Självständigt arbete Nr 50

Zirkon och dess användning inom geokronologin

Zirkon och dess användning inom geokronologin

Nathalie Ljunggren

Nathalie Ljunggren

Uppsala universitet, Institutionen för geovetenskaperKandidatexamen i Geovetenskap, 180 hpSjälvständigt arbete i geovetenskap, 15 hpTryckt hos Institutionen för geovetenskaper Geotryckeriet, Uppsala universitet, Uppsala, 2013.

Zirkon är ett mycket viktigt mineral inom geokronologin. Tack vare dess specifika kristallstruktur tas små mängder uran och andra spårämnen upp av zirkonen vid dess bildning. Det är möjligt att bestämma en bergarts ålder genom att beräkna förhållandet mellan de radioaktiva ämnena och dess stabila slutprodukter som bildas hos zirkonen med tiden. Olika metoder och tekniker har sedan denna upptäckt utvecklats i snabb takt. Grötingengraniten har tidigare daterats med hjälp av TIMS till en ålder mellan 1,74 och 1,75 miljarder år. Denna datering har visats sig mycket osäker varför ett nytt försök till att bestämma dess ålder har planerats in inom den närmsta framtiden. Innan man utför en sådan datering görs alltid en mikroskopisk förstudie där zirkonerna hos bergartsprovet avbildas med hjälp av olika sorters tekniker. De strukturer som kan identifieras hos zirkonerna kan sedan avslöja viktig information om vilka geologiska processer som verkat på bergarten. Syftet med denna studie var att extrahera ett antal zirkoner från Grötingengraniten för att undersöka dess yttre morfologi och inre strukturer. Detta gjordes under både ett vanligt optiskt mikroskop och ett svepelektronmikroskop där BSE användes. Zirkonerna i provet uppvisade många olika strukturer från tydligt zonerade zirkoner till i stort sätt helt opåverkade och homogena zirkoner. Trots den stora variationen mellan strukturerna bland zirkonerna kan slutsatser dras om att denna granit troligtvis inte har påverkats av några postmagmatiska processer. Däremot syns tydliga tecken på att magmatiska fluider funnits tillgängligt hos bergarten vid ett eller flera tillfällen. Många zirkoner uppvisar nämligen olika typer av flytstrukturer som bildats då fluider trängt in i zirkonen och omfördelat den kemiska sammansättningen. Med tanke på att de flesta zirkoner i provet hade genomgått en kraftig metamiktisering är det inte särskilt anmärkningsvärt att det tidigare försöket till att datera denna granit gav ett relativt dåligt resultat.

Självständigt arbete Nr 50

Zirkon och dess användning inom geokronologin

Nathalie Ljunggren

Handledare: Karin Högdahl

Copyright © Nathalie Ljunggren and the Department of Earth Sciences Uppsala UniversityPublished at Department of Earth Sciences, Geotryckeriet Uppsala University, Uppsala, 2013

III 

 

Sammanfattning 

 

Zirkon är ett mycket viktigt mineral inom geokronologin. Tack vare dess specifika kristallstruktur tas 

små mängder uran och andra spårämnen upp av zirkonen vid dess bildning. Det är möjligt att 

bestämma en bergarts ålder genom att beräkna förhållandet mellan de radioaktiva ämnena och dess 

stabila slutprodukter som bildas hos zirkonen med tiden. Olika metoder och tekniker har sedan 

denna upptäckt utvecklats i snabb takt.  

 

Grötingengraniten har tidigare daterats med hjälp av TIMS till en ålder mellan 1,74 och 1,75 miljarder 

år. Denna datering har visats sig mycket osäker varför ett nytt försök till att bestämma dess ålder har 

planerats in inom den närmsta framtiden. Innan man utför en sådan datering görs alltid en 

mikroskopisk förstudie där zirkonerna hos bergartsprovet avbildas med hjälp av olika sorters 

tekniker. De strukturer som kan identifieras hos zirkonerna kan sedan avslöja viktig information om 

vilka geologiska processer som verkat på bergarten.  

 

Syftet med denna studie var att extrahera ett antal zirkoner från Grötingengraniten för att undersöka 

dess yttre morfologi och inre strukturer. Detta gjordes under både ett vanligt optiskt mikroskop och 

ett svepelektronmikroskop där BSE användes. Zirkonerna i provet uppvisade många olika strukturer 

från tydligt zonerade zirkoner till i stort sätt helt opåverkade och homogena zirkoner. Trots den stora 

variationen mellan strukturerna bland zirkonerna kan slutsatser dras om att denna granit troligtvis 

inte har påverkats av några postmagmatiska processer. Däremot syns tydliga tecken på att 

magmatiska fluider funnits tillgängligt hos bergarten vid ett eller flera tillfällen. Många zirkoner 

uppvisar nämligen olika typer av flytstrukturer som bildats då fluider trängt in i zirkonen och 

omfördelat den kemiska sammansättningen. Med tanke på att de flesta zirkoner i provet hade 

genomgått en kraftig metamiktisering är det inte särskilt anmärkningsvärt att det tidigare försöket till 

att datera denna granit gav ett relativt dåligt resultat.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

IV 

 

Abstract 

 

Zircon is a very important mineral in geochronology. The specific crystal structure of this mineral 

allows small amounts of uranium and other trace elements to be incorporated during its growth. By 

calculating the ratio between the radioactive isotopes and its stable end products in the zircon it is 

possible to determine the age of a rock. Various methods and techniques have since this discovery 

evolved rapidly.  

 

The Grötingengranite has previously been dated by multi‐fraction TIMS analysis to an age between 1.74 and 1.75 billion years. This dating turned out to be very uncertain and a new attempt was planned to determine the age of the granite. Before any dating attempts, a microscopically pre‐study is always performed where different types of techniques are used to image the zircons of the rock sample. The structures that can be identified in the zircons can help us reveal important information about the geological history of the rock.   

The purpose of this study was to extract a number of zircons form the Grötingengranite and 

investigate their morphology and internal structures. The imaging of the zircons was performed with 

optical microscope and scanning electron microscope by back‐scattered electrons (BSE). The zircons 

of the sample exhibited a variety of structures, from cloudy, distinct zoned zircons to almost 

homogeneous and transparent zircons. Despite the large variation in structures among the zircons 

conclusions can be drawn that this granite has not been influenced by any significant postmagmatic 

processes. However, it is clear that magmatic fluids have affected the rock after the zircon was 

formed. This assumption can be made because many zircons exhibit different types of flowtextures. 

These textures are formed when fluids act on the zircon and redistribute the trace elements. Given 

that most of the zircons in the sample are strongly metamict it is not remarkable that the previous 

attempt to date this granite gave a result with low precision.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

V 

 

Innehållsförteckning  

1 Introduktion ......................................................................................................................................... 1 

1.1 Syfte och mål ..................................................................................................................................... 1 

2 Radiometrisk datering ......................................................................................................................... 2 

2.1 Allmänt .............................................................................................................................................. 2 

2.2 Isotoper ............................................................................................................................................. 2 

2.3 Radioaktivt sönderfall........................................................................................................................ 3 

2.3.1 Alfa‐sönderfall ................................................................................................................................ 3 

2.3.2 Beta sönderfall ............................................................................................................................... 3 

2.4 Halveringstid och sönderfallsserier ................................................................................................... 4 

2.5 Åldersbestämning av bergarter ......................................................................................................... 4 

3 Zirkon ................................................................................................................................................... 7 

3.1 Vad är zirkon? .................................................................................................................................... 7 

3.2 Radiometrisk datering med U‐Pb metoden ...................................................................................... 8 

3.3 Zirkon som geokronometer ............................................................................................................... 9 

3.4 Zirkon och dess radioaktiva ämnen ................................................................................................... 9 

3.5 Metamiktisering och rekristallisation .............................................................................................. 11 

3.6 Blyförluster ...................................................................................................................................... 13 

3.7 Konkordiadiagrammet ..................................................................................................................... 14 

4 Zirkonens yttre morfologi och inre texturer ..................................................................................... 16 

4.1 Allmänt ............................................................................................................................................ 16 

4.2 Yttre morfologi ................................................................................................................................ 16 

4.3 Inre texturer .................................................................................................................................... 18 

4.3.1 Zonering ........................................................................................................................................ 21 

4.3.2 Xenocrystiska kärnor .................................................................................................................... 21 

4.3.3 Rekristallisation ............................................................................................................................ 21 

4.3.4 Hydrotermala zirkoner ................................................................................................................. 22 

4.3.5 Sprickor ......................................................................................................................................... 22 

4.3.6 Omvandling .................................................................................................................................. 23 

4.3.7 Inneslutningar............................................................................................................................... 24 

4.3.8 Komplexa strukturer ..................................................................................................................... 24 

5 Mikroskopi ......................................................................................................................................... 24 

5.1 Allmänt ............................................................................................................................................ 24 

5.2 Optiskt mikroskop ........................................................................................................................... 24 

5.3 Svepelektronmikroskop ................................................................................................................... 25 

6 Geologi ............................................................................................................................................... 26 

6.1 Allmänt ............................................................................................................................................ 26 

6.2 Jämtlands geologi ............................................................................................................................ 27 

6.3 Grötingengraniten ........................................................................................................................... 28 

7 Praktisk studie ................................................................................................................................... 30 

7.1 Introduktion..................................................................................................................................... 30 

7.2 Provförberedelser ........................................................................................................................... 30 

7.3 Resultat ............................................................................................................................................ 32 

VI 

 

7.3.1 Morfologi ...................................................................................................................................... 32 

7.3.2 Inre texturer ................................................................................................................................. 33 

7.4 Diskussion och sammanfattning ...................................................................................................... 37 

7.5 Slutsats ............................................................................................................................................ 39 

8 Tack .................................................................................................................................................... 39 

9 Referenser .......................................................................................................................................... 39 

 

 

 

1 Intro

Zirkon är

De är fra

är ett re

exempel

metamo

 

Zirkon an

utvinnin

På grund

kärnkraf

zirkonen

geologin

där back

ge myck

geokron

att erhål

utsatta f

 

Fig 1; (a) Z

http://ww

 

Under de

är det til

svepelek

nyutveck

zirkoner

de probl

heller ing

analysen

betydels

 

1.1 Syf

Detta pr

bred bak

oduktion

r ett vanligt f

amförallt my

lativt hårt oc

l vittring, try

orfa bergarte

nvänds inom

g av metalle

d av metallen

ftindustrin fö

ns höga ljusb

n däremot an

kscatterbilde

et exakta åld

ometern. Ge

lla viktig info

för (Heaman 

Zirkonium (figur

ww.ridderborg.s

e senaste 30

ll exempel m

ktronmikrosk

klade jonmik

. Fördelarna

em som ofta

ga kemiska f

n. Trots denn

sen av olika t

fte och må

rojektarbete 

kgrund om zi

n 

förekomman

ycket vanliga 

ch motstånd

yck och/eller 

er (Deer et al

m många olik

n zirkonium 

ns förmåga a

ör att täcka in

rytningsinde

nvänds de frä

er ofta använ

dersdata har

enom att vid

ormation om

 et al., 1991)

r från http://jum

se/aedelstenar‐

0 åren har me

möjligt att se 

kop. Ett anna

krosonden so

 med att anv

a uppstår vid

förberedelse

na avancerad

texturer (Hea

ål 

är uppdelat 

irkon i allmä

nde accessor

i granit och 

skraftigt min

temperaturf

., 1982).  

a områden. T

(Zr) som inte

att inte abso

nsidan av kä

ex används d

ämst för att å

ds (fig 1c). E

r de sedan lä

are studera 

 vilka geolog

).  

mk.de/mein‐ps

‐zirkon‐c‐33_61

etoder inom

mycket små 

at instrumen

om gjort det 

vända sig av 

d multikornsa

er och undvik

de teknik finn

aman et al., 

i en litteratu

nhet och hu

1 

riskt mineral

andra SiO2‐r

neral överlev

förändringar

Till exempel

e förekomm

rbera neutro

rnreaktorkä

de även som 

åldersbestäm

Eftersom zirk

nge ansetts

zirkonens yt

giska process

se/zirkonium.ph

1.html). (c) BSE‐

m U‐Pb geokr

 detaljer och

nt som revolu

möjligt att u

detta instrum

analyser av k

ker att helt fö

ns fortfarand

1991).  

urstudie och 

r de används

 som finns i 

rika magmat

ver de ofta ge

r och hittas d

 bryts stora v

er i dess me

oner, använd

rlen (Nilsson

ädelstenar i 

mma bergart

kon förekomm

som den bäs

ttre morfolog

ser som zirko

hp). (b) En slipa

‐avbildning av e

onologin utv

h texturer ho

utionerat U‐

utföra så kall

ment är mån

komplexa zir

örstöra det z

de mycket kv

en praktisk 

s inom geolo

små mängde

iska bergarte

eologiska pro

därför även i 

volymer zirk

talliska form

ds det främst

, et al., 2011

många smyc

ter med hjälp

mer i många

sta och mest

gi och inre te

onen och där

 d zirkonkristall 

en zirkon (Nath

vecklats med

os zirkonen m

Pb geokrono

ade in situ a

nga och löser

rkonpopulati

zirkonprov so

var att lära o

del. I litterat

ogin för att d

er i många be

er. Eftersom 

ocesser som

 sedimentär

kon kommers

m (Fig 1a) på j

t inom 

1). Tack vare 

cken (fig 1b)

p av U‐Pb m

a bergarter o

t pålitliga 

extur är det m

rmed berget

l (figur från 

halie Ljunggren)

d rasande far

med hjälp av 

ologin är den

analyser hos 

r till exempe

ioner. Det kr

om använde

om zirkoner o

turstudien ge

datera och på

ergarter. 

zirkon 

m till 

a och 

siellt för 

jorden. 

. Inom 

etoden 

ch kan 

möjligt 

t varit 

).  

rt. I dag 

ett 

n relativt 

enskilda 

el flera av 

räver 

s vid 

och 

es en 

å så sätt 

2 

 

öka förståelsen för den geologiska utvecklingen hos olika bergarter. Därefter följer en praktisk studie 

som inriktar sig på att beskriva den yttre morfologin och de inre texturerna hos zirkoner från 

Grötingengraniten. Dessa zirkoner anrikades från granitprovet och undersöktes sedan både med 

optiskt ljusmikroskop och under ett svepelektronmikroskop där avbildning genom backscatter 

elektroner (BSE) användes. 

 

Grötingengraniten har tidigare daterats med TIMS av multifraktioner som gav en ålder på mellan 

1,74 och 1,75 miljarder år (Gorbatschev, 2004). Denna datering är tämligen osäker och en ny datering 

av graniten har planerats. Syftet med denna studie är att undersöka Grötingengranitens zirkoner 

med avseende på deras yttre morfologi och inre texturer för att få en uppfattning om vilka 

geologiska processer som verkat på graniten sedan den bildades. Denna studie kan därför ses som en 

förstudie inför ett större projekt där Grötingengranitens ålder kommer att bestämmas genom LA‐ICP‐

MS analyser. 

Del 1 

2 Radiometrisk datering 

2.1 Allmänt 

Radioaktivitet och radioaktivt sönderfall upptäcktes i början av 1900 talet och har öppnat upp en helt 

ny vetenskap vad gäller absoluta dateringsmetoder. Istället för att förlita sig på relativa metoder som 

inte ger en exakt ålder utan placerar en bergart eller en geologisk händelse i en kronologisk ordning 

enligt principen; äldst, yngre, yngst, kan man med radiogena metoder erhålla den absoluta åldern, 

dvs. den exakta åldern i år (Stockholms universitet, 

http://www.tellus.geo.su.se/geologi_i_skolan/Pages/aldersbestamning3.htm). Innan möjligheten 

med absoluta dateringsmetoder fanns, uppskattades jordens ålder med hjälp av flera olika metoder 

som till exempel antaganden från evolutionshastigheter, depositionshastigheter, jordens avkylning 

och tolkningar från tidigare religiösa skrifter (Wicander, 2009).  

 

2.2 Isotoper 

Isotoper kallas de atomer som tillhör samma grundämne men som har olika antal neutroner. Med 

andra ord, atomerna har samma antal protoner men olika antal neutroner i kärnan. De flesta 

grundämnen innehåller en blandning mellan flera olika stabila isotoper. Vissa grundämnen innehåller 

emellertid en eller flera instabila isotoper. Grundämnen med tyngre kärnor dvs. högre masstal 

innehåller nästan enbart instabila isotoper. Dessa instabila isotoper som även kallas för radioaktiva 

moderisotoper strävar efter att sönderfalla till stabila dotterisotoper av ett annat ämne på en lägre 

energinivå. Vid sönderfallet frigörs energi i from av partikelstrålning (alfa‐ och/eller beta strålning) 

och elektromagnetisk strålning (gamma strålning). Absoluta dateringsmetoder baseras på det faktum 

att olika instabila moderisotoper sönderfaller till stabila dotterisotoper med en viss bestämd 

hastighet (NDT education resource center, http://www.ndt‐

ed.org/EducationResources/HighSchool/Radiography/radioactivity.htm).  

 

 

2.3 Rad

Det finns

spontan 

 

2.3.1 A

Vid ‐sövilket är 

atomnum

och ladd

att den t

ämnen m

2005).  

Fig 2; Alfas

dotterisot

 

2.3.2 B

Betasön

genom a

en neutr

och en n

massnum

partikel 

även tillf

mellan k

minskar 

betapart

på en ele

var och e

(annihilia

dioaktivt 

s fyra olika ty

nukleär fissi

Alfa‐sönde

önderfall avg

samma sak 

mret minska

dning (+2), gö

tappar energ

med ett relat

sönderfall. En i

op (modifierad

Beta sönde

derfall kan s

att sända ivä

ron omvandl

neutrino (fig 

mret förblir o

avgetts. Det

föras en elek

kärnans excit

istället atom

tikelemission

ektron. Den 

en har en en

ations stråln

sönderfal

yper av radio

ion. Här ned

erfall  

er atomkärn

som kärnan 

r med två oc

ör att den lät

gi mycket sna

tivt högt ato

nstabil moderis

 bild från http:/

erfall 

ke på två oli

g en elektro

las till en pro

3). Vid negat

oförändrat. I

ta tillskott p

ktron som sk

terade tillstå

mnumret me

nen. Den uts

totala energ

nergi på 511 

ning) (Dickin, 

ll 

oaktivt sönde

an följer en 

an en alfapa

i en helium‐

ch att atomm

tt joniserar a

abbt och trän

mnummer sö

sotop sönderfa

//education.jla

ka sätt, antin

n (negativt la

oton genom a

tivt laddade 

 vissa fall för

å energi emi

kjuts iväg från

nd och elekt

d 1 och mass

kickade posi

gin som frigö

keV/g vilka s

2005).  

3 

erfall, ‐sönkort beskrivn

artikel som b

4 atom. Emi

massnumret 

andra atome

nger därför i

önderfaller g

ller genom emi

b.org/glossary/

ngen genom

addad betap

att sända ivä

betapartike

rblir kärnan 

itteras i form

n dess orbita

tronens bind

snumret förb

itronen kom

rs vid kollisio

sänds iväg m

derfall, ‐söning av de tv

består av två 

ssion av en a

minskar med

r på vägen g

inte genom e

genom emiss

 ission av en alfa

/alphadecay.ht

 att en proto

partikel) och 

äg en positro

lsönderfall ö

i ett excitera

m av gammas

al med en en

dningsenergi

blir oförändr

mer att förin

onen omvan

ed motsatt r

nderfall, elek

vå förstnämn

protoner oc

alfa partikel r

d 4 (fig 2). Al

enom mater

ett material s

sion av alfap

apartikel till en 

ml).  

on omvandla

en antineutr

on (positivt la

kar atomnum

at tillstånd ef

strålning. Öv

ergi motsva

. Vid positiv 

rat jämfört m

ntas då den s

dlas till två g

riktning från 

ktron infång

nda.  

ch två neutro

resulterar i a

lfa partikelns

ria. Detta res

särskilt långt

partiklar (Dick

 mindre och sta

as till en neut

rino eller gen

addad betap

mret med 1 

fter det att e

verskottsene

rande skillna

betapartikel

med den neg

så småningo

gamma‐foton

varandra 

ning och 

oner 

att 

s storlek 

sulterar i 

t. Endast 

kin, 

abil 

tron, 

nom att 

partikel) 

medan 

en beta 

rgin kan 

aden 

emission 

ativa 

m träffar 

ner som 

 

Fig 3a; Bet

(modifiera

Fig 3b; Bet

från http:/

 

2.4 Ha

Vissa rad

bildar di

mellanlig

sönderfa

stabila is

Dessa m

sönderfa

överleva

nästa iso

 

Varje rad

hastighe

tid det ta

Sönderfa

tempera

mängd m

en kurva

 

ta‐minus sönde

ad bild från http

ta‐pluss sönder

//education.jlab

lveringsti

dioaktiva äm

rekt en stab

ggande steg 

aller 7 gånge

sotopen bly 2

ellanliggand

alla tills dess 

a i antingen s

otop i sönder

dioaktivt äm

et. Denna bes

ar för hälften

allshastighet

atur, tryck ell

minskar expo

a istället för e

erfall. En proton

p://education.jl

rfall. En neutron

b.org/glossary/

d och sön

mnen sönderf

il dotteratom

för att till slu

er genom ‐s207. På likna

e steg bildar

att den stab

sekunder, år 

rfallsserien.  

ne har en eg

stämda hast

n av atomkä

ten för ett giv

ler andra för

onentiellt me

en rät linje (f

n omvandlas til

lab.org/glossary

n omvandlas til

/betadecay.htm

nderfallsse

faller endast 

m) medan an

ut nå den sta

sönderfall oc

ande sätt sön

r kortlivade i

bila slutprodu

eller ibland

gen karakteri

ighet brukar

rnorna att sö

vet ämne är 

rändringar i o

ed tiden. Gra

fig 4).  

4 

l en neutron ge

ry/betadecay.ht

ll en proton gen

ml).  

erier 

 i ett steg inn

ndra genomg

abila slutpro

ch 6 gånger g

nderfaller ura

sotoper vilka

ukten har bil

ända upp til

istisk sönder

r kallas för äm

önderfalla til

konstant oc

omgivning (R

afen över sön

 enom emission 

tml.). 

 nom emission a

nan det bilda

går en hel ser

dukten. Dett

genom ‐sönan 238 och m

a i sig är radi

ldats. De olik

l hundratalt 

rfallsserie so

mnets halver

ll dess stabila

h påverkas e

Renard, 2010

nderfallshast

av en elektron 

av positron och 

ar en stabil is

rie av sönder

ta är fallet m

nderfall innan

många andra

ioaktiva och 

ka mellanligg

år innan de 

m sker med 

ringstid och d

a dotterisoto

ej av yttre fak

0). Detta med

tigheter repr

och en antineu

 neutrino (mod

sotop (mode

rfall med fle

med uran 235

n den bildar 

a radioaktiva

fortsätter dä

gande döttra

sönderfaller

en viss bestä

definieras so

oper. 

ktorer såsom

dför att ämn

resenteras d

utrino 

difierad bild 

eratom 

ra 

5 som 

den 

 ämnen. 

ärför att 

arna kan 

r till 

ämd 

om den 

m 

nets 

ärför av 

 

Fig 4; Princ

 

2.5 Åld

För att k

och förh

att det s

uttrycka

 

N=N0e‐t

 

Där N0 är

klockan 

sönderfa

 

Sönderfa

tidsperio

atomkär

sönderfa

 

=ln2/t1 

På grund

varandra

passar p

än de ra

Den erhå

detta me

mellan d

tempera

cipen för halve

dersbestä

kunna beräkn

hållandet me

ka vara möjl

s i en ekvatio

t  

r antalet ato

började ticka

allskonstante

allskonstante

od och är int

rnorna att fa

allskonstante

/2 

d av storlekss

a i magman d

erfekt in i kr

dioaktiva mo

ållna åldern 

enas att vark

dessa endast

atur precis un

ringstiden för e

mning av 

na åldern av 

llan moder‐ 

igt att ålders

on: 

omkärnor när

a. N är antal

en och e är b

en,  uttrycke samma sak

lla sönder til

en och halve

skillnaden m

då den svaln

ristall struktu

oderatomern

reflekterar d

ken moder‐ e

t påverkats a

nder dess blo

ett radioaktivt ä

bergarter

en bergart, m

och dotteris

sbestämma b

r isotopsyste

et dotterato

basen för den

ker sannolikh

k som halver

ll dess dotter

ringstiden ka

mellan moder

ar och börja

uren hos viss

na och passa

den tid som f

eller dotterat

v radioaktivt

ockeringstem

5 

 ämne (Wicande

r 

måste den in

sotoper hos d

bergarten (W

emet stängde

omer efter en

n naturliga lo

heten för en 

ringstiden so

ratomer (Ge

an skrivas so

r‐ och dotter

ar kristallisera

sa mineral. D

ar därför inte

förflutit seda

tomer tillkom

t sönderfall. 

mperatur, vil

er, 2009).  

nnehålla rad

de radioaktiv

Wicander, 20

es vid tiden t

n viss tidsper

ogaritmen. 

atomkärna a

om uttrycker 

yh och Schle

om: 

ratomer, kom

a. Moderato

De stabila döt

e in i kristalls

an mineralet

mmer eller f

Ett slutet sy

ket varierar 

ioaktiva ämn

va ämnena m

009). Detta fö

t = 0 dvs när 

riod, (t),  är 

att falla sönd

den tid det t

eicher, 1990)

mmer de att 

merna har rä

ttrarna har d

trukturen ho

bildade ett s

örsvinner oc

stem bildas d

mellan olika

nen. Halverin

måste vara kä

örhållande k

den radioge

r 

der under en

tar för hälfte

). Sambande

separeras fr

ätt storlek fö

dock en anna

os samma m

slutet system

ch att förhåll

då ett miner

a mineral.  Vi

ngstiden 

ända för 

an 

ena 

n viss 

en av 

t mellan 

ån 

ör att 

an storlek 

ineral. 

m. Med 

andet 

ral når en 

id denna 

 

tempera

produce

tempera

 

För att få

slutet sy

atomern

exchang

det därfö

1990).  

 

Dotteriso

vilket ske

blockerin

dotterat

isotopsy

tempera

tidpunkt

tillräcklig

isotopsy

(Wicand

 

Det är in

bildade m

Det prim

först bild

bergarte

Fig 5; Exem

sedan. (a) 

dotterisot

att alla do

berget uts

Modifierad

 

 

atur har krist

rade dottera

aturen sjunki

å en så preci

ystem. Så är i

na läcker ut f

e) och vittrin

ör mycket vi

otoper kan ä

er under me

ngstemperat

tomerna.  De

ystemet inte 

atur får därav

ten för själva

gt kraftig, dr

ystemet hos m

er, 2009).  

nte ovanligt a

mineral. Det

märt bildade 

dades medan

en utsattes fö

mpel på hur en 

Mineralet bilda

oper producera

tterisotoper so

sattes för metam

d bild från Wica

tallstrukturen

atomerna i m

it under min

is ålder som 

inte alltid fal

från systeme

ng. I dessa fa

ktigt att prov

även läcka ut

etamorfos. N

tur, är krista

etta resultera

längre kan a

v en alldeles

a metamorfo

ivs näst intill

mineralet no

att det unde

tta medför ti

mineralen sk

n det sekund

ör metamorf

metamorf hän

ades för 700 m

ats. (c) För 350 

om producerats

morfos och inte

ander (2009).  

n utvecklats 

mineralet. De

eralets speci

möjligt bör m

let då det är

et på grund a

all är systeme

vta så ovittra

t från minera

är mineralet

llgittret inte 

ar i att dotte

anses som slu

för ung ålde

osen, utnyttja

l alla dottera

ollställs och a

r metamorfo

ll att ytterlig

kulle vid en d

därt bildade 

fos (Mezger 

delse kan driva

iljoner år sedan

miljoner år sed

 under denna t

e åldern då min

6 

tillräckligt m

en radiometr

ifika blocker

man vara säk

r mycket van

av olika fakto

et öppet vilk

ade och oom

alet då det u

t nått upp til

längre tillräc

eratomerna b

utet. En mag

er vid daterin

ar man iställ

atomer ut frå

att tidpunkte

os bildas påv

gare en radio

datering visa

mineralen sk

och Krogstad

a ut dotterisoto

n. (b) 300 miljo

dan utsattes mi

tid drevs ut ur m

neralet bildades

mycket för att

riska klockan

ingstempera

ker på att de

nligt att dotte

orer: t ex. dif

ket ger skenb

mvandlade be

tsätts för hö

l en tempera

ckligt starkt f

börjar stötas 

gmatisk berg

ng. Är man d

et denna pri

ån mineralet

en för metam

växter på viss

ometrisk kloc

a åldern för d

kulle visa åld

d, 1997).  

oper ur ett mine

ner år efter kris

neralet för en k

mineralet. (d) D

s, förutsatt att 

t hålla kvar d

n börjar därfö

atur (Wicand

et daterade m

eratomerna 

fusion, kemi

bara åldrar. M

ergarter som

g temperatu

atur över des

för att hålla 

bort från kri

art som blivi

äremot ute e

ncip. Har me

(fig 5). Detta

morfosen kan

sa kristaller d

cka börjar tic

då den magm

ern för då de

 eral som bildats

stallisation har 

kraftig metamo

Dateras detta m

mineralet utgö

de radioaktiv

ör ticka efter

der, 2009).  

mineralet utg

liksom mode

iskt utbyte (c

Med detta i å

m möjligt (Ge

ur eller högt 

ss 

kvar 

istallen och a

it utsatt för ö

efter att bes

etamorfosen

a resulterar 

n bestämma

dvs. sekundä

cka hos berga

matiska berga

en magmatis

s för 700 miljon

ett antal stabil

orfos vilket resu

mineral erhålls å

r ett slutet syst

vt 

r det att 

gör ett 

er‐ 

chemical 

åtanke är 

eyh, 

tryck, 

att 

ökande 

stämma 

n varit 

i att 

s 

ärt 

arten. 

arten 

ska 

ner år 

a 

ulterade i 

ldern då 

tem. 

7 

 

Felkällor kan uppstå under själva mätningen av de ytterst små isotopmängderna som finns i provet. 

En masspektrometer som används vid bestämning av förhållandet mellan moder‐ och dotter 

isotoper, har till exempel en noggrannhet på ± 0,2 till 2 %. Dateras en 10 miljoner år gammal bergart, 

är de analytiska felgränserna på mellan ± 20 000 till 200 000 år (Wicander, 2009).  

3 Zirkon 

3.1 Vad är zirkon? 

Zirkon är ett mycket hårt ortosilikatmineral med den kemiska sammansättningen ZrSiO4.  

Det tillhör gruppen accessoriska mineral och förekommer därför i mindre mängder hos många olika 

typer av SiO2‐rika bergarter. Zirkon finns framför allt som mycket små kristaller i magmatiska 

bergarter men förekommer även i sedimentära och magmatiska bergarter. Zirkonkristallernas 

medellängd hos magmatiska bergarter varierar från 20‐200 µm men kan växa sig betydligt större, 

upp till flera centimeter hos vissa bergarter som till exempel granitiska pegmatiter, syeniter, 

kimberliter och karbonater (Curfu et al., 2003).  

 

Zirkon har en hårdhet på 7,5 enligt Mohrs hårdhetsskala (Deer et al., 1982). Den övergripande 

strukturen hos ren zirkon är relativt öppen på grund av vakanser längs c‐axeln vilket resulterar i att 

zirkon har en måttligt hög densitet på 4,66 g cm3. Vakanserna bidrar också till att zirkon har mycket 

låg absolut värmeutvidgning (absolute thermal expansion) och kompressabilitet. Dessa egenskaper 

gör ren zirkon till ett motståndskraftigt mineral som är mycket resistent mot yttre krafter såsom höga 

tryck och temperaturer (Harley och Kelly, 2007). 

 

Ren zirkon är helt färglös men eftersom zirkon nästan alltid innehåller små mängder spårämnen kan 

mineralet förekommer i flera olika färger från svagt gulaktig till rosa, röd, blå och grön (Deer et al. 

1982). Ett samband har även påvisats mellan zirkonens färg, ålder och dess urankoncentration. Till 

exempel är zirkoner som bildats under arkeikum ofta något mörkare rosa (50‐300 ppm U) eller bruna 

(>500 ppm U) medan yngre zirkoner som bildats under senare eoner ofta är ljusare i färg (Heaman 

och Ludden, 1991). 

 

Zirkon har en tetragonal kristallstruktur där isolerade SiO4 tetrahedrar delar sina kanter och hörn 

med mellanliggande ZrO8 dodekaedrar. Längs c‐axeln delar SiO4 tetrahedrar sina kanter med ZrO8 

dodekaedrar och bildar därmed kedjor med alternerande SiO4 och ZrO8 polyedrar. Dessa kedjor är 

sammanlänkade lateralt av ZrO8 dodekaedrar, vilka delar sina kanter med varandra och bildar ett 

sicksack mönster av kedjor längs b‐axeln (fig 6). C‐axelns alternerande kedjor ger zirkonen dess 

prismatiska habitus, spaltning samt extrema dubbelbrytning och optiskt positiva egenskaper. 

Kedjorna längs c‐axeln åtskiljs av kanaler eller vakanser som hos naturlig zirkon ockuperas av diverse 

spårelement som till exempel P, Sc, Nb, Hf, Ti, U och REE. Dessa ämnen tas in i zirkonens 

kristallstruktur genom substitution. För att substitutionen ska vara möjlig måste jonradien hos den 

substituerade katjonen ungefär ha samma jonradie som Zr4+ och Si4+.  Dessa har jonradier på 0,084 

nm respektive 0,026 nm. Hf4+ har till exempel en jonradie på 0,083 nm och substituerar därför gärna 

med med Zr4+ (Harley and Kelly, 2007). 

 

 

Förutom

i betydlig

jonradie

(0,084 n

nm med

så mycke

Kelly, 20

 

Till skilln

stora jon

Nästan a

och toriu

grund av

över den

kristallst

vissa bly

dessa bly

 

Fig 6; zirko

 

3.2 Rad

Det finns

främst p

U‐Pb me

används

Ludden, 

 

m Hf är också

gt lägre konc

rna för U4+, T

m) är något 

an det mella

et som 5000

007).  

nad från Hf o

nradie (0,129

allt Pb som fi

um. Det bly s

v dess stora j

n så kallade b

trukturen vilk

yförluster gen

yförluster m

onens kristallstr

diometris

s idag många

på vilken typ 

etoden är en

s främst för a

1991).  

 U, Th och Ti

centrationer

Th4+ och Ti4+ 

större än de

an Th4+ och Z

0 ppm hos vis

ch U substit

9 nm) vilket i

inns i zirkon 

som med tid

jonradie. Het

blockeringste

ket medför t

nom måttlig 

ycket små (H

ruktur projekte

sk datering

a olika radio

av bergart so

 av de vanlig

att bestämm

i vanligt före

. Detta skulle

(0,10, 0,105

en mellan Hf+

Zr4+ skiljer så 

ssa zirkoner 

uerar bly säl

innebär att z

är radiomet

en bildas ha

ttas zirkonen

emperaturen

till att den ra

diffusion un

Harley och Ke

erad från a‐axel

g med U‐P

metriska dat

om ska analy

gaste och me

a åldern hos

8 

ekommande

e kunna bero

5 och 0,074 n+ och Zr4+.  M

mycket som

medan toriu

lan med någ

zirkon endast

riskt produce

r relativt svå

n däremot u

n, börjar blya

adiometriska

nder blockeri

elly, 2007). 

n. Modifierad b

Pb metod

teringsmetod

yseras och d

est tillförlitlig

s magmatiska

spårelement

o på att stor

nm) och den 

Mellan Hf4+ oc

m 0,021 nm. U

um sällan öve

gon av zirkon

t innehåller f

erat dvs. har

årt att lämna

pp till en tem

atomerna dif

 klockan åte

ngstempera

 bild från Harley

den 

der. Vilken ty

ess ungefärl

ga åldersdate

a och metam

t i zirkon me

leksskillnade

substituerad

ch Zr4+ skiljer

U koncentrat

erstiger 1000

nens katjoner

försumbara 

r bildats från

 zirkonens kr

mperatur på 

ffundera ut f

rigen nollstä

turen, men g

y och Kelly (200

yp som lämp

iga ålder. Da

eringsteknike

morfa bergart

en till skillnad

en mellan 

de Zr4+ katjon

r det endast 

tionen kan n

0 ppm (Harle

r på grund a

mängder ini

n sönderfallet

ristallstruktu

900 grader e

från 

älls. Det kan ä

generellt set

07).   

par sig bäst, b

atering av zir

erna. Metod

ter (Heaman

d från Hf 

nen 

0,001 

nå upp till 

ey och 

v dess 

tialt Pb. 

t av uran 

ur just på 

eller mer 

även ske 

tt är 

beror 

rkon med 

en 

n och 

 

3.3 Zir

Zirkon u

ett relat

också är 

900 °C, p

exempel

ett slute

 

Den kan

kristallst

xenotim

under m

geologis

informat

tenderar

mycket s

(Mezger

 

Slutligen

olika ber

 

3.4 Zir

Zirkon in232Th vilk

sönderfa

ekvation

 

Fig 7; Sönd

kon som g

ppfyller alla 

ivt hårt mine

 mycket resi

påverkas inte

l konsolideri

t system är a

ske viktigast

trukturen till

, rutil och tit

metamorfa fö

ka händelse

tion om berg

r att åtminst

svårt att tolk

r och Krogsta

n bör också n

rgarter värld

kon och d

nnehåller tre

ka sönderfall

allsserien för

n där alla me

derfallsserie för

geokrono

de krav som

eral vilket gö

stent mot ke

e den radiom

ng eller met

alltså mycket

te egenskape

åter uran att

tanit har ock

örhållanden s

r som uppsm

gets tidigare 

tone behålla 

ka geokronol

ad, 1997).  

nämnas att z

en över. Det

dess radio

e åtskilda rad

ler till dess st

r 238U ses. He

llanliggande

r uran‐238 (mo

meter 

m ställs på ett

ör den mycke

emisk vittring

metriska kloc

amorfos av l

t stor (Mezg

en för ett min

t substituera

så förmågan

som zirkon ä

mältning och 

historia. Äve

en del inform

ogisk data fr

irkon är ett v

t är mycket m

aktiva äm

dioaktiva sön

tabila dotter

ela sönderfal

 steg summe

difierad bild frå

9 

t lämpligt da

et motstånds

g och har en

ckan nämnvä

låg till måttli

er och Krogs

neral som da

a. Många and

n att substitu

r. Det har vis

regionalmet

en zirkoner s

mation från 

rån zirkoner

vanligt förek

möjligt natur

mnen 

nderfallsserie

rprodukter 20

llsserien kan 

erats till ett e

ån http://geoin

teringsmine

skraftig mot 

 blockerings

ärt av olika ge

g grad. Sann

stad, 1997).

ateras med U

dra mineral s

uera uran, me

sat sig att zir

tamorfos och

som utsatts f

vardera tillfä

som har en 

ommande a

rens bästa kl

er som innefa06Pb, 207Pb oc

emellertid s

enda steg (D

nfo.nmt.edu/res

ral. Till att bö

mekanisk vit

temperatur 

eologiska pro

nolikheten at

U‐Pb metode

som till exem

en ingen av d

rkon i vissa fa

h fortfarande

för metamor

älle. Det kan 

komplex geo

ccessoriskt m

ocka (Curfu e

attar isotope

ch 208Pb. I fig

skrivas under

ickin, 2005).

sources/uraniu

örja med är 

ttring. Efters

på så mycke

ocesser som

tt zirkonen fö

en är att 

mpel monazit

dessa är lika

all kan överle

e bära på vik

rfos flera gån

däremot va

ologisk histor

mineral hos m

et al., 2003)

erna 238U, 235

g. 7 kan 

r en gemens

. 

um/what.html).

zirkon 

som det 

et som 

 till 

örblir i 

t, 

 stabila 

eva 

ktig 

nger 

ra 

ria 

många 

. 

U och 

am 

  

10 

 

 

Sönderfallet av 238uran kan summeras med ekvationen:  

U238 Pb206+8+6‐ + Q Där Q = 47,4 MeV/atom T ½ = 4468 miljoner år 238U sönderfaller till 206Pb genom emission av 8 alfapartiklar och 6 betapartiklar. Q representerar 

summan av energierna från varje sönderfall och uppgår i detta fall till 47,4 MeV/atom. 

Sönderfallserien kan variera något från atom till atom men slutprodukten är alltid den stabila 

blyisotopen 206Pb med en halveringstid på 4468 miljoner år.  

 

På liknande sätt sönderfaller 235U till sin motsvarande stabila blyisotop 207Pb efter emission av 7 

alfapartiklar och 4 betapartiklar: 

U235 Pb207+7+4‐ + Q Där Q = 45,2 MeV/atom T ½ = 704 miljoner år  Slutligen sönderfaller 232Th till den stabila blyisotopen 208Pb efter emission av 6 alfapartiklar och 6 betapartiklar. 

Th232 Pb208+6+4‐ + Q Där Q = 39,8 MeV/atom T ½ = 14 miljarder år  Varje zirkon kommer alltså att ha tre distinkta radiometriska klockor som börjar ticka vid den 

tidpunkt då zirkonen bildar ett slutet system. Genom att analysera förhållandet mellan zirkonens två 

uranisotoper och dess resulterande två blyisotoper kan åldern för zirkonen bestämmas på tre olika 

sätt (238U/206Pb, 235U/207Pb, 207Pb/Pb206). I ett perfekt slutet system där inget bly har gått förlorat, 

skulle de tre åldrarna stämma överens med varandra och därför visa på exakt samma värde. Vid en 

sådan situation skulle åldern bestämmas genom ekvationen N=N0e‐lt där endast en av de tre ovan 

nämnda kvoterna behöver vara kända. Det är dock mycket sällsynt att kvoterna stämmer överens 

med varandra. Detta beror oftast inte på analytiska fel, utan på komplicerade geokemiska processer 

som under ett geologiskt tidsperspektiv påverkar zirkonens moder och dotterisotopförhållande. För 

att undvika felberäkningar av åldern, använder man sig istället av så kallade concordiadiagram. 

Denna metod är mycket användbar vid datering av zirkoner och förklaras mer utförligt senare i 

arbetet (Dickin, 2005). 

Naturligt bly har fyra stabila isotoper, 204Pb, 206Pb, 207Pb och 208Pb. Av dessa fyra isotoper är det endas 204Pb som är icke‐radiogen. Nästan allt bly som finns i en zirkon har producerats från radioaktivt 

sönderfallet av uran och torium . Vid åldersdatering med U‐Pb metoden måste man dock ibland 

korrigera för små mängder bly som ursprungligen fanns hos zirkonen. Isotopsammansättningen hos 

detta ursprungliga bly anses vara icke‐radiogent och kallas inom geokronologin för (common lead).  

Eftersom 204Pb inte är en dotterprodukt från radioaktivt sönderfallet av uran och torium, är det 

möjligt att använda 204Pb‐isotopen för att korrigera för mängden ”vanligt bly” hos zirkonen. 

Korrektioner för ”vanligt bly” är mycket viktigt för att erhålla så precisa och exakta resultat som 

möjligt vid dateringen av zirkon. Det är speciellt viktigt vid datering av unga zirkoner (Bouman et al., 

2004).  

 

 

3.5 Me

De flesta

ordnad i

uppvisar

frigörs a

Denna p

allanit, e

Fig 8; (a) E

ordnade k

bland atom

 

Skadorn

processe

atomer i

alfaparti

omgivnin

förflytta 

andra fis

Gottfried

 

De stora

alfaparti

massa o

som alfa

med en 

område 

förlorar 

kristallst

2000 ato

atomern

 

 

etamiktise

a mineral har

 ett regelbun

r däremot ib

lfapartiklar o

process kallas

ekanit och tit

En alfa partikel s

kristallstruktur. 

merna hos zirko

a som orsaka

er. En alfapa

i sin närhet n

ikeln hastigh

ng. Detta ska

upp till 100 

ssionsproduk

d, 1955).  

a skadorna ho

iklarna. Till s

ch en lägre e

apartikeln ko

ny atom som

hos kristalle

energi och d

trukturen. M

omer (Eving e

na hos en kris

ering och 

r en ordnad 

ndet mönste

land en mer 

och andra fis

s för metami

tanit är exem

som skapats frå

(b) Alfa partike

onen. Modifiera

ats av det ra

rtikel förbru

när den rör s

het vilket resu

apar en stor 

atomer geno

kter som trän

os kristallen 

killnad från d

energi. Rekyl

olliderat med

m far iväg osv

en. Kaskaden

dör ut. Under

Med båda pro

et al., 2002).

stall har förf

rekristalli

inre kristalls

er. Vissa mine

oordnad inr

ssionsproduk

iktisering och

mpel på mine

ån det spontan

eln kolliderar m

ad bild från Dee

dioaktiva sö

kar den störs

sig igenom zi

ulterar i att d

oordning ho

om elastisk k

nger igenom

anses därem

den första pr

en förbruka

, far iväg åt a

v. En kaskad 

 pågår endas

r detta tidsin

ocesserna inr

. Ett amorft e

flyttats.  

11 

isation 

struktur. Med

eral som inn

re struktur. N

kter som gra

h lämnar min

eral som gen

a sönderfallet a

ed den ordnad

er (1982).  

önderfallet är

sta delen av 

rkonens kris

den istället b

os atomerna 

kollision, på 

m kristallstruk

mot vara resu

rocessen har

r nästan all s

alla möjliga h

av kollidera

st under en m

ntervall har d

räknade kan 

eller metam

d detta mena

nehåller små 

När de radioa

dvis bryter n

neralet i ett 

omgår meta

 av uran och tor

e kristallstuktu

r resultatet a

sin energi (4

tallstruktur. 

börjar kollide

i kristallstru

väg ut från k

kturen skapa

ultatet från r

r den rekyler

sin energi åt 

håll vartefte

nde atomer 

mycket kort 

det dock hun

en enda alfa

ikt tillstånd u

as att atome

mängder rad

aktiva ämnen

ner mineralet

amorft tillstå

miktisering (

ium närmar sig

ren och skapar 

av två separa

4,0‐6,0 MeV)

När energin

era med atom

kturen. En al

kristallen. På 

 oordning (H

rekylen hos d

rande alfapa

elastiska kol

r de så smån

skapas inom

tid (<10‐12s) 

nnit skapats e

apartikel förf

uppnås när c

erna i kristall

dioaktiva äm

na sönderfal

ts kristallstru

ånd (fig 8). Z

(Deer et al., 

g en del av zirko

r på så sätt en o

ata men sam

) till att jonis

n minskar, ta

merna i sin 

lfapartikel ka

 samma sätt

Holland och 

de emitterad

rtikeln en st

llisioner. De 

ningom kollid

m ett begräns

innan den g

en stor oord

flytta mellan

cirka 20 proc

gittret är 

mnen 

ller, 

uktur. 

irkon, 

1982). 

onens 

oordning 

tidiga 

era 

ppar 

an 

t kan 

de 

örre 

atomer 

derar 

sat 

radvis 

ning hos 

 700 och 

ent av 

12 

 

De strukturella och fysiska egenskaperna hos en zirkon förändras då det genomgår metamiktisering. 

Till skillnad från opåverkade zirkoner har metamikta zirkoner en lägre brytningsindex, hårdhet och 

densitet. En tidigare dubbelbrytning försvinner även med ökad metamiktisionsgrad (Holland and 

Gottfried, 1955). Zirkonens färg kan också påverkas. Kraftigt metamikta zirkoner kännetecknas ofta 

med att de är något mörkare i färgen än mindre påverkade zirkoner. Eftersom volymen hos zirkonen 

ökar vid metamiktasion, ökar också den mekaniska spänningen inom kristallen. Detta resulterar i att 

sprickor så småningom bildas hos zirkonen (Corfu et al., 2003).  

 

Förutom de strukturella och fysiska förändringar som zirkonen utsätts för, minskar även den kemiska 

stabiliteten vid ökad metamiktasionsgrad. Detta resulterar i att Pb ofta börjar läcka ut från det 

skadade kristallgittret. Ett samband finns mellan metamiktasionsgraden och mängden Pb som läcker 

ut från kristallen. En uranrik zirkon som blivit utsatt för kraftig metamiktasion har förmodligen 

förlorat ut mer radiogent Pb än en uranfattig och kristallin zirkon. Det kan därför vara viktigt att 

känna till ett zirkonprovs metamiktasionsgrad innan man utför en åldersdateringsanalys (Nasdala et 

al., 1995). Idag finns ett antal olika metoder för att ta reda på detta.  

Beroende på zirkonens metamiktasionsgrad, delas de in i olika grupper. År 1914 klassificerade 

Andersson in zirkonerna till (1) normalzirkon som hade en hög specifik vikt, dubbelbrytning och 

brytningsindex och (2) lågzirkon eller metamikta zirkoner med en låg specifik vikt. Zirkoner som har 

egenskaper mellan dessa två grupper kallades för mellanzirkoner. Graden av metamiktasering beror 

främst på urankoncentrationen och den tid som förflutit sedan zirkonen bildades. 

Metamiktasionsgraden kan därför också anses som en geokronometer dvs. gamla och uranrika 

zirkoner har ofta större skador på kristallgittret än yngre och uranfattiga zirkoner (Deer et al., 1982). 

Urankoncentrationen varierar inte endast mellan olika zirkoner, utan även inom zirkonen. Uranrika 

områden påverkas kraftigare av metamiktisering än uranfattigare områden hos zirkonen (Heaman 

och Ludden, 1991).  

 

Under metamorfos då den omgivande temperaturen och trycket stiger kan det skadade kristallgittret 

sakta men säkert börja läka. När detta sker genomgår zirkonen en rekristallisation. På grund av det 

tillfälligt öppna systemet som råder hos zirkonen under rekristallisation kan stora mängder bly läcka 

ut från kristallstrukturen vilket ger upphov till en omställning av den radiometriska klockan. Dessa 

zirkoner är därför inte lämpliga för geokronologiska undersökningar (Mezger och Krogstad, 1997).  

 

Beroende på rekristallisationstemperaturen och metamiktasionsgraden förlorar zirkon olika mycket 

bly. En zirkon som inte har genomgått en fullständig metamiktsering kan fortfarande innehålla en del 

tidigare bildat bly även efter rekristallisation. Eftersom den radiometriska klockan inte har nollställts, 

bär dessa zirkoner fortfarande på information om tiden innan rekristallisationen. Även hos 

fullständigt metamiktiserade zirkoner kan det till viss del finnas kvar information om dess tidigare 

geologiska historia. Detta beror på att det ofta finns kvar en liten mängd radiogent bly som fastnat i 

zirkonens kristallstruktur. Hos de flesta metamikta zirkoner har det skadade kristallgittret i regel helt 

läkt ihop i amfibolitfacis. Temperaturen som krävs för att rekristallisera metamikta zirkoner ligger 

alltså på runt 600‐650°C. Temperaturen varierar dock en aning beroende på metamiktasionsgraden. 

Blyförluster som sker vid lägre temperaturer beror främst på blyläckage från metamikta domäner i 

zirkonerna (Mezger och Krogstad, 1997).  

13 

 

Förutom det faktum att zirkonerna rekristalliserar under metamorfos är det mycket vanligt att en ny 

generation zirkon växer till runt omkring de äldre, redan existerande kristallerna. Därav tickar nu två 

olika radiometriska klockor hos en och samma zirkon. Påväxterna har i regel en lägre uranhalt (100 

ppm eller mindre) till skillnad från de primära, magmatiskt bildade zirkonerna (>100 ppm till flera 

1000 ppm). Detta beror troligen på zirkonernas lägre tillväxttemperatur jämfört med de flesta 

magmatiska zirkonerna. På grund av den låga temperaturen kan de metamorfa zirkonerna inte ta 

upp allt uran som finns tillgängligt i berget. Den låga urankoncentrationen bromsar upp övergången 

till det metamikta tillståndet varför endast mycket små mängder bly läcker ut från dessa zirkoner 

(Mezger och Krogstad, 1997).  

 

3.6 Blyförluster 

Det finns ett antal olika mekanismer som bidrar till att blyatomer läcker ut från zirkonens 

kristallstruktur både yttre som inre påverkande faktorer. Det är viktigt att ha en grundlig förståelse 

om hur dessa olika mekanismer fungerar och kunna skilja dem åt när man studerar och tolkar data 

från zirkoner med komplex historia (Mezger och Krogstad, 1997). 

 

I regel säger man att zirkon kan förlora bly på minst 4 olika sätt (1) diffusion från metamikta zirkoner, 

(2) utlakning från metamikta zirkoner, (3) diffusion från opåverkade zirkoner och (4) omkristallisation 

av metamikta zirkoner. Dessa mekanismer är aktiva hos zirkonen under olika temperaturförhållanden 

(Mezger och Krogstad, 1997). 

 

Under låga till måttliga tryck och temperaturförhållanden är det främst de metamikta zirkonerna som 

förlorar bly till omgivningen. Bly förloras då antingen genom utlakning eller diffusion från zirkonens 

metamikta delar. De uranfattiga och kristallina delarna hos zirkonen som klarat sig undan 

metamiktiseringen förlorar näst intill inget eller mycket lite bly. Vid en ökad temperatur på mellan 

600‐650°C grader övergår zirkonen från att förlora sitt bly på grund av metamiktisering till att istället 

förlora det som ett resultat från rekristallisation. Mellan detta temperaturintervall läker det skadade 

kristallgittret ihop. Vid en ytterligare temperaturökning 650‐900°C minskar blyförlusterna. Detta kan 

förklaras med att kristallgittret nästan helt och hållet är återställt efter rekristallisationsprocessen. 

Eftersom diffusionen av bly hos kristallina zirkoner är extremt långsam är blyförlusten i stort sett 

försumbar vid dessa temperaturer. Höjs däremot temperaturen ytterligare så att den överstiger 

zirkonens blockeringstemperatur ökar diffusionshastigheten hos blyatomerna vilket resulterar i att 

den radiometriska klockan sakta men säkert tickar bakåt. Man kan alltså sammanfatta detta med att 

blyförlusterna både beror på omgivningens temperatur och zirkonens metamiktasionsgrad (Mezger 

och Krogstad, 1997).  

Problemet med blyförluster kan undvikas genom att selektivt välja ut de ”fina” och klara kristallerna 

som saknar inneslutningar och sprickor. Eftersom U‐halten ofta är högre i kristallens ytterdelar 

utsätts de för en kraftigare metamiktision. Detta resulterar i en ökad blyförlust till skillnad från de 

mer centrala delarna hos zirkonen. En speciellt utvecklad abrasionsteknik har gjort det möjligt att ta 

bort zirkonens yttersta lager. Genom att behandla zirkonerna med denna typ av abrasionsteknik kan 

man idag på ett relativt enkelt sätt komma undan problem med blyförluster. Detta leder till mer 

 

överenss

Ludden, 

 

3.7 Ko

Konkord

värdeful

varandra

diagram

ju äldre z

hos zirko

dotteriso

hos konk

plottas p

är i rege

 

Fig 9; Konk

 

Eftersom

från krist

gångberg

zirkoner 

senare d

 

Helt kon

mer sälla

eller fler

åldrarna

(Harley o

 

 

stämmande 

1991). 

nkordiadi

dia diagramm

lt verktyg ino

a i ett diagra

met represe

zirkonen blir

onen. Med ti

otoperna. En

kordia kurva

på konkordia

l uranfattiga

kordiadiagram.

m gittret näst

tallen. I vissa

garter och a

kan hålla kv

deformatione

nkordanta zir

an ovanför k

ra tillfällen an

a för de två s

och Kelly, 20

och exakta r

iagramme

met som utve

om geokron

m dvs. Pb20

enterar en tid

r (fig 9). Vid å

iden ökar bly

n zirkon som 

n som motsv

akurvan i diag

 (Harley och

 Modifierad bil

t intill är helt

a fall är även

ndra ytligt b

var i stort sät

er, metamor

rkoner är tyv

konkordiakur

ntingen förlo

kilda U/Pb is

007). 

resultat vid å

et 

ecklades på 1

login. Han pl

07/U238 mot

dslinje som v

år noll, då zir

ykoncentrati

bildades för

varar just 10

grammet oc

 Kelly, 2007)

d från Nelson (

t ostört hos d

n U‐rika zirko

elägna berga

tt allt radioge

rfoser eller ke

värr ganska s

rvan. Dessa z

orat eller tag

sotopkvotern

14 

åldersbestäm

1950‐talet av

lottade förhå

t Pb206/U23

visar på hur k

rkonen först

onen och dä

r 1000 miljon

000 miljoner 

h kallas därf

). 

(2006).  

dessa zirkon

oner konkord

arter. Detta t

ent bly i krist

emiska förän

ällsynta och 

zirkoner kalla

git upp bly. T

na hos disko

mning av disk

v Wetherill h

ållandet mel

35 (Mezger o

kvoten mella

bildades, fin

ärmed också 

ner år sedan

år. Zirkoner 

ör för konko

 

er kan inte d

danta, till exe

tyder på att 

tallen så läng

ndringar (Me

de flesta zir

as för diskord

ill skillnad frå

rdanta zirkon

kordanta zirk

har kommit a

lan uran och

ch Krogstad,

an bly och ur

nns näst intil

förhållandet

plottar i ide

som utgör e

rdanta zirko

det radiogena

empel zirkon

även kraftigt

ge zirkonen i

ezger och Kro

koner plotta

danta zirkon

ån de konko

ner inte över

koner (Heam

att bli ett my

h blyisotoper

, 1997). Kurv

ran isotopern

l inget radio

t mellan mo

ala fall på de

ett slutet syst

oner. Dessa z

a blyet diffu

ner som bilda

t metamiktis

inte utsätts f

ogstad, 1997

as strax unde

ner och har u

ordanta zirko

rensstämma

man och 

cket 

r mot 

van i 

na ökar 

gent bly 

der och 

en punkt 

tem 

irkoner 

ndera ut 

ats i 

serade 

för några 

7).  

er eller 

nder ett 

nerna är 

nde 

 

De disko

diskorda

strax und

en del av

strax ova

antingen

  

Analyspu

under ko

kvoterna

kan förk

ellipser, 

konkord

 

Hos met

metamo

från den

blyförlus

existerad

konkord

diagram

som rep

undre sk

konkord

  

Fig 10; ett 

Ga år och 

 

Det har v

plottas i 

utan någ

skärning

andra or

ordanta zirko

anta zirkoner

der konkord

v sitt radioge

anför konkor

n tagit emot 

unkterna frå

onkordiakurv

a som ellipse

laras med at

kan bergarte

iakurvan (Ne

tamorfa zirko

orfos bestäm

n övre och un

ster som före

de kärnorna,

iadiagramet

met som rep

resenterar d

kärningspunk

iadiagramm

konkordiadiag

utsattes för me

visat sig att ä

konkordiadi

gon speciell a

gspunkten i d

rd ingen geo

onerna kan d

r. De normal

iakurvan i di

ena bly. De o

rdiakurvan i 

bly eller förl

n en populat

van i diagram

er eller polyh

tt alla tre kvo

ens ålder be

elson, 2006).

oner kan båd

mas genom 

ndre skärning

ekom vid om

, kommer da

 (Mezger och

presenterar d

den äldre gen

kten och ålde

et (Harley oc

ram för zirkone

etamorfos vid 5

även zirkone

iagram. Dett

anledning. M

diagrammet 

logisk betyde

elas in i två o

t diskordant

agrammet. D

omvänt disko

diagrammet

orat uran (H

tion diskorda

mmet. För at

hedrar iställe

oterna har et

stämmas frå

.  

de åldern för

denna meto

gspunkten i e

mkristallisatio

ata punkter ä

h Krogstad, 1

de metamor

nerationen z

ern för då be

ch Kelly, 200

er som blivit uts

500 Ma (foto Na

er från magm

ta kan förklar

Med detta i å

när man tolk

else i detta f

15 

olika typer; (

a zirkonerna

Dessa zirkon

ordanta zirko

t. Dessa zirko

Harley och Ke

anta zirkone

t visualisera 

et för enkla p

tt litet fel. Dr

ån den övre s

r då bergarte

od. Dessa zirk

ett konkordi

onen. Om de

även hamna 

1997). Dras s

rft bildade zir

irkoner, kan 

ergarten förs

07). Detta ha

satta för metam

athalie Ljunggre

matiska berga

ras med att z

tanke kan m

kar zirkoner f

fall.  

(1) normalt d

a är den abso

er har under

onerna är my

oner har und

elly, 2007). 

r plottas ofta

analysnoggr

punkter (Harl

ras sedan en

skärningspun

en bildades o

koner hamna

adiagram so

essutom nya 

nära den ne

sedan en linj

rkonerna och

ålder för me

st bildades fr

r illustrerats 

 morfos. Enligt d

en).  

arter kan ger

zirkoner kon

man ofta bort

från magmat

diskordanta o

olut vanligast

r ett eller fle

ycket mer ov

der speciella 

a i en rad eft

rannheten pl

ey och Kelly

 linje igenom

nkten dvs. in

och då den ut

ar troligen på

om ett resulta

zirkoner väx

dre skärning

e från de an

h vidare igen

etamorfostill

rån den övre

i diagramme

diagrammet bild

r undre skärn

stant förlora

tse från den 

tiska bergart

och (2) omvä

te typen och

era tillfällen f

vanliga och p

förhållanden

ter varandra

lottas de upp

y, 2007). Poly

m dessa punk

nterceptet ho

tsattes för 

å ett visst an

at av de omf

xer till runt d

gspunkten ho

alyspunkter 

nom analysp

lfället fås frå

e skärningspu

et i fig. 10 hä

dades bergarte

ningspunkte

ar små mäng

undre 

ter. Den har 

änt 

h plottas 

förlorat 

plottas 

n 

, precis 

pmätta 

yhedern 

kter eller 

os 

nstånd 

fattande 

e redan 

os 

i 

unkterna 

ån den 

unkten i 

är nedan.  

n vid 2,5 

r när de 

gder bly 

med 

16 

 

Det är viktigt att notera att exemplen här ovan är mycket förenklade och förutsätter att zirkonerna 

har en mycket enkel geologisk bakgrund som innebär att de endast blivit utsatta för metamorfos av 

låg till måttlig grad vid ett tillfälle. Zirkoner med en mer komplex historia, t.ex. de som genomgått 

metamorfos vid ett flertal tillfällen är betydligt mer svårtolkade. Den undre skärningspunkten 

behöver alltså inte reflektera blyförluster från endast ett tillfälle utan kan vara ett resultat från ett 

antal olika geologiska processer som stört zirkonernas U/Pb system.  

Zirkoner som har utsatts för kraftig metamorfos plottas ibland mitt i mellan den övre och undre 

skärningspunkten i konkordiadiagrammet. Det är troligen resultatet från rekristallisation av tidigare 

metamikta zirkoner. Det kan vara mycket svårt att tolka ett sådant diagram eftersom varken den 

undre eller övre skärningspunkten behöver ha någon betydelse vad gäller bergets ålder eller 

tidpunkten för metamorfosen.  

 

Eftersom metamorfa zirkoner ofta har en låg urankoncentration är kristallgittret sällan tillräckligt 

skadat för att blyförluster ska vara ett problem vid åldersdateringsanalyser. På grund av den låga 

uranhalten kan man med relativ stor säkerhet från den undre skärningspunkten i ett 

konkordiadiagram bestämma åldern för då berget genomgick metamorfos. 

 

Sammanfattningsvis kan man konstatera att det inte alltid är en självklarhet att tolka den undre eller 

övre skärningspunkten från en population zirkoner. Innan några slutsatser om bergets ålder dras, kan 

det därför vara mycket viktigt att ha en grundlig förståelse över sambandet mellan zirkonens 

uraninnehåll, metamiktiseringsgraden och den generella geologiska utvecklingen inklusive 

värmepulser (Mezger och Krogstad, 1997).  

 

4 Zirkonens yttre morfologi och inre texturer 

 

4.1 Allmänt 

Zirkonens yttre morfologi och inre texturer varierar mycket. Genom att studera dessa strukturer kan 

viktig information om zirkonens och därmed bergets tidigare geologiska historia avslöjas (Curfu et al., 

2003).  

 

4.2 Yttre morfologi 

Zirkonen har en prismatisk kristallstruktur med pyramidal terminering (Bishop et al., 1974). De 

pyramidala ändarna kan variera från att vara mycket branta hos vissa zirkoner till flacka hos andra. 

Förutom den pyramidala morfologin, spelar även den prismatiska morfologin en stor roll för vilken 

kristallform zirkonen utvecklar. I fig. 11 visas en enkel bild över en ideal zirkonkristall. Förhållandet 

mellan zirkonkristallens längd och bredd varierar mellan 1 och 5 och är troligen relaterad till 

zirkonens tillväxthastighet. Mycket långsmala zirkoner förekommer vanligen i snabbt avsvalnande 

magmatiska bergarter som vissa graniter, vulkaniter och olika typer av gabbro. Korta och tjocka 

kristaller bildas istället i bergarter som svalnat mycket långsamt (Curfu et al., 2003). 

 

Fig 11; zirk

 

Pupin (1

tempera

Han kon

kristallst

pyramid

Pupin et

ytorna, 1

sett visa

pyramid

utveckla

graniter 

magman

Pupindia

visade p

(Curfu et

 

Fig 12; Pup

zirkonerna

konens kristalls

980) lade gr

atur som kem

staterade at

trukturerna o

ala kristallst

tt diagram ur

100 och 110 

r zirkoner so

iska ytor av t

r pyramidisk

och pegmat

ns temperatu

agrammet ha

å att de olika

t al., 2003).  

pin diagram. In

a, medan temp

struktur. Modifi

unden för de

miska samma

tt det fanns e

och magman

rukturerna o

r vilket han k

och förhålla

om kristallise

typen 100 oc

ka ytor av typ

titer av 110 o

ur och samm

ade skapats, 

a kristallform

dex A står för A

eraturen kontr

ierad bild från R

e tidiga morf

ansättning är

ett samband 

ns temperatu

och magman

klassificerade

ndet mellan

erats från alk

ch 101 meda

pen 211. Till 

och 101. Enlig

mansättning (

presenterad

mernas bildn

Al/Alkali kvoten

ollerar utveckli

17 

Ramdohr (1954

fologiska stu

r avgörande 

 mellan utve

ur och ytterli

ns kemiska sa

e zirkoner ut

 de pyramid

kalina och tho

an zirkoner f

sist domine

gt Pupin kan

(Belousova e

de Varva (19

ing också va

 n och kontroller

ngen av den pr

 4).  

dierna och m

för vilken kr

ecklingen av

igare ett sam

ammansättn

ifrån förhålla

iska ytorna 2

oleiitiska ma

rån peralum

ras även zirk

n morfologisk

et al., 2005). 

93) en något

r beroende a

rar utveckling a

rismatiska krista

menade att s

istallstruktur

de prismatis

mband mellan

ing. Från des

andet mellan

211 och 101 

agmor på väl 

inösa och ka

koner som bi

ka studier all

Några år efte

t mer sofistik

av zirkonens 

v den pyramidi

allstrukturen (P

såväl magma

r zirkonen ut

ska 

n utvecklinge

ssa fakta ska

n de prismat

(fig 12). Gen

 utvecklade 

alkalkalina be

ldats från flu

ltså direkt av

er det att 

kerad metod

 tillväxthasti

iska kristallstru

Pupin, 1980). 

ans 

tvecklar. 

en av de 

pade 

tiska 

nerellt 

ergarter 

uidrika 

vslöja 

d som 

ghet 

kturen hos 

 

Zirkonen

magman

kristallis

ofullstän

magman

Nybildad

2003).   

 

Zirkoner

zirkoner

inte ova

 

4.3 Inr

Zirkonen

texturer 

kristallis

(Hitchen

 

4.3.1 Z

Olika typ

fysiska o

Koncent

mellan d

spårämn

innehålle

spårämn

koncent

visar på 

 

Fig 13; BSE

 

 

ns morfologi 

n har en myc

eras långsam

ndigt utveckl

n övermättad

de så väl som

r som bildas 

. Dessa har b

nligt att en n

re texture

ns utseende 

kan delas in

ationen och 

n et al. 1998)

Zonering 

per av zoneri

och kemiska f

rationen och

de olika zone

nen, har en s

er betydligt h

nens koncent

rationsskilln

stora koncen

E‐bild av en zon

styrs även a

cket hög Zr‐lö

mt ut från ma

ade dvs anh

d på Zr, över

m äldre zirkon

under metam

blivit bearbet

ny generation

r 

kan variera m

n i två olika g

de sekundär

.  

ing (fig 13) ä

förhållanden

h fördelninge

erna hos zirko

sammansättn

högre spåräm

tration uppg

ader mellan 

ntrationsskil

 nerad zirkon frå

v Zr‐mättnad

öslighet uppn

agman jämfö

edeala och f

lever ofta äld

ner utan påv

morfa förhål

tade och om

n zirkoner oc

mycket bero

rupper; de p

ra texturerna

r mycket van

n som rådde 

en av Zr och 

onen. Zoner 

ning som är m

mneskoncen

gå till flera pr

de olika zon

lnader (Curf

ån Grötingengra

18 

dsgraden i m

nås mättnad

ört med mån

förkommer v

dre zirkoner

växt påträffa

landen, känn

mvandlade un

ckså bildas u

oende på vilk

primära textu

a som skapa

nligt hos zirk

under mine

Si, men fram

som innehå

mycket nära

ntrationer. I d

rocent av zirk

nerna tender

u et al., 2003

aniten (foto Na

magman. Är Z

d mycket sen

nga andra mi

vanligen i ma

 vilka senare

s i magmor a

netecknas so

nder höga try

under metam

ken bergart d

urerna som b

s efter det a

kon och kan g

ralets tillväxt

mförallt Hf, P

ller mycket l

 ren zirkon o

dessa högko

konens total

ar att ha ett

3).  

thalie Ljunggre

Zr‐koncentra

t och zirkonk

neral. Dessa

afiska bergar

e bildar xeno

av denna kar

om rundade 

yck och temp

morfosen (Cu

de kommer if

bildas under 

tt zirkonkrist

ge viktig info

t (Hitchen et

, Y, U, Th och

åga koncent

och är varvad

ncentrerade

a vikt. Zirkon

svagare kris

en). 

ationen låg e

kristallerna 

a zirkoner är 

rter som gab

okrystiska kär

raktär (Curfu

och återabso

peraturer. D

urfu et al., 20

från. Zirkone

själva 

tallen har bil

ormation om

t al., 1998). 

h REE variera

trationer av d

de med zone

e zoner kan 

ner som har 

stallgitter än 

ller om 

ofta 

bro. Är 

rnor. 

u et al., 

orberade 

et är 

003).  

ers inre 

ldats 

 de 

ar 

dessa 

er som 

små 

de som 

19 

 

Det finns många olika typer av zoneringar, både primärt och sekundärt bildade. De fysiska och 

kemiska egenskaperna skiljer sig bland de olika typerna. Den primära zoneringen bildas samtidigt 

som zirkonen kristalliseras medan den sekundära zoneringen bildas under tiden efter kristallisation. 

Trots mycket forskning är man fortfarande inte helt säker på hur och varför zonering bildas. Vissa 

forskare menar att det främst är spårämneskoncentrationen i magman som styr utvecklingen av den 

primära zoneringen. De högkoncentrerade zonerna bildas vid tillväxtperioder då 

spårämneskoncentrationen i magman är hög medan de lågkoncentrerade zonerna bildas vid 

tillväxtperioder då spårämneskoncentrationen är låg. Eftersom koncentrationen av spårämnen i 

magman fluktuerar, växlas tillväxten av lågkoncentrerade band med högkoncentretade band vilket 

slutligen leder till bildandet av en zonerad zirkon. Denna tolkning har dock ifrågasatts och andra 

teorier har vuxit fram med tiden (Hitchen et al., 1998).  

 

Andra forskare menar att den primära zoneringens tillväxt inte bara är resultatet av en process utan 

flera samverkande processer. Det är samspelet mellan magmans övermättnadsgrad, 

diffusionshastighet, oxidationstillstånd, tillväxtfas och karaktär av gränsskikt mellan den växande 

kristallen och magman som styr zoneringens utveckling (Curfu et al., 2003).  

 

Den sekundära zoneringen är inte alls lika vanlig som den primära zoneringen men kan även denna 

ge värdefull information om zirkonens utveckling efter kristallisation. Denna typ av zonering bildas 

genom en långsam migrationsprocess. Spårämnen från zirkonens yttre kanter vandrar in mot dess 

mitt för att samlas och koncentreras i band närmast kärnan samtidigt som den yttre primära 

zoneringen breddas och försvagas. Denna process fortskrider till dess att alla spårämnen har samlats 

till ett enda, tjockt band nära kristallens centrum. Resultatet blir att den primära zoneringen nästan 

helt försvinner. De högkoncentrerade banden kan med tiden kröka sig och forma ett oregelbundet 

mönster runt omkring zirkonens kärna. Den sekundära zoneringen framträder tydligt då de 

förtjockade spårämnesbanden börjar skära sig igenom den yttre försvagade zoneringen (Hitchen et 

al., 1998).  

 

Den oscillerande zoneringen är en euhrdral, koncentrisk zonering som tillhör den vanligaste typen 

(fig 14). Det är en primär struktur som utvecklas progressivt under magmatisk kristallisation. 

Zoneringen reflekterar de lokala förändringar som sker hos magmans kemiska sammansättning 

under den tillväxtperiod som mineralet genomgår. Ibland är zoneringen avbruten av en ny 

generation zonering. Detta ses ofta som en väl definierad diskontinuitet mellan den äldre kärnan och 

den nya påväxten. Den ursprungliga zoneringen löses delvis upp under perioder då magman varit 

undermättad på Zr och växer sedan återigen till för att bilda en ny zonering med ett något 

annorlunda mönster runt omkring den äldre. Man tror att denna typ av upplösning är kopplad till 

fenomen som antingen beror på storskaliga processer i magman eller på mindre, lokala 

temperaturrelaterade processer (Curfu et al., 2003). 

 

 

 

Fig 14; BSE

 

En annan

en sektio

(1) den p

Sektorer

sektorn 

ämnen. 

zirkoner 

med de 

omdisku

samt sna

bildas so

kristallgi

endast k

Grötinge

 

Fig 15; En 

 

Det finns

populati

Zonering

mikrosko

 

E‐bild av en osc

n variant av 

on som är pa

pyramidala o

rna definiera

är rik på ura

Det är inte o

(Curfu et al.

betydligt me

uterat. Paters

abba förändr

om ett result

ittret. Ytterlig

kan förklaras

engraniten u

svag sektorzon

s många olik

on zirkoner.

g i U‐rika zirk

opi (Curfu et

cillerande, konc

zonering är d

arallell med c

och (2) den p

as utifrån der

n och andra 

ovanligt att m

., 2003). Den

er framträda

son och Step

ringar i magm

tat av samba

gare en teor

 som en kom

ppvisar någr

nering kan ses h

ka tekniker so

 Den primära

koner som är

t al., 2003).  

 centrisk zonerad

den betydlig

c‐axeln hos e

prismatiska. D

ras koncentr

spårämnen 

man även hitt

n koncentrisk

nde sektorer

phens (1992)

man. Watson

ndet mellan

ri ges av Varv

mbination av 

ra tecken på 

 hos denna zirko

om forskarna

a zoneringen

r kraftigt met

20 

d zirkon från sl

gt mer ovanli

en sektorzon

Dessa spride

ration av ura

medan den 

ta en koncen

ka zoneringe

rna. Hur sekt

) menar att s

n och Liang (

 tillväxthasti

va et al. (199

dessa två pr

sektorzoner

on som avbildat

a använder s

n ses i regel b

tamiktiserad

irgranit, Jämtla

iga sektorzon

nerad zirkon,

er sig radiellt 

n och andra 

prismatiska 

ntrisk zoneri

en brukar doc

torzonering 

sektorzonerin

(1995) anser 

gheten och d

96), vilka påst

rocesser. Ing

ring. 

ts av BSE från sl

sig av för att 

bäst i katodl

de är däremo

nd (foto Karin H

neringen (fig

 kan två olik

utåt från zir

spårämnen.

sektorn är fa

ng hos mång

ck vara myck

bildas är fort

ngen beror p

däremot att

diffusionen a

tår att denna

gen zirkon i p

irgranit, Jämtla

studera zon

uminescens 

ot tydligare u

Högdahl). 

g 15). Tittar m

ka sektorer u

rkonens cent

. Den pyrami

attig på dess

ga sektorzon

ket svag i jäm

tfarande 

på kinetiska f

t sektorzone

av spårämne

a typ av zone

provet från 

and (foto Karin 

eringen hos 

(CL) och BSE

under optisk 

man på 

rskiljas, 

trum.  

idala 

a 

nerade 

mförelse 

faktorer 

ringen 

en från 

ering 

Högdahl).  

en 

E. 

 

4.3.2 X

Xenokry

bergarte

då en po

zirkon vä

en yngre

 

Fig 16; Zirk

 

Xenocrys

identifie

kärnan h

således s

sprickbil

att stude

metamik

också of

inre zone

optiskt m

U‐konce

generati

färgförä

 

4.3.3 R

Vid rekri

den kem

rekristal

spårämn

 

Xenocrysti

stiska kärno

er (fig 16). De

opulation zirk

äxer då till ru

e nybildad zir

koner med xen

stiska kärnor

ra xenokryst

har en högre

större volym

dning sakna

era färgförän

ktisering öve

fta tydligt sep

ering. Genom

mikroskop, k

ntrationen i 

onens zirkon

ndring då sy

Rekristallis

istallisation s

miska samma

liserade omr

nen (fig 17) (

iska kärno

r är mycket v

essa förekom

koner överle

untomkring d

rkon.  

ocrystiska kärn

r är lättare a

tiska kärnor 

 uranhalt än

mökning vilke

s, kan man f

ndringarna m

ergår från att

parerad från

m att studera

an man på e

kärnan och 

nkärnor från

ns till (Curfu

sation   

skapas disko

nsättningen 

rådena har e

Curfu et al., 

or 

vanliga hos z

mmer som äl

ever en eller 

de nu äldre k

 or (BSE) från en

tt upptäcka 

om uranhalt

 dess påväxt

et orsakar spr

ortfarande u

mellan zirkon

t vara ofärga

 påväxten ge

a färgföränd

ett enkelt sät

påväxt är sn

 den yngre p

et al., 2003)

ntinuiteter h

förändrats o

en homogen 

2003). 

21 

zirkoner, spe

dre kärnor in

flera betyda

kärnorna. I e

n migmatit i Jäm

hos vissa be

ten mellan kä

t utsätts den

rickbildning 

urskilja den x

nens olika de

ade och trans

enom diskon

ring, diskont

tt identifiera 

arlika kan de

påväxten efte

).  

hos zirkonen

och den prim

sammansätt

eciellt hos zir

nuti en yngre

nde geologis

nstaka fall p

mtland (foto Ka

rgarter än h

ärnan och på

na för en kra

hos zirkonen

xenocrystiska

elar. Uranrika

sparanta till 

ntinuiteter so

tinuiteter oc

kärna från p

et vara myck

ersom varke

 i form av av

mära zonerin

tning och är

koner från m

e generation

ska händelse

åträffas flera

arin Högdahl).  

os andra. De

åväxten är ol

aftigare meta

ns uranfattig

a kärnan från

a områden so

brun‐rosa fä

om skär tvärs

h sprickbildn

påväxt hos zi

ket svårt att i

n sprickor el

vgränsade om

gen suddats 

relativt fattig

magmastiska

n zirkoner oc

er. Ett nytt la

a äldre kärno

et är ofta lätt

lika. Innehål

amiktisering

gare delar. Äv

n påväxten g

om genomgå

ärgade. Kärna

s igenom zirk

ning under e

rkonen. I de

identifiera d

ller någon 

mråden inom

 ut. De 

g på uran oc

 

h bildas 

ager 

or inuti 

tare att 

ler 

g och 

ven om 

genom 

år 

an är 

konens 

tt 

 fall där 

en äldre 

m vilket 

ch andra 

 

Fig 17; Om

 

Rekrista

spårämn

process 

in i krista

spårämn

 

Rekrista

bly är vä

åldersda

klockan.

magmat

kristallis

kristallis

berget g

 

4.3.4 H

Ytterliga

vattenha

 

 Zirkone

återutfä

och met

på Zr (Ho

baddeley

 

4.3.5 S

Sprickor 

bildas so

expansio

inre spän

varför de

gränsen 

mkristalliserade 

llisation kan 

nen genom d

sker under s

allen och rek

nen (Hitchen

lliserade om

äldigt låg från

ateringsanaly

 Den uppmä

iska bergarte

ationsålder e

ationsproces

genomgick m

Hydroterm

are en typ av 

altiga lösning

r kan bildas p

llning av red

amikta zirko

oskin, 2005).

yit (ZrO2) och

Sprickor 

förekomme

om en följd a

onen är kraft

nningar hos 

et vid en krit

till zirkonen

zirkoner (BSE) 

förklaras ge

diffusion, mig

slutet system

kristalliserar 

 et al., 1998)

råden är my

n dessa områ

yser. Under r

tta åldern re

er stämmer 

eftersom zirk

ssen. Hos me

metamorfos (

mala zirko

zirkon är de

gar under re

på tre olika s

an existeran

oner (3) geno

. Ett annat ex

h tillförsel av

er ofta hos ur

av att zirkone

tigare hos ur

zirkonen. Kr

tisk punkt br

s metamikta

 från en leukog

nom två olik

grerar och an

m. Den andra 

begränsade 

).  

ycket stabila 

åden vilket o

rekristallisati

eflekterar dä

emellertid d

kon ofta gen

etamorfa zir

Pidgeon, 199

ner 

e hydroterma

lativt låga try

sätt under hy

nde zirkoner 

om direkt utf

xempel på h

v Si (Curfu et

ranrika zirko

en genomgår

ranrika områ

istallstruktur

ister (Hollan

a och uranrik

22 

ranit, Medelpa

ka processer.

nrikas till hög

 processen d

områden ho

i jämförelse 

ofta resultera

ion nollställs

ärför tiden vi

enna ålder n

nomgår rekri

koner avspe

92).  

alt bildade zi

yck och tem

ydrotermala

(2) jonbyte m

fällning från 

ur zirkon kan

t al., 2003). 

ner som är k

r en differen

åden än hos u

ren kan till s

d och Gottfr

ka delarna oc

d (foto Karin H

. Den första 

gkoncentrer

drivs av senm

os zirkonen g

med andra d

ar till konkor

s mer eller m

d själva rekr

nästan helt ö

stallisation i 

glar rekrista

rkonerna. D

peraturförhå

 miljöer; (1) 

mellan låg te

hydroterma

n bildas är ge

kraftig metam

tierad meta

uranfattiga o

lut inte hålla

ried, 1955). S

ch utvecklas 

ögdahl).  

processen in

ade band ho

magmatiska f

genom att dr

delar av zirko

danta result

mindre den ra

istallisations

överens med 

slutskedet a

llisationsålde

essa zirkone

ållanden (Sch

genom uppl

empererade 

la fluider som

enom nedbry

mikta (fig 18)

miktisering. 

områden, ska

a emot de väx

Sprickorna st

sedan utåt m

nnebär att 

os zirkonen. D

fluider som t

riva ut och om

onen. Diffusi

tat vid 

adiometriska

stillfället. I 

 zirkonens 

av 

ern istället d

er kristallisera

haltegger, 20

ösning och 

hydroterma

m blivit över

ytningen av 

). Dessa spri

Eftersom 

apas så smån

xande spänn

tartar ofta vi

mot de uranf

Denna 

tränger 

mfördela 

ionen av 

a 

en tid då 

ats ur 

007). 

la fluider 

mättad 

ckor 

ningom 

ningarna 

d 

fattigare 

 

och mer

urankon

(Curfu et

 

Bild 18; Sp

BSE (foto N

 

Samma t

en högre

upp spän

det mots

2003).  

 

En annan

och/elle

(Curfu et

olika fak

trycket.  

 

Sprickor 

metamo

enstaka 

 

4.3.6 O

Metamik

många n

visar oft

spricksys

hydrerin

element

skapar d

sig för ål

metod. E

kristallin

 

 resistenta d

centration. J

t al., 2003). 

prickor syns tyd

Nathalie Ljungg

typ av sprick

e urankonce

nningar och 

satta dvs. en

n typ av spri

r texturer frå

t al. 2003). L

ktorer (1) me

 

kan också lä

orfa händelse

fall (Curfu et

Omvandlin

kta och spric

nya strukture

a på en upps

stem och and

ng samt samt

t som ofta ab

därmed disko

ldersdatering

Eftersom de 

na delarna, k

delarna. En k

Ju högre ura

 ligt hos denna 

gren). 

kor kan ses h

ntration än d

följaktligen s

n högre uran

ckor bildas lä

ån varandra 

Lee och Trom

etamiktiserin

äka ihop då z

er. Äldre spri

t al., 2003).  

ng 

ckrika zirkone

er hos zirkon

svälld och ib

dra diskontin

t jonbytespro

bsorberas av 

ordanta U/Pb

gsanalyser. P

omvandlade

an de att lös

oppling kan 

nkoncentrat

zirkon från Grö

os zirkoner m

den yngre på

skapa spricko

halt hos påv

ängs med de

som till exem

mp (1995) me

gsgraden, (2

zirkonen utsä

ickor som läk

er utsätts oft

en. De områ

land också fj

nuiteter som

ocesser mell

zirkon meda

b förhållande

Problemet m

e delarna hos

sas upp med 

23 

ses mellan a

tion desto kr

ötingengraniten

med xenokry

åväxten, kom

or hos den m

äxten, så bild

e diskontinui

mpel uranrik

enar att dess

2) ”skalets” r

ätts för gradv

kt ihop kan v

ta för kemisk

åden hos zirk

jädrig textur

m skiljer olika

an vätska oc

an bly och vi

en hos zirkon

med diskorda

s zirkonen är

Hf ånga (Cu

antalet sprick

raftigare met

n som avbildats

ystiska kärno

mmer volymö

mer rigida på

das vanligtvi

teter som av

ka delar från 

sa spricksyste

elativa tjock

vis ökand dia

vara svårt att

k omvandling

konen som b

. Vätskor trä

a strukturer f

ch angränsan

ssa andra ele

nen vilket inn

nta zirkoner

r sprödare o

rfu et al., 20

kor och zirko

tamiktision o

från ett svepel

or. Innehåller

ökningen hos

växten. Är d

s inga sprick

vgränsar olik

uranfattiga d

em kontrolle

lek och (3) d

agenes eller 

t identifiera o

g vilket resul

livit utsatt fö

nger lätt ige

från varandra

nde ytor ske.

ement läcke

nebär att de 

går att lösa 

ch har en hö

03).  

onens 

och fler anta

lektronmikrosk

r den äldre k

s kärnan att 

däremot förh

kor (Curfu et 

ka sorters str

delar hos zir

eras av minst

det litostatisk

andra typer 

och hittas en

lterar i bilda

ör kemisk alt

enom kristalle

a och där ka

. Järn och ka

r ut. Blyläcka

 inte längre 

med en rela

ögre löslighet

l sprickor 

kop med 

kärnan 

bygga 

hållandet 

al., 

rukturer 

rkonen 

t tre 

ka 

av 

ndast vid 

ndet av 

ternering 

ens 

n 

lcium är 

aget 

lämpar 

ativ enkel 

t än de 

24 

 

4.3.7 Inneslutningar 

Zirkoner innehåller ofta inneslutningar av andra mineral, vanligtvis mineral från den värdbergart som 

zirkonerna bildas ur såsom biotit, kvarts och fältspat. Genom att studera inneslutningar, kan viktig 

information om bergets geologiska historia avslöjas, till exempel kristallisationsförhållanden och 

mineral paragenes. Denna information kan i sin tur användas för att ta reda på zirkonernas ålder och 

därmed också bergets ålder. Det är också vanligt att zirkoner innehåller inneslutningar av fluider och 

den smälta som fanns då zirkonen kristalliserades. Dessa inneslutningar kan ge viktig information om 

magmans sammansättning vid kristallisationstillfället (Curfu et al., 2003). 

 

4.3.8 Komplexa strukturer 

Strukturerna här ovan har beskrivits på ett förenklat sätt och är karakräristiska för den miljö de 

bildats från. Under andra förhållanden kan strukturerna förändras och bli otydliga. I dessa fall kan det 

vara mycket svårt att identifiera och tolka de olika strukturerna som finns hos en population zirkoner.  

 

Vid medel‐ till högtemperaturmetamorfos förstörs de primära strukturerna hos de redan existerande 

zirkonerna och komplexa och kaotiska texturer bildas. Den primära zoneringen bevaras ofta delvis 

hos zirkonen men blir otydligare och mer komplex ju längre tid de blivit utsatta för metamorfos. 

Kemiskt omvandlade fläckar och rekristalliserade områden som skär genom de primära strukturerna 

är mycket vanliga hos metamorft påverkade zirkoner. Även en ny generation zirkon kan växa till 

runtomkring de äldre kristallerna.  

 

Ökas trycket ytterligare, börjar allt större delar av zirkonen att rekristallisera medan andra primära 

strukturer försvinner. Nya metamorfa zirkoner med en koncentrisk zonering liknande den primära 

magmatiska zoneringen, växer till samtidigt som de kvarlevande, äldre magmatiska kärnorna 

invaderas och omsluts av en ny generation zirkonmaterial (Curfu et al., 2003).  

 

5 Mikroskopi 

 

5.1 Allmänt 

För att kunna studera zirkonens morfologi och inre textur används olika typer av mikroskopi. I vissa 

fall kan det räcka med att använda sig av ett vanligt optiskt mikroskop medan det i andra fall krävs en 

mer avancerad teknik. Svepelektronmikroskopi är ett kraftfullt verktyg som hjälper oss att studera 

zirkonens allra minsta delar.  

 

5.2 Optiskt mikroskop 

Med ett binokulärt mikroskop kan zirkonens makroskopiska egenskaper studeras. Dessa egenskaper 

inkluderar zirkonens färg, transparens, yttre morfologi och förekomsten av inneslutningar, sprickor 

och alternerade områden. Den optiska bilden kan förbättras om zirkonerna som ska studeras hålls i 

en skål med etanol. En annan fördel med alkohol är att det blir lättare att flytta runt på och 

25 

 

handplocka zirkonerna. De inre texturerna hos zirkonen ses bättre under ett petrografiskt mikroskop 

där antingen transmitterat eller reflekterat ljus används. Transmitterat ljus används främst på 

zirkoner i tunnslip. Inre texturer som till exempel zonering och metamikta områden hos zirkonen kan 

upptäckas med hjälp av denna teknik. Reflekterat ljus är däremot ett bättre alternativ om mycket 

gamla och metamika zirkoner ska studeras. Problemet med optisk mikroskopi är att det är mycket 

svårt att upptäcka inre texturer hos kristallina zirkonkristaller som utsatts för mycket lite 

metamiktision. Då måste man vända sig till det mer avancerade elektronmikroskopet (Curfu et al., 

2003). 

 

5.3 Svepelektronmikroskop 

Fördelarna med att använda sig av en SEM istället för ett vanligt ljusmikroskop är många. Till skillnad 

från ett vanligt optiskt mikroskop, använder sig ett svepelektronmikroskop av elektroner istället för 

elektromagnetisk strålning (ljus) för att skapa en förstorad bild av ett prov. Eftersom elektroner har 

en betydligt kortare våglängd än ljusets, kan svepelektronmikroskopet skapa mycket högupplösta 

bilder. En SEM har en teoretisk upplösning på så mycket som 10^‐18 meter, vilket är den övre 

gränsen för radien hos en elektron, men har i praktiken med dagens teknik en upplösning på ca 0,2 * 

10‐9 meter. En annan fördel med svepelektronmikroskopi är det stora skärpdjupet som fås. Detta gör 

det möjligt för mer av provet att vara i fokus samtidigt och att bilderna upplevs som tredimensionella 

(Cruce et al., 2010).  

 

Nackdelarna med ett SEM är att det krävs en del förberedelser för ickeledande prover innan de är 

färdiga för att studeras under mikroskopet. För att förhindra att en elektrisk laddning ska byggas upp 

hos provet då det bombarderas av elektroner, belägger man det med ett mycket tunt lager ledande 

material. Genom att förånga till exempel kol eller guld under vakuum, dvs. med hjälp av en ”sputter 

coater” bildas ett så pass tunt ledande skikt hos provet att det ej stör eller påverkar dess strukturer 

på något sätt vid avbildningen (Cruce et al., 2010). En annan nackdel med att använda sig av ett SEM 

är att provet måste läggas i en vakuumkammare för att metoden ska fungera. Detta medför att t.ex. 

att vattnet i biologiska prover måste ersättas med något annat material för att provet inte ska börja 

koka inne i behållaren (Hammarin, 2011).  

 

Provet som ska studeras placeras i en vakuumbehållare. Efter det att all luft har pumpats ut från 

kolumnen, emitteras en elektronstråle med mycket hög energi från en elektronkanon placerad längst 

upp i mikroskopet. Elektronerna som slits loss från en metallplatta inne i elektronkanonen, 

accelereras mot provet med hjälp av ett elektriskt spänningsfält. En serie elektromagnetiska linser 

fokuserar elektronstrålen till en mycket liten punkt. Efter linserna följer en uppsättning svepspolar 

som har till uppgift att flytta den fokuserade strålen fram och tillbaka över provet, rad för rad. Då 

elektronstrålen träffar provet, genereras en mängd olika signaler. En detektor fångar upp dessa 

signaler som sedan skickas iväg till en förstärkare. De inkommande signalerna förstärks och 

omvandlas för att slutligen skapa en förstorad bild över provets yta (fig 19) (Wedholm, 2003). 

 

En mängd olika signaler genereras från det prov man vill studera då elektronstrålen träffar dess yta. 

Dessa signaler inkluderar sekundära elektroner, ”backscattered electrons” (BSE), ”diffracted 

backscattered electrons” (EBSD), fotoner (katodoluminescens – CL) och värme. Mycket kortfattat 

 

beskrive

yta. Skill

elektron

med bac

samman

hos mine

grundäm

 

Fig 19; De 

 

Del 2 

 

6 Geo

Nedan fö

mer deta

förekom

 

6.1 All

Man kan

Kaledon

berggrun

nordiska

bergsked

gränsen,

bergarte

et används se

naden mella

ner endast be

ckscatterelek

nsättningen h

eralen i prov

mnes analyse

olika delarna h

ologi 

öljer en kort 

aljerad geolo

mmer.  

mänt 

n dela upp Sv

iderna (eller

nden bildade

a länderna, K

dja som bilda

, vidare söde

erna avsattes

ekundära och

an de två olik

eror på den t

ktroner både

hos provet. E

vet medan fo

er (Swapp, 20

hos ett svepelek

beskrivning 

ogisk beskriv

veriges bergg

 fjällen) och 

es under pre

Kolahalvön, v

ades för ca 4

erut till Skott

s vid olika til

h backscatte

ka metodern

topografiska

e beror på de

EBSD använd

otoner eller k

010).  

ktronmikroskop

om den sve

vning om ber

grund i tre st

den faneroz

kambium oc

västra Ryssla

400 miljoner 

tland och Irla

lfällen mella

26 

er elektroner

na är att kont

 ytan hos pro

en topografis

ds för att bes

karakterisera

p. Modifierad b

nska berggru

rggrunden i J

tora enheter

zoiska sedime

ch tillhör den

nd och de Ba

år sedan och

and och norr

n kambrium

 främst åt at

trasten hos e

ovet medan 

ska ytan och 

stämma krist

ande röntgen

 bild från Cederv

undens utve

Jämtlands län

r, proterozois

entära bergg

n Fennoskand

altiska stater

h sträcker sig

rut till Grönla

 och tertiär. 

tt avbilda pro

en bild tagen

kontrasten h

den elemen

tallstrukturen

nstrålning an

ed (2006).  

ckling. Denn

n där Gröting

ska och äldre

grunden (fig 

diska skölden

rna. Kaledon

g längs den s

and. De yngr

 

ovets topogr

n med sekund

hos en bild t

ntära 

n och oriente

nvänds för 

a följs sedan

gengraniten 

e bergarter, 

20). Den äld

n som innefa

niderna är en

svensknorska

re sedimentä

rafiska 

dära 

agen 

eringen 

n av en 

re 

attar de 

n 

a 

ära 

 

Fig 20; Sve

 

Den sven

för veckn

trängt fr

granitma

den Fenn

svekokar

transska

regionen

bältet (W

 

6.2 Jäm

Berggrun

äldre pre

Strömsu

svenska 

kontinen

sedimen

berggrun

Baltiska 

kaledoni

(Andréas

 

Den prek

dominer

och bilda

tillfällen 

miljoner

metased

eriges geologi, s

nska berggru

ning och me

ram, stelnat, 

assiven man 

noskandiska

relska provin

andinaviska m

n. Jämtland t

Wastenson e

mtlands ge

nden i Jämtla

ekambriska u

nd i norr ner

fjällberggrun

nterna Laure

ntavlagringar

nden i öster.

kontinenten

iska berggru

sson et al., 2

kambriska be

ras främst av

ar väldiga ma

intruderat d

r år. Förutom

diment i läne

stockholms uni

unden har ge

tamorfos av 

kristalliserat

hittar i Sver

 skölden del

nsen, till vilke

magmatiska 

tillhör delar a

t al., 2002).  

eologi 

and kan i gro

urberget i ös

r till Linsell i 

nden bildade

entia och Balt

r från det me

. Sedimenten

n där det tryc

nden består 

2006).  

erggrunden 

v olika typer 

assiv som up

den prekamb

m de utbredd

ets nordöstlig

 versitet.  

enomgått fle

olika grad. I 

t och efter e

ige idag. Me

as in i fem o

en den centr

bältet (TMB)

av kaledonid

ova drag dela

ster. Gränsen

söder (Geon

es för mellan

tika kollidera

ellanliggande

n färdades i h

cktes ihop oc

därför av bå

i öster bestå

av graniter. 

pptar stora yt

briska berggr

da granitmas

ga delar. Des

27 

era orogena f

 och med or

rosion blotta

ed hänsyn till

lika provinse

ralsvekofenn

), den sydväs

derna, svekok

as in i två om

n mellan de o

nord, http://w

n 510‐400 mi

ade. Under b

e Iapetushav

hundratals k

ch bildade de

åde kambros

år av både m

Dessa granit

ytor (Gorbats

runden har g

siven påträff

ssa bergarter

faser. Berget

ogeneserna 

ats vid ytan v

l berggrunde

er. Dessa är: 

niska provins

stskandinavi

karealska pro

mråden, fjällb

olika berggru

www.geono

iljoner år sed

bergskedjebi

et upp och in

km i stora pac

e så kallade ö

skiluriska som

agmatiska o

ter är i regel 

schev et al., 1

grovt räknat å

fas stora ber

r tillhör den 

t har under d

har stora mä

vilka bildat d

ens ålder och

den arkeiska

en tillhör, de

ska provinse

ovinsen och 

berggrunden

undsenheter

rd.org/regge

dan som ett 

ldningen skö

n över den p

ckar innan d

överskjutnin

m prekambri

ch metamor

grovkorniga 

1997). Granit

åldrar på me

rggrundsomr

centralsveko

dessa tillfälle

ängder magm

de många 

h bildningssä

a provinsen, 

et 

en och Blekin

transskandi

n i väster och

rna kan dras 

eol/z1.htm). 

resultat av a

öts 

prekambriska

et nådde de

gsskollorna. 

iska bergarte

rfa bergarter

 med porfyri

terna som vi

ellan 1800 oc

råden av 

ofenniska pro

en utsatts 

ma 

tt har 

den 

nge 

naviska 

h det 

från 

Den 

att 

a 

n 

Den 

er 

r men 

isk textur 

id olika 

ch 1500 

ovinsen 

28 

 

och har bildats från de sedimentavlagringar som avsattes i det hav som fanns mellan Skellefteåfältet 

och Bergslagen, den så kallade Bottniska bassängen. Migmatit är också en vanligt förekommande 

bergart och har bildats i de områden där berggrunden utsatts för kraftig metamorfos. De 

centralsvecofenniska bergarterna förekommer i öst och nordöst om ett brett tektoniskt bälte, den så 

kallade Storsjön Havernzonen, som går snett genom hela Jämtland (Högdahl et al., 2004). Detta bälte 

har en sydväst‐nordostlig riktning och sträcker sig från Svenstavik, under sjön Näkten och vidare ner 

mot Havern (se karta av Gorbatschev et al. 1997). Bergarterna på vardera sida om detta tektoniska 

bälte skiljer sig åt både till uppbyggnad och struktur (Gorbatschev et al., 1997). Till sydväst om 

Storsjön‐Havernzonen förekommer de sydsvekofenniska bergarterna vilka mestadels utgörs av 

metavulkaniter med åldrar mellan 1,9 och 1,87 Ga. Bältet utgör därmed en slags gräns mellan de 

centralsvekofenniska och sydsvekofenniska bergarterna.  

Även de senare bildade graniterna som tillhör TMB skiljer sig åt mellan de olika 

berggrundsområdena. Sydväst om Storsjön‐Havernzonen ligger Rätangraniten som är en röd‐gråröd, 

grovkornig, massformig bergart med en ålder på mellan 1,70–1,69 miljoner år. Berggrunden nordöst 

om det tektoniska bältet domineras istället av den äldre Revsundagraniten, som bildades för ca 1,87–

1,8 miljoner år sedan. Graniten upptar stora ytor av centrala Norrland och kännetecknas av att den är 

massformig och grovporfyrisk av mikroklin. Inom jämtland kan Revsundagraniten delas in i två stora 

massiv, Fjällsjömassivet i norr och det södra Jämtlandsmassivet i söder. Graniterna från de två olika 

massiven skiljer sig en aning från varandra. Det södra massivet är något äldre än det nordliga 

Fjällsjömassivet, och har en ålder på ca 1,87 miljoner år (Högdahl et al., 2004). Berggrundens 

uppbyggnad och den kemiska sammansättningen skiljer också mellan de olika massiven.  

Sydväst om Storsjön‐Havernzonen förekommer nästan inga graniter med liknande åldrar som 

Revsundsgraniten förutom en mycket liten intrusion av den 1,74 miljoner år gamla Kännegraniten. 

Som namnet avslöjar hittas denna granit i närheten av samhället Känne där den bildar två massiv. 

Kännegraniten liknar rätangraniten till utseendet men skiljer sig när det kommer till den kemiska 

sammansättningen, som är mer lik den grå Revsundsgraniten.  

 

Inom Revsundsgranitområdet förekommer även stora intrusioner av något yngre bergarter. De 

största och mest kända massiven är Sörvikgraniten, 1,77 Ga, som förekommer inom det nordliga 

Fjällsjömassivet, och Grötingengraniten, 1,74–1,75 Ga, som förekommer inom det södra 

Revsundsgranitmassivet (Högdahl et al., 2004).  

 

6.3 Grötingengraniten 

Grötingengraniten bildar två intrusioner, en större med en diameter på ca 20 km (fig 21) och en 

betydligt mindre kropp som ligger ca 30 km åt VSV om Bräcke vid Hebbergsberget (Högdahl et al., 

2004). Den röda graniten beskrevs först vid en kartering i slutet av 1800‐talet men kallads då för röd 

Revsundsgranit (Högblom, 1894). Trots det tidigare namnet skiljer sig graniten både utseendemässigt 

och geokemiskt från den vanliga grå typen av Revsundsgranit (Gorbatschev et al., 1997).  

 

Fig 21; En 

al. (2004). 

 

Grötinge

Mikrokli

Texturer

allanite, 

graniten

Färgen s

varieran

amfibol 

innehålle

andra öv

bergarte

 

geologisk bergg

  

engraniten ä

nkristallerna

r som visar p

zirkon och m

n. Även moly

skiftar från lju

de halt av m

och varierar 

er Grötingen

vergångsmet

er och tidigar

grundskarta öv

r en rödaktig

a kan på sina

på en samma

monazite är a

bdenglans fö

usröd till någ

mörka minera

från 5 upp t

ngraniten rel

taller är låga

re daterades

ver det område

g, grovkornig

 ställen bli u

nväxt mellan

alla viktiga m

örekommer l

got mörkare 

al. De vanliga

till 12 procen

ativt höga ha

. Grötingeng

s med hjälp a

29 

som Grötingen

g, mikroklin m

pp mot 4 cm

n kvarts och 

mineraler som

lokalt. Granit

röd mellan o

ast förekomm

nt. Jämfört m

alter U, Th, N

graniten tros

av U/Pb meto

n graniten kan h

megakrystfö

m stora, men

mikroklinkri

m förekomm

ten har en S

olika område

mande mafis

med många a

Nb, Y och HR

 ha bildats fr

oden till 1,74

 hittas inom. Mo

rande berga

är normalt s

staller är van

er i mindre m

iO2‐halt på m

en vilket kan

ska mineralen

ndra granite

REE medan h

rån yngre sve

4‐1,75 Ga (G

odifierad efter 

art (fig 22). 

sett mycket 

nliga. Fluorit

mängder hos

mellan 70 och

n förklaras av

n är biotit oc

er i Sverige, 

alterna av B

ecofenniska 

orbatschev, 

Högdahl at 

mindre. 

t liksom 

s 

h 77 %. 

v den 

ch 

a, Sr och 

2004). 

 

Fig 22; Grö

 

7 Prak

 

7.1 Int

I den pra

Grötinge

texturer 

olika avs

.  

7.2 Pro

Det gran

tvättade

i fall någ

De mind

andra zir

krossade

samlade

provprep

ötingengranit. F

ktisk stud

troduktion

aktiska studi

engraniten. Z

med hjälp a

snitt, provför

ovförbere

nitprov som a

es och sågade

got skulle gå 

dre stenskivo

rkoner från a

es ner till en 

es upp i plast

pareringen p

Foto Håkan Sjös

die 

n 

en som följe

Zirkonerna h

av ett optiskt

rberedelser, 

edelser 

användes vid

es sedan ner

snett och pr

orna tvättade

andra bergar

kornstorlek 

påsar och re

pga. den stor

ström.  

r här nedan 

ar sedan und

t mikroskop s

resultat, dis

d analysen, d

r till mindre s

ovpreparerin

es återigen fö

rter osv. Där

av 0,5 cm i d

edskapen tor

ra kontamina

30 

har zirkoner

dersökt med

samt ett elek

kussion och 

dvs. Grötinge

skivor. Hälfte

ngen skulle b

ör att minska

efter fick de

diameter me

rkades noga 

ationsrisken.

r extraherats

d avseende p

ktronmikrosk

slutsats.   

engraniten h

en av provet

behöva göra

a risken att p

stå och tork

ed hjälp av en

av. En stenk

. Eftersom kr

s från ett pro

å dess yttre 

kop. Studien

ade en vikt a

 lades undan

s om.  

provet konta

ka i ca 1 timm

n hammare. 

ross använde

rossrester m

ov av 

morfologi o

n är uppdelad

av ca 2 kg. D

n som reserv

amineras av t

me innan det

Krossmateri

es inte vid 

ycket lätt fas

 

ch inre 

d i fyra 

en 

vmaterial 

t ex. 

t 

ialet 

stnar 

31 

 

mellan springor i maskinen kan främmande zirkoner tillföras provet vid nästa tillfälle som krossen 

används. Provet som hittills förberetts vid den geovetenskapliga institutionen i Uppsala flyttas nu till 

Sveriges geologiska undersökning (SGU), för att malas. Det krossade provet mals ner till ett fint 

pulver i ett malfat under ca 25 sek. Därefter hälldes det malda provet försiktigt över till en 2 liters 

bägare som fylldes med vatten. En droppe diskmedel tillsattes provet för att minska ytspänningen. 

 

Ett vattenskakbord på SGU användes för att separera de tyngre mineralen i provet, i detta fall 

zirkonerna, från de lättare mineralen. Bordets lutning justerades till 10 grader och antalet skakningar 

per minut ställdes in på 60. Vattenmängden kunde regleras med hjälp av små kranar på ovansidan av 

vattenskakbordet. Separeringen av de tyngre mineralen utfördes i två steg. Med en sked fördes 

provet försiktigt över till vattenskakbordet där separeringen genast sattes igång. De lättare mineralen 

sköljdes snabbt bort medan de tyngre förblev kvar på bordet. Efter det att hela provet hade tömts, 

byttes den bägaren som samlat upp allt de material som passerat vattenskakbordet. De kvarvarande 

tyngsta mineralkornen samlades upp till en ny bägare med hjälp av en pipett. Proceduren 

upprepades med det uppsamlade materialet som redan passerat vattenskakbordet en gång. Vattnet 

från det återstående materialet filtrerades bort och fick sedan torka i ung i ca 10 min. Det torkade 

materialet fördes över till två små petrisskålar där en stark magnet användes för att ta bort magnetit.  

 

Tillbaka på geocentrum handplockades zirkonerna från resten av provet i etanol under ett binokulärt 

mikroskop. Detta gjordes med hjälp av en prepnål vilket användes för att fösa ihop zirkoner till små 

högar. Dessa sögs sedan upp med en mikropipett och fördes över till en ny ren petrisskål. Zirkoner av 

olika renhetsgrad, färg och morfologi plockades för att få ett så representativt prov som möjligt. 

Metamikta och mörka kristaller var därför lika viktiga som svagt färgade, transparanta kristaller. 

Dessa sorterades in i 4 olika grupper, högtransparanta, mellantransparanta och två lågtransparanta 

grupper vilka fördes över till separata petrisskålar.  

 

Etanolen fick avdunsta så att zirkonerna torrlades. Med hjälp av en mycket fin pincett och ett 

morrhår med ytterst lite fett på, plockades zirkonerna upp, en och en från skålarna och fördes över 

till en dubbelhäftande tejp. Zirkonerna placerades på tejpen i samma 4 grupper som innan enligt fig. 

23. En halv sats epoxy blandades till och hälldes försiktigt över till en plastbehållare som tryckts fast 

på den dubbelhäftande tejpen. Epoxyblandningen fick stå och härda i ca en vecka innan 

plastbehållaren kunde tas bort. Epoxypuckens översta skikt slipades bort för att komma ner till de 

ingjutna zirkonerna med kiselkarbid som hade en kornstorlek på ”grid 1000”. En tesked pulver 

hälldes över på en glasskiva och några droppar vatten tillsattes. Epoxypucken slipades ner genom att 

rotera denna i små cirkelrörelser mot slipmedlet på glasskivan. Pucken togs emellanåt till ett 

mikroskop för att vara säker på att inte slipa ner för mycket. För att få upp en hög glans hos 

epoxypuckens yta tvättades den först ren under vatten och polerades därefter med en diamant 

suspension mot en roterande skiva. Poleringen skedde under två steg. Vid det fösta steget polerades 

epoxypucken med en diamantsuspension där diamanterna hade en storlek på 3 μm. Därefter 

tvättades provet i ett ultraljudsbad med destillerat vatten och diskmedel, innan det polerades för 

andra gången i en diamantsuspension med diamanterna som hade en kornstorlek på 1 μm. Efter 

poleringen tvättades provet återigen i ultraljud, först ca 10 min i vatten och diskmedel och sedan ca 5 

min i alkohol. Innan epoxypucken kunde läggas in i svepelektronmikroskopet för avbildning, täcktes 

provet med ett mycket tunt lager kol ca 20 nanometer med en kolförångare.  

 

 

Fig 23; Zirk

 

Tyvärr ö

avbildnin

första pr

halvauro

 

7.3 Res

 

7.3.1 M

Den yttr

reflekter

några dr

och utse

 

Grötinge

storlek s

orange o

förkomm

metamik

högkrista

 

Till skilln

ofta inne

svagt fär

Formen 

kristaller

flesta zir

 

konerna sortera

verpolerade

ng. I och med

rovet iväg til

omatisk pole

sultat 

Morfologi 

e morfologin

rat ljus använ

roppar 98 pro

eende. 

engraniten ä

som varierar 

och rödfärga

mer i flera oli

ktisering ten

allina zirkone

nad från de m

ehåller relati

rgade eller i v

på kristaller

r är avbrutna

rkoner visar 

ades in i 4 grup

s det första 

d detta förbe

l naturhistor

ringsmaskin

n hos zirkone

ndes. För att

ocentig etan

r förhållande

mellan 50 o

de zirkoner f

ika storlekar

derar att var

er. Många m

metamikta zi

ivt små konc

vissa fall helt

na varierar f

a, men även 

på en långpr

pper efter dess t

provet vilket

ereddes därf

riska riksmus

. 

erna studera

t erhålla bäst

nol. Här neda

evis rik på sm

ch 150 µm. D

förekommer

, former och

ra mindre tra

metamikta zir

rkonerna är 

entrationer 

t färglösa. De

rån breda oc

bland dessa 

rismatisk kris

32 

transparens (bi

t resulterade

för ett nytt p

seet för pole

ades under e

ta möjliga up

an följer en k

måväxta zirko

De flesta har

r. Provet dom

h färger. Zirko

ansparanta o

rkoner har äv

de klara zirk

uran och an

essa zirkone

ch korta till m

 är det lätt a

stallstruktur

 ild Nathalie Lju

e i att endast

prov. Detta s

ring. Här pol

tt optiskt mi

pplösning hö

kort beskrivn

oner. Provet

r en svagt ro

minerades av

oner som bli

och något mö

ven ett väl u

konerna bety

dra spårämn

r är transpar

mer avlånga 

tt avgöra de

(fig 24). 

nggren).   

t ett fåtal zirk

kickades till 

erades prov

kroskop där 

ölls provet i e

ing om zirko

innehåller z

sa till brunak

v metamikta 

vit utsatta fö

örkare i färge

tvecklat spri

ydligt mer sä

nen, är de no

ranta och sak

och smala kr

ras ursprung

koner fanns 

skillnad från

vet med hjälp

 både påfalla

en ren petris

onernas yttre

zirkoner med

ktig färg och 

 zirkoner vilk

ör kraftig 

en i jämföre

icksystem.  

llsynta. Efter

ormalt sätt e

knar spricko

ristaller. Må

gliga morfolo

kvar för 

n det 

p av en 

ande och 

skål med 

e form 

d en 

ett fåtal 

ka 

lse med 

rsom de 

ndast 

r. 

nga 

ogi. De 

 

Fig 24; Zirk

 

7.3.2 In

De inre t

svepelek

zirkoner

Vid det a

bilderna

medelat

lägre me

första til

utvald fä

zonering

 

BSE‐bild

mikrosko

sprickor,

datering

zirkoner

fullständ

har till sk

innehålle

lämpa si

zirkonen

kontinue

exempel

processe

De flesta

mycket t

under zi

oregelbu

som trän

kon från Grötin

nre textur

texturerna h

ktronmikrosk

. Dessa prese

andra tillfälle

 proportione

omvikt dvs. 

edelatomvikt

llfället. Färgb

ärgskala har 

g på ett lätta

erna visar på

op. Det är ty

, inneslutnin

g eftersom de

na i provet, f

dig metamikt

killnad från d

er inga eller 

g bra för dat

n som kan se

erlig, koncen

l på en ful zir

er.  

a av de avbild

tunna till bre

rkonens tillv

undet mönst

ngt in i krista

ngengraniten m

rer 

os zirkonern

kopi där BSE 

enteras i fig.

et avbildades

ell mot mede

innehåller ty

t blir mörkar

bilderna skilj

lagts på. Det

re sätt.  

å flera olika i

ydligt att prov

gar och ett o

e troligtvis d

från de som 

tiserade (fig 

de metamikt

mycket få sp

tering. En an

s i det övre v

ntrisk zonerin

rkon som uts

dade zirkone

eda och bero

växt. Den kon

ter (fig 25H, 

allen och omf

 ed en tydlig pri

na från Grötin

teknik anvä

 25. Vid det 

s zirkoner frå

elatomvikten

yngre ämnen

re. Ett antal f

er sig inte frå

tta kan man 

inre texturer

vet dominer

oregelbunde

rabbats av st

endast är sv

25A och 25B

ta zirkonerna

prickor. Zirko

nan zirkon s

vänstra hörn

ng. Zirkonen 

satts för kraf

erna har en k

or främst på 

ncentriska zo

K, O). Dessa 

fördelat spå

33 

ismatisk kristal

ngengranite

ndes. Vid två

första tillfäll

ån prov 2 (G‐

n hos provet

n, blir ljusa i 

färgbilder gjo

ån de svartv

göra för att 

r hos zirkone

ras av ”fula” 

et zoneringsm

tora blyförlu

vagt påverka

B). Provet inn

a en betydlig

onen i fig. 25

som också ka

net i fig. 25 P

som kan ses

ftig metamik

koncentrisk z

hur spårämn

oneringen är 

zirkoner har

rämneskonc

lstruktur (foto 

n studerades

å olika tillfäll

et avbildade

‐P). Som näm

. Områden h

BSE‐bilden, m

ordes på de z

ita utan är e

framhäva vis

erna som inte

metamikta z

mönster. Des

uster. Den m

de till andra 

nehöll även n

gt mer homo

5 M är ett exe

an sägas tillh

. Denna zirko

s till höger i s

ktision och tr

zonering. Ba

neskoncentra

ofta utsudd

r alla blivit ut

centrationern

Nathalie Ljungg

s med hjälp a

en avbildade

es zirkoner fr

mnts innan ä

hos zirkonen 

medan områ

zirkoner som

gentligen ba

ssa strukture

e syns under

zirkoner vilka

ssa zirkoner ä

etamikta gra

som mer ell

några få ”fina

gen samman

empel på en 

öra den fina 

on har en my

samma bild ä

roligen även 

ndens tjockle

ationen i ma

ad och bilda

tsatta för sen

na. De magm

gren). 

av 

es ett antal u

rån prov 1 (b

r gråskalan h

som har en 

åden som ha

m avbildades 

ara en kopia 

er som till ex

r ett vanligt o

a ofta har må

är inte lämp

aden variera

ler mindre är

a” zirkoner. 

nsättning och

 fin zirkon so

 gruppen, är

ycket svag m

är istället ett

andra omva

ek varierar f

agman har flu

r därav ett m

nmagmatiska

matiska fluide

utvalda 

bild A‐F). 

hos 

hög 

r en 

vid det 

där en 

xempel 

optiskt 

ånga 

liga för 

r mellan 

r 

Dessa 

h 

om skulle 

r 

men 

t bra 

ndlande 

rån 

uktuerat 

mycket 

a fluider 

erna 

34 

 

påverkar zirkonerna på olika sätt och bildar flera olika sekundära texturer. Till exempel kan en tydlig 

flödesliknande zonering ses hos zirkonen i fig. 25K och ett strakt homogeniserat område hos zirkonen 

i fig. 25O. Dessa är vanligt förekommande texturer och kan ses hos flera zirkoner i detta prov. Även 

zirkonerna som syns i fig. 25J och 25N uppvisar en kraftig kemisk påverkan där fluider trängt in och 

förändrat zirkonens kemiska sammansättning. Den ursprungliga zoneringen har nästan helt 

försvunnit i båda fallen. I fig. 25N syns det mycket tydligt hur fluiderna har trängt in genom zirkonens 

spricksystem där det har löst upp och koncentrerat de lättare spårelementen till områdena 

runtomkring sprickorna (mörkare färg i BSE).  

 

Inneslutningar av olika mineral är ett annat vanligt fenomen. Dessa identifierades inte men från BSE‐

bilderna framgår det att de utgörs av lättare mineral som apatit, fältspat och kvarts. Det svarta 

”hålet” som ses hos zirkonen i fig. 25I är ett tydligt exemplar på en inneslutning av ett lättare 

mineral. Zirkonen i fig. 25H innehåller flera mindre inneslutningar av både lättare och tyngre mineral. 

Inneslutningar kan även ha en sammansättning av samma densitet som zirkon och har då en liknande 

gråskala i BSE som zirkonens övriga delar. De två inneslutningar som hittas hos zirkonen i fig. 25L är 

av denna typ. Tydliga sprickor förekommer runtomkring dessa två inneslutningar vilket tyder på att 

egenskaperna hos detta mineral skiljer sig ifrån zirkonen i övrigt.  

 

Som kan ses i fig. 25A‐B, I är de ljusare partierna hos zirkonerna betydligt rikare på sprickor i 

jämförelse med de lite mörkare områdena. Detta beror troligtvis på att de ljusare delarna innehåller 

en högre koncentration av tyngre ämnen och har därför ett mycket starkt kristallgitter som inte 

tillåter elastiska egenskaper vid alfapartikelemission. De sprickor som därmed bildas medför till att 

en del tyngre ämnen som exempel radiogent bly läcker ut från kristallen. Man bör därför ha i åtanke 

att dessa områden kan bidra med diskordant data vid åldersdateringsanalyser. De mörkare 

områdena vilka istället innehåller en lägre koncentration tunga ämnen, har de elastiska egenskaper 

som krävs för att stå emot den alfapartikelrekylen som sker då zirkonen genomgår metamiktisering.  

 

Inga ärvda kärnor har observerats i de avbildade zirkonerna. Rekristalliserade områden förekommer 

däremot hos vissa zirkoner (fig 25E, O). Dessa identifieras som avgränsande homogena områden i 

BSE som skär zirkonens annars regelbundna zonering. Zirkonerna i fig. 25E och 25F är möjliga 

tvillingbildade. Detta antagande har tagits eftersom zoneringen verkar fortsätter in i det som först ser 

ut som ett avbrutet fragment om zirkonens högra sida.  

 

 

A 

C 

E 

35 

B 

D 

F  

 

G 

I 

K 

36 

H 

J 

L 

 

 

 

 

Fig 25; A‐P

 

7.4 Dis

Grötinge

dominer

är de me

prov, (1)

zonering

opåverka

och hom

utgör ett

 

 

M 

O 

P Exempel på in

skussion o

engraniten ä

rades av met

etamikta zirk

) de metamik

g, inneslutnin

ade zirkoner

mogena zirko

t slutet U‐Pb

nterna texturer 

och samm

r relativt rik 

tamikta zirko

konerna mind

kta zirkonern

ngar och rek

r med en my

nerna är läm

b system.  

hos zirkoner fr

manfattnin

på zirkoner. 

oner. Till skill

dre transpar

na som uppv

ristalliserade

cket homoge

mpliga att anv

37 

rån Grötingen g

ng 

Redan unde

lnad från de

ranta. Två oli

visar en mäng

e och omvan

en sammans

vända för åld

N 

P 

graniten avbilda

er handplock

mer underre

ika typer av z

gd olika text

ndlade områd

sättning utan

dersdatering

ade med BSE (fo

kningen var d

epresenterad

zirkoner har 

urer i BSE so

den, och (2) 

n inre texture

gsanalyser ef

oto Nathalie Lju

det tydligt at

de, klara zirk

urskiljts från

om till exemp

nästan helt 

er. De opåve

ftersom de t

 

 unggren).  

tt provet 

konerna 

n detta 

pel 

erkade 

roligen 

38 

 

Det skilda utseendet mellan zirkonerna kan bero på flera olika faktorer. Sannolikt innehåller de klara 

zirkonerna en betydligt lägre torium‐ och urankoncentration än de metamikta zirkonerna och har på 

så vis undankommit metamiktiseringen och är mindre påverkad av andra processer som medverkar 

till utvecklingen av olika inre strukturer. Eftersom uran och torium gärna stannar kvar länge i 

magmalösningen, innehåller ofta zirkoner som kristalliserats relativt tidigt ur magman en lägre 

koncentration radioaktiva ämnen än de zirkoner som bildats senare. En annan förklaring skulle kunna 

vara att dessa zirkoner har bildats ur delar av en magma som under en längre period haft en 

homogen sammansättning med mycket låga spårämneskoncentrationer (Curfu et al., 2003). Många 

olika tolkningar kan göras utifrån dessa bilder, men för att vara säker på hur de homogena zirkonerna 

egentligen har bildats krävs oftast ytterligare studier.  

 

De flesta av de trasiga zirkonerna är främst metamikta och kemiskt omvandlade kristaller. Detta kan 

förklaras med att dessa inte är lika motståndskraftiga som de ”fina” och homogena zirkonerna och 

går därför lätt sönder under själva nermalningsprocessen. Vissa zirkonkristaller kan även ha polerats 

ner i en sned riktning mot den kristallografiska c‐axeln vilket gör att strukturer kan bli något otydliga 

och därav svårtolkade. 

 

Även då provet uppvisar en mängd olika inre texturer, är det fortfarande tydligt att 

Grötingengranitens zirkoner har bildats under ett och samma tillfälle. Det varierande utseendet kan 

förklaras från det faktum att spårämneskoncentartionerna troligtvis har fluktuerat i den magma som 

zirkonerna bildades ifrån. Zirkoner som kristalliserats ut från en magma som är rik på uran och andra 

spårämnen kommer att utsättas för en kraftigare metamiktisering i jämförelse med zirkoner som 

kristalliseras ut från en uranfattig magma. Magmatiska fluider tränger sedan lätt igenom de små 

sprickor som skapas i samband med den pågående metamiktiseringen vilket så småningom resulterar 

i en omfördelning av spårämnena hos zirkonkristallen. I och med spårämnesfluktuationerna hos 

magman tillsammans med andra yttre påverkande faktorer kan många olika strukturer bildas (Curfu 

et al., 2003).  

 

Inga zirkoner med kärnor har påträffats och mycket sällan omkristalliserade områden vilket betyder 

att Grötingengraniten inte blivit utsatt för några signifikanta postmagmatiska processer. Däremot har 

många zirkoner påverkats av magmatiska fluider som trängt in i kristallstrukturen och omvandlat den 

kemiska sammansättningen. Detta tyder på att stora mängder fluider måste ha funnits tillgängligt för 

dessa strukturer att bildas (Curfu et al., 2003).  

 

Den använda avbildningstekniken (BSE) tillåter oss att studera zirkoners yttre morfologi och inre 

strukturer vilka kan avslöja viktig information om bergets tidigare geologiska historia. Det är dock 

inte alltid säkert att man alltid ha rätt då vissa strukturer kan vara mycket otydliga och svårtolkade. 

Därför måste BSE ofta kompletteras med andra undersökningar som till exempel analyser på 

zirkonens varierande sammansättning och liknande. Denna studie skulle därför kunna anses som ett 

första steg inför ett större och mer omfattande projekt.  

 

 

 

39 

 

7.5 Slutsats 

Med tanke på de många ”fula” zirkoner som hittades i provet, är det inte så konstigt att den tidigare 

dateringen på Grötingengraniten är osäker. De zirkonkristaller som verkade vara mycket fina till 

utseendet under optisk mikroskopi, visade sig i många fall innehålla flera olika texturer under BSE. 

Bly kan ha läckt ut från dessa zirkoner vid mer än ett tillfälle vilket resulterar i diskordanta 

analyspunkter. För att kunna bedöma om zirkonerna är lämpliga för datering eller ej bör man därför 

inte endast utgå ifrån optiskt mikroskopiska studier utan även studier under ett 

svepelektronmikroskop vilket har förmågan att avslöja zirkonernas yttre morfologi och inre 

strukturer.  

 

8 Tack 

Jag vill framförallt tacka min handledare Karin Högdahl som gjort det möjligt att genomföra detta 

arbete från första början. Hon har stöttat och hjälpt mig att lösa alla sorts problem som dykt upp 

under resans gång. Ett stort tack till Fredrik Hellström SGU, som visade mig hur jag skulle koncentrera 

mina zirkoner från granitprovet inne på SGUs labb. Jag vill även tacka Hans Harrysson som hjälpte 

mig att avbilda de utplockade zirkonerna med institutionens egna svepelektronmikroskop. Sedan vill 

jag slutligen tacka min äldsta bror Andrejs Ljunggren för grafiken och mina föräldrar som alltid har 

funnits där vid min sida och stöttat mig genom hela projektet.  

 

9 Referenser 

 

Adrielsson, L., Ahlberg, P., Andréasson, P‐G. (red)., Barnekow, L., Björck, S., Calner, M., Johansson, L., 

Liljegren, R., Löfgren, A., Rundgren, M., Vajda, V., 2006. Geobiosfären: en introduktion. Lund: 

Studentlitteratur AB. 604 pp.  

 

Bouman, C., Schwieters, J., Cocherie, A., Robert, M., Wieser, M., 2004: In Situ U‐Pb Zircon Dating 

Using Laser Ablation‐Multi Ion Counting‐ICP‐MS (LA‐MIC‐ICP‐MS). 

http://www.thermo.com/eThermo/CMA/PDFs/Various/File_782.pdf. (hämtad 2011‐08‐10).  

 

Belousova, E. A., Griffin and Suzanne, W. L., O´reilly, Y., 2005: Zircon Crystal Morphology, Trace Element Signatures and Hf Isotope Composition as a Tool for Petrogenetic Modelling: Examples From Eastern Australian Granitoids. Journal of Petrology  47 (2), 329‐353  

Bishop, A.C., Hamilton, W.R., Wooley, A.R., 1974: The Hamlyn Guide to Minerals, Rocks and Fossils. 

The Hamlyn Publishing Group Limited 1974. 320 pp.  

 

Cederved, A., 2006: Elektronmikroskop. http://sites.google.com/site/cederved/ciddan! (hämtad 

2010‐04‐20). 

 

Cruce, M., Grahn, M., 2010: Elektronmikroskop. 

http://www.ts.mah.se/utbild/te1054/mf04/elektronmikroskop.pdf (hämtad 2010‐04‐09). 

40 

 

 

Curfu, F., Hanchar, J.M, Hoskin, P.O.W., Kinny, P., 2003: Atlas of zircon textures. In JM Hanchar and 

P.W.O. Hoskin (eds): Zircon Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53, 469‐500 

 

Deer, W.A., Howie, R.A., Zussman, J., 1982: Rockforming minerals. Longman London and New York. 

919 pp.  

 

Dickin, A.P., 2005: Radiogenic isotope geology. 2. uppl. Cambridge: Cambridge Univ. 492 pp.  

 

Eving, R.C, Meldrum, A., Wang, L., Weber, W.J. and Corrales, R., 2002: Radiation effects in zircon. 

Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53, 387‐425 

 

Geonord. Regional geologi – Jämtlands geologi. http://www.geonord.org/reggeol/z1.htm (hämtat 

2010‐03‐20).  

 

Geyh, M., Schleicher, H., 1990: Absolute age determination: physical and chemical dating methods. 

New York : Springer‐Vlg, cop. 503 pp.  

 

Gorbatschev, R., Korn, K.‐A. & Lundegårdh, P.H., 1997: Beskrivning till berggrundskartan över 

Jämtlands län. Del 1: Urberget. Sveriges geologiska undersökning Ca 53:1. 250 s.  

 

Hammarin, G., 2011: Nanoinfo, Svepelektronmikroskop. http://nanoinfo.se/?p=162 (hämtad 2011‐

06‐15) 

 

Harley, S.L., Kelly, N.M., 2007: Zircon:  Tiny but Timely. Elements, Vol. 3, 13‐18 

 

Heaman, L., Ludden, J.N., 1991: Short course handbook on applications of radiogenic isotope systems 

to problems in geology. Mineralogical Association of Cannada, Toronto. 498 pp.  

 

Hitchen, G.J., Nemchin, A.A., Pidgeon, R.T., 1998: Internal structures of zircon from Archean granites 

from the Darling Range batholiths: implications for zircon stability and the interpretation of zircon U‐

Pb ages. Contributions to Mineralogy and Petrology 132, 288‐299 

 

Holland, H.D. and Gottfried, D., 1955.The effect of nuclear radiation on the structure of zircon. Acta 

Crystallographica 8, 291‐300 

 

Hoskin, P.W.O., 2005: Trace‐element composition of hydrothermal zircon and the alteration of 

Hadean zircon from the Jack Hills, Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta 69, 637‐648  Hoskin, P.W.O. and Schaltegger, U., 2003: The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53, 27–62  

41 

 

Högdal, K., Andersson, U.B och Eklund, O. (eds.), Andersson, U.B. et al., 2004: The transscandinavian 

igneous belt (TIB) in Sweden: a review of its character and evolution. Geological servey of Finland, 

Special paper 37. 125 pp.  

 

Krogstad, E.J., Mezger, K., 1997: Interpretation of discordant U‐Pb ages: An evaluation. Journal of 

metamorphic geology 15, 127‐140 

Nasdala, L., Irmer, G., Wolf, D., 1995: The degree of metamictization in zircon: A raman spectroscopy 

study. European Journal of Mineralogy 7, 471‐478 

 

NDT Education resource center. http://www.ndt‐

ed.org/EducationResources/HighSchool/Radiography/radioactivity.htm (hämtad 2010‐05‐19). 

 

Nelson, S., 2006: Earth and environmental science: Mineralogy, Radiometric dating. 

http://www.tulane.edu/~sanelson/eens211/radiometric_dating.htm (hämtad 2010‐04‐02). 

 

Nilsson U., Lögdahl U., och Tikka D., 2011: www.studera.com –Zirkonium. 

http://www.studera.com/nytto/persys/element/zr.htm (hämtat 2010‐10‐22).  

 

Pidgeon, R.T., 1992: Recrystallization of oscillatory zoned zircon: some geochronological and 

petrological implications. Contributions to Mineralogy and Petrology 110, 463‐472 

 

Ramdhor, P., 1954: Klockmann´s Lehrbuch der Mineralogie. 544 pp 

 

Renard, K., 2010: Gluefox ‐ Dateringsmetoder. http://gluefox.com/s 

kap/skev/dat/dat.shtm (hämtad 2010‐03‐20). 

 

Schaltegger, U., 2007: Hydrothermal Zircon. Elements 3, 51‐79   

 

Stockholms universitet. Geologi för skolan. 

http://www.tellus.geo.su.se/geologi_i_skolan/Pages/aldersbestamning3.htm (hämtad 2010‐12‐10). 

 

Swapp, S., 2010: Integration research and education. Geochemical instrumentation and analysis – 

Scanning electron microscopy. 

http://serc.carleton.edu/research_education/geochemsheets/techniques/SEM.html (hämtad 2010‐

04‐14). 

 

Wastenson, Leif (red.). 2002: Sveriges nationalatlas‐ Berg och jord. 3. utg. Vällingby: SNA. 208 pp.  

 

Wedholm, A., 2003: Karaktärisering av två typer av restproduktbriketter genom laboratorieförsök och 

utvärdering av driftförsök. Luleå tekniska universitet. http://epubl.luth.se/1402‐1617/2003/305/LTU‐

EX‐03305‐SE.pdf (hämtad 2010‐04‐17).  

 

Wicander, R., Monroe, J., 2009: Historical geology – Evolution of earth and life through time. 6. Uppl. 

Brooks/Cole. 464 pp.