta Tampereen lähistöltä (Valokuva). Nykyään arseenikiisurikkaita kultamalmeja pyritään välttämään, sillä tällaisen malmin rikastuksen yhteydessä saattaa ympäristöön levitä myrkyllistä arseenia ja rikastuksessa käytettävää syanidia.

Arseenikiisun tärkeänä tuntomerkkinä hopeanvalkoisen värin rinnalla voidaan pitää siitä hakattaessa esiintulevaa hajua. Haju tuntuu vasta useiden vasaraniskujen jälkeen. Haju muistuttaa jonkin verran sipulinhajua mutta ehkä selvemmin asetyleenin valmistuksen yhteydessä esiintyvää karbidin hajua. Korkea tiheys - noin 6 - herättää myös huomiota. Kovuus on noin 5,5. Arseenikiisu on tärkein arseenimalmimineraali. Arseenia käytetään mm. puun kyllästämisessä sekä väri- ja maaliaineiden, saippuan, lääkkeiden ja puolijohteiden valmistamisessa.


II. 5. 2. 5.Rikkikiisu 1. pyriitti FeS2

Nimityksiä rikkikiisu ja pyriitti käytetään suomenkielessä synonyymeinä yhtä yleisesti nykyään. Jälkimmäinen nimi viittaa kreikankielen tulta merkitsevän pur-sanan välityksellä erääseen rikkikiisun tärkeään ominaisuuteen, nimittäin sen kipunointiin hakattaessa. Tämä ominaisuus on kuitenkin ainakin jossain määrin luonteenomainen myos muille kiisumineraaleille, joten sitä ei voida pitää erityisesti rikkikiisun tuntomerkkinä. Tärkeitä tuntomerkkejä ovat sen sijaan selvä rakeinen asu, suurehko kovuus (6 - 6,5), vaaleankellertävä tai harmaankeltainen väri, tummanharmaa tai musta viiru, metallikiilto ja tiheys noin 5 (Valokuvia). 

Rikkikiisu kuuluu kuutiollisen kidejärjestelmän pentagonidodekaedrisen hemiedrian dyakisdodekaedriseen symmetrialuokkaan ja kuution sekä pentagonidodekaedrin muotoiset kiteet ovat erittäin yleisiä (kuva 66) (LK). Mm. tällä perusteella rikkikiisu eroaa sitä suuresti muistuttavasta kuparikiisusta, jossa rakeinen asu ja kidemuodot ovat erittäin harvinaisia. Kuparikiisun asua voidaan erotuksena rikkikiisun selvästä rakeisesta asusta nimittää massamaiseksi, sillä kuparikiisu esiintyy yleensä niin pieninä rakeina, että silmä ei erota rakeita toisistaan, jolloin mineraali näyttää muodostavan tiivistä massaa. Rikkikiisun kovuus on myöskin sen tärkeä tuntomerkki ja erotusperuste ennen muuta kuparikiisusta, rikkikiisun kovuus on 6 - 6.5, kuparikiisun ainoastaan noin 4.


Kuva 66. Pentagonidodekaedri.


Rikkikiisu rapautuu ilman ja veden vaikutuksesta erittäin helposti. Rapautumisen yhteydessä syntyy lämpöä niin paljon, että useinkin rikkikiisukasat pysyvät talvisin vapaina lumesta. Rapautumisessa syntyy rautasulfaatteja, rikkihappoa sekä rautahydroksideja, jotka pinta- ja pohjavesien mukana leviävät ympäristöön aiheuttaen happamoitumista ja ruosteisuutta, joka ilmenee ennen muuta maaperässä olevien kivien pintojen ruosteisuutena.

Rikkikiisu on sulfidien ryhmään kuuluvista malmimineraaleista kaikkein yleisin. Sitä esiintyy pieninä määrinä - ns. aksessorisena mineraalina - hyvin monissa eri kivilajeissa. Mustissa liuskeissa se on varsin tavallinen. Malmeja se muodostaa joko yksinään tai yhdessä kuparikiisun kanssa. Rikkikiisumalmi saattaa koostua lähes yksinomaan kiisumineraaleista ns. harmemineraalien määrän ollessa vähäinen. Tällöin puhutaan massiivisesta sulfidimalmista, jotka ovat useimmiten syntyneet vedenalaisen tulivuoritoiminnan seurauksena. Tärkein rikkikiisuesiintymä Suomessa on Pyhäjärvellä Oulun läänissä sijaitseva Pyhäsalmen malmi, joka kuuluu massiivisten sufidimalmien luokkaan. Myös Outokummun ja Vihannin malmeista on saatu rikkikiisua.

Rikin ja raudan lisäksi rikkikiisu sisältää usein geokemiallisen piilemisen kautta kobolttia (0-13 %), nikkeliä, kuparia sekä kultaa (0-10 ppm) ja hopeaa. Malmimineraalina rikkikiisusta hyödynnetään nimenomaan rikkiä tekemällä siitä rikkihappoa kemian teollisuuden tarpeisiin. Myös hivenaineita (koboltti) kannattaa joskus erottaa siitä, kun taas raudan lähteenä rikkikiisu on arvoton.


II. 5. 2. 6. Kuparikiisu CuFeS2

Kuparikiisu on tärkein kuparimalmimineraali (LK). Siinä on noin 33% kutakin sen kaavaan merkittyä ainetta. Lisäksi saattaa kuparikiisu sisältää pieniä määriä kobolttia, sinkkiä, nikkeliä, hopeaa, kultaa, platinaa tai lyijyä korvaamassa kuparia tai rautaa sekä arseenia ja seleeniä, jotka korvaavat rikkiä.

Kuparikiisun tunnistamisen kannalta sen tärkeimmät ominaisuudet ovat vihertävänkeltainen väri (Valokuva), 'massamaisuus" (vrt. rikkikiisu), pieni kovuus (noin 4 - 4.5) sekä vihertävänmusta viiru. Lisäksi tärkeitä ovat metallikiilto sekä tiheys, joka on noin 5. Rikkikiisun yhteydessä on jo ollut puhetta kuinka rikkikiisu ja kuparikiisu voidaan erottaa toisistaan.

Luonnossa kuparikiisua on jonkin verran mustissa liuskeissa. Muualla se on varsin harvinainen. Malmeja kuparikiisu muodostaa joko yksinään tai rikkikiisun ja magneettikiisun kanssa (Valokuva). Harmemineraaleista ( = malmissa esiintyvä ei-malmimineraali) on tärkein kvartsi. Suomessa kuparikiisua oli ennen muuta Outokummun malmissa, jossa kuparipitoisuus oli 3-4 prosenttia, sekä sen lähistöltä 1960-luvun lopulla löydetyssä köyhemmässä Vuonnoksen malmissa. Myös Pyhäsalmen ja Vihannin malmit sisältävät jonkin verran kuparikiisua. Tärkeä oli myös Luikonlahden kuparimalmi Kaavin pitäjässä. Nykyään Suomen tunnetut kuparimalmit ovat loppuun louhittuja.

Jotta kuparimalmiesiintymä olisi taloudellinen sen tulee sisältää edullisissa olosuhteissa noin 0,4 prosenttia kuparia. Tällöin malmin on oltava kooltaan suuri ja louhinta on voitava tehdä avolouhoksena. Tällaisia malmeja esiintyy Tyyntä Valtamerta ympäröivällä vuorijonovyöhykkeellä happamissa, porfyyrisrakenteisissa magmakivissä mm. Chilessä, Perussa ja Yhdysvalloissa. Toisentyyppisiä, lähinnä sedimenttikivimuodostumiin liittyviä kuparimalmeja on Sambiassa, Kongossa ja Puolassa.


II. 5. 2. 7. Magneettikiisu FeS

Magneettikiisun kemiallinen koostumus ei ole täysin kaavan mukainen, stökiömetrinen, vaan useimmissa magneettikiisuissa on pieni rikkiylimäärä suunnilleen suhteessa Fe7S8. Stökiömetristä magneettikiisua sanotaan troiliitiksi. Sitä esiintyy mm. meteoriiteissa.

Magneettikiisun paras tuntomerkki on sen lähes aina esiintyvä magneettisuus, joka on kuitenkin heikompi kuin magnetiitilla. Eräät magneettikiisut ovat epämagneettisia ja tällöin mineraali voidaan tunnistaa tuoreella murrospinnalla ilmenevästä, joskus hieman punertavaan vivahtavasta, pronssinruskeasta väristä (Valokuva), joka vanhemmilla murrospinnoilla on himmentynyt tummanruskeaksi metallikiillon samalla heikentyessä. Magneettikiisu on kuparikiisun tavoin massamaista; kiteet, jotka olisivat heksagonisia, ovat harvinaisia (LK). Magneettikiisun viirun väri on musta ja tiheys noin 4.7 ja kovuus 4.

Magneettikiisu esiintyy luonnossa emäksisten ja ultraemäksisten kivien yhteydessä. Yleisiä ovat magneettikiisuesiintymät gabrojen ja serpentiinikivien yhteydessä. Tällaisessa ympäristössä magneettikiisu on lähes aina vaihtelevassa määrin nikkelipitoista. Nikkelipitoisuus johtuu magneettikiisurakeissa rihmoina, läiskinä tai lamelleina esiintyvästä pentlandiitista (Ni, Fe)9S8, jota voi olla magneettikiisussa niin paljon, että nikkelipitoisuus nousee 8 prosenttiin. Nykyään louhittavien nikkelimalmien nikkelipitoisuus on yleensä kuitenkin vain vähintään 0.5 prosenttia.

Pentlandiittipitoista magneettikiisua louhitaan Suomessa Nivalan Hiturassa ja Enonkoskella. Merkittävin esiintymä on ollut Kotalahden kaivos Leppävirroilla. Nivalassa toimi aikaisemmin myös Makolan nikkelikaivos, joka on louhittu loppuun. Suomelle ennen toista maailmansotaa kuulunut Petsamon malmi on yksi maapallon tärkeimmistä nikkeliesiintymistä. Uusia lupaava nikkeliesiintymiä on löytynyt Sodankylän Keivitsasta ja Sotkamon Talvivaarasta, jossa malmia on jopa yli 350 miljoonaa tonnia.

Magneettikiisua tavataan yleisenä aksessorisena mineraalina myös kiilleliuskeissa ja grafiittipitoisissa mustissa liuskeissa. Näissäkin se voi olla nikkelipitoista, mutta toistaiseksi tällaiset esiintymät ovat osoittautuneet kannattamattomiksi.


II. 5. 3. Oksidit ja hydroksidit

Tähän ryhmään kuuluu vielä eräitä malmimineraaleja pääosan esiintyessä sulfidien ryhmässä. Malmimineraalien (magnetiitin, hematiitin, kromiitin ja limoniitin) lisäksi ryhmään kuuluu tärkeä kivimineraali, kvartsi sekä jalokiviin laskettava korundi.


II. 5. 3. 1. Hematiitti Fe2O3

Hematiitti on tärkeä rautamalmimineraali. Se sisaltää rautaa - kuten kaavasta voidaan helposti laskea - noin 70 prosenttia.

Tärkeimpänä hematiitin tuntomerkkinä voidaan pitää sen viirua, joka on tummanpunainen. Erityisen selvästi punainen jauheen väri näkyy kun tarkastellaan hematiittijauhetta, joka on jäänyt muutoin raudanmustan hematiittinäytteen pinnan koloihin. Viirun tarkka tutkimus riittää erotusperusteeksi sinkkivälkeestä, johon hematiitti usein sekoitetaan. Tiheys on noin 5.2 ja kovuus 5.5-6, mutta haurauden vuoksi hematiitti vaikuttaa selvästi pehmeämmältä. Erikoista on, että hematiitti voi esiintyä kahdessa toisistaan selvästi poikkeavassa asussa. Asu voi olla joko rakeinen tai suomuinen. Suomuista hematiittia on sanottu rautakiilteeksi (Valokuva). Etenkin hematiitti-kvartsijuonissa mineraali voi kiteytyä ruusukkeiksi tai munuaismaisiksi ryppäiksi (Valokuva) (LK).

Suomessa on hematiittia Kolarin pitäjän Taporovan ja Suuojan mineralisaatioissa. Suomen hematiittiesiintymät ovat kuitenkin niin pieniä, ettei niitä kannata louhia.


II. 5. 3. 2. Korundi A12O3

Korundi on luonnossa varsin harvinainen mineraali. Suuren kovuutensa vuoksi (K=9) se soveltuu hioma-aineena käytettäväksi. Epäpuhdas korundi muodostaakin magnetiitin ja hematiitin kanssa kivilajin, jota kutsutaan smirkeliksi ja jota esiintyy mm. Naksos-saarella Kreikassa. Hionta-aineeksi käytettävää korundia tuotetaan mm. Venäjällä ja Intiassa.

Korundi kuuluu trigoniseen kidejärjestelmään ja esiintyy usein heksagonisina kiteinä, joissa heksagoniset pystyprismat ovat vallitsevia (Valokuvia).

 


Kuva 67. Korundikide. Pintamuotoina (1120), (1121), (1011) ja (0001).

 

Korundia esiintyy alkalisissa magmakivissä, metamorfoituneissa kalkkikivissä ja alumiinirikkaissa metamorfisissa kivissä kuten granuliiteissa. Hyvin kulutusta ja kemiallista rapautumista kestävänä korundi rikastuu näiden rapautumistuotteisiin, jotka ovatkin merkittävin korundin ja sen jalokivimuotojen lähde. Korundin läpinäkyviä ja eheitä ja kauniisti värillisiä eli ns. jaloja muunnoksia käytetäänkin jalokivinä, joista punaista kutsutaan rubiiniksi (LK) (Valokuva) ja sinistä safiiriksi (LK) (Valukuva). Parasta rubiinia saadaan Burmasta, jossa sitä louhitaan metamorfoituneesta kalkkikivestä ja etenkin sen rapautumistuotteista. Muita esiintymiä on mm. Keniassa, Tansaniassa, Madagaskarilla, Thaimaassa ja Kambodzassa. . Safiiria puolestaan saadaan Thaimaasta, Kambodzasta, Intian Kasmirista, Australian Queenslandista ja Itä-Afrikan valtioista (LK).

Suomessa on korundia tavattu harvinaisena graniitissa, amfiboliitissa ja kalkkikivissä sekä jokisorassa Lapissa, mihin se on joutunut granuliittikivilajien rapautuessa.

II. 5. 3. 3. Magnetiitti Fe3O4

Magnetiitti on hematiitin rinnalla tärkein rautamalmimineraali. Puhtaana se sisältää rautaa noin 72,4 prosenttia.

Magnetiitti kuuluu kuutiolliseen kidejärjestelmään ja oktaedrin muotoiset kiteet ovat varsin yleisiä (LK). Asu on selvästi rakeinen. Tärkein tuntomerkki on kuitenkin voimakas magneettisuus (Valokuva). Väri on raudanmusta ja tiheys noin 5.2. Lisäksi magnetiitti on selvästi metallikiiltoinen ja sen viiru on musta. Kovuus on 5,5-6.

 

 

Kuva 68. Magnetiitin tavallisimmat kidemuodot (111) ja (110).

 

Raudan ja hapen lisäksi magnetiitti saattaa sisältää lukuisia muita aineita. Isomorfisesti siihen sekoittuva on magnesioferriitti MgFe2O4, mistä johtuu usein tavattava magnetiitin magnesiumpitoisuus. Yhdessä magnesioferriitin kanssa magnetiitti kuuluu ns. spinelliryhmään (LK), jossa esiintyvät mineraalit ja niiden keskinäiset isomorfiasuhteet on esitetty taulukossa 17. Geokemiallisen piilemisen kautta lähinnä ferrorautaa korvaavana ionina magnetiitti voi sisältää noin yhden prosentin vanadiinia. Tällaisissa tapauksissa malmi, jossa vanadiinipitoista magnetiittia esiintyy, on samalla kertaa sekä rauta- että vanadiinimalmi kuten Otanmäen malmi Vuolijoella oli. Vanadiinipitoista magnetiittimalmia on louhittu myös Mustavaaran kaivoksesta Taivalkoskelta.

Taulukko 17. Spinelliryhmän R2+R3+2O4:n isomorfisten seossarjojen päätejäsenet.

Päätejäsen Kaava
Spinelli MgAl2O4
Herkyniitti FeAl2O4
Gahniitti ZnAl2O4
Galaksiitti MnAl2O4
Kromiitti FeCr2O4
Magnesiokromiitti MgCr2O4
Frankliniitti ZnFe2O4
Magnetiitti Fe3O4
Magnesioferriitti MgFe2O4
Jacobsiitti MnFe2O4
Ulvöspinelli Fe2+2Ti4+O4

 

Titaania magnetiitti voi sisältää joko hilaan kuuluvina atomeina tai suotautuneina ilmeniittilamelleina. Molempia magnetiittityyppejä sanotaan titanomagnetiitiksi riippumatta siitä millä tavoin titaani magnetiitissa sijaitsee. Korkeissa lämpötiloissa on isomorfia ilmeniitin (FeTiO3) ja magnetiitin kesken täydellisempi kuin alhaisissa lämpötiloissa ja niinpä titaania sisältävän magnetiitin jäähtyessä kiteytymisen jälkeen alkavat ilmeniittilamellit suotautua erilleen magnetiitista. Ne sijoittuvat vain määrätyille paikoille hilassa, ja tästä johtuu, että syntyy lamelleja sisältävä säännönmukainen rakenne.

Magnetiitti on luonnossa melko yleinen aksessorinen mineraali gabroissa ja amfiboliiteissa. Suomessa on magnetiittia louhittu erityisesti Otanmäen, Misin ja Kolarin Rautuvaaran kaivoksista.

Tärkeitä magnetiittiesiintymiä ovat ns. rautamuodostumat, jollainen on mm. Björnevatnissa Pohjois-Norjassa. Kiirunan jättimäinen magnetiitttimalmi on lajissaan poikkeuksellinen koko maailmassa, ja lienee syntynyt magmakivistä segregoitumalla (segregoitua = erkaantua).

 

II. 5. 3. 4. Kromiitti FeCr2O4

Kromiitti kuuluu yhdessä mm. magnetiitin kanssa spinelliryhmään, Spinelliryhmälle ominaiset monimutkaiset diadokia- ja isomorfiasuhteet ilmenevät kromiitissa siten, että se voi sisältää kaavasta ilmenevien ferroraudan, kromin ja hapen lisäksi mm. magnesiumia, alumiinia ja ferrirautaa. Metallurgian kannalta on tärkeää raudan ja kromin määrien suhde kromiitissa. Sitä säätelevät magnesium, joka korvaa eri suhteissa ferrorautaa, ja alumiini sekä ferrirauta, jotka korvaavat eri suhteissa kromia. Metallurgisesti hyvälaatuisessa kromiitissa tulisi kromia olla selvästi enemmän kuin rautaa. Suomen tärkeimmässä kromiittiesiintymässä Kemin Elijärvellä ja sen lähistössä kromi-rautasuhde on noin 1:1. Se on kromin valmistuksen kannalta liian alhainen ja niinpä metallurginen prosessi onkin suunniteltu raudan ja kromin seoksen ns. ferrokromin valmistukseen tähtääväksi. Kromin tärkein käyttökohde on jaloteräs.

Kromiittia tavataan emäksisten syväkivien yhteydessä erityisesti siellä missä ne muodostavat erilaistuneen eli differentioituneen kivilajisarjan, johon kuuluu peridotiitteja, serpentiinikiviä sekä erilaisia gabroja ja anortosiitteja. Suomesta louhitaan kromiittia em. Elijärven esiintymästä, joka kuuluu Kemistä koilliseen suuntautuvaan emäksisten differentioituneitten kivien jaksoon. Suomen muita kromiittiesiintymiä ovat Sodankylän Koitelainen ja Savukosken Akanvaara. Huomattavia kromiittiesiintymä maapallolla on etenkin nk. Bushveldin kerrosintruusiossa Etelä-Afrikassa.

Kromiitti on magnetiitin tapaan selvästi rakeinen. Kromiittikin kuuluu kuutiolliseen kidejärjestelmään ja omamuotoiset kuutiolliset kiteet ovat yleisiä. Kiteiden väri on hieman ruskeaan vivahtava tummanharmaa. Viiru on ruskea (Valokuva). Tästä syystä kromiitti sekoitetaan usein sinkkivälkeeseen. Kovuus on kuitenkin kromiitilla korkeampi (5.5), eikä kiilto ole niin voimakas kuin sinkkivälkkeellä.


II. 5. 3. 5. Limoniitti FeO·OH·nH2O

Limoniitti on yleisnimitys vesipitoisille rautaoksidisaostumille, joita tavataan järvien ja soiden pohjassa, joissa ja lähteiden reunoilla. Varsinaisena mineraalilajina niissä esiintyy useimmiten goethiittia (FeO·OH) silloin kun aine on kiteistä. Tavallisesti aines on amorfisessa olomuodossa, jolloin sitä nimitetään limoniitiksi.

Limoniitti on ruosteenväristä multamaista, kokkareista tai soikeista levyista tai pienistä pallosista koostuvaa ainetta (Valokuva). Limoniittia on nimitetty esiintymispaikan mukaan järvimalmiksi, lähdemalmiksi tai suomalmiksi. Hernemalmiksi ja rahamalmiksi on nimitetty pallosina (ns. ooliitteina) tai soikeina levyinä esiintyviä limoniittityyppejä.


Limoniittia syntyy pohjavesistä saostumalla. Pohjavesissä on rautaa liuenneena kaksiarvoisena ferroionina. Hapettavissa olosuhteissa ferroioni hapettuu kolmiarvoiseksi ferri-ioniksi ja saostuu ferrihydroksidigeelinä, joka myöhemmin saattaa kiteytyä esim. goethiitiksi. Limoniittia esiintyy runsaasti alueella missä on sulfidimineraaleja, jotka rapautuessaan aikaansaavat runsaasti ferrorautaa sisältäviä liuoksia. Ruosteiset eli limoniittia sisältävät kivet saattavat siis merkitä samalla sitä, että alueella on sulfidimalmeja. Kuumassa ilmastossa sulfidimalmien pintaan muodostuu poikkeuksetta limoniitista ja muista rautaoksideista ja -hydroksideista koostuva nk. rautahilkka (gossan). Tällaisia on tavattu myös Suomesta osoituksena siitä, että Fennoskandian kilpialue on joskus ollut huomattavasti eteläisimmillä leveysasteilla.

Raudan ohella limoniitti saattaa sisältää mangaania jopa 18 %. Tällainen limoniitti olisi taloudellisesti hyväksi käytettävissä, mikäli malmin määrä vain olisi riittävä ja olosuhteet muutoin suotuisat. Mangaania sisältämätön limoniitti katsotaan nykyisin taloudelliselta kannalta arvottomaksi. Sotavuosina 1940-luvulla on limoniittia viimeksi käytetty raudanvalmistukseen Suomessa. Aikaisemmin 1600-luvulta alkaen järvimalmia käytettiin kuitenkin varsin yleisesti kyläseppien pajoissa raudan valmistukseen pienissä mittasuhteissa. Keski-Euroopassa käytetään limoniittisia rautamalmeja yhä edelleen ja siellä ne ovatkin erittäin tärkeitä suuren kokonsa ja helpon kaivettavuutensa vuoksi. Merkittävimmät ovat ns. minettimalmeja ja niitä esiintyy mm. Ranskassa Alsac´in alueella ja Saksan Liittotasavallassa. Parhaat limoniittimalmit sisältävät jopa 60 prosenttia rautaa.

Poikkeusasemassa limoniitti on mineraalien joukossa siinä, että se kuuluu ns. uusiutuviin luonnonvaroihin. Limoniitti saostuu samalle paikalle yhä uudelleen - tosin tapahtuma ja limoniitin kertymisnopeus ovat varsin hitaita, joten käytännön kannalta tällä uusiintuvuudella ei juuri ole merkitystä inhimillisen ajan puitteissa.


II. 5. 3. 6. Kvartsi SiO2

Kvartsi on plagioklaasin jälkeen maankuoren yleisin mineraali. Sitä tavataan lähes kaikista yleisistä kivilajityypeistä. Kvartsin tärkeimpiin tuntomerkkehin kuuluvat korkeahko kovuus (7), lohkosuuntien puuttuminen eli murros ja "kostea" lasikiilto. Väriltään kvartsi on tavallisesti vaaleanharmaata tai väritöntä (Valokuva). Juonikvartsi näyttää usein läpikuultavan maitomaiselta (LK). Kvartsi on kivilajeja muodostavaksi mineraaliksi kevyehkö, sen ominaispaino on 2,65. Nimi juontunee muinaissaksan sanasta Querklufterz, mikä viittaa mineraalin esiintymiseen erilaisissa malmijuonissa.

Kvartsi kuuluu trigoniseen kidejärjestelmään ja sen kiteet ovat pitkiä heksagonisia prismoja, joiden molemmissa päissä (tavallisesti kuitenkin vain toisessa) on pyramidipintoja, jotka yhdessä prismapintojen kanssa antavat kiteille lyijykynämäisen muodon. Läpinäkyviä kvartsikiteitä ja väritöntä läpinäkyvää ehyttä kvartsia on sanottu vuorikristalliksi (Valokuva). (LK)

 


Kuva 69. Kvartsikide luonnollisena (vas.) ja ihanteellisena.

 

Eräitä kvartsin värimuunnoksia on käytetty niiden kauneuden ja kvartsin korkean kovuuden vuoksi korukivinä. Tällaisia ovat ruskea savukvartsi, jota on harhaanjohtavasti nimitetty myös savutopaasiksi (Valokuva) (LK), violetti ametisti (Valokuva) (LK) ja punertava ruusukvartsi (Valokuva) (LK). Suomesta ametistia on löydetty mm. Luosto- ja Rukatunturilta.

Tiivistä (=erittäin hienorakeista) kvartsia esiintyy pyöreähkoinä myhkyröinä sedimenttisyntyisissä kalkkikivissä lähinnä Keski-Euroopassa. Tällaista kvartsia nimitetään limsiöksi 1. piikiveksi ja siitä valmistettiin aikoinaan ampuma-aseiden sytytyslaitteita aineen herkän kipinöivyyden takia. Suomessa tavataan limsiötä irtolohkareina. Oulun seudulla esiintyvien limsiölohkareiden arvellaan kulkeutuneen sinne tervakaupan valta-aikoina laivojen painolastina. Toisen käsityksen mukaan limsiömyhkyrät olisivat tulleet Pohjanlahden pohjasta mannerjäätikön kuljettamina. Manneralueelta ei tunneta kalkkikiviesiintymää, josta limsiöt voisivat olla peräisin. Pohjanlahden pohjan kiviä ei tunneta riittävästi, jotta edellä esitetyt vaihtoehdot voitaisiin sen kummemmin kumota kuin vahvistaakaan. Toisaalta mahdolliset kalkkikiviesiintymät ovat saattaneet kulua pois, jolloin limsiöt olisivat ainut jäänne niiden olemassaolosta.

Koostumukseltaan kvartsia vastaavia ovat erilaiset vesipitoiset piidioksidisaostumat, joita tavataan ennen muuta sedimenttisyntyisten kivien jyvästen väleissä iskoksena ja onkalontäytteinä. Tällaisia ovat valkoinen tai harmaa kalsedoni (Valokuvia) (LK) sekä raitainen akaatti (= agaatti)(Valokuvia)(LK). Kalsedonin useita muotoja käytetään korukivinä.

Opaali on amorfista vesipitoista piidioksidisaostumaa, jota tavataan ennen muuta laavakivien onteloissa. Opaalille on ominaista vaihteleva lapinäkyvyys ja opalesointi, eräänlainen värileikki (Valokuva).

Kvartsi on yksi SiO2:n polymorfisista muodoista. Edellä on kuvattu matalissa lämpötiloissa pysyvää α-kvartsia, jota nimitys kvartsi yleensä tarkoittaakin. Sekä α-kvartsi, β-kvartsi, tridymiitti, kristobaliitti, koesiitti että stishoviitti ovat SiO2:n polymorfisia muotoja, joista kristobaliitti on pysyvä muoto 1400-1700 asteessa. Tridymiitti puolestaan on pysyvä SiO2:n muoto 900-1400 asteessa. Tridymiittiä ja kristobaliittia tavataankin vulkaanisista kivistä, jotka ovat syntyneet erittäin kuuman laavan jähmettyessä nopeasti. Korkeissa paineissa on koesiitti SiO2:n pysyvä muoto. Sitä tavataan pieniä määriä eklogiitti-nimisestä metamorfisesta kivestä osoituksena sen synnyn aikana vallinneesta korkeasta paineesta, jollainen on mahdollinen vain maapallon vaipassa. Vielä korkeammassa paineessa syntyy stishoviittia. Tällaiset olosuhteet syntyvät hetkellisesti suurten meteorien törmätessä maahan ja niinpä stishoviitin esiintymistä maankuoressa pidetäänkin varmana osoituksena meteorin aiheuttaman törmäyskraatterin olemassaolosta. Piidioksidin eri mineraalimuodot ovatkin hyvä esimerkki ns. indeksimineraaleista. Indeksimineraalin esiintyminen kivessä kertoo nopeasti geologille kiven likimääräiset syntyolosuhteet.

Kvartsia käytetään mm. lasi- ja keramiikkateollisuudessa, tulenkestävien materiaalien valmistuksessa ja hionta-aineena. Sitä käytetään myös kemian teollisuudessa mm. silikonin raaka-aineena. Kvartsin symmetriasta johtuvaa pietsosähköisyyttä käytetään hyväksi kelloissa ja muissa värähtelylukuun perustuvissa elektronisissa laitteissa. Suomessa kvartsia louhitaan Nilsiässä.


II. 5. 3. 7. Jää H2O

Jää kuuluu heksagoniseen kidejärjestelmään ja on kvartsin ohella tärkein oksidimineraali.Koska jään sulamispiste on varsin alhainen (0° C), sitä esiintyy pääasiassa vain maan pinnalla korkeilla leveysasteilla, joilla se muodostaa joko talvisen lumi- ja jääpeitteen maahan ja vesistöihin tai paksumpia suhteellisen pysyviä jääkerrostumia eli mannerjäätiköitä ja merien napajäätä. Korkeilla vuoristoisilla alueilla jäätä esiintyy myös keskileveysasteilla (Valokuva, LK) tai jopa lähellä päiväntasaaja (LK) vuoristojäätiköinä tai lumipeitteeenä. Jään kidemuoto on hyvin vaihteleva ja riippuu suuresti kiteytymisoloista. Vähän alijäähtyneestä ilmasta kiteytyy pylväsmäisiä jääkiteitä (Valokuva), kohtalaisesti alijuäähtyneestä puolestaan levymäisiä kiteitä (Valokuva) ja runsaasti alijäähtyneestä kuusisakaraisia dentriittisiä kiteitä (Valokuva). Alijäähtymisen lisäksi kidemuotoon vaikuttaa samaan tapaan vesihöyryn ylikylläisyys ilmassa eli ilman kosteus.

Elolliselle luonnolle jäällä on ehkä suurempi merkitys kuin millään muulla mineraalilla. Sen esiintyminen säätelee eliöitä ja ekosysteemejä sekä niiden kehitystä etenkin korkeilla leveysasteilla, mutta jääkausien aikana myös muualla. Suoranaisin vaikutus on maan jääpeitteellä, mutta epäsuorasti jään esiintyminen vaikuttaa voimakkaasti kautta maapallon säätelemällä merenpinnan tasoa. Jos kaikki maapallon jää sulaisi, tietäisi tämä melkoisia muutoksia suurimmalla osasta maapalloa alavien manneralueiden hukkuessa veteen ja kahden suuren manneralueen paljastuessa jään alta.

Jää vaikuttaa myös maapallon geologiaan ja tektoniseen kehitykseen. Mannerjään muodostuminen aiheuttaa jään alle jäävän maankuoren isostaattista vajoamista ja sulaminen jäästä vapautuvan alueen kohoamista vaikuttaen mm. maan- ja merenpinnan keskinäiseen tasoon. Etenkin vuoristojen jäävirrat aiheuttavat voimakasta eroosiota ja kulumista. Toisaalta vuoristojäätiköt ehkäisevät vuoristojen isostaattista kohoamista ja kemiallista rapautumista vaikuttaen näin vuoristojen kokonaiskehitykseen ja kehityksen nopeuteen. Myös mannerjäätikkö ehkäisee kemiallisen rapautumisen lähes täysin. Jäätiköiden sulaessa niiden alta paljastuukin useimmiten lähes täysin terve, rapautumaton kallioperä.

Jää on erittäin kevyt mineraali. Sen tiheys on vain 0,917 g/cm3 eli jää on sulaa vettä keveämpää, mistä on useita merkittäviä seurauksia. Vesistöt jäätyvät tämän vuoksi pinnasta alkaen, mikä tekee elämän mahdolliseksi myös jäätyneissä vesistöissä. Suljetussa tilassa oleva jäätyvä vesi laajenee, mikä aiheuttaa korkeilla leveysasteilla lukuisia ongelmia mm. rakentamisessa, veden jakelussa jne. Tämä ominaisuus aiheuttaa myös voimakasta kivien pakkasrapautumista.

 


II. 5. 4. Halogenidit

Halogenideihin kuuluvia mineraaleja ovat esim. Keski Euroopassa yleiset suolamineraalit, joista mainittakoon vuorisuola, sylviini, kainiitti ja karnalliitti. Halogenideihin kuuluu myös alumiinin valmistuksen yhteydessä aiemmin käytetty natrium-alumiinifluoridi kryoliitti, jota saatiin Grönlannista. Suomen olosuhteissa ainoastaan fluorisälvällä on merkitystä.


II. 5. 4.1.Haliitti eli vuorisuola NaCl

Haliitti kuuluu kuutiolliseen kidejärjestelmään. Haliitilla on mineralogian historian kannalta huomattava merkitys, sillä se oli ensimmäinen mineraali, jonka kiderakenteen W.H. ja W.L. Bragg selvittivät röntgensäteiden avulla vuonna 1913. Haliittityypin hilarakenteen todettiin sittemmin olevan useilla muillakin mm. halogenidiryhmän mineraaleilla (kuva 51).

Haliitti on pehmeä mineraali (K=2,5), joka liukenee helposti veteen ja maistuu suolaiselta. Sitä tavataan ns. suolamuodostumista, jotka ovat merivedestä saostuneita haliitin ja muiden suolojen kerrostumia. Näissä haliitti esiintyy usein erikoisenmallisina kuutioina, joiden särmät ovat kasvaneet tahkojen keskiosaa nopeammin, jolloin tahkojen keskelle on jäänyt omituinen portaattainen kolo. Haliitti on yleensä väritön tai valkoinen (Valokuva).

Haliittia tavataan paksuina kerrostumina mm. Keski-Euroopassa. Kevyenä ja suhteellisen helposti muokkautuvana materiaalina haliittikerrostumat pyrkivät pursuamaan yläpuolelle kerrostuneiden painavampien sedimenttien läpi kupolimaisina doomeina. Näillä on tärkeä merkitys rakennegeologia-nimisen geologian osa-alueen kannnalta, sillä suoladoomit ovat jatkuvasti muuttuva kivien muokkautumisen luonnonlaboratorio. Haliittia käytetään kemian- ja elintarviketeollisuudessa sekä kotitalouksissa.


Il. 5. 4. 2. Fluorisälpä 1. fluoriitti CaF2

Fluorisälpä on kuutiollinen mineraali, jonka kidemuodoista kuutio on tavallisin (Valokuva). Kuutiollisuus ilmenee myös oktaedrin mukaisena etevänä lohkeavuutena riittävän karkearakeisessa näytteessä. Pienehköä kovuutta (4) sekä lasikiiltoa ja tavallisimmin punaviolettia väriä voidaan pitää myös tärkeinä tuntomerkkeinä.

 


Kuva 70 . Fluoriittikide (100) ja fluoriittikaksonen (100), kaksostasona 111.

 

Suomessa fluorisälpää tavataan rapakivessä aksessorisena mineraalina. Rapakiviä on Kaakkois Suomessa, Ahvenanmaalla ja Satakunnassa. Fluorisälvän ja fluoripitoisen veden arvellaan vaikuttavan siihen, että näillä alueilla ihmisten hampaat ovat yleensä paremmassa kunnossa kuin muualla maassa.

 


II. 5. 4. 3. Sylviitti l. sylviini KCl

Sylviitti kuuluu kuutiolliseen kidejärjestelmään ja on rakenteeltaan täsmälleen vuorisuolan kaltainen. Sen kovuus on 2 ja se on vuorisuolaakin helppoliukoisempi sekä maistuu suolaiselta vuorisuolan tapaan ollen kuitenkin selvästi kitkerämpi. Mineraali on väritön tai valkoinen, mutta usein myös heikosti punaruskea (Valokuva).

Sylviittiä esiintyy suolamuodostumissa haliitin tapaan ja sitä löytyy niin ollen mm. Keski-Euroopasta. Se on tärkein kaliumin lähde ja tällä tavoin lannoiteteollisuuden tärkeä raaka-aine.

 

II. 5. 5. Karbonaatit

Karbonaattiryhmän mineraaleja on luonnossa noin 180 eri lajia. Valtaosa lajeista on suuria harvinaisuuksia, joita tavataan ainoastaan harvoin puhtaina. Yleisimmin ne muodostavat isomorfisia seoksia tavallisempien karbonaattiryhmän mineraalien kanssa.

Yleisin karbonaattimineraaleista on kalsiitti 1. kalkkisälpä CaCO3. Kalsiitin kanssa isomorfisia seossarjoja muodostavia karbonaatteja ovat magnesiitti MgCO3 sekä mangaanikarbonaatti rodokrosiitti MnCO3. Mangaanin ja kalsiumin välinen diadokia on aukoton kalsiitti-rodokrosiittisarjassa korkeissa lämpötiloissa, kun taas magnesiittia voi olla isomorfisesti kalsiittiin sekoittuneena vain noin 16 prosenttia. Magnesiitin ja sideriitin FeCO3 välillä on puolestaan aukoton isomorfinen seossarja.

Kalsiitti-magnesiitti-rodokrosiittisarjan ohella tärkein isomorfinen seossarja karbonaattiryhmässä on dolomiitin CaMg(CO3)2 ja ankeriitin CaFe(CO3)2 muodostama täydellinen seossarja.

Luonnon karbonaattimineraalit ovat harvoin mitään puhtaita päätejäseniä edellä mainituista sarjoista vaan karbonaattimineraalin kemiallista koostumusta tutkittaessa voidaan jo etukäteen odottaa jotakin välikoostumusta. Edellä mainittujen aineiden ohella karbonaattimineraaleissa esiintyy kalsiumia tai magnesiumia pienessä määrin korvaavina ioneina strontiumia, bariumia, sinkkiä, kobolttia, kuparia ja nikkeliä.


II. 5. 5. 1. Kalsiitti1. kalkkisälpä CaCO3

Kalsiitti on karbonaattiryhmän mineraaleista yleisin ja ainoa, joka saattaa esiintyä puhtaana kaavan ilmoittamassa muodossa. Magnesiitin sekaantuminen kalsiittiin on kuitenkin varsin yleistä, joten useat kalsiitit ovat magnesiumpitoisia. Kalsiitti on tärkeä teollisuusmineraali ja se muodostaa tärkeän raaka-ainepohjan kalkki- ja sementtiteollisuudelle. Kalsiitti muodostaa yksinään kivilajin, jota kutsutaan kalkkikiveksi tai marmoriksi. Kiteistä kalkkikiveä on louhittu Suomessa mm. Paraisilla ja Kolarissa.

Kalsiitti kuuluu trigoniseen kidejärjestelmään ja sillä on erittäin etevä lohkeavuus kolmeen toisiaan vinosti leikkaavaan suuntaan. Lohkokappale on kidetieteessä romboedrin nimellä tunnetun kappaleen muotoinen ja niinpä lohkeavuutta kutsutaankin romboedriseksi lohkeavuudeksi (Valokuva). Etevää lohkeavuutta voidaan pitää mineraalin tärkeimpänä tuntomerkkinä sillä sen ansiosta vielä pienirakeisessakin kalsiitissa nähdään välkehtiviä lasikiiltoisia lohkopintoja. Lohkeavuuden ohella on tärkeä tuntomerkki alhainen kovuus, joka on 3. Kovuuden perusteella on helppo erottaa kalsiitti pienirakeisessakin kivilajinäytteessä esimerkiksi muutoin kalsiittia muistuttavista maasälpäryhmän mineraaleista.

Kalsiittilohkokappaleen tylpässä särmässä voi esim. puukon avulla aikaansaada ns. loksahdusilmiön (kuva 71), osa kiteestä "loksahtaa" miinusromboedrin 0111-pinnan suuntaisessa tasossa vastakkaiseen asentoon. Asento on sama mikä kaksoskiteellä olisi jos kaksostasona olisi 0111. Loksahduksessa "loksahtavan" osan atomit eivät ilmeisesti piirrä kaarevaa siirtymärataa asemasta toiseen, vaan loksahdus on käsitettävä rajattoman ohuiden 0111-suuntaisia tasoja myöten tapahtuvien differentiaaliliikuntojen aikaansaamaksi.

Luonnossa kalsiittirakeet ovat erittäin yleisesti loksahduskaksostuneet tihein välein eli polysynteettisesti ja ilmiön seurauksena kalsiittirakeiden lohkopinnoilla nähdään romboedrin pinnan pitemmän lävistäjän suuntaisia viiruja, ns. kaksosviiruja. Kaksosviiruja tavataan kalsiitin lisäksi myös esim. korundilla, jolla ne johtuvat normaalista kaksostumisesta eivätkä siis "loksahtamisesta". Kalsiitin kidemoudot ovat hyvin vaihtelevia. Tavallisimpia ovat heksagonen prisma, tylppä tai suippo romboedri tai skalenoedri (kuva 72) (Valokuvia).

 


Kuva 71. Kalsiitin "loksahduskaksostumisen" mekanismi. Atomimittakaavan siirtymät 0111 tason suuntaan saavat aikaan vastaavan kaksostason syntymisen. Kiteisten kalkkikivien kalsiitissa onkin lähes poikkeksetta tällä mekanismilla syntynyttä lamellimaista kaksostusta.

 


 

Kuva 72. Kalsiitin tavallisimpia kidemuotoja. Vasemmalla suippo romboedri (4041) ja oikealla skalenoedri (hikl). Oikeanpuoleista on nimitetty hevosenhammaskalsiitiksi.


Tavallisimmin kalsiitti on vaaleanharmaata. Väri voi kuitenkin vaihdella eri kalsiiteissa punaisesta vihreään ja mustaan. Myös täysin väritöntä kalsiittia on. Läpinäkyvää ehyttä kalsiittia on saatu Islannista ja sitä onkin kutsuttu islanninsälväksi. Islanninsälpälohkokappaleen läpi katsottuna esineet näyttävät kaksinkertaisilta. Ilmiö johtuu kahtaistaitosta, jonka havaitsi juuri islanninsälpälohkokappaleen avulla tiettävästi ensimmäisenä oppineena Erasmus Bartholinus vuonna 1669. Islanninsälpää käytetään optisten laitteiden valmistukseen. Aragoniitti on koostumukseltaan kalsiitin kanssa samanlainen mineraali, joten kalsiitti ja aragoniitti ovat kalsiumkarbonaatin polymorfisia muotoja. Aragoniitti on pysyvä vain hyvin korkeassa paineessa. Aragoniittia syntyy kuitenkin normaalipainneessa sillä mm. eliöiden kalkkikuoret ovat aragoniittia. Aragoniitti on hyvä esimerkki pysyvyysolojensa ulkopuolella eli ns. metastabiilisti syntyvästä mineraalista (Valokuva).


II. 5. 5. 2. Sideriitti FeCO3

Sideriitti FeCO3 muodostaa täydellisen isomorfisen seossarjan sekä rodokrosiitin MnCO3 että magnesiitin MgCO3 kanssa. Luonnossa sideriitit ovat siis yleisesti mangaani- ja magnesiumpitoisia. Suomessa on mangaanipitoista sideriittiä tavattu mm. Porkosen ja Pahtavaaran alueelta Kittilässä. Puhdasta sideriittiä on Suomesta löydetty kemiallisesti pohjavedestä saostuneena Keski Pohjanmaalta soiden pintaosista.

Sideriitti on rauta ja mangaanipitoisuutensa vuoksi malmimineraaleihin laskettavissa. Raudan ja mangaanin raaka aineeksi sideriittiä louhitaan Itävallassa Eisenerz nimisestä esiintymästä.

Sideriitillä on kalsiitin tapaan erittäin etevä romboedrinen lohkeavuus. Väri on kellertävänruskea tai ruskea (Valokuva). Tiheyden (3,9) perusteella sideriitin voi varmimmin erottaa muista karbonaateista.


II. 5. 5. 3. Dolomiitti CaMg(CO3)2

Dolomiitti muodostaa ankeriitin CaFe(CO3)2 kanssa täydellisen isomorfisen seossarjan. Puhtaat dolomiittiset karbonaattimineraalit ovatkin harvinaisia, niissä on lähes aina jonkin verran rautaa joskin koostumukset ovat lähes säännöllisesti dolomiittiylivaltaisia.

Dolomiitti on väriltään yleensä kellertävänruskeata ja kovuus on suurempi kuin kalsiitilla vaihdellen välillä 3.5-4. Dolomiittikiteet ja rakeet ovat omituisella tavalla kaarevia ja satulamaisesti taipuneita. Vääntyneisyyttä, kovuutta ja väriä voidaan pitää dolomiitin parhaina tuntomerkkeinä. Lohkeavuus ei ole niin etevä kuin kalsiitilla.

Dolomiittikin muodostaa kalsiitin tavoin yksinään kivilajin (Valokuva). Tätä kivilajia tulisi kutsua dolomiitiksi, mutta koska aina ei ole helppo erottaa kalsiittia ja dolomiittia toisistaan, on myös dolomiitteja nimitetty kalkkikiviksi. Vallitsevan käytännön mukaisesti nimitys kalkkikivi voi nykyisin tarkoittaa joko kalkkikiveä tai dolomiittia. Metamorfoitunutta dolomiitti- tai kalsiittikiveä tulisi oikeastaan kutsua marmoriksi, mutta toisaalta yleiskielessä marmori mielletään hyvälaatuiseksi rakennusteollisuudessa käyttökelpoiseksi dolomiitti- tai kalsiittikiveksi ja kalkkikivellä tarkoitetaan kaikkia ao. karbonaattimineraaleista koostuvia kiviä. Jo tässä yhteydessä on syytä painottaa, että muilla kielialueilla marmorin ja kalkkikiven ero on paljon täsmällisempi (engl. limestone vs. marble; saks. Kalkstein vs. Marmor).

Dolomiitti on yleinen Itä Suomessa. Sitä esiintyy dolomiittisissa kalkkikivissä, vuolukivissä ja erilaisissa juonikivissä sekä yleisenä pienessä määrin 1. aksessorisena lisämineraalina useissa kivilajeissa.

Dolomiittia voidaan käyttää hyväksi lannoiteteollisuudessa ja maanparannusaineena sellaisenaan. Kalkkikiven esiintyminen näkyy myös hyvin luonnonkasvillisuudessa kalkkikivilehtoina, joista löydetään muualla huonommin toimeentulevia harvinaisiakin kasveja (mm. tikankontti). Marmoria, jota käytetään rakennusteollisuudessa lähinnä pinnoite-materiaalina, on louhittu mm. Tervolasta ja Kittilän Sinermänpalosta, jossa marmori on kromin kauniin vihreäksi värjäämää. Kuuluisin kalkkikivilouhos lienee Italian Apenniineilla sijaitseva Carrara, josta on peräisin mm. Michelangelon Pietà-veistoksen ja Finlandiatalon marmori.


II. 5. 5. 4. Magnesiitti MgCO3

Magnesiittia tavataan ns. ultraemäksisten kivien (= erittäin piihappoköyhien kivien) yhteydessä. Magnesiitin magnesiumin arvellaan olevan peräisin ultraemäksisistä kivistä. Niissä onkin magnesiumia runsaasti. Karbonaatti-ionit taas olisivat peräisin hiilidioksidista, jota ympäristöstä olisi tunkeutunut kiveen ns. hiilidioksidimetasomatoosin yhteydessä. Tällä tavoin on syntynyt mm. vuolukivi (engl. soapstone, saks Topfstein, Speckstein).

Magnesiitti on tärkeä teollisuusmineraali. Siitä voidaan valmistaa korkeita lämpötiloja kestäviä tuotteita sekä ns. magnesiasementtiä. Vuolukiveä käytetään tulisijojen valmistukseen sellaisenaan.

Magnesiitilla on kalsiitin tavoin etevä romboedrinen lohkeavuus ja tavallisin väri on vaaleanharmaa (Valokuva). Täten magnesiitti muistuttaa kalsiittia, mutta on jonkin verran kovempaa kovuuden vaihdellessa välillä 3,5-4,5. Myöskin tiheys on hieman kalsiitin vastaavaa korkeampi, noin 2,9 kalsiitin tiheyden ollessa 2,7.

 

II. 5. 6. Fosfaatit

Fosfaattien ryhmään kuuluu yli 11% mineraalilajeista, joten se on silikaattien ohella runsaslukuisin mineraaliryhmä. Yleensä fosfaatit ovat kivilajeissa erittäin harvinaisia ja vain yksi niistä on siinä määrin yleinen, että se on tarpeen ottaa esille tässä yhteydessä.


II. 5. 6. 1. Apatiitti Ca5(F,Cl,OH) (PO4)3

Apatiitti on luonnossa erittäin tavallinen mineraali, mutta esiintyy läihes säännönmukaisesti ainoastaan erittäin pieninä määrinä kivissä muiden mineraalien määrään verrattuna. Tavanomaisissa kivilajeissa sitä on hyvin usein 0.5 - 1 prosenttia kiven koko tilavuudesta. Apatiitti on niin muodoin ehkä tavallisin ns. aksessorisista mineraaleista. Poikkeustapauksissa apatiitti muodostaa vanhoilla peruskallioalueilla esiintyviä, muuta kallioperää olennaisesti nuorempia piippumaisia esiintymiä yhdessä karbonaattimineraalien ja alkalikivien kanssa. Tallaisia ovat Kuollan niemimaan alkalikivi ja apatiittiesiintymät sekä Savukosken Soklin apatiittirikas karbonatiittiesiintymä ja Siilinjärven apatiittiesiintymä.

Apatiitti kuuluu heksagoniseen kidejärjestelmään ja rakeet ovat säännönmukaisesti joko pitkulaisia tai lyhyitä laattamaisia heksagonisia prismoja (kuva 32B). Väri on joko sinertävä, vihreä tai kellertavä. Rasvakiilto on myös tärkeä tuntomerkki.(Valokuva)

Apatiitti on tärkeä teollisuusmineraali. Sitä käytetään lannoiteteollisuudessa sen sisältämän fosforin takia. Apatiitista valmistetaan rikkihapon avulla fosforihappoa ja edelleen sen suoloja sekä ammoniumyhdisteiden avulla kalsiumammoniumfosfaattia. Natriumtrifosfaattia käytettiin ennen pesupulvereissa, mutta sen käytöstä on pyritty luopumaan fosforin vesistöihin aiheuttaman rehevöitymisvaaran vuoksi.

II. 5. 6. 2. Monatsiitti (Ce,La,Nd,Th)PO4

Monatsiitti on apatiitin tapaan varsin yleinen fosfaattimineraali, mutta sitä esiintyy kivissä erittäin niukasti ja sen löytäminen edellyttää usein hyvin tarkkaa mikroskooppista tai elektronimikroskooppista tutkimusta. Siten monatsiitti on apatiitin tapaan aksessorinen mineraali. Poikkeuksellisesti monatsiittia voi lyötää suurikin määriä erittäin karkearakeisista graniiteista eli pegmatiittigraniiteista. Sitä esiintyy myös joisssain gneisseissä sekä ns. upa- eli raskasmineraalikerrostumina sedimenteissä.

Väriltään monatsiitti on kellertävän läpikuultava ja se kuuluu monokliiniseen kidejärjestelmään.

Monatsiitti on pääasiallinen ceriumin, harvinaisten maametallien ja toriumin lähde ja tulevaisuudessa sen merkitys voi kasvaa ydinvoiman tuotannossa. Geologiassa monatsiitin tieteellinen merkitys on huomattava, sillä se on myöhemmin käsiteltävä zirkonin ohella tärkein kivilajien iänmääritykseen käytettävä mineraali. Tässä yhteydessä voisi mainita myös toisen iänmäärityksiin käytettävä fosfaattimineraalin ksenotiimin, YPO4, jonka essintymisympäristökin on samantapainen kuin monatsiitilla.

 

II. 5. 7.Silikaatit


II. 5. 7. 1. Jalosilikaatit

Jalosilikaatit voidaan luokitella piihappitetraedrien järjestymisen mukaan edelleen nesosilikaatteihin, sorosilikaatteihin ja syklosilikaatteihin. Nesosilikaatissa piihappi-tetraedrit ovat yksinään, sorosilikaateissa pareittain ja syklosilikaateissa kuusirenkaina, jotka esiintyvät kuitenkin irrallisina eikä verkoiksi liittyneinä kuten on laita verkkosilikaateissa. Nesosilikaateista kuvataan seuraavassa oliviini, kyaniitti, sillimaniitti, andalusiitti, stauroliitti ja granaattiryhmä, sorosilikaateista epidootti ja syklosilikaateista turmaliini, berylli ja kordieriitti.


II. 5. 7. 1. 1. Oliviini (Mg,Fe)2SiO4

Oliviini on täydelllinen isomorfinen seossarja, jonka päätejäsenet ovat forsteriitti Mg2SiO4 ja f'ayaliitti (faijaliitti) Fe2SiO4.

Oliviini kuuluu rombiseen kidejärjestelmään ja sen tavallisin kideasu on esitetty kuvassa 73. Oliviini esiintyy sangen usein pieninä omamuotoisina kiteinä ja siitä syystä sillä on yleensä erittäin selvä rakeisuus. Tärkeänä tuntomerkkinä voidaan pitää myös rasvakiiltoa. Tiheys vaihtelee välillä 3,2 - 4,1 nousten rautapitoisuuden kasvaessa. Väri on vihreä (Valokuva) tai ruskea..

 


Kuva 73. O1iviinikide. Rombinen. Pintamuotoina (110), (120), (010), (021), (101) ja (111).

 

Oliviini on emäksisten ja ultraemäksisten syväkivien kivimineraali ja on sen vuoksi melko yleinen maankuoressa. Oliviini on ensimmäinen mineraali, joka kiteytyy emäksisestä magmasta. Jos magma kiteytyy hitaasti rauhallisissa oloissa, voivat magmasäiliön pohjalle vajoavat kiteet muodostaa oliviinikivilajin eli duniitin (Valokuva), jonka koostumus poikkeaa huomattavasti magman koostumuksesta. Luonnollisesti tällöin kiteytymättä jääneen magmankin koostumus poikkeaa alkuperäisestä. Ilmiöstä käytetään nimitystä kiteytymisdifferentiaatio ja sen kuvasi ensimmäisenä yhdysvaltalainen geologi N.L. Bowen.

Syväkivien lisäksi oliviini on yleinen myös emäksisissä laavakivissä kuten basalteissa. Samoin se on maapallon vaipan tärkeä mineraali, jonka kiderakenteen muuttumisen katsotaan selittävän osan maan vaipassa syvemmälle mentäessä tavattavista geofysikaalisista epäjatkuvuuspinnoista (= pinta, jossa mm. maanjäristysaaltojen etenemisnopeus muuttuu äkillisesti). Oliviinia tavataan myös kivimeteoriiteista.

Metamorfoituneissa dolomiittikalkkikivissä tavataan puhdasta forsteriittia. Muita oliviinipitoisia metamorfisia kiviä ovat serpentiniitit ja etenkin korkeassa paineessa kiteytyneet emäksiset kivet, eklogiitit.

Oliviini muuttuu varsin helposti serpentiiniksi ja lähemmin määrittelemättömiksi verkkosilikaateiksi. Edellistä muuttumisilmiötä sanotaan serpentiiniytymiseksi, jälkimmäistä iddingsiittiytymiseksi. Muuttumisilmiöt alkavat rakeiden reunoilta ja raoista ja johtavat usein koko rakeen muuttumiseen alkuperäisen kidemuodon ja rakeen ääriviivojen pysyessä kuitenkin ennallaan. Muuttumisprosessin tuloksena on syntynyt ns. pseudomorfoosi ja esim. serpentiiniytymisen lopputuloksena syntyy siis oliviinin serpentiinipseudomorfooseja. Serpentiiniytyminen ei kemiallisesti merkitse juuri muita muutoksia kuin veden lisäystä alkuperäiseen oliviinin koostumukseen. Oliviini rapautuu erittäin herkästi maan pinnalla, minkä vuoksi mineraalia ei tavata sedimenttikivistä lainkaan.

Oliviinia käytetään mm. tulenkestävien materiaalien valmistukseen. Jotkut sen läpikuultavat muodot ovat jalokiviä. Nimensä oliviini on saanut oliivia muistuttavasta väristään.

 

II. 5. 7. 1. 2. Kyaniitti Al2SiO5

Kyaniitti kuuluu trikliiniseen kidejärjestelmään, mutta on hyvin lähellä monokliinisuutta 010 pinnan ja 001-pinnan välisen kulman poiketessa vain noin 3 minuuttia suorasta kulmasta. Kyaniitin tyypillistä kidemuotoa esittää kuva 74.

 

 

Kuva 74 . Kyaniitin kidemuoto.

 

Kyaniitti esiintyy kiteinä tai sälömäisinä rakeina, joiden pituussuunta on c-akselin suunta. 100-pinnan suunta on liukutaso, jonka suhteen hilan eri osat voivat liukua c-akselin suuntaan. Tästä syystä kiteet ja sälöt ovat usein c-akselin suuntaan venyneitä ja taipuilleita.

Kyaniitti on saanut nimensä sinisen värinsä perusteella (kreik. kyanos = sininen) Kiteiden ja sälöjen muodon ohella onkin väri kyaniitin parhaita tuntomerkkejä (Valokuva). Kyaniitin toinen nimi disteeni (kreik. di = kaksi, sthenos = kovuus) viittaa kyaniitissa äärimmilleen kehittyneeseen mutta periaatteessa missä tahansa kiteisessä aineessa esiintyvään ominaisuuteen, nimittäin kovuuden vaihteluun suunnan mukaan. Sälöjen pituussuuntaan naarmutettaessa kyaniitin kovuus on vain noin 4, kun taas sälöjen pituussuuntaa vastaan kohtisuoraan kovuus on välillä 6 - 7. Kyaniitin kiilto on lasi- tai helmiäismäinen.

Kyaniittia esiintyy kiilleliuskeiden ja -gneissien yhteydessä joskus hyvinkin kookkaina metamorfoosissa syntyneinä omamuotoisina kiteinä eli porfyroblasteina. Toisaalta kyaniittia tavataan kvartsiitissa ja juonina yhdessä kvartsin kanssa. Koska kyaniitti on yksi Al2SiO5:n polymorfisista muodoista, voidaan sitä käyttää ns. indeksimineraalina osoittamaan kivien metamorfoituessa vallinneita olosuhteita. Kuvan 54B mukaan kyaniitti osoittaisi tällöin suhteellisen korkeaa painetta. Kyaniittia esiintyykin eklogiiteissa, joissa sen esiintyminen yhdessä granaatin kanssa plagioklaasin tilalla on samoin osoituksena metamorfoosin aikana vallinneesta korkeasta paineesta. Kyaniittia tavataan myös pegmatiiteista.

Myös kyaniitti on teollisuusmineraali. Se soveltuu korkealaatuisten posliinituotteiden kuten sytytystulppien valmistukseen ja tulenkestävien tuotteiden raaka aineeksi. Pohjois-Karjalassa ja Kainuussa sekä Keski-Lapissa on lukuisia kyaniittiesiintymiä, mutta mikään niistä ei ole osoittautunut louhintakelpoiseksi. Kyaniittia tuotetaan Intiassa ja Yhdysvalloissa.


II. 5. 7. 1. 3. Sillimaniitti Al2SiO5

Sillimaniitti on andalusiitin ja kyaniitin ohella alumiinisilikaatin Al2SiO5:n kolmas polymorfinen muoto. Sillimaniitti on muodoista se, joka on pysyvä korkeissa lämpötiloissa (kuva 54B). Nimensä sillimaniitti saanut yhdysvaltalaisen mineralogin Benjamin Sillimanin mukaan.

Sillimaniitti esiintyy kiilleliuskeissa ja kiillegneisseissä ja alumiinirikkaissa granuliiteissa, jotka kaikki ovat savikivien metamorfoosituotteita (Valokuva). Liuskeissa ja gneisseissä se esiintyy pääosin hienokuituisena muunnoksena, jota sanotaan fibroliitiksi ja joka muodostaa kiveen pieniä vaaleita nystymäisiä segregaatioita. Kuituista asua voidaan pitää sillimaniitin tärkeimpänä tuntomerkkinä. Kuidut ovat vaaleita ja niissä on silkkikiilto. Sillimaniittikuitujen seassa on usein muskoviittisuomuja. Granuliiteissa sillimaniitti on pitkänomaista kidemuodoltaan prismaattista ja erottuu kiven lohkopinnoilla pieninä neulasina.

Sillimaniittia esiintyy myös pegmatiiteissa, joissa se voi esiintyä suurina prismamaisina rakeina tai niiden muodostamina säteettäisinä kimppuina. Prismaattisen sillimaniitin kiilto on lasimainen.

Suomessa sillimaniitti on yleinen kiillegneisseissä ja granuliiteissa maan kaikissa osissa. Sillimaniittiakin käytetään posliiniteollisuudessa ja tulenkestävien materiaalien valmistuksessa, mutta Suomesta ei ole toistaiseksi löytynyt louhintakelpoista esiintymää.


II. 5. 7. 1. 4. Andalusiitti Al2SiO5

Andalusiitti on valkoinen, punertava tai ruskehtava, pääasiassa kiilleliuskeissa porfyroblasteina esiintyvä rombiseen kidejärjestelmään kuuluva mineraali (Valokuvia). Sen poikkileikkaus on lähes neliön muotoinen ja muistuttaakin näin tetragonisia mineraaleja. Samoin kahden (110) suuntia noudattavan epäselvän lohkosuunnan välinen kulma on lähes suora. Samoin kun sillimaniitin seurassa esiintyy myös andalusiitissa pieniä muskoviittisuomuja rakeiden pinnalla. Ne tekevat andalusiitin kovuuden määrittämisen vaikeaksi andalusiitin "oikean" kovuuden ollessa noin 7,5. Andalusiitin khiastoliitti nimisen muunnoksen tunnistaa helposti kiteiden sisällä olevasta tummasta kreikan kielen khi ( Χ ) -kirjainta muistuttavasta rististä. Kiilto on lasimainen. Andalusiitti on varsin voimakkaasti fluoresoiva mineraali, joten epävarmoissa tapauksissa sen voi tunnistaa ultraviolettilampun valossa syntyvästä vaalean okrasta värisävystä.

Myös andalusiitti on metamorfisten kivien tärkeä indeksimineraali ja se on aina osoituksena metamorfoosin aikana vallinneesta alhaisesta paineesta. Se onkin varsin yleinen lähelle maanpintaa tunkeutuneiden graniittisten kivien aiheuttaman kontaktimetamorfoosin tuote. Se on kohtalaisen yleinen myös pegmatiiteissa.

Andalusiittiakin käytetään muiden alumiinisilikaatin polymorfisten muotojen tapaan posliiniteollisuudessa. Itä-Suomesta on tutkittu joitakin esiintymiä, mutta teollisesti käyttökelpoista andalusiittia ei ole löytynyt riittävästi. Andalusiitin ja kyaniitin läpinäkyviä muotoja käytetään jalokivinä.


II. 5. 7. 1. 5. Stauroliitti Fe4Al18Si8O45(O,OH)4

Stauroliitti on parhaiten tunnettavissa esiintymisympäristöstään ja kaksostumistavastaan. Stauroliittia tavataan porfyroblasteina kiilleliuskeissa, joissa se muodostaa tavallisimmin 1-5 cm pituisia yksittäisiä tai ristikaksostuneita kiteitä ( kuva 75, Valokuva), joista mineraali on saanut nimensäkin (kreik. stauros, risti). Kiteet ovat rombisia.

 

Kuva 75 . Stauroliitin kaksoskiteitä.

 

Stauroliittikin on yksi metamorfoosilämpötilaa ja -painetta kuvaavista indeksimineraaleista ollen pysyvä saviperäisissä liuskekivissä n. 470-600 °C:n lämpötilassa. Stauroliittipitoisissa liuskeissa tavataan usein granaattia ja alumiinisilikaattimineraaleja yhdessä sen kanssa.

Stauroliitin väri on mustanruskea, kiilto rasvamainen ja tiheys noin 3.7. Suomessa stauroliittia on pääasiassa Pohjois Karjalasta Kainuun kautta Lappiin kulkevalla ns. karjalaisella liuskevyöhykkeellä.


II. 5. 7. 1. 5. Granaattiryhmä R2+3R3+2(SiO4)3

Granaattiryhmä sisältää kaksi sarjaa toisiinsa isomorfisesti sekaantuvia kuutiolliseen kidejärjestelmään kuuluvia mineraaleja. Tärkeimmät päätejäsenet on esitetty taulukossa 18. Granaattien yleiskaava voidaan kirjoittaa muotoon R2+3R3+2(SiO4)3, jossa R2+ voi olla joko ferrorauta, magnesium, mangaani tai kalsium ja R3+ alumiini, ferrirauta tai kromi . Pyrooppi, almandiini ja spessartiitti muodostavat toisiinsa sekoittuvan isomorfisen seossarjan ja samoin tekevät uvaroviitti, grossulariitti ja andradiitti. Edellistä sarjaa on nimitetty jäsenmineraalien nimien alkuosien perusteella pyralspiiteiksi, jälkimmäistä ugrandiiteiksi. Pyralspiittien ja ugrandiittien keskinäinen isomorfinen sekaantuvuus on vähäistä lukuunottamatta grossulariitin sekaantumista pyralspiittisarjaan.


Taulukko 18. Granaattiryhmän R2+3R3+2(SiO4)3 mineraalit ja niiden koostumukset.

Granaattiryhmä Päätejäsen Kaava
Pyralspiitit Pyrooppi Mg3Al2(SiO4)3
Almandiini Fe3Al2(SiO4)3
Spessartiitti Mn3Al2(SiO4)3
Ugrandiitit Uvaroviitti Ca3Cr2(SiO4)3
Grossulariitti Ca3Al2(SiO4)3
Andradiitti

Ca3Fe3+2(SiO4)3

 

Luonnossa pyroopin ja almandiinin väliltä olevat koostumukset ovat granaateissa tavallisimpia (Valokuva). Yleensä ei ilman kemiallisen koostumuksen määritystä tai ilman muita laboratoriokokeita pysty sanomaan mikä granaattiryhmän mineraaleista käsillä oleva mineraali kulloinkin on. Uvaroviitin, joka tosin on harvinainen, saattaa kyllä tuntea kirkkaanvihreästä väristä. Andradiitin ja grossulariitin tuntee ehkä esiintymisympäristön perusteella, sillä ne liittyvät karsikiviin (engl. skarn, saks. Skarngestein). Karsikivet ovat kalkkikivien tai karbonaattipitoisten kivien piidioksidin kanssa tapahtuneen reaktion tuloksena syntyneitä kiviä, joissa esiintyy lisäksi sellaisia mineraaleja kuin diopsidia, magnetiittia, fluorisälpää, tremoliittia ja plagioklaasia. Kiilleliuskeiden granaatti taas on yleensä almandiinia. Kokenut geologi voikin päätellä granaatin koostumuksen ensikädessä kivilajin perusteella.

Kaikki granaatit ovat kovia, kovuus noin 7. Granaatit kuuluvat kuutiolliseen kidejärjestelmään ja omamuotoiset rombidodekaedrin ja ikositetraedrin ja näiden yhdistelmien mukaiset kiteet ovat tavallisia (Valokuva). Ylivoimaisesti yleisimmin granaatteja tavataan porfyroblasteina kiilleliuskeissa ja -gneisseissä. Tällaisia ovat mm. Kalvolan ja Sotkamon kiilleliuskeet. Alumiinisilikaatit ja stauroliitti esiintyvät tällöin usein yhdessä granaatin kanssa. Toisaalta granaatteja tavataan karkearakeisissa graniittiesiintymissa, ns. pegmatiiteissa, sekä Inarin ia Utsjoen alueella granuliitti-kivilajissa, jossa niitä esiintyy yhdessä kordieriitin ja sillimaniitin kanssa. Granaatti on hyvin vastustuskykyinen sekä kemiallista että mekaanista rapautumista vastaan ja niinpä se rikastuukin usein kvartsin, magnetiitin, monatsiitin yms. mineraalien kera jokien pohjille ja rantahiekkoihin rantaviivalle. Lapissa saadaan kullanvaskauksen lopussa tulokseksi punaista jäännöstä, joka koostuu pääosin aikoinaan rapautumisen yhteydessä granuliittikivilajista irronneesta granaatista. Suurempia näistä rakeista käytetään jalokivinä.

Granaattia tavataan myös korkeassa lämpötilassa ja paineessa metamorfoituneissa emäksisissä kivissä. Granaatti on maankuoren alaosassa huomattavasti yleisempää kuin maan pinnalla. Siellä, samoinkuin maan vaipassa esiintyvissä kivissä granaatti on usein tärkeä päämineraali (= mineraali, jota kivessä on tilavuusprosentteina ilmaistuna runsaasti).

Granaatin suuresta koostumusvaihtelusta ja yleisyydestä johtuu, että se on yleisin ns. geotermometriassa ja geobarometriassa käytetty mineraali. Geotermometria ja geobarometria tarkoittaa sitä, että kiven kiteytymisolosuhteet voidaan laskea kivessä esiintyvien mineraalien koostumuksen perusteella. Edellytyksenä tälle on, ettei mineraalien koostumus ole juuri muuttunut kiteytymisajankohdan jälkeen.

Granaatin eri muotoja käytetään hyvin paljon jalokivinä, esim. punaista granaattia rubiinin korvikkeena. Kuuluisaa oli mm. viktoriaanisissa koruissa käytetty nykyisen Tsekinmaan alueelta Böömistä peräisin ollut tummanpunainen pyrooppi. Raamatussa rubiinina ja smaragdina (kreik. smaragdos) mainitut mineraalit olivat todennäköisesti granaattia. Timantin ja muiden arvokkaiden jalokivien jäljitelminä käytetään synteettisiä, mm. ytrium-alumiini- ja gadolinium-galliumgranaatteja.

Granaattihiekkaa käytetään hionta-aineena. Kovuus, puuttuvat lohkosuunnat ja murtuminen teräväsärmäisiksi siruiksi tekevät siitä tähän tarkoitukseen hyvin käyttökelpoisen. Granaattia voidaan käyttää myös tietokoneiden muisteissa ja levykkeissä


II. 5. 7. 1. 7. Zirkoni ZrSiO4

Zirkoni on tetragoniseen kidejärjestelmään kuuluva mineraali, jota esiintyy aksessorisena lähes kaikissa kivilajeissa. Ainoat kivilajit, joissa zirkonia ei juuri esiinny, ovat puhtaat kemialliset tai orgaaniset sedimenttikivet samoinkuin hyvin emäksiset magmakivet. Zirkonilla on kaksi ominaisuutta, jotka tekevät siitä maankuoren ehkä tutkituimman mineraalin. Zirkonissa zirkoniumionit voivat korvautua uraanilla ja thoriumilla, kuten taulukosta 14 voi päätellä. Toisaalta zirkoni on hyvin kemiallista ja mekaanista rapautumista kestävä mineraali. Se kestää myös hyvin muuttumattomana korkeassa lämpötilassa jopa muun kiviaineksen sulaessa sen ympäriltä. Zirkonikiteen aikoinaan kiteydyttyä siihen sitoutunut radioaktiivinen uraani ja thorium hajoavat ajan myötä lyijyksi. Koska zirkoni kestää hyvin ulkopuolisia vaikutuksia, jää syntyvä lyijy zirkonikiteiden sisään ja ajan myötö zirkonin uraani- ja thoriumpitoisuus laskee ja lyijypitoisuus nousee. Zirkonikiteen ikä voidaan määrittää mittaamalla siinä olevien lyijyisotooppien ja uraani- ja thoriumisotooppien suhde, mitä vanhempi zirkonikide, sen suurempi on lyijyn suhde uraaniin ja thoriumiin. Ei ole harvinaista, että samasta kivestä löytyy usean ikäisiä zirkonikiteitä, mikä osoittaa kiven syntyneen pitkän ajan kuluessa useiden geologisten tapahtumien seurauksena (Kuva).


II. 5. 7. 1. 8. Epidootti Ca2(Al,Fe3+)AlSi3O12(OH)

Epidootti on samoin kuin niin monet muutkin mineraalit itse asiassa isomorfinen seossarja. Epidoottisarjan päätejäsenet ovat klinozoisiitti Ca2(Al)AlSi3O12(OH), epidootti Ca2(Fe3+)AlSi3O12(OH) ja piemontiitti Ca2(Mn3+)AlSi3O12(OH), jotka kuuluvat monokliiniseen kidejärjestelmään. Lisäksi tavataan cerium-pitoista epidoottia, josta käytetään nimitystä allaniitti tai ortiitti. Klinozoisiitin kanssa täsmälleen samankoostumuksinen mineraali on kalsium-alumiinisilikaatin rombinen muoto, zoisiitti. Tansaniitti on sinistä vanadiinipitoista jalokivenä käytettyä zoisiittia.

Karkearakeinen epidootti on väriltään mustaa, mutta useimmiten epidootti esiintyy erittäin hienorakeisena plagioklaasin (ks. myöh.) muuttumisen yhteydessä syntyneenä massana, jonka väri on keltavihreätä tai kellertävää. Väri onkin epidootin paras tuntomerkki. Kovuus on 6-7 ja kiilto lasimainen.

Epidoottikiteet, jotka ovat melko harvinaisia, ovat monokliinisia. Ne ovat erikoisella tavalla pitkänomaisia b akselin suuntaan (Valokuvia).

 

Kuva 76 . Epidoottikide. Monokliininen, pituussuuntana b-akseli.

 

Epidoottia tavataan plagioklaasia sisältävissä kivissä yleensä aina pienessä määrin. Koska plagioklaasi on maankuoren yleisin mineraali, on siis epidoottikin varsin tavallinen. Epidoottia tavataan etenkin alhaisessa lämpötilassa (< 500 ºC) kiteytyneissä metamorfisissa kivissä kuten basalteista syntyneissä vihreäkivissä, joissa sitä käytetään metamorfoosiolosuhteita osoittavana indeksimineraalina. Se on luonteenomainen myös karbonaattipitoisten sedimenttikivien metamorfoosin tuotteissa.


II. 5. 7. 1. 9. Kordieriitti (Mg,Fe)2A14Si5O18·n(H2O,CO2)

Kordieriitti muistuttaa ominaisuuksiltaan suuresti kvartsia. Sen kovuus on noin 7, selviä lohkosuuntia ei ole ja kiiltokin on kvartsin tapaan "kostea" lasikiilto. Kordieriitin tuntee kuitenkin värin perusteella. Kordieriitti on väriltään tummansininen tai sinertävänharmaa (Valokuva). Yksittäisten kiteiden läpi eri suuntiin katsottaessa väri muuttuu em. sävyjen välillä, mikä on helpoin tapa erottaa jalokiviluokan kordieriitti paljon arvokkaammasta safiirista. Kordieriitin murrospinnat tai heikosti kehittyneet epäselvät lohkopinnat ovat aluksi lasikiiltoisia, mutta rapautuneet vanhemmat murros tai lohkopinnat himmeitä.

Usein tuntee kordieriitin sen perusteella, että sen kumppanina esiintyy tummaa sädekiveä, amfibolien ryhmään kuuluvaa antofylliittiä. Yhdessä antofylliiitin kanssa kordieriitti muodostaa kordieriitti-antofylliittikiviä, jotka erittäin usein liittyvät sulfidimalmeihin ollen niiden välittomänä sivukivenä. Täten kordieriitti-antofylliittikivet ovat malminetsinnän kannalta merkityksellisiä eli malmikriittisiä kiviä, joiden esiintymisympäristön tutkimiseen kannattaa kiinnittää poikkeuksellisen suurta huomiota.

Yleisimmin kordieriittia tavataan kuitenkin kiilleliuskeista pyöreinä, 0,5-1 cm:n mittaisina, kiven rapautumispinnalla syvään syöpyneinä porfyroblasteina sekä kiillegneisseistä ja granuliiteista, joissa se on usein jalokivilaatuista. Kordieriitti on kiilleliuskeissa indeksimineraali osoittaen andalusiitin tapaan alhaista kiteytymispainetta ja on näin ollen yleinen graniittien läheisyydessä esiintyvissä kontaktimetamorfisissa kivissä.

Kordieriitti on skapoliitin ohella maankuoren alempien osien ainut pysyvä hiiliidioksidipitoinen mineraali, ja sillä on siten merkitystä maapallon hiilidioksidikierrossa.


II. 5 . 7. 1. 10. Turmaliini (Na,Ca)(Li,Mg,Fe2+,Mn2+,Al)3(Al,Fe3+,Mn3+)6(BO3)3Si6O18(OH,F)4

Turmaliini on kemialliselta koostumukseltaan erittäin monimutkainen mineraali. Se sisältää eri tapauksissa hieman vaihdellen ainakin noin 18 eri alkuainetta. Erikoisin turmaliinin sisältämistä alkuaineista on boori. Turmaliini onkin ainoa edes jossakin määrin yleinen booripitoinen mineraali. Turmaliinin paikka mineraalien luokittelussa on hieman horjuva, se sijoitetaan joskus hohkasilikaattien ja joskus boraattien ryhmään. Tässä esityksessä turmaliinia pidetään nykyään vakiintumassa olevan käytännön mukaan rengasrakenteisena jalosilikaattina eli syklosilikaattina. Tämä rengasrakenne on syypää turmaliinin monimutkaiseen koostumukseen.

Turmaliinin väri vaihtelee koostumuksen mukaan. Turmaliini on tavallisesti rautapitoista ja tällöin mustaa. "Kivihiilen" kiilto ja kivihiilimäinen ulkonäkö muutoinkin auttavat sen tunnistamisessa. Kiteet ovat tavallisia ja ne ovat trigonisia prismoja, joiden päässä on pyramidipintoja. Kiteissä on pituussuuntaa noudattavia kapeita viiruja. Kiteiden poikkileikkaus on trigonisen prisman ohella esiintyvästä heksagonisesta prismapintamuodosta johtuen "pyöristynyt" kolmio (Valokuva).

Kuva 77. Turmaliinikide ja sen poikkileikkaus.

 

Turmaliinia esiintyy melko yleisesti hiekkakivissä, kiilleliuskeissa ja kvartsiiteissa aksessorisena mineraalina. Tämä johtuu siitä, että turmaliini on hyvin kestävä rapautumista vastaan ja jää kvartsin kera jäljelle useiden muiden mineraalien jo hävittyä rapautumisprosessissa. Graniittipegmatiiteissa turmaliini on yleinen ja esiintyy niissä usein jopa 20-40 cm:n pituisina kiteinä, usein yhdessä topaasin (fluori-alumiinisilikaatti), granaatin, beryllin (beryllium-alumiinisilikaatti, ks. seuraava kappale) ja spodumenin (litium-alumiinisilikaatti, ks. klinopyrokseeni) kanssa. Turmaliini on yleinen myös monissa malmiesiintymissä mm. juonina kvartsin kanssa.

Turmaliinia käytetään jalokivenä, etenkin alkalimetallipitoiset turmaliinit ovat kauniin läpinäkyviä ja hyvin vaihtelevan värisiä. Vihreää turmaliinia on käytetty smaragdin korvikkeena. Myös mustaa tyyppiä käytetään jalokivenä. Turmaliinia käytetään myös joissain elektronisissa laitteissa sen pietsosähköisyyden vuoksi (pietsosähköisyys = sähkövarauksen kehittyminen mineraaliin sen joutuessa mekaaniselle paineelle alttiiksi). Turmaliinia saadaan mm. Sri Lankasta ja Madagaskarilta.


II. 5. 7. 1. 11. Berylli Be3Al2Si6O18

Berylli on turmaliinin tapaan syklosilikaatti, jossa piihappitetraedrit muodostavat kationien (Be2+, Al3+) yhteenliittämiä kuusirenkaita. Berylli on yleensä varsin läpikuultavan sinivihreä (Valokuva) tai keltainen, mutta joskus sitä tavataan kromipitoisena syvän vihreänä jalokivimuotona, smaragdina (engl. emerald, saks. Smaragd), jota saadaan mm. Kolumbiasta, Etelä-Afrikasta, Zimbabwesta ja Uralilta Venäjältä. Berylli muodostaa yleensä heksagonisia asematason katkaisemia, lasikiiltoisia prismoja. Akvamariini on beryllin sininen läpinäkyvä muoto (Valokuva).

Berylli esiintyy yleensä pegmatiittisissa graniiteissa, mutta parhaat jalokivilaadut saadaan kalkkikivestä ja metamorfisista kivistä, kuten kiilleliuskeista. Suurin yksittäinen beryllikide on löydetty Minas Geraisin osavaltiosta Brasiliasta ja painoi yli 200 tonnia. Suomessa berylliä esiintyy Etelä-Pohjanmaalla pegmatiiteissa.

Paitsi jalokivenä, berylliä käytetään myös berylliumin raaka-aineena. Berylliumia käytetään metalliseoksissa ja herkissä analyysilaitteissa.

 


II. 5. 7. 2.Ketjusilikaatit


II 5. 7. 2. 1. Pyrokseeniryhmä

Pyrokseenit ovat tärkeitä kivimineraaleja ja esiintyvät pääasiassa emäksisissä laava- ja syväkivissä. Myös metamorfisissa emäksisissä kivissä sekä karsikivissä ja granuliiteissa tavataan pyrokseeneja.

Pyrokseenit voidaan jakaa kidejärjestelmän perusteella rombisiin ja monokliinisiin. Edellisiä sanotaan ortopyrokseeneiksi ja jälkimmäisiä klinopyrokseeneiksi. Ortopyrokseeneja voitaisiin myös nimittää kalsiumittomiksi ja klinopyrokseeneja kalsiumpitoisiksi pyrokseeneiksi.

Vesipitoisessa ympäristössä pyrokseenit muuttuvat helposti verkkosilikaateiksi kuten talkiksi ja serpentiiniksi tai amfiboleiksi. Ne myös rapautuvat herkästi, minkä vuoksi pyrokseeneja ei juuri tavata sedimenttikivistä.


II 5. 7. 2. 1. 1. Ortopyrokseeni (Mg,Fe)SiO3

Nimitys ortopyrokseeni on vakiintunut rombiseen kidejärjestelmään kuuluvalle pyrokseenille, josta aikaisemmin on käytetty nimityksiä enstatiitti, ortoferrosiliitti, ensteniitti sekä hypersteeni. Uuden käytännön mukaan nimet enstatiitti ja ortoferrosiliitti voi näin varata sarjan päätejäsenten nimiksi ja nimeä hypersteeni voidaan käyttää 30-50 % ortoferrosilisiittiä sisältävästä välimuodosta isomorfisessa seossarjassa (kuva 78).


Kuva 78. Ortopyrokseenin (Mg,Fe)SiO3:n muodostaman isomorfisen seossarjan päätejäsenten ja välikoostumusten nimistö.


Ortopyrokseenin tiheys on 3,2-3,9. Tiheys kasvaa raudan määrän kasvaessa. Isomorfinen seossarja on lähes täydellinen, ainoastaan aivan rautarikkaimmat ortopyrokseenit ovat luonnossa pysymättömiä, kokeellisesti niitäkin on kyllä saatu aikaan.

Ortopyrokseenilla on etevä (110)-suuntainen lohkeavuus. Lohkosuuntien välinen kulma on noin 87° . (110)-lohkeavuuden lisäksi esiintyy usein (100)-suuntainen lohkeavuus, ns. diallagilohkeavuus.

Ortopyrokseeni on tummanruskeata tai lähes mustaa (Valokuva). Kiilto on voimakas, lähes metallimainen (Valokuva). Usein esiintyy lohkopinnoille lankeavan valon hajoamisesta ja interferenssi-ilmiöstä johtuva värileikki, jota on nimitetty harakanpyrstönkiilloksi.


Ortopyrokseenia tavataan pääasiassa emaksisissä ja ultraemäksisissä syväkivissä, gabroissa ja peridotiiteissa. Ortopyrokseenigabrosta käytetään erikoisnimeä noriitti (Valokuva). Ahveniston alueelta ja Mäntyharjulta on löydetty erityisen karkeaa ortopyrokseenia. Myös korkeassa lämpötilassa kiteytyneissä metamorfisissa kivissä, granuliiteissa ja charnockiiteissa esiintyy ortopyrokseenia.

 


II 5. 7. 2. 1. 2. Klinopyrokseeni Ca(Mg,Fe)(SiO3)2 tai Ca(Mg,Fe,Al)(Si,Al)2O6

Pyrokseeniryhmän mineraalien keskinäisiä suhteita ja ryhmän nimistöä voidaan havainnollistaa kuvassa 79 esitetyllä kolmiodiagrammilla. Diagrammissa on kolmion kärkiin ajateltu sijoitetuiksi kemialliset komponentit tai päätejäsenet MgSiO3, FeSiO3 ja CaSiO3. CaSiO3 vastaisi siis mineraalina wollastoniittia. Kolmioesitys on katkaistu sellaista kolmion kannan suuntaista viivaa pitkin, joka vastaa 50 prosenttia CaSiO3:a.


Kuva 79. Pyrokseenien koostumus ja nimistö.

 

Otsikossa esitetty klinopyrokseenin kemiallinen kaava Ca(Mg,Fe)(SiO3)2 voidaan esittää hajoitettuna esim. seuraavassa muodossa: CaSiO3·(Mg,Fe)SiO3. Hajoitetusta muodosta käy ilmi, että molekyyliprosentteina ilmaistuna klinopyroksenissa on 50 prosenttia komponenttia CaSiO3 ja 50 prosenttia komponenttia (Mg,Fe)SiO3. Koska harvinaista fassaiittia lukuunottamatta sellaisia pyrokseeneja ei ole, joissa CaSiO3 komponentin määrä ylittäisi 50 prosenttia, kolmiodiagrammi voidaan pyrokseenien koostumuksia esitettäessä katkaista sellaista rajaviivaa myöten, joka vastaa 50 mooliprosenttia CaSiO3 komponenttia.

Klinopyrokseeni on kemiallisesti yksinkertaisimmillaan diopsidin CaMg(SiO3)2 ja hedenbergiitin CaFe(SiO3)2:n isomorfinen seos. Kuten kuviosta käy ilmi, on myös sellaisia klinopyrokseeneja, joissa on enemmän komponenttia (Mg,Fe)SiO3 kuin diopsidi-hedenbergiittisarjassa. Tällaisia ovat pigeoniitti ja vähäkalkkinen augiitti. Kuvioon on merkitty myös augiitti, joka myöskin kuuluu klinopyrokseeneihin poiketen diopsidi-hedenbergiitistä kemiallisesti (Mg,Fe)SiO3-sisällön lisäksi myös siten, että se sisältää myös alumiinia kaavan Ca(Mg,Fe,Al)(Si,Al)2O3 ilmoittamalla tavalla. Harvinaisempia klinopyrokseeneja ovat edelleen egiriini NaFe(SiO3)2, sen sen isomorfiset seokset augiitin kanssa eli ns. egiriini-augiitti sekä jadeiitti NaAl(SiO3)2 ja sen isomorfiset seokset augiitin kanssa eli ns. omfasiitti. Spodumeeni on puolestaan litiumpitoinen klinopyrokseeni LiAl(SiO3)2.

Klinopyrokseenit kuuluvat monokliiniseen kidejärjestelmään ja juuri sen vuoksi niitä kutsutaankin klinopyrokseeneiksi erotuksena ortopyrokseeneista, jotka kuuluvat rombiseen kidejärjestelmään Klinopyrokseeneilla samoin kuin ortopyrokseeneillakin on kaksi (110)-suuntia seuraavaa lohkosuuntaa, joiden välinen kulma klinopyrokseeneillakin on 87°. Klinopyrokseenin kovuus on noin 5 - 6 ja kiilto lasimainen. Augiitit ovat mustia tai vaihtelevan tummanruskeita (Valokuva). Diopsidi-hedenbergiittisarjan klinopyrokseenit ovat vihreitä. Erikoisen kirkkaanvihreä on Outokummun alueen kromipitoinen diopsidi (Valokuva). Harjoitusmateriaaliksi saadaan kaikkein helpoimmin karkearakeisimpia näytteitä karsikivistä ja muista metamorfoituneista kalkkikivistä, joiden pyrokseeni on diopsidi-hendenbergiittisarjan klinopyrokseenia.

Yleisin klinopyrokseeni on augiitti. Augiitti on erittäin yleinen gabroissa ja peridotiiteissa yhdessä ortopyrokseenin kanssa, diabaasi-nimisissä juonikivissä sekä vulkaanisissa kivissä, kuten basaltissa ja andesiitissa, joissa sitä tavataan ns. hajarakeina. Sitä esiintyy myös kuun kivissä (basaltissa) ja meteoriiteissa.

Diopsidi-hedenbergiittiä tavataan metamorfoituneiden kalkkipitoisten kivien lisäksi myös syeniiteistä ja muista ns. alkalikivistä, joissa se esiintyy usein yhdessä egiriiniaugiitin kanssa.

Jadeiittia esiintyy hyvin korkeassa paineessa, mutta suhteellisen alhaisessa lämpötilassa metamorfoituneissa kivissä, joista käytetään nimitystä siniliuske ja joita esiintyy maankuoren laattojen törmäysvyöhykkeissä kuten Kaliforniassa, Japanissa ja Alpeilla. Korkeassa paineessa ja lämpötilassa syntyneissä kivissä eli eklogiiteissa jadeiitti on sekoittunut augiitin kanssa muodostaen näin omfasiittia.

Pigeoniittia esiintyy emäksisissä juoni- ja pintakivissä kutan diabaaseissa ja basalteissa. Spodumeeni puolestaan on pegmatiittisten graniittien mineraali.

Pyrokseenit ovat granaatin ja oliviinin ohella maan vaipan tärkeimpiä mineraaleja.

Pyrokseeneja käytetään jossain määrin jalokivinä. Kuuluisinta lienee jade, jonka eräs tyyppi on on jadeiittia, joskin jade voi olla myös nefriitti-nimistä amfibolia. Spodumeeni on tärkeä litiummalmimineraali.

 


II. 5. 7. 2. 2. Wollastoniitti CaSiO3

Wollastoniitti kuuluu ketjusilikaatteihin, mutta sen piihappitetraedriketjun muoto on erilainen kuin pyrokseeneilla, minkä vuoksi mineraali on trikliininen. Wollastoniitin tuntee parhaiten sen sälöisestä tai kuituisesta asusta ja hyvin vaaleasta väristä (Valokuva). Myös helmiäis- tai silkkikiilto ovat hyviä tuntomerkkejä. Kovuus on 5 - 5,5, mutta sitä voi olla hankala tutkia kuituisen asun vuoksi. Nimensä mineraali on saanut englantilaisen kemistin ja fyysikon William Hyde Wollastonin (1766-1828) mukaan. Wollaston keksi kidepintojen tutkimisessa käytettävän heijastusgoniometrin.

Wollastoniitti on metamorfoituneiden karbonaattikivien kuten karsikivien mineraali. Niissä se syntyy kalsiitin ja piidioksidin reaktion tuloksena. Wollastoniittia tavataan Suomesta mm. Lappeenrannan Ihalaisesta, missä sitä on louhittu teollisuusmineraaliksi.


II. 5. 7. 3. Nauhasilikaatit


II. 5. 7. 3. 1. Amfiboliryhmä

Amfibolit ovat kidekemiallisesti nauhasilikaatteja, kuten edellä on esitetty. Amfibolit ovat tärkeitä kivimineraaleja ja suunnilleen yhtä yleisiä kivissä kuin pyrokseenitkin. Amfiboleja tavataan emäksisissä syväkivissä sekä erilaisissa metamorfisissa kivissä, joista tärkeimpiä ovat amfiboliitit ja vihreäkivet.

Amfiboliryhmään kuuluu useita amfibolilajeja. Lähempi luokittelu ryhmän sisällä voidaan tehdä usealla eri tavalla. Kidejärjestelmän perusteella voidaan puhua samaan tapaan kuin pyrokseeniryhmässäkin ortomuodoista ja klinomuodoista. Ortoamfiboli on antofylliittä tai gedriittiä. Klinoamfiboli-ryhmään kuuluvat tremoliitti-aktinoliitti eli lyhyesti tremoliitti sekä lisäksi sarvivälke, kummingtoniitti ja harvinaiset riebeckiitti ja glaukofaani. Nimitysta uraliitti käytetään sellaisesta sarvivälkkeestä, jonka arvellaan syntyneen augiitista muuttumisen kautta. Muuttumisessa on augiitin kidemuoto säilynyt ja uraliitti esiintyy siis pseudomorfooseina.

Amfiboliryhmä voidaan luokitella kemiallisen koostumuksen pohjalta samaan tapaan kuin pyrokseenit, jolloin kalsium-amfibolit erottuvat omaksi ryhmäkseen ja rauta-magnesiumamfibolit omakseen. Sarvivälkkeet ja tremoliitti-aktinoliitti kuuluvat edelliseen (vastaten siis pyrokseenien diopsidi-hedenbergiitti-augiittisarjaa) ja antofylliitti, gedriitti ja kummingtoniitti jälkimmäiseen (vastaten siis lähinnä ortopyrokseenia ja pigeoniittia). Glaukofaani ja riebeckiitti puolestaan kuuluvat natrium-amfiboleihin vastaten näin jadeiitti- ja egiriinipyrokseeneja. Nimitys amfiboli (kreik. amphibolos = kaksinainen, epämääräinen) on täten sekä kemiallisesti että kiderakenteen puolesta hyvin perusteltavissa.

Ilman laboratoriolaitteita eli kuten sanotaan makroskooppisesti mineraaleja tutkittaessa ei amfiboleja voida luokitella edellä selostetulla tavalla. Makroskooppinen luokittelu perustuu asujen erilaisuuteen eri amfiboleilla. Asultaan selvästi rakeisia tai heikosti sälöisiä amfiboleja sanotaan sarvivälkkeiksi, sälöisiä sädekiviksi ja kuituisia amfiboliasbestiksi. Huomattava on, että myös muita kuituisia mineraaleja kuin amfiboliasbesti on olemassa ja siten on myös muita asbesteja. Tällainen on verkkosilikaatteihin kuuluva serpentiiniasbesti.


Taulokko 19. Amfibolien makroskooppinen ja mineraloginen luokitus.

Makroskooppinen luokitus Mineraloginen luokitus Kemiallinen luokitus Kidetieteellinen luokitus
Sarvivälke Sarvivälke Kalsium-amfiboli Klinoamfiboli
Sädekivi Tremoliitti-Aktinoliitti
Antofylliitti Rauta-magnesiumamfiboli Ortoamfiboli

Gedriitti

Amfiboliasbesti Tremoliitti-Aktinoliitti Kalsiumamfiboli Klinoamfiboli
Antofylliitti Rauta-mafnesiumamfiboli Ortoamfiboli
Riebeckiitti Natrium-amfiboli Klinoamfiboli


Amfiboliryhmän kaikilla mineraaleilla on eräitä yhteisiä ominaisuuksia. Kidekemiallisesta rakenteesta johtuen niillä kaikilla on kaksi 56 asteen kulmassa leikkaavaa lohkosuuntaa. Kovuus on yleensä 5-6 asbestia lukuunottamatta. Tiheydet ovat luokkaa 2,9 - 3,4. Väri ja asu sen sijaan ovat vaihtelevia. Kiilto on lasimainen rakeisilla ja sälömäisillä muodoilla mutta kuituisilla usein silkkimäinen.

 

II. 5. 7. 3. 1. 1. Sarvivälke (Ca,Na)2-3(Mg,Fe2+,Fe3+,Al,Mn)5(Si,Al)2Si6O22(OH)2


Sarvivälke on yleisin amfiboli. Se on kemialliselta koostumukseltaan erittäin monimutkainen, joten ylläesitetty kaava ilmentää ainoastaan pääkomponenttien laatua ja määrää. Sarvivälke on yleinen mm. sen vuoksi, että sen kaavasta ilmenevät alkuaineet ovat samalla maankuoren pääalkuaineita. Lukuisat hivenalkuaineet löytävät lisäksi paikkansa sarvivälkkeen hilasta.

Sarvivälke on magmakivissä pääasiassa gabrojen ja dioriittien mineraali (Valokuva). Pintakivistä sitä löytyy lähinnä andesiiteista. Metamorfisissa kivissä sitä tavataan yleisesti amfiboliiteissa, amfiboliliuskeissa jne (Valokuva). Yleiskielessä monia emäksisistä laavakivistä metamorfoitumalla syntyneitä sarvivälkepitoisia liuskeita kutsutaan vihreäkiviksi, mutta tarkkaan ottaen niitä pitäisi usein kutsua amfiboliiteiksi.

Yleensä sarvivälke on väriltään mustaa, joskus tavataan myös vihreätä sarvivälkettä. Voimakas välkehtivä kiilto on jo nimenkin perusteella odotettavissa ja se onkin sarvivälkkeen luonteenomainen piirre (Valokuva). Kerrotaan, että sarvivälke olisi saanut alkuperäisen saksankielisen nimensä Hornblende, josta suomenkieleen on lainattu suora käännös, vuosisatoja sitten kehittyneessä Saksin kaivosmiesten kielenkäytössä sen vuoksi, että malmimineraalimaisesta ulkonäöstä ja metallimaisesta välkkeestä huolimatta mineraali osoittautui arvottomaksi kun siitä yritettiin erottaa metalleja, mikä oli useista muista välkehtivistä mineraaleista onnistuttu menestyksellä tekemään.

Kivilajeja makroskooppisesti tutkittaessa on usein tärkeätä pystyä erottamaan sarvivälke biotiitista (ks. myöh.). Erottaminen perustuu pienienkin rakeiden osalta rakeiden muotoon. Biotiittirakeet ovat pyöreähköjä suomumaisia, kun taas amfibolirakeet ovat aina jonkin verran puikkomaisia tai lyhyehköjä suorakaiteita.


Kuva 80. Sarvivälkkeen tavallisin kidemuoto (A) ja kaavamainen poikkileikkaus, jossa on esitetty (110)-lohkoraot (B).

 

II. 5. 7. 3. 1. 2. Kummingtoniitti (Mg,Fe2+)7Si8O22(OH)2

Kummingtoniitti muistuttaa suuresti sarviväkettä, ollen kuitenkin vaaleampi, värisävyltään vihreä tai ruskea. Samoin asu on tikkumaisempi. Sitä esiintyy yleensä vain metamorfisissa kivissä kuten amfiboliiteissa ja amfiboliliuskeissa, jotka ovat usein olleet alunperin emäksisiä tai ultraemäksisiä magmakiviä.

 

II. 5. 7. 3. 1. 3. Sädekivet: Tremoliitti Ca2(Mg,Fe2+)5 Si8O22(OH)2 ja Antofylliitti (Mg,Fe2+)7Si8O22(OH)2

Sädekiveksi kutsutaan sellaisia amfiboliryhmän mineraaleja, joiden asu on selvästi sälöinen. Asun muuttuessa sälöisestä rakeisen asun suuntaan tullaan amfiboleissa vähitellen sädekivistä sarvivälkkeiksi nimitettävien amfibolien piiriin. Jos taas asu alkaa säloisestä lähestyä kuituista, lähestään amfiboliasbestia. Luonnossa on usein välimuotoja kunkin edellä mainitun ryhmän välillä, eikä aina ole helppoa luokitella tutkittavaa amfibolia mihinkään yllä esitetyistä ryhmistä.

Sädekivet ovat väriltään vaihtelevia. Tremoliittinen sädekivi on usein hyvin vaaleata, lähes väritöntä, ja muodostaa useiden millimetrien, jopa senttimetrienkin pituisia säteettäin haarautuvia lyhdemäisiä kimppuja (Valokuva). Antofylliittinen sädekivi on yleensä mustaa ja tremoliitti aktinoliittisarjan aktinoliittiset sädekivet tummanvihreitä tai mustia. Sädekiveä esiintyy metamorfisissa kivissä kuten marmoreissa, karsikivissä, amfiboliliuskeissa, lyhdeliuskeissa, sekä kordieriittiantofylliittikivissä. Magmakivistä se yleensä puuttuu.

Hyvin hienojakoisesta aktinoliittisädekivestä käytetään nimitystä nefriittijade ja sitä käytetään jalokivenä ja ornamenteissa. Sitä on saatu mm. Keski-Amerikasta.

 

II. 5. 7. 3. 1. 4. Amfiboliasbesti

Amfiboliasbesti on ollut tärkeä teollisuusmineraali, jonka käyttö ja louhinta on kuitenkin useissa teollisuusmaissa kielletty lukuunottamatta joitain erityiskohteita. Viime vuosina sitä on mm. Suomessa käytetty ainoastaan autojen jarrupaloissa, mutta niihinkin on löydetty korvaavia materiaaleja. Aiemmin sitä käytettiin yleisesti lämpöeristeissä ja rakennusmateriaaleissa. Asbestia voidaan valmistaa yleensä kuituisessa asussa olevista mineraaleista. Mineralogiselta laadultaan asbestia on kahta päätyyppiä. Nämä ovat amfiboliasbesti ja serpentiiniasbesti. Serpentiini kuuluu verkkosilikaattien luokkaan ja kuvataan myöhemmin. Etenkin amfiboliasbestin on todettu aiheuttavan mm. asbestoosia (keuhkosairaus) ja keuhkosyöpää, mikä on syynä asbesteista luopumiseen.

Koko maailman asbestituotannossa on serpentiiniasbestin osuus ollut merkittävämpi kuin amfiboliasbestin. Suomessa on amfiboliasbestia louhittu Paakkilan Tuusniemellä. Siellä se oli antofylliittiasbestia. Vanhat asbestipitoiset rakennelmat ovat yksi hankalimpia nykyajan terveysongelmia, sillä niiden purkaminen tai muu käsittely on vaivalloista terveyttä vaarantamatta ja vaatii erityistekniikkaa. Myös vanhojen asbestilouhosten on arveltu olevan ympäristön asukkaille haitallisia, sillä asbesti leviää peittämättömistä kaivosjätekasoista helposti tuulen mukana. Kaikista haitallisin asbestilaatu on amfiboliasbesteihin kuuluva krokidoliitti, joka on kuituista riebeckiittiä (Valokuva).

Amfiboliasbesti on väriltään vaaleanharmaata tai vihertävää (Valokuva). Amfiboliasbestia tavataan yksinomaan asbestista koostuvina kivilajipahkuina, joiden läpimitta saattaa vaihdella metreistä kilometreihin. Tällaisia esiintymiä on Itä-Suomessa kiilleliuskeiden, kvartsiittien ja vulkaanisperäisten liuskeiden yhteydessä. Vähäisempiä ovat emäksisissä kivissä eräänlaisina juonina esiintyvät amfiboliasbestiesiintymät, joissa kuitujen pituussuunta on juonen suuntaa vastaan kohtisuorassa.


II. 5. 7. 3. 1. 5. Glaukofaani ja Riebeckiitti Na2(Mg,Fe2+)3(Al,Fe3+)2Si8O22(OH)2

Natriumamfibolit ovat tyypillisiä korkean paineen metamorfoosin tuotteita, etenkin glaukofaania tavataan vain paikoista, jossa maankuoren laatat törmäävät ja toinen niistä painuu toisen alle. Se on siis tällaisen laattatektonisen ympäristön indeksimineraali jadeiittisen pyrokseenin tapaan. Riebeckiittiä tavataan alkalisista syväkivistä. Väriltään natriumamfibolit ovat usein sinertävänsävyisiä mikä on niiden hyvä tuntomerkki. Niinpä glaukofaanipitoisia korkeassa paineessa syntyneitä liuskekiviä kutsutaankin siniliuskeiksi (Valokuva).

 

II. 5. 7. 4. Verkkosilikaatit

Kidekemiallisesta rakenteesta (kuva 62) johtuen verkkosilikaateilla on eräitä kaikille tietyin vaihtelurajoin yhteisiä ominaisuuksia. Kovuudet ovat verkkosilikaattien ryhmässä kaikilla varsin alhaisia vaihdellen välillä 1-2,5. Yhteistä on vielä lohkeavuus yhteen suuntaan, joka kidetieteellisesti on monokliinisen tai heksagonisen asematason suunta. Lohkeavuuden etevyysaste vaihtelee. Kidekemiallisesta rakenteesta seuraa myös suomuinen asu, joka on verkkosilikaateilla kaikilla jossain määrin kehittynyt ja selvä. Selvimmin suomuisia ovat kiilteet biotiitti ja muskoviitti. Mainittakoon tässä, että petrografian eli kivilajikuvauksen perustaja engl. H.C. Sorby tutki kiilteiden tapaa asettua liuskekivissä samansuuntaisiksi suomuiksi näin aikaansaaden niiden liuskeisen asun. Verkkosilikaattien suomut ovat joko taipuisia tai elastisia. Tiheydet kauttaaltaan koko ryhmässä ovat varsin tavanomaisia silikaattien tiheyksiä vaihdellen välillä 2,6 - 3,0.

Kiille on yhteisnimi verkkosilikaatteihin kuuluville kaliumpitoisille mineraaleille, joista alla kuvataan muskoviitti eli vaalea kiille ja biotiitti eli tumma kiille. Muita ryhmään kuuluvia mineraaleja ovat kalsium-alumiinisilikaatti margariitti ja litiumpitoinen lepidoliitti, jota käytetään litiumin lähteenä ja tulenkestävän lasin valmistukseen.


II. 5. 7. 4. 1. Muskoviitti KAl2(AlSi3O10)(OH)2

Muskoviitti on luonnossa melko yleinen mineraali. Sitä on nimitetty myös vaaleaksi kiilteeksi. Muskoviittia sekä nuotiossa tai saunankiuaskivissä tms. vaalennutta biotiittia kutsutaan myös katinkullaksi. Nimensä muskoviitti lienee saanut moskovalaisten kauppiaitten 1. muskoviittien mukaan.

Muskoviitti on väriltään vaaleanruskeata tai vaaleankellertävää. Sillä on etevä monokliinisen asematason suuntainen lohkeavuus ja asu on selvästi suomuinen (Valokuva). Suomut ovat elastisia.

Muskoviittia tavataan happamissa (SiO2:ta runsaasti sisältävissä) syväkivissä, alhaisessa lämpötilassa metamorfoituneissa saviperäisissä kivissä, fylliiteissä ja kiilleliuskeissa sekä kvartsiiteissa. Varsin yleisiä Itä-Suomessa ovat ns. serisiittikvartsiitit, joissa pienisuomuinen muskoviitti 1. serisiitti on päämineraalina yhdessä kvartsin kanssa. Lisäksi muskoviitti on yleinen karkearakeisissa graniiteissa 1. pegmatiittigraniiteissa, joissa se esiintyy suurina suomuina, joiden koko saattaa olla jopa useita kymmeniä senttimetrejä. Pegmatiittiesiintymistä lienevät olleet peräisin ikkunoina käytetyt muskoviittien myymät muskoviittisuomut. Yleistä on serisiitin esiintyminen muiden mineraalien kuten maasälpien muuttumistuloksena. Muskoviitti puolestaan muuttuu korkeassa lämpötilassa kalimaasälväksi ja sillimaniitiksi.

Muskoviitti on yleistä myös irtaimissa maalajeissa ja savikivissä hyvin hienojakoisena, jolloin sitä on paljain silmin mahdotonta tunnistaa.

Fuksiiiti on muskoviitin läheinen sukulainen. Siinä on kromi diadookkisesti korvannut osan alumiinista. Kromipitoisuudesta on seurauksena vihreä väri muutoin muskoviitin kaltaisessa mineraalissa. Fuksiittia tavataan kvartsiiteissa Pohjois Karjalassa, Kuusamossa ja Keski-Lapissa.

Muskoviitti on tärkeä teollisuusmineraali. Sillä on pieni lämpölaajenemiskerroin sekä suuri lämmön- ja sähköneristyskyky (1012 Ωcm), joten muskoviittisuomuja käytetään eristiminä sähkökojeissa kuten kondensaattoreissa ja kuumuutta sekä paineenvaihteluita kestävinä ikkunoina tieteellisissä kojeissa, paistinpannujen ym. kuumuutta kestävien esineiden pinnoitteena jne. Muskoviittia hienoksi jauhettaessa saadaan pieniä suomuja, joiden leveys-paksuussuhde on yli 25, minkä vuoksi se soveltuu moniin muihinkin vaativiin pinnoituskohteisiin kuten ulko- ja tiemaaleihin, kumeihin sekä tapetteihin. Erikoisena käyttökohteena mainittakoon geologien käyttämän polarisaatiomikroskoopin ns. kiillelevy. Suomessa on muskoviittia otettu talteen Viitaniemen pegmatiittilouhoksella Orivedellä (Eräjärvellä). Muskoviitia tuotetaan Brasiliassa, Yhdysvalloissa ja Intiassa.


II. 5. 7. 4. 2. Biotiitti K(Fe,Mg)3(AlSi3O10)(OH)2

Biotiitti on tärkeä kivimineraali ja se esiintyy päämineraalina happamissa syväkivissä kuten dioriiteissa (Valokuva) ja tonaliiteissa. Metamorfisissa kivissä biotiitti on päämineraali fylliiteissä, kiilleliuskeissa sekä gneisseissä, joista viimeksimainitut ovat usein raitaisia johtuen biotiitin epätasaisesta jakautumisesta kivessä. Kaikissa näissä biotiitti on varsin rautarikasta. Biotiittiseossarjan magnesiumpäätejäsentä kutsutaan flogopiitiksi ja sitä tavataan varsin monenlaisista kivistä, nimittäin alkalisista ja ultraemäksisistä magmakivistä sekä metamorfoituneista karbonaattikivistä.

Biotiitti on ominaisuuksiltaan suuresti muskoviitin kaltainen. Myös biotiitilla samoin kuin muskoviitilla on yksi etevä lohkosuunta monokliinisen asematason suuntaan, asu on suomuinen ja suomut ovat elastisia (Valokuva). Kovuus on muskoviitin tapaan 2 - 2,5. Tiheys on samoin 2,7- 3,0 lähinnä raudan ja magnesiumin diadokiasuhteista riippuen. Muskoviitista biotiitin erottaa kuitenkin värin tummuuden perustella. Biotiitin väri on lähes musta (Valokuva).Värin vaihtelu kuvastaa rauta-magnesiumsuhdetta. Rautarikkaat biotiitit ovat mustia, magnesiumpitoiset tummanruskeita. Tummasta väristä johtuen biotiittia on kutsuttu myös tummaksi kiilteeksi.

Biotiitti muuttuu metamorfoosissa helposti kloriitiksi. Biotiitti ja kloriitti voivat esiintyä yhdessä vuorokerroksina suomupinkoissa. Tällaisen kloriittia sisältävän biotiitti-kloriittisuomupinkan väri on vihertävään vivahtava.

Biotiitti on saanut nimensä ranskalaisen mineralogin J.B. Biot´n mukaan.

Flogopiitti on teollisuusmineraali ja sitä tuotetaan mm. Madagaskarilla.


II. 5. 7. 4. 3. Kloriitti (Mg,Fe)6(Si,Al)4O10(OH)8

Kloriitti on saanut nimensä vihreän värinsä (kreik. khloros = vihreä) perusteella (Valokuvia). Kloriitissa ovat kiilleryhmän mineraaleille ominaiset tuntomerkit ikäänkuin heikentyneinä jäljellä. Yksi lohkosuunta on, mutta se ei ole etevä kuten kiillemineraaleilla. Kovuus on samaa luokkaa kuin kiilteilläkin, noin 2 - 2,5. Tiheys on samoin noin 2,6 - 3,0. Kloriittisuomut eivät ole elastisia, ainoastaan taipuisia. Kloriitti esiintyy kuitenkin yleensä niin hienosuomuisena, etteivät yksittäiset kiteet ole paljain silmin erotettavissa.

Kloriitti on melko yleinen kivimineraali. Yleisyydessä se jää kuitenkin selvästi kiilteiden jälkeen. Kloriittia syntyy emäksisten, magnesiumrikkaitten magmakivien, varsinkin basalttien metamorfoituessa alhasessa lämpötilassa (< 500° C). Tällaisista kloriittirikkaista väriltään vihreistä kivistä käytetään nimitystä vihreäkivi ta vihreäliuske ja kloriitti on niissä epidootin ja albiittiskoostumuksisen plagioklaasin ohella metamorfoosiastetta kuvaava indeksimineraali.

Kloriitti kestää hyvin rapautumista. Siten kloriitti on yleinen mineraali savissa ja savikivissä sekä näistä syntyneissä metamorfisissa kivissä, saviliuskeessa, fylliitissä ja kiilleliuskeessa. Kuten edellä on sanottu, se syntyy helposti biotiitin muuttuessa.

Kuten kloriitin kaavasta näkyy, siinä on muihin verkkosilikaatteihin, mm. kiilteisiin verrattuna ylimäärin magnesiumia ja hydroksyyli-anionia (OH)1-. Tämä johtuu siitä, että sen rakenteessa on piihappitetraedrikerrosten välissä ylimääräisiä magnesiumin ja hydroksyyli-ionien muodostamia ns. brusiittikerroksia.


II. 5. 7. 4. 4. Serpentiini Mg3Si2O5(OH)4

Serpentiini on monessa suhteessa mielenkiintoinen mineraali. Se kuuluu teollisuusmineraaleihin silloin kun se esiintyy riittävän pitkinä kuituina. Suomesta ei kuitenkaan ole löydetty taloudellisesti käyttökelpoista serpentiiniasbestiesiintymää. Valtaosaltaan serpentiini Suomessa esiintyykin suomuisessa asussa. Kuitumaisesta serpentiinistä käytetään nimitystä kuituserpentiini eli krysotiili (Valokuva) ja suomumaisesta lehtiserpentiini, antigoriitti tai lizardiitti.

Serpentiinin ominaisuudet vaihtelevat ehkä enemmän kuin minkään muun mineraalilajin ja niinpä serpentiini lieneekin mineraaleista kaikkein vaikeimmin tunnistettavia. Väriltään serpentiini saattaa olla mustaa, vihreätä, keltavihreätä, vaaleankellertävää, vaaleanruskeaa (Valokuva) tai punaista. Kovuus vaihtelee välillä 2,5 - 5,5. Tavallisesti serpentiini esiintyy niin hienorakeisena massana, että erillisiä suomuja ei pysty erottamaan toisistaan. Tällaisessa massassa on vahakiilto, jota voidaan pitää lähes kaikille serpentiinityypeille yhteisenä ominaisuutena.

Serpentiini muodostaa yksinään kivilajin, jota kutsutaan serpentiinikiveksi tai serpentiniitiksi. Serpentiinikivien serpentiinin arvellaan syntyneen oliviinista muuttumalla, mihin viittaavat serpentiinikivistä löydetyt oliviinin muotoiset pseudomorfoosit. Serpentiini on alhaisen metamorfoosilämpötilan (< 500 astetta) mineraali, jota tavataan siis pääasiassa ultraemäksisistä kivistä, joihin on metamorfoosin aikana tullut vettä.

Suomessa serpentiinikiviä on Pohjois Karjalassa Kaavilla, Kainuussa Sotkamossa ja Kajaanissa sekä Lapissa etenkin ns. Keski-Lapin liuskealueella. Amfiboliasbesti ja talkkiesiintymät liittyvät usein serpentiinikivipahkuihin. Nykyisin useiden näistä esiintymistä ajatellaan olevan muinaisia valtameran kuoren tai jopa maan vaipan kivilajimassiiveja eli ns. ofioliitteja, jotka ovat maankuoren laattojen törmäystä seuranneessa vuorijononpoimutuksessa joutuneet tämänhetkiseen paikkaansa.

Nimensä serpentiini on saanut serpens sanan kautta. Serpentiinikiven pinta monine epäpuhtauksineen muistuttaa nimittäin käärmeennahkaa (lat. serpens = käärme).

II. 5. 7. 4. 5. Talkki Mg3Si4O10(OH)2

Talkilla ovat verkkosilikaattien kidekemiallisesta rakenteesta johtuvat ominaisuudet varsin selvät. Kovuus on koko luokan alhaisin, 1,0. Lohkeavuus monokliinisen asematason suuntaan on etevä ja suomuinen asu selvä. Suomut ovat taipuisia, mutta eivät elastisia. Väri on vaaleanvihreä, keltavihreä tai valkoinen (Valokuva). Jauhe on kuitenkin erittäin puhtaan valkoista. Talkki on pinnaltaan liukas, mikä johtunee etevästä asematason suuntaisesta lohkeavuudesta ja siihen liittyvästä liukutasosta.

Talkki on teollisuusmineraali. Sitä käytetään monin tavoin hyväksi. Talkki sopii paperiteollisuudessa paperimassan täyteaineeksi, valkaisuun sekä pinnoitteeksi, samoin se käy maalien täyteaineeksi. Lisäksi talkkia kaytetään kosmetiikassa (mm. puuteri), räätälinliituina sekä kasvinsuojeluaineiden lentolevityksessä tasaisen leviämisen aikaansaamiseksi. Myös voiteluaineena talkkia voidaan käyttää.

Talkkia syntyy oliviinikivipahkujen muuttumisen yhteydessä. Oliviinikivet muuttuvat serpentiiniksi ja edelleen talkiksi tai eräissä tapauksissa suoraan talkiksi. Talkkia syntyy myös dolomiittisen kalkkikiven metamorfoituessa ja ortopyrokseenin muuttuessa talkiksi. Ortopyrokseenin muuttumistuloksena syntynyttä talkkia sanotaan steatiitiksi. Talkki on yleistä korkean paineen metamorfisissa kivissä, siniliuskeissa ja eklogiiteissa.

Talkkia on useissa paikoissa Kainuussa ja Pohjois Karjalassa. Talkkia on louhittu Jormualta Kajaanin maalaiskunnasta, Korholanmäen esiintymästä Lahnaslammelta Sotkamosta sekä Polvijärveltä Pohjois-Karjalasta.


II 5. 7. 4. 6 Kaoliini A12Si2O5(OH)4

Kaoliini on itse asiassa erään saven nimitys, jota tavataan Kiinassa Kauling-nimisellä vuorella. Nimi tarkoittaa kiinankielessä korkeata harjannetta. Tämä esiintymä on tullut kuuluisaksi, sillä sen savesta on valmistettu hyvin korkealaatuisia posliiniesineitä.

Kaoliinisaven pääosan muodostaa kaoliniitti-niminen verkkosilikaatti. Suomenkielisessä terminologiassa on kaoliini-nimitys vakiintunut tarkoittamaan sekä mineraalia kaoliniitti että maalajia kaoliinisavi.

Kaoliini on multamainen, valkoinen tai punertava mineraali (Valokuva). Kosteana sen haju muistuttaa esim. vastaluututun porraskäytävän hajua. Hajun voi saada esille henkäisemällä kaoliininäytteeseen ja tutkimalla sen jälkeen hajua.

Kaoliini on tärkeä teollisuusmineraali. Teollisuudessa sitä käytetään paperimassan täyteaineena parantamaan sen painolaatua ja tekemään siitä pehmeämpää ja valkoisempaa. Kaoliini on tärkeää keraamisessa teollisuudessa korkealaatuisen posliinin valmistuksessa. Suomessa on pienehköjä ja laadultaan epätasaisia kaoliiniesiintymiä mm. Puolangan Pihlajavaaralla, jota sodan aikana louhittiin, mutta joka ainakin toistaiseksi on osoittautunut käyttökelvottomaksi.

Kaoliinia syntyy maasälpien rapautuessa muussa kuin trooppisessa ilmastossa. Trooppisessa ilmastossa maasälpien rapautumisessa liukenee myös kaoliiniin jäljelle jäävä pii happirunko ja syntyy bauksiittia. Jääkauden jälkeen on rapautuminen Suomessa ehtinyt vaikuttaa jo sen verran, että kallion pinnassa olevien maasälpärakeiden pinnoilla on ohut kaoliinikerros.

Kaoliini on savien päämineraali yhdessä kloriitin, illiitin ja smektiitin kanssa, jotka kaikki kuuluvat verkkosilikaattien ryhmään. Kaoliinisavia tuotetaan mm. Kiinassa, Keski-Euroopassa, Cornwallissa Englannissa ja Yhdysvalloissa.


II. 5. 7. 5. Hohkasilikaatit

Hohkasilikaatteihin kuuluvat maankuoren yleisimmät mineraalit, maasälvät. Maasälpäryhmän lisäksi tähän ryhmään kuuluvat harvinaiset lähinnä alkalikivissä esiintyvät nefeliini ja leusiitti, joita kutsutaan yhteisellä nimellä maasälvänsijaisiksi sekä zeoliitit, jotka ovat harvinaisia vesipitoisia hohkasilikaatteja ja vielä skapoliitti. Maasälvänsijaisia ja zeoliitteja ei käsitellä niiden harvinaisuuden vuoksi tässä esityksessä. Mainittakoon kuitenkin, että zeoliittien keinotekoisilla vastineilla on tärkeä merkitys monilla teollisilla aloilla mm. pesuaineissa ja kalsiumin poistamisessa vedestä eli veden "kovuuden" vähentämisessä.

Maasälpäryhmä

Maasälpäryhmään kuuluvat kvartsin ohella maankuoren yleisimmät mineraalit, plagioklaasi ja kalimaasälpä. Niillä molemmilla on eräitä yhteisiä ominaisuuksia, joista mainittakoon etevä lohkeavuus kahteen toisiaan vastaan kohtisuoraan suuntaan, kohtalainen kovuus (6) sekä silikaateille tavanomainen tiheys 2,6 - 2,8. Väriltään maasälvät ovat yleensä vaaleita, harmaita tai punertavia (Valokuvia).

Maasälvät ovat usein läpikuultavia ja niiden kiilto on lasimainen. Maasälvät ovat yleensä trikliinisiä lukuunottamatta joitakin monokliinisia korkean lämpötilan muotoja. Kaikille maasälville on tyypillistä runsaana esiintyvä ja erittäin monimuotoinen kaksostus, ja niinpä useat kaksoslakien nimet ovat maasälvistä peräisin. Maasälvät ovat yleisiä niin magma-, sedimentti- kuin metamorfisissakin kivissä.


II. 5. 7. 5. 1. Plagioklaasi NaAlSi3O8 - CaAl2Si2O8

Plagioklaasi on albiitin ja anortiitin muodostama isomorfinen seossarja Seossarjan arveltiin aina 1960-luvulle saakka olevan aukoton. Mikroskooppisen tutkimuksen kannalta voidaan yhä vieläkin sanoa, että seossarja on aukoton sillä mikroskooppi ei pysty paljastamaan sitä, mikä 1960 luvulla käyttöönotetulla mikroanalysaattorilla ja läpivalaisuelektronimikroskoopilla on saatu selville, nimittäin että koostumusalueella An5Ab95 - An20Ab80 plagioklaasi ei muodosta homogeenisia seosrakeita vaan että rakeet koostuvat erilaisista lamelleista, joissa anortiittipitoisuus vaihtelee. Mikroskoopissa tällainen rae näyttää vielä homogeeniselta, sillä lamellien leveys on vain muutamia tuhannesosamillimetrejä. Puhtaan albiitin ja anortiittia noin 25 % sisältävän plagioklaasin erottumista omiksi lamelleikseen edellä sanotulla tavalla sanotaan peristeriittisekaantumattomuudeksi (engl peristerite unmixing). Hienonhienoista lamelleista on seurauksena valon interferenssi-ilmiöistä johtuva värileikki valon heijastuessa lamellisen plagioklaasin lohkopinnoilta. Myös muilla koostumusväleillä on tavattu vastaavaa erikoostumuksisten lamellien sekaantumattomuutta. Labradorikoostumuksisella plagioklaasilla, joka sisältää anortiittikomponenttia 50-70 % on usein lohkopinnoilla samantapainen värileikki-ilmiö kuin peristeriitilläkin. Labradorimaasälvän yhteydessä puhutaan kuitenkin labradorisoinnista värileikin nimenä. Mineraali näyttäisi olevan osittain vihreää, osittain sinistä tai keltaista rakeen eri osissa. Värileikin vuoksi on Ylämaalta Kaakkois-Suomesta tavattua labradorisovaa maasälpää nimitetty spektroliitiksi (Valokuva).

Plagioklaasi kuuluu trikliiniseen kidejärjestelmään. Kidemuoto muistuttaa kuitenkin läheisesti monokliinista, 010 ja 001 pinnan välinen kulma poikkeaa ainoastaan noin 4 astetta suorasta kulmasta. Mineraalin nimi johtuu tästä suoraa kulmaa matkivasta (plagioivasta) lohkeavuudesta (kreik. klasein = lohjeta).

Kivilajeissa plagioklaasi on erittäin yleinen mineraali. On ainoastaan muutamia harvoja kivilajeja, joissa plagioklaasia ei ole. Magmakivissä plagioklaasin albiitti-anortiittimääräsuhde vaihtelee siten, että emäksisissä kivissä anortiitin osuus kasvaa piidioksidin määrän pienentyessä. Anortiittirikkaat plagioklaasit ovat niin ollen tyypillisia emäksisille kiville ja albiittirikkaat happamille kiville, joskin poikkeuksiakin on. Osittain em. johtuu kivilajien koostumuksesta, mutta joissain tapauksissa myös plagioklaasin taipumuksesta muuttua albiittisemmaksi kiteytymisen edetessä lämpötilan laskiessa. Tästä on myös seurauksena, että yleisessä laavakivessä, andesiitissa plagioklaasi on koostumuksensa puolesta hyvin vyöhykkeellistä.

Metamorfisissa kivissä havaitaan samanlainen plagioklaasin koostumuksen vaihtelu, mutta niissä plagioklaasin koostumukseen vaikuttaa kiven uudelleenkiteytymislämpötila. Albiittia syntyy alhaisessa lämmössä (< 500 astetta), korkeammassa lämpötilassa plagioklaasi muuttuu anortiittirikkaammaksi reagoidessaan kivien muiden mineraalien kanssa. Puhdasta anortiittia tavataan marmoreista.

Plagioklaasi rapautuu suhteellisen helposti, joten se on kalimaasälpää harvinaisempi sedimenttikivissä.

Plagioklaasi voidaan erottaa sitä muutoin suuresti muistuttavasta kalimaasälvästä plagioklaasissa esiintyvien kaksosviirujen perusteella (Valokuva). Plagioklaasi kaksostuu useiden eri kaksoslakien mukaisesti. Kaksoslaeista on kuitenkin tärkein albiittilaki, ja sen mukaiset kaksoset ovat yleisiä. Albiittilain mukaisessa kaksostuksessa (kuvat 81A ja B sekä 82) kaksoset ovat yleensä polysynteettisiä kaksostason ollessa 010. Lohkopinnalla 001 näkyvät kaksoslamellien rajat kuvan 81B esittämällä tavalla. Mineraalinäytteessä nähdään 001-lohkopinnalla valon heijastuessa lohkopinnalta silmiin kapeita yhdensuuntaisia erittäin ohuita naarmuja. Nämä ovat kaksosviiruja. Huomattakoon, että myös muilla mineraaleilla esiintyy kaksosviirukkeisuutta; edellä on ollut puhetta kalsiitin kaksosviirukkeisuudesta. Jopa kalimaasälvällä on eräänlaisia kaksosviiruja lohkopinnoilla, mutta ne ovat yksittäisiä ja toistuvat pitkin etäisyyksin eivätkä ole tiheitä ja yhdensuuntaisia vakoja kuten plagioklaasilla.

 


Kuva 81 . Plagioklaasin kaksosviirukkeisuus kaavamaisesti (A) ja todellisena makroskooppisesti tarkasteltuna (B). Yläpinta 001-lohkokopinta, kaksostaso 010 (albiittilaki ).

 


Kuva 82. Plagioklaasikaksosia. A: Albiittikaksonen, kaksostasona 010, pintamuotoina (001), (010), (101) ja (110). B: Karlsbad-kaksonen, yhteenkasvettumistasona 010, pintamuotoina (001), (010), (101) ja (110).

 

Väriltään plagioklaasi on yleensä vaaleanharmaata (Valokuva) tai punertavaa. Anortiittirikkaat plagioklaasit ovat kuitenkin melkoisen tummia.

 

II. 5. 7. 5. 2. Kalimaasälpä KAlSi3O8

Kalimaasälpä kiteytyy korkeissa lämpötiloissa monokliinisena ortoklaasina ja alhaisessa lämpötilassa trikliinisenä mikrokliinina. Alunperin ortoklaasina syntyneessä kalimaasälvässä saattaa kiteytymisen jälkeen tapahtua hilan sisäisiä uudelleenjärjestymisiä kiinteässä tilassa tapahtuvan diffuusion kautta ja täten alkuperäisestä ortoklaasista syntyy mikrokliiniä. Kalimaasälvän ns. trikliinisyysaste riippuu siitä, kuinka suuressa osassa hilaa uudelleenjärjestyminen on tapahtunut. Trikliinisyysaste puhtaalla mikrokliinilla, joka on kiteytynyt suoraan mikrokliinina tai jossa hila on kiinteässä tilassa kokonaan uudelleenjärjestynyt, on trikliinisyysaste 1 ja täysin järjestymättömässä ortoklaasissa 0. Luonnossa on runsaasti kalimaasälpiä, joiden trikliinisyysaste on esim. 0,3 - 0,5.

Kalimaasälvällä on kaksi likimain kohtisuoraa etevää lohkosuuntaa (Valokuva). Kovuus on 6 ja väri harmaa tai punertava. Lohkopinnoilla on voimakas lasikiilto (Valokuva).

Kalimaasälvän erikoistuntomerkin muodostavat ns. pertiittijuomut (kuva 83)(Valokuva). Ne ovat vaaleita, läpikuultavia ja loivasti mutkittelevia raitoja tai rihmoja, jotka näkyvät kalimaasälpärakeen sisältä. Lohkopinnoilla ne näkyvät niin, että 00l-pinnalla ne ovat kohtisuorassa 010-lohkopintaa vastaan ja muodostavat 010-pinnalla 64 asteen kulman 001-lohkopinnan kanssa. Pertiittijuomut ovat ainekseltaan albiittia NaAlSi3O8. Albiittikomponentti on korkeassa lämpötilassa pystynyt muodostamaan homogeenisen isomorfisen seoksen kalimaasälvän KAlSi3O8:n kanssa, ts. liuennut siihen. Lämpötilan laskiessa albiittikomponentti on erkautunut eli suotautunut (engl. exsolve, saks entmischen; subst: exsolution, Entmischung) hilassa äskensanotuille paikoille sen vuoksi, että isomorfia alhaisissa lämpötiloissa on epätäydellistä. Tarkkaan ottaen kalimaasälpää on myös kolmatta lajia mikrokliinin ja ortoklaasin lisäksi. Vain lähinnä laavakivissä esiintyvä sanidiini on erittäin korkean lämpötilan muoto ollen kalimaasälvän ja albiitin täydellinen isomorfinen seossarja, minkä vuoksi siitä käytetään mieluummin nimitystä alkalimaasälpä.

Kalimaasälpä on happamien kivien mineraali. Sitä on graniiteissa, granodioriiteissä, hiekkakivissä, gneisseissä ja granuliiteissa. Kuten edellä kuvattiin, se mitä kalimaasälpälajia esiintyy, on kiteytymislämpötilasta riippuvaa. Niinpä mikrokliiini on tavallista mm. graniiteissa, pegmatiiteissa, liuskeissa ja gneisseissä, ortoklaasi granuliiteissa ja sanidiini laavakivissä. Pegmatiiteissa esiintyy usein ns. kirjomaasälpää, joka on kalimaasälvän ja kvartsin yhteenkasvettumaa (Valokuva).


Kuva 83. Pertiittijuomuja kalimaasälvän 001 lohkopinnalla.

 

II. 5. 7. 5. 3. Skapoliitti 3NaAlSi3O8·NaCl - 3CaA12Si2O8·CaCO3

Skapoliitti on noin 5 kovuinen, heikosti lasikiiltoinen mineraali, jossa on kaksi epäselvää lohkosuuntaa. Väri on ruskehtava tai punertava.

Skapoliitti on kemiallisessa mielessä plagioklaasin läheinen sukulainen. Sen koostumuksen voidaan katsoa olevan johdettavissa plagioklaasin albiitti- ja anortiittikomponentista lisäämällä edelliseen NaCl ja jälkimmäiseen CaCO3. Edellistä skapoliitin päätejäsentä kutsutaan marialiitiksi ja jälkimmäistä meioniitiksi.

Skapoliitti on tetragoninen mineraali. Sen kiteitä on tavattu mineraalin esiintyessä kalkkikiven reunoilla tai kalkkikiveä lävistävissä pegmatiittijuonissa (Valokuvia). Skapoliittia tavataan lisäksi Pohjois Suomessa porfyroblasteina kiilleliuskeissa ja vulkaanisperäisissä liuskeissa sekä gabroissa mm. Misin alueella Rovaniemen maalaiskunnassa. Skapoliitin katsotaan usein olevan plagioklaasista muuttumalla syntynyttä kuten koostumuksen perusteella saattaa helposti odottaakin. Myös esiintymistapa samoissa rakeissa plagioklaasin kanssa viittaa muuttumiseen plagioklaasista skapoliitiksi. Primääristä, siis suoraan skapoliittina kiveen kiteytynyttä skapoliittia on myöskin olemassa. Skapoliittia tavataan myös granuliiteista.

Koostumuksensa puolesta skapoliitti on mielenkiintoinen mineraali, sillä sen yksi ainesosa NaCl, on samalla mineraali vuorisuola. Niinpä onkin esitetty, että Pohjois-Suomessa runsaana esiintyvä skapoliitti olisi saanut tämän ainesosansa muinaisista suolakerrostumista, jotka olisivat muilta osin tuhoutuneet Suomen kallioperää muokanneessa vuorijononpoimutuksessa.

 

II. 6. MINERAALIEN OMINAISUUKSIEN ESITTÄMISEEN KÄYTETTÄVISTÄ DIAGRAMMEISTA

 

Kuten edellä on käynyt ilmi, ovat useimmat mineraalit isomorfisia seossarjoja. Niissä on usein kaksi päätejäsentä, joiden välisiä erilaisia seossuhteita luonnossa esiintyvät kyseisen mineraalin edustajat useimmiten ovat. Joskus saattaa seossarja olla monimutkaisempikin, päätejäseniä saattaa olla kolme tai vieläkin useampia.

Mineraalien ominaisuudet vaihtelevat koostumuksen vaihdellessa isomorfisissa seossarjoissa. Ominaisuuksien vaihtelun esittämiseksi on mineralogiassa otettu käyttöön erilaisia diagrammeja, joita ei muissa yhteyksissä useinkaan tapaa ja jotka siitä syystä vaativat hieman lähempää tarkastelua.

Yksinkertaisin diagrammaattinen esitystapa mineralogiassa on esittää kahden päätejäsenen muodostaman isomorfisen sarjan ominaisuuksien vaihteluita kuvassa 84 esitetyllä tavalla. Vaaka-akselilla edustavat siis pisteet A ja B sellaisia koostumuksia, joissa on 100 prosenttia A komponenttia pisteessä A ja 100 prosenttia komponenttia B pisteessä B. Komponentin A määrä vähenee A pisteestä poispäin mentäessä. Väli A B voidaan jakaa tasavälein esim. kymmeneen osaan, jolloin jakopisteet edustavat prosenttikoostumuksia A:sta poispäin lueteltuina A90B10, A80B20, A70B30 jne. Voidaan käyttää myös lyhyempää merkintätapaa A90, A80, A70, jne. Pystyakselilla voidaan esittää kulloinkin tarkastelun alaisena olevan muuttujan (= ominaisuuden) vaihteluita koostumuksen vaihdellessa. On myös mahdollista tarkastella samanaikaisesti useampia ominaisuuksia laatimalla kullekin oma mittakaavansa pystyakselilla ja käyttämällä eri merkkejä havaintopisteiden merkitsemisessä.


Kuva 84. Kahden päätejäsenen A ja B välisen isomorfisen seossarjan jäsenten ominaisuuksien vaihtelun esittäminen diagrammaattisesti. Esimerkkinä tiheysvaihtelu albiitin (NaAlSi3O8) ja anortiitin (CaAl2Si2O8) muodostamassa seossarjassa. Plagioklaasisarjan nimistö on myös esitetty kuvassa.


Kolmiodiagrammi (engl. ternary diagram, saks ternären Diagramm) lienee useimmille mineralogiaa tai geologiaa aikaisemmin opiskelemattomille entuudestaan outo. Kolmiodiagrammia käytetään geologiassa kolmeksi komponentiksi pelkistettyjen petrologisten ja fysikokemiallisten systeemien faasitasapainojen tarkasteluun sekä mineralogiassa kolmeksi komponentiksi pelkistetyn tai kolmen komponentin muodostaman isomorfisen seossarjan ominaisuuksien tarkasteluun. Useiden mineraalien ominaisuuksien tarkasteluun eivät siis kahden komponentin graafiset esitykset riitä. Kolmena komponenttinakin eräiden systeemien esittäminen on jo useinkin liian pitkälle vietyä pelkistystä. Kolmiodiagrammi on kuitenkin monimutkaisin esitys mikä voidaan tasoesityksenä tehdä. Neljän komponentin esitykseen, jota mineralogiassa ei juuri näe, mennään usein petrologisissa systeemeissä. Tällöin käytetään tetraedriesitystä.

Kolmiodiagrammissa (kuva 85) voidaan kolmena komponenttina lausuttavan seoksen koostumus ilmaista pisteellä. Koostumusta tai seossuhdetta vastaavan pisteen paikoilleen sijoittaminen tapahtuu seuraavien periaatteiden nojalla. Kukin kärkipiste edustaa siihen merkittyä komponenttia 100 % sisältävää koostumusta eli puhdasta päätejäsentä. Kärjestä vastakkaista sivua kohti mentäessä pienenee kärjen edustaman komponentin määrä siten, että se on sama kullakin kärjestä yhtä kaukana olevalla vastakkaisen sivun suuntaisella suoralla. Täten esim. 80 % komponenttia A sisältävät koostumuspisteet sijaitsevat suoralla, joka leikkaa molempia A:n viereisiä sivuja A:sta päin luettuna suhteessa 2:8.

Oletetaan, että erästä isomorfista seossarjan jäsentä edustava koostumus olisi sellainen, että se sisältäisi A:ta 80, B:tä 10 ja C:tä 10 %. Komponenttia B 10 % sisältävät koostumukset sijaitsevat sellaisella sivun AC suuntaisella suoralla, joka leikkaa sivut BC ja BA kummatkin suhteessa 9:1 B:stä päin luettuna. Vastaavasti komponenttia C 10 % sisältävät koostumukset sijaitsevat sivuja AC ja BC C:stä päin laskettuna suhteessa 9:1 leikkaavalla suoralla. Tämä suora leikkaa B komponentin 10 % tarkoittavan suoran. Leikkauspiste edustaa nyt automaattisesti A:n määrää 80 % (katkoviiva).


Kuva 85 . Kolmiodiagrammi, johon on konstruoitu koostumusta A80B10C10 vastaava piste. Katso tekstiä.

 

Käänteisesti voidaan kolmiodiagrammista lukea jonkin pisteen edustaman seossuhteen sisältämät A, B ja C komponenttien määrät (kuva 86 ).

Tämä käänteinen toimenpide selviää seuraavasta esimerkistä. Olkoon piste P, jonka edustaman koostumuksen seossuhde A/B/C olisi saatava selville. Komponentin A määrän selvittämiseksi konstruoidaan sivun BC suuntainen suora pisteen P kautta. Suora leikkaa kylkiä AC ja AB kuvion mukaan A:sta päin luettuna suhteessa 3:7. Tämä merkitsee, että komponenttia A on seoksessa 70 %. Vastaavasti voidaan B komponentin määrä selvittää konstruoimalla kyljen AC suuntainen suora pisteen P kautta. Tämä suora leikkaa kyljet BA ja BC molemmat suhteessa 15:85 luettuna kyljestä AC lähtien. Tämä merkitsee, että komponenttia B on 15 %. Koska komponenttien summan täytyy olla 100 %, täytyy komponenttia C olla jäljelle jääneet 15 %. Kuten kuviosta selviää, piirtämällä kyljen BA suuntainen suora pisteen P kautta ja lukemalla leikkaussuhteet kyljiltä CA ja CB saadaan C:n määräksi todellakin 15 %, sillä leikkaussuhde on 15:85 luettuna kyljestä AB lähtien.

Kuva 86. Koostumuksen lukeminen kolmiodiagrammista. Kts. teksti.

 

Kuva 87 . Kolmiodiagrammi tiheyden (g/cm3) vaihtelusta spinellisarjan spinellin, herkyniitin ja gahniitin muodostamassa systeemissä.

 


II. 7. GEOLOGIASSA KÄYTÖSSÄ OLEVISTA KEMIALLISEN ANALYYSIN ESITYS JA KÄSITTELYTAVOISTA

 

Kivien ja mineraalien kemiallisen koostumuksen tunteminen on geologille hyvin tärkeää. Geologiassa käytetäänkin varsin runsaasti sekä kivien että mineraalien tutkimuksessa eri tavoin saatavaa kemiallista analyysitietoa. Analyysit tehtiin ennen puhtaasti ns. märkäkemiallisilla menetelmillä, mutta nykyaikana käytetään usein ns. instrumentaalianalyyttisiä keinoja. Geologi ei itse useinkaan tiedä, kuinka silikaattianalyysiksi nimitetty kivi- tai mineraalianalyysi tehdään, eikä sitä yksityiskohtia myöten ole tarpeen tietääkään. Geologin tulee kuitenkin ehdottomasti tietää, kuinka hän analyysituloksiaan käsittelee ja käyttää niitä edelleen hyväkseen niin mineralogisten kuin petrologisten ongelmien selvittämiseen.

Geologian piirissä on vakiintunut tapa esittää kemialliset analyysitulokset ns. oksidiprosenttimuodossa. Eri alkuaineiden pitoisuudet hivenaineita lukuunottamatta esitetään yleensä alkuaineen jonkin oksidin muodossa, esim. pii (Si) piidioksidin muodossa (SiO2) jne. Tämä epähavainnollinen käytäntö on niin vakiintunut, että on luultavasti vaikeampaa ruveta sitä muuttamaan kuin opiskella tämän järjestelmän erikoisuudet ja tutustua sen tarjoamiin etuihin. Etuina voidaan pitää mm. sitä, etta alkuainemuodossa esitetyssä silikaattianalyysissä olisi yleensä karkeasti ottaen noin puolet happea; piitä ja alumiinia olisi noin 5 - 40 % ja loppuja vain varsin pieniä määriä. Jakamalla kiven happi eri alkuaineiden kesken saadaan pienet prosenttiluvut kasvamaan, jolloin ne ovat ehkä paremmin vertailtavissa keskenään kuin jos ne olisivat desimaalilukuja nollan ja ykkösen väliltä.

Toinen tärkeä syy silikaattianalyysin esittämiseksi oksidiprosenttimuodossa eli ns. oksidiprosenttisuuksina on se, että happea ei yleensä kivestä analysoida, vaan sen määräksi kivessä tulee se prosenttiluku, mikä saadaan sadasta vähentämällä, kun muut aineet on ensin analysoitu.

Fysikokemiallisesti ja termodynamiikan kannalta kivisulien ja muiden geologisten systeemien tarkastelua vaikeuttaa kemiallisten komponenttien suuri määrä. Pääkomponentteja on yleensä 12 - 14. Tarkastelemalla kunkin alkuaineen asemesta sen oksidia voidaan komponenttien määrä saada pienenemään yhdellä kun happea ei tarvitse esittää omana komponenttinaan. Myös tästä syystä on siis käytännöllistä, että kiven kemiallinen koostumus on lausuttu samoina yksikköinä, joita tullaan tarvitsemaan systeemin fysikokemiallisessa tarkastelussa. Vielä syynä siihen, että analyysitulokset esitetään oksidiprosenttimuodossa, voidaan pitää sitä, että näin on menetelty jo kauan ja analyysejä on aina totuttu visuaalisesti vertailemaan ja tarkastelemaan oksidimuodossa. Siirtyminen muuhun tapaan loisi ainakin aluksi totutteluvaikeuksia.

Alkuainemuodossa oleva kemiallisen analyysin tulos voidaan aina pukea oksidiprosentti-muotoon. Muuttaminen perustuu siihen olettamukseen, että metallit kivissä ovat sitoutuneet happeen. Näinhän asian laita useimmiten onkin, jos ajatellaan kemiallisia sidoksia, esim. silikaattisissa mineraaleissa, karbonaateissa jne. Sulfidiryhmän mineraaleissa metallit eivät ole happeen sitoutuneita, ja niiden analyysejä nyt esitettävällä tavalla käsiteltäessä törmätään vaikeuksiin, joista tulee puhetta hieman myöhemmin.

Yleisesti ottaen voidaan kuitenkin aluksi olettaa, etta metallit ovat happeen liittyneitä analysoidussa kivessä. Tällöin voidaan jakaa alkuainemuodossa olevan analyysin ilmoittama määrä happea muiden alkuaineiden osalle siten, että kustakin aineesta muodostetaan sen oksidi. Happea ajatellaan olevan vapaasti saatavilla ja muodostettavan oksidin määrän ratkaisee niin ollen käytettävissä olevan metallin määrä. Alkuaineen ja sen oksidin atomipainojen suhde määrää kuinka paljon oksidia muodostuu, ts. kuinka paljon sitä voidaan ajatella kivessä olevan. Esimerkiksi jos piitä (Si) on kivessä ollut 12 % on sen oksidia

SiO2 = 60/28 x 12 %,

eli siis
(oksidin molekyylipaino) / (alkuaineen atomipaino) x (alkuaineen prosenttimäärä).

Menettelemällä samalla tavoin kaikkien kyseeseen tulevien aineiden osalta ja muuntamalla ne alkuainemuodosta oksidimuotoon saadaan happi käytetyksi niin, että oksidiprosenttien summa osoittaa likimain sataa kuten se teki alkuainemuodossa olevan analyysinkin osalta. Se, että summaksi saadaan ainoastaan likimain sata eikä tarkalleen sata, johtuu määritysvirheistä, joita on tehty aineiden pitoisuuksia määritettäessä tai sitten kaikkia komponentteja ei ole analysoitu.

Jos kivessä on runsaasti esim. rikkiä tai fluoria, saadaan äsken sanotulla tavalla analyysiä käsiteltäessä huomattavasti sadasta poikkeava summa. Summaa on korjattava vähentämällä siitä se määrä happea, mikä itse asiassa käytettiin liikaa kun kaikki aineet (esim. rauta) oletettiin happeen sitoutuneeksi, vaikka rauta itse asiassa oli ainakin osittain rikkiin sitoutunutta.

Edellä sanotun perusteella voidaan siis laskea valmiiksi kertoimet kullekin aineelle niiden prosenttimäärien muuttamiseksi alkuainemuodosta oksidimuotoon ja päinvastoin. Taulukossa 20 on esitetty nämä kertoimet sekä esimerkki analyysin muuntamisesta alkuainemuodosta oksidimuotoon.


Taulukko 20 . Si1ikaattianalyysin muuntaminen alkuainemuodosta oksidiprosenttimuotoon. Esimerkkinä gneissimäinen graniitti, Uusipää, Sodankylä.

ALKUAINE
PAINO %
KERROIN ALKUAINE==> OKSIDI
KERROIN OKSIDI ==> ALKUAINE
OKSIDl
PAINO-%
Si
34,95
2,14
0,47
SiO2
74,36
Ti
0,21
1,67
0,60
TiO2
0,35
Al
6,25
1,89
0,53
Al2O3
11,79
Fe
1,13
1,43
0,70
Fe2O3
1,61
Fe
1,71
1,29
0,78
FeO
2,19
Mn
0,06
1,29
0,77
MnO
0,08
Mg
0,00
1,66
0,60
MgO
0,00
Ca
0,95
1,39
0,71
CaO
1,34
Na
2,89
1,35
0,74
Na2O
3,90
K
3,06
1,2
0,83
K2O
3,69
P
0,06
2,29
0,44
P2O5
0,15
H
0,03
8,92
0,11
H2O+
0,29
H
0,02
8,92
0,11
H2O-
0,19
OKSIDISUMMA =
99,94

 


II. 7. 1. Mineraalin kaavan laskeminen

Mineraalin kaavaa kemiallisen analyysin nojalla laskettaessa joudutaan keskimäärin hieman monimutkaisemman tilanteen eteen kuin laskettaessa esim. kemiassa totuttuun tapaan kemiallisen yhdisteen kaavaa. Mineraalien kaavan laskemisen yhteydessä tuottaa vaikeuksia diadokia. Analyysiä käsiteltäessä ei yleensä tiedetä missä määrin aineet, jotka voivat diadookkisesti korvata useampaan eri rakenteelliseen paikkaan kuuluvia alkuaineita, ovat niitä korvanneet. Tällainen on ennen muuta alumiini, joka voi yhtäällä korvata piitä piihappitetraedreissa ja toisaalla ferrirautaa kationien paikoilla piihappitetraedrien väleissä. Tämän pulman voittamiseksi täytyy yleensä tehdä jokin olettamus alumiinin jakaantumisesta. Voidaan esimerkiksi olettaa, että yksi neljäsosa alumiinista on piihappitetraedreissa ja loput kationien paikoilla tetraedrien väleissä.

On vaikeaa myöskin aina arvioida mitkä kaksiarvoisista metalleista voidaan ryhmitellä yhteen, ts. kuvitella sijoittuneiksi samoihin rakenteellisiin paikkoihin hilassa ja siitä seuraten samaan yksikköön kemiallisessa kaavassa.

Mineraalin kemiallinen kaava voidaan kuitenkin helposti laskea silloin kun mineraali on yksinkertainen ja analyysi on alkuainemuodossa. Kaava saadaan jakamalla kunkin aineen painoprosenttiarvo sen atomipainolla. Esimerkki tästä on taulukossa 21, missä on esitetty kuinka erään sulfidimineraalin analyysista saadaan lasketuksi sen kaava. Jakamalla painoprosenttiarvot atomipainoilla saadaan ns. molekyylisuhteet. Molekyylisuhteiden havaitaan esimerkissä suhtautuvan likimain 1:2. Se merkitsee, että analysoidussa aineessa on rikkiä kaksi kertaa niin paljon kuin rautaa, joten sen kaava on FeS2 ja kyseinen mineraali näinollen meille tuttua rikkikiisua.


Taulukko 21. Esimerkki mineraalin kaavan laskemisesta alkuainemuodossa olevasta kemiallisesta analyysistä.

paino %
atomipaino
molekyylisuhde
Fe
46,55
55,85
0,833
S
53,05
32,07
1,654

.833/1.654 = ½ = Fe/S ==> Kaava on FeS2


Kääntäen voidaan kaavasta laskea aineiden painoprosenttimäärät mineraalissa. Tämä saadaan kaavasta:


Paino % = 100 (Alkuaineen atomipaino) / (Yhdisteen molekyylipaino)

Esim. FeS2:ssa on rautaa siis 100*55,85/120 = 46,54 %

Oksidiprosentteina ilmaistusta kemiallisesta analyysistä voidaan mineraalin kaava helpommissa tapauksissa, joissa rakenteellisia ryhmittelyvaikeuksia ei ole, laskea seuraavasti. Analyysin perusteella pyritään aluksi saamaan kaava ns. dualistisessa muodossa, jota itse asiassa vielä käytetäänkin runsaasti mm. saksankielisessä geologisessa kirjallisuudessa. Dualistinen kaava on rakenteellisen kaavan vastakohta. Dualistinen kaava ilmoittaa ainoastaan alkuaineiden oksidien muodossa niiden molekyylisuhteet, mutta ei sitä missä alkuaineet rakenteellisesti sijaitsevat mineraalin hilassa. Dualistinen kaava on esimerkiksi MgO·FeO·SiO2, joka ilmoittaa, että kyseisiä alkuaineita oksideina ilmaistuna on yhdisteessä tai mineraalissa molekyylisuhteessa 1:1:1. Sama dualistinen kaava rakenteelliseksi muutettuna olisi MgFeSiO4, mikä merkitsee, että mineraali on oletettu tai tunnettu jalosilikaatiksi ja arveltu piin ja hapen muodostavan piihappitetraedreja.

Esimerkki yllämainitusta on taulukossa 22. Molekyylisuhteesta nähdään, että rautaa ja magnesiumia on yhteensä noin kaksi kertaa enemmän kuin SiO2:ta, ja rautaa likimain yhtä paljon kuin magnesiumia ja mangaania yhteensä. Tästä voidaan saada kaava aluksi muotoon (Mg,Mn)FeSiO4 tai dualistisessa muodossa (Mg,Mn)O·FeO·SiO2 Mutta koska magnesiumin tiedetään olevan diadookkinen ferroraudan ja mangaanin kanssa, voidaan myös rauta sijoittaa sulkulausekkeeseen erityisesti koska kuten esimerkistä nähtiin, rautaa ei ole tarkalleen yhtä paljon kuin magnesiumia ja mangaania yhteensä. Tämän epätarkkuuden syy on varmasti raudan, mangaanin ja magnesiumin diadokia. Edellä sanotun perusteella saadaan kaava lopulta muotoon (Mg,Mn,Fe)SiO4.


Taulokko 22. Esimerkki silikaattimineraalin kaavan laskemisesta. Katso tekstiä.

Oksidi
Paino %
Molekyylipaino
Molekyylisuhde
Molekyylisuhde*1/0,567
SiO2
34,04
60
0,567
1,000
FeO
41,00
72
0,569
1,003
MnO
0,68
71
0,009
0,016
MgO
20,52
40,3
0,509
0,898
Yhteensä
96,24
 
 
1,917   (po. 2,000)

 

Magnesiumia, rautaa ja mangaania ei esimerkissä ole kovinkaan tarkasti kaksi kertaa enemmän kuin SiO2:ta. Tämä johtuu siitä, että analyysin kokonaissumma on vain 96,24. Se puolestaan merkitsee, että todennäköisesti joku tai joitain em. metallikationien kanssa diadookkisia ioneja on jäänyt analysoimatta. Lähinnä tulevat kysymykseen kalsium, nikkeli ja sinkki.

Mineraalien kaavan laskeminen monimutkaisemmissa tapauksissa jätetään tässä käsittelemättä. Asiaan palataan mineralogian jatkokursseilla.


II. 8. MINERALOGIAN LYHYT HISTORIIKKI


Kiinnostus kiviin ja mineraaleihin on ollut ominaista ihmiselle jo esihistoriallisista ajoista alkaen. Ulkonäöltään erikoiset, värikkäät tai esimerkiksi pyöreäksi ja sileäksi hioutuneet kivet herättivät jo varhain ihmisen mielenkiinnon. Kivien kauneuden ja erikoisuuden lisäksi huomattiin pian myös, että eräät kivet olivat työkalujen valmistukseen tai johonkin muuhun käyttötarkoitukseen sopivampia kuin muut ja tällaisia kiviä ruvettiin pian tietoisesti etsimään lisää. Etsimisen yhteydessä annettiin kivelle jokin, useinkin kuvaava nimi, jonka avulla voitiin tiedustella toisilta, olivatko nämä tätä haluttua kiveä nähneet. Todennäköisesti tähän tapaan syntyneitä mineraalinimiä ovat talkki sekä jade, joista jälkimmäinen ei nykyaikaisessa mielessä tarkoita yhtä mineraalia, vaan on paremminkin ryhmänimi eräille vihreille, sälöisille tai kuituisille mineraaleille. Vanhimmat kivityökalut ovat löytyneet Etiopiasta ja lienevät peräisin n. 3 miljoonan vuoden takaa.

Esihistoriallisena aikana osattiin jo käyttää useita mineraaleja erilaisiin käyttötarkoituksiin. Niinpä luolamaalaukset on tehty hienoksi jauhetulla hematiitti- tai pyrolusiittijauheella (pyrolusiitti = mangaanioksidi, MnO2).

Korukiviksi ja työkalujen raaka-aineeksi sopivat kivet ja mineraalit olivat samalla myös vilkkaan kaupankäynnin kohteita, ja sen mukana kivistä ja mineraaleista käytetyt nimet levisivät lähes kaikkialle tunnettuun maailmaan samassa muodossa. Tähän perustunee se, että useiden kivien ja mineraalien nimet ovat lähes samoja kaikissa kielissä.

Varhaisimmin käytettyjä kiviä ja mineraaleja oli mm. limsiö, jota käytettiin sen kovuuden, sitkeyden ja työstettävyyden vuoksi veitsien, keihäänkärkien ja kirveiden teriin. Samantapaisiin tarkoituksiin käytettiin myös kovaa kemiallisesti saostunutta tai biologista alkuperää olevaa hienorakeista kvartsia (=chert), kvartsiitti-nimistä metamorfista kivilajia sekä hapanta lasimaista laavakiveä eli obsidiaania. Savea opittiin käyttämään hyvin varhain ruukkujen ja tiilien valmistukseen. Tämä tapahtui noin 30 000 vuotta sitten. Yksinkertainen savitiilien tekotapa on edelleenkin käytössä useissa paikoissa maapallolla. Pehmeitä kiviä kuten vuolukiveä ja kalkkikiveä käytettiin myös ruukkujen valmistukseen.

Paleoliittisellä ajalla ihminen käytti hyväkseen jo ainakin seuraavia kiviä ja mineraaleja: kalsedoni, kvartsi, vuorikristalli, serpentiini, obsidiaani, rikkikiisu, jaspis, kalsiitti, steatiitti, meripihka, jadeiitti, ametisti ja fluorisälpä. Neoliittisen ajan loppuun mennessä ihmisen tuntemien ja hyväkseen käyttämien mineraalien määrän on arvioitu olleen ainakin 40. Neoliittisellä ajalla opittiin tuntemaan mm. kulta ja kupari. Metalleja on aivan ilmeisesti aluksi löydetty niiden esiintyessä pelkkinä alkuaineina lähinnä jokisorassa. Kullan erottamiseksi sorasta osattiin jo varhain käyttää hyväksi sen suurta tiheyttä ja huuhtoa virtaavan veden avulla ränneissä kevyempi arvoton aines erilleen arvokkaasta kullasta.

Kulta ja kupari olivatkin ensimmäisiä metallisia mineraaleja, joita osattiin käyttää esineiden valmistamiseen, mikä johtuu suurelta osin niiden taottavuudesta. Ensimmäiset metallia (kuparia) sulattamalla valmistetut esineet ovat peräisin noin ajalta 3800 eaa. nykyisen Iranin alueelta. Pian tämän jälkeen lähi-idässä opittiin yksinkertaisen kupari-arseenipronssin valmistus ja noin 3000 eaa. oli parempilaatuinen kuparia ja kassiteriittia (SnO2) yhdessä sulattamalla saatava kupari-tinapronssi jo Mesopotamiassa yleisessä käytössä. Hieman myöhemmin pronssin valmistus opittiin mm. Intiassa, Kreetalla (n. 2500 eaa.) ja Kiinassa (n. 1600 eaa.). Rautaoksidien sulattaminen raudaksi merkitsi rautakauden alkua n . 1400 eaa. Ensimmäiset raudanvalmistustekniikat esimerkiksi Kreikassa tosin tuottivat sulan sijasta paremminkin kiinteätä kuumaa massaa, joka oli takomalla muokattava esineiksi kuten soturien kilviksi.

Egyptin suuruuden aikana korukivien ja kultaesineiden käyttö oli yleistä. Egyptiläiset koristivat itsensä mielellään koruilla ja myöskin vainajat lähetettiin tuonpuoleiselle matkalleen koruilla varustettuna. Erityisesti Teebessä kukoisti laaja koruteollisuus ja taitavat korukivien hiojat valmistivat koruja lapis lazulista ( = sodaliittipitoinen sininen kivi), ametistista, malakiitista ( = kuparikarbonaatti, Cu2CO3(OH)2 ), jaspiksesta ( = tiivistä punaista tai keltaista kvartsia), turkoosista ( = eräs fosfaatti), agaatista ( = raitaista, tiivistä ja värillistä kvartsia), beryllistä, kalsedonista ja granaatista. Kaikkia näitä kiviä saatiin lapis lazulia lukuunottamatta Egyptistä. Lapis lazulia egyptiläisten arvellaan hankkineen Afganistanista, jossa sitä tiedetään esiintyvän.

Korujen tullessa yhä suositummiksi ja yhä useampien hankkiessa niitä itselleen alkoivat korujen raaka-aineeksi sopivat kivet käydä harvinaisiksi ja vaikeammin löydettäviksi. Niinpä faaraoiden oli noin vuoden 2000 eaa. paikkeilla alettava lähettää retkikuntia Siinaille ja Punaisen meren rannikolle etsimään korukiviä. Noilta ajoilta katsotaan geologisen tutkimuksen ja siihen liittyvän malminetsinnän juontavan juurensa. Erästä varhaisimmista retkikunnista johti kapteeni Haroeris, jota voidaan siten pitää ensimmäisenä malminetsijänä. Mainittakoon, että Haroeriksen tutkimusretki oli tuloksekas ja retken tuloksena löydettiin Siinailta runsaasti turkoosia.

Kreikassa louhittiin kultaa ja hopeaa Kassandran kaivoksesta noin vuodesta 2500 eaa. alkaen. Kulta ja hopea osattiin erottaa hakemalla malmijuonien leikkauskohdista sellaisia paikkoja, joissa metallit olivat kiteytyneet selvästi erillisiksi rakeiksi. Malmijuonia katkovien siirrosten vaikutus osattiin ottaa huomioon ja malmijuonten jatkeita siirrospinnan takaa osattiin hakea sivulle, ylöspäin tai alaspäin siirtyneeltä kohdalta.

Kiinnostus kaivostyöhön ja mineraaleihin ei Kreikan kulttuurissa ollut kuitenkaan kovin suuri ja kreikkalaisten saavutukset monilla muilla kulttuurin aloilla ovat verrattomasti korkeammat kuin geologian tai siihen liittyvän muun tieteen piirissä. Kreikkalaiset olivat kiinnnostuneempia enemmän kuvitteellisista kuin konkreettisista asioista ja niinpä filosofia ja mm. metalliteollisuus pysyivät siellä pitkään toisistaan erillisinä. Kuitenkin Aristoteleen oppilas Theofrastos (372 - 287 e.Kr..) esitti Kivikirjassaan (ΠΕΡΙ ΛΙΘΩΝ = PERI LITHON , Kivistä) keräämänsä tiedot siihen aikaan tunnetuista kivistä ja mineraaleista sekä niihin siihen aikaan sovelletun luokittelun. Theofrastoksen Kivikirjaa voidaan siten pitää ensimmäisenä mineralogian oppikirjana. Theofrastos luokitteli maaperän ja kallioperän ainekset metalleihin (kulta, hopea, kupari), kiviin (muut mineraalit ja kaikki kivilajit) sekä maalajeihin. Näissä ryhmissä hän erotti ja kuvasi yhteensä noin 30 eri lajia.

Rooman valtakunnan historian ajoilta on mainittava Plinius vanhempi (23 -79 j.Kr..), joka kokosi sen aikaiset tiedot kivistä ja mineraaleista laajaan kokoomateokseensa Historia Naturalis. Sen 37 osasta kolme viimeistä käsitteli mineraaleja, jalokiviä ja niiden käsittelyä. Liekö maaäiti vihastunut salojensa julkistamisesta, sillä Plinius sai surmansa tulivuori Vesuviuksen purkautuessa vuonna 79 j.Kr..

 Kuten niin monilla kulttuurin osa-alueilla, saadaan seuraavaa edistysaskelta myös geologian ja mineralogian osalta hakea Kreikan ja Rooman kukoistuskauden jälkeen aina noin 1500 vuotta nuoremmalta ajalta. Saksassa oli Saksin Erzgebirgen alueella ja osittain myös muualla kehittynyt vilkas vuorityö jo keskiajalla. Georgius Agricola, jonka alkuperäinen saksalainen nimi oli Georg Bauer (1494 - 1555), oli tuon ajan oppineiden tavoin hyvin monia aloja opiskellut. Leipzigissa hän oli opiskellut teologiaa, filosofiaa ja filologiaa. Agricola valmistui opettajaksi, mutta opiskeli myöhemmin Italiassa lääkäriksi. Lääkärintointa hän asettui harjoittamaan Joachimstahliin, jossa siihen aikaan oli hopeakaivos. Agricolaa olivat jääneet askarruttamaan klassisten kielten opintojen yhteydessä esiin tulleet kreikkalaisten ja roomalaisten maininnat mineraaleista ja kivistä. Näistä Agricola ei sen kummemmin kuin hänen opettajansakaan ollut ymmärtänyt mitään ja nyt Joachimstahlissa Agricola päätti ottaa asioista selvää. Vuosien mittaan keräämänsä havaintoaineiston ja hankkimansa tiedot hän esitti De Re Metallica -nimisessä teoksessa, johon kuuluu kaksitoista osaa. Agricola oivalsi ensimmäisenä kivien leikkaussuhteiden merkityksen kivien keskinäistä ikää arvioitaessa, periaatteen joka on nykypäivänäkin geologian käytetyimpiä menetelmiä. Hän näki malmijuonien leikkaavan malmin sivukiviä Joachimstahlin hopeakaivoksessa. Juonet katkaisivat sivukiven kerroksia ja raitoja ja tästä Agricola aivan oikein päätteli, että malmijuonet olivat nuorempia eli siis myöhemmin syntyneitä kuin ympäristönsä. Tämän oivalluksen perusteella Agricolaa voi pitää geologian isänä, vaikkakin yleisesti tämä kunnia annetaan paljon myöhemmin eläneelle skotlantilaiselle James Huttonille.

Agricola pohti myös, miten malmijuonet olivat syntyneet. Hän arveli maan pinnalta maan uumeniin valuneiden pintavesien kuumentuneen maan sisällä siinä määrin, että ne olivat pystyneet liuottamaan malmiaineksia ja myöhemmin saostaneet ne kylmemmässä ympäristössä malmijuoniksi. Agricola vastusti voimakkaasti siihen aikaan malminetsinnässä hyväksi käytettyä taikavarpua ja korosti sen sijaan ruosteisten kivien esiintymisen perusteella tarjoutuvaa mahdollisuutta löytää sulfidimalmeja. Tämän perusteella häntä voidaan pitää myös tieteellisen malminetsinnän isänä.


Agricola näyttää käsittäneen mineraali- ja kivilajikäsitteen eron. Se käy ilmi siitä, että hän luokitteli maa- ja kallioperän rakenneosat homogeenisiin mineraaleihin ( = mineraalit) ja heterogeenisiin mineraaleihin ( = kivilajit). Homogeeniset mineraalit, käyttääksemme hänen terminologiaansa, hän luokitteli suoloihin, jalokiviin, metalleihin ja muihin mineraaleihin.

Agricolan jälkeen mineralogian kehitys pysähtyi pitkäksi aikaa. Merkittäviä edistysaskelia mineralogian historian kannalta 1600-luvulla olivat tanskalaissyntyisen Nicolaus Stenon ( = Niels Stensen) kulmien pysyvyyden lain keksimiseen johtaneet kvartsikiteiden pintojen välisiä kulmia koskeneet mittaukset vuonna 1669 sekä samoin tanskalaissyntyisen Erasmus Bartholinuksen (Rasmus Berthelsen) kahtaistaitteisuuden havaitseminen kalsiittilohkokappaleen avulla samoin vuonna 1669. Maininnan arvoinen kidetieteen kannalta on myös Johannes Keplerin lumihiutaleista v. 1611 keksimä heksagoninen symmetria sekä pallomaisten kappaleiden mahdollisuus järjestyä joko heksagonisen tai kuutiollisen symmetrian mukaan.

Kahdeksannentoista vuosisadan kehitys geologian kaikkien haarojen osalta keskittyi voimakkaasti Saksan Freibergin vuoriakatemian yhteyteen sekä toisaalta Skotlantiin, jossa James Hutton eli ja vaikutti. Kuten jo Agricolan yhteydessä mainittiin, oli Saksassa virinnyt vilkas kaivosteollisuus 1500-luvulla. Freibergin vuoriakatemia perustettiin 1770-luvulla kaivostoiminnan ja siihen liittyvän tutkimuksen tarpeita palvelemaan. Vuoriakatemiaan hankittiin kokoelmat, jotka vähitellen kasvoivat merkittäviksi käsittäen kaikki senaikaiset Saksan kaivokset. Akatemian oppilaat kulkivat tutustumassa kaivoksiin, työskentelivät kaivoksissa ja etsivät uusia malmiesiintymiä. Tutkimusmatkojen tuloksista oppilaat pitivät esitelmiä akatemiassa. Merkittävä geologian alan akateeminen opetus- ja tutkimuslaitos oli näin saanut alkunsa.

Akatemian opettajksi tuli vuonna 1775 Abraham Gottlob Werner (1749 - 1817), josta oli tuleva geologian ehkä kaikkien aikojen vaikutusvaltaisin, innostavin ja suurin opettaja. Hänen henkilökohtainen suggeroivuutensa ja innostava opetustaitonsa tulivat niin kuuluisiksi, että hänen luokseen tulvi oppilaita kaikkialta ja Wernerin ajatukset levisivät kaikkialle Europpaan hänen innostuneiden ja vannoutuneiden oppilaskannattajiensa mukana. Wernerin vaikutus geologian kehitykseen oli niin suuri, että hänen ajatuksensa olivat 125-150 vuotta kaiken geologisen ajattelun pohjana. Werner ei itse paljonkaan kirjoittanut, mutta hänen vaikutuksensa näkyy hänen oppilaittensa kirjallisissa julkaisuissa.

Kaiken kaikkiaan Wernerin ajatukset muodostavat oppirakennelman, jota on kutsuttu wernerismiksi tai, mikä on yleisempää, neptunismiksi. Ennen Werneriä oli suuri ranskalainen filosofi ja matemaatikko Descartes selittänyt vuonna 1644 teoksessa Principia Philosophiae malmien olevan peräisin maan sisuksista tulleista kuumista ja sulista aineksista, jotka olivat jäähtyessään vihdoin muuttuneet kiinteiksi maan kuoressa. Descartes´n mukaan maa oli alunperin sulassa tilassa ollut pallo, jonka jäähtyessä sille oli muodostunut kuori. Tähän kuoreen oli sitten jäähtymisen jatkuessa tunkeutunut sitä leikkaavina juonimuodostumina nyt esiintyviä malmijuonia kuumien liuosten ja kuumenneen pohjaveden liuottamista aineksista. Werner ei hyväksynyt Descartes´n ajatusta, vaan selitti sen sijaan kivien saaneen alkunsa saostumalla suuresta alkuvaltamerestä peräkkäisinä erilaisina saostumina. Saostumista vanhimmat ns. primitiiviset kivet tulivat esiin ainoastaan vuorien sydänosina niiden keskuksissa ja näkyivät vuorten huipuilla. Myöhemmät saostumat verhosivat vuorten rinteitä ja kaikkein nuorimmat sijaitsivat laaksojen syvimmissä osissa merkiten samalla alkuvaltameren pakenemista nykyisiltä manneralueilta nykyisille merialueille. Malmijuonet olivat peräisin tästä alkuvaltamerestä, josta juonet olivat tunkeutuneet ylhäältä päin ja leikkasivat näin vanhempaa kallioperää. Jotta näin olisi voinut tapahtua, oli pakko olettaa alkuvaltameren tulleen paikalle uudelleen, jotta vettä, mistä malmijuonten ainekset olivat peräisin, olisi ollut käytettävissä.

Wernerin merkitys mineralogian kehittäjänä on siinä, että hän esitti ensimmäisenä erittäin huolellisesti laaditun ja kaikki siihen saakka tunnetut mineraalit sisältävän ja loogisesti luokitellun ja ryhmitellyn esityksen mineraaleista, joiden ulkoiset tuntomerkit (Die Äusseren Kennzeichen der Fossilien) hän myöskin luetteli. Fossiilit tarkoittivat siihen aikaan juuri kiviä ja mineraaleja. Werner myös ensimmäisenä kutsui mineraaleja henkilöiden nimellä (mm. witheriitti, prehniitti).

Tässä yhteydessä ei ole mahdollista lähteä tarkastelemaan Wernerin edustamaa neptunistista käsitystä ja sen heikkouksia lähemmin, mutta voitanee lyhyesti todeta, että skotlantilaisen James Huttonin (1726 - 1797), geologian isän, edustama ajatuskanta plutonismi osuu lähemmäksi totuutta. Sen mukaan erityisen merkittäviä tekijöitä maapallon kivisen kuoren synnyttäjinä ja siinä vaikuttavissa prosesseissa ovat olleet endogeeniset voimat, joita Werner ei hyväksynyt. Laakioina ja patjoina vuorenhuippuja ja tasankoja peittävät basalttipatjat olivat Huttonin mukaan laavasyntyisiä kun Werner oli selittänyt ne alkuvaltamerestä syntyneiksi.

Suuri ruotsalainen kemisti Jöns Jakob Berzelius (1779 - 1848) ja hänen oppilaansa Mitscherlich (1794 - 1863) kehittivät erittäin merkittävällä tavalla mineralogiaa tutkimalla mineraalien kemiallista koostumusta. Näiden tutkimusten pohjalle kehittyi mineraalien kemiallisin perustein tapahtuva luokittelu, jota pääpiirtettäin yhä vieläkin käytetään. Mitscherlich havaitsi vuonna 1812, että saman mineraalin koostumus saattoi vaihdella ja tuli näin keksineeksi diadokian ja isomorfian olemassaolon.

Erittäin merkittävää kehitysvaihetta mineraalien ja myös kivien tutkimisen kannalta merkitsee skotlantilaisen William Nicolin vuonna 1829 keksimä nikolin prismaksi kutsuttu laite, jonka avulla voidaan aikaansaada polarisoitua valoa. Nicolin maanmies H.C. Sorby kehitti 1850-luvulla edelleen jo välillä unhoon vaipuneita nikolin prismaa ja Nicolin keksimää tapaa valmistaa kivistä läpinäkyviä mikroskooppipreparaatteja eli ns. ohuthietä (engl. thin section, saks Dünnschliff). Saksassa H. Rosenbusch ja F. Zirkel kiinnostuivat Sorbyn kirjoituksista, tutustuivat polarisaatiomikroskooppiin ja loivat sen avulla vähitellen 1850 - 1890 pääosissaan yhä vieläkin käytössä olevan kivilajien mikroskooppispetrografisen luokittelun.

Kidemuodon merkitystä mineraalien tunnistamisessa korosti erityisesti ranskalainen Rene Just Haüy (1743 - 1822), josta piti alunperin tulla kasvitieteilijä tai fyysikko, mutta joka sattumalta joutui tutustumaan mineraaleihin ja kiinnostui niistä. Hän pudotti näet erään ystävänsä hänen tarkasteltavakseen antaman islanninsälpälohkokappaleen sillä onnettomalla seurauksella, että arvokas iso näyte lohkesi kahteen romboedriseen lohkokappaleeseen. Haüy ei antanut tapahtuneen kuitenkaan masentaa itseään, vaan alkoi miettiä, mistä lohkeaminen oikeastaan johtui ja siirtyi sitten vähitellen kokonaan mineralogian ja kidetieteen harrastajaksi. Lohkeamisen selittämiseksi hän arveli koko kalsiittikappaleen koostuvan rajattoman pienistä romboedrin muotoisista kappaleista, joita hän nimesi molecules integrantes. Tällä tavoin Haüy, josta sittemmin tuli Ranskan Luonnonhistoriallisen Museon ja Sorbonnen yliopiston mineralogian professori, pani alulle kidetieteen alkeiskoppiajattelun ja mineraalien sisäisen rakenteen tutkimuksen.

 

Kuva 88. Haüy´n käsitys hevosenhammaskalsiitin (vrt. kuva 72, s. 78) muodostumisesta romboedrisista yksiköistä (molecules integrantes).

 

Yhteistä edistysaskelta toisilleen niin läheisissä tieteissä kuin kidetieteessä ja mineralogiassa merkitsi Christian Samuel Weissin (1780 - 1856) Berliinin yliopistossa kehittämä tapa ilmaista kidepintojen asemaa parametrisuhteiden avulla. Weiss alkoi myös luokitella kiteitä symmetria-periaatteen ja symmetriaelementtien perusteella ja määritteli akseliristikot. Parametreista kehitti William H. Miller (1801 - 1880) Cambridgessa Englannissa edelleen indeksimerkintätavan.

Mineraalien kiteiden symmetriasuhteisiin kiinnitti huomiota saksalainen J.F.C. Hessel, joka johti 32 symmetrialuokkaa symmetriaperiaatteen nojalla vuonna 1830. Hesselin työ ei tullut maailmalla tunnetuksi ja niinpä suomalaista Axel Gadolinia voidaan myös pitää ensimmäisenä, joka johti symmetrialuokat, sillä Gadolin oli toiminut tietämättä Hesselin työstä ja julkaissut 32 symmetrialuokan johdon sisältävän tutkimuksensa vuonna 1867. Auguste Bravais (1811-63) tutki massapisteiden mahdollisuutta ryhmittyä kidehilassa tiettyjen geometristen kuvioiden mukaisesti ja johti vuonna 1848 tätä apuna käyttäen neljätoista kidehilatyyppiä, joiden hän myös osoitti olevan ainoat mahdolliset tavat massapisteiden järjestäytymiselle. Kiteiden symmetriasuhteiden selvittelyn veivät nykyiselle tasolle venäläinen E.S. Fedorov ja saksalainen A. Schönfliess vuonna 1891 johtamalla teoreettisesti 230 avaruusryhmää.

Mineraalien sisäisen rakenteen selvittämisen kannalta merkitsi Wilhelm von Röntgenin vuonna 1895 tapahtunut röntgensäteiden, tai kuten hän itse sanoi, X-säteiden keksiminen ratkaisevaa edistysaskelta. Kokeellinen röntgensäteiden avulla tapahtuva mineraalien sisäisen rakenteen tutkiminen oli osoittava kuviteltujen hilatyyppien ja Fedorovin ja Schönfliessin johtamien avaruusryhmien todella olevan olemassa. Kokeellinen röntgensäteiden avulla tapahtuva tutkimus sai alkunsa vuonna 1912.

Tutkimus lähti käyntiin oikeastaan aivan täysin nurinkurisessa järjestyksessä, sillä ensiksi pyrittiin selvittämään, mitä X-säteet olivat. Wilhelm Röntgen halusi nimittää keksimiään siihen asti tuntemattomia säteitä X-säteiksi sen vuoksi, että hän ei tiennyt, mitä ne todella olivat. Max von Laue työskenteli Münchenin yliopistossa ja myös Lauea askarrutti kysymys siitä, mitä röntgensäteet oikeastaan olivat. Siihen aikaan tiedettiin valon poikkeavan eli diffraktoituvan kulkiessaan hienonhienon säleikön läpi. Lauen mieleen juolahti tarkastella X-säteitä tältä pohjalta, mahtaisivatko X-säteet taittua kulkiessaan mineraalin hilan kautta. Koe toteutettiin kuparisulfaattikiteillä vuonna 1912. Kokeen perusteella voitiin nähdä mineraalien todella koostuvan massapisteistä, jotka olivat säännönmukaisella tavalla symmetrisesti järjestyneet. Massapisteet muodostavat edelleen verkkopintoja, joiden välissä kulkevat röntgensäteet interferoivat keskenään. Lauella ei tosin ollut mitään käsitystä siitä, miten etäällä kuparisulfaatin verkkopinnat toisistaan olivat.

Lauen ja hänen oppilaittensa koe tuli nopeasti tunnetuksi Euroopassa. Englannissa alkoivat W.L. ja W.H. Bragg, isä ja poika, nopeasti soveltaa röntgensäteitä mineraalien sisäisen rakenteen tutkimuksiin. Braggit selvittivät ensi ruokasuolan ja sen jälkeen lyhyessä ajassa suuren joukon muiden mineraalien rakenteita. He johtivat sittemmin Braggin laiksi nimetyn lain, joka on mineraalien hilarakenteiden selvittelyn ja röntgendiffraktion perusta, ja saivat työstään tunnustukseksi myöhemmin Nobelin fysiikan palkinnot.

Röntgendiffraktion merkitys mineralogian kehitykselle oli suunnaton, 1930-luvun loppuun mennessä lähes kaikkien tärkeimpien mineraaliryhmien kidekemialliset rakenteet oli selvitetty. Samoin uusia mineraaleja alkoi löytyä kiihtyvällä tahdilla, röntgenmenetelmä tarjoaakin oivallisen tavan mineraalien tunnistamiseksi ja uusien identifioimiseksi. Norjalainen V.M. Goldschmidt sovelsi röngendiffraktiota ja tietoa mineraalien kemiallisesta koostumuksesta 1920- ja 1930-luvulla ja johti niiden perusteella säännöt aineiden jakautumiselle mineraalien hilassa. Goldschmidtin työn kautta oli viimein luotu pohja nykyaikaiselle mineralogialle ja geokemialle.

Merkittävää edistysaskelta mineralogiassa on merkinnyt 1960-luvulla käyttöön otettu mikroanalysaattori, joka keksittiin ja kehitettiin Ranskassa ja Englannin Cambridgen yliopistossa. Mikroanalysaattorissa käytetään elektronisuihkua, joka keskitetään tutkittavaan näytteeseen erittäin pienelle, noin 4 - 100 µm2:n alueelle, josta saadaan sitten analysoiduksi kemiallinen koostumus. Mikroanalysaattorin avulla päästään käsiksi kemiallisen koostumuksen vaihteluiden tutkimiseen saman mineraalirakeen puitteissa. Samalla tarjoutuu myös mahdollisus tutkia eri alkuaineiden jakaantumista eri vyöhykkeisiin mineraalissa sekä muuttumisilmiöiden seuraamiseen. Mikroanalysaattorilla onkin ollut keskeinen merkitys paitsi mineralogiassa, myös kivilajien syntyä tutkivassa geologian haarassa eli petrologiassa, sillä mikroanalysaattorin avulla voidaan tutkia geologisten prosessien vaikutusta mineraaleihin ja siten saada tietoa näistä prosesseista kivien mineraalimuistikirjan avulla.

Röntgendiffraktiolaitteistojen ja mikroanalysaattorin myötä alkoi mineralogisen tutkimuksen instrumentoituminen. Mineralogian tutkimus onkin nykyään melko lailla eriytynyt erilaisten tutkimusmenetelmien mukaan, joista uusimpina mainittakoon erilaiset ja hyvin monilukuisat spektroskooppiset menetelmät, joilla voidaan saada tietoa atomien yksityiskohtaisesta järjestäytymisestä mineraalissa ja niiden välittömän ympäristön luonteesta, samoinkuin erilaiset pinta-analyyttiset menetelmät, jotka ovat tulleet mineralogiaan puolijohde- ja suprajohdetutkimuksen sekä tietokonetekniikan myötä ja joilla voidaan saada aikaan kuvia, joissa mineraalikiteen pinnan yksittäisetkin atomit ovat näkyvissä. Geologian kannalta tärkeänä instrumenttina on ehdottomasti mainittava viime vuosina käyttöön otetut sekundääri-ionimassaspektrometrit (engl. ion microprobe, saks Sekundärionen-Massenspektrometer), joilla on jo nyt tärkeä merkitys geokronologiassa eli kivien iän ja ikäsuhteitten tutkimuksessa. Kyseisellä laitteella, joka kehitettiin Canberrassa Australiassa, voidaan mikroanalysaattorin tapaan saada analyysi hyvin pienestä osaa mineraaliraetta, nyt vain analysoitavana on kemiallisen koostumuksen sijasta alkuaineiden isotooppisuhteet, joista sitten voidaan laskea juuri kyseisen mineraalirakeen osan kiteytymisikä. Laitetta käytetään pääasiassa kivissä yleisesti aksessorisena esiintyvän zirkoni-nimisen silikaattimineraalin tutkimiseen.


II. 9. MÄÄRITYSKAAVIOT


II. 9. 1. Mineraalien määrityskaavio I

 

Mineraalista saadaan selvästi värillinen viiru tuoreelta murtopinnalta


II. 9. 2. Mineraalien määrityskaavio II

 

Mineraalin viiru heikko, väritön tai puuttuu kokonaan

 

 


II. 9. 3. Mineraalien interaktiivinen määrityskaavio