TULIVUORENKIVET KOLARISTA KUUSAMOON

Transkriptio

1 GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS OPAS 23 TULIVUORENKIVET KOLARISTA KUUSAMOON LAPIN VULKANIITTIPROJEKTIN EKSKURSIO JA ESITELMASEMINAARI TOIMITTANUT TUOMO MANNINEN

2 GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS TULIWORENKIVET KOLARISTA KUUSAMOON Lapin vulkaniittiprojektin ekskursio ja esitelmäseminaari Toimittanut Tuomo Manninen Espoo 1989

3 ESIPUHE L K Kauranne... 1 KOLARIN WLKANIITTITUTKIMUKSET Jukka Väänänen... 3 KESKI-LAPIN WLKANIITTITUTKIMUKSET Matti Lehtonen, Pentti Rastas ja Jorma Rasanen... 9 SAVUKOSKEN WLKANIITTITUTKIMUKSET Heikki Juopperi ja Jorma Räsänen SALLAN VULKANIITTITUTKIMUKSET Tuomo Manninen KUUSAMON VULKANIITTITUTKIMUKSET Ahti Silvennoinen PE~POHJAN WLKANIITTITUTKIMUKSET Vesa Perttunen POHJOIS-POHJANMAAN WLKANIITTITUTKIMUKSET Mikko Honkamo TAKA-LAPIN WLKANIITTITUTKIMUKSET Reino Kesola PETSAMON FERROPIHRIITTIEN PETROLOGIAN ONGELMIA Eero Hanski... 76

4 1 Geologian tutkimuskeskus suorittaa asetuksensa mukaisesti kallioperän tutkimusta ja kartoitusta. Kartoitus tehdään normaalisti karttalehdittäin. Kaikkein mielenkiintoisin muodostuma, kuten harvinaimen kivilajikontakti, osuu "lähes aina" kahden karttalehden ja malmimineralisaatio neljän karttalehden saumaan. Pitäisikö kartoitussysteemiä muuttaa? Kartoitustahan ei voi tehda ilman tutkimusta ja taas geologista, geokemiallista tai geofysikaalista tutkimusta ei voi tehda ilman kartoitusta. On tunnettava sivukivet, on tunnettava background, jotta tutkimuskohteen ominaisuudet erottuisivat ja kohde kirkastuisi. Karttalehdittäin kartoitus ei etene geologisesti mielekkäälla tavalla. Tekisi mieli seurata jotakin mielenkiintoista muodostumaa tai vaikkapa malmipotentiaalista vyöhykettä, kun sellaisen kulmasta saa kiinni. Vaan silloin ei peittyisi valtakunnan pinta, ei löytyisi toista samanlaista kivilajia eikä toista erilaista. Siispä työtä on tehtävä niin, että valtakunta peittyy havainnoilla. Vaan toisaalta työ nopeutuisi, jos joillakin avainalueilla tehtaisiin tarkempi työ tai jos avainmuodostumia tutkimalla luotaisiin tuleville havaimoilie pohjaverkko. Näiden kahden työtavan ei tarvitse olla toisiaan poissulkevia. Niitä voi tehda vuorotellen tai peräjälkeen, niin kuin sama henkilö tekee kartoitusta ja tutkimustakin limitysten. Vuosikymmenen alussa pitivät niin GTK:n kallioperageologit kuin Lapin malminetsijät ja maaherrakin vulkaniittien tutkimista tärkeänä. Värilliset ja jalot metallit saattoivat olla peräisin niistä. GTK:n johto esitteli projektin kauppa- ja teollisuusministeri Ollilalle. Hän oli myötämielinen. KTM ja VM hyväksyivät sen ja esittelivät eduskunnalle. Vuoden vaihteessa 6 vuotta sitten GTK:lle myönnettiin tutkimusmääräraha 37 miljoonaa markkaa, josta oli kaytettävii Lapin vulkaniittien tutkimiseen 1.8 miljoona markkaa. Se saatiin mikä pyydettiin, mutta toiset toiminnot jäivät vähemmälle. Saman aikaisesti kun Vulkaniittiprojekti alkoi, oli Nordkalott-projekti vielä meneillään. Molemmissa on tehty esimerkillistä ja uraauurtavaa työtä. Vuotuiset määrärahat sallivat laajan kairausohjelman ja kalliogeokemiallisen tutkimuksen. Suuri osa timanttikairausta vaatineesta näytteenotosta teetettiin urakoitsijoilla. Analyysit teetettiin Rautaruukilla ja VTT:lla. Hieitä teetettiin Oulun yliopistolla ja tutkitutettiin Roos 0y:llä Turussa. Täma on uudenaikaista työskentelyä: työnjakoa ja toimialarationalisointia. Ekskursiolla nähdään tutkimuskohteet tutkijain opastuksella. Seminaarissa luodaan yleiskatsaus eri puolilla Lappia tehtyihin tutkimuksiin. Täma on projektin päattajäistilaisuus. Se ei merkitse sitä, että kaikki olisi nyt lopussa, vaan että projekti tämän jälkeen ympa-

5 .tsän eläväksi ja hedelmää tuovaksi oksaksi muuhun tutkimukseen. Tuloksien tulkinnan aika on alkanut. Projekteissa on opeteltu uusia työmuotoja. Luulen, että se on usealle tutkijalle ollut mieluisaa. Talon johdolle ainakin. Sillä tutkimuksessa on enemmän kuin 2. Lapin Vulkaniittiprojekti on, paitsi, että se osoitti porukan virkeyden ja yhteistyökyvyn, myös tuottanut paljon käytännön tuloksia: vulkaniittien levinneisyys ja ikäsuhteet, purkausaukot, differentiaatio ja vulkanismin geokemiallinen kehitys ovat saaneet lisävalaistusta. Toivoisin, että olisi opittu niin paljon eri tyyppien ominaisuuksista, että missä tahansa muutamalla mittauksella tai näytteellä tiedettäisiin, mihin vaiheeseen ao. kohde kuuluu. Toivoisin, että vulkaniittitutkimus auttaisi näiden ikivanhojen muodostumakokonaisuuksien tyypittämisessä ja stratigrafiamallin luomisessa. Ei ainoastaan täällä, vaan myös Väli-Suomessa ja miksei koko Fennoskandian kilvellä. Nyt on malminetsijan ainakin helpompi suunnata perus- ja jalometallitutkimuksensa entistä otollisemmille alueille. Odotamme tuloksia. L K Kauranne Tämän oppaan kartat ja diagrammit on puhtaaksipiirtänyt Marjatta Kanste, mistä hänelle parhaat kiitoksemme. Teki j ät

6 3 KOLARIN VDLKANIITTITUTKIHUKSET Jukka Väänänen Kolarin alueen vulkaniitit on jaettu Teuravuoma- ja Kolarimuodostumiin. Kolari-muodostumalle ovat luonteenomaisia pyroklastiset vulkaniitit, Teuravuoma-muodostumalle metalaavat. Litostratigrafisesti Teuravuoma-muodostuma kuuluu Alalapponiin ja Kolari-muodostuma Ylälapponiin (Kuva 1). Teuravuoma-muodostuman laavat ovat geokemialliselta luonteeltaan paaosin komatiittisia (Taulukko 1, anal. 5; Kuva 2). Fe- ja Ti-rikkaita tholeiittisia metalaavoja tavataan satunnaisesti. Komatiittiset kivet muodostavat jatkuvan sarjan, jonka MgOpitoisuus vaihtelee välillä 5-23 %. Purkautuneen sulan MgO-pitoisuus ei todennaköisesti ylittänyt 15 %, vaan Mg-rikkaammat kivet ovat rikastuneet oliviinihajarakeista. TiO2-pitoisuus vaihtelee %, ja on kondriittinen (n. 20). Komatiittisten kivien rikastuminen kevyistä lantanideista ((~a/~b)~ = ), niiden alhaiset ~i/~r- (n. 55), ~a/~a-, ~a/~h- ja P/z~-suh- (Kuva 3 D) viittaavat E3:en yläosassa tapahtuneeseen kontaminaatioon. Kontaminaation jälkeen tapahtunut fraktioiva kiteytyminen johti MgO-pitoisuuden laskuun aina n. 5 %:in saakka. Kolari-muodostuman pyroklastiset kivet ovat paaosin tholeiittisia (Taulukko 1, anal. 1; Kuva 2). Niiden immobiilien hivenalkuaineiden ja lantanidien jakaumat muistuttavat nykyisten valtameriselänteiden tholeiittien (MORB) jakaumia (Kuva 3 A). Mobiilit alkuaineet (K, Rb, Ba) ovat kuitenkin rikastuneet sekundäarisesti M0RB:in verrattuna. Muodostuman metasedimentit sisältävät vulkaanista ainesta, joka on osaksi fraktioitunut sedimentaatioprosesseissa (vrt. kuva 3A ja 3C). Muodostumaan liittyvät diabaasit muistuttavat geoke- miallisesti pyroklastisia vulkaniitteja (ks. kuva 2; vrt. kuva 3A ja 3B; Taulukko 1, anal. 1 ja 3). Muodostumassa paikoin esiintyvät felsiset liuskeet ovat mahdollisesti peräisin kalkkialkalisista purkauksista. Teuravuoma-muodostuman laavat purkautuivat ekstensiovaiheessa arkeeisen gneissikompleksin edustamalle mantereelle tai mannerreunalle kehit- tyneeseen repeämälaaksoon. Purkausten aikana tapahtui kratonilta tulevan, epiklastisen aineksen kerrostumista. Kolari-muodostuman vulkaniittien, epiklastisten ja kemiallisten sedimenttien assosiaatio kerrostui myöhemmin, rauhallisissa matalan meren olosuhteissa. Muodostumaan liittyvien diabaasien ikä, n. 2.0 Ga (Hiltunen, 1982), on myös Kolari-muodostuman minimi-ikä. Ylinnä kerrossarjassa ovat erosionaaliset, fluviaaliset metasedimentit, joita edustavat Iso Pirtti- vaara-muodostuman metasedimentit. klastiset Graniittigneissikompleksi sekä vulkaniitti- ja metasedimenttimuodostumat deformoituivat ehkä svekofennisessä orogeniassa, johon liittyi mm. kalkkialkalinen magrnatismi (n. 1.9 Ga) ja alhaisen/ korkean asteen polyfaasinen metamorfoosi.

7 Kolari KIRJALLISUUTTA Hiltunen, A., The Precambrian geology and skarn iron ores of the Rautuvaara area, northern Finland. Geol. Survey Finland, Bull Vaananen, J., Geochemistry of proterozoic komatiitic and tholeiitic metavolcanics of the Kolari area, Finnish Lapland. Julkaisussa: Abstracts. IGCP 217. Proterozoic geochemis try. Lund, s. 88. Vaananen, J. (painossa). Kolarin alueen vulkaniitit. Lapin vulkaniittiprojektin raportti. Geologian tutkimuskeskus, Tutkimusraportti 86. Taulukko 1. Kolari-muodostuman (anal. 1-3), ISO Pirttivaara-muodostuman (4) ja Teuravuoma-muodostuman (5) kivien kemiallisia koostumuksia. Si02 (X) Ti AL F ~... ~ 24.7 o ~ 14.8 ~ MnO MgO CaO NA K P Summa lm = diabaasi (6938; analyysinumero) 2 = diabaasi (6964) 3 = tuffi/tuffiitti (6965) 4 = metagrauvakka (7184) 5 = komatiittinen Laava (7303) t) = totaalirauta Fe203:na

8 LITOSTR ATIGRAFISET Y KSIKOI LITOSTRATIGRAPHICAL UNITS Pääasialliset kivilajit - Main litology Graniitteja ja granitoideja Granites and granitoids ISO PIRTTIVAARA-(IF), JUURAB KOJARVI-(JF), TAPOJARVI-(TJF MUODOSTUMA -FORMATION. Klastisia metasedimentteja - Clastic metasediments KOLARI-MUODOSTUMA (KF)- FORMATION. Tholeiittisia pyro. klastisia kivia, klastisia ja kemiallisia metasedimentteja - Tholeiitic pyroklastic rocks, clastic and chemical metase - diments NIESAKERO-KUERTUNTURI - (NKC) KOMPLEKSI - COMPLEX TEURAVUOMA-(TF), POHJASEh VA AR A-(PF) MUODOSTUMA - FORMATION. Klastisia metase - dimenttejä, komatiittisia laavakivia - Clastic metasediments, komatiitic metalavas VENEJARVI-(VC) KOMPLEKSI - COMPLEX. Migmatiitteja- Migmatites SYMBOLI RY HMA l SYMBOL GROUP -... epajatkuvuus - unc v- YLÄ- - v - LAPPONI CI v- v -1 d V LAPPONI - UPPER. PF. LOWER LAPPONI - epajatkyvuus - unc SUPER- RY HMA SUPER GROUP SVEKO- FENNIA KARELIA ' mformity- -APPONIP TUNTSA Kuva 1. Kolarin alueen litostratigrafinen kartta.

9 6 Kolari FeO + FqO3 + TiO2 0 KOMATIITTISIA KIVIA n= 66 THOLEIITTISIA KIVIA n = 59 Kuva 2. Twravuoma-wiodostuman komatiittisten laavojen seka Kolari-muodostuaan tholeiittisten pyroklastiittien ja diabaasim koostumuskmtat Jensenin kationidiagram S IUKOVMRA 0.11,,,,,,,,,,,,,,, Sr K Rb Bo Th Ta La P Zr Sm TI Sc Cr C S IUKOVMRA POHJASEWMRA A. Komat. Laavakivi '0.O 1 v=. '0.0 [r 0 r. - L Y 1.0 "5 10.o 1.O = Tholeiitt. Laavakivi P Hybridinen Laavakivi Kuva 3. Kolari-muodostunian pyroklastisten kivien (A), diabaasien (B), metasedjmenttien (C) seka Teuravuoma-wodostuman laavakivien (D) HORB-noraatiivisia alkuainejakaumia.

10 Kolari Geologian tutkimuskeskus KOHDE 1. Iso Pirttivaara Iso Pirttivaara-muodostumassa on alinna vulkanoklastinen metagrauvakkakerros (Kuva 4). Sen päällä on polymiktinen konglomeraatti ja kvartsiitti. Ristikerroksisuus on metasedimenttisarjan tyypillinen rakennepiirre. Jyrkkäasentoisen kerrossarjan toppi on länteen. Vulkanoklastisessa metagrauvakassa on mahdollisesti sekä (Kolari-muodostuman 3) tholeiittista että (Teuravuoma -muodostuman?) komatiittista ainesta. KOHDE 2. Siukovaara Tieleikkaus koostuu Kolarimuodostuman amfiboliittisesta vulkaniitista ja diabaasista (Kuva 5). Vulkaniitti on kerroksellista ja kerrallista, granaattipitoista tuffiittia. Differentioituneessa diabaasijuonessa on säilynyt magmaattisia kerrosrakenteita ja mm. jäahtymissauma vulkaniitteja vasten. ISO PIRTTIVAARA GEOLOGINEN KARTTA - GEOLOGICAL MAP SELITYS - LEGEND [ml... Kvartsiittia - Quartzite Polymiktista konglomeraattialoo] Polymictic conglomerate ~1 Metagrauvakka - Metagraywacke 75 \\ Kerroksellisuus - Bedding G6 Viivaus - Lineation Toppi ristikerroksista - 0 Top from crossbeds ho7 Paijastuma - Outcrop _--- Tie - Road 1 Kuva 4. Iso Pirttivaaran alueen geologinen kartta.

11 8 Kolari SIUKOVAARA GEOLOGINEN KARTTA - GEOLOGICAL MAP SELITYS - LEGEND Kvartsiittia - Quartzite no71 Tutkimusoja - Trench R2 Syvakairausreian projekti0 - Biotiittigneissiä - Biotite gneiss Projection of diamnd drill hoie 0 Silttikiveä - Siltstone 4' Liuskeisuus - Foliation Karbonaattikivealkarsikivea - <8 Kerroksellisuus - Carbonate rocklskarn rock Mafista ja intermediaarista pyroklasjy-;;l tista klvefi - afic and intermediate C30 Viivaus - Lineation ~vrociast~c.. roc! Diabaasia - Diabase -#' Siirros - Fault fl Mustaliusketta - Black schist Synkliini - Syncline Magnetiittikerros - M Magnetite rich layer IIII Tieleikkaus - Road cut Kuva 5. Siukovaaran alueen geologinen kartta.

12 9 KESKI-LAPIN V[TLKANIITTITUTKIHUKSET Matti Lehtonen, Pentti Rastas ja Jorma Rasanen Keski-Lapin vulkaniittialue sijaitsee Fennoskandian kilven karjalaisen lohkon luoteisosassa, missä Ga vanhaa, arkeeista graniittigneissipohjaa peittävät varhaisproterotsooiset, vulkaanis-sedimenttiset kerrostumat. Graniittigneissi on paljastuneena useiden poimufaasien synnyttämien antiformien alueilla, ja suprakrustiset kerrostumat ovat doomien väleissä. Keski-Lapin vulkaniittialue (Keski-Lapin vihreäkivialue) muodostaa luoteissuuntaisen vyöhykkeen, joka haarautuu useisiin, granitoidien väliin jaaviin sivuhaarakkeisiin (Kuva 1). Vulkaaninen päävyöhyke on paksuimmillaan noin 5 km. Vihreäkivivyöhyke rajautuu koillisessa granuliittikompleksiin, kivilajiyksiköiden välisen ylityöntöpinnan kaatuessa loivasti koilliseen. Y.1ityönnön aiheuttama deformaatio näkyy granuliitin kontaktin läheisyydessä graniittigneisseissa, vulkaanisissa kivissa ja metasedimenteissa voimakkaana liuskeisuutena. Vulkaniittialue rajautuu myös etelaan siirroksen välityksellä. Levitunturin pohjoispuolitse Jeesiöön kulkevan siirrospinnan eteläpuolella lapponiset kvartsiitit ja vähäiset vulkaniitit ovat työntyneet vihreakivien paalle. Tämä tapahtui todennäköisesti siinä vaiheessa, kun Keski- Lapin graniittimassiivi kohosi laajalla alueella siirroksesta etelaan. Keski-Lapin vulkaaniset muodostumat syntyivät kahdessa paavaiheessa. Alalapponiset vulkaniitit purkautuivat graniittigneissien paalle ennen lapponisten epiklastisten kivien kerrostumista. Epiklas-- tisen sedimentoitumisen loppuvaiheessa ja sen jälkeen kerrostuivat alueen laajimmat ja paksuimmat vulkaaniset muodostumat. Nämä luetaan yhdessä epiklastisten kivien kanssa Ylalapponiin. Lapponia nuorempia vulkaniitteja on Keski-Lapissa hyvin niukasti. Alalapponisia metavlkaniitteja on tavattu Möykkelmassä, Rajalompolossa, ~ojottamaselan gneissidoomin ympärillä ja Peurasuvannosta pohjoiseen suuntautuvassa liuskehaarakkeessa. Kaukosen alueen mantelikivet kuulunevat niin ikäah Alalapponiin. Vulkaniitit ovat tholeiittisia basaltteja, andesiitteja ja dasiitteja seka basalttisia komatiitteja. Tholeiitit ovat pääasiassa mantelikiviä ja massamaisia laavoja. Komatiitit ovat sen sijaan etupäässä pyroklastisia. Vulkaniittien kerrostumisalusta ja primaarirakenteet osoittavat purkausten tapahtuneen ilmanalaisissa olosuhteissa. Magman kontaminoituminen sialisen kuoren aineksista ilmenee mm. eräiden immobiilien alkuaineiden anomaalisina pitoisuuksina ja suhteina (Räsänen et al., painossa).

13 Keski-Lappi Ylalapponiin kuuluvat metavulkaniitit ovat Keski-Lapissa mafisia ja ultramafisia laavoja ja pyroklastiitteja. Vulkaanisten kivien yhteydessä esiintyy klastisia metasedimentteja (tuffiitteja, grauvakoita ja kvartsiitteja) seka kemiallisia sedimenttikivia (sertteja, karbonaattikivia ja grafiitti-sulfidiliuskeita). Tyynylaavojen yhteydessä tavataan usein tyyny- ja laavabreksioita seka hyaloklastiitteja. Sen sijaan mantelikiviin tai porfyriitteihin ei liity laavavirran sarkymisrakenteita. Ylalapponi-ryhmän metavulkaniitit ovat kemialliselta koostumukseltaan tholeiitteja ja komatiitteja. Osa magnesiumrikkaista vulkaniiteista omaa komatriteista poikkeavan, pikriittisen kemiallisen karakteristiikan. Kalkkialkalisia metavulkaniitteja on Keski-Lapissa hyvin vähän. Ylalapponinen vulkanismi alkoi komatiittisten laavojen ja pyroklastisten kivien purkauksilla. Komatiittista vulkanismia seurasi erillinen, pääosin tholeiittinen magmatismi. Keski-Lapin ylalapponisten vulkaniittien sisäinen stratigrafia yhdessä vulkaniittien geokemiallisen luonteen kanssa osoittaa, että tämä magmatismi jakautuu kahdeksi sykliksi. Varhaisempi sykli alkoi pikriittisella magmatismilla, joka differentioitumisen edetessä muuttui koostumukseltaan tholeiittiseksi. Näitä vulkaniitteja luonnehtii raudan ja titaanin rikkaus (Fe-tholeiitit ). ~~öhäisemman tisen syklin aloittivat komatiittisten basalttien purkaukset, mutta kehittyessään magma muuttui' tholeiittiseksi (Mg-tholeiitit). Porkosen- Pahtavaaran rautamuodostuma kerrostui näiden kahden magmaattisen syklin välillä. Keski-Lapin alueella alimpia komatiitteja kutsutaan V1- vulkaniiteiksi, Fe-tholeiitteja V2-vulkaniiteiksi ja Mgtholeiitteja V3-vulkaniiteiksi. Ylalapponin vulkaniiteilla on selkeä stratigrafinen ja alueellinen jakautuma. Alimmat, komatiittiset V1-vulka- niitit sijaitsevat lähinnä Keski-Lapin liuskealueen itäosassa, Rajalompolon-Rajalan- Peurasuvannon alueella. Kumputunturin itäpuolella V2- vulkaniitit ovat mantelikiviä tai porfyriittejä ja V3-vulkaniitit tyynylaavoja. Kumputunturista lanteen vulkanii- tit ovat vallitsevasti Fetholeiitteja (V2), mutta siellä tyynylaavat ovat yleisiä. Asia voidaan tulkita siten, että purkautumisolosuhteet ovat muuttuneet selvästi merellisiksi sekä stratigrafiassa ylöspäin että alueellisesti idästä lanteen. Tulkintaa tukevat vulkaniittien geokemialliset ominaisuudet; V2-vulkaniitit muistuttavat koostumukseltaan nykypäivän mantereisia laavoja, kun taas V3-vulkaniitit ovat lähempänä valtameren keskiselanteen basalttien koostumusta. V1-komatiittien kemiallinen koostumus ei tue niiden creneettista suhdatta sen enempää ylalapponisten tholeiittien kuin alalapponisten tholeiit- komatiittienkaan kanssa.

14

15 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus KIRJALLISUUTTA Gaal, G., Berthelsen, A., Gorbatschev, R., Kesola, R., Lehtonen, M.I., Marker, M. and Raase, P., (painossa). Structure and composition of the Precambrian cnist along the POLAR Profile in the northern Baltic Shield. In: R. Freeman, M. Von Knorring, H. Korhonen, C. Lund and St. Mueller (Editors), The European Geotraverse, Part 5: The POLAR Profile. Tectonophysics. Lehtonen, MeI Manninen, T., Rastas, P.! Väänänen, J., ROOS, S.I. ja Pelkonen, R Keski-Lapin geologisen kartan selitys. English summary and discussion: Expla- nation to the geological map of Central Lapland. Geologian tutkimuskeskus, Tutkimusraportti 71, 35 s. Kröner, A., Puustinen, K. and Hickman, M m I Geochronology of an Archean tonalitic gneiss dome in northern Finland and its relation with an unusual overlying volcanic conglomerate and komatiitic greenstone. Contrib. Mineral. Petrol. 76 (l), Pihlaja, P. and Manninen, T., The metavolcanic rocks of the Peurasuvanto area, northern Finland. Geol. Surv. Finland, Spec. Paper 4, Rasanen, J., Hanski, E. and Lehtonen, M. (painossa). Komatiites, low-ti basalts and andesites in the Möykkelma area, Central Finnish Lapland. Geologian tutkimuskeskus, Tutkimusraportti 88. EKSKURSIOKOHTEET KOHDE 3. Linkupalo Linkupalo sijaitsee 30 km Kittilästa länteen, Äkaslompoloon menevän tien varressa. Kohteessa on paljastettu ylälapponisia mafisia vulkaniitteja: tyynylaavoja, variolirakenteisia laavoja, massamaisia laavoja ja silleja, pyroklastisia kiviä, vulkaanista breksiaa, tuffiittia ja konglomeraattia. Aivan tien varressa on paljastettu tulivuoren purkausaukoksi tulkittu breksiapiippu. Metsahallituksen Kittilän hoitoalueen myötävaikutuksella alueesta ollaan luomassa Linkupalon tulivuoripuistoa. Leikkauksen alimmaisena yksikkönä (Kuva 2), pitkospuiden päässä lammen länsireunalla, on kaunisrakenteisia tyynylaavoja, jotka sisältävät runsaasti pyöreitä, 1-15 mm:n läpimittaisia, vaaleita varioleja. Ne ovat keskittyneet joko tyynyjen keskiosaan tai reunoille. Variolit eivät useinkaan ole mikroskooppisesti tarkasteltuna oikeaoppisen sateittäisiä rakenteeltaan. Amfiboli, joka on sarvivalkettä tai tremoliittiaktinoliittia, on lyhytprismaista tai neulasmaista. Hienorakeinen, tavallisesti albiittinen plagioklaasi täyttää amfibolin välitilan. Valimassassa on paikoin hyvin hienojakoista opaakkimineraalia sulkamaisesti. Tyynyjen keskiviivan yläpuolella saattaa tavata jopa kymmensenttisen, kvartsin tayttäman kaasurakkulan.

16 13 Keski-Lappi Kuva 2. Linkupalon geologinen ~artta. Symbolit kuvassa 3. Lisaksi: tahti = tulivuoren purkausaukko, kananpolku = diabaasi, katkoviivarengas = paljastuma, suorakaide = kuvan 3 tutkimusojat. Tyynylaavojen paalla on massamainen, sarvivalkkeesta ja plagioklaasista koostuva laavayksikkö, jossa tavataan muutaman millimetrin läpimittaisia, kloriitin tayttämia manteleita. Kodan vieressä, edellisten laavojen paalla, on runsasvariolinen laavakerros, jossa variolien kanssa saman koostumuksista laavaa esiintyy breksioituneina, massamaisina patjoina. Täma viittaisi siihen, että variolien synty tällä alueella saattaisi johtua kahden eri koostumusta olevan magman sekoittumisesta. Tutkimusprofiilin kerrosjarjestyksessa seuraavana on mas samainen, subofiittinen diabaasi, jonka paalla on tuffibreksikerros. Täma sisältää pommeja, heitteleita ja fragrnentteja, joiden koko vaihtelee cm:iin. Tässä horisontissa on halkaisijaltaan kymmenmetrinen breksiapiippu, jossa on runsaasti vaihtelevan kokoisia, eri koostumusta olevia fragmentteja. Tummat, pienirakeiset fragmentit ovat olleet lasia, ja vitrofyyrinen tekstuuri on vielä paikoin tunnistettavissa. Variolirakenteisia fragmentteja on runsaasti, ja varioleissa saattaa esiintyä pieniä manteleita. Breksiapiipun reunalla on diabaasijuoni, jonka kontakti on terävä, mutta jaahtymisreunus puuttuu. Täma osoittaa, että juoni ja breksiamateriaali ovat olleet samaan aikaan

17 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus LINKUPALO LVP - 86 AGGLOMERAATTIA - AGGLOMERATE TUFFIBREKSIAA - TUFFIBRECCIA MAFISTA LAAVAA - MAFIC LAVA TYYNYLAAVAA - PILLOW LAVA VULKAANISTA BREKSIAA -VOLCANIC BRECCIA 075 TUFFIA - TUFFI TUFFIITTIA - TUFFITE VULKAANISTA KONGLOMERAATTIA - VOLCANIC CONGLOMERATE POLYMIKTISTA KONGLOMERAATTIA - POLYMICTIC CONGLOMERATE & & VARIOLIRAKENNETTA - VARIOLITIC STRUCTURES 72/ KEAROKSELLISUUS - BEDDING 8 3 j LIUCKEISUUS JA VIIVAUS - FOLIATION AND LINEATION -40 POIMUAKSELI - FOLD AXIS i NAYTE - SAMPLE,/' RUHJE - FRACTURE Kuva 3. Linkupalon tutkimusojat LVP-86. kuumina (Ilkka Laitakari, suullisesti 1984). Pyroklastiittiyksikön päällä on 50 m:n paksuinen, breksiarakenteinen, varioleja sisältävä tyynylaavayksikkö (Kuva 3; tutkimusoja 073). Biotiittiutumista ja kvartsiutumista esiintyy joissakin patjoissa, samoin kuparikiisua ja skapoliittia. Seuraavaksi stratigrafiassa on 25 m paksu tuffiltuffiittiyksikkö. Kivi on epahomogeeninen, vahvasti tektonisoitunut ja rapautumispinnaltaan harmahtava. Kivi koostuu plagioklaasista, biotiitista, kvartsista, tremoliittisesta amfibolista, epidootista, magnetiitista ja titaniitista. Yksikön ylaosassa tavataan peukalonpaan

18 15 Keski-Lappi kokoisia magnetiittikyhmyjä ja -kasaumia. Kiven pinnasta tarkasteltaessa kyhmyt saattaisi tulkita S2-liuskeisuuteen liittyviksi, sekundäärisiksi noduleiksi. Hieen perusteella kyhmyt näyttäisivät mieluummin primäareiltä. Tuffiittiyksikön päällä on likipitäen konformisti 50 m:n paksuinen, alaosastaan (20 m) polymiktinen konglomeraatti. Pallot (1-40 cm) ovat lapponisia metavulkaniitteja ja -sedimenttejä sekä albiittidiabaaseja. Merkille pantava on happamien porfyyripallojen ja grauvakkapallojen runsaus; grauvakkafragmentteja tavataan myös alapuolisessa tuffiitissa. Iskos on pääosin vulkanogeenistä, koostuen albiitista, biotiitista, kvartsista, karbonaatista ja opaakkimineraaleista. Skapoliittia on sekä iskoksessa että palloissa. Välikerroksina tavataan ohuita, epäjatkuvia grauvakkakerroksia. Polymiktinen konglomeraatti vaihtuu ruhjepinnan kautta vahvasti deformoituneeksi vulkaaniseksi konglomeraatiksi, jonka palloainesta on vaikea erottaa matriksista. Vahvasti litistyneet happamat ja intermediääriset vulkaniittikappaleet ovat vallitsevina. Iskos koostuu biotiitista, serisiitistä, karbonaatista, kvartsista ja vähäisestä määrästä magnetiittia. Profiilin ylimpänä yksikkönä on terävän, liuskettuneen kontaktin erottamana breksioitunutta emäksistä tuffia/tuffiittia, jossa on serisiittiytyneitä ja karbonaattiutuneita patjoja. Varioleja on totuttu pitämään syvään veteen purkautuneisiin laavoihin liittyvinä. Linkupalon tuffibreksia sopisi matalassa vedessä tapahtuneen, phreaattisen purkauksen tuotteeksi. Ilmanalaisen rapautumisalueen läheisyyttä osoittaa myös vulkaanis-sedimentti/konglomeraattiseurue. Linkupalossa on konglomeraatin kerrostumisen jälkeen tapahtunut vielä vulkaanista toimintaa, kun taas lännempänä vastaavan konglomeraatin päälle ovat kerrostuneet Linkukeron sedimentit. Kemialliselta koostumukseltaan Linkupalon vulkaniitit ovat basaltteja (Taulukko 1). Jensenin kationidiagrammilla ne sijoittuvat Fe-rikkaiden tholeiittien kenttään (Kuva 4 ). Muutama analyysipiste komatiittisessa kentässä edustaa purkausaukon lähellä olevia heitteleitä, iskosmateriaalia ja laavaa. Huomionarvoinen on myös ympärillä olevien pyroklastiittien muita korkeampi Mg-, Ni- ja Cr- Kuva 4. Linkupalon vulkaniittien koostumus Jensenin kationidiagranmilla. SymboLit: L = laavat, P = pyroklastiitit, T = tuffiitit, D = diabaasit. Koostumuskentät kuvassa 11.

19 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus Taulukko 1. Linkupalon vulkaniittien kemiallisia keskiarvo- koostumuksia. Si02 (X).. Ti02... A F ~ ~ o ~ ~... MnO... Mg0... CaO... Na20... K20... P Summa Cr (ppm) Ni Co Sc Zr... n.d. n.d. La Sm Ba Sr... n.d. n.d. Rb Ta Th U Cs (La/Sm)N LaN = alimmat tyynylaavat (:5 anal.) 2 = variolilaavat (4) 3 = tuffibreksia (6) 4 = diabaasit (2) 5 = ylemmät Laavat (15) 6 = tuffit (8) 7 = tuffiitit (11) pitoisuus (Taulukko 1, anal. 3). Laavojen, pyroklastiittien ja tuffiittien MORB-normalisoidut arvot ovat kohonneet LIL-alkuaineiden osalta (Kuva 5). Kokonaiskoostumukseltaan Linkupalon vulkaniitit ovat lähellä Keski-Lapin V2-vulkaniitteja (vrt. Tarvasenvaara, kohde 8.) 0.1 Kuva 5. Sr K Rb Ba Th Ta La P Zr Srn Ti Sc Cr Linkupalon vulkaniittien HORB-normali- soidut alkuainejakaumat. Numerot samat kuin taulukossa 1.

20 17 Keski-Lappi KOHDE 4. Veikasenmaa Sirkasta viisi kilometriä Muonioon päin sijaitsee Veikasenmaan tutkimusalue (Kuva 6). Alueella tavataan ylälapponisia mafisia vulkaniitteja: pikriitteja, tyynylaavoja, massamaisia laavoja, pyroklastiitteja ja tuffiitteja. Tutkimusojien alueella (Kuva 7) esiintyy myös feisista, porfyyristä kiveä seka amfibolirikkaita,. konformeja tai ympäristönsä kivia leikkaavia diabaaseja. Laavat ja pyroklastiitit vuorottelevat pohjois-eteläsuuntaisina jaksoina.. Voimakas pohjoinen ja koillis-lounainen ruhjevyöhyke seka heikommat transverssiruhjeet pirstovat alueen kivia. VEIKASENMAA B PAAOSIN MAFISTA LAAVAA MAINLY MAFIC LAVA TUFFIA / TUFFIITTIA TUFFI / TUFFITE LAPILLITUFFIA VALIKERROKSINA LAPILLI TUFF AS INTERCALATIONS MAFISTA TYYNYLAAVAA MAFIC PILLOW LAVA PIKRIITTIA PICRITE RYOLIITTISTA KIVEA RHYOLITIC ROCK GRAFIITTI-SULFIDILIUSKETTA GRAPHITE-SULFIDE SCHIST DIABAASIA DIABASE TUTKIMUSOJA 071-LVP-86 TRENCH 071-LVP-86 TUTKIMUSPROFIILI 800-LVP-86 EXAMINATION PROFILE 800-LVP-8f SYVAKAIRAUSREIKA 4-LVP-86 DIAMOND DRILL HOCE KERROKSELLISUUS BEDDING LIUSKEISUUS (S2) JA VIIVAUS FOLIATION (S2) AND LINEATION TOPPI LAAVARAKENTEISTA TOP FROM LAVA STRUCTURES RUHJEVYOHYKE FAULT ZONE Kuva 6. Veikasenmaan alueen geologinen kartta.

21 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus 18 Litostratigrafisesti alinna on ohut, ultramafinen laavapatja (P 800, kuva 6), joka on koostumukseltaan pikriittinen (MgO >12, Ti02 >1.5). Tämän yläpuolella vuorottelevat ohutlaminaariset tuffit lapilleja ja suurempiakin heitteleita sisältävien kerrosten kanssa. Pyroklastisten patjojen välissä on seka massamaista laavaa että laavakerroksia, joissa tyynyrakenteet ovat hyvin sailyneita. Suurimmat tyynyt ovat yli metrisia, ja niiden valisissa saumoissa esiintyy ylei- sesti asultaan vitrofyyrista materiaalia. Tyynyt sisaltavat usein pieniä, kloriitin ja kvartsin tayttämia manteleita. Massamaisissa laavoissa tavataan plgioklaasi- hajarakeita. Laavojen, samoin kuin muidenkin alueen emäksisten vulkaniittien paämineraaleina ovat kloriitti, tremoliitti-aktinoliitti, albiitti ja hartsi. Titaniittia, leukokseenia, opaakkimineraaleja, zirkonia ja apatiittia on aksessorisina mineraaleina. Karbonaattiutuminen on usein huomattavaa. VEIKASENMAA B EMAKSISTA LAAVAA BASIC LAVA EMAKSISTA PORFYYRIA BASIC PORPHYRY DIABAASIA DIABASE PORFYYRISTA RYOLIITTIA PORPHYRITIC RHYOLITE INTERMEDIAARISTA LAAVAA 1 INTERMEDIATE LAVA 1 TUFF NAYTE SAMPLE TUTKIMUSOJA LVP - 86 TRENCH LVP - 86 KERROKSELLISUUS BEDDING LIUSKEISUUS FOLIATION POIMUAKSELI FOLD AXIS RUHJE FRACTURE TUFFIA Kuva 7. Veikasenmaan tutkimusojat LVP-86.

22 19 Veikasenmaan tutkimusojissa 4 M , kuva 7) on pohoisreunan tyynylaavojen ja etelareunan porfyyristen laavojen ja kidetuffien välissä vaaleanharmaata, hyvin pie- nirakeista felsista porfyyria. Porfyyria breksioi massamainen diabaasi. Diabaasista lähtee apofyyseja porfyyriin, ja siinä on myös porfyyrifragmentteja sulkeumina. Porfyyrin kvartsista ja albiitista koostuvassa perusmassassa on halkaisijaltaan mm:n suuruisia, ómamuotoisia kvartsi- ja plagioklaasihajarakeita. Muuttumattomat rakeet saattavat olla osaksi sarkyneita ja voivat muodostaa raekasaumia. Emaksista laavaa on seka sulkeumina että hajarakeiden valeissa pitkinä, ohuina virtauskielekkeina. Emaksisten laavojen ja kidetuffien joukossa on sulkeumina myös porfyyrifragmentteja; suurimmat porfyyrisulkeumat ovat kooltaan yli puolimetrisia. Taulukossa 2 on esitetty Veikasenmaan tutkimusojien M kivilajien keskikoostumukset. Jensenin kationidiagrammi ja keskikostumusten MORB-normalisoidut arvot samoista naytteista ovat kuvissa 8 ja 9. Huomionarvoinen on diabaasien ja emaksisten vulkaniittien samankaltaisuus, mikä osoittanee kivien komagmaattisuutta. Mafiset vulkaniitit ovat Fe-rikkaita tholeiitteja ja vastaavat Kumputunturin itäpuolella olevien V2-vulkaniittien koostumusta. Veikasenmaan kivista kentällä saadun kuvan, mikroskooppisten rakenteiden ja kemiallisen koostumuksen perusteella Taulukko 2. Veikasenmaan kivilajien kemiallisia keskiarvokoostumuksia. Si02 (%) Ti : :: MnO MgO CaO Na K P Summa = tyynylaavat (18 anal.) 2 = laavaporfyriitit (7) 3 = heterogeeniset Laavat (6) 4 = diabaasit (33) 5 = tuffit (3) 6 = porfyyriset ryoliitit (14) syntyy käsitys, että kvartsimaasalpaporfyyri liittyy intiimisti emaksisen vulkanis- min aikaisiin tapahtumiin. Porfyyrin zirkonista on GTK:n isotooppilaboratoriossa tehty ikämaaritys, joka antoi 2012 Ma iän (O.KOUVO, GTL:n kallioperaosaston toimintakertomus vuodelta 1983).

23 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus - 2 Y Kuva 8. Veikasenmaan tutkimusojien ki- vien koostumus Jensenin diagramilla. Symbolit: * = tyynylaavat, + = Laavaporfyriitit, L = heterogeeniset Laavat. D = diabaasit. P = tuffit, F = porfyyriset ryoliitit. Kentät kuvassa 11. t.0 KOHDE 5. Satkänavaara Satkanavaara sijaitsee 12 km Kittilasta Sirkkaan pain. Alueella on tutkittu ylalapponisten metavulkaniittien ja -sedimenttien sekä niiden päällä olevien Kumpumuodostumaan kuuluvien sedimenttikivien kontaktivyöhykettä. Kontaktissa olevan albiitkidiabaasin leikkaussuhteet nähdään vaaran pohjoispäässä (Kuva 10). Vaaran itärinteessa on paljastuneena massamaista, pienirakeista mafista laavaa, jossa on harvakseltaan omamuotoisia plagioklaasihajarakeita. Laavan paalla on ohutlaminaarisia tuffeja ja tuffiitteja, jotka GorÖttelevat tummien, hienorakeisten grauvakoiden ja kvartsiittien kanssa. Näissä esiintyy paikoin karbonaattirikkaita, merkelimaisia valikerroksia. Kumpumuodostuman karkeaklastiset kvartsiitit ja konglomeraatit ovat diskordantisti lapponisten kivien päällä. Kvartsiittien iskos on karbonaatti/serisiittivaltaista, ja kvartsiiteissa tavataan konglomeraattisia valikerroksia. Valtatien varressa olevassa paljastumamontussa on konglomeraattia, joka on tyypiltään 0.4 ns. Sirkka-konglomeraattia. Sr K ~t, Ba~h Ta La P Zr Sm TI sc Cr Konglomeraatin palloina nahdaan litostratigrafiassa alla olevia, lapponisia liuskei- Kuva9. ~utkimusojien kivien~0~~-nor- ta: tuffiitteja, grauvakoita malisoidut alkuainejakaumat. Numerot samat seka runsaasti albiittidiakuin taulukossa 2. baasimukuloita. Mukuloiden

24 21 Keski-Lappi koko vaihtelee välillä 1-50 cm. Konglomeraatin iskos koostuu pääasiassa lievästi kulmikkaista kvartsirakeista seka karbonaatista, serisiitistä, kloriitista, biotiitista ja opaakkimineraaleista. Kidemuotoiset hartsi- klastit on tulkittu happamien vulkaniittien rapautumistuotteiksi (V.Kortelainen, henkilökohtainen tiedonanto). Kokonaisuutena Sirkka-konglomeraattia luonnehtii heikko lajittuneisuus ja magnetiitin runsaus. MAFISTA LAAVAA 75 LIUSKEISUUS MAFIC LAVA.... /' FOLIATION TUFFIA - TUFFIITTIA KONGLOMERAATTIA TOPPI RISTIKERROKSISTA TIIFF - TUFFITE (COql CONGLOMERATE TOP FROM CROSS BEDS GRAUVAKKAA ALBIITTIDIABAASIA / RUHJE TAI SIIRROS I--( GREYWACKE ALBITE DIABASE,/ FRACTURE OR FAULT KERROKSELLISUUS Y BEDDING Kuva 10. Satkanavaaran alueen geologinen kartta.

25 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus Satkanavaaran itarinteessa leikkaa albiittidiabaasi ylalapponisia tuffeja ja tuffiitteja. Vaaran pohjoisosassa on keski-karkearakeinen albiittidiabaasi tunkeutunut lapponisten liuskeiden ja kumpukvartsiittien kontaktiin. Diabaasi nayttaa kiistatta leikkaavan kumpukvartsiittia, mutta minkäänlaista kontaktivaikutusta ei ole nakyvissa. Mikäli albiittidiabaasi sen sijaan olisi metasedimenttia vanhempi, esiintyisi kontaktivyöhykkeen sedimenttikivissa rapautumistuotteena albiittia. GTK:n isotooppigeologian laboratorion iänmaaritys albiittidiabaasin zirkonista antoi 2044 Ma iän (0. Kouvo, suullinen tieto). Jos tämä edustaa kiven todellista ikää, tulos on ongelmallinen. Tulkinta Veikasenmaan kohteen hartsi-maasalpaporfyyrin ja emaksisten vulkaniittien samanikaisyydesta (ks. sivu 19) olisi siten virheellinen; kumpusedimenttien alla olevat lapponiset vulkaniitit eivät voi olla päälle kerrostuneita kiviä nuorempia. Toisaalta kumpusedimenteissa on mukuloina albiittidiabaasia, joka on täysin Satkanavaaran leikkaavan albiittidiabaasin kaltaista. Satkanavaaran kivien kemiallisia keskiarvokoostumuksia on esitetty taulukossa 3. Samojen kivien Jensen-diagrammi ja keskiarvokoostumusten MORB-normalisoidut jakautumat ovat kuvissa 11 ja 12. Laavat ovat Fe-rikkaita tholeiittisia basaltteja ja poikkeavat vain vähän Keski-Lapin V2- vulkaniittien koostumuksesta. Kuva 11. Sätkanävaaran kivien koostumuskentät Jensenin diagrammilla. Symbolit: L = Laavat, T = tuffiitit, baasi t. G = grauvakat, A = albiittidia ,,,,,,,,,,,,. - 7 Sr K Rb BaTh Ta La P Zr Sm Ti Sc Cr Kuva 12. Sätkänävaaran kivien MORB-normalisoi- dut jakaumat. Numerot samat kuin taulukossa 3.

26 23 Keski-Lappi Taulukko 3. Satkänävaaran kivien kemiallisia keskiarvokwstumuksia. SiOZ (A) Ti AL203t.. Fe MnO MgO CaO Na K P Summa Vulkaanisklaslinen aines /// vallitsee b V Laava- tyynybreksiaa ja Massamaisten laavoien ja ; ;. ; lyynylaavojen alue... Hyaloklasliittia V V Macsamaisla laavaa x12 Kilnlopiste n 0 0 Tyynyiaavaa Kuva 13. Riiankipuljun alueen geol.oginen kartta. 1 = Laava (4 anal.) 2 = tuffiitti (7) 3 = grauvakka (4) 4 = albiittidiabaasi (3) KOHDE 6. Riiankipulju Rautamuodostumaa nuorempi tyynylaavojen ja vulkaanisten breksioiden yksikkö (V3, Mg-tholeiitit) jatkuu Vesmajärveltä länteen, Kumputunturin itäreunalle Riiankipuljun alueelle. Riiankipuljun kivet muodostavat tyypillisen V3- vulkaniittiseurueen, johon kuuluu laavoja ja vulkanoklastisia kiviä (Kuva 13). Pyroklastiset kivet puuttuvat lähes kokonaan. Kohteen ki- vilajit ovat vedenalaisen vulkanismin tyypillisiä tuotteita: massamaisia laavoja, tyynylaavoja, laava- ja tyynybreksioita seka hyaloklastiitte ja. Riiankipuljun massamaiset laavat ovat hieno- ja keskirakeisia, tyynylaavat hienorakeisia ja hyaloklastiitit hyvin hienorakeisia tai tiiviitä kiviä. Aktinoliitti, albiitti ja kloriitti muodostavat kivien paämineraaliseurueen. Tavallisesti kivissa on myös titaniittia. Massamaisken osien pienet plagioklaasiliistakkeet ovat voimakkaasti epidoottiutuneet. Tyynylaavoissa on kloriitti-, epidootti- ja karbonaattitaytteisia manteleita. Hyaloklastiiteissa on noin 70 % klastiainesta, vulkaanista lasia, joka on kiteytynyt epidootiksi ja plagioklaasiksi. Kloriitti, karbonaatti ja epidootti ovat kiteytyneet klasteissa kaasurakkuloihin.

27 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus 24 Taulukko 4. Riiankipuljun vulkaanisten kivien kemiallisia koostumuksia. roo.o l Si02 (X) Ti AL F ~ ~ o ~ ~ MnO MgO CaO Na K P Summa Cr (ppm) Ni Co Sc V Zr La Sm Ba Rb Sr Ta U Th Cs LaN Kuva 14. Riiankipuljun vulkaanisten kivien BORBnormalisoidut alkuainejakaumat. 1 = massamainen Laava (9470= anal.numero) 2 = tyynylaava (9471) 3 = tyynylaava (9472) 4 = hyaloklastiitti (9473) Kuva 15. Riiankipuljun vulkaanisten kivien sijoittuminen Jensenin kationidiagramrnilla. Riiankipuljun massamaisten laavojen, tyynylaavojen ja hyaloklastiittien kemialliset koostumukset ovat keskenään samanlaiset (Taulukko 4; Kuvat 14 ja.15). Jensenin kationidiagrammilla analyysipisteet sijoittuvat tholeiittien kenttään, Mg- ja Fe-tholeiittien rajaviivalle (Kuva 15). Riiankipuljun kivet edustavat tyypillistä Keski- Lapin V3-vulkaaniittien koostumusta: niissä on V2-vulkaniitteihin nähden matalat Ti, Fe, P, Zr ja Th sekä korkea Mg (vrt. kohde 8, Tarvasenvaara, s. 27). Kevyet lantanidit ovat fraktioituneet ((~a/sm)~ = 1.8), mutta eivät yhtä voimakkaasti kuin V2-vulkaniittien LREE:t,joiden keskimääräinen (~a/sm)n -suhde on 2.4.

28 Keski-Lappi KOHDE 7. Kiuasautonoja Kiuasautonoja kuuluu rautamuodostuman yläpuoliseen V3 -vulkaniittien yksikköön. Kohteen kivilajeja ovat vihreäliuskefasieksessa metamorfoituneet mafiset, massamaiset ja tyynyrakenteiset laavat, karkeafragmenttiset vulkaaniset breksiat ja hienorakeiset tuffit sekä näitä leikkaava, noin 20 m paksu mafinen juoni (Kuva 16). Vulkaanisen breksiayksikön muuttumista iskosvaltaiseksi v v Massamaista laavaa n Tyynyja - Tuffial Tuffiittia Q A Vulkaaninen breksia * II II Diabaasi Kuva 16. Kiuasautonojan alueen geologinen kartta. länteen päin voidaan pitää viitteenä kivilajien nuorentumisen suunnasta. Alueen tyynylaavat ovat väriltään vihertävänharmaita tai ruskehtavia. Tyynyjen koko ylittää harvoin yhtä metriä. Tyynylaavat ja niiden kanssa esiintyvät massamaiset laavat koostuvat pääasiassa plagioklaasista, epidootista ja kloriitista. Vulkaaninen breksia sijoittuu laavakivien ja tuhkamuodostuman väliin. Se on maanpintaleikkauksessa useita kymmeniä metreja paksu ja useita satoja metreja pitkä, mahdollisesti yhtenäinen yksikkö. Pääosa breksia-aineksesta on heikosti lajittunutta, särmikästä tai osittain pyöristynyttä, kooltaan vaihtelevaa (o < 50 cm) mafista laavaheittelettä hyaloklastisessa, hienorakeisessa välimassassa. Heitteleiden määrä laskee terävästi breksiayksikön länsireunalla, ja hyaloklastisessa tuhkassa on vain kapeita breksiakerroksia tai satunnaisesti suurempia heitteleitä. Vulkaanista breksiaa ei voida katsoa sivukiven, kogeneettisen tyynylaavan, rakenneosaksi. Breksia on todennäköisesti syntynyt vedenalaisten laavapurkausten yhteydessä phreatomagmaattisen pyroklastisen toiminnan tuloksena. Olettamusta tukee magman kaasurikkauteen viittaava fragmenttien ja perusmassan mantelirikkaus.

29 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus Vulkaanisen breksian ja diabaasin välissä esiintyy massamaista laavaa ja hienorakeista, heikosti kerroksellista, harmaata tai ruskehtavaa metatuffia. Diabaasin kontaktin läheisyydessä tuffi on voimakkaasti poimuttunutta ja ruhjoutunutta. Kloriitti, plagioklaasi ja epidootti ovat kiven päämineraaleja. Ruskehtava diabaasijuoni leikkaa loivasti alueen metavulkaniitteja. Maanpintaleikkauksessa juoni on suoraviivainen ja noin 20 m leveä. Diabaasin paämineraaleja ovat reunoiltaan tremoliitiksi muuttunut augiitti, epidootti ja kloriitti. Taulukossa 5 esitetään diabaasin kemiallisia koostumuksia. Jensenin diagrammilla analyysipisteet sijoittuvat Mg-tholeiittien ja basalttisten komatiittien rajaviivalle (Kuva 17). MORB-normalisoi- Taulukko 5. Kiuasautonojan diabaasin kemiallisia koostumuksia. 1 2 Si02 (%) Ti AL F ~... ~ 12.4 o 11.1 ~ ~ MnO MgO CaO Na K P Summa Cr (ppm) Ni Co Sc V Sm Ba Rb Sr Ta U Th Cs LaN = diabaasi (5493= anal.numero) 2 = diabaasi (5494) 3 = diabaasi (5495) Kuva 17. Kiuasautonojan diabaasien analyysipisteet Jensenin kationidiagrammilla. dulla 'spidergrammilla' diabaasin koostumusta verrataan Vesmajärven alueen vulkaanisten kivien (V3) keskikoostumukseen (Kuva 18); alkuaineiden suhteet (Th:sta oikealle kuvassa 18) viittaavat Kiuasautonojan diabaasin edustavan Vesmajärven alueella yhteisen kantamagman varhaista differentiaattia.

30 Keski-Lappi TARVASENVAARA ,,,,,,,,,,,,,,, Sr K Rb Ba Th Ta La P Zr Srn Ti Sc Cr Kuva 18. Kiuasautonojan diabaasien ja Vesmajar- ven alueen V3-vulkaniittien keskiarvokoostuiwk- sen MRB-normalisoidut alkuainejakaumat. KOHDE 8. Tarvasenvaara Tarvasenvaarassa on mantelikiviä ja plagioklaasiporfyriitteja seka kerroksellisia, vulkaanis-sedimenttisia kiviä, pyroklastiitteja, dolomiitteja ja mustaliuskeita (Kuva 19). Porfyriitit ovat mahdollisesti subvulkaanisia. Kerrostuneet ja magmakivet es iintyvät alueellisesti erillisinä yksikköinä, joiden kontakti on osittain tektoninen. yksiköiden kerrosjarjestyksestä on viitteitä niukasti. Kerroksellisissa kivissä esiintyvät mantelikivifragmentit viittaavat vulkaniittien sijaitsevan stratigrafisesti sedimenttikivien alla. PLAGIOKLAASIPORFYRIITTI PLAGIOCLASE PORPHYRITE MAFINEN MANTELILAAVA MAFIC AMYGDALOIDAL LAVA FYLLIITTI PHYLLITE LAPILLITUFFI / TUFFIITTI LAPILLI TUFF / TUFFITE DOLOMIITTI DOLOMITE DOLOMIITIN JA LAPILLITUFFIN BREKSIA DOLOMITE WITH FRAGMENTS OF LAPILLI TUFF MUSTALIUSKE BLACK SCHIST KARBONAATTIUTUNJT MAFINEN VJLKkNIITTI CARBONATIZED MAFIC YOLCANIC ROCK KALLIOPALJASTUMA ROCK EXPOSURE Jokseenkin säännöllinen, ete- Kuva 19. Tarvasenvaaran alueen geologinen kartta. 13-lounainen kerroskaade olisi tällöin ylikaantynyt. Mantelikivet ovat harmaanvihreitä, hienorakeisia laavoja, joissa karbonaatti-, kloriitti-, hartsi- ja sulfiditaytteisten mantelien osuus

31 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus on 5-15 % kiven tilavuudesta. Porfyriittisen tyypin hajarakeet koostuvat 1-2 cm pitkistä, albiittisista plagioklaasiliistakkeista. Plagioklaasi, kloriitti ja biotiitti muodostavat seka mantelikivien että porfyriittien perusmassan paämineraaliseurueen. Plagioklaasin osuus on tavallisesti lähes puolet kiven tilavuudesta. Kerrostuneiden kivien yksikkö koostuu mafisista, karbonaattiutuneista vulkaniiteista, dolomiitista, fylliittistä, lapillituffista, tuffiitista ja mustaliuskeesta. Voimakkqasti karbonaattiutunut vulkaniitti edustanee samaa magmatismia kuin mantelikivet ja porfyriitit. Fylliitin kerroksellisuus erottuu paljastumilla heikosti ja mikroskoopissa haamumaisina raitoina. Kiven klastisuus on selvästi matriksipainotteinen, ja klastit ovat kvartsia ja plagioklaasia. Iskoksesta noin puolet on biotiittia ja loput lahinnä kvartsia, plagioklaasia ja kloriittia. Paikoin fylliitissa on turmaliinia. Fylliittien ja mustaliuskeiden välissä oleva tuffiittinen yksikkö muodostuu 1-2 cm paksuista kerroksista, joissa runsaasti fragmenttiainesta sisältavat kerrokset vuorottelevat karbonaattirikkaiden, fragmentteja niukemmin sisältävien kerrosten kanssa. Fragmenttien koko on keskimäärin 0.5 cm. Tunnistettuja kivilajifragmentteja ovat mantelikivi ja sertti. Tuffiitin mineraaleja ovat biotiitti, hartsi, plagioklaasi, kloriitti ja karbonaatti. Mantelikivet ja porfyriitit ovat kemialliselta koostumukseltaan tholeiittisia basaltteja, joiden analyysipisteet sijoittuvat Jensenin kationidiagrammilla rautatholeiittien kenttään (Kuva 20). Tarvasenvaaran magmakivia luonnehtii Keski-Lapin V2-vulkaniiteille ominaiset, korkeat ~e/~g- ja (~a/sm)*-suhteet seka korkeat Ti-, P-, Zr-, La ja Th-pitoisuudet (Taulukko 6). V2-tholeiiteille tyypillinen alkuainejakautuma näkyy myös kuvan 21 'spidergrammilla', missä Tarvasenvaaran kivien kemialliset koostumukset on normalisoitu M0RB:iin nähden. Kuva 20. Tarvasenvaaran mafirten mantelikivien ja plagioklaasiporfyriittien koostumuspisteet Jensenin kationidiagrammilla.

32 Keski-Lappi Taulukko 6. Tarvasenvaaran mantelikivien ja porfyriittien keskiarvokoostumus (18 anal). Si02 (%) Ti A1203t- Fe MnO MgO CaO Na K P Summa Cr (ppm) Ni Co S V Zr La Kuva 21. Tarvasenvaaran mafisten mantelikivien ja plagioklaasiporfyriittien keskiarvokoostumuksen MORB-normalisoitu alkuainejakauma. KOHDE 9. Honkavaara Keski-Lapin lapponiset kvartsiitit kuuluvat Ylälapponiryhmään, ja sijoittuvat litostratigrafiassa ala- ja ylälapponisten metavulkaniittien väliin. Kvartsiittiyksikön yläosassa esiintyy erityisen albiittirikkaita kiviä, jotka nykyisessä asussaan ovat hienorakeisia ja tiiviitä, väriltään punaruskeita tai harmaan eri savyi- siä ja sekundäärisestä natriumista rikastuneita. Vaikka laaja-alainen albiittiutuminen on paikoin lähes totaalista, on kivissa kuitenkin paikoin säilynyt niiden alkuperään viittaavia rakentei- ta; pyöreät kvartsiklastit, kerroksellisuus ja ristikerroksellisuus osoittavat ainakin kerrostuneiden kivien joutuneen sekundäärisen albiittiutumisen kohteeksi. Osa albiittiutuneista kivistä on voimakkaan rakkulaista, mikä viittaa kiven alkuperään. vulkaaniseen Albiittiutuneita kiviä tavataan runsaasti Jeesiön ja Tepsan kylien välisellä alueella. -Honkavaara sijaitsee lähellä Jeesiön kylää.

33 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus Honkavaaran kohdealueen (Kuva 22) pohjoisosassa esiintyy harmaita ja ruskehtavia, albiittiutuneita kiviä, jotka ovat tavallisesti massamaisia, mutta joissa tavataan myös kapearaitaista kerroksellisuutta ja klastiainesta. Näiden kivien ja kohteen eteläosan felsisten vulkaniittien samankaltaiset hivenalkuainesuhteet puoltavat kivien tuffiittista alkuperaa. Tuffiitit koostuvat päaasiassa albiitista seka vaaleasta kiilteesta, kvartsista ja karbonaatista. Honkavaaran mafinen vulkaniitti on tummanvihertavaa, massamaista kiveä, joka pienten, kloriittitaytteisten manteleiden perusteella on todennäköisesti laavaa. \ Mikroskoopissa kivi on heikosti porfyyrista ja perusmassaltaan tiivistä. Hajarakeet ovat albiittia, ja perusmassa koostuu albiitista, aktinoliitista ja kloriitista. Felsiset vulkaniitit esiintyvät mafisten vulkaniittien eteläpuolella rajautuen niihin konformisti. Todennaköisesti magmaattista alkuperaa edustaa alueen pohjoisosassa tuffiitteihin rajautuva, vaaleanpunainen, massamainen ja asultaan tiivis anortoklaasikivi. Felsiset vulkaniitit ovat variltaan vaaleita, punertavia tai heikosti vihertäviä. Tunnistettavia rakenteita on säilynyt vain vähän; raitaisuus saattaa edustaa kerroksellisuutta, makkaramaiset, epasäannölliset muodot osoittavat mahdollisesti sitkaan laavan liikettä, ja erityisen runsasrakkulainen tyyppi voi osoittaa felsisen magman kaasurikkautta I? hohkakivil. X X X X X v A Felsista vulkaniittia v Mafista vulkaniittia q 4 Breksia Tuffiitti X Anortoklaasikivi Albiittidiabaasi, ' Siirros / Tutkimusoja HONKAVAARA Kuva 22. Honkavaaran alueen geologinen kartta.

34 31 Keski-Lappi Mikroskooppiselta asultaan kivi on hyvin hienorakeista ja granoblastista, ja päämineraalina olevan albiitin lisäksi se koostuu kvartsista ja aktinoliitista. Breksia rajautuu alueen kaikkiin kivilajeihin. Esiintymisalueensa luonaisosassa se on lähes vaaka-asentoinen, joten pinta-alan laajuutta ei voida pitää viitteenä muodostuman paksuudesta. Breksia on rakenteeltaan kaoottinen; lajittuneisuutta tavataan vain harvoin. Fragmenttien koko ja muoto vaihtelee suuresti. Halkaisijaltaan muutamasta senttimetristä puoleen metriin vaihtelevat fragmentit ovat kulmikkaita ja yleensä pinnaltaan rosoisia. Pääosa fragmenteista on alueen pohjoisosan albiittiutuneita tuffiitteja. Mafista laavaa tai diabaasia ei sen sijaan ole tavattu ~fragmentteina. Breksian kaoottinen rakenne ja fragmenttien kulmikkuus viittaavat lyhyellä matkalla tapahtuneeseen nopeaan, lahar-tyyppiseen kerrostumiseen. Koska fragmentit edustavat Honkavaaran kohdealueen pohjoisosassa esiintyviä kivilajeja, voidaan kerrosten olettaa nuorenevan etelään päin. Taulukko 7. Honkavaaran kivilajien kemiallisia keskiarvokoostumuksia. SiOZ (X) TiOZ AL F ~... ~ 14.1 o ~ 6.7 ~ MnO MgO CaO Na K P Summa l.= mafiset vulkaniitit (30 anal.) 2 = felsiset vulkaniitit (6) 3 = tuffiitit (5) 4 = albiittidiabaasit (28) Honkavaaran mafisten ja felsisten vulkaniittien, tuf- lukuunottamatta felsiset vulfiittien ja albiittidiabaa- kaniitit vastaavat kemiallisien keskiarvokoostumuksia on selta koostumukseltaan tufesitetty taulukossa 7. Muista fiitteja. Kuvan 23 'spiderkivilajeista poiketen felsi- grammissa' jakautuvat myöskin sillä vulkaniiteilla on poik- mafisten vulkaniittien ja alkeuksellisen matalat LIL biittidiabaasien MORB-norma- -alkuaineet (K,Sr,Rb,Ba) seka lisoidut alkuaineet keskenään mvös * selvästi muita matalam- samanlaisesti. Jensenin kolmat Ti-, Co- ja Sc-pitoisuu- miodiagrammilla nämä kiviladet. Matalia LIL-alkuaineita jit eröttuvat siten, että al-

35 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus PIAFIC FELS I C Kuva 23. Honkavaaran mafisten ja felsisten vul- Kuva 24. Honkavaaran mfisten vulkaniittien (H), kaniittien seka albiittidiabaasien keskiarvo- felsisten vulkaniittien (F) ja albiittidiabaasi- koostumusten HORB-normalisoidut alkuainejakau- mat. en (D) sijoittuminen Jensenin diagramille. biittidiabaasit ovat Fe-tholeiitteja ja mafiset vulkaniitit osittain myös Mg-tholeiitteja. Honkavaaran mafisten vulkaniittien ja Keski-Lapin Fetholeiittien kemiallinen samankaltaisuus on ilmeinen. Albiittidiabaasien ja Fe-tholeiittien mahdollinen komagmaattinen alkuperä on sikäli- kin mielenkiintoinen, että esim. Honkavaaran albiittidiabaasista on määritetty sekä zirkonin että titaniitin iäksi 2.2 Ga. Taulukon 7 alkuainepitoisuuksista tai kuvien 23 ja 24 diagrammeista ei voida osoittaa, etteivätkö mafiset vulkaniitit ja albiittidiabaasit edustaisi saman kantamagman differentioitumisen eri asteita.

36 Keski-Lappi KOHDE 10. Möykkelma Keski-Lapin liuskealueen itäosassa tavataan useita gneissimaisten granitoidien muodostamia kupoleita (ks. kuva 1, sivu 10). To jottamaselan graniittigneissidoomiin kuuluvan tonaliittisen gneissin ikä, 3.1 Ga (Kröner et al., 1981), tukee käsitystä Pomokairan alueen gneissien arkeeisesta iästä. Möykkelmän kohde on pohjakompleksialueeseen kuuluva erillinen doomi, jossa kvartsiittien reunustamasta ikkunasta kurkistaa esiin granitoideja ja metavulkaniitteja (Kuva 25). Yksityiskohtainen kuvaus Möykkelman alueen geologiasta löytyy Lapin vulkaniittiprojektin raportista (Rasanen et al., painossa). GRANIITTIGNEISSI,O, MANTELILAAVA 8 SYVÄKAIRAUSREIKÄ I,Y ULTRAMAFINEN VULKANIITTI + KERROKSELLISUUS o ISKUPORAREIKA MAFINEN VULKANIITTI LIUSKEISUUS / KIVILAJIRAJA 0 KVARTSIITTI '+ POIMUAKSELI,/ EPAJATKUVUUS KIILLELIUSKE l 0 j VIIVAUS -,,/' SIIRROS GABRO / DIABAASI 0 TOPPI $& TUTKIMUSOJA V a VULKAANINEN BREKSIA '- ---' PALJASTUMA Kuva 25. Möykkelman alueen geologinen kartta.

37 Möykkelman doomin granitoidit muodostavat varsin epahomogeenisen kivilajiyksikön. Pegmatiittisen graniitin lisäksi alueella esiintyy seka karkeahkorakeisia, gneissiytyneita trondhjemiitteja että hieno- tai pienirakeisia, raitaisia gneisseja, jotka jakautuvat trondhjemiitteihin ja graniitteihin. Karkea- ja hienorakeisten gneissien usein asteittaiset kontaktit seka ohuet, leikkaavat graniittisuonet viittaavat siihen, että trondhjemiitit ovat syntyneet pienirakeisten gneissien osittaisen uudelleensulamisen tuloksena. Kairansydämissa havaittu biotiitin ja kvartsin määrän asteittainen, patjamainen vaihtelu on helposti miellettavissa hiekkavaltaisten turbidiittien kerrosrakenteisiin. Kuitenkin kivet ovat siinä määrin graniittiutuneet, ettei niiden sedimentogeenisesta alkuperästä saa varmuutta. Mikäli Möykkelman gneissien alkuperä on sedimentogeeninen, ne ovat petrokemiallisesti grauvakoita (Al2O % ja N~~O/K~O <2). Kemialliselta koostumukseltaan ne poikkeavat tyypillisistä arkeeisista ortogneisseista, mutta niillä on samankaltaisuuksia Tojottamaselan ja Kuhmon arkeeisten gneissien kanssa. Möykkelman graniittigneissien päällä on alalapponinen vulkaniittimuodostuma. Kohdealueella se on noin 250 m paksu, ja koostuu kahdesta ultramafisesta ja kolmesta mafisesta yksikösta (Kuva 26). Alempi ultramafinen vulkaniittiyksikkö (tutkimusoja 016 kuvassa 26) alkaa granitoidimurskaleita sisaltaval- la, komatiittisella vulkaanisella breksialla, joka on tulkittu rajahdysbreksiaksi. Gneissialustan ja breksian välissä on biotiittivaltainen liuske, joka on mahdollisesti pohjan rapaumaa. Ylöspäin breksia muuttuu lapillituhkaksi, jossa on agglomeraattisia kerroksia. Syvakairauksissa on tuhkien joukossa tavattu massamaisia, 2-3 m paksuja kerroksia. Nämä on tulkittu laavoiksi, vaikkakaan niissä ei ole havaittu laavoille tyypillisiä rakennepiirteita. Ultramafisen yksikön kokonaispaksuus on alle 50 metriä. Mineralogisesti yksikkö koostuu amfiboli-kloriittikivista. Tuhkat ovat yleisesti kloriittivaltaisia, ja karbonaatin ohella ne sisältävät usein myös biotiittia ja talkkia sekä kloriitti-, plagioklaasi- ja oliviinipor- fyroblasteja. Kemialliselta koostumukseltaan kaikki alimman ultramafisen yksikön kivet ovat basalttisia komatiitteja (Kuva 27). Alin mafinen yksikkö (oja 017) on syvakairauksen perusteella noin 35 m paksuinen, rakentuen tuhkista ja ainakin kahdesta andesiittisesta (Si %) laavapatjasta. Alimpana oleva, tummanharmaa tuhkakerrostuma rajautuu terävästi ultramafisen yksikön vihreisiin lapillituhkiin. Laavat ovat väriltään harmaahkoja, joko massamaisia tai heikosti porfyyrisia, ja niihin liittyy mantelirakenteisia osia. Niissä tavataan satunnaisesti osittain sulaneita granitoidimurskaleita. Laavat ovat hyvin hienorakeisia ja koostuvat plagioklaa- sista, kvartsista, biotiitista ja amfibolista.

38 35 Keski-Lappi Kuva 26. ntiykkelman alueen Lohkodiagrauai ja vulkanii ttiwiodostuman Ltivist~vll kairausprof ii Li. Diagramiin on merkitty tutkimusojat, kairareika ja maastoreitti. Kivilajien selitys kuvassa 25.

39 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus Ylempi ultramafinen yksikkö (ojat ) on komatiittinen ja alle 15 m:n paksuinen. Se koostuu pyroklastiiteista ja noin 6 m paksusta, massamaisesta osasta. Vaikka tassakaan kairansydämena nahdyssa osassa ei ole havaittu ultramafisille laavoille ominaisia spinifex-rakenteita, on se todennäköisesti laavapatja. Sen alakontakti on terävä, mutta yläkontakti pyroklastiittiin on huonommin rajattavissa. Tämä voisi olla viitteenä flow top-rakenteesta, jolloin laavan ja sen päälle kerrostuneiden pyroklastiittien välinen raja olisikin vaikeasti havaittavissa. Pyroklastiset kerrostumat ovat lapillituhkia, joissa kerroksellisuus nalcyy agglomeraattisissa osissa heitteleiden määrän lisääntyessä. Koostumukseltaan tämä bn alemman ultramafisen yksikön kaltainen (Kuva 27), mutta poikkeaa siitä sikäli, että heitteleinä on tavattu vain amfiboli-kloriittikivia. Keskimmäinen maf inen yksikkö, (oja 018) paksuudeltaan noin 65 m, kasittaa viisi basalttis-andesiittista (SiO %), ohuiden tuhkavalikerrosten erottamaa laavapatjaa. Kivet ovat tasarakeisia, homogeenisia ja mantelirikkaita, ja niissä esiintyy paikoin virtausrakenteita. Laavat ovat väriltään vihreitä ja koostuvat amfibolista, plagioklaasista, biotiitista ja kvartsista. Lähes 50 metriä paksu ylin mafinen yksikkö (oja 019) koostuu hienorakeisista tuhkista ja basalttisista (SiO %) laavoista. Niissä havaitaan paikoin haamumaisia, mantelirakenteen kaltaisia piirteita. Laavat ovat varsin homogeenisia ja koostuvat amfibolista, plagioklaasista, kvartsista ja biotiitista. Tuhkavalikerroksissa tavataan usein karsimineraaleja seka granaattiporfyroblasteja. Yksikön ylin osa kasittaa raitaisia, amfibolivaltaisia kiviä, joissa tavataan myös diopsidia. Möykkelman metavulkaniiteista ei ole tehty ikämaarityksia. Alueen mafiset ja intermediaariset kivet ovat kuitenkin rinnastettavissa Peurasuvannon alueen mafis-felsiseen Kuva 27. nöykkeliran vulkaniittien Jensen-diagrami. Symbolit: komatiitit (ympyrët; n = 28), basaltit (pystyraidoitus; n = ll), basalttiset andesiitit (vaaka raidoitus; n = 12), andesiitit (harmaa; n = 9).

40 Keski-Lappi metavulkaniittisarjaan, joka myös sijoittuu litostratigrafiassa lapponikvartsiittien alapuolelle. Sarjaan kuuluvan ryoliitin zirkonin U-Pb -ikä on 2526 Ma (Pihlaja and Manninen, 1988), mitä voitaneen pitää viitteenä siitä, että myös Möykkelman metavulkaniittien ikä on lähellä arkeeisen ja proterotsooisen kauden rajaa. Alalapponisten vulkaniittien ja niitä peittavän kvartsiittimuodostuman (oja 019) kontaktissa on karsikivea ja leikkaava graniittijuoni, mikä vaikeuttaa kontaktisuhteiden tutkimista. Muodostuman alaosa on laminaarista, hienorakeista arkosiittia, jossa esiintyy paikoin karsi- ja ortokvartsiittisia valikerroksia. Ylemp,ana stratigrafiassa tavataan karkearakeisempia, ristikerroksellisia arkoosikvartsiitteja, ja muodostuman yläosassa esiintyy myös Mg-rikkaita (MgO >13 %), tuffiittisia valikerroksia, jotka indikoivat alkavaa ylalapponista vulkanismia. Kokonaisuutena metasedimentit muodostavat transgressiivisen sarjan rannanläheisista hiekkakerroksista pelagisiin hiekka-savi-mutakerrostumiin, ja erottavat Möykkelman ala- lapponiset metavulkaniitit Rajalan alueen ylalapponisista komatiiteista. Möykkelman alueen alalapponiset vulkaniitit ovat voimakkaasti muuttuneita. Tyypillisiin komatiitteihin verrattuna Möykkelman komatiitit ovat rikastuneet Si02:n (43-62%) ja köyhtyneet Ca0:n (1-11%) suhteen. Kivien mineralogiassa se on havaittavissa huomattavana amfiboli/kloriitti-suhteen vaihteluna. Sa- moin kaliumin lisäys (K20 maks. 8 %) ilmenee runsaana biotiitin esiintymisenä alemmassa komatiitissa. Alimmat komatiitit ovat myös voimakkaimmin talkkiutuneita, ja niissä on havaittu alakontaktin tuntumassa kohonneita U-, Mo-, W- ja As -pitoisuuksia. Voimakkaista hydrotermisistä muutoksista huolimatta komatiittien kemiallisessa koos- tumuksessa voidaan erottaa piirteitä, jotka selittyvät. parhaiten sialisen kuoren kontaminadtiolla. Naita ovat keveista lantanideista rikastunut REE- j akautuma j a samanlainen, negatiivinen tantalianomalia kuin granitoideilla. Kontaminaatioon viittaavat osaltaan myös vulkaanisen breksian granitoidifragmentit. Komatiiteilla on myös alhainen Ti/zr-suhde (~60) ja yhtä suuri tai suurempi ~1~03/Ti02-suhde kuin kondriiteilla. Möykkelman komatiitit ovat siten Al-unpleted-tyyppisiä. Myös mafiset vulkaniitit ovat sekundaarisesti muuttuneita. Tämä näkyy mm. alkalien maaran vaihteluna, Si02:n lisäyksenä ja kalsiumin poistumisena. Kontaminaation aiheuttamat muutokset (korkea Th/~a -suhde seka alhaiset P/Z~ ja Ti/zr -suhteet) nakyvat selvästi andesiiteissa ja basalttisissa andesiiteissa mutta heikommin basalteissa. Kokonaisuutena mafiset vulkaniitit muodostavat sarjan, jossa Si02-pitoisuus laskee ja MgO-pitoisuus kohoaa stratigrafiassa ylöspäin. Differentiaation trendi on siten antidrominen. Myös kivien keveissa lantanideissa on havaittavissa tason lasku

41 Keski-Lappi Geologian tutkimuskeskus (LaN >60, ja <20) alimmasta mafisesta yksiköstä ylimpään siirryttäessä. Vaikka mafisten vulkaniittien Ti02-pitoisuus onkin alhainen (~0.8%), sen taso kuitenkin kohoaa siirryttäessä basalttisista andesiiteista basaltteihin, joissa myös Feot:n määrä (ka % vs. 8.8 %) on edellisiä korkeam i. Samoin kivien FeOt/(FeOE + MgO) -suhde kohoaa ylöspäin mentäessä em. antidromisen trendin vastaisesti. Myös basalttien keskimääräinen kromipitoisuus on epätavallisen korkea (ka. 890 ppm, max ppm), ja poikkeaa alueen muiden mafisten vulkaniittien pitoisuuksista. Havaitut erot basalttien ja niiden alla olevien basalttisten andesiittien välillä viittaavat siihen, että ne ovat peräisin eri kantamagmoista. Sen sijaan basalttisilla andesiiteilla ja andesiiteilla on samantapaiset hivenalkuaine- ja REE-jakaumat. Onkin mahdollista, että ne ovat kehittyneet samanlaisesta kantamagmasta fraktioivan kiteytymisen kautta. KOHDE 11. Sattasvaara Kohdealueena oleva Sattasvaaran etelarinne on pieni osa varsin monimuotoisesta Sattasvaaran komatiittijaksosta, jolle ovat tyypillisiä tyynylaavat ja niihin liittyvät tuhka- tai heittelevaltaiset pyroklastiitit. Kemialliselta koostumukseltaan kivet ovat peridotiittisia komatiitteja (ks. sivu 46, kuva 10). Niiden primäärirakenteet ovat säilyneet erinomaisen hyvin. Alempi tyynylaava, jonka alakontaktia ei voi varmuudella todeta, on noin 15 m paksu. Se koostuu massamaisesta amfiboli-kloriittikivestä, joka muodostaa suurehkoja, pehmeäpiirteisiä tyynyjä ja laavakielekkeitä. Sen pintabreksian päälle kerrostunut, ohut tuffi on rakenteeltaan kerroksellinen, magnetiittia ja hieman kromiittia siaältäva amfiboli-kloriittikivi. Päälle purkautuneet tyynylaavat poikkeavat edellisistä sikäli, että usein säteettäisesti rakoilleet tyynyt ovat pyöreähköjä, kehärakenteisia ja kooltaan pienempiä. Niiden lasittuneella ulkokuorella kloriitti muodostaa pitkänomaisia, lievästi kulmikkaita kasaumia ja opaakkimineraalit kerrosmaisia raitoja. Magnetiitin määrä on huomattavan suuri, ja sen samanlainen, konsentrinen esiintyminen myös breksiakappaleissa johtunee diffuusiosta. Sama ilmiö lienee todennäköisin syy siihen, miksi pyroklastit erottuvat yleensä vaaleampina tummasta iskoksesta, janiillä on usein magnetiittireunus. Ilmiö on nähtävissä myös näitä laavoja peittävässä, paksussa lapillituhkakerrostumassa. Kerrostumaa leikkaa 5-6 metriä paksu komatiittijuoni (MgO 22 %, TiO2 0.8 %), joka erottuu vihertävänä ruosteen varisestä ympäristöstään. Komatiittisten juonien lisäksi Sattasvaaran komatiittijaksoa leikkaavat useat Feja Mg-tholeiittijuonet.

42 39 Keski-Lappi Vaikka komatiittiset vulkaniitit poikkeavatkin rakenteiltaan toisistaan. ovat ne koostumukseltaan hämmästyttävän homogeenisia (Taulukko 8- Sattasvaaran ja Möykkelmän komatiitit ovat maantieteellisesti lähekkäin. ja niillä on tiettyjä samankaltaisuuksia. Erilaisen kerrostumisympäristön ja litostratigrafisen aseman lisäksi ne poikkeavat kuitenkin toisistaan myös kemialliselta koostumukseltaan. Tämä näkyy selvästi niiden REE-jakaumassa (Kuva 28). Taulukko 8. Sattasvaaran tyynylaavojen (6 anal.) ja pyroklastiittien (6 anal.) keskiarvokoostumus (1) ja keskihajonta (2). Si02 (%) Ti A1203t Fe MnO MgO CaO Na K P Summa Cr (ppm) Ni Co Sc v Zr La Sm Ba Sr Rb Ta Th U Cs (La/Sm)N LaN Kuva 28. Sattasvaaran (Sj ja Mi3ykkeLmiin (ii) komatiittien kondriittinormalisoidut REE-jakaumat.

43 40 SAVUKOSKEN WLKANIIT!CIT[JTKIHURSET Heikki Juopperi ja Jorma Rasanen Savukosken alueen kasittelyssa rajoitutaan karttalehden 3731 (Kelujarvi) itaosan ja karttalehden 3733 (Savukoski) muodostamalle alueelle. Tämän alueen kalliopera muodostuu diskordanssin erottamista Tuntsa- ja Lapponia-superryhmien kivista. Lapponia-superryhmä jaetaan Ala- ja Ylalapponiin, joiden välissä on ainakin paikoin rapautumiskuori. Kuvissa 1 ja 2 on esitetty tämänhetkinen näkemys alueen litostratigrafiasta. Tuntsa-superryhmaan kuuluu monivaiheisen deformaation ja metamorfoosin lapikäyneita amfiboliitteja, ultramafiitteja, kiillegneisseja ja hartsi-maasalpagneisseja. Naita leikkaavat ja migmatisoivat eri ikäiset granitoidit. Amfiboliitit ovat kemialliselta koostumukseltaan pääasiassa Mg-rikkaita tholeiittisia basaltteja. Niihin liittyy Fe-rikkaita tholeiitteja, basalttisia ja peridotiittisia komatiitteja seka kalkkialkalisia, felsisia metavulkaniitteja. Kiillegneissit ja hartsi-maasalpagneissit ovat ilmeisesti alkuperältään turbidiitteja. Alalapponiin kuuluu vulkaanista alkuperää olevia amfiboliitteja seka ultramafiitteja. Amfiboliitit ovat koostumukseltaan tholeiittien ja kalkkialkalisten vulkaniittien rajoilla olevia basaltteja, basalttisia andesiitteja ja andesiitteja. Ultramafiitit ovat basalttisia komatiitte ja. Ylalapponi-ryhmän aloittavat metasedimentit muodostavat transgressiivisen sarjan, missä edetään kvartsiiteista dolomiittien kautta hienorakeiseen fylliitti-mustaliuskeassosiaatioon. Hienorakeisissa sedimenteissa esiintyy valikerroksina komatiittista tuffia ja tuffiittia. Sedimenttien päälle on purkautunut pyroklastisia peridotiittisia komatiitteja ja Fe-rikkaita tholeiittisia basaltteja. Niiden keskinäinen stratigrafia on toistaiseksi jatetty avoimeksi, koska Savu- kosken alueella Fe-rikkaat tholeiitit näyttävät ainakin paikoin sijoittuvan komatiittien alle, mikä on ristiriidassa Keski-Lapissa tehtyjen havaintojen kanssa. Kemiallisen koostumuksen perusteella myös Kivivuotsonselan spini- fex-rakenteiset komatiittilaavat kuulunevat Ylalapponiin, vaikka sijoittuvatkin erilaiseen geologiseen ymparistöön. Alueen juonikivet jakautuvat ainakin kahteen ryhmään. Alueen eteläosassa tavataan runsaasti alalapponisia vulkaniitteja leikkaavia ja ylälapponisissa metasedimenteissa lähes kerrosmyötaisina esiintyviä albiittidiabaaseja, joille on ominaista voimakas magneettisuus. Toisen ryhmän muodostavat epamagneettiset diabaasit, jotka vastaavat koostumukseltaan Ylalapponin Fe-rikkaita tholeiitteja. Naita diabaaseja on tavattu sekä Ylalapponin sedimenttikivien yhteydessä että Kivivuotsonselan ja Maaselän valisella, Tuntsa-superryhmän gneissialueella. Savukosken alueen Tuntsa-superryhmaa ja sitä leikkaavia granitoideja nuoremmat intrusiivikivet voidaan jakaa kolmeen ryhmaan. ~utkimusalueen

44 Savukoski LAPPONIA TUNTSA YLÄLAPPONI JUONET Granitoidi Fe-rikas thaleiitti Diabaasi mm Metasedimentti Mg-rikas tholeiitti Komatiitti I,",",) Komatiitti Metasedirnentti 1 Johde ALALAPPONI Metavulkaniitti (andesiitti, I"*"n"l basaltti, baskomatiitti ) Albiittidiabaasi INTRUSIIVIT Graniitti Gabro Peridotiitti Kuva 1. Savukosken alueen litostratigrafinen kartta.

45 Savukoski Geologian tutkimuskeskus w o n n FE-RIKAS THOLEIITTI 10 a X 4,, 1 1 ;a... _I MUSTALIUSKE, FYLLIITTI. >. '.... DOLOMIITTI. KARSI KVARTSIITT~ RAPAUTUMISKUORI 1 KIILLEGNEISSI, KARSI, KARSIKGL 2 1 A /\ A 1 ANDESIITTI, BASALTTINEN ANDESIITTI; BASALTTI, a a BASALTTINEN KOMATIITTI 24 a 2 DISKORDANSSI KIILLEGNEISSI. K~ART~IMAA~ALPAGNEI~~I MG-RIKAS THOLEIITTI, KOMATIITTI, BAS.KOMATIITTI 4 GRANITOIDI Kuva 2. Savukosken alueen Litostratigrafinen kaavio. pohjoisosassa tavataan pieniä, Tuntsa-superryhman gneisseja leikkaavia, ultramafisia intruusioita, joilla saattaa olla geneettinen yhteys Ylalapponin komatiitteihin. Alueen länsiosassa esiintyy Ylalapponin kvartsiitteja leikkaavia gabroja, jotka ovat rinnastettavissa 2131 Ma:n ikaiseen Tanhuan gabroon. Alueen luoteisosassa on graniitteja ja pegmatiittijuonia, jotka leikkaavat seka Tuntsa-superryhrnan gneisseja että Alalapponin vulkaniitteja ja Ylalapponin kvartsiitteja. Savukosken alueen mafisten, intermediaaristen ja felsisten vulkaniittien koostumuskentät eri diagrammeilla kayvat ilmi kuvista 3-6. Komatiittisten kivien koostumuksia esitetään kuvissa 6 ja 7. Vulkaniittien kondriittinormalisoidut lantanidijakaumat ovat kuvassa 8 ja tholeiittien MORB-normalisoidut alkuainejakaumat kuvassa 9. ALKALI BASALT d RHYOLITE Kuva 3. Savukosken alueen mafisten, intermediaa- risten ja felsisten vulkaniittien alkali vs. SiOZ-diagrammi (a) ja Si02 vs. Zr/ii02-diagrammi (b). a) Kivilajikentat: l= pikrobasaltti, 2- basaltti, 3= basalttinen andesiitti, 4- andesiitti, 5= dasiitti, 6= ryoliitti, 7- alkalibasaltti, 8- basaniitti, 9= trakybasaltti, 10- trakyandesiitti, 11- trakyytti (Zanettin, Episodes 7, 19-20). b) Kivilajikentiit julkaisusta Winchester, J.A. and Floyd, P.A., Chem. Geol., 20:

46 Savukoski Kuva 4. Savukosken alueen mafisten, intermedi- Kuva 5. Savukosken alueen basalttien K20-Ti02- ëtiristen ja felsisten vulkaniittien AFH-diagram- P205-diagrami. Kentat: OB= oseaaniset basalni. Vulkaniittiryhmtit samat kuin kuvassa 3. tit, NOB= ei-oseaaniset basaltit. Vulkaniittiryhmat samat kuin kuvassa 3. Kuva 6. Savukosken alueen vulkaniittien koostu- muskentat Jensenin kationidiagrammilla. Pc~rtomuuttuja: CTRATIGRAFIA KOMATI ITEC/SAVUKOSKI MGO P~crtornuuttuja: CTRATIGRAFIA KOMATI ITEC/SAVUKOSKI Kuva 7. Savukosken alueen komatiittien CaO/AL203 vs. Hg0-diagraiaai (a) ja (La/Sm)N vs. AL203fli02- diagrammi (b). Symbolit: T= Tuntsan komatiitit, S= Alalapponin komatiitit, L= Ylëlapponin komatiitit.

47 Savukoski Geologian tutkimuskeskus , ,,,,,,,, O.fl,,,,,,,,,,,,, I La Ce Nd Sm Eu Gd Tb Oy Er Yb Lu La Ce Nd Srn Eu Gd Tb Dy Er Yb Lu 0.4 I,,,,,,,,,,,,,,, La Ce Nd Srn Eu Gd Tb Oy Er Yb Lu Kuva 8. Savukosken vulkaniittien kondriittinormalisoidut Lantanidijakauinat. a) Ylalapponin Fe- rikkaat tholeiitit, b) YlaLapponin komatiitit, c) ALaLapponin basaltit, basalttiset andesiitit ja andesiitit, d) ALalapponin basalttiset komatiitit, e) Tuntsan Mg- ja Fe-rikkaat tholeiitit, f) Tuntsan komatiitit.

48 Savukoski O. l ' I I I I I I I I I I I l l l ; Sr K Rb Ba Th Ta La P Zr Srn Ti Sc Cr 0. 1 I l I I 1 I I I I I I Sr K Rb BaTh Ta La P Zr O. l ~ I I I I I I I I I I I I I I l Sr K Rb Ba Th Ta La P Zr SrnTi Sc Cr Kuva 9. Savukosken mafisten ja intermediaaris- ten vulkaniittien MORB-normalisoituja alkuaine- jakaumia. a) Ylalapponi, b) ALalapponi, c) Tuntsa.

49 Savukoski Geologian tutkimuskeskus EKSKURSIOKOHTEET KOHDE 12. Kivivuotsonselka Kivivuotsonselan alue on kivilajeiltaan hyvin heterogeenista: ultramafisten vulkaniittien ja mafisen juonen lisäksi siellä tavataan graniitteja seka Lapponin pohjakompleksiin kuuluvia, graniittiutuneita kiillegneisseja. Hanhiselassä, noin 2 km Kivivuotsonselan itäpuolella, näihin liittyy alalapponisia metavulkaniitteja seka ylälapponisia kvartsiitteja. Rakenteellisesti kivet sijoittuvat Keski-Lapin liuskealueen reunalle, paikallisen antikliinin etelakyljelle, jonka kulminaatiossa graniittigneissi kohoaa esiin. Ultramafiset vulkaniitit ovat kemialliselta koostumukseltaan peridotiittisia komatiitteja (Kuva 10), ja ne esiintyvät helminauhamaisesti granitoidisten gneissien yhteydessä. Hanhiselan pohjoispuolella on komatiitissa noin kuutiometrin suuruisia granitoidisulkeumia. Niiden kontaktiin liittyy kloriitista, amfibolista, magnetiitista, apatiitista ja zirkonista koostuvia muunnoskivia, joiden zirkonin U-Pb -ikä on 2661 Ma. Koska zirkonin alkuperä on tuntematon, eikä se periaatteessa kuulu komatiittiin, ajoitus on tulkinnanvarainen. Siten ikää ei voi pitää komatiitin ikäna. Kivivuotsonselan kohteen komatiittimuodostuma koostuu useista, yleensä alle kahden metrin vahvuisista, spinifex-rakenteisista laavapatjoista. Patjan pintaosan rakenne on usein ideaalisesti kehittynyt, ja siinä on selvästi havaittavissa eri spi- FeO + FenOa + TiOn Kuva 10. KivivuotsonseLan (harmaa, n= 4) ja Sattasvaaran (viivoitettu, n= 12) ultramafisten sekii Maaselan mafisten vulkaniittien (x, n= 18) analyysipisteet Jensenin kationidiagrammilla. nifex-vyöhykkeet. Kumulaattivyöhykkeet ovat voimakkaammin muuttuneita ja usein oliviiniporfyroblastien peittämiä. Soikeina renkaina näkyvä polyhedral jointing -rakenne on kehittynyt vain yhteen laavapat j aan. Mineralogialtaan laavat ovat amfiboli-kloriittikivia ja kemiallisten pääkomponenttien suhteen jokseenkin homogeenisia (Taulukko 1). Sekä hiven- että REE-jakautumien karakteristiikka on hyvin samankaltainen kuin Jauratsin jakson komatiiteilla, joihin nämä muutoinkin näyttavat lifttyvan. Kivivuotsonselän komatiitit esiintyvät kuitenkin granitoidisten kivien yhteydessä todennäköisesti erillisinä laavavirran jäanteina, joihin liittyy

50 47 Savukoski hybridikivia. Pyroklastiit- KOHDE 13. Maaselka tien tai muiden vulkano- ja sedimentogeenisten kivien Maaselka sijoittuu rakenteelpuuttuminen viittaa siihen, lisesti edellisen kohteen yhettä alueen spinifex-raken- teydessä mainitun antikliinin teiset laavat ovat kerrostu- pohjoiskyljelle. Kohdealueelneet muista komatiiteista la tavataan Alalapponin mafipoikkeavissa olosuhteissa. sia vulkaniitteja ja Ylalap- Tällainen suojattu, olosuh- ponin kvartsiitteja (Kuva 11) teiltaan ~oikkeuksellinen kerrostumisym~aristö saattaisi olla esimerkiksi mannerjäätikön alainen laavatunneli, jossa ylikuumentunut vesihöyry voisi estää myös tyynylaavojen muodostumisen. MAASELKA Litologinen kartta Taulukko 1. Kivivuotsonselan spinifex-rakenteisten Laavojen keskiarvokoostumus (1) ja keskihajonta (2) (n = 14). SELITYS Graniitti Si02 (%) Ti AL MnO MgO CaO Na K P Summa F ~ ~ o ~ ~ 1, O oi Karsikvartsiitti 1-1 Kiillegneissi /o Konglomeraatti Karsikivi /V, Mafinen vulkaniitti Cr (ppm) Ni Co Sc V Zr La Sm Ba Sr Rb Ta Th U CS..: (La/Sm)N LaN Kuva 11. Maaselën kohdealueen Litologinen kartta.

51 Savukoski Geologian tutkimuskeskus Kohdealueen vulkaniitit ovat asultaan lahinna massamaisia, sillä voimakas, amfiboliittifasieksen metamorfoosi on tuhonnut niiden primäärirakenteita. Luonteeltaan vulkaniitit ovat subalkalisia, sijoittuen Jensenin kolmiodiagrammilla kalkkialkali- ja tholeiittikenttien rajalle (Kuva 10). Kivet ovat tosin kemiallisesti muuttuneita, mutta vastaavat koostumukseltaan lahinna andesiitteja ja basalttisia andesiitteja. Kivien MORB-normalisoitu alkuainejakauma on tyypillisesti laskeva (Kuva 12). Ristikerrokselliset kvartsiitit ovat todennäköisesti kerrostuneet paleorapautuneen vulkaniittimuodostuman paälle. Kvartsiittimuodostuman pohjalla tavataan useita metrejä paksu kerros Al-rikasta kiillegneissiä (Al203 >23%), johon liittyy myös vulkaniittimukuloita sisältäviä, kvartsipalloisia konglomeraatteja sekä mahdollisesti kymmenien metrien vahvuinen, konglomeraattinen karsikvartsiitti. Punertava, laminaarinen kvartsiitti on koostumukseltaan lahinna arkoosista areniittia, jossa on paikoin myös orto- ja serisiittikvartsiittivälikerroksia. KOHDE 14. Savukangas Kuva 12. Haaselan mafisten vulkaniittien MORB- normalisoituja alkuainejakaumia. Kivilajiassosiaation ja litostratigrafisen aseman perusteella Maaselän mafiset vulkaniitit ovat rinnastettavissa Möykkelmän andesiitteihin ja basalttisiin andesiitteihin. Tätä tukee vahvasti myös niiden analoginen kemiallinen käyttäytyminen useilla eri diagrammeilla mm. lantanidien suhteen. Savukosken kylän pohjoislaidalla, Savukankaalla, on paljastuneena ylälapponista pyroklastista komatiittia ja Fe-rikasta tholeiittia (Kuva 13). Komatiittiset kivet ovat tuffeja ja tuffibreksioita. Pyroklasteista osa on pyöristyneitä ja osa kulmikkaita. Niiden koko vaihtelee yleensä muutamasta millimetristä 20 cm:in, suurimman klastin ollessa metrin suuruusluokkaa. Komatiittien päämineraaleja ovat tremoliitti-aktinoliitti sekä kloriitti; aksessorit ovat opaakkimineraaleja. Paikoin tavataan myös vaihtele- via määriä karbonaattia ja metamorfista oliviinia. Pyroklastit eroavat iskoksesta lahinna raekooltaan. Yleensä uudestikiteytyminen on tuhonnut tuffien alkuperäisen rakenteen, mutta paikoin hienorakeisessa amfiboli-kloriitti-iskoksessa tavattavat klo- riittiosueet muistuttavat vulkaanisen lasin sirumaisia rakenteita.

52 Savukoski Fe-rikkaat tholeiitit ovat hienorakeisia, massamaisia kiviä, joiden päämineraaleina ovat sarvivälke ja oligoklaasinen plagioklaasi. Aksessoreina esiintyy opaakkimineraaleja ja titaniittia. Asultaan tholeiittiset kivet ovat yleensä subofiittisia, mutta paikoin niissä esiintyy myös plagioklaasihajarakeita. Taulukossa 2 on esitetty kolmen komatiittisen tuffin ja kolmen Fe-rikkaan tholeiitin kemialliset koostumukset. Kuvassa 14 on koostumuspisteiden sijainti Jensenin kationidiagrammilla. Kuvassa 15 on esitetty Fe-rikkaiden tholeiittien MORB-normalisoidut alkuainejakaumat. YLALAPPONI ALALAPPONI Komati~tt~ Fe rikas tholeiitfi Mustaliuske, Fylliitti 1Dolom11tli ja karsivalikerroks~ A A Andesiitti Diabaasi,? Savukankaan ekskursiokohde Kvarlsiift~ ( Fe rikas tholeiitti) n Samperin savotta Kuva 13. Savukankaan alueen litostratigrafinen kartta.

53 Savukoski Geologian tutkimuskeskus 50 Taulukko 2. Savukankaan vulkaniittien kemiallisia koostumuksia. Si02 (%) Ti A1203t.. Fe MnO MgO CaO Na K2O P2O Summa Cr (ppm) Ni Co Sc V... n.d. n.d. n.d. Zr... n.d. n.d. n.d. La Cm Ba Sr... n.d. n.d. n.d Rb Ta Th U Cs LaN = komatiitti (HUJ-40-A-78; näytenumero) 2 = komatiitti (HUJ-62-C-78) 3 = komatiitti (HUJ-62-M-78) 4 = Fe-rikas tholeiitti (HUJ-62-K-78) 5 = Fe-rikas tholeiitti (AJV-1-A-86) 6 = Fe-rikas tholeiitti (diabaasi; AJV-1-D-86) FeO + Fe2Oa + TiOn Kuva 14. Taulukon 2 vulkaniittien koostumuspis- Kuva 15. Taulukon 2 Fe-rikkaiden tholeiittien teet Jensenin kationidiagrammilla. MORB-normalisoidut alkuainejakaumat.

54 51 Savukoski KOHDE 15. Patonenakkeenselka Patonenakkeenselan alueen geologiset pääpiirteet on esitetty kuvassa 16. Alueen kallioperan muodostavat Tuntsa-superryhman amfiboliitit, ultramafiitit, hartsi-maasälpagneissit ja kiillegneissit seka selanteen pohjoisosan lapponinen hartsiitti, jolla on tektoninen kontakti kaakkoispuolen tuntsalaisiin muodostumiin. Kohteella tutustutaan Tuntsa-superryhman amfiboliittiin ja ultramaf iittiin. Tuntsa-superryhman kivet ovat läpikäyneet monivaiheisen deformaation ja metamorfoosin. Tämä on saanut aikaan moni- vasti (n. mutkaisen rakenteen ja tuhon- nut tai hämartanyt kivien primaaripiirteet, mikä tekee stratigrafian selvitt&nisen lähes mahdottomaksi. Primaarisena piirteenä voitaneen pitää kiillegneisseissä ja hartsi-maasalpagneisseissa esiintyvää koostumusvaihtelua, mikä muistuttaa turbidiittipatjojen hiekkaisten.ja savisten osien vuorottelua. Naista tehtyjen toppihavaintojen perusteella sedimentit näyttäisivät ainakin paikoin kerrostuneen vulkaanisten kivien päälle. Nykyisessä maanpintaleikkauksessa Patonenakkeenselan alueen Tuntsa-superryhman kivet kaatuvat loi- 200) lounaaseen. TUNTSA Kiillegneissi Icc'r'l Kvartcimaasälpigneissi Migmatiitti Amfiboliitti,--, Paljastuma L-J Paikallinen. lohkareikko 8 Syvakairausreika Kuva 16. Patonenakkeenselan alueen litostratigrafinen kartta.

55 Savukoski Geologian tutkimuskeskus Tuntsa-superryhmän amfiboliitit ovat väriltään tummanvihreitä, hieno- tai pienirakeisia ja yleensä suuntautuneita kiviä. Niissä esiintyy runsaasti karsiutuneita raitoja ja kapeita karbonaatti-, hartsi- ja kvartsi-maasälpajuonia. Paämineraaleina ovat sarvivalke ja plagioklaasi (An20-40). Aksessorisena tavataan kvartsia, titaniittia, biotiittia, kloriittia, karbonaattia, opaakkimineraaleja, apatiittia, turmaliinia ja epidoottia. Paikoin on granaattiporfyroblasteja sisältäviä kerroksia. Karrettuneissa raidoissa ovat paamineraaleina epidootti, diopsidi ja tremoliitti. Ultramafiitit ovat nematoblastisia, voimakkaasti deformoituneita liuskeita, jdiden päämineraaleina ovat tremoliitti-aktinoliitti, karbonaatti ja kloriitti. Aksessorisina mineraaleina esiintyvät talkki, plagioklaasi, titaniitti ja opaakkimineraali. Yhdessä naytteessä on tavattu myös turmaliinia. Kemialliselta koostumukseltaan amfiboliitit ja ultramafiitit jakautuvat Mg- ja Ferikkaisiin tholeiitteihin sekä basalttisiin ja peridotiittisiin komatiitteihin (Kuva 17). Taulukossa 3 on esitetty tholeiittien keskiarvokoostumukset sekä kahden peridotiittisen komatiitin ja kahden basalttisen komatiitin koostumukset. Kuvassa 18 ovat Mg- ja Fe-rikkaiden tholeiittien MORB-normalisoidut alkuainejakaumat. Taulukko 3. Patonenäkkeenselan vulkaniittien kemiallisia koostumuksia Si02 (Z) Ti AL ~ e... ~ ~ 17.2 ~ MnO MgO CaO Na K P Summa = Mg-rikas tholeiitti (46 anal.) 2 = Fe-rikas tholeiitti (7) 3 = komatiitti (10-SKA-79) 4 = komatiitti (R11/128.55/LVP-86) 5 = basalttinen komatiitti (R11/150.20/LVP-86) 6 = basalttinen komatiitti (R11/156.50/LVP-86) FeO + FezO a + TiOz Kuva 17. Patonenakkeenselan vulkaniittien koos- tumuspisteet Jensenin kationidiagrammilla.

56 53 Savukoski 0. 4 ~ I I l l l l l l l I l l l l l Sr K Rb BaTh Ta La P Zr SmTi Sc Cr Sr K Rb BaTh Ta La P Zr Sm Ti Sc Cr Kuva 18. Patonenakkeenselan tholeiittien MORB-normalisoidut alkuainejakaumat. a) Mg-rikkaat tholeiitit, b) Fe-rikkaat tholeiitit.

57 54 SALLAN VULKANIITTIT[JTKIMUKSET Tuomo Manninen Sallan vulkaniittialue kasittaa lähes 100 km pitkän ja 35 km leveän, yhtenäisen vulkaniittijakson Suomen ja Neuvostoliiton rajalla (Kuva 1). Vulkaniittialue rajoittuu idässä saamilaiseen graniittigneissikompleksiin, etelassä Kuusamon liuskealueen jatulisiin dolomiitteihin ja amfiboliliuskeisiin, lännessä lapponisiin ja jatulisiin kvartsiitteihin seka pohjoisessa granitoideihin. Vulkaniittien kontakti seka Kuusamon alueen liuskeisiin että lansipuolisiin metasedimentteihin on suurelta osin tektoninen. Vulkaniittijakson ja sen pohjoispuolisen granitoidialueen väliin on puristunut jatulisia metasedimentteja ja metavulkaniitteja, ja kontakti myös näihin on ilmeisesti tektoninen. Vulkaniittien kerrosturnisalusta ei ole paljastuneena tutkimusalueella. Sallan vulkaniittialue koostuu Suomen puolella päaasiassa vihrealiuskefasieksen olosuhteissa metamorfoituneista ultramafisista, mafisista, intermediaärisista ja felsisista metavulkaniiteista. Alueen länsiosassa esiintyy myös dolomiitteja ja karbonaattipitoisia metasedimentteja. Mahdollisesti samaan litostratigrafiseen yksikköön kuuluvia fylliitteja, mustaliuskeita ja jaspiliitteja on tavattu kairauksissa Aatsingin kylän alueelta, josta ko. liuskejakso jatkuu geofysi- kaalisten karttojen perusteella vulkaniittialueen lansireunaa seuraillen pohjoiseen. Sallan vulkaniittikompleksin alinta litostratigrafista muodostumaa edustanee vulkaniittialueen pohjoisosassa oleva mafisten laavojen ja pyroklastisten kivien yksikkö. Kivien suhde kompleksin intermediaarisiin ja felsisiin vulkaniitteihin on epaselvä, NW-SE-suuntaisen siirroksen erottaessa yksikön ylemmista muodostumista. Valtaosa vulkaniittialueesta koostuu intermediaarisista, mantelirikkaista laavoista. Massamaisten laavapatjojen paksuus on keskimäärin m, ja patjojen ala- ja ylaosissa on poikkeuksetta runsaasti manteleita. Pyroklastisia tai sedimenttisia välikerroksia ei ole tavattu. Sen sijaan alueen keskiosassa on muutamia satoja metreja paksu, felsisten laavojen muodostama kivilajiyksikkö, jota voidaan seurata lateraalisesti useita kymmeniä kilometreja. laavoien - Intermediäaristen paalle on kerrostunut sarja felsisia laavoja, tuffeja ja tuffiitteja. Sarjan alaosassa on paksuja, mantelipitoisia laavapatjoja, joiden paalle on purkautunut muutamia kymmeniä metreja paksu lapillil kidetuffikerros. Kerrossarjassa ylimpänä on heterogeeninen, vuorottelevien laavojen, pyroklastisten kivien ja selvästi kerroksellisten tuffiittien muodostama yksikkö. Felsisen kivilajiyksikön kokonaispaksuus on vulkaniit- tijakson pohjoisosassa muutamia satoja metreja; jakson

58 55 Salla AMFIBOLILIUSKE METAVULKANIITTI (VK 111) KVARTSIITTI 1 DOLOMIITTI FYLLIITTI, MUSTALIUSKE TYYNYLAAVA 1 FELSINEN METAVULKANIITTI SALLAN INTERMEDIAARINEN METAVULKANIITTI VULKANIITTI- KOMPLEKSI MAFINEN METAVULKANIITTI GRANIITTI ULTRAMAFINEN JUONI ALBIITTIDIABAASI SALLAN DIABAASI LIUSKEISUUS KERROKSELLISUUS POIMUAKSELI YLITYONTO RUHJE, SIIRROS TOPIN SUUNTA EKSKURSIOKOHDE Kuva 1. Sallan alueen geologinen kartta.

59 Salla Geologian tutkimuskeskus keskiosassa, missä tuffiittista materiaalia on runsaasti, muodostuma on ilmeisesti paksumpi. Felsisten kidetuffien päälle on paikoin kerrostunut ultramafisia, kerroksellisia tuffiitteja sekä mafisia/intermediaärisiä, variolirakenteisia tyynylaavoja. Näiden suhde litostratigrafiassa alempana oleviin vulkaniitteihin on epäselvä; mahdollisesti ne kuuluvat jo Sallan vulkaniittikompleksia nuorempiin muodostumiin. Sallan vulkaniittikompleksin intermediaarisiin ja felsisiin metavulkaniitteihin on tunkeutunut ultramafisia ja mafisia juonia, differentioituneita albiittidiabaaseja seka keskiproterotsooinen Sallan diabaasi, jonka ikä on noin 1.15 Ga. Seka Sallan metavulkaniitteja että sedimenttikivjä leikkaa Keski-Lapin graniittialueeseen kuuluva mikrokliinigraniitti. Taulukko 1. Sallan vulkaniittialueen pohjoisosan basalttien (1). Kalliovaaran basalttisten andesiittien (2) seka Siikaselan andesiittien (3) ja dasiittien (4) kemiallisia keskiarvokoostumuksia. Si02 (%) Ti AL F ~ ~ o ~ ~ MnO M ~ O CaO Na K P Summa Vulkaniittialueen länsipuolella, litostratigrafiassa sen ylapuolella, on lapponisia ja jatulisia metasedimentteja seka voimakkaasti poimuttunut, mafinen metavulkaniitti, joka vastaa Kuusamon alueen jatulista laakiobasalttia (Vihreakivimuodos- 1 = basaltit (17 anal.) 111; ks. sivu 63). Koostu- 2 = basalttiset andesiitit (10) mukseltaan vastaavaa, basalt- 3 = andesiitit (15) tista metavulkaniittia seka 4 = dasiitit (16) klastista, karbonaattipitoista jatulikvartsiittia on tavattu myös vulkaniittialueen pohjoispuolella, missä ko. liuskeet ovat todennäköisesti ja felsiset laavat vastaavat puristuneet vulkaniittikomp- koostumukseltaan lähinnä daleksin ja granitoidialueen siitteja (Taulukko 1). Felsiväliin. set kidetuffit ovat ryodasiitteja tai ryoliitteja. Sallan vulkaniittialueen poh- Ultramhfisten tuffiittien joisosan mafiset laavat ovat koostumus vastaa lähinnä kokemialliselta koostumuksel- matiittisia basaltteja; kortaan tholeiittisia basaltteja keahko Si02-pitoisuus johtu- (Taulukko 1; Kuva 2). Inter- nee epiklastisen materiaalin mediaaristen laavojen koostu- lisäyksestä. Myös tyynylaamus vaihtelee basalttisista vojen kemiallinen koostumus andesiiteista andesiitteihin, seiittynee kontaminaation

60 57 Salla FeO + FeiOa t- TiOz Kuva 2. Sallan vulkaniittialueen mafisten metavulkaniittien koostumuspisteet Jensenin kationidiagrammilla. ~au~ukko 2. Mäntyvaaran kivilajien kemiallisia keskiarvokoostumuksia. Si02 (%) Ti AL203t Fe MnO MgO CaO Na K P Summa avulla; mahdollisesti komatiittiseen primäärisulaan on sekoittunut tulokanavan ja/ tai kerrostumisalustan materiaalia. Alueen ultramafiset juonet ovat koostumukseltaan komatiitteja (Taulukko 2). Sallan vulkaniittikompleksin Cr (ppm) litostratigrafinen asema on Ni jossain määrin epäselvä, kos- Co ka kontaktit ovat tektonisia. sc Kemialliselta koostumuksel- V taan mafiset vulkaniitit vas-e Zr taavat lähinnä Savukosken La alueen Tuntsa-superryhman Mg- Sm tholeiitteja. Intermediaäri- Ba set ja felsiset metavulkanii- Sr tit muodostavat differentiaa- Rb tiosarjan, joka vastaa raken- Ta teeltaan ja koostumukseltaan Th seka Savukosken alueen ala- U lapponisia metavulkaniitteja Cs (ks. sivu 42, kuva 2) että (La/Sm)N Kuusamon alueen alinta vul- ~a~ , kaanista yksikköä (Vihreakivi muodostuma 1; ks. sivu 62). 1 = komatiittijuoni (9 anal.) 2 = tuffiitti (12) 3 = tyynylaava (7) 4 = mantelilaava (5) 5 = kidetuffi (11)

61 Salla Geologian tutkimuskeskus EKSKURSIOKOHTEET KOHDE 16. Siikaselka Siikaselan pohjoisrinteessa on paljastuneena intermediaaristen laavojen ja felsisen vulkaniittiyksikön kontakti. Kivilajien kulku on likimain N-S-suuntainen, ja ylikaantyneet laavakerrokset kaatuvat melko jyrkästi (50-8S0) itaan (Kuva 3). Alueen andesiittiset laavat muodostavat hyvin homogeenisen kivilajiyksikön, jossa ei ole tavattu felsisiä tai pyroklastisia valikerroksia. Laavat ovat vihertavänharmaita, hienorakeisia ja massamaisia; laavabreksioita tai muita virtausrakenteita ei ole tavattu. Yksittäisten laavavirtojen yläosassa on yleensä hartsi- ja plagioklaasimanteleita sisältävä kerros, jonka perusteella maaritetty laavapatjojen paksuus on muutamia kymmeniä - metrejä. Asultaan laavat ovat pilotaksiittisia tai porfyriittisia; hyvin hienorakeisessa, huopamaisessa perusmassassa on harvakseen (<10 %) mm pitkiä, syöpyneitä albiittihajarakeita. Perusmassa koostuu skelettimäisista albiittilamelleista, biotiittiutuneista amfibolisalöista seka kvartsista, epidootista ja titaniitista. Andesiittisten laavojen päalle on purkautunut yli sata metriä paksu, das fithnen laavapatja, joka edustaa -mlkaniittikompleksin felsisen vulkaniittiyksikön alinta muodostumaa. Andesiittista ja dasiittista laavayks ikköa erottaa muutamia kymmeniä sentteja paksu, voimakkaasti tektonisoitunut ja epidoottiutunut tuffikerros. Dasiittinen laava on tummanharmaata ja melko hienorakeista. Laavapatjan alaosassa erottuu harvakseen pieniä manteleita, keskiosa on sen sijaan täysin massamaista ja rakenteetonta. Patjan ylaosassa on kymmenkunta metria paksu, mantelirikas kerros, jossa hartsi- ja albiitti- taytteisten mantelien koko kasvaa kohti laavan ylakontaktia. Kontaktivyöhykkeessa suurimpien "mantelien" halkaisija on yli 10 cm, ja muutamiin onteloihin on kiteytynyt hartsikidesykeröita. Dasiittilaava on asultaan trakyyttista tai porfyriittista. Omamuotoiset ja syöpyneet albiittiliistakkeet ovat yleensä selvästi suuntautuneita, tekstuurin edustaessa Ande$iitti h F - - Sahkólinja & Korkeushayra Mantelipitoinen iaavahontakti - Maantie / 0 Topin suunta Rautatie Ad Tutkimusprofiili Kuva 3. Siikaseliin alueen geologinen kartta.

62 59 Salla laavan primaaria virtausrakennetta. Laavan mikrokiteinen perusmassa koostuu kvartsista, albiitista, epidootista ja biotiittiutuneesta amfibolista. Kemialliselta koostumukseltaan Siikaselan andesiittiset ja dasiittiset laavat ovat hyvin samankaltaisia (Taulukko 1). Jensenin kolmiodiagrammilla laavojen koostumuspisteet sijoittuvat tholeiittikenttaan (Kuva 4). MORBnormalisoidut alkuainejakautumat ovat yhteneväisiä, kivien ollessa rikastuneita kevyistä lantanideista (Kuva 5). Kondriittinormalisoidut La-pitoisuudet vaihtelevat Kuva 5. SiikaseLan andesiittien (harmaa) ja daandesiiteilla välillä siittien MORB-normaLisoidut alkuainejakaumat. ja dasiiteilla , keskimääräisten (~a/~m)~-suhteiden ollessa vastaavasti 3.7 ja 4.0. Yhtäläisyydet immo- KOHDE 17. Mantyvaara bilien alkuaineiden pitoisuuksissa seka REE-jakaumis- Mantyvaaran alueella on tutsa viittaavat sihen, että an- kittu felsisen vulkaniittiykdesiittiset ja dasiittiset sikön yläosaan kuuluvia kidelaavat ovat saman kantamagman tuffeja seka niiden päälle fraktioitumistuotteita. purkautuneita, mafisia tyynylaavoja ja ultramafisia pyroklastiitteja (Kuva 6). Likimain pohjois-etelasuuntaiset, ylikaantyneet kivilajiyksiköt kaatuvat melko jyrkästi (55-80 ) itaan. Tyynyrakenteiden perusteella maaritetty laavakerrosten topin suunta on länteen. Kuva 4. SiikaseLan andesiittien (x) ja dasiit- tien (+) seka KalLiovaaran basalttisten andesiittien (harmaa) koostumuspisteet Jensenin ka- Mantyvaaran lansirinteessä on paljastuneena massamaista, felsista lapillituffia, jonka vaaleanharmaalla rapautumispinnalla erottuu vaaleita, o 1-5 mm olevia lapilleja seka mm:n pituisia albiittikiteita. Muodostuman paksuus on noin sata metriä; itaan mentäessä kiveen ilmestyy mantelipitoisia, dasiittisia laavavalikerroksia.

63 Salla Geologian tutkimuskeskus Felsisten vulkaniittien paalle on purkautunut ultramafisten tuffien ja mafisten tyynylaavojen muodostama vulkaniittiseurue. Kivilajiyksiköitten välinen kontakti on voimakkaasti tektonisoitunut, joten sen luonnetta ei ole voitu selvittää. Kontaktivyöhykkeeseen on tunkeutunut myös mafinen ja ultramafinen juoni. Ultramafisissa tuffiiteissa erottuu yleensä selvä, pyroklastisen materiaalin raekoon vaihtelusta aiheutuva kerroksellisuus. Karbonaattipitoisten kerrosten rapautuminen aiheuttaa kivien rapautumispinnoille säännöllisiä syöpymärakenteita. Tuffiitit koostuvat pääasiassa mikrokiteisesta, nematoblastis-granoblastisesta amfiboli-albiitti-karbonaattimassasta, johon on kasvanut pieniä biotiittiporfyroblasteja. Karkeaklastisempien kerrosten lapilleissa on säilynyt nopean jäahtymisen aiheuttamia skelettirakenteita. Mafiset vulkaniitit ovat joko tyynylaavoja tai tyynybreksioita. Muutamia metrejä paksuja laavavirtoja erottaa tuffiittisesta tai hyaloklastisesta materiaalista koostuvat, slumping-rakenteiset valikerrokset. Yksittäisten tyynyjen läpimitta vaihtelee yleensä välillä cm, ja useissa tyynyissä erottuu kvartsitäytteinen keskusonte- 10 seka variolipitoinen reunaosa. Mikroskooppisesti tyynylaavat koostuvat mikrokiteisestä, vaihtelevasti suuntautuneesta amfiboli-kloriittimassasta, jossa erottuu pitkiä, epidoottiutuneita plagioklaasiskeletteja. Felsiset tuffit ovat kemialliselta koostumukseltaan ryodasiitteja tai ryoliitteja (Taulukko 2, sivu 57). fl J"~~~T1'TTINEN TYYNYRAKENNE TIE, fl ia$$!;t'nen LAAVABREKSIA / KAYRA 5 MG-BASALTTI TUFFI /TUFFIITTI CQO1 TUTKIMUSOJA 3 RYOLIITTI 0 TOPIN SUUNTA L-,') PALJASTUMA + Kuva 6. Wntyvaaran alueen geologinen kartta. Alueen tyynylaavat ovat sen sijaan kemialliselta koostumukseltaan poikkeuksellisia; korkea Cr-, Ni- sekä alhainen TiO2- ja REE-pitoisuus viittaavat komatiittiseen alkuperään. Tyynyissä esiintyvät variolirakenteet viittaavat magmassa tapahtuneeseen kontaminoitumiseen ja selittanevat analyysien verrattain korkean Si02-pitoisuuden. Jensenin diagrammilla laavojen koostumuspisteet sijoittuvat Mg-tholeiittien kent- tään (Kuva 7). Ultramafiset tuffiitit sijoittuvat samalla diagrammilla lähinnä komatiittisten basalttien kenttään. Melko korkea Si02- ja A1203-pitoisuus johtunevat epiklastisen materiaalin aiheuttamasta kontaminaatiosta.

64 Salla Ultramafinen juoni vastaa kemialliselta koostumukseltaan eri puolilta Sallan vulkaniittialuetta tavattuja, intermediäärisiä ja felsisiä vulkaniitteja leikkaavia komatiittijuonia. Kuva 7. Mantyvaaran alueen kivilajien koostu- muspisteet Jensenin kationidiagrammilla. Symbo- lit: o = komatiittinen juoni, T = tuffiitti, V = tyynylaava, x = mantelikivi, + = kidetuffi. KOHDE 18. Kalliovaara Kalliovaaran lounaisosassa on laaja paljastua-alue intermediaärisiä laavoja. Mantelirikkaiden kontaktivyöhykkeiden perusteella alueelta on voitu erottaa useita laavavirtoja. Viiden paallekkaisen laavapatjan paksuus vaihtelee metriin. Luodekaakkosuuntaisten laavakerrosten kaade on koilliseen. Kivien liuskeisuuden kaade on sen sijaan melko jyrkästi länteen. Alueen laavapatjojen rakenne on tyypillinen kaikille Sallan vulkaniittikompleksin eteläosan intermediaarisille laavoille. Yksittäisen laavapatjan alaosassa on muutamia metrejä paksu, hyvin runsaasti pieniä (< 5 mm) albiitti-epidoottimanteleita sisältävä kerros. Alaosassa esiintyy myös yleisesti runsasmantelisia laavafragmentteja, jotka edustanevat laavavirran huokoista, breksioitunutta kuorikerrosta. Laavapatjan keskiosa on massamaista, suuntautumatonta ja pai- koin lähes diabaasimaista. Laavavirran yläosassa kiveen alkaa ilmestyä pyöreämuotoisia, plagioklaasikehäisiä kvartsimanteleita, ja laavan ylakontaktissa on 1-2 metriä paksu kerros, jossa mantelit ova venyneet laavan virtauk- sen seurauksena. Mantelien keskimääräinen koko on n. 2 x cm, suurimpien halkaisijan ollessa cm. Suuret mantelit ovat usein tasapohjaisia, ja pohjan suunnan noudattaessa laavavirran yläpinnan suuntaa, manteleita on voitu kayt t5ä laavo jen kerrosasennon määrittämiseen. Kemialliselta koostumukseltaan laavat ovat basalttisia andesiitteja (Taulukko 1). Jensenin kationidiagrammilla niiden analyysipisteet sijoittuvat tholeiittisen ja kalkkialkalisen kentän rajalle (Kuva 4). Immobilien alkuaineiden jakautuma vastaa likimain Siikaselän andesiittisten laavojen jakamaa (Kuva 8). 0.t Kuva 8. Sr K Rb Ba Th Ta La P Zr Sm Ti Sc Cr Kalliovaaran basalttisten andesiittien MW-normalisoidut alkuainejakaumat.

65 62 KUUSAMON VULKANIITTITUTKIMUKSET Ahti Silvennoinen Kuusamon liuskealue rajautuu etelässä presvekokarjalaiseen (arkeeiseen) gneissikompleksiin ja luoteessa svekokarjalaiseen Keski-Lapin graniittikompleksiin. Idässä liuskealue ylittää Suomen itärajan (Kuva 1). Täten rajautuu karkeasti kolmionmuotoinen alue, jonka kyljet ovat noin 100 kilometria. Kuusamon liuskealueen muodostumat ovat varhaisproterotsooisia, ja metavulkaniitteja esiintyy neljällä eri tasolla stratigrafisessa leikkauksessa (Kuva 2). Alin vulkaaninen muodostuma, Vihreäkivimuodostuma 1, on purkautunut suoraan graniittigneissikompleksin päälle. Paikoin esiintyy korkeintaan muutaman kymmenen metrin vahvuinen pohjakonglomeraattikerrostuma osoittamassa tätä ensimmäisen asteen diskordanssia. Muodostuma alkaa yleensä vulkaanisilla breksioilla, joissa laavafragmenttien lisäksi esiintyy yleisesti graniittigneissifragmentteja. Fragmenttien joukossa tavataan lähellä itäraiaa ~aikoin runsaasti kvartsiporfhriä ja maasälpäporfyyriä, jotka osoittavat, että tähän - pääasiassa intermediäärisen vulkanismin vaiheeseen on liittynyt myös hapanta vulkanismia. Porfyyrifragmenttien zirkonit antavat noin 2405 miljoonan vuoden ikiä. Pääosa Vihreäkivimuodostuma 1 : stä koostuu laavoista, joissa mantelirakenteet ovat yleisiä. Koostumus on inter- mediäärinen ja muodostuman kokonaispaksuus vaihtelee ollen paksuimmillaan useita satoja metrejä. Muodostuman pääosa on aivan ilmeisesti syntynyt kuivissa olosuhteissa. Merkkejä veteen kerrostuneista osista tavataan vasta muodostuman yläosassa, jossa tuffiiteissa esiintyy kerroksellisuutta ja karbonaattipitoisuutta. Vihreäkivimuodostuma I:n alaosan vulkaaniset breksiat, jotka ovat syntyneet räjähdyskraateritoiminnan tuloksena, ovat johtohorisontin tavoin löydettävissä laajalla alueella Lapista Aäniselle. Lapissa ne luetaan Alalapponi-ryhmään ja Neuvostoliitossa Sumiin. Kerrossarja jatkuu Vihreäkivimuodostuma 1:stä serisiittikvartsiitilla, joka vaihettuu dolomiittipitoiseksi serisiittiliuskeeksi, ja se puolestaan kvartsiittiliuskeeksi. Tämä osa on transgressiivinen, ja sen päättää mafisten vulkaniittien purkautuminen. Noin 40 metriä paksu Vihreäkivimuodostuma II koostuu pienityynyisistä tyynylaavoista. Ohuudestaan huolimatta muodostuma on levinnyt hämmästyttävän laajalle alueelle. Sitä tavataan liuskealueen eteläosassa, itärajalta noin 60 kilometria länteen, ja pohjoisimmat havainnot ovat noin 40 kilometria eteläkontaktista. Vihreäkivimuodostuma 1I:sta alkaa regressiivinen kerrostuma hienorakeisia, vaihte-

66 63 Kuusamo levan koostumuksisia sedimenttikivia. Täma vaihe päättyy hyvin laajalle alueelle levittaytyneen Vihreakivimuodostuma 1II:n laakiobasalttien purkautumiseen. Noin metriä paksu muodostuma tavataan koko liuskealueella, ja pohjoisessa se jatkuu Sallan alueelle. Regressiivisen Silttimuodostuman yläosassa esiintyy kuivumisrakoja samoin kuin Vihreakivimuodostuma 1II:n paal- 1a olevissa sedimenteissa. Laavapurkaukset ovat siis ainakin pääosin tapahtuneet kuivalle ja erittäin tasaiselle maalle. Vihreäkivimuodostuma 1II:n paalle on kerrostunut paksu sarja kvartsiitteja (Rukatunturin kvartsiittimuodostuma) ja dolomiittia (Dolomiittimuodostuma). Tämän, kokonaisuudessaan transgxessiivisen sarjan, ylaosa on tyypillinen ortokvartsiitti-dolomiittiassosiaatio, joka on Yläjatulitai Merijatuli-nimisenä stratigrafisena yksikkönä seurattavissa Pohjois-Suomessa ja Itä-Karjalassa Suomen ja Neuvostoliiton alueilla. Dolomiittimuodostuman paalle on Kuusamon liuskealueella kerrostunut mafisia tuhkia (Amfiboliliuskemuodostuma), joiden yhteydessä tavattavat mustaliuske- ja dolomiitti- kerrokset antavat olettaa, että vulkanismi tapahtui syvän meren olosuhteissa. Amfiboliliuskemuodostuma koostuu kerroksellisista, usein kerrallisista tuffeista ja tuffiiteista. Ne ovat metamorfoituneet paikoin suurikiteisiksi sadekiviliuskeiksi. Täma on Kuusamon liuskealueen ylin muodosturna nybisessa leikkauksessa, joten aivan sen ylaosissa tavattavien kiilleliuskeiden kuulumista Kaleva-ryhmään ei voida varmuudella osoittaa. Vertailu Kemin liuskealueelle antaa kuitenkin olettaa, että näin olisi. Ennen Kuusamon liuskealueen poimuttumista Svekokarelidisessa orogeniassa ja svekokarelidisten graniittien syntymistä kerrossarjaan tunkeutui yleensä kerrosmyötaisina silleina emaksista magmaa. Nämä albiittidiabaaseiksi ni- mitetyt, differentioituneet intruusiot kiteytyivät zirkoni-ikaysten perusteella noin 2050 miljoonaa vuotta sitten. KIRJALLISUUTTA Silvennoinen Ahti, On the stratigraphic and structural geology of the Rukatunturi area, northeastern Finland. Bull. Conun. geol. Finlande 257.

67 Kuusamo Geologian tutkimuskeskus 64 opas 23

68 Kuusamo Skaala (m) LEIKKAUS KIVILAJIYKSIK~T Muodostumien paksuus (m) s-osa N-osi I > 250 -RUKATUNTURIN KVARTSIITTIM. -m v v v v v EIY -MAFISTA INTRUSIIVIKIVEA (vahva osa ekstrusiivista) LITOLOGISET SYMBOLIT m 3 p - q 4 r + 5 PA6. Kuva 2. Kuusamon alueen stratigrafinen leikkaus. 1) saamilainen graniittigneissikompleksi 2) pohjakonglomeraatti 3) vulkaaninen breksia 4) mafinen ja intermediäärinen vulkaniitti 5) serisiittikvartsiitti 6) arkoosikonglomeraatti 7) serisiittiliuske 8) kvartsiittiliuske 9) vaihtelevaa arkoosista, fylliittista ja dolomiittista, hienorakeista liusketta 10) ortokvartsiitti 11) Dolomiitti (A) ja dolomiittivälikerros (B) 12) amfiboliliuske 13) mustaliuske 14) pohjakontakti

69 Kuusamo Geologian tutkimuskeskus EKSKURSIOKOHTEET KOHDE 19. Maaninkajoki Maaninkajoen varressa on runsaasti Vihreakivimuodostuma 1II:n mafisia vulkaniitteja. Koska muodostuma koostuu pääosin homogeenisista, paikoin karkearakeisista laavoista, ei vulkaanisia rakenteita yleensa ole nahtavissa. Laavapatjojen kontakteissa esiintyvät, ohuet mantelikivikerrokset ovat yleensa paljastumattomia, koska ne ovat pehmeämpina kuluneet syvemmälle. Rukatunturin kvartsiittimuodostuman alaosan karbonaattipitoiset kerrokset ovat tämän alueen korkeahkosta metamorfoosiasteesta johtuen uudelleenkiteytyneet karkeiksi, karsimaisiksi kiviksi. Skapoliittia esiintyy alueella yleisesti. KOHDE 20. Kutkunlampi Kutkunlammen kohteella on kivilajina Arnfiboliliuskemuodostuman yläosan tuffiittia. KOHDE 21. Viipus Kohde on albiittidiabaasin lavistava maantieleikkaus, jossa diabaasin differentioituminen on selvästi nahtavissa; albiittirikkaimmat osat ovat keskellä intruusiota. Kerrosmyötainen diabaasi on tunkeutunut Rukatunturin kvartsiittimuodostuman alaosaan, aivan Vihreäkivimuodos- tuma 1II:n kontaktin laheisyyteen. Intruusio havaitaan samassa stratigrafisessa asemassa koko Rukatunturin synkliinin alueella. KOHDE 22. Kivisuo Kivisuon kohde käsittää Vihreakivimuodostuma I:n laavoja. KOHDE 23. Petajavaara Petajavaaran kohteessa on 1apileikkaus Vihreakivimuodostuma 1I:sta. Alapuolella on Kvartsiittiliuskemuodosturnan ylaosaa, joka vaihettuu tuffiittien kautta mafiseksi tyynylaavaksi. Kohteella nahdaan rajahtaneita tyynyja ym. Vihreakivimuodostuma 1I:n yksityiskohtia. KOHDE 24. Rukatunturi Rukatunturin kvartsiittimuodostumaa tarkastelaan tunturin huipulla. Ylin osa on lasimaista ortokvartsiittia, mistä syystä korkeimmat huiput osoittavat selkeästi poimurakenteen Rukatunturista pohjoiseen. Keskellä synkliinia sijaitseva amfiboliliuske on kohteena synkliinin pohjoispaassa, Konttaisen laheisyydessä. Kerroksellisessa ja kerrallisessa tuffissa on nahtavissa myös kalkkikivikerroksista syntyneitä konkreetioita.

70 PERÄFOHJAN VUURANIITTITUTKIMUKSET Vesa Perttunen Perapohjan alueen geologiset yksiköt ovat Pudasjärven graniittigneissikompleksi, Perapohjan liuskealue ja liuskeita leikkaavat syväkivet (Kuva 1). Pudasjärven arkeeisten ortoja paragneissien yhteydessä on sulkeumina ja laajempinakin alueina amfiboliittia ja sarvivalkegneissia, jotka ovat mahdollisesti vulkaanisperaisia. Kemialliselta koostumukseltaan ne ovat tholeiittisia basaltteja ja andesiitte ja. Perapohjan liuskealueella tavataan kolme erillista, varhaisproterotsooista vulkaanista muodostumaa. Sompujarven muodostuman konglomeraatit, kvartsiitit ja siltit erottavat alhaisena olevan Runkauksen vulkaanisen muodostuman alustana olevasta graniittigneissikompleksista ja kerrosrakenteisista intruusioista. Runkauksen muodostuma koostuu liuskealueen kaakkoisreunalla 2-5 paallekkaisesta, kuivalle maalle purkautuneesta laavapatjasta. Patjojen pintaosat ovat mantelirakenteiset. Liuskealueen eteläkärjessä ja myös sen sisällä on karkeita, pyroklastisia, Runkauksen muodostumaan kuuluvia vulkaniitteja. Runkauksen muodostuman vulkaniittien päällä on yli kilometrin vahvuinen Kivalon kvartsiittimuodostuma, jonka puolestaan peittää kymmenistä paallekkaisista, kuivalle maalle purkautuneista laava- patjoista koostuva Jouttiaavan vulkaaninen muodostuma. Näidenkin patjojen pintaosissa on mantelirakennetta. Jouttiaavan muodostuman ikä on Sm-Nd-menetelmällä noin 2090 Ma (Huhma, 1986). Jouttiaavan laavojen päällä on ohut, pääosin ortokvartsiitteja sisältävä Kvartsimaan muodostuma. Sen ylapuolella on kerroksellisista tuffiiteista koostuva, veteen kerrostunut Tikanmaan vulkaaninen muodostuma. Tikanmaan tuffiittien paälla ovat matalaan mereen kerrostuneet Rantamaan muodostuman dolomiitit ja kvartsiitit seka ylimpänä Martimon muodostuman syvän merialtaan turbidiittiset fylliitit ja kiilleliuskeet. Kivalon muodostumassa ja sen alapuolella on differentioituneita, gabro-wehrliittiassosiaatioon kuuluvia kerrosjuonia, joiden zirkonien ikä on noin 2150 Ma (Sakko, 1971). Kaikkia Perapohjan liuskeita leikkaavat noin 1890 Ma Vanhat Haaparantasarjan granodioriitit ja montsoniitit seka Ma ikäiset, Keski-Lapin graniittialueeseen kuuluvat mikrokliinigraniitit. Kemin eteläpuolen merialueella on syeniittia, joka koostuu pertiittisesta alkalimaasalvasta, magnetiitista, alkalipyrokseenista ja -amfibolista. Syeniitin ikää ei tiedetä.

71 Peräpoh j a Geologian tutkimuskeskus QI HELSINKI u 25O30' PLUTONISIA KIVIA (_ MARTIMON MUODOSTUMA KIVALON MUODOSTUMA RUNKAUKSEN MUODOSTUMA ( RANTAMAAN MUODOSTUMA KERROSRAKENTEISIA INTRUUSIOITA TIKANMAAN MUODOSTUMA ~R~NllTTlGNElSSiKOMPLEKSI JOUTTIAAVAN MUODOSTUMA Kuva 1. Peräpohjan alueen geologiset yksiköt.

72 Perapoh ja Runkauksen muodostuman vulkaniitit ovat tholeiittisia basaltteja ja andesiitteja. Varsinkin K, Ba, Rb, Th ja La ovat rikastuneet, Ta ja P köyhtyneet valtamerten keskiselänteiden laavoihin (MORB) verrattuna (Kuva 2). Nämä piirteet viittaavat mantereisen kuoren aiheuttamaan kontaminaatioon. Keveät lantanidit ovat selvasti rikastuneet raskaisiin lantanideihin verrattuna. Myös Jouttiaavan laavat ovat tholeiittisia basaltteja. MORB-normalisoidulla diagrammeilla La, Sm, P ja Ti ovat köyhtyneet (Kuva 2). Lantanidien jakauma on tasainen tai nouseva ja taso alhainen. Jouttiaavan laavat ovat syntyneet fraktioituneesta, köyhtyneestä ylävaipasta peräisin olevasta materiaalista. A A Runkauksen muodostuma (n= 24) A Jouttiaavan rnuodostuma (n = 118) Tikanmaan muodostuman tuffiitit ovat kemiallisesti Jouttiaavan laavojen tapaisia, joskin tuhkaan sekoittuneen sedimenttisen aineksen johdosta analyysien hajonta on suurempi. Lantanidien jakauma on tasainen. Gabro-wehrliiteissa kevyet lantanidit ovat selvasti rikastuneet. Perapohjan liuskeiden kerrostuminen alkoi kratonille. Runkauksen muodostuman vulkaniitit ovat syntyneet kontaminoituneesta magmasta. Myöhemmin, kratonin riftiytymisen edistyessä, purkautui laavoja, jotka ovat MORBtyyppisiä ja peräisin köyhtyneestä vaipan yläosasta. Vulkaanisten muodostumien valiin ja paalle kerrostuneet sedimentit ovat syntyneet mantereelle tai matalaan mereen mantereen reunalle. Ylimpänä oleva Martimon muodostuma on syntynyt syvään merialtaaseen. Mitään merkkejä merellisen kuoren esiintymisestä ei ole näkyvissä. Perapohjan liuskeiden läpi tunkeutui poimuttumisen yhteydessä kalkkialkalista magmaa muodostaen Haaparantasarjan syvakivet ja juonet, mutta tähän vaiheeseen liittyvää kalkkialkalista vulkanismia ei ole todettu. Kuva 2. Runkauksen ja Jouttiaavan muodostumien Laavojen kemiallisten koostumusten keskiarvojen MORB-normalisoidut alkuainejakaumat.

73 Perapoh j a Geologian tutkimuskeskus KIRJALLISUUTTA Huhma, H Sm-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence for the origin of the early Svecokarelian crust in Finland. Geol. Survey Finland, Bull., 337, 48 s. Huhma, H., Cliff, R.A., Perttunen, V. ja Sakko, M., (painossa). Sm-Nd and Pb isotopic study of mafic rocks associated with early Proterozoic continental rifting: the Perapohja schist belt in northern Finland. Contr. Miner. Petrol. Perttunen, V., On the Proterozoic stratigraphy and exogenic evolution of the Perapohja area, Finland. Geol. Survey Finland, Bull. 331, s Perttunen, V., Geochemistry of Karelian mafic ef- fusive rocks in the Perapohja area, NW-Finland. Proceedings of the Finnish-Soviet symposium held in Petrozavodsk 19-27th August, 1985 s Perttunen, V., Pudasjärven graniittigneissikompleksin luoteisosan mafiset juonet. Geologian tutkimuskeskus, Tutkimusraportti 76, S Perttunen, V., (painossa). Perapohjan alueen vulkaniitit. Geologian tutkimuskeskus, Tutkimusraportti. Sakko, M., Varhais-karjalaisten metadiabaasien radiometrisia zirkoni-ikia. Geologi 23, s

74 71 POHJOIS-POHJANMAAN WJLKANIITTITUTKIHUKSET Mikko Honkamo Pohjois-Pohjanmaan kallioperän pääyksiköt ovat pohjagneissikompleksi, Pohjois- Pohjanmaan liuskealue, svekokarelidiset plutoniitit ja Muhoksen muodostuma (Kuva 1). Pohjagneissialueen arkeeisten orto- ja parageissien yhteydessä esiintyy muutamia pienialaisia ja epäyhtenäisiä vulkaniittiyksiköitä. Gneissialueen vulkaniitit ovat kemialliselta koostumukseltaan tholeiittibasaltteja. Pohjois-Pohjanmaan liuskealueen sedimentit ja vulkaniitit ovat kerrostuneet varhaisproterotsooiseen sedimentaatioaltaaseen. Vulkaniitit ovat veden alla purkautuneita tholeiittibasaltteja. Vulkaanista vaihetta edelsi ja seurasi kilometrien vahvuisten turbidiittisten grauvakoiden kerrostuminen. Ensimmäisessä vulkaanisessa vaiheessa syntyi laavoja, pyroklastisia ja vulkaniklastisia kiviä, joiden koostumus vastaa fraktioitunutta tholeiittibasalttia. Samaan ympäristöön kerrostui distaa- KIRJALLISUUTTA Honkamo M., Geochemistry and tectonic setting of early Proterozoic volcanic rocks in Northern Ostrobothnia, Finland. Julkaisussa: Pharaoh, T.C., Beckinsale, R.D. & Rickard, D. (eds), Geochemistry and mineralization of Proterozoic volcanic Suites. Geological Society Special Publication No. 33, S liturbidiitteja, mustaliuskeita, rautamuodostumia ja dolomiitteja. Tätä vaihetta edustavat Vepsän ja Haukiputaan muodostumien vulkaniitit. Vulkanismin päävaiheessa syntyivät Pyyraselän, Martimojoen ja Kiimingin vulkaniittimuodostumat. Nämä ovat paksuja ja laaja-alaisia, massamaisista ja tyynylaavoista koostuvia kerrostumia. Niiden paaalkuainekoostumus on unimodaalinen ja tyypiltään primitiivisempi kuin Vepsän ja Haukiputaan vulkaniiteilla (Kuva 2). Hivenaineiden ja harvinaisten maametallien pitoisuudet ovat samankaltaiset kuin valtameriselänteiden basalteilla (MORB; Kuva 3). Pohjois-Pohjanmaan liuskealueen geologinen sijainti, sedimentaatio ja vulkaniittien kemialliset ominaispiirteet osoittavat, että liuskeiden kerrostumisymparistö oli kratoniseen tai epikratoniseen murrosvyöhykkeeseen syntynyt sedimentaatioallas. Honkamo M., (painossa), Pohjois-Pohjanmaan vulkaniitit. Geologian tutkimuskeskus, Tutkimusraportti 89. Kähkönen Y., Mattila, E. & Nuutilainen, J., A revision of Proterozoic- Archean boundary of the Northern Bothnian schist belt with a discussion of the geochemistry of related basic metavolcanics. Bull. Geol. Soc. Finland 58, Part 1,

75 Pohjois-Pohjanmaa Geologian tutkimuskeskus 72 I T Y S L E G E N D LITOSTRATIGRAFISET YKSIKÖT LITHOSTRATIGRAPHIC UNITS Muhoksen savikivimuodostuma (MSM) Muhos Claystone Formation Svekokarjalaiset plutoniitit (SKP) Svecokarelidic plutmic rocks Haukiputaan muodosturna (HM) Haukipudas Formation Ylikiimingin grauvakkamuodostuma (YGM) Ylikiiminki Greywace Formation -:?..'\ %,.. a Koitelin kvartsiittimuodostuma (KKM) Koiteli Quartzite Formation Kiimingin vulkaniittimuodostuma (KVM) Kiirninki Volcanic Formaw,. Y Martirnojoen vulkaniittimuodostuma (MVM) Martimojoki Volcanic Formation Pyyraselan vulkaniittimuodostuma (PVM) Pyyraselka Volcanic Forrnation Vepsän muodostuma (VM) Vepsa Formation Vuoton grauvakkamuodostuma (VGM) Vuotto Greywacke Formation Utajarven konglomeraattimuodosturna (UKMI Utajärvi Conglomerate Formation Pohjagneissikompleksi Basement Complex Ylityöntö Thrust Kuva 1. Pohjois-Pohjanmaan litostratigrafinen kartta

76 73 Pohjois-Pohjanmaa a KllMINK,. HAUKIPUDAS n = 31 PY YRASELKA MARTIMOJOKI, = '157 Kuva 2. Pohjois-Pohjanmaan rnetavulkaniittien Tio2 vs. Mg-Luku -diagrammi KIIMINKI + MARTIMOJOKI is--fj A HAUKIPUDAS 0.4 Sr K Rb BaTh Ta La P Zr Sm Ti Sr Cr Kuva 3. Pohjois-Pohjanmaan Laavojen keskimääraisiä, MORB-normalisoituja alkuainejakaumia.

77 74 TAKA-LAPIN VULKANIITTITUTRIMUKSET Reino Kesola Taka-Lapin metavulkaniitteja (amfiboliitteja) ja niihin liittyviä gneisseja on tutkittu Silisvarri-sevettijärven, Kuorboaivin ja Surnujärven alueilla (Kuva 1). Naiden vulkaniittijaksojen valiset alueet ovat hyvin peitteisia, ja syvakivet ovat siellä usein vallitsevina kivilajeina. Silisvarri-Sevettijarven ja Surnujarven vulkaniittien valissa on Vainospään graniitti, jonka ikä on 1.79 Ga. Silisvarri-Sevettijärven ja Kuorboaivin vulkaniittien valissa on laajoja, peitteisia alueita, jotka ovat hyvin selektiivisesti paljastuneita. Kulutusta kestävät kvartsi-maasalpagneissit ovat hyvin paljastuneita, mutta syvakairauksissa on todettu, että ne edustavat vain voimakkaammin rapautuneiden, peitteisten vulkaniittien valikerroksia. Vulkaniittien kerrostumisalustaa etsittäessä löydettiin Sevettijarven Ahvenselasta konglomeraatti, jonka paalla ovat Silisvarri-Sevettijarven vulkaniitit. Konglomeraatin alla on graniittigneissia/monzodioriittia. Konglomeraatin palloina on graniittigneissia ja iskoksena vulkaanista alkuperää olevaa materiaalia. Syväkivipalloja on jopa itse vulkaniitissa. Vulkaniittien ja graniittigneissin kontaktia voitiin seurata aeromagneettisten karttojen avulla; graniittigneissit ovat epamagneettisia, mutta vulkaniiteissa on sen sijaan runsaasti anomalioita, jotka johtuvat happamien vulkaniittien magnetiittipirotteesta. Vulkaniittien ylä- ja alakontaktln luonteen selvittämiseksi Silisvarrin alueella kairattiin vulkaniittien kontaktien läpi. Ylakontaktissa vaihtelivat vuorokerroksin emaksiset vulkaniitit (amfiboliitit) ja kvartsi-maasalpagneissit. Alakontakti on terävä, muistuttaen Ahvenselan vulkaniittien ja graniittigneissin välistä kontaktia, jossa graniittigneissin ja vulkaniittien valissa on muutaman senttimetrin paksuinen rapautumiskuori. Tahan kontaktiin ei liity konglomeraattia. Silisvarri-Sevettijarven ja Surnujarven alueiden vulkaniiteilla on samanlaisia stratigrafisia piirteitä. Surnujarvella vulkaniitit kiertävät samantyyppistä, doomimaista graniittigneissia kuin Sevettijarven alueen vulkaniitit, ja emaksisten vulkaniittien valissa on myös kiilleliuskevalikerroksia. Kuorboaivin vulkaniitit ovat niin peitteisella alueella, ettei kivilajien suhdetta toisiinsa ole pystytty selvittämään. Eri alueiden vulkaniittien kemiallisia koostumuksia on verrattu toisiinsa. TAS-diagrammilla (alkalit vs. SiO2) kaikkien alueiden amfiboliitit ovatbasaltteja, andesiittisia basaltteja seka andesiitteja. Happamat vulkaniitit ovat koostumukseltaan ryoliitteja. Dasiittiset vulkaniitit puuttuvat. AFMdiagrmmilla voidaan erottaa eri alueiden vulkaniitteja toisistaan. Kuorboaivin vulkaniitit ovat kalkkialkali-

78 Taka-Lappi sia. Silisvarri-Sevettijärven ja Surnujarven vulkaniiteista osa on tholeiittisia, osa kalkkialkalisia. MgO-FeOtot- Al2O3 -diagrammilla Kuorboaivin vulkaniittien koostumuspisteet sijoittuvat orogeniakenttään. Silisvarri-Sevettijarven ja Surnujarven vulkaniittien koostumuspisteet ovat samalla diagrammilla mantereisten ja orogeenisten vulkaniittien kentässä. Vulkaniiteista tai niitä leikkaavista kivista ei ole tehty ikämaarityksia. Gneisseja on kuitenkin kahta eri ikäistä: vulkaniittien alla ovat vanhimmat gneissit, joita leikkaa Pirivaaran graniitti ( 2.6 Ga). Vulkaniitteihin liittyy myös näitä nuorempia gneisseja, jotka ovat sedimentoituneet yhdessä vulkaniittien kanssa samassa vulkaanis-sedimenttisessa sykkelissa. ULTRAMAFIITTI / ULTRAMAFIITTIPAHKU METABASALTTI -ANDESIITTI / MANTELIKIVI 1 A~~LOMERAATTI GRANIITTI (VAINOSPAA 179 MA ) KONGLOMERAATTI GABRO / DIORIITTI (193 Ma ) IX,X] MIGMATIITTI n TONALIITTI / GRANODIORIITTI [Ly3 GRANIITTI (PIRIVAARA 2 60 Ma ) PARA- JA ORTOGNEISSI 1 KIISULIUSKE, KARSI GRANAATTI-STAUROLIITTI KIILLEGNEISSI JA HAPPAMIA VULKANIITTFJA 17'jl GRANIITTIGNEISSI / GRANIITTI /' SIIRROS / RUHJE 0 METARYOLIITTI Kuva 1. Silisvarri-Sevettijarven alueen geologinen kartta.

79 76 PETSAMON FERROPIKRIITTIEN PETROLOGIAN ONGELMIA Eero Hanski Petsamon vyöhykkeen Kolas- dotiitista vähintään noin 8 joki- ja Pilgujärvi-sarjoissa GPa paineessa (Kuva 1). Olisekä Imandra-Varzugan vyöhyk- viinin laajamittainen frakkeen Tominga-sarjassa tavat- tioituminen selittäisi my6s tavat ferropikriitit ovat ferropikriittien korkean vulkaanisia kiviä, jotka rautapitoisuuden, mutta se esiintyvät massiivisina laa- on ristiriidassa ferropikvoina, tyynylaavoina, paksui- riittien korkean Ni-pitoina, differentioituneina laa- suuden kanssa, ellei lähtövoina sekä tuffeina. Niiden materiaalilla ole ollut kemiallisen koostumuksen tyy- poikkeuksellisen korkeaa Nipillisiä piirteitä ovat kor- pitoisuutta. Koska residuaakea MgO-, (> 14 %) ja liin jäänyt pyrooppinen gra- Ti02-pitoisuus ja alhainen naatti ei siten näytä olevan Al203-pitoisuus seka selvästi syynä keveiden lantanidien korkeampi ~a/yb-suhde ja al- rikastumiseen, lähtömaterihaisempi ~l/sc- ja SC/Y~- aalilla on täytynyt olla suhde kuin kondriiteilla. korkea ~a/~b-suhde. Ferropikriittien erikoinen koostumus on vaikea selittaa petrologiassa yleisesti käytetyillä standardimalleilla. Jos oletamme, että purkautuneet magmat ovat primaarimagmoja, niiden korkea rautapitoisuus vaatii huomattavasti korkeampaa lähtöaineksen rautapitoisuutta kuin esim. pyroliittisessa ylävaipassa on laskettu olevan. Lantanidien f raktioituminen voitaisiin selittaa residuaaliin jäävän granaatin vaikutuksella. Pikriittien alhainen Al203- pitoisuus Mg0:n ja Fe0:n määrään nähden eliminoi kuitenkin mahdollisuuden, että sula olisi ollut tasapainossa yhtä aikaa oliviinin ja granaatin kanssa kohtuullisissa paineissa. Pikriittien analyysit sijoittuvat kuvassa 1 selvästi kokeellisten tutkimusten perusteella lasketun Ol+Gtkyllaisyyskayran alapuolelle. Jos oletamme, että ferropikriitit ovat ennen purkaustaan käyneet läpi huomattavan oliviinin fraktioitumisen, on mahdollista, että ne ovat segregoituneet granaattiperi- Ylävaipan rikastuminen keveistä lantanideista ja muista incompatible-alkuaineista selitetään usein alkalisten MgO + KD x FeO (cat. prop.) Kuva 1. Ferropikriittien analyysejii HgO+KD*FeO vs. AL203 -diagramilla.

80 Petsamo fluidien tai sulien aiheuttamalla metasomatoosilla, johon voi liittya myös päaalkuaineiden (esim. Fe,Tf) muutoksia (esim. <1>). Metasomatoosi selittää useita ferropikriittien kemiallisia ominaisuuksia, mutta ei kuitenkaan kaikkia, kuten alhaista ~l/sc-suhdetta. Tässä suhteessa ferropikriitit muistuttavat Al-köyhiä komatiitteja ja meimechiittejä, joilla on useista muista primaarimagmoista poikkeava Al-Se-Yb-systematiikka (Kuva 2). Kuten kuva 2 osoittaa, useimmat primaarimagmat ovat peräisin yhden tai useamman sulamisprosessin kautta ylävaipasta, jolla on kondriittiset refraktoreiden litofiilisten alkuaineiden suhteet. ferropikriitit. Al-köyhät kornatiitit, rneimechiitit 0, 1 I 1 I l Kuva 2. Primaarimagmojen ja vaipan ksenoliittien analyysejii Sc/Yb vs. AL/Sc -diagrammilla. Sc 1 Yb MgO (cat. prop.) Kuva 3. SuLan tiheyteen ja ~Liviinisulefaasitasa- - painoon perustuvat maksimipaineet ferropikriittisille mallikoostumuksille. Ferropikriittien lähtömate- viinin, pyrokseenien tai pyriaalilla on ollut kondriit- rooppisen granaatin fraktioitista pienempi ~l/sc-suhde, tumisen kautta. Mahdollinen tai suhde on pienentynyt jon- mineraali on majoriittigrakin muun mineraalin kuin oli- naatti, joka on stabiili faasi vaipassa GPa paineessa <2,3>. Koska ferropikriittisellä sulalla on korkea tiheys ja sillä on suurempi kokoonpuristuvuus kuin oliviinilla, paineen kasvaessa tarpeeksi sulan tiheys tulee suuremmaksi kuin sen kanssa tasapainossa olevan oliviinin tiheys, eikä sulan segregaatiota voi enää tapahtua. Kuvaan 3 on laskettu tällä perusteella maksimipaine Pmax(D) eri ferropikriittisille mallikoostumuksille. Samoin kuvaan on merkitty maksimipaine Pa(F) joka perustuu kemialliseen oliviini-sulafaasitasapainoon. Nämä maksimipaineet leikkaavat 7-8 GPa:n paineessa, eli MgO-rikkaimmillakin mallikoostumuksilla segregaatiopaine on voinut olla korkeintaan 7-8 GPa. Näin ollen, jos majoriittigranaatti on syynä ferropikriittien alhaiseen A~/SC-suh-

81 Petsamo Geologian tutkimuskeskus teeseen, sen fraktioitumisen vaikutus on tapahtunut pikriittien lähtömateriaalin evoluution aikana (vrt. <4>). Kuvassa 4 on verrattu ferropikriittisen sulan tiheyttä Petsamon alueen stratigrafisten yksiköiden tiheyksien painotettuihin keskiarvoihin, jotka on laskettu supersyvästa reiästä mitattujen kivien tiheyksistä <5>. Arkeeiset gneissit ovat selvästi keveämpiä kuin ferropikriitti- nen sula, mikä tekee ongelmalliseksi ko. sulan purkautumisen gneissien lävitse. Selityksenä voi olla, että ferropikriittien purkautuessa Petsamon rift-vyöhykkeen avautumisen johdosta syntyi merellistä kuorta, mihin viittaa myös assosioituneiden basalttien M0RB:a muistuttava kemismi. Vaihtoehtoisesti ferropikriittisen sulan tiheys oli laskettua pienempi johtuen suuresta volatiilien määrästä. Tiheys ( g 1 cm3) KIRJALLISUUSVIITTEET <1> Menzies, M.A., Hawkesworth, C.J. (Eds.) (1987). Mantle Metasomatism. Academic Press. <2> Ohtani, E. (manuscript, submitted to Precarnbrian Res.). <3> Takahashi, E., Ito, E. (1987) In: High-Pressure in Mineral Physics. Terrapub. <4> Herzberg, C. et al. (1988). Nature, 322, <5> Vernik, L.I. et al. In: The Kola Superdeep Well, Springer Verlag. Kuva 4. Ferropikriittisen sulan tiheys verrattuna Petsamon alueen stratigrafisten yksiköiden painotettuihin keskiarvotiheyksiin.

82 GTiC Villi-Suomen aluetoimisto Kiqiaste PL Kuopio TcleFax: Q ISBN ISSN X