SOOMEN GEOLOBINEN KAITTA

Transkriptio

1 GEOLOGINEN TUTKIMUSLAITOS SOOMEN GEOLOBINEN KAITTA GEOLOUICAL MAP OF FINLAND 1 : LEHTI - SHEET VILJAKKALA-TEISKO KALLIOPERAKARTAN SELITYS EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS KIRJOITTANUT-BY AHT I S IMONEN HELSINKI 1952

2 GEOLOGINEN TUTKIMUSLAITOS SUOMEN GEOLODINEN KARTTA GEOLOGICAL MAP OF FINLAND 1 : LEHTI -- SHEET VILJAKKALA-TEISKO KALLIOPERAKARTAN SELITYS EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS KIRJOITTANUT - BY AHTI SIMONEN HELSINKI 1952

3 SI` ALLY,S CONTENTS TCTK1\1CSVAIHEEI' 5 KALLIOI'1ERR \\ PAAP11R'1EIET 6 YLOJARVEN :LIL"SKEALUE 7 Fl"LLIITIT JA IilILLELII SKEET 8 K\'ARTSI-1L\AsA.LPALICSKEET 10 KONCLOMERAATIT 14 I :VIAKSISET J.A INTERJIEDLVA1:1S1 : 'l' TVFF11TIT 1 7 PORFV"RLITIT JA PORFYYRIT. ALHAISEN LAMPOTILAN IIETA.AIORFOOSI JA SIr.:RISTITTIY'I`V'ILINEN. 22 NAS1J ARVEN ITAPUOLEN TJUSKEET 26 VILJAKKALAN- L1US KEALUI," 27 SYVAKIVIALCEl :N ( :NEISSI'I' 28 SYVaKIVET 2I8 LILJSKEALUEEN SFV_AKIVIMASSIIVIT 28 HA.MEE\EYRO_N 11ASSIJ I 28 YLOJARV I!:A TASAILAKFA EN KV"ARTSIDIORIITTl 30 NOKLAN PORFYYRIVRN KV'ARTSIDIORIITTI 30 TAMPEREEN GNPISSIMAINEN (>RANODTORIITTI 31 Ll : :(11'IANIE\IE\ SYV - AI(IVET, '31 v - AR_vIALAN GRANOnwRIITTl 32 \ILJAKKALAN SY\.\KIVTALCU :32 LIIISKEALI EE- PQHJOISP('OLEK SYVAKIVET 3 EIIAKSISET SY\AKIVET 33 KVARTSI- JA ( :RANODIO11ITIT 34 C RA yiitit 3 5 SYVAKIVIEN KESKI\AISNTI' SUIITEET 36 TEKTONITKKA JA STRATIGRAFIA 37 3IALIIIT JA 11t-1"T HYODYLLISET KAIVANNAISET 41 `10 EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS SI!EET 2124 VILJAKKALA--TEISKO INTRODUCTION 47 THE YLOJARVI SCHIST AREA 47. PHYLLITKS AND MICA schists 47 QUARTZ-FELDSPAR SCHISTS CONGLOMERATES bill

4 4 BASIC AND INTERMEDIATE TUFFITES PORPHYRITES AND PORPHYRIES LOW-TEMPERATURE METAMORPHISM AND SERICITIZATION THE SCHIST AREA ON THE EASTERN SIDE OF LAKE N.ISIJARVI.... THE VILJAKKALA SCHIST AREA ONEISSES OF THE INFRACRUSTAL ROCK AREA INFRACRUSTAL ROCKS INFRACRUSTAL HOCKS OF THII SCHIST ZONE INFRACRUSTAL ROCKS N 01' THE SCHIST ZONE : TECTONICS AND STRATIGRAPIIY ECONOMIC GEOLOGY

5 TUTKIVIUSVAIHEE'1' Geologists yleiskartoitusta on suoritettu Viljakkalan-Teiskon karttalehden alueella jo viime vuosisadan viimeisella vuosikymmenella, ja Sederholmin v julkaisema laaja ja perusteellinen tutkimus Tampereen seudun arkeisesta sedimenttimuodostumasta merkitsi huomattavaa edistysaskelta maamme kallioperan tuntemisessa. Tampereen liuskealueesta muodostui kallioperamme avainalue, ja monet ulkomaalaisetkin ovat kit", - neet siella tutustumassa erinomaisen hyvin sailyneisiin peruskalliomuodostumiin. Erikoisesti kalliopaljastumat Nasijarven molemmin puolin ovat opettavia peruskallion syntya tutkittaessa. Edella mainitun tutkimuksen lisaksi Sederholm on julkaissut useita Tampereen liuskealueen geologiaa kasittelevia kirjoituksia seka Tampereen geologisen yleiskarttalehden B2 (1903) ja siihen liittyvan selityksen (1913). Tassa kallioperakartan selityksessa kuvattava alue joutui uudelleen geologisen tutkimuksen kohteeksi 1930-luvun lopulla. kun alue osoittautui malminetsinnallisesti mielenkiintoiseksi. Kaivostoiniintaan johtaneiden inalmitutkimusten ja louhintatoiden yhteydessa tehtiin runsaasti uusia geologisia havaintoja. Stigzelius julkaisi v Haverin kaivoksen malmigeologiaa ja Viljakkalan liuskealueen kallioperan selvittavan tutkimuksen, ja Saksela (1947) kuvasi Ylojarven liuskealueen serisiittiliuskeissa esiintyvia malmimineraaliseurueita. Tampereen liuskealueen entista yksityiskohtaisempi selvittaminen otettiin geologisen tutkimuslaitok - sen tyoohjelmaan v. 1945, ja samail vuo- Kuva 1. Eri tutkijoiden kartoittamat aluect Viljakkalan-Teiskon den kesalla karkart Mat sto flalm t=iVelhe t194 9 ja 5-ihtSi mo_ nt toitettiin silloi- nen = Harnte ja Sunonen = Viluksela = Sivaltlongeomonen = Kouvo = Hdrme Seitsaari Sen Fig. 1. The wrens mapped by the different persons.

6 6 logi Sahaman johdolla Ylojarven liuskealue seka osia Nasijarveii itapuolen liuskeista. Tutkinruksia jatkettiin kirjoittajan johdolla vv. 191( Tyohon osallistuneiden kartoittajien tutkirnat alueet on esitet ty oheisessa kartakkeessa (kuva 1). Uusien kartoitustulosten perusteella on julkaistu Ylojarven liuskeiden metamorfoosia (Simonen ja Neuvonen 1947) ja tektoniikkaa (Neuvonen ja Matisto 1948) kasittelevat tutkiniukset. Viljakkalan-Teiskon karttalehden itapuoleisesta liuskealueen jatkeesta on julkaistu yksityiskohtainen kuvaus (Seitsaari 1951) ja karttalehden kaakkoisosassa esiintyvan us. Varmalan granodioriittimassiivin tektonista rakennetta on selvitetty (Harme ja Seitsaari 1950). Lisaksi on mainittava, etta Viljakkalan- Teiskon kallioperakartan lansipuoleinen Ikaalisten lehti on ilmestynyt painosta (Huhma, Salli ja Matisto 1951). 'aman selityksen tarkoituksena on antaa yleiskatsaus Viljakkalaii-- Teiskon lehden ja Ylojarven liuskealueen kallioperasta. Kuvauksessa pyritaau rajoittuinaan paaasiassa sellaisiin. seikkoihin. joihin aikaisemmissa tutkimuksista ei olee yksityiskohtaisemmin puututtu. Yleiskatsauksen saavuttamiseksi on kuitenkin ollut v alttaniatonta toistaa paakolitia aikaisemmista tutkimuksista. Lukijan, joka haluaa svventya mahdollisimman perusteellisesti kuvattavan alucen kallioperaan, on tutustuttava edella mainittuihin tutkimuksiin. Sederholmin (1897) klassilliseksi muodostunut tutkimus sisaltaa monia vksityiskohtaisia kuvauksia, jotka ovat erittain hyodyllisia erikoistutkimusten suorittajille. Kirjoittaja esittaa parhaimmat kiitokset kaikille 'larnpereen liuskealueen kartoitustiiihin osallistuneille uutterasta tvosta, monista antoisista retkeilvista ja hedelmallisista keskustelutuokioista. Neiti Thyra Aberg on piirtanyt kallioperakartan ja selitykseen liittyvat piirrokset. Mikrovalokuvat ovat niaisteri Matiston ottamia ja maisterit Toini Mikkola ja K. Neuvonen ovat avustaneet kirjoittajaa optisissa maarayksissa. Kemialliset analvvsit ovat suurimmaksi osaksi maisteri H. B. Wiikin tekemia. Kaikille nimeltzi, mainituille ja nionille muille tv6ta avustaneille kirjoittaja esittaa parliaat kiitokset. KALLIOPER AN P APIIRTEET Viljakkalan Teiskon karttaleliden etelaosassa on vhteniiinen. lapi koko tutkimusalueen ulottuva liuskejakso, jossa on seka vulkaanisia etta sednuenttisvntyisia kivilajeja. Vulkaniitit (porfvriitit, porfvyrit, tuffiitit ja agglomeraatit) ovat vallitsevina ja sedimenttikivia (fylliitit. kiilleliuskeet. kvartsi-rnaasalpaliuskeet ja konglomeraatit) on niukalti. Kuitenkin on mainittava. etta karttalehdella nakvvan liuskejakson etelapuolella fvlliitit ja kiilleliuskeet ovat paakivilajeina. Karttalehtialueella onkin nakvvissi vain paaasiassa vulkaniitteja sisaltava osa arkeisesta. muinaiselle maan pinnalle kerrostuneesta muodostumasta.

7 7 Liuskeita on laajenipana yhtenaisena alueena Nasijarven molemmin puolin Ylojarven ja Teiskon pitajissa. Ylojarven liuskeet ovat kapean vulkaniittijakson valityksella yhteydessd Viljakkalan liuskealueeseen karttalehden lansiosassa. Voimakkaasti gneissiytvneita liuskeita on vahaisina sulkeumina Keski-Suomen syvakivialueella. Sederholmin (1897) kasityksen mukaan Viljakkalan-Teiskon karttalelden liuskeet kuuluvat ns. botnialaiseen peruskalliomuodostumaan, joka on nuorernpi kuin liuskealueen etelapuolelle ulottuva, voimakkaammin uudestikiteytynyt. svioninen muodostuma. Sederholm oletti, etta mainittujen muodostumien valilla on suuri aukko kerrostumasarjassa niin. etta botnialaiset muodostumat ovat kerrostuneet syvalle kuluneelle. svioniselle kallioperustalle. Uudemmat tutkimukset osoittavat kuitenkin, etta Sederholmin svioniset ja botnialaiset muodostumat ovat saaneet nykvisen asunsa svekofennialaisessa vuorenpoimutuksessa ja muodostumien valilla ei ole voimakasta rapautumisvaihetta osoittavaa diskordanssia. Niinpa Tanipereen alueen botnialaiset fylliitit ja kiilleliuskeet vaihettuvat etelaanpain mentaessa asteittain, ilman diskordanssia, voimakkaammin metamorfoituneiksi svionisiksi kiillegneisseiksi. Tektoniikkaa ja tratigrafiaa kasittelevassa luvussa paadytaan siihen tulokseen, ettii alueen vulkaniitit edustavat svekofennialaisessa orogeniassa poimuttuneen pintakivimuodostuman ylempaa horisonttia, kun taas rapautumissedimentit ovat stratigrafisesti vulkaniittien alla. Muodostuman konglomeraatit eivat ole Iuonteeltaan pohjakonglomeraatteja, vaan niitd on pidettava muodostuman sisaisina konglomeraatteina ja ne edustavat vulkaanisen toiminnan aikana tapahtunutta, suhteellisen lyhytta rapautumisvaihetta. Liuskemuodostuman pohjaa ei ole tavattu, vaan kaikki karttalehden syvakivet ovat liuskeita nuorempia ja niiden tunkeutuminen liittyy svekofennialaiseen orogeniaan. Liuskeiden reunustamat syvakivimassiivit karttalehden etelaosassa ovat kokoomukseltaan kvartsi- ja granodioriittisia. Liuskevyon pohjoispuolella on laaja syvakivialue, missy tavataan monia rakenteeltaan ja kokoomukseltaan erilaisia muunnoksia. Karttalehden pohjoisosan syvakivet liittvvat etelaisimpana osana laajaan Keski-Suomen syvakivikompleksiin. YLOJ A1tVE- LIUSKEALUE Ylojarven huskealue Nasijarven lansirannalla tarjoaa erinomaisen lapileikkauksen Tampereen liuskeinuodostumasta ja seuraavassa kuvataankin Ylojarven alueen kallioperaa seikkaperdisemtnin kuin karttalehden muita liuskealueita. Viljakkalan-Teiskon kallioperakarttaan kuuluu tosin vain pohjoisin osa Ylojarven liuskealueesta, mutta tassa selityksessa e,itetaan kallioperakartta (kts. kartta I) ja kuvaus koko liuskealueesta.

8 8 F YLLIITIT J A KIILLELIU SK EET Savikokoomuksellisia rapautumissedimentteja on runsaimmin Yl6- jarven liuskealueen etelaosassa, missy ne muodostavat laajan, yhtenaisen alueen, kun taas pohjoisosan vulkaniittijaksossa niita on vain kapeina kerrospatjoina. Nasijarven rantakallioissa nahdaan parhaiten sailyneena fylliittien alkusyntya selvittavat rakennepiirteet. llerkityksellisin on kerrallisuus (taulu I, kuva 1), joka on tulkittu vuodenaikojen vaihtelusta johtuneeksi (Sederholm 1897, Eskola 193`?) niin, etta vuodessa syntyneen kerran karkearakeinen pohja on kerrostunut kevattulvien aikana, kun taas kerran hienorakeinen ylaosa on sedimentoitunut talvella. Yksityi,- ten kertojen paksuus vaihtelee muutamasta sentista aina muutamaan metriin ja keskimaarainen paksuus on paijon suurempi kuin niyohaisglasiaalisissa lustosavissa. Fylliittien kerrostuessa loyhaa kiviainesta oil ollut runsaasti mantereella ja kasvillisuuden puuttuininen on osaltaan varmaankin edistanyt juoksevan veden kulutustyota. Kerrallisuuden ohella nahdaan monia mutta fylliittien syntya selvittavia rakennepiirteita. Paksuissa tulvakerroksissa havaitut fvlliittimurskaleet osoittavat, etta juokseva vesi on pystynyt irroittamaan kovettunutta savea. Kerran karkearakeisessa osassa havaitaan joskus vahaisen raesuuruuden vaihtelun luonnehtimaa kerroksellisuutta, joka lienee aiheutunut veden kuljetuskyvyn satunnaisista vaihteluista. Kerran ylaosan kerrostuminen on saattanut keskeytya lyhyen tulvakauden sattuessa ja sitloin on syntynyt kapea karkearakeinen raita kerran hienorakeiseen osaau. Fylliiteissa havaitaan lisaksi sarvivalke- tai epidoottirikkaita kalkkikonkretioita, jotka lienevat alkuperaltaan samanlaisia kuin ns. lmatran kivet glasiaalisissa savissa. Fylliittien kemiallinen kokoonius vaihtelee eri kerroksissa ja kertojen eri osissa. Kertojen karkearakeiset hiekkamaiset osat (taulukko V. anal. 2) ovat kvartsirikkaita ja iiiihin on kerrostunut myos rapautumisessa syntynytta residuaalista kvartsia. Hienorakeiset osat ovat sensijaan savimaisia. Kerrallisen liuskeen kokonaiskokoomus (taulukko V. anal. 1) on yleensa savisedimenteille luonteenomainen, mutta muodostuinassa on myos muunnoksia, joissa ei ole huomattavaa A ylimaarazi (taulukko V, anal. 3). Nasijarven seudun fylliittien mikroskooppinen tarkastelu paljastaa klastillisen rakenteen piirteet. Paamineraalit, kvartsi ja maasalpa, oval osittain pyoristyneina jyvasink hienorakeisemmassa kvartsista ja kiilteesta muodostuneessa iskoksessa. Vlaasalpa on paaasiassa plagioklaasia (AnIO-30), mutta varsinkin paksujeii kertojen karkearakeisissa osissa on myos hiukan mikrokliinia. Biotiittia on runsaimmin kertojen savimaisissa osissa. Vahaisin maarin havaitaan apatiittia, magnetiittia, turmaliinia ja hiilipigmenttia seka muuttumistuloksina kloriittia, serisiittia ja epidoottia. Fylliittien iskoksessa esiintyva HE on orgaanista ja Sederholm

9 9 piti Nasijarven itarannan fylliittien pussimaisia hiilikasaumia (Coryciun) enigmaticum) alkeellisten organismien kivettymina. Uuden geologisen kartoituksen yhteydessa loydettiin lapileikkaukseltaan pyoreita, hiilirikkaita renkaita nlyos Nasijarven lansirannalta ii. I km etelaan Valkeekivesta seka, Keisaaresta. Rankaman (1948) suorittama hiili-isotooppien m a- arays (C 12 C 13 ) osoittaa, ett i Coryciumin hiili on orgaanista. Fylliitteihin liittyy myos voimakkaammin uudestikiteytyneita, kiilleliuskemaisia muunnoksia, joissa klastillisen rakenteen piirteet ovat osittain tai kokonaan tuhoutuneet. Laajan rapautumissedimenttialueen pohjoisreunalla, Ylojarven kirkolta itaan, hienorakeinen fylliitti vaihettuu syvakivialuetta lahestyttaessa asteittain voimakkaammin uudestikiteytyneeksi porfyroblastiseksi kiilleliuskeeksi. Fylliittien kerrallinen rakenne on saattanut sailya reliktina voimakkaasti uudestikiteytyneissa muunnoksissa ja silloin nahdaan, etta porfyroblasteja on syntynyt kertojen hienorakeisiin, savimaisiin osiin. Porfyroblasteja muodostaneet, aluminiumrikkaat mineraalit ovat kuitenkin useimmiten muuttuneet serisiittija kloriittipitoisiksi pseudomorfooseiksi ja Ylojarven alueen kiilleliuskeissa havaitaan vain harvinaisuutena andalusiittia, kordieriittia ja granaattia. Andalusiittia on tavattu porfyroblasteina Ylojarven kirkolta lanteen menevan kiilleliuskesuikaleen paassa ja pienessa kiilleliuske-esiintymassa Oksijarven etelapuolella. Kordieriitin riekaleisia jaannoksia on havaittu vain yhdessa ohuthieessa, joka on tehty tasarakeisen ja porfyyrisen kvartsidioriitin valissa esiintyvasta, muutaman kymmenen metrin levy- i- sesta kiilleliuskesuikaleesta. Granaattia on paikoin pienina, yleensa vain mikroskooppisesti havaittavina rakeisa porfyroblastisessa kiilleliuskeessa seka syvakivien kiillegneissisulkeumissa. Geologinen karttakuva (kartta I) nayttaa, etta porfyroblastisia kiilleliuskeita esiintyy runsaimmin granodioriittialueiden reunamilla ja niiden laheisyydessa. Lisaksi tavataan porfyroblastista liusketta unrutaman kymmenen metrin levyisena vyohykkeena laajan fylliittialueen etelaosassa diabaasijuonien sivukivena. Fylliittien uudestikiteytymisessa syntyneiden, porfyroblastisten kiilleliuskeiden esiintymistapa osoittaa, etta, niita on pidettava intruusioiden aiheuttaman kontaktimetamorfoosin tuloksina. Ylojarven liuskealueen etelareunalla fylliitit vaihettuvat etelaanpain nlentaessa asteittain kiilleliuskeiksi ja gneissimaisen granodioriitin jonkossa tavataan kapeina juovina seka itsenaisina paljastumina karkearakeisia kiillegneissimaisia muunnoksia. Kuvat 2 4 taulussa I esittavat uudestikitevtymisen aiheuttamaa rakenteellista muutosta kivilajisarjassa fylliitti-kiilleliuske-kiillegneissi. Nokian pohjoispuolen porfyyrisessa kvartsidioriitissa on runsaasti kymmenien metrien pituisia kiilleliuske- ja kiillegneissisulkeumia, joissa havaitaan paikoin reliktina epaselvaa kerroksellisuutta ja kalkkirikkaita konkretioita. Kvartsi, plagioklaasi (An ), biotutti, muskoviitti ja /51

10 1 0 kloriitti ovat paamineraaleina. Mikroskooppinen tutkimus osoittaa, ettk naissa sulkeumissa on aluminiumrikkaiden mineraalien serisiitti- ja kloriittipitoisia pseudo morfooseja. Muutarnissa ohuthieissa on tavattu pyoreiti tai kuusikulmaisia kloriitin, biotiitin, muskoviitin ja syopyneiden granaattirakeiden muodostamia kasaumia, jotka ovat muuttuneita granaattiporfyroblasteja (taulu 1, kuva 5). Kiilleliuskemaisia muunnoksia on niyos Ylojarven liuskealueen pohjoisreunalla Keski-women syvakivikompleksin reunamilla ja siellk on kiille- ja suonigneissimkisia sulkeumia syvakivissa. Kvartsidioriittisen magman reagoidessa savikokoomuksellisen kiven kanssa on muodostunut granaattipitoista kvartsidioriittia, jota esiintvy esim. Kaitalanja.rven itapuolella. Fylliitit ja kiilleliuskeet ovat paikoin niuuttuneet alliaisessa lan,potilassa tapahtuneen metamorfoosin yhteydessa serisiitti-kloriittiliuskeiksi. 'l'aman nuluttumisen valirnuotoina tavataan muunnoksia, joissa biotiitti on kloriittiutunut ja oligoklaasi on hajaantumassa epidootiksi ja albiitiksi. Myos porfyroblastien muuttuminen serisiitiksi ja kloriitiksi on osoituksena lanipotilan alenemisen yhteydessa tapahtuneista muutoksista. Serisiitti-kloriittiliuskeiden esiintvininen metasomaattisesti syntyneiden serisiittiliuskeiden laheisyydessa (kts. kuva 9) osoittaa, etta fylliittien sekundaarinen inuuttuminen on tapahtunut alhaisessa lampotilassa hydrotermisten prosessien yhteydessa. Fylliitin kerrallinen rakenne on sailynyt reliktina serisiitti-kloriittiliuskeessa ja usein havaitaan, etta kerran hienorakeinen osa on serisiittiytynyt helpommin kuin karkearakeinen osa. Niinpa Kiviniemenlahden lounaispuolen kerrallisen f Iliitin hienorakeinen osa on paikoin rnuuttunut hopeanhohtoiseksi serisiittiliuskeeksi. kun taas karkearakeinen osa sisaltaa kloriittiutunutta biotiittia. KVARTSI--NI aas_ilp.\ltuskeet Ylojarven liuskealueella tavataan moruna esiintymina kvartsi- ja maasalparikkaita kivia, joiden rakenne ja alkusynty on vaihteleva. Huo- Tnattava osa kvartsi-maasalpaliuskeista on ollut alkuaan hiekkakivia. mutta joukossa on myos vulkaanisen toiminnan. tuloksena nmodostuneita tuhkasedimentteja. Kerrallisessa rapautumissedimentissa on paikoin paksujakin hiekkakerroksia. Niinpa fylliittialueen etelaosassa Nienien kartanon koillis- ja luoteispit olella tavataan useita perakkaisia yli 1.5 mm paksuisia kerroksia. joissa hienorakeinen, savimainen osa on ainoastaan muutamia senttimetreja. Kiven kokonaiskokoomus on hiekkamainen (vrt. taulukko 1'. anal. 2). Aineksen keniiallinen rapautuminen ei ole ollut kuitenkaan voimakasta. Kvartsi-, plagioklaasi- ja mikrokliinirakeet ovat usein pyoristymattomia ja plagioklaasissa havaitaan joskus vyohykerakennetta.

11 1 1 Hiilipigmentin inustaksi varjaamaa fylliittia, kvartsiittia ja erittain hienorakeista kvartsirikasta kivea on usein pienikokoisina kivimurskaleina. Hienorakeisessa iskoksessa on runsaasti kiillemineraaleja (biotiittia, kloriittia ja rnuskoviittia) niin, etta iskoksen kokoomus nayttaa elevan savimainen. Iskoksessa on lisaksi alueen fvlliiteille luonteenomaiset hi venainekset hnlipigmentti ja turmaliini. Kuvat 6--8 taulussa II esittavat fylliitin valikerroksina esiintyvien kvartsi-maasalpakivien rakennetta. Liuskealueen etelaosassa kvartsi-rnaasalpaliusketta on laajempana, muutaman sadan metrin levyisena alueena Vihnusjarven seudulla laajan porf:vyrisen kvartsidioriittialueen kaakkoisreunalla. Kivi on hyvin tiivistal mutta usein voidaan havaita rnuutaman kvmmenesosamillimetrin lapimittaisia mineraalirakeita hienorakeisennnassa massassa. Kivi on massamaista ja heikkoa kerroksellisuutta tavataan ainoastaan pohjoisosassa. Mikroskooppinen. tutkimus osoittaa, etta kvartsia, albiittista plagioklaasia ja rnikrokliinia on suurempina rakeina erittain hienorakeisessa. piiiiasiassa serisiittisuomuja ja kvartsia sisaltavassii iskoksessa. Biotiittia, kloriittia. epidoottia, rirkonia, malaria ja turrnaliinia on vahaisin nraarin. Paikoin tavataan ohuthieissa kvartsiittia ja hienorakeista fylliittia pienina kivimurskaleina (taulu II. kuva Vii). Laajan rapautumissedimenttialueen pohjoisreunalla tavataan fylliitissa hiekkamaisia valikerroksia ja V alkeekiven luona on ulkonaoltaan fylliitin kaltaista kerrallista liusketta, jonka kokonaiskokoomus ei kuikuitenkaan osoita huomattavaa A ylimaaraa, vaan on luonteenomainen kemiallisesti heikosti rapautuneelle hiekkakivelle (kts. taulukko V, anal. 3). Kvartsi-nrr:asalpakivia on laajana, yhtenaisena esiintymiinii Keijiirven pohjoispaast i Nasijarven rantaan ulottuvassa jaksossa. Erillisen kvartsidioriittialueen etelapuolella kulkevassa haarassa tavataan useita eri rnunnnoksia ja siella on runsaasti kerrallista, use in ruc~teista fylliittia hpva '? Sarviviilkerikkaita kerroksia kvartsi-niaasalpaliuskeessa. 1 km itaiin Keijiirven pohjoispaastii. Fig. Kornblenda-r' h bands in the quartz-feldspar ehi t. 1 km. E of the northrii rnd of Lain Kei.iari i.

12 I-) Kuva 3. l' 1kkirikkaitn konkretioita kvartsi-maa-, ;ilpalinskeessa. 1 km itaan heijarvea pohjoispaasta. Fig. 3. Calcareous cozerr- ;,,u, i~z the quartz-feld.e ;ar sell ist. 7 I rt h; of the worthin, Chit of Take Keijornd. kapeina valikerroksina massamaisessa tai heikosti kerroksellisessa, N ariltaan likaisen harmaassa kvartsi-maasalpaliuskeessa. Vallitsevana oil muunnos, jossa on osittain pyoristyneita plagioklaasi (An l,,- 5 )- ja kvartsirakeita hienorakeisessa, kiillerikkaassa massassa. Paikoin tavataan kivessa muutaman senttimetrin lapimittaisia, pyoristyneita fylliittimurskaleita seka mikroskooppisen pienia kvartsiittipalloja. Iskoksen mineraalikokoomus on samanlainen kuin alueen fvlliiteissii. Lisaksi havaitaan usein kalsiittia itsenaisina rakeina. Edella kuvatun kvartsi-maasalpaliuskealueen etehareunalla, I kin Keijarvesta itaan, on hyvin kiillekoyhaa, hienorakeista kvartsi-maasalpakiveii, jossa on muutaman senttimetrin paksuja, teraviisti rajoittuvia sarvivalkerikkaita raitoja(kuva 2) seka sarvivalke- ja epidoottirikkaita konkretioita (kuva 3). Plagioklaasi (An 25 ), kvartsi, biotiitti ja muskuviitti ovat heikosti kerroksellisen kvartsi-maasalpaliuskeeat pailmineraaleina. Sarvivalkerikkaat kerrokset ovat usein miltei yksinomaan sarvivalketta. Lisaaineksina tavataan hiukan kalsiittia, biotiittia. kvartsia. oksidimalmia, epidoottia ja titaniittia. Kiviniemenlahdelta Veittijarvelle ulottuvassa jaksossa on h.vvin bieno - rakeista, vaaleanharmaata kvartsi-maasalpakivea, jossa havaitaan hvviu heikkoa, biotiittimaaran vaihtelusta johtuvaa kerroksellisuutta. Raja ymparoiviin liuskeisiin ei ole jyrkka, silly kvartsi-rnaasalpaliuske vaihettuu jakson etelareunalla, biotiittimaaran asteittaisesti kasvaessa, ffvlliitiksi, kun taas pohjoisreunalla tavataan kvartsi-maasalpaliusketta lcapeina valikerroksina emaksisessa tuffiitissa. Mikroskooppinen tarkasteln osoittaa, etta kivi on koostunut pienista plagioklaasi (An 15 )- ja kvartsirakeista. Biotiittia, muskoviittia ja kalsiittia on niukalti. Apatiitti ja malmi ovat aksessorisina mineraaleina. Rakenteeltaan kiwi on lahinrna granoblastinen. Muutamia suurempia, teravasarmaisia plagioklaasiyksiloita esiintyy kuitenkin hienorakeisemmassa massassa. Serisiitti on

13 13 usein muita mineraaleja sisaansa sulkevina suomuina. Kemialliselta kokoomukseltaan kiwi on hyvin Na 2 0-rikasta (taulukko V, anal. 4). Kiviniemenlahden-Veittijarven jakson tyyppista kvartsi-niaasalpaliusketta tavataaii monina pienempina esiintymina Ylojarven liuskealueen pohjoisosassa. Erittain hienorakeista halleflintamaista inuunnosta on Sorvajarven eteliipuolella liuskealueen lansireunalla ja se on kemialliselta kokoomukseltaan (taulukko V, anal. 5) samanlaista kuin Kiviniemenlahdeu lounaispuolelta analysoitu, Na 2 O-rikas kvartsi-maasalpaliuske. Plagioklaasi ja kvartsi ovat paamineraaleina. Kivessa on usein pienia, sulfidimalmia sisaltavia kvartsisilmakkeita, joiden ymparilla on runsaasti serisiittia. Lisaksi tavataan eraassa kohdassa turmaliinirenkaita ja -iii yhky ja (kuva 4), jotka ovat muodostuneet sekundaarisesti syvakiviintruusion aiheuttanian boorimetasomatoosin yhteydessa. Liuskealueen pohjoisosassa on muutarnin paikoin myos karkearakeisempaa kvartsiinaa,alpakive i, jossa on teravasarmaisia tai hiukan pyoristyneita plagioklaasirakeita hienora:keisessa, usein kiillerikkaassa massassa. kuva 4. '1'urrnaliiuirunkaita I,ienorakciscssa kvartsi-rnaasalpiiliuskf..,sa. Sorvajarven ete]apuoli. Fig. 4..,'phcroids of tourmaline in the fine-grained quartz-feldspar schist. S of Lake Sorvajiirvi. Liuskealueen pohjoisreunalla ja syvakivien sulkeumina esiintyvat kvartsi-maasalpaliuskeet ovat voimakkaasti uudestikiteytyneita. Rakenne on granoblastinen (taulu II, kuva 10) ja alkusyntyyn viittaavat ra.kennepiirteet ovat taydellisesti tuhoutuneet. Kivessa on usein graniittisia juonia, jotka ovat aiheuttaneet graniittiutumist a ja suonigneissiinuodostusta. Ylojarven alueen kvartsi-rnaasalpaliuskeissa havaitaan paikoin sekundaarista muuttumista alhaisen lampotilan mineraalifasiekseen. Tama muuttuminen on luonteeltaan samanlaista kuin aikaisemmin kuvattu

14 1 4 biotiittia sisaltavan fylliitin muuttuminen kloriitti-serisiittiliuskeeksi. Kvartsi-ma.asalpaliuskeissa tavattujen mineraaliseurueiden levinneisyys on esitetty kuvassa 9. Edella esitetty petrografinen kuvaus osoittaa, etta kvartsi-maasalpaliuskeissa on monia sedimenttikiville luonteenomaisia rakennepiirteita. Fylliittien valikerroksina esiintyvat. selvan klastillisen rakenteen omaavat muunnokset edustavat sedimentaatioaltaaseen kerrostuneita hiekkakivia. Maasalvan runsaus, pienien kivimurskaleiden esiintyminen, iskoksen savimaisuus ja jyvasten pyoristymattomyys ovat luonteenomaisia piirteita grauvakka-tyyppisille hiekkakiville, jotka ovat kerrostuneet kemiallisesti heikosti rapautuneesta aineksesta ilman huomattavaa lajittumista. Grauvakka-hiekkakiy-ille luonteenomaiset piirteet oval iii ky6ssi myos Vihnusjarven, Keijarven- Xdsijarvcn seka eraiden Minden esiintymien massamaisissa, lajittuniattomissa kvartsi-ynaasl lpakiv iss i. Teravasarmiiiset rnaasalpa- ja kvartsirakeet ovat kiillerikkaassa savin.aisessa iskoksessa, joka mineraalikokoornukseltaan on samanlainen kuin alueen fvlliitti. Paikoin tavataaii my ds kivimurskaleita. Oman erikoisen muunnoksen muodostavat kiillekoyhat, erittziin hienorakeiset kvartsi-maasalpaliuskeet, joita tavataan liuskealueen pohjoisosassa etenkin Kiviniemenlahden Veittijarven jaksossa. Maiden kivien sedimenttiluonteesta on ainoana osoituksena reliktina nakyvii heikko kerroksellisuus ja paikoin havaittava asteittainen vaihettuminen kiillerikkaammiksi. muunnoksiksi. Kemiallinen tutkimus osoittaa kuitenkin. etta kiviaines ei ole lainkaan kemiallisesti rapautunutta. Tallaista sedimenttia saattaa syntya hienojakoisen vulkaanisen tuhka-aineksen kerrostuessa. Ylojarven alueen kiillekoyhat kvartsi-maasalpaliuskeet mat seka rakenteeltaan etta kemialliselta kokoomukseltaan samanlaisia kuin monet svekofennialaiset leptiitit ja halleflintat. KONGLOMERA TIT Ylojarven liuskealueella on useita konglomeraattiesiintymia, joista laajimmat -- Veittijarven ja Tohloppijarven esiintyrnat on kuvattu Sederholmin (1897, 1913) tutkimuksissa. Uuden geologisen kartoituksen yhteydessa loydettiin kapeat konglomeraattipatjat Vaha-Vahantajarven pohjoispuolelta ja Harvassalosta. Sederholm (1897) on kuvannut erittain perusteellisesti nnrutannan kymmenen inetrin paksuisen ja n. 6 kilometrin pituisen Veittijarven kongloineraattiesiintyman, jossa pydristyneet pallot (kuva -)) ovat suurimmaksi osaksi liuskealueen emaksisia ja intermediaarisia vulkaniitteja. Palloina on myos muita kivilajeja kuten fylliittid. kvartsi-maasalpii-

15 1 5 Kuva j. A eittijarven kongiun)eraatti. A ii k.,e(lerhohn. F :. a. Conglomerate of I citl' it :. Photo See :,. :holno. liusketta ja muutamia graniittisiakin palloja on tavattu. Pallot ovat valtaosaltaan konglomeraattiesiintyman ymparistossa tavattuja kivilajeja ja eraassa tapauksessa on voitu melko suurella varmuudella todeta pallojen emakallio. Veittijarven konglomeraattiesiintyman itapaassa pallot ovat nimittain miltei yksinomaan konglomeraatin etelapuolella olevaa Mastosjarven ruskean punertavaa porfyriittia. Konglomeraatin pallot eivat ole pitkamatkalaisia, vaan ne ovat peraisin konglomeraattipatjan alustan kivilajeista. Veittijarven konglomeraatin iskos on koin sarvivalkerikasta tuhkasedimenttia, koin taas kiillerikasta rapautumisainesta. pai- pai- Is- kos sisaltaa pienia kivimurskaleita ja sarmikkaita mineraalirakeita, joten se petrografiselta luonteeltaan on grauvakkamaisten hiekkakivien kaltainen. Kapeita fylliitti-, kvartsimaasalpaliuske- ja tuffiittikerroksia on palloja sisaltavien kerrospatjojen valissa. Vaha-Vahantajarven ja Harvassalon konglomeraatit ovat luonteeltaan edella selostetun Veittijarven esiintyman kaltaisia. Litistyneet pallot ovat paaasiassa erilaisia vulkaanisia kivia ja iskos on grauvakka-hiekkakivea, joka on sekoittunut usein emaksiseen tuhkamateriaaliin. Harvassalon rantakallioissa on selvasti nakyvissa erilaisten kerrospatjojen vuorottelu ja konglomeraatin esiintyminen useampana patjana (kuva 6). Kuva 6. Harvassalon konn- - lomeraattiesiintvma. l. emkksista tuffiittia. 2 = konglomeraattia. 3 = fvlliittia. Matiston havaintojen )nukaan. Fig. 6. Conglomerate occurrence of Ilarvassalo. I = basic tuf fite. 2 - conglomerate. 3 = phyllite. According to observations of Matisto.

16 m Kuva 7. 'luhluppijarveu kontlouieraattiesiintvrn. Neuvosen havaintojea nnikaan. 1 = kouglo neraatti. '? = porfvriitti. 3 =- em :ilainen tuffiitt i. 4 - fvlliitti paljastuma. 6 = kerroksellisnus liuskeismis. s venvmii. l uj. Cornplo aerate occnrrcur( n/ Tohloppijurri. _lccordirzg to o6seriatiou~ o/ otro co)gloauerate. 2 = porphyr-ate. Y - boo tuf fite. 1 phyllite. o -- outcrop. (i - stroi[ficotion. - foliation. S - lim,atio)r. Tohloppijarven konglorneraattiesiintvma liuskealueen etelaosassa muodostaa kaksi laavapatjan eroittamaa jaksoa (kuva 7). Polijoisen ja etelaisen jakson itapaassa suoritetut kivilaskut (taulukko T) osoittavat, ettii pallot ovat valtaosaltaan emiksisia vulkaiiiitteja ja kvartsi-maasilpaliuskeita. Tskos on enr iksistii, maasaipii- ja uraliittirakeita sisiiltavdii tuffiittia. ja pallot ovat miltei kiinni toisissaan. Kerroksellisuus on vleensa heikosti kehittvnyt, rnntta Pohjoisen jakson pohjoispaassa t avata.an kuitenkin selvaa kerroksellisuutta ja siella on n. 8 palloista kvartsiittia. Konglomeraattien synty liittvv osana rapautuurisprossesseihin, joiden tuloksena on muodostunut m3-6s savi- ja ldekkasedimenttejii. Konglomeraatin iskoksen suuri vim asalpapitoisuus osoittaa, etta sedirnentoituminen

17 1-4 Taulukko 1. Tohloppijarven konglomeraatin pallot. Neuvosen mukaan. Table I. The pebbles of Tohloppijdrr'i conglo-mnerate. According to Xeuvonen. 1 Kmaksisia porferiitteja ja tuffiitteja Basic porphyrites and lu/fifes kvartsi-maasalpaliuskeita (luartz-/eldspar schists 49, 24 " Fvlliitteja, kvartsiitteja ja graniitteja Phi1llites, quartzites and granites I 7' 1. Btelaisen konglomeraattipatjan itapaa. Laskettu 140 palloa. 2. 1'ohjoisen konglomeraattipatjan itapaa. Laskettu 110 palloa. 1. Eastern end of southern conglomerate bed. 140 pebbles determined. '. Eastern end of northern conglomerate bed. 170 pebbles determined. un ollut nopeata ja erosio voimakasta. Vulkaaniset pallot ja tuffiittiset valikerrokset kertovat puolestaan vulkaanisesta toiminnasta, joka on alkanut jo ennen konglomeraattien muodostumista, mutta jatkunut uwiis niiden kerrostuessa. Iil371KSISET JA INTERIILDIA 1RISET TUFFLITIT Emaksiset ja intermediaariset tuffiitit ovat Ylojarven liuskealueeii pohjoisosan paakivilajeina. Niita tavataan myos vahaisin nlaarin Toh- Ioppijarven konglomeraattiesiintymdn ymparistossa sekd Nokialla. Listiksi on mainittava, etta liuskealueen pohjoisosassa on myos happamia Inuunnoksia, joita on pidettava tuhkasedimentteina. Nama on kuitenkin kuvattu kvartsi-maasalpaliuskeiden yhteydessa, koska jyrkdn rajan vetaminen eri tavoilla syntyneiden kvartsi-maasalpaliuskeiden valille on useiii mahdotonta. Emaksiset ja intermediaariset tuffiitit ovat hyvin epahomogeenisia niin, etta samassa kalliopaljastumassakin voidaan usein havaita erilaisia kerrospatjoja, joiden vuorottelu aiheuttaa rapautumispinnalla ndkyvan epaselvan juovaisuuden. Toisinaan esiintyy massamaisempia muunnoksia, ja jos niissa yield on suurempia sarvivalke- tai plagioklaasiyksiloita hienorakeisemmassa massassa nun jyrkdn rajan vetdminen metamorfoituneiden laavojen ja tuhkasedimenttien value on vaikeata. Selvimmin ndkyvdna todistuksena tuffiittien heitteleluonteesta on agglomeraattisten vdlikerrosten esuntyminen, joissa erikokoiset, usein teravasarmdiset vulkaaniset pommit ovat hienorakeisessa tuhka-aineksessa. Tuffiittieii esiintyminen veden lajittelemien sedinienttien yhteydessa osoittaa, etta -osa tuhkasedimenteista on kerrostunut vedestd laskeutumalla. $ 1124/51

18 18 Veltheimin laatima, yksityiskohtainen kartta Ylojarven liuskealueen luoteisosasta (kuva 8) antaa selvan kasityksen erilaisten kerrospatjojen vuorottelusta tuffiittimuodostumassa. Kuva S. uffiittijakso Oksijarven lounaispuolella. Veltheimin havaintojen mukaan. 1 = emaksinen tuffiitti. 2 = uraliittihajarakeita. 3 = plagioklaasihajarakeita. 4 = juovainen tuffiitti. 5 = serisuttiliuske. 6 = granodioriitti. 7 = graniittiutumista. Fig. S. uffites b`1v of Lake Oksijdrvi. According to observations of Veltheim. I = basic tuf fife 2 = blastoporphyritic uralite grains. 3 - blastoporphyritie plagioclase grains. 4 = banded tuffife. 5 -= sericiie schist. 6 = granodiorite. 7 = granitization. Emaksisten ja intermediaaristen tuffiittien niineraalikokoomus vailitelee suuresti. Vallitsevina ovat muunnokset, joissa plagioklaasi (An20-4O) ja sarvivalke ovat paamineraaleina. Lisaksi on biotiittia ja kvartsia. Apatiittia, titaniittia ja malmia on aksessorisina mineraaleina sekd epidoottia, serisiittia ja kloriittia muuttumistuloksina. Kivessa on joskus hiukan kalsiittia. Karbonaattipitoista tuffiittia (taulukko V, anal. 8) tavataan mm. valikerroksena kvartsi-maasalpaliuskeessa Valkeekivesta pohjoiseen. Ainoastaan aniharvoissa tapauksissa voidaan tuffiitissa havaita reliktina klastillisen rakenteen piirteita. Etenkin suuremmissa plagioklaasirakeissa on saattanut sailya heitteleainekselle luonteenomaiset teravasarmaiset muodot. Uudestikiteytyminen on kuitenkin yleensa havittanyt alkusyntyyn viittaavat mikrorakenteet ja rakenne on nykyisessa asussaan granoblastinen. Plagioklaasi on usein raunioitunutta ja sarvivalke on kasvettunut pienina neulasina muiden mineraalien lavitse. Mastosjarven pohjoispuolella on voimakkaasti uudestikiteytynytta muunnosta, jossa sarvivalke on 1-2 sm :n pituisina saloina (taulu III, kuva 1.1).

19 1 9 Emaksinen tuhka-aines on paikoin sekoittunut kvartsi-maasalparikkaisiin sedimentteihin. Niinpa KivirriemenlahdenVeitt~ijarven jakson pohjoisreunalla kvartsi-maasalpaliuske muuttuu asteittain muutaman kymmenen metrin matkalla emaksiseksi tuffiitiksi ja Otavasalon tuffiitissa on kiillerikkaita, grauvakkamaisia osia. uffiittien plagioklaasi on usein muuttunut alhaisen lampotilan inetamorfoosissa sekundaarisesti epidootiksi ja albiitiksi, ja sarvivalke on osaksi kloriittiutunut. allaisia granoblastisen rakenteen oinaavia epidootti-amfiboliitteja esiintyy monin paikoin laajalla, liuskealueen lansirajalta Nasijarven rantaan ulottuvalla vyohykkeella (kts. kuva 9). Kemiallinen kokoomus on basalttinen (taulukko V, anal. 6). Hirvijarven ymparistossa tavataan emaksista tuffiittia, jossa ei ole lainkaan sarvivalketta. vaan kloriitti, epidootti ja albiitti ovat paamineraaleina (kts. kuva 9). Kalsiittia on saannollisesti ja se on paikoin mantelimaisina kasaumina. Pienin maarin tavataan kvartsia, biotiittia, muskoviittia, apatiittia, rikkikiisua ja magnetiittia. Magnetiitti on usein muutaman millimetrin lapimittaisina, omamuotoisina kiteina (taulu III. kuva 12). Rakenne on granoblastinen ja liuskeisuus on selves. Paikoin tavataan epidootti-kloriitti- tai epidootti-albiittikasaumia, jotka nayttavat olevan suurempien sarvivalke- ja plagioklaasirakeiden pseudomorfooseja. Kemiallinen kokoomus on basalttinen (taulukko V, anal. 7) ja nayttaa silta, etta alhaisen lampotilan metamorfoosi ei ole oleellisesti muuttanut kiven alkuperaista kokoomusta. uffiittien yhteydessa tavataan muutamin paikoin kerroksellista liusketta, jonka paamineraalit ovat epidootti, biotiitti, plagioklaasi (Anro - 20) ja kvartsi. Malmi, apatiitti ja turmaliini ovat aksessorisina mineraaleina. Kivi on rakenteeltaan granoblastinen ja se esiintyy alhaisessa larnpotilassa metamorfoituneiden tuffiitti.en yhteydessa (kts. kuva 9). Keski-Suomen syvakivikompleksiin rajoittuvat tuffiitit ovat voimakkaasti uudestikiteytyneita granoblastisia amfiboliitteja ja kvartsidioriitin kontaktissa on tavattu korkeammassa lampotilassa metamorfoitunutta. granoblastista diopsidianfiboliittia, jonka paamineraalit ovat diopsidi (2V a = 60, e%y = 36 ), sarvivalke ja plagioklaasi. Mineraalikokoomukseltaan vaihtelevia diopsidigneisseja on lisaksi hiukan sulkeumana aivalpohjan etelarannan kvartsidioriitissa. Diopsidia, plagioklaasia (An30). kvartsia ja mikrokliinia sisaltava muunnos on vallitsevana, mutta sen ohella tavataan myos karbonaattirikasta diopsidiamfiboliittia, jonka paamineraaleina ovat kalsiitti, diopsidi, sarvivalke, plagioklaasi (An 40 ) ja kvartsi. Ylojarven liuskealueen etelaosan tuffiitit ovat petrografiselta luonteeltaan amfiboliitteja tai epidootti-amfiboliitteja. Nokian jaksossa on vallitsevana epahomogeeninen, heikosti kerroksellinen tuffiitti, jossa on suurempia uraliitti- ja plagioklaasirakeita (An 35 ) hienorakeisemmassa granoblastisessa massassa. Agglomeraattia on tuffiittipatjan pohjois-

20 20 reunalla. ohloppijarven tuffiitit ovat selvemmin kerroksellisia ja paikoin havaitaan epidoottiutuneita plagioklaasirakeita granoblastisessa. sarvivalketta, epidoottia, kvartsia, biotiittia ja albiittia sisaltavassa kudoksessa. esomajarven etelapuolen tuffiitissa on valikerroksina kvartsi- Inaasalpaliusketta ja mainittujen kivien valimuotona esiintyy muunnosta. jossa on uudestikiteytyneita sarvivalkeyksiloita (c/y = 21 ) grauvakkamaisessa, plagioklaasirakeita (An 17 ) sisaltavassa kvartsi-maasalpaliuskeessa. PORFYRII I JA YORFYYRI Laavavirroista kiteytyneita porfyriitteja ja porfvyreja on kapeina patjoina Ylojarven liuskealueen vulkaaiiisessa muodostumassa. Jyrkan rajan vetaminen metamorfoituneiden tuhkasedimenttien ja laavakivien valille ei ole kuitenkaan aina mahdollista ja seuraavassa kuvataankin vain eraita Iaavakivien parhaiten si ilyneita muunnoksia. Kokoomukseltaan basaltt,isia uraliitti- ja plagioklaasiporfyriitteja on monena esiint,vmana liuskealueen pohjoisosassa seka 150 metric paksuna patjana ohloppijarven konglomeraattijaksojen valissa. Emiiksisiin porfyriitteihin ldheisesti liittyvina on myos pidettava niita rakenteeltaan diaba.asimaisia kerrosjuonia, joita esiintyy fvlliittialueella. Uraliittiporfyriittia on selvana laavapatjana Vaha-Vahantajarven etelapuolella seka useampana pienena esiintymana Keijarven pohjois- ja koillispuolella. Vaha-Vahantajarven kivessa on pyroksenin kidemuodon ornaavia, osittain kloriittiutuneita uraliittihajarakeita hienorakeisessa perusmassassa. Perusmassa on rakenteeltaan ofiittinen ja sen niineraalikokoomus - kloriitti, albiitti, epidootti ja kalsiitti osoittaa. etta metamorfoosi on tapahtunut alhaisessa lampotilassa. Sarvivalkkeen puuttuminen perusmassasta osoittaa, etta hajarakeina esiintvva sarvivalke on epatasapainoinen relikti korkeamman lampotilan mineraaliyhtymasta. Keijarven pohjoispaan kivessa on suuria uraliittihajarakeita granoblastisessa massassa (taulu III. kuva 13). Epidootiksi ja albiitiksi muuttuneita plagioklaasirakeita on myos hajarakeina. Albiitti, sarvivalke ja epidootti ovat perusmassan paamineraaleina. Kemialliselta kokoomukseltaan kiwi on basalttinen (taulukko V, anal. 11). ohloppijarven porfyriitin hajarakeet ovat seka uraliittia (c/y ) etta plagioklaasia. Vyohykkeiset plagioklaasihajarakeet ovat epidoottiutuneet ja albiittiutuneet niin, etta niiden nykyinen kokoomus on An lo Albiitti, epidootti ja sarvivalke ovat granoblastisen perusmassan paamineraaleina. Paikoin tavataan kvartsi- tai kalsiittimanteleita. Plagioklaasiporfyriittisia laavapatjoja on liuskealueen pohjoisosassa Lempianiemessa ja Kaitalanjarven kaakkoispuolella. Vyohykerakenteiset plagioklaasihajarakeet (An3o-40) ovat hienorakeisessa, granoblastisessa

21 121 perusmassassa, jonka paamineraalit ovat plagioklaasi, sarvivalke, biotiitti ja kvartsi. Paikoin havaitaan kivessa juoksurakenteen piirteita. Edella kuvattujen basalttisten porfyriittien yhteydessa tavataan paikoin myos ofiittisen rakenteen omaavia diabaasimaisia muunnoksia. Metamorfoituneita diabaaseja esiintyy kuitenkin yleisemmin kapeina kerrosjuonina fylliittimuodostumassa. Kiviniemenlahden etelapuolen fylliitissa tavattu kerrosjuoni on muutaman kymmenen metrin levyinen. ja plagioklaasi (An15) ja uraliittiutumalla syntynyt sarvivalke ovat juonen paamineraaleina. Osittain biotiittiutunut ja kloriittiutunut sarvivalke esiintyy suurempina rakeina karkearakeisessa o iittisessa perusmassassa. Kvartsia, apatiittia ja oksidimalmia on aksessorisina mineraaleina. Laajan fylliittialueen etelaosassa on tavattu muutamia kerroksellisuuden suuntaisia diabaasijuonia. Sarvivalke (c/y = 18 ) muodostaa biotiitin kanssa plagioklaasiliistakkeiden valissa esiintyvia kasaumia. Paikoin on myos vyohvkerakenteisia plagioklaasirakeita (An35-65) ofiittisessa massassa. Kvartsi, zirkoni, titaniitti, apatiitti ja malmi ovat aksessorisina mineraaleina. Kemialliselta kokoomukseltaan diabaasi on (taulukko V, anal. 12) basalttinen, mutta S" 0 2 -maara on kuitenkin hiukan suurempi kuin liuskealueen basalttisissa porfyriiteissa. Pohjoisin juoni Keisaaresta etelaan on ainoastaan muutaman metrin levyinen, ja sen paamineraaleina ovat liistakkeinen plagioklaasi (An, - 31), saloinen sarvivalke (c/y -= l7 ) ja biotiitti. Fylliittialueen diabaasijuonet ovat selvasti sivukivea nuoreinpia. Siita on osoituksena diabaasissa tavatut fylliittimurskaleet seka diabaasiinagman aiheuttama kontaktimetamorfoosi sivukivessa (vrt. sivu 9). Noin 100 nietrin levyinen ja muutaman kilometrin pituinen laavapatja on Mastosjarven luona. Kivi on hematiittipigmentin punertavaksi varjaamaa ja sisaltaa plagioklaasihajarakeita hyvin hienorakeisessa perusmassassa (taulu III, kuva 14). Plagioklaasi on usein albiittista, mutta siina esiintyvat epidootti- ja kalsiittisulkeumat osoittavat, etta se on ollut alkuaan anortiittirikkaampaa. Plagioklaasihajarakeiden lisaksi tavataan biotiitin, kloriitin ja epidootin muodostamia pyoreahkoja kasaumia, joita on pidettava jonkun tumman niineraalin, otaksuttavasti sarvivalkkeen, muuttumistuloksina. Albiitti, mikrokliini, epidootti ja kloriitti ovat perusmassan paamineraaleina. Kvartsia on hyvin niukalti. Kemialliselta kokoomukseltaan (taulukko V, anal. 14) Mastosjarven porfyriitti muistuttaa keratofyyreja. SiO 2-pitoisuus on alhainen, mutta alkalimaara on korkea. Hiukan kvartsirikkaampaa, mikrokliinihajarakeita sisaltavaa muunnosta (taulukko V. anal. 15) on laavapatjan pohjoisreunalla Mastosjarvelta itaan. Vaha-Vahantajarven etelapuolen porfyriitti muistuttaa petrografiselta luonteeltaan Mastosjarven porfyriittia, mutta tektonisten liikuntojen aiheuttama hiertyminen ja perusmassan osittainen serisiittiytyminen ovat tuhonneet alkupera,isia rakennepiirteita.

22 99 Kvartsipor yyrisid muunnoksia on vain muutamina pienina esiintymind. Paroisten malmiesiintyman (kts. kuva 17) sivukivena oleva kvartsiporfyyri (taulu III, kuva 15) sisdltda omamuotoisen kvartsin ohella myos plagioklaasihajarakeita ja biotiittikasaumia osittain serisiittiytyneessa perusmassassa. Plagioklaasihajarakeissa on runsaasti pienid serisiittisuomuja seka epidootti- ja kalsiittisulkeumia. Mikrokliinia on runsaasti perusmassassa. Kiven kemiallinen kokoomus (taulukko V, anal. 16) on samanlainen kuin Mastosjdrven porfyriitin kvartsirikkaammassa muunnoksessa. Paroisten kaivoksen lahelld (kts. kuva 17) on myos emaksisempaa, plagioklaasihajarakeita sisaltavaa dioriittista por yriittia (taulukko V, anal. 13). Mastosjdrvelta n. 1 km. koilliseen on inuutaman metrin levyinen kvartsiporfyyripatja, jossa kvartsi ja mikrokliini ovat hajarakeina granoblastisessa muutamia suurempia serisiittisuomuja sisal.- tavdssa perusmassassa. Kivi on kokoomukseltaan ryoliittinen (taulukko V, anal. 17). Hapanta porfyyrid on ohuena patjana Lielahden selluloosatehtaan luona laajan fylliittialueen etelaosassa. Pohjoisosassa kivi sisaltad inillimetrin lapimittaisia albiittiliajarakeita hienorakeisessa perusmassassa. Laavapatjan etelareunalla on albiitin ohella myos kvartsihajarakeita. Perusmassa on erittain hienorakeinen ja siina on sdilyneena vulkaanisen lasin kiteytyessa syntynyt perliittirakenne (taulu III, kuva 16). Vulkaanisen lasin esiintyminen pystyasentoisen laavapatjan etelareunalla osoittaa, ettd laavapatjan pohja on pohjoisessa. Perliittirakenteinen porfyyri on kemialliselta kokoomukseltaan erikoislaatuinen korkean K 2 0-pitoisuuden ansiosta (taulukko V, anal. 18). ALHAISEN LAMPO ILAN ME AMORFOOSI JA SERISII IY YMINEN Eri kivilajeja kuvattaessa on esitetty monia esimerkkej4 alhaisen lampotilan xnetamorfoosista. Plagioklaasi on muuttunut epidootiksi ja albiitiksi ; sarvivalke ja biotiitti ovat tulleet pysymattomiksi ja tilalla on kloriittia ja serisiittia. Alueellinen, vuorenpoimutuksen aiheuttama metamorfoosi on tapahtunut amfiboliittifasieksen paine- ja lampotilaolosuhteissa niin, ettd liuskeisiin on muodostunut sarvivalkettd, jos vain sarvivalkkeen muodostumiseen tarvittavia ainesosia on ollut metamorfoituneessa kivilajissa. Myohemmin on tapahtunut, rajoitetuilla alueella, alhaisessa ldmpotilassa ja vesiliuosten vdlityksella sekundaarista muuttumista alhaisen lampotilan mineraaliyhtymiin, joiden alueellinen levinneisyys on esitetty kuvassa 9 (Simonen ja Neuvonen 1947). Kiven alkuperainen mineraaliyhtymd on muuttunut toiseksi, mutta kemiallinen kokonaiskokoomus on pysynyt jotakuinkin entisellaan. Ainoastaan haihtuvien aineiden. veden ja hiilidioksidin, maara on hiukan lisadntynyt sekundddrisessa muuttumisessa, joka on ollut yhteydessa alueella tapah-

23 Kuva 9. l rilaisten mineraaliyhtpmien levuineisyvs Ylojdrven Neuvonen 1947). liuskealueella (Simonen ja Fig. i. Distribution of different mineral associations in the Yt%i)arvi schist area (Simonen and Neuvonen 1947). 23

24 emaksisten liuskeiden mineraaliyhtymat I sarvivalke-biotiitti-plagioklaasi (An 30 ) 2 valimuoto sarvivalke-kloriitti-epidootti-albiitti 4 kloriitti-epidootti-albiitti 5 diopsidi-sarvivalke-plagioklaasi (An,) 6 epidootti-biotiitti-plagioklaasi (An10 20) kvartsi-maasalpakivien mine raaliyhtymat 7 biotiitti-muskoviitti-plagioklaasi (Anro 30) 8 valimuoto epidootti-kloriitti-rnuskoviitti-albiitti fvlliittien mineraalivhtymat 10 biotiitti-muskoviitti-plagioklaasi (An 10) 11 valimuoto muskoviitti-kloriitti-albiitti 13 liuskealueen raja 14 alhaisen lampotilan mineraaliyhtymien levinneisvvdeit 15 serisiittiliuskeita mineral parageneses of basic schists I hornblende-biotite-plagioclase (An 30) 2 transitional form hornblende-chlorite-epidote-albite 4 chlorite-epidote-albite 5 diopside-hornblende-plagioclase (A)1 35 ) 6 epidote-biotite plagioclase (An10-20) mineral parageneses of quartz-feldspar rocks 7 biotite-muscocile-plagioclase (An, 6-30) 8 transitional form epidote-chlorite-muscovite-albite mineral parageneses of phyllites 10 biotite-e 'seoe;ite-plagioclase (A)i 1,) tr << t l form ,nuscuct,tL-chlorite-albite 13 boundari,s of the schist area 14 isogrades showing distribution of low-temperature assemblages 15 sericite schist. tuneisiin hydrotermisiin prosesseihin. Alhaisen lampotilan metamorfoosia valittany t hydroterminen vesiliuos on aiheuttanut paikoin myos alkuperaisen kiven metasomaattista muuttumista serisiittiliuskeeksi. Huomattavimmat serisiittiliuske-esiintymat ovat Oksijarven lounaispuolella ja Hirvijarven yniparistossa. Oksijarven lounaispuolella kerrallinen, sarvivalkepitoinen tuffiitti vaihettuu asteittain serisiittiliuskeeksi, jonka paamineraaleina ovat kvartsi ja serisiitti (kts. taulukko II). u fiitin sarvivalke ja plagioklaasi ovat korvautuneet muilla mineraaleilla ; ainoastaan satunnaisesti havaitaan plagioklaasia serisiittiytyneina rakeina. uffiitista serisiittiliuskeeseen johtavina valiniuotoina on muunnoksia, joissa plagioklaasi on serisiittiytynytta seka epidoottiutunutta ja sarvivalke on kloriittiutunut. Lisaksi tavataan muuttuneissa tuffiiteissa prehniittia (2V = 66 ), joka esiintyy itsenaisina rakeina, plagioklaasin muuttumistuloksena tai kapeina rakojuonina. Prehniittipitoisen tuffiitin mineraloginen kokoomu on esitetty taulukossa II.

25 aulukko It. Oksijarven serisiittiliuskeen ja prehniittiytyneen tuffiitin mineraloginen kokoomus. able II. Mineralogical composition of sericite schist and prehnite-bearing tuf fite. Lake Oksijarvi. 25 Maarannyt Valto Veltheinl Determined by Valto Veltheim 1 9 i. ' Kvartsia --quartz Plagioklaasia - plagioclase 51.9 (A' 127) Prehniittia -- prehnite 11.1 Sarvivalkettie - hornblende 0. ; Kloriittia - chlorite U. s 12.5 Serisiittia - sericite 43.9 itaniittia - sphere 0. :i Apatiittia --apalite 0.1 Pyrlittia - pyrite Serisiittiliuske -- sericite schist. 2. Prehniittiytvuyt tufiitti --- prehnite-bearing tuf fite. aulukko III. Analyysisarja albiitti-epidootti-kloriittiliuskeen muuttumisesta serisiittiliuskeeksi. Ylojarvi. Hirvijarven etelapuoli. able III. Analyses of the alteration series from the albite-epidote-chlorite schist into sericite schist. Ylojarv-i. S. of Lake Hi-rvijarvi. A B C Si0 2 ' i A1 2O Fe o FeO Mn i Mg o 4.36 j ).31 CaO ; Na2o K o P H 2 O_ C S i ? I , A. B. C. A. B. C. 4 K 0. 0 N i2.5 ('all-2 M71.9 M F(,8'3 AI 18. ; ' Si44.2 Po.2 1 ; 3.7 L (OH) K2. 6 Na2. 6 1%a5.3 MLr 2. 8Mno. 1 Fe 5..q Al14.7 " ) 0. 4 G (OH 9. 8] 160 K 3. 6 Na0.9 rd2. 0 '` Mn - F e 0. 9 All,., 1 i P0.2 C (OH), Albiitti-epidootti-kloriittiliuske. Anal. P. Ojanperil. Albite-epidote-chlorite schist. Osittain serisiittivtynyt kloriittiliuske. Anal. H. Ii. Wiik. Partly serieitized chlorite s chist. Serisiittiliuske. Anal Wiik. Sericite schist

26 2 6 Hirvijarven serisiittiliuskejakson reunoilla nahdaan alhaisessa lampotilassa metamorfoituneen albiitti- epidootti- kloriittiliuskeen asteittainen vaihettuminen kvartsi-serisiittiliuskeeksi. Serisiittisuomuja ja kvartsisilmakkeita ilmaantuu serisiittiytyvan kiven plagioklaasiin ja plagioklaasi raunioituu lopulta kokonaan. Kloriitti on muuttunut samalla serisiitiksi ja epidootti on tullut pysymattomaksi. Muuttumissarjasta telidyt kemialliset analyysit (taulukko III) osoittavat, etta serisiittiytyrnisessa kiven K 20- ja 8'0 2 -pitoisuudet ovat lisa.antyneet, kun taas muiden oksidien maarat ovat pienentyneet. Serisiittiliuskeessa on kvartsisilmakkeiden reunalla hiiakan fluorisalpaa osoituksena by drotermisten liuosten fluoripitoisuudesta. Kaikissa serisiittiliuskeissa on lisaksi saannollisesti vahaista malmipirotetta. N ASIJARVEN I APUOLEN LIUSKEE Nasijarven itapuolen liuskeet ovat petrografiselta luonteeltaan hyvin samanlaisia kuin edella kuvatut Ylojarven alueen kivilajit. Alhaisen lampotilan metamorfoosituloksia on kuitenkin vain satunnaisesti pienina esiintymina. Emaksinen plagioklaasi on kylla saattanut muuttua osittain albiitiksi ja epidootiksi, mutta sarvivalke on yleensa pysynyt muuttumattomana. Fylliitteja on kallioperakartalla vain kapeina valikerroksina muissa kivilajeissa ja Nasijarven itapuolen liuskemuodostumaan liittyva, laaja fylliittialue jaa kokonaan karttalehden etelapuolelle. Voimakkaammin metamorfoitunutta, serisiittiytyneita porfyroblasteja sisaltavaa kiilleliusketta on pienina esiintymina Kammenniemen lansirannalla sekii Vaarajarven itapaassa. Kvartsi-maasalpaliusketta on yhtenaisina, laajempina esiintymina Vaarajarven ymparistossa ja Kammenniemessa seka kapeina valikerroksina muissa liuskeissa. Se on enim.makseen Ylojarven alueen grauvakkamaisen kvartsi-maasalpaliuskeen kaltaista sisaltaen teravasarmaisia tai osittain pyoristyneita kvartsi- ja maasalparakeita hienorakeisemmassa iskoksessa. Klastillisen rakenteen piirteet ovat selvimmin nakyvissa hiilipigmenttia sisaltavissa muunnoksissa. Vaarajarven esiintymnn pohjoisosassa, tuffiittimuodostuman reunalla on kuitenkin parissa kohdassa vulkaaniselta kivelta vaikuttavaa kvartsi-maasalpakivea, jossa omamuotoiset mikrokliini-, plagioklaasi- ja kvartsirakeet ovat hienorakeisessa, kiillekoyhassa perusmassassa. Voimakkaammin uudestikiteytynytta leptiittigneissimaista muunnosta on Keski-Suomen syvakivialueen reunalla. Sederholmin tutkimuksessa (1897) on seikkaperaisesti kuvattu Nasijarven itapuolen konglomeraatteja, jotka ovat petrografiselta luonteeltaan Ylojarven alueen konglomeraattien kaltaisia. Pyoristyneiden pallo-

27 jen valinen iskos on eniminakseen emaksista tai inter mediaarista tuffiittia, kun tags fylliittia ja kvartsi-maasalpaliusketta on vain vahaisina valikerroksina. Konglomeraattipatjojen valissa on lisaksi useita emaksisia laavapatjoja ja agglomeraattikerroksia, jotka ovat osoituksena vulkaanisen toiminnan aktiivisuudesta konglomeraattien kerrostuessa. Kammenniemessa on tuffiitti- ja kvartsi-maasalpaliuskemuodostuman valissa pieni konglomeraattiesiintyma, jossa ei havaita vulkaniittipalloja eika vulkaanista tavaraa iskoksessa. Pallot ovat yksinomaan klastilliseu rakenteen omaavaa kvartsi-maasalpakivea ja iskos on serisiittirikasta liusketta. Vulkaanisen materiaalin puuttuminen osoittaa, etta tama konglomeraatti on kerrostunut ennen vulkaanisen toiminnan alkamista ja sen etelapuolella esiintyva tuffiitti on stratigrafisesti rapautumissedimenttien paalla. Sarvivalkepitoista emaksista ja intermediaarista tuffiittia on laajempina itsenaisina esiintymina konglomeraattivyohykkeiden valissa ja reunamilla. uffiittien agglomeraattiset valikerrokset ja kapeat uraliitti- ja plagioklaasiporfyriittipatjat ovat osoituksena vulkaanisesta alkuperasta, kun taas tuffiittien esiintyminen konglomeraattien iskoksena ja valikerroksina osoittaa kiven sedimenttiluonnetta. Plagioklaasia ja sarvivalketta paainineraaleinaan sisi ltavan tuffiitin kemiallinen kokoomus on esitetty taulukossa V, anal. 10. Karbonaattipitoista, emaksista tuffiittia (taulukko V, anal. 9) on tavattu valikerroksena kvartsi-maasalpaliuskeessa Vaarajarvestd etelaan. Laavavirroista kiteytyneita vulkaniitteja on vain pienina esiintymina. Blastoporfyyrisia uraliitti- ja plagioklaasiporfyriitteja on kapeina patjoina tuffiittimuodostumassa. Hapanta. hyvin hienorakeista, otaksuttavasti lasiksi jahmettynytta laavakivea on pienena esiintymana ervakiven laiturin pohjoispuolella. Kemialliselta kokoomukseltaan (taulukko V, anal. 19) tama kivi on Lielahden kalirikkaan porfvvrin kaltaista. mutta siina ei ole hajarakeita eika perliittirakennetta. 2 7 VILJAKKALAN LIUSKEALUE Viljakkalan liuskealue karttalehden lansireunalla on suoranaista jatkoa Ylojarven liuskemuodostumalla, silly Ylojarven alueen luoteisosarn tufiitit jatkuvat ohuena vyona Viljakkalan alueen etelaosaan, missy ne ovat rakenteeltaan hyvin epahomogeenisia. Etenkin agglomeraattisten muunnosten runsaus on luonteenomaista. Etelaan pistavassa haarassa tuffiitin joukkoon ilmaantuu ensin kvartsi-inaasalpaliusketta ja sitter kiilleliusketta. Uudestikiteytyminen tulee siella voimakkaammaksi etelaan ja lanteen inentaessa ja liuskehaaran lantinen jatke sulautuu vahitellen Ikaalisten karttalehden laajaan kiillegneissialueeseen.

28 2 8 Rakenteeltaan vaihtelevia emaksisia tuffiitteja ja porfyriitteja on liuskealueen pohjoisosassa. Stigzelius (1944) on kuvannut sielta tyynvlaavoja seka juoksu- ja mantelikivirakenteisia amfiboliitteja. Sedimenttisyntyisia kivia on liuskealueen keskiosassa. Fylliitit ovat kerrallisia, mutta uudestikiteytyminen on ollut voimakkaampaa kuin Nasijarven rannan fylliiteissa. Kertojen hiekkainaiset osat ovat yleensa hyvin paksuja. Niinpa tavataan useita metreja paksuja kertoja, joissaa savimainen osa on vain muutamia senttimetreja. Kerran hienorakeisessa osassa on paikoin serisiittiytyneita porfyroblasteja. Kvartsi-maasalpaliusketta on fylliittialueen pohjois- ja etelapuolella. Se sisaltaa suurempia kvartsi- ja plagioklaasirakeita (An ) hienorakeisessa, granoblastisessa massassa. Rakenne on paikoin kvartsiporfyyrinen, mutta kiven esiintyminen kerrallisen liuskeen karkearakeisena osana seka suurempien rakeiden valissa olevan massan kiillerikkans osoittavat kiven sedimenttiluonteen. Etelaisen jakson itaosassa kvartsimaasalpaliuske on tasarakeista ja siina on heikkoa rikkikiisupirotetta. SYVAKIVIALUEEN GNEISSI Liuskealueiden kivilajeja kuvattaessa on esitetty Keski-Suomen syviikivialueen rajalta esimerkkeja liuskeiden vaihettumisesta voimakkaainmin uudestikiteytyneiksi, granoblastisiksi gneisseiksi. Laajan syvakivikompleksin kivilajeissa on siella taalla, pienina sulkeumina granoblastista sarvivalkegneissia, jonka alkuperaiset rakennepiirteet ovat tuhoutuneet. Voimakkaasti uudestikiteytynytta, graniittijuonien lavistalnaa gneissia on useampana erillisena alueena Velaatanjarven etelapuolella karttalehden itaosassa. Granoblastinen sarvivalkegneissi on vallitsevana, mutta paikoin tavataan myos diopsidipitoista (a = 1.68r,, y = 1.71o ; 2V , e/y = 41 ) gneissia. Velaatanjarven etelapuolen gneisseissa on kapeina vyohykkeina vaaleita kvartsiutuneita ja serisiittiytyneita osia, joissa on heikkoa rikkikiisupirotetta. SYVAKIVE LIUSKEALUEEN SYVAKIVI&1ASSIIVI HAMEENKYRON MASSIIVI Ylojarven ja Viljakkalan liuskealueisiin rajoittuva ns. Hameenkyr6ii massiivi, karttalehden lounaisosassa, on paaosaltaan tasarakeista, heikosti pilsteista, harmaata kvartsi- ja granodioriittia, jossa on harvakseltaan pyoreita tai hiukan venyneita, emaksisia sulkeumia. Kiven rakenne oil hypidiomorfinen ja plagioklaasi (An30-35), kvartsi, mikrokliini, sarvi-

29 2 9 valke ja biotiitti ovat paatnineraaleina. Plagioklaasi on vyohykerakenteista. Sarvivalke saattaa joskus puuttua kokonaan. Massiivin keskiosasta tehty kemiallinen analyysi osoittaa kiven kvartsidioriittisen kokoomuksen (taulukko V, anal. 24). Ruhjoutunutta kvartsidioriittia on Hameenkyron massiivin kaakkoisreunalla ja se pistaa pitkana kielekkeena Ylojarven liuskeiden valiin yolajarven koill,ispuolella. Suurien, omamuotoisten plagioklaasirakeiden (An,,) valissa on kvartsirikasta. granuloitunutta massaa. Biotiittia on run-,~aasti suurina kasaumina. Mikrokliinia on yleensa niukalti. Kloriittia, kalsiittia. epidoottia. zirkonia, apatiittia ja titaniittia on lisaaineksina. Kiven kemiallinen kokoomus on esitetty taulukossa V, anal. 21. Hameenkyron massiivin itareunalla. pitkin Ylojarven liuskealueen lansirajaa, on inonin paikoin variltaan punaista. massamaista kontaktimuunnosta (kuva 10), jossa kauniisti omamuotoinen, vyohykerakenteinen albiittinen plagioklaasi on hienorakeisemmassa mikrokliinia ja kvartsia sisaltavvassa niassassa (taulu IV, kuva 17). Plagioklaasissa on runsaasti epidoottia inuuttumistuloksena, etenkin kiteitten keskuksissa. Mikrokliini ja kvartsi ovat vierasmuotoisina rakeina plagioklaasiliistakkeiden lomissa tai ne muodostavat mikropegmatiittisen yhteenkasvettuman omamuotoisten plagioklaasikiteiden vi liin. Biotiittia ja kloriittia on tummina mineraaleina. Keinialliselta kokoomukseltaan (taulukko V, anal. 25) kivi on granodioriittinen. ama kontaktimuunnos on syntynyt varmaankin plagioklaasikiteita sisaltaneen utagman nopeasti jahmettyessa niin, etta mikrokliini ja kvartsi ovat kiteytyneet samanaikaisesti. Nopean kiteytvmisen syyna on ollut magman purkautuminen kylmaan liuskekontaktiin. Hameenkyron massiivin itareuna on jahmettvnvt lahempana maanpintaa 0 3 Kuva10. Kvartsidio iitinkontaktimuunnosten levinneisvys Ylojarven liuskeahzeen lansireunalla. 1 = liusketta. 2 kvartsidioriitti. 3 = kvartsidioriitin kontaktimuunnos. t" iq. 10. Distribution of the contact varieties of the quartz diorite on the western side of the Y16jdrvi schist area. I = schist. 2 = quartz diorite. 3 = contact variety of the quartz diorite.

30 3 0 Kuva 11. Fvlliittimurskaleita tasarakeisessa kvartsidioriitissa. Kiviniemenlahdesta lounaaseen. '_Nasijarven lansiranta. Fig. 11. Phyllite inclusions in the even-grained quartz diorite. SW of Kiz-inieuenlahti. 1Ves!ernn shore of Lake Xasijarvi. kuin massiivin intuit osat. Massiivin itiipaa on tunkeutunut liuskealueen korkeimpaan, konglomeraattien ylapuolella olevaan vulkaniittihorisonttiin, kun tags massiivin lansipaa rajoittun konglomeraattipatjan alapuolella oleviin liuskeisiin. Lisaksi on viitattava malmiesiintvmien runsauteen massiivin itareunalla (kts. kuva 19). YLOJARVEN ASARAKEINEN KVAR SIDIORII I Ylojarven kirkon pohjoispuolelle pistava kvartsidioriittikieleke on kivilajiltaan samanlaista kuin Hameenkyron massiivin tasarakeinen kvartsidioriitti. Rakenne on hypidiomorfinen. Plagioklaasi (An2 s - 30 ) on omamuotoisina, vyohykkeisina rakeina. Kvartsi seka vahissa maarin esiintyva mikrokliini ovat vierasmuotoisina plagioklaasirakeiden valissii. Sarvivalke ja biotiitti ovat tummina inineraaleina. Apatiitti, zirkoni ja titaniitti ovat aksessorisina mineraaleina. Paikoin on myos mikrokliinirikkaampia, granodioriittisia muunnoksia, joissa myohaisessa vaiheessa kiteytynyt mikrokliini on syovyttanyt plagioklaasia niin, etta mikrokliinissa on plagioklaasisulkeumia. allaisesta granodioriittisesta muunnoksesta tehty kemiallinen analyysi on esitetty taulukossa V, anal. 26. asarakeista kvartsidioriittia on lisaksi pienena, erillisena esiintymani Keijarven koillispuolella. Kvartsidioriitissa on siella repaleisia fylliittimurskaleita (kuva 11), joiden ylnparilla on paikoin almandiittipitoista kvartsidioriittia. NOKIAN PORFYYRINEN KVAR SIDIORII I Ylojarven liuskealueen lounaisreunalla (kts. kartta I) on osa laajasta syvakivipahkusta, jossa kivi on karkearakeista, porfyyrista kvartsidioriittia. Kivi on yleensa hyvin massamaista, mutta liuskeutuneita muunnoksia on etenkin massiivin reunaosissa. Kemiallinen kokoomus

31 (taulukko V, anal. 23) on alueen muiden kvartsidioriittien kaltainen. Porfyyrisina, muutaman senttimetrin lapimittaisina rakeina on paaasiassa omamuotoista plagioklaasia (Ants 32), mutta paikoin havaitaan myos inuutamia mikrokliinihajarakeita. Sinertava kvartsi ja mikrokliini tayttavat plagioklaasikiteiden valeja. Biotiittia on kasaumina. Apatiittia, zirkonia ja oksidimalmia on aksessorisina mineraaleina seka kloriittia, epidoottia, serisiittia ja kalsiittia muuttumistuloksina. Porfyyriseen kvartsi(lioriittiin liittyy mikrokliinirikkaita, turmaliinipitoisia apliitti- ja pegmatiittijuonia, joita tavataan kvartsidioriitissa seka sites ymparoivissa liuskeissa. Kauempana syvakivimassiivista Kuva 12. Karkearakeista gabroa. Varissaari. Vilukselan havaintojen mukaan. 1 = karkearakeinen gabro. 2 = keskirakeinen gabro. 3 = hornblenaiitti 3 1 Fig. 12. Coarse-grained gabbro. Varissaari. According to observations of Viluksela. I = coarse-grained gabbro. 2 = even-grained gabbro. 3 = hornhlendite. on muutaman kymmenen senttimetrin levyisia kvartsijuonia, joiden reunamilla on turmaliinisauma. Pienia berylliprismoja (w = 1.572, a = 1.566) on eraan kvartsijuonen reunalla Niemen kartanon lounaispuolella. AMPEREEN GNEISSIMAINEN GRANODIORII I Ylojarven liuskealue rajoittuu etelassa gneissimaiseen granodioriittiin, jonka paamineraalit ovat plagioklaasi (An26-s5), mikrokliini, kvartsi, ja biotiitti. Rakenne on blastohypidiomorfinen tai granoblastinen. Kivessa on runsaasti kiillegneissiluiroja ja paikoin on myos pienia sarvivalkegabropahkuja. LEMPIANIEMEN SYVAKIVE Lempianiemessa, Ylojarven liuskealueen koillisosassa, on liuskeiden reunustama syvakivialue, jonka paakivilajina on tasarakeinen kvartsidioriitti. Emaksisia syvakivia - hornblendiittia, gabroa ja dioriittia - on lisaksi pienina esiintymina. Emaksisimpana muunnoksena on hornblendiittista gabroa, jossa plagioklaasia (An so ) on vain niukalti viimeisena kiteytymistuloksena sarvivalkekiteiden valissa. Sarvivalke on vyohykerakenteista niin, etta

32 3 2 keskus (e ;y = 15', 2V(t ) on variltaan ruskeaa ja reuna (c/y = 17. 2V( = 70 ) vihreaa. itaniitti. apatiitti ja oksidimalmi ovat aksessorisina mineraaleina. Lempianiemen gabrojen ja dioriittieii rakenne on kauniisti hypidiomorfinen. Sarvivalke on kiteytynyt ennen vy ohykerakenteista plagioklaasia (An,,- 50 ) ja toisinaan tavataan viimeisena kiteytymistuloksena hiukan kvartsia. Plagioklaasi- ja kvartsimaaran kasvaessa paadytaan kvartsidioriittiin, joka on luonteeltaan muiden tasarakeisten kvartsidioriittien kaltainen (taulu IV, kuva 18). Mikrokliinia on niukalti ja biotiittia on happamissa muunnoksissa runsaammin kuin sarvivalkett i. Varissaaressa, Lernpianiemen itapuolella, on pienella alalla hyvin karkearakeista gabroa, joka vaihettuu asteittain keskirakeiseksi (kuva 12). Sarvivalke- ja plagioklaasirakeiden lapimitta on 3 5 sm. Biotiittia.. apatiittia, titaniittia, zirkonia ja oksidiinalmia on lisaaineksina. Sahama (1947) on esittanyt kemiallisen anal sin tamnan kiven titaniitista. \ I{51ALAAN GRAIODIORII I Varinalan massiivi karttalehden kaakkoiskulmassa on paaosaltaan karkeahkoa, heikosti suuntautunutta granodioriittia (taulukko V, anal. 27), jonka paamineraalit ovat plagioklaasi, kvartsi ja mikrokliini. ummana mineraalina on osittain kloriittiutunutta biotiittia, ja joskus on kivessa hiukan sarvivalketta. Apatiitti ja zirkoni ovat aksessorisina mineraaleina. Kiven rakenne on hypidiomorfinen, ja plagioklaasi (An10-25) nluodostaa vyohykkeisia porfyyrirakeita. Mikrokliinirikkaita, graniittisia muunnoksia on etenkin massiivin lansireunalla. Seitsaaren (1951) tutkimus sisaltaa, Varmalan massiivin kivilajien yksityiskohtaisen petrografisen kuvauksen. VILJAKKALAN SYVAKIVIALUE Viljakkalan liuskeiden osittain reunustamana on rnittasuhteiltaan vahainen syvakivialue, jonka paakivilajina on gabropahkuja sisaltava kvartsidioriitti. Gabro on karkearakeista sarvivalkegabroa, jonka paamineraalit, Stigzeliuksen (1944) mukaan, ovat plagioklaasi (An 78 ), augiitti, tremoliitti ja sarvivalke. Augiitin ymparilla on. usein amfiboleja sisaltava sauma. Kvartsidioriitti on karkearakeista ja massamaista. Sen paamineraalit ovat plagioklaasi (An2 a 32). mikrokliini, kvartsi, sarvivalke ja biotiitti. Heikosti vyohykkeinen, hiukan epidoottiutunut plagioklaasi on suurina, omamuotoisina rakeina, joiden valissa on granuloitunutta. kvartsirikasta massaa. Mikrokliinia on yleensa vain pienina rakeina granuloituneessa massassa, mutta paikoin sites on myos suurina yksiloina ja

33 silloin mikrokliinia on kivessa miltei yhta paljon kuin plagioklaasia. Osa mikrokliinista saattaa olla sekundaarista, silly varsinkin kvartsidioriittialueen itaosassa on runsaasti mikrokliinigraniittisia juonia. Apatiittia. titaniittia, zirkonia ja oksidimalmia on aksessorisina mineraaleina. Kemiallinen kokoomus (taulukko V, anal.?3) on hyvin samanlainen kuin karttalehden rnuissa kvartsidioriiteissa. 3 3 LIUSKEALUEEiv POHJOISP JOLEN SYVAKIVE Liuskejakson pohjoispuolen syvakivet n uodostavat etelaisimman osai, laajasta Keski-Suomen syvakivialueesta. Aikaisemmin julkaistuilla geologisilla kartoilla on Keski-Suomen syvakivialue esitetty laajana, yhtenaisena graniittialueena, mutta uudempi tutkinrus osoittaa, etta kalliopera on sangen vaihtelevaa. Kalkkialkaliset magmakivilajit muodostavat sarjan aina peridotiiteista mikrokliinigraniitteihin saakka. EMAKSISE SYVAKIVE Emaksisia syvakivia - peridotiitteja, gabroja ja dioriitteja - on monina pienina linsseina tai pahkuina. Suurimmat esiintymat ovat lapimitaltaan useita kilometreja, kun tags pienimmat ovat vain muutaman mnetrin lapimittaisina sulkeumina alueen rnuissa magmakivilajeissa. Emaksisia syvakivia on runsaimmin karttalehden pohjois- ja koillisosassa. Ultraemaksiset kivet ovat pienina erkaurnina suurempien gabromassojen yhteydessa ja ne ovat petrografiselta luonteeltaan hornblendiitteja. Oliviinia ja pyroksenia on kuitenkin usein suurien sarvivalkekiteiden sisalla. oikon laiturin luona esiintvva hornblendiitti sisaltaa osaksi serpentiiniytyneita oliviinirakeita (a , y = o) sulkeumina suurissa, muutaman senttimetrin lapinuttaisissa sarvivalkeyksiloissa. Sarvivalke (a' s, y' = 1.678) on variltaan ruskeaa. Rikalanjarven ultraemaksisen kiven ruskeassa sarvivalkkeessa (a' = 1.s o. L f15 7) on sulkeumana diopsidista augiittia (a' = 1.6 so, y o). Uabrot ovat valtaosaltaan tasarakeisia, massamaisia sarvivalkegabroja, joiden rakenne on kauniisti hypidiomorfinen. Sarvivalke on tavallista vihreaa sarvivalketta, mutta kiteiden keskus on usein variltaan vaaleampaa kuin reunus. Sarvivalkkeessa tavataan joskus pyroksenia jaannoksia. Plagioklaasi (An4o-6(,). on usein liistakkeista ja paikoin vyohykkeista. Apatiitti, titaniitti ja oksidimahni ovat aksessorisina nrineraaleina ja biotiittia ja kloriittia on sarvivalkkeen rnuuttumistuloksina. Uabrot vaihettuvat asteittain dioriitiksi ja silloin ilmaantuu kiveen usein niukalti kvartsia. Gabro-dioriittisen kiven kemiallinen kokoomus /Il

34 34 on esitetty taulukossa V, anal. 20. Analysoidun kiven paamineraalit ovat plagioklaasi (An 35 ), sarvivalke ja biotiitti. Lisaksi on hiukan kvartsia. Erikoislaatuista emaksista magmakivea on oikosta lanteen ulottuvan gabroalueen pohjoisreunan paljastumassa maantien varrella n. 2.., km hi,nteen oikon laiturista. Kivi sisaltaa suuria, jopa 30 sm :n lapimittaisia plagioklaasikiteita (An 45 ). Suurien plagioklaasikiteiden vali on rakenteeltaan ofiittista diabaasia (taulu IV, kuva 19), jonka paamineraalit ovat plagioklaasi ja hiukan serpentiinivtynyt oliviini. aman kivilajin suhdetta ymparistoon ei ole voitu selvittaa kalliopaljastumien puuttumisen vuoksi. Erittain karkearakeisia, rakenteeltaan pegmatiittisia gabroja on nluutamina pienina esiintymina. Karkearakeista gabroa on parhaiten paljastuneena Nasijarven rantakallioissa eiskon kirkolta luoteeseen. Gabromassojen reunoilla ja pienina itsenaisina esiintymina on rakenteeltaan granoblastista, voimakkaasti liuskeutunutta, sarvivalkegnei-simaista kivea. Usein on vaikeata varmuudella sanoa, edustaako gratioblastinen muunnos voimakkaasti tektonisoitunutta gabroa. vai onk() -e suprakrustisen kiven uudestikiteytynyt muunnos. KVAR SI- JA GRANODIORII I Kvartsi- ja granodioriitit: muodostavat laajoja yhtenaisia alueita ja poimuttelevia kielekkeita. Kivi on yleensa heikosti suuntautunutta, tasarakeista ja variltaan harmaata. Kokoomus vaihtelee kvartsidioriittisesta granodioriittiseen. Karttalehden eri osista otettujen navtteiden mikroskooppinen tutkimus osoittaa, etta kvartsidioriittiset muunnokset ovat vallitsevina. Kvartsidioriittien rakelme on hypidiomorfinen. Plagioklaasi, sarvivalke, biotiitti ja kvartsi ovat paamineraaleina. Plagioklaasi ( A "25 _ 32) on omamuotoista ja joskus vyohvkkeista. Sarvivalke saattaa moos olla vyohvkkeista niin, etta keskus on variltaan vaaleampaa kuin reunus. Pyrokeenin jaannoksi.a on joskus sarvivalkekiteiden keskuksissa. N ikrokliinia on kivessa tavallisesti vain niukalti pienina vierasmuotoisina rakeina muiden mineraalien valissa tai antipertiittina plagioklaasis-ai. Mikrokliinia on joskus suurina, plagioklaasisulkeumia sisaltavina yk-iloina. Mikrokliiniin rajoittuvissa plagioklaasirakeissa on usein myrniekiittia. itaniittia, apatiittia, epidoottia ja oksidimalmia on vahaisin maarin. Granodioriitit ovat rakenteeltaan ja mineraalikokoomukseltaan hvs -in samanlaisia kuin kvartsidioriitit, mutta niissa on kuitenkin runsaainmin mikrokliinia seka kvartsia, ja plagioklaasi (An,,-,,) on happaniampaa. ummia mineraaleja on niukalti. Sarvivalkkeessa ei ole vyohykkeisyytta eika pyrokseenin jannoksiii. Sarvivalke on muuttunut joskus kokonaan

35 .35 biotiitiksi. Vierasmuotoinen mikrokliini on usein kasvettunut suuriksi yksiloiksi, joissa on syopyneita plagioklaasisulkeumia. Aksessoriset mineraalit ovat sainat kuin kvartsidioriitissa, mutta lisaksi tavataan joskus ortiittia. GRANII I Graniitteja on runsaasti laajoina, yhtenaisina alueina, kapeina kielekkeina ja juonina. Kallioperakartalle on merkitty seuraavat graniittimuunnokset : tasarakeinen graniitti, porfyyrinen graniitti ja Kurun graniitti. Porfyyrinen graniitti on yleisin. Se on punaista, massamaista ja karkearakeista. Joskus tavataan heikkoa suuntausta. Mikrokliini, plagioklaasi (An 1,- 2f1 ) ja kvartsi ovat paamineraaleina. Mikrokliiiiia on yleensa runsaammin kuin plagioklaasia. Porfyyiiset mikrokliinirakeet ovat lapirnitaltaan 0..)-2 sm ; niissa on sulkeumina syopynytta plagioklaasia ja joskus myos sarvivalketta. Naytt to siis silta., etta mikrokliini on kiteytynyt magmadifferentiaation myohaisessa vaiheessa. umntia mineraaleja, sarvivalketta ja biotiittia, on niukalti. Sarvivalke puuttuu casein kokonaan. Apatiittia, titaniittia ja zirkonia on aksessorisina rnineraaleina ja kloriittia ja serisiittia muuttumistuloksina. Viljakkalan kirkon pohjoispuolella laajan porfyyrigraniittialueen reunalla on omaruuotoista sarvivalketta sisaltava porfyyrinen graniitin muunnos, jonka kemiallinen kokoomus on esitetty taulukossa V, anal. 28. Kivi on jonkinverran emaksisempi kuin tyypilliset porfyyrigraniitit, joista on esitetty useita analvvseja Ikaalisten karttalehtiselityksessa. asarakeinen graniitti on mineraalikokooinukseltaan porf'yyrisen graniitin kaltainen, mutta tummia mineraaleja on niukemmin ja sarviviilke puuttuu yleensa kokonaan. Kivi on tavallisesti keskirakeista, nrutta Velaatanjarven ymparistossa on karkearakeista muunnosta. Karttalehden luoteisosan graniitti on hyvin tasalaatuista ja massamaista, Vuorijarvelta koilliseen, karttalehden pohjoisreunalla on apliittista nimmnosta, jossa on ontanruotoisia kvartsirakeita (taulu IV, kuva 20). asarakeisiin graniitteihin liittyvana on myos pidettava karttalehden koillisosassa esiintyvaa Kurun graniittia. Kurun graniitti eroaa karttalehden muista graiiiiteista erikoisesti harrnaan varinsa ansiosta (taulu IV. kuva 21). Kivi on hyvin tasalaatuista. sulkeuniavapaata ja erinomaisesti pengertynytta. Rapautunut pinta on variltaan ruskean punertavaa. samoin myos rakojen reunamilla, mutta terveessa murroksessa kivi on harmaata eri vivahduksin. Kurun graniittialueella tavataan pienina esiintymina punaista, tasarakeista graniittia ja vaihettuminen eri varisten gramittien vanilla on asteittaista. Mikrokliini, kvartsi ja plagioklaasi (An ts - 22 ) ovat Kurun graniitin paamineraaleina. Biotiittia on tummana inineraalina. Keniiallinen kokoomus on mikrokliinigraniittinen (taulukko V, anal ).

36 3 6 SYV"AKIVIEI KESKIK ALSE SUH EL Karttalehden etelaosan svvakivimassat ovat kontaktisuhteiden perusteella ymparoivia liuskeita nuorempia. Erillisten massiivien keskeisiii ikasuhteita ei ole voitu selvittiii. Liuskejakson pohjoispuolen syvakivialueella voidaan sensijaan havaita seuraava, magmadifferentiaatioon v-iittaava ikajarjestys vanhimmasta nuorimpaan : suprakrustinen muodostuma, hornblendiitti, gabro, dioriitti, kvartsidioriitti, granodioriitti ja graniitti. Emaksisissa massoissa havaitaan kit evtvmisdifferentiaation aiheuttamaa asteittaista vaihettumista hornblendiiteista gabrojen kautta dioriitteihin. Dioriitit vaihettuvat joskus asteittain kvartsidioriiteiksi. Kvartsija granodioriitit rajoittuvat kuitenkin usein jyrkasti emaksisiin syvakiviin ja esiintyvat lavistavina juonina. Graniitti-intruusiot ovat aiheuttaneet monenlaisia kontakti-ilrnioita. Emaksisissa massoissa esiintyvat graniittijuonet ovat teravasti rajoittuvia ja niissa tavataan usein emakivea teravasarmaisina murskaleina. Paikoin on tapahtunut graniittiutumista, jonka tuloksena on xnuodostunut sekundaarisia kalimaasalpii- ja kvartsisilmakkeita eniaksiseen magmakiveen. Kvartsi- ja granodioriittipahkujen graniittiset juonet ovat teravasti leikkaavia, mutta laajojen graniittialueiden reunoilla havaitaan kvartsidioriitissa graniittiutumistn aiheuttainaa epahomogeenisuutta. Kvartsidioriitti on usein muuttunut migmatiittiseksi, ja granodioriitti on paikoin vain haamumaisena jaannoksena graniitissa. Epatasaisesti jakaantuneet mikrokliiniporfyroblastit ovat merkkina lievasta graniittiutumisesta. Usein on kuitenkin mahdotonta varmuudella sanoa, onko granodioriitissa esiintyva mikrokliini primaarista tai sekundaarista. Askelmainen magmadifferentiaatio on selvimmin havaittavissa syvakivialueen emaksisissa kivissa, kun taas graniitit ovat tulleet paikoilleen itsenaisina intruusioina niin, etta magman lopullisesti jahmettyessa ei ole tapahtunut erilaistumista eri kivilajeiksi. Eri kivilajien intruusiojarjestysta saatavana tekijiina on ollut varmaankin kompleksinen magmadifferentiaatio, jonka lopputuloksena on muodostunut graniittinen jaanuosmagma. Mobiili, graniittinen magma ja sen kite ytyessa, muodostunut kalirikas ainesula ovat aiheuttaneet graniittiutumista aikaisemmin kitevtyneissa kivilajeissa. Karttalehden svvakivet osoittavat suurta yhtalaisyytta Lounais- Suomen svekofennialaisen alueen svvakivien kanssa. Emaksiset syvakivet, kvartsi- ja granodioriitit edustavat svekofennialaisen orogenian ns. synkinemaattisia intruusioita, kun taas massamaisten graniittien purkantuminen on tapahtunut vuorenpoimutuksen tauottua. (4raniittiutuminen on luonteenomainen piirre myohaiskinemaattisille intruusioille, joskaan se ei ole ollut karttalehtialueella laheskaan niin voimakasta kuin Lounais-Suomen migmatiittialueilla.

37 3 7 EK ONIIKKA JA S RA IGRAFIA Kerroksellisuus ja liuskeisuus ovat yleensa samansuuntaiset ja niiden kaateet jyrkankaltevat. ransverssiliuskeisuutta on havaittu ohioppijarven seudulla (kts. kuva 7) ja siita koilliseen aina Nasijarven rannalle saakka. Kerroksellisuutta leikkaavan liuskeisuuden kulku on noire X-15 "E' ja kaade pysty. Sainassa suunnassa on usein pienia rakoja ja siirroksia. Nasijarven lansirarman fyliiiteissa nahdaan paikoin isokliinisia poiinuja, joiden pysty tai jyrkankalteva akselitaso on ita-lansisuunnassa ja poiniuakseli kallistuu itaan ( , ) Nasijarven lansirarman fvlliittialueen intensiivista poimutusta osoittavat myos kerrallisuuden perusteella maaratyt pohjansuunnat, jotka vaihtelevat pohjoisesta etelaan niin, etta alueelle nmodostuu peralkkain monia pystyja synkliinejii ja antikliineja. Venyman kaade on koko karttalehtialueella jyrkankalteva ja sere horisontaaliprojektion suunta on hyvin vaihteleva. Nasijarven lansirannan fylliittien poimuista on voitu kentalla maarata venynian suhde akseliin. CJurteisuutena tai mineraalien pituussuuntana nakywa venyma on kohtisuorassa poinnuakselia vastaan ja se edustaa Neuvosen ja Matiston (1948) mukaan lapikotaisliikunnon suuntaa. Liuskealueiden vulkaniiteista ei ole voitu kentalla maarata poimuakselin suuntaa ; mutta geologinen karttakuva, jossa ohutkin kerrospatja on nakyvissa monen kilometrin matkalla, osoittaa, etta poimuakseli on jokseenkin vaakasuora. Pohjansuuntahavaintojen vaihtelevaisuuden avulla voidaan kuitenkin todeta poimutusta, joka on luonteeltaan samanlaista kuin fylliiteissa. arkastamalla eri liuskealueiden poikkiprofiileja ja ottamalla erikoisesti huomioon pohjansuuntahavainnot saadaan yksityiskohtaisempi kasitys liuskemuodostuman rakenteesta seka voidaan tehda stratigrafiaa selvittavia paatelmia. Karttalehtialueella tehdyt pohjansuuntahavainnot seka kuvassa 14 esitettyjen poikkiprofiilien paikat on merkitty kuvaan 13. Nasijarven itapuolen liuskealue. - Nasijarven itapuolen liuskealueen poikkiprofiili (kuva 14 A) edustaa Vaarajarvelta Ripolahteen tehtya leikkausta. Vuorottelevat konglomeraatti- ja tuffiittipatjat rajoittuvat seka etelassa etta pohjoisessa kvartsi-maasalpaliuskeeseen. Lukuisat, kapeista fylliittisista valikerroksista tehdyt pohjansuuntahavainnot osoittavat, etta tuffiitti-konglomeraattimuodostuma on molemmilta reunoiltaan kvartsi-maasalpaliuskeen paalla ja on rakenteeltaan synkliini. Rakennekuva osoittaa, etta malit avien konglomeraattipatjojen kerrostuminen on alkanut vasta kvartsi-maasalpaliuskeeseen rajoittuvien vulkaniittien muodostuttua. ama selittaa konglomeraattien vulkaanisen materiaalin runsauden. Vulkaaninen toiminta on jatkunut konglomeraattien kerros tuessa.

38 3 8 Kuva 13. Liuskealueen pohjansauntahavainnot ja poikkiprofiilien paikat. Nuoli osoittaa pohjansuuntaa. 1 = liuskeita syvakivia. Fig. 13. Observations on the position of the strata and location of vertical sections. JLrrow sho,r,< the direction towards the b r.se. I -- schist. 2 in/racrastal rock. Karnmenniemessa on kuitenkin pieni konglomeraattiesiintyma (kts. sivu 27), jokes poikkeaa petrografiselta luonteeltaan alueen inuista konglomeraateista siina, etta se ei sisalla lainkaan vulkaanista materiaalia. Vulkaanisen materiaalin puuttuminen on helposti ymmarrettavissa, silly rakennekuvan perusteella tames konglomeraatti sijaitsee vulkaniittimuodostuman alla. Kammenniemen kvartsi-maasalpaliuskealue kapenee koilliseen mentaessa ja siella ilmaantuu sen pohjoispuolelle vulkaniitteja konglomeraattisine valikerroksineen. Geologisen karttakuvan perusteella nayttaii silty, etta kvartsi.-maasalpaliuske painuu koillisessa loivasti vulkaniittimuodostuman alle. Pohjansuuntahavainnot osoittavat Kammenniemen alueen antikliinirakenteen. Karttalehtialueen etelapuolelle jaava, laaja fylliittialue on pohjansuuntahavaintojen perusteella kvartsi-maasalpaliuskeen alla ja edustaa liuskealueen alinta stratigrafista kerrostumaa. Nasijarven itapuolen liuskealueen paakivilajien stratigrafinen jkrjestys nuorimmasta vanhimpaan on seuraava : vulkaniitti ja konglomeraatti, vulkaniitti (tuffiitti ja porfyriitti), kvartsi-maasalpaliuske, fylliitti. Ylojarven liuskealue. -- Ylojarven liuskealueen poikkiprofiilit osoittavat, etta rakenteelliset ja stratigrafiset piirteet ovat samanlaiset kuin Nasijarven itapuolella. Veittijarven konglomeraatin pohja on etelassa ja kapea vulkaniittijakso eroittaa konglomeraatin sen alla olevista sedimenteista. Veittijarven konglomeraatin muodostumisolosuhteet ovat olleet kuitenkin

39 I~lyPISII1I1I Kuva 14. Liuskealueiden poikkiprofiilit. A. Nasijarven itapuoli. B ja C. Ylojarven liuskealue. D. Viljaklkalan liuskealue. Nuoli osoittaa pohjansuuntaa. Poikkiprofiilien sijainti on esitetty kuvassa = svvakivet. 2 = emaksiset ja intermediaariset vulkaniitit. J 3 = konglomeraatti. 4 = kvartsi-maasalpakivi. 5 = fvlliitti. Fig. 14. Vertical sections of the schist, areas. A. he eastern side o f Lake AVasijarvi. B and C. he Ylojkrvi schist area. D. he Viljakkala schist area. Arrow shows the direction towards the base of the succession. he location of vertical sections has been presented in Fig = infracrustal rocks. 2 = basic and intermediate volcanics. 3 = conglomerate. 4 = quartz-feldspar schist. 5 = phyllite.

40 40 sikali poikkeavat, etta muitakin sedimenttikivia on kerrostunut runsaasti konglomeraattihorisonttiin. Geologinen karttakuva ja pohjansuuntahavainnot viittaavat siihen, etta Veittijarven konglomeraattikerrostwita siihen liittyvine sedimenttikivineen tulee poimutuksen kautta nakyviin Vaha-Vahantajarven pohjoispuolella. Liuskealueen pohjoisosa on rakenteeltaan synkliini. Veittijarven konglomeraatin etelapuolen ja liuskealueen polijoisreunan vulkaniitit o-,,-at samaa konglomeraattien alle jaavaa stratigrafista kerrostumaa, kun tags kartalla konglomeraattipatjojen valissa esiintyvat luzlkaniitit ovat konglomeraatin paalla. ohloppijarven vulkaniitit ja kongloineraatit vastannevat stratigrafisesti liuskealueen pohjoisosan konglomeraatti-vulkaniittinruodtrstumaa. ohloppijarven esiintyman tektonisen rakenteen selvittamista vaikeuttaa kuitenkin kalliopaljastumien puute muodostuman pohjoispuolella. Lielaliden kalirikkaan laavapatjan perusteella (kts. sivu 22) voidaan kuitenkin paatella, etta Masijarven lansirannan fylliittialueen etelaosassa on pohjansuunta pohjoiseen. kun tans fylliittialueen pohjoisosassa pohjansuunta on etelaan. Main ollen laaja fylliittialue on rakenteeltaan isokliinisesti poimuttunut antiklinorium. Viljakkalan liuskealue (kuva 14 1)) Viljakkalan liuskealueen etelaosan vulkaniitti, joka on suoranaista jatkoa Ylojarven alueen vull :aniiteille, on pohjansuuntahavaintojen perusteella sen pohjoispuolella esiintyvan kvartsimaasalpaliuskeen ja fylliitin paalla. Kvartsi-maasalpaliuskeja vulkaniittijaksojen toistuminen kapean fylliittialueen pohjoispuolella ja pohjansuuntahavainnot osoittavat liuskealueen antikliinirakenteen. Viljakkalan alueen vulkaniitit kuuluvat konglomeraattien alapuolella esiintyvaan vulkaniittikerrostumaan ja kivilajien stratigrafinern jarjestys (vulkaniitti, kvartsi-maasalpaliuske, fylliitti) on sama kuin lnuillakin liuskealueilla. Viljakkalan liuskealueen etelaan pistavassa kielekkeessakaan ei tule nakyviin konglomeraatteja, vaan vulkaniitti rajoittuu siella kvartsi-maasalpaliuskeen valityksella kiilleliuskeeseen, joka edustaa samaa stratigrafista keirostumaa kuin Ylojarven laaja fylliittialue. Viljakkalan- eiskon karttaleliden suprakrustisten kivilajieii stratigrafinen jarjestys nuorimmasta vanhimpaan on seuraava : Paksuus metreisst Emaksisia vulkaniitteja Konglomeraattia, jossa vulkaniitti- ja sedimenttivalikerroksia Emaksisia ja intermediaarisia vulkaniitteja Kvartsi-maasalpaliusketta, enimmakseen hiekkakivea Fvlliittia

41 4 1 Kerrospatjojen vahvuus on arvioitu poikkiprofiilien perusteella. Suprakrustisen muodostuman koko vahvuutta ei voida kuitenkaan inaardta. koska sen pohja ei ole ndk,yvissd ja nuorimman vulkaniittivaiheen kerrostumista on varmaankin vain osa nakyvissa. Esitetyt arviot osoittavat kuitenkin, ettd suprakrustisen muodostuman paksuus on ollut useita kilometreja ja kerrostumisen on taytynyt tapahtua laajaan sedimentaatioaltaaseen. Viljakkalan- eiskon kartta- Iehtialueella esiintvvd sedimenttisarja --- kerrallinen sedimentti, grauvakka-hiekkakivi ja kongloineraatti - on luonteenomainen monille geosynkliinimuodostumille. Paksukerrallinen sedimentti on kerrostunut valtavina suistomuodostumina vajoavaan geosynkliinialtaaseen. Hiekkakivien kerrostuminen merkitsee sedimentaatioaltaan mataloitumista ja sen vajoamisen pysahtymista. Konglomeraattien ja niihin liittyvien sedimenttien synty osoittaa, etta maan pinnalla on ollut niiden syntyessa huomattavia korkeuseroja, jotka ovat varmaankin muodostuneet konglomeraattien kerrostumista edeltaneena vulkaanisena periodina. Emaksisten vulkaniittien runsas esiintyminen on myos eras geosynkliinimuodostumien luonteenomainen piirre. MALMI JA MUU HYODYLLISE KAIVANNAISE Viljakkalan- eiskon karttalehden liuskejaksossa on kaksi toiminnassa olevaa malmikaivosta - Viljakkalan Haveri (kuva 15) ja Ylojarven Paroinen (kuva 16). Nkiden taloudellisesti merkittavien malmiesiintymien lisdksi on tavattu useita malmiaiheita. Haverin malmiesiintymd on ollut tunnettu jo vuodesta 1737 lahtien. Sieltd on louhittu magnetiittirautamalmia monena eri ajanjaksona, mutta kaivostyot lopetettiin kannattamattomina v Haverin kaivoksen historiassa alkoi uusi kausi, kun Vuoksenniska Osakeyhtio ryhtyi v suorittamaan kaivosalueella tutkimuksia, jotka johtivat jalometallipitoisen kuparikiisumalmin loytamiseen. li 1124/51 Kuva 15. Haverin kaivoksen avolouhos kesalla Valol :. V. Okko. Fig. 15. he open quarry of the Havveri mine Photo 1'. Okko.

42 4 2 Kuva 16. Paroisten kaivos. Valok. A. Laitakari. Fig. 16. Paroinen mine in 11ojiirve. Photo.1. Laitakari. Kauppa- ja teollisuusministerion kaivostoimiston kertomuksen (1950) mukaan ovat Haverin kaivoksen rikastettavan kiven vuotuinen louhinta seka kulta- ja kuparipitoisuudet olleet viisivuotiskautena seuraavat : on. Au gr ton Cu s ( t ,5 3.s : o 0.27 Stigzelius (1944) on selvittanyt Haverin malinin geologiaa ja Paarma (1947) on suorittanut myohemmin malmimikroskooppisia maarayksia. Vulkaanisessa amfiboliitissa sijaitseva sulfidimalmi on luonteeltaan epigeneettinen breksiamalmi, jonka malmimineraalit ovat magneettikiisu. kuparikiisu, pyriitti ja magnetiitti. Kuparikiisun suotautumistuloksina on tavattu seka kubaniittia etta valleriittia. Lisaksi havaitaan sulfidinialmissa vahaisin maarin sinkkivalketta, molybdenihohdetta, arsenikkikiisua, scheeliittia ja ilmeniittia. Siirrosraoissa on paikoin runsaastikin kobolttihohdetta, jonka vhteydessa esiintyy glaukodoottia, gersdorfiittia. hessiittia, tellurivismuttia ja mikroskooppisesti nakvvaa kultaa (Paarma 1947). Haverin kiisumalmin mineraaliseurue ja kuparikiisun suotautumisilmiot osoittavat, etta malmimuodostus on tapahtunut korkeassa lampotilassa pneumatolyyttisten prosessien yhteydessa. Korkeasta lampotilasta on osoituksena erikoisesti magnetiitin esiintyminen kiisumineraa-

43 vv D OQ Da t Kuva 17. Y16jarven Paruisten kuparikaiv - oksen geologinen kartta. Outukumpu Oy :n geologin!veikko Vahatalon havaintojen mukaan. 1 = emaksinen tuffiitti. 2 = breksioitunut tnffiitti. 3 = alglumeraatti. 4 == hapan tuffirtti. 5 = kvartsi-maasalpaporfyyri. 6 = dioriittinen porfyriitti. 7 = turmaliinibreksia. 8 = siirros. 9 = kulku ja kaade. Fig. 17. Geological map of the Paroinen mine in Ylojirvi. According to obserration.s of Veikko Vdhdtalo, from Outokumpu Company. 1 = basic tuffife. 2= tuf fife breccia. 3 = agglomerate. 4= acid tuf fife. 5 = quartz-plagioclase porphyry. 6 = diorite porphyrite. 7 = tourmaline breccia. 8 - = faults. 9 =- dip and strike of foliation.

44 4 4 KuN- L 18. urmaliinibreksia. Ylojarvi. Paroinen. Valor. V, Vahataho. Fiq. 18. ourmaline breccia. l loiiir i. Poroinen. Photo I'. l'iik.atolo. lien vhteydessa. Paaosa sulfidimalmimuodostuksesta on tapalitumit pneumatolyyttisella lampotila-alueella, mutta siirrosrakojen mineralisaatio kuuluu jo hydrotermiseen vaiheeseen. Paroisten malmiesiintyma loydettiin geologisen tutkinnzslaitol-en suorittamien malmiretsintojen tuloksena. Ensimmaisen Paroisten malmia sisaltavan irtolohkareen loysi silloinen yliopp. 0. urtiainen kesallii 1937 ja jo samana vuonna paastiin kaivanialla kasiksi emakallioon. Outokumpu Osakeyhtio aloitti siella kaivostyot v Kauppa- ja teollisuusministerion kaivostoimiston kertomuksen (1950) mukaan rikastettavan kiven vuotuinen louhinta ja kuparipitoisuudet ovat olleet vuosina seuraavat : on. Cu o n io Kaivosalueen geologisen kartan (kuva 17) on laatinut Veikko Vaha-- talo, Outokumpu Osakeyhtiosta. Paroisten malmi sijaitsee Ylojarven liuskealueen lansireunan vulkaniittimuodostumassa. Emaksinen tuffiitti. jossa on aggloineraattisia valikerroksia, on vallitsevana. Alalmiesiintyman ymparistossa on huomattavan runsaasti happamia, hyvin massamaisia laavakivia, joita tavataan tuffiittimuodostumassa ainoastaan sueu e ii Hameenkyriin syvakivimassiivin laheisyydessa. Main ollen saattaisi olla

45 45 kuva 19. V iljakkah n-- eiskon liuskealueen malmiesiintmat. 1 = liuskeita. 2 = syvakiv-ia- 3 = kaivos. 1 malmipitoinen turnialiinibreksia. 5' = kiisupitoinen serisiittiliuske. Fig. 19. Ore occurrences in the - iljakkala - eisko schi,4 zone. 1 = schists. 2 = infracrustal rocks. 3 = mine. -E - - ore-bearing tourmaline hreccia. 5 - sulphide-hearing serwite schist. iuahdollista, ettk Paroisten kaivosalueen happamat laavakivet liittyvat {, eneettisesti Hameenkyron syvakivi-intruusioon. josta tavataan nopeaa jaihtymista osoittavia kontaktimuunnoksia pitkin Ylojarven liuskealueen lansirajaa (kts. kuva 10). Kaivosalueen kivilajeista on erikoislaatuisin ns. turmaliinibreksia (kuva 18), jossa vulkaanista emakivea on murskaleina mustassa turmaliinia ja kvartsia sisdltkvassk massassa. Pienet kivimurskaleet ovat kokonaa.n kvartsiutuneet ja suurempien murskaleiden reunalla on usein kvartsiutunut kehii. Malmirnuodostus on seurannut breksioitumista niin. ettai malmimineraalit ovat breksian turmaliinipitoisessa osassa. Kuparija arsenikkikiisu ovat malmin paamineraaleina. Lisaksi on pyriittia ja magneettikiisua seka niukalti molybdenihohdetta. Seheeliittia on paikoin niin paljon. etta sen rikastaminen on taloudellisesti kannattavaa. Paroisten malmi on syntytavaltaan epigeneettinen ja sen mineraaliseurue viittaa pneumatolyyttiseen lkmpotila-alueeseen. Ylojarven liuskealueen hinsireunalla on useita pienia malmiaiheita (kuva 19). Ne ovat inuodostumistavaltaan Paroisten malmiesiintyman kaltaisia. Malniimineraalit esiintyvkt turmaliinin yhteydessa. urma- Iiinibreksiaa on tavattu rnyos Nksijdrven itapuolella Kkmmenniemessa. Serisiittiliuskeisiin liittyvat sulfidimalmit edustavat alhaisen, hydrotermisen lampotila-alueen malmimuodostusta. Serisiittiliuskeessa esiintyvan malmin paamineraalina on rikkikiisu, mutta sen oliella tavataan vahkisin mkarin monia muita malmimi,neraaleja, joista on erikoisesti mainittava antimoni-, vismutti- ja telluripitoiset malmimineraalit. Oksijiirven lounaispuolella sijaitsevan DS. Jarvenpaan alueen malmissa on paikoin korkeitakin kulta- ja hopeapitoisuuksia, mutta louhittavaksi kelpaavaa nialmia ei ole loydetty. Saksela (1947) on suorittanut Jarven-

46 46 pawn ja Ahdepaan serisiittiliuskeissa tavattujen malmimineraalien tutkimuksen ja esittanyt seuraavan mineraalisaation eri vaiheita esittavan kronologisen yhteenvedon : I Metasomaattinen kii,oonpregnatio : rikkikiisu 1, magneettikiisu I. II Kompaktit kiisujuowl : pyriitti 11, magneettikiisu 11', sinkkivalke I. kuparikiisu 1. III Antinaonipitoiset kvartsiosueet : a. Paavaihe : arsenikkikiisu, rikkikiisu III, gudrnundiitti, magneettikiisu III, sinkkivalke 11, kuparikiisu II, ullmanniitti, kulta, kultatelluridi_ tellurivismutti, visinutti, boulangeriitti, jamesoniitti, bournoniitti I, CuSb-falertsi, lyijyhohde. b. Jalkivaihe : magneettikiisu IV, kuparikiisu III, sinkkivalke III, bournoniitti I. IV. Pintavesien aiheuttamat nau.utokset : kuparihohde, kovelliini, vesikiisu. Serisiittiytymiseen liittyvaa vahaista rikkikiisupirotetta on tavattu myos liuskejakson pohjoispuolella. Naista mainittakoon Velaatanjarven etelapuolen sarvivalkegneissin yhteydessa tavatut serisiittiytyneet ja kvartsiutuneet vyohykkeet seka kvartsiutuneen kiven rikkikiisupirote kvartsidioriittialueella Kuusijarvelta luoteeseen maantien varressa. Kokonaisuutena tarkastellen Viljakkalan-!feiskon karttalehden malmiesiintymat muodostavat malmiprovinssin, jossa on edustettuna seka pneumatolyyttiselhi etta hydrotermisella lampotila-alueella muodostuneita malmimineraaliseurueita. Mineralisaatio nayttaa liittyva.n kvartsidioriittimagman pneumatolyyttis-hydrotermisiin prosesseihin. Pneumatolyyttiset sulfidimalmit sijaitsevat saannollisesti kvartsidioriittimassiivien laheisyydessa, kun taas hydroterminen mineraalisaatio on saattanut tapahtua kaukana alkulahteesta. Osoituksena Hameenkyron syvakivi-intruusion malmintuojaluonteesta on monien malrniaiheiden ja kvartsidioriitin nopeaa jahmettymista osoittavan muunnoksen esiintyminen pitkin liuskekontaktia (kts. sivu 29). Mahdollisuudet uusien malmiesiintymien loytanriseen geofysikaalisilla tutkimusmenetelrnilla ovat olemassa, silly magneettisia ja sahkoisiii mittauksia on suoritettu vain rajoitetuilla alueilla. Geologisilla perusteilla nayttaisi etenkin Ylojarven liuskealueen lansireuna olevan erittain malmikriitillinen alue. Valtauksia on ollut muuallakin kuin kaivosten valitto nissa ymparistossa. Vuoksenniska Ov on omistauut vv valtausta (kaiv. rek. N :o 528) Viljakkalan Ansommien maastos-a (vajaa km S Haverista) seka vv valtauksen (N :o :316) Ansonmaen S- puolella lahella Kyrōsjarvea ja lisiiksi vv valtausta (N :o 720) Ikaalisten Noljanj iven E-rannalla. Geologisella toimikumlalla on ollut vv valtauksia (N:o 591) Ylojarven Jirvenpaassa. 'l'eiskossz( Velaatanjarven S-puolella, maanvilj. E. Malisella on ollut vallattun :a (N :o 500 ja 565) vv ja ns. ekilpilammen sun,). Karttalehtialueen kayttokelpoisista kivilajeista on tarkein Kurun harmaa graniitti. Kivea on viety Baltian maihin ja Englantiin. Aikaisemmin valmistettiin eiskon Kaminenniemen fylliitista kovasimia kauppatavaraksi. mutta nykyaan kovasinteollisuus on taantunut.

47 Kartta I Map I EVII KJA 2 IEF~ Fms-~ l 4 J In, R~w ~4 002 a D---10 l Q-1 15 [ 16 N - 1,6,).'1RVEX LIUSKEALVEEI, GEOLOGINEN KARTTA f ylli it ti p o rf yro blast ist it IdilIvI i ti sket tit. 3 kva rtsi-nmasii I I) it I iliskottit. 4 k(in g-lomentattia. 5 eniiiksistii la intermcdiaaritii tuff tt6. G ilgg lollwrzliafia. -1 llfz,- Hittipol-fYffittiii. 8 tllailsdlp5pol - fyliittiijt. 9 kdirikosta pot yyriii diiibaiisiij. I I liuskesulkeumia. 12 sprisfittiliusketta. 13 gillwoa ja dioriiltio. 1 I kviittsddioriitti a i, gn;maiqath 15 pmiw6ad kwnd"aaw. 16. pw"ykm umoah. Kartoittimeet : Xeuvor~eii, Sinionea ja Viluksela

48 2 I 3 s g D---10 ~_ VLOJ_{RVE\ L11SKEALT'EEN GEULOGISEN KAR'I'T,A 1 -- tvlliitliii. : pnrfi- roblastista Iciilleliusketrt..1 - I:vartsi-utaasalpaliusketta. 4 I.uurlanwtrattta. entakststa ja utternx~diaansta tutfuttia. 1 ; -- agglnnteraattta. 7 IraliittipnrtV- riittiii. S maasiilpiipnrferiittiii. 9 k1 lirikssta port Vita diabaasin. I I littskesttlkenntia. 12 scrisiittilinaketta. 1 :3 - abroa Ix dioriittia kvartsidioriittin jn i ranodioriittia porfvvrista kvartsidioriittia. 16 portvvristd uraniittia. Kartoittaneet: Aeuvonen, Siuuuun ja Vilnkscla GEOLOGICAL -.NIAP OF THE Yl toi ARV I SCHIST AREA I -- phyllitr. -2 pure/n/roblri.ahr wrrhi rlo.:1 - gai!rt_-/eldstiur sr/tnat. I oaylunurn/r.j - basic nu,d intrrnrrdfab, htj) i6. l i ~tr1,//aim i/r. T - grit/qtr por/,dn/rite. h' - %eldspat. /iurpkr/rill'. //1 1,uttsh-ru'h porphyry. 10 dininat. // -, Ihi.at inclusmtua 1 ser(ritc schist. I y yubbrn and diorite quart_ dioritr and yrmioduo dc. 1nrpln/ritie quartz dtarrte porphyritir granite. Slapped by _VrNronen,,)iu/o1110 crud i"ilukseli /944.

49 EXPLANATION TO THE MAP OF ROCKS SHEET VILJAKKALA- --TEISKO INTRODUCTION _ The geological re-snapping of the classical Tampere schist area, wellknown through the many papers of Sederholm, had been under-taken in the year 1945 as part of the program of the Geological Survey of Finland, because the area became important through the discovery of ores. This explanation of the geological map deals with the Bothnian schist zone trending from Viljakkala to the eastern side of Lake Nasijarvi and with the infracrustal rocks of different kind. The Ylojarvi schist area (Map 1) has been described in more detail, because it elucidates the interpretation of other schist areas. New ideas on tectonics and stratigraphical sequence have been discussed. THE YLOJARVI SCHIST AREA (Map I) PHYLLITES AND -MICA SCHISTS The sedimentary rocks, represented by phyllites and mica schists, have a wide distribution in the southern part of the Ylojarvi district. but in the northern part of the schist area they occur only as thin intercalations among the volcanics. The most characteristic structural feature of the phyllites is a well developed varved structure showing the gradual transition from the psammitic material into the pelitic upper part of a varve (Plate 1, Fig. 1). The thickness of the varves varies from some millimetres to several mnetres, and the average thickness is as high as 14 cm (Sederholm 1913 p. 12). The. chemical composition of the phyllites varies in the different varves and in the different parts of a varve. The psammitic parts of the varves are rich in quartz and occasionally the chemical composition (Table V, anal. 2) is similar to that of sandstones, indicating that the residual quartz of chemical weathering has been deposited in the coarse-

50 48 grained parts of the phyllites. The pelitic upper parts of the valves have a clayey composition. The chemical bulk composition of the yawed schist (Table V, anal..1) is characterized by an A1.,O.i -excess and a high content of K 30, but there are also some varieties (Table V. anal. :3) lacking the characteristics of a clayey composition and in these cases the sedimentary material has not undergone strong chemical weathering. The microscopical texture of the phyllites is blastoclastic showing the partly rounded quartz and feldspar grains in the fine-grained matrix. The feldspar is usually plagioclase (An10 30) but in the psammitic parts of the thick varves some grains of microcline have also been observed. Biotite flakes occur abundantly in the pelitic parts of the varves. Apatite. magnetite and tourmaline are accessories, and chlorite, sericite and epidote occur as alteration products. Disseminated carbon occurs in the fine-grained portion of the phyllites and some carbonaceous sacs, similar to the Corycium occurrences on the eastern shore of Lake Nasijarvi, have been observed. Sederholm considered Corycium as organic remains, and recently- Rankama (1948) has discussed the origin of pre-cambrian carbon, and suggests the organic origin of the Corycium carbon from the carbon isotope ratios (C 12 /C 13 ) and sets forward the idea that Corycium i5 the oldest fossil in the world. Many transitional types can be met from blastoclastic phyllites into granoblastic mica schists and mica gneisses. The recrystallization of the phyllites has been effective especially in the neighbourhood of intrusive rocks, and narrow streaks of porphyroblastic types of mica schist occur along the boundary zones of infracrustal rocks and of diabase sills, supporting the idea of the contact metamorphic action of intrusions. Porphyroblasts of Al-rich minerals have been formed especially in the finegrained parts of the varves, but later, in connection with hydrothernial metamorphism, they have been altered into aggregates of sericite and chlorite, and the greatly altered remnants of andalusite, cordierite and garnet are extremely rare. The intrusion of gneissose granodiorite in the southern part of the Ylojarvi area has caused the gradual transition of phyllites into the coarse-grained mica gneisses (Plate L Figs.?4) occurring as narrow bands among the intrusive material. The phyllite inclusions in the porphyritic quartz diorite have recrystallized into mica schists and mica gneisses containing pseudomorphs after Al-rich minerals (Plate I, Fig. 5). Strongly recrystallized types of clastic sediments also occur along the boundary zone against the wide complex of infracrustal rocks of Central Finland and the contamination has caused the origin of a peculiar type of garnet-bearing quartz diorite. All these facts show that the recrystallization of phyllites has been caused by thermal metamorphism connected with intrusions of magma.

51 to addition to this high-temperature metamorphism, there have also been alterations characterized by hydrothermal processes in some narrow zones. In the neighbourhood of metasomatic sericite schists, the varved phyllites show the gradual transition into sericite-chlorite schists, and in some cases the pelitic parts of the varves have been entirely altered, but the psammitic parts contain biotite and show the mineralogical characteristics of sandstones. Furthermore the regional decrease of temperature is shown by the secondary alteration of Al-rich porphyroblasts, and the wide occurrence of transitional types, in which the anorthite component of plagioclase has altered into epidote and the biotite into chlorite. 4 9 QFARTZ-FELDSPAR SCHISTS Quartz-feldspar schists occurring as thin intercalations in phyllite N of the farm of Niemi in the southern part of the wide sedimentary rock area, show the characteristics of graywackes (Plate II, Figs. 6 8). Quartz, plagioclase and microcline are as angular or subrounded grains in the fine-grained matrix, containing abundant mica minerals and the disseminated carbon and tourmaline as accessories typical of the phyllites of the discussed area. Furthermore there are rock fragments of darkcoloured phyllite, quartzite and of very fine-grained quartz-rich rock. A fine-grained, massive variety of the quartz-feldspar schist occurs in the surroundings of Lake Vihnusjarvi, and microscopical study shows the characteristics of graywackes. Angular grains of quartz, plagioclase (An io ) and microcline occur in the finer-grained matrix which is rich in quartz and mica minerals. Some small fragments of quartzite and fine-grained phyllite have been observed (Plate II, Fig. 9). Some beds resembling sandstone occur as intercalations in the northern part of the wide phyllite area. There are also some beds showing graded layers that are like phyllites in appearance but the chemical composition of the rock (Table V, anal. 3) shows similarities to that of the graywackes which are all characterized by incomplete chemical weathering. The quartz-feldspar schists have the widest distribution in the area between Lakes Keijarvi and Nasijarvi. Many varieties have been observed in the schist zone south of the small granodiorite area. The predominant variety seems to be a grey-coloured graywacke, containing angular plagioclase (An,,-,,),, quartz grains and occasionally fragments of phyllite and quartzite in the fine-grained matrix. The mineralogical composition of the matrix is very similar to that of phyllites, and in addition some calcite grains have been observed. This type of quartz-feldspar schist occurs also in some places in the northern part of the Ylojarvi schist area /51

52 5 0 A mica-poor variety of quartz-feldspar schist occurs 1 km east of the northern shore of Lake Keijarvi. There are sharply bounded, hornblenderich bands (Fig. 2) and calcareous concretions (Fig. 3) in the weakly stratified quartz-feldspar schist. A fine-grained variety of the quartz-feldspar schist, showing an indistinct stratification, occurs in the zone Kiviniemenlahti--Veittijarvi. The main mineral are plagioclase (An,,) and quartz, and the amount of biotite and muscovite is very small. Some grains of calcite, apatite and iron ore have been observed. The texture of the rock is granoblastic and some small angular grains of plagioclase occur in the fine-grained mass. Sericite sometimes occurs as larger grains enclosing other minerals. The chemical composition of the rock (Table V, anal. 4) is characterized by the high content of Na 2O and does not show the chemical features of the products of weathering. This type of quartz-feldspar schist oecur~ as thin intercalations in the northern part of the Ylojarvi schist area. An extremely fine-grained variety, similar to the so-called halleflinta,. has been analysed (Table V. anal. 5) and it also has the high content of Na 20. This rock contains spots and spheroids of tourmaline (Fig. 4) which originated in connection with secondary nietasoniatism along the contacts of infracrustal rocks. There may have been originally sonic structures, probably concretions, which have facilitated the crystallization of tourmaline spheroids. The quartz-feldspar schists in the neighbourhood of the infracrustal rocks of Central Finland are strongly recrystallized and there are granitie veins and types of rocks similar to the veined gneisses. The texture i, granoblastic (Plate II, Fig. 10) and textural features indicating the primary mode of occurrence have not been found. The quartz-feldspar schists described above show many of the feature, of sedimentary rocks, especially of sandstones. The incomplete chemical weathering and poorly sorted material, containing angular grains of feldspar and quartz and rock fragments in a fine-grained mica-rich matrix similar to the phyllites of the area, are all. essential characteristic, of graywacke sandstones. The indistinctly stratified, granoblastic type., of quartz-feldspar schists, characterized by a high content of Na,(;. do not. however, represent weathering sediments, but have been considered as pyroclastic sediments similar to many leptites and halleflintas of the early Archaean territory in Southwestern Finland. CONGLOMERATES The largest occurrences of conglomerate in the Ylojarvi area by Lakes Veittijarvi (Fig. 5) and Tohloppijarvi (Fig. 7)were known to Sederholm (1897), who has given a detailed petrographic description of

53 the conglomerates in the Tampere area. Only two new occurrences, some few metres in thickness, have been found during the re-mapping, one on Harvassalo island (Fig. 6) and the other N of Lake Vaha-Vahantajarvi. The petrographic characteristics of all the conglomerates are very similar. The rounded pebbles are of volcanic or sedimentary rocks of the same type as in the schist formation. The basic and intermediate types of volcanics are predominant, and only some very few pebbles of infracrustal rocks have been observed (Table I). In one case it has been possible, to determine with great assurance, the source of the pebbles. At the eastern end of the Veittijarvi conglomerate the pebbles are predominantly of the well known type of porphyrite occurring at Mastosjarvi just south of the conglomerate bed. This evidence shows that the pebble material has not been transported very far, and the base of the schist formation is in this case to the south. The petrographic character of the matrix in the conglomerate beds varies from hornblende-bearing tuffite into mica-rich quartz-feldspar schists of graywacke type containing small rock fragments and angular mineral grains. The conglomerate beds usually alternate with thin layers of basic or intermediate tuffites, quartz-feldspar schists and phyllite. The origin of the conglomerates is closely associated with weathering processes producing clayey sediments and graywacke sandstones. The high content of feldspar in the matrix shows that the sedimentation has been rapid and erosion vigorous. On the other hand, volcanic pebbles and tuffitic intercalations are evidence of volcanic action before and during the sedimentation of the conglomerates. 5 1 BASIC AND INTERMEDIATE TUFFITES Basic and intermediate tuffites have a wide distribution in the northern part of the Ylojarvi district, but are only as small occurrences in the southern part of the schist area. The texture, chemical (Table V, anal. 6 and 8) and mineralogical composition, and grade of metamorphism vary greatly. In many cases the banding of different layers causes a striped appearance, and many different varieties occur within a small area (Fig. 8). The thin agglomeratic and blastoporphyritic beds afford the best evidence of volcanic origin. The intercalations of tuffite layers in fluvial deposits show that flowing water has transported the volcanic ash material. In the northern part of the schist area the mineralogical composition of the tuffites varies greatly depending on the different metamorphic zones (see Fig. 9). Granoblastic or blastoporphyritic tuffites, containing hornblende and plagioclase (An,o-40) are predominant. but recrystalliza-

54 5 2 Lion has destroyed the primary textures (Plate III, Fig. 11), and the angular shape of pyroclastic material has only been observed in some large plagioclase grains. The granoblastic epidote-amphibolites (Table V, anal. 6), in which the primary plagioclase has been altered into albite and epidote, occur in many places in the low-temperature zone of metamorphism crossing the schist area. The distinctly schistose tuffites, containing mainly chlorite, albite and epidote, are widely distributed in the neighbourhood of Lake Hirvijarvi. The texture is granoblastic (Plate III, Fig. 12), but there are some pseudomorphs after blastoporphyritic hornblende and plagioclase. Calcite and idioblastic magnetite are also minerals which have originated in the low-temperature metamorphism. The basaltic chemical composition of the albite-chlorite-epidote schists (Table V, anal. 7) shows, that the secondary metamorphism has not essentially changed the primary composition of the basic tuffite. A stratified, granoblastic variety containing mainly epidote, biotite, plagioclase (An ) and quartz occurs sporadically as thin intercalations among the tuffites metamorphozed under low temperature conditions. The tuffites along the boundary zone of the infracrustal rocks of Central Finland are strongly recrystallized amphibolites, and granoblastic diopside aniphibolitc also occurs as inclusions in the granodiorites. The tuffites in the southern part of the schist area are amphibolites or epidote-amphibolites. A stratified type, containing large uralite and plagioclase (An 35 ) grains in the granoblastic matrix with agglomeratic beds, is predominant in the schist zone N of Nokia. A distinctly stratified variety of tuffite, containing intercalations of quartz feldspar schist occurs in the neighbourhood of the Tohloppijarvi conglomerate. PORPIIYRITES AND PORPHYRIES Small occurrences of metamorphozed porphyrites and porphyries crystallized from the lava flows are found. Porphyrites of basaltic composition (Table V, anal. 11) contain uralite and /or basic plagioclase phenocrysts in the fine-grained, granoblastic or ophitic groundmass (Plate III, Fig. 13). In the low-temperature zone of metamorphism the primary basic plagioclase has been altered into albite and epidote. In the uralite porphyrite south of Lake V aha-vahantajarvi the hornblende of the groundmass has also altered into chlorite, and uralite phenocrysts occur, in this case, as unstable relics of a high-temperature mineral association. Some thin, metamorphozed diabase sills, belonging genetically to the basaltic porphyrites, occur in the phyllites. Hornblende and sometimes

55 also plagioclase (An35-65) are as larger grains in the ophitic mass of feldspar. Small, xenomorphic quartz grains have been observed. The chemical composition. of the diabase (Table V, anal. 12) is basaltic, but the amount of Si02 is higher than in basaltic porphyrites. The inclusions of phyllite in the diabase, and the aureole of contact metamorphic varieties of the phyllites around the diabase sills show that the basaltic magma intrusions are younger than the sediments of clayey composition. A quartz keratophyric type of porphyrite (Table V, anal. 14) occurs by Lake Mastosjarvi and is characterized by the high content of alkalies and the small amount of free quartz. Blastoporphyritic plagioclase grains, altered secondarily into epidote and albite, lie in a fine-grained groundmass containing albite, microcline, epidote, chlorite and quartz (Plate 111, Fig. 14). Furthermore, rounded aggregates of biotite, chlorite and epidote have been observed, and they are probably pseudomorphs after the primary hornblende phenocrysts. A more acid type of this rock (Table V, anal. 15), also containing microcline phenocrysts, occurs on the northern side of the lava bed. Small quartz porphyritic lava beds occur only sporadically. The quartz porphyry of Paroinen contains both quartz and plagioclase phenocrysts in a microcline-rich groundmass (Plate III, Fig. 15). The chemical composition (Table V, anal. 16) of this rock is very similar to the acid type of the Mastosjarvi porphyry. The quartz-porphyry 1 km NE of Lake Mastosjarvi is rhyolitic (Table V, anal. 17) and contains both quartz and microcline phenocrysts. An extremely potash-rich type of acid porphyry occurs as a thin lava bed near Lielahti in the southern part of the schist area. It contains some very few albite and quartz phenocrysts in a fine-grained groundmass rich in microcline. Perlitic texture (Plate III, Fig. 16), originating in the crystallization of volcanic glass, has been observed in the southern borders of the acid lava bed, which is now in a vertical position, and so the base of the lava bed is to the north. The chemical composition (Table V. anal. 18) of the perlitic variety shows a high content of K2O and a low content of mafic components. 5 3 LOW-TEMPERATURE METAMORPHISM AND SERICITIZATION Many examples of secondary low-temperature metamorphism have already been presented in the description of the different rock types. The basic plagioclase has been altered into epidote and albite, the hornblende and biotite have become unstable. The regional metamorphism has taken place under the PT conditions of the amphibolite facies, but later the decrease of temperature and the circulation of hydrothermal solutions have caused the secondary alteration into water-bearing miner-

56 of als in some limited areas (see Fig. 9). The mineral assemblages of the schists have been changed, but the chemical bulk compositions are unchanged. Only the amounts of volatiles, water and carbon dioxide, have been slightly increased by the hydrothermal processes. In some narrow zones metasomatic processes have taken place and the country rock has been altered into sericite schist. SW of Lake Iso-Oksijarvi a hornblende-bearing tuffite passes gradually into sericite schist, containing predominantly quartz and sericite (Table II). The hornblende and plagioclase of the tuffite have been replaced by other minerals. The transitional types between tuffite and sericite schist contain plagioclase filled by sericite and epidote, and hornblende altered into chlorite. Some varieties also contain prehnite (see Table II). In the surroundings of Lake Hirvijdrvi a chlorite-albite-epidotc schist passes gradually in sericite schist. Some small flakes of sericite and eyes of quartz appear in the plagioclase of the slightly sericitized rock, and when the amount of these minerals increased, the plagioclase as a whole was destroyed. The chlorite has altered at the same. time into sericite, and the epidote has become unstable. Chemical analyses (Table III) of the altered rock series show that the amounts of K 2O and SiO 2 have increased in the metasomatic process, but the amounts of all the other main components have decreased. The sericite schists usually contain impregnations of sulphide minerals and small amounts of fluorite. THE SCHIST AREA ON THE EASTERN SIDE OF LAKE NASIJARVI The schists on the eastern side of Lake Nasijarvi are very similar to the schists of the Ylojarvi area. The varieties metamorphozed under low temperature conditions have not, however, so wide a distribution as in the Ylojarvi area. The basic plagioclase has been partly altered into albite and epidote, but the hornblende has generally been stable. The phyllites on the eastern side of Lake Nasijarvi are mainly as thin intercalations within the area of the map sheet. Quartz-feldspar schists are similar to the sandstones of the graywacke type in the Y1-- jarvi area and they contain angular or partly rounded feldspar and quartz grains in the fine-grained matrix rich in biotite or chlorite. The primary clastic texture has been observed especially in varieties containing disseminated carbon in the matrix. Coarse-grained, granoblastic types occur along the contact zone of the infracrustal rocks in Central Finland. but the fine-grained leptites and halleflintas, common in the Ylojarvi area, have not been met. The petrographic character of the conglomerates is similar to those in the Ylojarvi area. The rounded pebbles are mainly volcanics, and the matrix is predominantly basic or intermediate tuffite. The phyllites

57 55 and quartz-feldspar schists occur commonly as thin intercalations between the conglomerate beds, and furthermore, lava flows and agglomeratic beds are common, indicating active volcanic action during the sedimentation of the conglomerates. A special type of conglomerate, without any volcanic material, occurs in Kammenniemi as a thin bed between quartz-feldspar schist and tuffite. The rounded pebbles are quartz-feldspar rock of elastic texture and the matrix is a sericite rich quartz-feldspar schist. The absence of volcanic material shows that deposition of the conglomerate has taken place before the volcanic action and that the tuffite on the southern side is stratigraphically younger than the conglomerate. This same stratigraphical result has also been obtained by means of the varved sediments. The basic (Table V, anal. 9-10) and intermediate tuffites occur abundantly in connection with the conglomerates. Thin agglomeratic intercalations and blastoporphyritic varieties indicate the volcanic origin of the tuffites, but stratification and the existence as a matrix in the conglomerates show the pyroelastic character of the volcanic material. Basic lava flows are represented by uralite and plagioclase porphyrites, and only small occurrence of a fine-grained acid volcanic rock (Table V, anal. 19) has been observed N of Tervakivi, and it shows chemical similarities to the potash-rich porphyry at Lielahti (see p. 22). THl? VIL.IAKKALA SCHIST ARI:A A narrow band of basic and intermediate tuffites continues from the Ylojarvi area into the southern part of the Viljakkala schist area where the rock is heterogeneous containing many intercalations of agglomeratic beds. In the zone, projecting to the south, the tuffite passes into quartzfeldspar schist and mica schist. Recrystallization has altered the mica schist into the mica gneiss which forms the eastern part of the wide mica gneiss area of the Ikaalinen map sheet. Many varieties of basic tuffites and porphyrites are found in the northern part of the schist area. Stigzelius (1944) has described the pillow lavas, and the fluidal and amygdaloidal textures. Sedimentary rocks, varved phyllites and quartz-feldspar schists occur in the central part of the schist area. The recrystallization of the phyllites has been stronger than in the phyllites on the western shore of Lake Nasijarvi, and sericitized porphyroblasts can be observed in the pelitic parts of the varves. The psammitic layers are generally very thick so that varves of same metres are common, but the pelitic parts are only some centimetres in thickness. Quartz-feldspar schists occur on both the northern and southern side of the phyllite area. They contain large quartz and feldspar grains in the fine-grained, granoblastic mass rich in mica, and show similarities to the

58 5 6 sandstones of the Ylojarvi area. In some cases the texture resembles that of quartz porphyry, but as coarse-grained parts are stratified a sedimentary origin is indicated. GNEISSES OF THE INFRACRUSTAL ROCK AREA Many examples of the gtadual alteration of the schists into strongly recrystallized granoblastic gneisses in the neighbourhood of the wide infracrustal rock area of Central Finland have been already mentioned in the foregoing chapters. Small areas of granoblastic gneisses surrounded by granitic rocks occur south of Lake Velaatanjarvi. Hornblende gneisses, penetrated by the granitic veins are predominant, but diopside-bearing varieties have been also observed. Narrow bands of silicified and sericitized rock with pyrite impregnations are usual in the gneisses south of Lake Velaatanjarvi. INFRACRUSTAL ROCKS' INFRACRUSTAL ROCKS OF TILE SCHIST ZONE The even-grained quartz diorites and granodiorites occasionally showing slightly foliated varieties, especially along the boundary zones. occur as many wide massifs in the schist belt. The texture is hypidiomorphic (Plate IV, Fig. 18), the main minerals being plagioclase, quartz. microcline, hornblende and biotite. The idiomorphie plagioclase occurs as zoned crystals and the xenomorphic microcline encloses small plagioclase grains. Hornblende is sometimes absent in the granodioritie varieties. The rock is predominantly quartz dioritie, and contains small basic inclusions. The contacts against the surrounding schists are intrusive (Fig. 11). The chemical composition does not vary greatly in the different massifs (Table V. anal ). The Varmala granodiorite area in the southeastern part of the map sheet has been described earlier in detail (Harme and Seitsaari 1950, Seitsaari 1951). A red-coloured contact variety containing idiomorphic plagioclase grains in the fine-grained ground mass of microcline and quartz occurs along the eastern boundary zone of the wide quartz diorite area in the southwestern part of the map sheet (Fig. 10). The plagioclase is zoned and epidote occurs abundantly as an alteration product in the central parts of the plagioclase crystals. The xenomorphic grains of microcline and quartz sometimes form a micropegmnatitic intergrowth in the matrix (Plate IV, Fig. 17). Biotite and chlorite are as mafic minerals. The chemical composition is granodioritic (Table V. anal. 25). This rock

59 represents a rapidly crystallized variety of the even-grained quartz diorite showing that the magma has been intruded into a cool wall rock. A wide massif of porphyritic quartz diorite occurs in the southwestern part of the Ylojarvi schist area. The porphyritic crystals of feldspar, measuring some centimetres in diameter, are predominantly plagioclase (An.,_32), but sometimes a few large crystals of microcline have been observed. Quartz and microcline are as xenomorphic grains between porphyritic feldspar crystals and biotite forms mineral aggregations. Tourmaline-bearing pegmatites and aplites, rich in microcline, are common in the porphyritic quartz diorite and surrounding schists. A distinctly gneissose variety of the granodiorite occurs at the southern boundary zone of the Ylojarvi schist area. Plagioclase (An2s 35), inicrocline, quartz and biotite are the main minerals and the texture is blastohypidiomorphic or granoblastic. Mica gneiss inclusions are common. Small bodies of basic varieties occur in the even-grained granodiorite areas of the schist zone in Lempianiemi and Viljakkala. A hornblenditic gabbro, containing minute grains of plagioclase as the last product of crystallization between zoned hornblende crystals, is the most basic variety in the Lempianiemi massif. The hypidiomorphic hornblende gabbros and diorites are the predominant types of the basic infracrustal rocks. Remnants of the augite crystals have been observed in the gabbros of the Viljakkala area. A small occurrence of the coarse-grained, pegmatitic variety of gabbro containing hornblende and plagioclase grains 3-5 enl in diameter occurs on a small islet of the Lempianiemi massif (Fig. 12). 5 7 INFRACRUSTAL ROCKS \ OF THE SCHIST ZONE Infracrustal rocks N of the schist zone form southern part of the wide infracrustal rock area in Central Finland described earlier as a wide granite area. The new geological mapping shows, however, that there are many different types if igneous rocks from ulrabasic into granitic types. Basic infracrustal rocks - peridotites, gabbros and diorites occur as small bodies. Ultrabasic, olivine-, pyroxene- and hornblende-bearing peridotites form only small lenses in the gabbro massifs. The gabbros are hypidiomorphic hornblende gabbros occasionally containing small remnants of pyroxene. Plagioclase (An40-60) crystals often show a zoned texture. In some bodies the gabbro passes into diorite. The chemical composition of a gabbro-diorite is presented in Table V, anal. 20. An extraordinary type of the gabbroidic rock occurs 2.5 knl W of Toikko. It contains large crystals of plagioclase (An 45 ) up to 30 cm in diameter in the diabase matrix (Plate IV, Fig. 19). Furthermore small S 11 24,'5 1

60 represents a rapidly crystallized variety of the even-grained quartz diorite showing that the magma has been intruded into a cool wall rock. A wide massif of porphyritic quartz diorite occurs in the southwestern part of the Ylojarvi schist area. The porphyritic crystals of feldspar, measuring some centimetres in diameter, are predominantly plagioclase (A "2,-32), but sometimes a few large crystals of microcline have been observed. Quartz and microcline are as xenomorphic grains between porphyritic feldspar crystals and biotite forms mineral aggregations. Tourmaline-bearing pegmatites and aplites, rich in microcline, are common in the porphyritic quartz diorite and surrounding schists. A distinctly gneissose variety of the granodiorite occurs at the southern boundary zone of the Ylojarvi schist area. Plagioclase (An ts 35), microcline, quartz and biotite are the main minerals and the texture is blastohypidiomorphic or granoblastic. Mica gneiss inclusions are common. Small bodies of basic varieties occur in the even-grained granodiorite areas of the schist zone in Lempianiemi and Viljakkala. A hornblenditic gabbro, containing minute grains of plagioclase as the last product of crystallization between zoned hornblende crystals, is the most basic variety in the Lempianiemi massif. The hypidiomorphic hornblende gabbros and diorites are the predominant types of the basic infracrustal rocks. Remnants of the augite crystals have been observed in the gabbros of the Viljakkala area. A small occurrence of the coarse-grained, pegmatitic variety of gabbro containing hornblende and plagioclase grains 3-5 cm in diameter occurs on a small islet of the Lempianiemi massif (Fig. 12). 5 7 IKFRACRCSTAL ROCKS N OF THE SCHIST ZONE Infracrustal rocks N of the schist zone form southern part of the wide infracrustal rock area in Central Finland described earlier as a wide granite area. The new geological mapping shows, however, that there are many different types if igneous rocks from ulrabasic into granitic types. Basic infracrustal rocks - peridotites, gabbros and diorites occur as small bodies. Ultrabasic, olivine-, pyroxene- and hornblende-bearing peridotites form only small lenses in the gabbro massifs. The gabbros are hypidiomorphic hornblende gabbros occasionally containing small remnants of pyroxene. Plagioclase (An40-60) crystals often show a zoned texture. In some bodies the gabbro passes into diorite. The chemical composition of a gabbro-diorite is presented in Table V, anal. 20. An extraordinary type of the gabbroidic rock occurs 2.5 knm W of Toikko. It contains large crystals of plagioclase (An 45 ) up to 30 cm in diameter in the diabase matrix (Plate IV, Fig. 19). Furthermore small ,'51

61 5 8 occurrences of the coarse-grained, pgmatitic gabbro have been found. Granoblastic varieties of the basic rocks occur in the boundary zones of the gabbro bodies and as inclusions in other infracrustal rocks. Veins of the acid infracrustal rocks are common in the basic types and angular fragments of the gabbros have been observed in the granitic rocks. The few microcline porphyroblasts in the basic rocks along the boundary zones of the granite areas are products of the granitization. Even-grained, grey-coloured quartz diorites and granodiorites, showing slightly foliated varieties, have a wide distribution. Quartz dioritic types are predominant. The texture is hypidiomorphic and plagioclase (An ), quartz, microcline, hornblende and biotite are the main minerals. The plagioclase is idiomorphic and occasionally zoned. The hornblende grains often have lighter coloured central parts and small remnants of pyroxene have been observed in some thin sections. The microcline forms small xenomorphic crystals or antiperthitic grains in the plagioclase and sometimes it forms larger grains containing the plagioclase as small inclusions. The granodiorites are very similar to the quartz diorites, but the content of microcline and quartz is higher and the amount of the rnafic minerals lower than in the quartz diorites. The xenomorphic microcline occurs often as large grains enclosing small plagioclase grains. The hornblende has occasionally been altered into biotite. Granitic veins are common in the quartz diorites and granodiorites and in the neighbourhood of the granite areas a heterogevity indicating granitization has been observed. The quartz diorite has changed into a migmatitic rock and at some places only nebulitic remnants of the granodioritic rock occur in the granite. Unequally distributed microcline porphyroblasts in the granodiorites are common in the boundary zones of the granite areas but in many cases it is impossible to decide, whether the microcline is the secondary or primary mineral in the rock. The granites have a wide distribution. A massive, coarse-grained variety is the most common. Microcline, quartz and plagioclase (An15-2o) are the main minerals. The porphyritic crystals of inicrocline, measuring cm in diameter, enclose small plagioclase and occasionally also hornblende grains. Hornblende and biotite occur sparsely and hornblende is sometimes absent. The chemical composition is typical of the microcline granites. The mineralogical composition of the even-grained granites is similar to that of the porphyritic type. The hornblende is, however, usually absent. A homogeneous variety containing idiomorphic quartz occurs in the northwestern corner of the map sheet (Plate IV, Fig. 20). A grey-coloured, very homogeneous variety of the even-grained granites, so called Kuru granite, occurs on the both sides of Lake NT si-

62 jarvi in the northern part of the map sheet (Plate IV, Fig. 21). This granite has been quarried at many places. Microcline, quartz, plagioclase and biotite are main minerals and the chemical composition is similar to the microcline granites (Table V, anal ). 5 9 TECTONICS AND STRATIURAPHY The strike of the strata and the cleavage are parallel and the dips are vertical or steep. Vertical fracture cleavage, cutting the bedding has been observed especially in the fine-grained parts of the phyllite varves in the southern part of the Ylojarvi schist area. The strike of the fracture cleavage is N 45 E and some joints and faults have been observed in the same direction (cf. Fig. 7). Isoclinal folds with vertical or steep axial planes in an E-W direction and fold axes pitching gently to the east occur in the wide phyllite area of Ylojarvi. However, there are also minor folds with nearly vertical axes. Normal and reverse successions, as shown by the varves, indicate an intense isoclinal folding of the phyllite. The pitches of lineations are steep or vertical and in varying directions. They do not represent the direction of the fold axes, but have been caused by differential movements in the direction of the tectonic a-axis (Neuvonen and Matisto 1948). Folds have not been observed in the volcanics, but variations in the position of the base of the succession indicate folding of the isoclinal type and the geological map, showing thin beds of remarkable length, supports the idea that the fold axis is gently pitching. The vertical sections of the different schist areas and observations on the order of superposition (Fig. 13) give an idea of the main structural features and stratigraphy. The eastern side of Lake Nasijarvi. The vertical section of the schist area on the eastern side of Lake Nasijarvi (Fig. 14 A) shows that alternating beds of conglomerate and volcanics are bordered both in the south and north by quartz-feldspar schist. The stratigraphical succession determined by the varves shows that the tuffite-conglomerate formation overlies the quartz-feldspar schists and the structure is synclinal. The structural picture shows that the deposition of the conglomerate has taken place after a volcanic period represented by the volcanics occurring between quartz-feldspar schist and conglomerate. This explains the great amount of the volcanic pebbles in the conglomerates. A small conglomerate occurrence which does not contain volcanic pebbles has been found in Kammenniemi (p. 55). The absence of the volcanic material is easily understood, because this conglomerate, according to the structural features, underlies the volcanic formation.

63 6 0 The geological map shows that the quartz-feldspar schist area of Kammenniemi narrows to the northeast and the volcanics with the conglomerate beds appear also on the northern side. The quartz-feldspar schists seem to dip under the volcanics. The graded bedding indicates an anticlinal structure for this Kammenniemi area. The wide phyllite area south of the map sheet, according to observations of graded bedding, underlies the quartz-feldspar schist and represents the oldest stratigraphical member of the schists. The stratigraphical succession of the schists on the eastern side of Lake Nasijarvi is from the youngest to the oldest member : conglomerate and volcanics, volcanics (tuffites and porphyrites), quartz-feldspar schist, phyllite. The Ylojarvi schist area. The vertical sections of the Ylojarvi area (Fig. 14 B-C) show structural and stratigraphical features similar to the schists on the eastern side of Lake Nasijarvi. The base of the Veittijarvi conglomerate is to the south and a thin volcanic bed occurs between the conglomerate and quartz-feldspar schist. The conglomerate horizon of Veittijarvi contains, however, more abundant thin beds of quartz-feldspar schist and phyllite than the conglomerates on the eastern shore of Lake Nasijarvi. The geological map and the order of superposition show that the conglomerate horizon of Veittijarvi with thin beds of other sedimentary rocks is repeated through folding N of Lake Vaha-Vahantajarvi. The structure of the northern part of the Ylojarvi schist area is a syncline. The conglomerates overlie the volcanics S of Veittijarvi and on the northern boundary zone of the schist area, but the basic volcanics between the conglomerate beds represent the younger stratigraphical member of the supracrustal rocks. The conglomerates and volcanics of Tohloppijarvi area probably belong stratigraphically to the conglomerate-tuffite member of the northern part of the schist area. The potash-rich porphyry of Lielahti shows that the base of the strata in the southern part of the wide phyllite area is to the north, and opposite to the case in the northern part of the phyllite area. Therefore it seems probable that the structure of the wide phyllite area is an anticlinorium with isoclinal folds. The Viljakkala schist area. - The volcanics in the southern part of the Viljakkala area (Fig. 14 D) belong to the same stratigraphical member, being under conglomerate beds, as the volcanics in the northern part of the Ylojarvi area. The geological map and the determination of the order of superposition indicate that the same volcanic bed appears by an anticlinal fold in the northern part of the Viljakkala schist area.

64 6 1 The volcanics overlie sedimentary rocks so that the stratigraphical sequence (volcanics, quartz-feldspar schist and phyllite) is similar to the other areas. The conglomerate horizon does not appear. In the long projection of the schists to the south the volcanics pass through quartzfeldspar schist into mica schist which represents the same stratigraphical formation as the wide phyllite area in Ylojarvi. The stratigraphical sequence of the supracrustal rocks in the Viljakkala-Teisko map sheet from the youngest to the oldest is as follows : 'I'll i, kness basic volcanics in conglomerate with intercalations of volcanics and sedimentary rocks s basic and intermediate volcanics s quartz-feldspar schist. mainly sandstones s phyllit( » in The thicknesses of the strata have been determined from the vertical sections. The determination of the whole thickness of the original, supracrustal formation is, however, impossible, because the basement of the strata is unknown and the youngest volcanic period is only partly exposed. The thickness of the supracrustal formation has been many kilometres and the deposition has taken place in a wide sedimentation trough. The rock series varved sediment, graywacke-sandstone, conglomerate and basic volcanics is characteristic of the geosynclinal formations. IP.COi OMIC G EOLOG 1" Two ore occurrences large enough for exploitation have been found in the Viljakkala-Teisko schist area and in addition many other small occurrences are present (Fig. 19). The Haveri mine in Viljakkala (Fig. 15) has been known as a magnetite occurrence since the year 1737 and small amounts of iron ore have been quarried. 'New ore prospecting carried out by Vuoksenniska Company since the year 1935 has lead to the discovery of the gold ore containing copper and silver.,1~tigzelius (1944) has described the ore geology of Haveri and later on Paarma (1947) has carried out the ore microscopical studies. The sulphide ore occurs in the volcanic amphibolite and is an epigenetic breccia formation. The main ore minerals are pyrrhotite, chalcopyrite,

65 6 2 pyrite and magnetite. Small amounts of cubanite and valleriite have been associated with chalcopyrite. Furthermore small amounts of sphalerite, molybdenite, arsenopyrite, scheelite and ilmenite have been found. Cobaltite, associated with minute amounts of glaucodot, gersdorffite, hessite, telluro-bismuth and native gold (Paarma 1947). occurs in the fault zones. The paragenesis of the ore minerals in the Haveri mine indicates a high-temperature, pneumatolytic mineralisation, but the latest phase of mineralisation, represented by the ore minerals in the fault zones, has taken place under hydrothermal conditions. The ore occurrence at Paroinen (Fig. 16) has been found by the Geological Survey in 1937 and it is now in the possession of the Outokumpu Company. The Paroinen ore is in the volcanic formation on the western part of the Ylojarvi schist area near the wide massif of the quartz diorite. The basic tuffite with the agglomerate beds is the predominant rock of the neighbourhood, but acid, massive lava rocks are also abundant (Fig. 17). The basic volcanic member contains the acid lava, only in the neighbourhood of the wide quartz diorite massif. Therefore it may be possible that the acid lavas of Paroinen belong genetically to the intrusion of the Hameenkyro quartz diorite which contains contact varieties showing rapid crystallization along the western boundary zone of the schist area. The tourmaline breccia (Fig. 18), containing angular fragments of the volcanic country rock in the dark matrix of tourmaline and quartz, is the most interesting rock type of the Paroinen mine. Small fragments of the country rock have been entirely silicified but the bigger fragments have been surrounded by a silicified aureole. The origin of the sulphide ore is closely connected to the brecciation and tourmalinization and ore minerals occur in the tourmaline-rich matrix. Chalcopyrite, arsenopyrite, pyrite and pyrrhotite are the main ore minerals and small amounts of molybdenite have been observed. The amount of scheelite is sometimes high enough for economic concentration. The ore mineral assemblage indicates the pneumatolytic origin of mineralisation. Many small ore occurrences of the Paroinen type have been found along the western boundary zone of the Ylojarvi area (Fig. 19) and one occurrence has been met with on the eastern shore of Lake Nasijarvi. The sulphide ores, occurring in the sericite schists (Fig. 19), represent the hydrothermal phase of mineralisation. The pyrite is the main ore mineral, but small amounts of many other ore minerals have been observed by the microscopical studies carried out by Saksela (1947). The occurrence of the antimony-, bismuth- and tellurium-bearing ore minerals is especially characteristic. Sometimes also high contents of gold and silver have been found.

66 The ore occurrences of the Viljakkala-Teisko map sheet form an ore province represented by the pneumatolytic and hydrothermal mineralisation. The origin of the ores seems to be closely connected to the intrusion of the quartz diorite magma. The ores belong to the pneumatolytic and hydrothermal phases of the intrusion. The pneumatolytic sulphide ores occur regularly in the neighbourhood of the quartz diorite areas. but the hydrothermal mineralisation has been able to take place far from the original source. The grey-colored Kuru granite is the most important of the useful granites in the map sheet. It has been quarried at many places and exported' to the Baltic countries and England. 6 3

67 6 4 KIRJALLISUUTTA - REFERENCES ESKOLA, PENTTr: Conditions during the Earliest Geological Times as ludieirt,d by the Archaean Rocks. Ann. Acad. Scient. Fenn. Ser. A HACK-MAN, VICTOR : Die chomische Beschaffenheit von Eruptivgesteineai Finnl ands. Bull. Comm. geol. Finlande HUHMA, A., SALLI, I. ja MATISTO, A. : Kallioperakarta.n selitys. Lehti Ikaalinen. Explanation to the map of rocks. Sheet: fkaadinen HARME, M. and SLITSAARJ, J. : On the Structure of a Tilted Dome near Tampere in Southwestern F inland. Bull. Comrn. geol. Finlande iACPPA- ja TEOLLISUUSMuNISTERION kaivostoimiston kertomus Suomen va ritoimesta vuosina Helsinki NEUVONEN. K. J. and MATISTO, A. S. I. : Some Observations on the Tei t wquies in the Tampere Schist Area. Bull. Comrn. geol. Finlande ]'A,-',R-.NIA, HEIKKI : Haverin kiisumalmin rnineraaliparageneesi. Pro grade. l~a-ikirjoitus Yliopiston geologian laitoksessa RANKAMA, KALFRVO : New Evidence of the Origin of pr-cambrian l arlnni. Bull. Geol. Sec. Am SAHAALA, TH. G. : On the Chemistry of the Mineral Titanite. Ball. Conuam. --vol. Finlande SAKSELA, MARTTI : C her eine antimonreiche Paragenese in Ylii,jiirvi. 51~- -Fiur a ud. Bull. Comm. geol. Finlande SEDERHOLM, J. J. : Uber eine archaische Sedimentformation im siidwestlat h eu Finland and ihre Bedeutung fdr die Erklarung der Entstehruigsweis de. C rundgebirges. Bull. Comm. g6ol. Finlande Suomen geologinen yleiskartta. Tampere (lehti B 2). Vuorilajikartta. 19u3. -- Suomen geologinen yleiskartta. Lehti B 2 Tampere. Vuorilajikartan s l itys SE1TSAARI JUHANI : The Schist Belt northeast of Tampere in Finland. Bull. Comm. geol. Finlande SIMONEN, ANTI and NELJVONEN K. J. : On the Metamorphism of the Se1mist iii the Ylojarvi Area. Bull Comm. geol. Finlande STIGZELIIIS, HERMAN: Uber die Erzgeologie des Viljakkalagebietes im Sudwc s t- lichen F innland. Bull. Comm. geol. Finlande

68 I TAULUKKO V. KIVILAJIEN KEMIALLINEN KOKOOMUS. NORMIT J A NIGGLIN LUVUT TABLE V. CHEMICAL COMPOSITION OF THE ROCKS. INCLUDING THEIR NORMS AND NIGGLI NUMBERS A. Fylliitit, kvartsi-rnaasalpaliuskeet ja tuffiitit A. Phyllites, quartz-feldspar schists and tuffites SiO2 Ti0 2 A Ie 20 3 FeO MnO 1 MgO CaO Na 20 K 20 P H 2O C s g o t oo , oo I oo j o ~ o trace ' I , , ' , 1, s o , o I I 0.99 I I 99.66! t i 6.57 l : o I - 1 ', ( I 0.7s ' ; q 1124/51 i , s s I s i I : Porfyroblastinen kiilleliuske. Ylojkrvi. Valkeekiven S-puoli. Anal. H. B. Wiik. Porphyroblactic mica schist. Ylojarvi. S of Valkeekivi. 2. Fylliittikerran karkearakeinen o sa. Ylojkrvi. Niemi. Anal. H. B. Wiik. Coarse-grained part of phyllite varve. Ylojarvi. Niemi. 3. Fvlliitti. Ylojkrvi. Valkeekivi. Anal. H. B. Wiik. - Phyllite. Ylojarvi. Valkeekivi. 4. Kvartsi-maasklpkliuske. Ylojkrvi. Kiviniemenlahde n S\V-puoli. Anal. 11. B. Wiik. Quartz-feldspar schist. Ylojarvi. SW of Kiviniementahti.

69 Kvartsi-maasalpaliuske. Ylojkrvi. Lepoluaki. Sorvajarven S-puoli. Anal. H. B. Wiik. Quartz-feldspar schist. Ylojarvi..' of Sorvajarvi. 6. Sarvivklkepitoinen, emaksinen tuffiitti. Ylojarvi. Paroisten kaivoksen N-puoli. Anal. H. B. Wiik. - Hornblende-bearing basic toffite Ylojarvi. IN of Paroinen. 7. Albiitti-epidootti-kloriittiliuske. Ylojkrvi. Hirvijarven S-puoli. Anal. P. Ojanpera..llbite-epidote-chlorite schist. Ylolarci. S of Lake Ilirrijiirvi. 8. Karbonaattipitoinen anlfiboliittivalikerros. Ylojarvi. V llkeekivesta N. Anal. 1-I. B. Wiik. Calcite-bearing arnphiholite. Yloja.rui. N of Valkeekivi. 9. Karbonaattipitoinen amfiboliittiv, l ikerros. Aitolahti. Aitonienli. Anal. II. B. Wiik. Calcite-bearing amphibolite. Aitolahti. gitonierni. 10. Emiiksinen tuffiitti. Teisko. 1'skalinlahti. Vkha-Antinsaari. Anal. H. B. Wiik. Basic tuf fite. Teisko. TJskalinlahfi. B. Porfyriitit ja porfyyrit B. Porphyrites and porphyries S'02 Ti0 2 A1 203 Fe FeO. MnO MgO Can Na K I 1' C os I 0.66 ' i ss r ', > oo ' ' I 0.40 _ ' ~ ! i I ', ' 99.76' I O '. N or ab an o ! 9.86 C Sao en , 16.0o G ~ fs ' ' di fo nt it I hill ap I 0.23 I ' 0.74', I si al o fm c 23.s alk Zi I k ! 0.45' tag !

70 I 1, I raliittiporfyriitti. Ylojarvi. Keijarven N-puoli. Anal. H. B. Aiik. C'ralite porphyrite. Ylojarvi. N of Keijarvi. 12. lliabaasi. Ylojarvi. Niemen kartanon W-puoli. Anal. H. P. Wiik. liabase. Yloja-rri. W of the farm Niemi ijioriittiporfyriitti. Ylojarvi. Paroinen. Anal. 11. B. Wiik. Diorit e po-rphyrite. Ylojarvi. Paroinen. 14. Kvartsikeratofyyri. Ylojarvi. Mastosjarven r-puoli. Anal. 11. B. Wiik. 'icartz keratophyre. Ylojarvi. E of Mastosjarvi. 15. Kvartsikeratofvvri. Ylojarvi. Mastosjarven E-puoli. Vnorenmaa. Anal. H. B. Wiik. Fiuarta-keratophyre. Ylojarvi. E of Mastosjarvi Kvartsi-plagioklaasiporfvyri. Ylojarvi. Paroinon. Anal. H. B. Wii k. (uartz-plagioclaseporphhyry. Ylojarvi. Paroinen. 17. Kvartsiportyyri. Ylojarvi. Il8rkilepo 1 km Aastosjdrvelta koilliseen. Anal. H. B. 1l'iik. Quartz-porphyry. Ylojarvi. 1 1m NE of illastosiarvi. 18. Kalirikas p orfyyri. Tampere. Lielahti. Anal. H. B. Wii k. Potash-rich porphyry. Tampere. Lielahti. 19. Kalirikas porfyyri. Teisko. Tervakivi. Anal. H. 13. Wiik. i',tash-rich porphyry. Teisko. Tervakivi. 67 C. Syvakivet C. Infracrustal rocks iil Sll1., ' 60.46] TioP ' 1.06' ; ] 15.50, ",2()3 1.48' 1.09' 1.56' Fe0 7.20, o Mnta 0.14] MgO 3.58' 2.59' CaO Na 2 t K 2(~ P 2 C '' i ' H 2O ' CO ' j [L I or ab 25.52' i an 27.10''. C 1 wo 0.70' en fs 9.26] nit it hni ap o NCO, H 2 t' , ] , ] ] 99.58] 99.69, 99.67] I I ] 19.24, oi x o ] ] ' s os '' 0.90! '1 1.25, x4 25.soj : Os s ] ] ] , 14.s5 14.x ', ] 0.osl, s ' o 5.3s 5.58' 0.20] , 99.70] I ' 0.94' ' 1.37'

71 I ;beg i Si al i s _.`fin ! 11.3 r 21.o alk S s 27.9 ' k , E mg , ,.; , ]1.2c Gabro-dioriitti. Kuru. Kivilouhos Nksijdrven lknsirannalla. anal. II. 13. AV"iik Gabbro-diorite. Kuru. Western shore of Lake Xasijcir2>i. 21. Kvartsidioriitti. Ylojarvi. Tvolkjkrven NE-puoli. Anal. H. B. AV'iik. Quartz-diorite. Vlojarri. NE of Lake Tyolajcirv. 22. Kvartsidioriitti. Viljakkala. Lehtimaki. Viljakkalan kirkon etelapuolella. Anal. P AViik. Quartz-diorite. Viljukkala. 23. Porfvyrinen kvartsidioriitti. Nokia. l leinlammen F: puoli. Anal. 11. B. AViik. Porphyritic quartz-diorite. Nokia. E of Lake Ileinlampi. 24. Kvartsidioriitti. Hkmeenkvro. Sassi. Anal. L (l. Sundell. (liackman 1905). Quartz-diorite. Ilanreenkyro. Oassi. 25. Kvartsidioriitin kontaktinmunnos. Hameenkyro. Saarijarven \V'-puoli. Anal. H. F'.. iil ;. Contact variety of the quartz-diorite. Hameenkyro. 11' of Lake 5'aarij4rz'i. 26. Granodioriitti. Nokia. Rajalan kivilouhos. Anal. 11. B. Wiik. Granodiorite. Nod ia. Rajala. 27. Granodioriitti. Teisko. Viirmala. Pudasjarven i -ranta. Anal. V. Leppiinen. Granodiorite. Teish'o. Piirmalii. 28. Porfyyrinen graniitti. Viljakkala. Kuivasaari. Lrkulan salmon E-pitolella. Anal. V. Leppknen. Porphyritic granite. I- iijalckala. 29. Kurun graniitti. Kuru. Kivilouhos rannalla llunraisesta pohjoiseen. Anal. 11. Y. A~ tik. Kuru granite. Kuru. X of _I1uu.rainen 30. Kurun graniitti. Kuru. Lorp'vs. Anal. Naima Sahlbom. (Sederholm 19131). Kuru granite. Kuru. Lorpys. Taulukko IV. Kivilajien ominaispainot \laarannyt Toini Mikkola.... ; ; Fylliitti. Valkeelcivi. Anal. 3 Kvartsi - rnaasklpkliuske, kiillerikas. Valkeekiven N-puoli '2,.., Kvartsi - maasalpaliuske. Kivinicvnenlahden S\\'-puoli. Anal. 4 2.cu~ Amfiboliitti. Mastosjkrvi 2.8+~ Albiitti - epidootti - kloriittiliuske. Hirvijkrveu S-puoli. Anal. 7 2.s + Uraliittiporfyriitti. Vaha-Vahautaja.rven S-puoli 3.r-2 Maasalpa - rikas porfyriitti. Mastusjarven E-puuli. Anal Serisiittiliuske. Hiivijarvi. (Taulukko III), '_'.t; Peridotiitti. Toikko 3.. Gabro. Kuru. Anal ^ Kvartsidioriitti. Viljakkala. Lelitimkki. Anal Granodioriitti. Rajala. Anal. 20 Porfvyrigraniitti. Kaitalanjarven N-puoli 2' 6 Kurmr graniitti. Anal n+

72 6 9 Taulu I Plate I TAULUJEN SELITYKSET EXPLANATIONS TO THE PLATES Kuva 1. Kerralli inn fvlliitti. Ylojarvi. Kiviniemenlahden etelaranta. Fig. 1. Varved phyllite. Ylojdrvi. Southern shore of Kiviniemenlahti. Kuva 2. Fylliitti. Ylojdrvi. Tohloppijarvelta 2 km pohjoiseen. 16 x. Fig. 2. Phyllite. Ylojdrvi. 2 km N of Lake Tohloppijarvi. I6 x. Kuva 3. Kiilleliuske. Tarnpere. Tesomajiirvelta 1 km kaakkoon. 16 x. Fig. 3. Mica schist. Tampere. 1 kna SE of Lake Tesomanirvi. 16 x. Kuva 4. Kiillegneissi. Tampere. 16 x. Fig. 4. Mica gneiss. Tampere. 16 x. Kuva 5. Granaattikiteen pseudomorfoosi kiilleliuskeessa. Nokia. Kivikeskeskoujarven etelapuoli 16 x. Fig. 5. Pseudomorph after garnet in mica schist. Pseudoinorph contains chlorit!-. biotite, muscovite, quartz and corroded grains of garnet. Nokia. ~'s' of Lake K-ivikeskonjdrvi. 16 x. Taulu II Plate II Kuva 6. Grauvakka. Kvartsi- ja maasa1parakeita seka kivimurskaleita hien-- ra1 eisessa, kloriittia, scrisiittia ja hiilipigmcnttia sisaltavassa iskoksessa. Lielahti. Niemen kartanosta 400 m hioteeseen. 8 x. ui.g. 6. Graywacke. Quartz and feldspar grains and rock fragments in the fin(- grained matrix containing chlorite, sericite and disseminated carbon. Lu lahti. 400 m MY of the Niemi farm. S x. Kuva 7. Grauvakka. '_Vlaasalpa- ja kvartsirnkeita kiillerikkaassa iskoksessa. Lielahti. Nicmen kartanosta 1 km luoteeseen. 16 x. Fig. 7. Graywacke. Feldspar and quartz grains in the mica-rich matrix. Lulahti. 1 km N1V of the Niemi farm. 16 x. Kuva 8. Kivimurskaleita fylliitin karkearakeisessa osassa. Lielahti. Niemen kartanosta SEE. 8 x. S. Rock fragments in the coarse-grained bed of the phyllite. Lielahti. SEE of the Xiemi farm. S x. Ku--a 9. Fylliitti- ja kvartsiittimurskaleita seka kvartsi- ja maasalparakeita liienorakeisessa serisiittia ja kvartsia sisaltavassa iskoksessa. Vihnusjarvelta 1 kin koilliseen. 16 x. Fig. 9. Rock fragments of phyllite and quartzite and quartz and feldspar grains in the fine-grained matrix containing sericite and quartz. 1 kin NE of Lake Vihnusjarvi. 16 x. Kuva 10. Granoblastinen kvartsi-rnaasalpaliuske. Ylojarvi. Kaiharinlahden etelar'anta. 16 x. Fig. 10. Granoblastic quartz-feldspar schist. Ylojdrvi. Southern shore of Kaiharin lahti. 16 x

73 70 Taulu 111 Plate III Kuva 11. Sarvivalkekimppuja iutermediaarisessii tuftiitissa. Y16jarvi. 94astosjarvelta 1.5 kin poltjoiseen. 8 x. Fiq. 11. Sph.erolites of hornblende be Oil intermediate tuffite. Ylojdrvi 1.5 ken A' of Lake Mastosjdrvi. 8 x. Kuva 12. Magnetiittikiteita albiitti-epidootti-kloriittilittskeessa. Ylojarvi. Hirvijarvelta 1 km lanteerr. 8 x. Fig. 1.'?. Magnetite crystals ire albite-epidote-chlorite schist. Ylaja-rcr. 1 km 11' of Lake Hirvijdrvi. S x. Kuva 13. Uraliittihajarae granoblaitiscssa lrusm assassa. Ylojarvi. Keijarven polrjoispuoli. 16 x. Fig. 13. Uralite phenocryst in the yranobto8tic ground Mass. Ylo/arvz. X of Lake Keijdrvi. 1(i x. Kuva 14. Epidoottiutuneita plagioklaasibajarakeita ja biotiittia, kloriittia ja epidoottia sisi ltiivia kasaumia lrienorakeisessa perusmassassa. Ylojarvi. Mastosjarven itiipuoli. 8 x. Fig. 11. Plagioclase phenocrysts containing epidote inclusions, and aggregates of biotite. chlorite and epidote in the floe-grained ground mass. Ylojcirr i. E of Lake Mastosjdrvi. 8 x. Kuva 1.5. Kvartsi- jo plagioklaasibija,ra,keita scka biotiittikasaumia hicnorakcisessa perusmassassa. Ylojiirvi. Paroineii. 8 x. E7q. 15. Quartz and plagioclase phertoerysts and biotite aggregates in the fine-y)ainrd ground mass. Ylojdrvi. Paroinen. 8 x. liava 16. Perliittiraken.netta kalirikkaassa porfvvrissii. Lielahti. 16 x. IF iq. 16. Perlitic texture inn the potash-rich porphyry. Li.elahti. I(i.e. Taulu IV Plate I V Kuva 17. Ornamuotoisia epidoottiutuncita plagioklaosirakeita mikropegnratuttrsessa kudokscssa. llarneenkyro. Saorijarvcn li n,ipuoli. 16 x. Fiq. 1. Idionrorphic plagioclasee grains with epidote inclusions in the micropegmatitic matrix of microcline and quartz. Hameenkyro. 11' of Lak( Saarijoirvi. 16 x. huva 18. Kvartsidioriitin bvpidiomortinen rakenne. Ylojarvi. Lempianiemi. 8 x. Fig. 18. Hypidiomorphic texture o,f quartz diorite. Ylojcirci. Lempidniemi. 8 a. Kuva 19. $uuri plauioklaasirac otiittisessa nassassa. Kuru 1.5 kin Toikosta lanteen. 8 x. Fig. 19. Large plagioclase grain in the ophitic nurtri.'. K rru 1.5 krn 11' of Toikko. 8 x. Kuya 20. Omarnuotoisia kvartsirakcitrt aplrittigraniitissa. Vuoriparvelta I kill koilliseen. 8 x. Fig. 20. Idiomorphic quartz grains in the aplite granite. 1 kin NE of Lake huorijdrvi. 8.c. Kuva 21. liurun graniittia. 3i4 luonnollisesta koosta. Fig Kiv a granite. 3!I natural size.

74 T 1 't'aulu I Plate I 2 3 5

75

76 ,51

77 , M ~ M ti Lehti - Sheet 2131 Lehti - Sheet 2122 Lehti - Sheet 2124 Kallioperakartan z :ioo 000 lehtijako. Geological maps of pre-quaternary rocks, scale rioo ooo. Julkaistu-Published H a m 'e e n l i n n a, Ahti Simonen k a 1 i n e n. A. Huhma-I. Salli-A. Matisto Viljakkala-Teisko, Ahti Simonen 1962.