1 E I Σ Α Γ Ω Γ Η 1.1 ΦΥΣΗ ΚΑΙ ΣΚΟΠΟΣ ΤΗΣ ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ

1 E I Σ Α Γ Ω Γ Η 1.1 ΦΥΣΗ ΚΑΙ ΣΚΟΠΟΣ ΤΗΣ ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ Η Πετρολογία είναι ο κλάδος των γεωλογικών επιστηµών που ασχολείται µε τη µελέτη των πετρωµάτων. Ερευνά την προέλευσή τους, τον τύπο εµφάνισής τους, τη δοµή τους και την κατανοµή τους στο χώρο και το χρόνο. Αναζητεί και βρίσκει τους νόµους, οι οποίοι διέπουν τη γένεση και την αποσάθρωσή τους. Ακόµη ασχολείται µε την ταξινόµησή τους, µε βάση τις χηµικές και πετρογραφικές σχέσεις τους. Η Πετρολογία περιλαµβάνει την Πετρογραφία και την Πετρογένεση. Από τους δύο αυτούς κλάδους η Πετρογραφία είναι κυρίως περιγραφική επιστήµη, η οποία ασχολείται µε τα µακροσκοπικά και µικροσκοπικά γνωρίσµατα των πετρωµάτων, τη χηµική τους σύσταση, τον ιστό τους, και τη συστηµατική ταξινόµησή τους. Η Πετρογένεση ασχολείται µε τον προσδιορισµό της πηγής προέλευσης και τις συνθήκες γένεσης του µάγµατος του καθώς επίσης µε το χηµισµό και τους µηχανισµούς εξέλιξής του. Η Πετρολογία, εποµένως, είναι ευρύτερος όρος σε σχέση µε την Πετρογραφία και την Πετρογένεση. Πετρώµατα είναι αθροίσµατα ορυκτών, τα οποία αποτελούνται από ένα ή περισσότερα ορυκτά είδη, και έχουν λιγότερο ή περισσότερο σταθερή ορυκτολογική και χηµική σύσταση, ώστε να διακρίνονται σαφώς µεταξύ τους. Εποµένως, δεν θεωρείται ως πέτρωµα µια φλέβα η οποία αποτελείται από ένα άθροισµα ορυκτών (π.χ., χαλαζία, ασβεστίτη και διάφορα µεταλλικά ορυκτά) χωρίς, όµως, σταθερή αναλογία µεταξύ των συστατικών της. Από την άλλη µεριά, ο ορισµός αυτός δεν καλύπτει πετρώµατα τα οποία αποτελούνται εξ ολοκλήρου από ύαλο, όπως είναι, π.χ., ο οψιδιανός. Σύµφωνα µε τη λαϊκή αντίληψη ως πετρώµατα θεωρούνται τα συµπαγή και σκληρά αντικείµενα (π.χ., γρανίτης). Οµως, στην Πετρολογία ως πετρώµατα θεωρούνται και χαλαρά υλικά, όπως είναι οι άργιλοι, η ηφαιστειακή σποδός, κ.α. Κάτω από το λεπτό στρώµα του εδάφους και της βλάστησης, το οποίο καλύπτει τον γήϊνο φλοιό, υπάρχει ένα συµπαγές υπόβαθρο από πετρώµατα. Τον τρόπο µε τον οποίο τα πετρώµατα συµµετέχουν στη δοµή του στερεού φλοιού της Γης µπορούµε να τον παρακολουθήσουµε σε φυσικές τοµές, όπως είναι τα τοιχώµατα των χαραδρών και οι απόκρηµνες ακτές, ή ακόµη σε τεχνητές τοµές, όπως είναι η διάνοιξη σηράγγων, δρόµων και σιδηροδροµικών γραµµών σε ορεινές περιοχές. 1

1.2 ΜΕΘΟ ΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Η έρευνα των πετρωµάτων γίνεται βασικά σε δύο στάδια. Το πρώτο στάδιο περιλαµβάνει την εξέταση των πετρωµάτων στην ύπαιθρο και τη συλλογή δειγµάτων, ενώ το δεύτερο τη µελέτη των δειγµάτων αυτών στο εργαστήριο. Πιο συγκεκριµένα, κατά το πρώτο στάδιο γίνεται χαρτογράφηση της περιοχής, εξετάζονται λεπτοµερώς οι δοµικές και ορυκτολογικές σχέσεις των πετρωµάτων και προσδιορίζεται η σχετική ηλικίας τους. Ακόµη, στο στάδιο αυτό γίνεται συλλογή φρέσκων δειγµάτων πετρωµάτων. Πολλές φορές τα πετρώµατα είναι αποσαθρωµένα επιφανειακώς και δεν µπορούν να χρησιµοποιηθούν για έρευνα. Οι καταλληλότερες θέσεις για συλλογή φρέσκων δειγµάτων είναι οι φυσικές και τεχνητές τοµές των πετρωµάτων. Στο δεύτερο στάδιο µελέτης των πετρωµάτων, το πρώτο βήµα είναι η κατασκευή λεπτών τοµών. Από τις λεπτές τοµές, µε τη βοήθεια του πολωτικού µικροσκοπίου, αποκτούµε πολλές πληροφορίες σχετικά µε τον ιστό και την υφή του πετρώµατος, την ορυκτολογική σύστασή του και τη σειρά κρυστάλλωσης των ορυκτών. Για την ονοµατολογία και ταξινόµηση των πετρωµάτων γίνεται προσδιορισµός της εκατοστιαίας συµµετοχής των ορυκτών τους (εµβαδοµέτρηση) µε την βοήθεια του σηµειοµετρητή (point counter). Για να γίνει η εµβαδοµέτρηση τοποθετείται το παρασκεύασµα σε ειδικό πλαίσιο (διάταξη) πάνω στην τράπεζα του µικροσκοπίου, το οποίο είναι συνδεδεµένο µε συσκευή µε πλήκτρα. Το παρασκεύασµα µετακινείται κατά ένα βήµα, κάθε φορά που κτυπιέται (πιέζεται) το αντίστοιχο για το ορυκτό πλήκτρο. Ο αριθµός των κτυπηµάτων κάθε πλήκτρου είναι ανάλογος µε την ποσοτική συµµετοχή των διαφόρων ορυκτών. Γίνονται χηµικές αναλύσεις ολικού πετρώµατος και ορυκτών µε διάφορες µεθόδους (υγρή µέθοδος, ατοµική απορρόφηση, φασµατογράφος φθορισµού µε ακτίνες Χ, κ.α.). Ειδικά για τα ορυκτά χρησιµοποιείται και ο ηλεκτρονικός µικροαναλυτής µε τον οποίο µπορούµε να αναλύσουµε ορυκτά, ακόµη και µε πάρα πολύ µικρό µέγεθος, δηλαδή περίπου 1µ 2. Επίσης, στο στάδιο αυτό γίνονται αναλύσεις σταθερών και ραδιενεργών ισοτόπων, µε φασµατογράφο µάζας, οι οποίες δίνουν πληροφορίες για την πηγή προελεύσεως των πετρωµάτων. Η σχέση, π.χ., των ισοτόπων στροντίου (Sr 87 /Sr 86 ) έχει βρεθεί ότι είναι χαµηλή (<0.705) για πυριγενή πετρώµατα που προέρχονται από το µανδύα και υψηλή (>0.710) για ανάλογα πετρώµατα που προέρχονται από τήξη υλικών του φλοιού. Τέλος, γίνεται προσδιορισµός της απολύτου ηλικίας των πετρωµάτων µε διάφορες µεθόδους (Rb/Sr, Κ/Ar, κτλ.). 2

1.3 ΚΥΡΙΕΣ ΚΑΤΗΓΟΡΙΕΣ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Τα πετρώµατα ανάλογα µε τον τρόπο που σχηµατίζονται διακρίνονται σε τρεις κύριες κατηγορίες: στα πυριγενή ή µαγµατογενή, στα ιζηµατογενή και στα µεταµορφωµένα ή κρυσταλλοσχιστώδη. α. Πυριγενή πετρώµατα: είναι τα πετρώµατα, τα οποία προκύπτουν από στερεοποίηση (πήξη) του µάγµατος. Ανάλογα µε το σηµείο της Γης στο οποίο γίνεται η στερεοποίηση του µάγµατος τα πυριγενή πετρώµατα διακρίνονται σε: βαθυγενή ή πλουτωνίτες, όταν η πήξη του µάγµατος γίνεται σε βάθος, σε έκχυτα ή ηφαιστίτες, όταν η πήξη γίνει στην επιφάνεια της και σε φλεβικα ή υποηφαιστειακά όταν η πήξη γίνει σε ενδιάµεσες θέσεις, µεταξύ των πλουτωνιτών και των ηφαιστιτών. β. Ιζηµατογενή πετρώµατα: είναι τα πετρώµατα τα οποία προκύπτουν από καθίζηση του υλικού τους στην επιφάνεια της Γης ή κοντά σ αυτήν, από κάποιο µέσο (ατµόσφαιρα ή νερό) µέσα στο οποίο βρίσκονταν είτε χηµικώς διαλυµένα είτε µηχανικώς αιωρούµενα. Ιζηµατογενή πετρώµατα προκύπτουν και από υπολείµµατα ή εκκρίµατα φυτών και ζώων. Με τη διαγένεση τα χαλαρά ιζήµατα µετατρέπονται σε συµπαγή πετρώµατα. Τα πιο διαδεδοµένα πετρώµατα στην επιφάνεια της Γης είναι ιζηµατογενή πετρώµατα. γ. Μεταµορφωµένα πετρώµατα: είναι τα πετρώµατα, τα οποία προέρχονται από άλλα πετρώµατα που προϋπήρχαν, µέσω ιστολογικών ή και ορυκτολογικών αλλαγών, σε στερεή κατάσταση, κάτω από την επίδραση υψηλών θερµοκρασιών και πιέσεων. Το φαινόµενο αυτό ονοµάζεται µεταµόρφωση και συµβαίνει σε ορισµένο βάθος µέσα στο φλοιό της Γης, δηλαδή κάτω από τη ζώνη διάβρωσης και διαγένεσης. Προβληµατική παραµένει η κατάταξη ορισµένων πετρωµάτων, τα οποία, καθώς σχηµατίζονται σε συνθήκες υψηλής θερµοκρασίας και πιέσεως, παρουσιάζουν χαρακτήρες πυριγενών και µεταµορφωµένων πετρωµάτων. Αυτά ονοµάζονται µιγµατίτες και αποτελούνται από ανοιχτόχρωµα στρωµατοειδή ή ραβδωτά τµήµατα, µε σαφώς πυριγενή προέλευση, τα οποία εισχωρούν σε σκοτεινότερα τµήµατα µεταµορφικού χαρακτήρα. 1.4 ΠΥΡΙΓΕΝΗ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Η µελέτη των πυριγενών πετρωµάτων συµβάλλει σηµαντικά στη γνώση της εξέλιξης του στερεού φλοιού της Γης. Αν και τα πυριγενή πετρώµατα δεν είναι ιδιαίτερα άφθονα σε όλες τις περιοχές του κόσµου, όµως, τα περισσότερα πετρώµατα τα οποία υπάρχουν στην επιφάνεια της Γης είχαν σε κάποιο στάδιο της προϊστορίας τους 3

µαγµατική διεργασία. Με άλλα λόγια, πολλά ιζηµατογενή και µεταµορφωµένα πετρώµατα κατάγονται τελικά από κάποιο πυριγενές πέτρωµα. Η συστηµατική έρευνα των πυριγενών πετρωµάτων άρχισε στα µέσα του 19ου αιώνα µε την κατασκευή της λεπτής τοµής από τον Sorby. Tο γεγονός αυτό βοήθησε στο να αναπτυχθεί η µικροσκοπική πετρογραφία και µάλιστα προς το τέλος του περασµένου αιώνα, µε τις καταπληκτικές περιγραφικές µελέτες του Zirkel και του Rosenbusch, να φθάσει στο µέγιστο σηµείο της ανάπτυξής της. Στις αρχές του περασµένου αιώνα, ο Bowen και ο Harker έβαζαν τις βάσεις στη µελέτη των γενετικών σχέσεων των πυριγενών πετρωµάτων. Στη συνέχεια το ενδιαφέρον των πετρολόγων στράφηκε στην κατανόηση του τρόπου σχηµατισµού των διαφόρων τύπων πετρωµάτων και στο πως τελικά ένα οµογενές µάγµα µπορεί να διαφοροποιηθεί, ώστε από αυτό να προκύψει µια ποικιλία διαφόρων τύπων πετρωµάτων. Η µαγµατική προέλευση των ηφαιστειακών πετρωµάτων είναι πέρα από κάθε αµφισβήτηση, καθώς αυτά προέρχονται από στερεοποίηση λάβας, η οποία ακόµη και σήµερα εκχύνεται στην επιφάνεια της Γης. Όµως, για κάποια πλουτωνικά πετρώµατα, όπως είναι οι γρανίτες, υπήρχε η αµφιβολία αν και αυτά κατά το χρόνο σχηµατισµού τους ήταν έστω και εν µέρει σε υγρή κατάσταση. Μερικοί γεωλόγοι πίστευαν ότι πολλοί από τους µεγάλους γρανιτικούς βαθυλίθους στις ορογενετικές περιοχές είναι µετασωµατικής προελεύσεως, δηλαδή ότι είναι το αποτέλεσµα της γρανιτίωσης προϋπαρχόντων πετρωµάτων. 4

2 ΟΡΥΚΤΑ ΣΥΣΤΑΤΙΚΑ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Όπως αναφέρθηκε πιο πάνω τα πετρώµατα αποτελούνται από ορυκτά, γι αυτό η γνώση των ορυκτών αποτελεί βασική προϋπόθεση για την έρευνα των πετρωµάτων. Στη φύση υπάρχουν πάρα πολλά είδη ορυκτών (πάνω από 1700). Όµως, τα ορυκτά που συµµετέχουν στη σύσταση των πετρωµάτων είναι πολύ λίγα. Ο αριθµός τους φθάνει µόλις τα 50, και µάλιστα µόνο τα 30 από αυτά είναι συνηθισµένα. Ακόµη µικρότερος είναι ο αριθµός των ορυκτών που αποτελούν συστατικά των πυριγενών πετρωµάτων, όπως είναι ο χαλαζίας, οι άστριοι, τα αστριοεδή, οι πυρόξενοι, οι αµφίβολοι, οι ολιβίνες και τα σιδηροτιτανιούχα οξείδια µεταξύ αυτών τη µεγαλύτερη συµµετοχή (> 50%) έχουν οι άστριοι και ακολουθούν ο χαλαζίας και οι πυρόξενοι. Μερικά πετρώµατα αποτελούνται από ένα µόνον είδος ορυκτών, όπως είναι ο δουνίτης (αποτελείται σχεδόν µόνο από ολιβίνη) και ονοµάζονται µονόµεικτα πετρώµατα. Τα περισσότερα, όµως, πετρώµατα αποτελούνται από δύο ή περισσότερα είδη ορυκτών όπως είναι, π.χ., ο γρανίτης (αποτελείται από χαλαζία, αστρίους και βιοτίτη) και ονοµάζονται πολύµεικτα πετρώµατα. Τα ορυκτά συστατικά των πυριγενών πετρωµάτων διακρίνονται σε πρωτογενή και δευτερογενή. α. Πρωτογενή ορυκτά ονοµάζονται εκείνα τα οποία προέρχονται απευθείας από την κρυστάλλωση του µάγµατος. Αυτά λέγονται και πυριγενή ή µαγµατογενή, σε αντίθεση µε τα υδατογενή, τα οποία αποτέθηκαν από υγρά διαλύµατα, και τα πνευµατογενή, των οποίων ένα ή περισσότερα από τα αρχικά συστατικά βρίσκονταν σε αέρια κατάσταση. Τα πρωτογενή ορυκτά, ανάλογα µε τη σηµασία που έχουν για το χαρακτηρισµό και την ταξινόµηση των πετρωµάτων, διακρίνονται σε θεµελιώδη ή ουσιώδη και σε επουσιώδη. Θεµελιώδη ή ουσιώδη είναι τα ορυκτά εκείνα των οποίων η παρουσία στο πέτρωµα είναι απαραίτητη για το χαρακτηρισµό του πετρώµατος. Αντίθετα, επουσιώδη ορυκτά ονοµάζονται εκείνα των οποίων η παρουσία ή η απουσία δεν έχει καµιά σηµασία για το χαρακτηρισµό του πετρώµατος. Ετσι, ένα πέτρωµα χαρακτηρίζεται ως γρανίτης, µόνο όταν αυτό περιέχει άφθονο χαλαζία, αστρίους και βιοτίτη. Αν ένα από τα τρία αυτά ορυκτά, π.χ. ο χαλαζίας, λείψει ή βρίσκεται σε πολύ µικρή ποσότητα, τότε αυτό δεν ονοµάζεται πλέον γρανίτης, αλλά συηνίτης. Τα παραπάνω τρία ορυκτά θεωρούνται ως θεµελιώδη για το γρανίτη, ενώ άλλα ορυκτά που τυχόν συµµετέχουν στο πέτρωµα µε µικρά ποσοστά όπως ο απατίτης,ο τιτανίτης, το ζιρκόνιο κ. ά., θεωρούνται ως επουσιώδη, αφού είτε υπάρχουν είτε όχι το πέτρωµα εξακολουθεί να χαρακτηρίζεται ως γρανίτης. 5

Εδώ πρέπει να σηµειώσουµε ότι ένα ορυκτό, το οποίο είναι θεµελιώδες για το Α πέτρωµα, µπορεί να είναι επουσιώδες για το Β πέτρωµα. Ο χαλαζίας, π.χ., είναι θεµελιώδες ορυκτό για τους γρανίτες, επουσιώδες όµως για τους γάββρους. β. ευτερογενή ορυκτά είναι εκείνα τα οποία προέρχονται από αλλοίωση ή αναδόµηση πρωτογενών (µαγµατικών) ορυκτών. Σε αλλοιωµένα πετρώµατα τόσο τα ουσιώδη όσο και τα επουσιώδη ορυκτά µπορεί να αντικατασταθούν από άλλα δευτερογενή ορυκτά, π.χ., ο βιοτίτης αλλοιώνεται σε χλωρίτη, ο ολιβίνης σε σερπεντίνη κ.ο.κ. Ορισµένα ορυκτά, όπως ο χλωρίτης, βρίσκονται στα πυριγενή πετρώµατα µόνο ως δευτερογενή ορυκτά, άλλα όµως, όπως ο χαλαζίας, µπορεί να εµφανίζονται άλλοτε ως πρωτογενή και άλλοτε ως δευτερογενή. Το µεγαλύτερο ποσοστό των ορυκτών συστατικών των πυριγενών πετρωµάτων είναι πυριτικά, δηλαδή έχουν ως βασική δοµική µονάδα στο πλέγµα τους το τετράεδρο πυριτίου (SiO 4 ). Αυτό αποτελείται από ένα άτοµο πυριτίου στο κέντρο του τετραέδρου και τέσσερα άτοµα οξυγόνου στις τέσσερις κορυφές του (Σχ. 2.1.1). Ανάλογα µε τον τύπο δοµής, δηλαδή τον τρόπο µε τον οποίο τα τετράεδρα πυριτίου συνδέονται µεταξύ τους, τα πυριτικά ορυκτά διακρίνονται στις παρακάτω οµάδες: α) νησοπυριτικά Si : O = 1 : 4 β) σωροπυριτικά Si : O = 2 : 7 γ) κυκλοπυριτικά Si : O = 3 : 9, 4 : 12, 6 : 18 δ) ινοπυριτικά Si : O = 1 : 3, 4 : 11 ε) φυλλοπυριτικά Si : O = 2 : 5 στ) τεκτοπυριτικά Si : O = 1 : 2 To πυρίτιο των τετραεδρικών θέσεων µπορεί να αντικατασταθεί εν µέρει από αργίλιο. Τα ορυκτά συστατικά των πυριγενών πετρωµάτων κατατάσσονται, ανάλογα µε το χρώµα τους, σε δύο οµάδες: α) στα άχρωµα ή σαλικά ή κουφόλιθους (πυκνότητα κυρίως 2,5 ως 2,7) και β) στα έγχρωµα ή φεµικά ή βαρύλιθους (πυκνότητα κυρίως 3 ως 3,6). Τα πρώτα περιλαµβάνουν τον χαλαζία, τους αστρίους και τα αστριοειδή, ενώ τα δεύτερα τον ολιβίνη, τους πυροξένους, τους αµφιβόλους, τους µαρµαρυγίες, καθώς επίσης τα επουσιώδη ορυκτά µαγνητίτη, αιµατίτη, τιτανίτη, κτλ. 6

Σχήµα 2.1.1. Αναπαράσταση του πυριτικού τετραέδρου που αποτελείται από ένα άτοµο πυριτίου στο κέντρο του τετραέδρου και τέσσερα άτοµα οξυγόνου στις τέσσερις κορυφές του. 2.1 ΣΑΛΙΚΑ ΟΡΥΚΤΑ 2.1.1 ΟΜΑ Α ΙΟΞΕΙ ΙΟΥ ΤΟΥ ΠΥΡΙΤΙΟΥ Το διοξείδιο του πυριτίου (SiO 2 ) βρίσκεται στη φύση µε τη µορφή τριών κυρίως διακριτών ορυκτών, του χαλαζία, του τριδυµίτη και του χριστοβαλίτη. Από αυτά ο χαλαζίας είναι ο πιο διαδεδοµένος και αποτελεί συστατικό τόσο των πλουτωνικών όσο και των ηφαιστειακών πετρωµάτων, ενώ ο τριδυµίτης και ο χριστοβαλίτης περιορίζονται µόνο στα ηφαιστειακά πετρώµατα. Ολα τα ορυκτά του SiO 2 αποτελούνται από τετράεδρα SiO 4, τα οποία ενώνονται µεταξύ τους και µε τις τέσσερις κορυφές τους, ώστε τελικά να σχηµατίζεται ένα τρισδιάστατο πλέγµα µε σχέση Si : O = 1 : 2, χαρακτηριστικό γνώρισµα των τεκτοπυριτικών ορυκτών. Κάθε µια από τις τρεις πολυµορφίες του SiO 2 απαντά σε δύο µορφές, από τις οποίες η µία χαρακτηρίζεται ως β-µορφή και σχηµατίζεται σε υψηλότερες θερµοκρασίες, ενώ η άλλη ως α-µορφή και σχηµατίζεται σε χαµηλότερες θερµοκρασίες. Στο χαλαζία, ο οποίος παρουσιάζει και το µεγαλύτερο ενδιαφέρον, η µετατροπή του β-χαλαζία (εξαγωνικό σύστηµα) σε α-χαλαζία (τριγωνικό σύστηµα) γίνεται στους 573 C. Ολοι οι 7

χαλαζίες τώρα ανήκουν στη χαµηλή α-µορφή, είτε σχηµατίστηκαν µε αυτή τη µορφή σε χαλαζιακές φλέβες και σε µερικούς πηγµατίτες είτε µετατράπηκαν από την υψηλή β- µορφή µετά την αρχική κρυστάλλωσή τους. ιαγνωστικά γνωρίσµατα Μακροσκοπικά ο χαλαζίας εµφανίζεται σε άχρωµους, υαλώδεις έως αλαµπείς κρυστάλλους µε κογχώδη θραυσµό (Σχ. 2.1.2, 2.1.3). Στο µικροσκόπιο, µε µόνο τον πολωτή, εµφανίζει τοµές άχρωµες µε χαµηλό ανάγλυφο και χωρίς σχισµό (Σχ. 2.1.4). Στα βαθυγενή πετρώµατα είναι αλλοτριόµορφος και πολλές φορές παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση. Στα ηφαιστειακά πετρώµατα εµφανίζει, συνήθως, ιδιόµορφες τοµές (φαινοκρύσταλλος) και µαγµατική διάβρωση (Σχ. 2.1.5). Με πολωτή και αναλυτή παρουσιάζει χαµηλά χρώµατα πόλωσης, έχει ορθή κατάσβεση και θετικό οπτικό χαρακτήρα (Σχ. 2.1.6, 2.1.7). Σχήµα 2.1.2. Κρύσταλλοι χαλαζία (Qz) σε µακροσκοπικό δείγµα πηγµατίτη. 8

Σχήµα 2.1.3. Κρύσταλλοι χαλαζία (Qz) σε µακροσκοπικό δείγµα ρυόλιθου. 2.1.2 ΑΣΤΡΙΟΙ Ποσοτικά οι άστριοι είναι τα πιο σπουδαία ορυκτά συστατικά των πυριγενών πετρωµάτων, αφού κατά µέσον όρο αποτελούν πάνω από 50% του όγκου τους. Είναι αργιλοπυριτικά ορυκτά του καλίου, νατρίου και ασβεστίου και κρυσταλλώνονται στο µονοκλινές και τρικλινές σύστηµα. Η δοµή τους, βασικά, είναι ένα τρισδιάστατο πλέγµα τετράεδρων (Si, Al)O 4, τα οποία µπορεί να αναλυθούν σε αλυσίδες ειδικού τύπου, που συνδέονται µεταξύ τους µε κοινά οξυγόνα. Ανήκουν στα τεκτοπυριτικά ορυκτά και έχουν σχέση (Si, Al) : O = 1 : 2. H αντικατάσταση µέρους του Si από Al έχει ως αποτέλεσµα την αύξηση των αρνητικών φορτίων, τα οποία εξουδετερώνονται µε την εισαγωγή ιόντων Κ +, Νa + και Ca ++. 9

Σχήµα 2.1.4. Κρύσταλλοι χαλαζία (Qz) σε δείγµα γρανοδιορίτη Ν(-). Σχήµα 2.1.5. Κρύσταλλοι χαλαζία (Qz) σε δείγµα γρανοδιορίτη Ν(+). 10

Σχήµα 2.1.6. Κρύσταλλος χαλαζία (Qz) µε µαγµατική διάβρωση σε δείγµα ρυόλιθου Ν(-). Σχήµα 2.1.7. Κρύσταλλος χαλαζία (Qz) µε µαγµατική διάβρωση σε δείγµα ρυόλιθου Ν(+). 11

Οι περισσότεροι άστριοι µπορεί να ταξινοµηθούν χηµικά ως µέλη ενός τριαδικού συστήµατος: του ορθοκλάστου (Or) (KAlSi 3 O 8 ), του αλβίτη (Αb) (NaAlSi 3 O 8 ) και του ανορθίτη (Αn) (CaAl 2 Si 2 O 8 ) (Σχ. 2.1.8). Σχήµα 2.1.8. Τριαδικό σύστηµα Or-Ab-An υψηλής και χαµηλής θερµοκρασίας. 12

Μεταξύ των τριών αυτών ακραίων µελών σχηµατίζονται σειρές ισόµορφων παραµείξεων, σε κάθε µια από τις οποίες τα δύο από τα τρία µέλη παίζουν τον κύριο ρόλο. Οι ισόµορφες παραµείξεις µεταξύ KAlSi 3 O 8 και ΝaAlSi 3 O 8 ονοµάζονται αλκαλιούχοι άστριοι, ενώ µεταξύ ΝaAlSi 3 O 8 και CaAl 2 Si 3 O 8 πλαγιόκλαστα. Οι αλκαλιούχοι άστριοι περιέχουν, συνήθως, µικρά ποσά ανορθίτη (λιγότερο από 5 ως 10% An), ενώ τα νατριούχα µέλης της ίδιας σειράς µπορεί να περιέχουν λίγο περισσότερο. Οµοίως, τα πλαγιόκλαστα περιέχουν µικρά ποσά ορθοκλάστου (λιγότερο από 5 ως 10% Or). Ας σηµειωθεί ότι µεταξύ Or και Ab σχηµατίζονται σε υψηλές θερµοκρασίες µεικτοί κρύσταλλοι, ενώ µεταξύ Or και An δε σχηµατίζονται σε καµιά θερµοκρασία. Αυτό οφείλεται στην διαφορετική ακτίνα ιόντος του Κ + και Ca ++. Οι κρυσταλλογραφικές σταθερές και εποµένως οι οπτικές ιδιότητες των αστρίων δεν εξαρτώνται µόνο από τη χηµική σύσταση, αλλά και από τη δοµική κατάστασή τους, δηλαδή την ταξινοµηµένη ή µη ταξινοµηµένη διάταξη των ιόντων Al 3+ και Si 4+ στις τετραεδρικές θέσεις του πλέγµατος. Ο βαθµός ταξινόµησης των Si/Al εξαρτάται από τη θερµοκρασία κρυστάλλωσης και τη θερµική ιστορία του κρυστάλλου και είναι µεγαλύτερος στους καλιούχους αστρίους παρά στα πλαγιόκλαστα. Με βάση τη χηµική σύσταση και τη δοµική κατάστασή τους οι άστριοι των πυριγενών πετρωµάτων διακρίνονται σε πέντε σειρές (σειρά σανιδίνου-ανοροκλάστου, ορθοκλάστου, µικροκλινή, περθιτών και πλαγιοκλάστων) από τις οποίες οι τέσσερις ανήκουν στην οµάδα των αλκαλιούχων αστρίων. 2.1.2.1 Αλκαλιούχοι άστριοι Σειρά Σανιδίνου {(Κ, Na)AlSi 3 O 8 } (San) - Ανορθοκλάστου { (Na, K)AlSi 3 O 8 } (Aor). Ολα τα µέλη της σειράς αυτής είναι σχηµατισµοί υψηλής θερµοκρασίας και παρουσιάζουν το µέγιστο βαθµό µη ταξινοµηµένης διάταξης Al-Si. Τα ορυκτά αυτά συναντώνται µόνο σε ηφαιστειακά πετρώµατα. Η συµµετρία είναι µονοκλινής για τα περισσότερο καλιούχα µέλη (Οr: 63-100%) και τρικλινής για τα περισσότερο νατριούχα µέλη (Or: 0-37%). Το σανίδινο µε την πάροδο του χρόνου (γεωλογικός χρόνος) µεταπίπτει σε µικροκλινή, ο οποίος είναι τρικλινούς συµµετρίας και παρουσιάζει το µέγιστο της ταξινοµηµένης διάταξης. Η τρικλινικότητα, δηλαδή ο βαθµός απόκλισης από τη µονοκλινή συµµετρία δίδεται από τον τύπο =12,5(d 131 - d 131 ) και κυµαίνεται από 0 (σανίδινο) ως 1 (µικροκλινής). 13

Ορθόκλαστο {(Κ, NA)AlSi 3 O 8 }. Κρυσταλλώνεται σε ενδιάµεσες πυριγενείς θερµοκρασίες και είναι µονοκλινούς συµµετρίας. Από πλευράς δοµικής καταστάσεως είναι ενδιάµεσο µεταξύ σανιδίνου και µικροκλινή, στον οποίο τελικά µεταπίπτει µε την πάροδο του χρόνου. Μικροκλινής {(K, Na)AlSi 3 O 8 }. Eίναι σχηµατισµός χαµηλής θερµοκρασίας, µε πλήρη ταξινοµηµένη διάταξη των Al/Si, και τρικλινή συµµετρία. Θερµοδυναµικά είναι η πιο σταθερή µορφή καλιούχου αστρίου. Οι καλιούχοι άστριοι (Κ-άστριοι) µικροκλινής και ορθόκλαστο αποτελούν ορυκτά συστατικά βαθυγενών πετρωµάτων και ποτέ δεν βρίσκονται σε ηφαιστίτες. Περθίτες {(K, Na)AlSi 3 O 8 }. Eίναι ορθόκλαστα ή µικροκλινείς, οι οποίοι εγκλείουν µικρότατα ατρακτοειδή ή φλογοειδή σώµατα αλβίτη. ιακρίνονται σε µακρο- και µικρο-περθίτες, ανάλογα µε το αν φαίνονται µε γυµνό µάτι ή µε το µικροσκόπιο. Πολλά σανίδινα, τα οποία φαίνονται οµογενή στο µικροσκόπιο, διαπιστώθηκε µε τη βοήθεια των ακτίνων Χ και του ηλεκτρονικού µικροσκοπίου ότι είναι περθιτιωµένα. Οι περθίτες αυτοί ονοµάζονται κρυπτοπερθίτες. Οι κρυπτο- και µικροπερθίτες είναι το αποτέλεσµα του αποχωρισµού (διάµείξης) του νατριούχου αστρίου από τον καλιούχο άστριο και σχηµατίζονται ως εξής: Στις υψηλές θερµοκρασίες οι Κ-άστριοι περιέχουν σηµαντικά ποσά νατριούχου υλικού σε ισόµορφη παράµειξη. Με την πτώση όµως της θερµοκρασίας, ο αρχικά οµογενής κρύσταλλος γίνεται ασταθής και το νατριούχο υλικό αποχωρίζεται από το καλιούχο σχηµατίζοντας ξεχωριστή φάση. Κατά τη θέρµανση σε υψηλές θερµοκρασίες ( 1050 C) ο περθιτιωµένος κρύσταλλος οµογενοποιείται (εξαφανίζονται οι περθίτες). Οσον αφορά στους µακροπερθίτες αυτοί οφείλονται µάλλον σε αντικατάσταση της καλιούχου φάσεως από νατριούχο υλικό που προέρχεται από το γύρω περιβάλλον. Οι µακροπερθίτες δεν είναι αντιστρεπτοί. Στους αντιπερθίτες, συµβαίνει το αντίθετο, δηλαδή η καλιούχος φάση εγκλείεται στη νατριούχο φάση (αλβίτη ή πλαγιόκλαστο). ιαγνωστικά γνωρίσµατα Μακροσοπικά το ορθόκλαστο και ο µικροκλινής εµφανίζονται ως αλαµπείς, λευκοί (όταν είναι καολινιωµένοι) έως σαρκόχρωµοι κρύσταλλοι µε σχισµογενείς επιφάνειες (Σχ. 2.1.9, 2.1.10). Το σανίδινο εµφανίζεται συνήθως µε υαλώδη λάµψη και την χαρακτηριστική, πολλές φορές, πλακώδη ανάπτυξη (π.χ., στους τραχείτες και λατίτες) (Σχ. 2.1.11, 2.1.12). 14

Σχήµα 2.1.9. Μεγακρύσταλλος ορθοκλάστου (Or) σε µακροσκοπικό δείγµα γρανίτη. Σχήµα 2.1.10. Μεγακρύσταλλος µικροκλινή (Mi) σε µακροσκοπικό δείγµα γρανίτη. 15

Σχήµα 2.1.11. Φαινοκρύσταλλος σανιδίνου (San) σε µακροσκοπικό δείγµα ρυοδακίτη. Σχήµα 2.1.12. Φαινοκρύσταλλος σανιδίνου (San) σε µακροσκοπικό δείγµα τραχείτη. 16

Σχήµα 2.1.13. Ελαφρά καολινιωµένος κρύσταλλος ορθοκλάστου (Or) Ν(-). Κάτω από µικροσκόπιο (µε µόνο τον πολωτή) οι Κ-άστριοι εµφανίζουν άχρωµες τοµές µε χαµηλό ανάγλυφο, όπως ο χαλαζίας. Όµως, αντίθετα µε αυτόν, έχουν σχισµό και πολλές φορές εµφανίζονται θολοί λόγω καολινίωσης (ορθόκλαστο, µικροκλινής) (Σχ. 2.1.13). Ολοι οι Κ-άστριοι παρουσιάζουν µε πολωτή και αναλυτή χαµηλά χρώµατα πόλωσης επιπλέον, ο µικροκλινής παρουσιάζει την χαρακτηριστική µικροκλινική διδυµία (µορφή πλέγµατος) (Σχ. 2.1.14), ενώ το ορθόκλαστο δεν παρουσιάζει καµία χαρακτηριστική διδυµία (εκτός από την Carlsbad την οποία εµφανίζουν όλοι οι άστριοι) (Σχ. 2.1.15). Το ορθόκλαστο και ο µικροκλινής µπορεί να παρουσιάζουν περθίτες. Το σανίδινο εµφανίζει πρισµατική ανάπτυξη και Carlsbad διδυµία (Σχ. 2.1.16, 2.1.17). Η γωνία 2V είναι πολύ µικρή µε αποτέλεσµα, πολλές φορές, να δίνει εικόνα µονάξονα κρυστάλλου, δηλαδή σταυρό, όπως ο χαλαζίας. Όµως, το σανίδινο έχει αρνητικό οπτικό χαρακτήρα, σε αντίθεση µε τον χαλαζία ο οποίος έχει θετικό οπτικό χαρακτήρα. 17

Σχήµα 2.1.14. Kρύσταλλος µικροκλινή (Mi) Ν(+). Σχήµα 2.1.15. Kρύσταλλος ορθοκλάστου (Or) µε περθίτες και διδυµία Carlsbad Ν(+). 18

Σχήµα 2.1.16. Kρύσταλλος σανιδίνου (San) Ν(-). Σχήµα 2.1.17. Kρύσταλλος σανιδίνου (San) µε διδυµία Carlsbad Ν(+). 19

2.1.2.2 Πλαγιόκλαστα Ο όρος πλαγιόκλαστα χρησιµοποιείται για τους τρικλινείς µεικτούς κρυστάλλους οι οποίοι σχηµατίζονται µεταξύ του αλβίτη (NaAlSi 3 O 8 ) και του ανορθίτη (CaAl 2 Si 2 O 8 ), συµπεριλαµβανοµένων και των δύο ακραίων µελών. Υψηλής θερµοκρασία πλαγιόκλαστα απαντούν στα ηφαιστειακά πετρώµατα, ενώ χαµηλής θερµοκρασίας στα πλουτωνικά. Με βάση την περιεκτικότητά τους σε An (βάρος %) τα διάφορα µέλη ονοµάζονται ως εξής: Αλβίτης An 0 - Αn 10 Oλιγόκλαστο An 10 - Αn 30 Ανδεσίνης An 30 - Αn 50 Λαβραδόριο An 50 - Αn 70 Βυτωβνίτης An 70 - Αn 90 Ανορθίτης An 90 - Αn 100 Τα τρία πρώτα µέλη, δηλαδή ο αλβίτης, το ολιγόκλαστο και ο ανδεσίνης χαρακτηρίζονται ως όξινα πλαγιόκλαστα (An<50%), ενώ τα υπόλοιπα τρία, δηλαδή το λαβραδόριο, ο βυτωβνίτης και ο ανορθίτης ως βασικά (An>50%). Μέσα στη σειρά των πλαγιοκλάστων οι φυσικές και οπτικές ιδιότητες µεταβάλλονται βαθµιαία µεταξύ των δύο ακραίων µελών. Οι κρύσταλλοι των πλαγιοκλάστων είναι δίδυµοι, κυρίως κατά τον αλβιτικό νόµο, ο οποίος εµφανίζεται µε µορφή επαναλαµβανόµενων παραλλήλων µεταξύ τους φωτεινών και σκοτεινών ταινιών. Τα πλαγιόκλαστα, και κυρίως αυτά των ηφαιστειακών πετρωµάτων παρουσιάζουν ζωνώδη δοµή ως αποτέλεσµα των συνθηκών κρυστάλλωσής τους. Στο διάγραµµα του σχήµατος 2.1.18 επεξηγείται η κρυστάλλωση και ο σχηµατισµός ζωνών των πλαγιοκλάστων. Γενικά το διάγραµµα κρυσταλλώσεως των πλαγιοκλάστων είναι πολύ σηµαντικό, όχι µόνον επειδή τα πλαγιόκλαστα βρίσκονται στα περισσότερα πυριγενή πετρώµατα, αλλά και διότι το σύστηµα αυτό παρέχει πληροφορίες για όλα τα συστήµατα ισόµορφων παραµείξεων. Οπως φαίνεται από το διάγραµµα, ο καθαρός αλβίτης τήκεται (και κρυσταλλώνεται) στους 1118 C, ενώ ο καθαρός ανορθίτης στους 1553 C. Πάνω από την καµπύλη liquidus όλο το υλικό είναι σε υγρή κατάσταση, ενώ κάτω από τη solidus σε στερεή κατάσταση. η περιοχή µεταξύ των δύο καµπυλών αποτελείται από τήγµα και κρυστάλλους, που βρίσκονται σε ισορροπία. Ας υποθέσουµε ότι έχουµε ένα τήγµα συστάσεως An 50 Ab 50 και το αφήνουµε να ψυχθεί. Οταν η θερµοκρασία φθάσει στο σηµείο Α (1450 C), αποβάλλονται οι πρώτοι µεικτοί κρύσταλλοι, οι οποίοι έχουν σύσταση περίπου An 84 Ab 16 (τετµηµένη του σηµείου Α ). οι κρύσταλλοι αυτοί βρίσκονται σε ισορροπία µε το τήγµα. Με τη συνέχιση της 20

πτώσης της θερµοκρασίας στο σηµείο Β (1400 C), αποβάλλονται νέοι κρύσταλλοι µε σύσταση An 72 Ab 28. Κάτω από τις νέες συνθήκες οι πρώτοι κρύσταλλοι δε βρίσκονται σε ισορροπία µε το τήγµα και αν η κρυστάλλωση γίνεται πολύ αργά αφοµοιώνονται εξ ολοκλήρου απ αυτό. Ετσι, το τήγµα αλλάζει σύσταση εµπλουτιζόµενο διαρκώς σε Ab. Oταν, τέλος, µε τη συνέχιση της ψύξης, η θερµοκρασία φθάσει στο σηµείο Γ (1285 C), όλο το τήγµα µετατρέπεται σε κρυστάλλους συστάσεως An 50 Ab 50, δηλαδή της ίδιας σύστασης µε το αρχικό τήγµα. Αν όµως η πτώση της θερµοκρασίας είναι πολύ γρήγορη, τότε οι πρώτοι κρύσταλλοι, οι οποίοι δε βρίσκονται σε ισορροπία µε το τήγµα, δε προλαβαίνουν να αντιδράσουν µε αυτό και να αφοµοιωθούν, αλλά περιβάλλονται από µεταγενέστερους κρυστάλλους, οι οποίοι είναι ευσταθείς στις νέες συνθήκες. Ετσι, σχηµατίζονται αλλεπάλληλα στρώµατα γύρω από τον πρώτο κρύσταλλο (πυρήνα) µε αυξανόµενη περιεκτικότητα σε Ab. H διαφορά στη σύσταση εκδηλώνεται στις λεπτές τοµές µε διαφορά στη διπλοθλαστικότητα και την κατασβεστική γωνία κάθε στρώµατος (ζώνης). Σχήµα 2.1.18. ιάγραµµα κρυστάλλωσης των πλαγιοκλάστων 21

ιαγνωστικά γνωρίσµατα Μακροσοπικά τα πλαγιόκλαστα, όπως όλοι οι άστριοι, εµφανίζονται ως άχρωµοι, αλαµπείς έως λευκοί κρύσταλλοι (όταν είναι καολινιωµένοι) µε σχισµογενείς επιφάνειες (Σχ. 2.1.19, 2.1.20). Κάτω από µικροσκόπιο (µε µόνο τον πολωτή) τα πλαγιόκλαστα εµφανίζουν άχρωµες τοµές µε χαµηλό ανάγλυφο (Σχ. 2.1.21, 2.1.22), οι οποίες πολλές φορές είναι θολές, λόγω αλλοίωσης (π.χ., καολινίωση). Με πολωτή και αναλυτή παρουσιάζουν χαµηλά χρώµατα πόλωσης και αλβιτική (ή και Carlsbad) διδυµία (Σχ. 2.1.23, 2.1.24). Επίσης, παρουσιάζουν (κυρίως αυτά των ηφαιστειακών πετρωµάτων) ζωνώδη δοµή (Σχ. 2.1.25). Αλλοιώνονται σε καολινίτη (καολινίωση), σερικίτη (σερικιτίωση) (Σχ. 2.1.26, 2.1.27) και σε ένα λεπτοµερές συσσωµάτωµα επιδότου, σερικίτη, ασβεστίτη και δευτερογενούς αλβίτη (σωσσυριτίωση) (Σχ. 2.1.28, 2.1.29). 2.1.3 ΑΣΤΡΙΟΕΙ Η Τα αστριοειδή περιλαµβάνουν νατριούχα και καλιούχα αργιλοπυριτικά ορυκτά, τα οποία δοµικά δε σχετίζονται τόσο πολύ µεταξύ τους, ώστε να σχηµατίζουν ισόµορφες παραµείξεις, όπως οι άστριοι. Γενικά όµως έχουν τον ίδιο τύπο δοµής, δηλαδή ανήκουν στα τεκτοπυριτικά ορυκτά. ιακρίνονται από τους αλκαλιούχους αστρίους από τη µικρότερη περιεκτικότητά τους σε SiO 2. Κρυσταλλώνονται από πλούσια σε αλκάλεα, αλλά φτωχά σε SiO 2, πυριτικά τήγµατα. Τα σπουδαιότερα αστριοειδή είναι ο νεφελίνης, ο λευκίτης και η σειρά του σοδαλίθου. Ο νεφελίνης {(Na,K)AlSiO 4 } είναι το πιο χαρακτηριστικό ορυκτό των αλκαλικών πετρωµάτων και αποτελεί συστατικό τόσο των ηφαιστειακών όσο και των πλουτωνικών πετρωµάτων. Κρυσταλλώνεται στο εξαγωνικό σύστηµα. Ο λευκίτης {KAlSi 2 O 6 } βρίσκεται µόνο σε ηφαιστειακά πετρώµατα και µάλιστα στις πλούσιες σε κάλιο βασικές λάβες. Ο σχηµατισµός και η διατήρηση του λευκίτη εξαρτάται όχι µόνο από το βαθµό κορεσµού του µάγµατος σε κάλιο, αλλά και από την περιεκτικότητά του σε πτητικά συστατικά και την ταχύτητα ψύξεώς του. Οσο αυξάνεται η συγκέντρωση των πτητικών, τόσο περιορίζεται το πεδίο σταθερότητας του λευκίτη. Επίσης, αν η ψύξη είναι αρκετά βραδεία, αντιδρά ο λευκίτης µε το τήγµα και µετατρέπεται σε Κ-άστριο. Η σειρά του σοδαλίθου περιλαµβάνει τα ορυκτά σοδάλιθο {Na 8 (Al 6 Si 6 O 24 )Cl 2 }, νοσεάνη {Νa 8 (Al 6 Si 6 O 24 )SO 4 } και χαουίνη {(Na,Ca) 4-8 (Al 6 Si 6 O 24 )(SO 4 ) 1-2 }. Τα ορυκτά αυτά βρίσκονται τόσο στα ηφαιστειακά όσο και στα πλουτωνικά πετρώµατα της αλκαλικής σειράς και συνήθως συνοδεύουν το νεφελίνη. 22

Σχήµα 2.1.19. Kρύσταλλοι πλαγιοκλάστων (Pl) σε µακροσκοπικό δείγµα γάββρου. Σχήµα 2.1.20. Kρύσταλλοι πλαγιοκλάστων (Pl) σε µακροσκοπικό δείγµα ανδεσίτη. 23

Σχήµα 2.1.21. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου (Pl) Ν(-). Σχήµα 2.1.22. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου (Pl) Ν(-). 24

Σχήµα 2.1.23. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου (Pl) Ν(+). Σχήµα 2.1.24. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου (Pl) Ν(+). 25

Σχήµα 2.1.25. Kρύσταλλοι πλαγιοκλάστων (Pl) µε ζώνωση Ν(+). ιαγνωστικά γνωρίσµατα Ο νεφελίνης στο µικροσκόπιο εµφανίζει αλλοτριόµορφες έως ιδιόµορφες εξαγωνικές τοµές µε χαµηλό ανάγλυφο. Μοιάζει µε τον χαλαζία από τον οποίο διακρίνεται από τον αρνητικό οπτικό χαρακτήρα του (Σχ. 2.1.30, 2.1.31). Ο λευκίτης σχηµατίζει χαρακτηριστικούς ψευδοκυβικούς κρυστάλλους τετραγωνικής συµµετρίας, µε 8γωνικές ή στρογγυλές τοµές και χαµηλό ανάγλυφο. Με πολωτή και αναλυτή, εκτός από τους πολύ µικρούς κρυστάλλους, που είναι ισότροποι, εµφανίζει πολυσύνθετη δοµή από πολύδυµα διατεµνόµενα πλακίδια (Σχ. 2.1.32, 2.1.33). 26

Σχήµα 2.1.26. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου (Pl) µε σερικιτίωση Ν(-). Σχήµα 2.1.27. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου (Pl) µε σερικιτίωση Ν(+). 27

Σχήµα 2.1.28. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου µε σωσσυριτίωση (Saus) Ν(-). Σχήµα 2.1.29. Kρύσταλλος πλαγιοκλάστου σωσσυριτίωση (Saus) Ν(+). 28

Σχήµα 2.1.30. Kρύσταλλος νεφελίνη (Ne) Ν(-). Σχήµα 2.1.31. Kρύσταλλος νεφελίνη (Ne) Ν(+). 29

Σχήµα 2.1.32. Kρύσταλλος λευκίτη (Lc) Ν(-). Σχήµα 2.1.33. Kρύσταλλος λευκίτη (Lc) Ν(+). 30