Heikki Pankka, Kauko Puustinen ja Erkki Vanhanen. Summary: Au-Co-U deposits in the Kuusamo volcano-sedimentary belt, Finland

Transkriptio

1

2 GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GEOLOGICAL SURVEY OF FINLAND Tutkimusraportti 101 Report of Investigation 101 Heikki Pankka, Kauko Puustinen ja Erkki Vanhanen KUUSAMON LIUSKEALUEEN KULTA-KOBOLTTI-URAANIESIINTYMAT Summary: Au-Co-U deposits in the Kuusamo volcano-sedimentary belt, Finland Espoo 1991

3 Pankka, H., Puustinen K. & Vanhanen, E., Kuusamon liuskealueen kulta-koboltti-uraaniesiintymat. Summary: Au-CO-U deposits in the Kuusamo volcano-sedimentary belt, Finland. Geologian tutkimuskeskus - Geological Survey of Finland, Report of Investigation pages, 22 figures and 2 tables. The Kuusamo volcano-sedimentary belt is a part of an early Proterozoic granitoid-greenstone belt association that extends from the Norwegian Sea through Finnish Lapland to Lake Onega. The greenstone belt is comprised of a series of triple junctions caused by mantle-derived hot spots, which are manifested by 2.45 Ga layered gabbro intrusions. The Kuusamo volcano-sedimentary belt developed into an aulacogen in an aborted branch of a triple junction. The Kuusamo volcano-sedimentary belt is divided into seven lithostratigraphic formations unconformably overlying the Archean granite gneiss basement. The four lowermost formations, the Greenstone Formation I, Sericite Quartzite Formation, Greenstone Formation I1 and Siltstone Formation, have ore potential. A significant feature in this sediment-dominated belt is an abundance of differentiated mafic sills although their relationship to mineralization is at present unclear. More than 20 sulfide-bearing occurrences have been found in the Kuusamo area. They can be subdivided into U-deposits, Fe-sulfide deposits and Au-CO-U -bearing sulfide deposits. In the U-deposits, uranium is the main metal with only accessory sulfides. The Fe-sulfide deposits are sulfide-rich but lack significant amounts of precious metals. The Au-CO-U deposits in Kuusamo fall between two end member types. The Juomasuo deposit represents a replacement deposit in a ductile shear zone. The deposit is schistose, flattened and continuous along the shear. Host rocks are sericitized and chloritized. The Konttiaho deposit represents a breccia type, in which mineralization is situated in oval hydrothermal breccia pipes in a brittle shear zone. In these pipes the albitized country rock has been brecciated by a mineralized quartz-carbonate matrix. Other deposits can be placed between these two deformation types. Pyrite and pyrrhotite are the most common sulfides. Gold occurs as microscopic inclusions in pyrite and as grain accumulations with Te- and Bi-minerals. Cobaltite and CO-pentlandite are the main cobalt minerals. Other common ore minerals are chalcopyrite, uraninite, scheelite and molybdenite. Sulfide deposits are located in the Sericite Quartzite and Siltstone Formations. The mineralization is controlled by stratigraphy, antiform structures formed by rift-tectonics and folding, and intersecting fault structures. Regional spilitization caused by seawater and sericitization associated with diagenesis predate hydrothermal alteration associated with mineralization. Na-metasomatism was the oldest of hydrothermal processes, followed successively by Mg-Fe-, K-, CO,- and SO,-metasomatism. Hydrothermal alteration and mineralization are younger than albite diabases (2.05 Ga) but older than or of the same age as granitization (1.85 Ga). Hydrothermal fluids are probably metamorphic and/or magmatic in origin and were liberated during dehydration and granitization. The elemental association varies within individual deposits but regionally the following metals have been enriched: Fe, S, CO, As, Cu, U, MO, W, Pb, Te, Au, B, Bi and Se. Metals were probably mobilized during the release of hydrothermal fluids. The sulfide deposits are epigenetic although they appear to have a stratigraphic control. Sulfides and gold were deposited within shear structures either in a deeper ductile to shallower brittle deformation regime. The following deposits may be economically viable: Juomasuo (0.7 Mt; 5-6 g/t Au), Sivakkaharju (0.04 Mt; 8 g/t Au) and Meurastuksenaho (0.12 Mt; 4 g/t Au). The ore reserves are based on geological in situ-evaluations. Key words: gold ores, cobalt ores, uranium ores, schist belts, quartzites, hydrothermal processes, mineral deposits, genesis, Proterozoic, Kuusamo, Finland Heikki Pankka and Erkki Vanlzanen, Geological Survey of Finland, SF Rovaniemi, Finland Kauko Puustinen, Geological Survey of Finland, SF Espoo, Finland ISBN ISSN

4 Johdanto... 5 Tutkimusmenetelmat... 6 Kohdevalinta... 6 Näytemateriaali ja laboratoriomenetelmat... 6 Geologia... 7 Kuusamon liuskealueen yleisgeologia... 7 Stratigrafiset yksiköt... 7 Metamorfoosi ja deformaatiot Malmipotentiaalisten yksiköiden geologia Vihreakivimuodostuma I Serisiittikvartsiittimuodostuma Vihreakivimuodosturna II Silttikivimuodostuma Intrusiivikivet Kuusamon liuskealueen kehitys aulakogeenina Malmiesiintymat Uraaniesiintymat Kouvervaaran uraaniesiintyma Muita uraaniaiheita Rautakiisuesiintymat Mantyvaara Pikku-Hyypiö Saarikoski Au-Co-U -pitoiset sulfidiesiintymat Juomasuo Kouvervaara Sivakkaharju Konttiaho Apajalahti ja Lemmonlampi Saynajavaara Ollinsuo Kantolahti Meurastuksenaho Pohjasvaara Hangaslampi Hydroterminen muuttuminen Hydrotermiset liuokset ja prosessit Hydroterminen muuttuminen Kuusamon liuskealueella Malminmuodostukseen liittyvä hydroterminen muuttuminen Na-metasomatoosi Mg-Fe -metasomatoosi K-metasomatoosi CO2. ja SiO.. metasomatoosi... 39

5 Muita metasomaattisia muutoksia Kemialliset muutokset Malminmuodostus Sulfidiesiintymien rakenteellinen sijoittuminen Malminmuodostuksen ikä Malmiliuokset ja niiden lähde Metalliseurue ja metallien lähde Malmityypit Malmimalli Summary: Au-Co-U deposits in the Kuusamo volcano-sedimentary belt. Finland Kirjallisuusviitteet. References... 51

6 JOHDANTO Kuusamon liuskealue sijaitsee Koillis-Suomessa, pääosin napapiirin eteläpuolella (Kuva 1). Sen pinta-ala on noin 7000 km2:n, ja siitä 3/4 sijaitsee Suomen alueella ja loput Neuvostoliiton puolella. Tässä tutkimuksessa käsiteltävät kohteet sijoittuvat Kitkajärven itäpuolella noin 50 km pitkään ja 10 km leveään antikliinivyöhykkeeseen (Kuva 2). Vyöhykkeen eteläosa on koillis-lounaissuuntainen, mutta pohjoiseen mentäessä vyöhyke vähitellen kääntyy luode-kaakkosuuntaiseksi. Keskiosastaan vyöhyke jakautuu tämän tutkimuksen alueella kahdeksi rinnakkaiseksi antiformiksi, joihin tunnetut malmiesiintymat liittyvat. Naista itäpuoleista haaraa kutsutaan Käylä- Konttiaho antikliiniksi. Varhaisimmat upakultahavainnot Kuusamosta ovat peräisin 1800-luvun alkupuoliskolta, mutta kuitenkin varsinaiset malmiviitteet ovat vasta 1950-luvulta alkaen, ja vuonna 1962 löytyi Apajalahden kultaesiintymä (Airas, 1965; Kuronen, 198 1). Taman jälkeen löydettyjä esiintymiä ovat Lemmonlammen (Kuronen, 198 l), Kangerjärven (Peuraniemi, 1982) ja Pattasojan (Peuraniemi & Saarenketo, 1983) Co-Cu -esiintyrnät. Näiden stratigrafinen asema ja malmityyppi näyttävät vastaavan tässä tutkimuksessa kuvattavia esiintymia. Edellisten esiintymien lisäksi ovat käytettävissä Paakkolan (1964) kuvaus kultapitoisesta kvartsikarbonaattijuonesta Kitkajarven rannalta, Vuorelaisen ja muiden (1964) mineraloginen selostus albiittijuoniin liittyvästä uraanimineralisaatiosta Juumasta seka liuskealueen uraanitutkimuksista Astalan (1974), Pääkkösen (1979) ja Vanhasen (1981) esittämät raportit. Geologian tutkimuskeskuksen malmiosasto aloitti Kuusamossa malminetsintään liittyvät tutkimuksensa vuonna 1979 Kouvervaaran etelarinteellä olevan uraanipitoisen lohkareikon osalta (Pankka & Vanhanen, 1984). Näiden töiden tuloksena löytyi Kouvervaaran yli 3 km pitkä, mutta hyvin kapea stratiforminen uraanimineralisaatio (Vuokko, 1988) seka tämän läheisyydestä Kouvervaaran Co-Cu-Au -esiintymä (Pankka & Vanhanen, 1984 ja 1986; Vanhanen, 1988a). Kuusamon alueellisen geologian ja stratigrafi- :. 'lp\ ;:i~.,28r3ja. NEUVOSTOLIITTO \ Kuva 1. Kuusamon liuskealueen sijoittuminen Fennoskandian kilven poikki kulkevaiia varhaisproterotsooiseija vihreakivivyöhykkeel1a. Fig. 1. Location of the Kuusa~no volcano-sedimentary belt in the early Proterozoic greenstone belt in the Fennoscandian Shield. an kuvaus perustuu pääasiassa Silvennoisen (1972) tutkimuksiin sekä kahteen julkaistuun 1 : mittakaavaiseen geologiseen karttaan (Silvennoinen, 1973 ja 1982). Muissa Kuusamon liuskealueelta tehdyissä tutkimuksissa on käsitelty spiliittisiä kiviä (Piispanen, 1972) ja karbonaattikiviä (Pekkala, 1985). Taman tutkimuksen tarkoituksena on kuvata Kuusamon epigeneettisia Au-Co-U -malmiesiintymiä ja niiden syntytapaa. Työssä esitetään myös malmipotentiaalisen alueen yksiköiden geologiaa ja niihin liittyvää hydrotermistä muuttumista seka rakennetaan liuskealueen kehitysmalli. Lopuksi käsitellään itse malminmuodostusta ja sitä kontrolloivia tekijöitä seka luodaan malmimalli. Esitetyt malmivarantoihin liittyvat luvut mineralisoituneiden kivien määristä perustuvat geologisiin in situ -arvioihin.

7 TUTKPMUSMENETEE Kohdevalinta Kuusamon liuskealueen kivilajien ja samalla geofysikaalisten piirteiden monimutkainen vaihtelu ilmenee selvasti esimerkiksi tasokorjatuista aerogeofysikaalisista EM-harmaasävykartoista. Malminetsinnässä on talla alueella kuitenkin voitu menestyksellisesti käyttää hyvaksi geofysikaalisia menetelmia yhdessa geologisten päätelmien ja syväkairausten kanssa. Niinpä Kouvervaaran uraanitutkiusten yhteydessa todettu aerogeofysikaalinen sahköinen johde erottuu selvänä anomaliana muuten epämagneettisessa ja sähköisesti johtamattomassa kivilajiyksikössä. Kouvervaaran analogian perusteella Kuusamon liuskealueen matalalentoanomalioiden systemaattiset tarkistukset aloitettiin keväällä Malminetsinnän yksittäisten kohteiden valinta tehtiin käyttäen hyväksi alueen litostratigrafisia tutkimustuloksia ja geofysikaalista matalalentoaineistoa. Jo malminetsinnän alkuvaiheessa tunnettujen viitteiden perusteella serisiittikvartsiitti- ja silttikivimuodostumat todettiin malmipotentiaalisiksi. Tätä mallia tuki se, että nämä laaja-alaiset muodostumat ovat sekä epämagneettisia että huonosti sähköä johtavia yksiköitä, ja Kouvervaaran tyyppisen sulfidiesiintymän indikaatio matalalentokartalla on siten selva. Kohteessa on yleensa heikko magneettinen sekä selva sahköinen anomalia, ja siinä reaalikomponentti on yleensa suurempi tai likimain yhtä suuri kuin imaginaarikomponentti. Kuitenkin selvasti imaginaarivoittoisten anomalioiden todettiin monessa tapauksessa indikoivan esimerkiksi lateriittisia kaoliinirapautumia, eikä niinkään välttämättä sulfidijohteita. Verrattaessa lentomittausten ja maastomittausten tuloksia keskenään todettiin lisaksi, että sulfidiesiintymien aiheuttamien anomalioiden reaali- ja imaginaarikomponenttien suhde pysyy samansuuruisena. Systemaattista malminetsintää aloitettaessa geofysikaalisilta matalalentokartoilta valittiin ensivaiheessa 30 Kouvervaaran tyyppistä anomaliaa. Maastossa paikannetuissa kohteissa tehtiin lentolinjojen suuntaisesti pienialainen geofysikaalinen maastomittaus, jota jatkettiin mahdollisen paikannusvirheen eliminoimiseksi 200 m molemmin puolin yli laskennallisesti maaritetyn anomaliakohdan. Kohde hylättiin mikäli mittauksessa ei löytynyt johdetta. Maastotarkistuksen yhteydessa otettiin huomioon myös kulttuuritekijät kuten voimajohdot, muuntajat ja asuinrakennukset eli yleensa mahdolliset sekundaariset johteen aiheuttajat. Geofysikaalisesti maastossa mitatuista kohteista valittiin 15 jatkotutkimuksiin. Näistä selvitettiin seuraavan vuoden aikana syväkairaamalla 6 kohdetta ja muissa tehtiin geokemiallinen naytteenotto. Kairatuista anomalioista neljässä todettiin olevan sulfidiesiintymä ja yhdessa grafiittipitoinen liuske. Enemmän kuin kaksi reikää kairattiin Säynajävaarassa ja Kantolahdessa, joista löytyikin kultarikasturnia. Vuonna 1985 löytyi Juomasuon esiintyrna, jossa sulfidimineralisaatioon liittyy korkeita, mutta satunnaisia uraanipitoisuuksia. Tämän jälkeen myös radiometrisia mittausmenetelmiä on kaytetty mineralisaatioiden paikantamiseen. Tällä tavalla löytyivät Konttiahon hydrotermiset sulfideja sisaltavat breksiapiiput, jotka geofysikaalissa maastomittauksissa, IP-mittausta lukuunottamatta, jäävät havaitsematta. Koska selvän sähköisen matalalentojohteen aiheuttavat anomaliat alkavat tämän tutkimuksen kirjoitusvaiheessa jo olla tutkittuja, tulevat vastaisuudessa IP-mittaukset olemaan tärkein malminetsintamenetelmä juoni- ja breksiatyyppisten esiintymien paikantamisessa. Radiometristen matalalentokarttojen käyttö varsinaisten malmi-indikaatioiden paikantamisessa on ollut suhteellisen vaatimatonta. Kuitenkin Sivakkaharjun esiintymän puhkeaman paikantamisessa käytettiin menestyksellisesti myös radiometrisiä menetelmia. Työssä seurattiin säteilevää moreenipatjaa mannerjäätikön kulkusuunnassa kaivinkoneella tehtyjen kaivantojen avulla aina emäkallioon saakka. Varsinainen puhkeama paikantui lisäksi samanaikaisesti tehdyissä IP-mittauksissa (Vanhanen, 1988b). Näytemateriaali ja laboratoriomenetelmät Tässä tutkimuksessa on näytemateriaalina käytetty lähes yksinomaan syväkairausnäytteitä. Kemiallisissa malmianalyyseissä on kaytetty 0.53 m:n analyysipituuksia. Alkuainemääritykset on tehty Geologian tutkimuskeskuksen laboratorioissa. Määritykset on tehty kuningasvesiliuotuksesta liek- kiatomiabsorptiomenetelmällä. Kulta ja tellurium on määritetty liekittömällä atomiabsorptiolla (Kontas ja muut, 1986). Malmilävistyksistä on lisäksi määritetty rikki Leco-laitteistolla sekä kulta sulatusmenetelmällä (kupellointi). Silikaatti- j a hivenaineanalyyseissa näyte koos-

8 tuu 5-6:sta noin 5 cm:n pituisesta kairausnaytteen puolikkaasta, jotka on otettu 1 m:n matkalta. Malmilavistyksia ja runsaasti sulfideja sisaltavia kohtia on vältetty. Näytteet on jauhettu hiiliteraspannulla, joka aiheuttaa ainoastaan raudan kontaminaatiota. Suurimmasta osasta näytteitä paakomponentit on analysoitu HF-HBO, -1iuotuksen jälkeen liekkiatomiabsorbtiospektrofotometrillä. Hivenalkuaineet on analysoitu Valtion teknil- lisen tutkimuskeskuksen neutroniaktivaatioanalysaattorilla ja osa silikaattianalyyseista on tehty myös Rautaruukki Oy:n laboratoriossa XRF-menetelmalla. Kivilajien kuvauksessa ei käytetä etuliitetta meta, vaikka kivet ovatkin metamorfoituneet. Hydrotermisesti muuttuneista kivista käytetään nimeä, joka muodostuu tyypillisistä mineraaleista. Muuttumattomista kivista pyritään käyttämään geneettista kivilajinimeä. GEOLOGIA Kuusamon liuskealue sijoittuu Jaamereltä Poh- seka vanhimmat vihreäkivet ja granitoidit ovat ialjois-norjasta Aanisjärvelle Neuvostoliittoon (Kuva taan arkeeisia ja nuoremmat varhaisproterotsooi- 1) ulottuvan granitoidivihreakiviassosiaation kes- sia. Nama vihreäkivivyöhykkeet ovat syntyneet arkivaiheille(papunen&gorbunov, 1985; Saverik- keeisen kuoren repeamiin, mikä tapahtui ko, 1988). Pohjois-Suomessa pohjagneissi on ial Ma sitten. taan vähintään Ma (Kröner ja muut, 1981) Kuusamon liuskealueen yleisgeologia Kuusamon liuskealueen vulkaanis-sedimenttiset muodostumat ovat varhaisproterotsooisia ja ne ovat kerrostuneet diskordantisti presvekokarjalaisen pohjagneissin paalle. Pohjois-Suomen proterotsooisten kivien stratigrafiset yksiköt voidaan Silvennoisen (1985) mukaan lueteltuna vanhimmasta nuorimpaan jakaa Lapponin, Jatulin ja Kalevan superryhmiin. Seuraavassa esitettavat yleisgeologiset piirteet kuvataan Silvennoisen (1972, 1973, 1982 ja 1989) tekemien alueellisten kallioperahavaintojen valossa (vertaa myös Kuva 1). Taulukossa 1 on esitetty Kuusamon litostratigrafiset yksiköt. Arkeeinen pohjagneissikompleksi, joka koostuu pääosiltaan ortogneisseista, tavataan Kuusamon liuskejakson eteläpuolelta. NeuvostoTiiton puolella liuskealue rajautuu myös pohjagneisseihin, samoin kuin Sallan vihreakiven pohjoispuolellakin. Kuhmon liuskejakson tyyppisiä arkeeisia vihreakivivyöhykkeitä ei Kuusamon alueelta tunneta. Lannessa liuskealue asteittain vaihettuu svekokarjalaiseksi graniittialueeksi, joka koostuu graniittiutuneista liuskeista, graniitti-intruusioista ja mobiloituneesta arkeeisesta pohjasta. Mafiset kerrosintruusiot ovat ominainen piirre Kuusamon liuskealueen eteläpuolella. Lisäksi niitä tavataan liuskeiden ja pohjagneissin kontaktissa aina Perämerelle saakka. Nama intruusiot kuulu- vat ikäryhmään Ma (Alapieti, 1982) ja niiden on esitetty tunkeutuneen pohjan ja sedimenttien väliin, jolloin alimmat stratigrafiset yksiköt olisivat intruusioita vanhempia. Myös Koitelaisen kerrosintruusio Keski-Lapissa on stratigrafiselta asemaltaan, litologialtaan ja iältään verrattavissa näihin (Puustinen, 1977). Stratigrafiset yksiköt Arkeeisen pohjagneissin yläosassa tavataan usein 5-20 m paksu uudelleenkiteytynyt rapautumiskuori, jonka päälle on paikoin kerrostunut ohut, noin 20 m paksu epayhtenainen pohjakonglomeraatti. Konglomeraatin pallot ovat paaasiassa pohjagneissia, mutta siinä on myös kvartsiporfyyri- ja diabaasipalloja. Tuffiittisessa perusmassassa vulkaanisen aineksen määrä kasvaa voimakkaasti ylöspäin mentäessä. Porfyyripalloista on zirkoni-iäksi saatu noin 2405 Ma (Silvennoinen, 1989). Pohjakonglomeraatti vaihettuu vähitellen vulkaaniseksi breksiaksi, joka muodostaa Vihreakivimuodostuma I:n alaosan. Pääosan vihreakivestä muodostavat mantelikivet ja homogeeniset laavat. Ylinnä tavataan tuffeja ja tuffiitteja. Koko vihreakivimuodostuman paksuus on noin 500 m, mutta saattaa olla jopa 1000 m.

9 Taulukko 1. Kuusamon liuskealueen stratigrafia ja kerrospaksuudet Silvennoisen (1972, 1985 ja 1989) mukaan. Pystyviiva osoittaa malmikriittisten yksiköiden asemaa. Table 1. Stratigraphic units of the Kuusamo schist belt (rnodified after Sivennoinen, 1972, 1985 and 1989). The vertical line indicates the position of the ore potential units. AMFIBOLILIUSKEMUODOSTUMA 250 m (52050 Ma) Dolomiittivalikerroksia Grafiittipitoisia valikerroksia Mafinedintermediaarinen tuffi/tuffiitti ORTOKVARTSIITTIMUODOSTUMA 800 m Dolomiitti Ortokvartsiitti Arkoosikvartsiitti Serisiittikvartsiitti VIHREAKIVIMUODOSTUMA m Mafisia laavoja ja tuffivalikerroksia SILTTIKIVIMUODOSTUMA 200 m Ortokvartsiitti Albiitti-kvartsi-serisiittiliuske Albiittinen tuffi/tuffiitti Kvartsi-albiitti-kiilleliuske Dolomiittinen breksia VIHREAKIVIMUODOSTUMA II SERISIITTIKVARTSIITTIMUODOSTUMA Kvartsiittiliuske Serisiitti/biotiittiliuske ja dolomiittivalikerroksia Albiittinen tuffi/tuffiitti Serisiittinen kvartsiitti ja kvartsipalloisia konglomeraattivalikerroksia VIHREAKIVIMUODOSTUMA I Tuffiittiliuske ja dolomiittivalikerroksia Mafinen homogeeninen laava Amygdaloidinen laava Tuffiitti Vulkaaninen breksia Pohjakonglomeraatti KERROSINTRUUSIOKOMPLEKSI (52450 Ma) (2450 Ma) ARKEEINEN GRANIITTIGNEISSIKOMPLEI<SI ( Ma) Vulkaniittien päälle on kerrostunut sarja kvartsiitteja, joka koostuu serisiittipitoisista kvartsiiteista seka kvartsipalloja sisaltavista arkoosikonglomeraateista. Kvartsiitit vaihettuvat asteittain serisiittiliuskeiksi, joissa esiintyy dolomiittivaltaisia valikerroksia. Liuskeet vaihettuvat vähitellen kvzrtsiittiliuskeeksi. Naista kolmesta yhteensä noin 400 m paksusta stratigrafisesta jasenestä käytetään tässä työssä nimitystä Serisiittikvartsiittimuodostuma. Sen kokonaispaksuus saattaa kuitenkin olla jopa 1000 m. Sedimentaatiosarjan keskeyttää noin 50 m paksu, epayhtenainen, tyynylaavarakenteinen ja veteen purkautunut mafinen laava (Vihreakivimuodostuma II). Kerrossarjassa seuraavana on noin 200 m, tai jopa 500 m paksu silttikivimuodostuma, joka koostuu hyvin hienorakeisista, vuorottelevista arkoosisista, savipitoisista ja dolomiittisista jäsenistä. Ylinnä tavataan yleisesti karkearakeisia ortokvartsiitteja. Kuusamossa malmipotentiaalisen yksikön kasittaa tietty stratigrafinen sarja. Tähän kuuluvat seuraavat yllä kuvatuista muodostumista: Vihreaki- vi 1, Serisiittikvartsiitti, Vihreäkivi II ja Silttikivi. Silttikivimuodostuman paalle on purkautunut mafisia vulkaniitteja yli 200 m paksuksi kerrostumaksi, jonka paksuus saattaa olla kaksinkertainenkin. Sarja alkaa tuffiiteilla ja tuffeilla, joita seuraa useampi mantereelle purkautunut laavapatja. Näiden välissä on yleensä noin metrin paksuinen tuffikerros. Kunkin laavapatjan ylä- ja alaosat ovat mantelirakenteisia. Homogeenisen patjan sisaosan raekoostumus vaihtelee hienorakeisesta karkearakeiseen. Tämä Vihreakivimuodostuma II1 on geofysikaalisesti selvästi magneettinen ja tasapaksu yksikkö, joten sitä voidaan kayttaa malmipotentiaalisten yksiköiden rajaamiseen (Kuva 2). Stratigrafiassa ylöspäin siirryttäessä seuraa Rukatunturin kvartsiittimuodostuma, jonka paksuus on vähintään 800 m. Tuffiittisella liuskeella alkavan sarjan kokonaispaksuus voi olla kuitenkin jopa 2000 m. Liuske vaihettuu arkoosisten jäsenten kautta ortokvartsiitiksi, joka on muodostuman pääjasen. Kuivumisraot, aallonmerkit ja virtakerroksellisuus osoittavat, että veden syvyys sedimentaatioaltaassa on vaihdellut jaksoittain. Paikan-

10 MUODOSTUMAT. AMFIBOLILIUSKE I-<I GRANIITTIGNEISSIKOMPLEKSI 0 ORTOKVARTSIITTI ALBIITTIDIABAASI VIHREAKIVI IU 1. GRANIITTI AU-CO-ESIINTY MA [T[IIIIIIIl VIHREAKIVI II * ARVOMETALLIEN SUHTEEN TYHJA SULFIDIESIINTYMA 0 SERISIITTIKVARTSIITTI ANTIKLIINIVYOHYKE VIHREAKIVI I,,' SIIRROSVYOHYKE Kuva 2. Kuusamon liuskealueen sulfidiesiintymat: 1. Kouvervaara, 2. Riihilampi, 3. Mäntyvaara, 4. Pikku-Hyypiö, 5. Kotalampi, 6. Saarikoski, 7. Ollinsuo, 8. Saynajavaara, 9. Kantolahti, 10. Meurastuksenaho, 11. Konttiaho, 12. Sivakkaharju, 13. Iso-Rehvi, 14. Pohjaslampi, 15. Pohjasvaara, 16. Juomasuo, 17. Juomasuon rautakiisuuntuma, 18. Apajalahti, 19. Lemmonlampi, 20. Lavasuo, 21. Hangaslampi, 22. Maaninkavaara, 23. Vilkaslampi, 24. Likalampi ja 25. Pattasoja. Yksinkertaistettu litostratigrafinen kartta Silvennoisen (1989) mukaan. Fig. 2. Lithostratigraphic map of the orepotentialpart of the Kitusalno schist belt (nzodified after Silvennoinen, 1989). Sulfde occurrences are numbered.

11 nimien välttämiseksi yksiköstä käytetään tässä työssä nimeä Ortokvartsiittimuodostuma pääjäsenensä mukaan (Pankka, 1988). Muodostuma vaihettuu yläosastaan vähitellen karbonaattipitoisuuden kasvaessa dolomiitiksi, joka sisältää vaihtelevasti hienorakeisia ja terävärajaisia kvartsiittivälikerroksia. Dolomiittiset kivet vaihettuvat asteittain niiden yläpuolella olevaksi Arnfiboliliuskemuodostumaksi. Tama koostuu mafisista tuffeista ja tuffiiteista, joissa esiintyy dolomiitti-, grafiittituffi-, mustaliuske- ja kiilleliuskevälikerroksia. Amfiboliliuskeet ovat väriltään vihertäviä ja kerroksellisuus näkyy selvästi värin ja raekoon vaihteluna. Usein myös kerrallisuus on selvää. Amfiboli on usein neulasmaisina porfyroblasteina. Myös magnetiittiporfyroblastit ovat tietyissä kerroksissa yleisiä. Liuskemuodostuman paksuus on vähintään 250 m, mutta se saattaa olla jopa 500 m. Amfiboliliuskemuodostumassa esiintyy myös kerrosmyötäisiä karkearakeisia hornblendiittisillejä. Syväkairauksissa muodostumasta on tavattu lievästi hydrotermisesti muuttuneita kivia. Liuskealueen sedimentteihin on tunkeutunut runsaasti albiittidiabaaseja. Nämä differentioituneet intruusiot esiintyvät yleensa konformeina tai subkonformeina juonina ja silleinä. Varsinkin silttikivimuodostumasta tunnetaan myös muutamia pienialaisia syeniittisiä intruusioita ja alkalisia juonia. Intrusiivikivien merkitystä nayttaa lisäävän myös se, että niillä on yhteys malminmuodostukseen. Metamorfoosi ja def ormaatiot Kuusamon liuskealueen keski- ja eteläosissa alueellinen metamorfoosi on tapahtunut pääasiassa vihreäliuskefasieksen olosuhteissa. Alempi vihreäliuskefasies on vallitseva, joskin ylempää vihreäliuskefasiesta esiintyy paikallisesti. Tällöin fasieksen nousua näyttäisi kontrolloivan siirros tai ruhjevyöhyke. Tyypillinen mineraaliseurue alueella on kvartsi - albiitti - serisiitti - kloriitti. Me- tamorfoosin kasvua kuvastaa biotiitin, magnetiitin ja amfibolin sekä hyvin paikallisesti kloritoidin, stauroliitin ja almandiinin esiintyminen (amfiboliittifasies). Paikallisesti näiden mineraalien esiintymistä nayttaa kontrolloivan hydrotermisen muuttumisen PT-olosuhteiden vaihtelu. Alueellisen metamorfoosin merkitys lienee vähäistä. Kuusamon liuskealueen länsiosassa svekokarjalaisen graniittisen aineksen intrudoituminen on nostanut metamorfoosiasteen amfiboliittifasiekseen. Täällä on myös osia liuskealueesta tuhoutunut osittaisen sulamisen seurauksena. Ylityöntöjen seurauksena liuskealueen pohjoisosassa esiintyy paikallisesti amfiboliittifasieksen kivia. Poimutus liuskealueella on ollut intensiivista. Vallitsevan poimuakselin suunta on liuskealueen eteläosassa itään, keskiosassa pohjoiseen ja pohjoisosassa luoteeseen. Silvennoisen (1972) mukaan poimutus on tapahtunut yhden deformaatiofaasin aikana, jolloin lännestä vaikuttanut voima poimutti sedimenttisarjan etelässä pohjagneissiä ja pohjoisessa Sallan vihreäkiveä vasten. Kuusamon alueelle luonteenomainen piirre ovat toistuvat antiformi-synformirakenteet, jotka ovat syntyneet tämän poimutuksen tuloksena (Kuva 2). Myös Sallan vihreäkiven paalle tapahtuneet ylityönnöt voidaan selittää poimutuksen avulla. Kuusamon sulfidiesiintymien kultapitoisissa muuttumisvyöhykkeissä vallitsevan mineraaliseurueen muodostavat serisiitti + kloriitti + biotiitti + amfiboli, mikä edustaa alhaisempaa metamorfoosiastetta kuin paikallisesti esiintyvä kordieriitti + stauroliitti + kloritoidi + granaatti + antofylliitti. Tällaiset ilmiöt on yleensa selitetty laskevan metamorfoosin muutoksiksi. Ne ovat yleisiä ja selväpiirteisiä korkean metamorfoosin olosuhteissa tapahtuvassa malmiainesten uudelleenmobilotumisessa (vrt. Plimer, 1987; Barnes, 1987). Kuusamon mineralisoituneista antiformivyöhykkeistä ei ole tavattu, lukuun ottamatta muutamia sulfidiesiintymiä, vihreäliuskefasiesta korkeamman metamorfoosiasteen mineraaliseurueita. Tällaisia poikkeuksellisia seurueita esiintyy vain muutamien metrien tai kymmenien metrien paksuisina vyöhykkeinä. Malmipotentiaalisten yksiköiden geologia Suurin osa Kuusamon Au-Co-U -esiintymistä si- Vihreakivimuodostunia I joittuu serisiittikvartsiittimuodostumaan (Kuva 2). Silttikivimuodostuman alaosat ovat myös selväs- Lukuunottamatta paikallisesti esiintyviä pohjati malmipotentiaalisia. Kaksi alinta vihreäkivimuo- konglomeraatteja, pohjagneissin paalle kerrostudostumaa sekä intrusiivikivet näyttävät läheisesti nut litostratigrafinen sarja alkaa vulkaanisella liittyvän malminmuodostukseen. Taulukossa 1 on breksialla, jossa tuffiperusmassassa on esitetty kyseisten yksiköiden litostratigrafia. pohjagneissi- ja laavakivifragmentteja. Tämä vai-

12 hettuu hienorakeisen mafisen tuffin kautta laavaksi, jossa esiintyy seka kvartsin että epidootin ja karbonaatin tayttamia manteleita. Vallitseva tyyppi on väriltään vaalean tai harmaanvihrea homogeeninen mafinen laava, jossa on paikoin köysilaavamaista rakennetta. Paamineraaleina ovat kloriitti, vaalea amfiboli, albiitti seka määrältään vahainen kvartsi. Ylinnä muodostumassa on tuffiittista liusketta, joka koostuu kloriitista, karbonaatista, albiitista ja kvartsista. Varsinkin ylaosassa serisiittipitoisuus lisääntyy ja kivi vaihettuu vähitellen serisiittikvartsiitiltsi. Tuffiittiliuskeen ylaosassa on myös dolomiittivalikerroksia. Vihreakivimuodostuma 1 on geofysikaalisesti epamagneettinen eika siina ole sahköisesti johtavia kivilajeja. Kantolahden sulfidiesiintyma sijaitsee tuffiittiliuskeessa tai vihreakiven ja serisiittiltvartsiitin kontaktissa. Vihreakivimuodostuman kivissa on paikoin aina heikkoa rikki- ja kuparikiisupirotetta. Kemialliselta koostumukseltaan vihreakivimuodostuman kivet ovat pääosiltaan andesiitteja ja andesiittisia basaltteja. Rakenteiden perusteella ne näyttävät purkautuneen mantereellisissa olosuhteissa. Serisiittikvartsiittimuodostuma Vihreakivimuodostuma 1:n ja serisiittikvartsiittimuodostuman kontakti on vähittäinen. Alinna tavataan klastista serisiittikvartsiittia, jossa on kapeita serisiittivaltaisia kerroksia. Paikoin kvartsiitissa on vihreitä fuksiittipitoisia osueita ja raitoja. Kvartsin lisäksi klasteina esiintyy paaasiassa mikrokliinia. Mikroskooppiselta rakenteeltaan kivi on yleensä blastoklastinen. Iskos koostuu paaasiassa serisiitista seka paikoin mikrokliinista ja albiitista. Tyypillisiä aksessorisia mineraaleja ovat rutiili, zirkoni, biotiitti, turmaliini ja apatiitti. Varsinkin kvartsiitin ylaosassa on karbonaattiporfyroblasteja. Albiitin esiintyminen iskoksessa viittaa heikkoon albiittiutumiseen. Paikoin kvartsiitissa on sulfidisaation tuloksena syntyneitä rikkikiisukiteita. Serisiittikvartsiitissa on muodostuman sisäisiä jopa 10 m paksuja kvartsipalloisia arkoosikonglomeraatteja. Läpimitaltaan alle 2 cm:n suuruisten ltvartsipallojen välinen iskos on serisiitti-, karbonaatti- ja maasalparikkaampaa kuin yleensä serisiittikvartsiitissa. Näissä on usein myös magnetiittikasaumia seka rikkikiisukiteita. Serisiittikvartsiitti vaihettuu vahitellen serisiittiliuskeeksi, jolloin serisiitin ja karbonaatin maarat kasvavat. Serisiittiliuskeen koostumus vaihte- lee huomattavasti. Yleensä se on kerroksellista, mutta myös paikoin kerrallista. Koostumuksesta riippuen väri vaihtelee vihertavanharmaasta mustanharmaaseen. Paamineraalit ovat serisiitti, kvartsi seka vaihtelevissa määrin dolomiitti ja biotiitti, jotka esiintyvät myös porfyroblasteina. Paikoin esiintyy myös kloriittia, albiittia ja mikrokliinia. Tyypillisia aksessorisia mineraaleja ovat apatiitti, turmaliini, rutiili ja zirkoni seka hematiitti, ilmeniitti ja rikkikiisukiteet. Muodostuman ylaosassa on m paksuja epapuhtaita do- Iomiittikerroksia, joissa magnesiumvaltainen biotiitti on yleinen kiillemineraali serisiitin ohella. Naista dolomiittikerroksista Pekkala (1985) on kuvannut stromatoliittirakenteita. Serisiittiliuskeyksikön tyypillisiä kivilajeja ovat serisiittiliuske, biotiittiporfyroblastinen serisiittiliuske, biotiittiserisiittiliuske, biotiittiliuske ja merkelimainen karbonaattiliuske. Kvartsiitti- ja serisiittiliuskeen kontakti on vahittainen. Tyypillisimmillaan kvartsiittiliuske on väriltään vihertavaa ja voimakkaasti liuskeista ns. Kuusamon liippakivea. Paamineraaleina ovat kvartsi, serisiitti, kloriitti ja karbonaatti. Paikoin tavataan biotiittia ja albiittia. Aksessorisesti esiintyy turmaliinia, zirkonia, apatiittia ja rutiilia. Edellä kuvatun serisiittikvartsiittimuodostuman kivet ovat puhtaita rapautumissedimentteja. Juomasuon syvakairauksissa on kuitenkin tavattu kiveä, joka porfyyrisen ja subofiittisen rakenteensa perusteella on todennäköisesti alunperin ollut felsista vulkaniittia. Hydrotermisen muuttumisen seurauksena se on muuttunut albiittikiveksi (albiittituffi). Rakenteeltaan se on osaksi massamaista, osaksi taas primaarinen kerroksellisuus on sailynyt. Albiitin ohella siina esiintyy aksessorisia maaria kvartsia, serisiittia, biotiittia, talkkia, kloriittia, turmaliinia, rikkikiisua, rutiilia, apatiittia ja zirkonia. Felsisen tuffin paksuus on syvakairauksien perusteella noin 50 m. Serisiittikvartsiittimuodostuma on geofysikaalisesti paaasiassa epamagneettista, eika se sisällä sahköisesti johtavia kivilajiyksiköitä sulfidiesiintyrnia lukuunottamatta. Suurin osa tunnetuista sulfidiesiintymista sijaitsee tässä muodostumassa. Yleensä ne näyttävät sijoittuvan serisiittikvartsiitin ylaosaan ja serisiittiliuskeeseen. Vihreakivimuodostuma II Kvartsiittiliuskeen päälle on purkauiunut epayhtenainen ja ohut mafinen laavapatja, joka on paaasiassa pienityynyista tyynylaavaa. Pallomaisen ja usein kehamaisen rakenteen perusteella purkaus on tapahtunut veteen. Pallot ovat venyneet soikio-

13 maisiksi, ja niiden keskus on yleensa karkeampirakeista kuin reunaosat. Paakkönen (1979) on kuvannut muodostumasta tiiviin, liuskeisen ja tummanvihrean kiven, joka on albiittiporfyyrinen vihreakivi. Mafisen laavan päamineraaleina ovat vaalea amfiboli, albiitti ja kloriitti. Lisäksi siina on vahän kvartsia, biotiittia, epidoottia, titaniittia ja magnetiittia. Muodostumasta on tavattu paikoin pieniä kuparikiisurikkaita pesakkeitä. Kemialliselta koostumukseltaan tämä vihreäkivi on tholeiitti, mutta hieman Si0,-köyhempi kuin Vihreakivimuodostuma 1. Geofysikaalisesti vihreakiven magneettiset ominaisuudet vaihtelevat. Yleensä se on voimakkaasti magneettista ja erottuu geofysikaalisilla matalalentokartoilla sen molemmilla puolilla olevista, heikosti magneettisista sedimenteista. Silttikivimuodostuma Silttikivimuodostuman kivet ovat heterogeenisia ja hyvin hienorakeisia. Nämä yleensa punertavat liuskeet koostuvat alkuaan arkaosi-, savi- ja karbonaattipitoisista sedimenteista. Ne ovat heikosti paljastuneita ja sijaitsevat yleensa laaksoissa. Muodostuman sisäinen stratigrafia ei ole taysin yksiselitteinen. Kerrossarja alkaa Vihreäkivimuodostuma II päälle kerrostuneella hienorakeisella, usein kerroksellisella tai kerrallisella albiitti-kvartsi-kiilleliuskeella. Rakenteeltaan se on klastista tai blastoklastista. Kiven paamineraaleina ovat albiitti, kvartsi seka vaihtelevasti serisiitti, karbonaatti ja flogopiittinen kiille. Hematiittipigmentti antaa kivelle punertavan värisävyn. Muina aksessorisina mineraaleina tavataan zirkonia, turmaliinia ja apatiittia. Hyvin usein silttikivi on kvartsi-albiitti-karbonaattijuonien breksioimaa. Karbonaatin mäara vaihtelee ja silttikivessa on kapeita, epapuhtaita dolomiittikerroksia. Silttikivet ovat usein uudelleenkiteytyneita, jolloin kvartsi ja albiitti muodostzivat granoblastisen massan. Tämä piirre on ilmeisesti hydrotermisen muuttumisen tulosta. Silttikivimuodostumassa esiintyy paikoin lähes monomineraalista albiittikivea, joka on alkuperaltaan albiittiutunutta felsista tuffia tai zeoliittituffia. Tästä kivestä on käytetty nimitystä albiittituffi. Usein siina on dolomiittia porfyroblasteina. Kvartsi, serisiitti, biotiitti, zirkoni, apatiitti, turmaliini ja rutiili esiintyvät aksessorisina mineraaleina. Albiittituffi vaihettuu vähitellen albiitti-kvartsi-kiilleliuskeeksi. Paakkönen (1979) on kuvannut Kuusamon silttikivimuodostumasta amfibolirikkaita, kerroksellisia ja kerrallisia maasalpaliuskeita, jotka hän on tulkinnut tuffeiksi. Tutkimusalueelta ei vastaavia kiviä ole todettu. Silttikivimuodostuman yläosasta on tavattu karkeampirakeisia kvartsiitteja. Paikoin ne ovat puhtaita ortokvartsiitteja ja paikoin maasdpapitoisia. Virtakerroksellisuus on näissä yleistä. Silttikivimuodostuma on geofysikaalisesti heikosti magneettista, eikä se myöskään sisällä sahköisesti johtavia kivilajiyksiköita. Magneettisella harmaasavykartalla se näyttää olevan hieman magneettisempaa kuin Serisiittikvartsiittimuodostuma. Silvennoisen (1972) mukaan silttikivet ovat veteen kerrostuneita sedimentteja. Tyypillinen leikkaus kerrostumisjarjestyksessa on hänen mukaansa dolomiittinen silttikivi, paikoin breksioitunut albiittidiabaasi, saviliuske ja ortokvartsiitti, jossa on arkoosivalikerroksia. Pntrusiivikivet Albiittidiabaasijuonia on tavattu kaikista muista sedimenttimuodostumista paitsi amfiboliliuskemuodostumasta. Albiittidiabaasit ovat tunkeutuneet lähes konformisti sedimenttien valiin ja poimuttuneet niiden kanssa. Albiittidiabaasien zirkonin iäksi on saatu 2050 Ma (Silvennoinen ja muut, 1980). Albiittidiabaasit ovat differentioituneita ja niissä tavataan seuraava sarja: hornblendiitti - albiittidiabaasi - albitiitti - albiitti-karbonaattikivi. Paamineraaleina ovat albiitti, amfiboli, biotiitti, kloriitti ja karbonaatti. Aksessorisesti tavataan epidoottia, apatiittia, rutiilia, magnetiittia, ilmeniittiä seka rikki-, kupari- ja magneettikiisua. Rakenteeltaan diabaasit ovat ofiittisia ja varsinkin albiittivaltaiset muunnokset ovat väriltään punertavia. Albiittivaltaiset differentiaatiot ovat yleensa magnetiittirikkaita. Albiittidiabaaseissa on paikoin pieniä kuparikiisupesakkeitä. Albitiitteihin ja albiitti-karbonaattikiviin liittyviä pieniä uraanimineralisaatioita ovat kuvanneet Astala (1974) ja Paakkönen (1979). Albiittidiabaasit ovat liuskealueen geofysikaalisesti voimakkaimmin magneettinen kivilajiyksikkö. Ne näkyvät tummina ja pitkinä anomalioina harmaasavykartalla. Usein ne esiintyvät rinnakkaisina parvina serisiittikvartsiittimuodostuman yläosassa ja silttikivimuodostuman alaosassa. Kayla-Konttiaho -antikliinissa ne muodostavat oman yhtenäisen stratigrafisen yksikkönsä näiden kahden muodostuman valiin. Syeniittisia intruusioita ja juonia on tavattu ainoastaan silttikivimuodostumasta. Varsinkin juoniin liittyy voimakas ympäristön hydroterminen

14 muuttuminen. Vanhanen (1981) on kuvannut liuskealueen länsiosasta, graniitin kontaktin laheisyydesta syeniittisia kivia ja näihin liittyviä uraanimineralisaatioita. Hänen mukaansa kivet ovat montsoniitteja, albiitti-oligoklaasi- ja mikrokliinisyeniitteja. Syeniittisia kivia esiintyy myös Kitkan Uuniniemessa. Tasarakeinen syeniitti-intruusio on kooltaan noin 50 x 100 m. Paamineraaleina ovat albiitti, mikrokliini ja muskoviitti. Edellä mainitusta paikasta noin 500 m länteen Kitkan rannassa on alle 5 m leveä alkalisyeniittijuoni, joka on paljastuneena noin 50 m matkalla. Se koostuu akmii- tista, riebeckiitista, albiitista, mikrokliinista, karbonaatista ja flogopiitista. Kiven väri on silmiinpistävä vaihdellen kirkkaanvihreästä siniseen. Syeniittiset kivet ovat geofysikaalisesti selvasti magneettisia. Vastaavanlaisia syeniittisia juonia on todettu myös muualta Kuusamon liuskealueelta, varsinkin silttikiven selvasti magneettisista osista. Tämän tyyppisiä alkalikivia ei liuskealueella ole tarkemmin tutkittu, eikä niiden yleisyydestä ole tietoa. Liuskealueen lounaisosasta tunnetaan lisäksi Laivajoen ja Kortejarven karbonatiitti-intruusiot. Kuusamon liuskealueen kehitys aulakogeenina Mantereelliset repeämat (intra-continental rifts) ja aulakogeenit ovat rakenteita, jotka liittyvät erkanevien mannerreunusten (continental margins) kehittymiseen mantereen repeytymisen yhteydessä. Tällaisia ilmiöitä ovat laattatektoniseen malliin perustuen kuvanneet mm. Hoffman ja muut (1974), Burke (1977) ja Olade (1980). Seuraavassa esitettävä malli ja sen soveltaminen Kuusamon liuskealueelle perustuu pääosiltaan edellä mainittuihin tutkimuksiin. Mannerliikuntoj en, laattatektoniikan ja magrnatismin aiheuttajana pidetään yleisesti manttelin lampövirtausta ja sen vaikutuksesta tapahtuvaa mantteliaineksen ylöspain kohoamista (esim. Burke & Dewey, 1973). Astenosfaärinen mantteliaines (plume) kohoaa lämpöhäiriön aiheuttaman konvektiovirtauksen vaikutuksesta yläpuolella olevaan litosfäariin ja aiheuttaa kuoren doomiutumista (Neugebauer & Branner, 1978). Konvektion lämpövaikutus ei jakaudu vyöhykkeessä tasaisesti, vaan jyrkemmän lampögradientin kohdissa ja ylöspain kohoavassa mantteliplumessa tapahtuu paineen aletessa sulamista. Tällainen kuumapiste (hot-spot) aiheuttaa kuoren paikallista kohoamista, mikä johtaa ns. kolmoisrepeämän (triple junction) syntyyn. Kuoreen syntyneitä murroksia pitkin purkautuvat magmat ovat paaasiassa joko tholeiittisia tai alkalisia ja tholeiittisia. Kuumapisteen muodostumiseen saattaa liittya mantteliperäisten magmojen lisäksi myös merkittävää kuoren sulamista, jolloin purkautuu alkalisia tai peralkalisia laavoja tai syntyy anortosiitteja. Mikäli kuoren sulaminen on laajaa, se usein johtaa doomin kehityksen pysähtymiseen ja kuumapisteen sammumiseen (Burke & Whiteman, 1973). Doomiutumisen seurauksena maankuori murtuu ja kolmoisrepeamiin syntyy graben- ja horstirakenteita yhdensuuntaisia siirroksia pitkin. Täs- sä vaiheessa siirrokset ovat paaasiassa normaalisiirroksia. Kolmoisrepeämän synnyttya osa haarakkeista jaa avautumatta valtamereksi ja syntyy ns. kehittymattömia haaroja (failed arms). Tallaiseen haaraan syntyy joko transform-siirros tai se kehittyy kauaksi mantereelle ulottuvaksi aulakogeeniksi (Burke, 1977). Sedimentaatiota ja magmatismia tapahtuu repeytymävaiheesta lähtien. Magmatismin tektoninen kontrolli on tässä vaiheessa ilmeinen ja alkalinen luonne on vallitseva. Aulakogeenin kehitykselle on olennaista repeämaaltaiden (rift valley basins) voimakas vajoaminen ja sedimentaatio, joka on seka mantereellista, merellistä että näiden välimuotoa. Tyypillisiä merellisen transgressio-regressiovaiheen sedimentteja ovat karbonaatit, areniitit ja merkelit. Jatkuvan magmaattisen aktiivisuuden merkkinä tavataan vulkaanisia ja pyroklastisia kivia sedimenttien valikerroksina. Viimeistään vajoamisvaiheessa kuumapiste yleensä sammuu. Syynä saattaa olla joko laatan kulkeutuminen pois kuumapisteen päältä tai vajoamisen seurauksena tapahtuva manttelimagman kontaminoituminen kuoriaineksen kanssa. Tällaisen kontaminaation seurauksena syntyy andesiittisia, rhyoliittisia ja alkalisia kiviä (Kröner, 1985). Vajoamisvaiheelle ovat tyypillisiä reverssisiirrokset ja näin syntyvän sivupuristuksen seurauksena sedimentit poimuttuvat. Kahteen repeämahaaraan syntynyt meriallas saattaa sulkeutua, jolloin törmäyksen seurauksena aulakogeeni poimuttuu ja syntyy transcurrentsiirroksia. Tähän vaiheeseen saattaa liittya molassifasieksen sedimentaatiota. Aulakogeenille on tyypillistä myöhempi aktivoituminen, joita edustavat vulkanismi ja sedimentaatio seka siirrokset. Fennoskandian kilpi kratonisoitui arkeeisella kaudella ( Ma) ja syntyi graniittinen kuori seka myöhäisarkeeiset vihreäkivivyöhykkeet.

15 Tällaisia tapahtumia edustaa mm. Kuhmo-Suomussalmen vihreäkivivyöhyke Kainuussa. Noin Ma sitten manttelin lampövuon seurauksena Kuusamon alueelle syntyi kuumapiste, joka lienee sijainnut Sallan vihreakiven kohdalla. Kuusamon kuumapiste on osa luodekaakkosuuntaista, läpi Lapin kulkevaa kuumapistevyöhyketta, johon ovat syntyneet ainakin osa Pohjois-Norjan, Keski-Lapin ja Neuvosto-Karjalan varhaisproterotsooisista vihreakivivyclhykkeista. Osittain sulan magman kohotessa maankuori doomiutui ja särkyi. Tässä vaiheessa mantereelle, arkeeisen graniittigneissin päälle purkautui ns. platform-faasin tholeiittista laavaa (Vihreakivimuodostuma 1). Kerrosintruusiot ovat todennaköisesti tunkeutuneet doomiutumisen loppuvaiheessa syntyneisiin maankuoren halkeamiin. Vihreakivimuodostuma 1 edustaa mahdollisesti kerrosintruusiomagmatismin pinnallista vaihetta. Ohut ja epayhtenainen pohjakonglomeraatti on hieman vihreäkiveä vanhempaa. Muita selvään diskordanssiin viittaavia konglomeraatteja ei tunneta. Välittömästi purkauksen jälkeen syntyi kolmoisrepeama ja repeamahaarakkeet alkoivat vajota. Vajoamiseen liittyen alkoi sedimentaatiovaihe, jonka keskeyttivät sisäiset vulkaaniset purkaukset. Kolmoisrepeaman koillishaaraan näyttää syntyneen transform-siirros. Luoteiseen haaraan avautui mahdollisesti meri ja lounaiseen haaraan kehittyi Kuusamon aulakogeeni. Serisiittikvartsiitti- ja silttikivimuodostumat edustavat sedimentaatiovaihetta. Vihreakivimuodostuma II1 edustaa ilmeisesti alkavaa erkautumisvaihetta. Taman vaiheen laavat ovat titaanirikkaita ja edustavat valtamerien keskiselanteiden tholeiittisia basaltteja. Meren aukeaminen kuitenkin keskeytyi joko laatan siirtymisen tai kuumapisteen sammumisen vuoksi ja tapahtui voimakasta vajoamista. Taman aulakogeenivaiheen sedimentteja edustavat Ortokvartsiitti- ja Arnfiboliliuskemuodostumat yhdessä dolomiittisten jäsenten kanssa. Tähän vaiheeseen liittyy transcurrent-siirroksia ja näiden synnyttämiä horstirakenteita, jotka ilmeisesti osaltaan selittävät Kuusamon liuskealueella yleiset synformi- ja antiformirakenteet. Mafiset kerrosintruusiot seka alkaliset intruusiot ovat tyypillisiä kuumapisteen aiheuttamalle repeämäalueelle (vrt. Olade, 1980). Koillismaan ja Naränkavaaran kerrosintruusiot seka näitä yhdistävä pintaanpuhkea- maton juoni edustavat kuumapisteeseen liittyvää mafista magmatismia samoin kuin Peräpohjan liuskealueen eteläpuolella olevat kerrosintruusiot. Kuusamossa Vihreakivimuodostuma 1 edustanee kerrosintruusiomagmatismin pintapurkausta. Toisaalta Silvennoinen ja muut (1980) ovat esittäneet Vihreakivimuodostuma II vastaavan tätä purkausvaihetta. Aulakogeenin syntymisen loppuvaiheessa on tapahtunut transcurrent-siirrosten reaktivoitumista, jota ilmeisesti edustavat Kortejarven ja Laivajoen 2020 Ma vanhat karbonatiitti-intruusiot (Vartiainen & Woolley, 1974). Kuusamon liuskealueella graniittiset intruusiot ovat harvinaisia. Sen sijaan välittömästi liuskealueen länsipuolella alkaa laaja, noin 1800 Ma (Huhma, 1986) vanha Keski-Lapin graniittialue. Tämä edustaa ilmeisesti uudelleen aktivoitunutta aluetta, jossa on tapahtunut huomattavassa maarin maankuoren osittaista sulamista (Lauerma, 1982). Tällöin läntiset osat liuskealueesta ovat tuhoutuneet. Graniittiutuminen ilrneisesti myös erotti Kuusamon ja Peräpohjan liuskealueet toisistaan. Burke ja muut (1977) ovat todenneet yleisesti, että tällainen prosessi on tyypillinen myöhaisempi vaihe aulakogeenien kehityksessä. Sovitettaessa Burken ja muiden (1977) esittämää mallia tyypilliselle aulakogeenille, Kuusamon liuskealueelta voidaan havaita seuraavat luonteenomaiset piirteet: (1) Liuskealue alkaa platform-alueen reunalta ja ulottuu noin 150 km (yli 300 km Peräpohjan liuskealue mukaanluettuna) kratonin sisään; (2) Se koostuu paksusta heikosti poimuttuneesta sedimenttisarjasta, joka on koillisessa yli 2500 m ja lounaassa m paksu; (3) Liuskealue avautuu platform-alueen reunalle, jota edustaa luodekaakkosuuntainen uudelleen aktivoitunut blokkiraja erottaen myös arkeeiset Belomoridit ja Karelidit toisistaan; (4) Aulakogeeni on säilynyt kauan aktiivisena vyöhykkeena, jota vaihetta Kuusamossa on kestänyt ainakin 500 Ma; (5) Liuskealue on ollut alkuvaiheessa kapea siirrosten rajaama vajoama-allas, jota uudet siirrokset ovat myöhemmin laajentaneet; (6) Sedimentaatioon vaikuttaneiden horstien esiintyminen on yleistä ja tämä nakyykin toistuvana antiformi-synformirakenteena; seka (7) Sedimenttiyksiköille tyypilliset dolomiittikerrokset edustanevat uudelleenkiteytyneita evaporiittej a.

16 Seuraavissa kappaleissa kasitellaan Kuusamon malmiesiintymien geologiaa. Niille on yhteistä se, että niiden sivukivet ovat vaihtelevasti hydrotermisesti muuttuneita. Hydrotermista muuttumista käsitellään tarkemmin myöhemmin, mutta seuraavassa määritellään lyhyesti esiintymien kuvauksen yhteydessä käytettävää terminologiaa. Hydroterminen muuttuminen voidaan jakaa kahteen ryhmään. Vanhempaa edustaa spiliittiytyminen ja diageneesiin liittyvä muuttuminen. Tahän tapahtumaan ei liity merkittävää malminmuodostusta. Nuorempi muuttuminen liittyy malminmuodostukseen tai edeltää välittömästi tätä. Tarkeimmat tähän vaiheeseen liittyvät muuttumistapahtumat on jaoteltu vallitsevan mineraalin muodostaman kationin mukaan Na-, Mg-Fe- ja K-metasomaattisiin kiviin. Usein nämä ovat paallekkai- sia. Kvartsiutuminen ja karbonaattiutuminen ovat edellisia nuorempia tapahtumia. Na-metasomaattisissa kivissa vallitseva mineraali on albiitti, Mg- Fe-metasomaattisissa kloriitti, biotiitti, amfiboli, talkki seka harvemmin muut Mg-Fe -mineraalit. K-metasomaattisissa kivissa vallitsevat serisiitti ja biotiitti. Hydrotermisesti muuttuneet kivet on nimetty tyypillisten mineraalien mukaan. Kuusamon malmiesiintymat on jaettu kolmeen pääryhmään perustuen vallitsevien oksidi- ja sulfidimineraalien seka arvometallien esiintymiseen: (1) uraaniesiintymat, (2) rautasulfidiesiintymät ja (3) Au-Co-U -pitoiset sulfidiesiintymat. Geneettisesti esiintymat ovat lähisukulaisia ja erot johtuvatkin lähinnä paikallisista fysikaalisten ja kemiallisten olosuhteiden vaihtelusta. Uraaniesiintymat Uraaniesiintyrnissa uraanimineraalit ovat vallitsevia, ja sulfidit puuttuvat tai niitä on vain erittäin vähän. Esiintymat ovat syntyneet samojen hydrotermisten prosessien tuloksena kuin sulfidiesiintymat tai ainakin metallien rikastuminen niissä on näiden prosessien tulosta. Kuusamon uraaniesiintymista on Vanhanen (1989a) esittänyt yhteenvedon. Kouvervaaran uraaniesiintyma Kouvervaaran sulfidiesiintymasta noin 500 m etelään on serisiittikvartsiittimuodostumassa kapea, noin 3 km pitkä kerrosmyötainen uraaniesiintyma. Kvartsiittinen isäntakivi on vaihtelevasti, usein voimakkaasti albiittiutunut. Esiintymän paamineraalina on uraniniitti, joka esiintyy joko pallomaisina raekasaumina tai yhteenkasvettumina rutiilin, magneettikiisun, rikkikiisun, linneiitin, branneriitin ja sekundaaristen uraanimineraalien kanssa (Vuokko, 1988). Vuokon (1988) mukaan osa uraanimineralisaatiosta on rikastunut albiittiutumisen aiheuttaman remobilisaation seurauksena. Sulfidimineralisaatioista tavatut uraanirikastumat ovat myös hydrotermisten liuosten kuljettamia. Kysymys siitä, ko uraani peräisin Kouvervaaran tyyppisista uraanipitoisista sedimenteista vai syvemmältä maankuoresta, on avoin. Muita uraaniaiheita Vuorelainen ja muut (1964) ovat mineralogisesti kuvanneet Juumasta albiittidiabaasin albitiittiseen osaan liittyvää uraanimineralisaatiota. Esiintyrnasta on tavattu viisi uutta nikkeliselenidia. Uraniniitin, davidiitin ja branneriitin lisäksi siinä esiintyy pienia määriä sulfideja ja tellurideja. Mineralisaation ulkopuolella esiintyvä rikkikiisu voi sisältää kobolttia jopa 3 9%. Läheltä Oulangan kylää Sallassa Astala (1974) on kuvannut uraniniittia ja davidiittia sisältävää Sarvisuvannon esiintymaa differentioituneessa albitiitti-albiittidiabaasikerrosjuonessa. Myös Paakkönen (1979) on kuvannut Rukatunturin pohjoispuolelta vastaaviin kiviin liittyviä pieniä, davidiittia ja uraniniittia sisältäviä uraaniesiintymia. Vanhanen (1981) on kuvannut liuskealueen graniittiutuneesta osasta suonigneisseihin, montsoniitteihin ja syeniitteihin liittyviä Simonkorven uraanimineralisaatioita, joissa on todettu myös kohonneita kultapitoisuuksia. Rautakiisuesiintymat Mäntyvaaran, Pikku-Hyypiön, Kotalammen ja Saarikosken rautakiisuesiintymat sijaitsevat seri- siittikvartsiittimuodostumassa. Nämä kaikki neljä tunnettua esiintymaa sijaitsevat liuskealueen ete-

17 läosassa (Kuva 2, no 3-6), itä-länsisuuntaisessa antiformirakenteessa. Esiintymistä kaksi näkyy geofysikaalisesti heikkoina mutta selvina sähköisina johteina matalalentokartoilla heikon magneettisen anomalian yhteydessä. Kahden muun indikaatiot ovat tuskin havaittavia, minkä perusteella alueella saattaa olla useita paikantamattomia esiintymia. Sen sijaan maanpintamittauksissa kaikki näkyvät selvina johteina ja osa myös magneettisina anomalioina. Mineralisaatiot ovat selvärajaisia ja pienikokoisia. Pituus ja syvyys ovat yleensä huomattavasti suurempia kuin paksuus, joten esiintymät ovat muodoltaan voimakkaasti litistyneitä putkia tai laattoja. Tunnetut esiintymät ovat pystykaateisia. Isäntäkivien hydroterminen muuttuminen on mineralisaatioissa selvää, mutta se on osin kehittynyt epätäydellisesti. Lähes ainoa muuttumisilmiö on albiittiutuminen, johon liittyy heikkoa karbonaattiutumista. Muuttuneet kivet ovat kvartsimäärältään vaihtelevia albiitti-kvartsikiviä. Muutamassa esiintymassa on havaittavissa heikkoa Mgmetasomatoosia, jota ilmentää amfiboliporfyroblastien esiintyminen albiitti-kvartsi-karbonaattiperusmassassa. Malmimineralogialtaan esiintymät ovat yksinkertaisia. Vallitsevana sulfidina niissä esiintyy ainoastaan rikkikiisua ja/tai magneettikiisua. Muutamassa esiintymässä kuparikiisu on yleinen ja paikoin esiintyy kobolttipentlandiittiliekkejä magneettikiisussa. Taloudellisesti nämä ovat merkityksettömiä. Seuraavassa kuvataan yksityiskohtaisesti Mäntyvaaran sekä yleisluontoisesti Pikku-Hyypiön, Saarikosken ja Kotalammen esiintymiä. Mantyvaara Mäntyvaaran rautakiisuesiintymä sijaitsee Serisiittikvartsiitin yläosassa kiilleliuskeen kontaktissa. Mineralisoituneen osan pintaleikkaus on 15 x 100 m ja se ulottuu lahes pystysuorana, litistyneenä piippuna 80 m:n syvyyteen. Kiisuuntuman isäntäkivenä on albiittiutunut kvartsiitti. Minerdisaation jalkapuolella on klastista ja kerroksellista serisiittikvartsiittia, jossa kiille- ja kvartsirikkaat kerrokset vuorottelevat. Fuksiittia esiintyy läpimitaltaan alle 2 mm:n suuruisina tähtimäisina sykeröinä. Kapeat kiisuttomat kvartsi-albiitti-karbonaattijuonet leikkaavat serisiittikvartsiittia, joka on hieman albiittiutunut juonten läheisyydessä, muuten kivi on muuttumatonta. Kattopuolella on karbonaattipitoinen serisiittiliuske, joka mineralisaation kontaktissa on kloriittiutunut noin 1 m matkalta. Tämän yläpuolel- la ei malminmuodostus ole kiveen vaikuttanut. Kivi on kerroksellista, voimakkaasti liuskeista ja rakenteeltaan lepidoblastista. Mineralisoitunut kivi on vaihtelevasti albiittiutunutta serisiittikvartsiittia. Muuttuneen kiven alakontakti on vähittäinen albiittiutumisasteen kasvaessa ylöspäin, jolloin albiitti-kvartsikivi muuttuu albiittikiveksi. Kiisuuntuneen osan paksuus on noin 15 m ja sen kontaktit ovat teräviä. Molemmissa kontakteissa on 0.5 m massiivista kiisua. Muualla sulfidit esiintyvät vaihtelevana pirotteena ja kapeina massiivisina raitoina. Harmemineraaleina on albiitin ja kvartsin ohella vahan serisiittiä, fuksiittia ja rutiilia. Kiisuuntuma ja hydroterminen muuttuminen rajautuvat yläosastaan terävästi serisiittiliuskeeseen. Esiintymän malmimineralogia on yksinkertainen. Yleisin sulfidimineraali on magneettikiisu, joka on monokliinista ja magneettista. Massiiviset raidat ovat lahes puhdasta magneettikiisua. Rikkikiisu esiintyy kuutiollisina porfyroblasteina. Kuparikiisua on tasaisesti mutta vahan. Ainoa kobolttimineraali on magneettikiisussa liekkeinä esiintyvä kobolttipentlandiitti. Syväkairauksissa mineralisaation lävistyksen keskimääräinen metallipitoisuus on noin 0.1 % Cu ja yli 10 % S. Kobolttipitoisuus on lievästi taustapitoisuutta korkeampi, keskimääräinen se on alle 400 ppm ja Co/Ni -suhde on noin 3. Kultaa ei sitä vastoin analyyseissa ole todettu. Pikku-Hyypiö Pikku-Hyypiön esiintymä on noin 3 m leveä ja geofysikaalisten maastomittausten perusteella useita satoja metrejä pitkä. Syvyysulottuvuuden arviointi on vaikeaa, mutta yhden syväkairausreiän perusteella se ulottuu ainakin yli 50 m:n syvyyteen. Mineralisaatio on lahes pystyasentoinen, kaatuen noin 80" pohjoiseen ja se sijoittuu serisiitti-biotiitti-kloriittiliuskeeseen. Stratigrafisesti esiintymän alapuolella oleva kivi sisältää keskimääräistä runsaammin kvartsia ja yläpuolella vastaavasti runsaammin kiillettä. Luonteeltaan se on grauvakkamainen, kerroksellinen sedimentti, jossa esiintyy satunnaisesti rikkikiisukiteitä. Mineralisaatio sijaitsee vaihtelevasti albiittiutuneessa albiitti-biotiitti-kloriittikivessä. Sulfideja esiintyy kohtalaisesti liuskeisuuden suuntaisena pirotteena. Magneettikiisu on vallitseva. Rikkikiisu esiintyy pääasiassa pirotteena. Kuparikiisua on vahan ja anomaalisia kuparipitoisuuksia lukuun ottamatta esiintymä ei sisällä arvo- eikä jalometalleja.

18 Saarikoski Saarikosken esiintyma sijaitsee myös biotiittiserisiittiliuskeessa. Pirotemineralisaatio esiintyy vaihtelevasti albiittiutuneessa kivessä, jossa albiitin, kvartsin ja karbonaatin määrät vaihtelevat. Paikoin esiintyy amfiboliporfyroblasteja ja serisiittia, jotka myös ovat hydrotermisen muuttumisen tulosta. Mineralisaatio sisältää noin 30 m mat- kalla heikkoa, paikoin kohtalaista rikkikiisupirotetta seka satunnaisesti magneettikiisua ja kuparikiisua. Arvometallipitoisuudet ovat hyvin alhaisia. Esiintyma sijaitsee aivan Serisiittikvartsiittimuodostuman yläosassa, noin 40 m Vihreakivimuodostuma II alapuolella. Toinen vastaavan tyyppinen mineralisaatio on paikannettu syvakairaamalla Kotalammella. Au-Co-U -pitoiset sulfidiesiintymat Tähän ryhmään kuuluvat esiintymat, joissa koboltti ja kulta seka paikoin uraani ovat selvästi rikastuneet vaihtelevasti yhdessä muiden harvinaisten metallien kanssa. Tässä työssä yksityiskohtaisesti kuvattavat esiintymat ovat Juomasuo, Kouvervaara, Sivakkaharju ja Konttiaho seka Apajalahti, Lemmonlampi, Saynavaara, Ollinsuo, Kantolahti, Meurastuksenaho ja Pohjasvaara. Naista ei kuitenkaan Kouvervaaran sulfidiesiintymaan, Apajalahteen, Lemmonlampeen, Ollinsuohon, Kantolahteen eikä Pohjasvaaraan ole todettu liittyvän uraanin rikastumista. Au-Co-U -pitoiset sulfidiesiintymat Kuusamossa voidaan jakaa kahteen seuraavaan aarityyppiin, joiden välille kaikki muut sijoittuvat: 1. Syrjaytysmalmityyppi, jossa mineralisaatio sijoittuu plastisen deformaation serisiittiytymisja kloriittiutumisvyöhykkeisiin, tyyppiesimerkkina on Juomasuo. Esiintymat ovat ruhjeen suunnassa jatkuvia ja liuskeisia, litistyneita ja selvarajaisia putkia. 2. Breksiatyyppi, jossa mineralisaatio sijoittuu hauraan deformaation karbonaatti- ja kvartsiaineksen breksioimiin hydroterrnisiin piippuihin, tyyppiesimerkkinä on Konttiaho. Juomasuo Juomasuon sulfidiesiintymat (Pankka, 1989) sijaitsevat Kaylan kylän itäpuolella, Kayla-Konttiaho -antikliinin pohjoispaassa (Kuva 2, No 16-17). Esiintymät sijoittuvat Serisiittikvartsiittimuodostumaan, ja niitä kontrolloi antikliiniakselia jyrkästi leikkaava WNW-ESE -suuntainen ruhjesysteemi. Alueelia esiintyy drumliineja, mistä johtuen puhkeamien päällä on usein yli 10 m moreenia. Esiintymat näkyvät geofysikaalisilla matalalentokartoilla noin 800 m pitkänä sähköisena reaalijohteena, johon usein liittyy myös magneettinen anomalia. Maanpintamittauksissa lentoanomalia jakaantuu useaksi erilliseksi johteeksi kahden ti- hentyman alueelle, joita erottaa toisistaan 250 m:n johtamaton alue. Itäisessä tihentymassa on kaksi ja läntisessä kuusi VLF-R-mittauksessa näkyvää johdetta. Kaikkien johteiden aiheuttajana on sulfidimineralisaatio. Malmipotentiaalisten yksiköiden osalta Juomasuon ympäristö on heikosti paljastunut. Malmipotentiaalisia yksiköitä rajaavat kattopuolella geofysikaalisten matalalentokarttojen perusteella magneettiset kerrosmyötaiset albiittidiabaasijuoniparvet. Kerroksellisuudet ovat yleensä lähes pystyja. Kairaustietojen perusteella kerrosrakenteet nayttavat kaatuvan 60-90" kaateella etelään, joten paikallisesti stratigrafiset yksiköt ovat ylösalaisin. Kairauksessa on todettu seka malmin jalka- että kattopuolelta muuttumattomia tai hyvin heikosti muuttuneita serisiittikvartsiitteja ja serisiittiliuskeita. Sedimentteihin on tunkeutunut konformeja mafisia tai ultramafisia juonia, jotka ovat voimakkaasti muuttuneita. Tämän vuoksi niiden alkuperäistä koostumusta on vaikea määrätä. Osa muuttuneista kivista on mikroskooppisten rakenteiden perusteella alkuperältään intermediaarisia ja felsisia vulkaniitteja, todennäköisimmin kvartsimaasalpaporfyyreja. Juomasuon itäiset rautasulfidiesiintymät Itäisten mineralisaatioiden isäntakivet ovat voimakkaasti hydrotermisesti muuttuneita, joskin muuttuminen on ollut yksinkertaista. Paaasiallinen muuttumisprosessi on ollut Na-metasomatoosi, jota edustavat albiitti-kvartsikivet ja albiittikivet. Paikoin näissä on amfiboliporfyroblasteja, kloriittia ja biotiittia, jolloin kiveen on tullut metasomaattisesti lisää magnesiumia. Biotiitin esiintyminen osoittaa kaliumlisaysta. Albiittiutumiseen liittyy vähäistä karbonaattiutumista. Paikoin malminmuodostuksen yhteydessä on todettu myös kvartsiutumista. Muuttuneiden sedimenttisten kivien lisäksi on kiviä, jotka mikroskooppisten rakenteiden perusteella ovat vulkanogeenisia. Tällaisia ovat laava-

19 4125Ohm-m Ohm-m nlijl Ohrn -m Kuva 3. Geofysikaalinen VLF-R-ominaisvastuskartta, Juomasuo. Malmiot: A-E, joista A = paamalmi. Fig. 3. Geophys~cal VLF-R resistivity map of the Juomasuo deposit. A-E = ore bodies, of which A = nzain body. rakenteiset ja subofiittiset, hienorakeiset albiittiamfiboli- ja albiittikivet, joita esiintyy ainakin 20 m paksuna kerrostumana malmin alapuolella; Albiittiutumista lukuunottamatta hydroterminen muuttuminen nakyy vain leikkaavina kapeina albiitti-kvartsi-karbonaattijuonistoina. Mineralisaation jalkapuolella on myös talkki-kloriittikiveä, joka alunperin on cillut mafinen tai ultramafinen subvulkaaninen kerrosjuoni. Mineralisaatio on rautakiisuvaltaista eikä siihen liity kuparia lukuunottamatta merkittävää arvometallien rikastumista. Sulfidirikkaissa osissa kupari on selvasti rikastunut, pitoisuuksien ollessa % Cu, korkeimmillaan jopa 1 % Cu yhden metrin syväkairauslävistyksessä. Kobolttipitoisuus on hieman kohonnut vaihdellen välillä ppm. Kultaa esiintyy hyvin satunnaisesti anomaalisina pitoisuuksina 0.1 g/t Au. Kiisuja esiintyy vaihtelevasti heikosta pirotteesta kapeisiin massiivisiin raitoihin. Magneettikiisu ja kuparikiisu esiintyvat sulfidirikkaamrnissa osissa, kun taas rikkikiisu esiintyy näiden ulkopuolella omamuotoisena pirotteena. Juomasuon itäiset esiintyrnat kuuluvat rautakiisuuntumatyyppiin ja ovat luonteeltaan syrjäytysmalmiesiintymia. Juomasuon läntiset esiintymat Läntisten mineralisaatioiden puhkeamat sijaitsevat drumliinin alla, alueella jossa maapeitteen paksuus on yleensä 10 m. Geofysikaalisissa VLF- R-mittauksissa on todettu kuusi erillistä johdetta 300 x 500 m alueella (Kuva 3). Sähköisen kartan perusteella on todettavissa kaksi mineralisoiturnista kontrolloivaa suuntaa. Pääsuunta on luoteiskaakkoinen ja heikompi tätä vastaan kohtisuora. Myös syväkairauksen perusteella esiintymat noudattavat naita suuntia. Hydrotermisesti muuttuneista sivukivistä yleisimpiä ovat albiittikvartsikivet ja albiittikivet, jotka ovat keskittyneet malmin kattopuolelle (Kuva 4). Malmin jalkapuolella on albiitti-arnfibolikivea, jota tavataan paikoin myös kattopuolelta. Malmin läheisyydessä on usein sekä katto- että jalkapuolella talkki-kloriittikiveä, joka on alunperin ollut mafista subvulkaanista kivilajia. Malmin välitön isäntäkivi on serisiitti-kloriitti-biotiittikivi. Seuraavassa kuvataan yksityiskohtaisesti Juomasuon esiintymään liittyviä kivilajeja. [Y3 SERISIITTI- TALKKIKIVI KLORIITTI- KLORIITTIKIVI ALBIITTI- MALMI AMFIBOLIKIVI / ALBIITTI-KVARTSI- IRTOMAA KARBONAATTIKIVI Kuva 4. Poikkileikkaus sulfidiesiintyman keskiosasta, Juomasuo. Syvakairauksen paaprofiili Pankan ja Vanhasen (1989) mukaan. Fig. 4. Cross section of the central part of the Juomasuo deposit (modified after Pankka & Vanhanen, 1989). Main drill profile of the A ore body. Albiitti- ja albiitti-kvartsikivet Albiittiutumisaste kasvaa selvasti malmia lähestyttäessä, jolloin kivilajit vaihettuvat lähes muuttumattomasta serisiittikvartsiitista albiittikvartsikiven kautta albiittikiveksi. Kvartsirikkaissa kivissa haamumaiset kerrosrakenteet ovat yleisiä. Päämineraalien lisäksi näissä kivissa esiintyy vahäisia määriä magnesiumrikasta biotiittia, serisiittiä, kloriittia, fuksiittia ja karbonaattia. Paikoin albiitti ja kvartsi esiintyvat hajarakeina, jolloin perusmassa on rakenteeltaan subofiittista. Rakenteeltaan kivet ovat granoblastisia ja voimakkaasti hitsautuneita. Väriltään albiitti-kvartsikivet ovat 1ahes valkoisia, harmahtavia, ruskehtavia ja punertavia. Kapeat albiitti-kvartsi-karbonaattijuonet

20 leikkaavat albiittiutuneita kiviä. Mikäli juoniverkosto on tiheä, saa kivi breksiamaisen rakenteen. Albiittiutuneet kivet ovat harvoin mineralisoituneita, eivätkä ne yleensä sisällä arvometalleja. Yleisin ja lähes ainoa sulfidimineraali on rikkikiisu, joka esiintyy omamuotoisina tai pyöristyneina rakeina seka ns. kukkakaalirakenteisina raekasaumina. Suuremmissa rikkikiisurakeissa on usein runsaasti albiitti- ja kvartsisulkeumia, mikä osoittaa rikkikiisurakeiden syntyneen albiittiutumisen jälkeen. Albiittiutuneissa kivissa on paikoin myös magnetiittipirotetta joko rikkikiisun kanssa tai yksin. Alkuperältään albiittiutuneet kivet ovat haamumaisten reliktisten rakenteiden perusteella osaksi sedimenttisia ja osaksi todennaköisesti felsisia tuffeja tai porfyyreja. Albiittiutuminen on edeltänyt malminmuodostusta. Albiitti-anzz fibolikivet Albiitti-amfibolikivea esiintyy paaasiassa malmin jalkapuolella välittömästi sen kontaktissa, mutta sitä on myös malmivyöhykkeen ylapuolella. Paamineraaleina on vaihtelevasti albiittia, amfibolia, karbonaattia, kvartsia, magnesiumrikasta biotiittia, serisiittia ja kloriittia. Amfiboli (tremoliitti) esiintyy lähes ainoastaan porfyroblasteina kerroksina ja raitoina albiitti-, kvartsi- ja karbonaattivaltaisessa kivessä. Sulfideja on satunnaisesti vähän. Omamuotoinen rikkikiisu on paaasiallinen malmimineraali. Albiitti-amfibolikivet ovat syntyneet albiitti- ja albiitti-kvartsikivista magnesiumlisayksen seurauksena. Kivet ovat myös hieman karbonaattiutuneita ja paikoin serisiittiytyneita. Talkki-kloriittikiviä on seka malmin jalka- että kattopuolella. Alkuperältään ne ovat mafisia tai ultramafisia subvulkaanisia kerrosjuonia. Silikaattimineraaleina on vaihtelevasti talkkia, kloriittia, amfibolia, karbonaattia seka reunaosissa biotiittia, albiittia ja kvartsia. Amfiboli (tremoliitti) esiintyy porfyroblasteina tai neulasina. Talkki ja kloriitti ovat hienorakeisena, liuskettuneena massana, mutta talkkia on myös kapeina, puhtaina, liuskeisuuden suuntaisina saumoina. Näiden kerrosjuonimaisesti esiintyvien kivien reunaosat ovat biotiittirikkaita. Rikkikiisua esiintyy satunnaisesti kiteina ja ne ovat syntyneet magnetiitin pyriittiytymisen seurauksena, sillä ne sisältävät magnetiittireliktej a. Talkki-kloriittikivien nykyinen mineraalikoostumus on syntynyt hydrotermisen toiminnan tuloksena. Karbonaattiutuminen ja hydrautuminen on vaikuttanut läpi koko kiven. Kerrosjuonien sisaosissa CO,- ja H,O-lisäystä lukuunottamatta ei ole tapahtunut muiden alkuaineiden lisäysta. Sen sijaan reunaosiin on tullut huomattava kaliumin, piioksidin ja natriumin lisä todennaköisesti runsausjarjestyksessa. Tätä osoittaa biotiitin, kvartsin seka albiitin runsaus verrattuna sisaosan kiveen. Malminmuodostus Juomasuolla rajautuu teravasti serisiitti-kloriittikiviin. Näissä paamineraaleina on serisiitin, kloriitin ja kvartsin ohella vaihtelevasti biotiittia ja albiittia. Serisiittia on hienorakeisina, suuntautuneina raitoina kvartsikasaumien välissä. Kvartsi on polygonisesti rakoillutta ja paikoin siina on havaittavissa lamellaarista taitekerroinvaihtelua. Biotiitti on pääasiassa porfyroblasteina. Kloriitti on yhteenkasvettumina serisiitin kanssa ja sen määrä on kivilajiyksikön jalkaosassa selvasti suurempi kuin katto-osassa. Usein kloriittipitoisissa vyöhykkeissa omamuotoinen magnetiitti on tyypillinen aksessorinen mineraali. Albiittia on relikteina kontaktivyöhykkeissa. Kivi on voimakkaasti serisiittiytynyt ja kvartsiutunut seka rakenteeltaan hitsautunut ja paikoin siinä on myös kapeita leikkaavia kvartsi-albiittijuonia. Rakenteeltaan kivi on raitainen, mikä nakyy serisiitti- ja kvartsirikkaiden raitojen vuorotteluna. Kemiallinen vaihtelu esiin tymassa Juomasuon syvakairausreiasta R320 on tehty 11 silikaattianalyysia erilaisista hydrotermisesti muuttuneista kivista, jotka on esitetty profiilina kuvassa 5. Hydroterminen muuttuminen mineralisaatiossa ja sen ympäristössä on ollut niin lapikotaista, että muuttuneen kiven alkuperää ei pysty varmuudella määrittämään. Syvakairauksessa on kuitenkin todettu kauempana malmista heikommin albiittiutunutta kiveä, jossa on reliktista klastista rakennetta. Tämän perusteella on oletettu, että hydrotermisesti muuttunut kivi on ollut alunperin serisiittikvartsiittia. Petrologisten havaintojen perusteella Serisiittikvartsiittimuodostuma on koostumukseltaan vaihteleva, joten myös Juomasuon muuttuneet kivet ovat saattaneet olla koostumukseltaan hyvin vaihtelevia. Seuraava kemiallinen vertailu perustuu olettamukseen, että alkuperainen kivi on ollut suhteellisen homogeenista serisiittikvartsiittia. SiO,-pitoisuus kuvastaa selvasti kiven muuttumisastetta. Siirryttäessä kvartsirikkaammasta ki-

21 vestä voimakkaammin muuttuneisiin kiviin Si02-pitoisuus laskee noin 65 %:iin. Pitoisuus säilyy tasaisena malmin alakontaktiin, jossa karbonaatin lisäyksen seurauksena se laskee alle 60 %:n. A120,-pitoisuus on korkea ja suhteellisen tasainen albiitti- ja serisiittikivissä ja laskee kloriittisekä amfibolipitoisuuden kasvaessa. Alhaisin se on heikosti muuttuneessa kvartsi-albiittikivessä. Rautaoksidipitoisuus seuraa mafisten mineraalien määrää. Mineralisoituneissa vyöhykkeissä korkeat pitoisuudet johtuvat rautakiisuista ja magnetiitista. MgO noudattaa pääpiirteissään rautaa. Poikkeamat johtuvat kloriitin määrän vaihtelusta. Sitä vastoin Fe- ja Mg-pitoisuudet ovat hyvin alhaisia albiittikivissä. CaO-pitoisuuden vaihtelu kuvastaa karbonaattien esiintymistä. Alkalien osalta pitoisuusvaihtelut ovat hyvin jyrkkiä ja voimakkaimmin muuttuneissa kivissä toisensa poissulkevia, jolloin analyyseistä näkyy, onko kyseessä albiittiutunut vai serisiittiytynyt kivi. Voimakkaimman muuttumisvyöhykkeen kurnrnallakin puolella on vaihettumisvyöhyke, jossa albiitti ja serisiitti esiintyvät yhdessä. Muuttumattomassa kivessä K,0/Na20 -suhde on lähellä yhtä tai hieman suurempi ja se laskee jyrkästi albiittiutumisen edetessä ollen lähellä nollaa täysin albiittiutuneissa kivissä. Kalimetasomatoosin vaikutuksesta suhde kasvaa lähestyttäessä mineralisoitunutta vyöhykettä. Kontakti albiittiutuneen ja serisiittiytyneen kiven valilla on terävä ja näkyy sekä mineralogisesti että kemiallisesti. Serisiittiytymisvyöhykkeessä kloriitin esiintyminen kontrolloi MgOpitoisuutta. K20/Na20 -suhde on korkea Na20- pitoisuuden vaihdellessa valilla %. Syväkairausprofiili kuvaa hyvin hydrotermisten prosessien intensiivisyyttä Juomasuon esiintyrnässä. Pääpiirteissään hydroterminen muuttuminen on kemialliselta koostumukseltaan Juomasuon tyyppistä kaikissa Kuusamon esiintymissä, ja niissä on erotettavissa kolme muuttumistyyppiä: (1) Navyöhyke (2) Mg-Fe -vyöhyke ja (3) K-vyöhyke. Paikalliset erot johtuvat pääasiassa muuttuneiden kivien alkuperäisestä koostumuksesta sekä muuttumisen intensiivisyydestä. Malmi Kuva 5. Paaalkuaineiden vaihtelu (paino-%) hydrotermisesti muuttuneissa kivissa, Juomasuo. Syvakairausreika R320. Fig. 5. Geochemical variation of the main elements (wt. %) across the Juomasuo deposit. Drillhole R320 of the A ore body. Mineralisaatiot Juomasuon mineralisaatiot ovat syrjäytysmalmeja, joissa malrninrnuodostus on keskittynyt ruhjeeseen ja sen välittömässä läheisyydessä olevien kivien intensiiviseen hydrotermiseen muuttumiseen, Seuraavassa käsitellään ensisijaisesti Juomasuon päämalmia sekä satelliittimineralisaatioita sikäli, kuin ne poikkeavat siitä.

22 Päämalrni sijaitsee serisiitti-kloriittivyöhykkeessä, joka kaatuu noin 50" lounaaseen ja on muodoltaan litistynyt piippu. Leveyttä mineralisoituneella vyöhykkeellä on todettu olevan noin 100 m ja paksuutta suurimmillaan noin 50 m. Syväkairauksissa vyöhyke on todettu viela 300 m syvyydestä. Pintapuhkeamassa mineralisoitunut serisiitti-kloriittikivi on jakautunut kolmeksi rinnakkaiseksi vyöhykkeeksi. Syväkairauksen pääprofiililla (Kuva 4) malmivyöhyke on paksuimmillaan ja se ohenee suhteellisen nopeasti molemmin puolin. Vyöhykkeen paksuus saattaa vaihdella huomattavasti vierekkäisillä kairausrei'illä. Malmi voidaan jakaa koostumuksen perusteella kahteen tyyppiin: (1) Co-malmiin ja (2) Au-Co -malrniin. Serisiitti-kloriittivyöhyke kokonaisuudessaan sisaltaa vaihtelevasti kobolttia. Sen sijaan kulta on rikastunut yhteen tai useampaan kapeampaan vyöhykkeeseen Co-malmissa. Paikoin on mineralisoitumista tavattu myös varsinaisten serisiitti-kloriittivyöhykkeiden ulkopuolelta albiittikvartsikivistä. Kobolttia ja/tai kultaa sisaltava kivi on selvästi serisiittiytynyt, mutta ainoastaan rautakiisuja sisältävä kivi on albiittiutunut, eika albiittiutumisen jälkeistä serisiittiytymistä ole havaittavissa. Tällöin esiintyy usein myös magnetiittipirotetta joko rikkikiisun kanssa tai ilman rikkikiisua. Mineralisoitunut vyöhyke koostuu vaihtelevasta sulfidipirotteesta, jossa esiintyy yleensa alle 50 cm paksuja massiivisia tai lähes massiivisia magneettikiisuvaltaisia ja kobolttirikkaita sulfidikerroksia tai konformeja juonia. Nama sijaitsevat voimakkaimmin kloriittiutuneissa vyöhykkeissä. Sulfidipirote, varsinkin magneettikiisu on mobiloitunut liuskeisuuden suuntaisesti. Liuskeisuus ei ole kuitenkaan syntynyt alueellisen metamorfoosin vaan myöhemmän ruhjeessa tapahtuneen progradisedretrogradisen hydrotermisen metamorfoosin seurauksena. Pääasialliset sulfidimineraalit ovat magneettikiisu ja rikkikiisu. Kobolttimineraaleista yleisimpiä ovat kobolttipentlandiitti, kobolttihohde sekä harvemmin linneiitti. Kobolttipentlandiitti esiintyy liekkeinä ja suotaumina magneettikiisussa sekä harvemmin omina rakeina. Kobolttihohde esiintyy omamuotoisina rakeina magneettikiisussa, yleensa syrjäyttäen sitä. Vähäisiä määriä ja yleensa paikallisesti esiintyy kuparikiisua, uraniniittia, molybdeenihohdetta, scheeliittiä sekä lyijyhohdetta, joka uraniniittirakeiden yhteydessä esiintyen näyttää olevan pääasiassa radiogeenista. Oksidimineraaleista yleisimpia ovat magnetiitti, rutiili sekä harvoin ilmeniitti. Kulta esiintyy paaasiassa mikroskooppisina rakeina ja raekasaumina telluridien ja vismuttimi- neraalien kanssa. Vain satunnaisesti on todettu silminnähtävää kultaa. Kullan ja Te-Bi -mineraalien tärkeimmät esiintymistyypit ovat: 1. Sulkeumina rikkikiisussa, kobolttihohteessa ja uraniniitissa sekä joskus magneettikiisussa (Kuva 6). 2. Rakeina ja raekasaumina silikaattien välitilassa ja lohkoraoissa. 3. Ohuina, mikroskooppisina, liuskeisuuden suuntaisina juonekkeina, jotka ovat jatkuvia hiemittakaavassa (Kuva 7). Voimakkaimmin kulta näyttää rikastuneen uraniniittirakeiden yhteyteen sekä niiden välittömään läheisyyteen (Kuva 8). Kuvassa 9 on esitetty tärkeimpien malmimetallien jakautuminen tyypillisessä malmilävistyksessä syväkairauksen pääprofiilin reiässä R320. Rikki, koboltti ja arseeni korreloivat varsin hyvin keskenään. Lävistyksessä metallipitoisuudet ovat keskimäärin 6 % S, 0.20 % Co ja 0.15 % As. Nama pitoisuudet luonnehtivat varsin hyvin koko malmin keskipitoisuutta. Kultapitoisuus vaihtelee 1ävistyksessä välillä 1-17 g/t Au, keskipitoisuuden ollessa 4.5 g/t Au, mikä myös vastaa hyvin koko kultamalmin keskipitoisuutta. Sulfidien lisäksi kulta korreloi myös wolframin ja uraanin kanssa. Taloudellisessa mielessä wolframin keskipitoisuudet jäävät alhaisiksi ja uraani esiintyy satunnaisina, paikallisina rikastumina. Lävistyksen molybdeenipitoisuus on ainoastaan anomaalinen, vaikka paikoitellen se on jopa yli 0.1 %. Kuparipitoisuus on selvasti alle 0.05 % ja nikkelipitoisuus tätäkin vielä alhaisempi. Telluriumia ei reiästä R320 ole analysoitu, mutta mistä se on tehty, anomaalinen telluriumhuntu on laajempi kuin kullan huntu (Pankka & Vanhanen, 1989). Selvästi anomaalisen hunnun telluriumpitoisuus vaihtelee välillä g/t Te. Päämalrnista on tehty kaksi malmiarviota, joista toinen on laskettu koboltin perusteella. Tallöin malmi sisältää noin 1.8 milj. t kiveä, jonka keskipitoisuus on 0.2 % Co ja noin 3 g/t Au. Toisessa arviossa on laskettu vain kullan osuus cut off -pitoisuudella 1 g/t Au, jolloin malmia on 0.7 rnilj. t keskipitoisuudella 5-6 g/t Au. Päämalmin välittömästä ympäristöstä tunnetaan kuusi erillistä satelliittimineralisaatiota, jotka on paikannettu geofysikaalisesti sähköisillä mittauksilla. Kooltaan nama ovat osoittautuneet huomattavasti päämalmia pienemmiksi. Yleensä nama rnineralisaatiot ovat magnesiurnrikkaampia, voimakkaammin kloriittiutuneita, eika koboltti ole yhtä voimakkaasti rikastunut niihin. Sen sijaan kullan ja kuparin suhteen ne ovat hieman rikkaampia. Malmimineralogiassa ei ole todettu selviä eroja. Paikoin kulta esiintyy kapeissa ja selvasti juoni-

23

24 Kuva 8. Osittain hajonnut urankiittirae, jonka rakoihin kulta ja teiiuridit ovat rikastuneet, Juomasuo. 1 cm = 0.05 mm. Fig. 8. A partly decayed uraninite grain in which gold and tellurides have been enriched, Juomasuo deposit. 1 cm = 0.05 mm. maisissa vyöhykkeissa. Suurimmat satelliittimineralisaatiot ovat kooltaan noin t, mutta niiden keskipitoisuus saattaa olla jopa yli 10 g/t Au. Kouvervaara on ensimmäinen Geologian tutkimuskeskuksen löytämä Co-Au-Cu -esiintyrnä Kuusamon liuskeaiueella (Kuva 2, no 1). Kuten niin usean muun malmin kohdalla, löytö tapahtui sattumalta eikä systemaattisen etsinnän tuloksena. Alueella tehtiin uraanitutkimuksiin liittyen geofysikaalisia sähköisiä ja magneettisia mittauksia vuonna Näissä mittauksissa paikannettiin 1ähelta Kouvervaaran lakea, noin 500 m kerrossidonnaisesta uraaniesiintymästä pohjoiseen, selvä sähköinen johde magneettisen anomalian yhteydestä. Iskuporalia ja kaivinkoneella otettujen näytteiden perusteella johteen aiheuttajaksi osoittautui Co-Cu-Au -pitoinen sulfidimineralisaatio (Pankka & Vanhanen, 1984). Kouvervaaran esiintyrnä edustaa syrjäytysmaimia. Se ansaitsee kuitenkin tarkemman kuvauksen, koska siinä kobolttimalmi ja kultamalmi muodostavat erilliset osueensa. Lisäksi isäntäkivien Kuva 9. Tiirkeimpien metallien jakautuminen, Juomasuon pbiknalmio. SyvBkairausreikii R320. Fig. 9. Distribution of the most important metals, Juomasuo deposit. Drillhole R320 of the A ore body.

25 muuttumiset ovat täysin toisistaan poikkeavia ja vaihettuvat terävästi toisikseen. Co-Cu -malmi esiintyy Na-metasomaattisessa kivessä ja kultarnalmi Mg f Fe -metasomaattisessa kivessa. Esiintyma sijoittuu serisiittikvartsiittimuodostumaan, jossa muuttumattomina sivukivina on serisiittipitoisia ja paikoin fuksiittipitoisia kvartsiitteja (Vanhanen, 1988a; Vuokko, 1988). Hydrotermisesti muuttuneet kivet rajoittuvat m paksuun biotiittiserislittiliuskeeseen ja sen pohjoispuolella oleviin serisiittikvartsiitteihin. Ilmeisesti tämä heikosti läpäiseva savisedimentti on toiminut kattopuolella hydrotermisten liuosten pidattajana. Tätä tukevat myös Vanhasen (1988a) virtakerroksellisuushavainnot, joiden mukaan sedimentaation pohja on luoteessa. Biotiitti-serisiittiliuske koostuu paamineraaliensa lisäksi kvartsista ja albiitista. Kiven aksessoriset mineraalit ovat kloriitti, rutiili, apatiitti, turrnaliini, zirkoni, granaatti ja karbonaatti, jota esiintyy paikoin hyvin runsaastikin. Mineraaliseurueen perusteella se on kokenut vähäistä malrninrnuodostukseen liittyvää metasomaattista muuttumista. Kuitenkin vanhempi diageneesiin liittyvä muuttuminen on selvasti vallitseva. Biotiitti-serisiittiliuskeessa esiintyy osueina biotiittiporfyroblastista albiitti-kloriittiliusketta, joka on selvasti hydrotermisesti muuttunutta. Tarna puolestaan vaihettuu vähitellen paikoin albiittikiveksi ja albiitti-kvartsikiveksi. Edellä kuvatut kivet sisältävät vain satunnaisesti heikkoa kiisupirotetta. Koboltti-kuparimineralisaatio on albiitti-kvartsikivessa. Siiria hydrotermisesti muuttuneet kivet vaihtelevat lahes muuttumattomista kvartsiiteista albiittikiviin. Puhtaimmillaan nämä koostuvat pelkästään omamuotoisista, epataydellisesti kaksostuneista albiittirakeista. Albiitin ja kvartsin ohella kivissa on vaihtelevia määriä biotiittia. Paikoin albiittikvartsikivien reunoilla on vihertäviä serisiittirikkaita kiviä, joissa hydrotermisesti syntynyt serisiitti esiintyy lahes suuntautumattomina mineraaleina (Vanhanen, l988a). Näiden kivien on tulkittu edustavan voimakkainta kalimetasomatoosia, mutta kuitenkaan Kouvervaarassa ei näihin ole todettu liittyvän malminmuodostusta. Granaatti-kvartsi-biotiittikivet ovat paaasiallisia kultamineralisaation isantakivia. Niiden koostumus vaihtelee huomattavasti, mikä näkyy paamineraalien keskinäisissä paljoussuhteissa. Paamineraaleina ovat kvartsi, biotiitti, kloriitti, amfiboli, granaatti, albiitti sekä harvemmin stauroliitti, serisiitti ja talkki. Tämän mineraalikoostumuksen perusteella pääasialliset hydrotermiset muutokset ovat Mg-Fe -metasomatoosi ja kvartsiutuminen. / SERISIITTINEN KVARTSIITTI ALBIITTI-KVARTSIKIVI BIOTIITTI-SERISIITTIKIVI 6711 KLORIITTI-AMFiBOLi*GRANAATTIKIVI MINERALISAATIO IRTOMAA Kuva 10. Poikkileikkaus sulfidiesiintyman keskiosasta, Kouvervaara. Fig. 10. Crosssection of ihe centralpart of the Kouvervaara deposit. Paikallisesti esiintyy myös K- ja Na-metasomaattisia muutoksia. Mineralisoituneissa kivissa esiintyvat seuraavat silikaattiseurueet, jotka ovat osittain paallekkaisia: granaatti-biotiitti-kvartsi, amfiboli-kloriitti-kvartsi ja kvartsi-kloriitti-biotiitti. Sulfidimineralisaatio Sulfidirnineralisaatiota kontrolloivat kaksi rinnakkaista NNW-SSE -suuntaista siirrossysteernia (Vanhanen, 1988a) ja mineralisaatio on jakautunut kahteen osaan: (1) albiitti-kvartsikivessa esiintyvä Co-Cu -malmi ja (2) granaatti-kvartsi-biotiittikivessa esiintyvä kultapitoinen malmi. Varsinkin pintaosasta epayhtenäinen mineralisoitunut alue on noin 650 m pitkä, leveyden vaihdellessa muutamasta metrista sataan metriin. Lounaaseen 50-60" kulmassa kaatuva kiisuuntuma on tavoitettu vielä 160 m syvyydestä (Kuva 10). Co-Cu -malmin paamineraaleina ovat magneettikiisu, kobolttihohde, kobolttipentlandiitti, kuparikiisu seka paikoin rikkikiisu. Satunnaisesti tavataan mackinawiittia ja linneiittia. Kobolttihohde on kuutiollisina rakeina, raekasaumina seka kapeina juonina. Kobolttipentlandiitti on paaasiassa suotaumina magneettikiisussa seka joskus omina rakeina sen yhteydessä. Tässä malmityypissa koboltin pitoisuus on suurempi kuin kuparin pitoisuus (0.25 % Co ja 0.15 % Cu). Kultaa on tavattu vain satunnaisesti, pitoisuuden ollessa vain lievästi anomaalista ( g/t Au). Kultapitoisessa malmissa esiintyvät samat malmimineraalit kuin Co-Cu -malmissa, kuitenkin si-

26 Kuva 1 1. Kultarakeita silikaateissa, Kouvervaara. 1 cm = 0.05 mm. Fig. I I. Gold within silicate minerals, Kouvervaara deposit. 1 cm = 0.05 mm. ten, että kuparia on enemmän kuin kobolttia, jonka keskipitoisuus on alle 0.1 %. Magnetiitti ja ilmeniitti ovat yleisiä oksidimineraaieja ja scheeliittiä tavataan satunnaisesti. Kulta esiintyy rnineraalien välitilassa, granaattien raoissa ja magnetiittikasaumissa pääasiassa mikroskooppisina metallirakeina (Kuva 11) sekä joskus Pb-Te-Bi -mineraalien yhteydessä. Kullan hopeapitoisuus on alle 5 % (Vanhanen, 1988a). Kouvervaaran esiintymälle on laskettu malmiarvio painottaen kobolttia. Tämän mukaan mineralisoitunutta kiveä on 1.5 milj. t, keskipitoisuudella 0.1 % Co (cut-off 400 ppm) ja 0.4 g/t Au (Tarvainen, 1986). Mikäli koboltin cut-off -pitoisuutta nostetaan, malmin määrä pienenee ja kultapitoisuus alenee jyrkästi. Mineralisaatiossa on kaksi kultarikkaampaa osuetta, joista pintamalmin kooksi on arvioitu t, keskipitoisuudella 1.8 g/t Au ja syvämalmin kooksi t, keskipitoisuudella 3 g/t Au (Vanhanen, 1988a). Sivakkaharju Sivakkaharjun esiintymää ei pysty paikallistamaan geofysikaalisilta matalalentokartoilta (Kuva 2, no 12) eikä maastomittauksissa tavallisilla EM-menetelmillä. Puhkeaman kohdalia on todettu qrain heikko IP-anoamalia. Tässä mielessä se poik- keaa Juomasuon esiintymästä, vaikka onkin tyypiltään syrjäytysmalmiesiintymä. Kuusamossa malmilohkareet esiintymän indikaationa ovat harvinaisia. Kuitenkin Sivakkaharju muodostaa poikkeuksen, josta radiometrisen lohkare-etsinnän tuloksena on löytynyt yli 100 lohkareen tihentymä. Sivakkaharjun esiintymän ympäristön kivet ovat laaja-alaisesti läpikäyneet voimakkaan, pääasiassa natriumvaitaisen mutta osaksi heikomman kaliumvaltaisen hydrotermisen muuttumisen ennen malminmuodostusta. Muuttumisen selittää tektonisesti aktiivinen ympäristö, joka näkyy intensiivisenä poimutuksena ja toisiaan leikkaavina siirrossysteemeinä. Geofysikaalisilla harmaasävykartoilla nämä näkyvät magneettisten yksiköiden toistumisena sekä niiden katkoksina. Poimutuksen takia stratigrafinen asema ei ole selvä, mutta kivet kuuluvat kuitenkin joko Serisiittikvartsiittimuodostumaan tai Silttikivimuodostumaan, mahdollisesti molempiin. Albiittidiabaasijuonia ja -kerrosjuonia on alueella runsaasti. K-metasomaattisena kivenä pidetty biotiitti-serisiittiliuske koostuu kvartsista, serisiitistä, biotiitista ja karbonaatista sekä aksessorisista mineraaleista kuten turmaliinista, hematiitista, rutiilista ja allaniitista (Vanhanen, 1988b). Breksioitunut albiitti-karbonaattikivi on tulkittu edustavan NaCO, -metasomaattista vaihetta samoin kuin aibiit-

27 si tavataan markasiittia, kuparikiisua ja molybdeenihohdetta seka paikoin magneettikiisua, kovelliinia ja borniittia. Radioaktiivisena mineraalina on karkearakeinen uraniniitti, joka on kultapitoista. Kulta esiintyy pääasiassa mikroskooppisina metallirakeina silikaattien välitilassa, uraniniittirakeiden yhteydessa seka joskus sulkeumina molybdeenihohteessa. Puhkeamasta, samoin kuin lohkareista, on tavattu näkyvää kultaa. Malmiarvion mukaan Sivakkaharjussa on malmia noin t, jonka keskipitoisuus on 8 g/t Au, 0.08 % Cu, S ja 0.12 % U (Vanhanen, 1988b). Lisäksi Mo, Co, Pb ja paikoin As esiintyvät pitoisuuksilla, jotka ovat korkeampia kuin niiden tausta-arvot. Malminmuodostusta kontrolloivat kaksi toisiaan leikkaavaa ruhjetta, joihin viimeisen vaiheen hydrotermiset liuokset ovat tunkeutuneet ja aiheuttaneet isantakiven voimakkaan muuttumisen ja tahän liittyvän sulfidien, uraniniitin ja kullan kiteytymisen. ALBIITTIDIABAASI ALBIITTIKARBONAATTIKVARTSIKIVI ALBIITTIKIVI BIOTIITTISERISIITTIKIVI KVARTSISERISIITTIKIVI - MALMI IRTOMAA Kuva 12. Poikkileikkaus sulfidiesiintymasta, Sivakkaharju. Vanhasen (1988a mukaan). Fig. IZ. Cross secfion of fhe Sivakkaharju deposit (tnodified after Vanhanen, 1988a). ti-talkkikivi, joka ilmeisesti on syntynyt edellisesta Mg-metasomaattisen lisäyksen vaikutuksesta tai karbonaatin talkkiutumisen seurauksena. Alueelta tunnetaan lisaksi amfiboli-albiittikivia, jotka edustavat voimakkainta Mg-metasomatoosia. Amfiboli esiintyy näissä omamuotoisina porfyroblasteina. Sivakkaharjun koillis-lounaissuuntaisen kultaesiintymän pintapuhkeama on kooltaan noin 50 x 10 m ja sen on kapeana todettu jatkuvan vielä 65 m:n syvyydessä. Malmi on muodoltaan litistynyt putki, joka kaatuu noin 80-85" länsilounaaseen (Kuva 12). Esiintymän isäntakivi on malminmuodostuksen yhteydessa läpikäynyt voimakkaan K-metasomatoosin ja kvartsiutumisen, jonka tuloksena on syntynyt kvartsi-serisiittikivi. Silikaattimineraaleina kvartsin ja serisiitin ohella kivessä on usein kloriittia ja albiittia. Yleisin sulfidimineraali on rikkikiisu, joka esiintyy tasaisena pirotteena. Lisak- Konttiaho Konttiahon mineralisoitunut alue sijaitsee Kay- 1a-Konttiaho -antikliinin etelapaassa (Kuva 2, no 1 l), ja alue on kooltaan ainakin 0.5 km2. Alue ei näy geofysikaalisissa matalalentomittauksissa ja maastomittauksissakin ainoastaan IP-mittauksessa. Johtuen ohuista maapeitteista (0.5-2 m) ensimmäiset mineralisoituneet breksiapiiput löytyivät radiometrisissa maanpintamittauksissa kesal- 1a Breksiapiiput ovat vaihtelevan kokoisia, läpimitaltaan yleensä 1-30 m ja muodoltaan pyöreitä tai soikeita. Mineralisaation stratigrafinen asema ei ole taysin selvä, mutta se sijoittunee Serisiittikvartsiittimuodostumaan ja mahdollisesti Silttikivimuodostuman alaosaan. Albiitti- ja albiitti-kvartsikivet ovat tärkeimmät sivukivet. Näiden lisaksi tavataan muuttuneita albiittidiabaaseja ja mafisia vulkaniitteja seka satunnaisesti kvartsiitteja. Lahiymparistön sivukivet ovat voimakkaasti hydrotermisesti muuttuneita, eikä niiden alkuperää voi varmuudella todeta. Rakenteiden perusteella ne ovat ainakin osaksi kvartsiittisia ja silttimaisia sedimentteja seka osaksi mahdollisesti felsisia tuffeja ja tuffiitteja. Albiitti-kvartsikivet ovat hienorakeisia tai tiiviitä, usein silttimaisia kiviä, joissa on paikoin havaittavissa kerroksellisuutta ja virtakerroksellisuut-

28 ta. Paikoin kiviä breksioivat kvartsi-albiitti-kar- viksi värjäämiä, usein kerroksellisia albiittikiviä bonaattijuonet. Albiitin ja kvartsin lisäksi päämi- esiintyy (Kuva 15). Usein niissä on vähäisiä määneraaleina on karbonaattia, serisiittiä ja kloriit- riä kvartsia, kloriittia, serisiittiä tai biotiittia sekä tia. Kivet ovat väriltään ruskehtavia tai punerta- fuksiittia, zirkonia, apatiittia ja turmaliinia. Rikvia, minkä aiheuttaa hieno rutiili- ja hematiitti- kikiisukiteitä on satunnaisesti, mutta varsinaista malminmuodostusta albiittikiviin ei ole todettu liitpöly. tyvän. Albiitti-kvartsikivissä kvartsin määrä on huomattava. Varsinkin murskaleina tavataan paikoin kivessa myös lähes muutturnatonta klastista kvart- Mafiset kivet siittia. Albiitin määrän lisääntyessä kivet muuttualbiittikivessä on eräs noin 30 m leveä, voimakvat vähitellen albiittikiviksi. Varsinaisia sulfidipikaasti karbonaattiutunut ja kloriittiutunut mafitoisia hydrotermisiä breksioita ei kvartsirikkaamnen patja. Primaarirakenteet kivessa ovat hyvin mista kivistä ole todettu. Sen sijaan pienempiä, haamumaisia, mutta eräänlaisia pallomaisia tai halkaisijaltaan 1-2 m:n karbonaattirikkaita ja agglomeraattisia fragmenttirakenteitapaljastumasanomaalisesti säteileviä piippuja niistä on todettu. sa on havaittavissa. Näiden haamumaisten rakenteiden ja paksuuden perusteella patja voisi olla voialbiittikivet makkaasti muuttunut Vihreäkivimuodostuma Albiittikivet ovat tiiviitä ja koostuvat lähes yk- 1I:een kuuluva osa. sinomaan albiitista. Usein ne ovat breksiarakenyhden rnineralisoituneen breksiapiipun reunalla teisia (Kuva 13) tai haamumaisesti kerroksellisia, on todettu mafista kiveä, joka on voimakkaasti paikoin virtakerroksellisia (Kuva 14). Dolomiittia breksioitunut, kloriittiutunut, karbonaattiutunut esiintyy läpimitaltaan alle 2 cm:n suuruisina por- ja biotiittiutunut. Se on selvästi rakeista ja haafyroblasteina jopa niin paljon, että se on paikoin mumaisesti ofiittista, jonka perusteella kivi olisi päämineraalina. Punertavat ja ruskehtavat albiit- muuttunut albiittidiabaasi. Kivi ei sinänsä itse ole tikivet ovat vallitsevia, jolloin värin aiheuttaa ru- mineralisoitunut, mutta sitä breksioivat malmintiilipigmentti. Myös hematiittipigmentin sinertä- muodostukseen liittyvät karbonaatti-kvartsijuonet. Kuva 13. Aibiittikivibreksia, Konttiaho. Albiittikivimurskaleitakloriitti- ja serisiittirikkaammassa iskoksessa, nuorimmat albiitti-karbonaatti-kvartsijuonet leikkaavat breksiaa. Mittakaavaesineen 1Bpimitta 5 cm. Fig. 13. Albite breccia, Konttiaho deposit. Albite rock fragments in a chlorite- and sericite-rich matrix. The youngest albitequartz-carbonate veins cut the breccia. Diameter of the scale 135 cm.

29 Kuva 14. Teräva kontakti kahden täysin albiittiutuneen kiven valilla, Konttiaho. Kuvan ylaosassa haamumainen virtakerroksellisuus on säilynyt, alaosassa rautadolomiittiporfyroblastinenalbiittikivi on todennäköisesti alkuperäitään felsinen vulkaniitti. Mittakaavaesineen läpimitta 5 cm. Fig. 14. Sharp contact between two completeiy olbitized rocks, Konttiaho deposit. Zn the upper part, relict cross-bedding is preserved, and in the lower part, Fe-dolomite porphyroblastic albite rock was probably originaliy a felsic volcanic rock. Diameter of the scale is 5 cm. loi Kuva 15.Suuria kuhikkaita murskaleita karbonaattivaltaisessa iskoksessa, Konttiaho. Albiittikivimurskaleissa nzikyy primaarinen kerrokseilisuus. Kuvassa tummat murskaleet ovat hematiittipirotteen varjäämia. Breksioituminen on poimutuksen pllavaihetta nuorempaa. Mittakaavana olevan kirjan pituus 18 cm. Fig. I5. Large angular fragrnents in a carbonate rnatrix, Konttiaho deposit. Primary bedding is visible in the albite fragments. The dark fragments are stained by a hematite pigment. Brecciation is younger than the peak metamorphism. The length of the note book is 18 cm.

30 Malminmuodostus Konttiahon esiintyma edustaa Kuusamon mineralisaatioiden hydrotermista breksia- ja juonimalmityyppia. Näille on tyypillistä se, että niissä on runsaasti breksioivaa karbonaattiainesta. Lisaksi siinä on kaikkein myöhaisinta vaihetta edustavia kvartsi-karbonaatti-albiittijuonia ja -juonistoja. Mineralisoituneelta alueelta tunnetaan neljä suurempaa ja yli kymmenen pienempää breksiapiippua, joissa on usein kultarikkaita ja voimakkaasti radioaktiivisesti sateilevia sulfidipesakkeita. Yhden pintahalkaisijaltaan noin 20 m suuruisen piipun on todettu syvakairauksella jatkuvan suhteellisen tasapaksuna ainakin 50 m:n syvyyteen. Breksiapiiput koostuvat albiittikivimurskaleista, jotka ovat vaihtelevasti kloriittiutuneita, serisiittiytyneita, biotiittiutuneita, karbonaattiutuneita ja mineralisoituneita. Breksioiva aines on paaasiassa karbonaattia ja kvartsia seka vähaisemmassa maarin albiittia, tremoliittia, serisiittia, kloriittia ja biotiittia. Breksioiva karbonaatti on koostumukseltaan rautapitoista dolomiittia seka ankeriittia. Breksiapiippujen reunaosissa murskaleet ovat kooltaan suuria, halkaisijaltaan jopa 2 m (Kuva 15). Breksioitumiseen liittyvä hydroterminen muuttuminen on vaikuttanut vain vahan murskaleisiin ja sulfidien määrä on murskaleissa vahainen tai ne puuttuvat. Sen sijaan breksiapiippujen keskiosat ovat intensiivisesti breksioituneita, muuttuneita seka karbonaatti- ja sulfidirikkaampia kuin reunaosat. Lähes puhtaita karbonaattikiviakin esiintyy. Sulfideja ja kultaa esiintyy vain suurimmissa piipuissa. Sen sijaan uraanimineraaleja esiintyy jo halkaisijaltaan 1 m:n piipuissa. Sulfidiköyhissa piipuissa uraani esiintyy yleensa huntuna naiden reunoilla. Albiittiutuminen on edeltänyt malminmuodostukseen liittynyttä hydrotermista muuttumista. Kuvassa 13 albiittikivea breksioi albiittirikas kloriittija serisiittipitoinen aines ja kaikkea tätä karbonaatti-albiitti- kvartsijuonet. Dolomiittiporfyroblastit (Kuva 14) ovat syntyneet albiittiutumisen yhteydessä ja ovat siten vanhempia kuin malminmuodostukseen liittynyt karbonaattiutuminen. Sulfideista yleisimpiä ovat rikkikiisu ja magneettikiisu. Lisaksi on vähäisiä määriä kuparikiisua, kobolttihohdetta, kobolttipentlandiittia, molybdeenihohdetta, markasiittia seka radiogeenistä lyijyhohdetta. Sekundaarisia uraanimineraaleja on tavattu uraniniitin ohella. Paikoin esiintyy vahan myös scheeliittia. Kultaa on tavattu paljaalla silmällä nakyvina rakeina, mutta pääasiassa se esiintyy mikroskooppisina rakeina rikkikiisussa ja ura- niniitissa joko yksin tai Te-Bi -mineraalien yhteydessä. Noin 500 m breksiamineralisoitumista etelään on albiitti-kvartsikivesta tavattu cm leveä kvartsi-karbonaattijuoni, jossa rikkikiisun ohella esiintyy paljaalla silmällä havaittavaa kultaa 1-3 mm:n suuruisina hippuina. Tämä on ainoa havainto, jossa kulta liittyy selvästi juoniin. Konttiahon mineralisaatioiden hajanaisuudesta ja pienestä koosta johtuen systemaattista syvakairausta ei ole tehty. Mineralisoitumista analysoitujen pintanäytteiden perusteella niissa on selvästi rikastuneena seuraavat alkuaineet: Co, Cu, Mo, Au, U, Pb ja As seka vähäisessä maarin myös Ni. Metallipitoisuudet vaihtelevat yleensa valeilla Co, % Cu ja g/t Au. Uraanipitoisuus vaihtelee huomattavasti; 0.05 %:sta useaan prosenttiin. Koska lyijy seuraa uraanipitoisuutta, voidaan päätellä, että lyijy on radiogeenisesti syntynyttä. Uraanirikkaarnmissa osissa hopean pitoisuus saattaa olla g/t, kun se pääsääntöisesti on alle 1 g/t. Apajalahti ja Lemmonlampi Apajalahden ja Lemmonlamrnen sulfidimineralisaatiot (Kuva 2, no 18 ja 19) sijaitsevat Kitkajärven rannalla. Apajalahti on noin 1.5 km lanteen ja Lemmonlampi saman verran pohjoiseen Kouvervaaran esiintymästä. Näitä esiintymiä ovat tutkineet Suomen Malmi Oy ja myöhemmin Outokumpu Oy. Lisaksi edellisten eteläpuolelta tunnetaan pieni Kallioniemen mineralisoituma. Kurosen (1981) kuvauksen perusteella esiiniymat sijoittuvat serisiittikvartsiittimuodostuman yläosaan. Apajalahden kultaesiintymä sijaitsee granaatti-antofylliittikivessä, jossa on paikoin kordieriittia. Rikkikiisun ja magneettikiisun ohella esiintyy vahan kuparikiisua, ilmeniittia, rutiilia, scheeliittia ja paikoin myös runsaastikin magnetiittia. Malminmuodostus on Apajalahdella konsentrisesti vyöhykkeellista. Kuronen (1981) on erottanut kolme vyöhykettä malmin sisaosaan siirryttaessa: (1) rikkikiisutyyppi, jossa rikkikiisu esiintyy omamuotoisena, (2) rikkikiisu-magneettikiisutyyppi, joka on yleisin ja (3) rikkikiisu-magneettikiisumagnetiittityyppi. Kulta esiintyy Apajalahdella oksidien ja silikaattien yhteydessä, mutta sen sitoutumista tiettyyn tyyppiin ei ole voitu todeta. Edellä mainitut malmityypit tavataan myös muista Kuusamon sulfidiesiintymista. Lemmonlamrnen Cu-Co-Au -esiintyma sijoittuu osaksi albiitti-karbonaattikiveen ja jalkapuoleltaan

31 granaatti-antofylliittikiveen (Kuronen, 1981). Rikki- ja magneettikiisun lisaksi tavataan kuparikiisua, kobolttipentlandiittisuotaumia magneettikiisussa seka kobolttihohdetta massiivisessa ja breksiamalmissa. Apajalahden ja Lemmonlammen esiintymat ovat syrjaytysmalrneja. Ne sijoittuvat samaan koillis-lounaissuuntaiseen rakenteeseen, joka nayttaa jatkuvan edelleen Saynajavaaran esiintymalle. Hydroterminen muuttuminen on samantyyppistä kuin muissa Kuusamon esiintymissa. Hydrotermiselta metamorfoosiasteeltaan esiintymat sijoittuvat epidootti-amfiboliittifasiekseen, joka edustaa korkeinta tunnettua progradista metamorfoosiastetta kaikista Kuusamon esiintymistä. Säynajävaara Saynajavaaran esiintyma sijoittuu Serisiittikvartsiittimuodostumaan (Kuva 2, no 8). Sulfidirnineralisaatio on lahes lounais-koillissuuntainen ja noin 150 m pitka. Syvakairauksilla todettu mineralisoituman leveys vaihtelee valilla 2-30 m, sen kaade on noin 70" kaakkoon, ja se katkeaa teravasti noin 100 m:n syvyydessä. Mineralisoitunut vyöhyke sijoittuu noin 100 m leveään, kvartsiittiseen valikerrokseen biotiitti-serisiittiliuskeessa. Tässä liuskeessa esiintyy varsinkin mineralisaation kattopuolella runsaasti kvartsialbiitti-karbonaattijuonia, jotka eivät toisaalta itse ole mineralisoituneita. Kvartsiitti, joka sisältää kiillerikkaita valikerroksia, on albiittiutumisen seurauksena muuttunut albiitti-kvartsikiveksi. Albiittiutunut kivi sisaltaa paikoin rikkikiisua pirotteena, etenkin mineralisaation jalkapuolella. Välittömästi mineralisaation kattopuolella on hydrotermisesti muuttunut kloriitti-biotiittikivi, jossa esiintyy paikoin omamuotoista rikkikiisupirotetta ja joskus kloritoidiporfyroblasteja. Biotiitti esiintyy paikoin tahtimaisinä porfyroblasteina. Mineralisoitunut vyöhyke sijaitsee kvartsiittisen kerroksen keskiosassa. Sulfidimineralisaatio on osittain karbonaattikivessa ja osittain kloriittiutumisvyöhykkeessa. Karbonaattikivi koostuu sulfidien breksioimista halkaisijaltaan alle 3 cm:n suuruisista ferrodolomiittirakeista ja kvartsista. Karbonaattikivet esiintyvat seka massamaisesti että juonina, ja niitä on pääasiassa malmin katto-osassa. Kvartsi on tummien mineraalien lisaksi paamineraalina kloriittiutuneissa kivissa, joiden perusteella ne on jaettu kloriitti-biotiitti-, kloriitti magnetiitti- ja kloriitti-amfibolikiviin. Magnetiittia on omamuotoisena pirotteena. Satunnaisesti on ta- vattu myös granaattia. Paikoin myös albiitti, karbonaatti ja talkki ovat paamineraaleina. Kobolttimalrni on karbonaattikivessa, jossa sulfidit esiintyvat breksioivasti ja kultamalmi vastaavasti kloriittikivessa, jossa sulfidit esiintyvat liuskeisuuden suuntaisena pirotteena seka kapeina, massiivisina tai lahes massiivisina kerroksina. Magneettikiisun ja rikkikiisun lisaksi muina sulfidimineraaleina on kobolttipentlandiittia ja kuparikiisua. Kulta esiintyy mikroskooppisina seka joskus silminhavaittavina rakeina silikaattien valitilassa seka harvemmin sulkeumina rikkikiisussa. Mineralisaatiossa esiintyy satunnaisesti heikkoa scheeliittipirotetta seka joitakin noin 10 cm leveitä molybdenihohdetta sisältäviä uraniniittirikastumia. Naista ei ole todettu kultaa. Magnetiitti on yhteenkasvettumina seka magneetti- että rikkikiisun kanssa, ja paikoin sen yhteydessä on runsaasti kloriittia ja karbonaattia. Erikoisuutena voidaan todeta thucholiitin esiintyminen muutamassa hieessa. Mineraali on väriltään musta, hyvin heikosti heijastava ja metamiktinen mineraali, ja koostuu hiilen ja uraniniitin seoksesta. Saynajavaaran mineralisaatio on kooltaan pieni ja köyhä. Esiintymästä tehdyn malmiarvion mukaan mineralisoitunutta kiveä on noin 0.4 milj. t, jossa keskipitoisuus on 0.06 % Co ja 1 g/t Au (Tarvainen, 1985). Syvakairauksessa on kuitenkin todettu muutamia lavistyksia, joissa kultapitoisuus on jopa 4-5 g/t. Kuitenkin tämän luokan malmin maara on todennäköisesti alle t. Ollinsuo Ollinsuon esiintyma sijaitsee Serisiittikvartsiittimuodostumassa (Kuva 2, no 7). Hydrotermisesti muuttumaton sivukivi on serisiittiliusketta, jossa on dolomiittia ja biotiittiporfyroblasteja. Rakenteeltaan kivi on kerroksellinen ja kerrallinen, jossa aaltorakenteet ovat yleisiä. Mineralisaatio on lounais-koillissuuntainen, noin 150 m pitka, le- veyden vaihdellessa valilla 5-30 m. Esiintyrna jatkuu ainakin 150 m:n syvyyteen, kaatuen 70" kulmassa luoteeseen. Sulfidiesiintyman isantakivina ovat hydrotermisesti muuttuneet kvartsi-, albiitti-kvartsi-, albiittija albiitti-amfibolikivet, joissa mineralisaatio on koboltti- ja kuparivaltainen. Lisäksi näissä esiintyy vaihtelevasti biotiittia ja karbonaattia seka paikoin kloriittia ja serisiittia. Esiintymän keskiosassa on kloriitti-amfiboli-magnetiittikivea, joka on rikastunut myös kullan suhteen. Granaattia esiin- tyy porfyroblasteina. Magnetiitti on yleensä pirotteena, mutta sitä on myös muutamina 1-5 m pak-

32 suina massiivisia tai lähes massiivisina kerrostumina. Sulfidit ovat erilaisena pirotteena seka kapeina massiivisina kerroksina. Magneettikiisun ja rikkikiisun lisäksi on kuparikiisua ja kobolttipentlandiittia seka satunnaisesti scheeliittia, kobolttihohdetta ja mikroskooppisia kultarakeita silikaattien välissä. Syvakairauksissa parhaimmillaan 5-30 m:n lavistyksissa koboltin samoin kuin kuparin keskipitoisuudet ovat noin 0.1 %. Kultapitoisuudet vaihtelevat 2-10 m:n lävistyksissa välillä 1-6 g/t. Kantolahti Kantolahden sulfidimineralisaatiot sijaitsevat serisiittikvartsiittimuodostumassa ja ne liittyvät 1aheisesti albiittidiabaasijuoniparveen (Kuva 2, no 9). Sivukivet ovat voimakkaasti albiittiutuneita, kloriittiutuneita ja arnfiboliutuneita. Alueelta tunnetaan neljä erillista mineralisaatiota, joista kaksi on pieniä albiittidiabaasia leikkaavia juonia ja kaksi kookkaampaa syrjaytysmalmiesiintymaa. Paamineralisaatio sijaitsee juoniparven pohjoispuolella ja nakyy geofysikaalisesti selvänä johteena matalalentokartoilla. Isantakivina ovat albiittikvartsi- ja amfiboli-kloriittikivet, joissa rikkikiisu ja magneettikiisu esiintyvät pirotteena ja kapeina massiivisina kerroksina. Kuparikiisua ja kobolttipentlandiittia on vahan ja kultaa hyvin satunnaisesti. Kokonaisuudessaan kaikki arvometallipitoisuudet ovat alhaisia (alle 0.1 %). Kantolahden toinen mineralisaatio on tavattu kahden albiittidiabaasijuonen välistä, jossa isantakivina ovat karkearakeinen dolomiittikivi ja kloriittikivi. Mineralisoituma on pintaan puhkeamaton ja se on syvakairauksessa tavattu 50 m:n syvyydestä. Sulfidit ovat noin 12 m:n lavistyksessa kloriittikivessa vahvana pirotteena ja massiivisina raitoina seka dolomiittikivessä breksioivana. Magneettikiisun ja rikkikiisun ohella esiintyy kuparikiisua kohtalaisesti (0.7 % Cu) seka vahan kobolttipentlandiittia ja kobolttihohdetta seka satunnaisesti kultaa. Edellä mainittujen mineralisaatioiden lisäksi kahdesta albiittidiabaasijuonesta tunnetaan niitä leikkaavia kapeita juonimineralisoitumia, joiden yhteydessä diabaasi on voimakkaasti albiittiutunut. Näihin on todettu liittyvän selvää kulta- ja kobolttianomaalisuutta (0.5 g/t Au ja 0.05 % Co). Kuusamossa ainoastaan Kantolahdessa on todettu albiittidiabaasien ja malminmuodostuksen va- Iilla näin läheinen yhteys. 6=3 KLORIITTI-AMFIBOLI* GRANAATTIKIVI ALBIITTI-KVARTSI-KARBONAATTIKIVI MINERALISAATIO IRTOMAA Kuva 16. Poikkileikkaus sulfidiesiintymasta, Meurastuksenaho. Vanhasen (1989b) mukaan. Fig. 16. Cross section of the Meurastuksenaho deposit (nzodified after Vanhanen, 19896). Meurastuksenaho Meurastuksenahon esiintyma sijaitsee Serisiittikvartsiittimuodostumassa (Kuva 2, no 10). Geofysikaalisissa matalalentomittauksissa esiintyma sijoittuu kahden lentolinjan väliin ja vain toisella linjalla näkyy hyvin heikko sähköinen johdeanomalia. Sen sijaan lentolinjojen väliin interpoloituu heikko magneettinen anomalia, jonka perusteella aiheen tutkimuksiin ryhdyttiin. Maastomittauksissa esiintyma sen sijaan nakyy selvänä sahköisena johteena magneettisen anomalian yhteydessä. Esiintymästä saatu tieto perustuu syvakairauksen antamiin tuloksiin, koska lahiymparistössa ei ole paljastumia (Kuva 16). Esiintymän isantakivena on voimakkaasti hydrotermisesti muuttunut karbonaattipitoinen biotiitti-serisiittiliuske, joka on läpikäynyt seka Naettä Mg-Fe -metasomaattisia muutoksia. Lisäksi se on karbonaattiutunut ja kvartsiutunut. Malmi sijaitsee seka albiitti-kvartsi-karbonaatti- että kloriitti-amfibolikivessa. Albiitti-kvartsi-karbonaattikivi on rakenteeltaan granoblastinen ja voimakkaasti hitsautunut. Usein siinä on havaittavissa reliktista kerroksellisuutta. Paämineraaleina esiintyy myös paikoin biotiittia,

33 serisiittia ja kloriittia. Usein albiitti on oksidipigmentin varjaamaa, mistä johtuu kiven punertava väri. Paikoin kivessa on omamuotoista magnetiittipirotetta, jonka yhteydessä on paikoin kloriittia, biotiittia ja karbonaatia. Vaikka Meurastuksenaholla albiittikivi onkin paikoin serisiittiytynyt, sieltä puuttuvat varsinaiset serisiittikivet, joita tavataan Juomasuolla. Mg-Fe -metasomaattisten kivien paamineraaleina ovat kloriitti ja kvartsi seka vaihtelevasti biotiitti, tremoliitti, kloritoidi, magnetiitti, granaatti, epidootti, karbonaatti ja albiitti. Rakenteeltaan kivi on liuskeinen, kerroksellinen ja paikoin porfyroblastinen. Biotiitti on väriltään vaalean ruskeaa tai vihertavaa. Amfiboli, kloritoidi ja granaatti esiintyvät porfyroblasteina. Biotiitin ja serisiitin esiintyminen kloriittikivessä edustaa korkeinta K-metasomaattista lisäystä kivessa. Paikoin ne voivat olla kvartsin ohella ainoat päamineraalit, varsinkin syvemmissa malmileikkauksissa. Allaniitti on usein epidoottikehan ympäröimänä. Magnetiittia on paikoin omamuotoisena pirotteena, jolloin se on usein muuttunut karbonaatiksi, biotiitiksi, kloriitiksi ja rikkikiisuksi. Hyvin usein mineralisoituneet vyöhykkeet ovat kvartsiutuneita ja karbonaattiutuneita, jolloin karbonaattlmineraali on kalsiittia kuten Ollinsuolla. Malmiesiintyrna on koillis-lounaissuuntainen ja sillä on syvakairauksen perusteella pituutta yli 200 m malmilavistysten leveyden vaihdellessa va- Ella m. Mineralisaatio kaatuu noin 80 luoteeseen ja sen on todettu jatkuvan vielä yli 200 m:n syvyydessä. Sulfideja on vaihtelevana pirotteena seka m paksuina massiivisina osueina, jotka ovat kobolttirikkaita. Yleisimpiä sulfideja ovat magneettikiisu ja rikkikiisu, joista edellinen on vallitseva Mg-Fe -muuttumisvyöhykkeessä ja jalkimmainen albiitti-kvartsikivissa. Kuparikiisua esiintyy paikoin kohtalaisesti. Kobolttihohdetta esiintyy runsaimmin massiivisissa osissa, jolloin malmin kobolttipitoisuus saattaa olla yli 1 %. Kobolttihohdekiteiden lisaksi magneettikiisussa esiintyy kobolttipentlandiittia suotaumina ja rakeina (Kuva 17). Lisäksi tavataan paikoin vahan molybdeenihohdetta, scheeliittia ja ilmeniittia. Magnetiittia on Mg-Fe -vyöhykkeessa runsaasti. Kullan suhteellisen karkeasta raekoosta ( mm) johtuen se on malmissa jakautunut epatasaisesti. Tämän vuoksi kultapitoisuuksien arviointi syvakairausnaytteista tehtyjen kemiallisten analyysien perusteella on huonosti edustavaa. Kulta esiintyy useimmiten malmin kobolttirikkairnmissa osissa, kloriitti-serisiitti-, kloriitti-amfiboli- ja karbonaatti-kvartsikivissa. Mikroskooppisesti havaittavaa kultaa ei ole todettu kuten muissa Kuu- samon esiintymissä. Kultapitoisuus, samoin kuin K-metasomaattinen vaikutus, kasvaa syvemmalle mentäessä. Alustavan kobolttipainotteisen malmiarvion perusteella esiintymassa on noin 1 milj. t sulfidipitoista kivea, jonka keskipitoisuus on 0.13 % Co ja 0.6 g/t Au (Vanhanen, 1989b). Kultarikkain osa sisältää noin t kivea, jossa keskipitoisuus on 4.4 g/t Au ja 0.27 Vo Co. Kupari on rikastunut tässä esiintymassa poikkeuksellisen selvästi, kuitenkin sen keskimääräinen pitoisuus on vain noin 0.2 '70 Cu. Pofnjasvaara Pohjasvaarasta on paikannettu pieni Au-Co -esiintyma, joka näkyy myös geofysikaalisissa matalalentomittauksissa (Kuva 2, no 15). VLF- R-maastomittauksen mukaan sähköinen johde on pohjois-etelasuuntainen. Se sijaitsee Juomasuon malmista noin 1.5 km kaakkoon saman antiformirakenteen vastakkaisella kyljella. Syväkairauksessa on lavistetty paksuimmillaan noin 60 m heikosti mineralisoitunutta kivea. Mineralisoitunut kivi on serisiitti-kloriitti-kvartsikivea, jossa on usein biotiitti- ja epidoottiporfyroblasteja. Turmaliinia on paikoin runsaasti. Kloriittirikkaammissa osissa esiintyy paikoin amfibolia sekä kiteista magnetiittia. Albiitti-kvartsi-karbonaattikivia on tavattu serisiitti-kloriittikiven katto- ja jalkapuolelta seka sen sisältä usein osueina ja kapeina juonina. Varsinainen kultamineralisaatio on todettu vain yhdessä syvakairausreiassa, jossa noin 11 m:n 1avistyksessa on serisiitti-kloriittikivessä kohtalaisesti pirotteena magneettikiisua, rikkikiisua ja kuparikiisua. Metallipitoisuudet ovat keskimäärin 6.5 g/t Au, Co ja 0.2 Vo Cu. Sulfideja on vaihtelevana pirotteena myös kultalavistyksen molemmin puolin, ja niihin on rikastunut vaihtelevasti kuparia ja kobolttia. Kobolttipentlandiitin lisaksi kobolttia on rikkikiisussa ja magneettikiisussa. angaslampi Pohjasvaaran esiintymästä vahan yli puoli kilometriä länteen paikannettiin geofysikaalisten maanpintamittausten avulla Hangaslarnmen esiintyma (Kuva 2, no 21). Koska tämä pohjois-etelä -suuntainen esiintyma jaa lentolinj ojen väliin, se ei näy matalalentomittauksissa. Syvakairauksissa kultapitoista (yli 1 g/t Au) esiintymaa on tavoitettu 200 mm matkalta. Parhaassa kairauslavis-

34 Kuva 17. Kobolttirikasta massiivista magneettikiisumalmia, jossa kobolttihohdetta (kuvassa vaalea) ja kobolttipentlandiittia (kuvassa tumma), Meurastuksenaho. 1 cm = 0.1 mm. Fig. 17. Cobalt-rich massive pyrrhotite ore with cobaltite (light) and Co-pentlandite (dark), Meurastuksenaho deposit. 1 cm = 0.1 mm. tyksessä on kultapitoisuus hieman yli 3 g/t Au noin 30 m:n matkalla. Esiintymän stratigrafinen asema ei ole vielä täysin selvillä. Kuitenkin on voitu selvittää se, että sivukivinä tavataan hydrotermisesti muuttuneita albiittikiviä, serisiittipitoisia liuskeita sekä jonkin verran vihreäkiviä. Kuusamon esiintymistä K-metasomaattinen vyöhyke on ehkä kaikkein selvimmin kehittynyt Hangaslammen esiintymässä. Parhaat kultapitoisuu- det esiintyvät pääasiassa kvartsi-serisiittikivissä ja biotiitti-serisiittikivissä. Kultaa tavataan myös kloriittiutuneissa vyöhykkeissä, joissa pirotteinen magnetiitti on yleinen. Sulfidimineraaleina ovat rikki- ja magneettikiisu. Kuparikiisun määrä on alhainen. Uraniniitilla ja kullalla on voimakas positiivinen korrelaatio keskenään. Kultaa lukuunottamatta esiintymän arvometallipitoisuudet jäävät alhaisiksi. HYDROTERMINEN MUUTTUMINEN Kuusamon malmiesiintymissä kivilajien hydrotermiset muuttumiset ovat merkittäviä. Seuraavassa käsitellään malminmuodostukseen liittyviä hydrotermisiä muutoksia. Hydrotermista muuttumista kontrolloivat sekä kemialliset että fysikaaliset tekijät. Sitä tapahtuu vesipitoisten liuosten kulkeutuessa isäntäkivessä, jolloin alkuperäiset mineraalit pyrkivät reagoimaan liuoksen kanssa muodostaakseen uuden, pysyvämmän mineraaliseurueen. Sivukiven muuttu- minen on riippuvainen kulloisestakin lämpötilasta, paineesta ja liuoskoostumuksesta. Muuttuminen liittyy myös hyvin läheisesti malminmuodostukseen, jolloin muuttuminen on yleensä huomattavasti laaja-alaisempaa kuin itse malminmuodostus. Taloudellisessa mielessä hydrotermiset prosessit johtavat kuitenkin harvoin itse malmiesiintyman muodostumiseen, mutta ne antavat aina viitteen malrninmuodostukselle suotuisista olosuhteista (Barnes, 1979).

35 Wydrotermiset liuokset ja prosessit Hydrotermisen systeemin syntymiselle on tarkeaa PT-olosuhteiden muutoksen aiheuttama liuoksen liikkuminen, joka tapahtuu helposti lapaisevia kivilajiyksiköitä pitkin. Tällaisia kulkukanavia ovat siirros-, ruhje- ja breksiavyöhykkeet. Osa liuoksista kulkeutuu pintaan, mutta osa, kohdatessaan helposti lapaisevia muodostumia, ohjautuu näihin. Kulkuesteitä ovat yleensa tiiviit savikerrokset, subvulkaaniset kivet ja tiiviit laavapatjat. Helpommin lapaisevia ovat taas huokoiset sedimentit, tuffit ja vulkaniitit seka helposti syrjaytyvia mineraaleja sisältävät kerrostumat kuten evaporiitit. Kiven huokosvyöhykkeessa kulkevan hydrotermisen liuoksen koostumus ja ph-eh -suhteet muuttuvat sen reagoidessa sivukiven kanssa. Liuoksen koostumus riippuu ensisijaisesti uutettavasta kivestä eli kiven kokonaiskoostumuksesta eikä tiettyjen hivenaineiden poikkeuksellisesta rikastumisesta kivessä. Hydroterrnisessa prosessissa vesi/kivi -suhde yhdessä lämpötilan ja liuoksen koostumuksen kanssa määräävät sivukiven muuttumisen. Liuoksen koostumukseen voivat lisäksi vaikuttaa muiden liuosten sekoittuminen seka kiehuminen ja suodattuminen (Skinner, 1979; Franklin ja muut, 1981). Myös metallien konsentraatio on riippuvainen prosessin vesi/kivi -suhteesta, vaikka ne mobiloituvat kaikissa vesipitoisissa systeemeissa. Meriveden vaikutusta eri kivilajeihin ovat tutkineet mm. Reed (1983) seka Kawahata & Fututa (1985). Metallit kulkeutuvat hydrotermisissa liuoksissa erilaisina rnetallikomplekseina. Tärkeimpiä ja yleisimpiä ligandeja ovat C1-, HS- tai H,S ja OH- (Barnes, 1979). Hydrotermisten liuosten sisaltamien metallien kuljetuskapasiteetti riippuu pikemminkin ligandin aktiivisuudesta kuin metallien runsaudesta isäntakivessa. Metallien saostumisen hyd- rotermisista liuoksista aiheuttaa (1) liuoksen jaahtyminen, (2) ligandien aktiivisuuden aleneminen tai (3) rikin aktiivisuuden kohoaminen (Barnes, 1979). Maapallon kehityshistorian ehkä yleisin hydroterminen prosessi on merenpohjalla tapahtuva meriveden konvektio. Tässä lämpölähteenä on mantteliperäinen magmatismi ja kiertävänä hydrotermisena liuoksena merivesi. Monet vanhoista ja nykyisistä massiivisista sulfidiesiintymistä ovat syntyneet tämän aktiivisuuden tuloksena. Basalttisissa kivissa tapahtuvan hydrotermisen toiminnan tuloksena ovat syntyneet Cu- ja Cu-Zn -malmit ja felsisissa vulkaniiteissa Pb-Zn -malmit. Vanhoja tämän tyyppisiä malmeja ovat kuvanneet mm. Franklin ja muut (1981) ja nykyisiä valtamerenpohjalla tapahtuvia prosesseja mm. Kawahata & Futura (1985) seka Alt ja muut (1987). Toinen yleinen hydroterminen tapahtuma on diageneesin aiheuttama veden kierto. Tämä prosessi on hyvin yleinen heikon hydrotermisen alueellisen muuttumisen aiheuttaja. Kuusamon alueellinen muuttuminen ilmeisesti liittyy tähän tapahtumaan. Nykyisen käsityksen mukaan arkeeiset kultaesiintyrnat ja näihin liittyvän hydrotermisen muuttumisen ovat aiheuttaneet liuokset, joiden paakomponenttina on metamorfoosissa vapautunut CO2-rikas vesi (Kerrich, 1983). Phillipsin ja muiden (1987) mukaan tällainen haihtuvien aineiden vapautuminen tapahtuu amfiboliittifasieksen olosuhteissa tai sen yläpuolella ja liuokset kulkeutuvat ruhjeita ja muita heikkousvyöhykkeita pitkin alempaan fasiekseen. Hydrotermisten prosessien vesi on vain harvoin peräisin yhdestä lähteestä. Yleensä sekoittumista eri Iahteista tapahtuu hydrotermisen prosessin edetessä. Hydroterminen muuttuminen Kuusamon liuskealueella Hydrotermiset muuttumisprosessit Kuusamossa ovat eri-ikäisiä seka luonteeltaan erilaisia. Karkeasti ne voidaan jakaa kahteen ryhmään, jotka saattavat olla osin päällekkäisiä. Alueellinen muuttuminen on tapahtunut diageneesin ja metamorfoosin yhteydessä. Sita kontrolloi PT-olosuhteiden muutoksen vaikutuksesta tapahtuva vesipitoisuuden muutturninen. Hydrotermiset liuokset ovat paikallisia ja tapahtuma on alueellinen. Malminmuodostukseen liittyvä muuttuminen on nuorempaa ja lapikotaisempaa. Sita kont- rolloivat paikalliset syvärakenteet ja hydrotermiset liuokset ovat pääasiassa kulkeutuneet kivilajiyksiköiden ulkopuolelta, samoin suurin osa metalleista. Alueellinen muuttuminen on tapahtunut varhaisessa vaiheessa sedimentaation jälkeen ja osaksi sen aikana. Muuttuminen on samankaltaista laajoilla alueilla, joissa ovat vallinneet samat geologiset olosuhteet. Hydrotermiset liuokset ovat koostuneet seka merivedestä että diageneesissa vapautuneesta vedestä, joiden lämpötila Kuusamossa on ollut yleensa alhainen. Ulkopuolisten liuosten ja

36 näiden kuljettarnien metallien merkitys on oliut vahainen ja muuttumisen seurauksena tapahtui ainoastaan tiettyjen alkuaineiden uudelleenjakautumista. Kuusamossa yleisiä alueellisia muuttumisprosesseja ovat olleet spiliittiytyminen ja serisiittiytyminen. Serisiittiytyminen on pitkäaikaisen kehityksen tulos, joka on alkanut savimineraalien diageneesista ja saavuttanut lopullisen serisiittivaltaisen mineraaliseurueen vihrealiuskefasieksen metamorfoosissa. Biotiittipitoiset kivet ovat todennäköisesti saaneet magnesiumin lisän merivedesta, samoin kuin satunnaisesti esiintyvä albiitti natriumin lisänsä. Tähän tapahtumaan ei liity mainittavaa metallien rikastumista vaan pääasiassa mineraalien uudelleenkiteytymista. Suurin merkitys tämän tyyppisessä muuttumisessa on alueellisella metamorfoosilla. Mafiset vulkaniitit ja albiittidiabaasit ovat voimakkaasti spiliittiytyneita, jolloin alkuperäinen mineraalikoostumus on meriveden vaikutuksesta täysin muuttunut. Kyseinen tapahtuma on, ja on ollut, yleisin hydroterminen prosessi maankuoren pintaosassa. Sitä tapahtuu nykyisin merenpohjassa varsinkin valtamerien keskiselanteilla. Spiliittiytymisessä lämpölähde, joka on vulkaaninen tai intrusiivinen toiminta, aiheuttaa meriveden kiertoa merenpohjalle purkautuneissa vulkaniiteissa. Tällöin mafiset mineraalit hydrautuvat ja plagioklaasi albiittiutuu. Kuusamossa spiliittiytyrniseen ei liity merkittävää malminmuodos- tusta, vaikka se on yleisimpiä malrninmuodostusprosesseja. Tämä ilmeisesti johtuu vulkaniittien vahaisyydesta sedimentteihin verrattuna seka yleensa vähäisestä lämpöenergiasta. Spiliittiytymiseen liittyva sedimenttisten kivien muuttuminen vulkaniittien alapuolella on Kuusamossa yleensa vahaista. Samoin osalla albiittidiabaaseja on terävät kontaktit sedimenttisiin sivukiviin, joissa muuttuminen on ollut vahaista. Syynä tähän saattaa olla albiittidiabaasien konformi asema ja kontaktin sivukivien heikko Iapaisevyys. Paikoin albiittidiabaaseihin liittyy läpikotaisin muuttuneita sivukivia, joissa muuttumisvyöhyke saattaa olla useita kymmeniä metrejä jopa sata metriä. Näissä tapauksissa muuttuminen ei ilmeisesti liity albiittidiabaasien tunkeutumiseen, vaan malminmuodostuksen prosesseihin liittyvät liuokset ovat myöhemmin tunkeutuneet albiittidiabaasien kontaktien heikkousvyöhykkeita pitkin. Tällaisia tapauksia Kuusamosta tunnetaan useita, mutta ainoa mineralisoitunut esiintyma on Kantolahdella. Merkittävimmät mineralogiset ja kemialliset muutokset spiliittiytyneissa kivissa tapahtuivat valittömasti vulkaniittien purkautumisen jälkeen. Siellä missä ulkopuoliset liuokset eivät ole osallistuneet tapahtumaan, myöhemmän alueellisen metamorfoosin vaikutus kivien koostumukseen on ollut vahaista johtuen alhaisesta metamorfoosiasteesta. Malminmuodostukseen liittyvä hydroterminen muuttuminen Malminmuodostukseen liittyvä hydroterminen muuttuminen Kuusamossa on nuorempaa kuin alueellinen muuttuminen ja se näyttää tapahtuneen useammassa vaiheessa. Luonteeltaan muuttuminen on intensiivista ja usein lapikotaista. Paikoin kuitenkin primaariset rakenteet ovat säilyneet haamumaisina varsinkin kivissa, jotka ovat lapikayneet vain yhden metasomaattisen vaiheen. Hydrotermista muuttumista kontrolloivat paikalliset ruhjeet ja poimurakenteet. Lisäksi hydrotermisten liuosten kulkeutumista ohjaavat sopivat läpäisevät seka toisaalta lapaisemattömat kivilajiyksiköt. Kvartsiittiset ja karbonaattipitoiset kerrostumat ovat olleet suotuisia kulkuvaylia, kun taas mafiset vulkaniitit, albiittidiabaasit, savisedimentit ja silttikivet ovat toimineet liuoksia 1apaisemattömina kerroksina. Toisin kuin alueellisessa muuttumisessa, hydrotermiset liuokset ovat peräisin syvemmältä maankuoresta hydrautuneista silikaateista seka silikaattien valitilasta. Pintaveden määrä on vähäinen. Albiittiutuminen on malrninmuodostukseen liittyvistä hydrotermisista muuttumistapahtumista vanhin seka yleensa myös laaja-alaisin. Albiittiutuneet kivet muodostavat tyypillisesti koostumukseltaan laaja-alaisen spektrin vähiten albiittiutuneista serisiittikvartsiiteista puhtaisiin albiittikiviin. Osa albiittiutuneista kivista on selvästi sedimenttisyntyisia serisiittikvartsiitteja ja -1iuskeita. Hydroterminen muuttuminen alkaa albiitin syrjayttaessa perusmassassa olevaa serisiittia ja mikrokliinia. Vähitellen myös kvartsirakeiden reunaosat albiittiutuvat (Kuva 18) ja syntyy albiitti-kvartsikivi. Kun albiittiutuminen etenee riittävän pitkälle syntyy lähes puhdas albiittikivi, joka koostuu hienorakeisesta albiittimosaiikista. Tallöin kiven alkuperää on usein täysin mahdoton määritellä. Paikoin kuitenkin makroskooppisesti on havaittavissa haarnumainen kerrosrakenne (Kuva 14). Usein albiittiutuneissa kivissa on havaittavissa selvarajai-

37 Kuva 18. Albiitti-kvartsikivi, Kouvewaara. Perusmassa ja osittain myös kvartsirakeet ovat albiittiutuneet, kvartsirakeet kuvassa koholla. 1 cm = 0.2 mm. Fig. 18. Albite-quartz rock, Kouvervaara deposif. Matrix and partly a quartz clast have been albitized. 1 cm = 0.2 mm. nen albiittiutumisrintama, jossa klastinen kvartsiitti vaihettuu muutaman senttimetrin matkalla albiittiutuneeksi kvartsiitiksi ja edelleen voimakkaasti albiittiutuneeseen albiittikvartsi- ja albiittikiveksi. Lähes puhtaat albiittikivet ovat yleisiä Kuusamossa ja niitä esiintyy laaja-alaisesti Juomasuolla ja Konttiahossa. Näiden kivien syntyminen hydrotermisesti serisiitti-kvartsiitista vaatii huomattavaa alumiinin lisäystä tai piin poistumista. Alumiini on kuitenkin tyypillisissä hydrotermisissa olosuhteissa imrnobiili (vrt. Kerrich & Fyfe, 1981). Myöskään albiittiutuneiden kivien ympäriltä ei ole todettu voimakkaasti kvartsiutuneita kiviä tai merkittäviä kvartsijuoniverkostoja. Sen sijaan serisiittivaltaisten kivien läpikotaisen Na-metasomatoosin tuloksena syntyy albiittikiviä (Taulukko 2, reaktio 1). Serisiittikvartsiittimuodostumassaesiintyy myös serisiittiliuskeita, mutta albiittikivien ympäristöstä ei ole todettu voimakasta K-metasomaattista vyöhykettä, jota prosessi edellyttäisi. Albiittikivet ovat saattaneet olla alkuperäiseltä koostumukseltaan vulkanoklastisia tuffeja tai tuffiitteja, jolloin kivi koostumukseltaan on ollut alumiinirikas ja mahdollisesti natriumrikas. Samaan tulokseen ovat myös tulleet Lehtonen ja muut (1989) Keski-Lapin alueelta. Albiittikivet ovat rnik- roskooppiselta rakenteeltaan hyvin vaihtelevia, ja albiitti esiintyy näissä vierasmuotoisena ja hitsautuneena (Kuva 19), granoblastisena ja paikoin 1ähes omamuotoisena sekä ofiittisina ja subofiittisina liistakkeina. Paikoin tavataan kahden generaation albiittia, jolloin kivi on mikrobreksiarakenteista. Murskaleet koostuvat hienorakeisesta hitsautuneesta albiitista ja breksioiva aines on karkearakeisempaa ja omamuotoisempaa. Albiittikivet ovat tyypillisesti väriltään punertavia tai ruskehtavia, minkä aiheuttaa pölymäisen hematiitin ja rutiilin esiintyminen. Tämän perusteella hydroterminen liuos olisi oiiut luonteeltaan hapettava (Cameron & Hattori, 1987). Sulfaattimineraalien esiintyminen on toinen hapettavien olosuhteiden ilmentäjä. Kuusamosta näitä ei ole tavattu, mikä viittaisi liuoksen rikkiköyhyyteen. Tätä tukee myös sulfidien puuttuminen albiittikivistä. Lukuisat arkeeiset kultaesiintyrnät Kanadassa liittyvät subvulkaanisiin ja ekstrusiivisiin felsisiin vulkaniitteihin, joista käytetään yleisnimeä kvartsimaasälpäporfyyri (Karvinen, 1980). Kerrich ja Hodder (1982) ovat esittäneet happi-isotooppikoostumusten perusteella albiittiutumisen tapahtuneen meriveden aiheuttaman spiliittiytymisen seurauksena. Kerrich (1983) käyttää tästä alhai-

38 Taulukko 2. Tyypillisiä hydrotermisia muuttumisreaktioita. Table 2. Typical hydrothermal alteratiotzs. KA13Si3~Olo(OH), + 6Si0, + 3Na+ < = > 3NaAiSi,O, + K+ + 2Ht serisiitti kvartsi albiitti 4(Na,K)AISi,O, + 2H+ < = > NaAiSi30, + KA13F3,0,,(OH), + alkalimaasalpa 6Si02 + 2Na+ albiitti serisiitti kvartsi 2NaAlSi,O, + 2.5MgZ Fe H,O < = > albiitti Mg,~~F~,.5A12Si,010(OH)8 + 2Na+ + 3H,Si04 + 8H+ kloriitti NaAiSi30, + (Mg,Fe),Al,Si30,,(OH), + 5CaC0, + K+ < = > albiitti kloriitti kalsiitti KAi3Si301,(OH)2 + 5Ca(Mg,Fe)(C03), + 3Si0, + 3H20 + Nai serisiitti ankeriitti-dolomiitti kvartsi (Mg,Fe)5A1,Si30,0(OH), + 3Si0, + 1/3Fe30, + 2K+ < = > kloriitti kvartsi magnetiitti 2KAI(Mg,Fe),Si3Olo(OH), + H,O + H+ biotiitti 3(Mg,Fe),Al,Ai,Si,010(OH), + 6Ca2Al3Si3O1,(0H) + 6Si0, + Al-kloriitti epidootti kvartsi 24C0, + 10K+ < = > 10KAl,Si30,,(OH), + 12Ca(Mg,Fe)(C0,)z + 10H+ serisiitti ankeriitti-dolomiitti 3Ca,(Mg,Fe),Si,O,,(OH), + 2Ca2Al,Silo(OH) + 10C0, + 8H,O aktinoliitti eoidootti < = > ~(M~,F~),A~,s~~o,,(oH), + 10CaC0, + 21Si0, kloriitti kalsiitti kvartsi (Mg,Fe),N,Al,Si,O,,(OH), + 2Ca,A13Si,01,(OH) + 22Si0, + Al-kloriitti epidootti kvartsi 8C0, + 10Na+ < = > 10NaA1Si30, + 4Ca(Mg,Fe)(CO,), + 10Ht albiitti ankeriitti-dolomiitti CaTiSiO, + CO, < = > CaCO, + TiO, + SiO, titaniitti kalsiitti rutiili kvartsi 2(Mg,Fe),Al,Si,010(OH), + CaCO, + 8C0, < = > kloriitti kalsiitti (Mg,Fe),Al,Si,01,(OH)4 + 8Ca(Mg,Fe)(C03), + 4Si0, + 6H,O kloritoidi ankeriitti-dolomiitti kvartsi 2(Mg,Fe),Al,Si3Ol,,(OH), + 7Si0, + H,S < = > FeS + 4H,O + 20, kloriitti kvartsi magneettikiisu + (Mg,Fe),Si,O,,(OH), + (Mg,Fe)2Al,Si501, antofylliitti kordieriitti 3Mg,,5Fe,.5A1,Si,0,,(OH)8 + 10H2S , + llh,sio, kloriitti + 5Mg2+ < = > 5Mg,.5Feo.,Si,010(OH), + 5FeS, + 6Al(OH),- talkki + 19H,O + 16H+ Kirjaiiisuusviitteet: 1 ja 8: Kerrich (1983); 2, 4, 5, 10 ja 11: Colvine ja muut (1988); 3 ja 12: Roberts & Reardon (1978); 6 ja 9: Kerrich & Fyfe (1981); 7: Whitehead ja muut (1981). sen lämpötilan ( C) muuttumisesta nimitystä hapettava Na-muuttuminen erotukseksi malminmuodostukseen liittyvästä pelkistavästä Na-CO, -muuttumisesta. Mikäli Kuusamon albiittikivet ovat alkuperältään felsisiä vulkaniitteja, edellä kuvattu on todennäköinen muuttumisprosessi. Sen sijaan kvartsiittisen kiven täydelliseen albiittiutumiseen prosessi yksistään on liian tehoton. Messinan kupariesiintyrniin Etelä-Afrikassa liittyy voimakasta albiittiutumista (Jacobsen & Mc- Carthy, 1976). Heidän mukaansa albiittiutumisen ja malminmuodostuksen aiheuttaneissa liuoksissa natriumin ohella myös alumiini on ollut mo- biili. Myös Kuusamon Silttikivimuodostumasta tunnetaan alkalisia juonia ja intruusioita, joiden yhteyteen liittyy voimakas albiittiutuminen. Vanhojen evaporiittikerrostumien esiintyminen Kuusamossa on myös huomioitava mahdollisuus. Nykyisellään ne ovat metamorfoosissa tuhoutuneet, mutta merkkinä näiden esiintymisestä voidaan pitää karbonaattipitoisia kerrostumia, joita on tavattu kaikista sedimenttimuodosturnista (Pekkala, 1985). Puhtaat albiittikivet ovat harvoin mineralisoituneita, jolloin ne sisältävät vain rautakiisuja, pääasiassa omamuotoista rikkikiisua. Sen sijaan kvartsiittien Na-metasomaattisissa jäsenissä, albiit-

39 Kuva 19. Hitsautunut albiitti-kvartsikivi, hieman biotiittiutunut, Kouvervaara. 1 cm = 0.1 mm. Fig. 19. Welded-like albite-quartz rock with some biotite, Kouvervaara deposit. 1 cm = 0.1 mm. ti-kvartsikivissä on paikoin koboltti- ja kuparirikkaita esiintymiä mm. Kouvervaara, Ollinsuo ja Meurastuksenaho. Kultaa ja muita harvinaisia metalleja niissä on vain harvoin, joiloin niissä on havaittavissa myöhempää muuttumista kuten kvartsiuturnista. Sen sijaan koboltti- ja paikoin kultarikkaita rnineralisaatioita on tavattu albiittikivista, jotka ovat serisiittiytyneitä ja kloriittiutuneita. Hydroterminen muuttuminen ei ole näissä yleensa voimakasta, mutta selvästi havaittavaa. Mineralisoituneita ja heikosti serisiittiytyneitä albiittikiviä on ainoastaan läpikotaisin serisiittiytyneiden kivien huntuna. Mg-Fe -metasomatoosi Mg-Fe -metasomatoosi on albiittiutumista nuorempaa, ja se on tapahtunut yleensa tämän päälle. Niiiden kahden tapahtuman väiillä saattaa olla merkittävä ikäero sekä erilainen hydrotermisen liuoksen lähde. Mg-Fe -metasomatoosi liittyy 1äheisesti malminmuodostukseen. Joissakin esiintymissä, kuten Säynäjävaarassa ja Meurastuksenahossa, se on pääasiallinen mineralisoitunut kivi. Kouvervaarassa kultapitoinen malmin osa sijoittuu Mg-Fe -muuttuneisiin kiviin. Kloriittiutuminen ja amfiboliittiutuminen ovat yleisimpiä Mg-Fe -metasomaattisia muutoksia Kuusamon esiintymissä. Magnetiitti ja paikoin kloritoidi ovat syntyneet muuttumisen myöhäisvaiheessa, johon liittyy myös biotiittiutumista. Kloriittiutumisen aiheuttanut hydroterminen liuos on rikastunut Mg2+-ionien suhteen, jotka reagoidessaan albiittikiven kanssa muodostavat kloriittia (Taulukko 2, reaktio 3). Vapautuva natrium ja kvartsi muodostavat edelleen albiittia ympäristön albiittiutuneeseen kiveen. Alkuvaiheessa liuoksen magnesiumkonsentraatio ja hapetusaste ovat korkeita, mutta laskevat kloriitin muodostumisen seurauksena (Roberts & Reardon, 1978). Samalla liuoksen rautapitoisuus kasvaa ja hapetusaste pienenee. Lopulta rautavaltaisesta liuoksesta saostuu magnetiittia j a h i rautasulfideja. Voimakkaimmin kloriittiutuneissa osissa esiintyy yleisesti magnetiittia pirotteena tai massiivisina kerroksina. Ilmeisesti myös silikaattien rautapitoisuus kasvaa muuttumisen intensiivisyyden kasvaessa kuten Roberts & Reardon (1978) ovat todenneet tapahtuneen Mattagamissa. Tätä maliia tukee stauroliitin, kloritoidin ja almandiinin esiintyminen magnetiitin ohella voimakkaimmin muuttuneissa kivissä. Paikoin voimakkaasti liuskettuneissa ja kloriittiutuneissa kivissä on suuntautumattomia arnfiboliporfyroblasteja, jotka ovat koostumukseltaan yleensä aktinoliittia. Nämä ovat syntyneet paikallisesti kohonneissa PT-olosuhteissa. Mikroskoop-

40 pisen rakenteen ja suuntautumattomuuden perusteella amfibolit ovat syntyneet progradisen pikemminkin kuin retrogradisen tapahtuman seurauksena. Tätä tukee myös se, että amfibolia, granaattia, kloritoidia, stauroliittia ja magnetiittia sisaltavissa kivissa plagioklaasin anortiittipitoisuus on suhteellisen korkea, yleensa %. Amfibolia esiintyy myös porfyroblasteina albiitti-amfiboli-karbonaattikivissa, joissa Mg-metasomatoosin vaikutus on ollut vähäinen. Näitä kiviä on yleensä voimakkaasti kloriittiutuneiden kivien ymparilla. Kaikkein voimakkainta Mg-metasomaattista muutosta edustaa talkkiutuminen. Mineralisoituneissa kivissa ei talkkia yleensa ole. Sen sijaan talkkia joko kloriitin kanssa tai yksin on paikoin albiitti-karbonaatti-kvartsikivissa. Runsaimmin talkkia on luonnollisesti kloriittiutuneissa mafisissa tai ultramafisissa silleissa, joissa se korvaa kloriittia (Taulukko 2, reaktio 12). Nämä sillit eivat sisällä arvometalleja, mutta niissä on yleisesti rikkikiisukiteita. Voimakkaasti serisiittiytyneissakin vyöhykkeissa on yleensa kloriittirikas vyöhyke seka katto- tai ainakin jalkapuolella, mika osoittaa serisiittiytymisen tapahtuneen kloriittiutumisen päälle. Juomasuolla serisiittikiven alapuolella on kloriittirikkaampi vyöhyke, mutta yläpuolelta se puuttuu. Tällöin myös albiittikiven alaosa on voimakkaasti serisiittiytynyt ja kiisuuntunut. Albiitti-serisiittikivi on kulta- ja kobolttipitoinen, mika viittaa malminmuodostuksen liittyvan tähän vaiheeseen. Sen sijaan yläpuolella oleva albiittikivi ei ole kiisuuntunut eika sisalla arvometalleja. Myös muista esiintymistä tunnetaan albiittikivista serisiittiytymisen kautta syntyneitä albiitti-serisiittikiviii. Namä eivat kuitenkaan aina ole mineralisoituneita. Serisiittiytyminen samoin kuin kloriittiutuminen liittyvät plastiseen (ductile) deformaatioon. Ta1- löin ruhje on korkean paineen alaisena kayttaytynyt plastisesti ja hydrotermisen muuttumisen seurauksena syntynyt kivi on rakenteeltaan myloniittinen ja voimakkaasti liuskeinen. Mg-Fe -metasomaattista vaihetta on seurannut kalimetasomaattinen vaihe, jonka aikana kloriittiutuneet kivet seka osin myös albiittikivet biotiittiutuivat ja serisiittiytyivat (Taulukko 2, reaktiot 1, 2, 4, 5 ja 6). Voimakkuudeltaan serisiittiytyminen on ollut hyvin vaihtelevaa. Juomasuolla, Sivakkaharjulla ja Hangaslammella se on taydellisimmin kehittynyt. Malminmuodostukseen liittyvä serisiittiytyminen tulee erottaa albiittiutumisen yhteydessä vapautuneen kaliumin aiheuttamasta muuttumisesta. Tätä edustavat biotiittiporfyroblastiset serisiittikarbonaattiliuskeet kaikkein uloimpana malmivyöhykkeestä. Näissä kivissa biotiitti seka mahdollisesti osa serisiitista ovat syntyneet alhaisessa (alle 150 C) lämpötilassa (vrt. Seyfried & Bischoff, 1979). Alhaisesta lämpötilasta ja huokoisuudesta johtuen muuttuminen ei ole vaikuttanut merkittävästi kiven ulkoasuun, vaan sedimenttirakenteet ovat yleensa hyvin säilyneet. Kalimetasomatoosin alkuvaiheessa kloriitti syrjäyttää biotiittia. Useissa esiintymissa biotiitin esiintyminen on ainoa merkki kaliumin lisayksesta. Muuttumisen voimakkuuden kasvaessa ilmestyy mukaan serisiitti ja lapikotaisen muuttumisen seurauksena syntyy serisiitti-kvartsikivi. Voimakkaasti serisiittiytyneissa kivissa magnetiitti on usein säilynyt pirotteena tai korkeassa rikkiosapaineessa se on muuttunut rikkikiisuksi. Tallöin kloriitti on usein vielä päämineraalina. Karbonaattiutuminen ja kvartsiutuminen ovat yleensa viimeisimpiä hydrotermisia prosesseja Kuusamon esiintymissa. Riippuen ympäristön PTolosuhteista ne esiintyvät joko yhdessä tai erillään. Tyypillisiä karbonaattiutumisreaktioita ovat taulukossa 2 reaktiot 4 ja 6-10 seka kvartsiutumisreaktioita 1-5, 7, 9 ja 10. Karbonaattiutumista on tapahtunut ainakin kahdessa eri vaiheessa. Vanhinta edustaa albiittija albiitti-amfibolikivissa esiintyvä dolorniitti, joka usein on omamuotoisina porfyroblasteina (Kuva 13). Tämä vaihe liittyy albiittiutumisen loppuvaiheeseen, eika siihen ole todettu liittyvän malminmuodostusta. Myöhaisempi karbonaattiutuminen, johon liittyy myös malminmuodostusta, liittyy pääasiassa hauraaseen (brittle) deformaatioon. Kaikkein plastisimmissa deformaatiovyöhykkeissa kuten Juomasuon ja Sivakkaharjun serisiitti-kloriittikivissa karbonaatti ei ole pysyvä. Se näyttää saostuvan vasta hauraamman deformaation ja alhaisemman PT:n olosuhteissa kauempana serisiitti-kloriittikivista. Magnesiittia ja sideriittia ei Kuusamon esiintymien karbonaattiutuneista kivista ole todettu. Sen sijaan rautadolomiitti, dolomiitti ja kalsiitti, jotka ovat syntyneet tässä järjestyksessä, ovat yleisiä lähes kaikissa esiintymissa. Konttiahon hydrotermisten breksiapiippujen perusmassassa rautadolomiitti on vallitseva. Kalsiittia esiintyy vain myöhemmissä leikkaavissa juonissa. Myös Juomasuolla ja Saynajavaarassa rau-

41 tadolomiitti on vallitseva. Kishida & Kerrich (1987) ovat todenneet ankeriitin ja rautadolomiitin rautapitoisuuden kasvavan progressiivisen metamorfoosin myötä. Näin on tapahtunut myös Kuusamon esiintymissa. Sen sijaan Meurastuksenahossa, Ollinsuolla ja Kouvervaarassa on kalsiitti yleisin, jolloin se esiintyy mineralisoituneiden juonten ja linssien harmemineraalina. Meurastuksenahossa näkyvä kulta liittyy näihin kalsiittirikkaisiin juoniin ja linsseihin. Robertsin (1987) mukaan kalsiitin esiintyminen viittaisi korkeaan metamorfoosiasteeseen. Kuusamossa myös silikaattimineraalit edustavat korkeata metamorfoosiastetta. Vaikka dolomiittia onkin tavattu naista esiintymistä, sen on todettu liittyvan kalsiittia vanhempaan muuttumistapahtumaan. Kvartsiutuminen on toinen tyypillinen viimeisen vaiheen hydroterminen tapahtuma kaikissa esiintymissa. Se on tapahtunut yleensa karbonaattiutumisen loppuvaiheessa seka osittain taman jalkeen. Hauraan deformaation vyöhykkeessa sitä edustavat leikkaavat kvartsi- ja kvartsi-karbonaatti-albiittijuonet. Näitä juonia on myös mineralisoituneen vyöhykkeen ulkopuolella, mutta naissa ei esiinny kultaa, eivätkä ne ole kiisuuntuneita. Konttiahon esiintymässä kvartsijuonet ovat nuorimpia, ja ne leikkaavat karbonaattikivia. Konttiahon alueelta on löytynyt myös yksi harvoista näkyvää kultaa sisaltavista kvartsi-karbonaattijuonista mineralisoituneen vyöhykkeen ulkopuolelta. Plastisen deformaation vyöhykkeestä selvät kvartsijuonet puuttuvat. Serisiitti-kloriittikivissa kvartsi on venyneina, pieninä linsseina, jotka saattavat olla katkeilleita kvartsijuonia. Näissä linsseissa kvartsirakeet ovat yleensa rikkoutuneet mosaiikiksi ja niitä ympäröi hyvin hienorakeinen, liuskettunut ja plastinen serisiittirikas seka paikoin kloriittirikas massa. Sulfidiesiintymissa ovat tavallisia kvartsirakeet, jotka koostuvat taitekertoimiltaan erilaisista SiO,-vyöhykkeista, yleensa lamelleista. Kyse on todennäköisesti piioksidin eri muodoista, mikä viittaisi hydrotermiseen syntyyn. Fournierin (1985) mukaan näitä esiintyy epitermisissa tai muuten poikkeuksellisissa kiteytymisolosuhteissa. Ollinsuolla ja Meurastuksenahossa on massamaisempaa, ilmeisesti albiittikivesta kvartsiutumalla syntynyttä kiveä. Paikoin se on mineralisoitunutta ja sisältää kohonneita Co-, Cu- ja Au-pitoisuuksia. Kyseisissä esiintymissa kvartsiutuminen on runsaampaa kuin muissa. uita metasomaattfsia muutoksia Lähes kaikissa esiintymissa ovat turmaliini, rutiili, apatiitti sekä paikoin epidootti tyypillisiä aksessorisia mineraaleja hydrotermisesti muuttuneissa kivissä. Nämä mineraalit ovat syntyneet hydrotermisen muuttumisen tuloksena. Turmaliini edustaa tyypillistä boorimetasomatoosin tuotetta. Sen määrä vaihtelee eri esiintyrnissa seka esiintymäkohtaisesti. Turmaliini esiintyy lahes omamuotoisina, usein vyöhykkeellisina kiteina. Väri vaihtelee lahes varittömasta vihreään. Kouvervaarasta on syvakairauksessa todettu noin 1 m paksu turmaliinivaltainen kvartsijuoni. Yleensä turmaliinirikkaat juonet ovat korkeintaan 1 cm leveitä. Juonet ovat selvästi harvinaisempia kuin aksessorisena pirotteena esiintyminen. Toinen yleinen ja tyypillinen aksessorinen mineraali on rutiili. Sitä on kaikissa muuttuneissa kivissa, mutta runsaimmin albiittiutuneissa kivissa, jossa se hienona pölynä antaa kivelle punertavan tai ruskehtavan värisävyn. Rutiili syntyy ilmeniitin hajoamistuloksena. Titaniitti hajoaa rutiiliksi reaktion 9 mukaisesti (Taulukko 2). Nesbitt (1982) on todennut ilmeniitin muuttuvan rikin vaikutuksesta rutiiliksi malmia lahestyttaessa. Kuusamossa kaikkein voimakkaimmin muuttuneissa kivissä rutiili on ainoa titaanimineraali. Heikommin muuttuneissa kivissa saattaa sen ohella olla myös ilmeniittia ja titaniittia. Epidootti ei ole yhtä yleinen aksessorinen mineraali kuin edellä olevat. Kuitenkin esiintyessään, kuten Meurastuksenahossa ja Pohjasvaarassa, se on paikoin paamineraalina kvartsin, kloriitin ja biotiitin ohella. Usein epidootissa on metamiktisesti hajonnut sydän, joka on alunperin ollut allaniittia. Kemialliset muutokset Seuraavassa käsitellään Kuusamon malminrnuodostukseen liittyvan hydrotermisen muuttumisen kemiallista vaihtelua kokonaisuudessaan. Koska käytettävissä oleva esiintymakohtainen kemiallinen aineisto on hajanaista, on luotettavien yleispiirteiden kuvaaminen vain suuntaa antavaa. Kui- tenkin osa Juomasuon aineistosta on riittävän yhtenäistä. Tulos on aikaisemmin esitetty taman esiintymän kuvauksen yhteydessä, missä syvakairausprofiili (Kuva 5) kuvastaakin hyvin hydrotermista muuttumista muissakin Kuusamon Au-Co -esiintymissa.

42

43

44

45

46

47

48

49

50

51

52

53

54

55

56